随着四川盆地安岳气田龙王庙组大型海相碳酸盐岩整装气藏的勘探开发，下寒武统龙王庙组（Є₁l）展现出巨大的油气勘探潜力，使得其逐渐成为研究热点^[1-4]。对于目前勘探开发程度较高的川中磨溪—高石梯地区而言，众多学者认为高能优势相带、白云石化作用和溶蚀作用是优质储层形成的主要原因，其中磨溪—高石梯地区为宽缓的水下古隆起，可以为海底高能沉积提供基本的水动力条件，有助于形成连续性好且颇具规模的颗粒滩^[5-6]；白云石化作用主要与同生—准同生期局限高盐度海水有关；加里东期近地表溶蚀是川中磨溪—高石梯地区溶蚀孔洞形成的直接营力，决定了储层分布的基本特征^[7-8]。四川盆地东缘龙王庙组碳酸盐岩埋藏深度大，构造条件复杂，钻井数量少，勘探与研究程度较低。该地区与川中磨溪-高石梯地区最大的区别是没有发生沉积后期抬升的近地表溶蚀，那么四川盆地东缘是否发育优质储层以及储层成因、分布就严重制约了勘探进展。因此，对四川盆地东缘龙王庙组进行储层特征及主控因素的研究对下一步的油气勘探具有重要意义。

在对四川盆地东缘金沙岩孔、习水土河、宣恩高锣和慈利南山坪等4条基干剖面龙王庙组野外露头和宜地2井岩心观察的基础上，通过岩石普通薄片、铸体薄片、X射线衍射、碳氧稳定同位素和物性测试等方法（其中孔隙度测试柱塞岩样52块，白云岩有序度测试样品18块，白云岩碳氧同位素测定样品52个），分析了龙王庙组储层特征，揭示储层形成的建设性成岩作用，明确储层形成主控因素，以期为研究区的储层分布及预测提供依据。

四川盆地及周缘下寒武统顶部有一套同期异相的碳酸盐岩地层，其时代属于下寒武统龙王庙期，在实际应用中将这套地层统称为“龙王庙组” ^[9]。

研究区位于四川盆地东缘，横跨渝、湘、鄂、黔交界地带，区域构造位置位于中上扬子地台中西部。中上扬子地台在寒武纪属于稳定克拉通盆地，沧浪铺期的“兴凯运动”是扬子地台地壳变化的一个重要时期，江南地区两侧的同生断层开始规模活动，形成了扬子台地、斜坡与江南盆地的雏形^[10]。在龙王庙组沉积前，中上扬子地台经过了麦地坪组、筇竹寺组和沧浪铺组的陆棚碎屑岩填平补齐作用，台地内部地势趋于平坦，最终形成了台平、坡陡、盆深的古地理格局。这种构造和沉积格局从基础上控制了四川盆地龙王庙组为浅水海相碳酸盐岩沉积，沉积相带以局限台地和开阔台地为主，可识别出颗粒滩、云坪、灰坪、混积潮坪、泻湖、藻沼、斜坡和盆地等沉积微相（图 1）。研究区龙王庙组以灰岩和白云岩为主，其下伏地层金顶山组和上覆地层高台组都以碎屑岩沉积或含砂质白云（灰）岩为主，且与上下地层多为整合接触，岩性特征突变明显，容易识别。结合前人研究^[11-12]，龙王庙组划分为1个三级层序（SQ1）和3个四级层序（sq1，sq2和sq3），龙王庙组沉积末期发生了一次大规模海退，导致第3个四级层序sq3剥蚀或缺失，大部分地区仅残留sq1和sq2，每个层序都由海侵体系域和高位体系域组成。

图 1

Fig. 1

下载eps/tif图 图 1 四川盆地东缘龙王庙组岩相古地理图 Fig. 1 Lithofacies palaeogeography of Lower Cambrian Longwangmiao Formation in eastern Sichuan Basin

龙王庙组厚度为100~360 m，除慈利南山坪沉积厚度较大外，其余剖面厚度稳定。金沙岩孔和习水土河剖面位于四川盆地南部。金沙岩孔剖面下部以灰岩为主，上部以白云岩为主，砂屑和鲕粒等颗粒滩大量发育，豹斑灰岩也比较发育，厚度为158 m；习水土河剖面下部以鲕粒灰岩、白云质灰岩和砂屑白云岩为主，上部以鲕粒灰岩、鲕粒白云岩和泥晶白云岩为主，也发育大量颗粒滩，厚度为182 m；宣恩高锣剖面发育砾屑、砂屑、藻屑、撕裂屑和表附藻，厚度为100 m，为浅水潮间带颗粒类型，表明该地区古地貌位置高。宜地2井几乎全井段发育颗粒滩，厚度为151 m，且白云石化作用也比较彻底，仅在第2个层序海侵体系域发育十几米厚的鲕粒灰岩和豆粒灰岩；慈利南山坪剖面位于台地最东缘，沉积厚度达356 m，泥晶灰岩和泥质条带灰岩发育，仅在sq2的高位体系域发育40 m厚的较纯的白云岩。此地靠近斜坡，很可能为一个台地边缘的海湾，处于海侵首要淹没的位置。

金沙岩孔剖面储层主要分布在3个层段，第7，9层，第16，18层，第25~26层，分别位于sq1的高位体系域上部、sq2的海侵体系域上部和高位体系域中上部（图 2）。习水土河剖面储层主要分布在3个层段，第3层，第7层，第14~15层，分别位于sq1的海侵体系域和高位体系域、sq2的高位体系域（图 2）。宣恩高锣剖面储层主要分布在2个层段，第5层和第13层，分别位于sq1高位体系域的下部和sq2高位体系域的中上部（图 2）。宜地2井除了sq2海侵体系域的十几米厚的灰岩段外，其余白云岩层段储层发育都特别好（图 2）。慈利南山坪剖面储层主要分布在第30~31层，位于sq2的高位体系域（图 2）。

图 2

Fig. 2

下载eps/tif图 图 2 四川盆地东缘龙王庙组野外剖面及钻井剖面柱状图 Fig. 2 Comprehensive column of Lower Cambraian Longwangmiao Formation, eastern Sichuan Basin

以金沙岩孔剖面为例，从图 2中X射线衍射分析所揭示的矿物组成成分来看，sq1以灰岩为主，sq2以白云岩为主。相对海平面上升时，与广海连通，沉积的灰岩增多，灰岩主要为豆粒灰岩、砂屑灰岩和鲕粒灰岩，反映出较高的水动力条件；相对海平面下降时，水体相对局限，发生潮坪及暴露浅滩的准同生白云石化作用，矿物成分中白云石含量显著增高，主要发育藻纹层状泥晶白云岩和颗粒白云岩。该剖面的野外露头和显微镜下都能观察到纵向上存在滩坪组合叠置发育的特征。龙王庙组在纵向上发育多个滩坪组合，以第1~2层为例，第1层发育鲕粒亮晶灰岩，厚度约30 cm，鲕粒分选好，大小约0.8 mm，夹少量泥晶白云岩条带，为滩相沉积；第2层为含粉砂的水平纹层状灰质白云岩，为坪相沉积。通过薄片镜下特征鉴定，微观上可以看到在剖面中出现多个滩坪组合，其中滩以鲕粒滩、砂屑滩为主，部分颗粒滩在后期成岩演化中已经转化为细晶白云岩，偶见颗粒幻影，因此，在沉积相分析中将这类细晶白云岩的原始沉积相划为滩；坪以丘状藻纹层、水平纹层状泥晶白云岩，以及含粉砂、粉砂质泥晶白云岩为主，是准同生期发生白云石化的典型坪相沉积。该剖面自下而上共发育8套滩坪组合序列，滩坪组合体现出海平面的不断升降变化，这种大面积分布的滩坪组合也说明了颗粒滩广泛分布。

龙王庙组储层岩性主要为颗粒白云岩、晶粒白云岩，其次为发生部分白云石化的颗粒灰岩。①颗粒白云岩：颗粒的类型有鲕粒、砂屑等，鲕粒呈圆—次圆形，粒径0.3~0.5 mm，有些鲕粒内部可以看到粉晶白云石[图 3(a)~(b)]。②晶粒白云岩：主要为粉晶白云岩和细晶白云岩，偶见中晶白云岩，因白云石化作用和（或）重结晶作用导致原始结构被破坏而消失不见[图 3(c)~(d)]。③颗粒灰岩：颗粒的类型有鲕粒、内碎屑，白云石化作用不强烈，颗粒或基质仅部分发生白云石化作用，以方解石胶结为主[图 3(e)]。

图 3

Fig. 3

下载eps/tif图 图 3 四川盆地东缘下寒武统龙王庙组储层岩石类型及孔隙类型 （a）亮晶鲕粒细晶白云岩，粒径0.1~0.3 mm，粒间孔和粒间溶孔发育，铸体薄片，单偏光，YD2-Є1-41；（b）鲕粒白云岩，粒间溶孔发育，可见粒内溶孔（黄色箭头指示），铸体薄片，单偏光，YD2-Є1-42；（c）细晶白云岩，组构优化非常明显，晶间孔发育，孔隙内可见沥青充填，孔隙度为15%~20%，铸体薄片，单偏光，YD2-Є1-13；（d）细晶白云岩，局部见白云石晶间充注沥青，单偏光，XS-3-1；（e）鲕粒灰岩，部分鲕粒内部发生白云石化，单偏光，YK-2-1；（f）粉晶白云岩，构造缝发育，可见多期构造缝相互切割，铸体薄片，单偏光，NSP-30-3（注：Por-孔隙） Fig. 3 Lithology and pore types of the reservoir of Lower Cambrian Longwangmiao Formation in eastern Sichuan Basin

四川盆地东缘龙王庙组储集空间类型为粒间溶孔、晶间溶孔及微裂缝。①粒间溶孔：发育于砂屑白云岩和鲕粒白云岩中，碳酸盐岩颗粒由于受到准同生期大气淡水的溶蚀形成孔隙，孔隙发育于颗粒之间，呈不规则多边形[图 3(a)~(b)]；②晶间溶孔：发育在粉晶白云岩和细晶白云岩中，与自形程度较好、晶粒较大的粉晶、细晶或中晶白云石有关，孔隙多呈棱角分明的多边形，这些孔隙经溶蚀后改造成部分晶间溶孔[图 3(c)]；③粒内溶孔：发育在颗粒白云岩中，多由选择性溶蚀而产生，区内发生的范围较小[图 3(b)]；④微裂缝：常见的有与断裂活动有关的构造缝及与成岩作用有关的缝合线。龙王庙组储集层中发育多期构造缝，且相互切割，裂缝较为平直，延伸距离较远[图 3(f)]，而压溶作用产生的缝合线缝隙相对较窄，常见沥青充填。

孔隙度测试结果为1.1%~10.9%，平均值为3.6%。就岩性而言，颗粒白云岩物性最好；粉晶和细晶白云岩次之；颗粒灰岩发生白云石化部分具有一定的储集性能，未发生白云石化部分通常较致密（图 4）；可见白云岩物性总体上优于灰岩。在白云岩中颗粒白云岩和晶粒白云岩的物性明显优于泥晶白云岩。

图 4

Fig. 4

下载eps/tif图 图 4 四川盆地东缘龙王庙组不同样品岩石类型与孔隙度关系 Fig. 4 Relationship between different rock types and porosity of Longwangmiao Formation in eastern Sichuan Basin

碳酸盐岩沉积物在成岩过程中受大气淡水、海水和埋藏过程中孔隙流体的控制，经历一系列压实压溶、胶结、溶解、白云石化、新生变形等成岩作用，最终固结成为岩石^[13]。成岩作用不仅决定了岩石中孔隙的形成、演化和分布，同时也决定了储集空间类型和规模。四川盆地东缘龙王庙组储层的原始沉积相主要为颗粒滩相，同生—准同生成岩阶段主要发生了海水胶结作用、白云石化作用、大气淡水溶蚀作用等，白云石化作用和溶蚀作用同时或连续进行，形成了一些粒间（溶）孔和晶间（溶）孔；在龙王庙组沉积末期发生持续时间较长的大规模海退，造成沉积物长时间暴露并遭受淋滤与剥蚀，在龙王庙组顶界面可见顺层溶蚀孔洞，形成一些溶孔溶洞，部分后期被胶结物充填；在早期成岩阶段，进入浅埋藏期时，还会发生渗透回流白云石化和调整白云石化等作用；随着埋深继续增加发生机械压实作用和化学压实作用。总体来讲，对储层有建设性作用的主要是白云石化作用和准同生期溶蚀作用。

自然界中绝大多数白云岩都是次生交代成因的，目前主要的白云石化模式有2种：萨布哈白云石化和回流渗透白云石化^[14-15]。龙王庙组沉积期为炎热干旱气候条件，使得沉积物底部的海水因毛细作用不断浓缩，Mg²⁺/Ca²⁺不断升高，导致沉积物中方解石或文石发生萨布哈白云石化。随着蒸发作用不断进行，海水盐度逐渐增大，这种富含Mg²⁺的重盐水向下渗透并向海方向回流，发生渗透回流白云石化作用。研究区白云岩主要是颗粒白云岩和晶粒白云岩，晶粒主要为粉晶、细晶，见少量中晶。通过对染色薄片、铸体薄片等观察，发现主要有2种类型的白云岩。第1种为鲕粒白云岩[图 3(a)]，颗粒滩相沉积，原岩为颗粒灰岩，发生完全白云石化作用形成，鲕粒结构明显，鲕粒粒径大小为0.2~ 0.5 mm，内部由粉晶白云石组成。第2种为粉—细晶白云岩，晶粒大小为0.01~0.25 mm，自形程度较高，镜下可见白云石中心污浊，边缘干净，有时还可见残余颗粒幻影结构[图 3(c)]。

有序度测试结果显示白云岩有序度偏低。泥粉晶白云岩有序度为0.48~0.70，平均值为0.58；粉晶白云岩有序度为0.52~0.77，平均值为0.68；细晶白云岩有序度为0.74~0.75，相比之下具有稍高的有序度（图 5）。

图 5

Fig. 5

下载eps/tif图 图 5 四川盆地东缘不同类型白云石有序度分布图 Fig. 5 Order degree of Longwangmiao dolomites in eastern Sichuan Basin

碳、氧同位素测定结果白云岩δ¹³ C值为-2.8‰~ 2.8‰，平均值为0.1‰；δ¹⁸O值为-9.5‰~-5‰，平均值为-7.5%。与早寒武世海水δ¹³C值为-2‰~ 0‰，δ¹⁸O值为-9‰~-7‰相比，具有相似的海源流体性质[图 6(a)]；氧同位素δ¹⁸O值与白云石含量具有明显正相关性，且δ¹⁸O值在均值线以下，白云石含量相对较低；δ¹⁸O值在均值线以上，白云石含量较高[图 6(b)]，这表明白云石化作用与海水咸化浓缩有关。

图 6

Fig. 6

下载eps/tif图 图 6 四川盆地东缘龙王庙组碳氧同位素与白云石含量特征 Fig. 6 Characteristics of carbon and oxygen isotopes and dolomite of Longwangmiao Formation in eastern Sichuan Basin

一般来说，δ¹³C和δ¹⁸ O与古海洋盐度有关，随介质盐度升高而升高，δ¹³C对古盐度响应更加明显，且受温度影响较小。早在20世纪60年代Keith等^[16]就提出利用灰岩的δ¹³C和δ¹⁸O对古盐度参数Z值进行测定，经验公式为

式中：δ¹³C和δ¹⁸O均采用PDB标准，Z < 120为淡水成岩环境，Z > 120为正常海水成岩环境。

该式（1）提出时主要用于区分侏罗系以来的海相灰岩和淡水灰岩，但目前该公式已广泛应用于中国古生界等碳酸盐岩地层古盐度的分析，且取得了较好的成果^[17-18]。根据52个白云岩样品的碳氧同位素计算出的Z值几乎全部大于120（表 1），显示出白云石化流体具有海源流体性质。

δ¹⁸O与古海水温度关系密切，一般随着温度升高而降低。据文献[19]报道，Epstein等（1953）提出根据不同温度下生成的海洋软体动物骨骼中CaCO₃的氧同位素分析，总结出利用δ¹⁸O计算古海水温度的公式，后来Craig（1965）将其修改为

应用式（2）计算古海水温度对中生代以来的岩样比较有效，而年代老的岩样受成岩作用影响，计算古温度的可靠性降低。利用“年代效应”校正，把古生代样品中δ¹⁸O值校正成相当于第四纪海相灰岩的δ¹⁸O值，就可得出比较理想的结果^[20]。本次采用的龙王庙组中岩样δ¹⁸O平均值为-7.5‰，第四纪海相灰岩δ¹⁸O平均值为-1.2‰，二者差值Δδ¹⁸ O为6.3‰，校正后的δ¹⁸O值计算出来古海水温度为10.0~36.7 ℃，平均值为21.9℃（表 1），说明当时为温暖或炎热的亚热带气候，与古板块揭示的寒武纪扬子板块位于北纬30°、东经105°的结论一致^[21]。也说明白云岩成岩温度较低，形成于准同生期或早期成岩阶段。

表 1(Table 1)

表 1 四川盆地东缘龙王庙组沉积期碳氧同位素与古盐度、古温度数据表 样品号 δ13 CPDB/‰ δ18 OPDB/‰ φ(白云石)/% Z值 古温度/℃ YK-05-2 1.2 -7.9 77.9 125.8 22.9 YK-07-2 0.3 -8.4 96.0 123.7 25.2 YK-07-5 0.8 -7.0 76.3 125.5 18.9 YK-08-1 0.1 -10.2 95.9 122.4 34.1 YK-08-2 1.0 -6.1 71.4 126.3 15.1 YK-09-2 0.9 -8.4 60.3 125 25.2 YK-13-1 0.9 -7.8 80.3 125.3 22.5 YK-14-1 0.5 -7.6 84.1 124.5 21.6 YK-15-1 0.5 -8.1 62.7 124.3 23.8 YK-16-1 0.5 -8.0 97.1 124.3 23.4 YK-17-1 -1.1 -6.1 87.7 122.0 15.1 YK-19-1 0.3 -7.2 98.7 124.3 19.8 YK-21-1 -0.6 -7.1 73.4 122.5 19.4 YK-24-2 1.3 -7.3 88.5 126.3 20.2 YK-25-1 0 -7.6 97.3 123.5 21.6 YK-25-2 0.1 -7.4 99.5 123.8 20.7 YK-26-1 0.2 -6.5 95.4 124.5 16.8 YK-27-3 -1.2 -7.8 83.9 121.0 22.5 YK-29-2 -2.0 -5.8 84.6 120.3 13.9 YK-30-1 -2.0 -5.7 82.4 120.4 13.5 NSP29-1 -0.5 -5.0 99.6 123.8 10.8 NSP30-1 0.3 -6.2 99.5 124.8 15.5 NSP31-2 1.0 -6.6 99.2 126.1 17.2 NSP32-1 2.8 -5.5 89.2 130.3 12.7 GL-06-1 -0.1 -7.2 96.8 123.5 19.8 GL-06-3 -0.5 -6.9 88.5 122.8 18.5 GL-06-6 -0.7 -6.0 85.4 122.9 14.7 GL-07-1 -0.3 -5.8 81.5 123.8 13.9 GL-09-2 -0.4 -10.2 85.4 121.2 36.7 GL-12-1 -0.9 -8.7 78.3 121.1 26.6 GL-13-1 -0.9 -8.5 76.0 121.2 25.7 GL-14-2 -0.5 -4.8 66 123.9 10.0 GL-15-1 -0.3 -9.0 56.9 122.2 28.1 XS-02-2 0.8 -8.7 69.9 124.6 26.6 XS-02-3 1.0 -8.1 94.6 125.3 23.8 XS-03-1 1.2 -7.5 98.7 126.0 21.1 XS-03-2 0.9 -7.6 98.7 125.4 21.6 XS-03-3 2.4 -8.1 99.3 128.2 23.8

下载CSV 表 1 四川盆地东缘龙王庙组沉积期碳氧同位素与古盐度、古温度数据表

综合上述地球化学数据来看，白云岩有序度偏低，且白云石化流体与高盐度海水浓缩有关，白云岩成岩温度较低，白云石化作用发生的时间比较早，主要发生于准同生期和早期成岩阶段。

研究区同生—准同生期溶蚀作用主要形成一些选择性溶蚀孔，如粒内溶孔[图 3(b)]、粒间溶孔[图 7(a)]，该期次溶蚀作用与沉积时期高频次海平面升降变化有关，原始碳酸盐岩沉积物受到大气淡水淋滤或大气淡水与海水组成的混合水的溶蚀，这种早期形成的溶蚀孔隙在整个成岩成储过程中具有十分重要的作用，对储层物性的形成起着决定性作用。特别是龙王庙组沉积末期，此时由于发生大规模海退，使得先期沉积物长时间暴露于大气淡水环境遭受暴露溶蚀，多形成一些非选择性溶蚀孔洞。习水土河剖面在sq2高位体系域可见顺层溶孔溶洞发育[图 7(c)]，溶孔被渗流带胶结物充填，镜下可见陆源碎屑石英[图 7(d)]，经受过大气淡水暴露溶蚀。对习水土河剖面该层灰质白云岩[图 7(e)]进行碳、氧同位素测试，溶孔溶洞内方解石充填物[图 7(f)]的δ¹³C值为-4.8‰，δ¹⁸ O值为-9.4‰，Z值为112，反映溶孔溶洞主要与准同生期暴露溶蚀有关，同位素证据支持淡水成因。宜地2井在靠近龙王庙组顶部也可见到顺层溶蚀孔洞，孔隙特别发育[图 7(g)]。

图 7

Fig. 7

下载eps/tif图 图 7 四川盆地东缘下寒武统龙王庙组成岩作用 （a）亮晶砂屑砾屑泥粉晶白云岩，粒间溶孔发育，视面孔率约10%，铸体薄片，单偏光，YD2-Є1-54；（b）亮晶砂屑灰岩，颗粒间发生规模溶蚀，孔隙较发育，大的孔隙1 mm左右，铸体薄片，单偏光，YK-7-6；（c）泥粉晶白云岩，纹层状，薄到中层，孔洞多呈椭圆扁平状，约0.5 cm× 1.0 cm，习水土河剖面第19层；（d）薄片中见渗滤粉砂，单偏光，XS-19-1，取自野外露头（c）的岩样；（e）泥粉晶白云岩，孔洞更大，约1.5 cm× 4.0 cm，习水土河剖面第19层；（f）泥粉晶白云岩，溶孔被方解石胶结物充填，单偏光，XS-19-2，取自野外露头（e）的岩样；（g）亮晶鲕粒泥晶白云岩，鲕粒多泥晶白云石富集，顺层溶孔发育，拼接片，铸体，YD2-Є1-37；（h）藻粘结泥晶白云岩，方解石胶结物呈两期世代胶结，第一期为纤柱状，第二期为细粒状，普通薄片，正交光，XS-2-1；（i）亮晶鲕粒灰岩，压实压溶作用明显，缝合线上部流体的变化导致鲕粒发生部分白云石化作用，染色片，单偏光，NSP-31-2；（j）灰泥亮晶颗粒灰岩，发育两条构造裂缝，后期被方解石完全充填，染色片，单偏光，YK-9-2 （注：Por-孔隙，Dol-白云石，Bitumen-沥青，Stylolite-缝合线） Fig. 7 Diagenesis of Longwangmiao Formation in eastern Sichuan Basin

（1）胶结作用：发生在碳酸盐岩成岩过程中的各个时期。通过薄片观察，可以看出存在多期胶结物充填孔隙，第1期为纤柱状胶结物，第2期为细粒状胶结物[图 7(h)]。

（2）压实和压溶作用：由于碳酸盐岩固结成岩较快，可以说是边沉积边成岩，因此压实作用对碳酸盐岩的成岩作用影响较小。在晚期埋藏阶段化学压实作用使得颗粒接触处发生溶解作用（称压溶作用），并形成缝合线[图 7(i)]。沿着缝合线界面可能形成不均匀的白云石化作用，后期被沥青充填。

（3）构造破裂作用：破裂作用主要是由构造运动作用形成的构造裂缝，研究区龙王庙组叠加了多期构造运动，产生了多期构造裂缝，后期被方解石完全充填[图 7(j)]。

四川盆地东缘龙王庙组储层主要发育于白云石化的颗粒滩相沉积体中，准同生期及早期成岩阶段的白云石化和溶蚀作用对储层的发育具有关键性控制作用。

龙王庙组储层主要发育在白云石化程度较高的颗粒滩相，颗粒滩相沉积有利于孔隙的形成，具有明显的“沉积（滩相）控储”特征，颗粒滩相沉积是储层形成的物质基础。

物性分析表明，颗粒白云岩平均孔隙度为6.4%，发生选择性白云石化作用的颗粒灰岩孔隙平均值为4.0%，粉晶白云岩平均孔隙度为4.8%，细晶白云岩平均孔隙度为4.3%，而泥晶白云岩和泥晶灰岩物性比较差，平均孔隙度分别为1.8%和1.4%（图 4）。由上述岩性与物性关系可知，颗粒白云岩和发生选择性白云石化作用的颗粒灰岩，以及晶粒（主要为粉晶和细晶）白云岩是形成储层的主要岩性（粉晶、细晶白云岩都或多或少见到残余颗粒幻影，因此统一将除准同生泥粉晶白云岩之外的其他晶粒白云岩的原始沉积相划为颗粒滩^[22]），而潮坪（泻湖）环境的泥晶白云岩和潮下静水环境的泥晶灰岩为非储层。

宜地2井龙王庙组沉积期总体为高能滩相沉积，几乎全段都发育颗粒，岩性为颗粒粉细晶白云岩和鲕粒白云岩，孔隙度高，视面孔率为3%~20%，平均值为9.5%，为有利储层，而潮坪（泻湖）准同生泥晶白云岩和未发生白云石化作用的颗粒灰岩，其孔隙度很差低（图 2）。

研究区白云石化作用对孔隙形成具有重要的建设性作用。白云石化作用发育的时期、发育的程度和产出特征一定程度上控制着储层的发育与分布。研究发现，鲕粒灰岩未发生白云石化作用，岩性致密，储集物性很差；若鲕粒内部发生选择性白云石化，其物性变好；若颗粒及胶结物整体发生白云石化形成粉晶、细晶白云岩，其物性更好。通过前述镜下观察和地球化学测试，证实研究区白云石化作用主要发生在准同生期及早期成岩阶段。颗粒滩在经过早期白云石化作用的基础上才具备了形成储层的关键条件。这些白云石化作用的发生受原生孔隙系统的控制，只有存在原生孔隙的地方才会有流体介质和岩石的接触，才可以发生水-岩反应；如果不存在初始孔隙系统，即使有白云石化流体也很难发生白云石化作用。

龙王庙组出现多期滩坪组合叠置的沉积序列，体现出海平面的不断升降变化，海平面下降时滩体暴露，受到大气淡水淋滤溶蚀是形成龙王庙组储层的另一个关键要素。四川盆地东缘储层段多发育在准层序组界面之下的高位体系域（图 2），反映出四级海平面升降变化对储层的展布也有控制作用，这是因为在海平面下降旋回为主的高位体系域，水体变浅，容易遭受大气淡水溶蚀，而早寒武世处于文石海时期^[23-24]，文石极不稳定，在淡水甚至是海水环境中都易发生溶蚀，也为准同生期溶蚀作用奠定了基础。再加上龙王庙组沉积末期的大规模海退造成的准同生期溶蚀作用也为优质储层的形成提供了良好的储集空间。

（1）四川盆地东缘龙王庙组储层主要分布在白云石化程度较高的滩相，岩性主要为颗粒白云岩、晶粒白云岩，其次为发生部分白云石化作用的颗粒灰岩，主要储集空间类型为粒间溶孔、晶间溶孔及微裂缝等。通过物性分析发现，颗粒白云岩物性最好；粉晶和细晶白云岩次之；颗粒灰岩发生白云石化部分具有一定的储集性能，未发生白云石化部分通常较致密。

（2）四川盆地东缘龙王庙组颗粒滩相沉积是储层形成的物质基础，准同生期及早期成岩阶段的白云石化作用和准同生期溶蚀作用是储层发育的2种主要建设性成岩作用，均是控制储层发育的关键因素。