川东地区中二叠统茅口组一段储层特征与形成模式

范建平，宋金民，江青春，刘树根，3，叶玥豪，黄士鹏，王佳蕊，苏 旺，李立基，金 鑫，冯宇翔

（1.成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室，四川 成都 610059；2.中国石油勘探开发研究院，北京 100083；3.西华大学，四川 成都 610039）

四川盆地中二叠统茅口组一段（茅一段）长期被视为碳酸盐岩类烃源岩，有机质丰度中总有机碳含量（TOC）介于0.35%～3.30%，平均为1.16%，烃源岩厚度介于60～110 m，大部分地区生气强度大于20×108m3/km2［1-5］。近期JS1，YH1和TT1井茅一段分别试获1.67×104，3.10×104和31.00×104m3的日产量，展示出良好的勘探潜力［6-7］。前人对四川盆地茅口组做过大量的研究工作，认为中二叠世茅口期为碳酸盐缓坡沉积，岩性主要为深灰色泥晶灰岩、含泥灰岩、瘤状灰岩、泥质灰岩和灰质泥岩等，发育典型的“眼皮-眼球”构造［6-10］，储层发育主要受裂缝和岩溶作用控制［11-19］。目前的研究多聚焦在茅口组中上部的茅二段与茅三段，而针对茅一段的泥质灰岩储层特征的研究相对薄弱，其形成机制与主控因素尚不明确。鉴于此，本文通过对川东地区华蓥山剖面及S6，Z8，HS4，HB1，LJ1等钻井的岩心观察，结合镜下薄片鉴定、物性分析、X射线衍射、核磁共振、扫描电镜、TOC测定以及CT扫描等技术手段，对川东地区茅一段储层特征展开分析，揭示茅一段物性特征和孔隙结构，探讨该套富含有机质泥质灰岩储层的主控因素，提出茅一段泥质灰岩储层的形成发育模式，为下一步勘探提供参考。

1 区域地质背景

二叠纪是显生宙全球格局转变的重要时期，泛大陆开始裂解，古特提斯洋进一步扩张，上扬子地台位于古赤道附近，其东侧为泛大洋，西侧为古特提斯洋（图1b）。该时期全球古气候由冷转暖，冈瓦纳大陆冰盖的推进和消融形成了多个高频变化的海平面升降旋回［20-21］。上扬子地块在茅口期是以碳酸盐缓坡为主导的碳酸盐台地［22］，由外缓坡、中缓坡和内缓坡亚相组成，构成一个由海侵到缓慢海退的完整旋回，沉积厚度一般为200～340 m。依据岩性和电性特征差异，自下而上可将茅口组分为茅一段、茅二段、茅三段和茅四段。茅一段为第一个三级旋回的海侵体系域，处于较深水的外缓坡亚相，海域宽阔，生物繁茂，向上水体变浅，演变为中-内缓坡亚相［7-10，23］（图1a），川东地区茅一段可分为泥晶灰岩微相、泥晶生屑灰岩微相、生屑泥晶灰岩微相和（含）泥质生屑泥晶灰岩微相。川东地区茅一段分为a，b和c三个亚段（图1c），茅一a亚段（P2m1a）厚20～60 m，岩石类型主要为生屑泥晶灰岩，夹硅质岩和泥页岩；茅一b亚段（P2m1b）厚10～30 m，岩石类型主要为瘤状灰岩、泥质灰岩夹薄层页岩；茅一c亚段（P2m1c）厚30～60 m，岩石类型主要为（含）泥质生屑泥晶灰岩和泥晶生屑灰岩，夹少量泥晶灰岩。其中，茅一a亚段和茅一c亚段孔隙和裂缝较发育，沥青和有机质富集［8，10，23］。

图1 四川盆地茅一期构造-沉积背景与茅一段地层综合柱状图［24-25］Fig.1 Structural sedimentary setting and composite stratigraphic column of the Mao-1 Member in the Sichuan Basin［24-25］

2 岩石学、矿物学及有机地化特征

通过野外露头、岩心观察以及薄片鉴定并结合X射线衍射全岩分析，认为研究区茅一段主要发育泥晶灰岩、泥晶生屑灰岩、生屑泥晶灰岩、（含）泥质生屑泥晶灰岩等4种岩石类型。其中泥晶生屑灰岩构成宏观下的“眼球状”灰岩，生屑泥晶灰岩或（含）泥质生屑泥晶灰岩构成“眼皮状”灰岩。纵向上，茅一a亚段中生屑泥晶灰岩占35.9%，（含）泥质生屑泥晶灰岩占38.5%，泥晶生屑灰岩占2.6%，泥晶灰岩占2.6%（样品个数n=31）；茅一b亚段中生屑泥晶灰岩占12.2%，（含）泥质生屑泥晶灰岩占7.3%，泥晶生屑灰岩占75.6%，泥晶灰岩占4.9%（n=41）；茅一c亚段中生屑泥晶灰岩占46.3%，（含）泥质生屑灰岩占26.8%，泥晶生屑灰岩占22%，泥晶灰岩占4.9%（n=41）。

2.1 岩石学特征

2.1.1 泥晶灰岩

泥晶灰岩在茅一段发育较少，主要分布于茅一c亚段。岩石颜色整体较浅、物性较差、TOC低、脆性高，在后期构造运动中较容易形成裂缝，但多被方解石充填或半充填，仅在局部可见溶孔（图2a—c）。

2.1.2 泥晶生屑灰岩

泥晶生屑灰岩单层厚度较大，主要分布在茅一b亚段，生物碎屑含量在30%～50%，生屑粒径在0.5～2.5 mm，泥质含量低，生屑主要为海百合、藻类、䗴类、有孔虫、腕足类和单体珊瑚等，保存较完整。岩石颜色较浅、物性一般、TOC低、脆性高，生物体腔孔大多被充填（图2d—f）。

图2 川东地区茅一段岩石结构类型照片Fig.2 Pictures showing the rock structure types of the Mao-1 Member in the eastern Sichuan Basin

2.1.3 生屑泥晶灰岩

生屑泥晶灰岩中的生物碎屑含量在20%～30%，生屑粒径介于0.1～2.0 mm，主要为藻类、腕足类和有孔虫，少见双壳类和腹足类等，生物碎屑破碎，呈层状分布。主要分布在茅一a亚段下部和茅一c亚段下部，颜色整体较深、物性较好、TOC较高、脆性一般。局部发育裂缝，多被沥青和方解石所充填（图2g—i）。

2.1.4（含）泥质生屑泥晶灰岩

这类岩石中的生物碎屑含量在10%～20%，生屑粒径介于0.1～1.5 mm，泥质含量在10%～30%，生物以腕足类和有孔虫为主，少见藻类和介形虫，生物碎屑破碎，呈层分布。主要分布在茅一a亚段中上部和茅一c亚段，泥质含量高，颜色较深。生物碎屑之间可见大量滑石充填，通过扫描电镜发现滑石中存在大量成岩收缩缝（图2j，k）。此外，在该类岩石中可见白云石化现象，白云石晶间溶孔较为发育（图2l）。

2.2 矿物学特征

X射线衍射全岩矿物组分分析表明，研究区茅一段主要由方解石、白云石、石英、粘土矿物以及黄铁矿组成，方解石和白云石含量占主导地位，粘土矿物以滑石为主。生屑泥晶灰岩中碳酸盐矿物含量为70%～98%，石英含量为0～20%，粘土矿物含量为0～10%；（含）泥质生屑泥晶灰岩中碳酸盐矿物含量为65%～90%，石英含量为0～9%，粘土矿物含量为5%～30%；泥晶生屑灰岩和泥晶灰岩中的碳酸盐矿物含量超过90%，石英含量为0～3%，粘土矿物含量为0～1%（图3）。纵向上，茅一a亚段碳酸盐矿物含量为80%～90%，石英含量为0～20%，粘土矿物含量为0～20%，粘土矿物与石英含量由下至上呈先增后减的趋势；茅一b亚段碳酸盐矿物含量超过90%，石英含量为0～2%，粘土矿物含量为0～1%，该段粘土矿物含量极低，仅在其顶、底部含较少粘土矿物；茅一c亚段碳酸盐矿物含量为60%～90%，石英含量为0～20%，粘土矿物含量为0～30%，该段粘土矿物含量整体较高。

图3 川东地区茅一段矿物组分分布Fig.3 Mineral composition distribution of the Mao-1 Member in the eastern Sichuan Basin

2.3 有机碳含量

研究区茅一段TOC为0.08%～1.26%，平均为0.45%。其中生屑泥晶灰岩TOC为0.39%～1.10%，平均为0.72%；（含）泥质生屑泥晶灰岩TOC为0.40%～1.26%，平均为0.77%；泥晶生屑灰岩TOC为0.15%～0.80%，平均为0.33%；泥晶灰岩TOC为0.08%～0.56%，平均为0.28%。纵向上，茅一a亚段TOC最高，平均为0.58%；茅一b亚段TOC平均为0.28%；茅一c亚段TOC平均为0.43%，由下至上呈先减后增的趋势，粘土矿物发育段为高TOC段。

3 储层特征

3.1 储集空间类型

通过氩离子抛光扫描电镜分析，发现茅一段储集空间主要为粒缘孔（缝）、滑石收缩孔（缝）、有机质孔和裂缝、溶孔（缝）。其中，滑石收缩孔（缝）、裂缝和溶孔（缝）对储集性能的贡献较大。

3.1.1 粒缘孔（缝）

粒缘孔（缝）是方解石（白云石）、石英、有机质和粘土矿物之间的孔（缝），一般具有一定的弧度，在茅一段均可见发育。孔径范围介于10～1 000 nm；缝宽大多数在50 nm，连通性好（图4a）。

3.1.2 滑石收缩孔（缝）

X射线衍射测试结果发现，生屑泥晶灰岩和（含）泥质生屑泥晶灰岩中含有滑石。滑石在单偏光下呈浅褐色，正交偏光下最高干涉色可以达到Ⅲ级橙色。扫描电镜下，滑石多为羽状集合体，其成岩收缩孔（缝）发育。滑石收缩孔（缝）宽介于10～1 000 nm，连通性好，主要发育于粘土矿物含量较高的茅一a亚段和茅一c亚段中（图4b，c）。

3.1.3 有机质孔

有机质孔主要发育在有机质含量较高的生屑泥晶灰岩和（含）泥质生屑泥晶灰岩中，纵向上多发育于茅一a亚段和茅一c亚段中。与页岩的有机质孔相似，孔隙大小介于1～500 nm，形状不规则，连通性差（图4d，e）。

3.1.4 裂缝

茅一段岩石中脆性矿物含量高，容易受构造作用形成裂缝。裂缝长度一般介于1 000～5 000 nm，宽度介于100～200 nm。茅一段主要发育低角度裂缝，也有少量高角度裂缝，多被泥质和方解石半充填-全充填，（图4f，g）。

图4 川东地区茅一段主要储集空间类型扫描电镜照片Fig.4 SEM images showing main reservoir space types in the Mao-1 Member in the eastern Sichuan Basin

3.1.5 溶孔（缝）

溶孔（缝）是方解石（白云石）在沉积过程中及成岩后由于溶蚀作用所形成的孔（缝）。研究区溶孔（缝）多沿裂缝发育。溶孔（缝）宽约5 000～10 000 nm，溶孔（缝）连通性好，可作为有效的储集空间（图4h，i），主要发育于茅一a亚段和茅一c亚段中。

3.2 储层物性特征

研究区茅一段孔隙度为0.33%～5.73%，平均为1.57%，孔隙度大于2%的样品数占22.2%；渗透率为0.001×10-3～1.540×10-3μm2，平均为0.113×10-3μm2，渗透率介于0.010×10-3～0.100×10-3μm2的样品数占30.4%。其中，生屑泥晶灰岩孔隙度为0.62%～5.33%，平均为1.97%，渗透率为0.001×10-3～1.360×10-3μm2，平均为0.146×10-3μm2；（含）泥质生屑泥晶灰岩孔隙度为1.16%～5.73%，平均为2.70%，渗透率为0.003×10-3～1.540×10-3μm2，平均为0.233×10-3μm2；泥晶生屑灰岩孔隙度为0.33%～1.18%，平均为0.79%，渗透率为0.001×10-3～0.210×10-3μm2，平均为0.060×10-3μm2；泥晶灰岩孔隙度为0.39%～1.39%，平均为0.69%，渗透率为0.002×10-3～0.820×10-3μm2，平均为0.070×10-3μm2（图5a，b）。纵向上，茅一a亚段孔隙度为0.33%～3.13%，平均为1.23%，渗透率为0.001×10-3～0.336×10-3μm2，平均为0.032×10-3μm2；茅一b亚段孔隙度为0.33%～0.97%，平均为0.80%，渗透率为0.001×10-3～0.013×10-3μm2，平均为0.002×10-3μm2；茅一c亚段孔隙度为0.39%～5.73%，平均为1.74%，渗透率为0.002×10-3～1.547×10-3μm2，平均为0.154×10-3μm2（图5c，d）。研究区茅一段整体表现为低孔、低渗的致密灰岩储层。

图5 川东地区茅一段孔隙度和渗透率频率分布直方图Fig.5 Histograms of porosity and permeability of the Mao-1 Member in the eastern Sichuan Basin

3.3 储层孔隙结构特征

3.3.1 孔隙体积与比表面积

氮气吸附实验结果显示，茅一段泥晶灰岩BET比表面积介于0.812 7～0.879 3 m2/g，平均为0.846 0 m2/g；孔隙体积介于0.001 9～0.003 0 cm3/g，平均为0.002 6 cm3/g；平均孔径介于13.371 0～14.582 6 nm。泥晶生屑灰岩BET比表面积介于0.445 2～0.515 8 m2/g，平均为0.480 5 m2/g；孔隙体积介于0.002 6～0.003 0 cm3/g，平均为0.002 8 cm3/g；平均孔径介于19.804 2～26.829 1 nm。生屑泥晶灰岩BET比表面积介于1.360 6～1.431 6 m2/g，平均为1.396 1 m2/g；孔隙体积介于0.009 9～0.010 2 cm3/g，平均为0.010 0 cm3/g；平均孔径介于27.464 5～29.984 3 nm。（含）泥质生屑泥晶灰岩BET比表面积介于1.243 3～1.686 7 m2/g，平均为1.465 0 m2/g；孔隙体积介于0.008 8～0.008 9 cm3/g，平均为0.008 8 cm3/g；平均孔径介于21.043 5～28.115 2 nm。总体来看，（含）泥质生屑泥晶灰岩孔隙体积、微孔比表面积及孔隙孔径均相对较大，可以提供丰富的吸附点位，储集性能好；生屑泥晶灰岩次之，储集性能较好；泥晶生屑灰岩和泥晶灰岩相对较小，孔隙发育程度低，孔隙间连通性差，储集性能差。

3.3.2 孔径分布

茅一段孔隙形态不规则，呈狭缝状-似圆状。为了表征不同形状孔隙的类型，以当量圆直径将茅一段孔隙分为3类：孔径小于100 nm为小孔，小孔又可进一步细分为微孔（＜2 nm）、介孔（2～50 nm）和宏孔（50～100 nm）；孔径介于100～1 000 nm为中孔；孔径大于1 000 nm为大孔［26-28］。纳米CT扫描结果显示：体积为1 cm3的生屑泥晶灰岩样品，其孔隙数量为13 670个，孔径为80～11 291 nm，其中小孔数量为1 976个，中孔数量为11 625个，大孔数量为69个；体积为1 cm3的泥晶生屑灰岩样品，其孔隙数量为77 367个，孔径为80～9 384 nm，其中小孔数量8 051个，中孔数量为69 226个，大孔数量为90个（图6）。随着孔径的增加，孔隙数量具有先增后降的趋势。尽管孔径200 nm以下的孔隙数量较多，但其体积占比较小（1%～6%），孔径在1μm以上的孔隙虽然数量较少，但其体积占比很大（生屑泥晶灰岩为90%，泥晶生屑灰岩为50%）。

图6 川东地区茅一段孔隙频率分布直方图Fig.6 Histogramof pore distribution of the Mao-1 Member in the eastern Sichuan Basin

茅一段样品氮气吸附脱附曲线整体均呈反S型，吸附量随相对压力（p/p0）（其中p为吸附平衡时气相的压力，MPa；p0为气体在吸附温度时的饱和蒸气压，MPa）升高而增多，主要包含3个阶段：低压阶段（0＜p/p0≤0.4），等温吸附曲线缓慢上升；相对压力升高阶段（0.4＜p/p0≤0.8），等温吸附曲线上升速率提高，出现回滞环；高压阶段（p/p0＞0.8），等温吸附曲线急剧上升，相对压力接近1时也未出现饱和现象，表明样品中含有一定量的中孔和大孔（图7）。茅一段吸附脱附曲线在形貌上均与IUPAC（国际纯粹与应用化学联合会）提出的Ⅳ型等温吸附线相似［29］，反映孔隙发育集中在2～50 nm孔径区间内。泥晶灰岩、泥晶生屑灰岩回滞环类型与IUPAC提出的四分回滞环类型［29］中的H3型接近，兼有H4型特征，表明泥晶灰岩与泥晶生屑灰岩纳米级孔隙主要为一些狭缝状孔与楔状半封闭孔，该类型孔隙对应前文所提的脆性矿物间孔隙（粒缘孔）；生屑泥晶灰岩、（含）泥质生屑泥晶灰岩与H2型接近，兼有H1与H3型特征，表明孔隙形态以四周开放的片状孔隙与两端开放的管状孔为主，该类型孔隙对应前文所提的滑石收缩孔以及有机质生烃形成的类管状孔。

图7 川东地区茅一段等温氮气吸附-脱附曲线Fig.7 Isothermal nitrogen adsorption/desorption curves of the Mao-1 Member in the eastern Sichuan Basin

由于茅一段岩石孔隙形态复杂多样，为了准确表征茅一段孔径分布，本文采用BJH模型与NLDFT模型进行对比分析。从BJH模型得出的dV"/dD"孔径分布图（V"为孔隙体积，cm3；D"为BJH模型孔径，nm）来看，泥晶灰岩和泥晶生屑灰岩孔径分布呈宽缓单峰型（图8a），微孔和介孔发育数量少。这两类岩石有机质含量（TOC＜0.5%）与滑石含量（＜1.0%）低，低有机质丰度无法提供大量的有机质生烃所产生的微孔，而低滑石含量无法提供大量的成岩转化所产生的部分介孔。生屑泥晶灰岩、（含）泥质生屑泥晶灰岩孔径呈一个主峰和一个次峰的双峰形态，微孔占绝对优势，且含有9.0～10.0 nm的介孔峰（图8b）。这两类岩石具有高TOC（＞0.8%）与高滑石含量（＞5.0%），说明有机质与滑石对微孔和介孔贡献较大，这两类岩石以有机质生烃演化形成的微孔与滑石成岩转化形成的介孔为主。从NLDFT模型得出的dV"/dW孔径分布图（W为NLDFT孔径，nm）来看，泥晶灰岩、泥晶生屑灰岩孔径分布呈双峰型，分别位于1.0～1.6 nm和2.0～3.0 nm，且峰值低（图8c），表明这两类岩石微孔、介孔发育数量少，仅发育少量粒缘孔。生屑泥晶灰岩、（含）泥质生屑泥晶灰岩孔径分布呈三峰型，分别为1.0～1.6，2.0～2.4和3.0～6.0 nm，且峰值相对较高（图8d），表明有机质与滑石给两类岩石提供了大量的微孔及2.0～6.0 nm的介孔。

图8 川东地区茅一段BJH模型与NLDFT模型孔径分布曲线Fig.8 Pore size distribution curvesbased on BJH and NLDFTmodels in the Mao-1 Member in the eastern Sichuan Basin

3.3.3 孔隙分形特征

分形维数是孔隙结构分形特征的重要表征参数［30］，本文采用最常用的FHH模型计算分形维数，计算方法见公式（1）［28］。

式中：V是平衡压力为p时所吸附气体体积，cm3/g；K为分形参数，无量纲；C为常数，无量纲。

分形维数D（无量纲）与分形参数K关系见公式（2）［31］。

因此，通过最小二乘法拟合得到相关关系曲线，获得斜率K，利用公式（2）求取分形维数D（图9）。

根据p/p0比值范围，将茅一段孔隙分形维数分为两部分：高压区（p/p0≥0.5），以渗流孔为主，对应分形维数D1（无量纲）；低压区（p/p0＜0.5），以吸附孔为主，对应分形维数D2（无量纲）。泥晶灰岩D1介于2.591 79～2.600 82，D2介于2.460 17～2.465 44（图9a，b）；泥晶生屑灰岩D1介于2.414 23～2.494 04，D2介于2.546 91～2.567 93（图9c，d）；生屑泥晶灰岩D1介于2.422 67～2.450 29，D2介于2.405 01～2.410 57（图9e，f）；（含）泥质生屑泥晶灰岩D1介于2.444 94～2.525 86，D2介于2.418 03～2.459 76（图9g，h）。泥晶灰岩、生屑泥晶灰岩、（含）泥质生屑泥晶灰岩渗流孔分形维数（D1）大于吸附孔分形维数（D2），说明渗流孔分形特征更显著，其空间复杂程度更高，微观非均质性更强，泥晶生屑灰岩正好相反。整体来看，生屑泥晶灰岩与（含）泥质生屑泥晶灰岩的D1和D2相对较小，说明其孔隙结构复杂程度相对较低，孔隙间连通性更好。

3.3.4 孔隙连通性

孔隙连通域是评价微观储集空间连通性的一种有效手段。根据孔隙之间的连通程度，可以将孔隙连通域划分为Ⅰ级连通域（相邻两个孔隙组成）、Ⅱ级连通域（两个以上孔隙汇聚形成）、Ⅲ级连通域（大量孔隙汇聚呈网状）［32-35］。生屑泥晶灰岩以Ⅲ级连通域为主，其次为Ⅱ级连通域，发育少量Ⅰ级连通域，可动流体饱和度为30%～50%，孔隙连通性好（图10a，b）；泥晶生屑灰岩以Ⅱ级连通域为主，其次为Ⅰ级连通域，发育少量Ⅲ级连通域，可动流体饱和度小于40%，孔隙连通性一般（图10c，d）；（含）泥质生屑泥晶灰岩孔隙分形特征简单（图9g，h），可动流体饱和度为40%～60%，孔隙连通性好；泥晶灰岩孔隙分形特征复杂（图9a，b），可动流体饱和度小于20%，孔隙连通性差。纵向上，茅一a亚段中主要发育Ⅲ级连通域，可动流体饱和度高，孔隙连通性好；茅一b亚段中主要发育Ⅰ级连通域，孔隙连通性差；茅一c亚段中主要发育Ⅱ-Ⅲ级连通域，可动流体饱和度高，孔隙连通性好。

图9 川东地区茅一段氮气吸附FHH模型分形特征Fig.9 Nitrogen adsorption fractal characteristics of FHH model in the Mao-1 Member in the eastern Sichuan Basin

3.4 储层展布特征

川东地区茅一段沉积厚度稳定、连续性好、测井曲线特征明显。纵向上，茅一段储层多发育于茅一a亚段和茅一c亚段中，茅一b亚段中储层不发育，储层岩性主要为生屑泥晶灰岩与（含）泥质生屑泥晶灰岩。储层段表现出较高TOC、高GR值、高AC值、低电阻率的特征，并且储层发育部位粘土矿物与白云石含量往往增加（图1c，图2）；平面上，储层主要发育于外缓坡生屑泥晶灰岩微相和（含）泥质生屑泥晶灰岩微相，在研究区西南部储层厚度较大，为25～40 m，东北部储层厚度较小，为10～15 m，具有向东北方向逐渐减薄的趋势。

4 储层主控因素

研究区茅一段泥质灰岩储层是多种因素综合作用的产物［36-38］。综合研究发现，岩相、粘土矿物转化、有机质丰度、白云石化作用和溶蚀作用对其优质储层的形成和分布具有重要控制作用。

4.1 岩相是优质储层发育的基础

研究区茅一段优质储层纵向上主要发育在茅一a亚段和茅一c亚段，外缓坡生屑泥晶灰岩微相和（含）泥质生屑泥晶灰岩微相为有利储集岩相。综合来看，泥晶灰岩微相生物碎屑颗粒沉积较少，原生孔隙不发育；生屑泥晶灰岩微相或（含）泥质生屑泥晶灰岩微相以生物碎屑颗粒沉积为主，生物碎屑之间为灰泥支撑，原生孔隙较发育；泥晶生屑灰岩微相生物碎屑发育，但生物碎屑之间以颗粒支撑为主，原生孔隙不发育。生屑泥晶灰岩和（含）泥质生屑泥晶灰岩原始孔、渗较好；当粘土矿物含量为5%～20%时，孔、渗性能最好，此时孔隙度为1.98%～5.73%（平均为3.65%），渗透率为 0.016×10-3～1.547×10-3μm2，平 均 为 0.375×10-3μm2。一方面，茅一段粘土矿物以滑石为主，而滑石又是由海泡石转化而来。海泡石具有极强的吸附性，可以大量吸附有机质，这也是茅一段粘土矿物含量与TOC呈正相关性的原因（图11），前文已述茅一段有机质中发育大量有机质孔隙（图4d）；另一方面有机质会抑制方解石沉淀，TOC低时（＜0.5%），方解石晶粒较大（10～40μm），原生孔隙不发育（图2f）；TOC较高时（0.5%～1.2%），方解石晶粒较小（1～10μm），原生孔隙发育（图2k，l）。这两方面都会保护原生孔隙，使生屑泥晶灰岩和（含）泥质生屑泥晶灰岩中原生孔隙发育。同时，在深埋藏期差异压实作用下，生屑泥晶灰岩和（含）泥质生屑泥晶灰岩由于原始孔渗发育更易产生压溶缝，进一步改善其储集性能，使其成为优质储层。平面上，外缓坡生屑泥晶灰岩微相和（含）泥质生屑泥晶灰岩微相分布稳定，厚度多集中在20～40 m。

4.2 有机质孔是有效储集空间

通过扫描电镜分析，发现茅一段有机质中存在大量纳米孔隙，孔径大多分布在25～50 nm（图4d，e），氮气吸附实验结果表明有机质生烃演化产生了大量有机质微孔。由图11可见TOC与小孔体积呈中度正相关，与中孔体积呈中度负相关，与大孔体积无明显相关性，与孔隙度、渗透率呈中度正相关。生屑泥晶灰岩TOC较高，孔隙度为0.62%～5.33%（平均为1.97%），渗透率为0.001×10-3～1.360×10-3μm2（平均为0.146×10-3μm2），孔、渗性能好；（含）泥质生屑泥晶灰岩TOC含量最高，孔隙度为1.16%～5.73%（平均为2.70%），渗透率为0.003×10-3～1.540×10-3μm2（平均为0.233×10-3μm2），孔、渗性能最佳。因此，TOC越高，岩石的孔隙度、孔隙体积、渗透率均越大，有机质生烃演化产生的大量微孔（粒径＜2.0 nm）、宏孔（粒径50.0～100.0 nm）和少量介孔（粒径2.0～2.4 nm）为茅一段泥质灰岩储层提供了部分储集空间。

4.3 成岩作用

4.3.1 粘土矿物转化是优质储层形成的关键

根据X射线衍射结果，生屑泥晶灰岩和（含）泥质生屑泥晶灰岩段为滑石发育段（图4），可见滑石与孔隙度、渗透率呈中度正相关性（图12a，d）。一方面，在中-深埋藏期，海泡石［Mg8Si12O30（OH）4·4H2O］会向滑石［Mg3Si4O10（OH）2］转化［38-39］，海泡石是三八面体链状粘土矿物，而滑石是层状粘土矿物，由链状矿物向层状矿物的转化过程中，形成了大量的成岩收缩缝，这些成岩收缩缝可以作为茅一段这套致密地层的有效储集空间，并且滑石的晶体小于原始的海泡石晶体，随着转化程度的增加，晶间孔会更加发育。扫描电镜观察发现，这些成岩收缩缝孔径大多在100～200 nm，少部分介于50～100 nm，氮气吸附实验表明粘土矿物转化还贡献了大量3～6 nm的介孔。由于海泡石具有强吸附性，其吸附的大量有机质会在海泡石成岩转化的同时产生大量的有机质孔（图4d，e）；另一方面，海泡石在成岩转化过 程 中 会 发 生 溶 解［Mg4Si6O15（OH）2·6H2O+8H+→4Mg2++6SiO2+11H2O］［40-41］，释放出富镁离子的成岩水流体，这些成岩水流体会与层内灰岩接触，引发白云石化，形成灰质白云岩或白云质灰岩，改善岩石储集性能。

4.3.2 白云石化作用改善储集性能

目前对中二叠统茅口组白云岩成因的研究，认为其白云石化流体多为海源流体，其成因机制为埋藏环境下与峨眉地裂运动相关的异常地温驱动下热对流白云石化作用［42］。海泡石成岩转化释放的富Mg2+流体可以作为一种白云石化流体，使灰岩白云石化形成灰质白云岩或白云质灰岩。可见白云石含量与孔隙度、渗透率呈现中度正相关性（图12b，e），方解石含量与孔隙度、渗透率呈现中度负相关性（图12c，f），说明白云石化作用对茅一段储层具有改善作用。一方面，白云石相对于方解石具有较小的摩尔体积，白云石化交代过程中，白云石的沉淀体积小于方解石的溶解体积［43］，岩石孔隙度增加；另一方面，形成的白云石晶间孔可以为后期流体活动提供高孔渗通道，后期酸性流体进入地层时会对储层进行溶蚀改造，进一步加大岩石孔隙度。其中，受白云石化作用影响较大的生屑泥晶灰岩和（含）泥质生屑泥晶灰岩，白云石含量为0.98%～10%（平均为4.22%），白云石孔隙发育，以中-大孔隙为主，且孔隙间以大吼道连通，孔隙连通性好（图10），改善了茅一段储层物性。

图12 川东地区茅一段滑石、白云石、方解石含量与物性相关性分析Fig.12 Correlation between talc，dolomite and calcite contents and physical properties of the Mao-1 Member in the eastern Sichuan Basin

4.3.3 溶蚀作用改善储集性能、提供流体通道

茅一段不同岩性的原始组构存在差异。生屑泥晶灰岩和（含）泥质生屑泥晶灰岩由于文石和高镁方解石的溶解而变得疏松多孔，泥晶灰岩和泥晶生屑灰岩由于CaCO3再沉淀而更加致密［7］。这些溶蚀孔隙可以作为流体通道（图4f），有利于白云石化作用改造储层物性，并且后期油气进入地层时会对储层进行溶蚀改造，产生有机酸溶蚀孔（图4h，i）。

5 储层形成模式

本文基于川东地区茅一段灰岩宏、微观特征，结合茅一段储层发育的主控因素，并综合茅一段沉积期的构造-沉积地质背景，提出川东地区茅一段泥质灰岩储层发育模式：茅一段沉积期为二叠纪最大海侵期，周围并无古陆，此时为文石海沉积期，加之火山运动频发，海水中富含大量镁离子和溶解态SiO2，满足海泡石沉淀条件。海泡石随方解石一起沉淀，形成了茅一段这套具“眼皮眼球”状构造的独特泥质灰岩［生屑泥晶灰岩、（含）泥质生屑泥晶灰岩］-灰岩（泥晶生屑灰岩、泥晶灰岩）韵律层。由于灰岩层、泥质灰岩层原始组构存在差异，生屑泥晶灰岩和（含）泥质生屑泥晶灰岩中文石和高镁方解石溶解形成了部分溶蚀孔隙。该时期茅一段孔隙主要为一些方解石粒缘孔和基质溶孔；中-深埋藏期，由于埋藏深度增加，温度压力加大，海泡石逐渐向滑石转化，并且在此过程中海泡石会发生溶解，释放大量富镁离子成岩水流体。该过程中会形成大量的粘土微孔（滑石收缩孔），其吸附的有机质也会同时形成大量有机质孔。生屑泥晶灰岩和（含）泥质生屑泥晶灰岩孔、渗性能好，受富镁成岩水流体交代，部分发生白云石化，形成晶间孔。该时期为茅一段储层发育的重要时期，形成的有机质孔和粘土微孔为茅一段主要储集空间；深埋藏期，酸性流体进一步改造储层，形成有机酸溶孔，加之差异压实作用，生屑泥晶灰岩和（含）泥质生屑泥晶灰岩由于孔、渗性能好而更易产生压溶缝，进一步改善其储集性能，使其最终发育为优质储层（图13）。

图13 川东地区茅一段储层发育模式Fig.13 Reservoir development model of the Mao-1 Member in the eastern Sichuan Basin

6 结论

1）川东地区茅一段岩石类型主要为泥晶灰岩、泥晶生屑灰岩、生屑泥晶灰岩、（含）泥质生屑泥晶灰岩，主要发育粒缘孔（缝）、有机质孔、溶孔（缝）、裂缝、滑石收缩孔（缝）等5类储集空间。

2）川东地区茅一段为一套低孔、低渗型致密灰岩储层，其中泥晶灰岩和泥晶生屑灰岩TOC均值分别为0.28%和0.33%，孔隙度均值分别为0.69%和0.79%，氮气吸附回滞环类型均为H3型，仅发育少量粒缘孔（粒径1～3 nm），孔隙分形特征复杂，主要发育Ⅱ级连通域，孔隙连通性差；生屑泥晶灰岩和（含）泥质生屑泥晶灰岩TOC均值分别为0.77%和0.72%，孔隙度均值分别为1.97%和2.70%，氮气吸附回滞环类型均为H2型，发育大量有机质孔（粒径1.0～2.4 nm和25.0～50.0 nm）、滑石收缩孔（粒径3.0～6.0 nm和100.0～200.0 nm），孔隙分形特征简单，主要发育Ⅲ级连通域，孔隙连通性好。

3）川东地区茅一段储层的形成与分布受岩相、有机质丰度、粘土矿物转化、白云石化作用、溶蚀作用综合控制。外缓坡生屑泥晶灰岩微相和（含）泥质生屑泥晶灰岩微相是茅一段优质储层发育的基础，以生物碎屑颗粒沉积为主（灰泥支撑），原生孔隙发育；粘土矿物含量高（5%～20%），会吸附大量有机质，抑制方解石沉淀，保护原生孔隙。茅一段粘土矿物转化是优质储层形成的关键，该过程会形成大量的粘土微孔和有机孔，同时释放的富镁离子成岩水流体使灰岩白云石化，改善储层物性。溶蚀作用为茅一段储层提供了额外的储集空间和流体通道，进一步改造储层。

4）茅一段沉积期，生屑泥晶灰岩和（含）泥质生屑泥晶灰岩中文石和高镁方解石溶解，形成溶孔并为后期流体改造提供了通道，该时期茅一段孔隙主要为一些方解石粒缘孔和基质溶孔；中-深埋藏期，海泡石发生成岩转化，形成大量粘土微孔和有机质孔，同时释放出富镁离子成岩水流体，使生屑泥晶灰岩和（含）泥质生屑灰岩发生白云石化，改善储层物性；深埋藏期，酸性流体进一步改造储层，加之差异压实作用下形成的压溶缝，使生屑泥晶灰岩和（含）泥质生屑灰岩储层发育为优质储层。