鄂西渝東地區下三疊統飛仙關組儲層特征及形成機理

(中石化江漢油田分公司勘探開發研究院，湖北 武漢 430223) (長江大學地球科學學院，湖北 武漢 430100) (中石化江漢油田分公司勘探開發研究院，湖北 武漢 430223)

鄂西渝東地區是四川盆地外圍工業性天然氣勘探開發的地區之一，已經發現了建南氣田以及龍駒壩、黃金臺、鹽井等含氣構造，產氣層主要為早三疊世飛仙關組三段(T1f3)中的各類顆粒灰巖以及晶粒白云巖。前人對該套儲層成巖作用做了研究，張柏橋等[22]和易積正等[23]認為，顆粒灰巖儲層經歷了早期淡水溶蝕和晚期埋藏溶蝕作用，但沒有進一步分析溶蝕作用尤其是早期淡水溶蝕作用的區域差異性。區內儲層中白云巖的成因，前期研究中主要提出了2種模式：一是認為主要為混合水成因[22，23]，但混合水白云石化成因模式已受質疑[24]，且區內的白云巖儲層的地球化學特征也不支持該認識；二是認為主要屬于埋藏成因[25～27]，且多認為白云石化流體主要來源于埋藏階段同期洼地中的壓實流體，但Mg2+的來源、白云巖碳氧同位素與同期灰巖的差異等問題仍未解決。隨著該區鉆探工作的開展，筆者應用普通薄片、鑄體圖像、陰極發光、掃描電鏡、碳氧同位素分析等技術對代表性探井J69井、J38井、J61井、XD1井的飛仙關組(T1f)開展了儲層特征分析及成因研究，為進一步分析儲層分布規律、提高儲層預測精度以及降低油氣勘探風險奠定了基礎。

1 區域地質背景

鄂西渝東地區處于四川盆地東緣，構造位置主體處于川東褶皺帶，前南華紀形成板塊結晶(或褶皺)基底，南華紀至侏羅紀是蓋層沉積演化階段，其中南華紀至中三疊世以海相沉積為主，晚三疊世至侏羅紀為陸相沉積。受應力條件和邊界條件的制約，該地區屬于典型的侏羅山式褶皺變形區，變形相對簡單。早三疊世飛仙關期主要發育一套碳酸鹽巖地層，區域上較為穩定，一般可將飛仙關組(T1f)分為4段：一段(T1f1)和二段(T1f2)主體為薄層狀泥晶灰巖沉積，西部地區T1f2見較多的顆粒灰巖；三段(T1f3)下部為泥晶灰巖，向上逐漸變化為顆粒灘沉積，主要發育于建南、龍駒壩一帶，大體呈南北向延伸，是天然氣的主要產層及勘探目的層；四段(T1f4)為局限臺地相的膏質泥灰巖、泥晶白云巖沉積，構成該區T1f3氣藏的直接蓋層。前人根據T1f1底界面、T1f2～T1f3之間的界面以及T1f4的頂界面將研究區內T1f劃分為2個三級層系(SQ1、SQ2)[28～31]，其中SQ2的海侵域是區內高能灘主要發育時期，與四川盆地普光、羅家寨等地有明顯差異。

區內建南T1f氣藏勘探一般以J28井為界，以南為南高點，以北為北高點，目前探明儲量主要集中在建南南高點，北高點盡管有所發現，但多年的勘探均未見到連片氣藏。以往將區內建南南高點、北高點以及龍駒壩等地的T1f3顆粒灘大都作為中緩坡沉積[25]。近年來，進一步的勘探實踐及綜合研究表明，區內T1f3顆粒灘沉積特征差異明顯，建南南部等地仍屬于中緩坡淺灘沉積，而建南北部-龍駒壩一帶應屬于淺緩坡淺灘沉積(見圖1)。

2 儲層類型及特征

2.1 中緩坡淺灘儲層

中緩坡淺灘儲層以研究區建南南高點等為代表，主要形成于碳酸鹽巖臺地中緩坡相帶，儲集體規模相對較大，目前研究區的主要天然氣工業產層屬于該儲層類型。

2.1.1 巖石學特征

區內中緩坡儲層巖性主要包括各類顆粒灰巖等，鉆遇臺緣帶的鉆井(如J69井、J38井、J61井等)以及露頭(如利川核桃園)顆粒灰巖發育有3個明顯特點：

①顆粒灰巖區域累積厚度較大，如J69井厚38.7m，J38井厚50.8m，J61井厚64.5m，核桃園厚53.2m，單層厚度也較大，最大單層厚度可達30m (J61井)；

②淺灘沉積橫向較連續，區域對比性較好，泥晶灰巖呈夾層出現；

圖1 鄂西渝東地區T1f沉積晚期巖相古地理及沉積模式

圖2 T1f3鮞粒灰巖膠結作用顯微照片

③顆粒灰巖以鮞粒、砂屑等相對高能的內碎屑為主，低能的藻團塊等相對較少。

該儲層中鮞粒、砂屑的膠結作用較強，常見2期膠結物：第1期等厚環邊膠結物，晶體多呈纖維狀、馬牙狀和葉片狀圍繞顆粒生長，厚度一般在0.05mm左右，電子探針顯示Mn2+含量低；第2期方解石膠結物，主要呈細小等軸他形粒狀充填在纖維狀等厚環邊膠結物的外緣，Mn2+含量也較低。鏡下系統觀察結果揭示，膠結作用的差異性比較明顯，當膠結作用較強烈時，2期膠結物填滿孔隙；當膠結作用較弱時，砂屑、鮞粒等顆粒之間存在未被充填的粒間孔隙，晚期粒間孔隙多被瀝青充填(見圖2)，與弱膠結作用有關的殘留原生孔隙能使液態烴充注其中。該類灘體顆粒灰巖的陰極發光測試分析表明，膠結物和顆粒不發光或弱發光，且膠結物發光性通常比鮞粒或砂屑弱(見圖3)。

圖3 T1f3中緩坡淺灘鮞粒灰巖顯微陰極發光照片

2.1.2 儲集空間與物性特征

區內中緩坡淺灘儲層的儲集空間主要包括粒內溶孔、粒間溶孔，是現今主要的有效孔隙。粒內溶孔及粒間溶孔形態多樣，直徑小于2mm，以1mm為主，主要為新生變形調整、膠結作用殘留或膠結物被溶蝕而形成。該類儲層的代表性井J38井、J61井、J69井等T1f3系統測試資料(見圖4)表明，206塊顆粒灰巖儲層樣品孔隙度最大為4%，最小為0.3%，平均為1.53%，孔隙度小于1%的占22.33%，大于3%的占4.85%， 在1%～3%的占72.82%；206塊顆粒灰巖儲層樣品中的182塊(剔除微裂縫以及滲透率極低樣品)滲透率最大為0.27mD，最小為0.01mD，平均為0.05mD，其中滲透率在0.01～0.05mD的樣品占38.46%，滲透率在0.05～0.06mD的樣品占52.20%，儲層具明顯的特低孔、特低滲特點。

圖4 T1f3中緩坡淺灘顆粒灰巖儲層孔隙度、滲透率直方圖

2.2 淺緩坡淺灘儲層

淺緩坡淺灘儲層見于建南北高點-龍駒壩(如XD1井)一帶，主要形成于淺緩坡相帶，區域上單一儲層體規模不大，主要形成一些獨立的小型氣藏。

2.2.1 巖石學特征

淺緩坡淺灘儲層是由顆粒灰巖和白云巖兩者共同形成的復合型儲層。鉆遇該類儲層的探井中顆粒灰巖發育特征與中緩坡差異明顯，顯示出沉積水體較淺的淺緩坡沉積特征：

①顆粒灰巖區域累積厚度較小，如XD1井厚20.9m，J28井厚25.0m，J41井厚17.4m，MA1井厚27.0m，再往西至XL1井厚21.5m；

②顆粒灰巖單層厚度薄，泥晶灰巖夾層相對較厚，相距較近的探井之間鮞粒灰巖層對比性較差，分布不連續；

③顆粒灰巖中鮞粒、砂屑等相對高能的內碎屑與中緩坡相比明顯減少，而低能的藻團塊占比明顯增加。鉆遇淺緩坡淺灘儲層的探井中白云巖分布不穩定，累積厚度不大，一般1～12m。從建南北-龍駒壩現有勘探成果來看，T1f3發育2個顆粒灰巖-白云巖巖性組合，區域可以比較。

XD1井T1f3可作為淺緩坡淺灘儲層發育的代表性井，該井發育4層顆粒灰巖，其間為泥晶灰巖、白云巖相隔。在普通薄片系統觀察的基礎上，結合陰極發光資料，將顆粒灰巖分為3種類型。第1類顆粒灰巖中，顆粒輪廓已不清晰，部分顆粒發生選擇性溶蝕，溶孔被粒狀方解石充填，從交切關系來看，粒狀方解石早于白云石化形成；陰極發光性檢查發現，該類樣品中顆粒發暗光，溶孔中充填的粒狀方解石發暗橙色光，白云石發暗紅色光(見圖5)。第2類顆粒灰巖中，顆粒組分內部結構較完整但常見其周緣遭受溶蝕；陰極發光性檢查發現，顆粒仍以發暗光為主，但膠結物的世代性已不清晰，膠結物陰極發光性極不均一，其中又以發暗橙色光、暗色光為主。第3類顆粒灰巖中，顆粒組分多較完整、內部結構清晰，膠結物世代清楚；陰極發光性檢查發現，膠結物以發暗色光為主。

圖5 T1f3殘余顆粒灰巖的陰極發光顯微照片

圖6 T1f3白云巖陰極發光顯微照片(XD1井，3267.3m)

淺緩坡淺灘儲層中的白云巖有相對固定的層位，主要有2層，其中下部白云巖層相對穩定，厚度亦較大。白云巖一般由粉-細晶白云石組成，半自形-自形，其Mn及Fe含量中等；陰極發光性較強，多數發暗紅色光，少數發橙紅色光(見圖6)。

2.2.2 儲集空間與物性特征

XD1井掃描電鏡、鑄體薄片資料顯示，淺緩坡淺灘中白云巖的儲集空間較顆粒灰巖發育，大部分白云巖樣品均見溶蝕孔隙(見圖6)，所有樣品中均可見到晶間孔，此外還有非組構孔隙見于部分樣品。所觀察的73塊顆粒灰巖樣品中僅8塊樣品見溶蝕孔隙，絕大部分樣品方解石晶間孔隙是主要的儲集空間類型。

淺緩坡淺灘儲層中白云巖物性要好于顆粒灰巖。XD1井和L8井89塊白云巖樣品的孔隙度最大為14.80%，最小為0.78%，平均為6.06%。從常規物性直方圖(見圖7)來看，孔隙度在2%～4%和6%～10%的樣品占比較高，分別占總樣品數的27.00%和42.70%；89塊白云巖樣品中的55塊(剔除微裂縫樣品)滲透率最大為0.40mD，最小為0.03mD，其中滲透率為0.04～0.08mD和0.2～0.28mD的樣品占比較高，分別占總樣品數的23.60%和29.10%，總體為低孔、低滲儲層。XD1井78塊顆粒灰巖樣品孔隙度最大為3.49%，最小為0.03%，平均為1.28%，孔隙度小于1%的樣品約占35.90%，1%～3%的樣品占51.80%。76塊顆粒灰巖樣品(剔除微裂縫樣品)滲透率最大為0.25mD，最小為0.06mD，平均為0.08mD，滲透率小于0.1mD的樣品占90.79%，顆粒灰巖樣品總體上具有特低孔、特低滲特點。

圖7 T1f3淺緩坡淺灘白云巖儲層孔隙度、滲透率直方圖

3 儲層形成機理

3.1 近地表-淺埋藏期的沉積-成巖作用奠定了儲層形成的物質基礎

二疊紀尤其是晚二疊世是鄂西渝東地區及周緣受沉積分異較大時期[32]，盡管經歷了二疊紀晚期的沉積充填作用，但在早三疊世早期，研究區整體下降之前古地貌仍然存在差異，建南北高點XD1井以及渝東XL1井代表著古地形高。伴隨早三疊世T1f早期的沉積充填作用，T1f2沉積時期，沙陀、XL1井、幺慶、太運、馬良一帶形成中緩坡高能灘相帶。T1f3沉積時期，中緩坡高能灘向東遷移至利川核桃園一帶發育，向西南延至建南南高點、栗新一帶，而XD1井一帶則成為相對古地理高部位，發育淺緩坡沉積，該相帶向西南延伸至建南北高點，研究區內沉積相帶分異導致了成巖作用序列乃至儲層類型的差異。在中緩坡相區(如利川核桃園、J69井、J38井、J61井一帶)浪基面深度較大，總體處于平均海平面之下，未形成可觀察到的淡水溶蝕改造層，以持續高能型淺灘沉積為主，而廣泛的海底膠結作用為主要的早期成巖作用；在淺緩坡發育區，尤其是古地形高部位(如XD1井等)，由于中緩坡高能灘遮擋的影響，浪基面深度小，灘體沉積過程容易中斷，在較高級別相對海平面下降時期發生暴露，除了發生海底膠結等成巖作用外，還間歇性地暴露地表并發生程度不一的選擇性溶蝕作用，使得改造過的淺灘沉積中顆粒組分輪廓模糊不清。除此之外，還發生粒狀方解石的沉淀作用，它們或充填于溶孔內，或呈相對較小粒狀方解石作為淺緩坡淺灘內碎屑組分之間的膠結物。在陰極發光測試分析中，粒狀方解石一般有較強的發光性，與淡水溶蝕沉淀的方解石的陰極發光特性[33]極為相似。此外，淺緩坡淺灘中遭受淡水溶蝕改造的樣品呈現較低的δ13C值以及較高的Mn、Fe含量，表明受到了大氣淡水的影響[33]。

圖8 T1f3白云巖δ13C與δ18O關系圖

進入淺埋藏階段，中緩坡和淺緩坡淺灘進一步發生緩慢的埋藏膠結作用以及文石、高鎂方解石等礦物的新生變形作用，后者除了形成砂屑、鮞粒等的粒內孔隙外，還可能將形成粒內孔隙的物質轉移至粒間，成為晚期膠結作用的主要物質來源，致使原始粒間孔隙進一步縮小。由于組成淺灘顆粒和膠結物的原始礦物成分不同，導致新生變形的時期以及Fe、Mn含量不一致，從而導致二者陰極發光特征表現出明顯的差異性。建南北高點以及龍駒壩一帶的T1f3白云巖主要形成于淺埋藏晚期階段。區內XD1井、L8井等探井T1f3細晶白云巖碳氧同位素較穩定，16件樣品(見圖8)的δ13C值均為較高正值，為4.6‰～5.3‰，平均為5.0‰，δ18O均為負值，為-7.1‰～-5.6‰，平均為-6.1‰。區內δ13C和δ18O與羅家寨T1f2埋藏成因的細晶白云巖[34]可以比較，應為埋藏白云石化作用所形成，不同的是研究區白云巖δ13C高于羅家寨T1f2白云巖，初步認為這是由于在早三疊世飛仙關期淺層海水發生碳同位素自低向高的演化，T1f3臺地灰巖中含有更高的δ13C[35,36]。

針對埋藏白云巖化作用流體的來源問題，筆者基于碳氧同位素特征及巖石微量元素分析資料初步認為，白云巖化作用受上覆地層尤其T1f4孔隙水的影響較大。區內西北緣T1f4廣泛發育蒸發臺地，持續強烈蒸發作用促使沉積環境的海水以及沉積物孔隙水中的Ca2+不斷消耗, 而Mg2+不斷富集，其結果是在T1f4等地層中形成被囚禁的高Mg2+、高δ13C和高Al3+、Fe3+的孔隙水流體，成為T1f3白云巖化作用重要流體來源。由于T1f3的白云巖上覆或下伏巖層為經歷不同程度淡水溶蝕改造的淺緩坡淺灘，而白云巖的形成又需要大量流體的參與，因此與埋藏階段中白云巖形成作用有關的流體應沿早期暴露及淡水溶蝕改造所形成的孔洞層形成。此外，由于區內與暴露溶蝕改造有關的孔洞層并非是一個相互連通的系統，白云石化作用過程中的流體流動還需少量的小斷層及微裂縫配合，而齊岳山北段云頂一帶小型斷層上下盤的白云石化以及J31井附近呈帶狀分布的白云巖[27]佐證了白云石化作用過程中有古斷層配合的認識。

研究區T1f在沉積期形成不同類型高能淺灘，在近地表-淺埋藏期形成了具有一定基質孔隙度的顆粒灰巖和白云巖，最終成為天然氣工業產層。因此，該時期的沉積-成巖作用為儲層的形成奠定了物質基礎。

3.2 中-深埋藏期的成巖作用是儲層形成的關鍵因素

埋藏階段的壓溶作用使得碳酸鹽物質進一步發生遷移，即由縫合線遷移至其周邊巖層，導致顆粒灰巖或白云巖的孔隙度進一步降低。從現今顆粒灰巖、白云巖中粒內溶孔、粒間孔、晶間孔存在大量瀝青來看，早-中成巖階段的孔隙充填作用對儲層的致密化影響還是有限的。

在深埋藏階段，埋藏溶蝕形成了晶間溶孔、粒間溶孔等，是現今主要的儲集空間。區內所發現的T1f氣藏中H2S含量都不高，筆者認為埋藏溶蝕主要與有機質成熟演化過程中的有機酸溶蝕改造有關。從薄片觀察、鑄體圖像分析資料來看，非選擇性的埋藏溶蝕孔隙主要在具有一定基質孔隙度的顆粒灰巖和白云巖中發育，表明區內埋藏溶蝕作用的進行需要以一定的基質孔隙為基礎。在同一探井中，T1f3白云巖儲層中溶蝕孔隙較顆粒灰巖發育，與四川盆地其他地區基本相似，推測是由于埋藏溶蝕主要形成于深埋條件下，而該成巖背景中白云巖比顆粒灰巖更易溶蝕，形成次生孔隙。

區內中緩坡高能淺灘厚度較大，橫向較連續，與之有關的儲層亦具有較大規模，所形成的油氣藏以構造氣藏為主，如建南南高點所見。區內小型淺灘厚度一般不大，橫向連續性差，與之有關的顆粒灰巖-白云巖儲層規模亦較小，主要是形成一些相對獨立的小型巖性氣藏，如建南北高點所見。

研究區T1f的高能淺灘主要發育于T1f3，與四川盆地大部分地區成灘期不一致，中緩坡相帶的高能淺灘大致呈南北走向分布于梅坪、云口壩、建南、核桃園、貓1以及咸宜一線，該類灘體大部與建南南高點J69井、J38井、J61井等一致，容易形成規模相對較大但物性較差儲層。中緩坡儲層發育帶以西的廣大臺地內如XD1井等是淺緩坡淺灘發育區，早期發生暴露的幾率較高，埋藏期可沿早期淡水溶蝕孔洞層發生白云石化，形成規模不大但物性總體較好的儲層。

4 結論

1)鄂西渝東地區T1f發育中緩坡淺灘和淺緩坡淺灘儲層，前者以各類顆粒灰巖為主，具有特低孔、特低滲特點，但厚度相對較大，橫向上較為穩定，是區內的主要產層；后者以各類顆粒灰巖和白云巖為主，且白云巖物性較好，總體多以薄儲層為主，橫向上不穩定。

2)中緩坡淺灘儲層形成于持續高能環境，同生期發生海底膠結作用之后直接進入埋藏環境，淺埋藏期發生新生變形、膠結、中深埋藏期壓溶作用之后的埋藏溶蝕作用導致儲層最終形成。淺緩坡淺灘儲層主要處于間歇性高能環境，高能淺灘多以薄層出現，高部位的淺緩坡淺灘在海底膠結作用之后還遭受到間歇性暴露及淡水溶蝕改造；進入埋藏階段后疊加白云石化，白云石化作用主要沿淡水溶蝕改造層進行，形成厚度不等、橫向不連續的白云巖，經壓溶作用之后，發生差異埋藏溶蝕，白云巖受溶蝕的影響更明顯。

3)區內中緩坡淺灘儲層規模大，區域上形成統一氣藏，以勘探構造氣藏或巖性-構造復合氣藏為主；而區內淺緩坡淺灘儲層盡管發育物性較好的白云巖儲層，但總體規模不大，一般不能連片，以勘探巖性氣藏為主。