四川盆地东北部元坝地区及周缘震旦系灯影组四段储集层特征及主控因素

2020-05-05金民东李毕松朱祥代林呈姜智利吴浩李辉杨佩芸

石油勘探与开发 2020年6期

金民东，李毕松，朱祥，代林呈，姜智利，吴浩，李辉，杨佩芸

（中国石化勘探分公司，成都 610041）

0 引言

四川盆地上震旦统灯影组近年来多次取得重大突破，四川盆地西南部威远气田和四川盆地中部安岳气田的相继发现展示了该层高演化天然气藏的巨大勘探潜力[1-2]。目前针对灯影组的研究多集中在勘探突破区域，指出丘滩相和大气淡水溶蚀改造是灯影组优质储集层发育的主控因素[3-5]。而在广大未突破区，研究成果却相对较少，限制了在全盆地范围内的进一步勘探开发。考虑到四川盆地灯影组沉积期为浅水碳酸盐台地建造的沉积背景[6]，优势储集相（丘滩体）在全区范围内广泛发育，加之桐湾Ⅱ幕构造作用造成的长达10 Ma 的淋滤改造[7]，全盆地灯影组具有优质储集层发育的地质背景。鉴于此，本文利用野外剖面资料、三维地震资料及相关配套分析化验资料，探讨四川盆地东北部元坝及其周缘地区灯影组四段（简称灯四段）多样化储集层发育特征，分析储集层成因和控制因素，并预测有利储集区带分布，力争推动高磨地区之外的新突破。

1 地质背景

研究区地理位置位于四川省阆中市、巴中市通江县、陕西省汉中市境内，区域构造位置隶属于川北低缓构造带，北邻米仓山—大巴山断褶带，南接川中平缓带，东邻川东高陡构造带，西为龙门山冲断带，构造整体呈北东东向展布（见图1）。研究区内针对灯影组的钻井相对较少，主要集中在西北部米仓山断褶带前缘，如Z1 井、Q1 井和Tx1 井，钻遇灯四段埋深2 000 m 左右。在通江县境内仅钻1 口井（Ms1 井），钻遇灯四段埋深8 050 m（灯影组顶），由于Ms1 井灯四段埋深太深，取心资料相对较少，心长共计7.44 m，且主要集中在灯四段中下部（上部取心仅有2 m）。其余钻井时代较老，Z1 井、Q1 井未针对灯影组取心，Tx1 井灯四段中部取心仅有4.39 m。由于研究区内取心资料相对较少，本文研究主要运用野外剖面和地震资料。

图1 四川盆地东北部震旦系灯影组四段地层厚度分布图（a）及地层综合柱状图（b）

川东北地区灯四段位于上震旦统顶部，与下伏混积潮坪沉积的灯三段整合接触，而与上覆下寒武统平行不整合接触[7]。研究区内灯四段岩性较为复杂，主要发育微生物白云岩（包括凝块白云岩、粘结格架白云岩、纹层白云岩、叠层白云岩等）、砂屑白云岩以及少量砂质、泥质白云岩。利用钻井资料和野外剖面实测资料绘制川北地区灯四段地层厚度分布图（见图1），研究区内灯四段厚220～380 m，西部广元—元坝一带厚，往中部和东部逐渐减薄。受三级海平面升降变化的影响，研究区灯四段沉积时整体经历了两期海侵—海退旋回，第1 期海退末期至第2 期海侵早期，灯四段中部普遍发育一套低能（泥质）泥晶白云岩，故以沉积旋回为依据，将灯四段由下向上划分为灯四一亚段和灯四二亚段，储集层主要发育于灯四一亚段上部和灯四二亚段中上部微生物白云岩和颗粒白云岩中（见图2）。

2 储集层特征

图2 胡家坝剖面灯四段综合柱状图（GR—自然伽马； k—钾元素含量；φ—孔隙度；K—渗透率）

对于储集层特征的准确描述有助于研究储集层形成机理，评价储集层质量[8-10]。川东北地区灯四段丘滩体沉积后经历了多期成岩作用的差异改造，不同层段和区域可能呈现出不同的储集空间类型组合特征，从而控制了储集层质量。通过对研究区11 条野外剖面和钻井取心资料分析，认为灯四段储集岩主要为与微生物丘建造相关的凝块白云岩、叠层白云岩、粘结格架岩和与颗粒滩建造相关的（微生物）砂屑白云岩。

2.1 岩石学特征

2.1.1 与微生物丘建造相关的储集岩类（微生物白云岩类）

受古气候和古盐度影响，灯影组沉积期主要发育蓝细菌类微生物。灯三段沉积期海侵沉积之后，随着海平面持续下降，充足的阳光和适宜的温度使得微生物在灯四段沉积期逐渐繁育。微生物在生长过程中，不断粘结、捕获灰泥质颗粒，形成具有穹形特征的碳酸盐岩建隆，这种建隆被称为微生物丘[11]。微生物丘建隆过程中，微生物的生长可形成大量格架孔洞系统，与之相关的微生物白云岩类可作为良好的储集岩[4]。

2.1.1.1 纹层白云岩类

当微生物生长于浪基面之下的低能带时，由于水体较为安静，波浪扰动较弱，呈水平纹层状—缓波状发育，形成微生物纹层白云岩（见图3a）。纹层厚度不均，由深灰色暗层和浅灰色亮层纵向叠置而成，暗层由微生物丝体粘结细小云泥质颗粒组成，主要为泥晶白云石；亮层中微生物含量较少，主要为亮晶白云石。伴随着纹层白云岩的发育，部分微生物丝体在生长或死亡过程中可形成鸟眼孔、窗格孔洞，这些早期孔洞可为后期流体提供溶蚀通道，叠加岩溶改造后形成储集体，研究区内该类纹层白云岩平均孔隙度约为2.05%。

2.1.1.2 叠层白云岩类

随着沉积水体逐渐变浅，波浪扰动作用持续变强，微生物纹层逐渐由水平纹层状—缓波状生长演变为波状—丘状生长，形成叠层白云岩（见图3b—图3d）。一方面由于叠层白云岩微生物更为繁盛，鸟眼孔、窗格孔更为发育；另一方面由于水动能较强，微生物类在缠绕生长过程中易于形成格架孔洞系统。叠层白云岩是研究区内一类重要的储集岩，平均孔隙度约为4.44%。

2.1.1.3 凝块白云岩

随着水体进一步变浅，微生物生长得到更为充足的阳光和温度，持续繁盛。微生物在生长过程中具有粘结捕获能力，可粘结捕获碎屑颗粒、灰泥物质或者球粒，形成具不规则形态的凝块或团块结构，成岩后形成凝块白云岩（见图3e、图3f）。凝块白云岩是研究区内最具特点、发育最广泛的储集岩类，储集空间类型主要为类似于粒间溶孔的凝块间格架孔洞。研究区该类储集岩孔隙度为4.89%。

2.1.1.4 粘结格架岩

与凝块白云岩类似，粘结格架岩也是由于微生物类的障积、钙化或自身生长而形成的具抗风浪格架构造（包括粘结格架和生长格架）的微生物白云岩[12]，宏观形态上与凝块白云岩有相似之处，不同之处在于可明显见有微生物丝体生长的痕迹（见图3g），储集空间也为格架孔洞系统。研究区该类储集岩平均孔隙度最高，为6.17%，但发育程度却明显低于凝块白云岩。

2.1.2 与颗粒滩建造相关的储集岩

当沉积界面位于浪基面之上的高能带时，早期形成的微生物白云岩或低能泥—粉晶白云岩受波浪破碎作用形成内碎屑。若此时沉积环境不适宜微生物生长，则形成典型的颗粒滩白云岩（见图3h）。研究区颗粒岩主要以砂屑白云岩为主，鲕粒白云岩几乎未见。砂屑白云岩中砂屑含量为70%～90%，粒径为0.3～2.0 mm，以0.4～1.0 mm 居多，磨圆度和分选性均较好。由于分选性好，岩心颜色较为单一，主要发育针孔，平均孔隙度为3.12%。值得注意的是，由于灯影组沉积期特殊的富微生物类生长环境，灯四段单纯的砂屑白云岩相对较少。在砂屑白云岩沉积过程中，微生物类的生长可粘连、捕获砂屑，因而形成的颗粒滩往往具有微生物粘结结构[4,13]，为微生物粘结砂屑白云岩（见图3i）。从颗粒白云岩的宏观展布上来看，研究区颗粒滩的发育也与微生物丘密切相关，颗粒岩常与凝块白云岩、叠层白云岩呈高频间发分布（见图2），难以完全准确区分开，因而颗粒岩与微生物白云岩常构成丘滩复合体同时存在，为研究区最重要的储集体类型。

2.2 储集空间类型

四川盆地灯影组沉积后的5.7 亿年间先后经历了桐湾、加里东、海西、东吴等7 次大地构造运动[14]，多期次复杂成岩作用的叠合改造使川东北地区灯四段呈现出多样化的储集空间面貌。根据形成机理和形态表征的差异，将川东北地区灯四段储集空间分为孔隙、溶洞及裂缝3 大类。

2.2.1 孔隙

根据形成方式将灯四段孔隙划分为原生和次生两大类。原生孔隙与岩石本身形成时间一致，主要分为残余粒间孔及残余格架孔，分别发育于颗粒白云岩和凝块（格架）白云岩中。原岩形成的孔隙未完全被胶结物充填，也未经后期溶蚀扩大改造，所保留下来的孔隙即为残余孔隙。由于绝大多数原生孔隙均会经过后期溶蚀改造，原生孔隙在川东北区域内发育频率很低。次生孔隙是指沉积物形成之后，受各种成岩作用（主要为溶蚀作用、重结晶作用等）改造而成的孔隙，或为在原生孔隙的基础上溶蚀扩大，如格架间溶孔（见图3c、图3e）、晶间（溶）孔（见图4a）以及粒间溶孔；或为新生成的孔隙，如粒内溶孔（见图4b）和铸模孔。粒间溶孔和格架间溶孔为川北地区最主要的孔隙类型，其形成与丘滩体的建造密切相关。

图4 川东北地区灯四段主要储集空间类型

2.2.2 溶洞

溶洞是川东北地区灯四段另一类重要的储集空间类型，直径大于2 mm 的孔隙都称为洞。溶洞主要是原始生物格架孔洞经历早期胶结充填后的残余部分受后期溶蚀改造作用所致，这类溶洞的大小受控于原始格架孔洞尺寸和早期胶结强度，次为后期岩溶作用。研究区灯四段溶洞直径一般为5～15 mm，边缘极不规则，部分溶洞内部半充填中—粗晶白云石、石英和沥青。由于大部分溶洞主要发育于受溶蚀作用影响强烈的叠层白云岩、凝块白云岩和微生物粘结颗粒白云岩中，因而溶洞主要呈拉长状、不规则椭圆状近平行于层面或微生物纹层分布（见图3d、图4c、图4d），横向连通性较好，垂向连通性较差，局部孤立。

2.2.3 裂缝

裂缝作为一种特殊类型的储集体，即可直接作为储集空间，亦可作为流体运移的渗滤通道。川东北地区裂缝产状以水平层间缝和高角度缝为主（见图4d—4f），局部错乱交织形成网状缝，部分裂缝与孔（洞）系统直接沟通（见图4d、图4e），推测为溶蚀流体顺裂缝进入先存孔隙，溶扩优化改善先期孔渗体（裂缝自身也具有溶扩现象），最终形成有效的缝洞储集系统。值得注意的是，虽然川东北地区灯四段裂缝较为发育，但大部分裂缝被白云石、方解石、石英等半充填—充填（见图4f），因而裂缝对储渗体总孔隙体积的增加意义不大，有利于先期孔渗层的优化调整。

2.3 物性特征

物性参数是储集性能最直接的体现，可以直接明确储集岩的储渗能力[15-16]。孔隙度分布直方图显示，川东北地区灯四段192 个样品的孔隙度为1.10%～13.83%（平均4.38%），频率分布主体为2%～6%，占71.9%，孔隙度大于8%的样品占8.3%，体现出局部高孔特征（见图5a）。渗透率分布直方图显示，川东北地区灯四段190 个样品渗透率为（0.000 08～20.9）×10-3μm2，平均为 1.3×10-3μm2，频率分布主体为小于0.001×10-3μm2，占52.6%，大于1×10-3μm2的样品占23.7%（见图5b）。总体来看，川东北地区灯四段储集层非均质性极强，总体体现出低孔低渗特征，存在高孔渗段。孔渗关系散点图显示，大部分样品孔隙度和渗透率呈现出正相关关系，表现出孔洞型储集体特征；部分样品受裂缝影响，表现出明显的低孔高渗特征（见图5c），由此判断灯四段储集层类型为裂缝-孔洞型。

图5 川东北地区灯四段孔隙度分布直方图（a）、渗透率分布直方图（b）及孔渗关系散点图（c）（N 为样品个数）

3 优质储集层成因与主控因素

灯四段沉积不久，桐湾Ⅱ幕构造运动使四川盆地灯影组整体抬升暴露，接受大气淡水溶蚀改造，形成优质储集层[3-5]。前人针对灯影组储集层主控因素已做了大量研究，认为表生岩溶作用是优质储集层形成的最关键因素。但高石梯—磨溪地区灯影组实钻资料显示储集层发育明显受到沉积相带的控制，如表征微生物丘相的凝块白云岩、叠层白云岩和表征颗粒滩相的砂屑白云岩物性明显好于其他相带（见图6）；钻遇灯四段的井无论是放空频率（4.3%）和漏失频率（43.5%）均远低于传统岩溶型储集层[17-18]，这些似乎又暗示表生岩溶作用不是灯影组储集层的主控因素。这类现象与西班牙北部瓦纳拉地区阿尔巴萨—安迪亚高原古新统丹尼阶灰岩早成岩期喀斯特储集层极为相似[19]。

图6 高石梯—磨溪地区灯四段各类储集岩平均孔隙度分布直方图（据文献[3]修改，N 为全直径岩心样品数）

Vacher 和Mylroie[20]基于世界范围内类似加勒比地区和澳大利亚袋鼠岛地区岛屿海岸等环境的喀斯特研究，归纳总结出一种有别于传统意义上的岩溶模式，即早成岩期岩溶。这一新的岩溶概念主要是基于岩溶作用发生时物质基础的差异而建立，当基岩经历了深埋藏和晚成岩作用改造后，矿物相相对稳定，岩石往往较为致密，在抬升地表接受溶蚀改造时，岩溶流体只能顺着裂缝、节理以及层理面等通道进行改造，岩溶作用结果即是形成大型溶沟、溶洞系统，这一类岩溶被称之为晚成岩期岩溶，也即是传统意义上的经典岩溶。当基岩成熟度较小，仅经历过浅埋藏或浅埋藏时间较短时，这类岩石自身具有较好的孔渗性，在经受岩溶作用改造时，岩溶流体通道为基岩本身孔渗层，这一类岩溶即是早成岩期岩溶[19,21-22]。早成岩期岩溶溶蚀通道主要为孔隙，岩溶流体在基岩内呈漫流溶蚀，在三维空间形成网状溶蚀管道[21]。若先期孔渗性碳酸盐岩中也具有微裂缝等通道，溶蚀作用会先沿着这些优势通道扩容，扩容的裂缝管道与基岩网状溶蚀管道在空间上交织呈现出花斑状、海绵状溶蚀形态[21]。由于溶蚀机理主要为漫流溶蚀，岩溶流体在粒间逐渐浸润、离解基岩颗粒，受粒间流体交换通道限制，溶散的物质多为就近充填孔洞系统，反映出从基岩-溶孔（洞）边缘-溶孔（洞）溶蚀程度由弱变强的特征，也既是在溶洞边缘存在特征的“易碎晕”结构[22]，体现出围岩向岩溶系统渐变过渡的特征。

川东北地区灯四段受桐湾Ⅱ幕运动刚沉积不久即抬升暴露，成岩演化上未经历中—深埋藏阶段，具有早成岩期岩溶的地质背景。岩心和镜下薄片都具有花斑状（海绵状）岩溶系统的特征（见图7a—图7c），花斑状岩溶系统内部被成分单一的白云岩角砾和离解的碳酸盐岩砂混合充填（见图7d），与早成岩期岩溶溶蚀结果一致。受到孔渗层内部漫流溶蚀的影响，在灯四段颗粒白云岩中可识别出基岩带、半离解带和混合充填带3 种不同的溶蚀-充填现象（见图7e、图7f），表现出由基岩向溶洞溶蚀作用逐渐增强，基岩逐渐离散并最终溶蚀殆尽的特征。半离解带的存在与Moore所指出的“易碎晕”结构极为相似，也是早成岩期岩溶作用极具代表性的鉴别标志之一[22]。

图7 川东北地区灯四段花斑状岩溶系统和半离解带特征

基于上述认识，认为川东北地区岩溶作用属于早成岩期岩溶作用，溶蚀作用的进行受到先期孔渗层的控制，即受到沉积相的控制[23-26]，因而储集层表征体现为相控型储集层。这一点在旺苍鼓城乡剖面风化壳之下的储集层发育情况体现尤为明显。鼓城乡剖面显示（见图8），受到桐湾Ⅱ幕岩溶作用影响，灯四段顶部发育3 m 左右厚风化壳沉积，风化壳之下发育1 m厚溶蚀孔洞沥青层，沥青层的存在表明桐湾Ⅱ幕岩溶作用对储集层发育有一定的直接贡献，在沥青层之下由于相带的变化发育2.5 m 厚岩性较纯且极为致密的硅质白云岩，在硅质白云岩之下的凝块白云岩中，溶蚀孔洞储集层再一次大量发育。风化壳之下5 m 范围内，硅质白云岩和凝块白云岩储集层发育情况的分异表明桐湾Ⅱ幕岩溶作用并非传统意义上的直接贡献，而是在优势沉积相带上的叠加改造，为相控型岩溶，因而研究区的溶洞主要表征为拉长状、椭圆状，并顺微生物纹层分布特征（见图3i、图4c、图4d）。结合川北地区物性统计资料，拥有更多原始孔洞系统的微生物丘和颗粒滩相储渗性能远高于其他相带（见图9），表明沉积相是研究区储集层发育的最关键因素。灯影组沉积之后，在沉积相带和相控岩溶作用的双重控制下，储渗体特征和时空分布基本定型。虽然之后还经历了加里东期—喜马拉雅期的多期构造破裂和埋藏溶蚀的叠合改造，但对于川东北元坝地区及周缘而言，其构造位置长期位于川北坳陷与川中低缓构造带结合部，为3 个大型正向构造的衔接部位，受3 个构造的遮挡，区内地层产状平缓，后期构造改造弱[27]，加之灯影组超深的埋深（自志留系沉积开始埋深大于 3 500 m，现今埋深超过8 000 m），灯影组长期处于高压封闭的体系，物质无法被流体搬出体系外，因而这些构造破裂作用和埋藏溶蚀作用对储渗体总孔隙体积的增加意义不大，但却有利于先期孔渗层的优化调整。

4 天然气地质意义

图8 旺苍鼓城乡剖面灯四段顶部岩性、岩溶结构剖面图

图9 川东北地区灯四段不同相带孔隙度分布直方图（N 为样品个数）

图10 元坝地区灯四段台缘丘滩分布图

图11 元坝地区灯四段台缘丘滩地震响应特征（剖面位置见图10）

灯影组沉积早期，受区域拉张活动影响，川西—川中地区形成南北走向的绵阳—长宁裂陷槽。裂陷槽与东侧台地构成“裂陷边缘镶边台地”沉积模式，沿高石梯—阆中—广元东侧存在台缘丘滩高能相带（见图10）[28-30]。元坝地区三维地震资料也表现出明显台棚分异格局，台地边缘丘滩体沉积厚度大、呈现出丘状外形的特征，丘滩体格架孔叠加早成岩期相控岩溶改造形成溶蚀孔洞储集层使其内部呈现出杂乱、中强断续变振幅的反射特征（见图11），表明元坝地区具有优越的储集层发育条件。其次，元坝地区紧邻西侧绵阳—长宁裂陷槽内下寒武统优质烃源岩生烃中心，具有近源富集有利条件，后期构造变形相对较弱，断裂不发育，有利于天然气调整及保存。若在该地区部署探井并获得突破，将会大大拓展四川盆地震旦系勘探领域。近期评价认为，四川盆地及周缘碳酸盐岩领域深层、超深层油气资源丰富，勘探潜力大，但是除川中地区以外，四川盆地及周缘震旦系埋深普遍较大，元坝地区目的层超过8 000 m，若获勘探新突破，将进一步丰富和拓展海相碳酸盐岩超深层—特深层领域储集层形成和保存理论体系，为相控早成岩期岩溶改造型储集层提供新的案例分析，也可进一步带动其他地区超深层领域评价研究工作及勘探部署，具有重要现实意义。