深埋条件下微生物碳酸盐岩成岩作用与孔隙演化<br/>——以四川盆地西部中三叠统雷口坡组为例

深埋条件下微生物碳酸盐岩成岩作用与孔隙演化
——以四川盆地西部中三叠统雷口坡组为例

2023-02-06钱一雄武恒志周凌方董少峰王琼仙宋晓波邓美洲

石油与天然气地质 2023年1期

钱一雄，武恒志，周凌方，董少峰，王琼仙，宋晓波，邓美洲，李勇

（1.中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所，江苏无锡 214151；2.中国石化国际石油勘探开发有限公司，北京 100029；3.西南石油大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室，四川成都 610500；4.中国石化西南分公司石油勘探开发研究院，四川成都 610081）

四川盆地中三叠统雷口坡组是主要含油气层段之一。前人对其地层层序、沉积相、岩相古地理、白云岩模式、岩溶作用、埋藏溶蚀、孔隙类型及其演化、储层成因及分布等方面均开展大量的研究工作，取得一系列认识及成果［1-12］。四川盆地西部（简称川西）中三叠统雷口坡组是一套潮坪-潟湖环境为主的巨厚膏云岩［4］，上部发育了海侵体系的泥晶灰岩。雷口坡组主要受控于干旱气候条件——强蒸发作用，海水补给受限逐渐咸化，形成相对高盐度的沉积环境，发生了大规模白云岩化及膏盐岩沉积。在台缘、环潮缘带或潮坪，微生物岩的主要类型有凝块石、核形石、叠层石、凝块石叠层石、枝状石、泡沫绵层、包覆等7种[6]。它们主要发育于局限环境中微生物席、微生物礁滩相建造中，其组合为:①潮下浅水的凝块岩与穹窿状-柱状叠层石微生物礁滩；②潮间的藻屑滩-丘席；③潮间-潮上带的微生物席、膏岩、膏云岩和含泥泥晶云岩。其主要储集空间有格架孔、溶孔、溶蚀孔洞、晶间（溶）孔、粒内（溶）孔和溶蚀裂缝等6 类。微生物礁滩相、白云岩化、埋藏溶蚀作用在储层形成过程中起着重要的作用［3］。

近20 年来，学者们对雷口坡组沉积、成岩作用及储层成因的共识仍存在一些分歧：①沉积环境或模式是以潮坪-潟湖相为主，还是发育弱镶边台地，其关键在于对钙质微生物的“礁滩、丘席”属性的认识不同；②如何厘定不同成岩流体的性质与作用时限，如大规模去云化作用的环境与时限；③如何深入阐明微生物岩、白云石化、不同流体作用对孔隙发育与保存的贡献，换言之，经历过深埋藏过程的多种流体作用迭加改造的微生物白云岩的孔隙如何发育与保存？针对上述问题②与③，本文在实测剖面及钻井岩心详细观察描述基础上，研究了微生物碳酸盐岩岩相、主要成岩作用及其与孔隙演化的关系；聚焦早期大气淡水作用（去云化作用）、不同成岩矿物的物理化学条件、孔隙类型及其胶结-充填作用，阐明了微生物碳酸盐岩孔隙的发育与保存机制。

1 分析方法

本项研究工作历时6 年，先后采用了川西中三叠统雷口坡组的15 口探井、4 条实测剖面等资料（图1）。探井包括新深1 井（XS1）、龙深1 井（LS1）、回龙1 井（HL1）、潼深1 井（TS1）、孝深1 井（XQS1）、彭州1 井区（PZ1、PZ103、PZ115）、都深1井（DS1）、鸭深1井（YS1）、羊深1 井（SYS1）、马井1（MJ1）和永兴1 井（YX1）等；剖面有绵竹汉旺（HW）、北川香水-香泉（XSXQ 黄连桥）、江油马鞍塘（MAT）和广元杨柳（YL）。采用了薄片、阴极发光（CL）、微区碳-氧同位素、流体包裹体以及环境扫描电镜与能谱SEM-EDS、铸体、氩离子抛光和FIB-CT 等孔隙表征技术，并新增了碳酸盐△47团簇同位素测温、方解石激光原位U-Pb 定年等分析，较为可靠地厘定了早期胶结物、白云石（化）的温度及地质年代。

图1 川西中三叠统雷口坡组采样位置（a）及地层柱状图（b）Fig.1 Sampling locations（a）and stratigraphic colomn（b）of the Middle Triassic Leikoupo Formation in western Sichuan Basin

研究中采用的主要分析方法如下。①阴极发光鉴定，在中国石化石油勘探开发研究院构造与沉积储层实验室完成，所用仪器为BLM-3RX 型阴极发光仪，电压为10～ 20 kV，电流为0.5～ 1 mA，湿度小于70 %，真空度3 Pa。②扫描电镜分析，在中国地质大学（北京）的生物地质与环境地质国家重点实验室完成，工作电流为20 mA，时间为150 s，Oxford 的FEIQuanta200F 型场发射环境扫描电镜，电压为200 kV，能谱仪为EDAX三元一体化系统。③微区碳-氧同位素，采用直径为1 mm 的牙钻钻头，同时标定原位阴极发光图像，研磨样品小于200 目，采用McCrea（1950）100 %正磷酸法和Finngan-MAT252 气体质谱仪，分析精度±0.2 ‰；CO2气体的碳、氧同位素测定由质谱仪MAT251EM 完成，分析采用国际标准V-SMOW，分析精度±0.2 ‰，在中国科学院地质与地球物理研究所稳定同位素地球化学实验室测试完成。④碳酸盐岩矿物的△47团簇同位素测温分析，在中国地质大学（武汉）生物地质与环境地质国家重点实验室完成。选取不同类型的碳酸盐岩，取样与研磨同微区碳-氧同位素，同时进行XRD、薄片鉴定或SEM-EDS 能谱扫描确定矿物组成；用超声清洗、过氧化氢清洗除去其中有机质，再酸解、样品纯化，进入质谱仪（同③），采用ETH-1/-2/-3/-4 等标样以及数据标准化的Easotope 软件，获得测点的△47值及换算的T-△47温度值，△47值误差小于0.010 ‰，换算的温度误差小于± 2 ℃。⑤方解石微区激光原位U-Pb 定年测试，在澳大利亚昆士兰大学放射性同位素实验室完成，制样、分析仪器及分析流程、标样、数据采集与处理、图像结果等请参见文献［13-14］。

其中，△47是一种碳酸盐岩耦合同位素温度计，是基于均质或同相中结合于CO2中的同位素交换达到平衡，13C18O22-阳离子团的△47与1/T2成正比，△47温度值与碳酸盐岩沉淀水体中δ18O 值不相关，仅与沉积或成岩流体的温度有关［13，15-21］。碳酸盐岩矿物的簇群同位素中存在统一的校验方程［16-19］。当地层温度小于100 ℃时，可用于沉淀古温度、成岩流体演化史等恢复，若与流体包裹体分析相结合，可作为压力计；两者误差小于5 ℃［60～ 100 ℃，盐度（NaCl）为0～15 %］［19］；利用沉积古温度、碳酸盐岩δ18O 可换算沉积古流体的δ18O［22-23］，进而推断成岩序列及流体性质的演化［18，21］。

碳酸盐岩激光原位U-Pb 定年最早见于南非太古宙Mushandike 叠层石（2 839 Ma ± 33 Ma）［24］。随后在喀斯特［33，38］、岩溶景观学、古气候、动物群、各种化石年代学［26-27］、成岩作用、陆屑方解石以及地质年代表［27-28］、多幕次脆性构造年代厘定［29］、碳酸盐岩微孔隙发育与保存机制［30-31］以及烃类充注及成藏年代学［14］等均有成功的应用实例；该技术显著地提高了地质年代的精度。LA-MC-ICP-MS（激光原位剥蚀-等离子质谱）可对直径100 µm、小于1 mg 样量、一定含量U（＞ 0.01 × 10-6）、Pb（＞ 0.004 × 10-6）或238U/206Pb（代表放射强度）样品进行测试。随着对Pb 多来源、运移、U/Pb 非均质变化等认识的深化，低丰度信号增益及干扰信号的压制、从溶液中取Pb、U“堆积树脂”提纯等技术进步［28，32］，将会进一步向超低的Pb、U 含量的碳酸盐岩定年拓展。

2 分析结果

2.1 成岩作用特征

前人对川西中三叠统雷口坡组碳酸盐岩孔隙中的胶结物类型与期次曾进行了详细研究，划分出海底胶结、浅埋藏白云石与石膏、中深埋藏的粗粒状方解石和白云石以及晚期的硅化，并认为存在白云石与石膏、白云石—（渗流粉砂）—方解石或石膏等6种成岩矿物组合［1-2］；近期研究者还强调了多期硅化、去膏化、去云化、埋藏期的硫酸盐细菌还原作用（BSR）和硫酸盐热化学还原作用（TSR）［10-11］；本次研究划分了4 个成岩阶段，并重点分析了早期成岩作用中的微生物作用、去云化作用，划分了开放、封闭及半开放过渡性的3 个成岩子体系；分别对应于潮湿气候条件下的潮间带-潮下浅水带的藻（灰）云岩中的强大气淡水作用（带）；干旱条件下的潮上-潮间带膏盐岩-含藻纹层泥晶云岩的弱大气淡水作用；早期表生-浅埋藏下的细菌微生物-灰泥相互作用。

2.1.1 成岩阶段划分

综合研究表明，中三叠统雷口坡组微生物碳酸盐岩主要经历了以下4个成岩阶段。

1）早期成岩作用。包括了大规模的海底胶结作用、早期大气淡水作用及准同生期白云岩化作用等，温度范围为25～ 54 ℃（中值为 43 ℃，图2）。特征主要有：①海水胶结作用，以纤状、葡萄状、纤柱状、犬牙或刀刃状等文石、高镁方解石为主（后快速转变为方解石，并发生白云石化）（图2b—d）；②大气淡水胶结与溶解作用，前者有悬垂、渗流砂、等轴粒状、共轴增生等现象（图2i），后者包括了去云化、去膏化、燧石和石英的硅化等，产生窗格孔、鸟眼孔、铸模孔、膏模孔、粒间（内）孔等扩大的生物格架、遮蔽孔、体腔孔等组构-非组构孔隙等（图2j—n）；③萨布哈，发育于潟湖-潮坪环境中含膏层段，在浓缩卤水中，白云石与硬石膏、天青石、萤石、黄铁矿、重晶石甚至菱镁矿等矿物共生沉淀（图2a），发育了藻纹层、球粒或凝块石结构（图2b，m—o），多为泥微晶、黏粉晶白云石、晶面较脏；④藻类、细菌等微生物、黏土有机-无机作用，常见泥晶套、生屑、藻球粒等泥晶化（藻球粒、藻鲕）、有机酸溶蚀孔隙（图2b，c）。

2）浅埋藏成岩作用。埋深小于1km，压实压溶较强，发育缝合线及重结晶作用，各种胶结作用较强，温度范围为45～ 75℃（按地温梯度25 ℃/km估算）。发育了似层状、波浪状、锯齿状、斜列纹层状、扩溶状、马尾状缝合线（图2p），发生渗透回流白云石化，在粉晶、少量粉-细晶云岩中（DⅠ，DⅡ），残留了藻结构；沿缝合线发生白云石化、重结晶作用（图2l—n，p），阴极下发中等紫红、橙紫红或亮边的橙红色光（图2r），烃类充注及生物矿化作用（BCM），即微生物、黏土矿物或有机酸有机-无机作用（图2c，d）。

3）与不整合面、断裂有关的大气淡水作用。因扩溶产生的角砾化、非组构溶蚀及充填等现象，与早期的低温大气淡水作用有所区别（图2o），有明显穿层、切割缝合线、绕过颗粒或沿裂隙分布等现象；成岩序列中晚于中（粗）晶白云石、石英等成岩矿物，他形方解石中（CⅣ）的均一温度为90～ 160 ℃、盐度相对较低（＜ 6 %）；并可见伴有烃类水洗降解、氧化等现象，δ13C 和δ18O 值偏负（图2o，p，v）。

4）中-深埋藏的成岩作用。埋深介于于1～ 6 km，温度范围为65～ 150 ℃（局部热事件，大于地温梯度值）；白云石为粉-细晶或中-粗晶、半自形-他形镶嵌胶结，液态烃转变为（干）沥青，溶蚀孔洞、扩溶缝中出现了部分鞍形白云石［9］、中-粗晶白云石（加大边）、石英、黏土矿物（伊利石）等胶结与充填（图2n，u—x）。

图2 川西中三叠统雷口坡组微生物碳酸盐岩中主要成岩作用特征显微照片Fig.2 Micrographs showing the major diagenesis of microbial carbonate rocks in the Leikoupo Formation of the Middle Triassic in western Sichuan Basin

2.1.2 早期成岩作用

1）去云化作用。一般是在渗流大气淡水作用中或埋藏条件下发生。实验表明，去云化作用需要溶液中有较高的Ca2+/Mg2+含量比、50 ℃及溶液快速流动等基本条件［33］。类似于去云化作用，去膏化作用也主要发生于大气淡水环境，与含硫酸盐的孔隙水、潮解作用、细菌作用等有关。两者常出现于不整合面、裂隙带、石膏结核、缝合线等附近，受原始白云岩或膏盐岩的组构、流体性质、水动力、水-岩比、温度变化（降低促进）以及pCO2等多因素影响，含铁白云石、孔隙水中的硫酸根离子、细菌活动均有利于去云化作用的发生。

去云化作用有6 个识别标志：①呈褐色、微红方解石；②松散砂粒状（图2l—n）；③他形方解石假晶（图2n）；④共轴白云石环边；⑤溶解残余物（图2m，o）和⑥呈“蝇翅状”方解石（图2l）（菱形体边缘未彻底的白云石化）。通过下述化学反应进行［化学式（1）和（2）］，其中，SO42-迁移、沉淀（石膏、天青石或重晶石）导致部分白云石沉淀。低温、大气淡水中膏（盐）岩的溶解是早期成岩中大规模的去云化作用产生的主要原因。

早期成岩的大气淡水作用发生于海底胶结作用之后，常见于藻球粒-藻纹层、叠层石、藻团粒（凝块石）微生物碳酸盐岩、含膏（假晶）藻纹层白云岩中。其中，格架孔洞、窗格溶孔洞、粒间孔（洞）等大多被白云石外形或不规则粒状他形方解石部分或全充填。呈“蝇翅状”结构（残余的白云石边缘），δ13C 值与δ18O 值负偏（表1；图3a）。在藻纹层、叠层石云岩中，窗格孔、气室或纵向收缩微缝（或气体逃逸）去云化作用较常见，不发光（图2b，m，k），具有向“下游”增强的趋势，一般指示了潮湿气候条件；而在香水-香泉（黄连桥）等剖面常见呈土黄色略带红方解石（脉），代表了高频层序界面干旱气候下暴露的标志。根据去云化的方解石流体包裹体的均一温度（Th＜ 50.2～ 66.0 ℃）以及实验结果 ≥ 50 ℃［33］等综合判断，早期去云化作用发生的温度应为50 ℃左右，与大规模白云石化发生的温度（43～54 ℃）基本相似或稍高，原因是石膏溶解中的放热、硫酸根离子的增加、溶蚀出的Mg2+迁出［化学反应式（1）或（2）］，残余海水中Ca2+/Mg2+比增加，导致温度稍有升高。

图3 川西中三叠统雷口坡组微生物碳酸盐岩及缝洞中方解石（a）、白云石（b）碳氧同位素成因划分Fig.3 Genesis identified according to stable oxygen and carbon isotopes of calcite（a）and dolomite（b）in microbial carbonate rocks and vugs and fractures in the Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

表1 川西中三叠统雷口坡组微生物碳酸盐岩及缝洞多期多种胶结物（方解石、白云石和石英）特征Table 1 Characteristics of cements（calcites，dolomites and quartzes）in microbial carbonate rocks and their vugs and fractures in the Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

埋藏期构造大气淡水的渗流作用沿扩溶断裂或裂隙带发育，与不同期次的构造断裂、褶皱隆升暴露不整合面有关，晶体粗大、不发光（图2k）；与早期成岩的大气淡水作用往往难于区分。但在成岩序列中，缝洞中的方解石晚于埋藏胶结矿物（如中-粗晶白云石、石英等），依据不混溶的盐水气液两相、富含CO2低温包裹体、δ13C 强烈负偏（＜-11 ‰，盐质分开Schizohaline 或与微生物有氧呼吸和硫酸盐还原相关）［33］或δ18O 值负偏等可以进行区分（图2o）。所谓盐质分开是介于高盐度海水与大气淡水间波动的地层流体，前者是依据膏结核、萤石、燧石、泥晶白云石组合来判断（图2a，k）；后者是依据干净、自形白云石、方解石嵌晶等特征来判断（图2o，q）；还可见到自形环带的白云石及石英交代硫酸盐岩等现象（图2l，w）。

埋藏期孔隙流体作用沿裂隙-溶蚀孔洞发生；方解石发亮橙黄色、橙黄红色光，δ13C 值负偏，δ18O 值明显负偏（图2n），指示了较高的温度或盐度，并可见到烃类气-液两相包裹体等特征。

2）微生物成岩作用。微生物（细菌、真菌、藻类和原生动物）参与成岩作用，主要表现为有机组织体内的矿物沉淀和生物或沉积表面的无机矿化作用。需氧蓝藻细菌的钙化和光合吸收CO2、HCO3-，使得碱性升高导致粘液外壳的钙化，其他厌氧细菌通过氧化还原将有机物分解为无机物获得能量，是加氨、脱氨、减硫酸盐、减厌氧硫化和甲烷生成的主要原因［34］。微生物作用可简单地分为沉积、沉积-早期成岩过渡以及成岩3个阶段。沉积阶段，发育明暗纹层韵律的叠层石［35］，包覆式、胶囊状鞘、气泡形成斑状结构，为凝块石中的粘附和生长提供界面或孵化器［36-37］。沉积-早期成岩过渡阶段，毫米级沉积水柱的氧蓝细菌、耗氧异养细菌、厌氧硫化物氧化的紫色细菌及硫酸盐和硫还原菌依次分布，这种垂向地球化学梯度及新陈代谢引起矿物沉淀或溶解［38］。蓝细菌无氧光合作用、含氮固化及硫酸盐还原促进了碳酸盐岩的沉淀；氧化、硫酸氧化、发酵（乙醇等）、反硝化或糖原降解等导致了其溶解［39］。成岩阶段，在低温浅埋藏条件下的孔隙流体-岩石界面附近，由富有机质及营养元素的“气泡或泡沫状”粘质体、大量高镁/钙比的海水、孔隙流体组成的混合体中，发生藻类生、排烃，释放CO2、有机酸直至有机体的腐烂死亡形成有机孔隙。

在中三叠统雷口坡组微生物碳酸盐岩中微生物参与的化学作用主要有两类。①泥晶套、完全泥晶化颗粒、微晶球粒、斑点状-丝状体、层状和波状结构、藻鲕（粒）等典型微生物参与的作用；发育了由表附藻、肾形藻、海绵状至泡沫状蓝藻构成的微格架礁丘相灰岩或灰云岩［6］。②前人已发现了球状、链状、薄膜状等微生物诱导的白云石化（EPS）等证据［3］；本次研究发现了分支状生物钻孔-钙质细管、丝状有机质-黏土复合体，富含陆屑组分、硅酸盐岩自生矿物（钠长石、钾长石、石英等）（图2f），含有机质（C，S）的微生物矿化物、伴有黄铁矿（Fe，S）、硫酸盐（SO42-）、盐岩（NaCl）、萤石（F-）等（图2e，g，h，k）；指示了碱性、咸水的弱氧化-弱还原条件下微生物广泛参与的成岩作用。依次有硫酸盐、碳酸盐、氟化物、盐岩、有机（络合）矿物、硫化物、伊利石-黏土（层状硅酸盐）、石英相继沉淀，并可能产生以脂类、溶酶体、羧基［38，40］为代表的有机酸和烃类等，有别于非微生物碳酸盐岩，上述微生物影响下的矿化作用在早期成岩至浅埋藏成岩阶段占重要地位。

2.1.3 胶结物碳、氧同位素

根据显微镜下观察、阴极发光以及微区碳、氧同位素等资料，将海底胶结物、孔缝洞中的胶结物或充填物（方解石、白云石、石英）进行了依次划分（表1）。

表1 中的D0（Anh），D0和D0-DⅠ分别代表含膏泥晶、泥晶、泥粉晶云岩等基岩值［6］。早期成岩胶结物种类较多。其中：①C/DAC，C/DRFC/Fas-海水胶结产物（纤状、纤柱状及束状文石或高镁方解石，快速白云石化）。②C0-早期大气淡水胶结物（方解石）。③D0-萨布哈中的泥晶白云石。④DⅠ-渗透回流中的粉晶白云石。⑤CⅠ由文石、低、高镁方解石转化的稳定方解石。⑥CⅡ为稍晚于准同生期白云石化或去云化作用形成的方解石，又划分出CⅡ-1与CⅡ-2，前者与土壤气、细菌硫酸盐还原（BSR）、有机质分解、膏盐岩还原条件下有机碳参于（δ13COM）有关，δ13C（PDB）负偏明显伴随着碳酸盐灰泥—脱水—应力释放—微裂隙；孔隙中的SO42-—溶解Fe—硫酸盐还原细菌—球丛状Fe2S—甲基细菌（甲烷生成）—低氧量（pH↓还原）—CaCO3溶解（BSR）；后者主要受干旱气候影响、蒸发作用较强，δ18O、δ13C（PDB）负偏较弱。⑦CⅣ-δ13C、δ18O 负偏明显，总体指示了潮湿气候下或构造裂隙带的大气淡水渗、潜流带基本特征。部分CⅣ成因较为复杂，可分为二类。一是δ13C（PDB）、δ18O（PDB）负偏移明显且两者无相关性（CⅣ-1），与上述CⅡ-1相似，但部分样品与有机质降解-热还原作用有关（TSR）；雷口坡组为干旱、高盐度或超盐度沉积环境，膏盐岩下缺氧的薄层黏土质页岩和钙质页岩，部分已达生烃条件（TOC=0.58 %～ 1.08 %，Ro=2.36 %～ 2.40 %），受与埋藏中晚期生、排烃有关的方解石沉淀中的有机碳δ13C（PDB）（-24 ‰）和氧化形式的碳源影响［CO2：δ13C（PDB）=-7 ‰］［11］；CⅣ-1应属于热化学有机氧化-胶结物［δ13C（PDB）＜ -10.25 ‰］。这也佐证了膏盐岩下泥质碳酸盐岩生烃的可能性，进一步推断当液态烃类遭受破坏时，产生的大量CO2会导致方解石沉淀，同时促进白云石的溶解［40］。二是δ13C（PDB）、δ18O（PDB）负偏移，两者线性相关（CⅣ-2），主要与构造期大气淡水作用或叠加的有机质降解作用有关（表1；图3）。与膏岩共生的泥晶白云石D0（Anh）（暗紫色CL）之所以具有较高δ18O（PDB），是因为受蒸发作用的影响［40］，而DⅡ、DⅢ、DⅣ分别代表埋藏期孔隙流体、热流体叠加作用下形成的粉细晶、中细晶或中粗晶（或鞍形）白云石；CⅢ代表因埋藏成岩而形成的中粗晶方解石。⑧对比方解石、白云石δ18O 发现：DAC、RFC或CAC、RFC十分接近；DⅠ（1.94 ‰）＞ CⅠ（1.12 ‰），反应了准同生期的泥粉晶白云石比同结构的方解石更加富集18O，但两者之间的差异在0.7%～ 2.6 ‰［31］；粒径为粉细晶（CⅡ、DⅡ）以上的胶结物，两者无相关性，与成岩流体的盐度、温度等因素有关。

2.2 成岩流体性质、温度及时限

2.2.1 流体包裹体

镜下观察表明，雷口坡组胶结物中不同成岩矿物中的包裹体既有呈孤立状分布，也有呈串珠状分布，既有原生又有次生包裹体；在矿物解理、晶体缺陷、裂隙等部位相对发育，一般是以纯液相、盐水气液两相溶液包裹体为主，含烃类的两相盐水溶液包裹体次之，偶见含液态烃、CO2低温不混溶盐水包裹体。可划分出7种类型，①单相盐水溶液包裹体（WL）；②气液两相盐水溶液包裹体（WL+V）；③含CO2盐水溶液包裹体（WL +V +CO2）；④液态烃类包裹体（OL）；⑤气液两相烃类包裹体（OL+OV）；⑥含烃类的气液两相盐水包裹体（OL +WL+V）和少量沥青质包体（OA）。矿物类型与期次的代号基本同2.3 节，而且DⅢ、DⅣ中的含烃包裹体合并为DⅢ-Ⅳ进行统计。

从表1和图4中可见，①除了正常温度下的海水或大气淡水两相包裹体较少外，埋藏过程中的孔隙流体及其产物中包裹体十分丰富，有海水、大气淡水、孔隙水及上升的热流体等；各期一般都有较宽的均一温度（Th）或盐度范围；②大气淡水为主的流体作用主要有2 种：一是早期成岩低温、大气淡水溶解胶结或参与白云石化，Th ＜（50.2～ 66.0 ℃）（CⅡ、DⅡ）；二是埋藏成岩中相对高Th（124.6～ 164.2 ℃）、低盐度（＜ 6 %～8 %）孔隙流体作用，为大气淡水沿断裂或渗透层下渗的结果（CⅣ-1、DⅣ-1以及部分DⅢ-Ⅳ）；导致Th 升高的原因较多，主要与埋藏中地温升高、断裂活动、沉积放射性元素衰变等有关；③不同矿物中含烃类包裹体有较宽Th范围，均值介于115～ 120 ℃，指示了生烃、排烃及运移主要受热演化（温度）、热开裂等影响，即连通的微裂隙发育导致岩石渗透率增加；④白云石晶体愈大，其wt或盐度就相应增大；⑤C/DⅣ部分样品中Th ＞（140～150 ℃），已满足了TSR 反应所需的基本条件之一［40］，并与矿物的δ13C（PDB）强烈负偏移相吻合；⑥自生矿物中（CⅠ、CⅢ、CⅣ-2；DⅢ，DⅣ-2以及部分DⅢ-Ⅳ）中高盐度记录较多、指示了孔隙流体主要源于蒸发潟湖-潮坪中浓缩海水或循环的卤水，具有“继承性与层控性”。

图4 川西中三叠统雷口坡组微生物碳酸盐岩缝洞中多期胶结物（方解石、白云石、石英）均一温度（℃）及盐度频数直方图Fig.4 Histograms of homogenization temperatures（°C）and salinities（wt% NaCl eq）for multiple stages of calcite &dolomite cements in vugs and fractures of microbial carbonate rocks in the Middle Triassic Leikoupo Formation in western Sichuan Basin

2.2.2 团簇同位素（△47）

本次研究共选送了14件碳酸盐岩样品（表2），△47温度值分析结果如下。①不同岩石类型的T-△47值差异较大，若排除分析中误差（即制样-纯化中同位素分馏作用、进入离子源碎裂与重排效应、△47计算参数不一致和计算经验函数的系统性误差［13］），应是成岩过程中的不同成岩流体、热事件、晶体结构非均质变化等因素综合影响的结果（表2；图4）。②生物效应的影响十分明显［13］，生物灰岩或含生屑的泥晶灰岩无一例外，T-△47值达到极不合理的极高或最高值。③泥粉晶云岩的T-△47值（94～ 99 ℃），十分接近于孔缝洞中的粉晶白云石DⅡ（Th 平均值为100.7 ℃），指示了白云石T-△47值与白云石中Ma/Ca、有序度等无关，仅与成岩流体直接相关［16-19］。④发生过去云化作用的样品其T-△47 值为106～ 145 ℃，明显偏高，指示了大气淡水作用下“晶体增大至粒状或糖粒状白云石”改变了△47值［15］。⑤较为真实地代表沉积温度的是含膏泥晶云岩，T-△47=53.85 ℃（40.0～ 65.07 ℃），δ13C（PDB）为0.02 ‰～ 2.65 ‰、δ18O（PDB）为-1.83‰～ 0.18 ‰，后者与原始海水组成一致（表1），代表了萨布哈中白云岩形成的平均温度；在一般情况下，泥晶碳酸盐岩的△47非均质强，变化大［15］（较大的比表面积易受重结晶影响），由于膏（盐）岩、膏泥岩、含膏泥晶云岩等构成了相对封闭的成岩体系，即使遭受成岩改造，也能基本保持沉积环境中同位素值。⑥δ13C（PDB）、δ18O（PDB）呈线性正相关，指示了原岩与胶结物成岩环境相似，均受到大气淡水的影响。

2.2.3 孔隙流体演化

根据表1 中不同期次胶结物的温度、氧同位素值（平均值及变化范围）以及表2 中不同基岩△47 值、平均氧同位素值计算得出不同成岩流体的δ18O水值（图6）。

图6 川西中三叠统雷口坡组中不同类型碳酸盐岩及多期成岩胶结事件的沉积-成岩流体中的δ18O水平均值及变化范围（代号同图5；表1）Fig.6 Averages and variation of oxygen isotope composition of the parent fluids（δ18O水）for various carbonate rocks and cements for multiple cementation stages of the Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

表2 川西中上三叠统马鞍塘组-雷口坡组碳酸盐岩（流体）碳、氧同位素、△47和T-△47值Table.2 Stable carbon and oxygen isotopes，△47，T-△47 values of carbonate rocks（fluids）in the Maantang-Leikoupo Formations in the Middle and Upper Triassic，western Sichuan Basin

图5 川西中三叠统雷口坡组不同微生物碳酸盐岩及胶结物δ13Ccarb（a）和δ18Ocarb（b）与T-△47（℃）关系Fig.5 Carbonate precipitation temperatures（T-△47）versus δ13Ccarb（a）and δ18Ocarb（b）of different microbial carbonate rocks and cements，Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

①叠层石云岩、弱重结晶泥微晶云岩的δ18O水接近海水值（＞ -1.0 ‰，指示了浓缩海水-卤水；海水为-1 ‰ ＜ δ18O水＜1 ‰）［19］；②微生物灰岩、云化微生物灰岩的δ18O水负偏较明显（＜ -4.50 ‰，咸水-淡水），藻纹层或藻球粒粉晶云岩负的δ18O水偏中等（＜-3.50 ‰，咸水），云化藻球粒泥晶灰岩的δ18O水负偏不明显（＞ -1.8 ‰，海水）；③去云化泥粉晶云岩的δ18O水变化范围较大（-4.60 ‰～ -1.63 ‰，淡水-咸水-海水）；不同类型胶结物总体呈有规律的变化，即随着胶结物结晶度增加，平均δ18O水负偏趋势明显，相比白云石，方解石负偏更明显；④粉细晶白云石胶结物与基岩有相似的δ18O水r平均值或变化范围，指示了残留海水是主要成岩流体；⑤大气淡水方解石胶结物CⅣ-1与CⅡ相比，δ18O水负偏明显，指示大气淡水混合程度高。

2.2.4 U-Pb定年

本次选取藻球粒纹层云灰岩（8a）、凝块石云灰岩中（8b）孔洞方解石、藻纹层-粘结云岩中的孔洞白云石（8c）开展了碳酸盐岩激光原位U-Pb 定年。U、Pb 含量及U/Pb 分析表明，①MJ1-073，U 平均值为1.42 × 10-6（0.026 8 × 10-6～ 3.26 × 10-6，N=73），Pb 平均值为0.007 5 × 10-6（0.001 × 10-6～ 0.404 × 10-6，N=73），U/Pb平均值为32.50（6.34～ 217.00，N=73）。②SYS1-109，U平均值为0.90 × 10-6（0.023 6 × 10-6～2.74 × 10-6，N=49/51），Pb 平均值为0.007 0 × 10-6（0.000 62 × 10-6～0.066 5 × 10-6，N=49/51），U/Pb 平均值为423.06（0.44～4 419.35，N=49/51）。③YS1-199，U 平均值为0.192 3 ×10-6（0.002 08 × 10-6～ 1.995 × 10-6，N=41），Pb 平均值为0.016 3 × 10-6（0.00 156 × 10-6～ 0.059 × 10-6，N=49/51），U/Pb 平均值为9.34（0.16～ 88.67，N=41）。不难看出，3 件样品中的U 含量依次降低，白云石中U 含量最低，Pb 含量相对较高；由于早期去云化作用发生于暴露大气淡水中的氧化环境，U 含量相对较高，即pCO2升高，发生溶解，增加［25，30］。MJ1-073 谐和年龄精度高，代表了大气淡水作用的地质年代（图7a）。SYS1-109 样品中的U 含量、Pb 含量以及U/Pb 变化较大，U 和Pb 含量平均值比前者稍低，谐和年龄较为可靠，误差稍大（图7b），指示了早期大气淡水作用不彻底或存在埋藏过程中放射性U 元素和Pb元素加入或丢失。YS1-199 样品白云石中的U 含量最低，Pb 含量较高，说明浅埋藏白云石化发生在相对封闭的弱氧化环境。

图7 川西中三叠统雷口坡组孔洞方解石的U238/206Pb-Pb207/206 Pb年龄图谱Fig.7 U238/206Pb-Pb207/206Pb dating diagrams for calcites in vugs of the Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

对14 件白云岩（基岩）的岩石化学分析表明，U 含量平均为5.26 × 10-6（2.73 × 10-6～ 9.97 × 10-6），Pb 含量平均为0.12 × 10-6（0.026 × 10-6～ 0.713 × 10-6），Th含量平均为0.04 × 10-6（0.015 × 10-6～ 0.086 × 10-6）。4 件云灰岩、灰岩的U 含量平均为4.92 × 10-6（3.91 ×10-6～ 6.36 × 10-6），Pb含量平均为0.033 × 10-6（0.02 ×10-6～ 0.047 × 10-6），Th 含量平均为0.02 × 10-6（0.016 ×10-6～ 0.028×10-6）。孔洞缝中胶结物与基岩U 含量值对比可知，白云石中U含量相对亏损，这可能与两者的晶体结构有关，即方解石晶胞参数更大，较大半径的离子更易以类质同像进入晶格缺陷；也可能与温度、氧化还原电位Eh、PH等介质条件有关。但与去云化的方解石相比，白云石的Th元素和Pb元素相对富集，主要指示了温度的影响，Th元素（或Pb）随温度的升高，其活性增强［25］。

缝洞中的方解石（图8a—b）不发光（CL），弱负偏δ13C（PDB）、δ18O（PDB），指示了其为早期大气淡水去云化的产物（CⅡ）；孔洞中的中细晶白云石（DⅡ）发粉红-玫瑰红（图8c），应为浅埋藏白云岩化的产物。缝洞中方解石U-Pb 谐和年龄分别为211.5 ± 1.5 Ma 和206.5 ± 4.6 Ma，对应于晚三叠世Norian（诺利阶）-Rhaetian（瑞替阶）（227.0～ 201.3 ± 0.2 Ma）。孔洞中的中细晶白云石U-Pb 谐和年龄为226.5 ± 9.68 Ma，对应于晚三叠世Carnian（卡尼阶）-Norian（237.0～ 227.0 Ma）。结合中三叠统雷口坡组底的绿豆岩中火山碎屑锆石的U-Pb 谐和年龄为247.6 ± 1.1 Ma，对应于Anisian（安尼阶）底［8］，推断胶结物U-Pb年龄数据揭示了粉（细）晶白云石化发生于卡尼阶，去云化作用发生于诺利阶。这为白云石化、早期去云化作用提供了准确的年代格架。

图8 川西中三叠统雷口坡组缝洞方解石和白云石U238/206Pb-Pb207/206Pb谐和年龄（Ma）Fig.8 Tera-Wasserburg Concordia dating diagrams of U238/206Pb-Pb207/206Pb of calcites and dolomite in vugs and fractures of the Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

2.3 孔隙类型、胶结及连通性

2.3.1 孔隙类型

为进一步研究成岩作用与孔隙演化的关系，对孔隙类型占例、不同成岩矿物的胶结比例、残余孔隙等进行统计分析，并结合成岩作用序列、埋藏史曲线恢复流体与孔隙演化史对其进行分类。按大小将孔隙划分为5小类：洞（＞ 2.00 mm）、孔（2.00～ 0.50 mm）、中孔（0.50～0.05 mm）、小孔（0.05～ 0.01 mm），微孔［＜ 0.01 mm（1/32 mm）］；再依据形态与成因，划分为3 大类［7］（图9）。

①组构选择性溶蚀孔洞：格架孔GF、窗格孔Fen、平底晶洞（SS-stromatacts structure）、晶（粒）间孔（BC/BP）、粒内孔WP、遮蔽孔SH、铸模孔Mo（鲕模孔Oo、膏模孔MO 或生物体腔孔）等。②组构与非组构溶蚀孔洞：扩大的组构孔洞、生物钻孔（BO）、遗迹、潜穴BU、有机孔（OM）、缝合线（St）、角砾间孔BRe、微孔隙（MP）等。③非组构溶蚀孔洞及裂隙：裂隙（Fre），包括张（扭）、压剪X共轭、剪切（雁行）、构造缝合线、扩溶缝洞（DFR）、溶孔洞（Vug）、溶沟（CH）、明（暗）河等（图9）。

2.3.2 孔隙连通性

不同类型孔隙的连通性分析对阐明流体运动、成岩序列及孔隙演化等十分重要。在此选取较低孔隙度（2 %～ 3 %）微生物碳酸盐岩样品，进行了薄片、环扫电镜SEM、铸体和CT-FIB 分析（图10）。其中，①SYS1-083，叠层石灰质粉晶云岩，泥粉晶、粉（细）晶白云石（Do-DⅠ、DⅠ-DⅡ）占20%～ 30 %，局部达70 %～80 %；半自形直面镶嵌，少量GF、BP（大小为20～ 100 µm）、BC（4～ 10 µm）和多组微裂隙；主要有C/DAC-RFC、CⅡ、CⅣ等胶结充填；面孔率为1 %～ 2 %（图10a—c），局部为5 %～ 6 %（图10d），具有一定的连通性。② YS1-104，有孔虫-藻球粒-藻黏结灰云岩；纤柱状C/DRFC胶结，GF、BP 和MP，实测孔隙度为3.03 %；在CT-FIB 图像中，孔隙直径介于0.2～ 0.9 µm，喉道介于50～ 80 nm；在纳米尺度上，连通性孔隙占总孔隙的53.76 %，有4 个连通孔隙子系统（图10g 中不同颜色），应与“树枝状”藻结构有关（图10e—g）；从微观角度来讲，严格意义上的“孤立孔隙”较少或不存在。

图10 川西中三叠统雷口坡组叠层石灰云岩（a-d）、有孔虫-藻黏结灰云岩（e-f）中的胶结物及孔隙分布Fig.10 Distribution of cements and pores in stromatolite calcareous dolomite（a-d）and foraminifera，pellet-bearing calcareous bounding dolomite（e-f）of the Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

2.3.3 孔隙及胶结物占比

选择SYS1、PZ1 与YS13 口井700 件普通薄片和铸体薄片，统计孔隙类型占比（图11a）和孔隙中不同类型胶结物、充填物占比。考虑到储层类型划分一致性，按习惯分为孔洞、孔隙和裂隙3 大类；同时，考虑到镜下不易区分方解石、白云石成因，将其按晶体结构大小进行统计。结果表明，①溶孔洞、格架孔洞和裂隙数量依次减少；②纤状、纤柱状胶结物（文石、高镁方解石）占21.32 %，③粉细晶白云石（DⅡ，部分重结晶）、方解石CⅡ（多为异形、早期去云化产物）占比相对较高，分别达27.47 %和17.33 %；④中晶、中粗晶白云石（DⅢ-Ⅳ）及方解石（CⅢ-Ⅳ）分别占2.6 %、5.46 %；⑤孔洞缝中含有一定量黏土（7.19 %）、沥青（6.41 %）和硬石膏（5.29 %）；⑥少量渗流砂、钙结壳、萤石等（图11b）。

图11 川西YS1井、PZ1井和YS1井雷口坡组微生物碳酸盐岩不同孔隙类型（a）、胶结物（b）占比Fig.11 Piecharts showing the proportions of different types of pore（a）and cements（b）in the microbial carbonates rocks of Leikoupo Formation in three wells（YS1，PZ1 and YS1），western Sichuan Basin

3 讨论

本次及前人研究均表明：①粉晶、砂屑云岩、藻结构微-粉晶白云岩较易保持原始孔隙；②藻纹层/藻黏结或叠层石比藻球粒、藻砂屑、藻凝块或藻团块更易形成与保存格架孔、溶蚀孔［7］。富含微生物藻菌的泥晶灰泥沉积物的早期成岩作用导致了微孔隙形成［41］。为推测孔隙在成岩演化过程中的变化，①首先利用“将今论古”原理，对微生物碳酸盐岩原始孔隙作出假设；②再根据胶结物类型、占比、成因序列及年代学，推测或恢复地质时期相继减少或消失的孔隙（图2，图9）；③开展孔隙类型、孔隙结构、连通性及孔隙流体性质（及寿命）相关性分析，进一步揭示孔隙演化过程；④将成岩作用与孔隙演化史置于构造运动史、地层-沉积史、热演化史（生烃、排烃、运移及相态转化）等框架中，通过详细刻画海底胶结、大气淡水、白云岩化以及埋藏成岩等作用的物理化学条件，进而系统地总结孔隙发育与保存的机理。

3.1 原始孔隙发育的基础

中三叠统雷口坡组中的弱镶边、环潮缘的潮坪-潟湖沉积中普遍发育向上变浅的“米氏旋回”［6］，其孔隙类型主要有格架孔、溶孔洞、粒间孔、晶间孔、微孔隙、裂隙等；纵向上孔隙度及渗透率呈指状变化，同样具有“米氏旋回”的特征（图12a）。微生物诱发的沉积构造，诸如旋卷、帐篷、收缩裂缝、海绵状孔隙、气穹隆、席状碎片、多向变余波痕、剥蚀残余及坑穴、皱饰及振荡式裂缝为原始孔隙（微）提供了有利条件（图8）。早期至浅埋藏成岩阶段中，相当于“隔水层”的潮上带中的膏泥，含膏、泥的泥晶云岩，潮间至潮下浅水带的藻云岩等格架孔隙发育，流体可与围岩发生水-岩作用（图12b）。前人研究表明，早期成岩胶结和溶解最为活跃的成岩作用带宽度一般小于1.5 m，集中分布在潜水面之上1 m 范围岩层的粒间孔中［34，39］。其中，最易溶解的是文石、高镁方解石、石膏，其次是低镁方解石、方解石、富钙白云石。从地表至地下，微生物分别发生了蓝细菌的光合作用、硝酸盐还原作用、硫酸盐的还原作用、氨化作用以及细菌甲烷氧化作用等，使孔隙流体逐渐从碱性向酸性转变，产生一定规模的沉淀与溶解作用［34］。因此，米级沉积旋回中的孔隙发育与保存往往集中在潮间带—潮下浅水的藻纹层、泡沫绵层等叠层石及部分凝块石中。

图12 川西中三叠统雷口坡组微生物碳酸盐岩向上变浅的“米氏”沉积旋回（a）和雷四上亚段的早期成岩作用示意图（b）Fig.12 Upward shallowing milankovitch cycle of the microbial carbonates in the Leikoupo Fm.（a）and schematic diagram（b）showing the early diagenesis of the 4th member of Leikoupo Fm on Hanwang outcrop in Mianzu County，Sichuan Province

理论上，在表层大气淡水中，CaCO3的溶解度相对于文石（1/2）、镁方解石（1/10）要低得多；若水中的文石接近于饱和，方解石过饱和发生沉淀，反之，若水中的方解石接近饱和、文石就会溶解；两者间巨大动力差异造成文石溶解产生的CaCO3被搬运至下游发生沉淀，即较大水流量（动力）、不饱和水（较大的水/岩比）是溶解产生粒间溶孔、铸模孔的原因［34］（图2i，图14）。膏盐岩的溶解或相关的渗透回流促进了准同生期的大规模白云岩化；微生物诱导白云岩或文石海中原白云石直接沉淀、低镁方解石、文石的迅速拟晶化转变为微晶白云石，有利于格架孔、晶间孔、粒间溶孔等孔隙发育与保存［6］。

如上所述，导致雷口坡组微生物碳酸盐岩原始孔隙变化最大的是海底胶结、早期大气淡水淋滤-胶结作用（减小约为40 %）。早期成岩作用可能存在以下3种情形。①潮上带为主，夹有潮间带的干旱、封闭的含膏盐岩云岩的成岩体系，水/岩比较小，从早期沉积的文石、高镁方解石灰泥转变为微晶结构（方解石、白云石）时会产生孔隙［41-43］，但氟磷灰石、石膏、天青石、菱镁矿、方解石、白云石和萤石等矿物共生组合，指示了残余孔隙（流体）中自生矿物的沉淀作用，导致孔隙不发育、减少或消失，这是大部分雷二段、雷三段和雷四段含膏层段白云岩中孔隙不发育的主要原因。②环潮缘带（潮下浅水至潮间带）水/岩比较高的开放成岩体系，位于水头（势）上游的大气淡水（或降雨）可溶解大量的不稳定矿物（如文石、低镁方解石、硫酸盐、岩盐等），导致大规模的去膏化、去云化，导致垮塌角砾形成，常会形成粒状的镶嵌结构（如糖粒状白云石、次生灰岩等）；淡水沿藻纹层、帐蓬构造、干裂、微裂隙等，顺层向下渗透，导致了上游高（水）势区溶解、下游低势区沉淀的差异化成岩作用，这也是古构造高部位的格架孔-溶蚀孔洞等保存较好，方解石胶结较少，孔隙度可达6 %～12 %［7］的主要原因，如大部分的雷一段中的膏溶孔洞相对发育。③以早期成岩-浅埋条件下的细菌藻类微生物-灰泥相互作用为特征，并逐渐由碱性向酸性演化的半封闭成岩体系（图12）。微生物诱导的碳酸盐矿物快速沉淀于细胞壁及周围，同时伴有自生亮晶胶结物。实验表明，在微生物藻菌参与的盐水孔隙中，可产生65 %的文石，15 %～25 %的镁方解石，10 %～ 20 %的方解石（0.1～ 0.15 µm）和20 %～ 40 %微孔隙［41］。大量不同形态的藻结构内部“气室”（图9b）、“格架空穴”的出现（图9c）以及微生物死亡腐烂，形成了大量微孔隙［44］；微生物藻菌有关的微孔隙不仅可承担“格架”功能，还具有一定的连通性（图10e—g），同时也是微生物诱导作用的主要场所。硫酸盐还原细菌、有机酸、酯酸、CO2、有机质或烃类［41］阻碍了广泛的胶结作用发生；在深埋条件下，较小喉道半径微孔隙是主要的孔隙类型之一［45］，“喉道大小对溶解程度的控制”（PCS）抑止了较小晶体胶结［46］。

3.2 原生或残余孔隙总体减少的原因

通过对中三叠统雷口坡组中的大规模白云岩化［6］、微生物诱导或影响下成岩作用、早期大规模去膏化、去云化以及多种埋藏成岩作用的物理化学条件研究，厘定了成岩流体的基本性质及其演化，再结合区域构造-埋藏热史分析，初步建立了成岩流体演化中不同期次胶结序列的示意图（图13）。

图13 川西中三叠统雷口坡组微生物碳酸盐岩热演化-成岩流体作用示意图Fig.13 Sketch illustrating the succession of the thermal evolution-diagenesis fluid of the microbial carbonates，Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

在埋藏成岩作用中，总体是趋向于半开放至相对封闭成岩体系演化。根据前述4 个成岩阶段中的成岩现象、成岩矿物形成的物理化学条件等分析，归纳总结并绘制了成岩序列示意图（图14a）。

图14 川西中三叠统雷口坡组微生物碳酸盐岩及胶结物阴极发光、温度与年代约束的成岩序列及孔隙演化Fig.14 Diagenetic sequence and pore evolution constrained by cathodoluminescence microscopy，temperature and dating of microbial carbnoates with cements，Middle Triassic Leikoupo Formation，western Sichuan Basin

孔隙的演化与微生物岩中原始孔隙、所经历的成岩作用及其序列紧密相关。其中，马尾状纤细、微层缝合线（不溶物残余堆积）的出现，标志压实压溶—溶解输运胶结作用使原始孔隙损失达20 %～ 25 %。因白云石晶体、“格架”结构、有机酸、烃类充注导致相对高的孔隙流体压力，阻止了进一步的化学压实；偶见埋藏溶蚀孔隙（图8l），指示了含氟热流体、烃类热降解等具有一定的溶蚀作用；均一温度＞ 120 ℃，中低盐度的中粗晶白云石、方解石或石英等矿物的沉淀，导致了原始或溶蚀孔隙进一步减少（3 %～ 5 %）；沿多期断裂-裂隙发生的大气淡水或孔隙流体的扩溶（温度高、盐度低），有助于孔隙发育与保存；与早期大气淡水溶蚀、去云化作用相似，位于褶皱构造区、断裂带上盘、断裂带等相对高部位或原始孔隙相对发育带，仍保存了“继承性”的孔渗发育层段；但从前述的胶结物特征、非组构溶蚀（早期大气淡水除外）较少发生来推断，较大规模的埋藏溶蚀作用产生大量孔隙难以发生［43］。

中三叠统雷口坡组微生物碳酸盐岩以孔隙型为主导，孔隙-裂缝型次之；其孔隙度与渗透率具有较好的线性关系［7］。格架孔、晶（粒）间溶孔等的孔隙度为40 %～ 45 %［34］，海水胶结物（C/DAC-RFC、D0或DⅠ）使孔隙度减少了20 %～ 25 %左右；位于地貌高、上游排驱（水）区的文石、高镁方解石或少量方解石的早期大气淡水溶蚀（窗格溶孔、膏溶孔、铸模孔、溶孔洞、扩溶孔等）使孔隙度增加了约15 %～ 20 %；下游的泄水区-滞留区或低位的矿物胶结（石膏、方解石等）减孔作用与上游排驱区增孔作用大致相当；准同生期白云石化（萨布哈、渗透回流）可使孔隙度增加3 %～ 5 %；微生物灰岩的压实-压溶作用使孔隙度减少约15 %～20 %［34］，微生物白云岩压实-压溶使孔隙度减至5 %～ 10 %以下；有机酸溶蚀作用、沿裂隙大气淡水的扩溶使孔隙度增加约3 %～ 5 %左右；黏土矿物、中粗晶白云石、方解石（DⅢ、DⅣ、CⅢ、CⅣ）等多种矿物的充填使孔隙度减少约5 %～10 %，残余孔隙约为2 %～10 %（图14b）。