四川盆地及周缘中二叠统茅口组一段储集层特征及对油气勘探的启示

苏成鹏，李蓉，石国山，贾霍甫，宋晓波

（中国石油化工股份有限公司西南油气分公司勘探开发研究院，成都 610041）

0 引言

灰岩-泥灰岩韵律是地质历史时期一类常见的碳酸盐岩垂向层序结构类型，因其具有规律性的岩性变化组合特征而受到研究者的广泛关注[1-6]。在韵律性地层序列中，灰岩和泥灰岩仅具有描述性意义，不代表其具体的 CaCO3含量[7-11]。根据形貌特征将灰岩-泥灰岩韵律分为层状、顺层连续串珠状、顺层断续串珠状和杂乱状等类型，其中顺层断续串珠状和杂乱状灰岩-泥灰岩韵律地层称为眼球状石灰岩或瘤状石灰岩[12-18]。上述4种形貌特征的灰岩-泥灰岩韵律在四川盆地及周缘中二叠统茅口组一段（简称茅一段）均有发育，并以顺层断续串珠状和杂乱状较为常见。灰岩与泥灰岩组分的差异反映了因气候变化而导致的原始沉积物类型和环境发生改变的特征[19]，连续的韵律性沉积记录是研究轨道驱动的高精度旋回地层学的良好载体[20-21]。然而，由于碳酸盐岩沉积与成岩过程的复杂性，成岩作用同样可以形成灰岩-泥灰岩韵律[5,22-23]，如华南地区中二叠统灰岩-泥灰岩韵律即为成岩作用主导所形成的[9-10, 17]。

长久以来，四川盆地茅一段灰岩-泥灰岩韵律地层中的泥灰岩通常被视为一套碳酸盐岩烃源岩，少有针对性地对其开展储集层研究，因而成为勘探盲区。近年来，受页岩油气勘探的启发，经过探索，四川盆地 JS1、YH1、TT1、DS1、JH1等井在茅一段试获工业气流，表明其作为烃源岩的同时，还可作为有效的储集层，且分布规模大，因而具有较大的勘探潜力。目前关于茅一段灰岩-泥灰岩韵律储集层特征及成因机制研究还相当薄弱。基于不同的样品分析，苏成鹏等[24]研究认为灰岩-泥灰岩韵律地层的基质溶孔是主要的储集空间，而胡东风等[25]认为滑石收缩缝为主要的储集空间，认识存在分歧。此外，盆地内不同区域灰岩-泥灰岩韵律地层的产气层段和直井测试产量具有明显差异。鉴于此，有必要结合灰岩-泥灰岩韵律最新研究成果对茅一段灰岩-泥灰岩韵律储集层开展对比分析，为四川盆地茅一段致密碳酸盐岩气藏下一步勘探提供可靠依据。

1 区域地质背景

二叠纪（距今252～299 Ma），华南克拉通位于赤道附近，将泛大洋和古特提斯洋隔离，其东侧为泛大洋，西侧为古特提斯洋[26]，由两个相互碰撞的板块（扬子板块和华夏板块）和两个深水盆地（江南盆地和右江盆地）组成[27]。扬子板块被广为分布的浅水碳酸盐沉积物覆盖，为构造稳定区。华南地区中二叠统灰岩-泥灰岩韵律地层分布规律统计结果显示[17]，灰岩-泥灰岩韵律地层从浅水环境至深水环境均有分布，主要分布于水深0～50 m的碳酸盐台地（缓坡）和50～200 m的陆棚环境，而水深大于200 m的深水盆地环境极少发育。

根据岩性、电性和沉积旋回等特征，自下而上可将茅口组细分为茅一段、茅二段、茅三段、茅四段。茅一段主要以灰岩-泥灰岩韵律地层发育为特征，厚度多为85～130 m[25]，厚者可达190 m[28]，眼球状构造明显，局部含黑色燧石条带和团块[29-30]；茅二段为灰色中厚层状灰岩，含少量泥质；茅三段以浅灰色、灰白色块状灰岩为主，颗粒含量高；茅四段以深灰色泥晶灰岩和生屑灰岩为主。基于华南区域沉积背景，结合四川盆地茅一段沉积期无台缘礁滩带发育的沉积特征，将四川盆地茅一段沉积期定为碳酸盐岩缓坡沉积模式[31]，从西南往东北依次发育内缓坡、中缓坡、外缓坡、陆棚等沉积相（见图1）。

图1 四川盆地及周缘茅一段沉积相图

2 储集层共性特征

2.1 岩石学特征

四川盆地及周缘茅一段灰岩-泥灰岩韵律灰岩层颜色较浅，呈浅灰色—灰色，厚度为10～30 cm，主要表现为层状和结核状；泥灰岩层颜色较深，呈深灰色—灰黑色，厚度变化较大，最薄可小于5 cm，最厚可大于1 m（见图2）。灰岩层和紧邻的泥灰岩层的接触关系通常表现为渐变接触。该渐变过渡区的厚度为毫米级，在颜色、生物保存状态、矿物学等方面存在明显的空间变化。岩心常见毫米—厘米级黑色滑石团块（见图2），岩心断面可见沥青。岩心入水实验气泡密集，大多气泡集中在泥灰岩层，少量气泡可见于灰岩层，泥灰岩层气泡溢出规律性不强，灰岩层主要溢出部位为生屑体腔和裂缝。测井曲线上表现为低电阻率、低自然伽马、低声波时差的特征，Si和 Mg元素含量较高，钻井油气显示活跃（见图2）。

图2 JH1井茅一段综合柱状图及取心段灰岩-泥灰岩韵律层光面岩石学特征（GR—自然伽马；fL—测井解释孔隙度；fC—岩心分析孔

偏光显微镜观察发现，研究区茅一段内不同层段的韵律层生物碎屑含量变化极大，泥晶灰岩（见图3a）、生屑泥晶灰岩和泥晶生屑灰岩（见图3b—图3e）均有发育，局部非韵律层段甚至发育亮晶生屑灰岩（见图3f），且泥灰岩层较相邻的灰岩层通常具有更高的生物碎屑含量（见图3）。

图3 四川盆地茅一段灰岩-泥灰岩韵律层偏光显微镜下典型微观岩石学特征

灰岩-泥灰岩韵律灰岩层和泥灰岩层在生物化石和成岩作用方面有着明显的差异。生物化石方面，相邻的灰岩层和泥灰岩层均可见大量绿藻（粗枝藻属为主）、腕足、海绵、介形虫、棘皮、苔藓虫、䗴和非䗴有孔虫等，但存在显著差异，如文石质软体动物腹足和双壳通常只在灰岩层中保存较好。灰岩层中生屑颗粒大多保存完好，没有被压实的迹象（见图3b、图3d、图3e）；与灰岩层相比，泥灰岩层中除了腕足、有孔虫等部分方解石质化石保存完好，其他生屑通常保存得不完整，很少发现成对的介形虫壳体，生屑颗粒大多细小而无法辨认种属，受压实作用改造较强，排列常常具有一定的定向性（见图3g—图3i）。成岩作用方面，灰岩层相较于泥灰岩层具有明显的重结晶作用[6,22]，灰岩层颗粒间以充填微亮晶方解石为主（见图3a—图3e），而泥灰岩层颗粒之间多为灰泥充填，且多富集黏土质和沥青质等不溶物（见图3g—图3i）。泥灰岩层通常还发育更为强烈的黏土交代作用、硅质交代和胶结作用以及白云石化作用（见图4）。

2.2 储集空间特征

灰岩层通常较为致密，不发育次生溶蚀孔隙，可见少量张裂缝和缝合线。张裂缝多被方解石全充填，局部可见半充填，残余沥青充填方解石晶间孔，缝合线常被沥青充填。个别露头剖面（如上寺剖面）可见未充填张裂缝垂直分布于灰岩层内，终止于泥灰岩层。泥灰岩层相对疏松多孔，不仅发育张裂缝和缝合线，还发育大量各类次生溶蚀孔隙（见图 4）。其中，基质溶孔最发育（见图 4a—图 4c），其孔隙边界不平整，形态不规则，孔径分布范围较广（为0.01～1.00 mm），多被黏土矿物和有机质半充填—全充填。泥灰岩层粒内溶孔（见图4b—图4e）和白云石晶间溶孔（见图4e）较为发育，粒内溶孔主要包括生屑粒内溶孔（见图4b、图4c）和白云石粒内溶孔（见图4d、图4e），局部偶见生屑铸模孔。

图4 四川盆地茅一段灰岩—泥灰岩韵律泥灰岩层储集空间类型

通过扫描电镜观察发现，黏土矿物结构疏松，与方解石呈基底式胶结，孔隙以纳米级为主，粒缘缝发育，可见大量黏土成岩孔缝（见图4g），孔径为6.18～22.87 nm，缝宽为150.3～374.0 nm，为保存至今的有效储集空间。黏土成岩收缩缝延伸范围有限，主要作为储集空间，而不是运移通道。

茅一段灰岩-泥灰岩韵律地层还发育少量以下3类储集空间类型：①方解石晶体内部溶蚀微孔（孔径为14.85～540.50 nm）及粒内微裂隙（见图4h）；②有机质微孔，孔径为122.8～137.1 nm（见图4i）；③微裂缝，缝宽为0.1～5.0 mm，多为全—半充填缝，铸体薄片和扫描电镜下裂缝多为未充填裂缝（见图4f）。

2.3 物性特征

对川西南地区钻井岩心的 48件泥灰岩层样品和60件灰岩层样品进行物性测试分析发现两者物性差异较大。泥灰岩层样品以酒精饱和法测得孔隙度为0.47%～4.70%，平均值为2.10%，孔隙度大于2%的样品占58%（见图5a），主要发育Ⅲ类储集层，Ⅱ类储集层少见；渗透率为（0.003～14.000）´10-3μm2，平均值为0.920´10-3μm2（见图 5b）；孔渗相关性较好（见图 5c），为一套低孔低渗裂缝-孔隙型致密碳酸盐岩储集层。灰岩层样品酒精孔隙度为 0.20%～1.62%，平均值为0.81%，没有孔隙度大于2%的样品（见图5a）；渗透率为（0.003～9.280）´10-3μm2，平均值为 0.379´10-3μm2（见图5b）；孔渗相关性较差（见图5c），与岩心和镜下薄片观察主要发育裂缝相吻合。

图5 四川盆地茅一段灰岩-泥灰岩韵律层岩心及野外露头样品物性特征（N为样品数）

对川东地区 4条（红园乡、冷水溪、老黄钎、江口）野外剖面茅一段的34块灰岩-泥灰岩韵律地层的小直径取心样品（包括17块灰岩层样品和配套的17块泥灰岩层样品）进行常规物性分析（见图5d、图5e），灰岩层和泥灰岩层的物性整体较差，泥灰岩层的储集性和渗透性均优于灰岩层。孔渗交会图显示（见图5f），灰岩层和泥灰岩层分别表现为特低孔特低渗和低孔低渗的特征。灰岩层孔渗相关性较差，渗透率受孔隙度影响不大，具有裂缝型储集层的特征；泥灰岩层孔渗相关性较好，渗透率随孔隙度的增加而增加，具有孔隙型储集层的特征。

综上所述，四川盆地茅一段灰岩-泥灰岩韵律地层地腹岩心样品的物性特征和露头岩心样品的物性特征吻合度高，整体为一套低孔低渗裂缝-孔隙型致密碳酸盐岩储集层，主要发育Ⅲ类储集层，Ⅱ类储集层少见。

3 储集层差异对比

3.1 平面差异

位于外缓坡的川北和川东地区灰岩-泥灰岩韵律储集层测试产量普遍较低，如川北WJ1井为0.69´104m3/d，川东 JS1井为 1.67´104m3/d、YH1井为 3.06´104m3/d、DS1井为5.4´104m3/d；位于中缓坡和内缓坡的川中和川西南地区灰岩-泥灰岩韵律储集层测试产量普遍较高，如川中TT1井为31´104m3/d，川西南JH1井为 12.5´104m3/d，B23井为 51.37´104m3/d。表明孔渗性能更优的灰岩-泥灰岩韵律储集层在平面上更容易发育于水体较浅的中缓坡和内缓坡。

3.2 纵向差异

川东地区处于外缓坡沉积环境的DS1、JS1、YH1等井产气层段均位于茅一段底部和下部，川中地区处于中缓坡沉积环境的TT1井产气层段位于茅一段中下部至中上部，川西南地区处于内缓坡沉积环境的 JH1井产气层段位于茅一段中上部。

将四川盆地中二叠统作为一个整体进行解剖，基于层序地层学分析，茅一段 6小层底部的高自然伽马段在全盆地稳定分布（见图6），易于追踪对比，可作为四川盆地茅口组的区域标志层，推测可能为茅口组最大海泛期沉积，或者为富凝灰质的火山事件沉积。以此为基础建立全盆地中二叠统等时地层格架，发现盆地范围内茅一段底部具有从东（外缓坡）向西（内缓坡）超覆充填的特征，茅一段底部 1小层在外缓坡区（JS1井）发育完整，在中缓坡区（YY1井）部分缺失，在内缓坡区（JH1井）完全缺失（见图 6）。川东外缓坡区普遍发育的海侵初期的 1小层即为上述DS1、JS1、YH1等井茅一段的主力产气层段之一。

图6 四川盆地茅一段等时地层格架剖面对比（剖面位置见图1）

3.3 黏土矿物类型差异

茅一段灰岩-泥灰岩韵律泥灰岩储集层中富含黏土矿物，主要为成岩黏土矿物海泡石、滑石以及二者的中间产物阿里石[6,32-33]，几乎不含陆源黏土矿物，不同区域所含黏土矿物种类差异显著（见图7）。川西北广元上寺剖面茅一段灰岩-泥灰岩韵律地层中黏土矿物以海泡石为主（见图 7a），部分样品可见 X射线衍射（XRD）强度较弱的滑石峰（见图8）；川西南和川东地区茅一段灰岩-泥灰岩韵律地层中黏土矿物以海泡石向滑石转化的中间产物阿里石为主（见图7b），其次为较纯的黑色滑石（见图7c），且川东地区茅一段黑色滑石的发育丰度明显高于川西南地区。

图7 四川盆地不同区域茅一段灰岩-泥灰岩韵律层中主要黏土矿物类型扫描电镜特征

川西南JH1井茅一段大多数样品的阿里石处于海泡石向滑石转化的初始阶段，其XRD衍射图谱表现为海泡石峰衍射强度明显高于滑石峰衍射强度（见图8），能谱（EDS）测试结果显示镁硅摩尔比接近海泡石标准化学计量的镁硅摩尔比2︰3[34]。川东地区茅一段大多数样品的阿里石处于海泡石向滑石转化的中后期，其XRD衍射图谱表现为滑石峰衍射强度显著高于海泡石峰衍射强度[34]，电子探针测试结果显示镁硅摩尔比接近滑石标准化学计量的镁硅摩尔比3︰4。

图8 广元上寺剖面茅一段灰岩-泥灰岩韵律泥灰岩层X射线全岩衍射图谱（q为入射光与原子面夹角；图中数字代表晶面间距，10-10 m）

对于华南中二叠世海相沉积序列中层状镁硅酸盐黏土矿物（海泡石、阿里石、滑石）的成因，已有研究表明受控于成岩作用[32,34-35]。海泡石形成于早期成岩作用[6,35]，阿里石和滑石来自于海泡石深埋过程中的成岩转化[17,32,36]。有学者根据镜质体反射率（Ro）与海泡石、阿里石、滑石的空间分布差异相结合，提出当Ro值小于1%时，灰岩-泥灰岩韵律地层中黏土矿物主要为海泡石；当Ro值大于1%时，灰岩-泥灰岩韵律地层中黏土矿物主要为阿里石和滑石；Ro值越大，海泡石往滑石转化的程度越高[32]。川西北地区上寺剖面茅一段灰岩-泥灰岩韵律地层的Ro值为0.64%，黏土矿物主要为海泡石；川西南地区Ro值为1.8%～2.0%[37]，川东地区Ro值大于 2.0%[33]，黏土矿物均主要为阿里石，但川东地区滑石丰度明显高于川西南地区。因此，本文认为四川盆地不同区域茅一段灰岩-泥灰岩韵律地层所含黏土矿物种类的差异受不同程度成岩作用的控制。

4 储集层成因及油气勘探启示

4.1 储集层成因

二叠纪扬子克拉通地台接受乌拉尔统空谷阶栖霞组沉积时，石炭纪—二叠纪大冰期已进入冰室-温室效应转换期[38]。在二叠纪冈瓦纳大陆冰盖逐渐消融解体的过程中，低纬度地区（如华南扬子地台）形成了一系列高频海平面升降变化[39]。受海平面升降变化的影响，浅水区灰岩-泥灰岩韵律频地层繁暴露地表并遭受早成岩期大气淡水岩溶作用。如川东老黄钎剖面灰岩层光面样品的花斑状岩溶系统（见图9a、图9b）就是早成岩期暴露岩溶作用的典型识别标志[40-42]。新近钻井取心资料亦显示，在川西南地区HB1井的栖霞组、茅口组灰岩-泥灰岩韵律发育段存在明显的暴露岩溶现象（见图9c、图 9d），如茅口组垂直溶沟（见图9c）和栖霞组岩溶系统切割基岩形成的近原地角砾（见图9d）。川西南地区ZT1井成像测井资料显示，在茅一段灰岩-泥灰岩韵律内发育多个早成岩期暴露岩溶作用面，岩溶影响深度均在10 m以内（见图10）。在钻井过程中，浅水区（如川西南地区）中二叠统灰岩-泥灰岩韵律发育段常出现井漏和放空现象，侧面佐证早成岩期暴露岩溶作用的发育。

图9 四川盆地茅一段和栖一段早成岩期暴露岩溶作用识别标志

图10 ZT1井茅一段成像测井图

由于差异成岩作用，原始碳酸盐沉积物在海水埋藏成岩作用阶段形成了层状组构差异，泥灰岩层由于文石和高镁方解石矿物的溶解而疏松多孔（见图11a），灰岩层由于 CaCO3沉淀而胶结致密（见图 11b），使得泥灰岩层的孔渗性能优于灰岩层，为后期成岩流体的叠合改造奠定了物质基础。受早成岩期暴露岩溶作用的影响，大气淡水对孔渗性较优的泥灰岩层改造程度更高（见图 11c、图 11d），岩溶作用发育强烈，不溶泥质含量相对富集，发育各类次生溶蚀孔隙（如基质溶孔、粒内溶孔），进一步促成了灰岩-泥灰岩韵律储集层物性的分异。泥灰岩层中高效的岩溶系统输导体系有利于后期油气的充注，使得沥青含量相对富集，并产生相应的埋藏期有机酸溶蚀孔隙。在深埋过程中，受差异压实作用影响，泥灰岩层中生物碎屑定向性、有机质流动状构造进一步加强，灰岩层因差异压实作用的逐渐增强而依次呈现出顺层连续串珠状、顺层断续串珠状（见图11e）和杂乱状（见图11f），并于灰岩层和泥灰岩层中产生压溶缝而形成该类灰岩-泥灰岩韵律储集层。

图11 浅水暴露区灰岩-泥灰岩韵律储集层成因标志特征

因此，沉积后的岩溶作用（包括早期差异成岩作用泥灰岩层的溶蚀以及随后的早成岩期暴露岩溶作用）是该类储集层形成的关键。灰岩-泥灰岩韵律储集层的质量与总有机碳含量相关性不强，这与四川盆地五峰组—龙马溪组页岩储集层质量与总有机碳含量相关不同[33]，也可以说明灰岩-泥灰岩韵律储集层质量受后期成岩作用的影响十分显著。

4.2 油气勘探启示

储集层成因分析结果表明，川西南茅一段浅水内缓坡较川东深水外缓坡更容易形成优质储集层，与四川盆地茅一段直井测试产量平面分布规律相吻合（见表 1）。当刚性矿物方解石被塑性黏土矿物大比例交代后，原本存在的黏土矿物孔缝将会因为失去方解石颗粒的支撑而被压实，导致物性变差，如质纯的海泡石层、滑石团块和条带。

表1 四川盆地茅一段灰岩-泥灰岩韵律段直井测试产量表

二叠纪极高的大气氧含量[43]使得海水中溶解的氧含量显著升高，导致中二叠世初级生产力较高的条件下，高有机质沉降率成为茅一段总有机碳富集的关键因素[17,44]，因而川西南内缓坡的浅水低洼区更容易形成茅一段甜点区。川东外缓坡地区茅一段 1小层发育完整，而川西南内缓坡地区普遍缺失该小层，且川东外缓坡地区较川西南内缓坡具有更大的沉积可容空间，使得高碳酸盐产率的情况下，在相同时间内外缓坡沉积厚度更大，从而导致川东地区茅一段厚度明显厚于川西南地区。

综上所述，四川盆地茅一段致密碳酸盐岩烃源岩气藏在川西南内缓坡地区更容易形成甜点高产区，在川东外缓坡地区则更容易形成体量较大连片分布的低产区。

5 结论

四川盆地及周缘茅一段灰岩-泥灰岩韵律储集层主要发育在泥灰岩层中，黏土矿物以成岩黏土矿物海泡石、滑石及二者的中间产物阿里石为主，几乎不含陆源黏土矿物，为一套低孔低渗裂缝-孔隙型致密碳酸盐岩储集层。储集空间类型多样，以次生溶蚀孔隙和黏土矿物孔缝为主，其中黏土矿物孔缝本质上为成岩作用早期成岩黏土矿物对原始溶蚀孔隙分布形式的再调整。

不同区域茅一段灰岩-泥灰岩韵律层天然气产层纵向分布差异性与茅一段沉积期不同区域地貌差异及其控制的地层沉积充填过程密切相关，而韵律层所含黏土矿物种类的差异则主要受不同区域埋藏期不同程度成岩作用的控制。

早期海水埋藏阶段，差异成岩作用形成灰岩-泥灰岩韵律地层的层状组构差异，为后期成岩流体的叠合改造奠定物质基础；早成岩期暴露岩溶作用期间，大气淡水选择性作用于孔渗性较优的泥灰岩层，进一步促成了灰岩-泥灰岩韵律储集层物性的分异。

川西南内缓坡地区更容易形成甜点高产区。川东外缓坡地区更容易形成体量较大连片分布的低产区。