四川盆地下侏罗统大安寨段沉积微相特征及对储层的控制

冯荣昌，吴因业，陶士振，张天舒，岳 婷，2,杨家静，刘 敏

(1.中国石油勘探开发研究院，北京 100083；2.中国矿业大学(北京) 地球科学与测绘工程学院，北京 100083；3.中国石油 西南油气田分公司 勘探开发研究院，成都 610051)

四川盆地下侏罗统大安寨段沉积微相特征及对储层的控制

冯荣昌1，吴因业1，陶士振1，张天舒1，岳 婷1，2,杨家静3，刘 敏3

(1.中国石油勘探开发研究院，北京 100083；2.中国矿业大学(北京) 地球科学与测绘工程学院，北京 100083；3.中国石油 西南油气田分公司 勘探开发研究院，成都 610051)

下侏罗统大安寨段是四川盆地致密油勘探的重点层位，但油气特征复杂。在对大安寨段的岩性特征进行详细研究时，将大安寨段划分为8种岩相：厚层块状重结晶灰岩相、块状亮晶介壳灰岩相、块状—薄层状泥晶介壳灰岩相、薄层状含泥质介壳灰岩相、泥岩与泥质介壳灰岩的薄互层相、薄层状含介壳泥岩相、黑色泥岩相、紫红色到灰绿色泥岩相。总结了大安寨段的沉积模式，划分为5种沉积微相，即滨浅湖泥、滩后、滩核、滩前和浅湖—半深湖泥。最后，通过对比不同岩性的孔渗特性并结合沉积环境进行分析，明确了沉积微相对储集层的控制作用，滩前微相具有较好的致密油成藏条件。

沉积微相；沉积模式；储集层；大安寨段；下侏罗统；四川盆地

四川盆地中下侏罗统的石油产量的70%以上集中在下侏罗统自流井组大安寨段，大安寨段的石油主要集中分布于川中和川北地区；大面积含油，但油气资源分散、丰度极低、孔渗极低，缺乏大规模的油气运移。多年来的油气勘探按照裂缝—孔隙型储层的勘探思路进行，认为裂缝发育的介壳灰岩层为良好的储集层，川中年均近10×104t的原油产量，大部分来自于该储集层。近年来随着致密油勘探的展开和逐渐深入，重新对大安寨段储层特征进行了认识，不少学者对大安寨段储集层提出了一些新的认识，而沉积微相的研究相对较少[1-3]，沉积微相对储层的控制作用有待于进一步深化。

1 大安寨段沉积概况

四川盆地从晚三叠世开始进入陆相沉积阶段，经历了印支运动早晚幕后，龙门山、大巴山相继隆升，东缘娄山与江南古陆连为一体，侏罗纪早期主要以湖盆沉积为主[4-6]，盆地进入“环形凹陷”前陆盆地演化阶段，形成北陡南缓的格局。大安寨段沉积期盆地主要处于构造稳定阶段，物源供应不足，盆地出于“饥饿”状态，是一典型的淡水碳酸盐岩湖盆，仅在靠近物源处有一些冲积扇和三角洲沉积；该时期湖盆湖域面积大，气候温暖，以双壳类、介形虫、腹足类为主的壳类生物呈环状分布于能量较强、水体清澈的浅湖区域[2,7-8](图1)。大安寨段沉积时期湖盆经历了一个完整的湖退—湖进旋回[9-11]，马鞍山段沉积末期的湖盆在进入大安寨段沉积时期后，开始南东—北西向湖侵，大三亚段盆地以厚层的介壳灰岩夹薄层滨浅湖泥上超于马鞍山段红色泥岩之上为特征，沉积中心位于双河—营山一带；大一三亚段沉积时期，湖盆进入高水位期，介壳灰岩不太发育，厚层的黑色泥页岩和含泥质介壳灰岩与泥岩互层，半深湖水域推进到双龙场—八角场一带；大一三亚段沉积后期开始进入湖退阶段，灰岩成分开始增多，到大一亚段再次进入灰岩沉积为主的阶段(图2)，川中北部地区灰岩在这个阶段最为发育，末期湖盆开始萎缩，河流和三角洲相的凉高山段侵蚀不整合于介壳灰岩之上。

2 大安寨段岩相特征

大安寨段沉积期盆地经历了叠瓦式湖进和湖退过程[7]，呈现出高频多旋回特征，发育了41～47短期旋回[11]，单层厚度不大，介壳灰岩与泥岩高频互层(图1,3)，岩相特征复杂。介壳灰岩的成分复杂，基质类型、泥质含量的大小、胶结的强弱、重结晶程度在区域上和剖面上变化都很大，细分大安寨段的岩性和岩相特征有助于大安寨段的沉积演化、储层特性的研究。本次以介壳灰岩的基质含量为主线，考虑基质类型、胶结强弱和重结晶程度3个方面的因素，对大安寨段的岩性特征进行划分。

2.1 厚层块状重结晶灰岩相

该岩相厚度在1～10 m(图3a)，介壳灰岩的基质含量小于10%，基质类型为亮晶方解石；颜色以灰白与灰色为主，亮晶胶结；介壳间充填有一些极小的介壳碎片和极少量的泥质成分，原始的沉积结构大多已破坏，介壳已经被完全溶解后重结晶形成新的晶体。在正交偏光镜下，即使有清晰介壳形态的灰岩也已经重结晶为新的晶体，由沉积于高能环境经过彻底淘洗的亮晶介壳灰岩经过强烈的溶蚀和重结晶作用而成[8]，主要分布在大一和大三亚段。

图1 四川盆地下侏罗统大安寨段沉积微相

2.2 块状亮晶介壳灰岩相

该岩相厚度0.5～5 m，颜色主要为灰白和灰色，部分为深灰色，分布在大一和大三亚段。介壳一般清晰可辨，以大的厚壳碎片为主(图3b)。小而厚的介壳一般都能够完整的保存，壳间充填有小的介壳碎片和少许泥晶方解石和泥质颗粒，主要充填亮晶方解石胶结物；基质含量小于10%，重结晶程度较弱。

2.3 块状到薄层状泥晶介壳灰岩相

该岩相厚度一般在1 m左右，多与含有泥质的介壳灰岩呈互层的形式出现，稳定性相对较差；颜色为灰色到深灰色，不同的沉积微相颜色变化较大，一般随水深的加深颜色变深。介壳碎片相对较薄和大(图3c)，具有易搬运的特征。壳间主要为微米到毫米级的介壳碎片、微小的生物、微晶到泥晶方解石以及少量的碎屑泥；基质含量为10%～25%，重结晶程度相对较弱。常常上部与含泥质介壳灰岩、下部与亮晶介壳灰岩呈过渡接触，无明显的突变界面。

2.4 薄层状含泥质介壳灰岩相

该岩相厚度一般小于1 m，一般与泥晶介壳灰岩或泥质介壳灰岩呈互层。颜色主要由所含的泥质颜色决定，从灰色到深灰色或褐灰色。壳间充填有较多的陆源碎屑泥以及一些泥晶方解石；介壳灰岩的基质含量为25%～50%，介壳的重结晶程度和胶结程度相对较弱(图3d)。

图2 川中R1井综合柱状图

2.5 泥岩与泥质介壳灰岩的薄互层相

泥质介壳灰岩的厚度变化范围很大，从厘米级到米级，泥质含量较高，深水相的泥质介壳灰岩较为发育，呈灰色到浅黑色。滨浅湖的泥质介壳灰岩一般较少，颜色一般较深。介壳相对较小，并且多为薄壳，仅见少量较厚的介屑(图3e)。壳间几乎为泥质充填，基质含量为25%～50%，含有一定量的有机质，深色泥质介壳灰岩的TOC能够达到0.1%以上。泥岩薄层在滨浅湖沉积中为灰绿色到深黄色薄层，主要为一些黏土颗粒。泥页岩与泥质介壳灰岩的高频薄互层的细层呈纹层状到薄层状，也有风暴成因的不规则薄层状(图3f)。

图3 川中大安寨段沉积微相特征

2.6 薄层状含介壳泥岩相

该岩相一般很薄，介壳在泥岩中分布不均匀，一般为较易搬运的薄壳，介壳常呈薄层状或漂浮状位于泥岩之中，黏土颗粒的含量为50%～75%；颜色从紫红色到黑色，但一般滨浅湖的紫红色较多(图3g)。

2.7 黑色泥岩相

黑色泥岩沉积于还原的深水区域，能量较低，沉积环境稳定，沉积厚度较大，有机质含量相对较高，为主要的生油岩，主要为黏土颗粒，含量大于75%；夹杂风暴成因的极少量的薄壳碎片或介壳条带。

2.8 紫红色到灰绿色泥岩相

紫红色、灰绿色的泥岩颗粒可以相对较粗，钙质含量高，有机质含量较少，成分复杂，包括含微晶方解石颗粒、陆源的泥质颗粒以及黏土矿物，含有一些微晶状介壳碎片(图3h)。

3 大安寨段沉积微相与沉积模式

大安寨段灰岩主要发育于欠补偿状态的浅湖，浅水和深水均较少，浅湖内湖的湖浪和湖流作用较强，水体循环充分，氧气富足，透光性好[12]，适宜于双壳类繁殖；水体加深导致溶氧、光照等条件变化，使得双壳类的数量和种类减少[12]。湖内不同水深的底质类型不同，双壳类对底质类型要求较高，如软泥质的底质适宜薄壳类的双壳类繁殖[13-14]，随着水体变浅使得底质不适合双壳类的生存。经过风暴浪的破碎和搬运作用可以将浅湖的介壳搬运至滨浅湖和半深湖，形成风暴沉积和混积[3]。根据双壳类的繁盛程度和波浪的强弱把大安寨段沉积期的湖相沉积分为：滨浅湖泥、介壳滩(分为滩后、滩核和滩前)和浅湖—半深湖泥，将大安寨段分为5个微相(图4)。

3.1 滨浅湖泥

主要发育紫红色到灰绿色泥岩相(图3g，h)，岩性主要为紫红色或灰绿色的泥岩、钙质泥岩、含介壳泥岩或者为杂色泥岩，一般各类泥岩呈高频互层。滨浅湖波浪的作用弱，主要为泥质颗粒、黏土矿物、微晶方解石颗粒，还有一些风暴搬运的细小介壳的碎片，形成泥岩相为优势相的泥岩—介壳灰岩混积[3]或相缘混合[15]。

3.2 滩后

主要发育薄层状含泥质介壳灰岩相、块状到薄层状泥晶介壳灰岩和少量的块状亮晶介壳灰岩相，灰岩层中夹着一些薄层的灰绿色、深灰色、紫红色泥岩。部分泥岩中含有一些介壳碎片(图3f)，为以泥质介壳灰岩相为优势相的泥岩—介壳灰岩或少量的粉砂—介壳灰岩的混积相；黄色或灰绿色泥岩成楔状或薄层状镶嵌与泥质介壳灰岩或含泥质介壳灰岩中，构成广义上的混积层系。常与滨浅湖泥整合接触，与滩核成整合接触或不整合接触，可见一些侵蚀面，风暴沉积在该微相易遭到上覆的滩核沉积的破坏，不易保存。

3.3 滩核

发育于浅湖的湖浪能量最强的湖域(图4)，生物繁盛，主要沉积小而厚的不易搬运的介屑碎片和一些较厚的完整介壳，沉积后经过波浪作用反复地淘洗，主要为亮晶胶结物，后期经历强烈的溶蚀和重结晶作用，原始的沉积构造几乎消失殆尽。发育厚层块状重结晶灰岩相、块状亮晶介壳灰岩相、块状—薄层状泥晶介壳灰岩相。野外剖面上块状的厚层重结晶和亮晶介壳灰岩的层间可见一层薄薄的黄色泥岩(图3a)。滩核微相是风暴作用最强的微相，侵蚀作用非常明显，但由于后期的波浪改造作用，使得原始风暴沉积构造遭到破坏。

3.4 滩前

沉积于滩核与浅湖—半深湖泥的过渡湖域(图4)，一般沉积一些薄壳或小的碎片，泥质含量相对较高，较强的风暴作用能够搬运一些大而厚的介壳碎片(图3d)。主要为块状到薄层状泥晶介壳灰岩相、薄层状含泥质介壳灰岩相、泥岩与泥质介壳灰岩的薄互层相，主体上为以介壳灰岩相为优势相的相缘混积，这控制着滩前微相的沉积特征。整体上处于弱还原环境中，岩石的重结晶程度低，介壳的形态清晰可见；颜色一般较深，灰岩为灰色到灰黑色，泥岩为暗色到黑色，含有一定量的有机质，随着水深的加深，岩石的颜色和含泥质介壳灰岩中有机质的含量也逐渐增多。在泥岩中一层或几层极薄的灰岩中介壳大多由风暴作用搬运，灰岩层与泥岩之间有侵蚀界面，介壳一般为大而薄的碎片，向上有递变的粒序结构，部分暗色泥岩中可见风暴作用末期沉积的漂浮状的薄壳。滩前风暴一般处于风暴末端，能量相对较小，常见一些像浊流沉积序列的粒序递变层。

3.5 浅湖—半深湖泥

处于浪基面之下，受到波浪的作用较弱，只受到风暴浪的影响，主要为黑色泥岩相(图4)，颜色较深；风暴浪基面之上沉积有风暴成因的厘米级到毫米级的介壳灰岩薄层(图3e)，薄层具有向上的递变粒序层理，下部与泥岩侵蚀面接触，下部为厚而小的碎片，介屑向上逐渐变薄变大，最上部仅为一些薄而大的碎片在泥岩中呈漂浮状。泥岩与灰岩的薄互层是广义上的混积及薄互层混积，而单个薄层灰岩含有较多的泥质成分，属于狭义混积中的相缘混积[3,15-16]。

4 沉积微相对储层的控制作用

4.1 储集空间类型

大安寨段储层孔渗条件极差[17]，储集空间主要为基质孔隙和微裂缝，微裂缝曾被认为是大安寨段的主要储渗空间。随着致密油勘探的深入，基质孔隙的重要性逐渐被人们所认识，高孔隙被认为是高产稳产的关键。微裂缝主要是指由于构造作用所形成的微裂缝，微裂缝不仅可以在一定程度上增加储层的孔隙度，更重要的是可以大大改善储层的渗透性。大安寨段的基质孔隙很小，以微—纳米级孔隙为主，微米级的孔隙少。通过扫描电镜和纳米CT扫描后发现，纳米级孔隙占总孔隙空间的90%，具有典型的致密油孔喉特征[18]，可以分为原生孔隙和溶蚀孔隙2类。

图4 川中大安寨段沉积模式

(1)原生孔隙包括粒间孔、晶间孔、生物体腔以及晶间和粒间缝。由于后期的压实、胶结以及重结晶作用，强烈的致密化使得大直径的孔隙消失，原生孔隙以残余的纳米级孔为主，重结晶和亮晶介壳灰岩的原生孔隙为纳米级，微米级几乎为零；泥晶介壳灰岩、含泥质介壳灰岩和泥质介壳灰岩的原生孔隙相对发育，纳米到微米级孔隙发育。

(2)溶蚀孔隙包括基质溶蚀孔、晶间溶孔缝、粒间溶孔缝和溶蚀孔洞。溶蚀孔洞的孔隙半径相对较大，可达厘米级，在分布上受构造的控制作用较强，发育段和发育地区相对较少，亮晶介壳灰岩和重结晶介壳灰岩相对比较发育；经溶蚀作用改造产生的基质溶蚀孔、晶间溶孔缝、粒间溶孔缝的发育规模相对较大，改善了原生孔隙的大小和连通性，但其孔隙半径仍主要为纳米到微米级。晶间和粒间缝是孔隙间主要的连通通道，几乎所有的晶间缝和粒间缝都发生了不同程度的溶蚀作用，其连通性得到改善，是较好的储集空间，主要发育泥晶、含泥质、泥质介壳灰岩。

4.2 微相对孔隙度的影响

为了讨论泥质对储层物性的影响，将莲池、公山庙、中台山3个油区无缝样品的孔渗数据进行了对比(泥晶介壳灰岩、亮晶介壳灰岩和重结晶介壳灰岩作为一个整体进行统计，其泥质含量相差不大且3种岩性在宏观上较难分辨)，发现泥质可能改善储层的储集性(图5)，特别是对孔隙度的影响较大，含泥质介壳灰岩和泥质介壳灰岩的孔隙度相对较高。含泥质与泥质介壳灰岩发育在滩前和滩后微相，滩前微相的孔渗性相对滩后要好。

滩前微相具有以下的优势：(1)滩前微相中风暴成因的介壳灰岩得到相对较好的保存，其杂乱堆积，具有较高的原生孔隙度，同时泥质的存在一定程度上阻止了成岩流体的流动，使原生孔隙得到较好的保存；(2)与泥岩互层频繁，泥岩层可以在一定程度上对成岩流体起阻隔作用，使得介壳层受成岩流体的作用较弱，溶解、交代与胶结作用相对弱，保存了原生孔隙[2]；方解石在半深湖—深湖区的结晶速度较滨浅湖低，使得早期成岩作用对孔隙破坏较少；(3)后期构造运动产生的裂缝沟通作用进一步促进了溶蚀作用；(4)成岩作用阶段的泥质收缩是孔隙发育的一个因素[3]；(5)由于滩前微相中的灰岩常与暗色或黑色页岩互层，泥页岩层具有一定的生烃能力，生烃产生的酸性水可以促进溶蚀作用。滩后微相的灰岩主要与滩核微相和滨浅湖微相互层，原生孔隙较大的风暴沉积不易保存下来；早期的成岩作用阶段方解石的胶结作用相对较强，破坏了原生孔隙，加之后期的压实作用，原生孔隙消失殆尽；泥质减小了岩石脆性，使得构造缝的发育程度也相对减小，与构造缝相伴生的溶蚀作用也相对较弱，溶孔的发育程度相对较小。

图5 四川盆地下侏罗统大安寨段不同泥质含量的介壳灰岩孔隙度和渗透率

滩核的泥质含量很低，原生孔隙几乎消失殆尽，发育的大多为纳米级孔隙，但是由于滩核微相主要以亮晶介壳灰岩和重结晶介壳灰岩为主，其岩石的脆性大。大安寨段沉积后经历了燕山运动和喜马拉雅运动，构造变形强烈，构造裂缝比较发育，伴随着构造主断裂发育了大量的构造裂缝，这些构造裂缝对储层孔渗改变极为关键。裂缝不仅沟通了原生孔隙，更重要的是裂缝为成岩流体的运移提供了通道，促进了溶蚀作用，将无效的原生孔隙可能改造为有效孔隙，加上与构造缝所伴生的微裂缝，滩核微相也可发育较为优质的储层，主要为裂缝—孔隙型储层，是当今开发的重点。构造缝在滩前和滩后同样发育，由于泥质的存在，使得构造缝及伴生的微裂缝发育规模相对滩核微相较小。

4.3 沉积微相对渗透率的影响

泥质对渗透率的影响相对孔隙度来说较弱(图5)，仅呈现小幅度的增加。滩核微相的无缝亮晶介壳灰岩、泥晶介壳灰岩和重结晶介壳灰岩因强烈的重结晶而呈现异常的致密，再加上溶蚀作用比较少，因而渗透率极低。而虽然滩前微相的含泥质介壳灰岩、含泥质介壳灰岩的溶蚀孔和原生孔的分布特征在很大程度上与沉积作用相关，其分布相对较为均匀，并且由于泥质的作用使得孔隙得到了一定程度的保存，但泥质可能堵塞连通孔隙的喉道，导致其渗透性较差。但是含泥质介壳灰岩和泥质介壳灰岩本身存在相对较好的孔渗，为酸化提供了方便，酸化可以在很大程度上改善储层的渗透率；而亮晶介壳灰岩、泥晶介壳灰岩和重结晶介壳灰岩只有在裂缝的改造下，才可能成为有利的储集层。

滩前微相具有相对较高的孔隙度，并且其渗透性可以通过后期的改造获得改善，可成为有效的储层。滩前微相的泥页岩与泥质介壳灰岩或含泥质介壳灰岩的薄互层，形成典型的“三明治”结构[3]，并且紧邻半深湖—深湖的黑色烃源岩，相对于其他微相具有更好的致密油成藏条件，因而滩前微相是致密油勘探的最有利的沉积相带。

5 结论

(1)四川盆地大安寨段沉积期的湖域较大，生物滩主要发育于介壳较为富集的浅湖，浅湖的波浪作用较强，波浪对浅湖生物滩沉积的控制作用较强，间歇性风暴对介壳滩沉积的影响非常大。风暴沉积在各沉积微相中均有发育，由于后期的改造，在滩核微相中不易保存下来，在浅湖—半深湖泥、滩前、滨浅湖泥中保存较好。

(2)大安寨段的生物介壳滩相可以分为3个沉积微相，即滩后、滩核和滩前。生物滩滨与滨湖相邻的是滨浅湖泥，而向深湖方向为浅湖—半深湖泥。各微相的岩性特征以及地层堆积模式具有较强的规律性。

(3)沉积微相对大安寨段储层的储集性控制较强，滩后微相孔隙不发育，以构造缝为主；滩核微相主要为构造缝以及伴生的微裂缝和溶蚀孔缝；滩前主要为一些原生的孔隙和溶蚀孔，还有一些裂缝所形成的空间。滩前微相具有一定的泥质含量，有相对较高的孔渗，且与烃源岩接触，具有良好的致密油成藏条件。

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(编辑 黄 娟)

Sedimentary microfacies characteristics and their control on reservoirs in Daanzhai Member, Lower Jurassic, Sichuan Basin

Feng Rongchang1, Wu Yinye1, Tao Shizhen1, Zhang Tianshu1, Yue Ting1,2, Yang Jiajing3, Liu Min3

(1.ResearchInstituteofPetroleumExplorationandDevelopment,PetroChina,Beijing100083,China;2.CollegeofGeoscienceandSurveyingEngineering,ChinaUniversityofMiningandTechnology,Beijing100083,China;3.ExplorationandDevelopmentResearchInstituteofSouthwestOil&GasFieldCompany,PetroChina,Chengdu,Sichuan610051,China)

The Daanzhai Member of the Lower Jurassic in the Sichuan Basin is an important exploration target with complicated petrogeologic features. The Daanzhai Member includes eight lithofacies: thick blocks of recrystallized limestone, sparry shell limestone blocks, micritic shell limestone blocks or thin sections, argillaceous shell limestone thin sections, interbedded mudstones and shale shell limestones, shell mudstone thin sections, black mudstones, and red to green mudstones. A depositional model was established, consisting of five sedimentary microfacies: mud from littoral to shallow lake, back beach shell, shell beach core, beach front shell, and mud from shallow to intermediate depth lake. The controls of sedimentary microfacies on reservoir properties were determined according to the relationship between porosity/permeability and depositional environment. The beach front shell facies was favorable for tight oil accumulation.

sedimentary micro-facies; depositionmodel; reservoir; Daanzhai Member; Lower Jurassic; Sichuan Basin

1001-6112(2015)03-0320-08

10.11781/sysydz201503320

2014-05-31；

2015-03-28。

冯荣昌(1989—)，男，硕士研究生，从事层序地层学和地震沉积学研究。E-mail：fengrongchang@foxmail.com。

吴因业(1964—)，男，博士，教授级高级工程师，从事层序地层学和沉积学研究。E-mail：wyy@petrochina.com.cn。

国家科技重大专项课题“大型特大型岩性地层油气田/区形成与分布研究”(2011ZX05001-001)和“川中地区侏罗系致密油有利区评价及井位目标优选”(XNS14NH2013-0141)资助。

TE121.3

A