李宏濤,肖開華,龍勝祥,游瑜春,劉國萍,李秀鵬

(中國石化 石油勘探開發(fā)研究院 海相油氣藏開發(fā)重點實驗室,北京 100083)

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四川盆地元壩地區(qū)長興組生物礁儲層形成控制因素與發(fā)育模式

李宏濤,肖開華,龍勝祥,游瑜春,劉國萍,李秀鵬

(中國石化 石油勘探開發(fā)研究院 海相油氣藏開發(fā)重點實驗室,北京 100083)

通過巖心、薄片觀察和地震資料，重點對四川盆地元壩地區(qū)長興組生物礁碳酸鹽巖層序、沉積相、儲層類型和成巖作用進行了研究，分析了生物礁儲層結構和發(fā)育控制因素，總結了儲層發(fā)育模式。研究結果顯示，長興組生物礁主要發(fā)育在SQ2中的臺地邊緣相帶，縱向上由兩個明顯的成礁旋回構成，橫向上呈“東早西晚”不對稱分布，是儲層發(fā)育的有利相帶。生物礁(灘)型優(yōu)質儲層以低孔、中低滲溶孔云巖為主，主要發(fā)育于四級層序上部生物礁礁蓋部位，具典型“雙層儲層結構”。成巖早期大氣水溶蝕和白云巖化是儲層發(fā)育最重要的建設性成巖作用。綜合分析認為，受高頻層序控制生物礁沉積相是儲層發(fā)育的基礎，也是控制長興組生物礁準同生期的大氣水溶蝕和白云巖化作用的關鍵因素。埋藏溶蝕、埋藏白云巖化以及破裂作用進一步改善儲集巖物性。元壩氣藏長興組生物礁儲層具有“巖相控儲、早期形成、后期改造”的發(fā)育模式。

成巖作用；儲層結構；生物礁；層序；長興組；元壩地區(qū)；四川盆地

四川盆地東北部元壩地區(qū)長興組氣藏是中石化近年來發(fā)現(xiàn)的大型氣田之一，提交探明儲量上千億立方米，顯示了良好的開發(fā)潛力[1-2]。關于該氣藏的儲層特征及形成機制，眾多學者也做了一些非常具體和深入的工作[3-11]。郭彤樓(2011)提出了儲層分布明顯受三級層序體系域及沉積相控制[6]。李國蓉等(2014)提出多期溶蝕，并認為埋藏期溶蝕是儲層發(fā)育的關鍵[11]。孟萬斌等(2014)提出多期白云巖化等成巖作用[10]。Long et al(2011)從成藏的角度提出擴散成藏機制[1]。這些研究為元壩氣藏的勘探評價提供了重要指導。

目前，元壩地區(qū)長興組氣藏全面轉向開發(fā)。其中長興組二段的生物礁灘相儲層是中石化西南油氣田產能建設的主力目標。根據(jù)儲層研究對象復雜化的現(xiàn)實和精細化的要求，相關研究有待深入。如取心井段相對有限，如何利用測井曲線在全井段實現(xiàn)(高頻)層序界面識別與劃分，描述儲層結構，(高頻)層序、沉積微相以及成巖作用之間的相互聯(lián)系，以及如何控制儲層發(fā)育。盡管眾多學者分別提出了本區(qū)長興組沉積模式[7]、白云巖化模式[8-10]以及溶蝕作用模式[11]，但白云巖化及溶蝕主要形成的期次仍存在一些異議[8-10]，且儲層發(fā)育是一個綜合過程，其最終形成模式有待進一步總結。為此，本文利用長興組鉆井巖心、薄片觀察、物性數(shù)據(jù)，并結合測井和地震方法，對元壩地區(qū)長興組生物礁儲層與層序、沉積及成巖作用的關系進行研究，弄清儲層發(fā)育的控制作用，分析生物礁儲層結構，總結儲層發(fā)育模式，為儲層地震預測地質模型的準確建立，以及更精細的儲層描述提供依據(jù)，也為該氣藏實現(xiàn)有效開發(fā)提供基礎。

1 地質背景

元壩氣田處于四川盆地川北坳陷與川中低緩構造帶結合部，西北與九龍山背斜構造帶相接，東北與通南巴構造帶相鄰，南與川中低緩構造帶相連(圖1)。長興組氣藏頂面為一大型低緩負向構造，西北部為九龍山背斜構造帶向西南延伸的構造傾末端，呈北東向展布。南部為川中隆起向北傾斜深入氣藏區(qū)的寬緩斜坡，東北部是凹陷(或大型復向斜)西端(圖1)，均以低幅度構造(或稱局部高點)為主，走向主要為北西向。

總體上，元壩氣田長興組產狀平緩，構造簡單，斷裂相對不發(fā)育[1]。

川東北地區(qū)上二疊統(tǒng)沉積始于東吳運動形成的茅口組侵蝕面上的海侵。至長興期，川東北地區(qū)古地理面貌呈北西-南東展布，呈現(xiàn)陸棚-臺地相間格局，控制了長興期生物礁、灘的發(fā)育[3-4]。元壩地區(qū)位于梁平-開江陸棚西側，主要發(fā)育開闊臺地、臺地邊緣礁灘、斜坡、淺水陸棚和深水陸棚等沉積相帶[3-6]，古地形總體為西南高、東北低。

2 層序特征與沉積相

前人在層序研究上，三級層序劃分相對較多[3-6]，而相對高頻的四級層序劃分研究相對較少。本文利用詳細的錄井巖屑、巖心觀察，并根據(jù)測井曲線的巖性響應特征，在三級層序界面的約束下，進一步對四級層序進行劃分，為沉積亞相和微相劃分提供基本框架。

2.1 層序界面識別與層序劃分

長興組可劃分為兩個三級層序SQ1和SQ2，分別以SB0，SB1和SB2作為這兩個三級層序的層序界面(圖2)。SB0界面為一典型的(生屑)灰?guī)r與炭質泥巖的巖性巖相轉換面，界面上、下電測曲線響應特征明顯不同。SB2界面在臺地邊緣區(qū)為暴露不整合界面，界面上、下分別為飛仙關組含泥灰?guī)r與長興組(溶孔)白云巖，三孔隙度曲線由光滑變化為齒狀。SB2界面在臺地內部則主要為巖性、巖相轉換面。SB1界面性質與特征與SB2界面相似，在臺地邊緣區(qū)同樣為暴露不整合面，但規(guī)模較小，一般為致密泥晶灰?guī)r與(溶孔)白云巖的分界面，界面上、下電阻也有明顯的由高向低突變的特征。SB2界面在臺地內部也同樣為巖性、巖相轉換面。層序內部體系域界面主要是巖性、巖相轉換面，研究區(qū)主要處于臺地邊緣和臺地內部，發(fā)育海侵體系域和高位域，低位域不發(fā)育，因此體系域界面劃分以GR顯示相對高值的最大海泛面泥灰?guī)r沉積為主要標志。

圖1 川東北區(qū)域構造劃分(a)及元壩區(qū)塊構造特征(b)Fig.1 Tectonic unit division in the northeastern Sichuan Basin(a) and structural characteristics of Yuanba area(b)

圖2 四川盆地元壩2井長興組單井沉積相與儲層單井評價Fig.2 Sedimentary facies and reservoir evaluation of the Changing Formation in Well Yuanba 2,the Sichuan Basin

根據(jù)上述層序界面識別，把元壩地區(qū)長興組臺地邊緣礁灘主體劃分為兩個完整的三級層序(SQ1和SQ2)，并分別對應長興組一段和二段(圖2)。SQ1層序巖性自下而上為生屑灰?guī)r和灰質白云巖(圖2)，構成一個相對完整的三級層序，主要發(fā)育開闊臺地或臺緣淺灘沉積。SQ2層序底部為深灰色含泥灰?guī)r、灰色灰?guī)r，構成了三級層序海侵體系域，為相對低能環(huán)境，中部為生屑灰?guī)r、礁灰?guī)r，頂部為生屑白云巖、微晶白云巖，臺地邊緣生物礁、灘發(fā)育(圖2)，構成了三級層序的高位體系域。長興組每個三級層序進一步可分為3個四級層序，巖性上主要由微晶灰?guī)r、生屑灰?guī)r、礁灰?guī)r向白云巖轉化。電阻率曲線主要表現(xiàn)為相對高阻向相對低阻變化，從而明顯構成了多個向上變淺的沉積組合，如長興組二段3個四級層序中發(fā)育了臺地邊緣生屑灘、灘間及兩期的生物礁沉積(圖2)。利用上述方法，在單井層序劃分的基礎上，實現(xiàn)全區(qū)所有井的層序對比。

在地震上，利用合成記錄進行井震標定，SB0界面一般位于中-強的波峰和波谷間的零相位處，表現(xiàn)相對清晰，可全區(qū)追蹤(圖3)。SB2界面在地震剖面上為一個波谷反射，尤其在臺地邊緣區(qū)呈強波谷反射，同相軸連續(xù)性好。SB1界面主要為連續(xù)性較差，低頻中-弱振幅反射，全區(qū)追蹤相對困難。四級層序(高頻層序)邊界在臺地邊緣生物礁相區(qū)，層序界面由相對高阻抗的灰?guī)r進入相對低阻抗的溶孔白云巖。在地震剖面上主要呈波谷反射的特征，通過井-震結合，建立了元壩長興組(高頻)層序格架。

圖3 四川盆地過元壩27井(臺地邊緣)地震剖面上三級層序及體系域劃分(剖面位置見圖1)Fig.3 The third-order sequence and system tract division on (platform margin) seismic profile across Well Yuanba 27,in the Sichuan Basin (see Fig.1 for the profile location)

2.2 沉積相特征

在(高頻)層序格架內，進行單井相劃分，以元壩2井為例，長興組早期長一段主要位于開闊臺地相帶，發(fā)育灘間、顆粒灘沉積。巖性主要為泥灰?guī)r、微晶灰?guī)r、生屑灰?guī)r，自下而上的巖相組合與各個四級層序具有很好的對應性，即四級層序下部以泥灰?guī)r、微晶灰?guī)r低能沉積為主，上部為生屑灰?guī)r或生屑云巖相對高能沉積(圖2)。長二段主要位于臺地邊緣生物礁灘相帶，發(fā)育灘間、生屑灘、骨架礁、生屑灘、礁后坪等亞相。巖性主要為微晶灰?guī)r、生屑灰?guī)r、生物灰?guī)r、生屑云巖及微晶云巖等，巖相組合與四級層序同樣具有良好的一致性，即自下而上很好地的反映了生物礁礁體結構，發(fā)育礁基(生屑灘)、礁核(生物礁)和礁蓋(生屑灘或潮坪)。

在單井相分析基礎上，詳細標定地震剖面，劃分連井相(圖4)。在剖面上，各井成礁旋回與四級層序對應良好，由此在三級層序上構成了包括由礁基-礁核-礁蓋和礁核-礁蓋組成的兩大成礁旋回。長興組總體具有早灘晚礁、前礁后灘的沉積特征[6,12]，即早期(長一段沉積時期)在緩坡臺地邊緣發(fā)育生物碎屑淺灘相沉積。晚期(長二段沉積時期)在臺地邊緣發(fā)育生物礁灘相沉積，生物礁分布于臺緣外側。

3 生物礁(灘)儲層特征

長二段生物礁沉積是儲層發(fā)育的有利層段[6]，為儲層研究的重點。需指出的是，本文的生物礁(灘)儲層指由生物礁及其伴生的生屑灘或由內碎屑顆粒巖組成，包括生物礁的礁核(生物礁)和礁蓋(生屑灘或潮坪)等構成的完整生物礁灘體結構的所有儲層。

3.1 儲集巖特征

長二段生物礁相儲層巖石類型多。儲集巖可以分為白云巖和灰?guī)r兩類，白云巖類儲層物性明顯好于灰?guī)r類。

白云巖類儲集巖孔隙度多大于5%，主要包括有:①(殘余)生屑云巖(圖5a，b)。巖石結構以生屑或砂屑顆粒支撐為主，生屑包括腕足、腹足、瓣鰓、有孔蟲等，粒間云泥或亮晶膠結物充填，白云石晶粒大小不均，從泥粉晶到中-細晶均有發(fā)育。部分殘余生屑或砂屑結構，通常發(fā)育于礁蓋中部生屑灘亞相中。②細-中晶白云巖(圖5d)。組成這類白云巖的白云石晶粒大小相對均勻，以中-細晶為主，白云石自形-半自形或半自形-它型，常具霧心亮邊結構，晶間孔、晶間溶孔發(fā)育，常分布于礁蓋的中下部。③(藻粘結)微晶云巖(圖5c，e)。巖石結構以微-粉晶白云巖為主，部分呈藻粘結結構，主要分布于礁蓋的上部礁后坪亞相中。

灰?guī)r類主要包括(含云或云質)顆?；?guī)r、(含云或云質)礁灰?guī)r、殘余顆粒結構粉細晶灰?guī)r(圖5f)，孔隙度多低于5%，一般在本區(qū)為次要的儲集巖。主要的儲集空間類型包括：①生屑或砂屑粒內溶孔。出現(xiàn)于生屑內部或骨架內，孔隙直徑變化范圍較大，從0.01 mm到2 mm均有發(fā)育(圖5a)。②顆粒粒間溶孔。這種溶蝕孔隙常分布于顆粒的粒間(圖5b)，或切割了生屑或砂屑顆粒，具有非選擇性溶蝕的特征。③微晶云巖溶孔。溶孔主要發(fā)育于(藻粘結)微晶云巖中發(fā)育，具有相對孤立分布的特征。④白云石晶間(溶)孔。常在中-細晶白云巖中發(fā)育，晶間孔大小較均勻，部分晶間孔經后期溶蝕擴大，形成晶間溶孔(圖5d)，孔隙度較高。⑤溶洞?？赡苁怯稍缙谌芸走M一步溶蝕擴大而成(圖5e)，直徑一般小于1 cm，部分具有順層分布的特征，大部分溶洞未被充填，少量被黑色有機質、瀝青質及方解石晶體不完全充填。⑥裂縫及微裂縫(圖5f)。雖為次要的儲集空間類型，但其明顯提高了樣品的滲透率，且由于裂縫或微裂縫的發(fā)育，有利于晚期成巖流體的流動，導致進一步的溶蝕，從而增加了孔隙空間。

3.2 物性特征

根據(jù)四川盆地碳酸鹽巖儲層評價標準(表1)，結合前人對川東北地區(qū)碳酸鹽巖儲層分級評價標準[13]，對元壩地區(qū)已有12口鉆井的長二段儲層發(fā)育段巖心樣品進行了詳細的統(tǒng)計。結果顯示，長興組礁相儲層孔隙度介于0.79%～24.65%，平均為5.27%?？紫抖戎饕植荚?%～5%，約占46.9%；孔隙度5%～10%的約占22%(圖6a)。滲透率變化范圍較大，介于(0.002 8～1 720.7)×10-3μm2，主峰值在(0.25～0.1)×10-3μm2，滲透率小于1×10-3μm2的樣品占57.2%(圖6b)?？傮w上，顯示出本區(qū)儲層具有低孔-中低滲的儲集特征，以Ⅱ類和Ⅲ類儲層為主，Ⅰ類儲層較少。

圖4 四川盆地長興組過元壩27—元壩204—元壩2—元壩101井剖面相(a)及相控儲層結構模式評價(b)(剖面位置見圖1)Fig.4 Sedimentary facies (a) and reservoir evaluation(b) of the Changing Formation on the profile across Well Yuanba27-Yuanba204-Yuanba2-Yuanba101,in Sichuan Basin(see Fig.1 for the profile location)

圖5 四川盆地元壩地區(qū)長興組二段儲集巖孔隙及儲集空間類型特征Fig.5 Pore structure and space types of reservoir rocks in the 2nd member of the Changing Formation in Yuanba area,the Sichuan Basina.殘余生屑結構溶孔白云巖，粒內溶孔，元壩2井，埋深6 594.85 m，藍色鑄體，單偏光；b.殘余生屑結構溶孔白云巖，溶蝕孔隙邊緣及微裂縫瀝青薄膜覆蓋，元壩2井，埋深6 584.40 m，藍色鑄體，單偏光；c.微-粉晶云巖，溶蝕孔隙發(fā)育，元壩101井，埋深6 903.22 m， 普通薄片，正交偏光；d.細-中晶云巖，晶間(溶)孔發(fā)育，元壩27井，埋深6 302.55 m，普通薄片，單偏光；e.藻粘結云巖，溶蝕孔洞發(fā)育，元壩101井，埋深6 904.00 m；f.殘余砂屑結構重結晶粉細晶灰?guī)r，微裂縫切割方解石充填的裂縫，元壩2井，埋深6 552.70 m，普通薄片，單偏光

圖6 四川盆地長興組二段儲層樣品孔隙度(a)和滲透率(b)分布直方圖Fig 6 Histogram of porosity(a) and permeability(b) of samples from the 2nd member of the Changing Formation in Yuanba area,the Sichuan Basin

孔隙度和滲透率的相關性總體較差，特別是孔隙度低于5%的樣品占64.6%，滲透率變化大，表明本區(qū)微裂縫可能較發(fā)育。當孔隙度大于5%，孔隙度、滲透率具有一定相關性(圖7)，因此優(yōu)質儲層整體屬孔隙型、裂縫-孔隙型儲層。

3.3 儲層結構特征

根據(jù)巖性、物性、含氣性與測井曲線電性的“四性關系”，選擇合適的孔隙度測井解釋模型進行計算，并按儲層分類評價標準對鉆井進行儲層分類(表1)。結果顯示(圖2，圖4)，本區(qū)至少發(fā)育由兩期成礁旋回構成的儲層，與沉積亞相和微相的相序垂向變化具有較好一致性，每個成礁旋回的礁蓋中、上部生屑灘和礁后坪的溶孔白云巖儲層，Ⅰ，Ⅱ類儲層相對發(fā)育。Ⅲ類儲層部分為(灰質)白云巖儲層，部分為生屑灰?guī)r及生物灰?guī)r儲層，分別位于生物礁礁蓋下部和生物礁礁核。

表1 四川盆地碳酸鹽巖儲層分類評價標準

圖7 四川盆地長興組二段儲層樣品孔隙度與滲透率關系Fig 7 Relationship between porosity and permeability of samples from the 2nd member of the Changing Formation in Yuanba area,the Sichuan Basin

在每個成礁旋回的內部，生物礁儲層表現(xiàn)為“層數(shù)多、單層薄、不同類型儲層呈不等厚互層、非均質性強”的特征，但總體在縱向上具有自下而上，物性變好，由此構成了“東早西晚”不對稱規(guī)模發(fā)育的“雙層結構”，受生物礁沉積及暴露層序界面及其成巖作用影響，礁體中心好于礁體邊部，礁后好于礁前(圖4)。

4 成巖作用類型及成巖序列

碳酸鹽巖儲集巖在孔隙演化過程中更易受成巖作用的改造，是儲層發(fā)育不可忽視的重要因素[14]。薄片巖石學觀察是成巖作用研究的基礎，結合地球化學方法，開展成巖類型成因解釋和成巖序列判定[15]。元壩地區(qū)長興組二段儲層成巖作用類型主要包括白云巖化、膠結充填、壓實-壓溶、溶蝕作用以及破裂作用。

4.1 白云石化作用

統(tǒng)計結果顯示，本區(qū)長興組二段白云巖段在高頻層序內通常自上而下發(fā)育(藻粘結)泥微晶云巖、生屑微晶云巖、(殘余生屑)粉-細晶云巖、細-中晶云巖，而白云石晶型大小、自形程度大致能夠反映白云巖的成因[15-20]，并經過眾多學者證實。薄片觀察顯示，礁后坪亞相(藻粘結)泥微晶云巖，原始結構保存完好，可見窗格構造，藻粘連清楚(圖5c)，基本反映了蒸發(fā)成巖環(huán)境。部分生屑白云巖樣品生屑結構保存完好，呈泥晶交代的泥微晶原始結構，常位于潮坪泥微晶云巖之下的生屑灘頂部地層中，反映了蒸發(fā)泵或回流滲透白云巖化快速白云巖化作用的結果[16-17，19,21](圖5a，b)。粉晶、細晶云巖多呈半自形-他形白云石殘余結構生屑，反映了快速白云巖化導致的晶型較差，應主要形成于準同生期的回流滲透白云巖化[17,19，21]。部分以半自形-自形細晶白云石形式存在(圖5d)，主要形成于淺埋成巖環(huán)境中較緩慢結晶生長環(huán)境[16-17,21]。當然，在埋藏成巖環(huán)境中，隨著溫度壓力的進一步升高，部分早期的粉晶白云巖在強烈重結晶作用下，也可能呈自形細晶結構[17]。地層中局部也可見粗晶白云巖，略具波狀消光的特征，應主要形成于深埋藏成巖時期[16-17,20,22]，但這部分白云巖含量相對較少。總體從上述白云石晶型大小、自形程度來看，自下而上反映了深埋白云巖化-淺埋白云巖化-回流滲透白云巖化-蒸發(fā)泵白云巖化的演化過程，與向上沉積環(huán)境逐漸變淺的高頻層序旋回具有較好的一致性(圖2)。顯然，在生物礁礁后更容易形成閉塞、蒸發(fā)的潟湖環(huán)境，更易發(fā)生早期蒸發(fā)泵、回流滲透白云巖化成巖作用，是礁后的儲層物性要好于礁前的重要原因。在地球化學上，白云巖與圍巖灰?guī)r碳、氧同位素分布相似，顯示白云巖化環(huán)境與沉積環(huán)境具有一定繼承性(圖8a)。不同類型白云巖的形成鹽度和溫度均較為接近[10]，也顯示白云巖化時間相對較早，這與白云巖化受層序沉積控制一致。

4.2 膠結作用

生屑灰?guī)r膠結作用一般有3期。早期為等厚環(huán)邊纖維狀膠結(圖9b)，已低鎂方解石化，應為準同生期海底成巖環(huán)境的產物[18-19]；第二期為粒狀方解石粒狀或白云石膠結，可見明顯的半自形-自形晶粒(圖9b)，而部分白云石略具波狀消光，應該是在淺埋藏條件下形成的[16-17]，部分膠結物邊緣可見瀝青覆蓋(圖9d)，顯示形成于油氣充注之前；晚期膠結通常為亮晶方解石膠結，主要呈連晶狀(圖9b，c)，常發(fā)生在油氣充注之后(在白云石和連晶方解石膠結物之間可見瀝青)(圖9d)，應為中深埋藏成巖環(huán)境的產物[18-19，23]。然而，在白云巖中較難見到世代結構，可能是生屑灰?guī)r及其早期膠結物經歷了完全白云巖化及重結晶作用，難顯世代膠結結構，僅保存晚期連晶方解石膠結(圖9c)。而在不同類型巖石的溶孔、洞方解石膠結物的碳、氧同位素上，也可明顯見到3期成因，第一期較早相當于準同生期或之后不久，第二期和第三期應主要為埋藏不同階段的產物。

4.3 化學壓實作用

本區(qū)的化學壓實作用主要表現(xiàn)在縫合線上，縫合線的發(fā)育可能有2期。第一期縫合線通常在生屑內部發(fā)育，而在顆粒間膠結物中痕跡不明顯，被第二期晶粒膠結物所切割，顯示該期縫合線形成時間較早，應該在淺埋藏成巖時期；第二期縫合線則切割了顆粒以及方解石、白云石的膠結物(圖9a)，但很少有切割第三期方解石連晶膠結物，應為埋藏成巖環(huán)境的標志。

4.4 溶蝕作用

溶蝕作用本區(qū)主要應有3期。早期可進一步分為兩種，前者具有選擇性溶蝕的特征，后者與之相反，但切割顆(晶)粒特征不明顯，孔洞邊緣往往能夠發(fā)現(xiàn)一些比較完整的碳酸鹽巖膠結物(如白云石)以及瀝青膜覆蓋(圖9d)，也可見早期溶蝕的示頂?shù)讟嬙?圖9b)。這兩種均為同生-準同生期成巖環(huán)境中大氣水溶蝕作用的結果，顯然沉積古地貌高地是控制大氣水溶蝕的重要因素，也是儲層結構中礁體中心物性好于礁體邊部的重要原因。晚期溶蝕作用形成的粒間溶孔、白云石晶間溶孔、溶蝕溝等具有明顯切割晶粒或顆粒的特征(圖9e，f)，部分孔隙可能是對早期溶蝕孔隙的進一步溶蝕、改造[15,22]。根據(jù)溶蝕孔隙中瀝青的有無，長興組至少存在兩期以上的埋藏溶蝕。邊緣含有瀝青的溶蝕孔洞，可能形成于油氣充注之前的淺-中埋藏環(huán)境(圖9e)，而不含有瀝青的孔隙則是在烴類充注之后(圖9f)，經過硫酸鹽熱化學還原作用(TSR)及其他埋藏溶蝕作用所形成的非選擇性溶蝕孔隙[15,23-27]。如元壩長興組氣藏中含有大量的H2S氣體(平均含量達5%左右)，以及可見天青石、螢石、自生硅質等低溫熱液成因礦物組合圖(9c)。

圖8 四川盆地元壩地區(qū)灰?guī)r與白云巖δ13C-δ18O關系(a)及其與溶蝕孔洞方解石膠結充填物δ13C-δ18O關系(b)Fig 8 Relationship between δ13C and δ18O of limestone and dolomite(a) and their calcite cements filling the vugs(b) in Yuanba area,the Sichuan Basin

圖9 四川盆地元壩地區(qū)長興組二段儲集巖成巖作用類型及特征Fig 9 Diagenetic types and characteristics of reservoir rocks from the 2nd member of the Changing Formation in Yuanba area,the Sichuan Basin a.溶孔白云巖，縫合線中瀝青分布，元壩102井，埋深6 724.70 m，普通薄片，單偏光；b.多期膠結、白云巖化及早期溶蝕作用，見少量的生屑內部溶孔，元壩2井，埋深6 582.20 m，染色普通薄片，單偏光；c.中細晶溶孔白云巖，見晚期連晶方解石、螢石膠結充填，元壩102井，埋深6 773.14 m，染色普通薄片，單偏光；d.白云巖化生物灰?guī)r，溶孔中白云石、方解石膠結，見瀝青分布于白云石邊緣，元壩2井，埋深6 587.16 m，普通薄片，單偏光；e.殘余結構粉細晶白云巖，晚期非選擇溶蝕孔隙，瀝青充填于孔隙邊緣，元壩2井，埋深6 590.50 m，染色普通薄片，單偏光；f.殘余生屑溶孔白云巖，大的晚期溶蝕孔隙，孔隙邊緣潔凈，無瀝青膜覆蓋，元壩102井，埋深6 725.00 m，普通薄片，單偏光；g.多組系裂縫發(fā)育，方解石充填，元壩9井，埋深7 069.50 m；h.裂縫發(fā)育，未充填，元壩27井，埋深6 306.40 m

膠結充填的期次往往與溶蝕期次密切相關[11]。因此，膠結充填物的地球化學特征，在一定程度上能夠反映溶蝕成巖環(huán)境。上述膠結充填物的碳、氧同位素特征顯示(圖8b)，埋藏期溶蝕造成的δ13C和δ18O值明顯降低，反映了埋藏溶蝕過程中烴類等有機質的參與以及埋藏成巖環(huán)境溫度逐漸升高的特征。

4.5 破裂作用

本區(qū)破裂作用除少部分成巖縫，主要發(fā)育以下3期構造裂縫。第一期構造裂縫往往以高角度斜交層面發(fā)育，雁列式排列展布，方解石完全充填，可被縫合線切割改造(圖9g)。第二期構造裂縫以高角度斜交層面或不規(guī)則展布，裂縫面較平直、延伸較遠(圖9g)，可為方解石等(部分)充填。裂縫明顯切割第一期裂縫、改造有機質侵染斑塊，應形成于壓溶縫合線及液態(tài)烴類進入之后。第三期構造裂縫以高角度斜交或垂直層面，裂縫平行排列展布，延伸遠，未充填(圖9h)，切割改造第二期構造裂縫。

綜合以上各自成巖作用類型期次先后順序以及不同成巖作用類型礦物間的相互切割關系，結合物性分析結果、孔隙類型識別及變化特征，總結了元壩地區(qū)的長興組二段生物礁灘儲層的成巖序列及孔隙的演化規(guī)律(圖10)。顯然，本區(qū)儲集巖經歷了多期增加與減小孔隙度成巖作用的改造，也是導致本區(qū)儲層孔隙類型多樣、物性多變的重要因素。根據(jù)成巖演化序列與孔隙演化的關系，多期溶蝕作用和白云巖化作用是成巖時期儲層發(fā)育關鍵，尤其早期的大氣水溶蝕和白云巖化作用產生并保留的孔隙空間，為本區(qū)儲層的發(fā)育基礎和后期的流體運移提供重要通道。

圖10 四川盆地元壩地區(qū)長興組二段成巖序列與孔隙演化Fig 10 Daragenetic sequences and pore evolution of the reservoir rocks in the 2nd member of the Changing Formation in Yuanba area,the Sichuan Basin

5 儲層發(fā)育控制因素

5.1 沉積環(huán)境

臺地邊緣生物礁及臺地邊緣淺灘相是儲層發(fā)育最有利相帶，而低能相帶的臺地內部、礁間及斜坡沉積的巖性孔隙度明顯較低，儲層相對不發(fā)育[12]。顯然，三級層序和四級層序及其控制的沉積(微)相從宏觀上控制了儲層發(fā)育。三級層序中、上部發(fā)育生物礁礁核和礁蓋沉積，四級層序中上部則控制著礁蓋生物碎屑云巖、微晶云巖等云巖Ⅰ類和Ⅱ類儲層的發(fā)育，儲層物性均明顯好于下部的灰?guī)rⅢ類儲層(圖2,圖4)。顯然，隨著高頻層序可容納空間變小，生物礁礁蓋部分隨海平面周期性下降而暴露于海平面之上，形成暴露不整合層序，為大氣淡水淋濾溶蝕，以及臺緣生物礁中相對蒸發(fā)濃縮的海水所形成蒸發(fā)白云巖化和回流滲透白云巖化提供了有利條件，這是儲層發(fā)育最重要的基本前提。同時，這在一定程度上也控制了早期成巖作用發(fā)生[12]。

5.2 成巖作用

成巖作用對儲層發(fā)育具有重要建設性。成巖作用主要為溶蝕(大氣水、埋藏溶蝕作用)、白云巖化、液態(tài)烴充注和破裂作用。早期白云巖化作用及(準)同生期大氣水溶蝕形成的孔隙空間為中、晚期溶蝕作用和白云巖化(及重結晶)提供物質交換的重要空間。液態(tài)烴的充注一方面可以減少早期溶蝕孔隙被盆地鹵水膠結或充填[24-25]，另一方面也為TSR提供了重要烴類來源[26-29]，使得原來孔隙進一步溶蝕擴大或改造。裂縫既可以作為油氣或有機酸等流體的運移通道，也是儲層重要的儲集空間類型之一，溝通形成統(tǒng)一的孔、洞、縫系統(tǒng)，使其滲透性得到明顯改善，特別對于Ⅲ類低孔低滲儲層，具有更重要意義。

6 儲層發(fā)育模式

綜合以上分析，重點根據(jù)生物礁儲層發(fā)育結構、儲層沉積與成巖演化，并結合前人研究成果，總結了元壩生物礁儲層的“巖相控儲、早期形成、后期改造”發(fā)育模式，主要包括以下3個階段。

1) 巖相控儲、早期形成階段

在元壩長興組生物礁生長階段，生物礁礁蓋發(fā)育生屑灘、砂屑灘及礁后坪亞相，沉積生屑灰?guī)r、晶粒云巖、生屑云巖和藻粘結泥微晶云巖等儲集巖，而優(yōu)質儲層主要分布于云巖類，反映了巖相對儲層的控制作用(圖11a)。此階段受低級別(準)同生期暴露不整合的控制，礁蓋部分的潮坪及生屑灘亞相暴露于海平面之上，遭受大氣降水的淋濾和溶蝕，潮坪相中易形成鳥眼孔等孔隙，生屑灘相中易形成生屑粒內溶孔、鑄?？椎冗x擇性溶蝕孔隙。隨著準同生期暴露巖溶強度的增大，部分可能形成非選擇性的小型溶蝕孔洞[18-19,21]。同時，生物礁礁蓋上部的潮坪和生屑灘沉積，在蒸發(fā)泵白云巖化作用下形成(藻粘結)微晶云巖和生屑云巖，基本上保留了原始灰?guī)r的微晶結構[9-10,19]。而位于生屑灘中下部沉積，部分在回流滲透白云巖化，白云石晶型通常為粉-細半自形-他形。

圖11 四川盆地元壩地區(qū)長興組生物礁儲層發(fā)育模式Fig 11 Development models of biohermal reservoirs of the Changing Formation in Yuanba area,the Sichuan Basin

2) 儲層早-中期改造階段

上覆地層沉積后，長興組進入埋藏成巖階段。在淺埋藏成巖環(huán)境中，封存于地層中的高濃度海水，對部分生屑灰?guī)r白云巖化。由于白云巖化是個相對緩慢的過程，部分灰?guī)r的原始結構在白云巖化作用下有些模糊，但整體仍可以辨認，呈粉細晶半自形-自形，發(fā)育晶間孔。隨著下伏吳家坪組(或龍?zhí)督M)烴源巖，在早-中侏羅統(tǒng)進入生排烴高峰期[1,29]，有機酸等酸性流體通過斷層、裂縫等輸導通道進入儲層，對早期形成、保存的孔隙溶蝕，形成非選擇溶蝕孔隙，隨著液態(tài)烴逐漸進入儲集空間，成巖作用逐漸受到抑制[25，30](圖11b)。

3) 儲層晚期改造、保存階段

7 結論

1) 元壩地區(qū)長興組可劃分為2個三級層序(SQ1，SQ2)和6個四級層序。電測曲線組合變化特征能夠反映高頻層序所控制的沉積旋回。長興組生物礁主要發(fā)育在上部三級層序(SQ2)中的臺地邊緣外側，縱向上構成2個明顯的成礁旋回，儲層主要發(fā)育于四級層序中上部生物礁礁蓋位置，具有“雙層儲層結構”的特征。

2) 長二段生物礁相儲集巖巖石類型多樣，優(yōu)質儲層以溶孔云巖為主，白云巖類儲層物性明顯好于灰?guī)r類，反映了巖相對儲層的控制作用。受成巖作用多期改造，孔隙類型多樣，物性變化大。早期大氣水溶蝕和白云巖化是控制孔隙發(fā)育的關鍵建設性成巖作用，也是儲層結構中物性在礁體中心好于邊部、礁后好于礁前的重要原因。

3) 受(高頻)層序控制生物礁沉積微相是儲層發(fā)育的基礎，明顯控制著生物礁礁蓋生屑顆粒灘、藻粘結白云巖巖相分布，也是控制早期大氣水溶蝕和白云巖化作用的關鍵。埋藏溶蝕、埋藏白云巖化、破裂作用等成巖作用進一步改善儲集巖物性。元壩氣藏長興組生物礁儲層，具有“巖相控儲、早期形成、后期改造”的發(fā)育模式。

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(編輯 張玉銀)

Controlling factors and development models of biohermal reservoirs of the Changxing Formation in Yuanba area,Sichuan Basin

Li Hongtao，Xiao Kaihua，Long Shengxiang，You Yuchun，Liu Guoping，Li Xiupeng

(KeylaboratoryforMarineoilandGasExploitation,Exploration&ProductionResearchInstitute,SINOPEC,Beijing100083,China)

Based on detailed observation of cores,thin sections and analysis of seismic data,this paper studied the high frequency sequence,sedimentary facies,reservoir types and diagenesis of the biohermal reservoiors in the Changxing Formation in Yuanba area,the Sichuan Basin,analyzed the architecture of the biohermal reservoir and the factors controlling its development,and formulated its development models.The results show that the bioherms in the Changxing Formation were favorable facies and were developed mainly on platform margin of the SQ2.Vertically,the bioherms consist of two distinct reef cycles.Laterally they are in asymmetrical distribution featuring in “early in the east and later in the west”.The quality biohermal reservoirs are dominated by dissolved dolomite with low porosity and moderate-low permeability and mainly occur in reef caps of the upper fourth-order sequences,and feature in typical “double layer reservoirs architecture”.Meteoric dissolution and dolomitization in the early diagentic stage were the most important constructive diagenesis in the Changing Formation.A comprehensive analysis indicates that the biohermal facies controlled by high-frequency sequence is the foundation of reservoir development,and also is the key factor controlling penecontemporaneous meteoric dissolution and dolomitization of the bioherms in Changxing Fm.Burial dissolution,burial dolomitization and fracturing further improve the physical properties of reservoir rocks.The development model of the biohermal reservoirs in the Changxing Fm of Yuanba area is ‘lithofacies-controlling reservoir,early formation and late reformation’.

diagenesis，reservoir architecture，bioherm，sequence，Changxing Formation，Yuanba area，Sichuan Basin

0253-9985(2016)05-0744-12

10.11743/ogg20160514

2015-06-04;

2016-05-07。

李宏濤(1977—)，男，博士，儲層開發(fā)地質、氣藏精細描述。E-mail:liht.syky@sinopec.com。

國家科技重大專項(2011ZX05005-002)；中國石化科技部項目(P15050)。

TE122.2

A