王 鑫，辛勇光，田 瀚，朱 茂，張 豪，李文正

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；3中國石油勘探開發(fā)研究院四川盆地研究中心

0 前 言

四川盆地中三疊統(tǒng)的油氣勘探始于20世紀(jì)60年代，至今僅發(fā)現(xiàn)6個氣田（藏）、5個含氣構(gòu)造，主要分布于川東臥龍河與川中磨溪地區(qū)的雷口坡組一段1亞段（簡稱雷一1亞段），川中龍崗和元壩地區(qū)的雷四3亞段，以及川西地區(qū)的雷三3亞段、雷四3亞段和天井山組。雷口坡組已發(fā)現(xiàn)氣藏具多層段多點分布和局部富集的特點，還未發(fā)現(xiàn)規(guī)模連片的油氣田群。這除了與其氣源不確定和成藏的復(fù)雜性有關(guān)外，另外一個重要原因是對中三疊統(tǒng)的沉積特征、儲層形成機制與分布規(guī)律缺乏整體性、系統(tǒng)性的研究和正確認(rèn)識。

前人針對雷口坡組的沉積特征做了大量的研究工作：辛勇光等［1］、呂玉珍等［2］認(rèn)為雷口坡組發(fā)育一套蒸發(fā)巖、白云巖、石灰?guī)r互層的障壁碳酸鹽臺地沉積體系，依次發(fā)育臺地邊緣、臺內(nèi)灘、潟湖邊緣坪；李凌等［3-4］、孫春燕等［5］認(rèn)為雷口坡組為一套較淺水的碳酸鹽臺地相沉積體系，處于局限臺地—蒸發(fā)臺地—開闊臺地和臺地邊緣沉積環(huán)境,發(fā)育臺內(nèi)灘和臺緣灘2類顆粒灘儲層。前人的研究均強調(diào)臺內(nèi)灘與臺緣灘沉積的重要性，但隨著勘探的深入、資料的增多及認(rèn)識的提高，發(fā)現(xiàn)雷口坡組在干旱氣候、淺水碳酸鹽臺地的廣闊潮坪相帶發(fā)育微生物巖，這也是一類重要的儲集巖類，而且呈規(guī)模分布的態(tài)勢［6］。此外，雷口坡組沉積期是否存在臺緣灘也存在爭議。

關(guān)于雷口坡組儲層的成因機制，以往的研究多局限于區(qū)帶研究或針對某特定層系的研究。宋曉波等［7］認(rèn)為川西地區(qū)雷口坡組儲層受沉積相和風(fēng)化殼巖溶共同影響；李蓉等［8］認(rèn)為埋藏期溶蝕作用是川西坳陷雷四3亞段儲層形成的關(guān)鍵；李宏濤等［9］認(rèn)為川西坳陷龍門山前雷四上亞段高頻層序控制了潮間帶有利沉積微相的分布，這是儲層空間展布與儲層發(fā)育的關(guān)鍵控制因素；沈安江等［10］認(rèn)為雷口坡組發(fā)育了石膏溶孔型儲層和殘留原生粒間孔型儲層，將兩套儲層的發(fā)育定位于準(zhǔn)同生期。前人關(guān)于雷口坡組儲層成因機制的觀點眾多，不盡相同。實際上，不同層系、不同區(qū)帶的儲層有其各自特殊的關(guān)鍵控儲要素，不能一概而論。近期的勘探發(fā)現(xiàn)，準(zhǔn)同生巖溶改造型微生物白云巖儲層為雷口坡組非常重要且占比較大的儲層類型，這在之前不被大家所認(rèn)知，關(guān)于其成孔和孔隙埋藏保持機制的研究有待加強。

本文利用最新的油氣勘探成果和豐富的野外露頭、鉆井、分析化驗等基礎(chǔ)資料，從層序地層劃分與對比入手，著眼于全盆地，以Ⅳ級層序為研究對象，注重盆地構(gòu)造演化與沉積古地理背景演變的結(jié)合，系統(tǒng)梳理和分析中三疊統(tǒng)雷口坡組的沉積特征、儲層發(fā)育與分布特征，特別對前期研究存在較大爭議的分層問題，以及被忽視的微生物巖儲層領(lǐng)域進行了深入研究，明確了四川盆地雷口坡組的儲層特征、儲層類型及其形成發(fā)育的主控因素，指出雷口坡組有利儲層發(fā)育區(qū)帶。研究成果對下一步雷口坡組勘探選區(qū)、選帶和目標(biāo)優(yōu)選具重要指導(dǎo)意義。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

四川盆地中三疊統(tǒng)包含雷口坡組和天井山組。其中，雷口坡組劃分為4段，在全盆地分布范圍較廣；而天井山組（亦稱“雷五段”）分布局限，盆地內(nèi)僅在川西坳陷中部連片分布，地表露頭主要沿龍門山?jīng)_斷帶西北緣出露。從大地構(gòu)造上看，中三疊統(tǒng)沉積期，四川盆地為上揚子地臺的一部分，西部經(jīng)龍門山島鏈與滇青藏古大洋相鄰，北部經(jīng)天井山、米倉山、大巴山隆起與秦嶺海相鄰，盆地西南部與東部分別被康滇古陸、江南古陸所圍。盆地內(nèi)部發(fā)育瀘州—開江隆起［11-12］，同時受周圍古陸相繼上隆和盆地基底逐步抬升的影響，盆地內(nèi)海水較淺、較封閉，水體能量總體不強，水體鹽度總體較高。這一特殊的古地理格局導(dǎo)致海盆處于蒸發(fā)—局限的沉積環(huán)境，形成石灰?guī)r、白云巖、石膏及鹽巖的互層沉積［11］。

受中三疊世末期印支運動早幕抬升作用影響,盆地內(nèi)出現(xiàn)了北東向的大型隆起和坳陷。其中，以華鎣山為中心的隆起帶上升幅度最大，形成瀘州—開江隆起；而川西地區(qū)形成了川西坳陷。隆起帶中三疊統(tǒng)普遍遭受剝蝕，瀘州隆起核部下三疊統(tǒng)嘉陵江組中上部以上地層全被剝蝕（圖1），開江隆起只殘留中三疊統(tǒng)雷口坡組下部地層。印支期抬升作用在江油、廣元附近的天井山隆起也有反映，其上雷口坡組部分被剝蝕。

圖1 四川盆地上三疊統(tǒng)沉積前古地質(zhì)圖Fig.1 Paleogeological map of Sichuan Basin before deposition of Upper Triassic

2 天井山組地層的厘定與中三疊統(tǒng)層序劃分

2.1 天井山組的地層厘定

翟光明等［11］將天井山組劃歸為雷口坡組，并命名為“雷五段”，將其表述為乳白色、淺灰色中—厚層至塊狀石灰?guī)r，局部具有鮞狀及生物碎屑灰?guī)r，在川西北稱“天井山石灰?guī)r”。辜學(xué)達(dá)等［13］將天井山組定義為以灰色厚層至塊狀石灰?guī)r為主,上部夾鮞粒、砂屑、生物碎屑灰?guī)r及硅質(zhì)條帶、結(jié)核,含有孔蟲及少量雙殼類、腕足類等生物化石的一套地層。以往這套地層主要見于盆地外西北緣的龍門山推覆帶中段，認(rèn)為盆地內(nèi)缺失這套地層。近幾年成都—綿竹凹陷的多口井在馬鞍塘組與雷口坡組白云巖段之間鉆遇大套石灰?guī)r段，并獲得天然氣產(chǎn)量，早期川西南地區(qū)的灌口003-5井、桑園1井等井也鉆遇這套石灰?guī)r地層，并獲得少量天然氣，這套地層一直被歸為上三疊統(tǒng)馬鞍塘組。鑒于該石灰?guī)r段有重大勘探突破，因此需對其地層歸屬重新厘定。

結(jié)合露頭和鉆井資料，依據(jù)巖性、電性、生物發(fā)育特征，以及風(fēng)化土壤的發(fā)育、溶蝕現(xiàn)象等特征，認(rèn)為原天井山組下部不含或極少含生物碎屑、但微生物藻異常發(fā)育的石灰?guī)r段應(yīng)為中三疊統(tǒng)，這符合中三疊世高鹽度宏體海水生物不發(fā)育而微生物發(fā)育的背景，而上部的鮞?；?guī)r、含豐富生物碎屑的石灰?guī)r夾陸源碎屑巖段應(yīng)為上三疊統(tǒng)馬鞍塘組的下部地層。這兩段地層間呈假整合接觸，在江油馬鞍塘露頭（圖2）、安縣雎水鎮(zhèn)金華村露頭（圖3）、江油佛爺洞露頭見薄層風(fēng)化土壤，之下的天井山組石灰?guī)r中見溶洞，井下亦見風(fēng)化混積巖和天井山組的溶蝕孔洞與充填的滲流沙，鉆井測井曲線呈高GR和低Rd特征。因此，將原天井山組下部石灰?guī)r段仍稱為天井山組，歸中三疊統(tǒng)，因其與雷口坡組頂部白云巖段呈整合接觸，二者巖性呈過渡關(guān)系，因此習(xí)慣上又稱為“雷五段”。盆地內(nèi)天井山組厚度在0～200 m之間，北川含增、香水、黃蓮橋地區(qū)較厚，可達(dá)500 m左右［14］。天井山組的重新厘定，對確認(rèn)中三疊統(tǒng)頂發(fā)育風(fēng)化殼儲層、提出天井山組亦為勘探目的層之一具有重要意義。

圖2 四川盆地馬鞍塘露頭剖面馬鞍塘組與天井山組巖性與接觸關(guān)系Fig.2 Lithology and contact relationship between Ma’antang Formation and Tianjingshan Formation in Ma’antang outcrop of Sichuan Basin

圖3 四川盆地雎水露頭剖面馬鞍塘組與天井山組巖性與接觸關(guān)系Fig.3 Lithology and contact relationship between Ma’antang Formation and Tianjingshan Formation in Jushui outcrop of Sichuan Basin

2.2 中三疊統(tǒng)地層層序劃分

天井山組的重新厘定，確定了中三疊統(tǒng)頂部界線及屬性：天井山組發(fā)育的地區(qū)，天井山組的頂即為中三疊統(tǒng)的頂界，與上三疊統(tǒng)呈假整合接觸；天井山組不發(fā)育的地區(qū)，雷口坡組的頂為中三疊統(tǒng)的頂界，與上三疊統(tǒng)呈不整合接觸。中三疊統(tǒng)底界仍以傳統(tǒng)的“綠豆巖”為劃分依據(jù)，與下三疊統(tǒng)呈整合接觸。雷口坡組內(nèi)部無明顯的假整合面或不整合面，層序類型應(yīng)以Ⅱ型層序為主，低位域特征不明顯，并且海平面升、降具有快速海侵和緩慢海退的特點，因此，內(nèi)部的三級、四級層序主要以巖性界面、電性轉(zhuǎn)換面、主要和次要海泛面進行劃分。

采用海進、高位體系域的二分法，將中三疊統(tǒng)劃分為3個三級層序、11個四級層序（圖4）。各層序的巖性、電性特征與界面特征及與雷口坡組各段、亞段地層的對應(yīng)關(guān)系見圖4。

受控于中三疊統(tǒng)的干旱、較封閉、淺水碳酸鹽臺地背景，其層序特征和儲集體發(fā)育具一定的特殊性。海進體系域一般泥質(zhì)含量由低到高，膏鹽含量由高至低，灰質(zhì)含量在海進期水體較淺時發(fā)育較少，在海進期水體較深時發(fā)育較多；相應(yīng)地，自然伽馬值由低到高，深電阻率值隨泥質(zhì)含量的增高而降低，當(dāng)灰質(zhì)含量增高時整體較高。高位體系域一般泥質(zhì)含量由高到低，灰質(zhì)含量相對減少，白云石化作用增強，可能伴隨有準(zhǔn)同生期表生巖溶作用，儲層相對發(fā)育（圖4）。

圖4 四川盆地中三疊統(tǒng)層序地層綜合柱狀圖Fig.4 Comprehensive strata column of Middle Triassic in Sichuan Basin

3 中三疊統(tǒng)沉積特征

3.1 沉積體系劃分

四川盆地中三疊世特殊的古地理格局決定了雷口坡組為一套高鹽度背景、較淺水、地勢較緩的碳酸鹽臺地沉積體系，發(fā)育以蒸發(fā)臺地、局限臺地為主，以開闊臺地和臺地邊緣為次的4種相類型，其沉積體系劃分和微相類型如表1。

開闊臺地相在四川盆地中三疊統(tǒng)雷口坡組中發(fā)育較少，受海平面升降和古地貌環(huán)境控制，多發(fā)育在海進域，縱向上主要發(fā)育于雷三段和天井山組，巖性主要為深灰色—灰色石灰?guī)r、灰質(zhì)白云巖等，以潮下沉積為主，其次是臺內(nèi)灘。鑒于前人對四川盆地中三疊統(tǒng)的沉積特征已做了大量的研究工作，并取得了眾多共識，本次研究針對前期研究被忽視的微生物巖的沉積特征、有關(guān)臺緣帶認(rèn)識的分歧等進行探討。

表1 四川盆地中三疊統(tǒng)沉積相劃分表Table 1 Sedimentary facies division of Middle Triassic in Sichuan Basin

3.2 川西地區(qū)微生物巖發(fā)育特征

四川盆地中三疊統(tǒng)沉積期，在地勢緩、水體淺、鹽度高的沉積背景下，宏體生物欠發(fā)育，給微生物繁盛和與微生物活動相關(guān)的微生物巖的發(fā)育創(chuàng)造了有利條件，微生物巖具規(guī)模發(fā)育和規(guī)模成儲的態(tài)勢，且以川西地區(qū)雷四3亞段和天井山組最為顯著。

川西地區(qū)雷四3亞段—天井山組既發(fā)育微生物灰?guī)r也發(fā)育微生物白云巖，微生物灰?guī)r主要發(fā)育于天井山組，微生物白云巖主要發(fā)育于雷四3亞段。微生物巖類型主要有疊層石、凝塊石、層紋石，其次是核形石、枝狀石、泡沫綿層石［15］，其他與微生物活動相關(guān)的還有藻砂屑、藻球粒等顆粒碳酸鹽巖（圖5），其中微生物白云巖構(gòu)成主要儲集巖類。

雷四2亞段沉積時，氣候干旱、水體較淺，長時間處于蒸發(fā)臺地環(huán)境，由于海水過咸，宏體生物和微生物均難以生存，微生物巖總體不發(fā)育；雷四2亞段沉積末期，海水快速水進，水體加深；至雷四3亞段沉積時轉(zhuǎn)變?yōu)檩^穩(wěn)定的局限臺地，但海水仍然偏咸，宏體生物恢復(fù)較慢，而適應(yīng)能力強的微生物則快速繁衍，致使雷四3亞段微生物白云巖規(guī)模發(fā)育；至天井山組沉積時期，海水持續(xù)水進，海水鹽度雖接近正常，但宏體生物仍未大量恢復(fù)，微生物更加繁盛，促成天井山組微生物灰?guī)r或灰質(zhì)白云巖的規(guī)模發(fā)育；至上三疊統(tǒng)馬鞍塘組沉積時期，大量宏體生物繁盛，微生物巖基本不發(fā)育。雷四3亞段—天井山組微生物巖在平面上主要發(fā)育于川西坳陷東部的平緩斜坡區(qū)，沉積相帶以局限臺地潮坪亞相為主，微生物巖儲層發(fā)育；梓潼—中江—眉山近南北向地帶及以東則轉(zhuǎn)變?yōu)檎舭l(fā)臺地的潮坪亞相與蒸發(fā)潟湖亞相，微生物巖儲層不發(fā)育。根據(jù)單井和平面上微生物巖的發(fā)育特征及儲層性能，建立微生物巖的縱向發(fā)育模式（圖6）。

圖5 四川盆地雷口坡組微生物巖典型巖石類型Fig.5 Typical rock types of microbial carbonate of Leikoupo Formation in Sichuan Basin

圖6 四川盆地雷四2亞段—天井山組微生物巖發(fā)育序列Fig.6 Development sequence of microbial carbonate rocks of Submember 2 of the Leikoupo Member 4-Tianjingshan Formation in Sichuan Basin

3.3 臺緣帶與臺緣礁灘的發(fā)育特征

關(guān)于雷口坡組沉積時期臺緣帶的發(fā)育位置與盆地內(nèi)是否發(fā)育臺地邊緣礁灘，目前存在較大爭議。中三疊世，四川盆地周圍發(fā)育島鏈、古陸（?。?1］，它們起到障壁作用，與外圍的海洋、海槽相鄰；盆地基底逐步抬升，盆地內(nèi)水淺而封閉，整體處于蒸發(fā)—局限的沉積環(huán)境。因此，四川盆地可能缺少真正意義的臺緣帶，相應(yīng)典型、規(guī)模性的臺緣礁灘也不發(fā)育，可能只在原島鏈或古隆間及周緣水體較暢通、水體能量較強的區(qū)域發(fā)育臺內(nèi)淺灘。其中，較典型的是天井山古隆西緣江油中壩地區(qū)雷三3亞段的微生物丘、灘相沉積（圖4），其次是在川西龍門山前緣帶附近的露頭或鉆井中所見的少量顆粒灘。四川盆地中三疊統(tǒng)目前未見生物礁相發(fā)育，但在龍門山前緣帶附近的安縣雎水剖面、綿竹漢旺剖面等見到上三疊統(tǒng)馬鞍塘組生物礁。

3.4 臺內(nèi)顆粒灘的分布

四川盆地內(nèi)雷口坡組發(fā)育砂屑灘、藻屑灘、鮞粒灘等臺內(nèi)顆粒淺灘，主要發(fā)育于雷四3、雷三3和雷一1亞段（圖4），平面上主要分布于面向外海且與外海溝通、水體能量相對較強的臺地內(nèi)古地貌相對高的一側(cè)。龍崗地區(qū)雷四3亞段沉積期位于臺洼面向北部海域的斜坡帶，海水從川西北的大巴山古隆與龍門山古隆間的空隙侵入，水體能量較高，鮞灘、砂屑灘發(fā)育；江油中壩地區(qū)雷三3亞段沉積期位于天井山古低凸起面向西部海域的斜坡帶，海水通過西部的龍門山島鏈間的空隙與外海溝通，水體能量較強，沉積了較厚的顆粒灘（圖4）；磨溪地區(qū)雷一段白云質(zhì)砂屑、鮞粒灘則沿瀘州古凸起周緣分布。

3.5 中三疊世巖相古地理

中三疊世，由于江南古陸西移抬高，四川盆地海盆環(huán)境由早三疊世的東深西淺逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)槲魃顤|淺，川東演變?yōu)楹ｊ戇^渡相，川中到川西廣大地區(qū)基本保持較封閉的局限—蒸發(fā)臺地環(huán)境，在川西龍門山前緣與西側(cè)海槽連通的局部地區(qū)形成富藻的淺灘沉積，儲層段主要發(fā)育于三級層序或四級層序的高水位體系域。中三疊統(tǒng)頂部可發(fā)育風(fēng)化殼型儲層。

雷一1亞段（圖7）沉積時，盆地略具東傾底形，水體整體較淺，地形較緩，整體為緩坡型局限臺地沉積，在瀘州地區(qū)發(fā)育古凸起。瀘州古凸起北部周緣的川中地區(qū)發(fā)育大范圍的臺內(nèi)淺灘，川東發(fā)育混積的泥質(zhì)云坪，古凸起南部發(fā)育含膏云坪相；盆地北部梓潼—儀隴—通江、大竹地區(qū)的封閉臺洼地帶發(fā)育含膏云坪或膏質(zhì)潟湖；川西除龍門山前緣局部發(fā)育臺緣淺灘外以云坪相沉積為主。雷一2亞段沉積時，基本沿襲雷一1期的古地理格局，只是水體加深，泥質(zhì)含量增加，以含膏泥質(zhì)云坪、含膏泥質(zhì)灰質(zhì)潟湖相占主導(dǎo)為特征。

雷二段為層序SQ1的高水位體系域，盆地內(nèi)以蒸發(fā)臺地和局限臺地為主，以發(fā)育泥質(zhì)白云巖和白云巖、膏巖交互為特征。在川東地區(qū)，發(fā)育泥云質(zhì)潟湖。

雷三1亞段沉積期大規(guī)模海進，氣候干旱程度有所緩解，川中—川西以廣泛發(fā)育的局限—開闊臺地潮下灰坪與灰質(zhì)潟湖為特征（圖8），川東以混積泥質(zhì)灰坪為特征，川西龍門山前緣局部發(fā)育臺緣淺灘。雷三2亞段沉積期，氣候再次變干旱，同時受盆地周緣地塊擠壓變形明顯增強的影響，形成成都、儀隴—南充兩大坳陷與周緣隆起并存的隆坳格局：坳陷區(qū)發(fā)育含膏云坪與含膏潟湖；川東以混積泥質(zhì)云坪為主；川西以含膏云坪為主，局部發(fā)育臺內(nèi)淺灘。雷三3亞段沉積期為層序SQ2的高水位體系域發(fā)育期，由于雷三2時期的填平作用，此時地勢整體較平坦，臺坪范圍擴大（圖9），同時氣候干旱明顯緩解；川西以局限臺地的云坪為主，川西北天井山低凸起西緣與川西南地區(qū)臺內(nèi)淺灘發(fā)育，川中以局限—開闊臺地的灰坪、灰質(zhì)潟湖為主，川東以混積泥質(zhì)灰坪為主。

圖7 四川盆地雷一1亞段沉積相圖Fig.7 Sedimentary facies map of Submember 1 of the Leikoupo Member 1 in Sichuan Basin

圖8 四川盆地雷三1亞段沉積相圖Fig.8 Sedimentary facies map of Submember 1 of the Leikoupo Member 3 in Sichuan Basin

圖9 四川盆地雷三3亞段沉積相圖Fig.9 Sedimentary facies map of Submember 3 of the Leikoupo Member 3 in Sichuan Basin

雷四1亞段沉積期，盆地整體有抬升之勢，水體較封閉，氣候再次變干旱，川中、川西地區(qū)整體為蒸發(fā)臺地含膏云坪與膏質(zhì)潟湖沉積。雷四2沉積時期，氣候異常干旱，川中、川西地區(qū)整體以蒸發(fā)臺地膏質(zhì)潟湖沉積為主，其次是含膏云坪。雷四3亞段—天井山組沉積時期為層序SQ3的高水位體系域，此時氣候快速轉(zhuǎn)為半干旱直至近正常氣候，地勢整體較平坦，臺坪范圍較廣，以廣泛的富藻云坪、灰坪沉積為特征，并形成規(guī)模微生物巖儲集巖類。在鹽亭—西充膏質(zhì)潟湖與龍崗臺洼過渡區(qū)發(fā)育臺內(nèi)淺灘（圖10）；在川西龍門山古島鏈東緣局部發(fā)育臺緣淺灘，但大部分地區(qū)可能已卷入龍門山的褶皺逆沖斷裂帶中，盆地內(nèi)現(xiàn)今僅在霧1井區(qū)、漢旺以東等局部區(qū)帶存在臺緣淺灘。

圖10 四川盆地雷四3亞段—天井山組沉積相圖Fig.10 Sedimentary facies map of Submember 3 of the Leikoupo Member 4-Tianjingshan Formation in Sichuan Basin

4 中三疊統(tǒng)儲層特征與主控因素

中三疊統(tǒng)發(fā)育微生物巖儲層、顆粒灘儲層（包括臺內(nèi)灘和臺緣灘2類）、晶粒白云巖儲層、裂縫或巖溶改造型儲層等4大類儲層類型。

4.1 儲層特征

4.1.1 微生物巖儲層發(fā)育特征

微生物巖主要有疊層石、凝塊石，其次是層紋石，有少量核形石、枝狀石、泡沫綿層石等，以白云巖為主。微生物巖在同生期、準(zhǔn)同生期有利于形成粒間（溶）孔或溶洞（圖5g，5j）、藻格架間孔洞（圖5k，5l）、粒內(nèi)溶孔、藻紋層間窗格孔或鳥眼孔（圖5h，5i）、膏溶孔、生物碎屑鑄模孔等，從而形成微生物巖儲層。微生物巖儲層主要發(fā)育于含膏層段之上的雷四3亞段—天井山組；平面上主要分布于川西坳陷平緩的斜坡區(qū)，其次是龍崗臺洼斜坡區(qū)。儲層發(fā)育相帶以局限臺地潮坪亞相為主，而蒸發(fā)臺地由于鹽度過高而不發(fā)育。

川西地區(qū)雷四3亞段微生物巖儲層單層厚度主要在0.5～8 m之間,累計厚度為7～45 m；孔隙度為2.5%～13%,平均為3.9%；滲透率為(0.01～710)×10-3μm2,平均為14.38×10-3μm2［16］。其中，疊層石白云巖儲層的孔隙度和滲透率最高，凝塊石白云巖儲層的孔隙度和滲透率相對較低，凝塊疊層石白云巖儲層的孔隙度和滲透率介于前兩者之間。

4.1.2 顆粒灘儲層發(fā)育特征

盆地內(nèi)顆粒灘儲層主要為臺內(nèi)淺灘，以砂屑灘、藻屑灘為主，有少量礫屑灘和鮞粒灘，主要發(fā)育于雷一1亞段、雷三3亞段和雷四3亞段—天井山組，平面上主要分布于川中和川西坳陷斜坡區(qū)。據(jù)典型井顆粒灘儲層物性統(tǒng)計（表2），孔隙度平均值在3.11%～11.56%之間?？紫额愋陀芯чg孔（圖11a）、粒間與粒內(nèi)溶孔（圖11b，11c）、生物碎屑鑄?？着c鮞?？住⒏嗳芸妆怀涮詈笤偃芪g的粒間溶孔（圖11d—11g）等。

雷一1亞段顆粒灘在川中普遍發(fā)育，巖性為白云巖、灰質(zhì)白云巖、白云質(zhì)灰?guī)r，厚度一般在5～25 m之間，主要沿沉積期古地貌高及周緣分布，特別是在磨溪一帶累計厚度最大（可達(dá)35 m）；儲層物性較好，顆粒灘主要發(fā)育段的孔隙度平均在10%左右（表2）；孔隙類型以粒內(nèi)溶孔、粒間孔、膏溶孔為主，其次是晶間孔。雷三3亞段顆粒灘主要發(fā)育于川西地區(qū)，并以川西北江油中壩地區(qū)最為發(fā)育，厚度可達(dá)百米左右；巖性為微生物白云巖與顆粒白云巖復(fù)合體；儲層物性相對較好，平均孔隙度一般在4%左右（表2）。雷四3亞段顆粒灘主要發(fā)育于川西與川中龍崗地區(qū)，但川西以微生物白云巖為主，龍崗為微生物白云巖與顆粒白云巖復(fù)合體；儲層物性平均也在4%左右（表2）；孔隙類型以粒內(nèi)溶孔、粒間孔、裂縫為主，其次是晶間孔。

4.1.3 晶粒白云巖儲層發(fā)育特征

晶粒白云巖主要為無明顯顆粒和生物結(jié)構(gòu)的粉晶、細(xì)晶白云巖，以粉晶白云巖為主，其成因主要與回流滲透白云石化或混合白云石化作用有關(guān)。部分晶粒較粗的白云巖可能與埋藏?zé)嵋喊自剖嘘P(guān)，但這類白云巖一般較致密，孔隙不發(fā)育?？紫额愋鸵跃чg孔、晶間溶孔（圖11h）為主，其分布特征與顆粒灘儲層類似。

4.1.4 裂縫型或巖溶改造型儲層發(fā)育特征

巖溶改造型儲層主要指中三疊統(tǒng)頂部早印支期不整合面下的風(fēng)化殼儲層。目前發(fā)現(xiàn)的川西地區(qū)新深1井、川科1井、灌口003-5井、羊深1井的天井山組氣層可能為此類儲層，川西江油的中壩地區(qū)雷三3亞段氣層、川中龍崗—元壩地區(qū)雷四3亞段氣層的儲層也均受到風(fēng)化淋濾作用的改造。裂縫型儲層以元壩雷四3亞段氣層為典型，其巖性以泥晶白云巖為主，基質(zhì)孔不發(fā)育，但裂縫發(fā)育，同時表生期沿裂縫發(fā)生不同程度的溶蝕作用，從而形成溶蝕裂縫型儲層（圖11i）。

表2 四川盆地雷口坡組典型井顆粒灘物性統(tǒng)計表Table 2 Statistical table of physical properties of granular shoal of Leikoupo Formation in typical wells of Sichuan Basin

表生淋濾作用的強度與巖性、古地貌和裂縫有密切關(guān)系?；|(zhì)孔隙或裂縫發(fā)育時，巖溶改造作用相對較強；而基質(zhì)孔隙和裂縫不發(fā)育時，淡水流體滲流不暢，淋濾作用不明顯。另外，在巖溶高地由于水體快速流失而淋濾效果較差，巖溶洼地由于水體匯集易形成膠結(jié)，淋濾效果好的地帶主要為巖溶斜坡帶，如川科1井巖溶斜坡。從巖溶作用發(fā)育深度來看，一般在距雷口坡組頂面0～50 m之間出現(xiàn)，最深在距雷口坡組頂面110 m內(nèi)可見。

圖11 四川盆地中三疊統(tǒng)儲層孔隙成因類型與充填特征典型照片F(xiàn)ig.11 Typical photos showing pore genetic types and filling characteristics of the Middle Triassic reservoirs in Sichuan Basin

4.2 儲層主控因素

根據(jù)儲層巖石學(xué)特征、儲層孔隙發(fā)育與物性分布特征，結(jié)合中三疊統(tǒng)沉積埋藏與構(gòu)造演化史，對四川盆地中三疊統(tǒng)相對優(yōu)質(zhì)儲層的關(guān)鍵控制因素進行了總結(jié)。

（1）顆粒灘與微生物巖是有利儲層形成的關(guān)鍵巖相基礎(chǔ)

根據(jù)中三疊統(tǒng)儲層物性與巖性關(guān)系分析，儲層物性相對較好的主要為顆粒碳酸鹽巖及藻粘結(jié)的藻粒、藻紋層、疊層石、凝塊石等微生物巖，其次是粉晶、少量的細(xì)晶碳酸鹽巖，而泥晶、含膏質(zhì)的碳酸鹽巖物性均較差。

（2）準(zhǔn)同生白云石化與巖溶作用是原生孔隙保持和次生孔隙形成的關(guān)鍵

白云石化作用會使巖石總孔隙度增加，同時使晶體增大和趨于自形，提高巖石的抗壓性能。準(zhǔn)同生期白云巖的碳酸鹽巖原始結(jié)構(gòu)保存相對完整，見窗格構(gòu)造，表明其形成環(huán)境與蒸發(fā)潮坪有關(guān)。據(jù)微量元素分析結(jié)果，白云石有序度較低，在0.38～0.68之間，平均為0.57，表明白云石具有同生期—準(zhǔn)同生期形成的特征。薄片中經(jīng)常見到孔洞中充填滲濾沙，滲濾沙充填前的孔洞有溶蝕改造痕跡，且滲濾沙具示底構(gòu)造特征（圖11d，11g），之后進一步被方解石、白云石、石英等充填。這一期滲濾沙應(yīng)該為準(zhǔn)同生期早表生淋濾作用所形成，之后的膠結(jié)物為早—晚埋藏期形成。另外，川西北、龍崗地區(qū)雷四段、雷三段鮞粒白云巖常見鮞粒內(nèi)溶孔和鮞粒間溶孔（圖11c），含生物碎屑碳酸鹽巖中發(fā)育生物碎屑鑄?？祝@些可能與早表生作用有關(guān)。

（3）中三疊世末期的表生巖溶作用起關(guān)鍵的加強和鞏固作用

早印支運動使中三疊統(tǒng)抬升出露，普遍遭受剝蝕、淋濾。據(jù)薄片觀察，川西北地區(qū)雷三段常見孔洞中方解石膠結(jié)物的溶蝕，且溶蝕邊界見鐵泥質(zhì)環(huán)邊，部分還可見滲濾沙的存在，而晚期的構(gòu)造縫中充填的方解石未見溶蝕。在龍門山前緣帶的高家1井、龍深1井、川科1井的天井山組取心段見石灰?guī)r的溶蝕孔洞、孔洞中的滲濾沙等，表明此時期表生淋濾作用較明顯，并形成龍門山前帶天井山組溶蝕孔洞型儲層。另外，川中北的元壩地區(qū)雷四3亞段溶蝕裂縫發(fā)育，沿裂縫常見溶蝕孔洞，并形成良好的溶蝕裂縫型儲層（圖11i）。因后期沒有再出現(xiàn)地層暴露，因此推斷這些溶蝕縫洞為中三疊世末期的表生淋濾作用所致。

（4）埋藏期有機酸的溶蝕作用及油氣的浸位起到積極保護作用

中三疊統(tǒng)富微生物，有機碳含量普遍在0.2%左右，有機質(zhì)類型好，本身具有有機酸的生成能力，而且在成巖早期即可形成，而此時期成巖流體最活躍，成巖礦物豐富，這時有機酸的產(chǎn)生使地層形成弱酸介質(zhì)環(huán)境，有效抑制了方解石的膠結(jié)。這可能就是大多準(zhǔn)同生期形成的顆粒灘、微生物巖儲層的孔隙在早成巖期不被膠結(jié)而保存的主要原因，同時可形成埋藏溶蝕孔隙（圖11f，11g）。

同理，較早的油氣浸位在保持酸性成巖環(huán)境的同時占據(jù)了孔隙空間，同樣抑制了膠結(jié)物的形成。而沒有油氣浸位或有機酸消耗殆盡之后，成巖環(huán)境又轉(zhuǎn)為弱堿性，孔隙空間被方解石、白云石或熱液礦物（如硅質(zhì)）膠結(jié)。如青林1井雷三上段儲層孔洞發(fā)育，孔洞中殘余輕質(zhì)油較多，表明有油浸位過；而下部無油質(zhì)殘余的層段儲層物性差，主要原因則是其大部分孔洞被晚期方解石、白云石或熱液礦物（如硅質(zhì)）膠結(jié)充填（圖11d，11e）。

（5）埋藏期間多期構(gòu)造運動造縫有力改善了儲層的滲流能力

中三疊統(tǒng)成巖埋藏期間遭受多次構(gòu)造運動，特別是印支晚期、燕山期與早喜馬拉雅期構(gòu)造運動較強，可產(chǎn)生多期構(gòu)造縫，成為油氣的運移通道和儲集空間，大大改善儲層性能。裂縫發(fā)育時可形成孔洞-裂縫復(fù)合型或裂縫型有效儲層，如龍崗、元壩地區(qū)雷四3亞段氣藏儲層。

4.3 有利儲層發(fā)育區(qū)帶

根據(jù)中三疊統(tǒng)儲層控制因素分析，認(rèn)為古隆周緣的風(fēng)化殼巖溶分布帶，準(zhǔn)同生、早表生或疊加晚表生巖溶改造的微生物巖與臺內(nèi)灘分布帶為有利儲層發(fā)育區(qū)帶，提出“三帶、兩隆”的有利儲層發(fā)育區(qū)帶：“三帶”即川西坳陷西緣龍門山臺緣逆沖斷褶帶、川西坳陷東部斜坡低緩（斷）褶帶、儀隴凹陷南緣斷褶帶；“兩隆”即川西北天井山—九龍山繼承性古隆起周緣、川中瀘州—開江繼承性古隆起周緣。

5 結(jié)論和意義

（1）依據(jù)巖性、電性、生物特征及風(fēng)化土壤、溶蝕現(xiàn)象等特征，重新厘定了中三疊統(tǒng)天井山組的地層及其分布范圍，明確天井山組為重要的有利勘探層系之一，拓展了中三疊統(tǒng)勘探層系。

（2）指出微生物巖是雷口坡組重要的碳酸鹽巖類型，具有規(guī)模發(fā)育和形成規(guī)模有效儲層的潛力，為目前雷口坡組除顆粒灘碳酸鹽巖之外又一類新的、比較現(xiàn)實的勘探對象，拓展了雷口坡組的勘探領(lǐng)域。

（3）對四川盆地中三疊統(tǒng)相對優(yōu)質(zhì)儲層的關(guān)鍵控制因素進行了分析總結(jié)，明確有利儲層孔隙形成和保存機制，提出古隆周緣的風(fēng)化殼巖溶分布帶、準(zhǔn)同生疊加表生巖溶改造的微生物巖與顆粒灘分布帶為有利儲層發(fā)育區(qū)帶，明確了雷口坡組的勘探方向。

致謝：川西南油氣田公司研究院、中國石油勘探開發(fā)研究院四川盆地中心等專家為本文的編寫提供了大量的幫助，評審專家對本文提出寶貴的修改意見，在此表示感謝！