四川盆地震旦系燈影組儲層特征及成因

王文之， 楊躍明， 張璽華， 鄒定永， 馬松華， 孫奕婷， 彭瀚霖

( 1. 中國石油西南油氣田分公司 勘探開發研究院，四川 成都　610051；　2. 四川路橋礦業投資開發有限公司，四川 成都　610093 )

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四川盆地震旦系燈影組儲層特征及成因

王文之1， 楊躍明1， 張璽華1， 鄒定永1， 馬松華2， 孫奕婷1， 彭瀚霖1

( 1. 中國石油西南油氣田分公司 勘探開發研究院，四川 成都610051；2. 四川路橋礦業投資開發有限公司，四川 成都610093 )

為明確四川盆地震旦系燈影組的儲層特征及成因，以鉆井巖心、薄片觀察、掃描電鏡和碳氧穩定同位素分析等資料為基礎，分析研究區儲層的儲集空間類型及儲層特征、成因。結果表明：燈影組儲集巖類以凝塊狀云巖、砂屑云巖為主，儲集空間以次生孔隙、溶蝕孔洞為特征；沉積相是儲層的物質基礎，藻丘和顆粒灘亞相控制儲層在平面上的分布范圍和規模；溶蝕是儲層形成的關鍵，同生期溶蝕增加儲層的比表面積，為后期巖溶提供有利的物性條件；表生期溶蝕控制優質儲層在縱向上的分布，主要分布在距離不整合面100 m以內；埋藏期溶蝕對儲層總孔隙度改變不大，但使前期較分散的儲層趨于富集。早期裂縫(第一～三期)為各期流體及烴類充注提供導引作用，晚期裂縫(第四～五期)改善燈影組儲層的滲透能力。該結果對研究區氣田的勘探和開發具有參考意義。

震旦系； 微生物； 碳酸鹽巖； 燈影組； 儲層特征； 儲層成因

0　引言

四川盆地震旦系燈影組是一套地層巨厚、藍藻菌特別發育的含油氣白云巖地層[1-2]，厚度為800～1 000 m，廣泛分布于整個上揚子地區，屬于典型的富含微生物巖地層。2011年，高石1井震旦系燈影組獲得日產超102.15×104m3工業氣流，使燈影組再次成為四川盆地油氣勘探的熱點層系，儲層特征及成因是研究難點。在經過5億多年的成巖改造后，燈影組巖性也變得特別復雜而難以識別，儲層非均質性強。斯春松等[3]認為燈影組儲集巖性主要與藻白云巖有關，儲層主要受沉積相帶、白云石化作用、溶蝕作用、成巖作用和構造作用的控制；周正等[4]認為燈影組主要儲集巖類為白云巖和角礫巖，沉積相對儲層物性起宏觀控制作用，成巖作用對燈影組起決定性作用；宋金民等[5]認為燈影組優質儲層受控于風化殼喀斯特作用、有機酸溶蝕作用和熱液作用。

由于震旦系燈影組時代古老、演化程度高、成巖作用復雜等[6]，人們對燈影組的儲層成因及主控因素的認識存在較大差異。根據燈影組大量的巖心、薄片、物性、地震資料，以沉積學、儲層地質學理論為指導，筆者采用地球化學分析、儲層特征研究、地震反演等方法，探討隱生宙富含微生物巖地層優質儲層的形成機制，為研究區油氣勘探提供參考依據。

1　地質概況

安岳氣田位于四川盆地川中古隆平緩構造區的威遠至龍女寺構造群，屬于川中古隆平緩構造區向川東南高陡構造區的過渡地帶(見圖1)。根據巖性組合、測井曲線電性特征，自上而下將燈影組分為四段，燈影組四段(燈四段)厚度為260～350 m，富含砂屑白云巖及藻白云巖，見硅質條帶，少含菌藻類及疊層石，偶含膠磷礦；燈影組三段(燈三段)厚度為50～100 m，為一套混積巖，常見砂巖、泥巖，夾白云巖、凝灰巖等；燈影組二段(燈二段)厚度為440～520 m，上部為微晶白云巖，含少量菌藻類，下部發育葡萄花邊構造藻白云巖；燈影組一段(燈一段)厚度為20～70 m，含泥質泥—粉晶白云巖和少量菌藻類白云巖，局部含膏鹽巖。

燈影組沉積后，經過復雜的構造演化，經歷七次構造運動、十余次升降。構造演化可分為四個階段，即寒武紀—志留紀的埋藏階段、泥盆紀—石炭紀的抬升剝蝕階段、二疊紀—晚侏羅世的埋藏階段、晚第三紀至現今的大幅度抬升階段[7-8]，構造運動形成的裂縫成為后期成巖流體及油氣運移的主要通道。

圖1　四川盆地構造分區、燈影組巖性特征及研究區位置

2　儲層基本特征

2.1儲集巖石類型

四川盆地震旦系燈影組碳酸鹽巖復雜多樣，大體可分為晶粒云巖、顆粒云巖和藻云巖三類，其中晶粒云巖可細分為泥晶云巖和粉晶云巖；顆粒云巖可細分為粒屑云巖、砂屑云巖和凝塊狀云巖；藻云巖可細分為層紋狀云巖、疊層狀云巖、泡沫狀云巖、藻團塊云巖和核形石云巖等。根據巖心、鑄體薄片、物性、測井等資料，燈影組儲集巖石類型主要以凝塊狀云巖和砂屑云巖為主。

2.2儲集空間類型及特征

燈影組儲集空間類型多樣，既有受組構控制的粒間溶孔、粒內溶孔和晶間溶孔等，又有不受組構控制的溶洞和構造裂縫。根據儲集空間成因、形態、大小及分布位置，可劃分為孔隙、洞穴和裂縫三類(見表1)。

表1　高石梯地區燈影組儲集空間類型

2.2.1殘余粒間孔和粒間溶孔

顆粒巖原始堆積后，顆粒間因顆粒本身支撐而形成原生孔隙；當粒間膠結物不發育或含量極少時，粒間孔隙得以保存，形成殘余粒間孔。由于受酸性流體溶蝕或大氣淡水淋濾的影響，顆粒間膠結物或部分顆粒被多期改造擴大而形成粒間溶孔，粒間溶孔只是對原生粒間孔的保持或擴大。這些孔隙在鏡下也可見到被溶蝕膠結物，甚至部分溶蝕顆粒，形成粒間溶孔(見圖2(a-b))。孔隙邊部普遍發育一層瀝青膜，表明在地質歷史時期該類孔隙因油氣充注而得以保存，是砂屑云巖最主要的儲集空間。

圖2　研究區燈四段主要巖石類型及特征Fig.2 Main rock types and characteristics of the forth section of Dengying formation in study area

2.2.2晶間孔和晶間溶孔

主要發育于重結晶強烈、原巖組構遭到深部熱液嚴重破壞的顆粒云巖，即原巖發生新生變形作用，使原有的泥晶被溶蝕，殘余的泥晶形成粉晶，而中—深埋藏條件下的細晶、粗晶膠結物幾乎不被溶蝕。這些殘余晶粒間常形成孔隙，多呈不規則三角狀，部分發生溶蝕而形成晶間溶孔(見圖2(c))，是燈四下亞段常見的儲集空間類型之一。

2.2.3粒內溶孔

主要發育于藻砂屑云巖和砂屑云巖，為選擇性溶解藻砂屑或砂屑形成的孔隙(見圖2(d))，當顆粒的外部輪廓保存較好時，也稱為鑄模孔。燈四段粒內溶孔一般直徑較小，本身連通性較差，需要有后期裂縫或溶擴殘余粒間孔與外界連通。由于燈四段藻丘的建造速度快，極易暴露在海平面上[9]，丘蓋和丘翼中發育的顆粒灘體受大氣淡水選擇性溶蝕的影響而發育粒內溶孔或鑄模孔，為同生期—準同生期溶蝕孔隙。

2.2.4格架洞

主要發育于疊層狀云巖、凝塊狀云巖和層紋狀云巖，可分為兩類：一類是在藻的粘結、障積生長過程中，經過粘結、纏繞生長搭架而形成格架孔后，被白云石、石英及瀝青半充填后的殘余孔隙空間(見圖2(e))；另一類是藻絲體腐爛后形成的窗格孔洞，未被后期膠結充填物全充填。雖然后期表生溶蝕及多期埋藏溶蝕的疊合改造形成擴溶孔，但并不改變受格架組構選擇的特征。該類孔隙的最初形成受沉積作用控制。

2.2.5溶洞

燈影組沉積后經歷漫長的成巖改造，發育不同成因且各具特色的溶蝕孔洞。平面上，溶蝕孔洞分布不均勻，且以小洞為主；縱向上，溶蝕孔洞層可達侵蝕面(桐灣Ⅱ幕)以下300 m。燈四段溶洞以中、小溶洞為主，大溶洞發育較少，主要為洞徑在2～5 mm之間的小溶洞。溶洞多呈層狀分布或沿裂縫、溶縫呈串珠狀分布，也有圍繞巖溶角礫分布，形態有扁圓形、橢圓形、條帶狀、水滴形、裂隙形及不規則形狀；主要分為格架間溶洞、層狀分布的同生期—早成巖期溶洞、風化殼巖溶成因溶洞，以及多期構造破裂和埋藏溶蝕成因溶洞等。根據高石梯—磨溪地區巖心統計結果，燈四段巖心溶洞發育以小洞為主，所占比例為79%；中洞所占比例為15%；大洞所占比例為6%。

2.2.6裂縫

研究區處于川中古隆中斜平緩構造帶，受到構造擠壓作用的影響相對較弱，由于燈影組沉積后經歷多期的構造運動，導致裂縫充分發育。裂縫類型可分為構造裂縫和次生裂縫兩類。燈四段巖心統計表明：縫密度平均為1.50～7.51條/m，發育程度總體較高，構造裂縫斷面一般比較平直，多以高角度縫出現；次生裂縫一般經過淡水或地下水的溶蝕，縫壁不平直且呈港灣狀，甚至有溶孔串接，但溶縫普遍被瀝青或白云石半充填，對儲層滲流有一定的貢獻。特別是晚期未被充填或半充填的構造裂縫對儲層的滲流能力貢獻較大(見表2)。

表2　研究區燈四段儲層裂縫分類及特征

圖3　研究區燈四段孔隙度—滲透率相關分析散點圖

Fig.3 Correlation analysis of porosity and permeability of the forth section of Dengying formation in study area

根據裂縫充填特征及相互切割關系，將裂縫發育階段劃分為五期：第一期裂縫發生在早成巖階段，破裂作用相對較弱，數量少，多數被擴溶，裂縫邊緣多為港灣狀，且充填瀝青及滲流粉砂等，往往被后期裂縫切割；第二、三期裂縫發育在液態烴充注前，數量較多，相互切割裂縫中有瀝青充填(見圖2(f))；第四期裂縫發生于晚成巖晚期氣態烴階段，裂縫幾乎未被充填，切割早期裂縫；第五期裂縫切割前四期裂縫，并切割晚期瀝青，鏡下較常見(見圖2(g))。同時，第一期裂縫幾乎全部充填白云石、瀝青或滲流粉沙，對儲集空間沒有貢獻；第二、三期裂縫較多，且多為瀝青充填，對古油藏的運聚形成有重要意義；第四、五期裂縫幾乎未被充填(見圖2(h))，對氣藏形成及儲層的滲流能力有重要作用(見圖3)。

3　儲層成因

3.1沉積作用

在區域地質資料研究[10-16]的基礎上，結合高石梯—磨溪地區巖心、薄片資料，可確定燈影組為淺水型局限臺地相的沉積特征，進一步細分為藻丘、顆粒灘、臺坪、潟湖4個亞相(見表3)，其中藻丘和顆粒灘亞相最為有利。根據高石梯—磨溪地區燈影組不同巖石類型樣品孔隙度(見圖4)統計結果，顆粒灘亞相砂屑云巖和粉晶云巖的平均孔隙度分別為3.07%、0.94%，藻丘亞相疊層狀云巖和凝塊狀云巖的平均孔隙度分別為2.85%、3.45%，層紋狀云巖的平均孔隙度為1.72%。綜合高石梯—磨溪地區儲層發育的規模和物性，藻丘亞相的物性最好，顆粒灘亞相的次之(見圖5)。

表3　四川盆地燈影組沉積相類型

圖4　高石梯—磨溪地區燈影組不同巖石類型孔隙度分布頻率Fig.4 The porosity distribution frequency chart of different rock types of Dengying formation in Gaoshiti-Moxi area

圖5　研究區燈影組不同亞相平均孔隙度分布頻率Fig.5 Average porosity distribution frequency diagram of different subfacies of Dengying formation in study area

3.2成巖作用與孔隙演化

研究區燈影組儲層的致密化過程是認識優質儲層形成機理和發育規律的前提，也是揭示中國西部疊合盆地海相儲層演化過程和特征的有效途徑。

3.2.1同生—準同生階段

該階段的成巖作用以白云巖化作用為主，關于其成因有兩種代表性觀點。王士峰、曾允孚等[13-14]認為：當時地月距離近，潮汐作用強，發生廣泛海侵，并伴有火山噴發，使大氣中CO2急劇增高；同時使海水富含Mg、Si、P、Fe、Mn等元素，加之藻類繁殖旺盛，大量吸收CO2，促進潮汐地帶pH提高，而在高pH、高鹽度和高Mg/Ca值條件下，可以直接沉淀白云石。燈影組藻類生長結構保存很好，且泥晶結構也驗證這一點，說明在特殊的古氣候條件下，藍細菌產生的生物化學作用極有可能直接誘導白云石沉淀。雷懷彥、朱同興等[15-16]認為，燈影組白云石是準同生期交代成因的。黃擎宇、艾倫 I R等[17-18]提出低溫白云巖形成于潮上帶、薩布哈、回流區、海水，以及海水和大氣淡水混合流體的環境，處于地表或近地表的位置，其δ18OPDB一般比-2.5‰值更偏正。高溫白云巖是在埋藏期形成的，通常以多種相態出現，當以膠結物形式充填于裂縫、晶洞及粒間孔隙時，其δ18OPDB一般比-6.5‰值更偏負，在中間重疊區域既可能是高溫白云石，也可能是低溫白云石，需要根據其他資料才能確定。

研究區176塊致密泥晶云巖的全巖同位素分析統計發現，數據點分為三部分，其中低溫白云石占樣品總數的11.93%，高溫白云石占樣品總數的23.30%，重疊區白云石占樣品總數的64.77%；結合三峽地區燈影組泥晶灰巖的碳氧同位素分析結果[19]，認為燈影組的白云化是以準同生期交代成因為主，兼有原生白云石[18](見圖6)。

圖6　研究區泥晶白云石δ13CPDB和δ18OPDB同位素散點圖Fig.6 Isotope scatter plot of δ13CPDB and δ18OPDB of micritic dolomite in study area

由于受頻繁的漲、退潮影響，導致大氣淡水發生溶蝕作用，形成少量的粒內溶孔和粒間溶孔。研究區多口井的巖心、薄片觀察表明，在微觀方面，燈影組普遍具有暴露、干裂、選擇性溶蝕等特征(見圖7(a-c))；野外剖面及單井剖面觀察發現，層間巖溶十分發育(見圖7(d-e))。同生期選擇性溶蝕的孔隙占現今有效孔隙比例較小，但它在地質歷史時期對表生期流體的流向有重要作用，對增加儲層的比表面積、使后期流體與儲層充分接觸、提高巖溶效率等方面具有建設性成巖作用。

圖7　研究區燈影組成巖現象及特征Fig.7 Diagenetic phenomena and characteristics of Dengying formation in study area

3.2.2淺埋藏—表生階段

進入淺埋藏期，地層壓力逐漸增大，非穩定礦物向穩定礦物轉化，以壓實作用和重結晶作用為主[6,20-23]。燈影組沉積后，表生溶蝕作用在四川盆地乃至中上揚子區普遍存在，導致燈四段地層長期暴露在海平面上，接受大氣淡水溶解改造，形成大量溶蝕孔洞。在不同巖石類型的巖心上，孔洞也表現出一定的差異性，如分選性好的砂屑云巖以形成分布均勻的針孔為主，微生物巖特別是凝塊狀云巖以分布不均的中、小溶洞為主。在鏡下，常見滲流粉砂、淡水白云石和梭型石英充填孔隙。基巖微量元素特征中Na平均質量分數為48.40×10-6、 K平均質量分數為32.00×10-6、Mn平均質量分數為76.40×10-6、Fe平均質量分數為816.00×10-6、w(Sr)/w(Ba)為0.955；纖狀環邊白云石微量元素特征中Na平均質量分數為17.62×10-6、K平均質量分數為23.96×10-6、Mn平均質量分數為123.00×10-6、Fe平均質量分數為1 580.00×10-6、w(Sr)/w(Ba)為0.575。纖狀環邊白云石具有低w(Na)、w(K)、w(Sr)/w(Ba)和較高的w(Mn)、w(Fe)等特征，表明纖狀環邊膠結物是形成于低鹽度流體或處于一種開放環境的產物，與基巖存在一定的繼承性，在C和O同位素的散點圖中也表現出類似的特征(見圖8)。在相對開放的體系下，外界流體與儲層充分接觸后帶走大量物質，形成溶蝕孔洞。以高石梯—磨溪地區燈四段為例，表生溶蝕對燈四上亞段優質儲層有明顯的控制作用，說明優質儲層在距離侵蝕面100 m以內，區域上連續性好，厚度穩定(見圖9)。

圖8　研究區燈影組白云石膠結物δ13CPDB和δ18OPDB同位素散點圖

圖9　高石梯—磨溪地區燈四段儲層反演剖面Fig.9 Reservoir inversion profile of the forth section of Dengying formation in Gaoshiti-Moxi area

3.2.3中—深埋藏階段

經過表生期的巖溶作用后地層的孔隙度達到頂峰，為埋藏期膠結物(細—中晶白云石、粗晶白云石、鞍形白云石)的析出、TSR反應(硫酸鹽熱還原作用)及熱液流體的侵入提供寬松的空間[24-25]。通過對各期膠結物的C、O同位素分析，埋藏期流體性質與基巖、纖狀環邊白云石有明顯的區別，C和O同位素值強烈偏負(見圖8)，屬于一個封閉的體系。埋藏期流體類型豐富，常見有機酸性水、熱液改造儲層的現象(見圖7(e-g))。由于地層處于封閉的體系，物質無法被流體搬出體系外，儲層的總孔隙體積未有大的變化；但流體優化前期的儲層，使原本分散的儲層變得更相對集中，提高儲層的品質和規模。以高石梯—磨溪地區為例，根據巖心和薄片觀察結果，結合燈四段儲層反演剖面(見圖9)，燈四下亞段有效儲層受埋藏期溶蝕控制作用明顯，是距離侵蝕面100～300 m區間儲層發育的主控因素。與受表生期溶蝕控制的燈四上亞段儲層相比，燈四下亞段儲層區域連片性相對較差，厚度也不穩定，因此埋藏期溶蝕對燈四下亞段儲層具有一定的控制作用。

研究區燈影組儲層平均埋深超過5 000 m，屬于超深儲層。在經歷近5億年的成巖作用后，其殘余的粒間、粒內溶孔非常有限，加之成巖期流體期次多，多數有效孔隙被膠結物占據(見圖10)，殘余的基質孔欠發育。凝塊狀云巖主要是微生物與顆粒巖復合成的一種 “跨界”巖性，既具有顆粒組分，又具有微生物格架組構特征。在表生期溶蝕作用后，該類巖石易形成小尺度的孔洞，孔洞承受多期膠結物的充填，是震旦系燈影組儲層普遍發育、儲層非均質性強的最主要原因。

圖10　燈影組主要儲集巖的孔隙演化模式Fig.10 Pore evolution model of the main reservoir rocks of Denying formation

4　結論

(1)四川盆地震旦系燈影組儲集巖類以凝塊狀云巖、砂屑云巖為主，各類儲集巖物性從好至差的順序為凝塊狀云巖、砂屑云巖、疊層狀云巖、層紋狀云巖、粉晶云巖；儲集空間以次生孔隙、溶蝕孔洞為特征，中、小溶蝕孔洞主要發育在凝塊狀云巖中。

(2)研究區可分為顆粒灘、藻丘、潟湖和臺坪等4個亞相，儲層受相控特征的影響明顯。高石梯—磨溪地區藻丘亞相和顆粒灘亞相發育，形成藻丘與顆粒灘的復合體，裂縫—孔洞和裂縫—孔隙型儲層在地區發育，整體上以裂縫—孔洞型為主。

(3)裂縫對超深層隱生宙碳酸鹽巖儲層的形成至關重要，第一、二、三期裂縫引導表生期、埋藏期流體，對儲層的溶蝕改造具有建設性作用，但大多被后期流體膠結占據；第四、五期裂縫對氣藏的形成及儲層的滲流能力改善具有重要作用。

(4)研究區儲層成因是沉積期藻丘和顆粒灘亞相控制儲層在平面上的分布范圍；同生期溶蝕為后期流體提供有利的物性條件；表生期溶蝕控制優質儲層，主要分布在距離侵蝕面100 m以內的燈四上亞段，儲層在區域上厚度穩定，連片性好；埋藏期溶蝕對儲層總孔隙度改變不大，但具有一定的調整作用。

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2015-10-14；編輯：朱秀杰

國家科技重大專項(2011ZX05004-005)；中國石油天然氣股份有限公司重大科技專項(2013E-050208)

王文之(1984-)，男，博士研究生，主要從事沉積學、沉積地球化學方面的研究.

10.3969/j.issn.2095-4107.2016.02.001

TE122.2

A

2095-4107(2016)02-0001-10