我国深层碳酸盐岩是油气勘探开发的重要领域（张光亚等，2015），储集层通常受沉积环境、成岩作用、断裂及热液活动等多因素叠加控制发育（洪海涛等，2012；张春林等，2021；樊太亮等，2023；马永生等，2023），同一层系不同岩性的成储潜力差异较大。四川盆地川中地区中二叠统栖霞组具有埋深大、工业气流高、岩性及孔隙多样、储层薄及成因复杂等特征（杨文杰等，2022）。例如，川中地区GS001-X45、GS18等井均在栖霞组分别获得161.91×10⁴ m³/d、41.74×10⁴ m³/d的高产工业气流，且储层埋深在4 000 m以上，厚度介于5~20 m，岩性以颗粒白云岩、晶粒白云岩、砂屑灰岩和灰质云岩等为主（何溥为等，2021；韩心奕等，2022）。针对栖霞组这种深层薄碳酸盐岩储层的成因，前人开展了大量研究，主要观点为储层受沉积微相及几种关键成岩作用控制（蒋志斌等，2009；胡安平等，2018；Xiao et al., 2018；郝毅等，2020；段军茂等，2021；何溥为等，2021；芦飞凡等，2021；韩心奕等，2022；杨文杰等，2022；朱茂等，2022）。无论后期受何种成岩作用改造，多数研究认为微古地貌高地颗粒滩相沉积的颗粒灰岩为储层形成提供了物质基础，储集空间主要为溶蚀作用形成，川中地区以高频海平面变化控制的同生—准同生溶蚀作用为主，埋藏期热液流体等的溶蚀作用为次要补充（蒋志斌等，2009；胡安平等，2018；郝毅等，2020；段军茂等，2021；芦飞凡等，2021；韩心奕等，2022；杨文杰等，2022；朱茂等，2022）。根据前人对白云石化作用的研究，栖霞组可能存在多期白云石化作用，包括同生—准同生期白云石化作用（郝毅等，2020；段军茂等，2021；杨文杰等，2022）、埋藏期白云石化作用（蒋志斌等，2009；胡安平等，2018；Xiao et al.，2018；何溥为等，2021；韩心奕等，2022）及构造热液白云石化作用（芦飞凡等，2021）。尽管确切的白云石化时期和模式尚无统一观点，但多数研究表明云化流体与沉积期海水相关，且白云石化作用不直接形成储集空间，而是继承保存储集空间的关键作用（胡安平等，2018；郝毅等，2020；段军茂等，2021；何溥为等，2021；韩心奕等，2022；杨文杰等，2022；朱茂等，2022）。此外，差异胶结作用、重结晶作用及压实—压溶作用等其余成岩作用均在不同方面参与了栖霞组白云岩储层的形成过程（蒋志斌等，2009；胡安平等，2018；Xiao et al.，2018；郝毅等，2020；段军茂等，2021；何溥为等，2021；芦飞凡等，2021；韩心奕等，2022；杨文杰等，2022；朱茂等，2022）。不同岩性成储潜力的区别归根到底是成岩作用及孔隙演化的差异，从以往的研究来看，众多学者对各类成岩作用及对孔隙演化的控制存在不同观点，且对成岩序列、孔隙演化系统性的研究相对薄弱。因此，本文以钻井岩心、薄片资料为基础，结合阴极发光分析、图像识别技术，开展栖霞组不同岩性的孔隙特征对比研究，分析不同岩性之间的成岩作用差异，进而重建孔隙演化过程，旨在探究深层碳酸盐岩薄储层的孔隙成储机制。

高石梯地区位于四川盆地中部潼南—安岳一带，区域构造位置隶属川中平缓构造带。中二叠世四川盆地处于稳定沉降期（鲁国等，2023），发生广泛海侵，沉积了由海陆交互相含煤碎屑岩到海相碳酸盐岩地层，依次为梁山组、栖霞组（白晓亮等，2020）。研究区栖霞组内部自下而上可划分为栖一段、栖二段，栖一段沉积水体较深，以泥晶灰岩为主，部分地区底部发育硅质灰岩和硅质条带（董翼昕，2020），栖二段主要为厚层状生屑灰岩、砂屑灰岩和颗粒白云岩（图1）。研究区内栖霞组与下伏梁山组及上覆茅口组间均为整合接触。栖霞组沉积期四川盆地主要为开阔台地环境，受川中古隆起的地貌特征及海平面升降共同控制，发育台内颗粒滩、灰坪等沉积亚相（刘慧等，2023）（图2）。

图  1  栖霞组单井综合柱状图及取心段特征（GS009⁃H5）

Figure 1.  Comprehensive stratigraphic column of the Qixia Formation and core interval characteristics (GS009⁃H5)

图  2  四川盆地中二叠统栖霞组沉积相平面图（据白晓亮等，2020修改）

Figure 2.  Sedimentary facies map of the Middle Permian Qixia Formation, Sichuan Basin (modified from Bai et al.，2020)

依据岩心、铸体薄片观察鉴定，依据冯增昭（1982）提出的石灰岩分类方案，川中高石梯地区栖霞组岩石类型包括泥晶灰岩（灰泥含量>50%、颗粒含量<50%）、泥晶颗粒灰岩（灰泥含量<50%，颗粒含量>50%）、亮晶颗粒灰岩（亮晶胶结物含量<50%、颗粒含量>50%）和残余颗粒云岩四类，颗粒类型主要为生屑和砂屑。

泥晶灰岩是指泥晶含量超过50%的岩石类型，包括纯泥晶灰岩（颗粒含量<15%）、含颗粒泥晶灰岩（颗粒含量15%~25%）、颗粒质泥晶灰岩（颗粒含量25%~50%）。颗粒含量少于15%的纯泥晶灰岩是栖一段的主要岩性，而在栖二段少见。宏观上呈深灰色，见裂缝被方解石全充填（图3a）。镜下仅识别出少量（<15%）生物碎屑，呈漂浮状分散在灰泥基质中（图3b）。栖二段这类岩石整体颗粒含量较栖一段高，几乎均为含颗粒泥晶灰岩或颗粒质泥晶灰岩，颗粒以生屑为主，砂屑其次（图3b）。由于该类岩性呈现出致密、孔隙不发育的特点，因而不作为孔隙演化的研究对象。

图  3  栖霞组岩石类型及特征（GS009⁃H5井）

Figure 3.  Rock types and characteristics of the Qixia Formation (well GS009⁃H5)

该岩性是研究区内栖霞组发育厚度最大的一类，在各亚段内均可见，颗粒含量大于50%，颜色为深灰色—灰色（图3c）、薄—厚层均有发育，包括泥晶生物（屑）灰岩、泥晶砂屑灰岩，部分粒间及粒内发育少量亮晶胶结物（图3d）。镜下颗粒间为点接触关系，部分受压实—压溶作用影响强烈，使颗粒压实变形并发育大量缝合线。

这类岩石集中发育在栖二段中部，颗粒含量大于50%，岩心呈灰—浅灰色，中—厚层状产出，包括亮晶砂屑灰岩、亮晶生物（屑）灰岩、亮晶砂屑生屑灰岩（图3e）。镜下颗粒呈漂浮状，颗粒间主要发育亮晶胶结物，也可见一定量的灰泥，形成泥—亮晶颗粒灰岩（图3f）。

该类白云岩是区内栖霞组储层的主要岩性，与亮晶颗粒灰岩同样集中发育在栖二段中部，宏观上呈现浅灰—灰白色，见溶蚀孔洞及裂缝发育（图3g）。镜下见残余颗粒幻影，内部结构被交代破坏程度较高，原始颗粒边缘也不清晰，与周缘的白云石胶结物形成“雾心亮边”结构，晶体呈细—中晶、自形—半自形（图3h），阴极发光下二者具相似的暗红色弱发光特征，可见明显边界（图3i）。部分样品重结晶程度较低，保留了较完整的原始颗粒形态，边缘清晰可见（图3l）；另一部分重结晶程度较高，呈细—中晶他形粒状晶体，原始颗粒结构破坏程度高，仅见残余颗粒幻影（图3j），阴极发光下相比“雾心亮边”白云岩具有更强的红色阴极发光特征（图3k）。

依据岩心和铸体薄片观察，川中高石梯区块栖霞组孔隙类型包括粒间溶孔、粒内溶孔，其他类型的孔隙包括裂缝和孔洞（>2 mm）。通过对取自GS009-H5井岩心的74张铸体薄片使用ImageJ图像软件进行孔径、面孔率等参数的获取，其中残余颗粒白云岩18张，亮晶颗粒灰岩17张，泥晶颗粒灰岩39张，发现所有类型的岩石中残余颗粒白云岩的面孔率最高，且主要类型为粒间溶孔（图4）。

图  4  栖霞组各岩性总面孔率及两类孔隙的平均面孔率柱状图

Figure 4.  Histogram of each lithology total plane porosity and two types pores average plane porosity in the Qixia Formation

粒间溶孔为粒间孔溶蚀扩大形成，可见胶结物全充填或半充填（图5a~c），有效的粒间溶孔主要发育在残余颗粒白云岩中，孔径介于0.02~0.76 mm，大部分介于0.1~0.3 mm，部分边缘呈不规则锯齿状，是研究区内栖霞组主要的储集空间，其面孔率介于0.17%~4.45%。两类颗粒灰岩中也局部发育粒间溶孔，孔径介于0.01~0.67 mm，方解石胶结物全充填或半充填（图6f，k）。

图  5  孔隙类型及特征（GS009⁃H5井）

Figure 5.  Types and characteristics of pore spaces (well GS009⁃H5)

图  6  泥晶颗粒灰岩和亮晶颗粒灰岩成岩作用特征（GS009⁃H5井）

Figure 6.  Diagenetic characteristics of micrite grain limestone and sparite grain limestone (well GS009⁃H5)

粒内溶孔是颗粒完全溶蚀或内部选择性溶蚀形成的孔隙，其中完全溶蚀的又称为铸模孔（图5d，e）。粒内溶孔相比粒间溶孔发育较少，且演化过程中多被胶结物等充填，保留部分所提供的有效孔隙空间也远不如粒间溶孔。粒内溶孔在各类岩性中均可见，未被充填的粒内溶孔主要见于残余颗粒白云岩中（图5f）。两类颗粒灰岩中常见铸模孔发育，充填物包括沥青质和嵌晶状方解石胶结物（图5d、图6d，k），孔径介于0.01~0.16 mm，面孔率介于0~1.44%。

区内栖霞组主要发育一定构造背景下产生的构造裂缝，各类岩性中均可被识别（图3a，e、图5g、图6h，l），薄片下缝宽介于0.03~1.35 mm，常切穿整个薄片，多被方解石、白云石等全充填或半充填（图5g），部分宏观上可识别出后期成岩流体对早期裂缝扩大溶蚀的迹象。

孔洞一般指溶蚀作用产生的直径大于2 mm的孔隙空间类型。研究区内部分孔洞与裂缝伴生，呈串珠状分布（图7b，c），另一部分呈孤立发育（图5i），主要见于白云岩中，孔径介于2.00~5.00 mm，内部常见被白云石以及沥青质全充填或半充填（图3g、图5i）。

图  7  残余颗粒白云岩成岩作用特征（GS009⁃H5井）

Figure 7.  Diagenetic characteristics of residual grain dolostone (well GS009⁃H5)

区内栖霞组孔隙空间最发育的残余颗粒白云岩，通过残余结构及前人的研究可知原岩主要为滩相颗粒灰岩，具有明显的层控性和相控性特征（唐思哲等，2023）。根据前人提出的观点，研究区内栖霞组主要为开阔台地沉积环境，栖二段沉积期间水体相对局限、氧化程度较高（刘慧等，2023），识别出的岩石类型中泥晶灰岩主要形成于滩间微相，两类颗粒灰岩及残余颗粒白云岩均形成于颗粒滩亚相，其中亮晶颗粒灰岩、残余颗粒白云岩形成于颗粒滩中地貌高，水体能量高的部位（饶诗怡等，2023）。薄片观察结果表明，高能颗粒滩环境中沉积的亮晶颗粒灰岩及残余颗粒白云岩，相比低能环境中沉积的泥晶颗粒灰岩孔隙更加发育（图4）。高能颗粒滩环境下的沉积物本身具有相对高的原生孔隙度，有利于栖霞组沉积至今经历的一系列成岩、构造作用改造。而在低能环境中沉积的泥晶颗粒灰岩及泥晶灰岩，原生孔隙多被灰泥充填，孔隙不发育，也不利于接受后期成岩、构造作用改造。因此，同生期台内高能颗粒滩相中的亮晶颗粒灰岩保留了较高原始孔隙度，是此后接受成岩作用改造，岩石孔隙空间发育的物质基础。

成岩作用主要控制碳酸盐岩次生孔隙的发育（王振宇等，2023），本文结合岩心、铸体薄片、阴极发光等观察，着重对两类颗粒灰岩及残余颗粒白云岩所受的成岩作用影响进行研究，并讨论不同岩性经历成岩作用的差异性。为突出成岩作用差异性，避免赘述，不同岩性中特征相似的成岩作用均在4.2.1节合并论述。

泥晶颗粒灰岩中识别出的成岩作用类型有：泥晶化作用、压实—压溶作用、溶蚀作用、胶结作用及构造破裂作用。

1） 泥晶化作用

泥晶化作用是藻类或菌类对颗粒钻孔之后孔隙被泥晶方解石充填的作用（El-Saiy and Jordan，2007），在泥晶颗粒灰岩和亮晶颗粒灰岩中最为明显，颗粒的泥晶化作用有两种表现形式：一是泥晶方解石对整个颗粒发生置换，二是颗粒的边缘泥晶化，形成“泥晶套”，颗粒内部结构仍保存完好（图6f，d）。

2） 压实—压溶作用

在泥晶颗粒灰岩中，压实作用导致了岩石组构物理上的变化，因受上覆沉积物压实作用的影响，生屑颗粒表现出定向排列并产生塑性变形（图6a），通常发生在浅—中埋藏阶段，常伴随大量原始孔隙水排出，岩石孔隙空间大幅减少；与此相反，亮晶颗粒灰岩粒间胶结物含量高，残余颗粒云岩发生白云石化作用，受压实作用影响小。压溶作用在泥晶颗粒灰岩中体现为大量缝合线呈锯齿状切割生屑边缘（图6b），同样具有定向发育特征，其排列方向与生屑颗粒排列方向具有一致性，内部充填不溶物及沥青质（图6a），宏观岩心上亦可见明显缝合线（图6c），显示出后期压溶作用十分强烈，残余颗粒云岩中亦可见缝合线发育。压溶作用浅—中埋藏环境即可产生，且可延续至深埋藏环境，并表现得更为强烈（方少仙和侯方浩，2013）。

3） 溶蚀作用

溶蚀作用可发生在碳酸盐岩的多个成岩阶段，泥晶颗粒灰岩中主要识别出准同生大气淡水溶蚀作用，大气淡水针对文石质或高镁方解石质等不稳定矿物构成的生物碎屑进行组构选择性溶蚀，形成铸模孔及粒内溶孔（图5d、图6e），铸模孔常被认为是大气淡水溶蚀作用的标志（方少仙和侯方浩，2013；强子同，2007），同时也发生非组构选择性的溶蚀作用，形成部分溶孔，其孔径明显大于颗粒粒径，内部充填沥青及方解石胶结物（图6f，k）。

4） 胶结作用

胶结物的成分与结晶形态在很大程度上反映沉积环境特征（罗启超，2021）。泥晶颗粒灰岩形成于低能环境，粒间充填灰泥，因此胶结作用主要在此后的演化中体现，识别出两类胶结物：大气淡水环境下形成的悬垂状胶结物，呈弧形弯曲状（图6d），与埋藏环境下形成的嵌晶状方解石胶结物，充填在铸模孔（图5d、图6e）、粒间溶孔（图6f）及裂缝（图5g、图6h，l）内，可见两组节理及双晶发育（图5g）。

5） 构造破裂作用

各岩类中均可见构造破裂现象，岩心可见大量构造裂缝及构造角砾发育，几乎均被方解石充填，裂缝间相互切割现象常见（图6g）。阴极发光下可识别出至少两期次走向有差异的裂缝，其内部充填物具弱阴极发光特征（图6h，i）。残余颗粒云岩中的构造裂缝，为同期热液流体运移提供通道，有助于溶蚀作用发生，由此形成扩溶缝溶蚀孔洞，其内部充填鞍状白云石。根据前人对川中地区走滑断裂系统的研究成果，中二叠世后主要的构造—断裂活动时期为晚二叠世—早三叠世，可能与晚二叠世峨眉地裂运动有关，以及中侏罗世至今，与燕山期—喜马拉雅期构造运动有关（管树巍等，2022）。由此推测研究区内构造破裂可能主要形成于这两个阶段。

该岩石类型中识别出的成岩作用类型包括泥晶化作用、溶蚀作用、胶结作用及构造破裂作用。泥晶化作用、构造破裂作用特征与泥晶颗粒灰岩类似，不再赘述。

1） 溶蚀作用

亮晶颗粒灰岩受到的溶蚀作用在类型上与泥晶颗粒灰岩相同，均为大气淡水溶蚀作用，既可见组构选择性溶蚀，形成铸模孔，也可见非组构选择性溶蚀，形成粒间溶孔（图6k），根据薄片观察和面孔率识别，亮晶颗粒灰岩所受溶蚀作用强于泥晶颗粒灰岩。

2） 胶结作用

亮晶颗粒灰岩形成于高能环境，粒间胶结物的含量较高。同生成岩阶段海水首先在颗粒边缘沉淀了第一期叶片状环边胶结物，厚度介于0.01~0.03 mm（图3f、图6j）。此后沉淀了嵌晶状方解石胶结物，主要充填在铸模孔及大气淡水改造形成的粒间溶孔内（图6k）。

该岩类中识别出的成岩作用类型包括白云石化作用、压溶作用、溶蚀作用、胶结作用、重结晶作用及构造破裂作用。压溶作用、构造破裂作用特征与泥晶颗粒灰岩类似，不再赘述。

1） 白云石化作用

白云石化作用增强岩石抗压性，有利于保存大气淡水溶蚀形成的储集空间，研究区白云石化作用以准同生期白云石化和浅埋藏期白云石化为主。

根据薄片观察，研究区内栖霞组白云岩具残余颗粒幻影及“雾心亮边”结构（图3h，j，l、图7g，i），以往的研究认为该结构是多期白云石化的产物，“雾心”为早期流体交代前驱矿物形成，“亮边”则为后期流体沉淀形成（Choquette and Hiatt，2008；何勇等，2018；钟寿康等，2020）。在阴极发光显微镜下，“雾心”和“亮边”均具有微弱的暗红色阴极发光（图3h，i、图7g，h）。前人研究表明碳酸盐的阴极发光性受Mn²⁺、Fe²⁺相对含量的控制，Mn²⁺为发光性的激活剂，Fe²⁺为猝灭剂，而碳酸盐沉积流体（主要是海水）通常具有较成岩流体更低的Mn²⁺、Fe²⁺含量，因此海水环境下形成的组分往往缺乏发光激活剂而表现出很弱的阴极发光（黄思静，2010）。杨文杰等（2022）通过测定研究区白云岩样品的C、O、Sr同位素，δ¹³C与⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值整体落于中二叠世海水范围内，部分样品δ¹⁸O值轻微负偏，总体反映栖霞组白云岩为早期海源流体交代形成。为进一步讨论，本文通过激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪（LA-ICP-MS）对白云石晶体“雾心”及“亮边”部位分别进行原位稀土元素分析，数据采用后太古代澳大利亚页岩（PAAS）进行标准化。“雾心”的稀土配分模式与同期灰岩相似，均表现为重稀土相对轻稀土富集，Y显著正异常（图8），表明“雾心”形成于准同生期海源流体交代。

图  8  “雾心”及“亮边”的REE配分特征（灰岩数据引自李小宁等，2016）

Figure 8.  REE partitioning characteristics of "cloudy center" and "bright rim" (limestone data from Li et al., 2016)

浅埋藏期白云石化主要体现为白云石晶体“亮边”胶结物的沉淀，在阴极发光下，“雾心”和“亮边”具有明显界线，形成环带状特征，且具有近乎一致的阴极发光特征（图3h，i、图7g，h），“亮边”的稀土配分模式与“雾心”和同期灰岩同样非常相近（图8），也表明“雾心”为海源流体沉淀。前人研究认为总稀土含量与流体盐度相关（王小林等，2009；张世华等，2022），“亮边”的总稀土含量相比“雾心”更低（图8），因而“亮边”沉淀时流体盐度相对较低。当盐度较低时白云石结晶缓慢，结晶程度更好，所以较明亮（Folk，1974）。根据薄片观察结果，“亮边”形成早于热液沉淀鞍状白云石。根据前人对川中栖霞组鞍状白云石胶结物的U-Pb同位素测年结果，其形成年龄为262.7±7.5 Ma（段军茂等，2021），大致对应茅口组沉积期，此时栖霞组处于浅埋藏阶段。综上，认为“亮边”胶结物是栖霞组进入浅埋藏阶段后，由流体盐度降低的晶间残余海水沉淀。

2） 溶蚀作用

残余颗粒白云岩中可识别出两个阶段的溶蚀作用，第一阶段与两类颗粒灰岩相似，为准同生期大气淡水溶蚀作用，形成铸模孔（图5e）及粒间溶孔（图5a，c），这些孔隙空间可为云化流体提供优势通道，并且从现今面孔率的情况来看，白云岩在云化前受到的大气淡水溶蚀作用可能是更强的。第二阶段为埋藏期溶蚀作用，埋藏期流体对此前已经形成的溶孔或后期形成的构造裂缝进一步扩大溶蚀，岩心上形成沿裂缝发育的串珠状溶孔（图7c）、孤立溶蚀孔洞（图5i）及扩溶构造裂缝（图7b）。根据薄片下各岩石组分间的关系，判断栖霞组在埋藏阶段经历了两期溶蚀作用：第一期发生在构造热液沉淀鞍状白云石之前，使此前形成的孔隙扩大（图5h、图7a），溶蚀流体可能为构造热液；第二期溶蚀发生在沥青充注之前，使孔隙边缘呈锯齿状并使部分粒间溶孔扩大（图7a）。

3） 胶结作用

残余颗粒云岩中识别出的胶结物均为白云石，包括亮晶白云石胶结物，表现为充填铸模孔（图5e）和早期保存的孔隙，以及“雾心亮边”白云岩的“亮边”部分（图3h、图7g，i）。还有鞍状白云石胶结物，通常认为与热液流体活动有关（Davies and Smith， 2006），镜下可见波状消光特征及弯曲晶面，全充填或半充填在埋藏期溶蚀形成的溶孔以及构造裂缝中，晶体一般较粗大，大小介于0.25~1.50 mm（图5h、图7a），结合前人研究结果，认为与该期胶结物有关的热液活动发生于茅口末期峨眉山玄武岩喷发时期（段军茂等，2021）。

4） 重结晶作用

白云石重结晶作用的结构证据包括晶体尺寸增大、非平面晶体界面数量增加等（白璇等，2022）。残余颗粒白云岩的部分样品在薄片下可观察到大量非平面晶体边界，部分边界在单偏光下几乎消失（图3j、图7d，e）。白云石的非平面晶体边界形成温度通常高于50 ℃~60 ℃（Huang et al.，2014），且根据前人的总结，白云石重结晶后具有均匀—半均匀发光、无暗发光区域、晶体内存在不规则状的几微米至几十微米的较亮发光斑块等阴极发光特征（Nielsen et al.，1994；白璇等，2022）。该类白云岩同时具备上述薄片观察及阴极发光特征（图7e，f），因此推测细—中晶半自形—他形白云石经历了埋藏阶段重结晶作用。重结晶过程会导致扩散系数大于1的微量元素含量整体增加，如Fe和Mn（白璇等，2022），而Fe和Mn的含量在碳酸盐岩中本身具有正相关性，且Fe作为阴极发光的猝灭剂相较于Mn作为激活剂而言的作用是有限的（黄思静等，2008），因此研究区内重结晶作用形成的他形粒状白云岩较具自形—半自形晶体的“雾心亮边”白云岩具有更强的发光性（图3i，k、图7f，h）。重结晶作用虽不能直接形成新的孔隙空间，但可以改变微观孔隙结构使孔隙喉道连通性变好，消除部分无效孔隙，提升储集物性（白璇等，2022）。

综上所述，栖霞组各岩性在成岩演化中经历的成岩作用类型相似，但具体表现和作用程度有所差异（图9）。胶结作用以亮晶颗粒灰岩和残余颗粒白云岩最为发育，泥晶颗粒灰岩发育较弱。溶蚀作用在不同岩性中发育类型及强弱不同，两类颗粒灰岩主要受大气淡水溶蚀作用，且由于古地貌的差异，亮晶颗粒灰岩受溶蚀的程度高于泥晶颗粒灰岩，现今面孔率也是亮晶颗粒灰岩较高（图4）；残余颗粒白云岩在受到更强的大气淡水溶蚀作用的基础上发生准同生期白云石化，使孔隙得到良好保存，进而成为发生埋藏溶蚀作用的基础，现今面孔率最高（图4）。压实—压溶作用在受胶结作用较弱并缺乏白云石化作用的泥晶颗粒灰岩中体现最为明显。此外，泥晶化作用在残余颗粒白云岩中已不可见，仅在两类颗粒灰岩中可见。重结晶作用仅在残余颗粒白云岩中有所体现。

图  9  研究区栖霞组各岩类成岩作用发育情况

Figure 9.  Diagenetic development of each rock type from the Qixia Formation in the study area

按照中华人民共和国石油天然气行业碳酸盐岩成岩阶段划分标准对成岩阶段进行划分（国家能源局，2019）。根据上述栖霞组各岩性中识别出的成岩作用类型，将研究区中二叠统栖霞组的成岩阶段划分为同生—准同生成岩阶段、早成岩阶段、中—晚成岩阶段，其中同生—准同生成岩阶段对应海水及大气淡水环境，早成岩阶段对应浅埋藏环境，中—晚成岩阶段对应中—深埋藏环境。结合埋藏史（图10）及构造活动背景，划分了栖霞组各岩性成岩序列（图11）。

图  10  川中GS17井埋藏史图（据杨程宇等，2020修改）

Figure 10.  Burial history of well GS17, central Sichuan Basin (modified from Yang et al., 2020)

图  11  高石梯地区中二叠统栖霞组不同岩性的差异成岩演化序列

Figure 11.  Differential diagenetic evolution sequence of different lithologies in the Middle Permian Qixia Formation, Gaoshiti area

综上所述，研究区栖霞组孔隙发育主要受到沉积相带、成岩作用的控制。颗粒滩相是栖霞组岩石孔隙发育的物质基础；成岩作用中两期溶蚀作用、白云石化作用、重结晶作用及构造破裂作用对孔隙发育起建设性作用，胶结作用、压实—压溶作用起破坏性作用。

在同生期海水环境中，低能颗粒滩相中沉积了泥晶颗粒灰岩，颗粒间充填灰泥，此时沉积物还未经压实，灰泥间尚存一定的原生孔隙（黄思静，2010）。此后海平面下降，沉积物暴露地表接受大气淡水环境改造，同时发生组构选择性溶蚀作用形成铸模孔（图5d），以及非组构选择性溶蚀作用形成粒间溶孔（图6f），还形成了少量悬垂状胶结物（图6d）。之后进入浅埋藏环境的过程中，孔隙主要受压实—压溶作用、胶结作用及构造破裂作用影响，压实作用使灰泥间的原生孔隙几乎消失，压溶作用形成大量缝合线（图6a~c），胶结作用形成嵌晶状方解石充填铸模孔及粒间溶孔（图6e，f）。结合构造背景，栖霞组在浅埋藏阶段受峨眉地幔柱活动影响（张廷山等，2011），形成了一系列构造裂缝（图6g~i）。在中—深埋藏环境中，孔隙受压溶作用和进一步胶结作用影响，孔隙空间减少。此外，结合薄片观察及前人在该区块的研究成果，栖霞组在侏罗纪存在一期有机质大规模成熟运移现象（蒋裕强等，2018），形成的沥青质主要充填在铸模孔及残余粒间溶孔中（图6d，f）。

同生成岩阶段的海水环境中，高能颗粒滩相沉积的亮晶颗粒灰岩具有较高的原始孔隙度（黄思静等，2008），但受海水胶结作用影响，几乎所有原生粒内孔被胶结物完全充填，并形成围绕颗粒边缘的第一期叶片状方解石胶结物，充填原生粒间孔（图3f、图6j）。此后海平面下降，亮晶颗粒灰岩沉积于微地貌高地，较泥晶颗粒灰岩更易优先暴露在大气淡水环境中，受到更大程度的大气淡水溶蚀作用改造。在大气淡水环境之后进入浅埋藏环境的过程中，对孔隙发育影响最大的是胶结作用，使此前大气淡水溶蚀形成的粒间溶孔、铸膜孔大部分被嵌晶状方解石充填（图6k）。中—深埋藏环境的演化过程则与泥晶颗粒灰岩类似（图12）。

图  12  川中高石梯地区中二叠统栖霞组不同岩性的孔隙演化模式图

Figure 12.  Pore evolution model of different lithologies in the Middle Permian Qixia Formation, Gaoshiti area, central Sichuan Basin

残余颗粒云岩是研究区内亮晶颗粒灰岩在大气淡水溶蚀的基础上，由准同生期浓缩海水白云石化作用形成，白云石化作用增加了岩石整体强度，使得压实作用在残余颗粒云岩中并未有所体现，从而更好地在后期演化中保存孔隙空间。从发生准同生期白云石化后进入浅埋藏环境的过程中，粒间残余的富镁流体沉淀亮晶白云石胶结物，形成“亮边”充填粒间溶孔（图3h、图7g，i）及铸模孔（图5e）。该时期峨眉地幔柱活动（段军茂等，2021），形成构造裂缝并伴随热液活动，在溶蚀作用形成的扩溶缝及孔洞中沉淀鞍状白云石胶结物（图5h、图7a），总体使孔隙空间有所增加。此后进入中—深埋藏环境，在压溶作用的影响下发育了少量缝合线（图7d），重结晶作用使部分样品中的白云石呈现他形粒状（图3j、图7d，e）。侏罗纪时期有机质通过受第二期埋藏溶蚀作用后的孔隙空间运移，在其中半充填沥青质（图5h、图7a），最终形成现今所见栖霞组岩石结构及孔隙发育特征（图12）。

（1） 川中高石梯地区中二叠统栖霞组发育泥晶灰岩、泥晶颗粒灰岩、亮晶颗粒灰岩及残余颗粒白云岩。孔隙类型包括粒间溶孔、粒内溶孔、裂缝及孔洞。有效的孔隙空间主要分布在残余颗粒白云岩中，孔径介于0.02~0.76 mm，以粒间溶孔为主，面孔率介于0.17%~4.45%。

（2） 栖霞组经历的溶蚀作用、胶结作用、压实—压溶作用、白云石化作用及重结晶作用等有所差异。溶蚀作用在不同岩性中的类型及强弱不同，两类颗粒灰岩受大气淡水溶蚀，残余颗粒白云岩在更强的大气淡水溶蚀基础上发生白云石化，进而受到埋藏期流体溶蚀；重结晶作用在残余颗粒白云岩中更加明显；压实—压溶作用则在弱胶结作用且缺乏白云石化作用的泥晶颗粒灰岩中最为明显。

（3） 各岩类中影响各类孔隙发育的关键成岩作用及阶段不同：两类颗粒灰岩中常见的铸模孔和粒间溶孔主要为准同生期大气淡水溶蚀形成，并在埋藏期受胶结作用、压实—压溶作用破坏，残余颗粒白云岩中最发育的粒间溶孔、孔洞则是在准同生大气淡水溶蚀基础上，由准同生白云石化作用保存，经埋藏期溶蚀作用、构造破裂作用改善，但受到浅埋藏期胶结作用破坏。最终形成现今孔隙发育程度依次降低的四种岩性：残余颗粒白云岩、亮晶颗粒灰岩、泥晶颗粒灰岩、泥晶灰岩。