川中燈影組古巖溶儲層成巖序列及成儲—成藏效應

關鍵詞 U-Pb同位素定年；古巖溶儲層；震旦系；成巖序列；燈影組；川中地區

第一作者簡介 谷一凡，男，1990年出生，博士，助理研究員，儲層地質學，E-mail： xnsygyf@126.com

中圖分類號 P618.13 文獻標志碼 A

0 引言

碳酸鹽巖地層中的油氣成藏常被認為是多期成巖流體、多期烴類流體共同作用的結果[1?5]，其過程由于儲滲空間的強烈非均質性往往具有復雜性，給規模性勘探開發帶來風險與挑戰[6?8]。震旦系燈影組是四川盆地海相碳酸鹽巖天然氣勘探的重要層系[9]，已相繼發現了威遠氣田、安岳氣田，累計三級儲量近萬億立方米[10?12]。近年來，蓬萊地區多口鉆井在震旦系燈影組二段、四段測試均獲得高產工業氣流[13?15]，展示出該地區燈影組天然氣勘探的巨大潛力。盡管該地區燈影組儲層發育良好，并且緊鄰寒武系生烴中心，烴源巖條件被認為比安岳地區更優越[15]。但實際勘探結果表明，受加里東期、印支期、燕山期、喜馬拉雅期等構造運動影響，該區燈影組油氣成藏經歷復雜演化過程，天然氣以原油裂解氣成因為主，古油藏分布范圍尚未落實，關鍵成藏階段無法確定且爭議較大。主力烴源巖不在下方，“倒灌”和“側接”式的油氣運聚過程不清楚。氣藏內部氣水共存，且氣水界面不統一，這些都給勘探工作帶來極大風險[16?18]。

儲層孔隙度反映了儲層儲存和運移油氣的能力，其現今孔隙度可以通過巖心物性測試、測井等資料得到，但碳酸鹽巖儲層的現今孔隙度與成藏時期的古孔隙度往往差異較大[4，14]。獲得地質歷史時期，特別是成藏期時的儲層古孔隙度對于研究油氣成藏過程有著重要的意義。川中地區燈影組古巖溶儲層在形成后，經歷了長期的成巖作用改造，成巖作用復雜且對孔隙度演化的影響強烈，并且多套儲層垂向上疊置發育，形成了主要的油氣運聚通道。油氣成藏時期的儲層古孔隙度直接影響了古油藏的分布范圍，但目前對于該地區成藏時期古孔隙度特征的研究較少[17?20]。本文依據成巖礦物占位關系，結合激光原位微區定年和元素測試結果，建立研究區燈二段、燈四段成巖演化序列，應用孔隙反演回剝的方法，恢復儲層的古孔隙度演化曲線，結合油氣成藏關鍵階段，揭示燈影組古巖溶儲層成巖演化的成儲—成藏效應。

1 地質背景

研究區位于四川盆地中部，包括安岳、蓬萊兩個地區（圖1a）[13]。本區發育加里東期形成的古隆起構造[21?22]。在多期構造改造過程中，古隆起整體繼承發育（圖1b），最終在喜山期后定型[1]。基于藻類含量和沉積構造類型，區內震旦系燈影組可被劃分為四段，其中，燈二段和燈四段以疊層石、凝塊石等微生物白云巖為主，燈一段以泥晶白云巖為主，燈三段以黑色泥頁巖為主[2]。晚震旦世的桐灣期抬升運動，導致燈二段和燈四段頂部經歷了剝蝕和廣泛的巖溶作用，形成了大規模不整合面[23?24]。不同于安岳地區（圖1c），蓬萊地區大部分缺失燈三段、燈四段，燈二段直接與上覆寒武系不整合接觸（圖1d）。在此背景下，燈二段、燈四段頂部形成了分布廣泛的古巖溶改造成因藻類丘灘儲層。近年來針對儲層內瀝青的定量研究表明，寒武系麥地坪組、筇竹寺組泥頁巖均可以作為燈影組成藏的主力烴源巖[7]。

2樣品與實驗

本次研究的14個燈二段巖心樣品取自蓬萊地區的5 口取心井（PS5 井、PS1 井、PT1 井、PS2 井、DB1井），16個燈四段巖心樣品來自安岳地區4口取心井（MX105井、GS18井、MX51井、GS109井）和蓬萊地區的2口取心井（PS2井、DB1井）。在儲層中成巖礦物類型的鑒定基礎上，選取了7個白云石樣品進行激光原位U-Pb同位素測年，包括1個基質白云石（MD）樣品，3個纖狀白云石（FD）樣品和3個鞍狀白云石（SD）樣品。該實驗是由成都創源微譜公司的ThermoScientific quatraple iCap TQ 電感耦合等離子體質譜儀（Q-ICP-MS）完成的，每個年齡數據大約需要對白云石礦物打80～115 個激光點。具體參數包括直徑為150 μm的激光光斑尺寸、3 J/cm²的激光能量和10 Hz的重復頻率。白云石樣品與NIST-614玻璃標準品和幾種基質匹配的實驗室工作方解石標準品一起測量，包括PTKD-2和WC-1[3?4]。對NIST-614玻璃標準物（包括未知樣品）和方解石標準物進行重復測量，以校正207Pb/206Pb 分餾和206Pb/238U 比值中與儀器相關的漂移[3]。基于激光剝蝕脫氣和不同質量分數的U、Pb同位素分析，以238U/206Pb、207Pb/206Pb值分別為橫縱坐標、構建Tera-Wasserburg諧和曲線圖計算碳酸鹽礦物形成年齡，擬合出的不諧和曲線和Tera-Wasserburg反協和曲線下交點位置即為樣品形成年齡。獨立測年為268.5±2.7 Ma的WC-1方解石標準品和獨立測年為153.5±1.9 Ma的PTKD-2方解石標準品也與白云石樣品一起測年，作為對照標準品以確保再現性[25]， 不同階段得出的結果在參考值的2%以內。

根據U-Pb絕對年齡，選擇了8個白云石晶體進行激光原位主量—微量元素和稀土元素分析。實驗儀器為Q-ICP-MS。共測試了51個激光點位，其中基質白云石（MD）6個點位，纖狀白云石（FD）15 個點位，細晶白云石（FCD）12個點位，鞍狀白云石（SD）18個點位。

3儲層類型劃分

根據碳酸鹽巖氣藏開發地質行業標準（SY/T6110—2002）[26]，研究區燈二段、燈四段儲層均以Ⅲ類儲層為主，這種劃分方案體現不出燈影組儲層的強烈非均質性，不能滿足勘探開發需求。本次研究基于儲滲空間類型的搭配關系，結合常規—成像測井等資料，將區內燈二段、燈四段儲層均劃分為兩種類型：縫洞型和孔洞型。

3.1燈二段儲層類型

燈二段縫洞型儲層在巖心上呈淺灰、褐灰色，原巖巖性主要為凝塊石白云巖或疊層石白云巖，充填物多為各類礦物和瀝青（圖2a，b）。該類儲層的全直徑巖心孔隙度介于2.12%～9.73%，平均為4.24%，全直徑巖心滲透率介于0.56×10-3～5.88×10^-3 μm²，平均為1.15×10^-3 μm²。常規測井響應特征為：擴徑明顯，聲波時差明顯增大，高中子，電阻率明顯降低且侵入特征明顯。孔洞型儲層巖心為淺灰、褐灰色，原巖為砂屑白云巖或凝塊石白云巖（圖2c，d），全直徑巖心孔隙度介于1.39%～4.57%，平均為2.18%，全直徑巖心滲透率介于0.17×10^-3～2.17×10^-3 μm²，平均為0.20×10^-3 μm²。常規測井響應特征為：擴徑不明顯，電阻率明顯降低，侵入特征不明顯，密度降低。

3.2燈四段儲層類型

燈四段縫洞型儲層在巖心上呈淺灰、褐灰色，原巖為凝塊石白云巖和疊層石白云巖（圖2e，f），全直徑巖心孔隙度介于2.22%～5.27%，平均為3.58%，全直徑巖心滲透率介于0.33×10^-3～8.96×10^-3 μm²，平均為0.63×10^-3 μm²。測井響應特征為：擴徑明顯，聲波時差明顯增大，高中子，電阻率明顯降低且侵入特征明顯。孔洞型儲層為淺灰、褐灰色，原巖為砂屑白云巖、凝塊石白云巖（圖2g，h），全直徑巖心孔隙度介于1.42%～4.51%，平均為2.92%，全直徑巖心滲透率介于0.17×10^-3～4.87×10^-3 μm²，平均為0.32×10^-3 μm²。常規測井響應特征為：擴徑不明顯，電阻率明顯降低，侵入特征不明顯，密度降低。

4成巖礦物類型及其地球化學特征

4.1成巖礦物類型

燈二段儲層中最多可識別出9期成巖礦物（圖3，4），燈四段儲層中最多可識別出8期成巖礦物（表1）。第1期礦物為纖狀白云石（FD）（圖3a，b），俗稱葡萄花邊構造或葡萄狀環邊膠結（圖3c，d），這一類白云石形成于同生海底階段。前人研究提出纖狀白云石（FD）的出現印證了燈影組沉積期海水Mg/Ca比演化規律，屬于燈二段中—上部溶洞、溶縫內“白云石海”事件的結晶產物，能直接反映埃迪卡拉末期的海水化學性質，這一類白云石膠結物形成時間早，多具有單向延長的特征，被認為是文石類礦物被早期白云石化改造的結果[27]。同時，由于海平面頻繁震蕩，可出現同生期暴露前后的多期纖狀白云石。相比燈四段（圖4a），該類礦物在燈二段中發育時間長、發育期次多，在海底膠結階段、準同生期大氣淡水成巖階段以及表生成巖階段均有發育。第2期礦物為細晶白云石（FCD），這類白云石的自形程度高，鏡下觀察中晶體更為透亮，陰極射線下呈光亮發光特征，與纖狀白云石、粒狀白云石等較為暗淡、不發光的特征對比明顯[1]。第1期瀝青（B1，又稱瀝青膜或瀝青線），志留紀末期伴隨地層持續埋深，裂陷槽內烴源巖在志留紀末期達到生烴門限，開始第一期原油充注。儲滲空間邊緣的細晶白云石表面出現第一期油氣充注形成的瀝青膜（第1期瀝青），這一現象在蓬萊和安岳地區均可觀察到[28?29]。礦物占位關系表明，多期纖狀白云石（FD）與細晶白云石（FCD）形成時間早于早期古油藏（B1）形成時期，第1期鞍狀白云石（SD1）（圖4b，c）、中晶白云石（MCD）（圖3e，f）、第2期鞍狀白云石（SD2）形成晚于第1期瀝青（圖4d～g）[13]，但早于第2期瀝青（B2）（圖3g）。在第3期鞍狀白云石（SD3）與方鉛礦、閃鋅礦共生后（圖3h，i、圖4h），形成了最晚一期成巖礦物為石英（Qtz）（圖3i、圖4i）。

4.2地球化學特征

4.2.1主量—微量元素特征

激光原位元素含量測試結果表明（圖5），燈二段與燈四段基質白云石樣品中主量元素Ca含量的分布范圍相近，介于226860×10^-6～251 387×10^-6（平均值為236 538×10^-6），略高于白云石的標準測量值（約217071×10^-6）[29]。燈二段與燈四段細晶白云石樣品中主量元素Ca含量、微量元素Sr、Fe、Mn含量也呈現出相近的富集特征。第1期、第2期、第3期纖狀白云石樣品中主量元素Ca 含量的分布范圍分別為234457×10^-6～248 879×10^-6、239 275×10^-6～247 999×10^-6 和238 526×10^-6～259 396×10^-6，平均值分別為240216×10^-6、244 486×10^-6和250064×10^-6，均略高于基質白云石。作為熱液流體的直接產物，兩期鞍狀白云石的Ca 含量差異明顯，第1 期鞍狀白云石的Ca 含量介于11819×10^-6～29 935×10^-6，平均值僅為17 907×10^-6。而第3 期鞍狀白云石的主量元素Ca 含量介于248323×10^-6～261980×10^-6，平均值高達255 835×10^-6。

燈二段與燈四段不同期次的纖狀白云石樣品具有相似的微量元素Sr、Fe、Mn含量（圖5c～e），Ba、Ni含量在不同期次中差異明顯（圖5a，f）。與第1期鞍狀白云石的各類元素含量相比，第3期鞍狀白云石的每種元素含量均明顯更高，并且燈四段中第3期鞍狀白云石的各項元素富集程度略高于燈二段的同類樣品（圖5c），并且在微量元素Sr、Ni和Fe含量方面更接近纖狀白云石（圖5d）。元素豐度的顯著差異還表明，第1期鞍狀白云石和第3期鞍狀白云石具有不同的流體化學性質，明顯屬于不同階段的熱液流體，推測流體來源、類型明顯不同（圖5e），后者似乎與海水關系更密切（圖5f）。

4.2.2稀土元素特征

在所有白云石樣品中，稀土元素總量普遍偏低，其中基質白云石的稀土元素總量明顯較高，介于5.11×10^-6～35.49×10^-6，平均值高達12.93×10^-6。纖狀白云石的稀土元素總量變化很大，第1期到第3期纖狀白云石的稀土元素總量分別介于0.91×10^-6～2.15×10^-6、1.43×10^-6～2.94×10^-6 和5.40×10^-6～8.55×10^-6，稀土元素總量有逐漸升高的趨勢。細晶白云石的稀土元素總量介于0.42×10^-6～3.27×10^-6，平均值為0.86×10^-6。第1 期鞍狀白云石稀土元素總量介于0.48×10^-6～4.31×10^-6，平均值為1.85×10^-6。第3期鞍狀白云石稀土元素總量遠高于第1 期，介于7.86×10^-6～11.07×10^-6，平均值高達9.22×10^-6。

經過PAAS 標準化后可得到稀土元素配分曲線[30]，結果表明基質白云石呈明顯的Ce負異常（圖6a），其他稀土元素相對平坦。第1期纖狀白云石（圖6b）到第3期纖狀白云石的稀土元素配分曲線呈微弱“左”傾（圖6c），重稀土元素微弱富集（圖6d）。值得注意的是，第2期纖狀白云石的稀土元素分配模式似乎已脫離海水特征，呈現出Ce正異常，說明第2期纖狀白云石的結晶過程是在一個相對還原的環境中進行的（圖6c），推測為非熱液成因地層流體。第1期鞍狀白云石呈明顯的Ce負異常和Eu正異常，其他元素的曲線部分較為平坦。第3期鞍狀白云石僅具有Eu正異常的特點，其他元素未見異常。細晶白云石稀土元素配分曲線具有明顯的Ce負異常和微弱的Gd正異常。相比基質白云石，3期纖狀白云石代表了海水流體，第1期鞍狀白云石代表的第1期熱液流體和細晶白云石代表的成巖流體具有海源流體特征，推測為被改造的海水。第3期鞍狀白云石代表的第3期熱液流體則未見海水親緣性，從絕對年齡和元素特征推測與峨眉山大火成巖省活動有關[13，31]。

5成巖演化及成儲—成藏效應評價

礦物占位關系和儲層巖石學特征表明，燈二段、燈四段儲層經歷的成巖事件大體相似，但第一階段成巖事件則具有不同的成儲效應。以燈二段基質白云石的絕對年齡（607±26 Ma）為參考標準，結合成巖礦物定年結果（圖7a），與前人研究獲得的實驗數據，可以清楚地區分燈二段、燈四段儲層形成后的各個成巖事件。第一階段成巖事件為多期纖狀白云石膠結作用，作為儲集空間中最早的膠結物，識別出的3期纖狀白云石絕對年齡分別為606±21 Ma、604±42 Ma、590±15 Ma（圖8），其形成時期略晚于燈二段或燈四段的表生成巖階段。在陰極射線下（圖3d），纖狀白云石的暗淡發光特征表明流體類型偏氧化型，這一點也得到了中等—低Fe、Mn含量和稀土元素Ce負異常的印證（圖5，6）。這些特征表明，纖狀白云石極有可能形成于非埋藏成巖環境，流體來源為燈影組同期海水。巖心、薄片觀察結果表明，3期纖狀白云石在燈二段儲層中均可觀察到（圖3），對先期形成的孔洞空間進行了明顯的膠結破壞（圖7b）；但在燈四段儲層，僅可以觀察到第3期纖狀白云石（FD3），對孔洞空間的破壞作用明顯較弱（圖4）。宏觀、微觀巖石學特征均表明燈二段儲層這一階段成巖事件對于儲層物性的破壞性明顯強于燈四段儲層（圖7b）。第二階段成巖事件對應細晶白云石對于燈二段、燈四段儲層的充填作用，其形成時間為498±12 Ma。在陰極射線下，細晶白云石的發光程度明顯高于纖狀白云石（圖3d），同樣具有Ce元素負異常，并且Fe、Mn富集程度與纖狀白云石相近（圖5，6），對應的流體類型可能是在地層條件下被微弱改造的海水[13]。

第三階段為第1期古油藏充注事件，但這一期古油藏規模極為有限[8，32?33]，后期裂解后形成第1期瀝青，僅在少數井區可以觀察到。第四階段成巖事件為第1 期熱液流體沉淀出的鞍狀白云石（SD1）（圖7c），形成時間為403±30 Ma。稀土元素配分曲線表明，雖然兩期白云石均具有熱液流體典型的Eu元素正異常（圖6），但第1期鞍狀白云石具有明顯的Ce元素負異常，與第3期鞍狀白云石的曲線特征有明顯差異，表明確實存在兩期流體性質不同的熱液流體，這一觀點也可以表現為兩期鞍狀白云石在微量元素富集程度上的顯著差異（圖5）。第五階段為中晶白云石（MCD）的充填作用，進一步破壞了儲滲空間的保存。第六階段成巖事件為第2期熱液流體沉淀出的鞍狀白云石（圖7d），形成時間為259.4±3 Ma[13]。第七階段成巖事件為第2期古油藏充注事件，是燈影組大規模古油藏的形成階段[1]，后期裂解后形成第2期瀝青。第八階段為方鉛礦、閃鋅礦和第3期鞍狀白云石等代表的第3期熱液活動，形成時間為199±12 Ma。最后一個階段的成巖事件以石英膠結物為特征，黎凌川[31]使用Ar-Ar同位素測年法確定該階段石英年齡為125.8±8.2 Ma，王國芝等[34]認為伴生螢石的Sm-Nd同位素年齡為130Ma。

對儲層的地質歷史時期的古孔隙度演化研究是借助鑄體薄片進行的，但鑄體薄片反映的是面孔率特征，要得到真實的古孔隙度，需計算真實古孔隙度與面孔率的換算關系。根據前人的研究成果以及大量的油田實例[35]，利用研究區的全直徑巖心物性測試資料得到現今孔隙度；通過磨制大鑄體薄片（6 cm×5 cm）的鏡下照片及計算機圖像分析技術得到樣品的面孔率，將二者相匹配后通過實驗數據擬合，得到現今孔隙度與面孔率的關系，并且要求相關系數R2要大于0.5。

選取研究區不同儲層的典型視域薄片，人工圈繪出各期礦物充填物對孔隙度造成的影響，利用Image-Pro Plus 6.0軟件計算各期礦物充填物及殘留孔隙所占照片總體的百分含量，確定各期礦物充填物對面孔率的影響（圖9）。根據成巖演化過程依次計算各期成巖礦物充填物對面孔率的影響，由此可獲得成巖礦物充填開始時的反演回剝的古孔隙度。

研究區燈影組在志留紀末期曾形成早期古油藏，由于海西早期發生抬升剝蝕而破壞[1]，而后隨著寒武系烴源巖的快速埋藏升溫，大規模油氣充注導致燈影組儲層又經歷了三個關鍵成藏階段[13]。第一階段為三疊紀末—侏羅紀初期的大規模古油藏形成階段，第二階段為白堊紀中期的大規模古油藏裂解成氣階段，第三階段為古近紀—新近紀的氣藏調整階段[36?37]。原油的運移和聚集所對應的孔隙度下限比天然氣更高，前人提出碳酸鹽巖油藏古油藏形成的孔隙度下限為2.6%[22，38]，若碳酸鹽巖儲層古孔隙度低于2.6%，則不利于古油藏運聚。古孔隙度恢復結果表明（圖10）[1，3]，燈二段縫洞型儲層在大規模古油藏運聚時期的古孔隙度為4.84%，有利于古油藏運移聚集，原油裂解成氣階段的古孔隙度為4.24%，有利于氣藏運移聚集，而后古孔隙度維持在4.24%，在氣藏調整階段仍有利于天然氣聚集。燈二段孔洞型儲層在大規模古油藏運聚時期的古孔隙度為2.18%，不利于大規模古油藏運移聚集，而后兩個成藏階段，古孔隙度維持在2.18%，有利于天然氣的運移聚集。燈四段縫洞型儲層在大規模古油藏運聚時期的古孔隙度為4.93%，有利于古油藏運移聚集，古油藏裂解成氣階段和氣藏調整階段時的古孔隙度分別為4.68%和3.58%，均有利于天然氣運移聚集。燈四段孔洞型儲層在大規模古油藏運聚時期的古孔隙度為3.05%，高于原油運移聚集的孔隙度下限，古油藏裂解成氣階段和氣藏調整階段時的古孔隙度維持在2.92%，有利于天然氣運移聚集。

6 結論

（1） 川中地區震旦系燈影組燈二段、燈四段儲層根據儲滲空間搭配關系，均可劃分為縫洞型和孔洞型兩種儲層類型。燈二段儲層中可識別出包括3期纖狀白云石、3期鞍狀白云石在內的9期成巖礦物。燈四段儲層中識別出的成巖礦物與燈二段略有不同，僅可識別包括1期纖狀白云石在內的8期成巖礦物。

（2） 研究區燈影組儲層中識別出的成巖流體類型包括海水、被改造的海水、熱液流體、非熱液成因地層流體。包括3期海水膠結、3期熱液活動等在內的多階段成巖事件對儲層物性具有破壞性。

（3） 燈二段縫洞型儲層在古油藏形成階段、原油裂解成氣階段、氣藏調整階段始終具有運聚能力，孔洞型儲層則僅在原油裂解成氣階段、氣藏調整階段具備運聚能力。燈四段的縫洞型儲層和孔洞型儲層在三個關鍵成藏階段均具有運聚能力。