通化盆地中生界露頭沉積相及儲層特征研究

陳延哲

中國石化東北油氣分公司勘探開發研究院，吉林 長春 130062

0 引言

通化盆地位于吉林省東南部山區，是一個上疊于中朝地臺上，且在前中生代基底之上發育的中生代斷陷盆地（圖1) ，南起通化縣大泉源鄉，北至柳河縣三源蒲，西起遼寧旺清門，東止通化市區，總面積大于1 400 km2[1]。通化盆地形成于中侏羅世至晚白堊世，中生代經歷了印支運動和燕山運動，受太平洋向歐亞大陸俯沖的影響，通化盆地受北東向控盆斷裂控制，為不對稱向斜盆地,主要延伸方向為北東向[1-6]。

前人已完成部分地區的地質詳查、重磁等基礎地質工作[1]，在沉積相特征、儲層特征及成巖作用等相關方面資料甚少。本文對通化盆地中生界露頭巖石特征組合，野外樣品薄片及掃描電鏡等方面資料進行沉積相和儲層相關研究,為后續研究此地區中生代陸相成油盆地分析及油氣勘探提供依據。

1 區域地質概述

從傳統的大地構造觀點看，研究區古生代至早三疊世屬于中朝板塊（中朝準地臺）北部膠遼臺隆東段。通化盆地研究資料較少，中生代地層劃分意見不統一（圖2），但盆地基底地層意見較為統一，巖性為古元古代集安群及老嶺群為兩套不同類型的變質巖系[3,4]，關于中生代地層劃分方案，筆者根據中國石油吉林油田公司勘探開發研究院“吉林中南部中生代巖相古地理研究”2012年關于通化盆地地層劃分成果，認為通化盆地中生代發育中侏羅統侯家屯組，下白堊統果松組、鷹嘴砬子組、林子頭組、亨通山組、三棵榆樹組（表1）。

圖 1 通化盆地區域位置圖Fig. 1 Regional location of Tonghua basin

表 1 通化盆地地層簡表Table 1 Stratigraphy of Tonghua Basin

通化盆地中生代地層中的鷹嘴砬子組、林子頭組、亨通山組發育厚層泥頁巖和油頁巖（圖2i），在林子頭組杏仁狀氣孔玄武巖里有油膜充注，林子頭組和亨通山組砂巖中夾瀝青（圖2g），從一定程度上表明該地區具有一定勘探潛力，可能成為松遼盆地外圍一個重要勘探區塊。

通化盆地經歷四期沉積構造充填階段，Ⅰ期為在老基底的混合花崗巖之上發育的中侏羅統侯家屯組；Ⅱ期為在侏羅系盆地基礎上發育的下白堊統的果松組和鷹嘴砬子組；Ⅲ期為林子頭組和亨通山組，Ⅱ期和Ⅲ期構成了兩套噴發-沉積旋回式演化階段；Ⅳ期為三棵榆樹組構成的火山巖地層[1-2]。

2 中生代沉積相特征研究

研究區中生代時間跨越幅度大，構造古地貌變化也較大，通過對野外典型地質剖面的詳細觀察、分析和研究，并結合區域構造沉積背景[4-10]，對研究區的沉積相標志，沉積巖的顏色、類型、結構特征、沉積構造、古生物化石等分析研究，認為通化盆地中生代主要發育沖積扇、湖泊、辮狀河三角洲、扇三角洲等幾種沉積相類型(表2)。

圖 2 通化盆地野外露頭沉積相特征Fig.2 Characteristics of outcrops and sediments facies of Tonghua basin

2.1 沖積扇相

研究區的沖積扇相在侯家屯組早期階段較為發育，為快速堆積形成的粗碎屑沉積，侯家屯組細分可分為礫巖段和粉砂巖段。

2.1.1 扇根亞相

侯家屯組礫巖段底部發育沖積扇扇根，主要表現為泥石流沉積，巖性為紫色、雜色礫巖、砂礫巖和紫紅色泥巖，局部見有巨礫，礫徑可達20～30cm，且礫石分選差，磨圓較差、次棱角狀、泥質膠結、雜亂堆積。礫石成分為混合巖、石灰巖、紫色粉砂巖千枚巖、石英正長斑巖、脈石英、綠泥片巖、細晶巖等。

表 2 通化盆地中生代沉積相類型劃分Table 2 The Mesozoic sedimentary facies types division of Tonghua basin

2.1.2 扇中亞相

扇中亞相主要發育辮狀河道(圖2a)，主要沉積物為紫色、雜色礫巖、砂礫巖、砂巖組成，分選磨圓較好，礫石多呈疊瓦狀排列，砂巖中多發育平行層理和交錯層理(圖2b)，河道沖刷-充填構造較為發育。

2.1.3 扇端亞相

扇端由含礫砂巖、砂巖、泥質粉砂巖、粉砂質泥巖、泥巖等組成(圖2a)。在侯家屯組粉砂巖段會發育沖積扇扇端亞相，通常發育平行層理、交錯層理、水平層理、沖刷-充填構造。

2.2 扇三角洲相

扇三角洲是指山區沖積扇直接入湖形成的三角洲沉積[10]。通化盆地侯家屯組、林子頭組、鷹嘴砬子組發育扇三角洲相。本區所見扇三角洲可進一步區分為扇三角洲平原和扇三角洲前緣亞相（圖3a）。

2.2.1 扇三角洲平原亞相

巖性以礫巖、含礫粗砂巖、粗砂巖為主，夾薄層泥巖及粉砂巖。據其特征，可進一步劃分為分流河道和河道間 2個微相，主要為泥質膠結的礫巖、砂礫巖、砂巖沉積，分選差，磨圓次棱角狀。

分流河道: 根據野外露頭觀測，其巖石主要以雜色砂礫巖、砂巖為主，礫石呈次棱角狀-次圓狀，成分成熟度較低，垂向上表現為正旋回，常發育大型槽狀交錯層理、平行層理，表明沉積過程中物源供給充足和水動力條件穩定。

分流河道間: 沉積物主要為粉砂和泥，發育水平層理，為水道之間沉積細碎屑物質。

2.2.2 扇三角洲前緣亞相

巖性以細礫巖、含礫砂巖、砂巖、粉砂巖為主，在沉積特征上與濱—淺湖亞相相似。根據野外實地觀察，在本區主要識別出水下分流河道、水下分流河道間、河口壩3 個微相。

水下分流河道：巖性由雜色、淺灰色砂礫巖，含礫粗砂巖、中細砂巖和粉砂巖等組成。巖石顆粒分選較差，多為次棱角狀，并發育平行層理、塊狀層理，局部發育楔狀交錯層理和板狀交錯層理。旋回底部均發育沖刷面，垂向上表現為正粒序。

水下分流河道間：主要發育塊狀泥質粉砂巖、粉砂質泥巖、泥巖，與水下分流河道共生，見弱變形層理、波紋層理、平行層理、含植物莖干化石和炭屑。

河口壩：以細-粗砂巖沉積為主，垂向上表現為逆粒序。

圖 3 沉積柱狀圖Fig.3 The sedimentary column

2.2.3 前扇三角洲亞相

巖性主要為暗色泥巖，夾薄層粉砂巖，具有淺湖特點，當大氣環境表現為氧化環境時，如中侏羅統時期，沉積的主要巖性為紫色、紫紅色泥巖。

2.3 辮狀河三角洲

辮狀河三角洲是辮狀水流進入穩定水體形成的粗碎屑三角洲，通化盆地在早白堊世發育辮狀河三角洲沉積環境（圖3b），本區可進一步區分為辮狀河三角洲平原亞相和辮狀河三角洲前緣亞相。

2.3.1 辮狀河三角洲平原

辮狀河道沉積主要是以雜色砂礫巖(圖2d)、礫巖組成，分選較差，不穩定礦物含量較多，底部發育充填構造，常發育大型板狀和槽狀交錯層理、平行層理。

2.3.2 辮狀河三角洲前緣

根據野外露頭觀察，本區主要識別出水下分流河道、水下分流間灣兩個微相。

水下分流河道：主要由砂巖、含礫砂巖、礫巖組成，沉積物較粗，發育正粒序，發育平行層理、槽狀交錯層理(圖2e)。

水下分流間灣：巖性主要為暗色泥巖、含粉砂泥巖及含泥粉砂巖，發育水平層理（圖2e）。

2.4 湖泊相

湖泊相在通化盆地亨通山組，林子頭組，鷹嘴砬子組，侯家屯組較為發育，湖泊相進一步劃分為濱湖亞相、淺湖亞相和半深湖-深湖亞相（圖3b）。

2.4.1 濱淺湖亞相

濱淺湖亞相巖性主要由灰綠色、灰色粉砂巖及砂巖，深灰色粉砂質泥巖、泥巖組成，成熟度中等，分選、磨圓較好。含豐富的動植物化石，發育波狀層理、韻律層理、斜層理、流水交錯層理和波痕；侯家屯組淺湖偶見泥灰巖(圖2f )。

2.4.2 半深湖—深湖亞相

巖性以富含有機質的暗色泥巖、頁巖或粉砂質泥巖、頁巖為主，鷹嘴砬子組、林子頭組、亨通山組發育油頁巖（圖2g），層理發育，主要為水平層理和細水平紋層。含有真骨魚類（圖2h）、雙殼類、腹足類等化石。

3 儲層特征研究

3.1 儲層巖石學特征

通過野外露頭、鑄體薄片、掃描電鏡等分析確定侯家屯組、鷹嘴砬子組、林子頭組、亨通山組的儲集性能較好[11]。中侏羅統侯家屯組儲層為扇三角洲相的含礫長石砂巖、長石巖屑砂巖，顆粒支撐，顆粒以點-線接觸為主，粒間孔隙的填隙物基本被溶蝕掉，部分顆粒被溶蝕，孔隙發育，連通性很好。石英以脈石英，火山巖石英為主，長石類型以正長石，斜長石，微斜長石為主。下白堊統鷹嘴砬子組儲層為濁積扇相的長石巖屑雜砂巖、長石石英雜砂巖、粉砂巖，雜基支撐為主，顆粒支撐為輔，顆粒接觸類型為漂浮狀-線接觸，基底式-空隙式膠結，長石類型以斜長石和微斜長石為主，巖屑類型為沉積巖和火山巖。下白堊統林子頭組儲層為灰褐色氣孔狀玄武巖，分布較廣泛，氣孔約2.5 mm，同樣充填了大量的瀝青，該層上部則為大氣孔狀玄武巖，杏仁狀玄武巖，杏仁組成為瑪瑙質，頂部為球泡流紋巖，球泡內充填瀝青。下白堊統亨通山組儲層為三角洲相的中-細粒長石巖屑砂巖為主，巖屑含量高。通化盆地是在老基底基礎上發育的沉積盆地，同時又受到火山活動影響，部分地層巖屑含量較高，同時凝灰質含量也較高，從而導致孔隙度降低，巖石較致密。由于該盆地是在老變質巖基底基礎上發育的斷陷盆地，同時伴有強烈的火山活動，因此巖屑類型多種多樣，其中沉積巖巖屑主要為泥頁巖、云母、燧石；巖漿巖巖屑主要為粗面巖、玄武巖、安山巖、流紋巖、凝灰巖；變質巖巖屑主要有變質石英巖、脈石英、片巖、千枚巖。

3.2 儲層物性特征

通化盆地內侯家屯組、林字頭組、鷹嘴砬子組、亨通山組都具備儲集條件，主要巖性為凝灰質砂巖、砂礫巖、砂巖、粉砂巖，另有玄武巖、流紋巖、安山巖[1]，可以當做儲層的地層多，同時沉積類型多，沉積相帶在橫向和縱向上相變劇烈，砂巖儲層物性變化較大，總體來說碎屑巖樣品孔隙度平均值變化于0.3%～18.0%之間，平均基質滲透率變化于（0.017～0.8）×10-3μm2之間，為低孔、特低孔特低滲儲層。

3.3 儲層孔隙特征

根據薄片觀察分析及掃描電鏡觀察顯示，依據孔隙的成因和分布，并結合形態和結構，認為通化盆地侯家屯組、亨通山組和鷹嘴砬子組儲層性能較好?？紫额愋桶热芸住⒘ｉg孔隙、粒間次生溶蝕孔、粒內溶蝕孔等。

3.3.1 粒內溶孔

鑄體薄片下觀察，粒內溶孔在須家河組砂巖中普遍可見，但發育程度中等，部分砂巖中的粒內溶孔發育較好，主要由長石、巖屑不同程度溶蝕形成（圖 4f）。

3.3.2 殘余粒間孔

此類主要是指顆粒間孔隙被自生粘土礦物，如高嶺石、蒙脫石、伊利石及次生石英等充填后剩余的孔隙部分。形態常呈三角狀、多角狀，連通性較好（圖4a）。

3.3.3 粒間溶孔

粒間溶孔是主要的儲集空間類型之一，分布廣泛，在侯家屯組較為發育。偏光顯微鏡下常見粒間孔隙被溶蝕，甚至被全部溶蝕，空隙發育，連通性很好；溶孔呈不規則網格狀、蜂窩狀或條狀（圖4c）。

3.3.4 晶間孔和微裂隙

研究區晶間孔較為發育，主要為高嶺石、伊利石晶間孔（圖4d）。部分野外樣品發育裂縫，從裂縫與顆粒的關系上來看，裂縫形成于后期，沿裂縫石英等顆粒有被溶蝕的現象，主要有水平縫、斜交縫兩種類型的構造縫，后期大部分被次生礦物充填或半充填。

4 成巖作用特征

4.1 破壞性成巖作用

4.1.1 壓實作用

經過鏡下薄片和掃描電鏡觀察認為，砂巖儲層的壓實作用受巖性、膠結作用和埋深的影響。雜基、塑性礦物顆粒及巖屑含量低的樣品，由于綠泥石等膠結物大量形成的緣故，支撐起上覆地層的壓力，壓實作用相對較弱。相反，由于塑性巖屑和礦物顆粒及雜基含量較高的部位，壓實作用較強，巖性就較為致密。 由于儲層上覆地層厚度較小，同時綠泥石等抗壓實作用，研究區的儲層受到的壓實作用相對較弱，極少見壓溶現象。較好的儲層往往都結構較為疏松。

4.1.2 膠結作用

據薄片、掃描電鏡等對研究區砂巖儲層的觀察顯示，本地區膠結作用主要有粘土礦物膠結，其次為碳酸鹽（圖4f、i）、長石次生加大（圖4a、）、石英次生加大膠結（圖4c），其中粘土礦物膠結物主要為伊利石、伊/蒙混層、綠泥石、高嶺石等；碳酸鹽膠結物為方解石和白云石。

石英次生加大膠結和長石次生加大級別不一，大多數為寬窄不一和分布不均勻和不連續的I～III級加大，石英次生加大的作用常與長石的溶解作用，以及高嶺石的沉淀現象共存，石英次生加大現象體現了成巖作用的酸性環境，石英的Ⅲ級加大現象和長石加大現象表明，部分儲層的成巖作用已達中成巖作用B、C期（圖4c）。伊利石膠結主要呈針狀、絲絮狀、膜狀分布在粒表面（圖4d）；伊/蒙混層膠結物呈絲絮狀的形式附著在巖石結構較疏松的顆粒表面或充填于孔隙中（圖4c）；高嶺石以集合體形式充填于碎屑顆粒間（圖4g）；方解石和白云石主要是以泥晶、微晶或者集合體的形式充填于碎屑顆粒間（圖4f、圖4i）；粘土礦物特別是伊利石和伊/蒙混層占據了一定的粒間孔隙，從一定程度降低了儲集砂體的儲集性能，但它們又往往是長石、雜基等物質溶蝕作用的結果，是溶蝕形成的產物。

4.2 建設性成巖作用

4.2.1 溶蝕作用

研究區內儲集砂巖的溶蝕作用主要表現為粘土雜基、長石顆粒和巖屑顆粒的溶蝕（圖4b），甚至石英顆粒表面亦有弱溶蝕作用。溶蝕作用對儲層貢獻很大，幾乎所有較好的儲層都經歷了明顯的溶蝕作用，現今的儲集空間主要為次生溶蝕孔，不但形成大量的粒間溶蝕孔和粒內溶蝕孔，另一方面，溶蝕作用也增強了孔隙間的連通性。產生溶蝕作用的原因可能主要是有機質在埋藏過程中所形成的富含有機酸和碳酸的熱液對不穩定組分進行溶解作用所致，粘土礦物脫水對溶蝕作用的進行有重要促進作用。

4.2.2 破裂作用

破裂作用在研究區的砂巖儲層中較為常見，包括壓裂縫和構造破裂縫。微裂縫往往進一步發育成裂溶縫，從而形成裂縫改造的孔隙型儲層。裂縫對改善砂巖儲層的孔滲性有重要貢獻，它往往溝通了粒間與粒內溶孔，使溶蝕作用在破裂作用的促使下向更有利的孔滲方向發展。研究區內的儲層常發育有裂縫（圖4d），這種普遍的破裂現象可能與區域構造應力場有關。

5 結論

（1）通化盆地經歷了四期沉積構造充填階段，為火山作用和沉積作用共同作用的結果，通過野外露頭巖性組合剖面等資料的分析，沉積相帶在橫向及縱向上相變劇烈，主要發育沖積扇-辮狀河三角洲-湖泊和扇三角洲-湖泊沉積體系。

（2）通化盆地儲層巖性主要為細粒-粗粒長石巖屑砂巖和果松組氣孔狀、杏仁狀玄武巖，碎屑巖儲層為低孔、特低孔特低滲儲層，儲集空間以粒內溶孔、殘余粒間孔、粒間溶孔為主，其次是晶間孔和微裂隙，微裂縫在改善儲層上有一定貢獻作用。

（3）通化盆地中生代地層經歷了壓實、膠結、溶蝕和破裂等主要成巖作用，破壞性成巖作有壓實作用和膠結作用，是導致儲層致密化的主要原因，建設性成巖作用的溶蝕作用和破裂作用是形成優質儲層的關鍵因素。

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