阿姆河盆地东部牛津阶微生物灰岩储层特征及成因

马文辛，欧阳诚，廖波勇，徐邱康，陈仁金，王 欣，夏慧萍，张 婷

（中国石油川庆钻探工程有限公司地质勘探开发研究院，成都 610059）

0 引言

阿姆河盆地东部地区位于土库曼斯坦，是我国西气东输的油气源头。该区域油气勘探工作始于20 世纪50 年代，从60 年代以来逐渐有含气构造（气田）被发现，揭示中侏罗统卡洛夫阶（J2k）—上侏罗统牛津阶（J3o）灰岩层是主要的勘探开发目的层系。从2008 年9 月开始，中国石油启动了该区域的油气快速勘探评价工作，目前已进入精细勘探与开发初期。徐剑良等［1］和费怀义等［2］对该地区构造演化、成藏特征开展了研究，分析了古隆起及其对礁滩相储层控制作用。徐文礼［3］对沉积相开展研究，提出了缓斜坡碳酸盐岩台地相沉积模式。总体上众多学者［4-7］主要是围绕沉积演化、成岩作用、礁滩相储层特征及其发育主控因素等方面开展过研究。马文辛等［8］对该地区中—上侏罗统碳酸盐岩储层形成和保存机理差异化开展过研究，认为研究区不同区域储层类型多样，孔隙与裂缝等呈多种组合方式，构成了复杂的储集空间，特别是在坚基兹库尔隆起以东区域的起伏状缓坡环境广泛发育一套微生物灰岩储集岩，是重要的油气产层，但该套微生物灰岩储层特征及其成因，还未见学者开展过研究和报道。

本文以36 口钻井岩心描述与薄片鉴定、物性资料及地球化学数据为基础，结合成像测井和地震资料，首次针对阿姆河盆地东部上侏罗统牛津阶微生物灰岩储层特征开展研究，并进一步探讨该套微生物灰岩储层的成因，以期为类似地质背景储层研究提供借鉴。

1 地质概况

阿姆河盆地是在图兰地台背景上发育起来的中新生代盆地，共经历了二叠纪—三叠纪裂陷期、侏罗纪—古近纪始新世裂后热沉降期和渐新世—新近纪抬升改造3 个演化阶段［9］。研究区位于阿姆河盆地东部，现今构造形态呈北西—南东向展布，横跨查尔朱隆起、坚基兹库尔隆起、卡拉别克凹陷、桑迪克雷隆起、别什肯特坳陷、基萨尔山前6 个三级构造单元（图1）。

图1 阿姆河盆地东部位置及构造特征Fig.1 Location and structural characteristics of eastern Amu Darya Basin

阿姆河盆地在经历了二叠纪—三叠纪裂陷阶段后，从早中侏罗世开始进入稳定地台发育阶段，基岩为一套底砾岩。从中侏罗世开始加速沉降，沉积了一套厚达千米的海陆交互含煤碎屑岩。中侏罗世卡洛夫期—晚侏罗世牛津期沉降加剧，沉积了一大套碳酸盐岩。晚侏罗世基末利—提塘期，盆地沉降速度放缓和南部古特提斯闭合与外海隔绝，阿姆河盆地处于封闭环境，在强干旱气候条件下发育了一套巨厚的膏盐岩。其中，卡洛夫阶（J2k）—牛津阶（J3o）灰岩层是一套优质储集岩（图2），与下侏罗统高品质含煤碎屑岩、上侏罗统巨厚膏盐岩等构成了良好的储盖组合［9］；牛津阶（J3o）灰岩是最主要的生产层。

图2 阿姆河盆地东部侏罗系卡洛夫—牛津阶地层综合柱状Fig.2 Comprehensive stratigraphic column of Jurassic Callovian-Oxfordian in eastern Amu Darya Basin

2 储层特征

2.1 储层沉积特征

阿姆河盆地在侏罗纪处于稳定沉降背景，卡洛夫—牛津阶随盆地沉降海侵加剧，沉积环境由海陆过渡相过渡到海相环境。根据研究区卡洛夫—牛津阶钻井岩性-岩相组合、测井曲线和地层地震反射特征，共识别出3 个三级层序（图2）。SQ1 为海平面长周期上升到下降旋回，海平面上升期发育了由泥岩、泥质灰岩、含泥质泥晶灰岩组合的岩相序列；海平面下降期发育了以生物屑或砂屑灰岩为主的岩相序列。SQ2 和SQ3 为海平面快速上升到缓慢下降旋回，海平面快速上升期均发育了以灰黑色泥晶灰岩为主的岩相序列；海平面下降期均发育了由微生物岩、微生物黏结砂屑/生屑等颗粒灰岩组合的岩相序列。

在海陆过渡沉积背景下，卡洛夫阶的ⅩⅥ沉积期开始至ⅩⅤa1 沉积期末（Q1），研究区为碳酸盐岩缓坡沉积环境，坚基兹库尔隆起及以西为碳酸盐岩中缓坡、内缓坡；以东为中—外缓坡。进入到牛津阶ⅩⅤhp3 沉积期（SQ2）后，受海平面短期快速上升的影响，坚基兹库尔隆起及以西区域仍处于浅水碳酸盐岩沉积环境，沉积物沉积速率、堆积速度受海平面上升影响小，逐渐建造了一个陆架型碳酸盐台地；以东区域随海平面上升，逐渐被淹没，处于相对深水环境，沉积物沉积速率和堆积速度随海平面上升而变小，沉积了一套灰黑色泥晶灰岩。受卡洛夫期末缓坡型碳酸盐岩沉积相分异和ⅩⅤhp3 海平面上升双重因素的影响，出现了碳酸盐岩台地与起伏状缓坡相带分异的显著特征（图3）。其中，坚基兹库尔隆起及以西区域为台地，以东区域为地势平缓、相带分布宽缓的起伏状缓坡。在碳酸盐岩起伏状缓坡相带广泛发育了凝块岩、微生物凝聚包络或黏结作用形成的颗粒灰岩，如微生物黏结球粒灰岩、微生物凝聚/黏结砂屑灰岩、微生物黏结生物屑灰岩，以及（含）微生物黏结生物/砂屑/球粒等颗粒泥晶灰岩。这些岩石类型相互组合形成了微生物黏结丘、微生物黏结礁、微生物黏结丘滩/礁滩复合体，为坚基兹库尔隆起以东区域规模性微生物岩储层形成奠定了良好的物质基础。

图3 阿姆河盆地东部卡洛夫—牛津阶沉积相模式Fig.3 Sedimentary facies model of Callovian-Oxfordian in eastern Amu Darya Basin

2.2 微生物灰岩岩石学特征

研究区牛津阶微生物储集岩主要包括凝块岩、微生物黏结球粒灰岩、微生物黏结砂屑灰岩、微生物黏结生屑灰岩。此外，受构造（断层）与溶蚀改造后的（含）微生物黏结球粒/砂屑/生屑泥晶灰岩及泥晶灰岩，也是良好的储集岩（图4）。

图4 阿姆河盆地东部牛津阶微生物储集岩类型Fig.4 Types of Oxfordian microbial reservoir rocks in eastern Amu Darya Basin

2.2.1 凝块岩

国内学者［10-11］对凝块岩的概念和演变进行了详细的阐述和总结，研究区牛津阶发育的凝块岩与国内学者强调的凝块岩具较好的相似性。其特征为颜色呈深灰色，无颗粒感，肉眼难以识别出沉积构造；镜下可见岩石结构类型是以微生物凝聚呈不规则团粒状，无明显的内部组构和外形结构特征，为水体清洁、环境安静的沉积环境原地生长，在长期的地质因素作用下，凝聚颗粒边缘因强烈的泥晶化后呈泥—微晶或微—粉晶的晶粒结构［图5（a）］。粒间孔被泥—微晶方解石、粒状方解石半充填，在埋藏成岩阶段进一步溶蚀，以及被微裂缝与溶蚀缝切穿，局部呈网状［图5（a）］。凝块岩在研究区起伏状缓坡带广泛发育，约占储集岩的23.40%（图4），是研究区较好储集岩之一。

图5 阿姆河盆地东部牛津阶微生物储集岩岩石学特征（a）凝块岩，Sh-21 井，ⅩⅤhp，3 605.10 m，铸体薄片（+）；（b）微生物黏结球粒颗粒灰岩，Sh-21 井，ⅩⅤhp，3 598.93 m，铸体薄片（+）；（c）微生物黏结微—亮晶砂屑生物屑灰岩，苔藓虫、棘皮、腕足。Pi-21 井，ⅩⅤhp，3 158.61 m，铸体薄片（+）；（d）微生物黏结生屑微晶灰岩，苔藓虫、棘皮、腕足，少量海绵骨针和介壳等，Cha-22 井，ⅩⅤhp，3 533.06 m，普通薄片（-）；（e）微生物黏结球粒/砂屑/生屑灰岩，Sh-21 井，ⅩⅤhp，3 603.3 m，铸体薄片（+）；（f）含微生物黏结生屑泥晶灰岩，压溶缝合线充填沥青，海绵骨针、有孔虫、海百合、腕足和介壳，Pi-21 井，ⅩⅤhp，3 186.82 m，铸体薄片（+）Fig.5 Petrological characteristics of Oxfordian microbial reservoir rocks in eastern Amu Darya Basin

2.2.2 微生物黏结球粒灰岩

研究区发育的微生物黏结球粒灰岩，显微镜下具有微生物凝聚形成的规则边缘或略规则边缘的球粒结构［图5（b）］，球粒内部无组构特征，为水体清洁、环境安静的沉积环境原地生长，在非常微弱的水动力条件下发育形成。球粒颗粒圆度好，分选差，部分球粒颗粒聚集呈团粒结构。球粒颗粒边缘泥晶化作用较凝块岩弱。该类型岩石约占起伏状缓坡储集岩的10.89%（图4），多与凝块岩伴生发育为微生物黏结丘或黏结礁储层。

2.2.3 微生物黏结砂屑灰岩

研究区发育的微生物黏结砂屑灰岩，岩样表面具有砂/砾屑颗粒结构特征，砂/砾屑颗粒间具“发丝”状的微细裂隙内被有机质或泥灰质充填。显微镜下见砂屑颗粒圆度好，但分选差，局部为砾屑，颗粒内与微生物黏结球粒颗粒特征相似，为中—低能水动力作用下形成。砂屑颗粒形成后被微生物再包络和发生泥晶化。砂砾/屑被晶粒化后发育粒间与粒内溶孔，部分粒间孔被溶蚀扩大为溶蚀缝［图5（c）］。该类型岩石约占起伏状缓坡储集岩的15.79%（图4），与凝块岩、微生物黏结球粒颗粒灰岩伴生，发育为微生物黏结丘滩或礁滩复合体储层；与微生物黏结生物屑灰岩相伴生发育为中—低能颗粒滩储层。

2.2.4 微生物黏结生屑灰岩

研究区发育的微生物黏结生屑灰岩，具有一定的颗粒结构，总体为泥晶结构。显微镜下见苔藓虫碎片、棘皮、腕足、骨针、介形虫、球形生物、放射虫等生物屑，被微生物包络或填隙形成为微生物黏结生屑颗粒灰岩［图5（d）］。该类型岩石占起伏状缓坡储集岩的13.62%（图4），主要与微生物黏结砂屑颗粒灰岩相伴生发育为中—低能颗粒滩储层。

2.2.5 （含）微生物黏结球粒/砂屑/生屑泥晶灰岩

研究区发育的（含）微生物黏结球粒/砂屑/生屑泥晶灰岩，颗粒体积分数少于45%。岩性呈灰黑色，无肉眼可见的沉积构造和颗粒感。镜下见多种类型的颗粒混合沉积，孔隙、微裂缝、溶蚀缝等发育的较好［图5（e）—（f）］。该类型岩石占起伏状缓坡储集岩的28.98%（图4），在构造破裂与溶蚀改造后成为储集岩。

2.3 储集空间特征

对岩样、显微镜薄片鉴定、扫描电镜及成像测井资料综合研究表明，研究区牛津阶微生物灰岩储层的储集空间为溶洞、孔隙与微裂缝相互搭配。

2.3.1 溶洞

研究区储集岩中溶洞尺度变化较大［图6（a）—（b）］；成像测井上反映出高阻团块［图6（c）浅蓝色箭头］和条带状［图6（c）深蓝色箭头］的特征，在岩样上洞径为1 mm×15 mm，洞内几乎未充填；在凝块岩与微生物黏结球粒颗粒灰岩中发育的最好。

图6 阿姆河盆地东部牛津阶微生物储集岩储集空间特征（a）Mo-21 井，3 806.52～3 806.78 m，溶蚀孔隙密集分布，孔径为（1×5）mm；（b）Mo-21 井，3 855.47～3 855.68 m，未充填的大型溶洞（100×150）mm，和弱充填的中型溶洞（10×50）mm；（c）图（b）岩性段对应的成像测井特征；（d）微生物黏结生物屑砂屑颗粒灰岩，粒间孔溶蚀扩大呈网络状，Bu-21 井，3 148.80 m，铸体薄片（+）；（e）微生物黏结球粒颗粒灰岩，粒间孔发育且连通，3 806.00 m，铸体薄片（+）；（f）微生物黏结微—亮晶生屑/砂屑/球粒颗粒灰岩，粒间孔被微-亮晶方解石弱充填，Ch-22 井，3 548.5 m，铸体薄片（+）；（g）生物屑泥晶灰岩，粒间孔、粒内溶孔及少量铸模孔，部分孔内被粒状方解石充填，Per-22 井，2 816.22 m，铸体薄片（+）；（h）微生物黏结含生物屑颗粒泥晶灰岩，构造破裂微缝切割生物碎屑，且微缝被溶蚀扩大，内由粗晶方解石半充填，Bu-21，3 133.55 m，铸体薄片（+）；（i）微生物黏结砂屑颗粒灰岩，粒间孔被溶蚀扩大和连通的溶蚀微缝发育，Bu-21 井，3 134.80 m，铸体薄片（+）；（j）褐灰色微生物黏结砂屑颗粒灰岩，溶蚀微缝呈网络状分布，内由灰黑色泥灰质等半充填，Ch-21 井，3 520.78～3 520.93 m；（k）Oj-21 井，褐灰色微物生黏结岩，未充填的溶洞与针状溶孔、高角度微缝均发育，洞径为2～5 mm，Oj-21 井，3 799.74～3 799.91 m；（l）图（k）岩性段对应的成像测井Fig.6 Reservoir space characteristics of Oxfordian microbial reservoir rocks in eastern Amu Darya Basin

2.3.2 孔隙

研究区储集岩中孔隙普遍发育，成像测井上反映出高阻点状［图6（c）绿色箭头］。显微镜下见孔隙类型为粒间溶孔、粒内溶孔、铸模孔［图6（d）—（g）］。储集岩中孔隙总体胶结充填程度较低，连通性较好，仅局部凝块岩与微生物凝聚球粒颗粒灰岩中的孔隙为泥—微晶方解石半胶结充填。

2.3.3 微裂缝

研究区储集岩中微裂缝按成因可分为构造破裂微缝、成岩溶蚀微缝两类。构造破裂微缝在岩样上总体发育程度一般，岩心描述与成像测井资料综合反映是以斜交微缝与直立微缝为主［图6（c），（k），（l）］。显微镜下见构造破裂微缝平直切割生物屑、砂屑、球粒等［图6（h）］，微缝内由粗晶方解石等半充填。成岩溶蚀微缝受岩石结构差异性控制，显微镜下见颗粒间微缝呈断续状、充填程度低［图6（i）］；在岩样上为“发丝状”呈网络结构分布［图6（j）］，成像测井上反映出低角度高阻带的特征［图6（l）］。这些微裂缝既连通孔、洞，局部又被溶蚀扩大作为储集空间。

2.4 储层物性与储层类型

研究区不同储集岩类物性如表1 所列，根据碳酸盐岩储层划分标准［12］，最好的是凝块岩，为Ⅱ类储层；其次是微生物黏结球粒/砂屑/生物等颗粒灰岩为Ⅲ类储层；受构造与溶蚀改造后的（含）微生物黏结球粒/砂屑/生物等颗粒泥晶灰岩及泥晶灰岩为Ⅳ类储层。

表1 阿姆河盆地东部牛津阶微生物储层特征Table 1 Characteristics of Oxfordian microbial reservoir rocks in eastern Amu Darya Basin

3 微生物灰岩储层成因分析

3.1 有利的微生物黏结丘/礁/滩与长期浅埋藏成岩环境

研究区牛津阶起伏状缓坡带广泛发育的微生物黏结丘/礁和微生物黏结丘滩与礁滩复合体微相中，各种类型的颗粒结构发育的较好［图7（a）—（c）］，储层普遍发育；在含微生物黏结颗粒的灰泥丘微相中，颗粒结构发育弱［图7（d）—（e）］，储层也略差。较之台地相区，起伏状缓坡带长期处于相对深水沉积环境，沉积物长期处于潜流带发育的等厚环边胶结物［图7（f）］，增大了颗粒抗压实能力。马文辛等［8］对阿姆河盆地东部构造-盆地埋藏演化史研究表明，研究区牛津阶灰岩在中白垩世之前长期处于浅埋藏环境（埋深0～1 500 m），使微生物岩颗粒长期保持呈点状接触［图7（a）—（c）］，既有利于颗粒间孔隙保存和发育，也有利于成岩期受地质因素改造成为更有利的储集岩。由此可见，沉积微相和长期的浅埋藏成岩环境对储层发育具有重要的控制作用，是研究区微生物储层发育与形成的重要基础。

图7 阿姆河盆地东部牛津阶微生物储集岩黏结结构特征（a）深灰色微生物黏结砂屑颗粒灰岩，砂屑颗粒结构疏松，颗粒间孔隙发育，Ch-22 井，3 519.33 m；（b）含微生物黏结生屑颗粒灰岩，颗粒间结构疏松，粒间孔发育好，Sh-21 井，3 574.15 m；（c）微生物黏结生物屑砾屑砂屑颗粒灰岩，岩石局部呈团粒状颗粒，结构疏松，溶孔发育，且连通，Pe-22 井，3 249.87 m；（d）含球粒颗粒泥晶灰岩，Ssh-21 井，3 992.70 m，普通薄片（-）；（e）图d 扫描电镜照片，方解石晶体之间呈镶嵌状、点状、港湾状接触，晶间微孔隙较发育，Ssh-21 井，3 992.70 m；（f）微生物黏结生物屑砂屑颗粒灰岩，颗粒具有等厚环边方解石胶结特征，Pi-21 井，ⅩⅤhp，3 158.61 m，铸体薄片（+）Fig.7 Microbial bonding structure characteristics of Oxfordian microbial reservoir rocks in eastern Amu Darya Basin

3.2 构造破裂改造作用

研究区灰岩层经历了上白垩世早期强拉张、古近纪—第四系强构造挤压抬升2 次构造活动［8］。第一期形成于燕山运动晚期（距今119 Ma）［13］，基萨尔山前裂缝中充填石英ESR 测年表明第二期形成于喜山运动早期（距今61.31 Ma）。研究区向东，受2次构造活动改造强度逐渐增强，基萨尔山前最强发育了一系列逆冲断层（图8），钻井岩心统计裂缝密度达40 条/m［8］。这些断层（裂缝）既沟通微生物丘/礁/滩体、切割微生物颗粒、连通颗粒间孔隙，也带动流体渗入丘/礁/滩体疏松基质中进行改造。两期构造破裂作用是研究区微生物灰岩储层发育与形成的重要前提条件。

图8 阿姆河盆地东部桑迪克雷隆起—别什肯特拗陷—基萨尔山前带构造地震剖面Fig.8 Seismic sections of the Sandy Klei Uplift-Beishkent Depression-Kisar Piedmomt Belt in eastern Amu Darya Basin

3.3 埋藏期多类型流体叠加溶蚀

3.3.1 烃类有机酸快速侵位与溶蚀

研究区在早白垩世早期受区域性的强拉张构造作用后，下侏罗统海陆过渡煤系地层被快速埋藏，深度大于3 000 m。早白垩世晚期开始逐渐生排烃［8］，与之伴生的有机酸沿断层（裂缝）渗入基质疏松的微生物岩中，并对孔、微缝进行侵位和溶蚀，岩心普遍可见缝合线被溶蚀扩大；薄片下见压实缝被有机酸或液态烃占位溶蚀呈“蚕食”状和有机质残留物。研究区微生物岩颗粒未经历准同生—早成岩期淡水淋滤和溶蚀［8］，现今微生物岩中颗粒呈悬浮状，说明颗粒及颗粒间孔隙受早成岩阶段的胶结或充填等成岩作用弱。因此，推测研究区微生物灰岩在经历长期浅埋藏后，快速深埋后被烃类有机酸侵位与溶蚀不仅使颗粒间孔隙得到了很好的保存，还被进一步溶蚀扩大，为后期成岩流体溶蚀提供了有利的通道和空间。

3.3.2 高温地层与深部热液溶蚀

对13 件碳酸盐岩台地相和30 件碳酸盐岩起伏状缓坡相的全岩样品与缝洞内充填矿物作碳（δ13C）和氧（δ18O）同位素分析，再选取台地相的厚壳蛤生物样品的δ13C 和δ18O 值作为阿姆河盆地侏罗系灰岩原始海水组份特征的参考（δ13C 值为3.98‰～4.10‰，平均值为4.05‰；δ18O 值为-2.16‰～0.89‰，平均值为-1.62‰［14-15］）。研究区台地颗粒灰岩样品δ13C 值为2.15‰～5.98‰，平均值3.94‰；δ18O 值为-3.94‰～0.43‰，平均值为-2.19‰，均保持了原始海水组份特征。起伏状缓坡带微生物原岩样品和缝洞内充填矿物的δ13C 值为1.09‰～4.25‰，平均值为3.11‰，δ13C 值较稳定；δ18O 值为-13.23‰～-3.61‰，平均值为-7.55‰，δ18O 值更向负漂移，指示样品曾遭受到同期高温地层流体或深部热流体成岩蚀变，尤其是缝洞内充填矿物，具有典型的高温热流体成岩蚀变的负δ18O 值特征（图9）。对桑迪克雷隆起带灰岩样品阴极发光分析发现［16］，微生物岩溶孔与微裂缝中见鲜艳靛蓝色高岭石光斑，说明该套灰岩层曾遭受到深部热液溶蚀。岩石薄片显微镜鉴定发现了典型热液作用形成的矿物［图10（a）—（c）］，如生物碎屑被燧石矿物交代、微裂缝内充填萤石及具波状消光的“鞍形”白云石等，有力的佐证了该套灰岩曾遭受过深部热液蚀变。尤其是碳（δ13C）和氧（δ18O）同位揭示了越靠近基萨尔山前，储集岩曾遭受到高温和高温埋藏流体的成岩蚀变改造的程度越强［8］。也表明基萨尔山前带为起伏状下缓坡环境，以微生物丘为主的储层基质条件极差，在强热流体蚀变作用改造下，沿断层可发育规模性的有利储层。

图9 阿姆河盆地东部全岩与次生矿物的δ13C-δ18O 特征Fig.9 δ13C-δ18O characteristics of total rock and secondary minerals in eastern Amu Darya Basin

3.3.3 TSR 作用

微生物硫酸盐还原（BSR）、含硫化合物的热裂解、硫酸盐热化学还原（TSR）和火山喷发等多种形式是硫化氢生成的几种主要渠道［17］，石膏、烃类与高温条件是TSR 发生必备物质基础和热动力条件［18］。研究区上侏罗统发育的厚达400～1 400 m的膏盐岩层为TSR 发生提供了必备的物质基础；储层包裹体均一温度测试结果为85～140 ℃［8］，高峰值为110～120 ℃，说明研究区具备TSR 发生的必要的热动力条件。阿姆河盆地下侏罗统海陆过渡煤系地层在早白垩世开始逐渐生排烃，沿断层运移至与上覆膏盐岩层接触（图8），TSR 效应产生的酸性流体渗入到微生物微丘/礁/滩体中，对孔缝进行溶蚀，和沉淀板状石膏晶体［图10（c）—（d）］。实钻井测试均有不同程度的H2S 与CO2分布。综合分析认为，TSR 作用不仅是研究区侏罗系碳酸盐岩气藏中含H2S 的生产者，也是该套微生物灰岩储层孔隙发育的贡献者。

图10 阿姆河盆地东部牛津阶灰岩样品热流体岩石学特征（a）微亮晶微生物黏结球粒灰岩，萤石充填构造微缝，J-21，3 029.13 m，普通薄片（-）；（b）泥晶灰岩，裂缝内由波状消光的粗晶马鞍状白云石充填，基萨尔山前带EHo-22 井，2 929.94 m，普通薄片（-）；（c）含生物碎屑泥晶灰岩，硅质燧石、硬石膏共生交代生物屑，EHo-22 井，3 425.15 m，铸体薄片（+）；（d）凝块岩，板状硬石膏交代基质，EHo-22 井，3 415.31 m，铸体薄片（+）Fig.10 Thermal fluid characteristics of Jurassic limestone samples in eastern Amu Darya Basin

4 结论

（1）阿姆河盆地东部中侏罗统卡洛夫阶、上侏罗统牛津阶灰岩层，与下侏罗统海陆过渡煤系层、上侏罗巨厚膏盐岩层形成了一套区域性优质的生储盖组合，具有丰富的油气资源和勘探开发潜力。牛津期继承卡洛夫期沉积相带分异，坚基兹库尔隆起及以西区域发育碳酸盐岩台地；以东区域为地势平缓、相带分布宽（约8 000 km2）的起伏状缓坡，广泛发育了微生物黏结丘/礁/滩、丘滩或礁滩复合体及微生物黏结丘微相。

（2）阿姆河盆地东部牛津阶储集岩包括凝块岩、微生物黏结球粒/砂屑/生屑颗粒灰岩；（含）颗粒泥晶灰岩及泥晶灰岩，在构造（断层）与溶蚀改造后也是良好的储集岩。储集空间为溶洞、溶孔与微裂缝相互搭配。凝块岩发育与形成Ⅱ类储层，微生物黏结球粒/砂屑/生物颗粒灰岩发育与形成Ⅲ类储层；受构造与溶蚀改造后的（含）颗粒泥晶灰岩及泥晶灰岩发育与形成Ⅳ类储层。

（3）有利的微生物黏结丘/礁/滩在长期浅埋藏成岩环境下，有利于粒间孔保存，是阿姆河盆地东部牛津阶微生物岩储层发育与形成的重要基础。燕山运动晚期（距今119 Ma）、喜山运动早期（距今61.31 Ma）2 期构造破裂作用形成的断层与微裂缝，有助于外来流体对微生物丘/礁/滩内部基质与颗粒进行改造，是研究区微生物灰岩储层发育与形成重要前提。烃类有机质快速侵位与有机酸溶蚀、高温地层流体与深部热液流体溶蚀、TSR 作用等叠加溶蚀改造，是研究区微生物灰岩储层发育与形成的关键。