四川盆地潼南—合川区块中二叠统白云岩储层形成主控因素与勘探区带预测

朱 茂 黄世伟 宋 叙 王显东 师江波 田小彬 姚倩颖 王 慧

（ 1中国石油杭州地质研究院；2中国石油天然气集团有限公司碳酸盐岩储层重点实验室；3中国石油大庆油田公司勘探事业部；4中国石油大庆油田公司勘探开发研究院 ）

0 引言

全球碳酸盐岩油气资源约有一半储存在白云岩中[1]，国内四川盆地、鄂尔多斯盆地近期的勘探发现也揭示白云岩储层是深层碳酸盐岩油气最重要的储集体[2-4]，因此针对白云岩的成因研究一直是国内外的研究热点之一。前人也提出了多种经典白云石化模式，如蒸发泵、渗透回流、埋藏、热液和微生物白云石化作用等[5-9]，有效地指导了不同地区的白云岩储层分布规律预测，在很大程度上解决了生产面临的一些关键问题。

四川盆地中二叠统几乎是中国油气勘探跨越时间最长的对象之一，从20世纪60年代延续至今，储层类型也从早期的岩溶缝洞型石灰岩储层拓展至孔隙型白云岩储层，并交替成为研究热点。近年来，随着盆地内多口新井又钻遇优质白云岩储层并获得高产气流，使其再次成为前沿关注点[10-15]。特别是近两年来，中国石油大庆油田公司在川中的潼南—合川区块接连部署多口新井并获得高产，展示了栖霞组—茅口组良好的勘探潜力。但是川中潼南—合川区块中二叠统前期认识较少，对白云岩储层机制与分布规律的认识缺乏整体性，很大程度上制约了勘探进展。

本文在前人研究成果基础上，利用最新的油气勘探成果和丰富的岩心、钻井、录井、分析化验、地震等基础资料，从层序地层划分与对比入手，结合四川盆地沉积背景分析，着眼于川中潼南—合川区块，系统梳理和分析栖霞组—茅口组的沉积特征、储层发育与分布特征，特别是对前期研究存在较大争议的白云岩储层发育主控因素和分布规律等问题[13-27]进行深入研究，明确潼南—合川区块的白云岩储层特征、储层类型及其发育的主控因素，指出栖霞组—茅口组有利储层发育区带。研究成果对潼南—合川区块下一步勘探选区选带和目标优选有重要指导意义。

1 区域地质概况

四川盆地处于扬子台地西北缘，潼南—合川区块地理位置上位于遂宁、南充、广安、重庆四地之间，构造上处于川中低缓褶皱带，区内局部构造宽缓，褶皱幅度低，大型断裂不发育。本文研究主要集中在区块内三维地震满覆盖区域，面积为6400km2（图1左）。

加里东末期构造运动造成四川盆地部分隆升，受加里东古隆起的影响，寒武系及其以上地层遭受了不同程度的剥蚀，泥盆系及石炭系仅分布在古隆起的外围。经过长期的风化剥蚀及准平原化作用，中二叠世整个盆地广泛接受海侵，在古风化壳之上首先沉积了梁山组，为一套厚度不大（小于15m）的滨岸沼泽相含煤碎屑岩沉积。随后快速海侵沉积了以浅水碳酸盐台地相为主的栖霞组，厚度为50～210m，岩性以灰色、浅灰色泥质灰岩、生屑灰岩为主，夹少许燧石结核灰岩，下部石灰岩色深，含泥质较重，上部石灰岩色浅、质纯，局部发育白云岩。栖霞组上覆茅口组也为海相碳酸盐岩沉积，岩性仍以石灰岩为主，普遍含有丰富的生物碎屑。中二叠世末期，茅口组沉积中晚期受东吴运动和峨眉地幔柱活动的影响，四川盆地大规模抬升，茅口组在盆地范围内遭受了不同程度的剥蚀，形成区域性暴露不整合面。茅口组之上覆盖了龙潭组的泥岩（图1右）。潼南—合川区块栖霞组—茅口组为一套连续沉积，沉积分异不大，具备等时对比的条件。

图1 潼南—合川区块栖霞组沉积中晚期岩相古地理图（左）及中二叠统综合柱状图（右）Fig.1 Lithofacies paleogeography during the deposition period of the middle-late Qixia Formation (left) and comprehensive stratigraphic column of the Middle Permian (right) in Tongnan-Hechuan block

以经典的层序地层学理论与方法为指导，在野外露头、岩心、薄片等地质资料和地震、测井等地球物理资料的基础上，主要利用自然伽马曲线旋回特征，采用海侵体系域、高位体系域的二分法，以合深4井为例，将中二叠统划分为2个三级层序、6个四级层序（图2）。栖霞组（SQ1）和茅口组（SQ2）各自均为一个完整的三级层序，每个三级层序又细分为海侵体系域（TST）和高位体系域（HST）。

潼南—合川区块三级层序界面十分明显，栖霞组的底界和茅口组的顶界为暴露不整合面，是典型的岩性—岩相转换面，界面上下地层存在陆相到海相的变化，相应的自然伽马曲线则表现出阶梯状的巨大差异。茅口组与下伏栖霞组的分界面为典型的侵蚀不整合面[15-16]，界面上下岩性和电性特征差异明显，界面之下栖霞组顶部主要发育浅色生屑灰岩、泥晶生屑灰岩等，界面之上为茅一段典型的“眼球眼皮”石灰岩发育段，主要发育灰黑色泥质灰岩、泥灰岩，有机质含量增多，自然伽马曲线由栖霞组的中—低幅锯齿状转变为茅口组底部的中—高幅指状（图2）。

三级层序内体系域的划分主要通过岩性组合和电性特征变化，特别是自然伽马曲线的变化来确定。以茅口组为例，海侵体系域岩性以泥灰岩、泥质灰岩、生屑泥晶灰岩为主，自然伽马曲线呈中—高幅指状。在最大海泛面附近岩性由泥质灰岩、生屑泥晶灰岩过渡到泥晶生屑灰岩和生屑灰岩，自然伽马曲线表现出由高到低的明显变化。高位体系域从下往上泥质含量逐渐降低，沉积以生屑灰岩为主，自然伽马曲线转变为锯齿状低值。在高位体系域的中上部白云石化作用明显增强，部分可能伴随有准同生期表生岩溶现象，形成优质储层。

依照岩性叠加及变化关系可进一步将高位体系域划分为早期高位体系域（EHST）和晚期高位体系域（LHST）。以合深4井茅口组为例，EHST2岩性以中—厚层泥晶生屑灰岩为主，夹薄层生屑灰岩，为典型进积序列，GR曲线表现为中—低幅锯齿状夹小型箱状特征；LHST2主要为较纯的生屑灰岩，为典型加积序列。EHST2和LHST2的分界面为岩性—岩相转换面，界面之下发育泥晶—亮晶生屑灰岩、含云灰岩和含灰云岩，界面之上突变为生屑泥晶灰岩和泥质灰岩，常规测井曲线表现为自然伽马由下降至缓慢上升的转换处（图2）。合深4井成像测井资料和西北乡野外剖面指示该界面可能为层间岩溶暴露面，见大量溶蚀现象。

图2 合深4井中二叠统沉积层序综合柱状图Fig.2 Comprehensive sedimentary sequence column of the Middle Permian in Well Heshen4

2 白云岩沉积特征与分布

加里东期—海西早期的构造运动对中二叠世沉积的影响至关重要。受加里东期构造运动影响，四川盆地局部隆升形成川中古隆起，近“S”形展布[28-29]。尽管经历了海西早期整体抬升的夷平化作用，但这种西高东低的残余古地貌格局仍控制了栖霞组—茅口组沉积早期的沉积特征[28-30]。

栖霞组沉积早期（SQ1-TST1）整个四川盆地发生快速海侵形成开阔台地相；晚期（SQ1-HST1）逐渐海退演化为局限台地相，台缘沿川西剑阁—峨眉一带展布，潼南—合川区块在“S”形台内滩带向海突出的一侧，主要发育台内滩和滩间洼地微相[28-29]。茅口组沉积早期（SQ2-TST2），水体急剧加深，演化为开阔台地相；茅口组沉积中晚期（SQ2-HST2），受东吴Ⅱ幕拉张作用影响，碳酸盐台地发生分异，川中—川北地区发育两级坡折，随着水体逐渐降低，在坡折带附近形成大面积台内滩沉积[29-30]。总之，不论是在栖霞组还是茅口组的高位体系域沉积期，潼南—合川区块沉积水体均相对较浅，具有发育大面积台内滩的沉积背景，有形成优质储层的基础。

根据实际钻井资料，潼南—合川区块的台内滩可分为台内中高能滩和台内低能滩。台内中高能滩主要发育在局部地貌相对较高、受波浪作用控制的地区，包含较多的生物碎屑，颗粒间被亮晶方解石胶结（图3a、b），部分井还见具有生屑残影构造的中—细晶白云岩（图3c、d）。台内低能滩形成于浪基面附近及以下，能量较低，以泥晶生屑灰岩沉积为主（图3e）。生屑为腕足类、珊瑚等，局部发育眼球状构造、生物扰动构造。台内滩一般由多个2～5m的小型旋回组成，由下至上粒度逐渐变粗，白云石化作用也逐渐增强，自然伽马曲线表现为锯齿状低值和小型箱状特征（图2）。需要注意的是，并不是所有的台内滩均发生了白云石化，但白云岩均发育在高频旋回顶部的台内中高能滩中（图2）。常见表生岩溶作用形成的溶蚀缝洞，是该地区的主要储集体（图3d）。

滩间洼地分布于台内滩之间相对低洼地带，岩性以富含泥质的灰色、深灰色生屑泥晶灰岩为主（图3f），局部夹黑色泥岩纹层，生屑大小不均，主要由介壳类、腕足类、腹足类、海百合类碎屑构成（图3g—i），局部见暗色缝合线，整体致密。自然伽马曲线整体为中高值，呈锯齿状夹小型箱状响应特征（图2）。

图3 潼南—合川区块栖霞组—茅口组岩石学特征图版Fig.3 Plate of petrological characteristics of Qixia Formation-Maokou Formation in Tongnan-Hechuan block

研究区内十几口井的中二叠统自然伽马曲线特征相似，具有全区可对比性，据此搭建的层序地层格架（图4）显示潼南—合川区块层序地层厚度相对均一，仅SQ1-TST1厚度差异较大，由西往东逐渐加厚，反映栖霞组沉积早期西高东低的沉积古地理背景。之后沉积厚度差异逐渐变小，至SQ2-TST2时大致填平补齐。潼南—合川区块沉积期地貌不存在特别大的高低起伏，局部微古地貌的差异可能控制了沉积相带的变化，白云岩储层均发育在高位体系域中上部。

3 白云岩储层特征、主控因素及发育模式

通过对研究区内20余口井的观察统计，潼南—合川区块栖霞组、茅口组共发育两种类型储层：孔洞—孔隙型白云岩储层及茅一段泥灰岩非常规储层。虽然栖霞组、茅口组顶部均为不整合面，但是该区岩溶风化壳储层并不发育，究其原因主要有两点：一是栖霞组顶部不整合面暴露时间短，岩溶作用弱；二是茅口组顶部虽然暴露时间够长，但潼南—合川区块在茅口组沉积末期整体处于岩溶洼地，充填作用强，岩心见大量岩溶缝洞被泥质、方解石和黄铁矿完全充填现象。目前高产井产层段主要还是以孔洞—孔隙型白云岩储层为主，所以本文重点探讨该类型白云岩储层的特征、主控因素和发育模式。

3.1 储层特征

潼南—合川区块栖霞组白云岩储层主要发育在栖二段，岩性主要为云质含量较高的含灰云岩和含云灰岩，单层厚度为2～5m，垂向多层叠置发育，累计厚度为3～15m，横向变化差异大（图4）。白云岩储层物性较好，孔隙度为2.7%～7.2%。溶蚀孔洞、晶间溶孔（粒间/粒内溶孔）是主要储集空间（图5a—c），成像测井上见明显缝洞和高角度裂缝发育（图6a）。

茅口组白云岩储层主要分布在茅二段中上部，岩性主要为云质含量较高的含灰云岩和含云灰岩。与栖霞组白云岩储层相比，茅口组这套白云岩储层单层厚度大，厚度为3～15m，横向比较连续（图4）。根据样品的物性资料分析，白云岩孔隙度一般大于3%，局部纯白云岩段具有较高孔隙度和渗透率，测井孔隙度可达6.1%。溶蚀孔洞、晶间溶孔（粒间/粒内溶孔）和溶缝（图5d—f）构成了茅二段白云岩储层的主要储集空间。成像测井上见明显斑状溶蚀特征，整体高角度裂缝发育（图6b）。

3.2 储层主控因素

通过钻井岩心和岩石薄片的观察，结合大量的碳氧锶同位素、稀土元素、U—Pb同位素定年、阴极发光等实验分析，综合分析认为潼南—合川区块白云岩储层的发育受台内中高能滩相、层序控制的岩溶作用和早期白云石化作用的控制，其中白云石化作用形成于准同生期—早埋藏期，白云石化流体是沉积期海水，而非地层幔源热液。

3.2.1 台内中高能滩是有利储层形成的岩相基础

潼南—合川区块在栖霞组、茅口组高位体系域时期具备发育浅水台内中高能滩的沉积背景，此时生物繁盛，生屑质的台内滩分布范围广，沉积厚度大，是该区最有利的储集岩发育带（图2）。生屑颗粒相较于泥质灰岩等，具有更好的抗浪骨架和抗压实能力，可提高原始孔隙度和渗透率[29]。根据该区栖霞组—茅口组样品物性与岩性关系分析，储层物性最好的主要是晶粒白云岩。这种白云岩通过原岩恢复均具有颗粒结构，现余孔隙均为早期孔隙的继承（图3d）。而泥晶生屑灰岩物性比较差，绝大部分致密无孔隙。

3.2.2 层序控制的岩溶作用是形成优质储层的重要因素

成像测井及岩心均表明白云岩发育段存在大量的溶蚀孔洞，结合白云岩储层在层序格架的发育位置来看，其主要发育于高位体系域四级层序界面之下的特征（图2）指示岩溶作用类型为准同生岩溶。受高频海平面变化控制的准同生期暴露以组构选择性溶蚀为典型特征，发育粒间溶孔、粒内溶孔、铸模孔等孔隙类型，通常形成基质孔隙型储层。

潼南—合川区块栖霞组沉积期岩溶作用强度不高，旋回中上部台内中高能滩只发育米级以下的小型岩溶缝洞，缝洞规模小，缝洞内充填角砾、渗流粉砂及下一期海侵沉积物。相对来说，茅二段沉积期的岩溶作用更强，除了能在野外剖面见茅二段顺层分布的6～10m的大型岩溶缝洞系统之外，合深4井岩心和成像测井也能见到茅二段发育大型缝洞系统证据（图2、图6b）。合深4井茅二段取心从上到下具有明显的岩溶分带特征，岩溶作用逐渐变强，最底部发育水平状溶洞，岩性也逐渐从泥质灰岩过渡到含云灰岩和含灰云岩。通过岩心观察发现只有岩溶缝洞中的生屑颗粒充填物发生了白云石化作用，具有明显的渗流特征。岩溶弱改造段的围岩主要为泥晶生屑灰岩，它与缝洞中的残留角砾未发生白云石化作用。

图4 潼南—合川区块中二叠统层序对比图（连井位置见图1）Fig.4 Sequence correlation of the Middle Permian in Tongnan-Hechuan block (well section location is in Fig.1)

图5 潼南—合川区块栖霞组—茅口组储层特征图版Fig.5 Plate of reservoir characteristics of Qixia Formation-Maokou Formation in Tongnan-Hechuan block

图6 潼南—合川区块栖霞组—茅口组白云岩储层发育段成像测井特征Fig.6 Imaging logging characteristics of dolomite reservoir section of Qixia Formation-Maokou Formation in Tongnan-Hechuan block

沈安江等人做过的溶蚀模拟实验揭示了岩溶作用具有相控性，同等条件下，台内滩相沉积物更易被大气淡水溶解[31-32]，表明岩溶作用实际上同台内中高能滩相是密不可分的。

3.2.3 早期白云石化作用是孔隙保存的关键

白云石化作用会提高岩石的抗压性能，早期孔隙形成后，如果没有经历白云石化作用，大规模的压溶作用不但会压缩孔隙空间，产生的钙质流体还会充填原生孔隙，对储层起破坏作用。所以早期的白云石化作用是储层孔隙得以保存的关键因素。

通过阴极发光、白云石有序度、碳氧同位素、U—Pb同位素定年等实验分析来确定潼南—合川区块白云石化的时间。阴极发光下石灰岩呈弱发光—不发光特征，指示海水环境。白云岩与石灰岩特征类似，绝大部分弱发光—弱红褐色光，指示其主要形成于早期的海水—浅埋藏环境。从地球化学角度来看，白云岩样品低有序度（平均值为0.62）的特征指示白云石为早期快速结晶，符合准同生期—早埋藏期白云石化的特征。另外碳氧同位素实验分析表明，潼南—合川区块栖霞组、茅口组岩石样品的碳氧同位素大部分均落在中二叠世海水范围内（图7a），表明白云石化流体主要来自同时期的海水，而非地层幔源热液，白云岩形成的时间相对较早。稀土微量元素实验分析也很好地证明了这一点，栖霞组和茅口组的白云岩和石灰岩稀土元素含量较低，白云岩整体继承石灰岩的稀土元素配分模式，大体上均为Ce正常—弱负异常，Eu正常—弱正异常的特征。只有极少情况下才会出现Eu正异常，指示部分样品受热作用影响（图7b）。在年代学方面，通过U—Pb同位素测年法对栖霞组—茅口组的白云岩样品进行定年，实验得到的年龄分别是286Ma±10Ma和257Ma±10Ma（图7c、d），锁定了栖霞组和茅口组白云石化的时间均为二叠纪，这是白云岩形成于早期最直接的证据。综合以上分析，潼南—合川区块栖霞组—茅口组白云石化作用形成于准同生期—早埋藏期。

图7 潼南—合川区块岩石样品地球化学、年代学特征图版Fig.7 Plate of geochemical and chronological characteristics of rock samples in Tongnan-Hechuan block

3.2.4 断裂及与断裂相关的热液作用进一步加剧了储层非均质性

栖霞组—茅口组沉积期的早期断裂提供了岩溶通道和白云石化流体运移通道，扩孔扩缝之后，早期白云石化作用保存孔隙，对储层储集性能起着重要的改善作用。茅口组沉积中晚期峨眉地裂活动进入高发期，深部热液流体沿走滑断裂进入栖霞组和茅口组，对储层起着“双刃剑”作用：一方面热液沿断裂在其附近形成溶蚀孔洞；另一方面形成重结晶白云岩，热液矿物沉淀充填孔洞，对储层起破坏作用。潼南—合川区块部分岩心的溶洞内可见自形石英晶体沿洞壁生长和白云岩溶孔被硅质充填等现象。储层孔洞中充填的白云石和石英中的包裹体均一温度较高，也表明受到深部热液流体的叠加改造作用。热液作用并不是导致早期石灰岩储层白云石化的直接因素，而是进一步加剧了白云岩储层的非均质性。

3.3 储层发育模式

潼南—合川区块中二叠统白云岩储层的形成受原始沉积发育背景及早期白云石化作用、岩溶作用、深部热液流体的叠加改造等因素的控制和影响。本文对白云岩储层的发育过程和制约因素进行讨论，建立潼南—合川区块中二叠统白云岩储层发育模式（图8）。

潼南—合川区块中二叠统白云岩储层具有残余颗粒结构特征，其形成显然与高能环境的沉积相有关。古地貌的高部位是高能碳酸盐岩台内滩相最有利的发育位置。栖霞组沉积中后期，准同生期频繁的、短期性的海平面下降，古地貌高部位的台内中高能滩相不断暴露，遭受大气淡水溶蚀作用，形成大量的溶蚀孔洞缝。这种高孔高渗台内滩也是富镁流体的汇聚区，容易接受同期富镁流体，发生准同生回流渗透白云石化（图8a、b），保存早期形成的大量孔隙。经过准同生期白云石化作用和大气淡水溶蚀作用形成的孔隙与构造裂缝共同提供流体通道，为次生孔隙的进一步发育奠定了基础。

茅口组白云岩储层发育模式与栖霞组略有不同。茅二段中部存在一期时间较长的层间岩溶暴露面，接受大气淡水淋滤时间更久，溶蚀作用更强。海平面整体下降时，古地貌较高部位发育的台内中高能滩整体接受大气淡水淋滤，岩溶改造强烈。其中古地貌斜坡区岩溶作用强度更大，以下蚀作用和侵蚀作用为主，从而形成比较稳定的大型缝洞系统。在茅口组沉积中后期下一期海侵时，打碎的岩溶角砾和生屑颗粒充填岩溶缝洞。同时期受峨眉地裂运动影响，海水中充斥着大量富硅、富镁物质。这种富镁海水沿早期溶蚀通道、断裂、裂缝渗入岩溶缝洞，还处于早埋藏期未完全固结的缝洞充填物发生白云石化作用（图8c）。残留的溶蚀孔洞、溶缝和白云岩粒间孔构成了这套白云岩储层最主要的储集空间。

除以上因素外，深部热液流体的叠加溶蚀作用和充填作用，进一步影响了潼南—合川区块白云岩储层的非均质性，但并不是控制白云石化的主要因素。

图8 潼南—合川区块中二叠统白云岩储层发育模式Fig.8 Development mode of the Middle Permian dolomite reservoir in Tongnan-Hechuan block

4 有利勘探区带评价

4.1 源储配置

潼南—合川区块发育寒武系、二叠系、志留系多套烃源岩，其中潼南—合川区块东部残留志留系，区内龙马溪组发育一套黑色碳质页岩，TOC普遍大于0.5%，烃源岩厚度为15～60m。同时二叠系茅一段泥灰岩为潜在有利烃源岩，平均TOC＞1%，厚度可达100m以上。

潼南—合川区块栖霞组—茅口组油气输导条件较好。一方面，横向输导系统普遍发育，不但自身发育高孔渗的输导层，中二叠统底界与茅口组顶界均是盆地级区域性不整合面，对油气的侧向运移起到了重要作用；另一方面，该区走滑断裂发育，这些走滑断裂主要呈北西向和近东西向分布，虽然断距较小，但断穿地层较多，向下断至震旦系灯影组之下，向上断至二叠系—三叠系，可作为油气运移高效通道，沟通深层寒武系筇竹寺组和志留系龙马溪组等优质烃源岩，控制油气运聚成藏。

4.2 勘探方向

图9 潼南—合川区块三维地震区栖霞组沉积微古地貌图（a）及有利勘探区带分布图（b）Fig.9 Sedimentary micro paleogeomorphology (a) and favorable exploration zone (b) of Qixia Formation in 3D seismic area of Tongnan-Hechuan block

早期白云石化作用叠加表生岩溶改造的微古地貌高部位是规模优质白云岩储层的有利发育区。在潼南—合川区块栖霞组—茅口组整体处于浅水碳酸盐台地的沉积背景下，沉积期微古地貌高部位台内中高能滩更加发育，频繁的海平面升降使其也更易暴露地表，受到大气淡水淋滤作用形成溶蚀孔洞。这种高孔高渗台内滩是富镁流体的汇聚区，易发生白云石化，从而形成优质的白云岩储层。

利用潼南—合川区块三维地震资料，通过残厚法恢复栖霞组和茅口组沉积期微古地貌。栖霞组沉积期的微古地貌整体具有西高东低的特征（图9a），微古地貌高地位于研究区西侧高石16井—磨溪42井区，由西到东呈阶梯状降低。结合已知钻井分布情况，钻遇白云岩储层的井位基本位于微古地貌高部位，栖霞组白云岩储层具有环洼分布的特征。预测潼南—合川区块栖霞组有利勘探区带位于西侧的高石18井区、北部的磨溪42—磨溪31x1井区和磨溪39井区、中部的高石16井—合深4井区（图9b）。

茅口组沉积期的微古地貌略微发生了变化，古地貌高地集中在研究区的中部高石16井—高石113井附近（图10a）。茅二段的白云岩储层岩溶改造作用强烈，层间岩溶作用形成的大型缝洞系统控制茅口组白云岩储层发育。考虑到岩溶作用的影响，岩溶斜坡部位水动力更强，对储层的溶蚀改造能力也更强，结合已钻井分布趋势，预测潼南—合川区块茅口组优质白云岩储层主要分布在沉积期微古地貌高地的边缘斜坡。有利勘探区带位于微古地貌最高的高石16井—高石113井区附近的边缘斜坡，其中合深4井区东北方向的磨溪39井—涞1井一线相对西侧的高石18井—潼4井区来说沉积期微古地貌略高，台内中高能滩相更发育，部分区域叠合下伏的龙马溪组有利烃源岩，是更为有利的勘探区带（图10b），新钻井在这一区带内均发现了厚10m以上的白云岩储层，并获得高产。

5 结论

依据岩性、电性、溶蚀现象等特征，确立了潼南—合川区块栖霞组—茅口组层序划分方案。将栖霞组和茅口组划分为2个三级层序和6个四级层序，层序地层厚度显示潼南—合川区块沉积期地貌不存在特别大的高低起伏，局部微古地貌的差异控制了沉积相带的变化。潼南—合川区块栖霞组—茅口组均属于浅水碳酸盐岩沉积，台内生屑滩大面积分布，白云岩储层主要发育在高频旋回顶部的台内中高能滩相中。

潼南—合川区块的栖霞组和茅口组白云岩储层特征略有差异。栖霞组白云岩储层单层厚度薄，垂向叠置发育。茅口组白云岩储层主要发育在茅二段中上部，单层厚度大，横向较连续。溶蚀孔洞、晶间溶孔（粒间/粒内溶孔）和溶缝构成了栖霞组和茅口组白云岩储层的主要储集空间。通过钻井岩心和岩石薄片的观察，结合大量实验分析，明确了栖霞组—茅口组白云岩的发育受台内中高能滩相带、受层序控制的岩溶作用和早期白云石化作用3个因素控制。早期白云石化作用叠加表生岩溶改造的微古地貌高部位是潼南—合川区块规模优质白云岩储层的有利发育区，栖霞组优质白云岩储层主要发育在微古地貌高部位，具有环洼分布的特征，有利勘探区带位于研究区的中西部；层间岩溶作用形成的大型缝洞系统控制茅口组白云岩储层发育，优质白云岩储层主要发育在微古地貌高地的边缘斜坡，最有利的勘探区带位于中部的合深4井区东北方向的磨溪39井—涞1井一线，并得到多口新钻井印证。

图10 潼南—合川区块三维地震区茅口组沉积微古地貌图（a）及有利勘探区带分布图（b）Fig.10 Sedimentary micro paleogeomorphology (a) and favorable exploration zone (b) of Mao Formation in 3D seismic area of Tongnan-Hechuan block