四川盆地東部石炭系黃龍組潮汐溝道發(fā)育特征及對優(yōu)質儲層展布的控制作用

王 坤，李 偉，王東坤

（1中國石油勘探開發(fā)研究院；2中國石油大學（華東））

四川盆地東部石炭系的勘探始于20世紀70年代，主要以構造圈閉為勘探對象［1］。近十多年來，由于高陡構造帶復雜，構造圈閉的落實越來越困難［2］，而巖性、構造-巖性圈閉勘探逐步成為構造氣藏勘探的重要接替類型［3-5］。石炭系作為四川盆地東部重要的油氣勘探層系，前人對石炭系的沉積環(huán)境和儲層發(fā)育類型有較多研究，多認為該區(qū)域石炭系黃龍組以古巖溶地貌為主，強調表生期的巖溶作用對儲層發(fā)育的主控作用，后期的構造裂縫改造了儲層物性，形成了現(xiàn)今的孔隙－裂縫型儲層［6-7］。但前人對石炭系古巖溶作用程度尚無系統(tǒng)的分析，難以厘定巖溶作用對儲層發(fā)育的貢獻，且對于沉積體系與儲層物性之間的關系也缺乏深入研究，因而制約了地層巖性圈閉的勘探工作。

本次研究以沉積體系為基礎，在準確還原四川盆地東部石炭系古沉積環(huán)境的基礎上，利用鉆井巖心儲層物性以及同位素分析，研究了沉積微相類型對儲層孔隙度的控制作用，并定性分析石炭系表生期巖溶作用的程度。據(jù)此提出：潮汐溝道作為一種特殊的沉積相帶，對優(yōu)質儲層的發(fā)育有明顯的控制作用，利用鉆井及地震資料可以對潮汐溝道進行有效預測。

1 區(qū)域地質概況

四川盆地東部（簡稱川東）西起華鎣山，東至七躍山，北達城口一線，南到涪陵—石柱以南，面積約5.3×104km2。區(qū)內自西向東發(fā)育有NE—NNE向隔檔式褶皺構造，由于其地貌反差大，地層傾角陡，被形象地稱之為高陡構造或高陡背斜（圖1）。加里東運動后，川東地區(qū)整體隆升遭受剝蝕，致使泥盆系和石炭系下統(tǒng)整體缺失。早石炭世末，海水自鄂西向西侵入川東大部，石炭紀末的云南運動使石炭系發(fā)生抬升并再次遭受剝蝕。

現(xiàn)今殘留的上石炭統(tǒng)是一套黃龍組碳酸鹽巖沉積，殘余厚度20～70m，它與上覆的下二疊統(tǒng)梁山組鋁土質泥巖以及下伏的中志留統(tǒng)韓家店組風化殼泥巖均呈不整合接觸關系［9-10］（圖2）。根據(jù)巖性及電性特征，可將黃龍組自下而上分為三段：一段以去石膏化、去白云石化次生灰?guī)r及粉晶白云巖為主，局部含石膏；二段以粒屑白云巖、泥粉晶白云巖、角礫白云巖為主，溶蝕孔洞十分發(fā)育；三段以粒屑灰?guī)r、泥晶灰?guī)r、角礫灰?guī)r為主，夾雜粒屑結構白云巖［8，11］（圖2）。

圖1 四川盆地東部石炭系黃龍組高陡構造與潮坪沉積體系發(fā)育位置圖(據(jù)文獻［8］修改)

2 沉積體系發(fā)育特征

2.1 潮坪沉積體系平面分布特征

前人研究認為川東石炭系黃龍組主要為潮坪沉積 體 系［10，12］，也 有 人 認 為 是 潟 湖—海 灣 沉 積 體 系［13］或淺海陸棚沉積體系［14］。本文認為，石炭系黃龍組以潮坪沉積體系更為可信，且晚石炭世黃龍沉積期存在兩個海侵方向與兩個潮坪沉積體系（圖1）。

利用地層中陸源碎屑與具有一定磨圓度的礫級碎屑的含量可推斷海侵方向并較準確地描述潮坪沉積體系的平面展布［8］。其基本原理是：陸源碎屑如泥質巖主要發(fā)育于潮汐溝道內部，并且其含量向海退方向逐漸減少；潮汐溝道底部可見含量較高的具有磨圓特點的礫屑。另外，川東地區(qū)石炭紀存在兩個海侵入口，石炭系沉積在西北方向與川西北石炭系相連［11］。依據(jù)上述方法，可識別出晚石炭世川東地區(qū)存在重慶—萬州與達州東南部等兩個潮坪沉積體系（圖1）。

黃龍組沉積早期為一填平補齊的過程，其底部黃龍組一段的沉積厚度變化可以反映潮汐通道的主要位置。達州東南部潮坪體系位于渠縣—大竹—達州地區(qū)，規(guī)模較小。位于該區(qū)西北方向的河壩1井鉆揭33m的黃龍組地層，其上部為26.5m的陸棚相白云質泥巖沉積；向渠縣、大竹一帶泥質碳酸鹽巖及陸源碎屑含量明顯減少，說明達州西北向東南存在海侵通道。重慶—萬州潮坪沉積體系主要分布于開江—梁平古隆起東部的五百梯—萬州—墊江—華鎣山東南的石炭系發(fā)育區(qū)。反映陸源碎屑供給特征的泥質碳酸鹽巖的厚度，自重慶—墊江向東北方向逐漸減薄為0m；自梁平地區(qū)的0.7～3.4m向其東部的云安廠地區(qū)減薄為0～0.3m，這證明萬州—云陽及其以東地區(qū)是遠離陸源區(qū)的［14］。黃龍組一段厚度大于5m的地區(qū)主要位于重慶北部到萬州—云陽一線，展示出早期的海侵通道。

圖2 四川盆地東部石炭系層序與沉積相劃分綜合柱狀圖（據(jù)文獻［8］修改）

2.2 潮坪沉積體系演化特征

前已述及，石炭系的頂界、底界均為不整合侵蝕面，這兩個界面共同限定了石炭系的Ⅰ型三級層序。

黃龍組二段底部為初次海泛面（ffs），該界面主要識別標志有：（1）界面上、下巖相發(fā)生突變，其下為薩布哈環(huán)境下的次生灰?guī)r沉積，其上為白云巖沉積；（2）界面上普遍發(fā)育厚0.1～0.3m的生物碎屑微晶白云巖，生物碎屑以有孔蟲為主，含少量海百合、腕足、和等，屬快速海侵初期沉積的產物［13］。最大海泛面（mfs）為黃龍組二段與三段的分界面，自然伽馬（GR）曲線表現(xiàn)為一高值層段的底。該高自然伽馬層為該三級層序的凝縮層，巖性以深灰、暗灰色薄層至紋層狀泥晶灰?guī)r為主，含少量生物碎屑，該界面是海進體系域與高水位體系域的分界面。低水位體系域、海進體系域、高水位體系域分別相當于黃龍組一段、二段和三段（圖2）。

黃龍組一段 主要發(fā)育深灰—灰黑色次生灰?guī)r，夾白云巖、角礫白云巖及石膏巖，可見少量泥質次生灰?guī)r、砂質次生灰?guī)r、灰質砂巖、含砂質白云巖等；碎屑顆粒以巖屑為主，次為石英。可見膏模、疊層石、鳥眼構造、示頂?shù)讟嬙斓瘸练e構造［8，11，15-17］。 由于陸源碎屑的輸入，底部常有志留系風化殼殘積物［18-19］，生物罕見。以上特征反映出黃龍組一段潮上坪—膏鹽湖的沉積特點［8，15-16］。

黃龍組二段 發(fā)育了潮間帶局限潟湖和淺灘沉積。潮間淺灘相巖性為白云巖、角礫狀白云巖夾灰?guī)r、角礫狀灰?guī)r，局部地區(qū)發(fā)育泥質白云巖、砂質白云巖、灰?guī)r、灰質白云巖及角礫灰?guī)r等，生物種類增多；粒屑含量高，主要由砂屑和生物碎屑組成，具有亮晶膠結，常見藍綠藻、有孔蟲、棘皮類、腕足類、腹足類、雙殼類等生物化石［10，18］。 可見干裂、紋理、疊層石、鳥眼、生物鉆孔、交錯層理、沖刷面等沉積構造［10，17-18］，這一時期局部地區(qū)水動力條件較強，已沉積地層受風暴潮的作用而破碎成礫，并在往復流的作用下形成磨圓度較好且呈懸浮狀分布的角礫白云巖。

黃龍組三段 以淺灰—深灰色灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r為主，夾白云巖、角礫白云巖及生物碎屑白云巖。該段生物門類增多，且單個門類的數(shù)量也增多，除黃龍組二段所見化石外，還可見三葉蟲及海綿骨針，顯示水體較深的陸棚—盆地邊緣沉積特征［14］。池2井黃龍組三段泥粉晶灰?guī)rδ13C值為-1.12‰～-0.80‰，基本屬接近于零的小負值，平均為-0.92‰；δ18O為-9.46‰～-8.23‰，平均-9.12‰［18］，屬正常的海相沉積［7］。粒屑灘微相發(fā)育程度較二段明顯變弱，且以潮下灰泥坪為主。

2.3 沉積微相對儲層物性的影響

石炭系黃龍組氣藏的儲層主要集中在二段白云巖中，為孔隙裂縫型儲層，作為油氣主要儲集空間的孔隙的發(fā)育程度直接影響了天然氣的富集規(guī)模及資源量。雖然整個川東地區(qū)白云石化作用較普遍，但儲層特別是孔隙度大于6%的Ⅰ、Ⅱ類儲層分布具有明顯的非均質性［8］。不同氣藏以及同一氣藏不同井之間儲層發(fā)育程度差別較大，優(yōu)質儲層的橫向可對比性差，導致單井產能也差別懸殊。

黃龍組以潮坪環(huán)境為主的沉積體系控制了原始沉積物的巖性組合與顆粒結構，不同沉積相帶內形成的原始沉積物具有不同的初始孔隙度和滲透率。雖然在后期的埋藏成巖過程中，壓實、膠結、壓溶等成巖作用對沉積物的原始儲集物性存在破壞和改造，但沉積體系對儲層物性仍具有明顯的控制作用。

石炭系黃龍組在潮坪沉積體系控制下，主要發(fā)育粒屑灘、白云巖坪、潮下灰泥坪、膏鹽湖等四類沉積微相［10-14］。不同沉積相帶發(fā)育不同的巖性組合，具有不同的物性特征。

本文對不同沉積微相儲層的孔隙度和滲透率進行了統(tǒng)計分析（表1，圖3），結果表明，各微相類型的孔隙度由高到低依次為：粒屑灘＞白云巖坪＞潮下灰泥巖坪＞膏鹽湖；滲透率由高到低依次為：粒屑灘＞白云巖坪＞膏鹽湖＞潮下灰泥巖坪。由圖表可見，粒屑灘微相的孔隙度和滲透率明顯高于其它微相類型，為有利儲層發(fā)育的微相類型，而白云巖坪、潮下灰泥巖坪和膏鹽湖等微相的儲層孔隙度和滲透率普遍較低，一般不利于儲層孔隙發(fā)育，難以形成優(yōu)質儲層。

表1 四川盆地東部石炭系黃龍組沉積微相儲集巖孔隙度（?）、滲透率（K）統(tǒng)計表

圖3 四川盆地東部石炭系黃龍組不同沉積微相儲集巖物性分布直方圖

通過以上沉積相帶與物性的對比可知，粒屑灘微相白云巖的物性整體較好。其原因在于這種環(huán)境中波浪和潮汐的簸選和改造作用較強，細粒的灰泥及白云泥被波浪帶走，從而沉積了粒度較為均一的粗粒碎屑，其原始孔隙度、滲透率較高，加之潮汐作用造成的反復剝蝕使得白云巖暴露地表，發(fā)生干裂、角礫化等風化作用，使?jié)B透性不斷提高，因此粒屑（砂屑、礫屑）淺灘是本區(qū)儲層發(fā)育的有利沉積環(huán)境。白云巖坪微相，在埋藏期經歷過白云石化作用，有利于次生孔隙的形成，也為較有利的儲集相帶。膏鹽湖微相與潮下灰泥巖坪微相，水動力低，以沉積泥粉晶結構的灰?guī)r為主，原生孔隙不發(fā)育，難以形成有效儲層。

3 潮汐溝道與儲層

潮汐溝道是潮坪環(huán)境中特殊的亞環(huán)境，由于潮汐溝道的水動力特征明顯有別于周圍環(huán)境，因此它們對潮坪沉積體系的巖性特征以及儲集物性有一定的控制作用。川東石炭系黃龍組沉積在志留系不整合面之上，志留系遭受長期風化剝蝕作用形成的古地貌以及晚石炭世大規(guī)模的海侵作用共同控制了較為廣泛的潮汐溝道發(fā)育區(qū)。本文將在對黃龍組潮汐溝道進行有效識別及預測的基礎上，論證其對儲層發(fā)育的控制作用。

3.1 潮汐溝道的識別

潮汐的反復沖刷，會造成潮汐溝道內部地層的沉積厚度大于周邊地區(qū)。黃龍組原始沉積地層的相對厚薄可有效地反映潮汐溝道的發(fā)育位置。但是川東地區(qū)黃龍組曾經遭受過抬升剝蝕，因此現(xiàn)今黃龍組的地層殘余厚度能否反映原始地層的相對厚薄，需要進一步論證。

利用碳氧同位素和微量元素特征可定性地分析黃龍組遭受風化剝蝕的程度，其基本依據(jù)如下：

（1）Mn/Sr值。受大氣淡水的影響，沉積期后碳酸鹽巖中的Sr和Na含量降低，而Fe和Mn含量相對增加［20-24］，因此Mn/Sr值可作為判斷海相碳酸鹽巖成巖作用和剝蝕程度的一個靈敏指標。一般Mn/Sr＜10的碳酸鹽巖未遭受強烈的溶蝕作用［25-30］，而Mn/Sr＜（2～3）表示樣品很好地保持了原始海水的同位素組成［25］，基本未受后期溶蝕改造。

（2）氧同位素組成特征。一般地，碳酸鹽巖的δ18OPDB（‰）值會因后期風化剝蝕過程中的水—巖交換作用而明顯降低，但定量的研究目前暫無定論。一般情況下，當碳酸鹽巖的δ18O＜-5‰時，表示已受風化剝蝕作用影響，當δ18O＜-10‰時，巖石已遭受強烈的剝蝕作用［31-33］。

（3）δ13C和δ18O的相關性。 主要表現(xiàn)在δ13C和δ18O值的離散性以及δ13C和δ18O值曲線的正相關性。一般認為，如果δ13C和δ18O數(shù)值不具有明顯的相關性，則反映海相碳酸鹽巖基本保存了原始的碳、氧同位素組成［25-29］，后期剝蝕作用不明顯。

筆者對川東黃龍組42塊巖心樣品進行了微量元素及碳、氧同位素分析［33］，如圖4所示。

圖4 四川盆地東部石炭系黃龍組氧同位素—微量元素關系圖（a）及不同巖性碳氧同位素分布圖（b）

從圖4a可以看出，42塊樣品的Mn/Sr值除1塊樣品(Mn/Sr＝10.71)外均小于10，有27塊樣品的Mn/Sr值小于3。共有26塊樣品的氧同位素值大于-5‰，其余樣品的氧同位素值小于-5‰，但均大于-10‰。圖4b顯示出碳、氧同位素值雖呈現(xiàn)出一定的相關性，但碳同位素值小于0的樣品其碳、氧同位素相關性相對較差。

以上分析表明，石炭系表生期雖受到風化剝蝕，但并不強烈，巖溶作用程度有限，間接地反映出剝蝕作用對石炭系古地貌的改造有限，現(xiàn)今石炭系的厚度可以代表原始地層的相對厚薄關系，因此利用現(xiàn)今黃龍組的地層殘余厚度可以預測潮汐溝道的平面分布。本文對明月峽構造帶和南門場—云安廠構造帶（圖1）198條、4520km二維測線進行了地震解釋，并獲得了這兩個構造帶的上石炭統(tǒng)黃龍組地層厚度圖（圖5a和圖6a）。圖中均較為清晰地反映了潮汐溝道的平面展布。

圖5 四川盆地東部明月峽地區(qū)石炭系黃龍組地層厚度（a）與優(yōu)質儲層累計厚度（b）預測圖

圖6 四川盆地東部五百梯氣田區(qū)與南門場—云安廠地區(qū)石炭系黃龍組潮汐溝道預測圖

另外，對于氣田區(qū)的潮汐溝道而言，可以輔以豐富的巖心資料來提高潮汐溝道的預測精度。以大天池高陡構造帶北傾末端的五百梯氣田為例，據(jù)對該氣田14口井進行的巖心分析，天東1、天東2、天東11、天東15、天東16、大天2、大天3、五科1等井的黃龍組底部發(fā)育有陸源石英及（或）磨圓度較好的礫石。有9口井的單井相分析表明，井間同一沉積相累計厚度差別較大，其中天東1井和天東11井的潮下灰泥巖坪微相不發(fā)育；代表水動力較強的粒屑灘相累計厚度在天東16井和天東11井分別達到9.3m和7.3m。利用殘余地層厚度與利用巖性發(fā)育特征對五百梯氣田潮汐溝道的預測結果十分吻合（圖6b）。

3.2 潮汐溝道對儲層的控制作用

結合典型氣田解剖和潮汐溝道預測，本文認為潮汐溝道對儲層空間展布具有較明顯的控制作用，其主要體現(xiàn)在以下幾個方面：

（1）潮汐溝道內部長期處于高能環(huán)境，為粒屑灘沉積微相的發(fā)育創(chuàng)造了有利條件，如五百梯氣田潮汐溝道內部粒屑灘相十分發(fā)育。另外，以達州東南部潮坪體系為例，據(jù)開江—梁平古隆起以西潮汐溝道發(fā)育區(qū)內的七里24井及涼東1-1井巖心統(tǒng)計，黃龍組底部泥質碳酸鹽巖累計厚度達到1.8m和1.5m，同時這兩口井的黃龍組二段發(fā)育有厚層較高磨圓度的角礫白云巖和石灰?guī)r，為典型的粒屑灘相沉積［4-5］。

（2）潮汐溝道的平面展布控制了優(yōu)質儲層的平面發(fā)育特征。已知明月峽構造帶石炭系的聲波測井響應與中子密度測井響應有很好的對應關系，利用這一特點進行中子孔隙度的擬聲波反演計算，得到了明月峽地區(qū)優(yōu)質儲層累計厚度的平面分布（圖5b）。從圖中可以看出，優(yōu)質儲層累計厚度等值線的平面展布形態(tài)與地層等厚度圖十分類似，潮汐溝道發(fā)育區(qū)優(yōu)質儲層累計厚度大，兩者等值線特征具有較好的一致性。如潮汐溝道內月1井黃龍組厚度為20m，其中的優(yōu)質儲層累計厚度達到15m，而月4井潮汐溝道不發(fā)育，黃龍組厚度為17m，其中的優(yōu)質儲層累計厚度不足5m。

（3）潮汐溝道內部優(yōu)質儲層十分發(fā)育，向兩側翼部儲層物性變差。從五百梯氣田潮汐溝道預測圖（圖6b）中可以看出，該區(qū)存在兩條主要的潮汐溝道，分別位于天東16井—天東1井與天東64井—天東2井一線。潮汐溝道內的單井有效儲層厚度大、物性好，如天東1井及天東67井以孔隙度大于6%的Ⅱ類儲層為主，天東1井還發(fā)育較厚的孔隙度大于12%的Ⅰ類儲層，這兩口井的單井產能分別達到111.81×104m3/d和14.81×104m3/d。而位于潮汐溝道之間的天東59井，地層殘厚薄、儲層物性差，測試后僅產微氣。天東22井和天東17井同樣因遠離潮道而儲層物性變差，單井產能很低。因此，潮汐溝道內部具有較好的儲層物性，非潮汐溝道發(fā)育區(qū)儲層物性明顯變差，造成平面上儲層較強的非均質性。

4 結 論

石炭系黃龍組為一套殘余碳酸鹽巖，由黃龍組底部的泥質含量以及磨圓度較好的礫石含量等反映潮汐溝道的特征表明，黃龍組沉積期存在兩個海侵方向以及兩個潮坪沉積體系。

黃龍組沉積微相控制了儲層發(fā)育特征。黃龍組主要發(fā)育粒屑灘、白云巖坪、潮下灰泥巖坪、膏鹽湖等四種沉積微相。粒屑灘沉積微相的儲層孔隙度與滲透率明顯高于其他微相類型，為最有利儲層發(fā)育的微相類型。

儲層微量元素及碳氧同位素特征分析認為，黃龍組在表生期受剝蝕的程度以及對古地貌的影響有限，現(xiàn)今黃龍組的地層殘余厚度能夠反映原始地層的相對厚薄。利用黃龍組地層厚度，結合巖性特征可以對潮汐溝道進行有效的預測。

潮汐溝道對儲層發(fā)育的控制作用主要體現(xiàn)在：(1)潮汐溝道有利于粒屑灘相的發(fā)育，而粒屑灘相中優(yōu)質儲層最為發(fā)育；(2)潮汐溝道內部優(yōu)質儲層物性好，向兩側翼部儲層物性明顯變差；(3)潮汐溝道與優(yōu)質儲層在平面上的展布具有高度的一致性。因此預測潮汐溝道的平面展布對于尋找優(yōu)質儲層具有指導意義。

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