四川盆地二疊系茅口組沉積特征及儲層主控因素

郝 毅，姚倩穎，田 瀚，谷明峰，佘 敏，王 瑩

1中國石油杭州地質(zhì)研究院；2中國石油集團碳酸鹽巖儲層重點實驗室

0 前言

1955年，蜀南地區(qū)隆10井鉆獲工業(yè)氣流［1］，開啟了四川盆地茅口組的勘探，隨后經(jīng)歷了數(shù)十年的勘探歷程。四川盆地茅口組厚119～508 m，平均厚237 m［2-3］，由下而上分為4段，主要巖性為灰色—深灰色亮晶生物碎屑灰?guī)r、泥晶生物碎屑灰?guī)r，泥質(zhì)灰?guī)r夾硅質(zhì)結(jié)核，下部具有明顯的眼球狀構(gòu)造，含有珊瑚、腕足、蟲筳、海百合、有孔蟲等古生物［4］。前人對四川盆地茅口組做過大量的研究工作，包括沉積環(huán)境［5-6］、巖相古地理［7-10］、儲層特征和成因［11-16］以及勘探方向［1,17］等方面的研究。就沉積環(huán)境與巖相古地理而言，前人的研究僅限于局部地區(qū)，全盆地范圍的研究較少。就儲層方面而言，前人的研究大多針對茅口組巖溶風化殼型石灰?guī)r儲層，而與白云巖儲層相關(guān)的研究較少。本文基于野外露頭、鉆井巖心、測井及薄片等宏觀及微觀資料，針對四川盆地茅口組的生產(chǎn)需求，系統(tǒng)開展沉積相展布特征、儲層類型與主控因素研究，在此基礎(chǔ)上初步評價了有利儲層分布，研究成果對茅口組有利區(qū)帶的優(yōu)選和下一步勘探部署具有重要指導意義。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

四川盆地在大地構(gòu)造上屬于上揚子地臺。盆地按地理-構(gòu)造屬性可劃分為5個構(gòu)造帶（圖1），即川南低陡褶皺帶、川東高陡褶皺帶、川中低緩褶皺帶、川北低陡褶皺帶和川西山前凹陷帶。茅口組的油氣發(fā)現(xiàn)分布較廣，除川北低陡褶皺帶外，其他4個構(gòu)造帶均有分布。

1.1 層序地層劃分

由于四川盆地茅口組的巖石地層劃分方案不統(tǒng)一，而且?guī)r石地層單元并不是嚴格的等時地層單元，不適合作為巖相古地理研究的編圖單元，因此，本次研究重新厘定了層序地層劃分方案。茅口組共經(jīng)歷了2個海侵海退旋回（SQ1、SQ2）（圖1）。第1旋回SQ1分布面積廣，持續(xù)時間長，沉積厚度大。SQ1海侵域（TST）巖性為含泥生物碎屑灰?guī)r夾薄層含生物碎屑灰質(zhì)泥巖，生物碎屑磨圓度較差，常見完整的較大生物化石，反映了水深、低能的沉積環(huán)境，測井上主要表現(xiàn)為高G R值且呈鋸齒狀特征。SQ1高位域（HST）巖性主要為亮晶生物碎屑灰?guī)r，局部見白云巖，巖石中生物碎屑顆粒普遍磨圓度高、分選性較好，反映了水淺、高能的沉積環(huán)境，測井上主要表現(xiàn)為中—低G R值且呈弱鋸齒狀特征（圖1）。第2旋回SQ2在川西南地區(qū)較為完整，厚度為50～120 m，在川東—川南厚度較薄甚至缺失，這可能與茅口末期東吳運動造成的剝蝕有關(guān)［9］。

圖1 四川盆地構(gòu)造區(qū)劃、茅口組天然氣發(fā)現(xiàn)（左）及地層綜合柱狀圖（右）Fig.1 Structural division,gas discoveries and comprehensive stratigraphic column of Maokou Formation in Sichuan Basin

1.2 古地理背景

經(jīng)歷過棲霞期的填平補齊作用，加里東期殘余古地貌對茅口組沉積的控制已經(jīng)不明顯。從茅口組初期海侵域的沉積厚度來看，具有西薄東厚的特點，但厚度差異不大，這反映了四川盆地在茅口期依然存在著西高東低的古地貌格局。隨著茅口海侵期的進一步填平補齊，茅口組中晚期的沉積格局已經(jīng)與川中古隆起的展布形態(tài)無關(guān)，尤其是川中—川東地區(qū)已經(jīng)不是類似棲霞組的“S”形展布特征。因受到茅口晚期一系列NW向斷層的影響，沉積格局呈北西—南東方向展布，與開江—梁平海槽［18］展布方向更為相近。據(jù)前人研究，該時期峨眉地裂運動在局部已經(jīng)開始發(fā)育［19］，因此該地裂運動對茅口組的沉積可能有一定的控制作用，開江—梁平海槽的雛形可能也是在該時期開始形成。

2 沉積相展布特征

2.1 沉積相類型

茅口組與棲霞組類似，沉積時期地殼相對穩(wěn)定、海域廣闊、生物繁盛，沉積環(huán)境為亞熱帶地區(qū)，水體潔凈、養(yǎng)料充足、鹽度正常，適宜各種生物繁殖。不同的是，茅口期海平面變化頻繁且幅度較大［20］，致使類似棲霞期的臺緣帶難以持續(xù)維系。因此，前人研究認為四川盆地茅口期已不存在典型的臺緣帶，而碳酸鹽緩坡或臺地［7-9］成為該時期盆地內(nèi)主要的沉積相帶。

根據(jù)野外露頭和鉆井巖心觀察、測井資料綜合分析，宏觀與微觀相結(jié)合，本文將四川盆地茅口組劃分為3個主要相帶：碳酸鹽緩坡、斜坡和盆地，碳酸鹽緩坡又可分為淺緩坡、中緩坡及深緩坡。其中淺緩坡是盆地內(nèi)茅口組最重要的沉積相，主要發(fā)育在高位域沉積期。淺緩坡水體較淺、能量較高，廣泛發(fā)育高能灘體，這些高能灘是儲層發(fā)育的物質(zhì)基礎(chǔ)，幾乎所有的白云石化以及巖溶作用都是在淺緩坡高能灘沉積物基礎(chǔ)上發(fā)育。中緩坡及深緩坡相對水體較深，主要發(fā)育在海侵期，可見一些中低能生物碎屑灘，生物碎屑分選性及磨圓性較差，個別生物保存完整，反映了水體能量較低的特點。斜坡—盆地相帶主要發(fā)育在龍門山一帶以西地區(qū)，巖性以含泥角礫狀泥晶灰?guī)r以及硅質(zhì)巖為主。

2.2 沉積相展布

2.2.1 茅口早期海侵域（SQ1-TST）

茅口早期，四川盆地經(jīng)歷了一次大規(guī)模的海侵，該時期古地貌仍為西高東低，但已不如棲霞期那么明顯，盆地水體由東向西逐漸變淺。該時期為中二疊世相對海平面最高時期，且持續(xù)時間較長，并經(jīng)歷了反復(fù)海侵的過程。因此，該時期的沉積相與棲霞組相比也發(fā)生了較大的變化，水體普遍較深，主要發(fā)育中緩坡—深緩坡（圖2），巖性主要以富含泥質(zhì)的深灰色泥晶生物碎屑灰?guī)r，泥質(zhì)生物碎屑灰?guī)r及鈣質(zhì)泥巖為主。

該時期最典型的特征是發(fā)育眼球狀泥質(zhì)灰?guī)r，眼球狀灰?guī)r的“眼皮”為含生物碎屑鈣質(zhì)泥巖，呈薄層或紋層狀；而“眼球”質(zhì)地較純，為泥微晶生物碎屑灰?guī)r。由于海水較深，該時期僅在中緩坡偶見相對低能的灘體。

圖2 四川盆地及鄰區(qū)茅口早期海侵域（SQ1-TST）沉積相圖Fig.2 Sedimentary facies map of early Maokou Period（SQ1-TST）in Sichuan Basin and its adjacent area

2.2.2 茅口中晚期高位域（SQ1-HST）

茅口中晚期，盆地海水已經(jīng)向西北及東側(cè)逐漸退去，為相對海平面最低期。該時期四川盆地范圍內(nèi)廣泛發(fā)育淺緩坡相帶（圖3），主要分布在江油—廣安—宜賓—雅安等區(qū)域內(nèi)，巖性以淺灰色、灰色、灰褐色泥粉晶—亮晶生物碎屑灰?guī)r為主，局部可見白云巖。

經(jīng)歷過棲霞期及茅口早期海侵域碳酸鹽巖的填平補齊，川中古隆起的殘余形態(tài)在茅口中晚期已不復(fù)存在，沉積格局主要受東吳運動早期幕次的影響［21］，此時期的盆地整體處于北東—南西向拉張環(huán)境。川北劍閣—川中廣安一線以東逐漸發(fā)育中緩坡—淺緩坡，巖性以灰色、灰褐色泥晶灰?guī)r為主，常含燧石結(jié)核。龍門山以西地區(qū)則主要發(fā)育斜坡-盆地。

該時期灘體廣泛發(fā)育，主要集中在淺緩坡和中緩坡相帶。其中，高能顆粒灘多發(fā)育于淺緩坡相帶內(nèi)，灘體厚度相對較大，巖性主要為淺灰色亮晶生物碎屑灰?guī)r及生物碎屑白云巖，孔洞較為發(fā)育。

2.2.3 茅口末期（SQ2）

茅口末期，四川盆地又經(jīng)歷了一次海侵及海退旋回，但由于地層普遍保存不全，因此本文未分別描述。該時期的沉積相總體來說與SQ1高位域時期差別不大，但中緩坡—淺緩坡范圍有所擴大（圖4）。值得一提的是，該時期由于東吳運動的加強，大量幔源富硅物質(zhì)溢出就近沉積，導致在廣元—開江一帶出現(xiàn)了大量硅質(zhì)結(jié)核、硅質(zhì)條帶、甚至厚層硅質(zhì)巖，基本呈北西向展布，與張性斷裂的走向一致。海水的富硅環(huán)境會造成這些地區(qū)正常碳酸鹽巖沉積速率降低甚至停滯，因此廣元—開江一帶茅口組厚度比其他地區(qū)薄很多，形成了北西向的洼地，而洼地邊緣的坡折帶更容易形成一些高能灘體，成為儲層的物質(zhì)基礎(chǔ)。

圖3 四川盆地及鄰區(qū)茅口中晚期高位域（SQ1-HST）沉積相圖Fig.3 Sedimentary facies map of middle-late Maokou Period（SQ1-HST）in Sichuan Basin and its adjacent area

圖4 四川盆地及鄰區(qū)茅口末期（SQ2）沉積相圖Fig.4 Sedimentary facies map of late Maokou Period（SQ2）in Sichuan Basin and its adjacent area

3 儲層特征、主控因素和分布規(guī)律

3.1 儲層特征

四川盆地茅口組儲層類型主要有2種：孔洞孔隙型白云巖儲層和巖溶縫洞型石灰?guī)r儲層。從白云巖儲層200多個樣品的物性分析資料來看（圖5），孔隙度小于4%的樣品占87%以上，平均孔隙度為2.83%。白云巖儲層的儲集空間主要以晶間孔（圖6a）為主，其次為一些未被白云石完全充填的殘余孔洞。茅口組白云巖儲層的常規(guī)測井表現(xiàn)為“兩低三高”特征，即：低伽馬、低電阻率、中—高密度、高中子值、高聲波時差；成像測井表現(xiàn)為暗色斑狀特征，表明孔洞比較發(fā)育。

圖5 四川盆地茅口組白云巖儲層孔隙度直方圖Fig.5 Porosity histogram of dolomite reservoir of Maokou Formation in Sichuan Basin

茅口組石灰?guī)r的物性較差，孔隙度一般在2%以下，滲透率一般小于0.08×10-3μm2［12］，造成低孔低滲的原因主要是其基質(zhì)孔并不發(fā)育。茅口組石灰?guī)r儲集空間主要為較大的溶洞和角礫間殘留孔洞,角礫成分主要為淺灰色—灰色生物碎屑灰?guī)r，礫間孔發(fā)育，多被石英、方解石等礦物半充填，表明該角礫巖非現(xiàn)代溶蝕作用形成（圖6c，6d）。石灰?guī)r儲層常規(guī)測井表現(xiàn)為中—低伽馬、低電阻率、中—高密度、高中子值、高聲波時差，成像測井表現(xiàn)為亮色斑狀特征，表明巖溶角礫比較發(fā)育。

圖6 四川盆地茅口組儲層宏觀及微觀特征Fig.6 Macro and micro characteristics of reservoir of Maokou Formation in Sichuan Basin

3.2 儲層主控因素

白云巖儲層的主控因素主要為沉積相帶、早期白云石化等。而石灰?guī)r儲層除了受到沉積相帶的影響外，構(gòu)造運動及古巖溶作用等也對其起到了一定的控制作用。

3.2.1 沉積相帶

茅口組第1旋回高位域時期，淺水緩坡范圍內(nèi)發(fā)育的高能顆粒灘是最有利的儲集巖發(fā)育帶（圖3）。茅口組沉積期生物繁盛，高能生物碎屑顆粒灘分布范圍廣、沉積厚度大。顆粒比灰泥抗壓實，因此顆粒往往在沉積物中作為骨架起到了支撐作用，提高了原始孔隙度及滲透率［22］。以生物碎屑為主的顆粒灘暴露后，生物碎屑本身更加容易受到溶蝕形成孔隙。即使是茅口組白云巖儲層，在鏡下通過調(diào)整光源特征后仍然可以看到明顯的顆粒結(jié)構(gòu)（圖6b）。

3.2.2 早期白云石化

野外露頭及巖心觀察可見，茅口組石灰?guī)r中發(fā)育大量縫合線構(gòu)造，而相鄰的白云巖并無此現(xiàn)象?？p合線是壓溶作用形成的，壓溶作用不但壓縮了孔隙空間，其產(chǎn)生的鈣質(zhì)流體還會填充原生孔隙，對儲層的破壞作用極大。因此，大規(guī)模壓溶作用發(fā)生之前的白云石化作用是儲層得以保存的關(guān)鍵因素。茅口組白云巖形成時間可以通過碳氧同位素和UPb同位素測年來確定。首先通過碳氧同位素定性分析，由于碳同位素受后期成巖作用的影響較小，因此巖石的碳同位素最能反映沉積時的水體性質(zhì)。從碳氧同位素交會圖（圖7）可以看到，無論川西、川東還是川中地區(qū)，石灰?guī)r及白云巖的碳氧同位素都落在中二疊世海水的范圍［23］之內(nèi)，也就是說白云石化流體來自同時期的海水，這說明白云巖的形成時間較早。其次應(yīng)用U-Pb同位素測年法對茅口組白云巖樣品進行了定量分析，得到的年齡是257.2±3.1 Ma，說明茅口組白云巖是準同生期形成。

圖7 四川盆地茅口組碳酸鹽巖碳氧同位素交會圖Fig.7 Carbon and oxygen isotopic crossplot of carbonate rocks of Maokou Formation in Sichuan Basin

3.2.3 構(gòu)造運動及古巖溶作用

從茅口組目前的鉆探效果來看，巖溶縫洞型石灰?guī)r儲層相對于白云巖儲層而言更加重要。以蜀南地區(qū)自流井構(gòu)造自2井為例，該井鉆進至棲霞組—茅口組時發(fā)生放空漏失，從1960年開始生產(chǎn)至今，單井天然氣產(chǎn)量已突破50×108m3。因此，古巖溶作用就顯得非常重要，是巖溶縫洞型石灰?guī)r儲層發(fā)育的主控因素。雖然相對海平面下降期地層暴露會發(fā)生巖溶作用，但一般這種情況地層暴露時間有限，所形成的巖溶作用強度亦有限。要形成長時間的巖溶作用，局部的構(gòu)造隆升則是必不可少的條件。瀘州—開江古隆起是在茅口末期峨眉地裂運動期間形成的大型古隆起，隆起核部茅口組被大量剝蝕，現(xiàn)今頂部一般為茅三段甚至茅二段［24］。

古隆起的形成致使巖溶作用大規(guī)模、長時間發(fā)育。以瀘州和自貢地區(qū)為例，在鉆入茅口組的996口井中有105口井鉆遇放空，除去可能因遇到斷層而造成的6口放空井外，其余99口井的放空皆為古巖溶所致，溶洞鉆遇率達到9.94%［25］（圖8）。因此，構(gòu)造運動及古巖溶作用是石灰?guī)r儲層發(fā)育的關(guān)鍵因素。

圖8 四川盆地茅口組放空井位置及古巖溶發(fā)育區(qū)分類圖（據(jù)文獻［25］修編）Fig.8 Location of vent wells and classification of paleokarst develop?ment areas of Maokou Formation in Sichuan Basin(cited from literature［25］,modified)

3.3 有利儲層分布

茅口組白云巖儲層主要發(fā)育在淺水碳酸鹽緩坡相帶，川西南及川中地區(qū)均發(fā)育一定規(guī)模的白云巖儲層。其中川西南地區(qū)白云巖儲層主要分布在雅安—樂山地區(qū)，尤其是漢王場構(gòu)造的漢1井、漢深1井，以及周公山構(gòu)造的周公1井，厚度可達50 m以上［11］。川中地區(qū)白云巖儲層主要分布在鹽亭—廣安地區(qū)，其中磨溪39井厚度約20 m（圖9）。

巖溶縫洞型石灰?guī)r儲層廣泛發(fā)育，除了瀘州—開江古隆起范圍外，在川西北、川西南等很多地區(qū)的巖溶縫洞型石灰?guī)r儲層都獲得了工業(yè)氣流。以川西南大興場構(gòu)造的大深1井為例，該井自1993年投產(chǎn)以來直到2018年底，單井累計產(chǎn)天然氣4.58×108m3?；谟邢薜拿┛诮M鉆井及野外露頭的巖溶特征，初步把瀘州—開江古隆起范圍劃為古巖溶發(fā)育Ⅰ類區(qū)，而盆地其他地區(qū)劃為Ⅱ類區(qū)（圖8）。

圖9 四川盆地茅口組白云巖儲層厚度預(yù)測圖Fig.9 Isopach map of dolomite reservoir of Maokou Formation in Sichuan Basin

4 結(jié) 論

本文通過對四川盆地茅口組沉積儲層的研究取得了以下4方面認識：

（1）經(jīng)過棲霞期的填平補齊作用，加里東期古隆起殘余地貌對茅口組沉積的控制已不再明顯，茅口期沉積格局更多的是受到峨眉地裂運動造成的北西—南東向斷層影響；茅口晚期已經(jīng)出現(xiàn)北西方向的條帶狀硅質(zhì)巖，由于硅質(zhì)巖沉積速率慢且影響正常的碳酸鹽沉積，因此在硅質(zhì)巖發(fā)育區(qū)形成洼地。

（2）茅口組發(fā)育碳酸鹽緩坡、斜坡及盆地3個主要相帶，其中茅口中晚期高位域發(fā)育的淺水緩坡高能灘是最有利的儲集相帶。

（3）茅口組主要發(fā)育孔洞孔隙型白云巖及巖溶縫洞型石灰?guī)r2類儲層，高能生物碎屑顆粒灘是茅口組2類儲層形成的物質(zhì)基礎(chǔ)。茅口組白云巖形成的時間為257.2±3.1 Ma，因此早期白云石化作用是白云巖儲層得以保存的關(guān)鍵因素；而構(gòu)造運動及古巖溶作用是石灰?guī)r儲層發(fā)育的重要條件。

（4）茅口組白云巖儲層主要分布在雅安—樂山以及鹽亭—廣安地區(qū)，主要圍繞淺緩坡邊緣灘體發(fā)育。巖溶縫洞型石灰?guī)r儲層全盆地均可見，但在瀘州—開江古隆起范圍內(nèi)最為發(fā)育。