四川盆地震旦系灯影组储层特征及成因

王文之， 杨跃明， 张玺华， 邹定永， 马松华， 孙奕婷， 彭瀚霖

( 1. 中国石油西南油气田分公司 勘探开发研究院，四川 成都　610051；　2. 四川路桥矿业投资开发有限公司，四川 成都　610093 )



四川盆地震旦系灯影组储层特征及成因

王文之1， 杨跃明1， 张玺华1， 邹定永1， 马松华2， 孙奕婷1， 彭瀚霖1

( 1. 中国石油西南油气田分公司 勘探开发研究院，四川 成都610051；2. 四川路桥矿业投资开发有限公司，四川 成都610093 )

为明确四川盆地震旦系灯影组的储层特征及成因，以钻井岩心、薄片观察、扫描电镜和碳氧稳定同位素分析等资料为基础，分析研究区储层的储集空间类型及储层特征、成因。结果表明：灯影组储集岩类以凝块状云岩、砂屑云岩为主，储集空间以次生孔隙、溶蚀孔洞为特征；沉积相是储层的物质基础，藻丘和颗粒滩亚相控制储层在平面上的分布范围和规模；溶蚀是储层形成的关键，同生期溶蚀增加储层的比表面积，为后期岩溶提供有利的物性条件；表生期溶蚀控制优质储层在纵向上的分布，主要分布在距离不整合面100 m以内；埋藏期溶蚀对储层总孔隙度改变不大，但使前期较分散的储层趋于富集。早期裂缝(第一～三期)为各期流体及烃类充注提供导引作用，晚期裂缝(第四～五期)改善灯影组储层的渗透能力。该结果对研究区气田的勘探和开发具有参考意义。

震旦系； 微生物； 碳酸盐岩； 灯影组； 储层特征； 储层成因

0　引言

四川盆地震旦系灯影组是一套地层巨厚、蓝藻菌特别发育的含油气白云岩地层[1-2]，厚度为800～1 000 m，广泛分布于整个上扬子地区，属于典型的富含微生物岩地层。2011年，高石1井震旦系灯影组获得日产超102.15×104m3工业气流，使灯影组再次成为四川盆地油气勘探的热点层系，储层特征及成因是研究难点。在经过5亿多年的成岩改造后，灯影组岩性也变得特别复杂而难以识别，储层非均质性强。斯春松等[3]认为灯影组储集岩性主要与藻白云岩有关，储层主要受沉积相带、白云石化作用、溶蚀作用、成岩作用和构造作用的控制；周正等[4]认为灯影组主要储集岩类为白云岩和角砾岩，沉积相对储层物性起宏观控制作用，成岩作用对灯影组起决定性作用；宋金民等[5]认为灯影组优质储层受控于风化壳喀斯特作用、有机酸溶蚀作用和热液作用。

由于震旦系灯影组时代古老、演化程度高、成岩作用复杂等[6]，人们对灯影组的储层成因及主控因素的认识存在较大差异。根据灯影组大量的岩心、薄片、物性、地震资料，以沉积学、储层地质学理论为指导，笔者采用地球化学分析、储层特征研究、地震反演等方法，探讨隐生宙富含微生物岩地层优质储层的形成机制，为研究区油气勘探提供参考依据。

1　地质概况

安岳气田位于四川盆地川中古隆平缓构造区的威远至龙女寺构造群，属于川中古隆平缓构造区向川东南高陡构造区的过渡地带(见图1)。根据岩性组合、测井曲线电性特征，自上而下将灯影组分为四段，灯影组四段(灯四段)厚度为260～350 m，富含砂屑白云岩及藻白云岩，见硅质条带，少含菌藻类及叠层石，偶含胶磷矿；灯影组三段(灯三段)厚度为50～100 m，为一套混积岩，常见砂岩、泥岩，夹白云岩、凝灰岩等；灯影组二段(灯二段)厚度为440～520 m，上部为微晶白云岩，含少量菌藻类，下部发育葡萄花边构造藻白云岩；灯影组一段(灯一段)厚度为20～70 m，含泥质泥—粉晶白云岩和少量菌藻类白云岩，局部含膏盐岩。

灯影组沉积后，经过复杂的构造演化，经历七次构造运动、十余次升降。构造演化可分为四个阶段，即寒武纪—志留纪的埋藏阶段、泥盆纪—石炭纪的抬升剥蚀阶段、二叠纪—晚侏罗世的埋藏阶段、晚第三纪至现今的大幅度抬升阶段[7-8]，构造运动形成的裂缝成为后期成岩流体及油气运移的主要通道。

图1　四川盆地构造分区、灯影组岩性特征及研究区位置

2　储层基本特征

2.1储集岩石类型

四川盆地震旦系灯影组碳酸盐岩复杂多样，大体可分为晶粒云岩、颗粒云岩和藻云岩三类，其中晶粒云岩可细分为泥晶云岩和粉晶云岩；颗粒云岩可细分为粒屑云岩、砂屑云岩和凝块状云岩；藻云岩可细分为层纹状云岩、叠层状云岩、泡沫状云岩、藻团块云岩和核形石云岩等。根据岩心、铸体薄片、物性、测井等资料，灯影组储集岩石类型主要以凝块状云岩和砂屑云岩为主。

2.2储集空间类型及特征

灯影组储集空间类型多样，既有受组构控制的粒间溶孔、粒内溶孔和晶间溶孔等，又有不受组构控制的溶洞和构造裂缝。根据储集空间成因、形态、大小及分布位置，可划分为孔隙、洞穴和裂缝三类(见表1)。

表1　高石梯地区灯影组储集空间类型

2.2.1残余粒间孔和粒间溶孔

颗粒岩原始堆积后，颗粒间因颗粒本身支撑而形成原生孔隙；当粒间胶结物不发育或含量极少时，粒间孔隙得以保存，形成残余粒间孔。由于受酸性流体溶蚀或大气淡水淋滤的影响，颗粒间胶结物或部分颗粒被多期改造扩大而形成粒间溶孔，粒间溶孔只是对原生粒间孔的保持或扩大。这些孔隙在镜下也可见到被溶蚀胶结物，甚至部分溶蚀颗粒，形成粒间溶孔(见图2(a-b))。孔隙边部普遍发育一层沥青膜，表明在地质历史时期该类孔隙因油气充注而得以保存，是砂屑云岩最主要的储集空间。

图2　研究区灯四段主要岩石类型及特征Fig.2 Main rock types and characteristics of the forth section of Dengying formation in study area

2.2.2晶间孔和晶间溶孔

主要发育于重结晶强烈、原岩组构遭到深部热液严重破坏的颗粒云岩，即原岩发生新生变形作用，使原有的泥晶被溶蚀，残余的泥晶形成粉晶，而中—深埋藏条件下的细晶、粗晶胶结物几乎不被溶蚀。这些残余晶粒间常形成孔隙，多呈不规则三角状，部分发生溶蚀而形成晶间溶孔(见图2(c))，是灯四下亚段常见的储集空间类型之一。

2.2.3粒内溶孔

主要发育于藻砂屑云岩和砂屑云岩，为选择性溶解藻砂屑或砂屑形成的孔隙(见图2(d))，当颗粒的外部轮廓保存较好时，也称为铸模孔。灯四段粒内溶孔一般直径较小，本身连通性较差，需要有后期裂缝或溶扩残余粒间孔与外界连通。由于灯四段藻丘的建造速度快，极易暴露在海平面上[9]，丘盖和丘翼中发育的颗粒滩体受大气淡水选择性溶蚀的影响而发育粒内溶孔或铸模孔，为同生期—准同生期溶蚀孔隙。

2.2.4格架洞

主要发育于叠层状云岩、凝块状云岩和层纹状云岩，可分为两类：一类是在藻的粘结、障积生长过程中，经过粘结、缠绕生长搭架而形成格架孔后，被白云石、石英及沥青半充填后的残余孔隙空间(见图2(e))；另一类是藻丝体腐烂后形成的窗格孔洞，未被后期胶结充填物全充填。虽然后期表生溶蚀及多期埋藏溶蚀的叠合改造形成扩溶孔，但并不改变受格架组构选择的特征。该类孔隙的最初形成受沉积作用控制。

2.2.5溶洞

灯影组沉积后经历漫长的成岩改造，发育不同成因且各具特色的溶蚀孔洞。平面上，溶蚀孔洞分布不均匀，且以小洞为主；纵向上，溶蚀孔洞层可达侵蚀面(桐湾Ⅱ幕)以下300 m。灯四段溶洞以中、小溶洞为主，大溶洞发育较少，主要为洞径在2～5 mm之间的小溶洞。溶洞多呈层状分布或沿裂缝、溶缝呈串珠状分布，也有围绕岩溶角砾分布，形态有扁圆形、椭圆形、条带状、水滴形、裂隙形及不规则形状；主要分为格架间溶洞、层状分布的同生期—早成岩期溶洞、风化壳岩溶成因溶洞，以及多期构造破裂和埋藏溶蚀成因溶洞等。根据高石梯—磨溪地区岩心统计结果，灯四段岩心溶洞发育以小洞为主，所占比例为79%；中洞所占比例为15%；大洞所占比例为6%。

2.2.6裂缝

研究区处于川中古隆中斜平缓构造带，受到构造挤压作用的影响相对较弱，由于灯影组沉积后经历多期的构造运动，导致裂缝充分发育。裂缝类型可分为构造裂缝和次生裂缝两类。灯四段岩心统计表明：缝密度平均为1.50～7.51条/m，发育程度总体较高，构造裂缝断面一般比较平直，多以高角度缝出现；次生裂缝一般经过淡水或地下水的溶蚀，缝壁不平直且呈港湾状，甚至有溶孔串接，但溶缝普遍被沥青或白云石半充填，对储层渗流有一定的贡献。特别是晚期未被充填或半充填的构造裂缝对储层的渗流能力贡献较大(见表2)。

表2　研究区灯四段储层裂缝分类及特征

图3　研究区灯四段孔隙度—渗透率相关分析散点图

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

根据裂缝充填特征及相互切割关系，将裂缝发育阶段划分为五期：第一期裂缝发生在早成岩阶段，破裂作用相对较弱，数量少，多数被扩溶，裂缝边缘多为港湾状，且充填沥青及渗流粉砂等，往往被后期裂缝切割；第二、三期裂缝发育在液态烃充注前，数量较多，相互切割裂缝中有沥青充填(见图2(f))；第四期裂缝发生于晚成岩晚期气态烃阶段，裂缝几乎未被充填，切割早期裂缝；第五期裂缝切割前四期裂缝，并切割晚期沥青，镜下较常见(见图2(g))。同时，第一期裂缝几乎全部充填白云石、沥青或渗流粉沙，对储集空间没有贡献；第二、三期裂缝较多，且多为沥青充填，对古油藏的运聚形成有重要意义；第四、五期裂缝几乎未被充填(见图2(h))，对气藏形成及储层的渗流能力有重要作用(见图3)。

3　储层成因

3.1沉积作用

在区域地质资料研究[10-16]的基础上，结合高石梯—磨溪地区岩心、薄片资料，可确定灯影组为浅水型局限台地相的沉积特征，进一步细分为藻丘、颗粒滩、台坪、潟湖4个亚相(见表3)，其中藻丘和颗粒滩亚相最为有利。根据高石梯—磨溪地区灯影组不同岩石类型样品孔隙度(见图4)统计结果，颗粒滩亚相砂屑云岩和粉晶云岩的平均孔隙度分别为3.07%、0.94%，藻丘亚相叠层状云岩和凝块状云岩的平均孔隙度分别为2.85%、3.45%，层纹状云岩的平均孔隙度为1.72%。综合高石梯—磨溪地区储层发育的规模和物性，藻丘亚相的物性最好，颗粒滩亚相的次之(见图5)。

表3　四川盆地灯影组沉积相类型

图4　高石梯—磨溪地区灯影组不同岩石类型孔隙度分布频率Fig.4 The porosity distribution frequency chart of different rock types of Dengying formation in Gaoshiti-Moxi area

图5　研究区灯影组不同亚相平均孔隙度分布频率Fig.5 Average porosity distribution frequency diagram of different subfacies of Dengying formation in study area

3.2成岩作用与孔隙演化

研究区灯影组储层的致密化过程是认识优质储层形成机理和发育规律的前提，也是揭示中国西部叠合盆地海相储层演化过程和特征的有效途径。

3.2.1同生—准同生阶段

该阶段的成岩作用以白云岩化作用为主，关于其成因有两种代表性观点。王士峰、曾允孚等[13-14]认为：当时地月距离近，潮汐作用强，发生广泛海侵，并伴有火山喷发，使大气中CO2急剧增高；同时使海水富含Mg、Si、P、Fe、Mn等元素，加之藻类繁殖旺盛，大量吸收CO2，促进潮汐地带pH提高，而在高pH、高盐度和高Mg/Ca值条件下，可以直接沉淀白云石。灯影组藻类生长结构保存很好，且泥晶结构也验证这一点，说明在特殊的古气候条件下，蓝细菌产生的生物化学作用极有可能直接诱导白云石沉淀。雷怀彦、朱同兴等[15-16]认为，灯影组白云石是准同生期交代成因的。黄擎宇、艾伦 I R等[17-18]提出低温白云岩形成于潮上带、萨布哈、回流区、海水，以及海水和大气淡水混合流体的环境，处于地表或近地表的位置，其δ18OPDB一般比-2.5‰值更偏正。高温白云岩是在埋藏期形成的，通常以多种相态出现，当以胶结物形式充填于裂缝、晶洞及粒间孔隙时，其δ18OPDB一般比-6.5‰值更偏负，在中间重叠区域既可能是高温白云石，也可能是低温白云石，需要根据其他资料才能确定。

研究区176块致密泥晶云岩的全岩同位素分析统计发现，数据点分为三部分，其中低温白云石占样品总数的11.93%，高温白云石占样品总数的23.30%，重叠区白云石占样品总数的64.77%；结合三峡地区灯影组泥晶灰岩的碳氧同位素分析结果[19]，认为灯影组的白云化是以准同生期交代成因为主，兼有原生白云石[18](见图6)。

图6　研究区泥晶白云石δ13CPDB和δ18OPDB同位素散点图Fig.6 Isotope scatter plot of δ13CPDB and δ18OPDB of micritic dolomite in study area

由于受频繁的涨、退潮影响，导致大气淡水发生溶蚀作用，形成少量的粒内溶孔和粒间溶孔。研究区多口井的岩心、薄片观察表明，在微观方面，灯影组普遍具有暴露、干裂、选择性溶蚀等特征(见图7(a-c))；野外剖面及单井剖面观察发现，层间岩溶十分发育(见图7(d-e))。同生期选择性溶蚀的孔隙占现今有效孔隙比例较小，但它在地质历史时期对表生期流体的流向有重要作用，对增加储层的比表面积、使后期流体与储层充分接触、提高岩溶效率等方面具有建设性成岩作用。

图7　研究区灯影组成岩现象及特征Fig.7 Diagenetic phenomena and characteristics of Dengying formation in study area

3.2.2浅埋藏—表生阶段

进入浅埋藏期，地层压力逐渐增大，非稳定矿物向稳定矿物转化，以压实作用和重结晶作用为主[6,20-23]。灯影组沉积后，表生溶蚀作用在四川盆地乃至中上扬子区普遍存在，导致灯四段地层长期暴露在海平面上，接受大气淡水溶解改造，形成大量溶蚀孔洞。在不同岩石类型的岩心上，孔洞也表现出一定的差异性，如分选性好的砂屑云岩以形成分布均匀的针孔为主，微生物岩特别是凝块状云岩以分布不均的中、小溶洞为主。在镜下，常见渗流粉砂、淡水白云石和梭型石英充填孔隙。基岩微量元素特征中Na平均质量分数为48.40×10-6、 K平均质量分数为32.00×10-6、Mn平均质量分数为76.40×10-6、Fe平均质量分数为816.00×10-6、w(Sr)/w(Ba)为0.955；纤状环边白云石微量元素特征中Na平均质量分数为17.62×10-6、K平均质量分数为23.96×10-6、Mn平均质量分数为123.00×10-6、Fe平均质量分数为1 580.00×10-6、w(Sr)/w(Ba)为0.575。纤状环边白云石具有低w(Na)、w(K)、w(Sr)/w(Ba)和较高的w(Mn)、w(Fe)等特征，表明纤状环边胶结物是形成于低盐度流体或处于一种开放环境的产物，与基岩存在一定的继承性，在C和O同位素的散点图中也表现出类似的特征(见图8)。在相对开放的体系下，外界流体与储层充分接触后带走大量物质，形成溶蚀孔洞。以高石梯—磨溪地区灯四段为例，表生溶蚀对灯四上亚段优质储层有明显的控制作用，说明优质储层在距离侵蚀面100 m以内，区域上连续性好，厚度稳定(见图9)。

图8　研究区灯影组白云石胶结物δ13CPDB和δ18OPDB同位素散点图

图9　高石梯—磨溪地区灯四段储层反演剖面Fig.9 Reservoir inversion profile of the forth section of Dengying formation in Gaoshiti-Moxi area

3.2.3中—深埋藏阶段

经过表生期的岩溶作用后地层的孔隙度达到顶峰，为埋藏期胶结物(细—中晶白云石、粗晶白云石、鞍形白云石)的析出、TSR反应(硫酸盐热还原作用)及热液流体的侵入提供宽松的空间[24-25]。通过对各期胶结物的C、O同位素分析，埋藏期流体性质与基岩、纤状环边白云石有明显的区别，C和O同位素值强烈偏负(见图8)，属于一个封闭的体系。埋藏期流体类型丰富，常见有机酸性水、热液改造储层的现象(见图7(e-g))。由于地层处于封闭的体系，物质无法被流体搬出体系外，储层的总孔隙体积未有大的变化；但流体优化前期的储层，使原本分散的储层变得更相对集中，提高储层的品质和规模。以高石梯—磨溪地区为例，根据岩心和薄片观察结果，结合灯四段储层反演剖面(见图9)，灯四下亚段有效储层受埋藏期溶蚀控制作用明显，是距离侵蚀面100～300 m区间储层发育的主控因素。与受表生期溶蚀控制的灯四上亚段储层相比，灯四下亚段储层区域连片性相对较差，厚度也不稳定，因此埋藏期溶蚀对灯四下亚段储层具有一定的控制作用。

研究区灯影组储层平均埋深超过5 000 m，属于超深储层。在经历近5亿年的成岩作用后，其残余的粒间、粒内溶孔非常有限，加之成岩期流体期次多，多数有效孔隙被胶结物占据(见图10)，残余的基质孔欠发育。凝块状云岩主要是微生物与颗粒岩复合成的一种 “跨界”岩性，既具有颗粒组分，又具有微生物格架组构特征。在表生期溶蚀作用后，该类岩石易形成小尺度的孔洞，孔洞承受多期胶结物的充填，是震旦系灯影组储层普遍发育、储层非均质性强的最主要原因。

图10　灯影组主要储集岩的孔隙演化模式Fig.10 Pore evolution model of the main reservoir rocks of Denying formation

4　结论

(1)四川盆地震旦系灯影组储集岩类以凝块状云岩、砂屑云岩为主，各类储集岩物性从好至差的顺序为凝块状云岩、砂屑云岩、叠层状云岩、层纹状云岩、粉晶云岩；储集空间以次生孔隙、溶蚀孔洞为特征，中、小溶蚀孔洞主要发育在凝块状云岩中。

(2)研究区可分为颗粒滩、藻丘、潟湖和台坪等4个亚相，储层受相控特征的影响明显。高石梯—磨溪地区藻丘亚相和颗粒滩亚相发育，形成藻丘与颗粒滩的复合体，裂缝—孔洞和裂缝—孔隙型储层在地区发育，整体上以裂缝—孔洞型为主。

(3)裂缝对超深层隐生宙碳酸盐岩储层的形成至关重要，第一、二、三期裂缝引导表生期、埋藏期流体，对储层的溶蚀改造具有建设性作用，但大多被后期流体胶结占据；第四、五期裂缝对气藏的形成及储层的渗流能力改善具有重要作用。

(4)研究区储层成因是沉积期藻丘和颗粒滩亚相控制储层在平面上的分布范围；同生期溶蚀为后期流体提供有利的物性条件；表生期溶蚀控制优质储层，主要分布在距离侵蚀面100 m以内的灯四上亚段，储层在区域上厚度稳定，连片性好；埋藏期溶蚀对储层总孔隙度改变不大，但具有一定的调整作用。

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2015-10-14；编辑：朱秀杰

国家科技重大专项(2011ZX05004-005)；中国石油天然气股份有限公司重大科技专项(2013E-050208)

王文之(1984-)，男，博士研究生，主要从事沉积学、沉积地球化学方面的研究.

10.3969/j.issn.2095-4107.2016.02.001

TE122.2

A

2095-4107(2016)02-0001-10