四川盆地深層微生物碳酸鹽巖儲層特征及其油氣勘探前景

劉樹根, 宋金民, 羅　平, QING Hairuo, 林　彤, 孫　瑋

李智武1, 王　浩1, 彭瀚霖4, 余永強(qiáng)1, 龍　翼1, 萬元博1

(1.油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(成都理工大學(xué))，成都 610059；

2.中國石油勘探開發(fā)研究院，北京 100083；

3.Department of Geology, University of Regina, Regina SK Canada S4S 0A2；

4. 中國石油西南油氣田公司勘探開發(fā)研究院，成都 610051)

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四川盆地深層微生物碳酸鹽巖儲層特征及其油氣勘探前景

劉樹根1, 宋金民1, 羅平2, QING Hairuo3, 林彤1, 孫瑋1

李智武1, 王浩1, 彭瀚霖4, 余永強(qiáng)1, 龍翼1, 萬元博1

(1.油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(成都理工大學(xué))，成都 610059；

2.中國石油勘探開發(fā)研究院，北京 100083；

3.Department of Geology, University of Regina, Regina SK Canada S4S 0A2；

4. 中國石油西南油氣田公司勘探開發(fā)研究院，成都 610051)

[摘要]微生物碳酸鹽巖是油氣勘探儲層的新類型。四川盆地微生物碳酸鹽巖儲層主要發(fā)育在上震旦統(tǒng)燈影組和中三疊統(tǒng)雷口坡組。燈影組微生物碳酸鹽巖儲層主要發(fā)育在燈二段和燈四段。燈影組微生物碳酸鹽巖遍布全盆，巖石結(jié)構(gòu)具有全盆地相似性，燈二段以凝塊石和葡萄石為主，燈四段以紋層石和疊層石為主。燈二段儲集空間主要為喀斯特孔洞、葡萄-花邊狀孔洞、微生物體腔孔、微生物格架間孔和凝塊間溶孔，燈四段則以窗格孔和喀斯特孔洞為主。燈影組微生物碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層形成的主控因素是微生物席、白云石化和風(fēng)化殼喀斯特作用。雷口坡組微生物碳酸鹽巖主要分布在川西地區(qū)的雷四段，主要為疊層石和凝塊石, 儲集空間主要為微生物窗格孔和格架孔。雷口坡組微生物碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層形成的主控因素是微生物礁灘(微生物席)、白云石化和埋藏溶蝕作用。目前, 在燈影組和雷四段微生物碳酸鹽巖儲層均已發(fā)現(xiàn)大型氣田,并具有非常廣闊的勘探前景。四川盆地西部中北段是深層-超深層海相領(lǐng)域油氣勘探的最有利地區(qū)之一。

[關(guān)鍵詞]微生物碳酸鹽巖；燈影組；雷口坡組；凝塊石；疊層石；儲層特征；四川盆地

微生物巖是微生物形成的或與微生物有關(guān)的巖石的統(tǒng)稱[1]。其中最為重要的是微生物碳酸鹽巖, 一般簡稱為微生物巖，最早是由Burne and Moore(1987)提出，意指底棲微生物群落捕獲和黏結(jié)碳酸鹽顆粒，或由其引起的礦物沉淀[2-4]，多發(fā)育在后生生物出現(xiàn)前或集群滅絕期之后。微生物碳酸鹽巖也是一個(gè)相對寬泛的術(shù)語，主要包括疊層石(stromatolite)、凝塊石(thrombolite)、樹枝石(dendrolite)、均勻石(leiolite)、核形石(oncolite)和紋理石(laminite)[3,5]。近年來，美國墨西哥灣和巴西近海地區(qū)的油氣勘探實(shí)踐表明，微生物碳酸鹽巖可作為一類重要的油氣儲集層[6-12]。2012年6月AAPG在美國德克薩斯州休斯頓召開了“微生物碳酸鹽巖表征”的專題會議，2013年6月倫敦地質(zhì)學(xué)會召開了“微生物碳酸鹽巖的時(shí)空分布：對全球油氣勘探與生產(chǎn)的啟示”的國際會議，并分別出版了會議相關(guān)論文集[13,14]。這極大地提高了微生物碳酸鹽巖儲層的關(guān)注度。據(jù)統(tǒng)計(jì)，全球范圍內(nèi)微生物碳酸鹽巖油氣田主要分布在美國阿拉巴馬州墨西哥灣地區(qū)[6-9]、巴西桑托斯盆地[10-12]、阿曼鹽盆[15,16]、哈薩克斯坦田吉茲油田[17,18]、俄羅斯東西伯利亞地區(qū)[19,20]、中國渤海灣盆地[21]和四川盆地[22-27]，產(chǎn)油氣層主要為中新元古界(包括震旦系)、下寒武統(tǒng)、下石炭統(tǒng)和上侏羅統(tǒng)(表1)。四川盆地上震旦統(tǒng)燈影組和中三疊統(tǒng)雷口坡組微生物碳酸鹽巖儲層發(fā)育，并且已經(jīng)取得規(guī)模性的油氣儲量。目前，燈影組微生物碳酸鹽巖儲層中已發(fā)現(xiàn)威遠(yuǎn)、資陽、高石梯、磨溪、龍女寺和荷包場氣藏，儲量規(guī)模可達(dá)1×1012m3[27]；川西地區(qū)雷口坡組第四段(簡稱“雷四段”)微生物碳酸鹽巖儲層取得勘探突破，CK1井、XCS1井和PZ1井測試分獲日產(chǎn)0.868×106m3、0.68×106m3和1.15×106m3工業(yè)氣流，資源量達(dá)萬億方[28]。本文初步總結(jié)、梳理了勘探歷史悠久的四川盆地上震旦統(tǒng)燈影組和我們首次提出的雷口坡組微生物碳酸鹽巖儲層的巖石結(jié)構(gòu)、儲層特征及其主控因素，供學(xué)術(shù)界和勘探界參考。

表1　全球微生物碳酸鹽巖油氣田統(tǒng)計(jì)表

1燈影組微生物碳酸鹽巖儲層特征及主控因素

四川盆地震旦紀(jì)燈影期主要為碳酸鹽巖臺地沉積，盆地內(nèi)部水體較淺，發(fā)育潟湖、潮坪和丘灘亞相，厚度0.65~1 km[25-27,29]。根據(jù)藍(lán)細(xì)菌的豐度、巖性和結(jié)構(gòu)特征，燈影組自下而上劃分為4個(gè)段：下貧藻(實(shí)為藍(lán)細(xì)菌)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[24]。燈影組微生物碳酸鹽巖儲層主要發(fā)育在燈二段和燈四段[25-27,29,30]。本文選取四川盆地西南地區(qū)龍門剖面、金石構(gòu)造、威遠(yuǎn)-資陽構(gòu)造，東南地區(qū)丁山構(gòu)造，中部地區(qū)高石梯-磨溪構(gòu)造, 北部地區(qū)米倉山前緣構(gòu)造的典型鉆井和露頭剖面, 和東北地區(qū)麻柳剖面(圖1)，揭示燈影組微生物巖的巖石結(jié)構(gòu)、儲層特征及其主控因素。

1.1燈影組微生物碳酸鹽巖儲層巖石結(jié)構(gòu)

四川盆地?zé)粲敖M的巖石結(jié)構(gòu)類型多樣，前人多稱為“藻白云巖”，主要為球狀藻體、黏球藻、絲狀藻體[30,31]，并進(jìn)一步劃分為層紋、疊層、綿層和黏連4種藍(lán)細(xì)菌基本類型[32]。房室型、樹枝型、鏈球型藍(lán)細(xì)菌集合體多與球狀藍(lán)細(xì)菌有關(guān)；管型、疊層型、凝塊型則多與絲狀藍(lán)細(xì)菌相關(guān)[33]。為便于術(shù)語的統(tǒng)一，在統(tǒng)計(jì)各地區(qū)燈影組巖石結(jié)構(gòu)類型時(shí)，藻凝塊、藻團(tuán)塊結(jié)構(gòu)發(fā)育的巖石稱為凝塊石，紋層結(jié)構(gòu)發(fā)育的巖石稱為紋層石，疊層結(jié)構(gòu)發(fā)育的巖石稱為疊層石，泡沫綿層結(jié)構(gòu)發(fā)育的巖石稱為泡沫綿層石。雅安天全龍門剖面燈影組僅發(fā)育燈一段和燈二段，厚465.41 m，頂部與下奧陶統(tǒng)不整合接觸。微生物碳酸鹽巖主要發(fā)育在燈二段，厚419.16 m，主要有包殼顆粒巖、凝塊石、紋層疊層石、綿層凝塊石、核形石和球粒巖等。金石1井燈二段鉆厚192 m，微生物碳酸鹽巖巖石結(jié)構(gòu)主要有葡萄石(圖2-A)、凝塊石、紋層石和球粒巖(圖2-G)；燈四段厚244 m，巖石結(jié)構(gòu)為泡沫綿層石、紋層石(圖2-J)、疊層石和凝塊石。川東南地區(qū)丁山1井燈影組未鉆穿，發(fā)育燈二段、燈三段和燈四段。燈二段厚854 m，巖石結(jié)構(gòu)主要為凝塊石、紋層石和葡萄石，局部夾鮞粒結(jié)構(gòu)；燈三段厚240 m，主要為疊層石和紋層石；燈四段厚22 m，主要為紋層石[34-36]。威遠(yuǎn)地區(qū)威113井燈二段厚480 m，巖石結(jié)構(gòu)主要為葡萄石、凝塊石、核形石和泡沫綿層石；燈四段厚40 m，巖石結(jié)構(gòu)主要為角礫巖、包殼顆粒巖和紋層石[26]。資陽地區(qū)資1井燈二段與上覆九老洞組平行不整合接觸，燈三段、燈四段均被剝蝕，燈二段殘厚450 m，巖石結(jié)構(gòu)主要有泡沫綿層石、凝塊石、葡萄石、核形石(圖2-B)、紋層疊層石(圖2-E)和角礫巖[26]。川中地區(qū)高石梯構(gòu)造高石2井燈二段主要為凝塊石、泡沫綿層石(圖2-C)、紋層石和包殼顆粒巖；燈四段厚346.5 m，主要為疊層石(圖2-K)、凝塊石和紋層石。磨溪構(gòu)造磨溪9井燈二段主要為葡萄石、凝塊石、疊層石、枝狀石、核形石、球粒巖、泡沫綿層石和包殼顆粒巖(圖2-D)；燈四段厚357.6 m，巖石結(jié)構(gòu)主要有疊層石(圖2-I)、紋層石、凝塊石和角礫巖。川北地區(qū)以楊壩剖面和天星1井為代表。楊壩剖面燈二段厚442 m，主要為紋層石、疊層石、凝塊石(圖2-F)、核形石、泡沫綿層石、枝狀石(圖2-H)、球粒巖、葡萄石和包殼顆粒巖；燈四段厚239.9 m，主要為紋層石、球粒巖、疊層石(圖2-L)、凝塊石和泡沫綿層石[33]。川東北地區(qū)以麻柳剖面為代表，燈二段厚86 m，巖石結(jié)構(gòu)主要為紋層石、疊層石、凝塊石和泡沫綿層石；燈四段厚度為144 m，主要為核形石、疊層石和顆粒巖。

圖1　四川盆地?zé)粲敖M微生物碳酸鹽巖研究點(diǎn)分布與早寒武世綿陽-長寧拉張槽圖Fig.1　Diagram showing the research localities of microbial carbonate of the Upper Sinian Dengying Formation and early Cambrian Mianyang-Changning intracratonic sag

圖2　四川盆地?zé)粲敖M微生物碳酸鹽巖巖石結(jié)構(gòu)類型Fig.2　Lithological characteristics of microbial carbonates from the Dengying Formation in the Sichuan Basin(A)葡萄石，深度2 759.5 m，燈二段，天星1井; (B)核形石，深度4 042.95 m，燈二段，單偏光，資1井; (C)泡沫綿層黏結(jié)巖，深度5 397.88 m，燈二段，單偏光，高石2井；(D)包殼顆粒巖，深度5 431.99 m，燈二段，單偏光，磨溪9井；(E)波狀疊層石，向上演化為內(nèi)碎屑紋層，深度4 017.86 m，燈二段，單偏光，資1井；(F)凝塊石，具雪花狀結(jié)構(gòu)，燈二段，楊壩剖面；(G)紋層狀似球粒黏結(jié)巖，深度4 184 m，燈二段，單偏光，金石1井；(H)枝狀石，多為表附菌 (Epiphiton)，二分叉，燈一段，單偏光，楊壩剖面；(I)小型錐狀疊層石，深度5 033.81 m，燈四段，磨溪9井；(J)平直紋層石，發(fā)育平底晶洞，深度3 922 m，燈四段，單偏光，金石1井；(K)波狀疊層石，順疊層硅化，深度5 012.57 m，燈四段，單偏光，高石2井；(L)貝加爾疊層石(Baicalia)，倒伏狀疊層結(jié)構(gòu)，燈四段，單偏光，楊壩剖面

綜上所述，四川盆地各地區(qū)的燈影組微生物碳酸鹽巖主要發(fā)育在燈二段和燈四段，且在各段內(nèi)各地區(qū)巖石結(jié)構(gòu)差異性不大。燈二段的微生物碳酸鹽巖結(jié)構(gòu)主要有葡萄石、核形石、泡沫綿層石、包殼顆粒巖、疊層石、凝塊石、球粒巖、枝狀石和紋層石，以凝塊石和葡萄石為主，其次為紋層石和核形石。燈四段巖石結(jié)構(gòu)主要有8種，即角礫巖、顆粒巖、混積巖、疊層石、紋層石、球粒巖、凝塊石、泡沫綿層石，以紋層石和疊層石為主，其次為球粒巖、泡沫綿層石和凝塊石。

1.2燈影組微生物碳酸鹽巖儲層特征

四川盆地?zé)粲敖M微生物碳酸鹽巖儲層主要分布在燈一段、燈二段和燈四段，以燈二段和燈四段為主，其儲集空間共有8大類：①喀斯特孔洞；②葡萄-花邊狀孔洞；③微生物體腔孔、格架孔；④晶間(溶)孔；⑤凝塊間溶孔；⑥凝塊內(nèi)溶孔；⑦鳥眼孔；⑧溶蝕裂縫。不同層段、不同地區(qū)的主要儲集空間組合類型亦有所不同。燈二段微生物碳酸鹽巖的儲集空間主要為喀斯特孔洞、葡萄-花邊狀孔洞、微生物體腔孔、微生物格架間孔、晶間(溶)孔、凝塊間溶孔、凝塊內(nèi)溶孔。龍門剖面以葡萄-花邊狀孔洞(圖3-A)和凝塊間溶孔為主，金石地區(qū)以葡萄-花邊狀孔洞和晶間溶孔為主，威遠(yuǎn)-資陽地區(qū)發(fā)育孤立狀(圖3-B)、層狀喀斯特孔洞(圖3-C)和葡萄-花邊狀孔洞(圖3-D)，川中和川北地區(qū)則以凝塊間溶孔(圖3-E)、微生物格架孔(圖3-F)、葡萄-花邊狀孔洞(圖3-G)和微生物體腔孔(圖3-K)為主，川東南丁山地區(qū)以凝塊間溶孔為主，川東北麻柳剖面以順層溶縫(圖3-L)和凝塊間溶孔為主。燈四段微生物碳酸鹽巖的儲集空間則以窗格孔和喀斯特孔洞為主，同時(shí)發(fā)育凝塊間溶孔、窗格孔、晶間溶孔、微生物體腔孔、順層溶縫和構(gòu)造溶蝕縫。金石地區(qū)以晶間溶孔、窗格孔為主，威遠(yuǎn)-資陽地區(qū)發(fā)育喀斯特相關(guān)的裂縫-孔洞，川中地區(qū)則以喀斯特孔洞(圖3-H)和微生物格架孔(圖3-I)為主，川北地區(qū)發(fā)育窗格孔和順層溶縫(圖3-J)為主，川東南丁山地區(qū)以順層溶縫和窗格孔為主，川東北麻柳剖面則以微生物粒間溶孔為主。

四川盆地?zé)粲敖M微生物碳酸鹽巖儲層主要以低孔低滲型儲層為主。物性測試分析顯示，金石地區(qū)燈二段儲層的孔隙度(q)為3.02%~4.05%，平均為3.695%；滲透率(K)多數(shù)<0.1×10-3μm2；燈四段的孔隙度為0.99%~2.51%，平均為1.7%。威遠(yuǎn)地區(qū)燈四段孔隙度為0.03%~9.16%，平均為2.1%，集中分布在1%~5%；滲透率為(0.1~23.4)×10-3μm2，集中在(0.1~1.92)×10-3μm2，平均為0.08×10-3μm2[37]。資陽地區(qū)燈二段孔隙度平均為1.53%，一般在1%~7.9%，集中在1%~2%;全直徑滲透率為(0.002 25~88.2)×10-3μm2，平均為5.66×10-3μm2。川中地區(qū)小樣塞平均孔隙度為3.24%，平均滲透率為1.092×10-3μm2；全直徑巖心平均孔隙度為4.2%，平均滲透率為5.95×10-3μm2(水平)、1.209×10-3μm2(垂直)[25]；高石1井燈四段孔隙度為0.57%~8.22%，平均為1.89%，全直徑平均為2.45%~4.85%，滲透率為(1.005~8.02)×10-3μm2，全直徑平均為4.5×10-3μm2。川東南丁山1井燈影組孔隙度為0.78%~3.52%，平均為1.69%，以1%~2%為主；滲透率為(0.006 3~0.396)×10-3μm2，平均為0.051×10-3μm2[34-36]。四川盆地各地區(qū)燈影組微生物碳酸鹽巖儲層特征如表2所示。

1.3燈影組微生物碳酸鹽巖儲層發(fā)育的主控因素

1.3.1微生物主導(dǎo)的淺水潮坪環(huán)境中形成廣布的微生物席建造是優(yōu)質(zhì)儲層發(fā)育的基礎(chǔ)

四川盆地晚震旦世燈影期為興凱地裂運(yùn)動末期，為區(qū)域拉張背景下相對穩(wěn)定的碳酸鹽巖臺地[38]，沿汶川-青川-漢中-城口-巫溪一線以北為盆地沉積，以南的廣大地區(qū)為斜坡-臺地沉積，多為碳酸鹽巖潮坪，藍(lán)細(xì)菌繁盛[25,30]。新元古代的潮坪pCO2很高，pO2很低，微生物席覆蓋著從潮坪區(qū)至透光帶的海底[39-41]。在微生物的有機(jī)礦化作用下，微生物碳酸鹽巖在燈影期占據(jù)主導(dǎo)地位。

圖3　四川盆地?zé)粲敖M微生物碳酸鹽巖儲集空間類型Fig.3　Types of reservoir space in microbial carbonates from Dengying Formation in the Sichuan Basin(A)葡萄-花邊孔洞，孔洞內(nèi)白云石-瀝青-硅質(zhì)充填，燈二段，龍門剖面; (B)喀斯特孔洞，深度4 010.17 m，燈二段，資1井; (C)順層喀斯特孔洞，深度5 442.91 m，燈二段，磨溪9井; (D)葡萄-花邊洞，深度5 424.23 m，燈二段，磨溪19井; (E)凝塊間溶孔，瀝青充填，深度5 392.71 m，燈二段，單偏光，高石2井; (F)微生物格架孔，瀝青充填，深度5 430.17 m，燈二段，單偏光，磨溪19井; (G)葡萄-花邊結(jié)構(gòu)的晶間溶孔，瀝青充填，深度3 149.21 m，燈二段，威113井，單偏光; (H)喀斯特孔洞，內(nèi)有白云石-石英-瀝青-自形錐狀石英充填，深度4 958.17~4 958.32 m，燈四段，高石1井；(I)微生物格架孔，深度4 959.94 m，燈四段，鑄體片，單偏光，高石1井；(J)順紋層發(fā)育的鳥眼孔和溶縫，瀝青充填，燈四段，楊壩剖面; (K)泡沫綿層石內(nèi)微生物體腔孔和晶間溶孔發(fā)育，燈二段，鑄體片，楊壩剖面; (L)紋層-疊層石內(nèi)瀝青順紋層浸染，燈二段，麻柳剖面

通過對塔里木盆地下寒武統(tǒng)微生物碳酸鹽巖的研究，發(fā)現(xiàn)微生物結(jié)構(gòu)對孔隙結(jié)構(gòu)和產(chǎn)狀具有控制作用，并且影響著選擇性溶蝕作用的發(fā)育[42]。通過對川北地區(qū)楊壩剖面燈影組的詳細(xì)研究，發(fā)現(xiàn)微生物結(jié)構(gòu)控制了燈影組微生物碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層的初始差異性，主要體現(xiàn)為微生物結(jié)構(gòu)對儲層物性特征具有控制作用。燈一段和燈二段儲層發(fā)育于凝塊團(tuán)塊黏結(jié)巖、黏結(jié)集合顆粒巖、微生物礁(屑)巖和紋層黏結(jié)巖沉積微相中，面孔率集中在2.2%~5%。物性測試分析顯示，凝塊石孔隙度(q)為1.01%~4.33%，滲透率(K)為(0.002 5~4.488 4)×10-3μm2; 泡沫綿層石孔隙度為1.07%~1.18%，滲透率為(0.000 6~0.003 9)×10-3μm2; 葡萄石孔隙度為1.64%~2.71%，滲透率為(0.043 8~1.530 7)×10-3μm2；枝狀石孔隙度為1.03%，滲透率為0.000 9×10-3μm2; 核形石孔隙度為0.73%~1.43%，滲透率為(0.000 3~0.15)×10-3μm2；紋層石孔隙度為1%~4.29%，滲透率為(0.002 1~0.008 7)×10-3μm2(圖4-A)。其儲集性能具下列特征：凝塊石>葡萄石>枝狀石>核形石>紋層石>泡沫綿層石。燈四段儲層主要為微生物淺灘和疊層黏結(jié)巖沉積微相，面孔率多在2.5%~3%。物性測試分析顯示，疊層-凝塊石孔隙度為1.34%~ 2.17%，滲透率為(0.000 6~0.000 9)×10-3μm2；疊層石孔隙度為0.9%~1.58%，滲透率為(0.000 4~0.362 4)×10-3μm2；凝塊石孔隙度為2.23%，滲透率為4.518 3×10-3μm2；球粒巖孔隙度為0.46%~1.03%，滲透率為(0.004 8~0.205 9)×10-3μm2；紋層石孔隙度為0.41%~1.31%，滲透率為(0.000 6~0.007 6)×10-3μm2(圖4-B)。其儲集性能具下列特征：凝塊石>疊層凝塊石>疊層石>紋層石>球粒巖。

表2　四川盆地不同地區(qū)燈影組微生物碳酸鹽巖儲層特征對比

圖4　川北地區(qū)燈影組微生物碳酸鹽巖儲層物性特征Fig.4　Physical properties of microbial carbonates of the Dengying Formation in the north Sichuan Basin(A)燈一段-燈二段；(B)燈四段

1.3.2白云石化作用是燈影組微生物碳酸鹽巖儲層形成的關(guān)鍵

四川盆地?zé)粲敖M微生物碳酸鹽巖發(fā)育的燈二段和燈四段均為白云巖，經(jīng)歷了較強(qiáng)的白云石化作用，且白云巖中原始的微生物結(jié)構(gòu)清晰，其成因多解釋為原生成因或同生-準(zhǔn)同生期白云石化[30,43,44]。近期的研究表明，微生物在低溫條件下可以誘導(dǎo)白云石的沉淀，古細(xì)菌細(xì)胞表面的羧基官能團(tuán)、藍(lán)細(xì)菌胞鞘和硫酸鹽還原菌可以促進(jìn)Mg2+的富集[45-47]，在現(xiàn)代的巴西Vermelha潟湖、巴西Brejo do Espinho潟湖、澳大利亞大堡礁南段正在生長的珊瑚藻和阿聯(lián)酋的阿布扎比海岸塞卜哈帶中發(fā)現(xiàn)了原生沉淀的微生物白云石[47-51]。震旦紀(jì)燈影期的古海洋環(huán)境為溫室期的文石海[52]，通過藍(lán)細(xì)菌的生物化學(xué)調(diào)節(jié)作用，在同生-準(zhǔn)同生期發(fā)生大規(guī)模的白云石化，這為微生物碳酸鹽巖儲層的形成奠定了基礎(chǔ)；而后這類微生物白云巖經(jīng)歷了沉積期喀斯特、風(fēng)化殼喀斯特以及埋藏溶蝕，形成了孔、洞、縫發(fā)育的優(yōu)質(zhì)微生物巖儲層[53]。

1.3.3風(fēng)化殼喀斯特和拉張槽的形成控制了微生物碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層的改造強(qiáng)度和分布

四川盆地震旦紀(jì)末的桐灣運(yùn)動，對燈影組微生物碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層的發(fā)育起了重要作用。2幕桐灣運(yùn)動，分別在燈二段和燈四段頂部形成了2個(gè)區(qū)域性的不整合面。前人探討了桐灣期古喀斯特作用對資陽、威遠(yuǎn)地區(qū)和川中地區(qū)優(yōu)質(zhì)儲層的形成作用[27,54-58]。風(fēng)化殼喀斯特作用對微生物碳酸鹽巖的改造主要為大氣淡水較早地進(jìn)入成巖系統(tǒng)，產(chǎn)生溶蝕，極大地改善了微生物碳酸鹽巖的儲集性能，形成古喀斯特優(yōu)質(zhì)儲層，對燈影組儲層的影響尤甚[26]。這種風(fēng)化殼喀斯特作用改造后的微生物碳酸鹽巖儲層在塔里木盆地上震旦統(tǒng)亦發(fā)育[53,59]。

近年來，在四川盆地西部地區(qū)發(fā)現(xiàn)了晚震旦世至早寒武世興凱地裂運(yùn)動形成的綿陽-樂至-隆昌-長寧拉張槽[60]，并劃分出了5個(gè)演化階段[38]。拉張槽的形成與古喀斯特作用密切相關(guān)[38]，并且拉張槽內(nèi)下寒武統(tǒng)的厚度與下伏燈影組的殘厚具有明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系[57, 61]，說明在喀斯特古地貌的高部位，抬升剝蝕并發(fā)生拉張運(yùn)動，形成拉張槽。拉張槽控制了桐灣運(yùn)動Ⅱ幕風(fēng)化殼喀斯特作用的強(qiáng)度和優(yōu)質(zhì)儲層分布，靠近拉張槽，風(fēng)化殼喀斯特作用強(qiáng)，儲層溶蝕洞穴發(fā)育[26,62,63]。拉張槽控制了下寒武統(tǒng)優(yōu)質(zhì)烴源巖的分布，拉張槽內(nèi)筇竹寺組烴源巖厚度大、品質(zhì)好，所以距離拉張槽越近，油氣充注強(qiáng)度越大，有機(jī)質(zhì)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(qiáng)，儲層瀝青含量越高。同時(shí)，油氣的充注有利于儲層先期孔隙的保持[54]，儲層瀝青含量與儲集性能呈正相關(guān)關(guān)系[64]，故平面上，距離拉張槽越近，儲層瀝青含量越高; 縱向上，越靠近古風(fēng)化殼，瀝青含量越高[26, 34]。

通過對川北地區(qū)楊壩剖面燈四段微生物碳酸鹽巖儲層段與瀝青含量的研究，發(fā)現(xiàn)風(fēng)化殼喀斯特作用和埋藏溶蝕作用控制了儲層的形成和縱向分布。燈四段自下而上發(fā)育3個(gè)儲層段，厚104.3 m。第一個(gè)儲層段發(fā)育在下部，厚11.2 m，主要為凝塊石；第二個(gè)儲層段發(fā)育在中部，厚49.5 m，主要為紋層石、疊層石和凝塊石；第三個(gè)儲層段發(fā)育在上部，靠近桐灣Ⅱ期不整合面，厚43.6 m，為紋層-疊層石和凝塊-疊層石建造。第二個(gè)和第三個(gè)儲層段儲層瀝青發(fā)育，位于桐灣Ⅱ期不整合面之下134.2 m內(nèi)(圖5)，質(zhì)量分?jǐn)?shù)(w)為3%~15%。川東南燈影組亦發(fā)現(xiàn)相似的規(guī)律[34]。

2雷口坡組微生物碳酸鹽巖儲層特征及主控因素

圖5　川北地區(qū)楊壩剖面燈四段微生物碳酸鹽巖儲層綜合柱狀圖Fig.5　Reservoir columnar of the microbial carbonates from the 4th member of the Dengying Formation in Yangba section of the north Sichuan Basin

圖6　四川盆地中三疊統(tǒng)雷口坡組厚度圖與微生物碳酸鹽巖儲層研究點(diǎn)分布Fig.6　Diagram showing the isopach of the Middle Triassic Leikoupo Formation and the research localities of the microbial carbonates in the Sichuan Basin

二疊紀(jì)末期爆發(fā)的生物大滅絕事件導(dǎo)致全球近98%的海洋生物絕跡，至中三疊世仍未全面復(fù)蘇，在這種近乎極端的古海洋、古氣候條件下，缺少大生物的生態(tài)競爭和威脅，以藍(lán)細(xì)菌為主導(dǎo)的微生物逐漸繁盛。近年，國內(nèi)諸多學(xué)者在關(guān)注P/T界線“異常碳酸鹽巖”沉積時(shí)發(fā)現(xiàn)較多下三疊統(tǒng)發(fā)育的微生物碳酸鹽巖[65，66]。

四川盆地中三疊世雷口坡期主要為碳酸鹽巖局限臺地沉積，發(fā)育潟湖、潮坪、臺內(nèi)灘和臺緣灘亞相，盆地內(nèi)水體較淺。雷口坡組為一套石灰?guī)r、白云巖、蒸發(fā)巖夾泥巖、泥灰?guī)r、泥云巖和少量碎屑巖的巖性組合，與下伏下三疊統(tǒng)嘉陵江組為整合接觸，根據(jù)巖性和結(jié)構(gòu)特征，由下向上可劃分為4段[67]。雷一段為泥云巖、白云巖夾云質(zhì)石膏，川中地區(qū)夾砂屑白云巖、白云巖；雷二段主要為泥質(zhì)白云巖，夾泥灰?guī)r、石膏，馬角壩剖面夾少量疊層石；雷三段主要為白云巖、顆粒白云巖，馬角壩剖面夾凝塊石；雷四段下部主要為大套的白云巖與膏巖互層，川西地區(qū)雷四段上部主要為以凝塊疊層石、疊層石、凝塊石結(jié)構(gòu)為主的微生物碳酸鹽巖，龍崗地區(qū)主要為受風(fēng)化殼影響的角礫白云巖。受早印支運(yùn)動影響，川西地區(qū)雷口坡組保存較完整，厚度1.1~1.3 km。據(jù)目前的勘探，微生物碳酸鹽巖儲層主要發(fā)育在雷四段，局部累計(jì)厚度達(dá)70 m。微生物碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層的發(fā)現(xiàn)極大地提高了雷口坡組油氣的勘探前景。本文選取川西拗陷典型鉆井和露頭剖面(圖6)，揭示雷口坡組微生物碳酸鹽巖的巖石結(jié)構(gòu)、儲層特征及其主控因素。

2.1雷口坡組微生物碳酸鹽巖巖石結(jié)構(gòu)

劉效增(1983)在對四川盆地西北部馬角壩、黃蓮橋一帶進(jìn)行研究時(shí)，曾提出雷口坡組發(fā)育一套“隱藻類”成因的巨厚碳酸鹽巖，這種“隱藻”系缺少鈣質(zhì)骨骼的微生物。通過對四川盆地周緣典型剖面野外實(shí)測、盆內(nèi)重點(diǎn)鉆井巖心觀察和鏡下巖石薄片鑒定研究發(fā)現(xiàn)，雷口坡組微生物碳酸鹽巖在雷一段至雷四段均有發(fā)育(圖7)，尤以川西地區(qū)雷四段最為典型。按照Riding(2000)提出的微生物碳酸鹽巖的結(jié)構(gòu)劃分方案[3]，四川盆地雷口坡組主要發(fā)育7種微生物巖結(jié)構(gòu)類型：凝塊疊層石(圖8-A,B)、疊層石(圖8-C,D)、凝塊石(圖8-E,F)、核形石(圖8-G,H)、枝狀石(圖8-I)、泡沫綿層石(圖8-J,K)、微生物包覆結(jié)構(gòu)(圖8-L)。其中，雷一段至雷三段主要為凝塊石及類型簡單的疊層石，整體呈層狀或起伏不大的穹窿狀[68]；雷四段微生物碳酸鹽巖結(jié)構(gòu)類型較豐富，以疊層石、凝塊疊層石、凝塊石為主，局部見核形石、泡沫綿層石等。

圖7　四川盆地雷口坡組巖性結(jié)構(gòu)綜合柱狀圖Fig.7　Lithological columnar of the Middle Triassic Leikoupo Formation in the Sichuan Basin

圖8　四川盆地雷口坡組微生物碳酸鹽巖巖石結(jié)構(gòu)類型Fig.8　Lithological characteristics of the microbial carbonates from Leikoupo Formation in the Sichuan Basin(A)凝塊疊層粉晶白云巖，深度6 202 m，雷四段，T2井；(B)凝塊疊層石結(jié)構(gòu)，染色，深度6 227.15 m，雷四段，T2井；(C)疊層石結(jié)構(gòu)，鑄體，深度6 219.96 m，雷四段，T2井；(D)疊層石結(jié)構(gòu)，染色，深度6 217.69 m，雷四段，T2井；(E)凝塊石結(jié)構(gòu)，染色，深度5 814.59 m，雷四段，T1井；(F)凝塊石結(jié)構(gòu)，深度5 822.3 m，雷四段，T1井；(G)復(fù)合型核形石，深度6 178.56 m，雷四段，T2井；(H)核形石，深度5 706.4 m，雷三段，XS1井；(I)枝狀石結(jié)構(gòu)，染色，深度6 218.9 m，雷四段，T2井；(J)綿層結(jié)構(gòu)，深度6 314.62 m，雷三段，LS1井；(K)泡沫綿層結(jié)構(gòu)，深度5 819.88 m，雷四段，T1井；(L)微生物包覆結(jié)構(gòu)，深度5 527.4 m，雷四段，XCS1井

圖9　四川盆地雷四段微生物碳酸鹽巖儲集空間類型Fig.9　Types of reservoir space of microbial carbonates from the Leikoupo Formation in the Sichuan Basin(A)疊層粉晶白云巖，格架孔，深度6 200 m，T2井；(B)順微生物格架溶蝕孔，鑄體，深度6 220.39 m，T2井；(C)泡沫綿層體腔孔，深度5 819.88 m，T1井；(D)凝塊間溶孔，鑄體，深度6 223.77 m，T2井；(E)順微生物格架晶間溶孔，鑄體，深度5 565 m，XCS1井；(F)核形石粒內(nèi)溶孔，鑄體，深度5 600.13 m，XCS1井；(G)微生物格架間溶孔，鑄體，深度6 219.96 m，T2井；(H)凝塊間溶孔，鑄體，深度6 207.58 m，T2井；(I)晶間溶孔，鑄體，深度5 565 m，XCS1井；(J)亮晶凝塊白云巖，馬牙狀膠結(jié)，鑄體，深度6 223.63 m，T2井；(K)白云石-方解石兩期膠結(jié)，染色，深度6 199.48 m，T2井； (L)石英充填，鑄體，深度6 215.70 m， T2井

其中，疊層石是層狀的底生微生物沉積[3]，古代疊層石成因與近代疊層石相近，主要形成于清水、海邊緣和潮下帶環(huán)境中。川西地區(qū)雷四3亞段發(fā)育的疊層石主要呈丘狀或?qū)訝睿吡涟迪嚅g結(jié)構(gòu)，暗層主要為富微生物層，亮層為微生物機(jī)械捕獲的物質(zhì)組成的不同晶粒的碳酸鹽巖層[68]，疊層寬度約2 mm，起伏幅度約1.6 mm。

凝塊石是碳酸鹽沉積物經(jīng)過微生物作用黏結(jié)或膠結(jié)在一起的形態(tài)不規(guī)則的凝聚顆粒[69]，其邊緣不顯破碎和磨蝕的痕跡，主要形成于潮下帶。川西地區(qū)雷四3亞段發(fā)育的凝塊石主要呈孤立狀或與疊層石共生，大小為0.03~3 mm，顆粒間多被亮晶白云石膠結(jié)，局部被白云石-方解石兩期膠結(jié)。

凝塊疊層石是指與疊層石相關(guān)但缺少層狀結(jié)構(gòu)的疊層石，分布于潮下帶，形成柱狀、丘狀、層狀和厚殼狀，反映微生物控制的補(bǔ)綴沉積在表面上的不規(guī)則和不均勻的沉積供給[4]，是川西地區(qū)雷四3亞段微生物碳酸鹽巖儲層的主要類型。

核形石是由核心和包殼兩部分組成的包覆顆粒，與鮞粒、豆粒相比體積較大，包殼形態(tài)不規(guī)則，主要形成于潮下低能帶，常與疊層石、凝塊石伴生。川西地區(qū)雷四3亞段核形石較少，大小為1.0~2.2 mm，平均為1.3 mm，多呈雜亂紋層堆疊的半球形或不規(guī)則形態(tài)，主要為單核型，偶見復(fù)合型。

2.2雷口坡組微生物碳酸鹽巖儲層特征

四川盆地雷口坡組微生物巖儲層主要分布在西部地區(qū)雷四段。儲集巖巖性以凝塊疊層石白云巖、疊層石白云巖為主，其次為凝塊石白云巖，儲集空間共有6種：①格架孔、鳥眼孔(圖9-A,B)、微生物體腔孔(圖9-C)；②凝塊間溶孔(圖9-D)；③喀斯特孔洞；④晶間(溶)孔(圖9-E)；⑤粒內(nèi)溶蝕孔(圖9-F)；⑥溶蝕裂縫。川西地區(qū)微生物碳酸鹽巖的儲集空間主要為微生物格架孔(圖9-G)、凝塊間溶孔(圖9-H)。

凝塊疊層石白云巖、疊層石白云巖等疊層結(jié)構(gòu)發(fā)育的微生物碳酸鹽巖以微生物格架孔為主，面孔率為4%~10%；凝塊石白云巖及疊層凝塊石白云巖孔隙發(fā)育次之，面孔率為1%~5%，以凝塊間溶孔為主。微生物碳酸鹽巖儲層儲集空間中觀特征呈順層分布的針狀或不規(guī)則狀，孔隙大小為(1~2)mm×0.4 mm，孔洞內(nèi)較干凈，部分被白云石-方解石充填，局部可見短軸雙錐狀自生石英。鏡下顯示雷口坡組微生物格架孔隙具有較好的保存，于原始格架間可見4期膠結(jié)-充填作用：第一期主要為早期海底膠結(jié)(圖9-H,J)，膠結(jié)物呈馬牙狀沿孔隙邊緣生長，晶體大小為0.02~0.05 mm，以半自形為主; 第二期為半自形-自形白云石膠結(jié)，沿第一期馬牙狀膠結(jié)物生長，這期膠結(jié)物較少，約為6%(圖9-K); 第三期膠結(jié)物為粗晶方解石，使原生孔隙度大幅度降低(圖9-K；圖8-D); 第四期為鞍形白云石和雙錐狀石英充填，白云石為粗晶結(jié)構(gòu)，石英以自形雙錐石英最為常見(圖9-L)。受多期膠結(jié)-充填作用影響，微生物原始格架孔隙大量減少，且膠結(jié)物的晶體形態(tài)都為半自形-自形，說明有足夠的空間供其生長，原生孔隙度較大。在孔隙度最高的巖心薄片中，具有明顯的溶蝕邊界，孔隙中的膠結(jié)充填物很少甚至沒有(圖9-G)，部分薄片的溶蝕邊界上形成黑色物質(zhì)。此外，鏡下顯示碳酸鹽巖晶體發(fā)育的亮色部分白云石晶體多呈半自形-自形緊密分布，孔隙較少；而微生物發(fā)育的暗色部分孔隙保存較多，且多沿疊層石延展方向順層分布，受微生物結(jié)構(gòu)影響，具典型的組構(gòu)選擇性(圖9-B,E)。

2.3雷口坡組微生物碳酸鹽巖儲層發(fā)育的主控因素

2.3.1局限蒸發(fā)環(huán)境控制下的微生物席和微生物礁灘建造是優(yōu)質(zhì)儲層發(fā)育的基礎(chǔ)

四川盆地中三疊世雷口坡期處于印支期重大的構(gòu)造轉(zhuǎn)換期，從拉張背景轉(zhuǎn)向擠壓背景[70]。古生物演化處于P-T大規(guī)模滅絕后的恢復(fù)期，生物的種類和多樣性尚在不斷重建。而此時(shí)上揚(yáng)子地區(qū)處于碳酸鹽巖臺地發(fā)育的末期，整體處于北緯17.7°附近[71]，氣候炎熱，水體較淺，印支期瀘州-開江古隆起初具雛形，被古隆起和龍門山高地圍限的川西地區(qū)形成局限潮坪的極端環(huán)境，微生物繁盛。結(jié)合掃描電鏡觀察微生物形態(tài)主要為：球粒狀(圖10-B)、半球狀(圖10-A)以及球粒組成的集合體(圖10-E)，可見少量呈串珠狀(圖10-D)。球粒狀以及半球狀一般表現(xiàn)為表面光滑且球度好；球粒集合體則表面不光滑，直徑總體表現(xiàn)比前兩者稍大；串珠狀為一系列球粒線狀排列而成。此外，在掃描電鏡下，還可見由一些藍(lán)細(xì)菌等微生物分泌的具有黏結(jié)功能的EPS(胞外聚合物)(圖10-C,D)。EPS通過捕獲、黏結(jié)以及鈣化作用促進(jìn)形成微生物席，為形成雷口坡組微生物碳酸鹽巖儲層提供了有利的基礎(chǔ)條件。

對川西地區(qū)雷口坡組具有不同結(jié)構(gòu)的微生物碳酸鹽巖進(jìn)行物性測試分析顯示(圖11-A)，微生物碳酸鹽巖儲層為中-低孔低滲儲層，其中凝塊疊層石孔隙度為0.4%~11%，滲透率為(0.003~85)×10-3μm2；疊層石孔隙度為0.6%~13%，滲透率為(0.003~710)×10-3μm2；凝塊石孔隙度為0.2%~7%，滲透率為(0.001 6~186)×10-3μm2；泡沫綿層石孔隙度為2.53%，滲透率為0.092×10-3μm2；核形石孔隙度為0.28%~0.52%，滲透率為(0.002 8~0.034)×10-3μm2；砂屑結(jié)構(gòu)孔隙度為0.42%~7.2%，滲透率為(0.000 73~7.59)×10-3μm2。微生物碳酸鹽巖儲層整體孔隙度較好，但受孔隙本身的結(jié)構(gòu)和性質(zhì)影響，滲透率變化較大，儲集性能整體表現(xiàn)為：凝塊疊層石>疊層石>凝塊石>泡沫綿層石>核形石。

2.3.2白云石化作用是雷口坡組微生物碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層形成的關(guān)鍵

圖10　四川盆地雷口坡組微生物形態(tài)特征Fig.10　Morphology of the microbes of the Leikoupo Formation in the Sichuan Basin(A)半球狀，深度6 235.7 m，雷四段，T2井；(B)球狀，深度6 227.15 m，雷四段，T1井；(C)球狀及半球狀， EPS膜，深度6 242.5 m，雷四段，T2井；(D)鏈狀，EPS膜，深度6 216.43 m，雷四段，T2井；(E)球狀集合體，深度5 814.59 m，雷四段，T1井；(F)球狀及半球狀，深度6 235.7 m，雷四段，T2井

圖11　川西地區(qū)雷四段微生物碳酸鹽巖儲層物性特征Fig.11　Physical properties of the microbial carbonate reservoir rocks in the 4th member of the Leikoupo Formation in the western Sichuan Basin

四川盆地雷四段儲層主要為白云巖，白云石化作用可使先前存在的碳酸鹽巖孔隙度增大、滲透率提高，對儲層的改善起關(guān)鍵作用。礦物的有序度是判斷其結(jié)晶程度好壞的一個(gè)標(biāo)志，也是礦物形成時(shí)環(huán)境的物理、化學(xué)等條件的反映。在白云石化作用的研究中，把白云石的有序度作為判別其形成(成巖)環(huán)境的依據(jù)之一，并認(rèn)為同生成巖環(huán)境中形成的白云石具有低的有序度，隨著埋深的增加，一般粒徑增大，白云石的有序度也相應(yīng)增加。通過對研究區(qū)內(nèi)的27件樣品X射線衍射分析，各種類型白云石的有序度為0.38~0.66，平均為0.548。總體上白云石有序度較低，白云石晶體結(jié)晶程度低，反映區(qū)域內(nèi)白云石主要為同生-準(zhǔn)同生期形成的有序度較低的白云巖。此外，P.A.Kenward(2013)通過實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)失活的微生物團(tuán)可以在低溫條件下誘導(dǎo)白云石沉淀。通過薄片鑒定發(fā)現(xiàn)本區(qū)雷口坡組白云巖多數(shù)具有清晰的原生組構(gòu)，且這些組構(gòu)多與藍(lán)細(xì)菌的生長發(fā)育有一定關(guān)聯(lián)性。白云石化時(shí)間較早，主要為準(zhǔn)同生期產(chǎn)物，且雷口坡組白云巖的成因可能與準(zhǔn)同生期微生物的調(diào)節(jié)作用有關(guān)。通過對比物性測試分析資料，微生物白云巖孔滲性普遍較好，而微生物灰?guī)r孔滲性差(圖11-B)。以凝塊石結(jié)構(gòu)為例：凝塊石白云巖孔隙度為0.2%~7%，滲透率為(0.001 6~186)×10-3μm2；凝塊石灰?guī)r孔隙度為0.15%~0.28%，滲透率為(0.007 7~1.19)×10-3μm2。未經(jīng)白云石化或僅受埋藏白云石化作用影響的微生物碳酸鹽巖儲層儲集條件差，儲集性能表現(xiàn)為：微生物白云巖>微生物灰?guī)r。

2.3.3埋藏溶蝕作用對雷口坡組微生物碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層具有一定的改善作用

四川盆地雷口坡組微生物碳酸鹽巖在經(jīng)歷了早期成巖作用之后，進(jìn)入埋藏階段，經(jīng)歷與硫酸鹽還原過程有關(guān)的埋藏溶蝕作用(BSR和TSR)。下伏二疊系龍?zhí)督M油型氣為其主要?dú)庠碵64]，輔以雷口坡組蒸發(fā)巖盆內(nèi)腐殖泥相的有機(jī)質(zhì)生氣[28]，兩者共同提供充足的烴類。據(jù)綿陽-長寧拉張槽的展布特征, 四川盆地西部下寒武統(tǒng)烴源巖最厚[64], 我們推測川西地區(qū)雷口坡組氣源也可能來自下寒武統(tǒng)。同時(shí)雷二段和雷四段發(fā)育巨厚的膏巖，提供了豐富的硫源。隨著埋深不斷增加，在川西地區(qū)埋深普遍在6.2~6.3 km，地溫不斷升高，雷口坡組微生物巖會相繼發(fā)生BSR和TSR作用，生成大量的H2S和CO2。TSR作用在中壩氣田的天然氣充注期次的研究中得到了證實(shí)[72]。由于H2S極易溶解于水，在標(biāo)準(zhǔn)狀況下，一個(gè)單位體積的水可以溶解4.3個(gè)單位體積的H2S氣體。H2S溶于地層水后，形成強(qiáng)腐蝕性的氫硫酸，進(jìn)一步對微生物碳酸鹽巖儲層進(jìn)行溶蝕改造，并在一定程度上促進(jìn)孔隙的保持。與硫酸鹽還原過程有關(guān)的埋藏溶蝕作用可以有效地改善儲層質(zhì)量，主要表現(xiàn)在2個(gè)方面：一是在原有孔隙基礎(chǔ)上的擴(kuò)溶，形成更大的非組構(gòu)選擇性的溶蝕孔洞(圖9-D,F,G)；二是大量新生的蜂窩狀次生溶孔形成，具有組構(gòu)選擇性和順層狀分布的特征。這些溶蝕孔洞往往未充填或半充填，溶蝕界面清晰截然(圖9-A,B,C,E)，從側(cè)面證實(shí)了強(qiáng)酸性的溶蝕環(huán)境和孔隙保持環(huán)境。這些孔隙溶蝕特征與普光氣田飛仙關(guān)組TSR改造的儲層類似，具有相當(dāng)?shù)目杀刃訹73,74]。

3燈影組和雷口坡組微生物碳酸鹽巖儲層特征的異同性

上震旦統(tǒng)燈影組位于四川盆地沉積蓋層的最底層，是盆地內(nèi)第一套廣泛分布的碳酸鹽巖。中三疊統(tǒng)雷口坡組是四川盆地內(nèi)最晚的廣泛分布的碳酸鹽巖層系。燈影組和雷口坡組也是四川盆地油氣勘探和研究最為悠久的層系，在其中均較早地發(fā)現(xiàn)了氣藏(田)。1964年發(fā)現(xiàn)了威遠(yuǎn)燈影組氣田(天然氣探明儲量為40×109m3)，是當(dāng)時(shí)中國發(fā)現(xiàn)的第一個(gè)大型氣田。1959年發(fā)現(xiàn)臥龍河雷一1氣藏，1972年發(fā)現(xiàn)“小而肥”的中壩雷三氣田。盡管燈影組和雷口坡組勘探歷史悠久，但近幾年仍有重大突破，在川中燈影組和川西雷口坡組均發(fā)現(xiàn)了超千億方的大型氣田, 并具有廣闊的勘探前景。據(jù)目前的勘探程度，在四川盆地內(nèi)僅在燈影組和雷口坡組發(fā)現(xiàn)了優(yōu)質(zhì)的微生物碳酸鹽巖儲層，但兩者的特征有較大的差異(表4),對其比較研究也是揭示四川疊合盆地海相碳酸鹽巖油氣成藏特征的有效途徑之一。

表3　四川盆地雷口坡組與普光氣田飛仙關(guān)組天然氣藏組分對比

(據(jù)許國明等, 2013; Zhuetal., 2011; 馬永生等, 2007)

a.巖性上，燈影組微生物碳酸鹽巖均為白云巖，而雷口坡組不僅發(fā)育微生物白云巖，也可見微生物灰?guī)r。

表4　四川盆地?zé)粲敖M與雷口坡組微生物碳酸鹽巖儲層發(fā)育特征對比表

b.燈影組微生物白云巖儲集空間多樣，風(fēng)化殼喀斯特作用對其改造強(qiáng)烈, 難見微生物格架原始孔隙; 孔洞充填物世代多、類型多，尤其發(fā)育瀝青，在全盆地很難找到?jīng)]有瀝青充填的燈影組白云巖儲層。雷口坡組微生物白云巖儲集空間較單一，后期改造作用相對較弱,可見微生物格架原始孔隙; 孔洞干凈，充填物較少，很難發(fā)現(xiàn)瀝青?，F(xiàn)今川西雷口坡組發(fā)現(xiàn)的天然氣多為油裂解氣[76], 而雷口坡組儲層中又沒有發(fā)現(xiàn)瀝青, 可推測川西雷口坡組氣藏可能是次生氣藏, 其形成過程類似于其上覆的侏羅系氣藏。因此, 確定提供氣源的古油藏層位(部位)和天然氣的輔導(dǎo)系統(tǒng)是今后雷口坡組油氣成藏研究的重要內(nèi)容。據(jù)油氣四中心耦合成藏理論[77]和下寒武統(tǒng)為主要的烴源巖, 我們推測了四川盆地西部中段雷口坡組油氣成藏的過程和特征(圖12), 其古油藏可能存在于震旦系燈影組和二疊系中, 這有待于今后研究印證和完善。事實(shí)上, 在過去的研究中我們據(jù)川西北礦山梁等地區(qū)寒武系瀝青脈的研究推測川西北地腹存在有燈影組古油藏[78], 且對川西南雅安龍門燈影組古油藏進(jìn)行了詳細(xì)研究[79]。

c.燈影組微生物碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層形成的主控因素是微生物席、白云石化和風(fēng)化殼喀斯特作用; 而雷口坡組微生物碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層形成的主控因素是微生物礁灘(微生物席)、白云石化和埋藏溶蝕作用。

圖12　川西中段YS1井構(gòu)造雷口坡組油氣成藏演化模式圖Fig.12　Formation model of hydrocarbon accumulations of the Leikoupo Formation in the west Sichuan Basin

d.燈影組微生物碳酸鹽巖在全盆地(甚至整個(gè)中上揚(yáng)子地區(qū))廣泛分布且發(fā)育層段多(燈一、燈二和燈四段均較發(fā)育)，揭示其分布的主控因素應(yīng)為海平面和氣候條件。盡管局部構(gòu)造(如綿陽-長寧拉張槽)對燈影組微生物碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層的形成有一定的控制作用, 但不是燈影組微生物碳酸鹽巖儲層大區(qū)域廣泛分布最主要的控制因素。雷口坡組微生物碳酸鹽巖分布非常局限，僅分布在四川盆地西部地區(qū)的中北段，盡管從雷一至雷四段均可見微生物碳酸鹽巖，但主要發(fā)育在雷四段局部層段，揭示其分布的主控因素可能為構(gòu)造、海平面和氣候條件, 且局部構(gòu)造格局起著重要作用。對川西雷口坡組沉積時(shí)的構(gòu)造格局及其對微生物碳酸鹽巖儲層分布的控制作用是今后值得重點(diǎn)研究的內(nèi)容。

e.綿陽-長寧拉張槽的發(fā)現(xiàn)提升了四川盆地震旦系-寒武系的油氣勘探前景, 也提升了四川盆地西部深層-超深層海相領(lǐng)域的油氣勘探前景[38,62]。我們認(rèn)為四川盆地西部中北段是深層-超深層海相領(lǐng)域油氣勘探的最有利地區(qū)之一, 因?yàn)? (1)綿陽-長寧拉張槽控制發(fā)育的下寒武統(tǒng)烴源巖在四川盆地西部中北段最厚,可能品質(zhì)也較佳。(2)最近四川盆地西部二疊系棲霞組-茅口組優(yōu)質(zhì)白云巖儲層和中三疊統(tǒng)雷口坡組微生物碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層的發(fā)現(xiàn)和廣泛存在。(3)四川盆地西部為板緣突變型盆山邊界,發(fā)育典型的沖斷帶-前陸盆地二元結(jié)構(gòu)[80]。這不僅沉積了巨厚的碎屑巖層系, 為較佳的保存條件創(chuàng)造了條件；而且沖斷帶既可形成眾多的構(gòu)造圈閉,形成的斷裂裂縫系統(tǒng)又為深部油氣向上運(yùn)移提供了良好的輸導(dǎo)系統(tǒng)。

4結(jié) 論

a.四川盆地微生物碳酸鹽巖儲層主要發(fā)育在震旦系燈影組和中三疊統(tǒng)雷口坡組。燈影組微生物碳酸鹽巖儲層主要發(fā)育在燈二段和燈四段。雷口坡組微生物碳酸鹽巖儲層主要發(fā)育在雷四段。

b.燈影組微生物碳酸鹽巖具有全盆地相似性，燈二段微生物碳酸鹽巖以凝塊石和葡萄石為主，其次為紋層石和核形石。燈四段以紋層石和疊層石為主，其次為球粒巖、泡沫綿層石和凝塊石。雷口坡組微生物巖主要分布在川西地區(qū)，雷四段主要發(fā)育凝塊疊層石、疊層石、凝塊石、核形石，局部可見枝狀石、泡沫綿層石等。

c.燈影組微生物碳酸鹽巖儲層主要為低孔低滲特征，燈二段儲集空間主要為喀斯特孔洞、葡萄-花邊狀孔洞、微生物體腔孔、微生物格架間孔、晶間(溶)孔、凝塊間溶孔、凝塊內(nèi)溶孔。燈四段則以窗格孔和喀斯特孔洞為主，同時(shí)發(fā)育凝塊間溶孔、晶間溶孔、微生物體腔孔、順層溶縫和構(gòu)造溶蝕縫。燈影組微生物巖儲層是微生物主導(dǎo)的淺水潮坪環(huán)境中形成廣布的微生物席建造，微生物結(jié)構(gòu)控制了其優(yōu)質(zhì)儲層的初始差異性；風(fēng)化殼喀斯特和拉張槽的形成控制了微生物巖優(yōu)質(zhì)儲層的改造強(qiáng)度和最終分布。

d.雷四段儲集空間主要為微生物格架孔、體腔孔、凝塊間溶孔、喀斯特孔洞、晶間(溶)孔、粒內(nèi)溶蝕孔和溶蝕裂縫，以微生物格架孔和窗格孔為主。雷口坡組微生物巖儲層為局限蒸發(fā)環(huán)境控制下的微生物席和微生物礁灘建造。

e.燈影組微生物碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層形成的主控因素是微生物席、白云石化和風(fēng)化殼喀斯特作用; 而雷口坡組微生物碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層形成的主控因素是微生物礁灘(微生物席)、白云石化和埋藏溶蝕作用。

f.四川盆地西部中北段是深層-超深層海相領(lǐng)域油氣勘探的最有利地區(qū)之一。

在本文研究和資料收集過程中，中國石油西南油氣田公司、中國石化西南分公司和勘探分公司給予了大力支持，特此致謝！

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Characteristics of microbial carbonate reservoir and its hydrocarbon exploring outlook in the Sichuan Basin, China

LIU Shu-gen1, SONG Jin-min1, LUO Ping2, QING Hairuo3, LIN Tong1, SUN Wei1,LI Zhi-wu1, WANG Hao1, PENG Han-lin4, YU Yong-qiang1, LONG Yi1, WAN Yuan-bo1

1.State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation,Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China;2.Research Institute of Petroleum Exploration and Development, PetroChina, Beijing 100083, China;3.Department of Geology, University of Regina, Regina SK Canada S4S 0A2;4.Research Institute of Petroleum Exploration and Development, Southwest Oil and Gasfield Company,PetroChina, Chengdu 610051, China

Abstract:Microbial carbonates are a new type of hydrocarbon reservoir rocks. Microbial carbonates in the Sichuan Basin mainly distribute in the Upper Sinian Dengying Formation and the Middle Triassic Leikoupo Formation. The microbial carbonate reservoirs of the Dengying Formation mainly occur in the 2nd and 4th member of the formation (called simply Deng-2 and Deng-4 member) and they are of the same characteristics in the whole Sichuan Basin. The microbial carbonates of the Deng-2 are mainly thrombolite and prehnite, and those of the 4th member are mainly laminate and stromatolite. The main reservoir spaces of the Deng-2 are karst pores, botryoidalis pores, visceral pores of microorganism, pores in framework of microorganism, and thrombolite boundary dissolution pore, while those of the 4th member are mainly fenestrule and karst pores. It shows that the main depositional environments of the high-quality reservoirs of the Dengying Formation are tidal microbial flat controlled by microorganism in the shallow water, and the microbial structure is the main factor controlling the original difference of the microbial carbonate reservoir properties. Early Cambrian Mianyang-Changning intracratonic sag and Tongwan weathering crust karsts control the final distribution of the high-quality reservoir rocks. The research reveals that the main controlling factors of the high-quality microbial carbonate reservoir rocks in the Dengying Formation are microbial flat, dolomitization and weathering crust karstification. The microbial carbonates of the middle Triassic Leikoupo Formation mainly develops in the 4th member in the west Sichuan Basin, which is composed of stromatolite and thrombolite with fenestrule and visceral pores of microorganism as main reservoir spaces. Its main depositional environment is limited evaporation tide. Well developed microorganism leads to the formation of microbial reefs and beaches which determine the distribution of the high-quality reservoir rocks. The main controlling factors of the high-quality microbial carbonate reservoir rocks in the Leikoupo Formation are microbial reefs (beaches), dolomitization and deep-bury karstification. Large-scale gas fields have been discovered in the microbial carbonates of both the Dengying Formation and the 4th member of the Leikoupo Formation in the Sichuan Basin. The middle-northern part of the west Sichuan Basin is one of the most favorable areas for exploring hydrocarbon in the deep and ultra-deep marine carbonates.

Key words:microbial carbonate; Dengying Formation; Leikoupo Formation; stromatolite; thrombolite; reservoir characteristics; Sichuan Basin

[文獻(xiàn)標(biāo)志碼][分類號] TE122.221 A

[基金項(xiàng)目]中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查工作項(xiàng)目(編號:1212011220761)。

[收稿日期]2015-12-02。

[文章編號]1671-9727(2016)02-0129-24

DOI:10.3969/j.issn.1671-9727.2016.02.01

[第一作者] 劉樹根(1964-),男,博士,教授,博士生導(dǎo)師,從事石油地質(zhì)學(xué)的教學(xué)與科研工作, E-mail:lsg@cdut.edu.cn。