四川盆地下寒武统龙王庙组储集层形成与演化

周进高，徐春春，姚根顺，杨光，张建勇，郝毅，王芳，潘立银，谷明峰，李文正（. 中国石油杭州地质研究院；2. 中国石油天然气集团公司碳酸盐岩储层重点实验室；. 中国石油西南油气田分公司）

四川盆地下寒武统龙王庙组储集层形成与演化

周进高1, 2，徐春春3，姚根顺1, 2，杨光3，张建勇1, 2，郝毅1, 2，王芳1，潘立银1, 2，谷明峰1，李文正1
（1. 中国石油杭州地质研究院；2. 中国石油天然气集团公司碳酸盐岩储层重点实验室；3. 中国石油西南油气田分公司）

中国石油重大专项（2014E-3202）

摘要：通过野外露头、岩心和薄片观察，结合测井和实验测试资料，深入研究四川盆地下寒武统龙王庙组储集层特征、形成主控因素和演化过程，预测有利储集层分布。龙王庙组储集层以残余砂屑白云岩、鲕粒白云岩和晶粒白云岩为主，储集空间主要为溶孔和溶洞，平均孔隙度为4.28%，储集层平均厚度约36 m，以裂缝-孔洞型储集层为主。储集层形成受颗粒滩、准同生溶蚀和准同生白云石化作用控制。储集层经历4个演化阶段，孔隙形成期奠定储集空间类型和物性条件，表生岩溶期进一步改善储集层的物性，热液矿物充填期孔隙度减小，埋藏溶蚀和沥青充填期使储集层进一步致密化。基于储集层主控因素，预测华蓥山和龙泉山断裂之间的古地貌高带为最有利储集层发育区，广安—南充—剑阁一带有望取得勘探突破。图7参20

关键词：四川盆地；下寒武统龙王庙组；储集层类型；储集层形成主控因素；储集层演化模式；储集层预测

0　引言

近年来在四川盆地下寒武统龙王庙组发现了迄今为止中国最大的单体整装气田，探明储量达4 403×108m3，产层为龙王庙组颗粒白云岩。笔者基于岩相古地理研究，通过典型野外露头和钻井岩心观察，尤其是大量岩石薄片观察，结合实验测试资料，研究龙王庙组储集层类型、演化阶段及储集层发育主控因素，并预测有利储集层范围，以期为龙王庙组下一步勘探指明方向。

1　储集层发育背景

四川盆地龙王庙组（川东南及黔北地区称清虚洞组，渝东北及湘西地区称石龙洞组）主要岩性为白云岩、灰岩夹砂泥岩及膏盐岩[1]，纵向上为1个三级层序，海侵体系域较薄，由泥质白云岩或泥质灰岩及瘤状灰岩组成；高位域常见，由3～4个次一级的向上变浅旋回组成，主要岩性为晶粒白云岩、颗粒白云岩夹膏盐或泥晶灰岩、颗粒灰岩，储集层发育在高位域，且主要分布在次级旋回上部[2]。平面上大致以齐岳山断裂为界，以西为内缓坡相，大庸断裂以东为外缓坡—盆地相，两者之间为中缓坡相（见图1）。内缓坡相可划分3个亚相，龙泉山断裂以西为混积潮坪亚相，主要岩性为泥岩、泥质白云岩和粉砂岩；龙泉山断裂和华蓥山断裂之间为颗粒滩—滩间海亚相，主要岩性是颗粒白云岩、晶粒白云岩和泥晶白云岩；华蓥山断裂与齐岳山断裂之间为颗粒滩—澙湖亚相，主要岩性是颗粒白云岩、泥晶白云岩和膏盐岩。

勘探研究表明内缓坡颗粒滩是龙王庙组有利储集相带[2]，主要发育颗粒滩白云岩裂缝-孔洞型储集层。本文主要研究区位于安岳—南充一带（见图1）。

图1　四川盆地下寒武统龙王庙组岩相古地理图

2　储集层岩性特征

龙王庙组储集层的主要岩性包括砂屑白云岩、鲕粒白云岩和晶粒白云岩（包括斑状粉晶白云岩），主要特征见图2。

2.1 砂屑白云岩

砂屑白云岩呈中厚层状，颗粒以砂屑为主，占粒屑总量的65%以上（见图2a、2b）。常含鲕粒、生物碎屑，偶见陆源石英，分选中—好，具有一定的磨圆度，粒间可见1～2期白云石胶结物，残余粒间孔及粒间溶蚀孔洞发育。由于白云石化作用的影响，此类岩石的部分原始结构模糊不清。

2.2 鲕粒白云岩

鲕粒白云岩的颗粒含量大于60%，以鲕粒为主，占颗粒总量的60%～80%，也可见砂屑及生物碎屑。鲕粒核部一般由粉细晶白云石或石英组成，圆—次圆状，粒径0.4～1.0 mm，鲕粒间可见1～2期胶结物（见图2c）。

2.3 晶粒白云岩

晶粒白云岩包括粉细晶白云岩和斑状粉晶白云岩。粉细晶白云岩主要由细晶白云石及粉晶白云石组成，岩石的原始结构因白云石化作用而被破坏，部分残留颗粒幻影，大多数的颗粒结构完全消失。白云石呈半自形—他形镶嵌状，晶间孔发育（见图2d）。斑状粉晶白云岩宏观上具有黑白杂乱分布的斑状结构（见图2e），微观上晶间孔发育部分白云岩被沥青充填，呈现为黑斑（见图2f），晶间孔不发育部分（白云石镶嵌接触）极少或无沥青充填，呈现为白色斑块。

图2　四川盆地下寒武统龙王庙组颗粒滩储集层岩性及储集空间特征

上述3种岩性既是构成龙王庙组颗粒滩的主要岩石类型也是储集层的重要载体，前两种岩石普遍发育粒间孔和溶孔、溶洞，晶粒白云岩主要发育晶间孔及少量的溶孔、溶洞。

3　储集空间特征

3.1 储集空间类型

根据储集空间类型和物性条件研究龙王庙组储集空间特征。龙王庙组储集空间按成因类型划分为4类。

3.1.1 溶蚀孔洞

溶蚀孔洞在构成储集层的3种岩石中都较为发育，是龙王庙组最主要的储集空间（见图2a、2d、2e），孔洞长轴为0.2～12.0 mm，主要为4～8 mm。压汞曲线表现为“低平台”特点，表明进汞压力低，进汞体积大；成像测井上，溶蚀孔洞也有明显的响应，表现为橙色背景上的黑色斑状结。

溶蚀孔洞的形成与准同生溶蚀作用、表生岩溶和埋藏溶蚀作用有关，其成因不同，识别特征有所差异：①准同生溶蚀作用形成的孔洞宏观上发育于颗粒滩相，表现为顺层或顺层理分布，孔洞大小与粒径相关，即在含砾砂屑白云岩中发育的孔洞较大而在粉细砂屑白云岩中发育的孔洞较小，具有组构选择性溶蚀的特点（见图3）；微观上表现为孔洞边壁相对平滑、无泥质或渗流粉砂、常见晚期热液充填物和沥青（见图2b、2c）。②表生岩溶作用主要形成缝洞和洞穴，宏观上在龙王庙组上部或沿加里东期断裂带分布，常见泥质和黄铁矿充填或渗流粉砂充填，有时可见与岩溶角砾伴生。③埋藏溶蚀作用形成的孔洞主要沿微裂缝呈串珠状分布，微观上可见早期孔洞中充填的热液白云石被溶蚀。

目前实际观察到的孔洞是上述3种溶蚀作用的综合结果，因此准确区分孔洞成因十分困难。尽管如此，通过大量野外和岩心尺度观察以及镜下研究，笔者认为准同生溶蚀为孔洞形成的主导作用，而表生岩溶及埋藏溶蚀作用主要沿早期形成的孔隙带进行改造。由于孔洞中充填的热液白云石的溶蚀微弱，且大量孔洞中未见泥质和黄铁矿充填，叠加改造形成的孔洞数量有限。

图3　颗粒白云岩粒径与溶蚀孔洞关系

3.1.2 粒间孔

粒间孔发育在颗粒白云岩中，为次要储集空间，形成于颗粒滩沉积期，孔径一般为0.02～0.08 mm，孔隙多呈不规则多边形，常见纤状或刃状白云石环边胶结物，有的见纤状和粒状两期白云石胶结物充填，目前能观察到的主要是胶结后残余的粒间孔（见图2b、2c）。3.1.3 晶间孔

晶间孔发育在晶粒白云岩，为次要储集空间。晶间孔可能是由白云石化作用对先期孔洞（粒间孔和准同生溶蚀孔洞）的改造而形成，孔径大小与晶粒大小密切相关，一般为0.003～0.004 mm，孔隙多呈三角形或不规则多边形，常见沥青半充填（见图2d、2f）。

3.1.4 裂缝

虽然裂缝的储集能力有限，但其对渗流条件的改善极为重要。常见与断裂有关的高角度纵向缝，与成岩有关的网状缝和缝合线。岩心可见高角度构造缝延伸30～100 cm，裂缝内有白云石充填（见图2g）；网状缝及缝合线缝隙小，部分见扩溶现象，缝隙中常见沥青浸染（见图2h）。

3.2 储集空间物性

通过柱塞小样、全直径岩心样品分析和测井解释3种方式表征储集层总体物性特征。

柱塞小样分析结果表明龙王庙组颗粒滩储集层的孔隙度为2.01%～18.48%，平均4.28%（见图4a），渗透率为（0.000 1～248）×10−3µm2，平均0.096×10−3µm2（见图4b）。其中孔隙度为2%～4%的样品比例为54.55%，孔隙度为4%～8%的样品比例为39.54%，孔隙度大于8%的样品比例为5.91%；渗透率小于0.01×10−3µm2的样品比例为46.55%，渗透率为（0.01～1.00）×10−3µm2的样品比例为46.95%，渗透率大于1×10−3µm2的样品比例为6.4%。

全直径岩心样品分析显示孔隙度为2.01%～10.92%，平均4.81%（见图4c），渗透率为（0.01～78.50）×10−3µm2，平均4.75×10−3µm2（见图4d）。其中孔隙度为2%～4%的样品比例为37.8%，孔隙度为4%～8%的样品比例为53.54%，孔隙度大于8%的样品比例为8.66%；渗透率为（0.01～1.00）×10−3µm2的样品比例为58.33%，渗透率大于1.0×10−3µm2的样品比例为41.67%。

岩心实测孔隙度与测井孔隙度具有很好的相关性（见图4e），说明用测井孔隙度表征储集层物性可行，从而解决了非取心井段储集层评价问题。18口井的测井物性资料统计显示，龙王庙组储集层测井孔隙度在4%～8%的频率约为60%（见图4f），表明龙王庙组储集层物性总体较好。

图4　四川盆地下寒武统龙王庙组颗粒滩储集层物性特征

4　储集层类型

综合岩性和物性分析，根据微相、岩性和孔隙类型三要素，将龙王庙组储集层划分为颗粒滩白云岩裂缝-孔洞型储集层和颗粒滩白云岩裂缝-孔隙型储集层，且以裂缝-孔洞型储集层为主。

裂缝-孔洞型储集层孔隙度（φ）普遍大于4%，储集空间以溶孔、溶洞为主，占总孔隙的70%～80%，粒间孔、晶间孔及裂缝约占总孔隙的20%～30%；压汞曲线具有“双平台”特征(见图5)，初始进汞压力大多小于0.3 MPa，压力小于5 MPa的低平台段汞饱和度达70%～80%，高平台段约占10%～20%，显示双重孔隙介质并以大孔大喉占绝对优势的特点。

图5　四川盆地下寒武统龙王庙组颗粒滩储集层压汞曲线特征

裂缝-孔隙型储集层的孔隙度大多为2%～4%，储集空间以粒间孔和晶间孔为主，约占总孔隙的60%，溶孔、溶洞及裂缝约占总孔隙的40%。压汞曲线表现为低斜率的单斜型特征，平均初始进汞压力为3 MPa。随着压力增加，进汞量快速上升：当压力为30 MPa时，进汞饱和度可达60%左右，这表明小孔小喉在储集空间中占主导地位；当压力为100 MPa时，最终进汞饱和度可达80%～90%，表明存在一定量的微孔。

研究显示磨溪—高石梯地区龙王庙组储集层主要为裂缝-孔洞型储集层，并且储集层类型与单井产量密切相关。裂缝-孔洞型储集层产能一般可达几十至一百万立方米每天，而裂缝-孔隙型储集层产能一般只有几千至几万立方米每天。

5　储集层形成与演化

以构成气藏主体的裂缝-孔洞型储集层为例探讨龙王庙组储集层的形成与演化过程。沉积相和成岩序列研究表明，储集层的形成受颗粒滩、准同生溶蚀作用和准同生白云石化作用控制，且后期表生岩溶和埋藏溶蚀作用对储集性能的改善有一定的贡献。储集层演化经历了孔隙形成、表生岩溶改造、热液矿物充填、埋藏溶蚀+沥青充填4个阶段。

5.1 储集层形成的控制因素

储集层形成的控制因素包括沉积相、准同生溶蚀、准同生白云石化、表生岩溶和埋藏溶蚀作用。

5.1.1 颗粒滩

储集层发育在颗粒滩亚相。野外露头和威远—高石梯—磨溪—南充地区钻探证实龙王庙组储集层仅发育于内缓坡的颗粒滩亚相，其他如混积潮坪亚相、滩间海亚相和澙湖亚相的岩性致密，无储集层（见图6）。

图6　龙王庙组沉积亚相平均孔隙度直方图

颗粒滩可进一步划分为滩主体、滩翼和滩坪3个微相[2]，储集层发育在滩主体微相。研究磨溪—高石梯地区钻井岩心微相与储集层对应关系发现，滩主体微相中溶蚀孔洞最发育，且孔洞的大小与颗粒的大小呈正相关；滩翼微相主要发育残余粒间孔，以及少量溶蚀孔洞；滩坪微相中不发育孔洞，但可见经溶蚀改造的网状缝（见图3）。

5.1.2 准同生溶蚀作用

文石质沉积物为准同生溶蚀提供了有利条件。早寒武世处于文石海时期[3]，构成滩体的部分砂屑和生屑由文石组成，早期的纤状或刃状海水胶结物也主要为文石质。文石不稳定，在淡水甚至是海水环境中都易溶，这为准同生溶蚀作用奠定了基础。图2b显示的粒间孔内纤状胶结物的溶蚀与准同生溶蚀作用有关。

海平面下降引起的准同生大气淡水淋滤溶蚀作用是龙王庙组大量溶孔溶洞产生的关键因素。野外露头和高石梯—磨溪地区钻探显示，龙王庙组沉积时期经历了3～4次的海平面下降，纵向上相应形成了3～4套溶蚀孔洞型储集层[2]。海平面下降使滩体暴露，古地貌高部位的滩体暴露面积大、持续时间长，溶蚀孔洞十分发育，且物性好；古地貌低处的滩体或滩翼因短暂暴露或未暴露，溶蚀孔洞不发育，且胶结作用较强，孔渗条件较差。根据岩心和薄片资料，准同生溶蚀作用的增孔率可达5%～15%。

5.1.3 准同生白云石化作用

与蒸发岩有关的准同生白云石化作用主要有两种模式：蒸发泵白云石化作用[4]和渗透回流白云石化作用[5]。干旱炎热气候条件下，由于强烈的蒸发作用，表层海水或孔隙水不断浓缩咸化，形成了高Mg2+/Ca2+值的卤水，致使周围沉积物白云石化（即蒸发泵白云石化），当过剩的卤水向下渗透并向海方向回流时，致使途经的高孔渗沉积物发生白云石化（即渗透回流白云石化）。

龙王庙组沉积时期具备产生准同生白云石化作用的地质环境：干旱炎热或强烈蒸发的气候条件和毗邻膏盐湖的古地理背景（见图1）。此外，龙王庙组白云岩有序度低，与同期海水相近的碳、氧、锶同位素特征也证实该类白云岩形成于准同生期。

准同生白云石化作用有利于早期孔隙的保存。前人大多关注白云石化作用的增孔效应[6]或减孔[7-8]效应，但是对于厚层、大面积分布并保留原岩组构的白云岩，都没有足够的证据表明白云石化具有明显的增孔或减孔效应。白云石化作用可能只是将灰岩交代成白云岩，如经准同生白云石化后，龙王庙组含准同生溶蚀孔洞的颗粒灰岩转变为含孔洞的颗粒白云岩，且致密的泥晶灰岩转化为泥晶白云岩后仍然致密。然而白云石化对孔隙的保存作用不容忽视，因为白云石化将灰质矿物转化为白云石，增加了岩石强度和抗压溶能力，有效抑制后期胶结物的沉淀，从而使孔隙得以持续保存。四川盆地铁山坡—罗家寨地区飞仙关组鲕粒白云岩储集层粒间和粒内溶孔的保存就与准同生白云石化密切相关[9]。

5.1.4 表生岩溶和埋藏溶蚀作用

沉积期形成的粒间孔和准同生期形成的溶蚀孔洞是龙王庙组储集层最重要的储集空间，经历多期胶结和充填而致密化，同时多期溶蚀作用（龙王庙组沉积末期和加里东末期的表生岩溶作用、印支期和燕山期的埋藏溶蚀作用）改善其储集性能。

龙王庙组沉积末期的岩溶作用主要发育在古地貌高地，如川中威远—磨溪—南充一带和渝东石柱、彭水、南川和贵州习水一带，笔者在渝东和川北南江地区发现龙王庙组与上覆高台组假整合接触。川中一带岩溶作用程度较弱，准同生期溶蚀孔洞经历微小改造，同时产生小型溶沟溶缝，磨溪32井3 688 m和磨溪13 井4 620 m深度段均可见充填了白云石质渗流粉砂的小溶沟；渝东地区表现为膏盐溶蚀形成的膏溶角砾岩[9]。加里东期岩溶与乐山—龙女寺古隆起的抬升暴露剥蚀有关[10-12]，古隆起核部震旦系以上地层被剥蚀殆尽，高石梯—磨溪地区局部遭受剥蚀，大部分保存完整。钻探揭示该期岩溶作用对前期孔隙的改造不明显，但沿断裂附近可形成大型缝洞，如高石17井钻遇约6 m高的缝洞系统，下二叠统炭质泥岩及黄铁矿充填其中。

测井解释结果表明，从剥蚀区至覆盖区，黄铁矿充填物的含量明显减少，表明岩溶作用迅速减弱。可能存在两期埋藏溶蚀：与石油充注有关的有机酸溶蚀[13]和与TSR（硫酸盐热化学还原作用）有关的溶蚀[14]。主要依据是有时可见充填于早期溶蚀孔洞边壁的热液白云石被溶蚀，以及沿微裂缝可见少量串珠状溶孔。上述溶蚀主要沿早期孔隙带发生，对早期孔洞进行叠加改造，有一定的增孔作用。

颗粒滩和准同生溶蚀作用是储集层形成的主控因素，而准同生白云石化、表生岩溶和埋藏溶蚀作用对储集层形成具有建设性作用。5.2 储集层演化模式

成岩作用研究表明，龙王庙组储集层经历的成岩序列（见图7）为：颗粒滩沉积、海底胶结、准同生溶蚀、准同生白云石化、表生岩溶、埋藏充填、表生岩溶、热液矿物充填、埋藏有机溶蚀、烃类充注、烃类裂解及沥青充填、天然气充注、构造碎裂等，可归结为孔隙形成、表生岩溶改造、热液矿物充填、埋藏溶蚀+沥青充填4个阶段。

图7　四川盆地下寒武统龙王庙组颗粒滩白云岩孔洞型储集层演化模式

成孔阶段主要发生在沉积—准同生期，该阶段奠定了孔隙类型和物性基础，主要经历了滩体沉积、海底胶结、准同生淡水溶蚀和准同生白云石化作用。滩体沉积产生的原始孔隙度可达40%～50%[15-16]，初步压实后减小为30%左右。随后的海底胶结作用中海水渗流带的纤状胶结物和海水潜流带的刃状胶结物使得孔隙度大幅下降，降低为5%～10%，准同生期大气淡水溶蚀了海底胶结物及部分文石质颗粒，形成了大量溶孔溶洞，孔隙度可增加至10%～25%。与之伴生和稍后的准同生白云石化作用使沉积物或岩石转变为白云岩，并保留了大量原岩组构，包括早期形成的粒间孔和溶孔溶洞。

准同生溶蚀和准同生白云石化作用相辅相成。在总体干旱气候背景下，当有大气淡水供给时，文石质颗粒或胶结物溶解产生孔洞，同时释放大量Mg2+，为准同生白云石化提供Mg2+来源，同时随着海水蒸发和浓缩，Mg2+/Ca2+值升高，沉积物发生白云石化，保存了早期孔洞。在漫长的地质演化中，由于气候及海平面升降的周期性变化，溶蚀和白云石化交替进行，或某一时期以溶蚀为主，另一时期以白云石化为主，最终产生孔洞，且沉积物转变成白云岩。经过该阶段的成岩演化，孔隙类型由原始粒间孔转变为以溶孔溶洞为主、粒间孔为辅。

表生岩溶改造阶段发生在加里东期，其间发生两期表生岩溶作用。第1期表生岩溶作用发生于龙王庙组沉积末期，与区域海平面下降有关，岩溶范围较广，但持续时间较短，岩溶强度不大，仅对早期孔隙有所扩溶，并产生少量溶缝。第2期表生岩溶作用发生于加里东末期，与构造抬升和乐山—龙女寺古隆起形成有关，该期岩溶持续时间较长，可能持续到早二叠世。沿古隆起剥蚀区及有断裂沟通地表的区域岩溶作用较强，可形成大型缝洞系统，但因后期泥质充填严重，储集性能不佳；大量岩心观察和薄片统计显示该阶段岩溶新增孔隙度小于5%，储集层孔隙度增大为12%～28%。

热液矿物充填阶段大致发生在中—晚二叠世，与峨眉山火山作用[17]密切相关。该期充填作用表现为由明亮的粗粒白云石和自形石英矿物充填于裂缝和早期形成的孔洞中，充填物包裹体均一温度为180～220 ℃[18]。充填作用不均衡：有些地区充填较强，大多孔洞为半充填—全充填，减孔明显；有些地区充填弱，仅少量自形白云石沿孔洞边壁析出。12口取心井结果表明，该期充填作用降低约10%的孔隙度，总孔隙度下降为3%～18%。

埋藏溶蚀+沥青充填阶段发生于晚二叠世以来，其间发生两期溶蚀作用。第1期溶蚀与烃类充注伴生，第2期溶蚀与TSR作用有关，这两期溶蚀作用均比较微弱，增孔率小于2%，但在该阶段，随着烃类裂解产生大量沥青，沥青不仅充填孔隙还堵塞喉道，减孔率2%～5%，因此，该阶段储集层总体演化趋势是孔隙度降低，降低为2%～16%。喜马拉雅期区域构造抬升[19]，开启微裂缝发育。虽然增孔不明显，但大大改善了储集层的渗透性。龙王庙组普遍高产，这与该期构造裂隙沟通溶孔溶洞密切相关。

5.3 有利储集层预测

根据储集层发育主控因素的分析，具备颗粒滩亚相并经历准同生溶蚀和准同生白云石化作用的地区是有利储集层发育区，即经准同生暴露溶蚀和白云石化作用的颗粒滩是有利储集层发育区。储集层预测也就转换为古地貌高部位的颗粒滩预测：①古地貌高部位水体浅、水动力强，有利于颗粒滩的发育；②当海平面下降时，位于古地貌高部位的颗粒滩也易于暴露而产生溶蚀；③古地貌高部位在强烈蒸发作用下，水体易于咸化浓缩，为准同生白云石化奠定条件。古地貌高部位颗粒滩满足了储集层发育的3个主要条件。

基于上述分析，除了华蓥山断裂和齐岳山断裂之间相对低洼的区域外，周缘地貌较高地区都有利于储集层发育（见图1）。目前磨溪—高石梯地区的钻探已经揭示，在华蓥山断裂与龙泉山断裂之间的古地貌高带普遍发育颗粒滩，厚度为20～60 m，平均约为36 m，为最有利储集层发育区。近期南充1井钻探揭示了24 m厚的储集层，显示该带有利储集层可向北延伸至广安—南充—剑阁一带。此外，在齐岳山断裂东侧古地貌高带，以往钻探的利1井、丁山1井也见到良好储集层[20]，预示该带也存在有利储集层。随着勘探的深入，上述有利区将取得新突破。

6　结论

龙王庙组储集层为颗粒滩白云岩裂缝-孔洞型储集层，主要岩性为残余砂屑白云岩、鲕粒白云岩和晶粒白云岩，储集空间以溶孔、溶洞为主，残余粒间孔、晶间孔和微裂隙为辅，孔隙度为2%～18%，平均约为4.28%，储集层厚度为20～60 m，平均约为36 m。

颗粒滩和准同生溶蚀作用是储集层形成的主控因素。颗粒滩是储集层发育的基础，控制储集层发育期次和平面展布；准同生溶蚀作用是形成主要储集空间的关键。此外，准同生白云石化对早期孔隙的保存和后期微裂隙的产生具有建设性作用。

储集层经历了4个演化阶段。成孔期的沉积作用和准同生溶蚀作用奠定了储集层的储集空间类型和物性条件；表生岩溶作用和埋藏溶蚀作用对储集层的物性改善有一定贡献；而热液矿物充填和沥青充填严重堵塞孔隙，是储集层劣质化的主要影响因素。

预测华蓥山断裂和龙泉山断裂之间的古地貌高带为最有利储集层发育区，广安—南充—剑阁一带有望取得勘探新突破。

参考文献：

[1]四川油气区石油地质志编写组. 中国石油地质志: 卷十[M]. 北京:石油工业出版社, 1989.

Editorial Committee of Petroleum Geology of Sichuan Petroleum Province. Petroleum Geology of China: Vol. 10[M]. Beijing: Petroleum Industry Press, 1989.

[2]姚根顺, 周进高, 邹伟宏, 等. 四川盆地下寒武统龙王庙组颗粒滩特征及分布规律[J]. 海相油气地质, 2013, 22(3): 1-7.

Yao Genshun, Zhou Jingao, Zou Weihong, et al. Characteristics and distribution rule of Lower Cambrian Longwangmiao grain beach in Sichuan Basin[J]. Marine Origin Petroleum Geology, 2013, 22(3): 1-7.

[3]刘喜停, 颜佳新. 海水化学演化对生物矿化的影响综述[J]. 古地理学报, 2009, 11(4): 446-454.

Liu Xiting, Yan Jiaxin. A review of influences of seawater chemical evolution on biomineralization[J]. Journal of Palaeogeography, 2009, 11(4): 446-454.

[4]Hsü K J, Siegenthaler C. Preliminary experiments on hydrodynamic movement induced by evaporation and their bearing on the dolomite problem[J]. Sedimentology, 1969, 12(1/2): 11-25.

[5]Adams J F, Rhodes M L. Dolomitization by seepage refluxion[J]. AAPG Bulletin, 1960, 44(12): 1912-1920.

[6]Weyl P K. Porosity through dolomitization: Conservation-of-mass requirements[J]. Journal of Sedimentary Petrology, 1960, 30(1): 85-90.

[7]Sandberg P A. An oscillating trend in Phanerozoic non-skeletal carbonate mineralogy[J]. Nature, 1983, 305(5929): 19-22.

[8]James N P, Choquette P W. Diagenesis 6: Limestones: The sea floor diagenetic environment[J]. Geoscience Canada, 1983, 10(4): 162-179.

[9]周进高, 郭庆新, 沈安江, 等. 四川盆地北部孤立台地边缘飞仙关组鲕滩储集层特征及成因[J]. 海相油气地质, 2012, 17(2): 57-62.

Zhou Jingao, Guo Qingxin, Shen Anjiang, et al. Characteristics and genesis of Lower Triassic Feixianguan oolitic beach reservoir in isolated platform, Northern Sichuan Basin[J]. Marine Origin Petroleum Geology, 2012, 17(2): 57-62.

[10]冉隆辉, 谢姚祥, 戴弹申. 四川盆地东南部寒武系含气前景新认识[J]. 天然气工业, 2008, 28(5): 5-9.

Ran Longhui, Xie Yaoxiang, Dai Tanshen. New knowledge of gas-bearing potential in Cambrian system of southeast Sichuan Basin[J]. Natural Gas Industry, 2008, 28(5): 5-9.

[11]徐世琦, 洪海涛, 师晓蓉. 乐山—龙女寺古隆起与下古生界含油气性的关系探讨[J]. 天然气勘探与开发, 2002, 25(3): 10-15.

Xu Shiqi, Hong Haitao, Shi Xiaorong. Discussion on the relationship between the Leshan-Longnüsi paleo-uplift and the petroliferous of Lower Paleozoic[J]. Natural Gas Exploration and Development, 2002, 25(3): 10-15.

[12]宋文海. 乐山—龙女寺古隆起大中型气田成藏条件研究[J]. 天然气工业, 1996, 16(增刊): 12-26.

Song Wenhai. Research on reservoir-formed conditions of large-medium gas fields of Leshan-Longnüsi palaeohigh[J]. Natural Gas Industry, 1996, 16(Supp.): 12-26.

[13]远光辉, 操应长, 杨天, 等. 论碎屑岩储集层成岩过程中有机酸的溶蚀增孔能力[J]. 地学前缘, 2013, 20(5): 207-219.

Yuan Guanghui, Cao Yingchang, Yang Tian, et al. Porosity enhancement potential through mineral dissolution by organic acids in the diagenetic of clastic reservoir[J]. Earth Science Frontiers, 2013, 20(5): 207-219.

[14]Heydari E, Moore C H. Burial diagenesis and thermochemical sulfate reduction, Smackover formation, southeastern Mississipi salt basin[J]. Geology, 1989, 17(12): 1080-1084.

[15]Graton L C, Fraser H J. Systematic packing of spheres with particular relation to porosity and permeability[J]. Journal of Geology, 1935, 43(8): 785-909.

[16]Enos P, Sawatsky L H. Pore networks in Holocene carbonate sediments[J]. Journal of Sedimentary Petrology, 1981, 51(3): 961-985.

[17]朱传庆, 田云涛, 徐明, 等. 峨眉山超级地幔柱对四川盆地烃源岩热演化的影响[J]. 地球物理学报, 2010, 53(1): 119-127.

Zhu Chuanqing, Tian Yuntao, Xu Ming, et al. The effect of Emeishan supper mantle plume to the thermal evolution of source rocks in the Sichuan Basin[J]. Chinese Journal of Geophysics, 2010, 53(1): 119-127.

[18]王春梅. 川西中二叠统栖霞组白云岩形成机制及其与川东北下三叠统飞仙关组对比[D]. 成都: 成都理工大学, 2011.

Wang Chunmei. Dolomite genesis of Qixia Formation, Middle Permian, Western Sichuan Basin and contrast to dolomite genesis of Feixianguan Formation, Lower Triassic, Northeastern Sichuan Basin[D]. Chengdu: Chengdu University of Technology, 2011.

[19]刘树根, 孙玮, 李智武, 等. 四川盆地晚白垩世以来的构造隆升作用与天然气成藏[J]. 天然气地球科学, 2008, 19(3): 293-300.

Liu Shugen, Sun Wei, Li Zhiwu, et al. Tectonic uplifting and gas pool formation since Late Cretaceous Epoch, Sichuan Basin[J]. Natural Gas Geoscience, 2008, 19(3): 293-300.

[20]林良彪, 陈洪德, 淡永, 等. 四川盆地中寒武统膏盐岩特征与成因分析[J]. 吉林大学学报: 地球科学版, 2012, 42(增刊2): 95-103.

Lin Liangbiao, Chen Hongde, Dan Yong, et al. Characteristics and genesis of Middle Cambrian gypsum rock in Sichuan Basin[J]. Journal of Jilin University: Earth Science Edition, 2012, 42(Supp.2): 95-103.

联系作者：李文正（1988-），男，安徽毫州人，硕士，中国石油杭州地质研究院助理工程师，主要从事碳酸盐岩沉积储集层及构造热演化研究工作。地址：浙江省杭州市西溪路920号，中国石油杭州地质研究院海相油气地质研究所，邮政编码：310023。E-mail：liwz_hz@petrochina.com.cn

（编辑 林敏捷）

Genesis and evolution of Lower Cambrian Longwangmiao Formation reservoirs, Sichuan Basin, SW China

Zhou Jingao1,2, Xu Chunchun3, Yao Genshun1,2, Yang Guang3, Zhang Jianyong1,2, Hao Yi1,2, Wang Fang1, Pan Liyin1,2, Gu Mingfeng1, Li Wenzheng1
(1. PetroChina Hangzhou Research Institute of Geology, Hangzhou 310023, China; 2. CNPC Key Laboratory of Carbonate Reservoirs, Hangzhou 310023, China; 3. PetroChina Southwest Oil and Gas Field Company, Chengdu 610051, China)

Abstract:Based on observation of outcrops, cores and thin sections and analysis of logging data and experiment, the features, main controlling factors, evolution and distribution of the Longwangmiao Formation reservoirs in the Lower Cambrian, Sichuan Basin, are examined carefully and the distribution of favorable reservoirs is predicted. Mostly fracture-pore type, the Longwangmiao Formation reservoirs are dominantly comprised of residual dolarenite, oolitic dolomite and crystal dolomite, with dissolution cavities and dissolution pores as the main storage space, an average porosity of 4.28%, and average reservoir thickness of 36 m. The formation of the reservoirs is controlled by grain shoal facies, parasyngenetic dissolution and parasyngenetic dolomitization. The reservoirs have experienced four evolution stages, the period of pore formation laid the foundation for storage space types and physical conditions of the reservoirs; the reservoir physical properties were improved further in the hypergene karstification period; the porosities were decreased by minerals filling during the hydrothermal period; and the reservoirs became denser in the burial dissolution and asphaltic filling period. Based on the main controlling factors of Longwangmiao reservoirs, the high geomorphology area between Huayingshan fault and Longquanshan fault is predicted as the most favorable reservoir zone. Exploration breakthroughs will possibly be made in Guang’an-Nanchong-Jiange area.

Key words:Sichuan Basin; Lower Cambrian Longwangmiao Formation; reservoir type; reservoir controlling factor; reservoir evolution mode; reservoir prediction

收稿日期：2014-05-29 修回日期：2014-12-28

作者简介：第一周进高（1967-），男，广西平乐人，博士，中国石油杭州地质研究院高级工程师，主要从事碳酸盐岩沉积储集层及石油地质研究工作。地址：浙江省杭州市西溪路920号，中国石油杭州地质研究院海相油气地质研究所，邮政编码：310023。E-mail：zhoujghz@petrochina.com.cn

DOI:10.11698/PED.2015.02.04

文章编号：1000-0747(2015)02-0158-09

文献标识码：A

中图分类号：TE122.2

基金项目：国家科技重大专项（2011ZX05004-002）；中国石油勘探与生产重大项目（2012ZD01-02-03）；