四川盆地东部地区中二叠统茅口组白云岩储层特征及其主控因素

2019-09-03胡东风王良军黄仁春段金宝徐祖新

天然气工业 2019年6期

胡东风王良军黄仁春段金宝徐祖新潘磊

中国石化勘探分公司

0 引言

早期，四川盆地中二叠统茅口组天然气勘探开发主要集中在蜀南地区，储层类型以岩溶型为主，共发现了325个岩溶缝洞型灰岩气藏[1]。近年来，中国石化勘探分公司通过开展野外地质调查工作，在华蓥山二崖、丰都狗子水和回龙场等露头发现厚层白云岩，2017年在四川盆地东部（以下简称川东地区）部署实施的风险探井TL6井在茅口组钻遇厚度为23 m的厚层白云岩储层，证实该区茅口组白云岩储层发育。TL6井茅口组测试获日产11.08×104m3的工业气流，表明川东地区茅口组白云岩储层具有广阔的勘探前景。

该区露头与钻井在茅口组发现白云岩储层，部分井获得高产工业气流，但该区储层横向变化快，连续厚层白云岩的报道也很少见。针对四川盆地茅口组白云岩成因具有多种解释，包括同生—准同生期混合水、埋藏、热次盆及构造—热液[2-7]等，对此一直未达成共识。总之，由于过去对该套白云岩储层特征、成因机制及分布规律认识不一致，对其研究成为制约勘探部署工作的关键因素。

为了明确川东地区茅口组下一步天然气勘探方向，笔者在研究茅口组白云岩储层特征的基础上，探讨了茅口组白云岩形成的地球化学环境，总结了茅口组白云岩储层发育的主控因素，建立了白云岩发育模式，以期进一步指导川东地区茅口组白云岩气藏勘探。

1 地质背景

川东地区位于四川盆地东部，构造分区属川东高陡褶皱带。四川盆地发育多条基底断裂[8]，研究区主体位于华蓥山断裂东侧，紧邻基底断裂，地理上位于梁平—涪陵一带（图1）。

四川盆地中二叠统包括梁山组、栖霞组、茅口组，为一套海侵背景下的碳酸盐岩沉积。研究区茅口组地层厚度介于200～280 m，自下而上划分为三段：茅一段岩性以深灰色“眼球状”石灰岩、黑灰色灰泥灰岩、深灰色泥晶灰岩为主；茅二段岩性以深灰色、灰色泥晶生屑灰岩、颗粒灰岩为主；茅三段岩性以白云岩、硅质云岩、生屑灰岩为主。茅三段顶部普遍遭受剥蚀，与上覆上二叠统吴家坪组呈不整合接触。

中二叠世时期，受峨眉地裂运动的影响，整个扬子板块处于拉张环境，地温梯度呈明显正异常[9]。茅三段沉积时期，四川盆地整体表现为缓坡型碳酸盐台地。受峨眉地裂运动影响及拉张构造应力控制，川东北部开江—梁平一带快速下沉，形成相对深水区，为外缓坡相带。TL6井—狗子水剖面一带整体处于茅三段中缓坡相带，生屑滩大面积连片分布。

在对华蓥山二崖、丰都狗子水、丰都回龙场等3个露头及TL6、W67、C8等井茅口组岩石薄片观察的基础上，首先划分出茅口组白云岩类型，然后挑选不同类型的白云岩进行主微量元素、碳氧同位素、锶同位素、包裹体均一温度测试，再对不同类型白云岩的地球化学特征进行分析，探讨川东地区茅口组白云岩的成因机理，分析白云岩储层发育的主控因素，并建立不同类型白云岩的发育模式。

图1 四川盆地区域地质分区与研究区位置图

2 白云岩储层特征

2.1 分布特征

TL6井及华蓥山二崖、丰都狗子水和回龙场等剖面茅口组发现厚层白云岩储层，进一步证实川东地区白云岩大面积分布（图2）。纵向上茅口组白云岩主要发育在茅三段，且主要位于茅三段中下部；横向上茅口组白云岩分布稳定，从研究区西缘的华蓥山二崖剖面到盆地东缘的丰都回龙场剖面均发育该套白云岩（图2），具有“似层状”发育的特征。茅口组白云岩厚度规模较大，最厚可达数十米，如TL6井茅口组白云岩厚度为23 m，邻区广参2井茅口组白云岩段累计厚度达45 m[10]。前人研究成果表明，平面上茅口组白云岩呈北西—南东向展布，主要分布在丰都—南充一线较为狭窄的带内，紧邻基底断裂，且白云岩的分布与基底断裂的展布方向基本一致[8]。笔者研究茅口组白云岩的平面展布规律与前人结论一致。

图2 川东地区茅口组白云岩厚度对比图

2.2 岩石学特征

岩心及薄片观察表明，研究区茅口组储层岩性主要为细—中晶云岩、硅质云岩、生屑云岩，局部含燧石结核和团块。

细—中晶云岩是研宄区最为常见的一种白云岩类型，晶形主要以半自形为主，晶粒间镶嵌接触。晶间溶孔较发育，被亮晶方解石半充填。该类白云岩主要特征是在显微镜下晶粒具有云雾状核心和洁净明亮的边缘（图3-a）。雾心亮边说明白云石形成于变化的成岩环境中[5]。

硅质云岩发育较为局限，仅在茅口组上部有少许分布，在岩心中表现为硅质结核或条带发育分布（图3-b）。条带状硅质云岩多沿顺层分布，单条带厚介于5～10 cm；结核和团块状硅质云岩顺层或切穿层理分布。生屑云岩镜下可见灰质生屑颗粒结构幻影，生屑颗粒较少区域的白云石化作用较生屑富集区强烈，晶形半自形特征明显（图3-c）。

根据钻井岩心及野外露头观察，结合薄片观察结果，按成因将茅口组白云岩划分为基质云岩和鞍状云岩两类白云岩（图3-d）。

2.3 物性特征

统计分析研究区钻井和露头资料物性数据发现，茅口组白云岩基质孔隙度主要介于2.0%～8.0%，孔隙度大于2.0%的样品占83.08%，渗透率介于0.001～1.000 mD，储层孔隙度和渗透率均较低（图4）。但茅口组白云岩储层非均质性较强，局部储层物性较好，可能与热液溶蚀缝洞发育有关。如TL6井茅口组实测孔隙度介于2.23%～4.34%，平均值为3.34%；渗透率介于1.100×10-4～2.730 mD，几何平均值为0.014 mD。狗子水剖面茅口组储层物性较好，实测孔隙度介于2.23%～8.81%，平均值为4.17%；渗透率介于1.100×10-4～6.940 mD，几何平均值为0.079 mD。

图3 川东地区茅口组白云岩储层岩性特征照片

图4 川东地区茅口组白云岩孔渗直方图

2.4 储集空间类型

川东地区茅口组白云岩储集空间类型丰富多样，但主要发育孔隙、缝洞两类储集空间（图5）。

2.4.1 孔隙

孔隙包括晶间孔、晶间溶孔两种类型。晶间孔是较常见的一种孔隙类型，多位于自形—半自形白云石晶粒之间。其大小往往与周围颗粒的粒径成正比，孔隙常呈多面体形态（图5-a）。晶间溶孔是在晶间孔的基础上经后期溶蚀扩大而成，孔隙边缘具明显溶蚀的痕迹（图5-b、c），致使岩心及露头上多见典型的针孔状特征。

2.4.2 缝洞

前人研究表明，川东地区中二叠统高温热液流体会对基质灰岩发生强烈的溶蚀作用，导致热液白云岩形成半充填的溶洞和裂缝[11]。热液溶蚀洞为热液流体对泥晶生屑灰岩、泥晶灰岩等石灰岩溶蚀后的产物[12-13]。热液溶蚀缝在研究区内岩心上较为常见，热液流体对先期构造裂缝进行进一步溶蚀，导致缝宽扩大。

TL6井岩心观察表明，茅口组白云岩热液溶蚀洞发育，形状极不规则或略呈圆形，长短轴差别较大。缝洞周缘可见鞍状白云石或后期方解石半充填（图5-d、e），由于鞍状白云石晶体较大，晶体间的剩余空间仍可以作为有效的储集空间。岩心薄片中可见裂缝发育，缝宽较小，裂缝充填程度低，连通性较好（图5-f），局部见沥青充填。

图5 川东地区茅口组白云岩储集空间特征照片

3 白云岩成因

在对野外露头、岩心岩石学微观特征分析的基础上，结合宏观的构造地质背景，利用岩矿测试、主微量元素、碳氧同位素、锶同位素、包裹体均一温度测试等手段，对研究区茅口组发育的基质云岩和鞍状云岩两类白云岩的成因进行了分析。

3.1 矿物岩石学

汪华等[5]在川东地区茅口组岩心观察及薄片鉴定中发现大量硅质云岩、硅质岩和球粒化石英等热水成因标志，认为该区白云岩储层受热次盆微相的控制，具有热水成因性质。研究区茅口组白云岩储层中除发育硅质云岩和硅质岩外，还发育热液溶蚀缝，裂缝中多充填鞍状白云石，晶面具马鞍状弯曲现象（图3-d）。此外，晶间溶孔或溶洞中存在多种低温热液矿物，如自生石英、萤石、黄铁矿等，表明白云岩在白云石化过程中受到了异常热事件的影响。

3.2 主、微量元素

丰都狗子水剖面茅口组16块样品主量元素测试结果表明，茅口组石灰岩中MgO含量介于0.24%～11.95%，平均值为1.73%，CaO含量介于34.01%～53.19%，平均值为47.88%；基质云岩样品MgO含量介于16.35%～20.87%，平均值为19.26%，CaO含量介于28.51%～35.80%，平均值为31.46%；鞍状云岩样品MgO含量介于17.11%～19.08%，平均值为18.11%，CaO含量介于29.23%～35.27%，平均值为32.13%。石灰岩和两类白云岩中MgO、CaO含量差异明显，但基质云岩和鞍状云岩的MgO、CaO含量无明显差异。

白云岩中锶的含量可以分析其形成环境[10]。茅口组石灰岩中锶含量介于341.19×10-6～ 1 612.04×10-6μg/g，平均值为 732.93×10-6μg/g；基质云岩中锶含量介于 49.93×10-6～ 145.23×10-6μg/g，平均值为79.45×10-6μg/g；鞍状云岩中锶含量介于 81.72×10-6～ 117.00×10-6μg/g，平均值为101.18×10-6μg/g。由此可见，石灰岩相对于白云岩具有更高的锶含量，且鞍状云岩锶含量要高于基质云岩。锶含量越低，白云石化作用越强。因此，基质云岩白云石化程度最高，鞍状云岩白云石化程度次之，说明两类白云岩的形成流体或期次相差较大。

3.3 碳、氧同位素

稳定碳、氧同位素是分析白云岩成因的重要手段，温度升高和增加“大气淡水”会使碳酸盐岩氧同位素偏负。在古海水盐度不变的情况下，氧同位素值随温度的升高而降低，白云岩偏负氧同位素值常被用来指示在高温下的沉积[14]。

研究区茅口组石灰岩和白云岩的碳同位素值（δ13C）均为正值，两者分布范围较为接近（2‰～5‰）。石灰岩与白云岩碳同位素值相近，表明茅口组白云岩应该为交代作用形成。茅口组白云岩的氧同位素值（δ18O）明显轻于石灰岩的δ18O，表明白云岩以富集较轻的氧同位素值为特征，这与前人得出的结论[14]一致。从整个四川盆地来看，茅口组白云岩δ18O均偏负，但δ18O存在一定差异（图6），说明都受到热效应影响，只是受热事件影响程度不同。

图6 四川盆地茅口组石灰岩、白云岩碳/氧同位素值分布图

四川盆地茅口组生屑灰岩δ18O介于-4.92‰～-7.20‰，平均值为-5.45‰；茅口组白云岩δ18O为-6.70‰～-14.35‰，平均值为-9.75‰（图6）。此外，从两类白云岩δ18O分布特征看，TL6井基质云岩及鞍状云岩的δ18O无明显差异，两者δ18O介于-7.80‰～-9.30‰（图6），平均值为-8.57‰，两种类型白云岩的δ18O均明显轻于原始的石灰岩。研究区茅口组白云岩偏负氧同位素值说明其形成于相对较高的高温流体。

3.4 锶同位素

锶同位素值的变化主要受两方面的控制：一是由河流向海水提供相对富放射性成因的87Sr；二是由洋中脊热液系统向海水提供的相对贫放射性成因的86Sr，两者共同控制锶同位素含量[15]。二叠纪沉积时期，海水87Sr/86Sr先是迅速下降，达到最小值之后逐渐上升。上扬子地区二叠系海相碳酸盐岩87Sr/86Sr的范围介于0.706 62～0.707 74[15]。

川东地区茅口组生屑灰岩87Sr/86Sr基本处于正常海水范围内，基质云岩和鞍状云岩的87Sr/86Sr高于同期海水（图7）。TL6井茅口组石灰岩87Sr/86Sr介于0.705 328～0.707 112，位于正常海水区间内；基质云岩的87Sr/86Sr介于0.708 201～0.709 234，鞍状云岩的87Sr/86Sr介于0.728 396～0.727 959，从两类白云岩锶同位素比值来看，均高于同期海水，且鞍状云岩的锶同位素比值相对基质云岩更高，表明该区两种类型白云岩的形成流体或期次相差较大。

图7 川东地区茅口组石灰岩、白云岩锶同位素比值分布图（据本文参考文献[14]修改）

3.5 包裹体均一温度

TL6井两类白云岩样品流体包裹体测温结果表明，鞍状云岩检测出两期原生盐水包裹体：第一期盐水包裹体均一温度介于111.7～123.5 ℃，平均值为118.6 ℃；第二期盐水包裹体均一温度介于171.7～207.5 ℃，平均值为194.0 ℃（图8）。基质云岩也检测到两期原生盐水包裹体：第一期盐水包裹体均一温度介于117.2～127.1 ℃，平均值为120.1℃；第二期盐水包裹体均一温度介于131.3～142.2℃，平均值为136.1 ℃。结合前人对川东地区古地温的研究成果[16]，地表常温取20 ℃，地温梯度取25℃/km，根据包裹体均一温度估算，埋深达到 6 960 m时才能形成鞍状白云石，而茅口组埋深并没有这么大。因此，茅口组白云岩的形成受到高于正常埋藏地温的热事件影响。

对比茅口组两类白云岩的成岩流体温度发现，基质云岩与鞍状云岩第一期包裹体均一温度相近，解释为同一成岩流体环境，而鞍状云岩第二期盐水包裹体均一温度最高达207.5 ℃，解释为后期高温热液流体，而基质云岩没有发现这一温度包裹体。流体包裹体均一温度的差异表明两类白云岩受热液影响的程度及形成时间有差异。

图8 TL6井茅口组鞍状云岩包裹体均一化温度分布图

综合两类白云岩的产状、碳氧同位素、锶同位素及包裹体均一温度测试结果，认为研究区茅口组基质云岩可能沉积于早期热水沉积环境，其形成时间相对较早；鞍状云岩可能受后期热液改造的影响。

4 储层发育主控因素

研究区茅口组白云岩储层发育主控因素多样，多期不同影响因素的叠加，导致了茅口组储集空间类型及空间分布规律的复杂性。

4.1 生屑滩是白云岩储层发育的基础

沉积相是储层形成的基础和先决条件，沉积相在区域上控制着优质储层的分布[17]。四川盆地茅口组岩性致密，但在台地边缘等相带均发育高能颗粒滩沉积。前人研究也表明茅口组白云岩的发育与颗粒滩发育段有关[17-18]。

研究区岩心、露头薄片鉴定表明，茅口组白云岩原岩主要为生屑灰岩。TL6井茅三段纵向上发育多套泥晶灰岩与颗粒灰岩（生屑滩沉积）垂向叠置的旋回，细—中晶云岩多发育在生屑滩层段，而泥晶灰岩等未被白云石化或白云石化不彻底，表明颗粒灰岩成岩改造程度明显高于泥晶灰岩。茅三段沉积期，研究区整体处于中缓坡沉积相带，高能颗粒滩具较高的原始孔隙，是白云岩发育的物质基础（图9-a）。

4.2 热水沉积控制了早期厚层状基质云岩的发育

我国南方地区中晚二叠世之交火山活动强烈[19]。此期，川东地区岩浆热液沿深部断裂不断上涌，海水被加温后形成局部热水沉积，形成了热水沉积环境的“热次盆”。受茅口组中较为致密的泥晶灰岩阻碍作用，致使富镁地层流体横向运移至生屑灰岩、颗粒灰岩中，发生白云石化从而形成相对稳定的层状、似层状白云岩段（图9-b）。

4.3 基底断裂为后期富镁热液流体提供运移通道改善储集性能

四川盆地发育多条北西—南东向深大基底断裂（图1），断裂的性质为张扭性，根部断至结晶基底。TL6井、W67井、华蓥山二崖剖面、丰都狗子水剖面和回龙场剖面均紧邻基底断裂，如TL6井距离基底断裂为5.1 km，W67井距离基底断裂为0.2 km。基底断裂为富镁热液的运移提供通道，有利于热液的流动和白云石化作用[20-21]。中二叠统之下发育多套富含镁离子的碎屑岩地层，富镁离子的热液流体在断裂活动下向上运移，热液可促进石灰岩的白云石化和早期基质云岩的重结晶，形成鞍状云岩，同时改造破裂岩石，改善储层储集性能（图9-c）。同时高温流体使得鞍状云岩87Sr/86Sr较基质云岩高。丰都狗子水剖面和回龙场剖面发育了热液溶蚀形成的溶蚀缝洞等。