胡東風 王良軍 黃仁春 段金寶 徐祖新 潘 磊

中國石化勘探分公司

0 引言

早期，四川盆地中二疊統(tǒng)茅口組天然氣勘探開發(fā)主要集中在蜀南地區(qū)，儲層類型以巖溶型為主，共發(fā)現了325個巖溶縫洞型灰?guī)r氣藏[1]。近年來，中國石化勘探分公司通過開展野外地質調查工作，在華鎣山二崖、豐都狗子水和回龍場等露頭發(fā)現厚層白云巖，2017年在四川盆地東部（以下簡稱川東地區(qū)）部署實施的風險探井TL6井在茅口組鉆遇厚度為23 m的厚層白云巖儲層，證實該區(qū)茅口組白云巖儲層發(fā)育。TL6井茅口組測試獲日產11.08×104m3的工業(yè)氣流，表明川東地區(qū)茅口組白云巖儲層具有廣闊的勘探前景。

該區(qū)露頭與鉆井在茅口組發(fā)現白云巖儲層，部分井獲得高產工業(yè)氣流，但該區(qū)儲層橫向變化快，連續(xù)厚層白云巖的報道也很少見。針對四川盆地茅口組白云巖成因具有多種解釋，包括同生—準同生期混合水、埋藏、熱次盆及構造—熱液[2-7]等，對此一直未達成共識?？傊?，由于過去對該套白云巖儲層特征、成因機制及分布規(guī)律認識不一致，對其研究成為制約勘探部署工作的關鍵因素。

為了明確川東地區(qū)茅口組下一步天然氣勘探方向，筆者在研究茅口組白云巖儲層特征的基礎上，探討了茅口組白云巖形成的地球化學環(huán)境，總結了茅口組白云巖儲層發(fā)育的主控因素，建立了白云巖發(fā)育模式，以期進一步指導川東地區(qū)茅口組白云巖氣藏勘探。

1 地質背景

川東地區(qū)位于四川盆地東部，構造分區(qū)屬川東高陡褶皺帶。四川盆地發(fā)育多條基底斷裂[8]，研究區(qū)主體位于華鎣山斷裂東側，緊鄰基底斷裂，地理上位于梁平—涪陵一帶（圖1）。

四川盆地中二疊統(tǒng)包括梁山組、棲霞組、茅口組，為一套海侵背景下的碳酸鹽巖沉積。研究區(qū)茅口組地層厚度介于200～280 m，自下而上劃分為三段：茅一段巖性以深灰色“眼球狀”石灰?guī)r、黑灰色灰泥灰?guī)r、深灰色泥晶灰?guī)r為主；茅二段巖性以深灰色、灰色泥晶生屑灰?guī)r、顆?；?guī)r為主；茅三段巖性以白云巖、硅質云巖、生屑灰?guī)r為主。茅三段頂部普遍遭受剝蝕，與上覆上二疊統(tǒng)吳家坪組呈不整合接觸。

中二疊世時期，受峨眉地裂運動的影響，整個揚子板塊處于拉張環(huán)境，地溫梯度呈明顯正異常[9]。茅三段沉積時期，四川盆地整體表現為緩坡型碳酸鹽臺地。受峨眉地裂運動影響及拉張構造應力控制，川東北部開江—梁平一帶快速下沉，形成相對深水區(qū)，為外緩坡相帶。TL6井—狗子水剖面一帶整體處于茅三段中緩坡相帶，生屑灘大面積連片分布。

在對華鎣山二崖、豐都狗子水、豐都回龍場等3個露頭及TL6、W67、C8等井茅口組巖石薄片觀察的基礎上，首先劃分出茅口組白云巖類型，然后挑選不同類型的白云巖進行主微量元素、碳氧同位素、鍶同位素、包裹體均一溫度測試，再對不同類型白云巖的地球化學特征進行分析，探討川東地區(qū)茅口組白云巖的成因機理，分析白云巖儲層發(fā)育的主控因素，并建立不同類型白云巖的發(fā)育模式。

圖1 四川盆地區(qū)域地質分區(qū)與研究區(qū)位置圖

2 白云巖儲層特征

2.1 分布特征

TL6井及華鎣山二崖、豐都狗子水和回龍場等剖面茅口組發(fā)現厚層白云巖儲層，進一步證實川東地區(qū)白云巖大面積分布（圖2）?？v向上茅口組白云巖主要發(fā)育在茅三段，且主要位于茅三段中下部；橫向上茅口組白云巖分布穩(wěn)定，從研究區(qū)西緣的華鎣山二崖剖面到盆地東緣的豐都回龍場剖面均發(fā)育該套白云巖（圖2），具有“似層狀”發(fā)育的特征。茅口組白云巖厚度規(guī)模較大，最厚可達數十米，如TL6井茅口組白云巖厚度為23 m，鄰區(qū)廣參2井茅口組白云巖段累計厚度達45 m[10]。前人研究成果表明，平面上茅口組白云巖呈北西—南東向展布，主要分布在豐都—南充一線較為狹窄的帶內，緊鄰基底斷裂，且白云巖的分布與基底斷裂的展布方向基本一致[8]。筆者研究茅口組白云巖的平面展布規(guī)律與前人結論一致。

圖2 川東地區(qū)茅口組白云巖厚度對比圖

2.2 巖石學特征

巖心及薄片觀察表明，研究區(qū)茅口組儲層巖性主要為細—中晶云巖、硅質云巖、生屑云巖，局部含燧石結核和團塊。

細—中晶云巖是研宄區(qū)最為常見的一種白云巖類型，晶形主要以半自形為主，晶粒間鑲嵌接觸。晶間溶孔較發(fā)育，被亮晶方解石半充填。該類白云巖主要特征是在顯微鏡下晶粒具有云霧狀核心和潔凈明亮的邊緣（圖3-a）。霧心亮邊說明白云石形成于變化的成巖環(huán)境中[5]。

硅質云巖發(fā)育較為局限，僅在茅口組上部有少許分布，在巖心中表現為硅質結核或條帶發(fā)育分布（圖3-b）。條帶狀硅質云巖多沿順層分布，單條帶厚介于5～10 cm；結核和團塊狀硅質云巖順層或切穿層理分布。生屑云巖鏡下可見灰質生屑顆粒結構幻影，生屑顆粒較少區(qū)域的白云石化作用較生屑富集區(qū)強烈，晶形半自形特征明顯（圖3-c）。

根據鉆井巖心及野外露頭觀察，結合薄片觀察結果，按成因將茅口組白云巖劃分為基質云巖和鞍狀云巖兩類白云巖（圖3-d）。

2.3 物性特征

統(tǒng)計分析研究區(qū)鉆井和露頭資料物性數據發(fā)現，茅口組白云巖基質孔隙度主要介于2.0%～8.0%，孔隙度大于2.0%的樣品占83.08%，滲透率介于0.001～1.000 mD，儲層孔隙度和滲透率均較低（圖4）。但茅口組白云巖儲層非均質性較強，局部儲層物性較好，可能與熱液溶蝕縫洞發(fā)育有關。如TL6井茅口組實測孔隙度介于2.23%～4.34%，平均值為3.34%；滲透率介于1.100×10-4～2.730 mD，幾何平均值為0.014 mD。狗子水剖面茅口組儲層物性較好，實測孔隙度介于2.23%～8.81%，平均值為4.17%；滲透率介于1.100×10-4～6.940 mD，幾何平均值為0.079 mD。

圖3 川東地區(qū)茅口組白云巖儲層巖性特征照片

圖4 川東地區(qū)茅口組白云巖孔滲直方圖

2.4 儲集空間類型

川東地區(qū)茅口組白云巖儲集空間類型豐富多樣，但主要發(fā)育孔隙、縫洞兩類儲集空間（圖5）。

2.4.1 孔隙

孔隙包括晶間孔、晶間溶孔兩種類型。晶間孔是較常見的一種孔隙類型，多位于自形—半自形白云石晶粒之間。其大小往往與周圍顆粒的粒徑成正比，孔隙常呈多面體形態(tài)（圖5-a）。晶間溶孔是在晶間孔的基礎上經后期溶蝕擴大而成，孔隙邊緣具明顯溶蝕的痕跡（圖5-b、c），致使巖心及露頭上多見典型的針孔狀特征。

2.4.2 縫洞

前人研究表明，川東地區(qū)中二疊統(tǒng)高溫熱液流體會對基質灰?guī)r發(fā)生強烈的溶蝕作用，導致熱液白云巖形成半充填的溶洞和裂縫[11]。熱液溶蝕洞為熱液流體對泥晶生屑灰?guī)r、泥晶灰?guī)r等石灰?guī)r溶蝕后的產物[12-13]。熱液溶蝕縫在研究區(qū)內巖心上較為常見，熱液流體對先期構造裂縫進行進一步溶蝕，導致縫寬擴大。

TL6井巖心觀察表明，茅口組白云巖熱液溶蝕洞發(fā)育，形狀極不規(guī)則或略呈圓形，長短軸差別較大?？p洞周緣可見鞍狀白云石或后期方解石半充填（圖5-d、e），由于鞍狀白云石晶體較大，晶體間的剩余空間仍可以作為有效的儲集空間。巖心薄片中可見裂縫發(fā)育，縫寬較小，裂縫充填程度低，連通性較好（圖5-f），局部見瀝青充填。

圖5 川東地區(qū)茅口組白云巖儲集空間特征照片

3 白云巖成因

在對野外露頭、巖心巖石學微觀特征分析的基礎上，結合宏觀的構造地質背景，利用巖礦測試、主微量元素、碳氧同位素、鍶同位素、包裹體均一溫度測試等手段，對研究區(qū)茅口組發(fā)育的基質云巖和鞍狀云巖兩類白云巖的成因進行了分析。

3.1 礦物巖石學

汪華等[5]在川東地區(qū)茅口組巖心觀察及薄片鑒定中發(fā)現大量硅質云巖、硅質巖和球粒化石英等熱水成因標志，認為該區(qū)白云巖儲層受熱次盆微相的控制，具有熱水成因性質。研究區(qū)茅口組白云巖儲層中除發(fā)育硅質云巖和硅質巖外，還發(fā)育熱液溶蝕縫，裂縫中多充填鞍狀白云石，晶面具馬鞍狀彎曲現象（圖3-d）。此外，晶間溶孔或溶洞中存在多種低溫熱液礦物，如自生石英、螢石、黃鐵礦等，表明白云巖在白云石化過程中受到了異常熱事件的影響。

3.2 主、微量元素

豐都狗子水剖面茅口組16塊樣品主量元素測試結果表明，茅口組石灰?guī)r中MgO含量介于0.24%～11.95%，平均值為1.73%，CaO含量介于34.01%～53.19%，平均值為47.88%；基質云巖樣品MgO含量介于16.35%～20.87%，平均值為19.26%，CaO含量介于28.51%～35.80%，平均值為31.46%；鞍狀云巖樣品MgO含量介于17.11%～19.08%，平均值為18.11%，CaO含量介于29.23%～35.27%，平均值為32.13%。石灰?guī)r和兩類白云巖中MgO、CaO含量差異明顯，但基質云巖和鞍狀云巖的MgO、CaO含量無明顯差異。

白云巖中鍶的含量可以分析其形成環(huán)境[10]。茅口組石灰?guī)r中鍶含量介于341.19×10-6～ 1 612.04×10-6μg/g，平均值為 732.93×10-6μg/g；基質云巖中鍶含量介于 49.93×10-6～ 145.23×10-6μg/g，平均值為79.45×10-6μg/g；鞍狀云巖中鍶含量介于 81.72×10-6～ 117.00×10-6μg/g， 平 均 值 為101.18×10-6μg/g。由此可見，石灰?guī)r相對于白云巖具有更高的鍶含量，且鞍狀云巖鍶含量要高于基質云巖。鍶含量越低，白云石化作用越強。因此，基質云巖白云石化程度最高，鞍狀云巖白云石化程度次之，說明兩類白云巖的形成流體或期次相差較大。

3.3 碳、氧同位素

穩(wěn)定碳、氧同位素是分析白云巖成因的重要手段，溫度升高和增加“大氣淡水”會使碳酸鹽巖氧同位素偏負。在古海水鹽度不變的情況下，氧同位素值隨溫度的升高而降低，白云巖偏負氧同位素值常被用來指示在高溫下的沉積[14]。

研究區(qū)茅口組石灰?guī)r和白云巖的碳同位素值（δ13C）均為正值，兩者分布范圍較為接近（2‰～5‰）。石灰?guī)r與白云巖碳同位素值相近，表明茅口組白云巖應該為交代作用形成。茅口組白云巖的氧同位素值（δ18O）明顯輕于石灰?guī)r的δ18O，表明白云巖以富集較輕的氧同位素值為特征，這與前人得出的結論[14]一致。從整個四川盆地來看，茅口組白云巖δ18O均偏負，但δ18O存在一定差異（圖6），說明都受到熱效應影響，只是受熱事件影響程度不同。

圖6 四川盆地茅口組石灰?guī)r、白云巖碳/氧同位素值分布圖

四川盆地茅口組生屑灰?guī)rδ18O介于-4.92‰～-7.20‰，平均值為-5.45‰；茅口組白云巖δ18O為-6.70‰～-14.35‰，平均值為-9.75‰（圖6）。此外，從兩類白云巖δ18O分布特征看，TL6井基質云巖及鞍狀云巖的δ18O無明顯差異，兩者δ18O介于-7.80‰～-9.30‰（圖6），平均值為-8.57‰，兩種類型白云巖的δ18O均明顯輕于原始的石灰?guī)r。研究區(qū)茅口組白云巖偏負氧同位素值說明其形成于相對較高的高溫流體。

3.4 鍶同位素

鍶同位素值的變化主要受兩方面的控制：一是由河流向海水提供相對富放射性成因的87Sr；二是由洋中脊熱液系統(tǒng)向海水提供的相對貧放射性成因的86Sr，兩者共同控制鍶同位素含量[15]。二疊紀沉積時期，海水87Sr/86Sr先是迅速下降，達到最小值之后逐漸上升。上揚子地區(qū)二疊系海相碳酸鹽巖87Sr/86Sr的范圍介于0.706 62～0.707 74[15]。

川東地區(qū)茅口組生屑灰?guī)r87Sr/86Sr基本處于正常海水范圍內，基質云巖和鞍狀云巖的87Sr/86Sr高于同期海水（圖7）。TL6井茅口組石灰?guī)r87Sr/86Sr介于0.705 328～0.707 112，位于正常海水區(qū)間內；基質云巖的87Sr/86Sr介于0.708 201～0.709 234，鞍狀云巖的87Sr/86Sr介于0.728 396～0.727 959，從兩類白云巖鍶同位素比值來看，均高于同期海水，且鞍狀云巖的鍶同位素比值相對基質云巖更高，表明該區(qū)兩種類型白云巖的形成流體或期次相差較大。

圖7 川東地區(qū)茅口組石灰?guī)r、白云巖鍶同位素比值分布圖（據本文參考文獻[14]修改）

3.5 包裹體均一溫度

TL6井兩類白云巖樣品流體包裹體測溫結果表明，鞍狀云巖檢測出兩期原生鹽水包裹體：第一期鹽水包裹體均一溫度介于111.7～123.5 ℃，平均值為118.6 ℃；第二期鹽水包裹體均一溫度介于171.7～207.5 ℃，平均值為194.0 ℃（圖8）?；|云巖也檢測到兩期原生鹽水包裹體：第一期鹽水包裹體均一溫度介于117.2～127.1 ℃，平均值為120.1℃；第二期鹽水包裹體均一溫度介于131.3～142.2℃，平均值為136.1 ℃。結合前人對川東地區(qū)古地溫的研究成果[16]，地表常溫取20 ℃，地溫梯度取25℃/km，根據包裹體均一溫度估算，埋深達到 6 960 m時才能形成鞍狀白云石，而茅口組埋深并沒有這么大。因此，茅口組白云巖的形成受到高于正常埋藏地溫的熱事件影響。

對比茅口組兩類白云巖的成巖流體溫度發(fā)現，基質云巖與鞍狀云巖第一期包裹體均一溫度相近，解釋為同一成巖流體環(huán)境，而鞍狀云巖第二期鹽水包裹體均一溫度最高達207.5 ℃，解釋為后期高溫熱液流體，而基質云巖沒有發(fā)現這一溫度包裹體。流體包裹體均一溫度的差異表明兩類白云巖受熱液影響的程度及形成時間有差異。

圖8 TL6井茅口組鞍狀云巖包裹體均一化溫度分布圖

綜合兩類白云巖的產狀、碳氧同位素、鍶同位素及包裹體均一溫度測試結果，認為研究區(qū)茅口組基質云巖可能沉積于早期熱水沉積環(huán)境，其形成時間相對較早；鞍狀云巖可能受后期熱液改造的影響。

4 儲層發(fā)育主控因素

研究區(qū)茅口組白云巖儲層發(fā)育主控因素多樣，多期不同影響因素的疊加，導致了茅口組儲集空間類型及空間分布規(guī)律的復雜性。

4.1 生屑灘是白云巖儲層發(fā)育的基礎

沉積相是儲層形成的基礎和先決條件，沉積相在區(qū)域上控制著優(yōu)質儲層的分布[17]。四川盆地茅口組巖性致密，但在臺地邊緣等相帶均發(fā)育高能顆粒灘沉積。前人研究也表明茅口組白云巖的發(fā)育與顆粒灘發(fā)育段有關[17-18]。

研究區(qū)巖心、露頭薄片鑒定表明，茅口組白云巖原巖主要為生屑灰?guī)r。TL6井茅三段縱向上發(fā)育多套泥晶灰?guī)r與顆粒灰?guī)r（生屑灘沉積）垂向疊置的旋回，細—中晶云巖多發(fā)育在生屑灘層段，而泥晶灰?guī)r等未被白云石化或白云石化不徹底，表明顆?；?guī)r成巖改造程度明顯高于泥晶灰?guī)r。茅三段沉積期，研究區(qū)整體處于中緩坡沉積相帶，高能顆粒灘具較高的原始孔隙，是白云巖發(fā)育的物質基礎（圖9-a）。

4.2 熱水沉積控制了早期厚層狀基質云巖的發(fā)育

我國南方地區(qū)中晚二疊世之交火山活動強烈[19]。此期，川東地區(qū)巖漿熱液沿深部斷裂不斷上涌，海水被加溫后形成局部熱水沉積，形成了熱水沉積環(huán)境的“熱次盆”。受茅口組中較為致密的泥晶灰?guī)r阻礙作用，致使富鎂地層流體橫向運移至生屑灰?guī)r、顆?；?guī)r中，發(fā)生白云石化從而形成相對穩(wěn)定的層狀、似層狀白云巖段（圖9-b）。

4.3 基底斷裂為后期富鎂熱液流體提供運移通道改善儲集性能

四川盆地發(fā)育多條北西—南東向深大基底斷裂（圖1），斷裂的性質為張扭性，根部斷至結晶基底。TL6井、W67井、華鎣山二崖剖面、豐都狗子水剖面和回龍場剖面均緊鄰基底斷裂，如TL6井距離基底斷裂為5.1 km，W67井距離基底斷裂為0.2 km?；讛嗔褳楦绘V熱液的運移提供通道，有利于熱液的流動和白云石化作用[20-21]。中二疊統(tǒng)之下發(fā)育多套富含鎂離子的碎屑巖地層，富鎂離子的熱液流體在斷裂活動下向上運移，熱液可促進石灰?guī)r的白云石化和早期基質云巖的重結晶，形成鞍狀云巖，同時改造破裂巖石，改善儲層儲集性能（圖9-c）。同時高溫流體使得鞍狀云巖87Sr/86Sr較基質云巖高。豐都狗子水剖面和回龍場剖面發(fā)育了熱液溶蝕形成的溶蝕縫洞等。

圖9 川東地區(qū)茅口組白云巖發(fā)育模式示意圖

5 結論

1）川東地區(qū)茅口組白云巖類型包括細—中晶云巖、硅質云巖、生屑云巖等，其中以細—中晶云巖為主。白云巖儲層物性較好，主要發(fā)育孔隙、縫洞兩類儲集空間，為有效儲層。白云巖縱向上主要分布在茅三段中下部，多呈層狀、似層狀產出。

2）川東地區(qū)茅口組基質云巖和鞍狀云巖鍶同位素及包裹體均一溫度存在差異，表明不同類型白云巖形成于白云石化過程的不同階段，早期熱水沉積形成基質云巖，晚期受熱液改造形成鞍狀云巖。

3）川東地區(qū)茅口組白云巖發(fā)育分布受生屑灘、熱水沉積和基底斷裂的聯(lián)合控制。其中生屑灘是白云巖儲層發(fā)育的基礎，熱水沉積形成了早期層狀基質云巖，基底斷裂為后期富鎂熱液流體提供運移通道改善儲集性能。