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海相碳酸盐岩储层是我国油气勘探开发的重要领域，川东北地区为四川盆地海相碳酸盐岩油气富集核心区，已发现普光、元坝、龙岗等大型气田。其中普光气田是我国目前规模最大的海相碳酸盐岩气田，具埋深大、储量丰度高、礁滩型储层发育的特征，主力目的层为上二叠统长兴组和下三叠统飞仙关组一、二段，已实现规模化开发[1]。飞仙关组三段作为普光气田重要含气层段，虽已获12口工业气流井，但动用率仅6.98%，开发潜力未充分释放，核心制约因素为储层发育规律复杂、主控机制尚不明确。

近年来，学者对普光气田长兴组-飞仙关组储层的研究多聚焦于飞一、飞二段台地边缘鲕滩储层的岩石学、白云岩化及溶蚀作用等方面，成果颇丰，而对飞三段局限台地背景下的储层研究相对薄弱，现有成果多为区域性概略分析，尚未开展储层精细特征与发育主控因素的系统研究[3]。飞三段处于飞仙关组海退晚期的局限台地演化阶段，沉积环境与飞一、飞二段差异显著，储层形成的物质基础和改造机制独具特征，亟需针对性研究。

基于此，本文以川东北普光地区飞三段为研究对象，综合利用岩心观察、薄片鉴定、扫描电镜及实测孔渗数据等资料，系统剖析储层的岩石学、储集空间及物性特征，明确储层发育主控因素，以期揭示该层段有效储层形成规律，为普光地区飞三段储层甜点区预测、储量有效动用及后续勘探开发提供理论依据与实践参考。

1 区域地质概况

川东北普光地区位于扬子板块北缘、四川盆地东北部，地处大巴山前缘褶皱带与川东高陡褶皱带的过渡部位，是我国海相碳酸盐岩油气勘探的核心区域。构造上，普光气田属构造-岩性复合型气藏，为川东断褶带东北段双石庙—普光NE向构造带上的鼻状构造，自震旦纪以来先后经历加里东、海西、印支、燕山、喜马拉雅五大构造旋回，燕山期后水平挤压作用成为构造改造核心动力，至喜马拉雅期，研究区形成“北东向高陡褶皱+断裂带”的构造格局，既塑造了区域构造形态，也为深部热液流体、有机酸的运移提供了优势通道，间接控制了储层后期成岩改造与定型[4][5]。

本次研究目标层位为早三叠世飞仙关组三段（T1f3），飞仙关组整体呈现四川盆地东北部早三叠世海侵-海退完整沉积旋回，按照层序划分，可将飞三段分为三个层序（图1），飞三段处于海退晚期的局限台地演化阶段，受构造垂直升降与区域干旱炎热古气候共同控制，古地理格局受北东向古地貌高带显著影响，古地貌起伏与海平面高频震荡主导了沉积相带展布[6]。

飞三段沉积期，研究区局限台地相可细分为潟湖、台内颗粒滩、微生物丘等微相，且各微相呈北东向条带状展布，与区域构造走向一致[7]。其中潟湖沉积相，岩性致密且伴生膏盐岩，为高盐度成岩流体形成提供了环境；台内高能颗粒滩沿古地貌高带发育，滩体多期叠置、原生粒间孔发育，是储层形成的核心物质基础；微生物丘滩多伴生于颗粒滩边缘，原生格架孔与凝块间孔发育，为优质储层的重要补充[8]。整体而言，飞三段局限台地的沉积格局不仅为储层发育提供了原始岩石骨架与孔隙空间，其强蒸发特征也为后续准同生期白云岩化作用创造了有利条件，是研究区飞三段储层发育的重要沉积前提。

图 1 普光气田飞三段综合柱状图

Figure 1 Comprehensive histogram of Fei-3 member in Puguang gas field

2 储层特征

2.1 岩石学特征

川东北普光地区飞仙关组三段储层岩性以白云岩为主体，灰岩仅少量发育。本次研究依据岩石结构、成因及微观特征，将飞三段储层白云岩划分为颗粒白云岩、晶粒白云岩两大基础类型，其中晶粒白云岩中发育一类特殊的生物成因岩类，为微生物岩，其成因机制和储集特征具有显著独特性，各类岩性的发育特征与储集性能差异显著，共同构成了飞三段储层的岩性基础。

2.1.1 颗粒白云岩

飞三段颗粒白云岩以鲕粒白云岩及残余鲕粒白云岩为主，其他类型的颗粒白云岩少见。

鲕粒白云岩，深灰色-褐灰色。显微镜下观察可知，这类岩石以骨架颗粒鲕粒为主，见少量豆粒，鲕粒含量较高，为60%～80％，粒径为２mm～3mm不等，分选较差，磨圆均较好，鲕粒内部多被白云石交代，鲕粒之间有微-粉晶白云石和亮晶白云石胶结物组成。鲕粒和胶结物的原始结构保存相当完整，既可见鲕粒的同心圈层结构，也可见粒间孔中第一期海底胶结物的等厚环边结构，据此推测这种鲕粒白云岩是由原始沉积的鲕粒灰岩经早期白云岩化作用形成的。

残余鲕粒白云岩，骨架颗粒以白云质残余鲕粒为主，混合部分藻粒，主要由它形-半自形的粉晶和细晶白云石组成，含量一般在60％以上，显微镜下仅可见鲕粒残余结构或幻影结构，这是这种白云岩的主要鉴别特征之一。推测这种残余鲕粒白云岩是由原始沉积的鲕粒灰岩经较强烈的白云化作用和重结晶作用形成的。受早期大气淡水选择性溶蚀作用的影响，常见较多的粒内溶孔。

图 2 颗粒白云岩显微照片

Figure 2 Microscopic photos of granular dolomite

2.1.2 晶粒白云岩

晶粒白云岩按白云石晶体大小可细分为中晶白云岩、细晶白云岩、粉晶白云岩、泥晶白云岩及它们之间的过渡类型，粉晶白云岩和细晶白云岩较为常见。

中晶白云岩，颜色为浅灰色、褐灰色，主要由中晶级白云石组成（图3a），白云石晶体多呈半自形，局部呈镶嵌状，有时可见雾心亮边结构或者颗粒幻影结构。推测这种晶粒白云岩是颗粒灰岩经过强烈的白云岩化作用和重结晶作用形成的，原始结构已基本破坏殆尽，有的很可能是重结晶长大的溶洞充填物。孔隙十分发育，以晶间孔、晶间溶孔为主，平均面孔率8％～12％，储集性能较好。

细晶白云岩，一般为褐灰色、浅灰色和黄灰色，基本上由大小为0.1～0.25mm细晶级白云石组成（图3b、图3c），晶体多呈自形一半自形，少量它形，可见雾心亮边结构和颗粒幻影结构。岩石中经常含有一定数量的灰质或泥质组分。推测细晶白云岩是颗粒灰岩经过强烈的白云岩化作用形成的，原始结构基本破坏殆尽。孔隙发育较差，以晶间孔和晶间溶孔为主。

粉晶白云岩，岩石颜色以浅灰色或黄灰色为主，主要由大小为0.05ｍｍ～0.1mm粉晶级白云石组成，晶体多呈半自形-它形，常含有一定数量的灰质或泥质组分，有时含黑色丝状藻纹（图3d）。推测粉晶白云岩是由原始低能的灰泥沉积物经准同生期白云岩化作用形成的。岩石往往较致密，溶蚀作用比较弱，孔隙以晶间孔为主，有时可见少量溶孔，孔隙度一般为2％～5％，储集性能中等。

图 3 晶粒白云岩显微照片合集

Figure 3 Micrograph collection of grain dolomite

2.1.3 微生物岩

晶粒白云岩中，粉晶-泥晶白云岩包含部分生物成因类型，这类岩石不仅具有粉晶-泥晶的粒度特征，还保留微生物成因构造，本质为微生物成因的粉晶-泥晶白云岩（即微生物岩），岩性构成以凝块石为主，少量发育叠层石。

宏观特征上，凝块石可明确划分为两种类型：其一为层状凝块石，多集中于飞三段中下部，凝块呈水平平行方向展布，单个凝块上下极少交叉，整体呈规整的平行层状，填隙物以泥晶组构为主，常与泥晶白云岩呈互层产出；其二为网状凝块石，主要发育于飞三段中上部的台内浅滩边缘相，受弱水动力扰动影响，凝块可向多个方向伸展分布，凝块间呈明显的网状相交形态，填隙物仍以泥晶组构为主，也可见亮晶胶结物充填于凝块格架之间。叠层石具有明暗相间的薄纹层，纹层常具有波状起伏的特征，单纹层宽度1mm～3mm，反映沉积时水体深度浅且存在弱潮汐扰动（图4a、图4c）。

微观尺度下，凝块石的核心结构为海绵状钙质微生物组构，云化改造后部分区域仍能较好保留组构原始形态，完全云化区域则仅存组构的框架轮廓，凝块间填隙物以泥晶基质为主。叠层石的亮层与暗层微观分异明显，亮层由细晶或粉晶级的白云石或方解石构成，晶体多呈半自形-自形，具弱定向排列，暗层则富集灰泥基质（图4b、图4d）。

图 4 微生物白云岩宏微观特征

Figure 4 Macro and micro characteristics of microbial dolomite

2.2 储集空间类型

研究区飞三段储层储集空间以孔隙型为主，局部区域发育微裂缝，无大规模裂缝发育；孔隙可划分为晶（粒）间型和粒（晶）内型两大类，其中晶（粒）间型孔隙类型丰富，为主要孔隙类型，原生粒间孔基本消失或经后期溶蚀改造后难以识别，各类储集空间对储层储集能力与连通性的贡献差异显著。

晶间孔由白云岩重结晶作用形成，白云石晶体经重结晶后大小不均，在岩石中杂乱排列形成大量晶间孔，该类孔隙广泛分布于粉晶、细晶、中晶及粗晶等各类白云岩中（图5a、图5b）。晶（粒）间溶孔为晶间孔经后期溶蚀作用扩大而成，在各类结晶白云岩、残鲕白云岩及砂屑白云岩中均有发育，是研究区飞三段储层的重要储集空间类型（图5c）。细-中晶白云岩为晶（粒）间型孔隙的最发育岩性，镜下可见该类岩石以晶间孔和晶间溶孔为主要孔隙类型，孔隙多具沥青衬边，溶蚀作用的发育对该类孔隙的形成与改造起到了关键作用。

粒内孔与粒内溶孔构成的粒（晶）内型孔隙（图5d、图5e），主要发育于粉-细晶白云岩和泥-粉晶白云岩中，在生屑内部也有少量发育，生屑颗粒多呈漂浮状分布于泥-粉晶基质中，该类孔隙以粒（晶）内溶孔为主体，孔隙直径在1～15μm，少数孔隙被沥青充填，是研究区储层储集空间的重要补充。

研究区微裂缝整体极少发育（图5f），缝宽一般0.01～0.03mm。微裂缝自身的储集性能较差，仅部分可成为有效储集空间，其核心作用为沟通岩石中孤立的各类孔隙，显著提升储集空间的整体连通性，部分微裂缝在形成后被沥青充填。

图 5 晶内孔、粒内溶孔和裂缝显微镜观察照片

Figure 5 Observation photos of intracrystalline pores, intragranular dissolved pores and cracks by microscope

2.3 物性特征

基于241个实测样品的孔渗数据统计分析，研究区飞三段储层物性整体呈现低孔低渗特征，井间物性非均质性显著，孔渗耦合关系较弱；按普光地区储层分类评价标准，储层以Ⅲ类为主，Ⅰ+Ⅱ类优质储层占比小且单层厚度薄。

储层孔隙度整体偏低，实测值介于0.26%～20.94%之间，平均值2.49%、中位数1.82%，57.26%的样品孔隙度集中在1%～3%低孔区间，仅少量样品孔隙度大于7%（图6）。渗透率以低渗为主导，实测值介于0.004×10-3μm2～83.96×10-3μm2之间，平均值1.11×10-3μm2、
中位数仅0.027×10-3μm2，75.72%的样品渗透率小于0.1×10-3μm2，属低渗范畴（图7）。

井间储层物性表现出显著的非均质性，PG6井孔隙度发育最好，平均值达5.09%，还发育局部高孔隙度段，最高孔隙度20.94%，为研究区高孔优质储层段；PG1井渗透率整体最优，平均值2.11×10-3μm2；PG2井渗透率非均质性最强，平均值1.50×10-3μm2，出现高渗透率段；PG10井储层物性最差，孔隙度平均值2.66%但渗透率仅0.02×10-3μm2，全井段均为低渗储层；PG9井物性整体偏低，孔隙度平均值1.74%、渗透率0.19×10-3μm2，仅局部发育高孔隙度点，最高孔隙度11.77%。

研究区飞三段储层孔隙度与渗透率的相关系数仅0.1145，呈弱正相关关系，表明渗透率并非由孔隙度单一控制，还受孔隙类型、溶蚀作用类型及强度的综合影响。区内局部存在低孔高渗现象，该现象推测受微裂缝发育影响（图8）。

图 6 孔隙度分布图

Figure 6 Porosity distribution map

图 7 渗透率分布图

Figure 7 Permeability distribution map

图 8 孔渗交汇图

Figure 8 Pore-permeability intersection diagram

3 储层发育主控因素

基于川东北普光地区飞仙关组三段的区域构造-沉积背景、储层特征及孔渗数据，识别出飞三段储层发育的四类核心主控因素，即沉积相原始骨架构建、白云岩化孔隙保存、多期溶蚀叠加孔隙改善、构造断裂-流体耦合储层定型。四类核心主控因素按沉积-成岩-构造的演化顺序依次叠加、相互耦合，最终塑造了研究区飞三段低孔低渗、非均质性显著的储层面貌[9]。

3.1 沉积作用主控因素

沉积作用通过控制岩性结构、沉积微相展布，为储层发育提供初始物质条件与空间框架，且储层发育具有显著的相控特征（图9）。

研究区飞三段主要发育台内滩与微生物席两类沉积微相，其中台内滩是优质储层的核心发育相带，尤其集中于向上变浅滩体的上部和顶部。这类区域因频繁暴露海平面，原生粒间孔发育，且作为古地貌高地与地层薄弱带，为后期建设性成岩作用提供了有利场所[8]；而微生物席（含生屑藻滩）储集条件较差，仅局部可通过后期改造形成有效储集空间。岩性上，储集性能优劣与岩石结构密切相关：网状凝块石储集性能最佳，颗粒粘结岩与层状凝块石次之，叠层石最差。凝块石的海绵状钙质微生物组构可形成原生格架孔，颗粒粘结岩因沉积期水动力较强，灰泥基质被淘洗干净，发育大量原生粒间孔，两者均为后期成岩改造提供了充足初始孔隙；叠层石孔隙仅局限于亮纹层内，且连通性较差。此外，微生物岩多发育于微古地貌高地，其建隆特征可进一步加剧地形高差，在海平面高频震荡时易暴露地表，为大气淡水溶蚀创造前提[7]。

图 9 飞三段沉积微相对储层物性的控制（改编自文献[19]）

Figure 9 The control of sedimentary microfacies on reservoir physical properties in the third member of the Feifei Formation (Adapted from Reference[19])

3.2 白云岩化作用主控因素

研究区飞三段属于咸化海水环境，白云岩化主要遵循蒸发泵与渗透回流两种高盐度成因模式，同时叠加晚期埋藏白云化作用，整体以“保护储集空间”为核心功能，而非直接增孔。

早期白云岩化（准同生-早成岩期）：以蒸发泵模式与渗透回流模式为主。蒸发泵作用下，潮上带表层碳酸盐沉积物粒间水经蒸发浓缩，盐度升高导致石膏沉淀，使孔隙水Mg2+/Ca2+比值显著提升，进而交代形成白云石；当表层沉积物白云岩化完成后，高密度高镁盐水向下回流渗透，对下伏碳酸钙沉积物进行交代，形成回流渗透型白云石。该期白云岩化流体以近同期海水为主，形成的白云岩原始结构保存完好，通过“等体积交代”将泥晶基质转化为细晶白云石骨架，其抗压实压溶能力显著增强，有效抵御早期压实作用对原生孔隙的破坏（图10）[10]。

整体而言，白云岩化作用与有效储集空间的形成无直接因果关系，其核心价值在于构建抗压实骨架，为后期溶蚀作用保留初始孔隙空间，属于建设性成岩
作用。

图 10 飞三段白云岩化模式图

Figure 10 Dolomitization model diagram of the third section of the Feifei Formation

3.3 多期溶蚀作用主控因素

飞三段储层经历三期特征鲜明的溶蚀作用，按演化顺序依次为准同生期大气淡水溶蚀、埋藏期有机酸溶蚀、晚期TSR相关溶蚀，三者叠加形成有效储集空间，是储层形成的根本原因（图11）[11]。

第Ⅰ期溶蚀，即早期（准同生期）溶蚀作用：暴露地表，遭受大气淡水淋滤溶蚀。普光气田长兴-飞仙关组沉积层序的高水位期，4～5级海平面的波动造成正地貌的台内鲕滩暴露，受到大气淡水的淋滤，发生准同生期溶蚀作用。在岩芯上表现为较大的溶孔、溶洞、溶缝以及砾石充填现象。

大气淡水对岩石进行有选择的溶蚀，溶蚀对象是鲕粒、生物等颗粒及高镁方解石等不稳定矿物，以形成鲕模孔、鲕粒内溶孔为主，由于岩石处于渗流带，水体自上而下流动，从颗粒上部向下渗透，颗粒上部容易被溶蚀形成孔洞，下部不易被溶蚀而被保留，形成示底构造。

第Ⅱ期溶蚀：二叠系烃源岩成熟时与之有关的有机酸沿着同生断层运移产生的溶蚀。地层水中的有机酸和CO2是储层发生溶蚀，形成次生孔隙的重要因素。普光气田第Ⅱ期溶蚀作用—埋藏溶蚀作用，可能与开江—梁平海槽中上二叠统及飞仙关组下部烃源岩成油期伴生的富含有机酸的酸性水活动有关。

这一期溶蚀作用非常强烈，使岩石发生非选择性溶蚀，溶解粒间方解石胶结物，或沿晶间孔、残余原生粒间孔溶蚀扩大，形成大量的粒内溶孔、粒间溶孔、晶间溶孔、溶洞等次生孔隙，部分被沥青及洞壁沥青膜充填、半充填。本期溶蚀形成的孔隙大量仍被保存，形成了良好的储集空间。

第Ⅲ期溶蚀 ：由硫酸盐热化学反应（TSR）生成的H2S产生的溶蚀作用。溶蚀作用机理为构造抬升运动，使地下水重新分布和调整（已形成的气藏中无地下水），富含H2S的地下水沿裂缝溶蚀，形成规模性溶蚀缝洞，缝洞中大量硫磺充填也证明溶蚀作用与H2S有关。缝洞中无沥青充填物，表明其形成于沥青侵位之后［15］。

图 11 飞三段溶蚀作用模式（改编自文献[19]）

Figure 11 Dissolution mode of the third member of Feixian Formation (Adapted from Reference[19])

3.4 构造断裂-流体耦合主控因素

构造断裂-流体耦合作用是研究区飞三段储层定型的核心因素，也是改善储层渗透率、形成有效储层的关键，研究区雷口坡-嘉陵江组在强构造挤压作用下形成一系列顺层滑脱断褶带，断褶带底部因形变产生可容纳空间。下伏飞仙关组因上部可容纳空间的产生，在区域强挤压应力区下形成相对张应力区，在逆冲断层和反冲逆断层的共同作用下，产生挤压上拱力，抵消了部分上覆压力，并使上盘上冲和变形扩容，构造运动塑造了研究区“北东向高陡褶皱+断裂带”的构造格局，断裂带不仅为各类流体（热液、有机酸、油气）提供了运移通道，还直接诱导裂缝发育，形成“裂缝-孔洞-孔隙”的复合储集空间，决定了储层的有效性。

断裂带附近区域，岩石受构造应力作用发生破碎，发育大量高角度剪切缝及溶蚀扩大缝，裂缝本身虽储集能力有限，但有效改善了储层的连通性，使原本孤立的孔隙、孔洞相互连通，显著提升储层渗透率；同时，断裂带作为深部热液、有机酸流体的运移通道，进一步强化了溶蚀作用，形成“构造裂缝+溶蚀孔洞”的复合储集空间，是研究区高渗段形成的关键机制。

4 结论

（1）川东北普光地区飞三段储层岩性以白云岩为主，主要为颗粒白云岩、晶粒白云岩两类基础类型及晶粒白云岩中生物成因的微生物岩，各类岩性储集性能差异显著；储集空间以孔隙型为主，微裂缝虽发育较少但对提升储集空间连通性至关重要；储层整体呈低孔低渗特征，井间物性非均质性显著，孔渗呈弱正相关，渗透率受孔隙类型、溶蚀作用及微裂缝发育程度综合控制，局部低孔高渗现象主要由微裂缝发育导致。

（2）研究区飞三段储层发育受沉积-成岩-构造作用协同控制，沉积相原始骨架构建、白云岩化孔隙保存、多期溶蚀叠加孔隙改善、构造断裂-流体耦合储层定型四类核心主控因素按沉积-成岩-构造的演化顺序叠加耦合，构成储层发育体系；勘探开发应优先瞄准北东向台内高能颗粒滩与微生物岩叠置区、断裂带附近的白云岩发育段，该类区域是优质甜点区的核心发育部位。

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