0 前言
四川盆地中三叠统雷口坡组油气勘探始于20世纪70年代，经过多年的勘探，首先发现了川西北江油中坝及盆地内磨溪等中小型气藏及含气构造[1-6]。近年来，中石化加大了川西北地区雷口坡组勘探研究的力度，取得了实质性的进展和勘探突破，发现了龙门山山前构造带彭州雷四段气藏及新场构造带新场雷四段气藏，两个气藏提交天然气控制地质储量1 112.95×108 m3、预测地质储量2 086.04×108 m3，显示了川西雷口坡组巨大的资源潜力[7]。以往针对四川盆地雷口坡组的研究主要集中在沉积相、烃源岩及白云岩成因等方面[8-10]。钱一雄等[8]通过泥晶白云岩微区地球化学及晶体有序度研究，认为白云岩主要为渗透-回流成因，然而对泥晶白云石形成的温度未开展计算；李国蓉等[11]基于岩石学和地球化学研究，认为白云岩溶蚀孔洞中鞍形白云石并非热液成因，但并未开展形成温度计算和晶体有序度研究，且未注意到自生低温热液石英、萤石伴生的客观情况；田瀚等[12]认为储层主要受沉积环境的控制，储层岩性主要为砂屑白云岩、藻纹层白云岩，但未注意到川西中部雷口坡组储层和气藏主要发育于背斜高点的客观情况。
雷口坡组经历了复杂的沉积-构造演化，以往的研究主要是针对某一科学问题开展，对于川西中部地区白云岩储层成岩作用及孔隙演化规律，特别是储集空间与构造发展史、溶蚀孔隙与裂缝之间的相关性和依据，裂缝的分期配套等问题并未涉及，对白云石形成温度及相关形成机制和意义也未曾开展，对是否存在深部TSR作用及其依据亦无相关报道，这些问题都有待进一步深入研究。为系统总结川西中部地区雷口坡组油气成藏地质规律，分析油气生成过程中的利弊因素，挖掘油气勘探潜力，实现产能重大突破，本文在岩心编录、显微镜下观察及测试资料分析的基础上，结合前人成果认识，针对雷口坡组白云岩储层发育的影响因素及成岩作用开展了系统的研究，更多地从基础地质、成岩现象与影响因素的角度提出新的认识和依据。研究进一步深化了雷口坡组成岩作用和孔隙演化规律的认识，以期为雷口坡组勘探生产提供地质新依据。
1 地质背景
研究区雷口坡组沉积以来经历了3期大的构造运动：印支运动Ⅰ幕、印支运动Ⅱ幕和喜马拉雅运动。印支运动Ⅰ幕即“安县运动”，导致扬子板块西缘（四川盆地）整体抬升[13]，须上盆（须四）与须下盆（须三）呈角度不整合接触。印支运动Ⅱ幕导致扬子板块西缘（龙门山—米仓山一带）强烈逆冲推覆，北东向断裂（如华蓥山断裂、七曜山断裂）开始强烈活动，导致须家河组与侏罗系呈角度不整合接触[14-16]。印支运动Ⅱ幕的强挤压应力使雷口坡组白云岩发育密集剪切裂缝和构造缝合线。喜马拉雅运动是四川盆地及雷口坡组经历的最强烈构造改造事件，其影响远超早期的印支运动，直接塑造了盆地现今“西陡东缓”的构造格局。川西地区强烈抬升，龙门山前缘雷口坡组被剥蚀殆尽，仅残留于前陆坳陷。喜马拉雅期的强挤压使雷口坡组白云岩发育高角度剪切裂缝，渗透率提升1~2个数量级。
根据岩性组合特征，可将川西中部雷口坡组划分为雷一至雷四4个岩性段。雷一段、雷三段为海侵序列，主要为泥岩、泥灰岩、石灰岩，含少量泥质白云岩、粉晶白云岩；雷二段、雷四段为海退序列，主要为砂屑白云岩、藻屑白云岩、膏盐岩。其中雷四段主要为白云岩，中间发育一套膏岩，据此又划分为上、中、下3个亚段。上亚段又以中间含石灰岩段为依据划分为上储层段、隔层段、下储层段。在绵竹汉旺台地边缘相，上亚段总体为一套白云岩，隔层段不是灰岩，而是砂屑白云岩、鲕粒白云岩；中亚段无膏岩，为一套粉晶白云岩、藻白云岩；下亚段为一套砂屑白云岩（图1b）。
2 测试仪器及分析方法
本次研究主要进行了白云岩碳氧同位素组成分析、流体包裹体分析及白云石有序度测定。碳氧同位素组成分析采用100%磷酸法，测试依据和标准为DZ/T0184.17—1997《碳酸盐矿物或岩石中碳、氧同位素组成的磷酸法测定》；δ13C以VPDB为标准，δ18O以PDB和SMOW为标准。完成Y井13件泥晶白云石样品碳氧同位素组成测试。采集了Y井、P井、A井3口井储层溶孔中结晶粗大的白云石晶体和方解石晶体共80件样品（粗晶方解石42件，粗晶白云石38件），制作双面剖光的薄片。对盐水包裹体和烃类包裹体进行均一温度和冰点温度测定，测试仪器为徕卡偏光显微镜DM4500PLED、LINKAMTHMS600型冷热台，测试依据为SY/T6010—2011《沉积盆地流体包裹体显微测温方法》；利用激光拉曼光谱仪进行包裹体成分测定，测试依据为SY/T7433—2018《天然气的组成分析激光拉曼光谱法》。共获取方解石包裹体数据528组，白云石流体包裹体数据429组。采集了各种类型白云岩样品进行白云石有序度分析，所用仪器为帕纳科X'Pert Powder X射线衍射仪，实验标准为SY/T5163—2018。
3 白云岩储层特征
3.1 岩石学特征
3.2 储集空间类型
对研究区位于构造高点的Y井和P井最具代表性的雷四下亚段87.16 m储层段的岩性、裂缝、构造角砾岩之间的关系进行了统计(图4)，结果显示：几乎所有的藻纹层白云岩、砂屑白云岩，无论是否发育斜交裂缝和垂直裂缝，均发育溶孔；粉晶白云岩、泥晶灰岩的斜交、垂直裂缝发育段，均无溶孔发育。值得注意的是这些物性较好的井均位于构造高点，储层发育段及其附近均有斜交裂缝、垂直裂缝和构造角砾岩发育，构造角砾岩均有溶孔发育（图3a，图4）。结合区域构造演化史分析，认为斜交裂缝、垂直裂缝和构造角砾岩可能形成于烃源岩成熟之前，为酸性和溶蚀性流体的注入提供了输导空间，流体更容易沿残余粒间孔和格架孔发育的砂屑白云岩、藻纹层白云岩进行溶蚀，而粉晶白云岩、泥晶白云岩十分致密，即便有裂缝和溶蚀性流体注入，也难以溶蚀。各类岩性中后期水平裂缝均十分发育，推测可能形成于烃源岩成熟之后，这时即便裂缝提供了输导空间，但没有酸性流体，也不会形成溶蚀孔。个别井段为藻纹层白云岩，但并不发育溶孔（图3f），如M井位于斜坡带，早期构造可能并未影响到该区，斜交裂缝、垂直裂缝和构造角砾岩不发育，烃源岩成熟时产生的酸性流体无法注入，晚期虽发育水平裂缝，但无酸性流体溶蚀产生溶孔。
4 成岩作用
川西雷口坡组经历了复杂的成岩演化，对储层物性具有建设性作用的主要有破裂作用和溶蚀作用。而一个完整的成岩序列，包含了白云石化作用、早期的泥晶化作用、胶结作用以及去膏化、去白云石化作用。
4.1 破裂作用
破裂作用包括裂缝和构造角砾岩的形成。雷口坡组破裂作用及孔隙发育的特征与其沉积背景有着较好的匹配关系。
雷口坡组白云岩中广泛发育水平状叠层石构造，指示地形相对平坦、水动力相对较弱的潮坪环境。这些藻席主要生活在潮间的浅水地带，分泌大量的黏液，可以捕捉碳酸盐颗粒和藻屑。在风暴期或高潮期，被风暴或潮汐水流带来的碳酸盐颗粒和藻屑，将大量地被这种富含黏液的藻席捕获，从而形成富碳酸盐砂屑和藻屑的纹层。相反，在非风暴期，则主要形成具藻骨架的富藻纹层[20]。平面上，在地形相对高处可形成一些砂屑、藻屑滩，而相对低洼处则成为灰质或灰云质潟湖，这导致了藻屑、砂屑白云岩和藻席在空间分布的不连续。最终在古地貌高部位，形成了风暴期富砂屑、藻屑的白云岩，及静水期具藻骨架富藻纹层白云岩。
结合前述构造背景分析，安县运动发生在须家河组三段与四段之间，印支运动Ⅱ幕发生在三叠纪和侏罗纪之间，它们早于侏罗纪和白垩纪烃源岩成熟时期，这两期运动的构造性质一致、时间跨度小，导致了斜交缝及早期构造角砾岩的形成；有机质成熟后，沿裂缝、构造角砾岩中的孔隙等通道，酸性流体注入，在残余孔隙相对发育的砂屑白云岩、藻纹层白云岩中发生溶蚀形成溶孔。而喜马拉雅运动早期（约50 Ma）发生在白垩纪末期，在烃源岩成熟后期，形成垂直裂缝和晚期构造角砾岩，发生晚期溶蚀作用及方解石脉体的充填。喜马拉雅运动晚期（约1.86 Ma），由西向东的推覆可能形成了水平裂缝，对早期的气藏进行调整，对早期的溶孔起到物理改造作用。
4.2 白云石化作用
泥晶白云岩、泥晶砂屑白云岩和泥晶藻纹层白云岩的晶体一般较小，难于获取流体包裹体，但可根据其碳氧同位素组成值计算白云岩形成温度。假设准同生期，海水与白云石处于化学平衡。依据Vasconcelos等[24]建议的白云石-水氧同位素分馏方程：1 000lnα(白云石-水)=2.73×106×T -2+0.26，计算准同生期白云石形成时的古地温（表1），式中α(白云石-水)为白云石与水之间的分馏系数。该公式中古流体的氧同位素值是最重要的参数。Wallmann [25]推算了寒武纪至现代海水氧同位素组成变化，认为中三叠世雷口坡期（248~240 Ma）5 000 m与3 000 m深度海水的δ18OSMOW为-1.2‰左右。计算表明，研究区泥晶白云岩、泥晶砂屑白云岩和泥晶藻纹层白云岩的形成温度介于28.94~60.31 ℃，接近地表准同生环境温度。这与钱一雄等[8]认为是渗透-回流成因的观点基本一致，即白云石化作用是在近地表的交代作用下形成。白云石交代方解石作用可能发生在浅埋藏成岩环境，是准同生期白云石化作用的进一步发展。
表1 川西中部Y井雷口坡组准同生白云岩碳氧同位素组成及形成温度Table 1 Carbon and oxygen isotopic compositions and formation temperature of quasi-syngenetic dolomite of the Middle Triassic Leikoupo Formation in Y well in central Western Sichuan Basin |
| 岩 性 | δ13CVPDB / ‰ | δ18OVPDB / ‰ | δ18OSMOW / ‰ | T/℃ |
|---|---|---|---|---|
| 泥晶藻砂屑白云岩 | 2.48 | -5.80 | -1.20 | 52.18 |
| 含藻泥晶白云岩 | 2.11 | -6.52 | -1.20 | 56.93 |
| 纹层状泥晶藻白云岩 | 1.88 | -6.38 | -1.20 | 56.00 |
| 泥晶藻砂屑白云岩 | -0.06 | -6.85 | -1.20 | 59.16 |
| 纹层状泥晶藻白云岩 | 1.76 | -6.17 | -1.20 | 54.60 |
| 泥晶灰质白云岩 | 2.30 | -6.10 | -1.20 | 54.12 |
| 泥晶白云岩 | 2.80 | -1.80 | -1.20 | 28.94 |
| 泥晶白云岩 | 2.14 | -6.10 | -1.20 | 54.12 |
| 含孔残余砂屑 泥晶白云岩 | 2.97 | -4.97 | -1.20 | 46.90 |
| 泥晶藻屑白云岩 | 2.65 | -5.69 | -1.20 | 51.45 |
| 含孔藻屑泥晶白云岩 | 2.36 | -7.01 | -1.20 | 60.31 |
| 藻屑泥晶白云岩 | 5.62 | -3.77 | -1.20 | 39.73 |
在白云岩裂缝、孔洞中充填的粗晶白云石晶体粗大，易进行流体包裹体均一温度测定。本次研究在Y井共获得429组白云石均一温度数据，发现其均一温度大多大于90 ℃，在90~160 ℃之间有一明显峰值（图6），反映白云石是在较高的温度下形成的。偶见60~90 ℃较低的温度，可能是局部重结晶的白云石颗粒的均一温度。
表2 川西中部雷四段白云石有序度Table 2 Order degree characteristics of the Middle Triassic Leikoupo Formation dolomite in central Western Sichuan Basin |
| 白云石类型 | 井名 | 层位 | 有序度 |
|---|---|---|---|
| 泥晶白云石 | X井 | 雷四上亚段 上储层段 | 0.40 |
| X井 | 0.46 | ||
| X井 | 0.36 | ||
| P井 | 0.37 | ||
| P井 | 0.43 | ||
| Y井 | 雷四上亚段 下储层段 | 0.47 | |
| 泥晶自形白云石 | Y井 | 雷四上亚段 上储层段 | 0.42 |
| Y井 | 雷四上亚段 下储层段 | 0.41 | |
| 泥晶他形白云石 | P井 | 雷四上亚段 下储层段 | 0.45 |
| Y井 | 0.49 | ||
| 构造裂缝内鞍状 粗晶白云石 | L井 | 雷四段 | 1.00 |
| 构造裂缝内纤柱状 粗晶白云石 | L井 | 雷四段 | 1.00 |
| L井 | 0.93 |
泥晶白云岩是研究区白云岩的主要类型，该类白云岩的分布与沉积相有着密切的关系，白云石化主要形成于近地表，发生在潮坪和台内滩环境，而在潟湖相中并未出现白云岩[19]。因此，研究区广泛发育的潮坪环境及其中的局部高点（台内滩），在干旱的气候环境下，随着水体的浓缩而盐度增大，在近地表环境下早期的方解石、镁方解石和文石发生准同生交代作用，形成泥晶白云岩。该区的方解石交代残余和潟湖相灰岩未出现白云石亦是较好的例证。
4.3 去白云石化作用
4.4 溶蚀作用
雷口坡组白云岩发生过3次显著的溶蚀作用：同生—准同生期溶蚀作用、表生期溶蚀作用和埋藏溶蚀作用。最后一期埋藏溶蚀对储层最终物性改善起到关键性作用，埋藏溶蚀时间对应于中侏罗世到白垩纪烃源岩成熟阶段。
表生期溶蚀 表生期岩溶，即风化壳岩溶，其发育常与重大地质事件及其伴随的构造抬升和暴露剥蚀作用有关，在地层接触关系上常表现为不整合界面[30]。受中三叠世末印支运动早期古特提斯洋关闭的影响，川西地区中三叠统雷口坡组碳酸盐岩普遍遭受抬升剥蚀，发生古岩溶作用[31]。研究区雷口坡组上覆中三叠统天井山组与上三叠统马鞍塘组、上三叠统小塘子组及上覆须家河组二段常呈平行不整合接触[32]，天井山组也常缺失，沉积间断和地表暴露为雷口坡组表生期岩溶提供了有利条件。暴露剥蚀后，研究区再次下沉接受沉积，这一时期由于溶蚀形成的溶孔、溶洞后期多被充填，在钻井钻进过程中，并未在这些界面发现优质储层，对于储层物性的贡献也不大。
埋藏溶蚀 近年来，深埋环境下的热化学硫酸岩还原作用（TSR）日益受到国内外石油地质界的关注。该作用是白云岩中次生孔隙和高含硫气藏形成的重要机制，也是白云岩成岩过程中有机碳与无机碳交换的实例。深入研究TSR的形成条件和作用机制，认为TSR发生需要发育较薄的膏盐（CaSO4）层，并处于大于120 ℃以上的地温环境，在封闭的体系下进行复杂的连带反应，反应过程有CaSO4的溶蚀，反应产物有CaCO3的形成[33-34]。雷口坡组含大量膏岩，沉积时气候干燥，在白云岩相对发育层段的沉积后期，随着水体的浓缩，石膏呈星点状分布于白云岩中（图5e），这些为后期的TSR作用发生创造了合适的条件。在H井膏岩与上覆碎屑岩的接触界面附近，可见膏盐的溶蚀孔，并可见溶蚀的港湾状特征（图5d）。显微镜下雷口坡组白云岩储层中可见方解石充填溶孔（图2e）以及裂缝中见方解石脉充填（图3b，3d）。充填方解石包裹体均一温度分布于50~180 ℃之间，在80~160 ℃之间有明显峰值（图7）。流体包裹体激光拉曼分析表明，研究区粗晶方解石和粗晶白云石包裹体中气体甲烷含量可达5%~40%。这些均表明深部溶蚀及TSR作用伴随着油气的运移过程。
4.5 其他成岩作用类型
上述典型成岩现象、类型和相关参数是前人对研究区雷口坡组白云岩研究中未曾涉及的或不够全面的方面，是研究区白云岩成岩作用的显著特征。研究表明膏盐和白云岩沉积区通常还发生以下的成岩作用类型：泥晶化作用、胶结作用和表生脱膏作用，这些成岩作用类型构成研究区成岩序列的一部分，在构造叠加、埋藏和热液作用下，控制着储层孔隙演化。
泥晶化作用 泥晶化作用发生在海底早期沉积、成岩环境中，是由内石藻的钻孔和生长造成的。内石藻包括非钙质的蓝藻、绿藻和红藻。钻孔藻（内石藻）从颗粒边缘向内钻孔，藻死亡后形成空洞，这些空洞被泥晶碳酸钙矿物充填。反复的钻孔和泥晶碳酸钙充填，形成暗色的环边（泥晶套）。研究区内雷口坡组中的砂屑和生物边缘等泥晶化作用十分普遍，表现为厚薄不均的环带状暗色边缘[20]。泥晶化作用发生在白云石化作用之前的同生成岩阶段，是沉积期主要的成岩作用类型。
胶结作用 研究区储层先后发生过3期胶结作用：①同生成岩阶段海底胶结作用，是方解石、镁方解石和文石受离子浓度和离子种类控制的胶结作用，前述准同生期鸟眼构造的充填和形成，就属于此期胶结作用[20]。②表生期胶结作用，是雷口坡组上部岩溶作用期后的充填作用。印支运动中期地层抬升，雷四段、天井山组遭受不同程度剥蚀，出露地表的地层受到大气淡水的淋滤，形成溶孔、溶洞，但在后期埋藏过程中，全部或部分被方解石、泥质和次生石膏等充填、胶结。这期胶结作用在一定程度上改善了储层质量。③深埋过程胶结作用。中—深埋藏条件下形成的硅化、萤石、方解石和热液白云石等可以堵塞早期形成的有效孔隙，使得储层孔隙减少或趋于消失，物性变差（图2d—2e，图3a—3d）。这些方解石、热液白云石具有多期充填（胶结）特征，在阴极发光显微镜下，可以观察到1~2期胶结，呈不同的发光特征（图5f）。前述粗晶方解石胶结物（流体包裹体80~160 ℃均一温度峰值区间），即是在中—深埋藏薄层膏盐和TSR作用下，较高温度和较稳定结晶环境中形成。雷口坡组岩心裂缝中见两期不同产状的方解石脉（图3b，3d），亦或对应于两次酸性流体充注事件/TSR作用。而粗晶（鞍状）白云石（图2e）流体包裹体均一温度在90~160 ℃峰值区间（图6），较好晶形特征及均一温度值也反映出其形成于较高的温度和稳定的结晶环境，是成岩后期孔隙流体盐度增大后沉淀的产物。粗晶（鞍形）白云石与粗晶方解石流体包裹体均一温度峰值区间相近，反映其形成于相同的成岩阶段，在显微镜下可见其共生充填孔隙的特点（图2e）。这是构造作用和有机酸沿裂缝注入溶蚀生成新矿物（粗晶白云石），和孔隙水矿化度、温度增大沉淀出新矿物（粗晶方解石），共同充填次生孔隙的结果。
表生去膏化作用 在地表，石膏常与地表淡水和细菌作用发生去膏化，这一过程伴随着石膏被碳酸盐矿物交代的作用[20]。研究区具备发育两期表生期去石膏化作用的地质背景：一是雷口坡组或天井山组沉积期末，盆地受西部巴颜喀拉区的挤压，普遍折返、抬升，发生雷口坡组或天井山组的暴露、剥蚀和古岩溶作用，这一时期的表生作用，可能发生去膏化作用；另一时期，是印支运动Ⅱ幕及喜马拉雅运动，造成地层发生褶皱、断裂和抬升，雷口坡组出露地表，发生去膏化作用，即现代表生期去膏化作用。研究区显微镜下未发现明显的石膏被碳酸盐矿物交代的现象，这一作用可能并不强烈。
5 成岩作用序列与孔隙演化
在对储层特征及成岩作用类型分析的基础上，认为川西中部雷口坡组白云岩经历了印支、喜马拉雅两期重要的构造变动，从沉积期、准同生期、深埋期到抬升剥露期，成岩环境深浅不一、成岩作用类型繁多复杂。在此基础上建立了川西雷口坡组成岩作用序列（图8）。
中三叠世雷口坡组沉积期，在总体宽缓和局部高点的古地理背景下，藻格架、藻屑、砂屑和灰泥组成的方解石作为主沉积体，原始粒间孔和藻格架孔十分发育，估计孔隙度约为35%。在海底沉积环境下，碳酸盐颗粒发生泥晶化作用，形成颗粒边缘泥晶套[31]。之后进入同生—准同生成岩环境，沉积物由疏松变为半固结状，孔隙度估计降低为22%。同时在干旱炎热的古气候条件下，水体盐度增大，石膏大量沉积，高镁离子浓度水体在近地表环境下交代早期方解石，形成准同生期泥晶白云石。随后，受地表淡水影响，发生近地表溶蚀、藻席腐烂、表生去膏化作用、去白云石化作用，孔隙度估计增至25%，这些孔隙被方解石充填形成鸟眼构造。随着盆地沉降、埋深加大，雷口坡组白云岩进入浅埋藏早成岩阶段，机械压实使原生孔隙进一步缩减，地层水进一步浓缩，封存的高盐度孔隙水析出大量石膏，原生孔隙大量消失，岩石基本固结成岩，孔隙度估计降至12%。
早三叠世印支运动早期至中三叠世晚期，在古特提斯洋关闭的古构造背景下，雷口坡组白云岩在抬升作用下普遍暴露剥蚀，遭受淡水作用的改造，发生古岩溶作用（即表生期岩溶作用）。强烈的地表水和淡水作用导致膏盐大量溶蚀，形成大量岩溶型溶孔、溶洞，这些溶孔、溶洞同时又为渗流粉砂、机械碎屑充填。这一过程伴随着表生期去白云石化作用、表生去膏化作用，孔隙度总体估计升至15%。之后，伴随着龙门山的隆起、前陆盆地的形成、须家河组的沉积，雷口坡组进入中—深埋藏阶段，地层进一步发生压溶压实作用，孔隙度降至6%以下。须家河组三段沉积末期的安县运动及须家河组六段沉积末期的印支运动Ⅱ幕，川西巴颜喀拉发生造山作用，在此背景下，须家河组以下地层发生褶皱、断裂，形成圈闭与斜交裂缝、垂直裂缝及构造角砾岩，为后期的有机酸等腐蚀性流体注入提供了通道和场所。
侏罗纪以来，雷口坡组白云岩进入中—晚成岩阶段，上覆上三叠统须家河组和下伏上二叠统的烃源岩开始成熟，富含有机酸的流体沿着安县运动及印支运动Ⅱ幕形成的断层进入雷口坡组储层和圈闭构造，顺着第1期裂缝（斜交裂缝）对早期的剩余粒间孔、藻格架孔进行溶蚀，而且主要是对早期（准同生期）泥晶白云石、鸟眼构造中方解石的溶蚀，形成溶蚀孔隙顺裂缝、藻格架及砂屑粒间发育的显著成岩现象。随着早期白云石的溶蚀，地层水中镁离子浓度增大，成岩环境在有机酸影响下向酸性环境转变，深部流体的加入和较高的地层温度使得地层水中发生热液白云石沉淀，并伴随着石英、萤石等热液矿物的沉淀。此时，雷口坡组处于深埋阶段，地温大于120 ℃，发生了TSR作用，导致斑点状和薄层石膏的溶蚀，形成次生孔隙，此过程伴随热液白云石、石英、萤石和方解石的充填作用。这些复杂的成岩作用同时发生，储层孔隙度升至10%~12%。
进入白垩纪，埋深进一步加大，溶蚀及热液充填作用进一步进行，压实压溶作用进一步发展，综合效应表现为孔隙度降低至7%~8%。至白垩纪末期或古近纪早期（约50 Ma）的喜马拉雅运动，侏罗系—白垩系发生褶皱，白云岩储层内的垂直裂缝开始形成并切割印支期形成的斜交裂缝，伴随着油气最后生成阶段的酸性流体的活动，发生TSR作用，生成的方解石充填在垂直裂缝中。至大约1.86 Ma，喜马拉雅运动持续发展，形成中更新统底砾岩，油气圈闭调整，在向东的推覆作用下，雷口坡组白云岩储层在先前格架孔的基础上，形成水平裂缝，储层物性得以改善。
6 结论
在川西中部地区雷口坡组白云岩储层溶孔产出特征、成岩作用序列及储层主控因素分析的基础上，明确成岩作用及孔隙演化模式。主要结论如下：
（1）川西中部雷口坡组主要发育泥晶白云岩和泥晶藻砂屑（藻纹层）白云岩两类主要的储集岩。白云石晶体细小、晶体有序度低、形成温度低，为准同生期白云石化作用形成。后期白云岩裂缝、孔洞中充填的白云石胶结物，晶体粗大、部分呈鞍状、形成温度高、晶体有序度高，其形成或与深部地层水矿化度增大及先前泥晶白云石的溶蚀有关。储集空间主要是沿藻格架、粒间孔、构造角砾间基础上发育的溶孔。
（2）研究区白云岩主要经历了泥晶化作用、白云石化作用（准同生期交代白云石化和热液白云石化）、表生期去白云石化作用、溶蚀作用（同生-准同生期溶蚀、表生期溶蚀、深部溶蚀及TSR作用）、胶结作用、表生期去膏化作用、构造破裂作用等成岩作用类型。其中同生-准同生期溶蚀、表生期溶蚀、深部溶蚀作用以及构造破裂作用，对储层物性起着改善作用，深部溶蚀是深部次生孔隙形成的关键。
（3）溶孔发育与构造角砾岩、构造裂缝强相关，表明构造裂缝、构造角砾岩在溶孔形成中起到重要作用，后期叠加水平裂缝，则进一步改善了储层物性。安县运动及印支运动Ⅱ幕以来，酸性流体沿破裂空间注入砂屑滩、藻纹层骨架等剩余孔隙发育区域，形成次生孔隙，后被热液白云石、石英、萤石和方解石等矿物充填；喜马拉雅运动早期（约50 Ma），形成垂直裂缝及晚期构造角砾岩，伴随最后生烃阶段的酸性流体的活动，发生TSR作用，生成的方解石充填在垂直裂缝中；喜马拉雅运动晚期（约1.86 Ma），生烃作用停止，水平裂缝形成，气藏经历了调整作用。
