四川盆地碳酸盐岩源岩气地质特征与勘探前景

2021-01-27郭彤楼

西南石油大学学报(自然科学版) 2021年1期

郭彤楼

中国石化西南油气分公司，四川成都610041

引言

四川盆地是中国重要的天然气工业基地，支撑众多天然气田的基础是发育4 套区域性的海相烃源岩。作为石炭系气田烃源岩的五峰龙马溪组，已成为四川盆地页岩气的主力产层。同样，茅口组也是四川盆地一个重要产层[1-3]。经历60 余年的勘探，先后在蜀南、川西北、川东及川中多地钻探一批高产井，如蜀南Z2 井、川西ST1 井、川中NC1井和MX31X1 井等[3-5]，发现自流井、鹿角场、阳高寺和庙高寺等多个气田或含气构造，其主力烃源岩就是茅口组一段灰岩夹灰质泥页岩，厚度可达90∼110 m。储层多位于中上部，以灰岩为主，含少量白云岩储层。

近年来，在勘探龙马溪组页岩气过程中，茅口组一段常见天然气显示并试获高产，如TT1 井茅口组一段测试产气31×104m3/d，DS1 井茅口组一段试获22.55×104m3/d。本文试图通过剖析南川地区典型钻井，研究碳酸盐岩源岩气地质-地球化学特征，探讨茅口组碳酸盐岩源岩气藏高产稳产主控因素，以期为类似气藏研究、勘探开发提供借鉴。

1 碳酸盐岩烃源岩评价标准

1.1 烃源岩的有机地化评价参数与指标

对于烃源岩评价，包括两个基本方面：有机地化特征评价和生烃能力评价。有机地化特征评价参数包括总有机碳含量（TOC）、氯仿沥青“A”、总烃、热演化程度（Ro）、岩石热解参数、有机质类型等；生烃能力评价包括生烃强度、生烃潜力、排烃强度等。本文着重讨论总有机碳含量、热演化程度及有机质类型和热解生烃潜力等关键评价指标。由于生、排烃机理比泥页岩更复杂，对于高热演化程度（Ro≥1.3%））的碳酸盐岩有效烃源岩的总有机碳含量下限标准尚未统一。前人研究，碳酸盐岩有效烃源岩的有机碳下限和泥质烃源岩基本相同，均为0.5%。国、内外勘探开发资料统计表明，形成大中型油气田的海相碳酸盐岩烃源岩的有机质丰度均较高，有机碳的含量基本上在0.5%以上[6-8]。戴金星等[9-11]认为，对碳酸盐岩烃源岩评价，不能单纯看有机碳含量，要结合热演化程度和烃转化率。同样的页岩和碳酸盐岩烃源岩相比，后者烃转化率更高，分布面积更广，更加有利。梁狄刚等[12]提出海相商业性碳酸盐岩烃源岩有机碳含量与泥岩烃源岩评价标准一样，至少不低于0.5%（高成熟过成熟区可降低至0.4%）；中等成熟以上，碳酸盐岩要含泥质。陈安定[13]通过对中国南方地区碳酸盐岩沉积环境、有机质组成、生烃演化等进行研究，建议烃源岩评价中加入“时效”概念和相关参数。不同成熟度的海相烃源岩应有不同的有机碳含量下限标准。张水昌等[9]认为岩性的不同不会导致碳酸盐岩和泥页岩之间在生烃潜力和烃转化率方面的特别差异。评价碳酸盐岩烃源岩，沿用总有机碳不低于0.5%作为有机质丰度下限是合适的。王云鹏等[14]对I、II和III 型有机质进行了封闭体系的天然气生成模拟实验，II 型有机质开始生成天然气的成熟度比III 型有机质晚，II 型干酪根在镜质组反射率为1.0%左右开始生成天然气，主生气期为1.5%∼3.0%。刘全有等[15]具体探讨四川盆地二叠系烃源岩类型与生烃潜力关系，应用源岩有机碳、热解生烃参数以及生烃动力学方法对泥页岩、碳酸盐岩生烃的丰度下限、高成熟碳酸盐岩烃源岩有机质丰度恢复问题等进行了深入的研究。综上所述，碳酸盐岩烃源岩丰度下限应与泥岩相同，总有机碳含量不小于0.5%；对于II 型有机质来说生烃过程导致的有机碳的变化不大。Peters[8]提出了烃源岩分级划分的有机碳和热解生烃潜力的标准，陈建平等[16]补充了碳酸盐岩烃源岩的分级评价标准，认为好的碳酸盐岩烃源岩有机碳含量应大于0.5%。此外，国外学者普遍认为烃源岩中有机碳含量并不能够很好地反映烃源岩的生烃潜力，还必须考虑烃源岩中有机质的类型。Peters[8]认为总有机碳并不是一个生油潜力的明确指标，判识烃源岩是否有效（具有生烃潜力）必须根据总有机碳的含量、有机质的类型和有机质的热演化程度，并指出有效烃源岩的热解生烃潜力（S1+S2）必须大于2.0∼2.5 mg/g。

基于四川盆地中二叠统碳酸盐岩早成岩作用大体类似，有机质的类型和有机质的热演化程度相当，本文着重采用总有机碳、生烃潜力两大参数评价烃源岩的有效性。

1.2 四川盆地中二叠统主力碳酸盐岩烃源岩评价

四川盆地中二叠统主要包括栖霞组一段和茅口组一段两套碳酸盐岩烃源岩。栖霞组一段以灰岩和生屑灰岩为主，茅口组一段以泥灰岩和灰泥岩为主，夹少量泥岩，不同地区因沉积环境和相带差异，灰岩、泥岩的比例有所不同。郭彤楼等曾对南方复杂构造区有效烃源岩进行系统研究，包括烃源岩纵、横向展布和资源潜力等[12]。通过大量泥页岩、碳酸盐岩样品对比分析，提出了四川盆地二叠系栖霞组、茅口组烃源岩的评价等级和划分标准（表1）。

表1 四川盆地二叠系烃源岩评价等级划分标准Tab.1 Standard of grading Permian gas source rocks in Sichuan Basin

图1 是四川盆地广元矿山梁野外剖面二叠系大隆组低成熟度碳酸盐岩TOC 与热解生烃潜力的关系图。

图1 四川盆地二叠系碳酸盐岩TOC 与生烃潜力关系图Fig.1 Relationship between total organic carbon content and hydrocarbon generation potential of Permian carbonate rocks in Sichuan Basin

由图可见，TOC 值与热解生烃潜力值之间呈现非常好的线性关系。TOC 值越高，其热解生烃潜力也高。与TOC 对应的生烃潜力值见表2，其中，当TOC 值为0.40% 时，其热解生烃潜力为0.50 mg/g；当TOC 值为0.85%时，其热解生烃潜力为2.00 mg/g，当TOC 值为2.00%时，其热解生烃潜力为6.00 mg/g。

按照这一关系和评价标准，有效烃源岩的生烃潜力必须大于2.00∼2.50 mg/g，相应的TOC 值应大于0.85%。

表2 四川盆地二叠系海相碳酸盐岩TOC 与热解生烃潜力对应关系表Tab.2 Table of correspondence between total organic carbon and hydrocarbon generation potential of Permian Marine carbonate rocks in Sichuan Basin

TOC 是衡量烃源岩质量的标准。按现行的评价标准衡量（表1），再考虑烃源岩有机质演化程度，二叠系茅口组碳酸盐岩烃源岩最好（表3）。

表3 四川盆地二叠系烃源岩总有机碳与原始生烃潜力评价表Tab.3 Table of total organic carbon and original hydrocarbon generation potential of Permian source rocks in Sichuan Basin

灰质泥岩、泥质灰岩TOC 平均值为0.83%，在未成熟—低成熟演化阶段的原始生烃潜力主要在0.50∼6.00 mg/g，少量可达6.00∼10.00 mg/g，多属于“中等好”的烃源岩，且纵向变化较小。栖霞组灰岩为“中等较好”烃源岩（碳酸盐含量一般为80%∼90%）。碳酸盐岩烃源岩TOC＞2.00%则为好（优质）的烃源岩，鉴于茅口组一段烃源岩的TOC 值相对稳定，总体上不是很高，一般为0.50%∼2.00%，主要为中等烃源岩级别，较少可以达到好（优质）的烃源岩级别。

1.3 主要评价参数影响因素

1.3.1 影响总有机碳含量的因素

一般地，好的烃源岩多形成于弱水动力、深水—还原或者浅水—高盐度环境（咸水溶氧度低），生物相对繁盛，表生沉积以至浅埋藏阶段氧化还原交替出现。总有机碳含量与碳酸盐岩含量相关性较弱，碳酸盐岩含量变化远远大于总有机碳变化。四川盆地栖霞组、茅口组泥灰岩和灰泥岩总有机碳含量的差别，并非是含泥质多少的差别，而是还原程度的差异，所以，泥岩沉积时的水深总体大于碳酸盐岩沉积时的水深。造成四川盆地不同时代碳酸盐岩源岩原始有机碳差异的主因是表生沉积早成岩阶段的环境因素。含有机质多少并不完全取决于泥质含量高低，关键在于沉积环境，即氧化还原程度的强弱，这是决定沉积有机质是否得到有效保存的关键所在。

评价研究和勘探实践证实，尽管好的烃源岩主要是泥岩，而且碳酸盐岩中有机质丰度相对偏高的多多少少含些泥质，但泥质含量并非控制碳酸盐岩有机质多少的直接因素。纯碳酸盐岩的有机质丰度低是因为水体较浅，环境偏氧化。

1.3.2 影响生烃潜力的因素

干酪根生烃能力主要受控于总有机碳含量、有机质热演化程度。

干酪根的生烃能力不仅取决于母源物质，同时也取决于早成岩阶段埋藏有机质时的氧化还原条件。沉积于开放体系动荡水环境中的低丰度钙藻碳酸盐岩，由于氧化破坏往往失去了它原有的高生烃能力。氧化—还原条件，低有机碳含量碳酸盐岩在成烃能力上应比高有机碳含量的泥岩干酪根相应低半个至一个级别。

目前评价烃源岩生烃潜力应用最广泛的是岩石热解方法（Rock-Eval），重要的指标之一是岩石热解的可热解烃（S2）以及由其计算出来的氢指数（S2/TOC），表示烃源岩演化到某一阶段以后其中的有机质剩余的生烃潜力。Ro在0.7%∼1.3%处于主要生烃阶段。

岩石热解分析中另一项重要的参数是岩石中吸附烃（S1）以及由其计算出来的烃指数（S1/TOC），表示烃源岩经过排烃后其中残余的烃类。II 型干酪根的主生气期Ro在1.5%∼3.0%，与有机质热演化程度密切相关。

2 茅口组一段碳酸盐岩源岩典型气藏解剖

南川区块构造上位于四川盆地川东高陡褶皱带南缘，由阳春沟断背斜、南川斜坡、东胜背斜、平桥背斜以及凤来复向斜等若干构造单元组成的复杂构造带。区带内北东走向的逆断层较发育，且构造形变较弱。二叠系茅口组厚度约为200∼250 m，埋深1 200∼2 500 m。在五峰龙马溪组页岩气勘探开发过程中，南川地区多口钻井发现茅口组、栖霞组碳酸盐岩气测异常，其中，茅口组全烃20%∼70%，点火放喷，焰高约2∼20 m。DS1 井980∼1 247 m 茅口组气测显示活跃，钻至井深1 244.05 m，气测显示由3.0%升至73.4%，节流循环，气液分离器点火，焰高5.0∼15.0 m，揭示茅口组含气性较好，具备一定的勘探潜力。

2.1 茅口组一段地质特征

2.1.1 岩电特征

根据岩性、电性和沉积旋回特征将四川盆地茅口组划分为4 个段（图2），自下而上分别为茅一段、茅二段、茅三段和茅四段。茅一段岩性主要为灰色深灰色灰质泥岩、泥质灰岩，泥质含量相对较高，厚150∼180 m，电性具高伽马、中低电阻率特征。按岩电特性可进一步划分为茅一段下亚段和茅一段上亚段，其中，茅一段下亚段为深灰色灰质泥岩夹泥质灰岩，偶见层理发育的黑灰色含灰泥岩，厚90∼110 m，见明显眼球状构造，这是一个典型标志层。电性特征表现为相对高伽马（35∼97 API）、相对低电阻率（14∼8 000 Ω·m）；茅一段上亚段岩性为灰色、深灰色含泥灰岩、泥质灰岩和灰质泥岩，具层状构造，厚50∼65 m，电性特征为相对高伽马（36∼122 API）、中高电阻率（910∼20 000 Ω·m）。茅二段岩性整体为灰色浅灰色中厚层状灰岩、泥晶灰岩，泥质含量减少，一般厚50∼60 m，电性特征为中伽马（20∼80 API）、高电阻率（1 500∼20 000 Ω·m）；茅三段岩性主体为浅灰色块状灰岩，厚50∼90 m，电性特征为箱状低伽马（17∼37 API）、高电阻率（4 000∼50 000 Ω·m）。茅四段岩性为浅灰色灰色含泥灰岩，厚度为7∼15 m，电性特征为中伽马（31∼86 API）、高电阻率（1 000∼10 000 Ω·m）。

另外，栖霞组上部为浅灰色、灰色灰岩，栖霞组顶部与茅口组底部岩性界限明显。

图2 四川盆地南川地区JY205-2 井茅口组分层柱状图Fig.2 Stratified column diagram of Maokou Formation in Well JY205-2,Nanchuan Zone,Sichuan Basin

南川地区栖霞晚期经历了“缓慢海退”的过程，沉积物堆积较厚，多以较纯的灰岩为主、泥质含量较少；而茅口早期沉积泥质含量居多，以泥质灰岩或灰质泥岩为主，岩性差异较大。这一岩性变化在测井曲线特征上反映突出，伽马曲线（GR）出现明显的正漂移，电阻率值（RLLD、RLLS）明显降低，是栖霞组与茅口组的分界标志，表明从栖霞期到茅口期水体变深。

2.1.2 岩矿特征独特、滑石含量高，古生物丰富

南川地区茅口组一段整体岩性为深灰色泥质灰岩夹灰黑色灰质泥岩，对JY205-2、DS1 和MY1井茅口组一段岩芯及DS1、JY205-1HF 和NY1 井等多口钻井茅口组一段岩屑薄片观察（图3），主要有深灰色泥晶生屑灰岩、含生屑泥晶灰岩、泥晶灰岩、亮晶灰岩等，发育大量自形白云石晶体。

JY205-2 和MY1 井茅口组一段3 个小层岩芯样品的全岩X 衍射测试结果表明，岩石矿物成分以碳酸盐为主，实验分析碳酸盐平均含量66.20%∼81.20%。石英、黏土矿物含量较多，石英平均含量6.00%，黏土矿物平均含量11.15%∼18.80%，富镁黏土矿物滑石含量高，平均8.49%∼8.80%。

镜下可观察到较丰富的有孔虫、介形虫、有孔藻、管状藻、钙藻、腕足类等古生物。结构组分的生物骨骼中，生物碎屑含量＞35%，有孔虫、介形虫、棘皮、腕足约占6%，有孔藻、管状藻、钙藻、红绿藻占10%，偶见始角藻，生物粒屑51%。碳酸盐基质中暗色有机质丰富，有机质伴生黏土矿物，暗色有机质交代生屑（图3）。

图3 四川盆地南川地区茅口组一段下亚段岩石薄片照片Fig.3 The lower submember of the first member of Maokou Formation,Nanchuan Zone,Sichuan Basin

2.2 茅口组一段储层特征

2.2.1 储集空间生成演化复杂

茅口组一段储层多以泥质灰岩和灰质泥岩为主，相对于四川盆地五峰—龙马溪组泥页岩储层有机孔发育[17]，孔隙类型差异较大。不同岩性孔隙成因及主控因素不同，泥页岩孔隙成因和演化侧重于压实过程及其热演化作用，有机孔的演化发育，而碳酸盐岩储层则是压溶成岩作用占主导地位。由于构造运动、成岩作用及热液活动对孔隙演化有着重要影响，尤其是成岩作用中压实压溶作用等，对泥质灰岩和灰质泥岩储集空间生成演化影响较大。岩芯观察、镜下薄片及扫描电镜分析，四川盆地茅口组一段主要储集空间为孔隙、裂缝，偶见孔洞，孔缝相互连通，有利于天然气的沟通与储存（图4）。

和慕尼黑说再见后，我们来到德国的首都柏林。柏林是一个复杂又经历了诸多伤痛的历史名城，三十年前还处于分裂状态。如今的柏林成了世界各国艺术家聚集的现代艺术之都，现代艺术治愈了这个曾承受无数重压的城市。

图4 四川盆地南川地区茅口组一段下亚段储集空间显微照片Fig.4 Micrograph of the lower submember of the first member of Maokou Formation,Nanchuan Zone,Sichuan Basin

（1）孔隙

茅口组一段孔隙可以分为无机孔和有机孔，以无机孔为主。JY205-2 井孔隙以无机孔为主，包括黏土矿物晶间孔缝（伊利石、滑石晶间缝），溶蚀孔（方解石表面）和粒缘缝（方解石、白云石粒间）。无机孔中以溶蚀孔、晶间孔为主。晶间孔主要为黏土矿物晶间孔。溶蚀孔是在地质演化过程中，随着埋深的增加和压溶成岩作用的增强，当成岩流体的化学性质与岩石中各组分不能达到一种化学平衡时，不稳定矿物经溶蚀作用而形成的。茅口组一段溶蚀孔的孔径约为50∼750 nm，常沿粒缘缝发育，通过粒缘缝相互沟通（图4a，图4b，图4c，图4d，图4e）。孔隙类型整体上以黏土矿物晶间孔缝、粒缘缝为主，部分样品有机质孔隙较发育，虽不及五峰—龙马溪组泥页岩，但局部明显发育有机孔隙（图4f，图4g）。茅口组一段下亚段有机孔发育于泥质灰岩和灰质泥岩有机质中，灰质泥岩与泥质灰岩有机质孔隙发育情况差异明显，泥质灰岩段有机孔发育较少。有机孔是泥质灰岩和灰质泥岩段储集空间的补充，多呈孔径较均匀的小孔密集分布或孤立状态单孔，数量相对较少。有机质与矿物颗粒间常见收缩缝。相对而言，五峰—龙马溪组优质泥页岩有机孔较发育，密度较大，网状分布，孔隙形态多呈不规则椭圆状或近圆状，有机孔分布不均匀，孔径差异较大[17]。

（2）裂缝

JY205-2 井、MY1 井茅口组一段下亚段岩芯、薄片和电镜鉴定均显示裂隙非常发育。岩芯观察描述，JY205-2 井茅口组一段水平缝、层理缝较发育，局部发育高角度裂缝、复杂网缝，水平缝52 条，高角度缝35 条，裂缝密度1.13 条/m，缝宽0.5∼3.0 mm，多被方解石充填，有的被暗色有机质充填。成像测井识别13 条裂缝，均为高导缝。扫描电镜观察明显的粒缘缝、黏土矿物晶间缝等，缝宽大多超过200 nm。无机孔隙、裂缝双重发育，构成碳酸盐岩源岩气的沟通通道及储集空间（图4h）。

（3）孔洞

在JY205-2 井茅口组一段下亚段岩芯中见3处溶蚀孔洞发育，孔洞直径约1.0∼5.0 mm，每处约发育3∼5 个孔洞，多未被充填，部分方解石充填。

2.2.2 孔渗特征独特

有别于优质泥页岩物性特征，研究区茅口组一段下亚段储集层物性整体较差，属低孔、低渗型储集层。JY205-2 井茅口组一段下亚段灰泥灰岩岩芯样品采用脉冲孔隙度测试方法及常规物性测试方法开展孔隙度实验分析，孔隙度在0.50%∼3.47%，平均1.76%，58% 的样品孔隙度小于1.00%，5%的样品孔隙度大于3.00%，其余样品孔隙度约1.00%∼3.00%。MY1 井孔隙度介于0.95%∼4.87%，平均2.33%，孔隙度相对较大。茅口组一段储集空间主要由“粒间孔缝+黏土成岩收缩孔缝+有机质孔”组成，以无机孔和裂缝为主。裂缝——孔洞型或裂缝型储层基质孔隙度和渗透率低，主要为低孔、低渗储层。储层非均质性较强，局部物性较好，与裂缝有关，可构成孔隙裂缝型储层。

2.3 有机地球化学特征

优质碳酸盐岩烃源岩的有机相，通常缺乏陆源有机质和碎屑而富含藻类，沉积物一般具暗色纹层，它们形成于具较高盐度的缺氧环境中，高含有机质（总有机碳含量常大于1.00%，最低不少于0.50%）。南川地区中二叠统茅口组一段下亚段泥质灰岩、灰质泥岩厚90∼150 m，总有机碳含量较高。总体上灰质泥岩的有机碳高于泥质灰岩，总有机碳（TOC）值0.80%∼5.10%，平均含量0.85%，属于中等烃源岩，平均原始生烃潜量达到2.0∼3.2 mg/g，干酪根的δ13C 值为-31.5‰∼-25.0‰，以水生微体生物为主，有机质以腐泥型、偏腐泥混合型为主要特征，即干酪根母质类型为III1型，以II1型为主。MY1 井茅口组一段下亚段灰泥灰岩厚约42.2 m，TOC 值约0.23%∼1.94%，平均0.85%。JY205-2 井茅口组一段下亚段岩芯样品TOC 连续大于1.0%的泥质灰岩、灰质泥岩厚约21.0 m。JY205-2 井茅口组一段下亚段的6 个岩芯样品Ro的测试结果，深灰色含灰泥岩Ro平均为2.17%，以生干气为主。实测分析研究显示，样品平均生烃潜力值为2.57 mg/g，有较好的生气能力，TOC＞0.85%即为有效烃源岩。

2.3.2 流体特征显示保存条件有利

对南川地区DS1 井茅口组一段气样、水样开展测试（表4，表5）。

表4 DS1 井茅口组一段气样分析结果表Tab.4 Table of gas sample analysis results of the first member of Maokou Formation of Well DS1

表5 DS1 井茅口组一段水样分析结果表Tab.5 Table of water sample analysis results of the first member of Maokou Formation of Well DS1

气样主要以甲烷为主，含量94.1%∼99.0%，不含硫化氢，气体密度0.560∼0.603 g/cm3，平均0.570 g/cm3。DS1 井实测地层水矿化度为15 805 g/L，pH 值为7.29，水型为氯化钙型，实测压力系数1.14，显示气藏保存条件良好。另外，天然气同位素实验分析资料证实，茅口组一段气体为油型裂解气（δ13C1为-31.3‰，δ13C2为-24.5‰，δ13C3为-25.2‰），碳同位素部分倒转（δ13C2＞δ13C3＞δ13C1），表明茅口组一段气藏为致密泥质灰岩、灰质泥岩“自生自储”气藏，与四川盆地五峰—龙马溪组泥页岩碳同位素完全倒转“自生自储”气藏有差异[11，17]。

2.4 三大地质主控因素制约优质储层发育

总有机碳含量、富镁黏土矿物滑石含量、储集空间三大因素控制优质储层作用明显。

2.4.1 茅一段孔隙度与总有机碳含量缺乏相关性

JY205-2 井茅口组一段下亚段实测孔隙度平均1.76%，MY1 井平均2.33%，为低孔、低渗储层。从孔隙度与TOC 的关系来看（图5），相关度不大，有机孔不发育，储集空间以无机孔、裂缝为主。

2.4.2 富镁黏土矿物滑石与总有机碳含量正相关

值得特别提出的是，富镁黏土矿物滑石的分布及其含量与TOC 含量存在一定的相关关系。其中，JY205-2 井（1 199.82∼1 234.40 m）以及MY1井（2 920.58∼2 955.96 m）茅口组一段底部滑石含量高（图5），上、下层段几乎没有分布，反映富镁黏土矿物滑石对有机质富集的积极作用。南川地区茅口组一段底部黑色富有机质泥岩集中，灰泥岩厚43∼56 m，TOC 为1.20%∼1.80%，孔隙度3.2%，裂缝发育，方解石62%∼89%，滑石15%∼30%，黏土矿物15%∼20%，全烃一般5%∼30%，为茅口组一段碳酸盐岩源岩气勘探“甜点段”。

图5 茅口组一段泥灰岩/灰泥岩孔隙度、滑石含量与TOC 关系图Fig.5 Relationship between porosity talc content and total organic carbon in marl of the first member of Maokou Formation

2.5 生产特征显示气藏开发潜力良好

南川地区的DS1HF 井在茅口组一段埋深约为1 133∼1 148 m，水平段长864 m。酸压后测试产量22.55×104m3/d，套压14.2 MPa。用10 mm 油嘴试采时，产气12.7×104m3/d，油压8.3 MPa（图6），截至2019 年12 月底，累产气1 006×104m3，开发效果良好。

图6 DS1HF 井生产曲线Fig.6 Labor curve of Well DS1HF

3 四川盆地茅口组一段碳酸盐岩源岩气前景展望

明确四川盆地碳酸盐岩源岩气主控因素，积极寻找有利沉积相带、优质储层展布是取得商业发现的关键。碳酸盐岩气源岩发育的3 个有利条件：（1）富含生物群落（底栖生物、藻类繁盛）；（2）富镁黏土矿物含量高（偏泥质），在5%∼50%；（3）外缓坡深水沉积亚相。

3.1 主控因素

3.1.1 富含有机质的外缓坡深水沉积亚相分布稳定

二叠纪梁山期以后，四川盆地广泛海侵，形成正常浅海碳酸盐岩台地。

参考钟怡江等[18]、Wilson 旋回的标准微相，结合室内显微镜下薄片分析，岩性微相组合的演化序列和沉积相分析，将茅口组一段下亚段划分为碳酸盐岩斜坡相，并进一步划分为内缓坡、中缓坡和外缓坡3 种亚相（图7）。

图7 茅口组一段碳酸盐岩气源岩发育的沉积相模式图Fig.7 Sedimentary facies pattern of carbonate gas source rocks in the first member of Maokou Formation

茅口组一期处于较深水的外缓坡亚相，海域宽阔，生物繁茂。随后水体变浅，演变为中内缓坡亚相。主要由深灰色泥质灰岩与薄层灰泥石灰岩组成，泥质灰岩中富含有机质，常见完整的薄壳腕足类以及丰富的藻类，薄层灰泥灰岩中一般不含生物化石，颜色为浅色。泥质灰岩与灰质泥岩分别反映外缓坡水体环境的相对深浅。从沉积特征和古生物组合看，中二叠世茅口期，沉积水体能量较弱，水较深（偶见海绵骨针），沉积界面主要处于浪基面以下，不仅生物生长条件好，更主要的是死亡后落入还原界面以下保存，氧化损失少，所以有机质丰度较高。茅口组一段沉积时，海底生长丰富的底栖生物、藻类，介形虫、腕足类发育的富氧环境（图3），藻类组织间障积了钙质生物屑。底栖生物、藻类生长的海底是弱氧化环境，但准同生成岩环境是还原环境。茅口组沉积特殊性与后期的缺氧保存环境有关。茅口组上、下环境略有变化，是一个由海侵到缓慢海退的完整的沉积旋回，由外缓坡中缓坡—内缓坡组成的向上变浅的沉积序列组成，岩性整体以深灰—灰黑色灰泥灰岩、眼球状灰泥灰岩为主。碳酸盐岩斜坡相外缓坡亚相是四川盆地南川地区茅口组一段较广泛的沉积相类型，也是碳酸盐岩烃源岩较发育的地带。茅口组一段生物碎屑灰岩、灰质泥岩、泥质灰岩，相对来说，岩相和厚度变化小，灰岩含泥质多，普遍发育“眼球状”构造，夹钙质骨屑泥岩，其成因是由沉积作用和成岩作用综合所致，胶结物源于差异压实作用和物质的重新分配，发育黄铁矿、富镁黏土矿物滑石等，灰岩与泥岩呈微层理频繁交互，与频繁的海平面升降有关。外缓坡亚相沉积环境：（1）底栖生物繁盛；（2）水体深；（3）氧化的生物群落生活环境，还原的保存环境。即：沉积时氧化，埋藏时还原（弱氧化—弱还原环境转化）；（4）相带稳定，具有一定分布范围。

3.1.2 表生沉积—早期成岩环境利于富集有机质

碳酸盐岩斜坡沉积相外缓坡沉积亚相控制了碳酸盐岩烃源岩的发育，隐藻碳酸盐岩是碳酸盐岩中最主要的烃源岩，以发育薄层泥晶灰岩夹有丰富泥灰岩、钙质泥岩、眼球状灰岩和眼皮夹钙质泥岩、泥灰岩为特征，并可见特殊的富镁黏土矿物滑石，利于富集有机质。

茅口组一段碳酸盐岩烃源岩发育于深水外缓坡亚相，本质上与深水陆棚亚相的泥质烃源岩是一样的，都是以生物、藻席为骨架，差异在于胶结物不同：碳酸盐岩烃源岩的胶结物是碳酸钙，而泥质烃源岩的胶结物是泥；胶结物的不同导致二者的总有机碳含量有很大的差异。生物类群以底栖藻纹层为主，是茅口组一段碳酸盐岩烃源岩的重要生烃生物，这些底栖生物、藻类导致高有机碳含量。碳酸盐岩烃源岩在空间上受斜坡（内缓坡—中缓坡—外缓坡）控制，气源岩的厚度和品质大致具条带状分布的特征。纵向上有机碳含量由于环境变化频繁，表现为多个高低起伏。茅口组一段下亚段沉积于广阔的外缓斜坡沉积环境，古地形起伏不大，厚度差异也小。底栖生物、藻类低等生物极其繁盛，生物碎屑流也相当发育，与藻席交织在一起，碳酸盐岩气源岩条件优越。实验研究表明，沉积有机质以腐泥型、偏腐泥混合型为主，四川盆地茅口组一段的眼球状灰岩十分发育。眼球由较浅水的微型灰泥丘泥晶灰岩构成，眼皮由各类钙屑泥质和底栖藻类构成，如，棘屑、介形虫壳体和钙藻等。JY66-1 井岩芯分析结果，眼皮黏土矿物含量22.15%，总有机碳含量0.92%，V/V+Ni 值为0.72；眼球黏土矿物含量11.23%，总有机碳含量0.27%，V/V+Ni 值为0.53，表明眼球始终处于富氧环境，而对于眼皮而言，至少后期保存处于贫氧—厌氧环境。周期性的生物介屑流和微型灰泥丘的相互叠复增长和成岩压实作用共同形成茅口组一段独特的眼球状灰岩沉积现象。台地、局限台地到斜坡，再到深盆，泥质/灰质（岩相）水深（环境）氧化—还原环境（生物）三位一体，岩性、环境、总有机碳含量相互制约。藻类、生物繁盛，较高的生物硅质与五峰—龙马溪组优质页岩相似。生物碎屑灰岩发育，生物种类丰富（介形虫、有孔虫、腕足、苔藓和藻类），生物分异度高（图3）、滑石含量高，总有机碳含量高（图5）。总有机碳含量与沉积水体、环境、生物种类及其含量相关，与岩性无关。

3.1.3 有机质富集与特殊镁质黏土矿物生成同步

碳酸盐岩气源岩中，有机质的形成和富集，与早期特殊沉积环境和成岩作用以及特殊成岩矿物镁质黏土矿物系列形成、演化密切相关。茅口期初时，水体环境富镁、富硅，高镁方解石、白云石和文石等矿物发育，早期成岩作用以硅化、云化为主，形成富镁、富硅黏土矿物海泡石。经过后期热液作用、埋藏成岩作用，演化形成镁质黏土矿物黑滑石（含碳质），可以判断埋藏变质作用较深[19-21]。高有机质常常与滑石、自生白云石伴生（图3，图4）。富镁泥岩和有机质含量总和为10%∼75%，发育大量自形白云石晶体，含量约10%∼55%，见始角藻类等，生物碎屑丰富，碳酸盐基质中含暗色有机质，暗色有机质交代生屑，黏土矿物伴生有机质，形成有利碳酸盐岩气源岩。

3.1.4 具备形成大中型气藏的物质基础

茅口组一段优质储层发育取决于岩性、厚度和总有机碳含量的稳定性分布。纵向厚度大、横向分布广、有机碳含量高、生烃强度大、有机质类型、有机质成熟度适中、埋藏深度浅，源储共生叠置、外缓坡沉积亚相、构造背景（断层作用、裂缝发育）控制成藏。气源岩总有机碳含量从川西至川东逐渐增大（图8），存在川北、川西南—川中、川东南3 个高值带。川北地区为0.50%∼0.70%，川西南—川中一带为0.50%∼1.00%，川东南大部分地区0.80%∼0.90%。

图8 四川盆地茅口组一段灰泥/泥灰岩总有机碳含量分布等值线图Fig.8 Contour map of total organic carbon content distribution of the first member of Maokou Formation in Sichuan Basin

茅口组一段总有机碳含量高，普遍达到0.5%以上。据江青春等研究[5]，茅一段生烃能力也较强，生气强度在（10∼80）×108m3/km2（图9）。尤其川西南、川东南地区茅一段气源岩生气强度较高，为（30∼50）×108m3/km2，大部分区域均大于40×108m3/km2，具备形成大型气藏的物质基础[22]。

图9 四川盆地茅口组一段气源岩累积生气强度等值线图[4]Fig.9 Cumulative gas intensity diagram of the first member of Maokou Formation,Sichuan Basin

3.2 碳酸盐岩源岩气实现高产稳产

四川盆地川东南地区南川地区茅口组一段岩性为灰质泥岩、泥岩夹泥质灰岩，泥质含量相对较高，整体分布稳定。总有机碳含量较高，多大于0.50%（图8）。茅口组一段泥灰岩平均有机碳含量在0.85%，实测其平均原始生烃潜力2.57 mg/g，有效气源岩具有一定分布范围。钻井对比显示，茅口组一段中下部至栖霞组共存在3 套含气层（图10）。

图10 四川盆地南川地区茅口组一段气层对比图Fig.10 Comparison chart of the first member of Maokou Formation in Nanchuan,Sichuan Basin

茅口组一段中部含气层，厚度18.8∼37.4 m；茅口组一段下部含气层、气层，厚度48.0∼61.0 m，全烃曲线含量高，声波曲线多大于150 μs/m，跳跃明显，储层含气，裂缝发育，为测试“甜点”层段；栖霞组顶部含气层，厚度31.0∼38.0 m。

南川地区JY205-2、DS1、DS2 和DS1-1HF 井等4 口井试获日产气（8∼22）×104m3，试气、试采效果良好，产量稳定，最关键的是远离大断裂，茅口组一段连续性好，构造相对稳定平缓，埋深较浅（图11），地应力也弱，上、下构造层波组清晰连续。DS1 井区茅口组一段裂缝较发育，成像测井识别出7 条裂缝、2 处网状缝、局部发育微裂缝、层理缝，无机孔隙和裂缝双重发育，既存在良好的天然气运移通道，又可为天然气聚集提供储集空间，是碳酸盐岩源岩气高产稳产主控因素。DS1 井位于平桥背斜主体区，茅口组一段储层裂缝较发育，属于连片分布的“自生自储”型致密泥质灰岩/灰质泥岩孔隙-裂缝型气藏。

南川地区茅口组一段碳酸盐岩气源岩，埋藏较浅，分布范围与五峰—龙马溪组优质泥页岩分布范围大体一致，反映川东南地区控制气源岩发育的隐伏古隆起具有一定的继承性。上、下两套气藏开发区高度契合，可利用现成管网进行立体开发，显著降低成本，提高经济效益。

图11 过DS1 井地震解释剖面Fig.11 Cross Well DS1 seismic interpretation profile

MY1 井与DS1 井茅口组一段均为灰色、深灰色灰质泥岩、泥质灰岩，但岩矿组成、有机地化和构造特征存在一些差异。

MY1 井茅口组一段底部碳酸盐含量、白云质含量略低于DS1 井，黏土矿物含量较多，尤其是滑石含量明显偏高，滑石含量多在10%∼40%。钻遇优质灰泥灰岩段厚42.2 m，总有机碳含量平均为0.85%，孔隙度为0.95%∼4.87%，平均为2.33%，MY1 井储层孔隙度略高于DS1 井。总含气量平均0.94 m3/t。干酪根13C 的值为-28.2‰∼-25.8‰，有机质类型为I-II1型；实测镜质体反射率平均为2.629%，比DS1 井偏高。MY1 井与DS1 井茅口组一段碳酸盐岩气储层静态指标比较，MY1 井尚优于DS1 井，两者最大的差异在于前者埋深过大（3 000 m 以上），又位于大断层附近（图12），大型酸压效果差，测试不产气。