鄧成昆 黎 霆 楊偉強 張璽華 程忠貞 陳浩如 諸丹誠 胡力文 鄒華耀

1中國石油大學(xué)（北京）油氣資源與探測國家重點實驗室，北京102249

2中國石油大學(xué)（北京）地球科學(xué)學(xué)院，北京102249

3中國石油西南油氣田分公司勘探開發(fā)研究院，四川成都610041

4成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院，四川成都610059

1 概述

中上寒武統(tǒng)洗象池組是四川盆地下古生界重要的勘探層系之一。目前，洗象池組在川西南威遠(yuǎn)地區(qū)探明儲量85.08×108m3（李文正等，2016），展示出良好的天然氣勘探前景。前人針對洗象池組沉積和儲集層做了大量研究工作，認(rèn)為洗象池組沉積期盆地內(nèi)主要為局限臺地沉積環(huán)境，發(fā)育了一套以白云巖為主的碳酸鹽沉積（趙愛衛(wèi)，2015；胡朝陽，2015；陳文等，2016；井攀，2017；賈鵬等，2021），并指出顆粒灘是洗象池組儲集層發(fā)育的有利相帶，顆粒灘主要發(fā)育在洗象池組的中上部（陳文等，2016；李文正等，2016），具有單層厚度薄、橫向連續(xù)性差的特點（趙愛衛(wèi)等，2015）。洗象池組可以識別出多種類型的顆粒灘沉積組合（趙愛衛(wèi)等，2015），而且不同類型的顆粒灘沉積組合的物性存在差異，但現(xiàn)今針對川中地區(qū)洗象池組不同類型顆粒灘沉積組合（即不同沉積環(huán)境中的顆粒灘）的發(fā)育分布情況及其對儲集層的差異控制缺乏較為深入的研究。因此，有必要對顆粒灘沉積組合的發(fā)育分布規(guī)律及其對儲集層的影響進(jìn)行探討。川中洗象池組儲集空間以溶孔、溶洞為主，溶蝕作用是儲集層形成的關(guān)鍵（胡朝陽，2015；井攀等，2016；林怡等，2017；谷明峰等，2020；石書緣等，2020；李文正等，2020）。溶蝕作用對川中地區(qū)洗象池組儲集層發(fā)育的控制作用目前主要存在兩種觀點，一種觀點是準(zhǔn)同生溶蝕作用是形成主要儲集空間的關(guān)鍵，表生巖溶作用改善了儲集性能（李文正等，2016；谷明峰等，2020）；另外一種觀點是表生巖溶作用是川中地區(qū)洗象池組儲集層形成的關(guān)鍵（井攀等，2016）。因此，準(zhǔn)同生溶蝕、表生巖溶作用對川中地區(qū)洗象池組優(yōu)質(zhì)儲集層的成儲效應(yīng)也有待進(jìn)一步研究。

基于野外露頭、巖心、巖石薄片以及測井曲線等資料，在對儲集層特征研究的基礎(chǔ)上，通過對川中地區(qū)洗象池組顆粒灘沉積組合進(jìn)行精細(xì)的刻畫，分析不同類型沉積組合對儲集層發(fā)育的控制作用，建立川中洗象池組巖溶儲集層發(fā)育模式，從而明確川中地區(qū)洗象池組儲集層發(fā)育主控因素，以期為后續(xù)勘探開發(fā)提供有益的指導(dǎo)。

2 區(qū)域地質(zhì)背景

研究區(qū)位于川中地區(qū)東部，區(qū)域構(gòu)造上屬于川中平緩斷褶帶，包含高石梯、磨溪、龍女寺、廣安等構(gòu)造，主體處于樂山—龍女寺古隆起東側(cè)斜坡上（圖1）。樂山—龍女寺古隆起發(fā)育于加里東期，是一個長期繼承性沉積隆起和剝蝕隆起（姜巽，2019）。寒武紀(jì)末，受郁南運動的影響，雅安—樂山與安岳—龍女寺2個構(gòu)造高部位逐漸連為一體，安岳—廣安隆起帶東端因川東地區(qū)下沉而止于廣安附近（蘇桂萍等，2020）。

圖1 川中地區(qū)位置、構(gòu)造、井位及GT2井洗象池組地層柱狀圖（古隆起據(jù)蘇桂萍等，2020；有修改）Fig.1 Location，structure，well position and stratigraphic column of the Xixiangchi Formation in Well GT2，central Sichuan Basin（modified from Su et al.，2020）

四川盆地洗象池組沉積期呈現(xiàn)碳酸鹽巖鑲邊臺地的古地理格局，自西向東依次為混積潮坪、局限臺地（半局限臺地）、臺地邊緣、斜坡和盆地沉積相。川中地區(qū)洗象池組主要為局限臺地沉積，臺地內(nèi)可根據(jù)沉積特征進(jìn)一步劃分為臺坪、顆粒灘和湖等多種沉積亞相（趙愛衛(wèi)，2015；陳文等，2016；井攀，2017；賈鵬等，2021）。區(qū)內(nèi)顆粒灘具有單層厚度薄、縱向上頻繁疊置的特點（趙愛衛(wèi)等，2015；林怡等，2017）。

洗象池組屬于中上寒武統(tǒng)，沉積時間為504.5～485.4 Ma，約19 Ma，地層具有西北薄、東南厚的趨勢，區(qū)內(nèi)地層厚度在0～450 m之間，靠近古隆起核部地區(qū)缺失部分地層。巖性以顆粒白云巖和晶粒白云巖為主，局部發(fā)育少量砂質(zhì)白云巖、泥質(zhì)白云巖。

川中地區(qū)洗象池組整體可以劃分為3個三級層序，每個三級層序又可以分為海侵體系域與高位體系域（賈鵬等，2021），各三級層序的海侵體系域主要發(fā)育湖亞相與顆粒灘亞相，高位體系域以臺坪亞相與顆粒灘亞相沉積為主。

洗象池組沉積期，發(fā)生了多次海平面下降，表現(xiàn)為碳同位素演化具有多旋回負(fù)漂的特征（李文正等，2019；谷明峰等，2020）。志留紀(jì)末期的廣西運動，造成四川盆地及周緣整體隆升，川中地區(qū)下古生界遭受了嚴(yán)重的剝蝕（宋文海，1996），此次構(gòu)造運動致使盆地西部洗象池組大面積缺失或直接出露。高頻旋回控制下的多次海平面下降與構(gòu)造運動導(dǎo)致的地層出露為巖溶作用的發(fā)育提供了良好的條件。

3 研究資料和方法

在歸納總結(jié)前人研究成果的基礎(chǔ)上，對川中地區(qū)GT2井巖心（5314.65～5359.75 m）、LZY剖面（212 m，未見底）進(jìn)行了精細(xì)的觀察與描述。對GT2井及LZY剖面進(jìn)行了小層劃分，將GT2井巖心段劃分為36小層，每小層厚度0.5～3 m，每小層取樣1～2塊，共取樣69塊，將LZY剖面劃分為68層，每小層厚2～5 m，每小層取樣1～2塊，共取樣131塊。將取得的樣品進(jìn)行挑選，制備普通薄片52片，鑄體薄片186片。薄片的制備、觀察均在中國石油大學(xué)（北京）油氣資源與探測國家重點實驗室完成，薄片經(jīng)茜素紅染色。在此基礎(chǔ)上，對川中地區(qū)洗象池組儲集層特征進(jìn)行了詳細(xì)的總結(jié)。以GT2井取心段為例，結(jié)合搜集到的物性數(shù)據(jù)，識別出3種不同類型的顆粒灘沉積組合，分析其發(fā)育分布規(guī)律，并對不同類型沉積組合中的顆粒灘物性特征及儲集層／顆粒灘進(jìn)行統(tǒng)計，探究不同類型顆粒灘沉積組合對儲集層的差異控制作用。在儲集層特征分析的基礎(chǔ)上，結(jié)合MX12、MX11、AP1、GT2、Z3、GS1、NC1、H12、BL1等井的鉆測井資料分析準(zhǔn)同生溶蝕作用和表生巖溶作用對儲集層的影響及發(fā)育機(jī)制，建立川中地區(qū)洗象池組巖溶模式，明確準(zhǔn)同生溶蝕作用與表生巖溶作用的成儲效應(yīng)。

4 儲集層特征

4.1 儲集層巖石學(xué)特征

基于野外露頭、巖心及薄片觀察，研究區(qū)洗象池組的儲集巖主要為顆粒白云巖。顆粒白云巖多發(fā)育于洗象池組中上部，顆粒類型以砂屑為主，另有少量礫屑、似球粒等。顆?；?guī)r經(jīng)白云石化或重結(jié)晶作用之后，其原始結(jié)構(gòu)會遭到一定程度的破壞，孔隙結(jié)構(gòu)也隨之發(fā)生了改變（張學(xué)豐等，2011）。根據(jù)顆粒與膠結(jié)物的可識別性和顆粒內(nèi)部的保存程度，將川中地區(qū)洗象池組的顆粒白云巖劃分為殘余顆粒白云巖和粉—細(xì)晶白云巖。

4.1.1 殘余顆粒白云巖

殘余顆粒白云巖顆粒與基質(zhì)或膠結(jié)物基本清晰可分，可分別定量，顆粒結(jié)構(gòu)內(nèi)部清晰，儲集空間以粒間溶孔為主（張學(xué)豐等，2011）。鏡下觀察其分選中等—好，顆粒支撐，點—線接觸，常呈圓形或橢圓形（圖2－A）。顆粒含量（面積分?jǐn)?shù)）50%～75%，粒徑一般0.15～1.00 mm，多由粉晶白云石組成。顆粒間為亮晶白云石膠結(jié)，部分可見多期膠結(jié)物，發(fā)育粒間孔、粒間溶孔等，鏡下統(tǒng)計古面孔率（現(xiàn)今面孔率＋固體瀝青）最高可達(dá)22%。

部分殘余顆粒白云巖遭受白云石化及重結(jié)晶作用改造嚴(yán)重，原始顆粒結(jié)構(gòu)被破壞，僅見殘留顆?；糜埃▓D2－B）。此類殘余顆粒白云巖顆粒與基質(zhì)或膠結(jié)物大部分清晰可分，基本可分別定量，顆粒內(nèi)部結(jié)構(gòu)基本破壞，儲集空間多為粒間溶孔、粒間晶間溶孔、溶洞（張學(xué)豐等，2011）。

4.1.2 粉—細(xì)晶白云巖

當(dāng)顆粒白云巖原始結(jié)構(gòu)遭到強烈的破壞時，會形成粉—細(xì)晶白云巖。粉—細(xì)晶白云巖顆粒與基質(zhì)或膠結(jié)物不可區(qū)分，不可分別定量，顆粒內(nèi)部結(jié)構(gòu)基本被破壞，儲集空間主要為晶間溶孔、溶洞等。粉—細(xì)晶白云巖是洗象池組另一類非常重要的儲集巖，不僅鏡下發(fā)育大量晶間孔、晶間溶孔（圖2－C至2－E），在巖心及野外剖面也可見大量溶蝕孔洞（圖3－A，3－B）。晶粒大小多為0.05～0.20 mm，晶形半自形—自形，常具霧心亮邊結(jié)構(gòu)，原始顆粒結(jié)構(gòu)不可見，可以在陰極發(fā)光下恢復(fù)顆粒結(jié)構(gòu)，有些即使不能恢復(fù)顆粒結(jié)構(gòu)，卻能在野外剖面觀察到其發(fā)育的平形層理（圖3－C）和交錯層理（圖3－D）。晶間（溶）孔分布不均勻，常被瀝青、石英等充填，晶體邊緣常有溶蝕痕跡，鏡下統(tǒng)計其平均古面孔率為12.4%，最高可達(dá)25%。

圖2 川中地區(qū)洗象池組儲集巖與儲集空間顯微照片F(xiàn)ig.2 Microscopic photos of reservoir rock and reservoir space in the Xixiangchi Formation in central Sichuan Basin

4.2 儲集空間類型

研究區(qū)洗象池組儲集空間主要為粒間溶孔、晶間溶孔以及溶洞，其次為粒間孔與晶間孔，亦可見裂縫、少量粒內(nèi)溶孔等。

4.2.1 粒間孔

粒間孔發(fā)育于殘余顆粒白云巖中，顆粒間膠結(jié)物不發(fā)育或含量極少時，部分原生粒間孔得以保存，其孔徑大小與粒徑密切相關(guān)。研究區(qū)洗象池組粒間孔為次要儲集空間，粒間孔中不見溶蝕痕跡，后期在成巖流體作用下，常常形成粒間溶孔。

4.2.2 粒間溶孔

粒間溶孔是川中地區(qū)洗象池組一種十分重要的儲集空間。大氣淡水淋濾溶蝕顆粒間的膠結(jié)物或部分基質(zhì)形成粒間溶孔，鏡下可見白云石膠結(jié)物遭受溶蝕，孔隙邊緣呈不規(guī)則溶蝕港灣狀的現(xiàn)象（圖2－B）。粒間溶孔同樣發(fā)育于殘余顆粒白云巖中，古面孔率多在3%～10%之間。

4.2.3 晶間孔和晶間溶孔

晶間孔主要指白云石晶體之間的孔隙，廣泛發(fā)育于粉晶白云巖、細(xì)晶白云巖等晶粒白云巖中，多為顆粒白云巖在白云石化及重結(jié)晶作用的影響下，白云石晶粒重新排列，粒間（溶）孔等發(fā)生調(diào)整而形成，形態(tài)規(guī)則，邊緣平直，多呈三角形或不規(guī)則多邊形。晶間孔遭受大氣淡水或酸性流體溶蝕形成晶間溶孔，晶間溶孔邊緣溶蝕明顯，常呈溶蝕港灣狀，形態(tài)不規(guī)則，部分可見瀝青半—全充填（圖2－C至2－E）。

4.2.4 溶洞

溶洞也是洗象池組一種十分重要的儲集空間，在研究區(qū)顆粒灘亞相中主要發(fā)育2種類型的小型溶洞。第1類溶洞以相對孤立存在的形式出現(xiàn)在巖心或剖面中，形狀為圓形或不規(guī)則狀（圖3－A，3－E）；第2類溶洞順層或順層理分布，呈拉長狀（圖3－B，3－F）。這些小型溶洞主要分布在灘體的上部。

圖3 川中地區(qū)洗象池組儲集巖與儲集空間巖心及露頭照片F(xiàn)ig.3 Core and outcrop photos of reservoir rock and reservoir space in the Xixiangchi Formation in central Sichuan Basin

4.2.5 粒內(nèi)溶孔和鑄?？?/p>

粒內(nèi)溶孔指顆粒內(nèi)部被溶解形成的孔隙，一般發(fā)生在文石質(zhì)顆粒中，由準(zhǔn)同生大氣淡水選擇性溶蝕形成（黎霆等，2020），常被白云石等充填（圖2－F），當(dāng)顆粒被完全溶解，則形成鑄?？住Ｔ谙聪蟪亟M中粒內(nèi)溶孔和鑄?？咨僖姡揖鶠楣铝⒖紫?，連通性差，儲集意義不大。

4.2.6 膏?？?/p>

石膏結(jié)核溶解后形成了膏模孔。膏?？字饕l(fā)育在泥—粉晶白云巖中，顆粒白云巖中較為少見，孔徑一般在0.5～1.0 mm之間，呈圓形或橢圓形，孤立存在（圖2－G），整體發(fā)育程度較低，且后期易被白云石充填，形成石膏假結(jié)核，儲集意義不大。

4.2.7 裂縫

洗象池組主要發(fā)育構(gòu)造縫，縫壁平直，產(chǎn)狀以水平層間縫和高角度縫為主。巖心上可見多期構(gòu)造縫相互切割（圖3－G），鏡下可見早期裂縫被白云石等全充填，晚期裂縫多平直、開啟（圖2－H），為流體提供了良好的運移通道。部分構(gòu)造縫遭受溶蝕形成溶蝕縫，溶蝕縫縫壁可見溶蝕痕跡，常被瀝青、白云石等充填（圖2－I）。裂縫具有一定的儲集能力，但更重要的是能改善孔隙之間的連通性，提高儲集層的滲濾能力。

4.3 儲集層物性特征

本次研究共收集到BL1（4617.60～4646.09 m）、GT2（5314.89～5359.59 m）、H12（5320.79～5364.40 m）3口井共158件儲集層物性資料，通過對其進(jìn)行分析可以看到，川中地區(qū)洗象池組儲集層孔隙度分布范圍為2.00%～10.96%，集中分布在2%～6%，平均值為3.94%，孔隙度大于6%的樣品僅占樣品總數(shù)的12.7%（圖4－A）；儲集層滲透率分布范圍為（0.01～34.9）×10－3μm2，平均滲透率為0.99×10－3μm2，滲透率大于0.1×10－3μm2的樣品占樣品總數(shù)的39.2%（圖4－B）。儲集層整體表現(xiàn)為低孔低滲的特征，表明洗象池組基巖整體較為致密，巖心尺度上觀察到的小型溶洞和溶孔對于洗象池組巖石孔滲性的改善是局部而有限的。對GT2、BL1井181件巖心物性資料分巖性統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，泥質(zhì)白云巖、砂質(zhì)白云巖及泥—粉晶白云巖孔隙度多在2%以下，殘余顆粒白云巖與粉—細(xì)晶白云巖孔隙度多在2%以上（圖4－C）。表明了川中地區(qū)洗象池組的儲集層主要發(fā)育于顆粒白云巖之中。

圖4 川中地區(qū)洗象池組物性特征Fig.4 Characteristics of porosity and permeability of the Xixiangchi Formation in central Sichuan Basin

5 顆粒灘沉積組合

5.1 顆粒灘沉積組合類型及特征

川中地區(qū)洗象池組主要發(fā)育3種與顆粒灘相關(guān)的水體向上變淺的沉積組合：湖—顆粒灘（—臺坪）、顆粒灘—臺坪（混積潮坪）、多期顆粒灘垂向疊置，不同的顆粒灘沉積組合表現(xiàn)出不同的巖相組合形式。

5.1.1 湖—顆粒灘（—臺坪）

湖—顆粒灘沉積組合整體在1～2 m（圖5－A）。下部為湖亞相，巖性以泥—粉晶白云巖、泥質(zhì)白云巖為主，常可見泥質(zhì)紋層（圖5－A－①，5－A－a），發(fā)育水平層理，局部可見風(fēng)暴礫屑，顏色多為深灰色，厚度在1 m 左右。上部為顆粒灘亞相，巖性為淺灰—灰色細(xì)—中殘余砂屑白云巖或粉—細(xì)晶白云巖，發(fā)育交錯層理、粒序?qū)永淼瘸练e構(gòu)造，顆粒灘厚度多在0.5 m以下。部分顆粒灘頂部發(fā)育臺坪亞相淺灰色、灰黃色泥—粉晶白云巖，其中可見石膏假結(jié)核（圖5－B－②）以及干裂、波痕、水平層理等沉積構(gòu)造，形成湖—顆粒灘—臺坪沉積組合（圖5－B）。

5.1.2 顆粒灘—臺坪（混積潮坪）

顆粒灘—臺坪沉積組合累計厚度一般小于1 m。下部為顆粒灘沉積，顆粒灘厚度多在0.5 m以下，以淺灰色細(xì)—中殘余砂屑白云巖或粉—細(xì)晶白云巖為主，發(fā)育交錯層理、沖刷面等沉積構(gòu)造。上部為臺坪沉積，厚度在0.5～1.0 m之間，巖性為泥—粉晶白云巖，發(fā)育石膏假結(jié)核（圖5－C-b），可見干裂、波痕、鳥眼（圖5－C－②）、水平層理等沉積構(gòu)造（圖5－C）。受陸源碎屑影響較大時則會發(fā)育顆粒灘—混積潮坪組合（圖5－D－③），厚度較顆粒灘—臺坪組合大，可達(dá)3～4 m（圖5－D）。

5.1.3 多期顆粒灘垂向疊置

多期顆粒灘垂向疊置表現(xiàn)為垂向上有多個薄灘體頻繁疊置，形成累計厚度較大的顆粒云巖段（多在4 m 左右）。單灘體厚度較小，多在1 m 左右，下部為淺灰色細(xì)—中殘余砂屑白云巖或粉—細(xì)晶白云巖，向上顆粒粒度變粗，漸變?yōu)橹袣堄嗌靶肌[屑白云巖或粉—細(xì)晶白云巖（圖5－E－③，5－E－④）。野外剖面及巖心上可見交錯層理、粒序?qū)永淼瘸练e構(gòu)造，由下向上孔隙度、滲透率增加，粒間膠結(jié)物減少（圖5－E）。

圖5 川中地區(qū)GT2井洗象池組顆粒灘沉積組合Fig.5 Depositional combination of the Xixiangchi Formation shoals in Well GT2，central Sichuan Basin

5.2 顆粒灘沉積組合的分布特征

顆粒灘主要發(fā)育在水動力較強的沉積環(huán)境中（金民東等，2015；馬騰等，2015；趙愛衛(wèi)等，2015；代林呈等，2017）。古隆起與海平面升降引起的海水深度的變化共同控制著水動力條件，因此，顆粒灘沉積組合的發(fā)育、分布受控于古地貌條件以及相對海平面變化（楊偉強等，2020）。

臺洼地區(qū)，水體相對較深，沉積界面常處于浪基面之下。海侵時，臺洼內(nèi)沉積界面迅速降至浪基面之下，其內(nèi)部水體安靜，水體循環(huán)受限，發(fā)育泥質(zhì)白云巖，為局限湖沉積。隨著海平面緩慢下降，沉積水體變淺，局部古地貌高地沉積界面可能達(dá)到浪基面附近，水體能量恢復(fù)，會形成少量薄層顆粒灘，甚至是臺坪沉積，但顆粒灘發(fā)育差、厚度小。此后，隨著再一次的海平面上升，沉積界面又快速降至浪基面以下，沉積湖亞相灰色—深灰色泥質(zhì)白云巖或泥—粉晶白云巖。臺洼處顆粒灘及臺坪亞相發(fā)育程度低，主要為湖亞相的細(xì)粒沉積物。因此，臺洼內(nèi)的顆粒灘多表現(xiàn)為湖—顆粒（—臺坪）沉積組合，呈現(xiàn)出湖夾薄層顆粒灘的沉積特征。顆粒灘規(guī)模小、層數(shù)少，顆地比多在10%以下（圖6），單灘體厚度?。ǎ?.5 m），橫向上連續(xù)性差，向兩側(cè)快速尖滅。單個沉積組合中顆粒灘占比不足30%。

古隆起翼部寬緩穩(wěn)定，而面向臺洼的區(qū)域，更是波浪作用活躍的地帶，波浪能影響到較大范圍，沉積界面頻繁處于浪基面附近，灘體發(fā)育，顆粒灘垂向加積導(dǎo)致水體變淺或相對海平面下降時，灘體形成向上變淺、粒度變粗的沉積序列，部分灘體會暴露于海平面之上，為準(zhǔn)同生溶蝕作用的發(fā)育提供了條件。研究區(qū)洗象池組單灘體厚度小，隨著次一級海平面快速上升，在古隆起翼部面向臺洼的區(qū)域，新的單灘體沉積在上一個灘體之上，形成多期顆粒灘垂向疊置?？v向上，每個沉積組合中多期顆粒灘疊置發(fā)育，可形成厚5 m的灘體，單個沉積組合中顆粒灘占比在75%以上，單灘體厚度也相對較大，多在1 m 左右。橫向上，顆粒灘連續(xù)性更好，延伸范圍較遠(yuǎn)。古隆起翼部地層厚度遠(yuǎn)大于古隆起核部，因而顆粒灘累計厚度能達(dá)到95 m，顆地比在20%以上（圖6）。

古隆起核部地勢較高，水體較淺，水動力條件弱，以淺水低能的臺坪、混積潮坪沉積為主（圖7），沉積界面常處于浪基面之上，不利于顆粒灘的發(fā)育，偶爾由于水體的加深而位于浪基面附近，但由于水體較淺，隨著灘體的垂向加積或相對海平下降而演化為潮坪沉積環(huán)境，形成顆粒灘—臺坪（混積潮坪）的沉積序列，表現(xiàn)為臺坪（混積潮坪）偶夾薄層顆粒灘。顆粒灘層數(shù)少，單層厚度小，單灘體厚度多在0.5 m以下，在沉積組合中占比小于50%，進(jìn)而導(dǎo)致顆粒灘累計厚度小，顆地比普遍在15%以下（圖6）。顆粒灘橫向連續(xù)性較差。

圖6 川中—川東地區(qū)洗象池組顆地比特征（古隆起據(jù)蘇桂萍等，2020；臺洼據(jù)賈鵬等，2021；有修改）Fig.6 Shoal proportion of the Xixiangchi Formation in central and eastern Sichuan Basin（modified from Su et al.，2020；Jia et al.，2021）

相對穩(wěn)定的沉積水體有利于多期顆粒灘垂向疊置的形成?？焖俸Ｇ謺r，水體變化較快，沉積界面迅速處于浪基面之下，不利于多期顆粒灘垂向疊置的形成。緩慢海侵時，水深變化較慢，依舊可形成多期顆粒灘垂向疊置，如洗象池組底部三級層序的海侵體系域（圖7）。高位體系域時沉積水體穩(wěn)定或水深緩慢下降，古隆起翼部可容空間大，沉積水動力強，有利于多期顆粒灘垂向疊置的發(fā)育。因此，多期顆粒灘疊置垂向上主要發(fā)育于緩慢的海侵體系域與高位體系域中。

圖7 川中—川東地區(qū)洗象池組沉積相連井剖面（剖面位置見圖6）Fig.7 Well transect of the Xixiangchi Formation in central and eastern Sichuan Basin（profile location shown in Fig.6）

6 儲集層主控因素

6.1 顆粒灘沉積組合對儲集層的差異控制作用

多期顆粒灘垂向疊置不僅能夠形成厚度較大的顆粒巖段，而且在海平面升降變化過程中，灘體易發(fā)生暴露遭受大氣淡水溶蝕，形成溶蝕孔洞。對研究區(qū)洗象池組不同顆粒灘沉積組合中的顆粒碳酸鹽巖物性統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，多期顆粒灘垂向疊置平均孔隙度為4.49%，物性最好，明顯優(yōu)于其他沉積組合（圖8－A，8－C）。此外，在GT2井洗象池組巖心中也可以見到，儲集層主要發(fā)育在多期顆粒灘垂向疊置組合中。分別對位于古隆起核部的AP1井、古隆起翼部的GT2井及臺洼中的WT1井統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，顆粒灘垂向疊置中的儲集層／顆粒灘值為89.7%，遠(yuǎn)大于顆粒灘—臺坪（混積潮坪）的33.7% 與湖—顆粒灘（—臺坪）的21.6%（表1；圖8－B）。因此，多期顆粒灘垂向疊置是優(yōu)質(zhì)儲集層發(fā)育的基礎(chǔ)。

表1 川中地區(qū)洗象池組不同顆粒灘沉積組合中的顆粒灘及儲集層厚度Table 1 Shoal and reservoir thicknesses of different types of shoal depositional combinations in the Xixiangchi Formation，central Sichuan Basin

圖8 川中地區(qū)洗象池組不同類型顆粒灘沉積組合物性特征及顆粒灘中儲集層的比例Fig.8 Porosity and permeability characteristics and the reservoir proportions of different types of shoal depositional combinations in the Xixiangchi Formation，central Sichuan Basin

6.2 溶蝕作用對顆粒灘儲集層的差異控制作用

6.2.1 準(zhǔn)同生溶蝕作用

準(zhǔn)同生溶蝕作用對川中地區(qū)洗象池組儲集層的發(fā)育具有重要的影響，是大量溶蝕孔洞形成的關(guān)鍵。研究區(qū)洗象池組顆粒灘沉積期，水體整體較淺，單灘體易隨海平面暫時性相對下降而發(fā)生暴露，發(fā)生準(zhǔn)同生溶蝕作用。

準(zhǔn)同生溶蝕作用常具有組構(gòu)選擇性。在大氣淡水淋濾作用下，不穩(wěn)定礦物組分文石、高鎂方解石等發(fā)生溶解，從而導(dǎo)致其組成的顆粒及顆粒間先前形成的海底纖狀膠結(jié)物被溶蝕形成粒內(nèi)溶孔（圖2－F）、粒間溶孔等，巖心上可以見到針孔狀溶蝕孔隙（圖3－H）。當(dāng)暴露時間充足或位于微地貌高地的局部區(qū)域，也會形成非組構(gòu)選擇性溶蝕孔洞

（肖笛，2017），為后期流體滲濾提供了良好的通道。泥—粉晶白云巖中的石膏結(jié)核受大氣淡水的影響，發(fā)生溶蝕，形成膏?？?，后期多被瀝青和粒狀白云石所充填（圖2－G），也是準(zhǔn)同生溶蝕作用的一個識別特征。在鏡下薄片中還可以觀察到顆粒間發(fā)育等軸粒狀環(huán)顆粒邊緣膠結(jié)物（圖2－A），此類膠結(jié)物多形成于壓實作用之前的淡水成巖環(huán)境（田艷紅等，2014；肖笛，2017），同樣表明了洗象池組顆粒灘沉積后受到了早成巖期大氣淡水的影響。

準(zhǔn)同生溶蝕作用形成的儲集層具有縱向差異性。由于海平面升降頻繁，準(zhǔn)同生溶蝕作用時間有限，每一期顆粒灘的巖溶作用只能達(dá)到一定深度。在溶蝕面之下，大氣淡水溶蝕作用強烈，可形成大量溶孔和溶洞，而在遠(yuǎn)離溶蝕面的下部顆粒灘，由于溶蝕作用相對較弱，溶蝕孔洞發(fā)育較少，以溶孔為主，從而呈現(xiàn)出顆粒灘旋回與孔洞發(fā)育程度、物性之間具有正相關(guān)關(guān)系的特征（肖笛，2017；楊威等，2020；周進(jìn)高等，2020）。通過對GT2井巖心研究發(fā)現(xiàn)，孔洞普遍發(fā)育于顆粒灘旋回的中上部，巖心孔隙度與滲透率變化具有明顯的旋回性（圖9），儲集層中溶蝕作用的發(fā)育與高頻海平面的變化密切相關(guān)，表現(xiàn)出準(zhǔn)同生溶蝕作用的特征。

6.2.2 表生巖溶作用

表生巖溶作用對川中地區(qū)洗象池組儲集層具有一定的改善作用。早期形成的溶蝕孔洞部分經(jīng)歷表生巖溶作用的改造，產(chǎn)生新的非組構(gòu)選擇性溶蝕孔洞。鉆井及巖石學(xué)證據(jù)如下：洗象池組在古隆起及周緣的鉆井中發(fā)現(xiàn)了井漏現(xiàn)象（石書緣等，2020）。GT2、AP1、MX23等井的巖心和薄片中可見溶塌角礫巖和垮塌充填物（谷明峰等，2020；李文正等，2020）。LZY野外剖面與GT2井巖心中發(fā)育了大量順層溶洞（圖3－B，3－F），鏡下可見受到重結(jié)晶作用影響的半自形—他形細(xì)晶白云石遭受溶蝕（圖2－D）。另外，洗象池組也可以觀察到少量花斑狀溶蝕孔洞（圖3－I），鏡下有時可見溶孔間充填被瀝青浸染的離散白云石砂（圖2－B），前人研究認(rèn)為花斑狀溶蝕現(xiàn)象也可作為表生巖溶的識別標(biāo)志之一（Baceta et al.，2007；金民東等，2014；肖笛，2017）。

加里東期晚幕的廣西運動使四川盆地構(gòu)造格局發(fā)生了重大的變化，盆地西部自中志留世開始抬升剝蝕，到二疊紀(jì)才開始接受沉積，暴露時間長達(dá)120 Ma（金民東等，2014；代林呈等，2016；邢夢妍等，2017），使得盆地西部洗象池組缺失或直接暴露。處于暴露剝蝕區(qū)磨溪地區(qū)的洗象池組遭受強烈的剝蝕及大氣淡水淋濾改造，巖溶作用強烈。位于暴露剝蝕區(qū)東部的埋藏區(qū)的地層，未直接暴露地表，但由于樂山—龍女寺古隆起的褶皺隆升，地層發(fā)生傾斜，大氣淡水經(jīng)暴露剝蝕區(qū)下滲，沿斜坡發(fā)生側(cè)向運移，以順層流動的方式沿斷裂和準(zhǔn)同生期形成的高孔滲層流動，對殘余粒間孔及準(zhǔn)同生溶蝕作用形成的溶蝕孔洞進(jìn)行改造。

研究發(fā)現(xiàn)，暴露區(qū)巖溶儲集層厚度大于顆粒灘厚度，發(fā)育 “非相控”型巖溶儲集層（表2；MX11井）。埋藏區(qū)巖溶儲集層主要發(fā)育于顆粒白云巖中，儲集層厚度具有隨顆粒灘厚度增大而增大的趨勢，靠近暴露剝蝕區(qū)儲集層厚度較小，遠(yuǎn)離暴露剝蝕區(qū)儲集層厚度較大（表2），主要發(fā)育 “相控”型巖溶儲集層。表明了在埋藏區(qū)表生巖溶作用也具有 “相控”的特征（圖10）。

在暴露剝蝕區(qū)及靠近暴露剝蝕區(qū)的鉆井（MX11、MX23、AP1、BL1、NC1）中，顆粒灘主要發(fā)育在地層的上部，且儲集層均發(fā)育在靠近地層頂部的顆粒灘中。儲集層中可見溶蝕孔洞被泥質(zhì)充填，具有表生巖溶作用的特征，但儲集層相較GT2井、LZY剖面等差。巖溶水沿斜坡從高勢區(qū)向低勢區(qū)流動，離補給區(qū)更近的儲集層反而更差，從側(cè)面說明表生巖溶作用對儲集層的改善作用有限，并非大規(guī)模溶蝕孔洞形成的關(guān)鍵。洗象池組顆粒灘單層薄，橫向連續(xù)性差，難以形成大套連續(xù)分布的灘體。臺坪亞相、湖亞相泥—粉晶白云巖巖性較為致密，對巖溶水具有一定的阻擋作用。大氣淡水經(jīng)暴露剝蝕區(qū)下滲，易沿顆粒灘較為發(fā)育的上部地層發(fā)生側(cè)向運移，對埋藏區(qū)地層在準(zhǔn)同生期形成的溶蝕孔洞進(jìn)行改造。洗象池組下部顆粒灘發(fā)育相對較差，流體到達(dá)相對困難，導(dǎo)致下部顆粒灘受到表生巖溶的影響相對較小，溶蝕孔洞主要為準(zhǔn)同生期的產(chǎn)物（圖10－B）。

綜上，橫向上，準(zhǔn)同生溶蝕作用與表生巖溶作用均可以影響較大的范圍，至川中—川東分界——華鎣山斷裂（LZY）處亦可見到2種溶蝕作用的證據(jù)?？v向上，準(zhǔn)同生溶蝕作用是研究區(qū)洗象池組儲集層形成的主要建設(shè)性成巖作用，而表生巖溶作用主要改善了洗象池組上部顆粒灘的儲集性能（圖10－A，10－B）。

7 結(jié)論

1）川中地區(qū)洗象池組儲集層具有明顯的相控特征，儲集巖主要為顆粒白云巖。根據(jù)顆粒白云巖原始結(jié)構(gòu)保存程度，可將顆粒白云巖劃分為殘余顆粒白云巖和粉—細(xì)晶白云巖。儲集空間以粒間溶孔、晶間溶孔以及小型溶洞為主，儲集層整體呈現(xiàn)為低孔低滲的特征。

2）根據(jù)顆粒灘垂向演化特征，可在研究區(qū)洗象池組識別出湖—顆粒灘（—臺坪）、顆粒灘—臺坪（混積潮坪）、多期顆粒灘垂向疊置3種顆粒灘沉積組合，其中多期顆粒灘垂向疊置可形成厚度較大的顆粒巖段，其儲集層物性最好，厚度最大，是優(yōu)質(zhì)儲集層發(fā)育的基礎(chǔ)。平面上，多期顆粒灘垂向疊置主要發(fā)育于古隆起翼部且面向臺洼的區(qū)域，縱向上，多期顆粒灘垂向疊置主要發(fā)育于緩慢的海侵體系域與高位體系域中。

3）準(zhǔn)同生溶蝕作用是川中地區(qū)洗象池組儲集層形成的主要建設(shè)性成巖作用，表生巖溶作用主要對準(zhǔn)同生期形成的溶蝕孔洞疊加改造，進(jìn)一步改善了儲集層儲集性能。