興凱地裂運動對四川盆地燈影組優(yōu)質儲層的控制作用

宋金民, 劉樹根, 孫 瑋, 武文慧, 王國芝, 彭瀚霖, 田艷紅, 鐘 勇

(1.油氣藏地質及開發(fā)工程國家重點實驗室(成都理工大學)，成都 610059；2.中國石油川慶鉆探有限公司 地球物理勘探公司，成都 610213)

興凱地裂運動對四川盆地燈影組優(yōu)質儲層的控制作用

宋金民1, 劉樹根1, 孫 瑋1, 武文慧1, 王國芝1, 彭瀚霖1, 田艷紅1, 鐘 勇2

(1.油氣藏地質及開發(fā)工程國家重點實驗室(成都理工大學)，成都 610059；2.中國石油川慶鉆探有限公司 地球物理勘探公司，成都 610213)

早寒武世興凱地裂運動形成綿陽-樂至-隆昌-長寧拉張槽。通過拉張槽東西兩側震旦系燈影組儲層的對比研究，發(fā)現(xiàn)拉張槽對燈影組風化殼喀斯特、埋藏溶蝕、熱液作用和儲層物性具有重要的控制作用?？拷瓘埐?，風化殼喀斯特作用強，燈影組儲層溶蝕洞穴發(fā)育，儲層瀝青含量高，有機質酸埋藏溶蝕作用和熱液作用強，基質孔隙度和滲透率大，儲層物性好。拉張槽東側由于斷裂裂縫系統(tǒng)更發(fā)育，燈影組的埋藏溶蝕作用、晚期硅質熱液活動和熱液溶蝕作用強度要大于拉張槽西側。

興凱地裂運動; 拉張槽; 燈影組; 儲層差異性; 四川盆地

“興凱地裂運動”理論是由羅志立創(chuàng)建，主要指新元古代早中期揚子造山旋回形成的揚子準地臺在新元古代晚期發(fā)生解體的裂陷構造運動事件[1,2]。興凱地裂運動對四川盆地的構造和沉積格局產(chǎn)生了重大的影響[3,4]，拉張作用形成裂陷槽，控制著沉積格局。四川盆地早古生代的拉張正斷層和裂陷槽陸續(xù)發(fā)現(xiàn)于川西漢王場、川西前陸盆地南段、資陽和安平店地區(qū)[2,5,6]。近期，有學者依據(jù)大量二維、三維精細地震資料標定、解釋和連井分析，在四川盆地西部地區(qū)首次發(fā)現(xiàn)了興凱地裂運動形成的早寒武世綿陽-樂至-隆昌-長寧拉張槽[7]，并劃分了拉張槽的5個演化階段[8]。這進一步補充和豐富了興凱地裂運動在上揚子區(qū)的證據(jù)，對震旦系燈影組和下古生界的油氣勘探意義重大。但拉張槽對于四川盆地上震旦統(tǒng)燈影組儲層的形成和分布的影響作用尚不清楚，本文主要針對拉張槽東西兩側的金石1、威113、資1和高石1井的燈影組開展研究，旨在揭示拉張槽對于燈影組優(yōu)質儲層的控制作用，以期對拉張槽內、外燈影組和下古生界油氣勘探有所裨益。

1 早寒武世拉張槽及研究區(qū)位置

興凱地裂運動造成了上揚子地臺的裂解，始于中晚元古代，止于中寒武世。綿陽-樂至-隆昌-長寧拉張槽形成于早寒武世，拉張槽整體的展布格局為分別向南北開口，最窄處位于資中地區(qū)，寬約50 km；南部和北部最寬處均可超過100 km(圖1)。拉張槽兩側均為正斷層，呈現(xiàn)出東陡西緩、中段呈箕狀的構造形態(tài)[7]。本文研究的金石1、威113、資1井位于拉張槽西側，高石1井則位于拉張槽東側，分別代表了金石構造、威遠構造、資陽構造和高石梯-磨溪構造。

圖1 四川盆地早寒武世拉張槽及研究井位圖

2 地質背景

上震旦統(tǒng)燈影組是四川盆地的一個重要產(chǎn)氣層，具有較長油氣勘探歷史。自20世紀60 年代初至今相繼發(fā)現(xiàn)威遠、資陽氣藏和高石梯—龍女寺含氣構造區(qū)，獲地質儲量84×109m3，資源發(fā)現(xiàn)率11.86%[9-12]。

四川盆地震旦紀燈影期主要為臺地碳酸鹽潮坪相沉積，厚度650～1 000 m。藍細菌繁盛，缺乏有殼類動物化石，盆地內部以水體較淺、相對閉塞的局限臺地相沉積為主，在局限臺地內部發(fā)育有潟湖、潮坪和臺內灘亞相，沉積水體能量從潮間帶下部較高能環(huán)境向潟湖低能環(huán)境變化[9,11,13-15]。根據(jù)藍細菌的豐度、巖性和結構特征，前人將燈影組由下至上劃分為下貧藻層燈一段、中富藻層燈二段、上貧藻層燈三段和上富藻層燈四段，燈四段底部為“藍灰色”白云質泥巖[9,13,16]。燈影組的儲層段主要發(fā)育在燈二段、燈三段和燈四段[12-14,17]。

通過對拉張槽兩側4口井燈影組巖心觀察和薄片鑒定，發(fā)現(xiàn)其燈影組巖石學特征具有相似性，巖石結構主要為具藍細菌結構的白云巖，主要包括凝塊石白云巖、紋層白云巖、黏結團塊白云巖、核形石白云巖和晶粒白云巖等。燈四段巖性主要為殘余礫屑(角礫)白云巖、疊層白云巖、紋層白云巖和硅化白云巖；燈二段巖性則為黏結集合顆粒白云巖、黏結團塊白云巖、凝塊石和核形石白云巖。這說明拉張槽對燈影組沉積環(huán)境影響較小，拉張槽形成于燈影組沉積成巖之后。本文重點探討拉張槽對燈二段、燈四段儲層的后期改造作用的差異性(圖2)。

3 拉張槽對燈影組優(yōu)質儲層的控制作用

3.1 風化殼喀斯特作用的差異

四川盆地下組合優(yōu)質儲層的形成與古喀斯特作用密切相關。四川盆地震旦紀末的桐灣運動，對燈影組古喀斯特儲層的發(fā)育起了重要作用。前人探討了桐灣運動期古喀斯特作用對資陽和威遠地區(qū)儲層的改造作用[17-21]。研究發(fā)現(xiàn)，早寒武世興凱地裂運動與古喀斯特作用密切相關[8]，并且拉張槽處下寒武統(tǒng)的厚度與下伏燈影組的殘厚具有明顯的負相關關系[6,20]。這說明興凱地裂運動開裂帶發(fā)生在下伏燈影組殘余厚度較小、風化殼喀斯特作用較強的地帶。在喀斯特古地貌的高部位，抬升剝蝕并發(fā)生拉張運動，形成拉張槽。

金石1井位于拉張槽西側，距拉張槽約50.81 km。桐灣運動造成燈影組與上覆地層呈不整合或假整合接觸關系，剝蝕量中等，燈四段部分剝蝕，殘余厚度160 m。燈四段頂部喀斯特段未取心。但在鉆井過程中，燈影組白云巖頂部3 853.45～3 859.10 m井段2次井漏，累計漏失泥漿量分別為56.79 m3和23.48 m3，這從側面說明在燈影組頂部存在著較大的喀斯特洞穴。

威113井位于拉張槽西側，直線距離約15.10 km。桐灣期風化殼喀斯特作用剝蝕量較金石1井要大，燈四段殘余厚度30～40 m。威113井燈四段頂發(fā)育約1 m厚的喀斯特角礫巖(圖3-A, B)，形成一個古潛丘，屬原洼地殘丘型。前人通過研究認為，燈四段儲層發(fā)育受控于風化殼喀斯特，孔洞層主要分布在中等喀斯特發(fā)育區(qū)?？λ固刈饔脧妱兾g區(qū)，潛水面淺，垂直滲流帶窄，孔洞在后期易被破壞或充填。而在喀斯特作用中等或弱剝蝕區(qū)，孔洞在后期具有較好的保存條件[21]。受喀斯特作用改造，喀斯特洞穴平均僅1.3個/ m，洞穴層厚度系數(shù)(洞穴層厚度/總厚度)為0.014，威遠地區(qū)裂縫發(fā)育，有效縫密度24.75條/m，形成統(tǒng)一的裂縫-孔洞系統(tǒng)[10]。

圖2 拉張槽兩側4口井燈影組地層對比

資1井位于拉張槽西側，拉張槽內部。桐灣期風化殼喀斯特作用較強，資陽地區(qū)燈三段和燈四段因桐灣運動第二期的風化剝蝕，造成燈影組頂部桐灣運動2期風化作用的疊加。資陽地區(qū)的桐灣運動第二期風化殼喀斯特(表生喀斯特)作用的特征主要為：①發(fā)育有大量溶孔、溶洞、溶縫和溶塌角礫巖，發(fā)育深度為10～100 m；②溶蝕作用具非組構選擇性；③喀斯特特征出現(xiàn)一定的分帶性，主要的儲層段發(fā)育在潛流帶上部；④地表喀斯特帶形成溶丘高地、溶丘緩坡和喀斯特洼地；⑤風化殼之下巖石的碳、氧同位素明顯偏負[18,20]。通過對資1井的巖心觀察研究發(fā)現(xiàn)，資1井僅殘留燈二段和燈一段，喀斯特角礫巖(圖3-C, D)和喀斯特孔洞層發(fā)育，且發(fā)育2個潛流帶-滲流帶的風化殼喀斯特旋回?？λ固乜锥词侵饕膬臻g，平均密度達25個/m，喀斯特洞穴層儲地比 (洞穴層累計厚度/總厚度) 為0.21，而威遠氣田為0.014[10]。

高石1井位于拉張槽東側，直線距離約2～3 km。高石梯-龍女寺古隆起為震旦紀末期2個古隆起之一[17,22]，桐灣期風化殼喀斯特作用較強，燈四段殘余厚度74 m。巖心觀察可見大量溶蝕溝、溶洞，喀斯特角礫發(fā)育(圖3-E, F)?？λ固亟堑[白云巖大多發(fā)育在不整合面以下10～20 m，原巖被溶蝕破壞垮塌，呈棱角狀，部分角礫段還可見包卷層理。鏡下主要見溶蝕作用具組構選擇性，硅質交代和充填物發(fā)育。主要巖石類型有交代殘余的粒屑白云巖、微晶-細晶白云巖、中粗晶白云巖、藻紋層白云巖等。儲集空間主要為溶孔、超大孔洞、晶間孔、殘余溶蝕洞穴、粒間孔、粒間溶孔、喀斯特角礫間溶孔(圖3-F)等，局部見網(wǎng)狀溶蝕縫。溶蝕孔洞密度達11.4個/m，裂縫密度1.4條/m。溶蝕孔洞、洞穴充填-半充填，充填物多為白云石-石英-瀝青。

橫向對比拉張槽兩側4口井桐灣運動第二期的風化殼喀斯特作用，發(fā)現(xiàn)燈影期拉張槽發(fā)育前的熱隆升作用控制了四川盆地燈影組末期的古喀斯特地貌，致使不同地區(qū)表生喀斯特作用強度不同。拉張槽的發(fā)育位置基本指示了桐灣運動造成的古喀斯特優(yōu)質儲層的集中發(fā)育帶?？拷瓘埐鄣母呤?井、資1井風化殼喀斯特作用最強，剝蝕量大，儲層溶蝕洞穴較發(fā)育；威113井相對遠離拉張槽，剝蝕量和儲層溶蝕洞穴發(fā)育中等；而最遠離拉張槽的金石1井風化殼喀斯特作用最弱。

圖3 拉張槽兩側燈影組風化殼喀斯特作用

3.2 埋藏溶蝕作用的差異

埋藏溶蝕作用是在埋藏條件下，封閉到半封閉系統(tǒng)中，與有機質的成熟過程、與硫酸鹽還原菌(BSR)、硫酸鹽熱化學還原反應(TSR)有關的酸性流體對碳酸鹽巖的溶蝕作用。前人研究表明，四川盆地燈影組內的埋藏溶蝕作用主要有2期，第一期發(fā)生于埋深2～3 km、地溫為80～120℃時，此時下寒武統(tǒng)黑色炭質泥巖進入生油高峰期，釋放出大量有機酸、CO2，形成腐蝕性地下流體，沿著斷層-裂縫、不整合面運移流動，進行溶蝕。濃度降低時，溶蝕孔洞中沉淀葉片狀和粒狀細-粗粒亮晶白云石。第二期發(fā)生于埋深為5～6 km、地溫>165℃時，此時液態(tài)烴發(fā)生裂解作用，形成有機酸、CO2、H2S、CH4等腐蝕性流體，對先期溶蝕孔洞中充填的白云石進行溶蝕，達到過飽和時，沉淀出晶粒更大、自形程度更高的粗晶白云石[22-24]。

研究表明，油氣的充注可以使儲層先期孔隙得以保存，并對儲集空間進行一定的改善作用。雖然晚期成巖礦物和油氣裂解生成的瀝青堵塞部分孔隙，但殘留孔隙仍為重要的儲集空間[17]。儲層瀝青具有重要的指示意義，前人通過對威遠-資陽地區(qū)的儲層瀝青的研究發(fā)現(xiàn)，瀝青含量與儲層的儲集性能呈正相關關系[24]。因此，本文通過對儲層瀝青產(chǎn)狀和含量的變化來反映拉張槽兩側埋藏溶蝕作用的差異性(圖4)。

前已述及，拉張槽處下寒武統(tǒng)的厚度與下伏燈影組的殘厚具有明顯的負相關關系，故拉張槽對優(yōu)質烴源巖發(fā)育具有明顯的控制作用[8]。中上揚子地區(qū)下寒武統(tǒng)烴源巖主要集中在筇竹寺組下段，其有效烴源巖的分布范圍與拉張槽的展布是一致的。拉張槽西側，金石1井燈二段和燈四段巖心觀察時基本未見瀝青充填(圖5-A)，鏡下鑒定時僅燈四段有一塊薄片中見瀝青充填晶間孔中，呈纖柱狀白云石-瀝青-石英充填序列(圖5-B)，瀝青的質量分數(shù)<1%。威遠地區(qū)的威113井，燈二段和燈四段儲層瀝青均發(fā)育，燈二段取心110.42 m，瀝青累計厚度達96.42 m，質量分數(shù)在1%～20%間，主要集中在1%～6%，向上瀝青含量有增加趨勢。瀝青主要充填于葡萄花邊狀洞、溶孔、溶縫、晶間(溶)孔中(圖5-C)，主要發(fā)育時期為孔洞縫中第一期白云石沉淀之后(圖5-D)。威113井燈四段取心23.6 m的瀝青層段厚度約為14.82 m，質量分數(shù)在1%～20%之間，大部分在2%～6%，多充填于溶孔、溶縫中?？v向上，受古風化殼的控制，向上靠近風化殼瀝青含量增加。向北東至資1井，僅殘留燈二段，儲層瀝青亦發(fā)育；取心總厚度為71.63 m，瀝青累計厚度達54.87 m，瀝青的質量分數(shù)在1%～20%間，主要集中在1%～5%。見2期瀝青充填溶蝕孔洞縫(圖5-E)，其次序為：白云石-瀝青-白云石-瀝青，第二期瀝青含量較少。瀝青有2種產(chǎn)狀(圖5-F)，一種為充填溶蝕孔洞，局部呈大面積的片狀、斑塊狀；第二種為侵染于葡萄花邊狀構造、團塊、凝塊基質內部，可能與原始的沉積結構有關。

圖4 拉張槽兩側燈影組儲層瀝青含量對比圖

拉張槽東側，高石梯構造的高石1井燈四段儲層瀝青發(fā)育，厚31.05 m的取心段中均發(fā)育，瀝青累計厚度達24 m，質量分數(shù)在1%～8%間，集中在1%～5%。整體的埋藏溶蝕孔洞發(fā)育程度要強于拉長槽西側。瀝青主要產(chǎn)狀為充填于超大溶孔、溶洞、網(wǎng)狀溶縫中，多呈半充填狀(圖5-G)；產(chǎn)出狀態(tài)有2種形式，一種瀝青為塊狀，充填于整個殘余孔洞中，另一種為球狀或半球狀?？v向上，發(fā)育3個瀝青含量由少到多的旋回，且整體上瀝青含量向上具微弱的增加趨勢。溶蝕孔洞的充填序列為白云石-石英-瀝青-石英(圖5-H)。

綜上所述，拉張槽內筇竹寺組烴源巖厚度大、品質好，所以距離拉張槽越近，瀝青含量越高。平面上，金石地區(qū)儲層瀝青不發(fā)育，向東至高石梯地區(qū)、向北至威遠-資陽地區(qū)瀝青含量、含瀝青段累計厚度增大；縱向上，越靠近古風化殼，瀝青含量越高。因此，距離拉張槽越近，有機質熱演化伴生的酸性流體對燈影組儲層的埋藏溶蝕作用越強；并且拉張槽東側有斷裂發(fā)育，能有效溝通源-儲，造成拉張槽東側埋藏溶蝕作用強于西側。

3.3 熱液作用的差異

熱液一般是指氣水熱液，為“在一定深度(幾至幾十千米)下形成的，具有一定溫度(幾十至幾百攝氏度)和一定壓力(幾十萬、幾千萬至幾億帕)的氣態(tài)和液態(tài)的溶液”[25]。關于熱液流體溫度與宿主地層的溫差，目前還有爭議，D.E.White 認為溫差超過5℃時，熱液成巖作用即發(fā)生[26]；而Machel和Lonnee則認為熱液流體通常是開放系統(tǒng)，溫差要在20～30℃[27]。

早寒武世的興凱地裂運動，深部熱液在斷裂和裂縫的溝通下幕式或脈動式上涌，形成一定的成儲、成礦和成藏效應，這與Davies和Smith的構造熱液儲層形成機制一致[28]。興凱地裂期熱液活動的證據(jù)有：①上震旦統(tǒng)-下寒武統(tǒng)麥地坪組發(fā)育紋層狀、條帶狀熱水沉積成因鉛鋅礦(SEDEX 型)和熱水硅質巖[29]；②四川盆地西南緣和北緣的川滇南北向構造帶與米倉山東西向構造帶上，燈影組白云巖內發(fā)育MVT型鉛鋅礦[30,31]；③盆地內部燈影組內發(fā)育多種熱液礦物組合，主要見有馬鞍狀白云石-石英-黃鐵礦、馬鞍狀白云石-瀝青、馬鞍狀白云石-天青石等組合[29]。

拉張槽西側，金石1井熱液礦物多充填于溶蝕孔洞中，整體質量分數(shù)在5%～6%；熱液礦物組合主要有5類，第一類為馬鞍狀白云石-石英(圖6-A)，第二類為柱狀白云石-粒狀馬鞍狀白云石，第三類為柱狀白云石-菱形白云石-石英，第四類為馬鞍狀白云石-石英-黃鐵礦(圖6-B)，第五類為纖柱狀白云石-瀝青-石英，以第二類熱液礦物組合為主。而向其北東方向的威113井，熱液作用要比金石1井強，熱液礦物亦充填于溶蝕孔洞中，整體質量分數(shù)為8%～10%；熱液礦物組合主要有纖柱狀白云石-馬鞍狀白云石、馬鞍狀白云石-瀝青、馬鞍狀白云石-黃鐵礦、馬鞍狀白云石-石英-瀝青(圖6-C)、馬鞍狀白云石-石英(圖6-D)、白云石-瀝青-石英；自下而上，熱液作用逐漸增強，燈二段主要為纖柱狀白云石-馬鞍狀白云石和馬鞍狀白云石-瀝青為主，燈四段則以馬鞍狀白云石-石英、馬鞍狀白云石-黃鐵礦、馬鞍狀白云石-石英-瀝青為主。威遠地區(qū)溶蝕孔洞中主要有3期充填物[32,33]，第一期主要分布在溶孔中的粉細晶白云石中，均一溫度為120～150℃，平均鹽度(質量分數(shù))為12.0%，據(jù)成烴演化史研究，其發(fā)生的時間為三疊紀前；第二期分布在平行孔洞壁生長的粗粒白云石或脈狀粗粒白云石中，均一溫度為160～190℃，平均鹽度為15.0%，據(jù)成烴演化史和瀝青形成時間估計，其發(fā)生的時間為侏羅紀，而侏羅紀-晚白堊世威遠地區(qū)震旦系頂面埋深曾超過6 km，古地溫超過200℃[10]，與包裹體均一溫度相當；第三期分布在粗粒白云石-石英脈中，均一溫度為200～210℃，平均鹽度為10.9%，發(fā)生于喜馬拉雅期隆升期。前兩期充填物基本為埋藏成巖流體形成的，而第三期充填物則為深部熱液成因，主要為硅質熱液作用和熱液白云石化流體。至拉張槽西緣的資陽地區(qū)，毗鄰西側斷裂帶，溶蝕孔洞內主要發(fā)育前兩期充填物，其中資5井第一期鹽水包裹體均一溫度在114～129℃，第二期的有機包裹體均一溫度為180～190℃[32]；資陽地區(qū)在喜馬拉雅期前一直是構造高點[10]，埋藏溫度較同期威遠地區(qū)低，第一期埋藏溫度為53℃，第二期埋藏溫度為120℃，故兩期充填物均為熱液成因。通過對資1井巖心和薄片觀察，熱液礦物質量分數(shù)整體在10%左右；熱液礦物組合主要有纖柱狀白云石-馬鞍狀白云石、馬鞍狀白云石-天青石(圖6-E)、馬鞍狀白云石-瀝青(圖6-F)、馬鞍狀白云石-石英、馬鞍狀白云石-石英-瀝青、石英-瀝青等。自下而上，熱液作用逐漸增強，燈二段主要為馬鞍狀白云石-瀝青；燈四段硅質熱液作用增強，則以馬鞍狀白云石-石英、馬鞍狀白云石-石英-瀝青、石英-瀝青為主。

拉張槽東側，主要為緊鄰斷裂帶的高石梯-磨溪構造。通過對高石1井的巖心和薄片觀察，發(fā)現(xiàn)熱液礦物的質量分數(shù)整體在10%左右，熱液礦物組合主要有馬鞍狀白云石-石英-瀝青、石英-瀝青、馬鞍狀白云石-石英(圖6-G,H)、馬鞍狀白云石-瀝青等。徐國盛等對安平店-高石梯構造燈影組有機包裹體和鹽水包裹體的均一溫度進行了測試，發(fā)現(xiàn)其主要集中在160～170℃，210～220℃和 250～260 ℃，呈現(xiàn)出3期流體充注的特點[34]。高石梯地區(qū)燈影組中生氣窗后孔洞充填石英流體包裹體均一溫度為190～210℃(王國芝, 2013年內部交流)，而高石梯-磨溪構造燈影組在晚三疊世-侏羅紀埋深達到4.5～6km[24]，埋藏熱液活動要比拉張槽西側強烈。對川中安平店-高石梯震旦系剖面頂界地溫分析發(fā)現(xiàn)，下寒武統(tǒng)筇竹寺頁巖沉積期的地溫梯度高達41.88℃/km[29]，這與興凱地裂運動密切相關，其位置靠近拉張槽東側斷裂帶，溝通深部熱液，達到增溫效應。

圖6 拉張槽兩側燈影組溶蝕孔洞內熱液礦物組合特征

通過橫向對比拉張槽兩側燈影組內的熱液活動發(fā)現(xiàn)，拉張槽兩側均有熱液活動的證據(jù)，且熱液礦物的流體包裹體均一溫度一般要比圍巖高10～20℃，熱液礦物主要有馬鞍狀白云石、石英、天青石和黃鐵礦等。由于拉張槽兩側均為斷層，距離拉張槽越近，熱液活動越強烈，故從金石-威遠-資陽地區(qū)，熱液活動逐漸增強，資陽地區(qū)和高石梯地區(qū)熱液活動強度相當，但拉張槽東側的高石梯地區(qū)的晚期硅質熱液活動強度和熱液溶蝕改造儲層的強度要比西側的資陽-威遠-金石地區(qū)強烈。

3.4 儲層性質差異

四川盆地燈影組儲層基質孔隙度低，屬低孔低滲型儲層。綜合前人和本文研究成果，將拉張槽兩側燈影組儲層特征總結如表1所示。

拉張槽西側，金石地區(qū)由于距離拉張槽較遠，風化殼喀斯特作用、埋藏溶蝕作用和熱液溶蝕作用均較弱，主要儲集空間為葡萄花邊狀洞、溶孔和裂縫，但多數(shù)被白云石充填或半充填，儲層物性較差，可能由于測試樣品數(shù)量太少(9個)，儲層物性數(shù)據(jù)尚不符合統(tǒng)計規(guī)律；但鏡下薄片鑒定基本未見溶孔，面孔率<1%。威遠地區(qū)距離拉張槽較近，風化殼喀斯特作用、埋藏溶蝕作用和熱液溶蝕作用均較強，儲層主要發(fā)育在距燈影組頂部70 m內的燈三段內，儲集空間主要為溶蝕孔隙、成巖變形構造縫洞和構造裂縫等，孔隙類型以裂縫-孔洞型為主，儲層物性較好。資陽地區(qū)毗鄰拉張槽，風化殼喀斯特作用、埋藏溶蝕作用和熱液溶蝕作用均強于金石-威遠地區(qū)，儲層主要分布于燈二段上部和燈三段中下部，儲集空間類型主要為粒間粒內溶孔、晶間溶孔、葡萄花邊洞、喀斯特孔洞、礫間溶洞和裂縫[38]，孔隙類型多以溶蝕孔洞和溶蝕洞穴為主，儲層物性較好。

表1 拉張槽東西兩側燈影組儲層特征對比

拉張槽東側，川中高石梯-磨溪潛伏構造毗鄰拉張槽，風化殼喀斯特作用、埋藏溶蝕作用和熱液溶蝕作用強于拉張槽西側地區(qū)，儲層段主要發(fā)育在燈四段和燈二段內。燈影組儲集物性較好，孔洞發(fā)育，分布相對較集中，連通性較好，燈四段頂部溶蝕孔洞尤為發(fā)育，儲集空間以晶間溶孔、小溶洞為主。高石1井燈影組儲層累計厚度達184.05 m，氣層厚度達67 m，燈二段產(chǎn)量在百萬立方米以上。

通過對比研究可以發(fā)現(xiàn)，興凱地裂運動形成的拉張槽對于燈影組基質孔隙度和滲透率影響顯著，通過4口井的橫向對比，基質孔隙度相對大小次序為：川中地區(qū)高石1井>資1井>威113井-金石1井。越靠近拉張槽，基質孔隙度和滲透率越大，儲層物性越好。

4 結 論

a.通過對早寒武世興凱地裂運動形成的綿陽-樂至-隆昌-長寧拉張槽東西兩側的金石1、威113、資1和高石1井燈影組儲層的對比研究，發(fā)現(xiàn)拉張槽對于燈影組優(yōu)質儲層發(fā)育具有重要的控制作用。

b.拉張槽及其兩側的發(fā)育位置基本指示了桐灣運動造成的古喀斯特優(yōu)質儲層的集中發(fā)育帶?？拷瓘埐鄣馁Y陽和高石梯地區(qū)，風化殼喀斯特作用最強，儲層溶蝕洞穴較發(fā)育；威遠地區(qū)剝蝕量和儲層溶蝕洞穴發(fā)育中等；而最遠離拉張槽的金石地區(qū)風化殼喀斯特作用最弱。

c.拉張槽控制了筇竹寺組烴源巖的發(fā)育。距離拉張槽越近，儲層瀝青含量越高。緊鄰拉張槽東西兩側的高石梯和威遠-資陽地區(qū)瀝青含量、含瀝青段累計厚度大，有機質酸埋藏溶蝕作用強；拉張槽東側有斷裂發(fā)育，造成拉張槽東側埋藏溶蝕作用強于西側。

d.拉張槽兩側均有熱液活動證據(jù)。由于拉張槽兩側均為斷層，距離拉張槽越近，熱液活動越強烈，故西側從金石地區(qū)→威遠地區(qū)→資陽地區(qū)，熱液活動逐漸增強，但拉張槽東側的晚期硅質熱液活動和熱液溶蝕作用要強于西側。

e.興凱地裂運動對于燈影組基質孔隙度和滲透率影響顯著。越靠近拉張槽，基質孔隙度和滲透率越大，儲層物性越好。

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ControlofXingkaitaphrogenesisonDengyingFormationhighqualityreservoirsinUpperSinianofSichuanBasin,China

SONG Jin-min1, LIU Shu-gen1, SUN Wei1, WU Wen-hui1, WANG Guo-zhi1, PENG Han-lin1, TIAN Yan-hong1, ZHONG Yong2

1.StateKeyLaboratoryofOilandGasReservoirGeologyandExploration,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu610059,China;2.CCDCGeophysicalProspectingCompany,Chengdu610213,China;

The Mianyang-Lezhi-Longchang-Changning intracratonic sag was formed by the Xingkai taphrogenesis during Early Cambrian. Based on the contrastive researches on the Sinian reservoirs across the intracratonic sag from southwest to northeast, it is concluded that the intracratonic sag has a significant influence on the weathering crust karst, burial dissolution and hydrothermal action as well as the reservoir quality in Dengying Formation. Being adjacent to the intracratonic sag, there develop more intensive weathering crust karsts with corrosive vugs and caves, the bitumen content of the reservoir is high, the organic acid burial dissolution and hydrothermal action is stronger, porosity and permeability are bigger and the reservoir quality is better. Due to the existence of faults and fractures on the east margin of the intracratonic sag, the burial dissolution, the siliceous hydrothermal action and the hydrothermal dissolution are more intensive than that on the west margin.

Xingkai taphrogenic movement; intracratonic sag; Dengying Formation; reservoir difference; Sichuan Basin

10.3969/j.issn.1671-9727.2013.06.05

1671-9727(2013)06-0658-13

P542; TE121.2

A

2013-06-03

國家重點基礎研究發(fā)展計劃“973”項目(2012CB214805); 國家自然科學基金資助項目(41302086)

宋金民(1983-),男,博士,講師,研究方向：碳酸鹽巖沉積儲層, E-mail:songjinmin@sohu.com

劉樹根(1964-),男,博士,教授,博士生導師,研究方向：石油構造與油氣成藏動力學, E-mail:lsg@cdut.edu.cn。