砂屑是研究区龙王庙组颗粒碳酸盐岩中最常见的结构组分, 其主要成分为藻屑, 颜色较暗, 有机质含量较高(图 4-a)。砂屑的粒径一般在0.2~0.8mm, 多发育泥晶套(图 5-a), 分选中等, 磨圆度较好, 次棱角状— 次圆状, 内部结构较为均一。部分砂屑灰岩在后期成岩作用过程中, 砂屑颗粒、胶结物或两者均发生白云岩化作用, 形成砂屑白云岩, 且重结晶作用较强, 多为由粉— 细晶白云石组成的残余砂屑结构(图 4-b), 粒间多发育亮晶胶结物。砂屑碳酸盐岩中粒间溶孔、粒内溶孔等发育。

图4

Fig.4

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	图4 川东及其周缘地区下寒武统龙王庙组优质储集层主要储集岩及储集空间类型Fig.4 Main types of reservoir rocks and reservoir space of high-quality reservoirs of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in eastern Sichuan Basin and its adjacent areas

图5

Fig.5

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	图5 川东及其周缘地区下寒武统龙王庙组储集层胶结、溶蚀、白云岩化、重结晶和压实作用Fig.5 Cementation, dissolution, dolomitization, recrystallization and compaction of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation reservoirs in eastern Sichuan Basin and its adjacent areas

鲕粒是研究区龙王庙组颗粒碳酸盐岩中较常见的结构组分, 并以薄皮鲕最为发育(图 5-b), 其次为放射鲕(图 5-c), 两种鲕粒的同心层均较少(多为1~2层), 且单层厚度大。鲕粒的粒径一般在0.3~0.6mm, 核心多为砂屑、生物碎屑及少量石英等, 鲕粒间多为亮晶胶结(图 4-c), 可见栉壳状的白云石胶结物。部分鲕粒在成岩过程中发生压实、选择性溶蚀、白云岩化等成岩作用, 当白云岩化作用进行的较为完全时, 形成鲕粒白云岩, 鲕粒多由较脏的细— 粉晶白云石组成(图 4-d), 粒间溶孔、粒内溶孔、铸模孔等发育。

具体表现为广泛发育的粉— 细晶白云岩及少量中晶白云岩。单个白云石晶体一般小于0.25mm, 晶型较为完整(图 4-e), 部分白云石中可见残留的颗粒轮廓幻影, 原岩应为颗粒碳酸盐岩, 晶间孔和晶间溶孔发育, 局部发育溶洞(图 4-f)。粉— 细晶白云石经后期重结晶作用形成晶型更为粗大的晶粒白云石(图5-e)。

通过铸体薄片观察、阴极发光和扫描电镜分析, 认为研究区龙王庙组储集层的储集空间按其成因类型可划分为原生和次生2种, 原生孔隙类型单一, 多为原生粒间孔, 次生孔隙包括粒间溶孔和粒内溶孔、晶间孔、晶间溶孔、溶蚀缝和构造缝等。其中最有效的储集空间为粒间溶孔、粒间孔, 其次为晶间孔、晶间溶孔等。

1)粒间孔。主要是颗粒碳酸盐岩中由颗粒相互支撑形成的粒间孔和后期被胶结物胶结形成的残余粒间孔(图 4-d), 多形成于颗粒滩沉积期, 孔隙较小且不规则, 分布较为局限, 可作为孔隙流体的渗流通道, 为溶蚀作用、白云岩化作用等后期成岩改造奠定基础。

2)粒内溶孔和粒间溶孔。颗粒碳酸盐岩的粒内溶孔发育与否与其组构具明显相关性, 颗粒的选择性溶蚀作用是形成粒内溶孔的最主要原因; 粒内溶孔孔径一般较小(图 4-c), 形态多不规则, 若颗粒被全部溶蚀则形成铸模孔(图 4-b)。粒间溶孔可为选择性溶蚀作用的产物, 也可为后期非选择性溶蚀作用沿先存粒内溶孔、构造缝等进行扩大溶蚀的产物(图 4-a), 在先存粒内溶孔基础上继续溶蚀形成的粒间溶孔, 孔隙直径相对较大, 可超过颗粒本身, 达到大孔级别。

3)晶间孔和晶间溶孔。晶粒白云岩中, 晶间孔发育, 且一般形态规则, 边缘平直, 连通性差(图 5-d), 孔隙大小受控于晶体的大小。晶间孔继续溶蚀、扩大, 形成晶间溶孔, 晶间溶孔的形态不规则, 多呈港湾状, 孔隙连通性好(图 4-e)。

4)构造缝和溶蚀缝。龙王庙组储集层中可见多期构造缝相互切割, 整体上裂缝较平直, 多被后期次生矿物充填。当溶蚀作用沿未完全充填的构造缝进行时, 形成弯曲不规则的溶蚀孔缝, 并起到改善储集层储集性能的作用。储集层中较为常见的溶蚀成因缝为压溶缝, 多表现为缝合线(图 5-f)或粒缘缝, 部分溶缝被沥青、次生矿物等充填。

除上述储集空间外, 在研究区溶溪、太原等剖面, 龙王庙组发育有顺层展布的、直径大于1m的大型溶洞(图 4-f)。由于溶溪、太原剖面龙王庙组现已出露地表, 在地层抬升至地表的过程中, 大气淡水可以通过剥蚀窗或活跃的断层进入地层, 龙王庙组受到来自侧向或沿断层流动的大气淡水的溶蚀, 形成上述大型溶洞。

根据岩心和野外露头样品物性分析, 发现龙王庙组储集层基质孔隙度分布范围为0.3%~16.9%, 平均值为4.25%, 主峰位于2%~8%之间, 约占样品总数的81.6%(图 6)。基质渗透率分布范围为< 0.01× 10^-3~86× 10^-3 μ m², 平均值为6.25× 10^-3 μ m², 主峰位于0.01× 10^-3~10× 10^-3 μ m², 约占样品总数的73.2%。整体上龙王庙组储集层呈现低孔、低渗特征。

图6

Fig.6

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	图6 川东及其周缘地区下寒武统龙王庙组储集层物性分布Fig.6 Physical properties distribution of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation reservoirs in eastern Sichuan Basin and its adjacent areas

在孔渗相关图(图7)中, 研究区龙王庙组渗透率具有随孔隙度增大而增大的趋势; 同时存在部分样品的孔隙度分布在同一范围内, 但渗透率在2~4个数量级间变化, 说明裂缝对改善储集层渗流能力起到重要作用, 与储集层中构造缝和溶蚀缝较为发育的特征相印证。总体上, 研究区龙王庙组储集层可分为孔隙型储集层和裂缝— 溶孔型储集层2类, 其中孔隙型储集层主要发育在颗粒碳酸盐岩及少数粉— 细晶白云岩中, 以粒间(溶)孔和晶间(溶)孔为主要储集空间, 孔渗关系良好; 裂缝— 溶孔型储集层主要发育在基质孔隙度较低的粉晶白云岩中, 受裂缝及沿裂缝分布的溶蚀孔洞影响, 孔隙度较低但渗透率较高。

图7

Fig.7

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	图7 川东及其周缘地区下寒武统龙王庙组储集层孔渗相关图Fig.7 Correlation diagram of porosity and permeability of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation reservoirs in eastern Sichuan Basin and its adjacent areas

研究区龙王庙组储集层中, 可识别出泥晶化作用和海底胶结作用:泥晶化作用发生在沉积物与海水的接触面, 是最早的成岩作用之一, 由藻类、菌类在颗粒表面频繁钻孔而后被泥晶文石和高镁方解石充填形成(图 5-a); 海底胶结作用多发育在海水水体能量较强的滩相颗粒间隙, 常形成由纤维状、叶片状的文石和高镁方解石组成的等厚环边(图 5-c)。这2类早期胶结作用有利于原始孔隙的保存。随着埋藏深度的增大, 早期的纤维状、叶片状文石和高镁方解石胶结物逐渐转化为方解石, 形成的残余原生粒间孔隙被粒状方解石充填, 与纤维状方解石形成世代胶结(图 5-a), 部分方解石胶结物后期可被白云石交代。龙王庙组储集层胶结物以亮晶方解石为主, 其次为亮晶白云石、泥晶方解石, 且胶结物常由多个世代组成。

溶蚀作用在研究区龙王庙组储集层的鲕粒白云岩、鲕粒灰岩和晶粒白云岩中最为常见, 形成大量的次生溶孔, 如粒内溶孔、粒间溶孔、晶间溶孔等。根据溶蚀作用发生时间的相对早晚和被溶蚀物质成分的差异, 可分为早期选择性溶蚀和晚期非选择性溶蚀。

1)早期选择性溶蚀作用。主要发生在同生期和早成岩期, 研究区龙王庙组沉积期水体整体较浅, 海平面波动频繁, 沉积物间歇性暴露, 在大气淡水淋滤作用下, 发生颗粒内部选择性溶蚀、而粒间胶结物不溶的现象。溶蚀对象为颗粒碳酸盐岩内部的文石质和高镁方解石质的鲕粒、生屑等(图 4-c), 形成大量粒内溶孔和铸模孔。若白云岩中发育有膏质结核, 在选择性溶蚀作用下, 可形成膏模孔。

2)晚期非选择性溶蚀作用。主要发生在晚成岩期, 是流体沿裂缝、先存孔隙流动并将其扩大的一种溶蚀作用, 以粒间、晶间的胶结物为溶蚀对象, 常形成粒间溶孔、晶间溶孔、溶蚀缝等。非选择性溶蚀作用形成的晶间溶孔, 其直径常大于白云石晶体的直径, 溶孔的边缘多不规则, 具有溶蚀扩大的特征(图 4-e), 部分溶孔内被沥青充填, 说明溶蚀作用在烃类充注之前发生。前人研究认为龙王庙组形成溶蚀作用的部分外源流体及充填溶蚀孔隙的沥青均为下伏筇竹寺组烃源岩成熟的产物(孙伟等, 2010)。

在研究区龙王庙组储集层中, 白云岩化作用广泛发育, 对孔隙的形成和保存具有重要意义。根据研究区龙王庙组发育的白云石微观特征, 可初步识别出准同生期海水渗透白云岩化作用、早成岩阶段大气淡水白云岩化作用和埋藏白云岩化作用。

1)海水渗透回流白云岩化作用。发生在准同生阶段, 主要形成泥— 粉晶白云石, 后期发生重结晶, 可形成粉— 细晶白云石。现今颗粒白云岩以粉晶为主, 粒间胶结物多为粉— 细晶白云石。形成的白云石晶面较为平直, 半自形到他形, 当颗粒原始结构保存较为完好时, 白云石以晶面平直的半自形为主(图 8-a)。阴极发光下, 颗粒与胶结物白云石均发较弱的暗红色光。部分粗粒白云石发光程度强于基质白云石, 推测其可能受到后期淡水作用的影响(图 8-b)。

图8

Fig.8

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	图8 川东及其周缘地区下寒武统龙王庙组储集层白云岩化作用Fig.8 Dolomitization of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation reservoirs in eastern Sichuan Basin and its adjacent areas

2)大气淡水白云岩化作用。发生在早成岩环境, 主要表现为溶孔、溶洞中的白云石胶结物, 并以粉— 细晶白云石为主, 自形程度较好, 多为自形到半自形晶, 且晶面平直, 晶间微孔发育(图 8-c)。阴极发光下, 白云石胶结物发明亮的橘红色光, 具有环带结构(图 8-d)。

3)埋藏白云岩化作用。发生在成岩作用的中— 晚期, 形成的白云石以细晶为主, 局部发育有中晶、粗晶白云石, 多为溶蚀孔洞中的充填物, 且充填程度高(图8-e)。阴极发光下, 埋藏白云岩化形成的白云石晶体发光较为昏暗(图8-f)。

研究区龙王庙组沉积期气候较为干旱、炎热, 蒸发作用强烈(左景勋等, 2008; 李伟等, 2012; 徐美娥等, 2013; 李皎和何登发, 2014), 膏盐岩沉积发育(图 1), 沉积环境有利于准同生期海水回流渗透白云岩化作用的发生。通过扫描电镜、阴极发光和铸体薄片观察, 发现海水渗透白云岩化作用是研究区龙王庙组最主要的白云岩化作用类型。

重结晶作用在研究区龙王庙组储集层中较为常见。以白云岩储集层为例, 重结晶作用过程中白云石晶体变粗, 晶间原来细小、未连通的微小孔隙调整为较粗大的晶间孔(图5-d), 且喉道变得更加平直, 从而改变了原岩的基本结构, 提高了岩石的有效孔隙度和渗透率。具颗粒幻影结构的粉— 细晶白云岩多由重结晶作用形成(图 4-d)。

早期发育的胶结作用或白云岩化作用极大的妨碍了压实作用的进行, 但在浅埋藏期, 压实作用表现明显。在颗粒碳酸盐岩中, 部分颗粒出现定向和变形, 甚至被压平、压碎(图5-c)。随着埋藏深度的增大, 压实作用逐渐增强, 以致局部发生了压溶作用, 可见切割泥— 粉晶白云石晶体的缝合线构造(图 5-f)。

四川盆地龙王庙组沉积期, 早加里东运动逐渐增强, 川东及周缘地区发生小幅度的区域差异性升降运动, 总体上西北部以小幅度隆升为主, 东南部以小幅度下降为主(胡光灿和谢姚祥, 1997; 郑和荣和胡宗全, 2010; 黄福喜等, 2011), 加之海平面下降、古陆夷平、物源供给减少(梅冥相等, 2006; 刘树根等, 2008), 研究区东南缘水体深度较大发育开阔台地相, 研究区主体水体相对较浅且循环受限、发育局限台地相, 蒸发台地相集中发育于华蓥山断裂东侧, 华蓥山、七跃山断裂带周缘的地貌高地和台地内地势较高处, 水体较浅、能量强, 滩体发育。

研究区龙王庙组局限台地储集层的物性整体上好于开阔台地, 但台地内不同亚相的储集层物性有所差异(表 1)。局限台地内的滩体在沉积期所处的地势相对较高, 波浪的淘洗作用充分, 沉积物以粗粒结构为主, 原生孔隙发育, 可作为孔隙流体的渗流通道, 有利于溶蚀、白云岩化等成岩作用的发生; 在成岩作用的强烈改造下, 构成局限台地内滩体的各类颗粒碳酸盐岩, 最终形成亮晶(残余)砂屑白云岩、亮晶(残余)鲕粒白云岩等, 且物性好, 发育程度高(图 3), 是川东及周缘地区龙王庙组最为有利的储集层。局限潮坪在沉积期水体较浅, 水位变化频繁, 常出露海面, 蒸发作用强, 盐度较高, 以发育泥— 粉晶白云岩为特征; 局限潮坪内的泥— 粉晶白云岩晶间孔发育, 物性较好, 分布范围广(图 1), 是川东及周缘地区龙王庙组较为有利的储集层。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 川东及其周缘地区下寒武统龙王庙组不同沉积亚相的储集层物性特征 Table1 Reservoir physical properties of different subfacies in the Lower Cambrian Longwangmiao Formation of eastern Sichuan Basin and its adjacent areas

表1 川东及其周缘地区下寒武统龙王庙组不同沉积亚相的储集层物性特征 Table1 Reservoir physical properties of different subfacies in the Lower Cambrian Longwangmiao Formation of eastern Sichuan Basin and its adjacent areas

通过对储集层成岩作用类型及特征的分析, 认为溶蚀作用、白云岩化作用和重结晶作用是研究区龙王庙组储集层形成的关键因素。

作为储集层形成的关键因素之一, 研究区龙王庙组发生的白云岩化作用主要包括海水渗透白云岩化、大气淡水白云岩化和埋藏白云岩化, 并以海水渗透白云岩化作用为主。前人多关注于白云岩化作用增孔或减孔效应的研究(Weyl, 1960; Sandberg, 1983; James, 1983; 肖林萍和黄思静, 2003; 高林, 2008; 赫兰云等, 2010), 但对于厚度大、分布范围广且保留原岩组构的白云石, 尚未存在足够证据证明白云岩化具有明显的增孔或减孔效应, 但白云石对孔隙的保存具有重要作用。方解石被白云石交代后, 岩石的抗压强度增强, 压溶作用减弱, 后期胶结作用得到有效抑制, 有利于孔隙的保存(Allan and Wiggins, 1993; 黄思静, 2010; Robert et al., 2011; 周进高等, 2015)。

重结晶作用是研究区龙王庙组储集层形成的又一关键因素。随着储集层埋藏深度的增加, 在温度、压力及构造应力作用下, 岩石发生重结晶作用。重结晶作用虽未直接提高岩石的孔隙度, 但通过改变岩石的孔隙结构, 使喉道变得更为规则, 增强了孔隙间的连通性, 进而达到增大岩石有效孔隙度和渗透率的目的。

溶蚀作用是储集层最终形成的关键原因。研究区龙王庙组储集层溶蚀作用包括早期选择性溶蚀和晚期非选择性溶蚀2种, 部分早期溶蚀作用形成的孔隙在后期成岩过程中被充填改造, 对储集层的储集性能贡献较小, 但其残余的部分孔隙可作为溶蚀通道, 为后期溶蚀作用奠定基础; 晚期非选择性溶蚀多在封闭、半封闭系统中进行, 在产生新的储集空间的同时, 溶蚀产物会在其他位置进行沉淀、充填, 使储集层的储集空间发生调整, 此时形成的储渗空间是油气运移和储集的最终有效空间。

埋藏过程的差异, 是研究区龙王庙组储集层物性差于川中、川东南地区的原因之一。在埋藏过程中(图 9), 筇竹寺组烃源岩成熟产生的酸性流体对龙王庙组地层起到一定的溶蚀、改造作用(寒武纪至奥陶纪末), 石油裂解产生的超压抑制了矿物在溶蚀孔洞中的沉淀(志留纪至石炭纪末期), 虽然裂解过程中形成的沥青会堵塞先存的储集空间, 但总体上埋藏过程中烃源岩成熟形成的产物对储集层物性起到建设性改善作用(黄尚瑜和宋焕荣, 1997)。相较于川中(徐国盛等, 2007)、川东南(饶松等, 2013)地区, 研究区龙王庙组在埋藏早期快速埋藏至较大埋深, 油气充注的时间早(图 9), 成岩作用对储集层的改造时间相对较短; 加之研究区龙王庙组在埋藏晚期远离古隆起, 地层剥蚀、岩溶改造作用弱(李晓清等, 2001), 使得研究区龙王庙组储集层物性差于川中、川东南地区。

图9

Fig.9

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	图9 川东太和1井埋藏史曲线图Fig.9 Burial history curves of Well Taihe1 in eastern Sichuan Basin

热硫酸盐还原反应对四川盆地深层碳酸盐岩优质储集层的形成起到重要作用, 普光气田、威远— 资阳气田的形成被归结为该反应的结果(朱光有等, 2006)。研究区龙王庙组发育膏岩层, 在白垩纪龙王庙组的埋深超过7500m, 前人在龙王庙组孔洞晚期充填物中发现富含液态甲烷的包裹体, 说明在深埋藏期龙王庙组储集层具备发生TSR反应的条件, 可形成优质的碳酸盐岩储集层, 但本次研究尚未发现TSR反应的直接证据。