四川盆地东北部茅口组岩溶储层控制因素

2022-10-13陈延贵高兆龙山述娇李天军胡罗嘉谢静平

天然气勘探与开发 2022年3期

曹华陈延贵陈聪高兆龙山述娇李天军胡罗嘉谢静平

中国石油西南油气田公司勘探开发研究院

0 引言

岩溶储层是四川盆地海相碳酸盐岩储层中一种重要类型。中二叠统茅口组作为四川盆地勘探层系之一，其岩性主要为石灰岩，由于物性差，孔隙度普遍低于2%，渗透率小于 0.08 mD[1]，难以作为有效储层，因此沉积后的岩溶改造对于储层的形成具有重要作用。由于岩溶储层的形成受沉积、成岩、构造、古地貌与古水文条件等诸多因素的控制，其分布表现为较强的非均质性，导致古岩溶储层分布预测极其困难[2]。针对四川盆地茅口组岩溶储层，前人做过大量的研究：肖笛等认为茅口组岩溶受沉沉积相及古地貌控制作用明显，高能颗粒滩岩溶作用明显，岩溶台地与岩溶斜坡是岩溶作用发育的有利部位[2]；江青春对四川盆地茅口组岩溶古地貌进行了刻画，认为岩溶高地与岩溶斜坡是岩溶储层发育较好[3]；汪泽成提出侵蚀微古地貌及后期走滑断裂改造控制了该区大型缝洞体的分布，颗粒滩—风化壳岩溶—走滑断裂“三位一体”控制了天然气富集高产的有利区带[4]。由于四川盆地东北部茅口组岩溶储层分布非均质性强，已发现气藏储量规模小，具有“一井一藏”的特点，长期以来，由于对其储层发育控制因素认识不清，从而制约了该区茅口组的勘探。本文通过对研究区构造背景、火山活动、古地貌及古气候进行综合研究，结合单井岩溶储层发育情况，分析了岩溶储层控制因素，认为四川盆地东北部茅口组岩溶储层发育情况具有特殊性，有别于盆地其他区域。

1 研究区地质背景

研究区位于四川盆地东北部高陡构造带（图1），以发育隔挡式褶皱和逆冲断层为特征。二叠纪前的云南运动期间，四川盆地形成了由不同地层组成的准平原化古地貌，在此基础上广泛海侵沉积了中二叠统开阔台地相碳酸盐岩沉积，分别超覆于石炭系、泥盆系、志留系或更老地层之上[5]。中二叠统自下而上包含梁山组、栖霞组和茅口组。茅口组可划分为4个岩性段（图1）：茅一段为黑灰色泥质生屑灰岩与含泥质的泥晶绿藻屑灰岩，沉积水体较深，有机质较发育，具眼球眼皮构造；茅二段为灰褐色泥晶生屑灰岩、虫藻灰岩夹亮晶生屑、红藻灰岩；茅三段为浅灰、灰白色亮晶灰岩、亮晶红藻灰岩与泥晶生屑灰岩互层；茅四段受剥蚀作用影响大多保存不全，研究区仅东南部边缘残余部分茅四段，主要为深灰—黑灰色含生屑泥晶灰岩、泥晶绿藻灰岩和泥晶虫屑灰岩。

茅口组之上为上二叠统龙潭组沉积，与茅口组呈不整合接触，主要为开阔台地、海湾泻湖和盆地相沉积，滨海沼泽相含煤沉积不甚发育[6]，龙潭组下部和上部多为黑色泥岩、碳质泥岩，夹薄层泥质粉砂岩、薄煤层和泥质灰岩；中部多为灰色、深灰色薄—中层状生屑泥晶灰岩夹泥质灰岩、中—厚层块状泥晶生屑砂屑灰岩，部分地区则以海相泥岩为主，夹有少量碳酸盐岩；底部发育风化壳铝土质泥岩沉积。研究区龙潭组下部发育火山岩建造，岩性为玄武岩及凝灰岩。

2 孤峰组的发现及其对岩溶作用的影响

孤峰组是广泛分布于华南地块的岩石地层单元，为茅口组同期异相的产物，其岩性主要为深灰、灰黑色薄层硅质岩、硅质页岩、泥岩组成的韵律层；具水平层理，有星散状黄铁矿颗粒，锰、磷、有机碳含量高；所含化石主要为硅质放射虫、海绵骨针，另有菊石、牙形刺、小型薄壳腕足类等[7]。

2.1 孤峰组的识别标志

长期以来，四川盆地东北部茅口组由于较盆地其他区域厚度薄，基于钻井地层对比，被认为是受剥蚀作用影响，自南向北依次缺失茅二b至茅二c亚段以上地层。通过野外地质观测及岩石薄片鉴定，自然伽马能谱测井资料分析，在原认为的上覆龙潭组底部识别出一套孤峰组深水相沉积，厚度介于5～20 m。孤峰组岩性自北向南依次为硅质岩、页岩及灰质页岩，颜色由黑色过渡为灰黑色。在研究区北部重庆开州双河口野外剖面上（剖面位置见图1），孤峰组为一套黑色薄层状硅质岩，单层厚度3～8 cm不等，质地坚硬；镜下见大量放射虫（图2），反映沉积水体较深、能量弱。其下伏为茅口组中层状灰—深灰色灰岩沉积，上覆龙潭组底部发育一套灰白色铝土质泥岩，岩性对比特征清楚。

图1 四川盆地构造分区及研究区地层柱状图

在研究区中部钻井岩屑及岩心资料中，孤峰组为黑色页岩及灰黑色灰质页岩，与下伏茅口组灰色、浅灰色灰岩差异明显，而上覆龙潭组岩屑下部为灰色、浅灰色泥岩，底部发育风化壳灰白色铝土质泥岩。孤峰组钻井岩心、岩屑薄片中可见薄壳腕足、硅质海绵骨针及放射虫等生物（图2），与研究区北部野外露头孤峰组具有可对比性，指示一个深水的沉积环境。

图2 研究区孤峰组照片

自然伽马能谱测井在地层划分及沉积环境研究方面具有重要作用。铀的富集机理主要是有机物质在成岩过程中对铀的还原作用和吸附作用[8]，沉积岩中铀迁移富集是U4+与[UO2]2+之间的相互转化引起的，即：氧化环境下，U4+氧化成[UO2]2+而溶解于地层水，发生迁移；还原环境下，[UO2]2+还原成U4+而沉淀富集。因为有机质是沉积岩中最普遍的还原剂和吸附剂,它是调节沉积岩中U4+与[UO2]2+之间转化的主要因素，即也就是制约沉积岩中铀迁移-富集的主要因素[9]。

孤峰组页岩及硅质页岩富含有机质，双河口剖面孤峰组有机碳含量2.74%～23.68%，平均10.87%，具有很强的还原和吸附作用，使得高价铀还原为低价铀而沉淀，因此孤峰组具有富铀的特征。上覆龙潭组泥页岩及含粉砂质泥岩，为海陆过渡相沉积，富含风化稳定性强的钍元素，难溶于水，钍元素含量较高。因此在自然伽马能谱测井上，孤峰组具有高U、低Th测井响应特征。上覆龙潭组泥页岩及粉砂质泥岩，具有低U、高Th测井响应特征（图 3）。

图3 LH2井孤峰组测井响应特征图

2.2 茅口晚期沉积演化

通过研究区连井地层对比分析认为，孤峰组为茅口组晚期同期异相沉积，其沉积具有明显的穿时性，发育时间北早南晚（图4，剖面位置见图1）。茅二c晚期，盆地东北部首先遭受海侵，开始发育深水相孤峰组沉积，随后海侵范围进一步扩大，孤峰组沉积范围也随之增大，至茅二a初期，海侵的范围达到最大，自北向南水体由深到浅，依次沉积了一套硅质岩、页岩至灰质页岩地层，南部则为正常浅海，继续发育碳酸盐岩沉积，随后，相对海平面下降，深水相孤峰组的沉积范围逐渐向北萎缩，取而代之的是茅口组石灰岩沉积。

图4 研究区茅口期地层对比剖面图

2.3 孤峰组对岩溶作用的影响

茅口末期，受东吴运动的影响，四川盆地整体抬升，使得先期沉积地层遭受不同程度的溶蚀，自南向北溶蚀程度逐渐增加，研究区东南部残余部分茅四段，南部残余茅三段，向北溶蚀程度增加，被溶蚀至孤峰组。由于孤峰组泥质岩和硅质岩具有难溶的特点，在东吴运动期间得以保存，使得表生岩溶阶段孤峰组发育区茅口组被孤峰组覆盖而未出露地表（图5）。孤峰组岩性致密，渗透性差，对大气水下渗到茅口组产生岩溶起到了封隔作用，因此研究区岩溶作用具有其特殊性。

图5 研究区龙潭组沉积前古地质图

3 岩溶储层控制因素

碳酸盐岩古岩溶与油气关系密切，其岩溶缝洞系统是油气富集的重要场所。研究区茅口组储层主要是受岩溶作用控制的缝洞体，岩心中可见残余岩溶缝洞，部分溶洞被渗流粉砂、岩溶角砾及上覆龙潭组碳质泥岩充填，是风化壳暴露岩溶的最直接证据。此外，钻井过程中如钻遇缝洞，则会出现井漏、放空等现象，是识别表生岩溶作用的重要标志。研究区茅口组钻井过程中放空、井漏等现象比较常见，具有典型岩溶型储层特征。茅口组约有32口井显示井漏，有3口井出现钻具放空现象。从井漏、放空显示的层位上看来，绝大多数位于茅口组顶部100 m深度内。

碳酸盐岩的内在因素（结构成因类型、物理力学性质等）以及各地质历史时期所处的地质环境构成古岩溶的形成条件与影响控制因素[10]。在对研究区构造背景、火山活动、古地貌、古气候综合分析的基础上，结合岩心观察及地震资料解释，认为茅口组岩溶缝洞系统发育受到东吴运动、火山活动、古地貌单元、古气候等因素的共同控制。

3.1 东吴运动

二叠纪东吴运动是华南非常重要的构造事件之一。在扬子板块，东吴运动主要发生在中、晚二叠世之间，茅口末期峨眉山地幔柱上升引起的地壳抬升、峨眉山玄武岩的喷发和东吴运动这三者之间存在成因联系，东吴运动由地幔柱活动引起，表现为地壳的大规模抬升和大火成岩省的形成[11-12]。

碳酸盐岩中溶蚀孔洞的发育往往与区域不整合有关，是直接或间接地暴露在大气水渗流或潜流状态下大气水作用的结果。要形成长时间的岩溶作用，局部的构造隆升则是必不可少的条件[13]。研究区中二叠统沉积后，受东吴运动影响，茅口组被抬升到地表，经历了漫长的沉积间断，期间遭受了长期的风化剥蚀和大气水淋滤溶蚀作用，一方面在茅口组内部形成了大量的孔洞空间，另一方面在茅口组顶部形成了地表岩溶地貌。通过研究茅口组在东吴运动中所处的环境以及经历的过程，基本可以确定东吴运动是茅口组古岩溶形成的必要因素。

3.2 火山活动中形成的断裂系统

四川盆地晚二叠世早期火山活动活跃，火山岩在盆地内大面积分布。川西成都地区以及川东华蓥山地区火山岩地球化学特征表明该套火山岩属于峨眉山大火成岩省的一部分[13-15]。峨眉山玄武岩广泛分布于我国云贵川三省，其面积约50×104km2，是我国唯一被国际学术界认可的大火成岩省。其岩性以基性玄武岩为主，主喷发期是阳新世（中二叠世）茅口晚期至乐平世（晚二叠世）宣威早期[16]，喷发时限大致为距今259～257 Ma。关于其成因机制，诸多学者分别从地球化学、地球动力学背景、古地磁、沉积响应等方面开展了研究，目前比较公认的观点是地幔热柱成因[16-19]。

钻井资料揭示四川盆地东北部在晚二叠世存在火山活动，多口井的岩屑中见到玄武岩及凝灰岩。研究区火山岩分布面积较广（图6），其中玄武岩分布面积约2 700 km2,火山活动中心玄武岩最厚可达52 m。岩浆上涌过程中，地壳处于拉张状态，容易形成一些张裂缝和断层，构成拉张断裂系统，在研究区火山岩发育区檀木场三维和龙会场三维等地震剖面上，均见到了这些拉张性断层（图7）。这些断裂系统可以为大气水穿过孤峰组遮挡层下渗到茅口组起到良好的通道作用，富含二氧化碳的大气水沿着这些断裂通道对茅口组灰岩进行垂向和侧向溶蚀，形成大量的溶蚀缝洞。研究区WT1井录井见方解石岩屑集中发育层段（图8），说明溶蚀缝洞发育，为方解石生长提供了良好空间，测试获得82.18×104m3/d高产气流，地震上可见该井附近发育拉张性正断层（图7），该井附近邻井在地震上显示无断裂发育，测井未见储层响应，表明岩溶作用与拉张性断层关系密切。由于孤峰组硅质—泥质岩对茅口组岩溶的遮挡作用，因此研究区火山活动形成的拉张断裂系统是茅口组缝洞系统形成的主控因素。

图6 川东北龙潭组玄武岩分布图

图7 研究区张性断裂特征图

图8 WT1井茅口组岩溶缝洞中充填的方解石晶体照片

3.3 古地貌

古岩溶地貌是岩溶作用与各类地质作用综合作用的结果，通常情况下，古地貌在控制碳酸盐岩次生储集空间的形成和展布方面起着决定性作用[20]。研究区由于孤峰组难溶性岩层的存在，使得孤峰组覆盖区古地貌非常平缓，古地貌对岩溶储层影响微弱，古地貌的影响主要在研究区南部孤峰组覆盖区以外。

3.4 古气候

古气候对古岩溶的发育起着非常重要的作用。现代岩溶地貌多发育在热带-亚热带降雨量大、植被发育的地区，例如我国著名的广西桂林山水岩溶景观，即位于亚热带地区。按照“将今论古”的原则，这样的气候条件也应有利于古岩溶的发育。

古地磁资料研究表明二叠纪四川盆地处于赤道附近[21]，晚二叠世早期扬子板块龙潭组泥炭沼泽相的出现说明当时的气候属于炎热潮湿型，降雨充沛，为岩溶储层发育提供了充足的外部营力。东吴运动时期，研究区茅口组较长时间暴露于雨量充足的地表水酸性环境中，富含CO2的地表水进入碳酸盐岩地层中，易于形成一定规模的表生岩溶。