四川盆地深层微生物碳酸盐岩储层特征及其油气勘探前景

刘树根, 宋金民, 罗　平, QING Hairuo, 林　彤, 孙　玮

李智武1, 王　浩1, 彭瀚霖4, 余永强1, 龙　翼1, 万元博1

(1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)，成都 610059；

2.中国石油勘探开发研究院，北京 100083；

3.Department of Geology, University of Regina, Regina SK Canada S4S 0A2；

4. 中国石油西南油气田公司勘探开发研究院，成都 610051)



四川盆地深层微生物碳酸盐岩储层特征及其油气勘探前景

刘树根1, 宋金民1, 罗平2, QING Hairuo3, 林彤1, 孙玮1

李智武1, 王浩1, 彭瀚霖4, 余永强1, 龙翼1, 万元博1

(1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)，成都 610059；

2.中国石油勘探开发研究院，北京 100083；

3.Department of Geology, University of Regina, Regina SK Canada S4S 0A2；

4. 中国石油西南油气田公司勘探开发研究院，成都 610051)

[摘要]微生物碳酸盐岩是油气勘探储层的新类型。四川盆地微生物碳酸盐岩储层主要发育在上震旦统灯影组和中三叠统雷口坡组。灯影组微生物碳酸盐岩储层主要发育在灯二段和灯四段。灯影组微生物碳酸盐岩遍布全盆，岩石结构具有全盆地相似性，灯二段以凝块石和葡萄石为主，灯四段以纹层石和叠层石为主。灯二段储集空间主要为喀斯特孔洞、葡萄-花边状孔洞、微生物体腔孔、微生物格架间孔和凝块间溶孔，灯四段则以窗格孔和喀斯特孔洞为主。灯影组微生物碳酸盐岩优质储层形成的主控因素是微生物席、白云石化和风化壳喀斯特作用。雷口坡组微生物碳酸盐岩主要分布在川西地区的雷四段，主要为叠层石和凝块石, 储集空间主要为微生物窗格孔和格架孔。雷口坡组微生物碳酸盐岩优质储层形成的主控因素是微生物礁滩(微生物席)、白云石化和埋藏溶蚀作用。目前, 在灯影组和雷四段微生物碳酸盐岩储层均已发现大型气田,并具有非常广阔的勘探前景。四川盆地西部中北段是深层-超深层海相领域油气勘探的最有利地区之一。

[关键词]微生物碳酸盐岩；灯影组；雷口坡组；凝块石；叠层石；储层特征；四川盆地

微生物岩是微生物形成的或与微生物有关的岩石的统称[1]。其中最为重要的是微生物碳酸盐岩, 一般简称为微生物岩，最早是由Burne and Moore(1987)提出，意指底栖微生物群落捕获和黏结碳酸盐颗粒，或由其引起的矿物沉淀[2-4]，多发育在后生生物出现前或集群灭绝期之后。微生物碳酸盐岩也是一个相对宽泛的术语，主要包括叠层石(stromatolite)、凝块石(thrombolite)、树枝石(dendrolite)、均匀石(leiolite)、核形石(oncolite)和纹理石(laminite)[3,5]。近年来，美国墨西哥湾和巴西近海地区的油气勘探实践表明，微生物碳酸盐岩可作为一类重要的油气储集层[6-12]。2012年6月AAPG在美国德克萨斯州休斯顿召开了“微生物碳酸盐岩表征”的专题会议，2013年6月伦敦地质学会召开了“微生物碳酸盐岩的时空分布：对全球油气勘探与生产的启示”的国际会议，并分别出版了会议相关论文集[13,14]。这极大地提高了微生物碳酸盐岩储层的关注度。据统计，全球范围内微生物碳酸盐岩油气田主要分布在美国阿拉巴马州墨西哥湾地区[6-9]、巴西桑托斯盆地[10-12]、阿曼盐盆[15,16]、哈萨克斯坦田吉兹油田[17,18]、俄罗斯东西伯利亚地区[19,20]、中国渤海湾盆地[21]和四川盆地[22-27]，产油气层主要为中新元古界(包括震旦系)、下寒武统、下石炭统和上侏罗统(表1)。四川盆地上震旦统灯影组和中三叠统雷口坡组微生物碳酸盐岩储层发育，并且已经取得规模性的油气储量。目前，灯影组微生物碳酸盐岩储层中已发现威远、资阳、高石梯、磨溪、龙女寺和荷包场气藏，储量规模可达1×1012m3[27]；川西地区雷口坡组第四段(简称“雷四段”)微生物碳酸盐岩储层取得勘探突破，CK1井、XCS1井和PZ1井测试分获日产0.868×106m3、0.68×106m3和1.15×106m3工业气流，资源量达万亿方[28]。本文初步总结、梳理了勘探历史悠久的四川盆地上震旦统灯影组和我们首次提出的雷口坡组微生物碳酸盐岩储层的岩石结构、储层特征及其主控因素，供学术界和勘探界参考。

表1　全球微生物碳酸盐岩油气田统计表

1灯影组微生物碳酸盐岩储层特征及主控因素

四川盆地震旦纪灯影期主要为碳酸盐岩台地沉积，盆地内部水体较浅，发育潟湖、潮坪和丘滩亚相，厚度0.65~1 km[25-27,29]。根据蓝细菌的丰度、岩性和结构特征，灯影组自下而上划分为4个段：下贫藻(实为蓝细菌)层灯一段、中富藻层灯二段、上贫藻层灯三段和上富藻层灯四段[24]。灯影组微生物碳酸盐岩储层主要发育在灯二段和灯四段[25-27,29,30]。本文选取四川盆地西南地区龙门剖面、金石构造、威远-资阳构造，东南地区丁山构造，中部地区高石梯-磨溪构造, 北部地区米仓山前缘构造的典型钻井和露头剖面, 和东北地区麻柳剖面(图1)，揭示灯影组微生物岩的岩石结构、储层特征及其主控因素。

1.1灯影组微生物碳酸盐岩储层岩石结构

四川盆地灯影组的岩石结构类型多样，前人多称为“藻白云岩”，主要为球状藻体、黏球藻、丝状藻体[30,31]，并进一步划分为层纹、叠层、绵层和黏连4种蓝细菌基本类型[32]。房室型、树枝型、链球型蓝细菌集合体多与球状蓝细菌有关；管型、叠层型、凝块型则多与丝状蓝细菌相关[33]。为便于术语的统一，在统计各地区灯影组岩石结构类型时，藻凝块、藻团块结构发育的岩石称为凝块石，纹层结构发育的岩石称为纹层石，叠层结构发育的岩石称为叠层石，泡沫绵层结构发育的岩石称为泡沫绵层石。雅安天全龙门剖面灯影组仅发育灯一段和灯二段，厚465.41 m，顶部与下奥陶统不整合接触。微生物碳酸盐岩主要发育在灯二段，厚419.16 m，主要有包壳颗粒岩、凝块石、纹层叠层石、绵层凝块石、核形石和球粒岩等。金石1井灯二段钻厚192 m，微生物碳酸盐岩岩石结构主要有葡萄石(图2-A)、凝块石、纹层石和球粒岩(图2-G)；灯四段厚244 m，岩石结构为泡沫绵层石、纹层石(图2-J)、叠层石和凝块石。川东南地区丁山1井灯影组未钻穿，发育灯二段、灯三段和灯四段。灯二段厚854 m，岩石结构主要为凝块石、纹层石和葡萄石，局部夹鲕粒结构；灯三段厚240 m，主要为叠层石和纹层石；灯四段厚22 m，主要为纹层石[34-36]。威远地区威113井灯二段厚480 m，岩石结构主要为葡萄石、凝块石、核形石和泡沫绵层石；灯四段厚40 m，岩石结构主要为角砾岩、包壳颗粒岩和纹层石[26]。资阳地区资1井灯二段与上覆九老洞组平行不整合接触，灯三段、灯四段均被剥蚀，灯二段残厚450 m，岩石结构主要有泡沫绵层石、凝块石、葡萄石、核形石(图2-B)、纹层叠层石(图2-E)和角砾岩[26]。川中地区高石梯构造高石2井灯二段主要为凝块石、泡沫绵层石(图2-C)、纹层石和包壳颗粒岩；灯四段厚346.5 m，主要为叠层石(图2-K)、凝块石和纹层石。磨溪构造磨溪9井灯二段主要为葡萄石、凝块石、叠层石、枝状石、核形石、球粒岩、泡沫绵层石和包壳颗粒岩(图2-D)；灯四段厚357.6 m，岩石结构主要有叠层石(图2-I)、纹层石、凝块石和角砾岩。川北地区以杨坝剖面和天星1井为代表。杨坝剖面灯二段厚442 m，主要为纹层石、叠层石、凝块石(图2-F)、核形石、泡沫绵层石、枝状石(图2-H)、球粒岩、葡萄石和包壳颗粒岩；灯四段厚239.9 m，主要为纹层石、球粒岩、叠层石(图2-L)、凝块石和泡沫绵层石[33]。川东北地区以麻柳剖面为代表，灯二段厚86 m，岩石结构主要为纹层石、叠层石、凝块石和泡沫绵层石；灯四段厚度为144 m，主要为核形石、叠层石和颗粒岩。

图1　四川盆地灯影组微生物碳酸盐岩研究点分布与早寒武世绵阳-长宁拉张槽图Fig.1　Diagram showing the research localities of microbial carbonate of the Upper Sinian Dengying Formation and early Cambrian Mianyang-Changning intracratonic sag

图2　四川盆地灯影组微生物碳酸盐岩岩石结构类型Fig.2　Lithological characteristics of microbial carbonates from the Dengying Formation in the Sichuan Basin(A)葡萄石，深度2 759.5 m，灯二段，天星1井; (B)核形石，深度4 042.95 m，灯二段，单偏光，资1井; (C)泡沫绵层黏结岩，深度5 397.88 m，灯二段，单偏光，高石2井；(D)包壳颗粒岩，深度5 431.99 m，灯二段，单偏光，磨溪9井；(E)波状叠层石，向上演化为内碎屑纹层，深度4 017.86 m，灯二段，单偏光，资1井；(F)凝块石，具雪花状结构，灯二段，杨坝剖面；(G)纹层状似球粒黏结岩，深度4 184 m，灯二段，单偏光，金石1井；(H)枝状石，多为表附菌 (Epiphiton)，二分叉，灯一段，单偏光，杨坝剖面；(I)小型锥状叠层石，深度5 033.81 m，灯四段，磨溪9井；(J)平直纹层石，发育平底晶洞，深度3 922 m，灯四段，单偏光，金石1井；(K)波状叠层石，顺叠层硅化，深度5 012.57 m，灯四段，单偏光，高石2井；(L)贝加尔叠层石(Baicalia)，倒伏状叠层结构，灯四段，单偏光，杨坝剖面

综上所述，四川盆地各地区的灯影组微生物碳酸盐岩主要发育在灯二段和灯四段，且在各段内各地区岩石结构差异性不大。灯二段的微生物碳酸盐岩结构主要有葡萄石、核形石、泡沫绵层石、包壳颗粒岩、叠层石、凝块石、球粒岩、枝状石和纹层石，以凝块石和葡萄石为主，其次为纹层石和核形石。灯四段岩石结构主要有8种，即角砾岩、颗粒岩、混积岩、叠层石、纹层石、球粒岩、凝块石、泡沫绵层石，以纹层石和叠层石为主，其次为球粒岩、泡沫绵层石和凝块石。

1.2灯影组微生物碳酸盐岩储层特征

四川盆地灯影组微生物碳酸盐岩储层主要分布在灯一段、灯二段和灯四段，以灯二段和灯四段为主，其储集空间共有8大类：①喀斯特孔洞；②葡萄-花边状孔洞；③微生物体腔孔、格架孔；④晶间(溶)孔；⑤凝块间溶孔；⑥凝块内溶孔；⑦鸟眼孔；⑧溶蚀裂缝。不同层段、不同地区的主要储集空间组合类型亦有所不同。灯二段微生物碳酸盐岩的储集空间主要为喀斯特孔洞、葡萄-花边状孔洞、微生物体腔孔、微生物格架间孔、晶间(溶)孔、凝块间溶孔、凝块内溶孔。龙门剖面以葡萄-花边状孔洞(图3-A)和凝块间溶孔为主，金石地区以葡萄-花边状孔洞和晶间溶孔为主，威远-资阳地区发育孤立状(图3-B)、层状喀斯特孔洞(图3-C)和葡萄-花边状孔洞(图3-D)，川中和川北地区则以凝块间溶孔(图3-E)、微生物格架孔(图3-F)、葡萄-花边状孔洞(图3-G)和微生物体腔孔(图3-K)为主，川东南丁山地区以凝块间溶孔为主，川东北麻柳剖面以顺层溶缝(图3-L)和凝块间溶孔为主。灯四段微生物碳酸盐岩的储集空间则以窗格孔和喀斯特孔洞为主，同时发育凝块间溶孔、窗格孔、晶间溶孔、微生物体腔孔、顺层溶缝和构造溶蚀缝。金石地区以晶间溶孔、窗格孔为主，威远-资阳地区发育喀斯特相关的裂缝-孔洞，川中地区则以喀斯特孔洞(图3-H)和微生物格架孔(图3-I)为主，川北地区发育窗格孔和顺层溶缝(图3-J)为主，川东南丁山地区以顺层溶缝和窗格孔为主，川东北麻柳剖面则以微生物粒间溶孔为主。

四川盆地灯影组微生物碳酸盐岩储层主要以低孔低渗型储层为主。物性测试分析显示，金石地区灯二段储层的孔隙度(q)为3.02%~4.05%，平均为3.695%；渗透率(K)多数<0.1×10-3μm2；灯四段的孔隙度为0.99%~2.51%，平均为1.7%。威远地区灯四段孔隙度为0.03%~9.16%，平均为2.1%，集中分布在1%~5%；渗透率为(0.1~23.4)×10-3μm2，集中在(0.1~1.92)×10-3μm2，平均为0.08×10-3μm2[37]。资阳地区灯二段孔隙度平均为1.53%，一般在1%~7.9%，集中在1%~2%;全直径渗透率为(0.002 25~88.2)×10-3μm2，平均为5.66×10-3μm2。川中地区小样塞平均孔隙度为3.24%，平均渗透率为1.092×10-3μm2；全直径岩心平均孔隙度为4.2%，平均渗透率为5.95×10-3μm2(水平)、1.209×10-3μm2(垂直)[25]；高石1井灯四段孔隙度为0.57%~8.22%，平均为1.89%，全直径平均为2.45%~4.85%，渗透率为(1.005~8.02)×10-3μm2，全直径平均为4.5×10-3μm2。川东南丁山1井灯影组孔隙度为0.78%~3.52%，平均为1.69%，以1%~2%为主；渗透率为(0.006 3~0.396)×10-3μm2，平均为0.051×10-3μm2[34-36]。四川盆地各地区灯影组微生物碳酸盐岩储层特征如表2所示。

1.3灯影组微生物碳酸盐岩储层发育的主控因素

1.3.1微生物主导的浅水潮坪环境中形成广布的微生物席建造是优质储层发育的基础

四川盆地晚震旦世灯影期为兴凯地裂运动末期，为区域拉张背景下相对稳定的碳酸盐岩台地[38]，沿汶川-青川-汉中-城口-巫溪一线以北为盆地沉积，以南的广大地区为斜坡-台地沉积，多为碳酸盐岩潮坪，蓝细菌繁盛[25,30]。新元古代的潮坪pCO2很高，pO2很低，微生物席覆盖着从潮坪区至透光带的海底[39-41]。在微生物的有机矿化作用下，微生物碳酸盐岩在灯影期占据主导地位。

图3　四川盆地灯影组微生物碳酸盐岩储集空间类型Fig.3　Types of reservoir space in microbial carbonates from Dengying Formation in the Sichuan Basin(A)葡萄-花边孔洞，孔洞内白云石-沥青-硅质充填，灯二段，龙门剖面; (B)喀斯特孔洞，深度4 010.17 m，灯二段，资1井; (C)顺层喀斯特孔洞，深度5 442.91 m，灯二段，磨溪9井; (D)葡萄-花边洞，深度5 424.23 m，灯二段，磨溪19井; (E)凝块间溶孔，沥青充填，深度5 392.71 m，灯二段，单偏光，高石2井; (F)微生物格架孔，沥青充填，深度5 430.17 m，灯二段，单偏光，磨溪19井; (G)葡萄-花边结构的晶间溶孔，沥青充填，深度3 149.21 m，灯二段，威113井，单偏光; (H)喀斯特孔洞，内有白云石-石英-沥青-自形锥状石英充填，深度4 958.17~4 958.32 m，灯四段，高石1井；(I)微生物格架孔，深度4 959.94 m，灯四段，铸体片，单偏光，高石1井；(J)顺纹层发育的鸟眼孔和溶缝，沥青充填，灯四段，杨坝剖面; (K)泡沫绵层石内微生物体腔孔和晶间溶孔发育，灯二段，铸体片，杨坝剖面; (L)纹层-叠层石内沥青顺纹层浸染，灯二段，麻柳剖面

通过对塔里木盆地下寒武统微生物碳酸盐岩的研究，发现微生物结构对孔隙结构和产状具有控制作用，并且影响着选择性溶蚀作用的发育[42]。通过对川北地区杨坝剖面灯影组的详细研究，发现微生物结构控制了灯影组微生物碳酸盐岩优质储层的初始差异性，主要体现为微生物结构对储层物性特征具有控制作用。灯一段和灯二段储层发育于凝块团块黏结岩、黏结集合颗粒岩、微生物礁(屑)岩和纹层黏结岩沉积微相中，面孔率集中在2.2%~5%。物性测试分析显示，凝块石孔隙度(q)为1.01%~4.33%，渗透率(K)为(0.002 5~4.488 4)×10-3μm2; 泡沫绵层石孔隙度为1.07%~1.18%，渗透率为(0.000 6~0.003 9)×10-3μm2; 葡萄石孔隙度为1.64%~2.71%，渗透率为(0.043 8~1.530 7)×10-3μm2；枝状石孔隙度为1.03%，渗透率为0.000 9×10-3μm2; 核形石孔隙度为0.73%~1.43%，渗透率为(0.000 3~0.15)×10-3μm2；纹层石孔隙度为1%~4.29%，渗透率为(0.002 1~0.008 7)×10-3μm2(图4-A)。其储集性能具下列特征：凝块石>葡萄石>枝状石>核形石>纹层石>泡沫绵层石。灯四段储层主要为微生物浅滩和叠层黏结岩沉积微相，面孔率多在2.5%~3%。物性测试分析显示，叠层-凝块石孔隙度为1.34%~ 2.17%，渗透率为(0.000 6~0.000 9)×10-3μm2；叠层石孔隙度为0.9%~1.58%，渗透率为(0.000 4~0.362 4)×10-3μm2；凝块石孔隙度为2.23%，渗透率为4.518 3×10-3μm2；球粒岩孔隙度为0.46%~1.03%，渗透率为(0.004 8~0.205 9)×10-3μm2；纹层石孔隙度为0.41%~1.31%，渗透率为(0.000 6~0.007 6)×10-3μm2(图4-B)。其储集性能具下列特征：凝块石>叠层凝块石>叠层石>纹层石>球粒岩。

表2　四川盆地不同地区灯影组微生物碳酸盐岩储层特征对比

图4　川北地区灯影组微生物碳酸盐岩储层物性特征Fig.4　Physical properties of microbial carbonates of the Dengying Formation in the north Sichuan Basin(A)灯一段-灯二段；(B)灯四段

1.3.2白云石化作用是灯影组微生物碳酸盐岩储层形成的关键

四川盆地灯影组微生物碳酸盐岩发育的灯二段和灯四段均为白云岩，经历了较强的白云石化作用，且白云岩中原始的微生物结构清晰，其成因多解释为原生成因或同生-准同生期白云石化[30,43,44]。近期的研究表明，微生物在低温条件下可以诱导白云石的沉淀，古细菌细胞表面的羧基官能团、蓝细菌胞鞘和硫酸盐还原菌可以促进Mg2+的富集[45-47]，在现代的巴西Vermelha潟湖、巴西Brejo do Espinho潟湖、澳大利亚大堡礁南段正在生长的珊瑚藻和阿联酋的阿布扎比海岸塞卜哈带中发现了原生沉淀的微生物白云石[47-51]。震旦纪灯影期的古海洋环境为温室期的文石海[52]，通过蓝细菌的生物化学调节作用，在同生-准同生期发生大规模的白云石化，这为微生物碳酸盐岩储层的形成奠定了基础；而后这类微生物白云岩经历了沉积期喀斯特、风化壳喀斯特以及埋藏溶蚀，形成了孔、洞、缝发育的优质微生物岩储层[53]。

1.3.3风化壳喀斯特和拉张槽的形成控制了微生物碳酸盐岩优质储层的改造强度和分布

四川盆地震旦纪末的桐湾运动，对灯影组微生物碳酸盐岩优质储层的发育起了重要作用。2幕桐湾运动，分别在灯二段和灯四段顶部形成了2个区域性的不整合面。前人探讨了桐湾期古喀斯特作用对资阳、威远地区和川中地区优质储层的形成作用[27,54-58]。风化壳喀斯特作用对微生物碳酸盐岩的改造主要为大气淡水较早地进入成岩系统，产生溶蚀，极大地改善了微生物碳酸盐岩的储集性能，形成古喀斯特优质储层，对灯影组储层的影响尤甚[26]。这种风化壳喀斯特作用改造后的微生物碳酸盐岩储层在塔里木盆地上震旦统亦发育[53,59]。

近年来，在四川盆地西部地区发现了晚震旦世至早寒武世兴凯地裂运动形成的绵阳-乐至-隆昌-长宁拉张槽[60]，并划分出了5个演化阶段[38]。拉张槽的形成与古喀斯特作用密切相关[38]，并且拉张槽内下寒武统的厚度与下伏灯影组的残厚具有明显的负相关关系[57, 61]，说明在喀斯特古地貌的高部位，抬升剥蚀并发生拉张运动，形成拉张槽。拉张槽控制了桐湾运动Ⅱ幕风化壳喀斯特作用的强度和优质储层分布，靠近拉张槽，风化壳喀斯特作用强，储层溶蚀洞穴发育[26,62,63]。拉张槽控制了下寒武统优质烃源岩的分布，拉张槽内筇竹寺组烃源岩厚度大、品质好，所以距离拉张槽越近，油气充注强度越大，有机质热演化伴生的酸性流体对灯影组储层的埋藏溶蚀作用越强，储层沥青含量越高。同时，油气的充注有利于储层先期孔隙的保持[54]，储层沥青含量与储集性能呈正相关关系[64]，故平面上，距离拉张槽越近，储层沥青含量越高; 纵向上，越靠近古风化壳，沥青含量越高[26, 34]。

通过对川北地区杨坝剖面灯四段微生物碳酸盐岩储层段与沥青含量的研究，发现风化壳喀斯特作用和埋藏溶蚀作用控制了储层的形成和纵向分布。灯四段自下而上发育3个储层段，厚104.3 m。第一个储层段发育在下部，厚11.2 m，主要为凝块石；第二个储层段发育在中部，厚49.5 m，主要为纹层石、叠层石和凝块石；第三个储层段发育在上部，靠近桐湾Ⅱ期不整合面，厚43.6 m，为纹层-叠层石和凝块-叠层石建造。第二个和第三个储层段储层沥青发育，位于桐湾Ⅱ期不整合面之下134.2 m内(图5)，质量分数(w)为3%~15%。川东南灯影组亦发现相似的规律[34]。

2雷口坡组微生物碳酸盐岩储层特征及主控因素

图5　川北地区杨坝剖面灯四段微生物碳酸盐岩储层综合柱状图Fig.5　Reservoir columnar of the microbial carbonates from the 4th member of the Dengying Formation in Yangba section of the north Sichuan Basin

图6　四川盆地中三叠统雷口坡组厚度图与微生物碳酸盐岩储层研究点分布Fig.6　Diagram showing the isopach of the Middle Triassic Leikoupo Formation and the research localities of the microbial carbonates in the Sichuan Basin

二叠纪末期爆发的生物大灭绝事件导致全球近98%的海洋生物绝迹，至中三叠世仍未全面复苏，在这种近乎极端的古海洋、古气候条件下，缺少大生物的生态竞争和威胁，以蓝细菌为主导的微生物逐渐繁盛。近年，国内诸多学者在关注P/T界线“异常碳酸盐岩”沉积时发现较多下三叠统发育的微生物碳酸盐岩[65，66]。

四川盆地中三叠世雷口坡期主要为碳酸盐岩局限台地沉积，发育潟湖、潮坪、台内滩和台缘滩亚相，盆地内水体较浅。雷口坡组为一套石灰岩、白云岩、蒸发岩夹泥岩、泥灰岩、泥云岩和少量碎屑岩的岩性组合，与下伏下三叠统嘉陵江组为整合接触，根据岩性和结构特征，由下向上可划分为4段[67]。雷一段为泥云岩、白云岩夹云质石膏，川中地区夹砂屑白云岩、白云岩；雷二段主要为泥质白云岩，夹泥灰岩、石膏，马角坝剖面夹少量叠层石；雷三段主要为白云岩、颗粒白云岩，马角坝剖面夹凝块石；雷四段下部主要为大套的白云岩与膏岩互层，川西地区雷四段上部主要为以凝块叠层石、叠层石、凝块石结构为主的微生物碳酸盐岩，龙岗地区主要为受风化壳影响的角砾白云岩。受早印支运动影响，川西地区雷口坡组保存较完整，厚度1.1~1.3 km。据目前的勘探，微生物碳酸盐岩储层主要发育在雷四段，局部累计厚度达70 m。微生物碳酸盐岩优质储层的发现极大地提高了雷口坡组油气的勘探前景。本文选取川西拗陷典型钻井和露头剖面(图6)，揭示雷口坡组微生物碳酸盐岩的岩石结构、储层特征及其主控因素。

2.1雷口坡组微生物碳酸盐岩岩石结构

刘效增(1983)在对四川盆地西北部马角坝、黄莲桥一带进行研究时，曾提出雷口坡组发育一套“隐藻类”成因的巨厚碳酸盐岩，这种“隐藻”系缺少钙质骨骼的微生物。通过对四川盆地周缘典型剖面野外实测、盆内重点钻井岩心观察和镜下岩石薄片鉴定研究发现，雷口坡组微生物碳酸盐岩在雷一段至雷四段均有发育(图7)，尤以川西地区雷四段最为典型。按照Riding(2000)提出的微生物碳酸盐岩的结构划分方案[3]，四川盆地雷口坡组主要发育7种微生物岩结构类型：凝块叠层石(图8-A,B)、叠层石(图8-C,D)、凝块石(图8-E,F)、核形石(图8-G,H)、枝状石(图8-I)、泡沫绵层石(图8-J,K)、微生物包覆结构(图8-L)。其中，雷一段至雷三段主要为凝块石及类型简单的叠层石，整体呈层状或起伏不大的穹窿状[68]；雷四段微生物碳酸盐岩结构类型较丰富，以叠层石、凝块叠层石、凝块石为主，局部见核形石、泡沫绵层石等。

图7　四川盆地雷口坡组岩性结构综合柱状图Fig.7　Lithological columnar of the Middle Triassic Leikoupo Formation in the Sichuan Basin

图8　四川盆地雷口坡组微生物碳酸盐岩岩石结构类型Fig.8　Lithological characteristics of the microbial carbonates from Leikoupo Formation in the Sichuan Basin(A)凝块叠层粉晶白云岩，深度6 202 m，雷四段，T2井；(B)凝块叠层石结构，染色，深度6 227.15 m，雷四段，T2井；(C)叠层石结构，铸体，深度6 219.96 m，雷四段，T2井；(D)叠层石结构，染色，深度6 217.69 m，雷四段，T2井；(E)凝块石结构，染色，深度5 814.59 m，雷四段，T1井；(F)凝块石结构，深度5 822.3 m，雷四段，T1井；(G)复合型核形石，深度6 178.56 m，雷四段，T2井；(H)核形石，深度5 706.4 m，雷三段，XS1井；(I)枝状石结构，染色，深度6 218.9 m，雷四段，T2井；(J)绵层结构，深度6 314.62 m，雷三段，LS1井；(K)泡沫绵层结构，深度5 819.88 m，雷四段，T1井；(L)微生物包覆结构，深度5 527.4 m，雷四段，XCS1井

图9　四川盆地雷四段微生物碳酸盐岩储集空间类型Fig.9　Types of reservoir space of microbial carbonates from the Leikoupo Formation in the Sichuan Basin(A)叠层粉晶白云岩，格架孔，深度6 200 m，T2井；(B)顺微生物格架溶蚀孔，铸体，深度6 220.39 m，T2井；(C)泡沫绵层体腔孔，深度5 819.88 m，T1井；(D)凝块间溶孔，铸体，深度6 223.77 m，T2井；(E)顺微生物格架晶间溶孔，铸体，深度5 565 m，XCS1井；(F)核形石粒内溶孔，铸体，深度5 600.13 m，XCS1井；(G)微生物格架间溶孔，铸体，深度6 219.96 m，T2井；(H)凝块间溶孔，铸体，深度6 207.58 m，T2井；(I)晶间溶孔，铸体，深度5 565 m，XCS1井；(J)亮晶凝块白云岩，马牙状胶结，铸体，深度6 223.63 m，T2井；(K)白云石-方解石两期胶结，染色，深度6 199.48 m，T2井； (L)石英充填，铸体，深度6 215.70 m， T2井

其中，叠层石是层状的底生微生物沉积[3]，古代叠层石成因与近代叠层石相近，主要形成于清水、海边缘和潮下带环境中。川西地区雷四3亚段发育的叠层石主要呈丘状或层状，具亮暗相间结构，暗层主要为富微生物层，亮层为微生物机械捕获的物质组成的不同晶粒的碳酸盐岩层[68]，叠层宽度约2 mm，起伏幅度约1.6 mm。

凝块石是碳酸盐沉积物经过微生物作用黏结或胶结在一起的形态不规则的凝聚颗粒[69]，其边缘不显破碎和磨蚀的痕迹，主要形成于潮下带。川西地区雷四3亚段发育的凝块石主要呈孤立状或与叠层石共生，大小为0.03~3 mm，颗粒间多被亮晶白云石胶结，局部被白云石-方解石两期胶结。

凝块叠层石是指与叠层石相关但缺少层状结构的叠层石，分布于潮下带，形成柱状、丘状、层状和厚壳状，反映微生物控制的补缀沉积在表面上的不规则和不均匀的沉积供给[4]，是川西地区雷四3亚段微生物碳酸盐岩储层的主要类型。

核形石是由核心和包壳两部分组成的包覆颗粒，与鲕粒、豆粒相比体积较大，包壳形态不规则，主要形成于潮下低能带，常与叠层石、凝块石伴生。川西地区雷四3亚段核形石较少，大小为1.0~2.2 mm，平均为1.3 mm，多呈杂乱纹层堆叠的半球形或不规则形态，主要为单核型，偶见复合型。

2.2雷口坡组微生物碳酸盐岩储层特征

四川盆地雷口坡组微生物岩储层主要分布在西部地区雷四段。储集岩岩性以凝块叠层石白云岩、叠层石白云岩为主，其次为凝块石白云岩，储集空间共有6种：①格架孔、鸟眼孔(图9-A,B)、微生物体腔孔(图9-C)；②凝块间溶孔(图9-D)；③喀斯特孔洞；④晶间(溶)孔(图9-E)；⑤粒内溶蚀孔(图9-F)；⑥溶蚀裂缝。川西地区微生物碳酸盐岩的储集空间主要为微生物格架孔(图9-G)、凝块间溶孔(图9-H)。

凝块叠层石白云岩、叠层石白云岩等叠层结构发育的微生物碳酸盐岩以微生物格架孔为主，面孔率为4%~10%；凝块石白云岩及叠层凝块石白云岩孔隙发育次之，面孔率为1%~5%，以凝块间溶孔为主。微生物碳酸盐岩储层储集空间中观特征呈顺层分布的针状或不规则状，孔隙大小为(1~2)mm×0.4 mm，孔洞内较干净，部分被白云石-方解石充填，局部可见短轴双锥状自生石英。镜下显示雷口坡组微生物格架孔隙具有较好的保存，于原始格架间可见4期胶结-充填作用：第一期主要为早期海底胶结(图9-H,J)，胶结物呈马牙状沿孔隙边缘生长，晶体大小为0.02~0.05 mm，以半自形为主; 第二期为半自形-自形白云石胶结，沿第一期马牙状胶结物生长，这期胶结物较少，约为6%(图9-K); 第三期胶结物为粗晶方解石，使原生孔隙度大幅度降低(图9-K；图8-D); 第四期为鞍形白云石和双锥状石英充填，白云石为粗晶结构，石英以自形双锥石英最为常见(图9-L)。受多期胶结-充填作用影响，微生物原始格架孔隙大量减少，且胶结物的晶体形态都为半自形-自形，说明有足够的空间供其生长，原生孔隙度较大。在孔隙度最高的岩心薄片中，具有明显的溶蚀边界，孔隙中的胶结充填物很少甚至没有(图9-G)，部分薄片的溶蚀边界上形成黑色物质。此外，镜下显示碳酸盐岩晶体发育的亮色部分白云石晶体多呈半自形-自形紧密分布，孔隙较少；而微生物发育的暗色部分孔隙保存较多，且多沿叠层石延展方向顺层分布，受微生物结构影响，具典型的组构选择性(图9-B,E)。

2.3雷口坡组微生物碳酸盐岩储层发育的主控因素

2.3.1局限蒸发环境控制下的微生物席和微生物礁滩建造是优质储层发育的基础

四川盆地中三叠世雷口坡期处于印支期重大的构造转换期，从拉张背景转向挤压背景[70]。古生物演化处于P-T大规模灭绝后的恢复期，生物的种类和多样性尚在不断重建。而此时上扬子地区处于碳酸盐岩台地发育的末期，整体处于北纬17.7°附近[71]，气候炎热，水体较浅，印支期泸州-开江古隆起初具雏形，被古隆起和龙门山高地围限的川西地区形成局限潮坪的极端环境，微生物繁盛。结合扫描电镜观察微生物形态主要为：球粒状(图10-B)、半球状(图10-A)以及球粒组成的集合体(图10-E)，可见少量呈串珠状(图10-D)。球粒状以及半球状一般表现为表面光滑且球度好；球粒集合体则表面不光滑，直径总体表现比前两者稍大；串珠状为一系列球粒线状排列而成。此外，在扫描电镜下，还可见由一些蓝细菌等微生物分泌的具有黏结功能的EPS(胞外聚合物)(图10-C,D)。EPS通过捕获、黏结以及钙化作用促进形成微生物席，为形成雷口坡组微生物碳酸盐岩储层提供了有利的基础条件。

对川西地区雷口坡组具有不同结构的微生物碳酸盐岩进行物性测试分析显示(图11-A)，微生物碳酸盐岩储层为中-低孔低渗储层，其中凝块叠层石孔隙度为0.4%~11%，渗透率为(0.003~85)×10-3μm2；叠层石孔隙度为0.6%~13%，渗透率为(0.003~710)×10-3μm2；凝块石孔隙度为0.2%~7%，渗透率为(0.001 6~186)×10-3μm2；泡沫绵层石孔隙度为2.53%，渗透率为0.092×10-3μm2；核形石孔隙度为0.28%~0.52%，渗透率为(0.002 8~0.034)×10-3μm2；砂屑结构孔隙度为0.42%~7.2%，渗透率为(0.000 73~7.59)×10-3μm2。微生物碳酸盐岩储层整体孔隙度较好，但受孔隙本身的结构和性质影响，渗透率变化较大，储集性能整体表现为：凝块叠层石>叠层石>凝块石>泡沫绵层石>核形石。

2.3.2白云石化作用是雷口坡组微生物碳酸盐岩优质储层形成的关键

图10　四川盆地雷口坡组微生物形态特征Fig.10　Morphology of the microbes of the Leikoupo Formation in the Sichuan Basin(A)半球状，深度6 235.7 m，雷四段，T2井；(B)球状，深度6 227.15 m，雷四段，T1井；(C)球状及半球状， EPS膜，深度6 242.5 m，雷四段，T2井；(D)链状，EPS膜，深度6 216.43 m，雷四段，T2井；(E)球状集合体，深度5 814.59 m，雷四段，T1井；(F)球状及半球状，深度6 235.7 m，雷四段，T2井

图11　川西地区雷四段微生物碳酸盐岩储层物性特征Fig.11　Physical properties of the microbial carbonate reservoir rocks in the 4th member of the Leikoupo Formation in the western Sichuan Basin

四川盆地雷四段储层主要为白云岩，白云石化作用可使先前存在的碳酸盐岩孔隙度增大、渗透率提高，对储层的改善起关键作用。矿物的有序度是判断其结晶程度好坏的一个标志，也是矿物形成时环境的物理、化学等条件的反映。在白云石化作用的研究中，把白云石的有序度作为判别其形成(成岩)环境的依据之一，并认为同生成岩环境中形成的白云石具有低的有序度，随着埋深的增加，一般粒径增大，白云石的有序度也相应增加。通过对研究区内的27件样品X射线衍射分析，各种类型白云石的有序度为0.38~0.66，平均为0.548。总体上白云石有序度较低，白云石晶体结晶程度低，反映区域内白云石主要为同生-准同生期形成的有序度较低的白云岩。此外，P.A.Kenward(2013)通过实验发现失活的微生物团可以在低温条件下诱导白云石沉淀。通过薄片鉴定发现本区雷口坡组白云岩多数具有清晰的原生组构，且这些组构多与蓝细菌的生长发育有一定关联性。白云石化时间较早，主要为准同生期产物，且雷口坡组白云岩的成因可能与准同生期微生物的调节作用有关。通过对比物性测试分析资料，微生物白云岩孔渗性普遍较好，而微生物灰岩孔渗性差(图11-B)。以凝块石结构为例：凝块石白云岩孔隙度为0.2%~7%，渗透率为(0.001 6~186)×10-3μm2；凝块石灰岩孔隙度为0.15%~0.28%，渗透率为(0.007 7~1.19)×10-3μm2。未经白云石化或仅受埋藏白云石化作用影响的微生物碳酸盐岩储层储集条件差，储集性能表现为：微生物白云岩>微生物灰岩。

2.3.3埋藏溶蚀作用对雷口坡组微生物碳酸盐岩优质储层具有一定的改善作用

四川盆地雷口坡组微生物碳酸盐岩在经历了早期成岩作用之后，进入埋藏阶段，经历与硫酸盐还原过程有关的埋藏溶蚀作用(BSR和TSR)。下伏二叠系龙潭组油型气为其主要气源[64]，辅以雷口坡组蒸发岩盆内腐殖泥相的有机质生气[28]，两者共同提供充足的烃类。据绵阳-长宁拉张槽的展布特征, 四川盆地西部下寒武统烃源岩最厚[64], 我们推测川西地区雷口坡组气源也可能来自下寒武统。同时雷二段和雷四段发育巨厚的膏岩，提供了丰富的硫源。随着埋深不断增加，在川西地区埋深普遍在6.2~6.3 km，地温不断升高，雷口坡组微生物岩会相继发生BSR和TSR作用，生成大量的H2S和CO2。TSR作用在中坝气田的天然气充注期次的研究中得到了证实[72]。由于H2S极易溶解于水，在标准状况下，一个单位体积的水可以溶解4.3个单位体积的H2S气体。H2S溶于地层水后，形成强腐蚀性的氢硫酸，进一步对微生物碳酸盐岩储层进行溶蚀改造，并在一定程度上促进孔隙的保持。与硫酸盐还原过程有关的埋藏溶蚀作用可以有效地改善储层质量，主要表现在2个方面：一是在原有孔隙基础上的扩溶，形成更大的非组构选择性的溶蚀孔洞(图9-D,F,G)；二是大量新生的蜂窝状次生溶孔形成，具有组构选择性和顺层状分布的特征。这些溶蚀孔洞往往未充填或半充填，溶蚀界面清晰截然(图9-A,B,C,E)，从侧面证实了强酸性的溶蚀环境和孔隙保持环境。这些孔隙溶蚀特征与普光气田飞仙关组TSR改造的储层类似，具有相当的可比性[73,74]。

3灯影组和雷口坡组微生物碳酸盐岩储层特征的异同性

上震旦统灯影组位于四川盆地沉积盖层的最底层，是盆地内第一套广泛分布的碳酸盐岩。中三叠统雷口坡组是四川盆地内最晚的广泛分布的碳酸盐岩层系。灯影组和雷口坡组也是四川盆地油气勘探和研究最为悠久的层系，在其中均较早地发现了气藏(田)。1964年发现了威远灯影组气田(天然气探明储量为40×109m3)，是当时中国发现的第一个大型气田。1959年发现卧龙河雷一1气藏，1972年发现“小而肥”的中坝雷三气田。尽管灯影组和雷口坡组勘探历史悠久，但近几年仍有重大突破，在川中灯影组和川西雷口坡组均发现了超千亿方的大型气田, 并具有广阔的勘探前景。据目前的勘探程度，在四川盆地内仅在灯影组和雷口坡组发现了优质的微生物碳酸盐岩储层，但两者的特征有较大的差异(表4),对其比较研究也是揭示四川叠合盆地海相碳酸盐岩油气成藏特征的有效途径之一。

表3　四川盆地雷口坡组与普光气田飞仙关组天然气藏组分对比

(据许国明等, 2013; Zhuetal., 2011; 马永生等, 2007)

a.岩性上，灯影组微生物碳酸盐岩均为白云岩，而雷口坡组不仅发育微生物白云岩，也可见微生物灰岩。

表4　四川盆地灯影组与雷口坡组微生物碳酸盐岩储层发育特征对比表

b.灯影组微生物白云岩储集空间多样，风化壳喀斯特作用对其改造强烈, 难见微生物格架原始孔隙; 孔洞充填物世代多、类型多，尤其发育沥青，在全盆地很难找到没有沥青充填的灯影组白云岩储层。雷口坡组微生物白云岩储集空间较单一，后期改造作用相对较弱,可见微生物格架原始孔隙; 孔洞干净，充填物较少，很难发现沥青。现今川西雷口坡组发现的天然气多为油裂解气[76], 而雷口坡组储层中又没有发现沥青, 可推测川西雷口坡组气藏可能是次生气藏, 其形成过程类似于其上覆的侏罗系气藏。因此, 确定提供气源的古油藏层位(部位)和天然气的辅导系统是今后雷口坡组油气成藏研究的重要内容。据油气四中心耦合成藏理论[77]和下寒武统为主要的烃源岩, 我们推测了四川盆地西部中段雷口坡组油气成藏的过程和特征(图12), 其古油藏可能存在于震旦系灯影组和二叠系中, 这有待于今后研究印证和完善。事实上, 在过去的研究中我们据川西北矿山梁等地区寒武系沥青脉的研究推测川西北地腹存在有灯影组古油藏[78], 且对川西南雅安龙门灯影组古油藏进行了详细研究[79]。

c.灯影组微生物碳酸盐岩优质储层形成的主控因素是微生物席、白云石化和风化壳喀斯特作用; 而雷口坡组微生物碳酸盐岩优质储层形成的主控因素是微生物礁滩(微生物席)、白云石化和埋藏溶蚀作用。

图12　川西中段YS1井构造雷口坡组油气成藏演化模式图Fig.12　Formation model of hydrocarbon accumulations of the Leikoupo Formation in the west Sichuan Basin

d.灯影组微生物碳酸盐岩在全盆地(甚至整个中上扬子地区)广泛分布且发育层段多(灯一、灯二和灯四段均较发育)，揭示其分布的主控因素应为海平面和气候条件。尽管局部构造(如绵阳-长宁拉张槽)对灯影组微生物碳酸盐岩优质储层的形成有一定的控制作用, 但不是灯影组微生物碳酸盐岩储层大区域广泛分布最主要的控制因素。雷口坡组微生物碳酸盐岩分布非常局限，仅分布在四川盆地西部地区的中北段，尽管从雷一至雷四段均可见微生物碳酸盐岩，但主要发育在雷四段局部层段，揭示其分布的主控因素可能为构造、海平面和气候条件, 且局部构造格局起着重要作用。对川西雷口坡组沉积时的构造格局及其对微生物碳酸盐岩储层分布的控制作用是今后值得重点研究的内容。

e.绵阳-长宁拉张槽的发现提升了四川盆地震旦系-寒武系的油气勘探前景, 也提升了四川盆地西部深层-超深层海相领域的油气勘探前景[38,62]。我们认为四川盆地西部中北段是深层-超深层海相领域油气勘探的最有利地区之一, 因为: (1)绵阳-长宁拉张槽控制发育的下寒武统烃源岩在四川盆地西部中北段最厚,可能品质也较佳。(2)最近四川盆地西部二叠系栖霞组-茅口组优质白云岩储层和中三叠统雷口坡组微生物碳酸盐岩优质储层的发现和广泛存在。(3)四川盆地西部为板缘突变型盆山边界,发育典型的冲断带-前陆盆地二元结构[80]。这不仅沉积了巨厚的碎屑岩层系, 为较佳的保存条件创造了条件；而且冲断带既可形成众多的构造圈闭,形成的断裂裂缝系统又为深部油气向上运移提供了良好的输导系统。

4结 论

a.四川盆地微生物碳酸盐岩储层主要发育在震旦系灯影组和中三叠统雷口坡组。灯影组微生物碳酸盐岩储层主要发育在灯二段和灯四段。雷口坡组微生物碳酸盐岩储层主要发育在雷四段。

b.灯影组微生物碳酸盐岩具有全盆地相似性，灯二段微生物碳酸盐岩以凝块石和葡萄石为主，其次为纹层石和核形石。灯四段以纹层石和叠层石为主，其次为球粒岩、泡沫绵层石和凝块石。雷口坡组微生物岩主要分布在川西地区，雷四段主要发育凝块叠层石、叠层石、凝块石、核形石，局部可见枝状石、泡沫绵层石等。

c.灯影组微生物碳酸盐岩储层主要为低孔低渗特征，灯二段储集空间主要为喀斯特孔洞、葡萄-花边状孔洞、微生物体腔孔、微生物格架间孔、晶间(溶)孔、凝块间溶孔、凝块内溶孔。灯四段则以窗格孔和喀斯特孔洞为主，同时发育凝块间溶孔、晶间溶孔、微生物体腔孔、顺层溶缝和构造溶蚀缝。灯影组微生物岩储层是微生物主导的浅水潮坪环境中形成广布的微生物席建造，微生物结构控制了其优质储层的初始差异性；风化壳喀斯特和拉张槽的形成控制了微生物岩优质储层的改造强度和最终分布。

d.雷四段储集空间主要为微生物格架孔、体腔孔、凝块间溶孔、喀斯特孔洞、晶间(溶)孔、粒内溶蚀孔和溶蚀裂缝，以微生物格架孔和窗格孔为主。雷口坡组微生物岩储层为局限蒸发环境控制下的微生物席和微生物礁滩建造。

e.灯影组微生物碳酸盐岩优质储层形成的主控因素是微生物席、白云石化和风化壳喀斯特作用; 而雷口坡组微生物碳酸盐岩优质储层形成的主控因素是微生物礁滩(微生物席)、白云石化和埋藏溶蚀作用。

f.四川盆地西部中北段是深层-超深层海相领域油气勘探的最有利地区之一。

在本文研究和资料收集过程中，中国石油西南油气田公司、中国石化西南分公司和勘探分公司给予了大力支持，特此致谢！

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Characteristics of microbial carbonate reservoir and its hydrocarbon exploring outlook in the Sichuan Basin, China

LIU Shu-gen1, SONG Jin-min1, LUO Ping2, QING Hairuo3, LIN Tong1, SUN Wei1,LI Zhi-wu1, WANG Hao1, PENG Han-lin4, YU Yong-qiang1, LONG Yi1, WAN Yuan-bo1

1.State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation,Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China;2.Research Institute of Petroleum Exploration and Development, PetroChina, Beijing 100083, China;3.Department of Geology, University of Regina, Regina SK Canada S4S 0A2;4.Research Institute of Petroleum Exploration and Development, Southwest Oil and Gasfield Company,PetroChina, Chengdu 610051, China

Abstract:Microbial carbonates are a new type of hydrocarbon reservoir rocks. Microbial carbonates in the Sichuan Basin mainly distribute in the Upper Sinian Dengying Formation and the Middle Triassic Leikoupo Formation. The microbial carbonate reservoirs of the Dengying Formation mainly occur in the 2nd and 4th member of the formation (called simply Deng-2 and Deng-4 member) and they are of the same characteristics in the whole Sichuan Basin. The microbial carbonates of the Deng-2 are mainly thrombolite and prehnite, and those of the 4th member are mainly laminate and stromatolite. The main reservoir spaces of the Deng-2 are karst pores, botryoidalis pores, visceral pores of microorganism, pores in framework of microorganism, and thrombolite boundary dissolution pore, while those of the 4th member are mainly fenestrule and karst pores. It shows that the main depositional environments of the high-quality reservoirs of the Dengying Formation are tidal microbial flat controlled by microorganism in the shallow water, and the microbial structure is the main factor controlling the original difference of the microbial carbonate reservoir properties. Early Cambrian Mianyang-Changning intracratonic sag and Tongwan weathering crust karsts control the final distribution of the high-quality reservoir rocks. The research reveals that the main controlling factors of the high-quality microbial carbonate reservoir rocks in the Dengying Formation are microbial flat, dolomitization and weathering crust karstification. The microbial carbonates of the middle Triassic Leikoupo Formation mainly develops in the 4th member in the west Sichuan Basin, which is composed of stromatolite and thrombolite with fenestrule and visceral pores of microorganism as main reservoir spaces. Its main depositional environment is limited evaporation tide. Well developed microorganism leads to the formation of microbial reefs and beaches which determine the distribution of the high-quality reservoir rocks. The main controlling factors of the high-quality microbial carbonate reservoir rocks in the Leikoupo Formation are microbial reefs (beaches), dolomitization and deep-bury karstification. Large-scale gas fields have been discovered in the microbial carbonates of both the Dengying Formation and the 4th member of the Leikoupo Formation in the Sichuan Basin. The middle-northern part of the west Sichuan Basin is one of the most favorable areas for exploring hydrocarbon in the deep and ultra-deep marine carbonates.

Key words:microbial carbonate; Dengying Formation; Leikoupo Formation; stromatolite; thrombolite; reservoir characteristics; Sichuan Basin

[文献标志码][分类号] TE122.221 A

[基金项目]中国地质调查局地质调查工作项目(编号:1212011220761)。

[收稿日期]2015-12-02。

[文章编号]1671-9727(2016)02-0129-24

DOI:10.3969/j.issn.1671-9727.2016.02.01

[第一作者] 刘树根(1964-),男,博士,教授,博士生导师,从事石油地质学的教学与科研工作, E-mail:lsg@cdut.edu.cn。