栖霞组白云岩储层是四川盆地中二叠统的重要勘探领域之一，滩相白云岩储层是栖霞组大中型气藏成藏的关键条件^[1-3]。近年来，四川盆地栖霞组台内白云岩薄储层勘探接连取得突破，在高磨—潼南地区GS001—X45、HS4、MX42等井试获高产气流，且GS18井生产效果良好。川南地区Y5井、J30井两口老井栖霞组累计产气分别为3.2×10⁸m³和3.7×10⁸m³。值得一提的是，Z2井自1960年对栖霞组白云岩储层进行生产，迄今已累计产气超50×10⁸m³。上述新老钻井勘探成果表明此类白云岩薄储层可能在横向分布上具有一定规模性，具备较大的勘探潜力。但由于栖霞组白云岩薄储层分布难以预测，严重制约了威远—高石梯地区的进一步勘探生产。因此，厘清栖霞组白云岩分布发育特征及成因机制是预测白云岩薄储层分布的关键。

四川盆地栖霞组白云岩成因争论已久，主要存在混合水白云石化^{[1, 4]}、玄武岩淋滤^[5]、埋藏白云石化^[6-7]、构造—热液白云石化^[8-11]、热对流白云石化^[12]等观点，并且多数学者倾向认为白云岩的形成与中二叠世末期峨眉地裂运动导致的广泛岩浆热事件密切相关。近来研究指出，栖霞组白云岩最主要的成岩流体并非东吴运动期的幔源热液，而是同沉积期的海源流体^[13-15]，这为栖霞组白云岩成因研究提供了新方向。但是，上述研究成果多以川西台缘带为研究对象，而广阔的台内地区是否存在类似成因模式仍值得深入讨论。

鉴于四川盆地白云岩及其储层分布预测与白云石化成因问题，为了厘清台内薄层白云岩的成因分布规律，本文在借鉴前人研究基础上，通过对区内140余口重点老井矿物成分化学分析资料的复查，充分利用取心和测井、录井资料，明确栖霞组台内白云岩的分布特征。同时，恢复栖霞组沉积期古地理格局，分析白云岩分布与沉积期隆坳格局的耦合关系。从而探讨薄层白云岩分布规律，建立白云岩成因模式，以期研究结果能为台内薄层白云岩规模效益勘探提供地质依据。

威远—高石梯地区主要处于川中低缓褶皱带—川南低陡褶皱带的过渡区，研究区总面积约为1.3×10⁴km²。四川盆地在古生代经历多期海、陆交替沉积，二叠纪是晚古生代沉积与构造演化的重要转折期。石炭纪末期云南运动使四川盆地整体发生抬升，盆地长期处于隆升剥蚀状态，形成“准平原化”^[16]。经历长时间沉积间断后，由于冈瓦纳大陆冰川消融及区域构造运动的影响^[17-18]，中二叠世大规模海侵几乎将整个中—上扬子地区淹没，盆地发育沉积范围广、环境单一的碳酸盐岩沉积。栖霞组沉积期四川盆地为相对稳定的克拉通盆地，全球处于冰期和间冰期之间的气候波动期^[19]，加之海底扩张等因素影响，全球范围内发生大规模的海退^[18]，导致四川盆地栖霞组沉积末期的海退，并发生区域性暴露^[20]。

威远—高石梯地区中二叠统梁山组、栖霞组直接覆盖在寒武系、奥陶系、志留系等不同时代的地层之上（图 1左）。梁山组（P₂l）是进入二叠纪后一次新的海侵—海退旋回的开始，为海侵初期在古风化面之上超覆沉积的碎屑滨岸相沉积^[21]，其岩性主要为泥岩和粉砂质泥岩。向上逐渐过渡为栖霞组（P₂q）底部的碳酸盐台地沉积物，二者为一套连续沉积的海侵体系域产物。研究区栖霞组沉积厚度主要在80~120m，栖霞组沉积初期持续海侵，栖一段（P₂q₁）岩性主要为灰黑色生屑泥晶灰岩、泥晶灰岩及泥灰岩，顶部存在短期暴露特征^[21]。栖二段（P₂q₂）整体为一个快速海侵—缓慢海退的沉积过程，海平面长期处于较低位置，是栖霞组主要的成滩期，其岩性以灰色亮晶生屑灰岩、泥晶生屑灰岩、生屑泥晶灰岩和豹斑状白云岩为主。栖二段可划分为两个亚段，栖二下亚段顶部台内丘滩体具短期暴露特征，随着海平面持续下降，栖二上亚段沉积末期经历大面积的早成岩期岩溶改造作用^[22]。茅口组沉积初期海平面快速上升，发育典型的眼球状石灰岩，与下伏栖霞组呈平行不整合接触^[23-24]。由此，可将中二叠统梁山组—栖霞组划分为3个完整的海侵—海退旋回，分别对应梁山组—栖一段、栖二下亚段和栖二上亚段（图 1右）。

图 1

图 1 四川盆地威远—高石梯地区中二叠统沉积前古地质图（左）及栖霞组综合柱状图（右） Fig. 1 Pre-Permian paleogeological map in Weiyuan-Gaoshiti area in Sichuan Basin (left) and comprehensive stratigraphic column of Qixia Formation (right)

豹斑状白云岩（D1）以云质与灰质组分不均匀分布组合为特征，栖霞组豹斑状白云岩在研究区乃至四川盆地范围内均十分发育且特征复杂^[25]。岩心上多见豹斑状或条带状白云岩发育，云质斑块在三维空间上往往呈网状贯通，并与石灰岩围岩交织共生（图 2a）。云质斑块多高角度斜交于层面，呈穿层状，直径一般在3~10cm，常呈深灰色，与浅灰色基岩呈现显著差异。

图 2

图 2 威远—高石梯地区栖霞组白云岩宏观、微观特征 Fig. 2 Macro and micro characteristics of Qixia Formation dolomite in Weiyuan-Gaoshiti area （a）豹斑状白云岩，深色组构为晶粒白云岩，浅色组构为基质石灰岩，J45井，2899.55m；（b）对应（a）中左侧红框线位置镜下照片，暗色斑块为中晶白云岩，晶间孔洞发育，单偏光；（c）对应（a）中左侧红框线位置镜下照片，豹斑状白云岩，云质斑块中见大量生屑残余，晶间孔发育，单偏光；（d）对应（a）中右侧红框线位置镜下照片，亮晶生屑灰岩，生屑颗粒泥晶化，见微生物粘结灰泥组构（红色箭头），单偏光；（e）对应（b）阴极发光照片，发微弱暗红色光；（f）对应（d）阴极发光照片，发微弱暗红色光；（g）致密中晶白云岩，MX109井，4420.85m；（h）对应（g）中红框线位置镜下照片，致密细—中晶白云岩，见生屑颗粒幻影，单偏光；（i）对应（h）阴极发光照片，发微弱暗红色光；（j）针孔状晶粒白云岩，孔洞发育，MX109井，4424m；（k）孔洞状白云岩，见暗色花斑状溶沟发育，残余溶洞边缘充填鞍状白云石胶结物，MX117井，4601.55m；（l）对应（j）中红框线位置镜下照片，粗—中晶白云岩，孔洞边缘充填鞍状白云石，见波状消光，正交偏光；（m）对应（k）中红框线位置镜下照片，白云石晶粒溶蚀变小，单偏光；（n）对应（l）阴极发光照片，鞍状白云石胶结物发亮红色光，基质白云岩发暗红色光；（o）对应（m）阴极发光照片，白云石见多期环带，晶核发暗红色光，部分环带发亮红色光

镜下观察豹斑状白云岩中云质斑块白云石化程度不均一，斑块白云石化程度较高时，白云石晶粒以自形—半自形中晶为主，多见雾心亮边结构，残余颗粒幻影明显，且局部可见未白云石化的生屑颗粒（图 2b、c）。云质斑块晶间孔或晶间溶孔十分发育，此外，可见直径约2mm的残余溶蚀孔洞发育，孔洞边缘偶见鞍状白云石胶结物（Cd）充填。宏观上则表现为针孔状豹斑状白云岩，云质斑块内部针孔分布不均匀，非均质性强（图 2a）。斑块白云石化程度较低时，白云石晶粒多呈自形—半自形细—中晶分散于基质石灰岩中，基质石灰岩以亮晶或泥晶生屑灰岩为主，生屑颗粒多被泥晶化，见微生物粘结颗粒及灰泥组构（图 2d、图 3）。豹斑状白云岩中基质石灰岩相对致密，未见明显岩溶改造作用，仅见少量粒间孔隙和裂缝。阴极射线下，石灰岩以暗红色光为特征，白云石晶粒与石灰岩具有相似的发光特征，也发微弱暗红色光（图 2e、f）。

图 3

图 3 威远—高石梯地区栖霞组白云岩典型相序（J46井） Fig. 3 Typical facies sequence of Qixia Formation dolomite in Weiyuan-Gaoshiti area (Well J46)

层状白云岩宏观上为较纯的浅灰色—灰白色块状晶粒白云岩，针孔及溶洞较发育，又称砂糖状白云岩，层状白云岩主要分为半自形—他形中晶白云岩（D2）和自形—半自形粗—中晶白云岩（D3）。。

半自形—他形中晶白云岩宏观上整体具有致密无孔的特征，属致密状白云岩（图 2g），镜下以半自形—他形镶嵌状中晶白云石为主，晶粒自形程度相对较低，白云石晶粒内可见明显残余生屑颗粒幻影（图 2h）。半自形—他形中晶白云岩宏观、微观均表现出致密的特征，仅局部发育少量晶间孔和裂缝。阴极射线下，白云石晶粒主要发微弱暗红色光（图 2i）。

自形—半自形粗—中晶白云岩宏观上见针孔或溶洞发育，属孔洞状白云岩，但孔、洞发育不均匀，非均质性较强（图 2j、k）。自形—半自形粗—中晶白云岩镜下多以中晶白云石为主，偶见粗晶白云石，白云石晶粒自形程度较高，自形—半自形为主，多见雾心亮边结构，原岩结构普遍被破坏（图 2l、m），偶见颗粒幻影轮廓。自形—半自形粗—中晶白云岩残余晶间（溶）孔更发育，白云石晶粒相对疏松，在岩心上主要发育在上述相对致密的半自形—他形中晶白云岩中，二者共同构成非均质性强的致密—孔洞型层状白云岩。此外，在自形—半自形粗—中晶白云岩残余孔洞边缘常见鞍状白云石胶结物充填，宏观上以乳白色胶结物的形式半充填或全充填于孔洞或裂缝中（图 2k）。镜下鞍状白云石胶结物以粗—巨晶为主，具有弯曲的弧形晶面和波状消光特征（图 2l），为典型的热液作用产物^[9]。阴极射线下自形—半自形粗—中晶白云岩晶粒以暗红色光为主，部分晶粒具亮红色环带（图 2n、o），自形—半自形粗—中晶白云岩边缘鞍状白云石胶结物发光性更强，以发亮红色光为特征（图 2n）。

研究区栖霞组白云岩多与岩溶组构共生，岩心上可见暗色花斑状溶沟发育（图 2k、图 3），岩溶通道中白云石晶粒具有溶蚀变小的特征，且晶间可见泥级、细粉晶级云质碎屑充填孔隙（图 2m）。此外，豹斑状白云岩中云质斑块的发育普遍受岩溶通道的控制，溶沟石灰岩或充填物优先白云石化，向基质石灰岩白云石化程度逐渐减弱（图 2a、图 3）。

基于取心段岩石学特征研究发现，研究区栖霞组台内丘滩沉积旋回自下而上多为生屑泥晶灰岩—泥晶生屑灰岩—亮晶生屑灰岩的岩性组合序列，反映水体向上变浅、能量逐渐增强的沉积特点。栖二段丘滩体顶部常见准同生期岩溶现象，主要是由于栖二段沉积期高频海退容易导致地貌高带丘滩体遭受暴露和淡水淋滤。这在碳同位素、氧同位素的负偏移响应上也可以得到印证，并且由于栖霞组顶部淡水淋滤作用强烈，碳同位素、氧同位素整体呈现更显著的负偏移（图 3），反映栖霞组内部岩溶作用受到沉积期海平面变化控制，主要发育在同生期—准同生期。早期研究主要认为栖霞组沉积末期经历了较长时间的抬升暴露^[20]，发育区域性的早成岩期岩溶^[22]，而未对栖霞组内幕的高频暴露引起足够重视。栖二段岩心上可见大量高频暴露溶蚀形成的准同生期岩溶系统，呈灰黑色花斑状分布，部分溶沟充填物发生白云石化，形成与石灰岩呈斑块—带状交织共生的豹斑状白云岩（图 2a、图 3）。威远—高石梯地区薄层白云岩以滩相控制的豹斑状白云岩为特征，往往发育在丘滩旋回上部亮晶生屑灰岩中，受丘滩旋回控制垂向上多期次发育。

研究区栖霞组白云岩单层厚度较薄，一般为1~4m，但横向上分布总体较稳定，受到滩体规模的约束，其垂向累计厚度一般在3~16m，其中栖二下亚段白云岩的厚度和规模整体大于栖二上亚段。薄层白云岩多以白云石化不完全的豹斑状白云岩为主，在区内分布广泛；层状白云岩则主要见于高石梯地区，分布较局限。不同时期白云岩分布差异较大，栖一段少见白云岩发育；栖二下亚段白云岩在丘滩体中分布稳定，并在丘滩体边缘快速减薄；栖二上亚段白云岩分布特征总体与栖二下亚段相似，且呈现出随丘滩迁移而向坡折处迁移的特征（图 4）。

图 4

图 4 威远—高石梯地区栖霞组白云岩横向展布对比图（剖面位置见图 1） Fig. 4 Correlation section of Qixia Formation dolomite cross wells in Weiyuan-Gaoshiti area (section is in Fig. 1)

地层格架下薄层白云岩主要分布在栖二段两个沉积旋回中上部，指示白云岩发育受到沉积旋回控制，在旋回内部具有规模性发育和可对比性特征。同时，栖二段两套沉积旋回中上部控制的高能丘滩相是白云岩发育的物质基础，制约了薄层白云岩的空间分布范围。

依据取心、测井、录井和矿物成分化学分析资料，对全区单井白云岩发育段进行详细复查，进一步明确威远—高石梯地区栖霞组白云岩平面分布特征。栖霞组主要发育栖二上亚段、栖二下亚段两套白云岩，平面上两套白云岩总体具有北东向为主、南东向为辅的线性展布特征，白云岩分布具有较强继承性（图 5）；并且白云岩与下二叠统沉积前地层尖灭线相关的坡折带存在相似的北东向展布特征，暗示白云岩的发育可能受控于栖霞组沉积期古地理格局。此外，后期发育的基底深大断裂主要呈北西向分布^[26]，基底断裂分布与白云岩展布无明显关联（图 5），表明栖霞组薄层白云岩发育未受到中二叠世末期构造热液的显著影响。

图 5

图 5 威远—高石梯地区栖霞组白云岩厚度平面分布图 Fig. 5 Thickness map of Qixia Formation dolomite in Weiyuan-Gaoshiti area

研究区栖霞组石灰岩和白云岩的全岩稀土元素配分曲线主要呈轻稀土元素亏损、重稀土元素富集的左倾型，依据Eu异常程度主要可分为左倾型和左倾伴随Eu正异常型两类（图 6a）。半自形—他形中晶白云岩和部分豹斑状白云岩样品（B-1-D1）与石灰岩稀土元素配分样式类似，均为左倾型；自形—半自形粗—中晶白云岩和部分豹斑状白云岩样品（A-2-D1）为左倾伴随Eu正异常型，δEu分别为2.61和1.82 [δEu=2Eu_N/(Sm_N+Gd_N)]，但此类配分样式的Eu正异常远小于鞍状白云石胶结物（δEu平均为6.21）^[14]。为排除不同组分及多期成岩流体的影响，在全岩稀土元素分析的基础上，针对不同白云岩类更精确获取其原位微区稀土元素数据，用以和全岩数据进行对比研究。经PAAS标准化后原位微区稀土元素配分曲线显示，石灰岩、豹斑状白云岩、半自形—他形中晶白云岩及自形—半自形粗—中晶白云岩核部样品稀土元素配分均呈左倾型，各岩类平均δEu＜1；自形—半自形粗—中晶白云岩亮色环带稀土元素配分曲线则呈左倾伴随Eu正异常型，δEu平均为1.70（图 6b）。各样品Eu和Ba含量相关系数均小于0.1，可排除Ba含量过高对Eu值的影响。

图 6

图 6 威远—高石梯地区栖霞组白云岩厚度平面分布图 Fig. 6 Thickness map of Qixia Formation dolomite in Weiyuan-Gaoshiti area

不同稀土元素指标可以用于指示古环境，栖霞组所有样品的Y/Ho为45.4~81.3，平均为62.6。Ce异常可作为判断古海水氧化还原条件的重要指标^[27]，白云岩类δCe平均为0.87，呈明显的负异常，其中δCe=Ce_N/[Pr_N×(Pr_N/Nd_N)]。由于Pr和Nd化学特征较稳定，δPr也可用于反映Ce异常程度，δPr=2Pr_N/(Ce_N+Nd_N)，石灰岩和白云岩δPr分别为1.06和1.10，δPr＞1代表Ce具有负异常^[28]。

栖霞组白云岩整体继承同期石灰岩的稀土元素配分特征，反映石灰岩的成岩流体和白云石化的成岩流体均来源于同期海水。此外，自形—半自形粗—中晶白云岩亮色环带样品微区稀土元素配分曲线出现Eu的正异常，碳酸盐岩中Eu正异常多指示高温热液作用^[29]，并且自形—半自形粗—中晶白云岩孔洞边缘多见高温热液产物鞍状白云石胶结物充填，由此认为自形—半自形粗—中晶白云岩亮色环带Eu的正异常主要是由于此类白云岩孔隙较发育，容易受到后期构造热液的影响，导致高温热液对早期白云岩进行叠合改造，但高温热液并非主要的成岩流体。同时，栖霞组白云岩Y/Ho与海相碳酸盐岩相近^[30]，结合Ce的负异常，认为白云岩形成于含氧量相对较高的近地表海洋环境中^[27]。

碳同位素、氧同位素分布指示栖霞组石灰岩δ¹³C、δ¹⁸O基本分布在中二叠世海相海水范围内^[31]，豹斑状白云岩、半自形—他形中晶白云岩和自形—半自形粗—中晶白云岩的δ¹³C与石灰岩较接近，主要分布在3.46‰~4.96‰，也均在中二叠世海水范围内。石灰岩δ¹⁸O平均值最大，为-7.30‰，豹斑状白云岩、半自形—他形中晶白云岩、自形—半自形粗—中晶白云岩和鞍状白云石胶结物的δ¹⁸O较石灰岩δ¹⁸O负偏程度逐渐增大，平均值分别为-7.40‰、-7.55‰、-8.76‰和-9.68‰。石灰岩、豹斑状白云岩和半自形—他形中晶白云岩δ¹⁸O较同期海水具有轻微负偏特征，而自形—半自形粗—中晶白云岩和鞍状白云石胶结物δ¹⁸O较同期海水负偏更明显（图 7a）。栖霞组不同岩类的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr分布总体可以分为两个值域范围：石灰岩、豹斑状白云岩、半自形—他形中晶白云岩、自形—半自形粗—中晶白云岩⁸⁷Sr/⁸⁶Sr总体处在中二叠世海水范围内^[32]，其中自形—半自形粗—中晶白云岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr分布在0.70743~0.70795，部分样品较同期海水和石灰岩具有更高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值；而鞍状白云石胶结物则具有显著不同的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr分布范围，其分布范围为0.70837~0.70918，远大于其他岩类和同期海水⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值（图 7b）。

图 7

图 7 威远—高石梯地区栖霞组碳同位素、氧同位素交会图（a）与锶同位素分布图（b） Fig. 7 Cross plot of carbon and oxygen isotopes (a) and strontium isotope distribution diagram (b) of Qixia Formation in Weiyuan-Gaoshiti area

白云岩中δ¹³C和δ¹⁸O代表白云石化流体及其原岩的特征，研究区栖霞组白云岩δ¹³C整体落于同期海水范围内，并与石灰岩的δ¹³C相近，说明白云石化流体可能与同期海水有关。豹斑状白云岩、半自形—他形中晶白云岩的δ¹⁸O较石灰岩略微负偏，可能是白云岩δ¹⁸O受高盐度白云石化流体和大气淡水作用叠合影响^[33-34]，准同生期大气淡水岩溶作用会使δ¹⁸O出现负偏，而高盐度白云石化流体又会使白云岩δ¹⁸O增大^[35]。结合豹斑状白云岩、半自形—他形中晶白云岩与石灰岩相近的锶同位素，推测白云石化流体可能为同沉积期的海水。自形—半自形粗—中晶白云岩的δ¹⁸O介于石灰岩、豹斑状白云岩、半自形—他形中晶白云岩和鞍状白云石胶结物之间，反映自形—半自形粗—中晶白云岩受热液影响导致的升温效应，使得δ¹⁸O呈现明显负偏，这与全岩稀土元素样品中自形—半自形粗—中晶白云岩受到热液产物干扰而呈现Eu正异常的结果吻合。但自形—半自形粗—中晶白云岩δ¹³C及锶同位素值大体分布于同期海水范围，表明其白云石化流体仍主要为海源流体，并混入有限的热液流体。

此外，研究区栖霞组白云岩样品阴极发光特征与石灰岩相似，均发微弱暗红色光（图 2），说明白云石化流体与石灰岩沉积期贫Mn、贫Fe的海水相似。白云岩类Na含量平均为215.8μg/g，远高于石灰岩Na含量平均值111.5μg/g，结合川西台缘带普遍发育潮坪相粉—细晶白云岩，并见鲜艳的氧化色^[14]，川中HS2井也发育准同生期蒸发环境泥—粉晶白云岩，表明区内白云石化流体可能与准同生期蒸发条件下Mn²⁺/Fe²⁺较低的高盐度海水有关。而鞍状白云石通常为热液作用形成的胶结充填物，其形成时温度更高，阴极射线下发光性强（图 2n），其成岩流体应与东吴运动期间峨眉玄武岩喷发时的幔源热液相关^[9]，与基质白云岩明显属于不同期次的成岩流体。

长期以来，四川盆地中二叠统白云岩多认为是二叠纪峨眉地裂运动引发的构造热液白云石化成因，而本文研究发现威远—高石梯地区栖霞组台内白云石化流体主要以咸化海源流体为主。同时，栖霞组白云岩未见蒸发岩伴生，相关研究表明缺乏蒸发岩的大规模白云石化可能与中等盐度甚至是轻微海水蒸发的回流渗透作用有关^[36-38]。研究区白云石有序度整体较低，介于0.58~0.67^[33]，准同生白云岩通常具有较低的白云石有序度，而埋藏或热液环境下形成的白云石有序度较高^[39]。此外，区内白云石晶粒具高频暴露溶蚀特征^[14]，指示白云岩形成时间较早，且邻区发育准同生环境下的潮坪相粉晶白云岩^[40]，进一步佐证了研究区白云岩主要是受准同生期咸化海水回流渗透白云石化作用而形成。

前人曾对四川盆地中二叠统栖霞组沉积期岩相古地理做过大量的研究^[41-43]，早已有研究认识到栖霞组沉积期四川盆地台地内部沉积环境存在分异，盆地北部以开阔台地为主，而南部以局限台地为主^[44]。近年来，相关研究表明栖霞组微生物灰泥丘的发现及栖霞组部分䗴类的缺失可能与水体环境受限有关^[45-47]，进一步揭示了四川盆地栖霞组沉积期古海洋环境可能较为局限。

栖一段超覆沉积使得地层厚度整体较薄，主要发育半局限海沉积，地貌高地零星发育丘滩体沉积。栖二下亚段沉积期具有快速海侵—缓慢海退的趋势，栖二下亚段厚度一般为38~60m，且地貌高地沉积厚度较栖一段明显增大，表明研究区开始进入成滩阶段（图 8a）。该时期水体较浅的微地貌高地通常发育丘滩体，沉积速率高于地貌低地，此厚度可近似反演沉积期地貌和丘滩发育概率^[48]。栖二段沉积前古地貌总体上为“中间低、四周高”，中部低洼带受高地制约，海水连通性相对较差，发育半局限海—台内洼地。栖二上亚段总体继承前期沉积格局，并且丘滩体具有叠置迁移特征（图 8b）。因此，栖霞组主要发育栖二下、上两期规模性丘滩体。栖霞组沉积厚度在地震剖面上差异不大，但总体上仍呈现：中部厚度稍薄的强振幅、强连续反射的台内洼地沉积结构，两侧逐渐增厚的中—强振幅、中—弱连续反射的台内高带沉积结构（图 8c）。栖霞组古地理格局与区域构造演化具有协同性。二叠纪早期由于受到古特提斯洋俯冲和勉略洋盆伸展构造活动控制，上扬子地区主要受到南西和南东两个方向的张应力影响，并在区内表现出相应的构造—沉积响应^[49]，形成一系列可能受同生断裂控制的隆坳地貌，导致研究区栖霞组发育北东向为主、南东向为辅的地貌高带，并在中部形成低地貌洼地，造就了台内丘滩体似棋盘状和环洼分布的沉积格局。

图 8

图 8 威远—高石梯地区栖霞组古地理格局图 Fig. 8 Paleogeographic pattern of Qixia Formation in Weiyuan-Gaoshiti area

栖二段沉积期环洼高带是高能丘滩体主要发育部位，缓慢海退使得浅水高地持续发育丘滩体并发生叠置迁移。栖霞组丘滩体主要为亮晶和泥晶胶结共存的颗粒灰岩，具有明显的微生物粘结特征，由微生物丘和生屑滩共同构成^[47]。由于栖二段相对海平面较低且高频振荡，丘滩体向上生长的可容空间往往不足，易向坡折带发生迁移，使得坡折带成为丘滩发育的有利部位。丘滩体在环洼高带的持续叠置迁移，导致海域出现封隔、围限，形成盐度相对较高的局限水体环境。对比白云岩发育井位发现，白云岩分布与丘滩体发育位置具有高度的一致性，表明丘滩体是白云岩发育的有利物质基础，印证了栖霞组丘滩体叠置迁移引起的局部水体受限环境有利于准同生期白云岩的形成。

上述研究表明，威远—高石梯地区栖霞组薄层白云岩形成的物质基础主要为台内地貌高带丘滩体，丘滩体叠置迁移和受限海水环境促使白云石化作用进行。因此，栖霞组沉积初期海侵背景下不具备大规模成滩和迁移受限等条件，白云石化作用难以进行（图 9a）。栖二段沉积时期缓慢海退并长期处于较低海平面，开始出现丘滩体迁移导致的水体受限环境（图 9b）。丘滩体序列往往具有向上受限的特征，具备准同生期蒸发浓缩—回流渗透白云石化条件^[47]。在台内丘滩体及半局限海受限环境中，蒸发作用加强海水浓缩，流体密度较大并下沉回流，沿尚未固结的高渗透性的高能丘滩体发生持续的回流作用，发育相控准同生期白云石化作用（图 9c）。海平面变化对于中等盐度卤水回流渗透白云石化作用具有重要的驱动作用，在海平面较低时期，蒸发作用产生的水体盐度增高，回流作用更强烈，可形成较大晶粒的白云岩^[50]。薄层白云岩的形成可能与较短期的准同生期回流渗透白云石化作用有关，并且白云岩具有白云石化不彻底和顶部暴露的特征^[51]。

图 9

图 9 威远—高石梯地区栖霞组薄层白云岩成因模式 Fig. 9 Genetic mode of thin layered dolomite of Qixia Formation in Weiyuan-Gaoshiti area

研究区普遍发育的豹斑状白云岩与栖霞组内幕准同生期高频暴露岩溶密切相关。栖霞组沉积期受到多期淡水淋滤溶蚀作用^[52]，丘滩体良好的孔渗条件也为准同生期岩溶水作用提供了有利的运移通道，在高频暴露时期形成大量相控岩溶组构（图 9b）。岩溶系统可以为中等盐度卤水回流渗透提供优势通道，溶沟充填物优先发生白云石化，因此，准同生期岩溶叠加白云石化作用易于形成豹斑状白云岩，白云岩较石灰岩偏负的δ¹⁸O较好地证实了这一点。需要指出的是，栖霞组白云石化作用和岩溶作用主要发生在准同生期，二者在发育时序上具有相互交织关系。一方面，栖霞组颇具特色的豹斑状白云岩为先岩溶再白云石化产物，白云石化流体以岩溶系统为优势通道，白云石化程度受到滩控岩溶系统规模的制约（图 3）；另一方面，高频暴露岩溶界面之下同样可见白云石晶粒溶蚀特征（图 2m），表明白云石化作用最早可发生在准同生期岩溶作用之前^[14]。白云石化之后的岩溶作用有利于增加储集空间，改善白云岩储集条件。

相较于豹斑状白云岩，层状白云岩通常发育在岩溶作用更强烈的溶洞发育段^{[14, 25]}，由于台内丘滩核部地貌相对较高，受准同生期岩溶作用更易形成溶孔乃至溶洞，有利于白云石化流体优先流通，可形成自形程度较高的孔洞状白云岩，随着白云石化作用的持续进行，孔洞围岩则形成相对致密的白云岩。在成像测井上，层状白云岩见大量穿层暗色斑块，反映溶蚀孔洞较发育^[53]，印证了白云岩的发育与岩溶作用密切相关。两类白云岩表现出的较大差异主要与原岩受到不同程度的岩溶差异改造及白云石化作用持续进行的时间密切相关。由于海平面的高频振荡造成蒸发海水存在的时间较短，白云石化作用难以稳定进行，从而常形成厚度较薄、白云石化不彻底的豹斑状白云岩。当存在驱动力使得白云石化流体长期稳定地在以颗粒灰岩或已形成的白云岩为主的地层内运移，可导致大规模的白云石化，形成受高渗透性滩相控制的层状白云岩。

综上所述，在半局限台地沉积环境下，威远—高石梯地区栖霞组丘滩体叠置迁移导致局部水体受限加强，叠合高频海退进一步促进区内海水蒸发浓缩，形成准同生期中等盐度富镁海源流体，高渗透性丘滩体为白云石化流体运移提供优势通道和物质基础，最终促使准同生期白云石化作用在丘滩体中进行。

白云岩一直被视为优质的碳酸盐岩油气储层，并且四川盆地栖霞组白云岩优越的储集能力已被勘探所证实^[25]。长期以来，四川盆地栖霞组勘探主要聚焦在川西地区规模性台缘带白云岩储层^[54]，并取得了较大突破，但对整个四川盆地栖霞组的勘探程度仍然较低。本文研究通过丰富的实钻资料证实威远—高石梯地区栖霞组沉积期台内高带发育规模性薄层白云岩，并指出该地区白云岩主要为沉积格局控制下的准同生期回流渗透白云石化成因。围绕该带的油气显示、测试效果良好，且出现大量由于白云岩中溶蚀孔洞所致的井漏、放空现象^[20]，表明与白云石化作用密切相关的岩溶作用有利于孔隙—孔洞型白云岩储层的发育。

孔隙—孔洞型白云岩薄储层是研究区栖霞组最有利的勘探目标，白云岩储层岩性—构造复合圈闭条件良好^[54]，并且气源条件优越，具备多源供烃的条件。除二叠系自身的泥灰岩外，寒武系筇竹寺组烃源岩和志留系龙马溪组烃源岩因加里东末期剥蚀与栖霞组紧邻接触，对栖霞组供烃至关重要^[55]。中二叠统茅口组“眼球眼皮”灰岩分布广泛，其沉积厚度大、岩性致密，是栖霞组最直接的有利盖层，并且其上还稳定发育多套区域性盖层^[54]。由此可见，威远—高石梯地区栖霞组白云岩薄储层具备良好的成藏条件，围绕生烃中心寻找有利储盖组合可以作为栖霞组台内白云岩储层油气勘探的主要方向^[56]。

栖霞组台内薄层白云岩及其储层的分布发育与古地理格局、海水环境及岩溶作用密切相关，多期叠置的丘滩体为白云岩发育奠定了良好的物质基础，白云岩中的孔隙也主要是对先期丘滩体孔隙和岩溶孔洞的继承。并且准同生期白云石化作用为原始孔隙提供了抗压实、压溶作用的能力，对孔隙的保存具有重要意义。本文研究揭示了四川盆地栖霞组半局限台内环洼高带丘滩体具备良好的白云石化条件，是孔隙—孔洞型白云岩储层发育有利区，这为拓展四川盆地栖霞组台内白云岩勘探领域提供了重要理论支撑。

（1）四川盆地威远—高石梯地区中二叠统栖霞组白云岩可以划分为豹斑状和层状两类不同产状的白云岩，镜下白云石晶粒以细—中晶为主，晶间孔和晶间溶孔较发育，残余孔洞边缘可见鞍状白云石充填。白云岩产出与岩溶作用密切相关，宏观、微观上多见准同生期岩溶组构伴生，二者在发育时序上相互交织。

（2）栖霞组薄层白云岩分布具有较强规律性：垂向上发育多期次白云岩，主要分布在台内丘滩体沉积旋回的中上部，其中栖二下亚段白云岩厚度和规模最大，栖一段总体欠发育；横向上，白云岩分布受丘滩体展布的控制，主要分布在地貌高地丘滩体发育区，滩体内部白云岩横向分布稳定，且具有向坡折处迁移的规律。

（3）地球化学分析表明栖霞组白云石化流体以近地表氧化条件下的咸化海源流体为主。同时，在栖霞组沉积期海平面较低的半局限台地背景下，台内丘滩体向坡折处发生侧向叠置迁移，区内水体环境极易受限，形成中等盐度白云石化流体。准同生期岩溶系统和丘滩体原始孔隙为白云石化流体提供有利运移通道，最终发生以咸化海源流体为主的回流渗透白云石化作用，形成准同生期薄层白云岩。在东吴运动期，孔洞状白云岩可能受到有限的幔源热液叠合影响。

（4）海平面变化导致的丘滩体叠置迁移促使准同生白云石化作用的发生，栖霞组沉积期地貌高部位发育的丘滩体是白云岩的有利发育区。古地理格局表明研究区中部地貌较低，发育台内洼地，环洼高带以高能丘滩体沉积为主，钻井揭示白云岩同样具有环洼不连续带状规模性分布的格局，预示着通过寻找沉积厚值区预测白云岩储层勘探思路的可靠性。