蘇成鵬，李蓉，石國山，賈霍甫，宋曉波

（中國石油化工股份有限公司西南油氣分公司勘探開發(fā)研究院，成都 610041）

0 引言

灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律是地質歷史時期一類常見的碳酸鹽巖垂向層序結構類型，因其具有規(guī)律性的巖性變化組合特征而受到研究者的廣泛關注[1-6]。在韻律性地層序列中，灰?guī)r和泥灰?guī)r僅具有描述性意義，不代表其具體的 CaCO3含量[7-11]。根據形貌特征將灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律分為層狀、順層連續(xù)串珠狀、順層斷續(xù)串珠狀和雜亂狀等類型，其中順層斷續(xù)串珠狀和雜亂狀灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層稱為眼球狀石灰?guī)r或瘤狀石灰?guī)r[12-18]。上述4種形貌特征的灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律在四川盆地及周緣中二疊統茅口組一段（簡稱茅一段）均有發(fā)育，并以順層斷續(xù)串珠狀和雜亂狀較為常見?；?guī)r與泥灰?guī)r組分的差異反映了因氣候變化而導致的原始沉積物類型和環(huán)境發(fā)生改變的特征[19]，連續(xù)的韻律性沉積記錄是研究軌道驅動的高精度旋回地層學的良好載體[20-21]。然而，由于碳酸鹽巖沉積與成巖過程的復雜性，成巖作用同樣可以形成灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律[5,22-23]，如華南地區(qū)中二疊統灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律即為成巖作用主導所形成的[9-10, 17]。

長久以來，四川盆地茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層中的泥灰?guī)r通常被視為一套碳酸鹽巖烴源巖，少有針對性地對其開展儲集層研究，因而成為勘探盲區(qū)。近年來，受頁巖油氣勘探的啟發(fā)，經過探索，四川盆地 JS1、YH1、TT1、DS1、JH1等井在茅一段試獲工業(yè)氣流，表明其作為烴源巖的同時，還可作為有效的儲集層，且分布規(guī)模大，因而具有較大的勘探潛力。目前關于茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律儲集層特征及成因機制研究還相當薄弱?；诓煌臉悠贩治?，蘇成鵬等[24]研究認為灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層的基質溶孔是主要的儲集空間，而胡東風等[25]認為滑石收縮縫為主要的儲集空間，認識存在分歧。此外，盆地內不同區(qū)域灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層的產氣層段和直井測試產量具有明顯差異。鑒于此，有必要結合灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律最新研究成果對茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律儲集層開展對比分析，為四川盆地茅一段致密碳酸鹽巖氣藏下一步勘探提供可靠依據。

1 區(qū)域地質背景

二疊紀（距今252～299 Ma），華南克拉通位于赤道附近，將泛大洋和古特提斯洋隔離，其東側為泛大洋，西側為古特提斯洋[26]，由兩個相互碰撞的板塊（揚子板塊和華夏板塊）和兩個深水盆地（江南盆地和右江盆地）組成[27]。揚子板塊被廣為分布的淺水碳酸鹽沉積物覆蓋，為構造穩(wěn)定區(qū)。華南地區(qū)中二疊統灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層分布規(guī)律統計結果顯示[17]，灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層從淺水環(huán)境至深水環(huán)境均有分布，主要分布于水深0～50 m的碳酸鹽臺地（緩坡）和50～200 m的陸棚環(huán)境，而水深大于200 m的深水盆地環(huán)境極少發(fā)育。

根據巖性、電性和沉積旋回等特征，自下而上可將茅口組細分為茅一段、茅二段、茅三段、茅四段。茅一段主要以灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層發(fā)育為特征，厚度多為85～130 m[25]，厚者可達190 m[28]，眼球狀構造明顯，局部含黑色燧石條帶和團塊[29-30]；茅二段為灰色中厚層狀灰?guī)r，含少量泥質；茅三段以淺灰色、灰白色塊狀灰?guī)r為主，顆粒含量高；茅四段以深灰色泥晶灰?guī)r和生屑灰?guī)r為主?；谌A南區(qū)域沉積背景，結合四川盆地茅一段沉積期無臺緣礁灘帶發(fā)育的沉積特征，將四川盆地茅一段沉積期定為碳酸鹽巖緩坡沉積模式[31]，從西南往東北依次發(fā)育內緩坡、中緩坡、外緩坡、陸棚等沉積相（見圖1）。

圖1 四川盆地及周緣茅一段沉積相圖

2 儲集層共性特征

2.1 巖石學特征

四川盆地及周緣茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律灰?guī)r層顏色較淺，呈淺灰色—灰色，厚度為10～30 cm，主要表現為層狀和結核狀；泥灰?guī)r層顏色較深，呈深灰色—灰黑色，厚度變化較大，最薄可小于5 cm，最厚可大于1 m（見圖2）?；?guī)r層和緊鄰的泥灰?guī)r層的接觸關系通常表現為漸變接觸。該漸變過渡區(qū)的厚度為毫米級，在顏色、生物保存狀態(tài)、礦物學等方面存在明顯的空間變化。巖心常見毫米—厘米級黑色滑石團塊（見圖2），巖心斷面可見瀝青。巖心入水實驗氣泡密集，大多氣泡集中在泥灰?guī)r層，少量氣泡可見于灰?guī)r層，泥灰?guī)r層氣泡溢出規(guī)律性不強，灰?guī)r層主要溢出部位為生屑體腔和裂縫。測井曲線上表現為低電阻率、低自然伽馬、低聲波時差的特征，Si和 Mg元素含量較高，鉆井油氣顯示活躍（見圖2）。

圖2 JH1井茅一段綜合柱狀圖及取心段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律層光面巖石學特征（GR—自然伽馬；fL—測井解釋孔隙度；fC—巖心分析孔

偏光顯微鏡觀察發(fā)現，研究區(qū)茅一段內不同層段的韻律層生物碎屑含量變化極大，泥晶灰?guī)r（見圖3a）、生屑泥晶灰?guī)r和泥晶生屑灰?guī)r（見圖3b—圖3e）均有發(fā)育，局部非韻律層段甚至發(fā)育亮晶生屑灰?guī)r（見圖3f），且泥灰?guī)r層較相鄰的灰?guī)r層通常具有更高的生物碎屑含量（見圖3）。

圖3 四川盆地茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律層偏光顯微鏡下典型微觀巖石學特征

灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律灰?guī)r層和泥灰?guī)r層在生物化石和成巖作用方面有著明顯的差異。生物化石方面，相鄰的灰?guī)r層和泥灰?guī)r層均可見大量綠藻（粗枝藻屬為主）、腕足、海綿、介形蟲、棘皮、苔蘚蟲、?和非?有孔蟲等，但存在顯著差異，如文石質軟體動物腹足和雙殼通常只在灰?guī)r層中保存較好?；?guī)r層中生屑顆粒大多保存完好，沒有被壓實的跡象（見圖3b、圖3d、圖3e）；與灰?guī)r層相比，泥灰?guī)r層中除了腕足、有孔蟲等部分方解石質化石保存完好，其他生屑通常保存得不完整，很少發(fā)現成對的介形蟲殼體，生屑顆粒大多細小而無法辨認種屬，受壓實作用改造較強，排列常常具有一定的定向性（見圖3g—圖3i）。成巖作用方面，灰?guī)r層相較于泥灰?guī)r層具有明顯的重結晶作用[6,22]，灰?guī)r層顆粒間以充填微亮晶方解石為主（見圖3a—圖3e），而泥灰?guī)r層顆粒之間多為灰泥充填，且多富集黏土質和瀝青質等不溶物（見圖3g—圖3i）。泥灰?guī)r層通常還發(fā)育更為強烈的黏土交代作用、硅質交代和膠結作用以及白云石化作用（見圖4）。

2.2 儲集空間特征

灰?guī)r層通常較為致密，不發(fā)育次生溶蝕孔隙，可見少量張裂縫和縫合線。張裂縫多被方解石全充填，局部可見半充填，殘余瀝青充填方解石晶間孔，縫合線常被瀝青充填。個別露頭剖面（如上寺剖面）可見未充填張裂縫垂直分布于灰?guī)r層內，終止于泥灰?guī)r層。泥灰?guī)r層相對疏松多孔，不僅發(fā)育張裂縫和縫合線，還發(fā)育大量各類次生溶蝕孔隙（見圖 4）。其中，基質溶孔最發(fā)育（見圖 4a—圖 4c），其孔隙邊界不平整，形態(tài)不規(guī)則，孔徑分布范圍較廣（為0.01～1.00 mm），多被黏土礦物和有機質半充填—全充填。泥灰?guī)r層粒內溶孔（見圖4b—圖4e）和白云石晶間溶孔（見圖4e）較為發(fā)育，粒內溶孔主要包括生屑粒內溶孔（見圖4b、圖4c）和白云石粒內溶孔（見圖4d、圖4e），局部偶見生屑鑄模孔。

圖4 四川盆地茅一段灰?guī)r—泥灰?guī)r韻律泥灰?guī)r層儲集空間類型

通過掃描電鏡觀察發(fā)現，黏土礦物結構疏松，與方解石呈基底式膠結，孔隙以納米級為主，粒緣縫發(fā)育，可見大量黏土成巖孔縫（見圖4g），孔徑為6.18～22.87 nm，縫寬為150.3～374.0 nm，為保存至今的有效儲集空間。黏土成巖收縮縫延伸范圍有限，主要作為儲集空間，而不是運移通道。

茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層還發(fā)育少量以下3類儲集空間類型：①方解石晶體內部溶蝕微孔（孔徑為14.85～540.50 nm）及粒內微裂隙（見圖4h）；②有機質微孔，孔徑為122.8～137.1 nm（見圖4i）；③微裂縫，縫寬為0.1～5.0 mm，多為全—半充填縫，鑄體薄片和掃描電鏡下裂縫多為未充填裂縫（見圖4f）。

2.3 物性特征

對川西南地區(qū)鉆井巖心的 48件泥灰?guī)r層樣品和60件灰?guī)r層樣品進行物性測試分析發(fā)現兩者物性差異較大。泥灰?guī)r層樣品以酒精飽和法測得孔隙度為0.47%～4.70%，平均值為2.10%，孔隙度大于2%的樣品占58%（見圖5a），主要發(fā)育Ⅲ類儲集層，Ⅱ類儲集層少見；滲透率為（0.003～14.000）′10-3μm2，平均值為0.920′10-3μm2（見圖 5b）；孔滲相關性較好（見圖 5c），為一套低孔低滲裂縫-孔隙型致密碳酸鹽巖儲集層?；?guī)r層樣品酒精孔隙度為 0.20%～1.62%，平均值為0.81%，沒有孔隙度大于2%的樣品（見圖5a）；滲透率為（0.003～9.280）′10-3μm2，平均值為 0.379′10-3μm2（見圖5b）；孔滲相關性較差（見圖5c），與巖心和鏡下薄片觀察主要發(fā)育裂縫相吻合。

圖5 四川盆地茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律層巖心及野外露頭樣品物性特征（N為樣品數）

對川東地區(qū) 4條（紅園鄉(xiāng)、冷水溪、老黃釬、江口）野外剖面茅一段的34塊灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層的小直徑取心樣品（包括17塊灰?guī)r層樣品和配套的17塊泥灰?guī)r層樣品）進行常規(guī)物性分析（見圖5d、圖5e），灰?guī)r層和泥灰?guī)r層的物性整體較差，泥灰?guī)r層的儲集性和滲透性均優(yōu)于灰?guī)r層?？诐B交會圖顯示（見圖5f），灰?guī)r層和泥灰?guī)r層分別表現為特低孔特低滲和低孔低滲的特征?；?guī)r層孔滲相關性較差，滲透率受孔隙度影響不大，具有裂縫型儲集層的特征；泥灰?guī)r層孔滲相關性較好，滲透率隨孔隙度的增加而增加，具有孔隙型儲集層的特征。

綜上所述，四川盆地茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層地腹巖心樣品的物性特征和露頭巖心樣品的物性特征吻合度高，整體為一套低孔低滲裂縫-孔隙型致密碳酸鹽巖儲集層，主要發(fā)育Ⅲ類儲集層，Ⅱ類儲集層少見。

3 儲集層差異對比

3.1 平面差異

位于外緩坡的川北和川東地區(qū)灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律儲集層測試產量普遍較低，如川北WJ1井為0.69′104m3/d，川東 JS1井為 1.67′104m3/d、YH1井為 3.06′104m3/d、DS1井為5.4′104m3/d；位于中緩坡和內緩坡的川中和川西南地區(qū)灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律儲集層測試產量普遍較高，如川中TT1井為31′104m3/d，川西南JH1井為 12.5′104m3/d，B23井為 51.37′104m3/d。表明孔滲性能更優(yōu)的灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律儲集層在平面上更容易發(fā)育于水體較淺的中緩坡和內緩坡。

3.2 縱向差異

川東地區(qū)處于外緩坡沉積環(huán)境的DS1、JS1、YH1等井產氣層段均位于茅一段底部和下部，川中地區(qū)處于中緩坡沉積環(huán)境的TT1井產氣層段位于茅一段中下部至中上部，川西南地區(qū)處于內緩坡沉積環(huán)境的 JH1井產氣層段位于茅一段中上部。

將四川盆地中二疊統作為一個整體進行解剖，基于層序地層學分析，茅一段 6小層底部的高自然伽馬段在全盆地穩(wěn)定分布（見圖6），易于追蹤對比，可作為四川盆地茅口組的區(qū)域標志層，推測可能為茅口組最大海泛期沉積，或者為富凝灰質的火山事件沉積。以此為基礎建立全盆地中二疊統等時地層格架，發(fā)現盆地范圍內茅一段底部具有從東（外緩坡）向西（內緩坡）超覆充填的特征，茅一段底部 1小層在外緩坡區(qū)（JS1井）發(fā)育完整，在中緩坡區(qū)（YY1井）部分缺失，在內緩坡區(qū)（JH1井）完全缺失（見圖 6）。川東外緩坡區(qū)普遍發(fā)育的海侵初期的 1小層即為上述DS1、JS1、YH1等井茅一段的主力產氣層段之一。

圖6 四川盆地茅一段等時地層格架剖面對比（剖面位置見圖1）

3.3 黏土礦物類型差異

茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律泥灰?guī)r儲集層中富含黏土礦物，主要為成巖黏土礦物海泡石、滑石以及二者的中間產物阿里石[6,32-33]，幾乎不含陸源黏土礦物，不同區(qū)域所含黏土礦物種類差異顯著（見圖7）。川西北廣元上寺剖面茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層中黏土礦物以海泡石為主（見圖 7a），部分樣品可見 X射線衍射（XRD）強度較弱的滑石峰（見圖8）；川西南和川東地區(qū)茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層中黏土礦物以海泡石向滑石轉化的中間產物阿里石為主（見圖7b），其次為較純的黑色滑石（見圖7c），且川東地區(qū)茅一段黑色滑石的發(fā)育豐度明顯高于川西南地區(qū)。

圖7 四川盆地不同區(qū)域茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律層中主要黏土礦物類型掃描電鏡特征

川西南JH1井茅一段大多數樣品的阿里石處于海泡石向滑石轉化的初始階段，其XRD衍射圖譜表現為海泡石峰衍射強度明顯高于滑石峰衍射強度（見圖8），能譜（EDS）測試結果顯示鎂硅摩爾比接近海泡石標準化學計量的鎂硅摩爾比2︰3[34]。川東地區(qū)茅一段大多數樣品的阿里石處于海泡石向滑石轉化的中后期，其XRD衍射圖譜表現為滑石峰衍射強度顯著高于海泡石峰衍射強度[34]，電子探針測試結果顯示鎂硅摩爾比接近滑石標準化學計量的鎂硅摩爾比3︰4。

圖8 廣元上寺剖面茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律泥灰?guī)r層X射線全巖衍射圖譜（q為入射光與原子面夾角；圖中數字代表晶面間距，10-10 m）

對于華南中二疊世海相沉積序列中層狀鎂硅酸鹽黏土礦物（海泡石、阿里石、滑石）的成因，已有研究表明受控于成巖作用[32,34-35]。海泡石形成于早期成巖作用[6,35]，阿里石和滑石來自于海泡石深埋過程中的成巖轉化[17,32,36]。有學者根據鏡質體反射率（Ro）與海泡石、阿里石、滑石的空間分布差異相結合，提出當Ro值小于1%時，灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層中黏土礦物主要為海泡石；當Ro值大于1%時，灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層中黏土礦物主要為阿里石和滑石；Ro值越大，海泡石往滑石轉化的程度越高[32]。川西北地區(qū)上寺剖面茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層的Ro值為0.64%，黏土礦物主要為海泡石；川西南地區(qū)Ro值為1.8%～2.0%[37]，川東地區(qū)Ro值大于 2.0%[33]，黏土礦物均主要為阿里石，但川東地區(qū)滑石豐度明顯高于川西南地區(qū)。因此，本文認為四川盆地不同區(qū)域茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層所含黏土礦物種類的差異受不同程度成巖作用的控制。

4 儲集層成因及油氣勘探啟示

4.1 儲集層成因

二疊紀揚子克拉通地臺接受烏拉爾統空谷階棲霞組沉積時，石炭紀—二疊紀大冰期已進入冰室-溫室效應轉換期[38]。在二疊紀岡瓦納大陸冰蓋逐漸消融解體的過程中，低緯度地區(qū)（如華南揚子地臺）形成了一系列高頻海平面升降變化[39]。受海平面升降變化的影響，淺水區(qū)灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律頻地層繁暴露地表并遭受早成巖期大氣淡水巖溶作用。如川東老黃釬剖面灰?guī)r層光面樣品的花斑狀巖溶系統（見圖9a、圖9b）就是早成巖期暴露巖溶作用的典型識別標志[40-42]。新近鉆井取心資料亦顯示，在川西南地區(qū)HB1井的棲霞組、茅口組灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律發(fā)育段存在明顯的暴露巖溶現象（見圖9c、圖 9d），如茅口組垂直溶溝（見圖9c）和棲霞組巖溶系統切割基巖形成的近原地角礫（見圖9d）。川西南地區(qū)ZT1井成像測井資料顯示，在茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律內發(fā)育多個早成巖期暴露巖溶作用面，巖溶影響深度均在10 m以內（見圖10）。在鉆井過程中，淺水區(qū)（如川西南地區(qū)）中二疊統灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律發(fā)育段常出現井漏和放空現象，側面佐證早成巖期暴露巖溶作用的發(fā)育。

圖9 四川盆地茅一段和棲一段早成巖期暴露巖溶作用識別標志

圖10 ZT1井茅一段成像測井圖

由于差異成巖作用，原始碳酸鹽沉積物在海水埋藏成巖作用階段形成了層狀組構差異，泥灰?guī)r層由于文石和高鎂方解石礦物的溶解而疏松多孔（見圖11a），灰?guī)r層由于 CaCO3沉淀而膠結致密（見圖 11b），使得泥灰?guī)r層的孔滲性能優(yōu)于灰?guī)r層，為后期成巖流體的疊合改造奠定了物質基礎。受早成巖期暴露巖溶作用的影響，大氣淡水對孔滲性較優(yōu)的泥灰?guī)r層改造程度更高（見圖 11c、圖 11d），巖溶作用發(fā)育強烈，不溶泥質含量相對富集，發(fā)育各類次生溶蝕孔隙（如基質溶孔、粒內溶孔），進一步促成了灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律儲集層物性的分異。泥灰?guī)r層中高效的巖溶系統輸導體系有利于后期油氣的充注，使得瀝青含量相對富集，并產生相應的埋藏期有機酸溶蝕孔隙。在深埋過程中，受差異壓實作用影響，泥灰?guī)r層中生物碎屑定向性、有機質流動狀構造進一步加強，灰?guī)r層因差異壓實作用的逐漸增強而依次呈現出順層連續(xù)串珠狀、順層斷續(xù)串珠狀（見圖11e）和雜亂狀（見圖11f），并于灰?guī)r層和泥灰?guī)r層中產生壓溶縫而形成該類灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律儲集層。

圖11 淺水暴露區(qū)灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律儲集層成因標志特征

因此，沉積后的巖溶作用（包括早期差異成巖作用泥灰?guī)r層的溶蝕以及隨后的早成巖期暴露巖溶作用）是該類儲集層形成的關鍵。灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律儲集層的質量與總有機碳含量相關性不強，這與四川盆地五峰組—龍馬溪組頁巖儲集層質量與總有機碳含量相關不同[33]，也可以說明灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律儲集層質量受后期成巖作用的影響十分顯著。

4.2 油氣勘探啟示

儲集層成因分析結果表明，川西南茅一段淺水內緩坡較川東深水外緩坡更容易形成優(yōu)質儲集層，與四川盆地茅一段直井測試產量平面分布規(guī)律相吻合（見表 1）。當剛性礦物方解石被塑性黏土礦物大比例交代后，原本存在的黏土礦物孔縫將會因為失去方解石顆粒的支撐而被壓實，導致物性變差，如質純的海泡石層、滑石團塊和條帶。

表1 四川盆地茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律段直井測試產量表

二疊紀極高的大氣氧含量[43]使得海水中溶解的氧含量顯著升高，導致中二疊世初級生產力較高的條件下，高有機質沉降率成為茅一段總有機碳富集的關鍵因素[17,44]，因而川西南內緩坡的淺水低洼區(qū)更容易形成茅一段甜點區(qū)。川東外緩坡地區(qū)茅一段 1小層發(fā)育完整，而川西南內緩坡地區(qū)普遍缺失該小層，且川東外緩坡地區(qū)較川西南內緩坡具有更大的沉積可容空間，使得高碳酸鹽產率的情況下，在相同時間內外緩坡沉積厚度更大，從而導致川東地區(qū)茅一段厚度明顯厚于川西南地區(qū)。

綜上所述，四川盆地茅一段致密碳酸鹽巖烴源巖氣藏在川西南內緩坡地區(qū)更容易形成甜點高產區(qū)，在川東外緩坡地區(qū)則更容易形成體量較大連片分布的低產區(qū)。

5 結論

四川盆地及周緣茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律儲集層主要發(fā)育在泥灰?guī)r層中，黏土礦物以成巖黏土礦物海泡石、滑石及二者的中間產物阿里石為主，幾乎不含陸源黏土礦物，為一套低孔低滲裂縫-孔隙型致密碳酸鹽巖儲集層。儲集空間類型多樣，以次生溶蝕孔隙和黏土礦物孔縫為主，其中黏土礦物孔縫本質上為成巖作用早期成巖黏土礦物對原始溶蝕孔隙分布形式的再調整。

不同區(qū)域茅一段灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律層天然氣產層縱向分布差異性與茅一段沉積期不同區(qū)域地貌差異及其控制的地層沉積充填過程密切相關，而韻律層所含黏土礦物種類的差異則主要受不同區(qū)域埋藏期不同程度成巖作用的控制。

早期海水埋藏階段，差異成巖作用形成灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律地層的層狀組構差異，為后期成巖流體的疊合改造奠定物質基礎；早成巖期暴露巖溶作用期間，大氣淡水選擇性作用于孔滲性較優(yōu)的泥灰?guī)r層，進一步促成了灰?guī)r-泥灰?guī)r韻律儲集層物性的分異。

川西南內緩坡地區(qū)更容易形成甜點高產區(qū)。川東外緩坡地區(qū)更容易形成體量較大連片分布的低產區(qū)。