川西地区中二叠统栖霞组白云石化作用及其对储层的影响

唐顺成,林良彪,苏中堂,梁 茹,2,马 慧,余 瑜

(1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学),成都 610059;2.中国石化中原油田勘探开发科学研究院,河南 濮阳 457001)

碳酸盐岩储层在油气勘探中始终占据一席之地,而其中白云岩储层更为重要［1］。困扰地质学界200多年的白云岩成因问题对探索白云岩储层有着重大意义,也是目前碳酸盐岩沉积学研究的关键问题。目前主流的白云石化作用有渗透回流白云石化作用、蒸发泵白云石化作用、混合水白云石化作用、埋藏白云石化作用及构造热液白云石化作用［1-3］。近年来,随着在川西地区多口探井中获取高产气流,四川盆地栖霞组表现出较好的勘探潜能［4］。四川盆地中二叠统栖霞组白云岩储层也取得了许多关于白云岩成因的研究成果,但成因众说纷纭。如曾德铭等［5］认为川西北栖霞组白云岩储层主要与混合水白云石化作用有关;蒋志斌等［6］认为川西北栖霞组云质豹斑灰岩中的“豹斑”是经混合水白云石化形成,而晶粒白云岩经埋藏白云石化形成,其中埋藏白云石化作用对储集层的贡献最大;裴森奇等［7］认为川西北栖霞组白云岩是在多期埋藏白云石化作用的综合影响下形成的产物,而个别样品中存在的鞍状白云石并不能证明热液白云石化是栖霞组白云岩形成的主要成因;金振奎等［8］认为滇东-川西中二叠统白云岩是淋滤玄武岩的大气降水流向地下深处,在温度较高的埋藏环境中形成的;韩晓涛等［9］认为川西南栖霞组白云岩形成于异地高温热液流体混入部分海水的构造热液模式;田景春等［10］认为四川盆地栖霞组白云岩是多种白云石化作用叠加改造形成的产物。

前人对四川盆地栖霞组的研究主要涉及白云岩的成因,讨论白云石化作用及其对储层影响的文章不多,研究相关白云石化作用及其对储层的贡献更有利于该地区油气的勘探开发。本文结合研究区沉积和构造演化背景,利用野外剖面、钻井岩心资料,根据岩石矿物鉴定及碳氧锶同位素、稀土元素等地球化学手段,研究川西地区栖霞组白云石化作用及其对储层的影响,为油气勘探提供更有力的地质依据。

1 区域地质背景

四川盆地是上扬子准地台中呈北东向的菱形叠合盆地。盆地北缘为米仓山隆起和大巴山冲断褶皱带,西接甘孜—松潘褶皱带和龙门山冲断褶皱带,东邻黔渝湘鄂褶皱带和雪峰隆起［11］。自震旦纪以来,四川盆地总体以下沉为主,却又经历了多次的升降运动,其发展过程中主要经历的6个构造变革时期从老到新依次为扬子旋回、加里东旋回、海西旋回、印支旋回、燕山旋回、喜马拉雅旋回,其中海西旋回在四川盆地主要包括泥盆纪末的柳江运动、石炭纪末的云南运动和二叠纪中—晚期的东吴运动［12］。云南运动造成四川盆地长期遭受风化剥蚀,而随着中二叠世大范围海侵,研究区接受沉积,形成栖霞组碳酸盐岩沉积。栖霞组沉积期,海平面整体先升后降［12-13］。东吴运动导致上扬子地区地壳隆起,产生较多断层和裂缝,伴有大量玄武岩喷出,形成峨眉山大火成岩省(ELIP)［13-14］。陈轩等［15］通过研究表明,邻近断裂带的白云石化作用较远离断裂带的更强,也使得白云岩储层越厚,横向连续性越好。

本文研究区中二叠统分为两个组,自下而上为栖霞组和茅口组(图1)。其中,栖霞组地层从老到新又划分为栖一段、栖二段,厚度在 20～300 m,基本稳定在 100～150 m之间,以灰色-浅灰色白云岩和灰-深灰色灰岩为主［13］,白云岩主要发育于栖二段。结合前人研究［12-13］,研究区栖霞组可划分海侵体系域(TST)和高位体系域(HST),栖一段为海侵体系域,发育开阔台地相,以泥晶灰岩、藻灰岩和生屑灰岩为主,少量亮晶生屑灰岩、亮晶砂屑灰岩和白云岩;栖二段为高位体系域,发育台地边缘相,以生屑灰岩、结晶白云岩、残余颗粒白云岩为主。

图1 研究区位置及地层柱状图Fig.1 Location and stratigraphic histogram of the study area(据梁茹等［16］、马慧等［17］、Zhou J.G.等［18］修改)

2 白云岩储层特征

2.1 白云岩岩石学特征

本次研究将川西栖霞组白云岩按照产状分类,分为残余结构白云岩、结晶白云岩、鞍状白云岩和脉体充填白云岩4类［16-17］。其中有利的白云岩储集岩类主要为残余结构白云岩和结晶白云岩。

残余结构白云岩：因局部白云石化的强烈作用,具有原始粒屑结构的粒屑灰岩交代为具残余结构的白云岩(图2-A),可识别出原始粒屑的幻影。显微镜下可观察到白云石粒径为 50～500 μm,为细—中晶,晶体较自形,呈半自形—自形,且表面明显较脏,具雾心亮边结构,不规则分布粒间溶孔或粒间孔(图2-B)。阴极发光下,白云石晶体边缘呈明亮红光,可见明显的环带结构,总体发暗红色的光。此类白云岩主要发育于汉深1井、广元西北乡剖面、洪雅张村剖面,少量发育于矿2井。

图2 川西地区栖霞组白云岩岩石学特征Fig.2 Petrological characteristics of Qixia Formation dolomite in western Sichuan(据梁茹等［16］、马慧等［17］、Zhou J.G.等［18］修改)(A)残余结构白云岩岩心,汉深1井,深度4 977.46 m,P2q2;(B)残余结构白云岩,汉深1井,深度4 972.6 m,P2q2,单偏光;(C)结晶白云岩岩心,矿2井,深度2 440.99 m,P2q2;(D)结晶白云岩,矿2井,深度2 448.07 m,P2q2,单偏光;(E)鞍状白云石充填于岩石溶孔中,汉深1井,深度4 988.98 m,P2q2;(F)鞍状白云石,汉深1井,深度4 988.98 m,单偏光;(G)脉体白云石充填,双探9井,深度7 756.7 m,P2q2;(H)脉体充填白云石,双探9井,深度7 752.4 m,P2q2,单偏光

结晶白云岩：结晶白云岩是一种具晶粒结构的白云岩(图2-C)。川西栖霞组结晶白云岩在研究区内主要发育于矿2井、双探9井,少量发育于双探8井、汉深1井。显微镜下呈不等粒晶粒结构,粉晶—巨晶均有出现,以粉—中晶为主,自形程度较好,具雾心亮边结构,可见晶间孔或晶间溶孔,偶见溶缝(图2-D)。阴极发光下,晶体中心均呈暗红光,边缘均呈明亮的桔红光。

2.2 储集空间类型

研究区储集空间类型以粒间孔、晶间孔、溶孔、溶缝为主。粒间孔的面孔率为 4%～9%,孔隙大小在 50～150 μm,总体呈不规则圆孔状,有些呈不规则长柱状,孔洞边缘总体较为平直,连通性较差,见于残余结构白云岩中,主要发育在残余粒屑间(图3-A)。晶间孔的面孔率为6%～15%,孔隙大小为 20～300 μm,总体呈不规则圆孔状,部分呈不规则长柱状,边缘较为平直,连通性较好。主要见于粉晶白云岩以及细晶白云岩,主要发育在晶间(图3-B)。溶孔的面孔率为5%～10%,孔隙大小为 30～400 μm,总体呈不规则圆孔状,少数呈不规则长柱状,边缘呈港湾状,主要见于粉晶白云岩以及细晶白云岩中,主要发育在晶间(图3-C)。溶缝的面孔率约为 3%,宽度约为 30 μm,溶缝边缘呈港湾状特征,部分边缘较为平直。连通性较好,主要见于粉晶白云岩以及细晶白云岩(图3-D)。

图3 川西地区栖霞组白云岩储集空间特征Fig.3 Characteristics of reservoir space of Qixia Formation dolomite in western Sichuan(据梁茹等［16］、马慧等［17］、Zhou J.G.等［18］修改)(A)残余粒屑白云岩,不规则圆孔状粒间孔,双探8井,深度7 330.2 m,P2q2,单偏光;(B)细晶白云岩,不规则圆孔状晶间孔,矿2井,深度2 459.57 m,P2q2,单偏光;(C)粉晶白云岩,溶孔,汉深1井,深度4 967.5 m,P2q2,单偏光;(D)细晶白云岩,溶缝,边界较平直,双探3井,深度7 462.2 m,P2q2,单偏光

2.3 储集物性特征

通过研究区栖霞组钻井取心段188件样品的孔隙度、88件样品的渗透率统计结果,发现栖霞组内部白云岩与灰岩的孔、渗特征有较大区别。由图4可以看出,白云岩储层物性最好,孔隙度平均为1.64%,大多为0.50%～2.50%,最高可达10.39%;平均渗透率为2.35 ×10-3μm2,最高可达53.40×10-3μm2。灰岩储层物性较差,平均孔隙度为1.11 %,最大值为3.12 %,平均渗透率为1.86×10-3μm2。

图4 川西地区栖霞组碳酸盐岩孔隙度和渗透率分布直方图Fig.4 Histogram of porosity and permeability distribution of carbonate rocks in Qixia Formation,western Sichuan

以汉深1井和双探3井为例。汉深1井栖霞组白云岩储层物性分析显示,储层孔隙度为0.16%～10.39%,平均为1.75%,主要分布在0.50%～2.00%;渗透率为(0～39.10)×10-3μm2,总体平均为 1.78×10-3μm2,主要分布在(0.01～1.00)×10-3μm2,>0.10×10-3μm2的样品占总数的54.55%(图5-A)。双探3井栖霞组白云岩储层物性分析显示,储层孔隙度为0.23%～4.42%,平均为0.94%,主要分布在0.50%～1.50%;储层渗透率为(0～53.40)×10-3μm2,总体平均为2.28×10-3μm2,主要分布在(0.001～1.00)×10-3μm2,>0.01×10-3μm2的样品占80.43%(图5-B)。

图5 川西地区栖霞组储层综合柱状图Fig.5 Composite histogram of the Qixia Formation in western Sichuan

根据以上物性统计分析,川西地区栖霞组白云岩储层总体以低孔、低渗为主,局部发育低孔-高渗型储层。对比之下,无论是孔隙度还是渗透率,白云岩储层明显优于灰岩储层。

3 白云岩储层地球化学特征及白云石化作用

对川西地区的洪雅张村剖面、广元西北乡剖面、汉深1井、矿2井、双探8井、双探9井的栖霞组样品进行碳氧锶同位素和稀土元素分析。本次地球化学分析样品共 26 件,其中泥微晶灰岩 1 件,残余结构白云岩 12 件,结晶白云岩 13 件,开展了碳氧锶同位素、痕量元素分析。

3.1 碳氧同位素

碳氧同位素可用于识别成岩流体性质,并推测其成岩环境。前人研究发现碳稳定同位素变化主要受到生物分馏作用、水体中碳稳定同位素成分、有机质的分解及从植物或土壤中获取CO2过程的影响,与温度联系较小［14］。对于δ13CPDB来说,大气淡水成岩环境的产物明显偏负(-7‰);海水成岩环境产物的δ13CPDB一般在0‰～4‰,呈低正异常。而温度升高会导致碳酸盐岩δ18O值偏负,大气淡水成岩环境下形成的碳酸盐岩δ18O值亦是如此［19-22］。

川西地区栖霞组碳酸盐岩碳、氧同位素见表1。测试结果显示：残余结构白云岩δ13C值范围为1.95‰～3.85‰,平均值为3.47‰;δ18O值为-9.409‰～-4.753‰,平均值为-8.100‰;结晶白云岩δ13C值范围为2.12‰～3.57‰,平均值为2.76‰;δ18O值范围为-8.924‰ ～-4.850‰,平均值为-6.014‰(图6)。

图6 川西地区栖霞组碳酸盐岩δ13C-δ18O散点图Fig.6 Scatter diagram of δ13C-δ18O for Qixia Formation carbonate rocks in western Sichuan图中蓝色区域为同期海水同位素范围

3.2 锶同位素

地质历史中海水的Sr同位素值与时间有较好的响应关系,且主要受壳源和幔源两大来源控制。当白云石化流体为淡水或穿过硅铝酸盐地层时,Sr同位素值就会高于背景值;因此可以通过锶同位素较好地示踪白云石化流体来源。研究区栖霞组泥微晶灰岩的87Sr/86Sr值为0.707 20,落在二叠纪正常海水87Sr/86Sr值范围(0.706 60 ～0.708 20)［23-28］内,与同期海水值一致,可以代表二叠纪同期海水锶同位素组成［9］(图7)。

图7 川西地区栖霞组碳酸盐岩87Sr/86Sr散点图Fig.7 Scattergram of 87Sr/86Sr for Qixia Formation carbonate rocks in western Sichuan图中蓝色区域为同期海水同位素范围

由表1可知,残余结构白云岩87Sr/86Sr值处于0.706 14～0.709 55范围内,部分落在同期海水87Sr/86Sr值范围内,部分高于同期海水87Sr/86Sr值,平均值为0.708 31;结晶白云岩87Sr/86Sr值在0.707 96～0.710 36 之间,大部分高于同期海水87Sr/86Sr值,平均值为0.708 79(图7)。

3.3 稀土元素

稀土元素可以较好地示踪流体,不同的成岩流体具有不同的REE配分特征和不同的Ce、Eu异常。川西地区栖霞组白云岩稀土元素含量见表2。本文利用PAAS(后太古代澳大利亚页岩)对栖霞组白云岩稀土元素进行标准化处理［29］,并建立了REE配分模式(图8-A)及δCe-δEu异常散点图(图8-B),用以判断流体来源及性质。

图8 川西地区栖霞组碳酸盐岩稀土元素数据分析图Fig.8 REE data analysis of Qixia Formation carbonate rocks in western Sichuan图中蓝色区域为同期海水同位素范围

研究区泥微晶灰岩与各类白云岩(石)的∑REE含量均较低,其质量分数(wREE)为 (0.968 8～9.384 4)×10-6(表2),平均值为 2.919 3×10-6,远低于PAAS(184.773 0×10-6),表明研究区泥微晶灰岩和各类白云岩在沉积和成岩过程中基本没有受到陆源物质的影响,能够准确反映同期海水的REE特征［30-32］。REE配分模式图显示,残余结构白云岩和结晶白云岩的REE配分模式与泥微晶灰岩相似,整体表现出轻稀土元素亏损、重稀土元素富集且Ce、Eu亏损的配分特征,基本继承了泥微晶灰岩的特征。泥微晶灰岩δCe值为0.663×10-6,明显呈负异常;δEu值为0.650 2×10-6,同样显负异常。残余结构白云岩δCe值为(0.831 9～0.986 5)×10-6,平均值为 0.897 1×10-6,显负异常;δEu值为(0.784 7 ～1.260 7)×10-6,平均值为0.961 9×10-6,略显负异常。结晶白云岩δCe值为(0.449 7～1.113 1)×10-6,平均值为0.826 6×10-6,显负异常;δEu值在(0.676 8～1.113 8)×10-6,平均值为0.915 7×10-6,呈弱负异常。

3.4 白云石化作用

由研究区各类岩石学特征及地球化学特征可知,残余结构白云岩和结晶白云岩的δ13C值均落在同期海水范围内,大于泥微晶灰岩,表明白云石化流体无大气淡水的参与［32-38］;REE配分模式均与泥微晶灰岩相似,Ce负异常,Eu弱负异常甚至异常不明显,表明白云石化流体以原始海水为主。结晶白云岩的δ18O值基本落在同期海水范 围内,相对偏负,接近二叠系海水的界限;而残余结构白云岩的δ18O平均值为-8.100‰,明显低于δ18O值为-5.529‰的泥微晶灰岩,说明该类白云岩受到了热分馏作用［15］。同时残余结构白云岩的δCe与δEu相对于泥微晶灰岩偏正,说明残余结构白云岩成岩环境相对氧化,且温度相对升高,而结晶白云岩成岩环境相对残余结构白云岩来说略缺氧、低温。

川西地区栖霞组流体是一种高盐度流体,但研究区栖霞组缺乏膏岩沉积,因此蒸发泵白云石化作用或渗透回流白云石化作用不适用于该区。

上述特征均揭示这两类白云岩形成于流体性质与栖霞组正常海水相近或盐度稍高、埋藏较浅的环境,推测其是一个浅埋藏白云石化的过程,在文石、高镁方解石稳定化过程中镁离子会释放出来,后期在压实作用下,封存于孔隙中的流体在沉积物中流动,导致沉积物发生白云石化。

研究区非储层的白云石有鞍状白云石(图2-E、F)和脉体充填白云石(图2-G、H)。研究［16-17］表明,川西地区栖霞组鞍状白云石常见于条带状构造裂隙内及溶孔内,显微镜下多见曲面他形粗晶。曲面他形具波状消光的岩石学特征及δ13C未见负偏且与二叠纪海水相近的地化特征指示非大气淡水成因,结合δ18O明显偏负与Eu正异常的特征,推测白云石化流体为峨眉山玄武岩喷发过程中沿断裂体系运移的溶有碳酸盐的热液,这些流体穿过了下伏硅酸盐地层,使其87Sr/86Sr值明显高于同期海水,因此认为鞍状白云石应为峨眉山玄武岩喷发过程中热液成因的白云石;而脉体充填白云石分布于岩石裂隙内,晶体呈半自形—他形,阴极发光稍亮,δ13C值基本在二叠纪海水范围内,δ18O偏负,Ce负异常,Eu非正异常,说明白云石化流体非热液流体,该类白云石可能为埋藏期孔隙囚禁卤水沿裂隙形成,δ18O偏负应为埋藏条件温度效应的反映。

4 白云石化作用对储层的影响

白云石化作用是白云岩储层形成的关键因素,无论是栖霞组还是茅口组,四川盆地中二叠统储层均主要发育在白云岩中,说明白云石化作用对储层形成具有明显影响。西北乡剖面和矿2井栖霞组内白云岩储层发育情况可证明,白云石化作用的确可以使原始非储层转变为储层。川西地区栖霞组白云石化作用对储层的影响包括4个方面：①白云石化作用控制晶间孔的形成;②白云石化过程的伴生溶蚀作用;③白云石化使岩石更抗压实压溶;④构造热液白云石化对储层的改造。川西地区栖霞组白云岩储层演化如图9所示。

图9 川西地区栖霞组白云岩储层演化示意图Fig.9 Diagram demonstrating evolution of Qixia Formation dolomite reservoir in western Sichuan

4.1 白云石化作用控制晶间孔的形成

根据文献［39］～［45］可将白云石化作用对孔隙的增减机理归为3种机制：

2CaCO3+Mg2+→CaMg(CO3)2+Ca2+

(1)

体积减少13%,形成孔隙;

(2)

体积增加75%,极大程度地减孔;

(3)

岩石孔隙体积变化和岩石孔隙度受到的影响均较小。

通过将川西地区栖霞组白云岩与灰岩的物性特征进行对比,发现孔渗性能不好的灰岩,经过白云石化后孔渗性能得到改善;结合显微镜下薄片的观察,发现研究区栖霞组白云岩多发育粒间孔、晶间孔、溶孔以及溶缝。因此研究区的白云石化作用总体上应该是一个增孔的过程。

4.2 白云石化过程的伴生溶蚀作用

J.Warren［1］认为白云石化过程包括了结构组成的改变及孔隙流体演化的反应,并在这个过程中形成了交代和胶结产物。而在白云石化过程晚期,当白云石的沉淀速率低于方解石的溶蚀速度,便可形成一定的孔隙［43］。而岩石经过白云石化后,成分的非均质性增强导致选择性溶蚀更易发生［46］。杨俊杰等［47］认为随着埋藏深度的增加,白云岩将比灰岩更易溶解,因此在深埋藏条件下,白云岩储层储集性更加优良。

白云石化过程中白云石化流体自身造成的溶蚀非常重要。正如张学丰等［46］所说,白云石化是一个反复溶蚀-沉淀的过程,这个过程伴随着方解石或文石的溶解,只要有合适的流体通道和充足的 Mg2+,就会不断发生白云石化。在浅埋藏阶段,研究区栖霞组中有机质处于未成熟—半成熟阶段;而在埋藏后期,有机质成熟,逐步释放出CO2、有机酸等腐蚀性物质,与地层水作用后,生成的腐蚀性流体沿储集空间流动并溶蚀储集层,形成溶蚀孔洞、孔缝,使相邻储集空间相互连通,提高储集层的物性。

4.3 白云石化对储层孔隙的保存作用

白云石化作用对储层的影响还体现在孔隙保存方面,早期白云石化增强了地层的抗压能力,起到保存孔隙的作用。

研究区残余结构白云岩中粒间孔发育在残余颗粒周边,为继承性孔隙。滩间微相发育的结晶白云岩,若晶体大小一致,则可发育较好的孔隙;若形成不等粒结晶白云岩,则孔隙体积会减小,甚至不发育孔隙。对比研究区栖霞组白云岩与灰岩现今孔隙度差异,整体来说川西地区灰岩储层的物性比白云岩要差,可见白云石化对孔隙的保存是有意义的。

4.4 构造热液白云石化对储层的改造

据王春梅［48］研究,东吴运动时期栖霞组埋藏深度仅400 ～600 m,而实验得出的包裹体均一温度竟高达 243℃,这并非仅埋藏条件下能够达到的程度。此外,据黄思静等［49］、朱传庆等［50］的研究表明,峨眉山玄武岩喷发事件发生于中二叠世末,其造成川西地区古热流值急剧升高;而此时栖霞组沉积处于浅埋藏环境,深度不足500 m,岩石尚未完全压实,具有一定的孔隙,孔隙中可能存有改变不大的海水或卤水。峨眉山玄武岩喷发事件造成地壳隆升,局部地层升温,同时伴随有活跃的构造断裂运动,这些运动为深部热液的上涌提供了良好通道［9］。当深部热液进入碳酸盐岩地层中,会打破原始地层孔隙水与围岩之间的化学平衡,并发生溶蚀、交代或沉淀作用,改变原有储层的孔隙结构同时改变储层的储集性能［23］。研究区热液对储层的改造主要表现为热液溶蚀和充填作用。

a.热液溶蚀作用：来自盆地深部的热液流体,可携带大量CO2和H2S等酸性气体［50］,当其作用于碳酸盐岩地层时,可对其进行溶蚀改造;同时随着温度、压力以及流体性质改变,流体在饱和状态下便会发生沉淀,析出热液矿物,栖霞组白云岩溶蚀孔洞内充填石英、萤石、黄铁矿和鞍状白云石等热液矿物组合,便是热液活动及其溶蚀作用的佐证。热液溶蚀对栖霞组白云岩进行改造,为油气充注奠定了基础,对储层起到了建设性作用。

b.充填作用：热液流体进入栖霞组碳酸盐岩地层中,并沿裂隙充填形成鞍状白云石。峨眉山大火成岩省内带和中带的构造运动更加强烈,热液流体更易沿裂缝上涌进入栖霞组碳酸盐岩地层中,这些热液流体同样可以沿裂隙等充填形成脉体充填白云石。此外,较高温度的流体会造成原有白云石重结晶或过度生长,白云石晶粒变粗,进一步破坏储层物性,对储层是一种破坏性作用。

5 结论

a.川西中二叠统栖霞组有利的白云岩储集岩类主要为残余结构白云岩和结晶白云岩。通过薄片及岩心观察,残余结构白云岩晶体较自形,为细—中晶,具残余结构,阴极发光下总体发暗红光,晶体边缘呈明亮红光;结晶白云岩具不等粒晶粒结构,粉—中晶为主,自形程度较好,具有雾心亮边结构,阴极发光下晶体中心发暗红光,边缘发明亮的桔红光。储集空间类型以粒间孔、晶间孔、溶孔、溶缝为主。白云岩储层平均孔隙度为1.64%,平均渗透率为2.35×10-3μm2,物性优于灰岩,总体以低孔、低渗为主,局部发育低孔-高渗型储层。

b.研究区栖霞组白云岩储层主要是埋藏白云石化作用的结果,残余结构白云岩和结晶白云岩为埋藏白云石化作用的产物。这两类白云岩形成于流体性质与栖霞组正常海水相近或盐度稍高、埋藏较浅的环境,在后期受到热事件的影响。

c.研究区白云石化作用为优质储层的发育构建了良好条件,保证了后期油气的充注与保存。但不同种类的白云石化作用对储层产生的影响也可能截然相反,如早期发生埋藏白云石化作用对白云岩储层有建设性作用,发育大量晶间孔,有利于储渗空间的形成,使其早期就具有相对较好的物性特征。随着白云石化流体的持续供给,许多白云石开始形成次生加大边或向半自形转变,晶间孔逐渐缩小,孔隙度逐步变差。后期峨眉山玄武岩喷发事件影响下发生的热液白云石化作用再次对储层进行破坏性作用,形成的鞍状白云石或脉体充填白云石占据储层部分孔缝,使孔渗条件变差。