川中地区中上寒武统洗象池组颗粒滩储集层特征及主控因素

邓成昆 黎 霆 杨伟强 张玺华 程忠贞 陈浩如 诸丹诚 胡力文 邹华耀

1中国石油大学（北京）油气资源与探测国家重点实验室，北京102249

2中国石油大学（北京）地球科学学院，北京102249

3中国石油西南油气田分公司勘探开发研究院，四川成都610041

4成都理工大学沉积地质研究院，四川成都610059

1 概述

中上寒武统洗象池组是四川盆地下古生界重要的勘探层系之一。目前，洗象池组在川西南威远地区探明储量85.08×108m3（李文正等，2016），展示出良好的天然气勘探前景。前人针对洗象池组沉积和储集层做了大量研究工作，认为洗象池组沉积期盆地内主要为局限台地沉积环境，发育了一套以白云岩为主的碳酸盐沉积（赵爱卫，2015；胡朝阳，2015；陈文等，2016；井攀，2017；贾鹏等，2021），并指出颗粒滩是洗象池组储集层发育的有利相带，颗粒滩主要发育在洗象池组的中上部（陈文等，2016；李文正等，2016），具有单层厚度薄、横向连续性差的特点（赵爱卫等，2015）。洗象池组可以识别出多种类型的颗粒滩沉积组合（赵爱卫等，2015），而且不同类型的颗粒滩沉积组合的物性存在差异，但现今针对川中地区洗象池组不同类型颗粒滩沉积组合（即不同沉积环境中的颗粒滩）的发育分布情况及其对储集层的差异控制缺乏较为深入的研究。因此，有必要对颗粒滩沉积组合的发育分布规律及其对储集层的影响进行探讨。川中洗象池组储集空间以溶孔、溶洞为主，溶蚀作用是储集层形成的关键（胡朝阳，2015；井攀等，2016；林怡等，2017；谷明峰等，2020；石书缘等，2020；李文正等，2020）。溶蚀作用对川中地区洗象池组储集层发育的控制作用目前主要存在两种观点，一种观点是准同生溶蚀作用是形成主要储集空间的关键，表生岩溶作用改善了储集性能（李文正等，2016；谷明峰等，2020）；另外一种观点是表生岩溶作用是川中地区洗象池组储集层形成的关键（井攀等，2016）。因此，准同生溶蚀、表生岩溶作用对川中地区洗象池组优质储集层的成储效应也有待进一步研究。

基于野外露头、岩心、岩石薄片以及测井曲线等资料，在对储集层特征研究的基础上，通过对川中地区洗象池组颗粒滩沉积组合进行精细的刻画，分析不同类型沉积组合对储集层发育的控制作用，建立川中洗象池组岩溶储集层发育模式，从而明确川中地区洗象池组储集层发育主控因素，以期为后续勘探开发提供有益的指导。

2 区域地质背景

研究区位于川中地区东部，区域构造上属于川中平缓断褶带，包含高石梯、磨溪、龙女寺、广安等构造，主体处于乐山—龙女寺古隆起东侧斜坡上（图1）。乐山—龙女寺古隆起发育于加里东期，是一个长期继承性沉积隆起和剥蚀隆起（姜巽，2019）。寒武纪末，受郁南运动的影响，雅安—乐山与安岳—龙女寺2个构造高部位逐渐连为一体，安岳—广安隆起带东端因川东地区下沉而止于广安附近（苏桂萍等，2020）。

图1 川中地区位置、构造、井位及GT2井洗象池组地层柱状图（古隆起据苏桂萍等，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）

四川盆地洗象池组沉积期呈现碳酸盐岩镶边台地的古地理格局，自西向东依次为混积潮坪、局限台地（半局限台地）、台地边缘、斜坡和盆地沉积相。川中地区洗象池组主要为局限台地沉积，台地内可根据沉积特征进一步划分为台坪、颗粒滩和湖等多种沉积亚相（赵爱卫，2015；陈文等，2016；井攀，2017；贾鹏等，2021）。区内颗粒滩具有单层厚度薄、纵向上频繁叠置的特点（赵爱卫等，2015；林怡等，2017）。

洗象池组属于中上寒武统，沉积时间为504.5～485.4 Ma，约19 Ma，地层具有西北薄、东南厚的趋势，区内地层厚度在0～450 m之间，靠近古隆起核部地区缺失部分地层。岩性以颗粒白云岩和晶粒白云岩为主，局部发育少量砂质白云岩、泥质白云岩。

川中地区洗象池组整体可以划分为3个三级层序，每个三级层序又可以分为海侵体系域与高位体系域（贾鹏等，2021），各三级层序的海侵体系域主要发育湖亚相与颗粒滩亚相，高位体系域以台坪亚相与颗粒滩亚相沉积为主。

洗象池组沉积期，发生了多次海平面下降，表现为碳同位素演化具有多旋回负漂的特征（李文正等，2019；谷明峰等，2020）。志留纪末期的广西运动，造成四川盆地及周缘整体隆升，川中地区下古生界遭受了严重的剥蚀（宋文海，1996），此次构造运动致使盆地西部洗象池组大面积缺失或直接出露。高频旋回控制下的多次海平面下降与构造运动导致的地层出露为岩溶作用的发育提供了良好的条件。

3 研究资料和方法

在归纳总结前人研究成果的基础上，对川中地区GT2井岩心（5314.65～5359.75 m）、LZY剖面（212 m，未见底）进行了精细的观察与描述。对GT2井及LZY剖面进行了小层划分，将GT2井岩心段划分为36小层，每小层厚度0.5～3 m，每小层取样1～2块，共取样69块，将LZY剖面划分为68层，每小层厚2～5 m，每小层取样1～2块，共取样131块。将取得的样品进行挑选，制备普通薄片52片，铸体薄片186片。薄片的制备、观察均在中国石油大学（北京）油气资源与探测国家重点实验室完成，薄片经茜素红染色。在此基础上，对川中地区洗象池组储集层特征进行了详细的总结。以GT2井取心段为例，结合搜集到的物性数据，识别出3种不同类型的颗粒滩沉积组合，分析其发育分布规律，并对不同类型沉积组合中的颗粒滩物性特征及储集层／颗粒滩进行统计，探究不同类型颗粒滩沉积组合对储集层的差异控制作用。在储集层特征分析的基础上，结合MX12、MX11、AP1、GT2、Z3、GS1、NC1、H12、BL1等井的钻测井资料分析准同生溶蚀作用和表生岩溶作用对储集层的影响及发育机制，建立川中地区洗象池组岩溶模式，明确准同生溶蚀作用与表生岩溶作用的成储效应。

4 储集层特征

4.1 储集层岩石学特征

基于野外露头、岩心及薄片观察，研究区洗象池组的储集岩主要为颗粒白云岩。颗粒白云岩多发育于洗象池组中上部，颗粒类型以砂屑为主，另有少量砾屑、似球粒等。颗粒灰岩经白云石化或重结晶作用之后，其原始结构会遭到一定程度的破坏，孔隙结构也随之发生了改变（张学丰等，2011）。根据颗粒与胶结物的可识别性和颗粒内部的保存程度，将川中地区洗象池组的颗粒白云岩划分为残余颗粒白云岩和粉—细晶白云岩。

4.1.1 残余颗粒白云岩

残余颗粒白云岩颗粒与基质或胶结物基本清晰可分，可分别定量，颗粒结构内部清晰，储集空间以粒间溶孔为主（张学丰等，2011）。镜下观察其分选中等—好，颗粒支撑，点—线接触，常呈圆形或椭圆形（图2－A）。颗粒含量（面积分数）50%～75%，粒径一般0.15～1.00 mm，多由粉晶白云石组成。颗粒间为亮晶白云石胶结，部分可见多期胶结物，发育粒间孔、粒间溶孔等，镜下统计古面孔率（现今面孔率＋固体沥青）最高可达22%。

部分残余颗粒白云岩遭受白云石化及重结晶作用改造严重，原始颗粒结构被破坏，仅见残留颗粒幻影（图2－B）。此类残余颗粒白云岩颗粒与基质或胶结物大部分清晰可分，基本可分别定量，颗粒内部结构基本破坏，储集空间多为粒间溶孔、粒间晶间溶孔、溶洞（张学丰等，2011）。

4.1.2 粉—细晶白云岩

当颗粒白云岩原始结构遭到强烈的破坏时，会形成粉—细晶白云岩。粉—细晶白云岩颗粒与基质或胶结物不可区分，不可分别定量，颗粒内部结构基本被破坏，储集空间主要为晶间溶孔、溶洞等。粉—细晶白云岩是洗象池组另一类非常重要的储集岩，不仅镜下发育大量晶间孔、晶间溶孔（图2－C至2－E），在岩心及野外剖面也可见大量溶蚀孔洞（图3－A，3－B）。晶粒大小多为0.05～0.20 mm，晶形半自形—自形，常具雾心亮边结构，原始颗粒结构不可见，可以在阴极发光下恢复颗粒结构，有些即使不能恢复颗粒结构，却能在野外剖面观察到其发育的平形层理（图3－C）和交错层理（图3－D）。晶间（溶）孔分布不均匀，常被沥青、石英等充填，晶体边缘常有溶蚀痕迹，镜下统计其平均古面孔率为12.4%，最高可达25%。

图2 川中地区洗象池组储集岩与储集空间显微照片Fig.2 Microscopic photos of reservoir rock and reservoir space in the Xixiangchi Formation in central Sichuan Basin

4.2 储集空间类型

研究区洗象池组储集空间主要为粒间溶孔、晶间溶孔以及溶洞，其次为粒间孔与晶间孔，亦可见裂缝、少量粒内溶孔等。

4.2.1 粒间孔

粒间孔发育于残余颗粒白云岩中，颗粒间胶结物不发育或含量极少时，部分原生粒间孔得以保存，其孔径大小与粒径密切相关。研究区洗象池组粒间孔为次要储集空间，粒间孔中不见溶蚀痕迹，后期在成岩流体作用下，常常形成粒间溶孔。

4.2.2 粒间溶孔

粒间溶孔是川中地区洗象池组一种十分重要的储集空间。大气淡水淋滤溶蚀颗粒间的胶结物或部分基质形成粒间溶孔，镜下可见白云石胶结物遭受溶蚀，孔隙边缘呈不规则溶蚀港湾状的现象（图2－B）。粒间溶孔同样发育于残余颗粒白云岩中，古面孔率多在3%～10%之间。

4.2.3 晶间孔和晶间溶孔

晶间孔主要指白云石晶体之间的孔隙，广泛发育于粉晶白云岩、细晶白云岩等晶粒白云岩中，多为颗粒白云岩在白云石化及重结晶作用的影响下，白云石晶粒重新排列，粒间（溶）孔等发生调整而形成，形态规则，边缘平直，多呈三角形或不规则多边形。晶间孔遭受大气淡水或酸性流体溶蚀形成晶间溶孔，晶间溶孔边缘溶蚀明显，常呈溶蚀港湾状，形态不规则，部分可见沥青半—全充填（图2－C至2－E）。

4.2.4 溶洞

溶洞也是洗象池组一种十分重要的储集空间，在研究区颗粒滩亚相中主要发育2种类型的小型溶洞。第1类溶洞以相对孤立存在的形式出现在岩心或剖面中，形状为圆形或不规则状（图3－A，3－E）；第2类溶洞顺层或顺层理分布，呈拉长状（图3－B，3－F）。这些小型溶洞主要分布在滩体的上部。

图3 川中地区洗象池组储集岩与储集空间岩心及露头照片Fig.3 Core and outcrop photos of reservoir rock and reservoir space in the Xixiangchi Formation in central Sichuan Basin

4.2.5 粒内溶孔和铸模孔

粒内溶孔指颗粒内部被溶解形成的孔隙，一般发生在文石质颗粒中，由准同生大气淡水选择性溶蚀形成（黎霆等，2020），常被白云石等充填（图2－F），当颗粒被完全溶解，则形成铸模孔。在洗象池组中粒内溶孔和铸模孔少见，且均为孤立孔隙，连通性差，储集意义不大。

4.2.6 膏模孔

石膏结核溶解后形成了膏模孔。膏模孔主要发育在泥—粉晶白云岩中，颗粒白云岩中较为少见，孔径一般在0.5～1.0 mm之间，呈圆形或椭圆形，孤立存在（图2－G），整体发育程度较低，且后期易被白云石充填，形成石膏假结核，储集意义不大。

4.2.7 裂缝

洗象池组主要发育构造缝，缝壁平直，产状以水平层间缝和高角度缝为主。岩心上可见多期构造缝相互切割（图3－G），镜下可见早期裂缝被白云石等全充填，晚期裂缝多平直、开启（图2－H），为流体提供了良好的运移通道。部分构造缝遭受溶蚀形成溶蚀缝，溶蚀缝缝壁可见溶蚀痕迹，常被沥青、白云石等充填（图2－I）。裂缝具有一定的储集能力，但更重要的是能改善孔隙之间的连通性，提高储集层的渗滤能力。

4.3 储集层物性特征

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件储集层物性资料，通过对其进行分析可以看到，川中地区洗象池组储集层孔隙度分布范围为2.00%～10.96%，集中分布在2%～6%，平均值为3.94%，孔隙度大于6%的样品仅占样品总数的12.7%（图4－A）；储集层渗透率分布范围为（0.01～34.9）×10－3μm2，平均渗透率为0.99×10－3μm2，渗透率大于0.1×10－3μm2的样品占样品总数的39.2%（图4－B）。储集层整体表现为低孔低渗的特征，表明洗象池组基岩整体较为致密，岩心尺度上观察到的小型溶洞和溶孔对于洗象池组岩石孔渗性的改善是局部而有限的。对GT2、BL1井181件岩心物性资料分岩性统计发现，泥质白云岩、砂质白云岩及泥—粉晶白云岩孔隙度多在2%以下，残余颗粒白云岩与粉—细晶白云岩孔隙度多在2%以上（图4－C）。表明了川中地区洗象池组的储集层主要发育于颗粒白云岩之中。

图4 川中地区洗象池组物性特征Fig.4 Characteristics of porosity and permeability of the Xixiangchi Formation in central Sichuan Basin

5 颗粒滩沉积组合

5.1 颗粒滩沉积组合类型及特征

川中地区洗象池组主要发育3种与颗粒滩相关的水体向上变浅的沉积组合：湖—颗粒滩（—台坪）、颗粒滩—台坪（混积潮坪）、多期颗粒滩垂向叠置，不同的颗粒滩沉积组合表现出不同的岩相组合形式。

5.1.1 湖—颗粒滩（—台坪）

湖—颗粒滩沉积组合整体在1～2 m（图5－A）。下部为湖亚相，岩性以泥—粉晶白云岩、泥质白云岩为主，常可见泥质纹层（图5－A－①，5－A－a），发育水平层理，局部可见风暴砾屑，颜色多为深灰色，厚度在1 m 左右。上部为颗粒滩亚相，岩性为浅灰—灰色细—中残余砂屑白云岩或粉—细晶白云岩，发育交错层理、粒序层理等沉积构造，颗粒滩厚度多在0.5 m以下。部分颗粒滩顶部发育台坪亚相浅灰色、灰黄色泥—粉晶白云岩，其中可见石膏假结核（图5－B－②）以及干裂、波痕、水平层理等沉积构造，形成湖—颗粒滩—台坪沉积组合（图5－B）。

5.1.2 颗粒滩—台坪（混积潮坪）

颗粒滩—台坪沉积组合累计厚度一般小于1 m。下部为颗粒滩沉积，颗粒滩厚度多在0.5 m以下，以浅灰色细—中残余砂屑白云岩或粉—细晶白云岩为主，发育交错层理、冲刷面等沉积构造。上部为台坪沉积，厚度在0.5～1.0 m之间，岩性为泥—粉晶白云岩，发育石膏假结核（图5－C-b），可见干裂、波痕、鸟眼（图5－C－②）、水平层理等沉积构造（图5－C）。受陆源碎屑影响较大时则会发育颗粒滩—混积潮坪组合（图5－D－③），厚度较颗粒滩—台坪组合大，可达3～4 m（图5－D）。

5.1.3 多期颗粒滩垂向叠置

多期颗粒滩垂向叠置表现为垂向上有多个薄滩体频繁叠置，形成累计厚度较大的颗粒云岩段（多在4 m 左右）。单滩体厚度较小，多在1 m 左右，下部为浅灰色细—中残余砂屑白云岩或粉—细晶白云岩，向上颗粒粒度变粗，渐变为中残余砂屑—砾屑白云岩或粉—细晶白云岩（图5－E－③，5－E－④）。野外剖面及岩心上可见交错层理、粒序层理等沉积构造，由下向上孔隙度、渗透率增加，粒间胶结物减少（图5－E）。

图5 川中地区GT2井洗象池组颗粒滩沉积组合Fig.5 Depositional combination of the Xixiangchi Formation shoals in Well GT2，central Sichuan Basin

5.2 颗粒滩沉积组合的分布特征

颗粒滩主要发育在水动力较强的沉积环境中（金民东等，2015；马腾等，2015；赵爱卫等，2015；代林呈等，2017）。古隆起与海平面升降引起的海水深度的变化共同控制着水动力条件，因此，颗粒滩沉积组合的发育、分布受控于古地貌条件以及相对海平面变化（杨伟强等，2020）。

台洼地区，水体相对较深，沉积界面常处于浪基面之下。海侵时，台洼内沉积界面迅速降至浪基面之下，其内部水体安静，水体循环受限，发育泥质白云岩，为局限湖沉积。随着海平面缓慢下降，沉积水体变浅，局部古地貌高地沉积界面可能达到浪基面附近，水体能量恢复，会形成少量薄层颗粒滩，甚至是台坪沉积，但颗粒滩发育差、厚度小。此后，随着再一次的海平面上升，沉积界面又快速降至浪基面以下，沉积湖亚相灰色—深灰色泥质白云岩或泥—粉晶白云岩。台洼处颗粒滩及台坪亚相发育程度低，主要为湖亚相的细粒沉积物。因此，台洼内的颗粒滩多表现为湖—颗粒（—台坪）沉积组合，呈现出湖夹薄层颗粒滩的沉积特征。颗粒滩规模小、层数少，颗地比多在10%以下（图6），单滩体厚度小（＜0.5 m），横向上连续性差，向两侧快速尖灭。单个沉积组合中颗粒滩占比不足30%。

古隆起翼部宽缓稳定，而面向台洼的区域，更是波浪作用活跃的地带，波浪能影响到较大范围，沉积界面频繁处于浪基面附近，滩体发育，颗粒滩垂向加积导致水体变浅或相对海平面下降时，滩体形成向上变浅、粒度变粗的沉积序列，部分滩体会暴露于海平面之上，为准同生溶蚀作用的发育提供了条件。研究区洗象池组单滩体厚度小，随着次一级海平面快速上升，在古隆起翼部面向台洼的区域，新的单滩体沉积在上一个滩体之上，形成多期颗粒滩垂向叠置。纵向上，每个沉积组合中多期颗粒滩叠置发育，可形成厚5 m的滩体，单个沉积组合中颗粒滩占比在75%以上，单滩体厚度也相对较大，多在1 m 左右。横向上，颗粒滩连续性更好，延伸范围较远。古隆起翼部地层厚度远大于古隆起核部，因而颗粒滩累计厚度能达到95 m，颗地比在20%以上（图6）。

古隆起核部地势较高，水体较浅，水动力条件弱，以浅水低能的台坪、混积潮坪沉积为主（图7），沉积界面常处于浪基面之上，不利于颗粒滩的发育，偶尔由于水体的加深而位于浪基面附近，但由于水体较浅，随着滩体的垂向加积或相对海平下降而演化为潮坪沉积环境，形成颗粒滩—台坪（混积潮坪）的沉积序列，表现为台坪（混积潮坪）偶夹薄层颗粒滩。颗粒滩层数少，单层厚度小，单滩体厚度多在0.5 m以下，在沉积组合中占比小于50%，进而导致颗粒滩累计厚度小，颗地比普遍在15%以下（图6）。颗粒滩横向连续性较差。

图6 川中—川东地区洗象池组颗地比特征（古隆起据苏桂萍等，2020；台洼据贾鹏等，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）

相对稳定的沉积水体有利于多期颗粒滩垂向叠置的形成。快速海侵时，水体变化较快，沉积界面迅速处于浪基面之下，不利于多期颗粒滩垂向叠置的形成。缓慢海侵时，水深变化较慢，依旧可形成多期颗粒滩垂向叠置，如洗象池组底部三级层序的海侵体系域（图7）。高位体系域时沉积水体稳定或水深缓慢下降，古隆起翼部可容空间大，沉积水动力强，有利于多期颗粒滩垂向叠置的发育。因此，多期颗粒滩叠置垂向上主要发育于缓慢的海侵体系域与高位体系域中。

图7 川中—川东地区洗象池组沉积相连井剖面（剖面位置见图6）Fig.7 Well transect of the Xixiangchi Formation in central and eastern Sichuan Basin（profile location shown in Fig.6）

6 储集层主控因素

6.1 颗粒滩沉积组合对储集层的差异控制作用

多期颗粒滩垂向叠置不仅能够形成厚度较大的颗粒岩段，而且在海平面升降变化过程中，滩体易发生暴露遭受大气淡水溶蚀，形成溶蚀孔洞。对研究区洗象池组不同颗粒滩沉积组合中的颗粒碳酸盐岩物性统计发现，多期颗粒滩垂向叠置平均孔隙度为4.49%，物性最好，明显优于其他沉积组合（图8－A，8－C）。此外，在GT2井洗象池组岩心中也可以见到，储集层主要发育在多期颗粒滩垂向叠置组合中。分别对位于古隆起核部的AP1井、古隆起翼部的GT2井及台洼中的WT1井统计发现，颗粒滩垂向叠置中的储集层／颗粒滩值为89.7%，远大于颗粒滩—台坪（混积潮坪）的33.7% 与湖—颗粒滩（—台坪）的21.6%（表1；图8－B）。因此，多期颗粒滩垂向叠置是优质储集层发育的基础。

表1 川中地区洗象池组不同颗粒滩沉积组合中的颗粒滩及储集层厚度Table 1 Shoal and reservoir thicknesses of different types of shoal depositional combinations in the Xixiangchi Formation，central Sichuan Basin

图8 川中地区洗象池组不同类型颗粒滩沉积组合物性特征及颗粒滩中储集层的比例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 溶蚀作用对颗粒滩储集层的差异控制作用

6.2.1 准同生溶蚀作用

准同生溶蚀作用对川中地区洗象池组储集层的发育具有重要的影响，是大量溶蚀孔洞形成的关键。研究区洗象池组颗粒滩沉积期，水体整体较浅，单滩体易随海平面暂时性相对下降而发生暴露，发生准同生溶蚀作用。

准同生溶蚀作用常具有组构选择性。在大气淡水淋滤作用下，不稳定矿物组分文石、高镁方解石等发生溶解，从而导致其组成的颗粒及颗粒间先前形成的海底纤状胶结物被溶蚀形成粒内溶孔（图2－F）、粒间溶孔等，岩心上可以见到针孔状溶蚀孔隙（图3－H）。当暴露时间充足或位于微地貌高地的局部区域，也会形成非组构选择性溶蚀孔洞

（肖笛，2017），为后期流体渗滤提供了良好的通道。泥—粉晶白云岩中的石膏结核受大气淡水的影响，发生溶蚀，形成膏模孔，后期多被沥青和粒状白云石所充填（图2－G），也是准同生溶蚀作用的一个识别特征。在镜下薄片中还可以观察到颗粒间发育等轴粒状环颗粒边缘胶结物（图2－A），此类胶结物多形成于压实作用之前的淡水成岩环境（田艳红等，2014；肖笛，2017），同样表明了洗象池组颗粒滩沉积后受到了早成岩期大气淡水的影响。

准同生溶蚀作用形成的储集层具有纵向差异性。由于海平面升降频繁，准同生溶蚀作用时间有限，每一期颗粒滩的岩溶作用只能达到一定深度。在溶蚀面之下，大气淡水溶蚀作用强烈，可形成大量溶孔和溶洞，而在远离溶蚀面的下部颗粒滩，由于溶蚀作用相对较弱，溶蚀孔洞发育较少，以溶孔为主，从而呈现出颗粒滩旋回与孔洞发育程度、物性之间具有正相关关系的特征（肖笛，2017；杨威等，2020；周进高等，2020）。通过对GT2井岩心研究发现，孔洞普遍发育于颗粒滩旋回的中上部，岩心孔隙度与渗透率变化具有明显的旋回性（图9），储集层中溶蚀作用的发育与高频海平面的变化密切相关，表现出准同生溶蚀作用的特征。

6.2.2 表生岩溶作用

表生岩溶作用对川中地区洗象池组储集层具有一定的改善作用。早期形成的溶蚀孔洞部分经历表生岩溶作用的改造，产生新的非组构选择性溶蚀孔洞。钻井及岩石学证据如下：洗象池组在古隆起及周缘的钻井中发现了井漏现象（石书缘等，2020）。GT2、AP1、MX23等井的岩心和薄片中可见溶塌角砾岩和垮塌充填物（谷明峰等，2020；李文正等，2020）。LZY野外剖面与GT2井岩心中发育了大量顺层溶洞（图3－B，3－F），镜下可见受到重结晶作用影响的半自形—他形细晶白云石遭受溶蚀（图2－D）。另外，洗象池组也可以观察到少量花斑状溶蚀孔洞（图3－I），镜下有时可见溶孔间充填被沥青浸染的离散白云石砂（图2－B），前人研究认为花斑状溶蚀现象也可作为表生岩溶的识别标志之一（Baceta et al.，2007；金民东等，2014；肖笛，2017）。

加里东期晚幕的广西运动使四川盆地构造格局发生了重大的变化，盆地西部自中志留世开始抬升剥蚀，到二叠纪才开始接受沉积，暴露时间长达120 Ma（金民东等，2014；代林呈等，2016；邢梦妍等，2017），使得盆地西部洗象池组缺失或直接暴露。处于暴露剥蚀区磨溪地区的洗象池组遭受强烈的剥蚀及大气淡水淋滤改造，岩溶作用强烈。位于暴露剥蚀区东部的埋藏区的地层，未直接暴露地表，但由于乐山—龙女寺古隆起的褶皱隆升，地层发生倾斜，大气淡水经暴露剥蚀区下渗，沿斜坡发生侧向运移，以顺层流动的方式沿断裂和准同生期形成的高孔渗层流动，对残余粒间孔及准同生溶蚀作用形成的溶蚀孔洞进行改造。

研究发现，暴露区岩溶储集层厚度大于颗粒滩厚度，发育 “非相控”型岩溶储集层（表2；MX11井）。埋藏区岩溶储集层主要发育于颗粒白云岩中，储集层厚度具有随颗粒滩厚度增大而增大的趋势，靠近暴露剥蚀区储集层厚度较小，远离暴露剥蚀区储集层厚度较大（表2），主要发育 “相控”型岩溶储集层。表明了在埋藏区表生岩溶作用也具有 “相控”的特征（图10）。

在暴露剥蚀区及靠近暴露剥蚀区的钻井（MX11、MX23、AP1、BL1、NC1）中，颗粒滩主要发育在地层的上部，且储集层均发育在靠近地层顶部的颗粒滩中。储集层中可见溶蚀孔洞被泥质充填，具有表生岩溶作用的特征，但储集层相较GT2井、LZY剖面等差。岩溶水沿斜坡从高势区向低势区流动，离补给区更近的储集层反而更差，从侧面说明表生岩溶作用对储集层的改善作用有限，并非大规模溶蚀孔洞形成的关键。洗象池组颗粒滩单层薄，横向连续性差，难以形成大套连续分布的滩体。台坪亚相、湖亚相泥—粉晶白云岩岩性较为致密，对岩溶水具有一定的阻挡作用。大气淡水经暴露剥蚀区下渗，易沿颗粒滩较为发育的上部地层发生侧向运移，对埋藏区地层在准同生期形成的溶蚀孔洞进行改造。洗象池组下部颗粒滩发育相对较差，流体到达相对困难，导致下部颗粒滩受到表生岩溶的影响相对较小，溶蚀孔洞主要为准同生期的产物（图10－B）。

综上，横向上，准同生溶蚀作用与表生岩溶作用均可以影响较大的范围，至川中—川东分界——华蓥山断裂（LZY）处亦可见到2种溶蚀作用的证据。纵向上，准同生溶蚀作用是研究区洗象池组储集层形成的主要建设性成岩作用，而表生岩溶作用主要改善了洗象池组上部颗粒滩的储集性能（图10－A，10－B）。

7 结论

1）川中地区洗象池组储集层具有明显的相控特征，储集岩主要为颗粒白云岩。根据颗粒白云岩原始结构保存程度，可将颗粒白云岩划分为残余颗粒白云岩和粉—细晶白云岩。储集空间以粒间溶孔、晶间溶孔以及小型溶洞为主，储集层整体呈现为低孔低渗的特征。

2）根据颗粒滩垂向演化特征，可在研究区洗象池组识别出湖—颗粒滩（—台坪）、颗粒滩—台坪（混积潮坪）、多期颗粒滩垂向叠置3种颗粒滩沉积组合，其中多期颗粒滩垂向叠置可形成厚度较大的颗粒岩段，其储集层物性最好，厚度最大，是优质储集层发育的基础。平面上，多期颗粒滩垂向叠置主要发育于古隆起翼部且面向台洼的区域，纵向上，多期颗粒滩垂向叠置主要发育于缓慢的海侵体系域与高位体系域中。

3）准同生溶蚀作用是川中地区洗象池组储集层形成的主要建设性成岩作用，表生岩溶作用主要对准同生期形成的溶蚀孔洞叠加改造，进一步改善了储集层储集性能。