通南巴地區飛仙關組三段儲層成因機制探討①

段新國 李英 李忠權 王洪輝 李仲東 李德敏 胡永章

(1.成都理工大學“油氣田地質及開發工程”國家重點實驗室成都610059; 2中國石油化工股份有限公司西南油氣分公司工程技術研究院四川德陽618000)

通南巴地區飛仙關組三段儲層成因機制探討①

段新國1李英1李忠權1王洪輝1李仲東1李德敏1胡永章2

(1.成都理工大學“油氣田地質及開發工程”國家重點實驗室成都610059; 2中國石油化工股份有限公司西南油氣分公司工程技術研究院四川德陽618000)

通南巴地區飛仙關組三段儲層近年獲得了工業氣流，儲層壓力較高，儲層巖性主要為顆粒灰巖與泥微晶灰巖，物性較差，儲集空間以鑄模孔、粒內溶孔和晶間溶孔為主，且儲集層橫向變化大，縱向差異顯著，總體看，該區儲層發育欠佳。通過研究區成巖作用類型及其對孔隙演化的影響分析、成巖演化序列分析以及與鄰區普光氣田儲層成巖作用對比分析，對通南巴地區的儲層成因機制進行了深入討論。通過研究發現，通南巴地區飛三段儲層形成的主要控制因素有以下三個方面:(1)由于沉積成巖環境的限制，白云化作用非常微弱，基本不發育白云巖儲層，這導致本區儲層較差;(2)原生孔隙基本消失殆盡，溶蝕作用成為飛三段儲層形成的關鍵因素，同生期的溶蝕作用在各期溶蝕作用中占主導地位;(3)由于在中—深埋藏階段沒有烴類注入，飛三段儲層基本無TSR反應，破壞性成巖作用相對增強，儲層無法得到改善。

通南巴地區儲層成因機制白云化作用溶蝕作用TSR

四川盆地二疊系—三疊系海相碳酸鹽巖儲層油氣勘探潛力很大，但其成藏條件差，尤其是儲層條件差顯得特別突出，經過極強的成巖作用，儲層的原始孔隙基本消失，有效碳酸鹽巖儲層只能依靠次生孔隙［1］。

通南巴地區在飛仙關組三段沉積時，沉積環境為開闊臺地相。巖性以灰巖為主，在中上部發育淺灰色厚塊狀亮晶鮞粒灰巖、亮晶砂屑灰巖，是通南巴地區飛仙關組分布較廣的一套儲層［2］。這套砂屑鮞粒灰巖在米倉山南緣地區穩定分布，一般距飛三段頂80～90 m，它既是飛仙關組的主要儲層發育層段，也是飛三段的識別標志。川涪82井在進入飛三段84 m時鉆遇了23層單層厚1～4 m的亮晶鮞粒灰巖及砂屑鮞粒灰巖，累計厚40.5 m，鮞粒灰巖與微晶灰巖組成不等厚互層，說明川涪82井可能處于灘體的邊緣。河壩1井在進入飛仙關組80 m(井深4 950 m)時鉆獲了這套鮞粒灘沉積，巖性為鮞粒灰巖，白云化程度不高，但孔隙發育。河壩1井西面的碥1井、龍4井分別在進入飛三段93 m和60 m的地方鉆獲這套砂屑鮞粒灰巖，厚度分別為40 m和55 m。

通南巴地區儲集層有三大特點:非均質、低孔、低滲;儲集空間以次生孔、洞與裂縫為主;儲集層橫向變化大，縱向差異顯著［3］。形成這樣的儲層的深層次原因是什么?本文主要從成巖作用及成巖演化規律入手對通南巴地區儲層的形成機理進行了較深入的研究和探討。

1 儲層基本特征

1.1 巖石學特征

通過對4口鉆井的450余張薄片鏡下鑒定的統計，研究區內飛三段的巖石類型主要為顆粒灰巖與泥微晶灰巖，夾少量的白云巖。其中顆粒灰巖的巖石類型有鮞粒灰巖、砂屑灰巖及一些雙顆粒類型灰巖，如鮞粒砂屑灰巖等;白云巖的類型有灰云巖、泥云巖。

1.2 儲層物性特征

飛三段各鉆井取心段孔、滲分析結果(表1，圖1)表明飛三儲層段巖樣的孔隙度值主要分布在1%～2%之間，占總樣品數的49.24%，孔隙度在4%以上的只占總樣品數的25.59%，滲透率普遍較低，一般在0.25×10－3μm2以下，滲透率大于0.25×10－3μm2的僅占10%左右。總體看，飛三段儲層屬于低孔低滲儲層。

表1 通南巴地區飛三段物性統計Table 1Statistics of physical properties of T1f3reservoir，Tongnanba area

圖1 通南巴地區飛三段儲層孔隙度及滲透率分布直方圖Fig.1Physical properties distribution histogram of T1f3reservoir，Tongnanba area

1.3 孔隙類型

根據巖心薄片、鑄體薄片等資料分析，飛三段儲層儲集空間以鑄模孔、粒內溶孔和晶間溶孔為主，約占總孔隙的90%;其次為晶間孔和各種微裂縫，約占總孔隙的10%。在薄片中觀察到的孔隙幾乎全為孔，大于2mm的洞極少發現，但可以見到被充填的較大的溶洞，偶見保存至今的洞。薄片中縫合線和裂縫較發育，但多被充填，未被充填或半充填的裂縫較少。

1.4 孔隙結構特征

根據壓汞資料、鑄體薄片及掃描電鏡分析表明，飛三段儲層孔隙形態多呈不規則狀，僅個別呈橢圓狀或長條狀，孔徑較小。排驅壓力在0.0449～96.115 MPa之間，儲層段排驅壓力一般小于5 MPa;中值壓力在0.1411～184.208 6 MPa之間，儲層段中值壓力一般小于10MPa;孔徑偏度(歪度)范圍在－4.7336～1.717 22之間，平均為－0.087 7，為偏中喉道型;分選系數在0.225 46～3.442 49之間，平均為1.574 66，孔喉分布相對較集中，分選性一般。總體孔隙結構為小孔中喉型。

1.5 儲層分類

表2是通南巴地區目前鉆井的儲層分類統計表，從表中可以看出，通南巴地區飛三段儲層的孔隙度和滲透率都相對較低，按照四川盆地碳酸鹽巖儲層評價標準的分類，儲層類型以Ⅲ類為主，偶有Ⅱ類儲層，目前收集的的井中沒有發現Ⅰ類儲層。總體看，飛三段儲層都比較致密，物性差。

表2 目前工區內鉆井飛三段儲層分類統計Table 2Classification of T1f3reservoir of the wells in Tongnanba area

2 成巖作用類型及其對孔隙的影響

川東北地區下三疊統飛仙關組至今已有2.3億年的歷史，在這漫長的地質時期中，飛仙關組經歷了由地表至地下6千余米的埋藏過程，從而使其經歷的成巖環境多次重疊，成巖作用呈多期次、多類型的長期疊加特征，這不僅改變了原巖的結構組分和儲層性質，還將原來以原生孔隙為主的儲層轉變為以次生孔隙為主的儲層，使其巖石結構、孔隙結構大大復雜化［4］。

通南巴地區飛仙關組的成巖作用類型多且復雜，主要類型包括:泥晶化作用、壓實壓溶作用、膠結作用、充填作用、溶蝕作用、重結晶作用和白云石化作用等。

2.1 泥晶化作用

泥晶化作用是生物作用在古代巖石中留下成巖痕跡，常見的有泥晶套、泥晶化顆粒和泥晶殼，它們與藻類的直接活動有關，它們都可以作為淺海成巖環境的標志。泥晶化作用在飛三段中屢見不鮮，主要發生在顆粒巖，特別是在亮晶顆粒巖中。其主要表現形式是在一些顆粒的外緣或整個顆粒皆不同程度的為暗色的泥晶所取代(圖版Ⅰ-1)。

作為同生階段海底成巖作用的泥晶化作用，其本身雖然對孔隙的演化沒有直接影響，但有可能增加了顆粒的抗壓程度，也為后來的粒內溶孔以及鑄模孔的形成創造了良好條件，總體看來屬于建設性成巖作用。

2.2 壓實、壓溶作用

壓實作用是使沉積物孔隙縮小和地層厚度減小的主要成巖作用。研究區內飛仙關組儲層段內泥微晶灰巖的孔隙度一般小于1%，可見壓實作用對儲層的破壞性極大(圖版Ⅰ-2)。

本區的壓溶作用發生于第二、三期膠結物形成之后的埋藏環境中。壓溶作用具有多期次和多方向應力的特點。沿縫合線有弱的溶蝕現象，形成少量溶孔、溶洞，充填物主要為泥質、黃鐵礦和白云石等，僅少數縫合線成為有效的儲滲空間。

2.3 膠結作用

根據結構組分特征，可將飛仙關組灘相儲層段內膠結物分為三期，成分以方解石為主。

(1)第一期方解石膠結物(海底環境)

海底成巖環境的膠結物主要由文石和高鎂方解石組成，一般文石呈針狀、纖維狀和葡萄狀等，高鎂方解石呈纖維狀、微晶狀和假球粒狀等，其中以二者的纖維狀為最典型的特征(圖版Ⅰ-2，3)。

(2)第二期方解石膠結物為兩種環境下的膠結物

第一種是大氣淡水環境下的方解石膠結物，區內飛三段在大氣水滲流帶中主要是由細小等粒狀方解石晶體組成膠結物。在掃描電鏡下可以清楚的看到生長在鮞粒表面的微晶粒狀方解石(圖版Ⅰ-4)。

第二種是海水潛流環境下的方解石膠結物，馬牙狀方解石為代表的第二期膠結物，可在潛流層中均勻分布(圖版Ⅰ-5)。

第二期方解石分布于原生粒間孔的近中部，形成于纖狀方解石之后，呈整合或弱溶解不整合接觸。該期方解石膠結物含量變化大，在亮晶鮞粒灰巖中可高達10%－20%，且可使原生孔隙減少50%－90%，是顆粒灰巖中原始粒間孔降低的主要原因之一。

(3)第三期方解石膠結物

經過第一、二期膠結作用之后，巖石已基本固結，但仍還有一部分剩余孔隙存在。就在這些剩余孔隙中，充填了第三期膠結作用的粗亮晶方解石。粗亮晶方解石膠結物大多數位于較大粒間孔的中心部位，與早期膠結物之間呈結構不整合接觸，膠結物本身結晶粗大，雙晶發育，具典型的鑲嵌結構，晶體之間常呈直線貼面接觸，晶體明亮干凈，常以單晶形式出現(圖版Ⅰ-6)。

第三期方解石膠結物在飛三段儲層中常見，約占巖石總體積的5%左右。經它膠結后，本來就剩下不多的孔隙就變得更加微乎其微了。

2.4 自生礦物充填作用

根據化學充填物的結構特征和充填的先后順序，可將飛仙關組儲層段次生孔隙的化學充填物分為四類多期。

(1)方解石充填物

飛仙關組儲層段次生孔隙內方解石充填物主要有三期。第一期充填物主要分布在鮞粒鑄模孔和鳥眼孔等早期孔隙內，多為粉晶大小，晶體干凈明亮(圖版Ⅰ-7)。該期方解石充填物常分布于早期粒內溶孔中，含量變化較大，可使早期孔隙度降低。第二期方解石主要位于晚期較大粒間溶孔和溶縫的中部，由細—中晶和連晶構成，晶體干凈明亮(圖版Ⅰ-8)。第三期方解石位于晚期裂縫和溶蝕縫、洞中，多為中晶—粗晶，干凈明亮(圖版Ⅰ-9)。

(2)白云石充填物白云石充填孔隙遠較方解石少見，一般有三期。第一期白云石在部分粒內溶孔、鑄模孔內呈分散狀分布，細粉晶大小，半自形—自形，干凈明亮(圖版Ⅰ-7)。第二期白云石充填物一般為粉—細晶，半自形—自形，主要分布于溶蝕孔洞中央，波狀消光(圖版Ⅰ-8)，形成時間較晚。第三期白云石充填物一般為細晶—中晶異形白云石，波狀消光。主要分布于溶蝕孔洞中央和構造裂縫中。薄片下可見形成于第三期方解石膠結之后。常見這期白云石被溶形成晶內溶孔(圖版Ⅰ-10)。這三期白云石充填物含量一般在l%左右，對孔隙降低的影響較小。

(3)石英充填物

石英充填物較少，零星分布于鑄模孔、粒內溶孔、粒間溶孔和溶蝕縫洞的中部。晶體細小，以自形—半自形為主，潔凈明亮，推測為抬升埋藏期。總體來看，石英充填物含量不足1%，對儲集空間的影響不大。

(4)熱液活動的充填礦物

在飛仙關組儲層溶蝕孔隙中，還常見天青石、螢石、石膏、金紅石、鉛鋅礦、黃鐵礦等充填物(圖版Ⅰ-11)，雖然含量很少，但常見充填于孔縫中，在溶孔、裂縫中常為半自形狀，通常認為它是熱液活動的產物。黃鐵礦多呈分散晶粒狀充填于溶孔之中，雖然含量較少，但其產出特征說明其形成過程可能與高溫階段硫酸鹽礦物的還原過程有關。

2.5 重結晶作用

總的趨勢是破壞孔隙。該作用多發生在早—晚成巖階段，鮞粒多具粗細不均勻的晶粒結構，原始結構己有較大破壞，但仍可憑借泥晶套(圖版Ⅰ-1)加以識別。晶體內部較臟，而邊部一般較清晰。鮞粒重結晶成單晶鮞或多晶鮞(圖版Ⅰ-12)。

2.6 溶蝕作用

經過薄片觀察資料得出研究區飛仙關組溶蝕作用至少有三期。

第一期溶蝕作用發生在同生期，大氣淡水溶蝕作用，分布非常普遍，規模也較大。多見于顆粒灰巖，系在沉積過后不久，發生在顆粒內部的溶解作用，形成負鮞、負砂屑等(圖版Ⅰ-13)。薄片觀察表明，這期溶蝕作用溶蝕強度大，盡管后期部分溶孔被充填或半充填，但還有大量溶孔被保存下來，這期溶蝕作用產生的孔隙是飛三段儲層的主要孔隙類型。

第二期溶蝕作用發生在埋藏階段，是成烴期產生的溶蝕作用。以溶蝕顆粒內部結構和粒間早期膠結物為主，產生了較多的粒間溶孔、晶間溶孔以及粒內溶孔。這些溶孔絕大部分被后期方解石、鐵白云石、天青石充填(圖版Ⅰ-14)。薄片觀察表明，區內這期溶蝕作用強度不大，僅占總孔隙度的1%～2%。

第三期為構造抬升期的溶蝕作用。白堊紀末的喜山運動，使飛仙關組地層褶皺抬升，地下水重新調整，不同濃度的酸性地下水在裂縫處匯合，從而產生溶蝕作用，形成溶蝕縫、洞。但這期溶蝕作用規模較小，主要沿裂縫發生，且充填程度高。薄片中僅觀察到少量粒間的異形鐵白云石的晶內溶孔以及少量的構造溶蝕縫未被充填(圖版Ⅰ-15)。

溶蝕作用是通南巴地區飛三段產生次生孔隙的主要成巖作用，對儲層物性的提高貢獻大。飛三段現存的有效孔隙，主要是第一期溶蝕作用形成的粒內溶孔、鑄模孔。

2.7 白云石化作用

研究區飛三段巖性以灰巖為主，僅有少量云灰巖或灰云巖，基本沒有純的白云巖層。儲層段巖性也全為灰巖，僅部分層段有很弱的白云化現象，區內飛三段儲層都只和溶蝕作用有關，這也和普光地區有很大的差別。

3 成巖演化序列

通過對飛仙關組三段儲層成巖作用以及各種成巖作用的先后順序的研究，對區內飛三段各成巖階段進行了劃分(圖2)，并建立了飛三段灘相沉積成巖演化序列。其成巖演化序列如下:灘相沉積—海底成巖階段(第一期膠結)—早期大氣淡水成巖環境(第一期溶蝕與第二期膠結)—埋藏階段(壓實、壓溶與第三期膠結)—埋藏期溶蝕(第二期溶蝕與自生礦物充填)—構造抬升(第三期溶蝕與自生礦物充填)—繼續埋深—調整并最終形成(圖3)。

具體而言，通南巴地區灘相沉積物的成巖演化序列有二種途徑［4］。第一種途徑:顆粒沉積物在海底成巖環境中經過第一期纖柱狀方解石膠結后，由于海平面下降或沉積物的加積作用而暴露于水體之上，沉積物受到大氣淡水和海水的影響，發生大氣淡水溶蝕作用。同時，可形成第二期粒狀方解石的膠結作用和第一期方解石的充填作用。之后，被上覆沉積物埋藏，進入淺埋藏環境，發生壓實作用及第三期細晶方解石的膠結作用。隨著上覆沉積物的堆積和加厚，早期沉積物進入中—深埋藏環境，該環境由于下伏烴源巖的成熟，發生了與有機質成巖演化有關的埋藏溶蝕作用，形成較多的次生孔隙，第二期方解石、石英、白云石的充填作用也形成于該環境中。此后，由于燕山運動、喜山運動的影響，飛仙關組地層埋深變淺，逐漸進入抬升埋藏環境，發生構造破裂作用、第三期埋藏溶蝕作用及第三期方解石、白云石的充填作用、天青山等熱液礦物的充填作用，孔隙度變化不大。最后形成儲集性能較好的顆粒(鮞粒)灰巖儲層，孔隙度一般大于6%，形成比較好的儲層。

圖2 通南巴地區飛三段主要成巖階段及成巖環境劃分Fig.2The main diagenetic stage and diagenetic environment of T1f3reservoir，Tongnanba area

圖3 通南巴地區飛三段灘相沉積物成巖演化序列Fig.3Diagenetic evolution sequence of beach sediment of T1f3reservoir，Tongnanba area

第二途徑:顆粒沉積物經海底第一期纖柱狀方解石膠結后，未暴露于海平面之上，直接進入淺埋藏環境，在海水潛流帶完成第二期方解石膠結，不受大氣淡水、混合水的影響。在淺埋藏環境中主要發生壓實作用及第三期粒狀方解石膠結作用，孔隙度迅速降低，原生粒間孔幾乎消失。進入中—深埋藏環境后，在壓溶作用的影響下，孔隙度進一步減小。由于巖石早期未發生溶解作用，或溶蝕作用很微弱，其孔隙不發育，連通性也差，與有機質演化有關的酸性流體難于進入其中，埋藏溶蝕作用很微弱。抬升埋藏環境成巖作用與第一種相同。最后形成孔隙不發育的鮞粒灰巖，孔隙度一般小于4%，一般僅能構成差儲層。

4 儲層形成機制討論

根據上面對成巖作用類型及其對孔隙的影響分析，可將區內飛仙關組儲層段所經歷的成巖作用進一步劃分為:(1)破壞性成巖作用，如壓實、壓溶、膠結、充填作用等;(2)建設性成巖作用，如溶蝕、構造破裂、泥晶化、白云石化作用等。現今飛仙關組儲層段內的儲集空間是破壞性成巖作用和建設性成巖作用長期相互影響的結果。

圖4 通南巴地區飛三段—四段沉積模式(牟傳龍等，2007)Fig.4Sedimentary model of T1f3－4in Tongnanba area(Mou Chuanlong，et al，2007)

眾所周知，目前已知的油氣儲層的形成過程無不伴隨著成巖作用，成巖作用在一定程度上決定了儲層的優劣程度。對于通南巴地區飛三段儲層，其類型以Ⅲ類為主，只有少量的Ⅱ類儲層，說明該地區儲層發育欠佳，是什么原因主導了該區儲層的形成?作者通過深入研究，認為有以下幾個方面:

4.1 沉積成巖環境導致了弱白云巖化，基本不發育白云巖儲層

白云巖的生成機理問題，是碳酸鹽巖巖石學中最復雜、爭論時間最久、最難解決的問題之一。目前常見的白云巖形成機理有原生沉淀作用、準同生白云化作用、回流滲透白云化作用、混合水白云化作用及埋藏白云化作用［5］，這些白云化作用都需要特定的沉積成巖環境。不同沉積環境中形成的巖性及巖相組合不同，其成巖環境及演化有著較大的差異。

從沉積相的研究可知，區內飛三段基本處于開闊臺地—臺內灘相環境之中(圖4)，主要是一套淺水沉積環境下的產物，發育眾多向上變淺的沉積序列，而斜坡及臺地內的水體深度較大。對于向上變淺的、且在同生—準同生期發生暴露的沉積序列來說，在經歷短暫的海底成巖環境后，便暴露于海平面之上或其附近，短時間受到大氣淡水、混合水成巖環境的改造;隨著上覆沉積物的堆積而逐漸進入埋藏成巖環境。對于向上變淺的、但未出露于水體之上的沉積序列來說，在經歷海底成巖環境后，便被上覆沉積物直接埋藏進入地表之下，接受埋藏成巖環境的改造［2］。

因此，飛三段的巖性總體以灰巖為主，僅有少量云灰巖或灰云巖，基本沒有純的白云巖層。儲層段巖性也全為灰巖，僅部分層段有很弱的云化現象，區內飛三段儲層都只和溶蝕作用有關，這和臨近的普光地區有很大的差別。究其原因:普光地區飛三段鮞灘為臺緣灘，能量高，堆積快，早期的溶蝕作用和白云化作用對鮞灘影響極大，形成了厚度極大的鮞粒云巖儲層［6］。而通南巴地區飛三段處于開闊臺地環境，區內鮞灘主要為臺內灘。成灘能量小，堆積慢，暴露時間短，水體鹽度較為正常，因而基本無白云化現象，因此造成本區儲層性能整體較差。

4.2 原生孔隙消失殆盡，溶蝕作用成為飛三段儲層形成的關鍵因素

飛仙關組鮞灘儲層主要受沉積環境、成巖作用及構造作用等因素的共同影響。沉積環境決定了沉積相、沉積微相的類型，即決定了主力儲層鮞灘相的發育與否;而相對海平面的升降變化決定了灘體是否暴露和遭受淡水淋濾溶蝕、白云化及溶蝕作用;成巖作用決定了孔隙的演化和發展;構造作用則產生了裂縫并改善儲層的儲滲條件，聯合成巖作用使儲層最終形成［7］。總觀對儲層孔隙發育產生影響的各種因素，溶蝕作用對飛三段儲層孔隙的形成貢獻最大(圖5)。

溶蝕作用是飛仙關組儲層形成的關鍵因素［8］，但各期溶蝕作用對儲層的影響是不一樣的。同生期的溶蝕作用與大氣淡水有關，發生在鮞粒灘中，以形成鑄模孔、粒內溶孔為主，溶蝕強度較大，經巖心和薄片觀察統計，這是區內飛三段最主要的孔隙類型。

埋藏階段的溶蝕作用與有機質成熟產生的有機酸性水有關，它主要發生在臺地邊緣鮞灘中，從臺地邊緣向臺地內部溶蝕作用有逐漸降低的趨勢［9］。該期溶蝕作用以形成粒間溶孔為主，次為粒內溶孔和晶間溶孔。溶蝕強度小，充填程度高，保存孔隙少。

圖5 通南巴地區飛三段鮞粒灘儲層演化模式圖(據西南石油地質局資料修改)Fig.5Evolution pattern of T1f3olitic shoal reservoir，Tongnanba area (modified from the data of Bureau of Westsouth Petroleum Geology)

構造抬升期的溶蝕作用與構造運動造成富含H2S的地下水重新分布和調整有關，溶蝕作用發生的部位與沉積相帶無關而與局部構造有關，主要發生在裂縫附近，形成的孔隙主要是溶蝕縫、洞。溶蝕強度較低，充填程度較高，基本被中—粗晶方解石、白云石、石英以及滲流粘土等完全充填。因此，構造抬升期的溶蝕作用對儲層的儲集性貢獻不大，但局部地方有效裂縫的保存對改善儲層的滲透性起了極為重要的作用。

4.3 無TSR反應，破壞性成巖作用相對增強，儲層無法得到改善

烴類侵入與碳酸鹽儲層發育的關系一直是石油地質家討論的熱點之一，多數學者認為烴類侵入儲層后能夠阻滯石英的次生加大、抑制伊利石生長和粘土礦物的轉化等。而且無機成巖作用隨烴類侵位而終止［10］。但也有學者研究發現，石油注入以后成巖作用仍在繼續，石英的膠結作用仍可發生，并不能阻滯石英的次生加大［11］，但是石英的加大和鉀長石的鈉長石化作用速率減弱。近年來隨著深部含烴儲層研究的深入和勘探實踐，發現烴類注入到油藏中以后不僅改變了原流體的性質，而且烴類本身還是弱還原劑，有可能直接或間接地參與到礦物的成巖作用之中，流體與巖石之間發生相互作用(烴類—水—巖石相互作用)，從而導致儲層孔隙度、滲透率和原油物性的變化［12］;多數情況下，抑制了成巖作用，有利于原生孔隙的保存，并可以促進次生孔隙的發育，因此埋藏有機酸性流體的溶蝕作用對油氣儲層的建設起著十分重要的作用［13］。

TSR(硫酸鹽熱化學還原反應)是熱動力驅動下烴類和硫酸鹽之間的化學反應，是指烴類在高溫下將硫酸鹽礦物還原生成H2S、CO2等酸性氣體的過程，它是高含硫化氫天然氣形成的重要機制［14］。由于硫化氫的形成需要三個基本條件，即充足的烴類、儲層經歷過較高的溫度(TSR在高溫驅動下才能發生)和儲層中發育有薄層膏質巖類(為TSR發生提供SO24－)［15］，所以在含蒸發巖的碳酸鹽巖儲層中容易形成H2S。但是如果蒸發巖含量太高，儲層孔滲性變差，烴類和硫酸鹽巖接觸的空間很少，或者烴類不能進入儲集層，也就不會形成大量H2S。另外，儲層要經歷過120℃以上的高溫條件，這是TSR發生反應的熱動力條件［14］。這就要求儲層埋藏達到一定的深度。TSR發生條件的苛刻性表明，高含硫化氫天然氣只能形成于特定巖性組合的儲集空間中。

在四川盆地二、三疊系，高含硫天然氣是烴類在儲層中與硫酸鹽巖熱化學反應(TSR)形成的，在H2S形成過程中，隨著膏質巖類的溶蝕，使儲層孔隙得到改善，而TSR產生的H2S等酸性氣體具有強烈的腐蝕性，對深部碳酸鹽巖儲層進行溶蝕和改造，促進了高孔高滲優質儲層的形成，是高含硫優質儲層形成的關鍵因素。在前人的研究中，川東北地區，尤其是普光地區，飛三段儲層中廣泛觀察到瀝青侵位現象，進而在古油藏中烴的熱演化過程中產生的含有機酸的孔隙水及后期形成的H2S都對儲層有很強的溶蝕作用(TSR)，導致其次生孔隙十分發育，為形成特大氣藏提供了必須的儲集空間［16］。

而在通南巴地區的薄片資料中，未觀察到一例瀝青侵位，說明當時液態烴并未運移到飛三段儲層內，可能系飛三段儲層與烴源巖之間沒有好的運移通道所致，沒有烴類的注入，研究區的破壞性成巖作用相對加強，導致原生孔隙基本消失殆盡。另外從TSR發生的三個必要條件看，通南巴地區缺少液體烴類注入，氣態烴類有無侵入目前無法證明，與普光地區相比這個條件不滿足，普光地區主要就是液態烴類和膏巖層發生反應，普光地區儲層的孔洞內發現了大量的瀝青;從發生TSR反應的溫度條件來看，該地區飛三段埋深達到5 000 m，流體包裹體反映溫度已經超過了發生TSR反應的最低溫度，說明這個條件是滿足的;從目前鉆井及錄井資料看，通南巴地區膏巖層不發育，也就是說不滿足發生TSR反應的第三個條件，因此總體上看，研究區不能滿足發生TSR的必要條件，這使得后期熱演化階段的TSR反應無法產生，因此不能產生H2S等具有強腐蝕性的酸性氣體，導致與H2S有關的溶蝕作用不發育，從而使其儲層物性較差，遠遠弱于普光地區。

5 結論

通南巴地區在飛三段儲層巖性主要為顆粒灰巖與泥微晶灰巖，夾少量的白云巖。物性較差，屬于低孔低滲儲層。儲集空間以鑄模孔、粒內溶孔和晶間溶孔為主，次為晶間孔和各種微裂縫。孔隙結構為小孔中喉型。按照四川盆地碳酸鹽巖儲層評價標準的分類，儲層以Ⅲ類為主，偶有Ⅱ類儲層，總體看，該地區儲層發育較差。

飛三段儲層的主要成巖作用類型可分為兩大類，(1)破壞性成巖作用，如壓實、壓溶、膠結、充填等作用;(2)建設性成巖作用，如溶蝕、構造破裂、泥晶化、白云石化作用等。現今飛三段儲層的儲集空間是破壞性成巖作用和建設性成巖作用長期相互影響的結果。

通過成巖作用類型、演化序列及其對儲層物性的影響分析，結合與鄰區普光氣田對比分析，對通南巴地區的儲層成因機制進行了深入討論。分析認為，通南巴地區儲層形成的主要控制因素有以下三個方面: (1)由于沉積成巖環境的限制，白云化作用非常微弱，基本不發育白云巖儲層，這導致本區儲層較差; (2)由于原生孔隙基本消失殆盡，溶蝕作用成為飛三段儲層形成的關鍵因素，同生期的溶蝕作用在各期溶蝕作用中占主導地位;(3)由于在中—深埋藏階段沒有烴類注入，飛三段儲層基本無TSR反應，破壞性成巖作用相對增強，儲層無法得到改善。

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Discussion on T1f3Reservoir Formation Mechanism，Tongnanba Area

DUAN Xin-guo1LI Ying1LI Zhong-quan1WANG Hong-hui1LI Zhong-dong1LI De-min1HU Yong-zhang2
(1.State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation，Chengdu University of Technology，Chengdu 610059; 2 Engineering Technology Institute of Southwest Petroleum Branch，SINOPEC，Deyang Sichuan 618000)

T1f3reservoir in Tongnanba area obtain industrial gasflow in recent years，reservoir pressure are high，reservoir lithology mainly is grainstone and mud microcrystalline limestone，physical properties is bad.Reservoir space mainly are oolimolds，dissolve inside grainmold hole and dissolve pore.There are big changes in transverse，and significant different in longitudinal.Generally，reservoir development poor in tongnanba area.In this article，the author deeply discussed the reservoir forming mechanism of T1f3reservoir in tongnanba area through the analysis of the diagenesis types and it`s influence to the porosity evolution，diagenetic evolution sequence，and contrast to which in Puguang gas field.Accoroding to the research there are three factors which controll the forming of T1f3reservoir.Firstly: Dolomitization is very weak because of the limitation of the sedimentary and diagenetic environment，so the dolomite reservoir do not develop，which lead to the poor reservoir develop;Secondly:Primary pore disappeared basicly，dissolution become the key factor to the forming of T1f3reservoir，syn-sedimentary dissolution are dominant among dissolution in all stages;Thirdly:There are not TSR reaction in T1f3reservoir because of the hydrocarbon injection did not happen during the middle-deep burial stage.So the destructive diagenesis enhancement relatively can not influence resevroir quality.

Tongnanba area;reservoir formation mechanism;dolomitization;dissolution;TSR

book=6,ebook=438

段新國男1978年出生博士講師石油地質E-mail:dxg888@qq.com

TE122.1

A

圖版Ⅰ說明:1.HB110×4(-)4959.4 m顆粒邊緣泥晶化形成泥晶套(海底成巖環境)顆粒溶蝕后形成鑄模孔和粒內溶孔(同生期暴露溶蝕); 2.HB210×4(-)5109.76 m第一期纖柱狀方解石等厚環邊膠結(海底成巖環境)。可見鮞粒受擠破裂;3.HB110×10(-)4962.35 m顆粒邊緣隱約可見的纖狀方解石一世代(海底成巖環境)。粒內方解石包裹螢石;4.HB25108.06 m鮞粒表面觀察生長在鮞粒表面的泥微晶等軸粒狀方解石(大氣滲流帶);5.HB210×4(-)5106.85 m第二期方解石膠結等厚環邊膠結(海水潛流帶)，見殘余粒間孔;6.HB210×10(-)5105 m第一期纖柱狀方解石等厚環邊膠結，第二期馬牙狀方解石環邊膠結，第三期細晶方解石膠結(淺埋環境)見交代殘余;7.HB110×10(-) 4962.98 m粒內溶孔中少量第一期粉晶方解石充填物粉晶白云石為兩期:1).細粉晶白云石;2).粗粉晶白云石;8.HB110×10(-)4961.46 m第二期方解石，第二期白云石充填粒內溶孔，并交代方解石;9.河壩210×4(-)5102.15 m第三期方解石充填，粗晶方解石充填構造縫;10.HB110×4(-)4962.98 m粒內、粒間溶孔被充填，粒內溶孔第一期粉晶粒狀方解充填，二期白云石充填:1).細粉晶白云石，2).粗粉晶白云石;11.HB210×20(+)5091.7 m粒間溶孔被多種自生礦物充填:1).第二期方解石，2).天青石，3).第三期異形白云石;12.馬110×4(-) 4770.35 m亮晶雙眾數鮞粒砂屑灰巖鮞粒重結晶成單晶鮞或多晶鮞;13.HB110×4(-)4961.46 m亮晶鮞粒灰巖，鑄模孔、粒內溶孔發育，同生期溶蝕;14.HB210×4(-)5107.26 m鐵白云石充填小溶洞并交代周邊的方解石膠結物及鮞粒，埋藏期溶蝕，之后鐵白云石被溶蝕，見分散的小的晶內溶孔;15.HB110×10(-)4962.98 m粒間異形白云石被溶，構造抬升期溶蝕

1000-0550(2010)06-1165-10

①國家自然科學重點基金(批準號:41030426)，教育部博士點基金(編號:20095122110002)，四川省博士后基金(編號:2009SCBSH-5)及中國石油化工股份有限公司西南油氣分公司重點項目(編號:GT860719)聯合資助。

2009-04-01;收修改稿日期:2009-12-10