建南气田北部下三叠统飞仙关组飞三段白云岩成因

马登峰 康 红 刘 漪

（中国石化江汉油田分公司勘探开发研究院）

建南气田北部下三叠统飞仙关组飞三段白云岩成因

马登峰 康 红 刘 漪

（中国石化江汉油田分公司勘探开发研究院）

在鄂西渝东区建南气田下三叠统飞仙关组飞三段沉积相研究的基础上，详细论述了区内泥－粉晶白云岩、藻纹层白云岩、细晶白云岩及具残余粒屑结构（灰质）白云岩的岩石学特征，并结合碳氧同位素、微量元素、成岩温度和盐度的岩石地球化学特征资料认为：泥－粉晶白云岩和藻纹层白云岩为渗滤回流白云化作用形成；细晶白云岩和具残余粒屑结构（灰质）白云岩为埋藏白云化作用形成。图4表3参8

白云岩 成因分析 岩石学特征 地球化学特征 飞仙关组 建南气田

建南气田南部下三叠统飞仙关组飞三段（T1f3）鲕粒灰岩储层是建南气田主要产气层之一，而北部飞仙关组飞三段白云岩储层相对发育，已经有多口井钻遇优质白云岩储层，但仅有3口井能够稳定生产，由于研究程度较低，对储层分布及主控因素目前认识尚不太清楚。本研究是以建南气田北部为目标，重点对下三叠统飞仙关组的白云岩特征及其成因机理进行了论述。

1 区域地质概况

早三叠世飞仙关期，川东地区属于上扬子地台的一部分，其沉积面貌基本上继承了晚二叠世的特点［1］。鄂西渝东地区位于川东地区的东缘，飞仙关组与长兴组基本上是连续沉积。长兴组沉积末期—飞仙关组沉积早期，鄂西渝东区基底相对下沉，大部分地区由长兴组沉积末期的开阔台地相发育区演变为飞仙关组沉积早期的浅水陆棚相发育区，岩性也由台地相碎屑灰岩过渡为陆棚相薄层状灰岩。同时，由于飞一段—飞二段沉积时期强烈的填平补齐作用，演化到飞三段沉积时期使得鄂西渝东区为西高东低的缓坡型台地，为鄂西渝东地区（尤其是建南气田南部）飞三段颗粒滩的广泛发育奠定了基础，且具有明显的由西南向北东方向迁移抬升的特征。

2 沉积相模式及类型

2.1 沉积相模式

下三叠统飞仙关期飞三时，建南气田处于缓坡型碳酸盐岩台地沉积环境，建南南部为开阔台地相，建南北部为局限台地相，进一步可划分为潮下低能、潮下—潮间高能滩、潮坪、泻湖四个亚相带（图1）。其中，建南气田北部飞三段白云岩主要发育于局限台地潮坪亚相。

图1 建南气田飞仙关组飞三段沉积相模式

2.2 沉积相类型

（1）开阔台地

鲕粒滩亚相：是台地上的潮下高能环境沉积。除潮汐作用外，还受较强风浪作用影响，形成鲕粒、砂屑及核形石混合沉积体。岩石类型主要为亮晶鲕粒灰岩、亮晶砂屑灰岩及亮晶粒屑灰岩。常见各种双向交错层理、改造波痕及平行层理等沉积构造。鲕粒滩体呈席状展布，具有平面上不规则、纵向上不稳定、单层厚度小的特征，常与局限台地或开阔台地亚相微晶灰岩呈互层状，纵向上可有多个旋回叠加，形成不规则的鲕滩叠置体。鲕粒滩体经过白云化和溶解作用形成次生孔隙，成为较好的储层。

砂屑滩亚相：位于高能鲕粒滩相向陆一侧，是台地上的潮间高能环境沉积，主要受潮汐作用的控制。岩石类型为砂屑灰岩、粒屑灰岩及藻屑灰岩。砂屑、藻屑多为亮晶胶结，部分为泥、粉晶充填，重结晶作用不明显。沉积构造主要有缝合线构造及藻纹层理，缝合线内充填少量泥质，指示相对高能环境。局部层位暴露于大气中，被淡水溶蚀后形成空心结构，后期的碳酸钙溶液充填其中形成方解石斑晶，或顺层分布形成窗格构造。

（2）局限台地

潮坪相：位于高能鲕滩相的向陆一侧或在海平面低水位期由鲕粒滩相演变而成。主要由泥晶或粉晶含云灰岩及白云岩组成，并有少量泥质或砂屑、藻屑灰岩薄层或条带。沉积构造常见粒序层理、微波状层理、韵律层理等潮汐层理，以及鸟眼、充填构造。许多剖面为鲕粒灰岩与藻灰岩交互沉积，表明藻坪与鲕粒滩环境是随海平面变化而交替出现的，在海平面低水位期沉积藻灰岩而在海平面高水位期则沉积鲕粒灰岩。

泻湖亚相：是指台地上海水循环受限制的潮下低能碳酸盐沉积环境。岩石类型有泥晶灰岩、泥晶云质灰岩、泥晶云岩、泥晶球粒灰岩、泥岩等。该亚相沉积厚度相对较大、分布较广。仅有局部粒屑滩经白云化或溶解作用改造后能形成储层。

3 白云岩岩石学特征

3.1 泥－粉晶白云岩和藻纹层白云岩

泥－粉晶白云岩：主要分布在飞四段，飞三段上部鲕粒灰岩中为薄层状分布。主要由泥晶白云石组成，少部分为细粉晶白云石，微含泥质，发育水平纹层、微波状水平层理，同时见缝合线构造（图2a，图2b）。藻纹层白云岩主要由粉晶白云石组成，少量为泥晶白云石；藻纹层是由藻纹层灰岩中方解石为泥、粉晶白云石完全交代形成，基本上保留了其明暗间互的原始微细纹层结构。这两类白云岩形成时间早，白云化发生于准同生期［2］。

3.2 细晶白云岩

细晶白云岩：分布在飞三段中部，厚度相对较大，为中厚层状分布。主要由细晶白云石组成，含有少量的粗粉晶白云石、中晶白云石。白云石晶体以自形菱面体为主，部分晶体具环带构造，反映了缓慢结晶的特点。晶体表面较脏，少数具雾心亮边结构，阴极发光显微镜下未见残余结构现象（图2c，图2d）。这类白云岩形成时间晚，白云化发生于浅埋藏期。在埋藏阶段白云化作用比较缓慢，以致形成的白云石晶体自形程度好［3］。

3.3 残余粒屑结构（灰质）白云岩

残余粒屑结构（灰质）白云岩：分布中飞三段中部，厚度小，常与细晶白云岩伴生。主要由粉晶白云石组成，含有少量的泥晶白云石、细晶白云石。由于粒屑的核心被选择性重结晶和埋藏溶蚀，残余粒屑结构（灰质）白云岩保留了粒屑的原始结构特征，如鲕粒、砂屑的椭圆形结构、藻团粒的不规则藻环结构（图2e，图2f）。多数残余粒屑结构白云岩中白云化不完全，粒屑的核心常被选择性交代，形成晶形完好的白云石晶体，而粒屑的圈层并未交代；这样的颗粒还常被选择性溶解，形成粒内溶孔。这类白云岩形成时间比较晚的。

图2 飞仙关组白云岩岩石类型图版

4 白云岩地球化学特征

4.1 碳、氧同位素

全岩样品碳氧同位素分析数据表明（表1）：各类白云岩碳同位素平均值，泥—粉晶白云岩与藻纹层白云岩6.36，细晶云岩4.88，残余粒屑结构（灰质）白云岩／云质灰岩4.41，灰岩4.27；氧同位素平均值，泥—粉晶云岩与藻纹层白云岩－5.43，细晶云岩－6.1，残余粒屑结构（灰质）白云岩／云质灰岩－6.07，灰岩－7.16。显示由灰岩—云质灰岩／灰质云岩—细晶云岩—泥粉晶云岩，碳氧同位素同时正向偏移（图3），指示白云化成岩环境与咸化或浓缩的海源流体性质有关。

表1 不同类型白云岩及灰岩碳、氧同位素分布统计表

其中，细晶白云岩碳氧同位素分布比较稳定、变化范围小；与灰岩相比，其碳氧同位素向高正值方向偏移，与泥晶白云岩和藻纹层白云岩相比，其碳同位素明显向低负值方向偏移（图3）；表明细晶白云岩的成岩环境与地层水一定程度的浓缩影响有关。

图3 不同类型白云岩及灰岩碳、氧同位素相关图

4.2 微量元素

微量元素分布主要受沉积、成岩环境的控制［4］，能反映沉积环境及沉积流体方面的特征，Fe和Mn是判别氧化还原的敏感元素，Na和K可以判断盐度的大小，进而判断沉积环境［5］。

研究区不同类型白云岩及灰岩的微量元素分析结果见表2。从表2、图4中可以看出，与灰岩相比较，区内泥—粉晶白云岩中元素Sr质量比重相近，Ba、Al、Fe3＋、Mn、Na、K的质量比重异常高，反映了泥—粉晶白云岩为高盐度海水的准同生白云化作用；而细晶白云岩中Sr元素质量比重相近，Ba、Al、Fe3＋、Mn、Na、K的质量比重较高，反映出细晶白云岩受盐度较高的海源流体影响的特征。

4.3 成岩温度和盐度

许多学者研究认为同位素δ13C、δ18O值的变化趋势都是与其成岩温度及盐度有关，并提出了许多应用δ13C、δ18O计算成岩温度和盐度的关系式，如：

T＝14.8－5.41×δ18O，δ的标准为PDB（Tucker M，Wright V P，1990）［3］。

Z＝2.048（δ13C＋50）＋0.498（δ18O＋50），δ的标准为PDB（keith和Webber，1964）［3－6］。式中，Z值是指示古盐度的参数，含盐度高，Z值大，反之则小［6］。当Z＞120时为海相，Z＜120时为陆相［3］。

根据研究区内飞仙关组43个白云岩样品碳、氧同位素分析数据，运用上述公式进行相应计算，计算结果见表3。结果表明，泥—粉晶白云岩的平均盐度指数为137.5，温度为44℃；细晶白云岩平均盐度指数为134，温度为48℃；残余粒屑结构（灰质）白云岩平均盐度指数为133，温度为48℃。说明泥—粉晶白云岩形成的盐度比细晶白云岩、残余粒屑结构（灰质）白云岩高，形成的温度则比细晶白云岩、残余粒屑结构（灰质）白云岩低，而细晶白云岩、残余粒屑结构（灰质）白云岩成岩环境相似。预示本区不同结构类型的白云岩是在两种不同的成岩环境下形成，其成因机理亦不同。

5 白云岩成因机理分析

5.1 渗滤回流白云化作用

飞仙关组泥—粉晶白云岩和藻纹层白云岩形成于局限台地泻湖亚相—蒸发台地相带，其白云化作用主要发生在准同生期。准同生期白云化作用形成的白云石晶粒较细小，且含一定量的泥质，主要原因是由于结晶速度快、比表面积大、吸附能力强，悬浮在水体的分散泥质被吸附在细小晶体的表面而沉淀下来［7］。其岩石地球化学特征碳氧同位素值相对较高，微量元素Sr、Ba、Al、Fe3＋、Mn、Na、K质量比重高，反映出蒸发环境下的高盐度海水特征。该类白云岩是渗滤回流白云化的产物［6］。

表2 不同类型白云岩及灰岩微量元素分析数据表

表3 不同类型白云岩平均盐度指数和温度统计表

5.2 埋藏白云化作用

飞云仙关组细晶白云岩与残余粒屑结构（灰质）白云岩主要形成于局限台地相潮坪亚相。该类白云岩晶粒分布范围大，以细晶为主，少部分为粗粉晶、中晶，白云石晶粒呈自形、半自形或它形，部分晶体具雾心结构或环带构造。其原因可能是，随着埋藏深度逐渐增加，沉积物孔隙中的海源流体在上覆载荷的增加过程中逐渐压实脱水，一些富Mg2＋压实流体进入到邻近渗透性较好的灰岩中，并将其白云化［8］。岩石碳氧同位素值及微量元素含量介于泥－粉晶白云岩和泥晶灰岩之间，相比来说与泥晶灰岩更接近、而与泥－粉晶白云岩有明显的区别，反映出埋藏环境下的盐度较高的海源流体特征。该类白云岩是与压实作用有关的中—深埋藏白云化作用的产物。

图4 不同类型白云岩及微量元素含量对比图

6 白云岩分布及有利勘探区

研究区飞三段白云岩以发育细晶白云岩储层为主要特征，其晶间溶孔及晶间孔发育，平均孔隙度7.83%，平均渗透率1.58 mD，为本区的优质储层；主要形成于局限台地潮坪环境，大致沿NW向泻湖的边缘呈环带状分布，其走向与川东北飞仙关期局限台地NW走向相同，可能为川东北局限台地向东南方向的延伸。平面上白云岩具有成带分布的特点，主要分布于建10井—建35－2井区及建41井—新店1井—龙8井区，在这两个井区范围内现已发现多口工业气井，是目前建南气田北部飞三岩性气藏的主力产区。

从建南气田北部前期勘探来看，几乎都以飞三鲕滩岩性圈闭为目标，但建南北部飞三鲕滩岩性致密，勘探开发效果均不理想。而白云岩储层物性较好，且成带分布，应该成为今后勘探的主要方向。结合本次沉积相研究及白云岩成因机理分析，认为建南北部飞三段应以环泻湖边缘发育的潮坪白云岩优质储层开展下一步勘探工作。

7 结论

建南气田北部飞仙关组白云岩为泥—粉晶白云岩、藻纹层白云岩、具残余粒屑结构（灰质）白云岩和细晶白云岩，主要分布在局限台地泻湖亚相与潮坪亚相，其成因分别为：泥微晶白云岩、藻纹层白云岩为渗透回流白云化作用形成；细晶白云岩、残余粒屑结构（灰质）白云岩为埋藏白云化作用形成。白云岩储层为建南气田北部飞仙关组飞三段的主要储层，白云岩成因的研究对该地区进一步的勘探开发具有重要的意义。

1 杨雨，王一刚，文应初，等.川东飞仙关组沉积相与鲕滩气藏的分布［J］.天然气勘探与开发，2001，24（3）：18－21.

2 谭先锋，胡明毅川东北地区下三叠统飞仙关组白云岩储层研究［J］.地质学报，2010，130（2）：154－156.

3 周敏，龚绍礼.碳、氧同位素在古海水温度和盐度分析中的应用［J］.江西煤炭科技，2004，（2）：23.

4 魏国齐，杨威，张林，等.川东北飞仙关组鲕滩储层白云石化成因模式［J］.天然气地球科学，2005，16（2）：162－166.

5 赵俊兴，陈洪德，张锦泉，等.鄂尔多斯盆地中部马五段白云岩沉因机理研究［J］.石油学报，2005，26（5）：38－41.

6 李建明，李慧，施辉.稳定碳氧同位素在沉积相和成岩环境划分中的应用［J］.四川地质学报，2010，30（2）：356－359.

7 张学丰.白云岩成因相关问题及主要形成模式［J］.地质科技情报，2006，25（5）：32－38.

8 胡作维，黄思静，张超，等.碳酸盐白云化作用模式研究进展［J］.海洋地质前沿，2011，27（10）：1－13.

（修改回稿日期 2013－08－30 编辑 王晓清）

马登峰，男，1969年出生，高级工程师；从事气藏评价工作。地址：（430223）湖北省武汉市东湖高新区大学园路18号。电话：（027）52307255。E－mail：mdf925＠163.com