2. 中石化胜利油田分公司博士后科研工作站, 山东 东营 257002;
3. 河南理工大学安全科学与工程学院, 河南 焦作 454003;
4. 中国石油冀东油田分公司, 河北 唐山 063004;
5. 中石化中原油田勘探开发科学研究院, 河南 濮阳 457001
2. Postdoctoral Work Station of Shengli Oilfield, Sinopec, Dongying 257002, Shandong, China;
3. College of Safety Science and Engineering, Henan Polytechnic University, Jiaozuo 454003, Henan, China;
4. Jidong Oilfield, PetroChina, Tangshan 063004, Hebei, China;
5. Research Institute of Exploration and Development, Zhongyuan Oilfield, Sinopec, Puyang 457001, Henan China
0 前言
成岩作用形成的次生孔隙在20世纪70年代中期逐渐被人们接受和认识, 并引起人们对于成岩作用的重视。新的技术和实验方法也不断应用于成岩作用研究[1]。以扫描电镜、阴极发光显微镜、电子探针及能谱、包裹体、同位素分析等为代表的各种现代实验技术的引入, 使储层微观成岩组构、成岩介质、成岩序列以及成岩热史的研究等成为可能[2-6]。在岩石学及地球化学分析的基础上, 确立了成岩阶段划分、成岩作用单井和区域评价的标志和方法; 把盆地模拟技术应用于成岩作用研究中, 开展埋藏史和成岩史的模拟、预测次生孔隙发育带和平面优质储层分布区, 使成岩作用研究由一维向二维并探索向三维方向发展。理论上, 成岩阶段的划分趋于统一, 同生阶段、表生阶段、早期成岩和晚期成岩等阶段的划分逐渐为大家所接受; 对次生孔隙的成因机制及次生孔隙发育带的分布有了更深入的了解; 在盆地演化特征 (如应力场转化、海平面变化、盆地快速沉降、断层作用等) 与大尺度成岩作用间的关系认识的基础上提出了成岩系统的理论。
目前多数学者认为溶蚀型次生孔隙是由碳酸或者是有机酸引起矿物溶解所形成的, 或者可以认为酸性溶解过程及其影响是经典成岩作用研究的出发点。酸性地层水条件下次生孔隙的形成和分布规律是成岩作用研究在应用上的归属[7-19]。应该说, 在储层埋藏成岩演化的漫长过程中, 绝不可能是单一的酸性成岩流体影响, 那么, 只要有碱性流体存在, 它就必然对储层造成影响[20-21]。储层的温度、压力, 流体的性质、流速以及体系的封闭与开放等物理化学因素, 决定了矿物在成岩作用过程中的稳定性及沉淀和溶解的状况。内蒙银额盆地查干凹陷为一中生代盆地, 经过多年勘探在巴音戈壁组二段祥6井区取得突破, 该区次生溶孔发育, 大部呈蜂窝状。有利储层条件是油气成藏的关键因素, 故探讨其成因, 此可为下一步油气勘探提供相对可靠的地质依据。
1 区域地质概况查干凹陷位于内蒙境内银额盆地东北部, 进一步分为西部次凹、毛敦次凸和东部次凹三个二级构造单元 (图 1)。西部次凹是查干凹陷最大的构造单元, 也是勘探程度最高的单元[22]。面积1 060 km2, 进一步分为4个次级单元, 分别是虎勒洼陷带、巴润断阶带、额很洼陷带、乌力吉构造带。毛敦次凸是石炭—二叠系老地层而形成的凸起区。钻遇次凸之上的毛2井、毛9井揭示其顶部为二叠系云母片岩、花岗岩、花岗斑岩, 底部为闪长岩。东部次凹位于毛敦次凸东部, 走向近NE, 进一步分为罕塔庙洼陷带、五华单斜带、海力素冲断带3个次级单元, 依现有二维地震资料推测, 该次凹发育有和西部次凹类似的沉积地层。在沉积厚度上, 大体表现出南北两端地层厚, 中部地层薄的特点, 在中、北部又有南薄北厚、东薄西厚的特征。
油气勘探主体位于西部次凹。查干凹陷主要发育白垩系, 自下而上沉积巴音戈壁组、苏红图组、银根组和乌兰苏海组。图拉格与毛西控凹断层控制了西部次凹的沉积充填格局。图拉格断层是基底老断裂在白垩纪早期复活形成, 一直持续到乌兰苏海组沉积时期。图拉格断层的活动具有南北分区的特点, 在巴音戈壁组沉积时期, 断层南部活动强烈, 而在苏红图组沉积时期, 断层北部活动强烈。毛西断层规模较大, 在凹陷发育早期, 毛西断层表现为一条控制西部次凹的正断层; 晚期受喜山运动影响, 构造反转, 上盘地层 (银根组、乌兰苏海组以及新生界) 受挤压往上抬升, 使毛西断层浅层表现为逆断层的形态, 形成独特的下正上逆的构造样式。
西部次凹巴音戈壁组为断陷发育期, 地层为沉积岩充填, 岩性为灰色砾岩, 砂岩夹褐色、深灰色泥岩, 白云质泥岩夹粉沙岩、砂岩, 该段地层厚度较大, 分布在1 000~2 400 m。苏红图组盆地由断转坳, 地层由沉积岩与火山岩互层组成。其中, 苏一段为灰色、深灰色泥岩, 粉砂质泥岩夹粉砂岩、砂岩、灰绿色玄武岩和灰黑色安山岩, 厚400~600 m; 苏二段为褐灰色、深灰色泥岩与粉砂岩、砂岩、含砾砂岩互层, 夹黑色玄武岩和褐色安山岩, 厚500~1 600 m。火山岩主要发育于苏红图组。
2 储层基本特征通过岩石三角图版分析, 查干凹陷中深层碎屑岩储层以长石岩屑砂岩为主, 部分为岩屑长石砂岩和岩屑砂岩。颗粒呈棱角—次棱角状, 成分成熟度和结构成熟度均较低, 以碳酸盐胶结为主。
目的层段储层填隙物种类多, 包括自生黏土、(铁) 方解石、(铁) 白云石、石英加大边及黄铁矿等 (表 1), 填隙物体积分数一般分布在4%~19%, 其中自生黏土矿物体积分数以苏一段 (K1s1) 最高, 平均达5.88%, (铁) 方解石体积分数在巴一段 (K1b1)、巴二段 (K1b2) 达10%~12%;(铁) 白云石体积分数则以K1b2和K1s1体积分数高, 达12%以上。自生黏土矿物及石英加大现象在K1b1、K1b2发育较少。
φB/% | |||||||
层位 | 自生黏土 | 方解石 | 铁方解石 | 白云石 | 铁白云石 | 石英加大 | 黄铁矿 |
K1s1 | 5.88 | 5.50 | 1.0 | 9.1 | 3.23 | 1.46 | 5.43 |
K1b2 | 1.50 | 5.29 | 4.4 | 4.0 | 8.20 | 0 | 3.00 |
K1b1 | 0 | 2.00 | 10.0 | 0 | 4.50 | 0 | 0 |
据岩石薄片、铸体薄片、扫描电镜分析结果, 主要储集空间类型包括剩余粒间孔、杂基间微孔、溶蚀粒间孔、粒内溶孔、晶间微孔及微裂缝几种类型。通过对各类型储集空间类型进行定量统计 (表 2):原生孔隙主要发育于1 700 m以上, 次生孔隙主要发育于1 700~2 200 m。而在2 200 m以下, 总孔隙度较小, 原生孔隙度与次生孔隙度均布发育, 局部见少量构造微裂缝发育 (图 2)。
井号 | φ(原生孔隙)/% | φ(次生孔隙)/% | φ(微裂缝)/% | 井深/m | ||||||
剩余粒间孔 | 杂基间微孔 | 合计 | 溶蚀粒间孔 | 粒内溶孔 | 晶间微孔 | 合计 | ||||
意2 | 3.6 | 0.0 | 3.6 | 7.85 | 2.76 | 0.0 | 10.6 | 1.0 | 2 120 | |
毛10 | 1.0 | 0.2 | 1.2 | 0.3 | 1.2 | 0.0 | 1.5 | 3.3 | 2 140 | |
毛11 | 1.6 | 0.0 | 1.6 | 1.0 | 1.7 | 4.3 | 7.0 | 0.7 | 2 090 | |
祥5 | 1.1 | 0.0 | 1.1 | 2.9 | 0.0 | 0.0 | 2.9 | 0.4 | 1 900 | |
意6 | 2.6 | 1.5 | 4.1 | 3.9 | 0.9 | 0.1 | 5.0 | 1.2 | 1 750 | |
意4 | 1.1 | 0.2 | 1.4 | 1.9 | 2.1 | 0.0 | 4.2 | 0.9 | 1 600 | |
意7 | 2.1 | 0.2 | 2.4 | 4.0 | 1.5 | 0.0 | 5.5 | 1.5 | 2 100 | |
毛10 | 0.6 | 0.4 | 1.0 | 0.9 | 1.3 | 0.0 | 2.2 | 0.7 | 2 400 | |
毛11 | 0.3 | 0.4 | 0.7 | 1.5 | 0.7 | 0.0 | 2.3 | 0.0 | 3 200 | |
祥2 | 0.6 | 0.0 | 0.6 | 2.4 | 0.8 | 0.0 | 3.2 | 0.4 | 2 800 |
通过对原生孔隙, 次生孔隙及微裂缝的分类统计, 发现研究区中深层原生孔隙绝对孔隙值主要分布在1%~3%, 而次生溶孔绝对孔隙值分布在3%~7%。说明该区中深层次生溶孔是储层物性好坏的主要影响因素。
3 次生溶孔成因探讨毛西断层一侧乌力吉构造带新近钻探的祥6井区取心井段中, 发现砂砾岩储层中发育大量的蜂窝状次生溶孔, 肉眼可见, 个别孔隙宽度达0.5~1.0 cm, 油气显示活跃 (图 3)。本文通过分析蜂窝状溶蚀孔隙形成时溶解的岩石组分、矿物成分, 探讨溶蚀孔隙形成的时间, 以及溶蚀孔隙与油气成藏的匹配关系, 为寻找下一步有利勘探目标区带提供依据。
通过有针对性的岩石薄片及扫描电镜观察分析, 结果表明蜂窝状溶孔主要是岩石颗粒溶蚀形成。被溶颗粒主要为长石颗粒、少量的长英质岩屑 (图 4a) 及石英颗粒 (图 4b)。从被溶岩石颗粒类型来看, 既有酸性成因的溶蚀孔隙, 也有碱性成因的溶蚀特征。表明该区次生溶孔具有经过了较为复杂的演变历程。
李汶国等[23]研究认为, 长石溶蚀孔隙在中国其他陆相湖盆也相对较为发育, 该类矿物以酸溶为主, 其溶蚀流体主要包括碳酸及有机酸。进一步的实验分析发现, 长石与方解石都能被有机酸 (主要为乙酸) 溶蚀。从化学反应自由能大小来看, 钙长石反应自由能最低, 其次为钾长石、方解石。表明在乙酸作用下, 钙长石最易被溶, 钾长石次之。通过对研究区岩石薄片鉴定分析, 发现长石溶蚀不止发育在祥6井区, 长石颗粒在全区的溶蚀现象普遍存在。如研究区北部的毛3、意4及祥5井区, 长石颗粒均大量被溶。但这些区域长石溶蚀后绝大部分又被碳酸盐胶结物胶结了, 导致整体物性偏差 (图 5)。
全岩分析表明, 研究区长石类型斜长石较少 (图 6a), 以钾长石为主 (图 6b); 测试样品斜长石体积分数均不超过20%。在埋藏成岩演化过程中, 不同的长石类型在相同介质条件下溶解的难易及溶解的速率均不同。研究表明, 钾长石较斜长石相对难溶, 其溶解速率也较低。从全岩分析结果来看, 易溶的斜长石部分残留较少, 而相对难溶的钾长石成分含量较高。结合显微镜下长石溶孔发育的现象, 表明研究区颗粒溶孔主要是斜长石被溶蚀作用形成。
从祥6-2井2 813.08 m处的岩样正交偏光薄片 (图 7a)、阴极发光薄片 (图 7b) 可以清楚地看出, 长石溶蚀后, 被方解石胶结物 (发橘黄色) 胶结, 从方解石胶结物边缘呈港湾状特征来看, 明显呈现被溶蚀后的残余。故可以认为方解石胶结物胶结后被再次溶蚀, 晚期在方解石胶结物溶蚀残余边缘及溶蚀孔隙内又发育了晶形较好的白云石胶结物 (红色), 且白云石胶结物呈明显的雾心亮边特征, 为典型的后期胶结特征。表明该区的成岩演化经历了长石溶蚀→方解石胶结→胶结物溶蚀→白云石胶结。
荧光薄片分析证实了两期胶结物的存在。从胶结物的荧光薄片发光性来看, 研究区北部区域意4井方解石胶结物阴极发光基本不发光 (图 8a), 而祥6井区次生溶孔发育区带, 方解石胶结物发黄绿色荧光 (图 8b)。一般来说, 荧光主要是油气的显示特征, 而陆相湖盆碳酸盐胶结物本身不含有机质成分。无荧光显示表明该期胶结物在烃类生成之前便沉淀胶结, 而祥6井方解石胶结物发黄绿色荧光表明该期胶结物在胶结之前, 成岩流体已经受到烃类浸染, 故胶结物有荧光显示。从而说明应有两期胶结作用存在[24]。
通过对碳酸盐胶结物的包裹体测温分析, 毛10井方解石胶结物上的包裹体均一化温度为144℃, 结合其埋藏演化热史分析表明该期胶结发生于苏二段沉积时期, 为第一期胶结 (图 9); 毛11井方解石胶结物包裹体均一化温度为103~104℃, 结合其埋藏演化热史分析表明其对应于乌兰苏海组沉积时期, 为第二期胶结 (图 9)。
4 成岩演化历程巴音戈壁组沉积时期, 气候干旱, 从叶肢介化石及稀土元素分析反映出沉积时期的原始地层水主要为碱性-弱碱性。沉积之后在巴一段及巴二中下部均没有经过抬升剥蚀, 而是持续沉降, 沉积了巴音戈壁组。由于查干凹陷地区主力生烃层位是巴音戈壁组, 因此, 此处地层流体的演化受控于巴一、巴二段烃源岩的热演化特征。图 10为查干凹陷埋藏演化史。在距今115 Ma之前 (巴二中地层沉积前), 巴一烃源岩埋深小于生有机酸的门限深度, 顶界温度小于50℃、底界温度小于75℃。这一时期的成岩作用主要是压实排水作用。厌氧细菌分解有机质及孔隙水中的SO42-, 释放出有机酸、H2S、CO2等气体, 在这种介质条件下, 沉积物中早先的Fe3+被还原成Fe2+, 形成球粒状或莓状黄铁矿以及团块状菱铁矿胶结物。该时期生成的有机酸大部分被细菌破坏, 地层水总体上为碱性, 地层压力表现为常压状态。总之, 这一时期的成岩作用主要是压实作用。距今115 Ma (巴二中段沉积末期) 至距今105 Ma (苏二段沉积中期), 巴一、巴二段烃源岩顶界地层温度由40℃增加至100℃, 底界地层温度由75℃增加至140℃。盆地演化处于断裂深陷期至由断转坳阶段, 该时期有机质已开始成熟, 有机质演化过程中释放大量有机酸, 有机酸在地层温度处于酸浓度最大的范围有利保存, 有机酸控制了地层水pH值, 使地层水呈酸性。同时, 由于地层埋藏较浅、原生孔隙发育、孔隙连通性好, 地层处于开放水文系统, 地层压力为常压系统。在这种有机酸控制的开放水文系统、常压环境中, 长石和少量岩屑被大规模溶解形成次生孔隙, 长石溶解的同时形成大量的高岭石和石英, 在合适的条件下沉淀形成高岭石自生矿物和石英次生加大边。由于溶蚀时间相对较长, 储层中形成了大量的次生孔隙, 但是由于埋藏深度浅, 储层原生孔隙非常发育, 含量仍相对较高。地层底界温度达到100℃时, 在酸性水介质条件下Ca2+也难以形成碳酸钙胶结物。该时期虽然地层温度达到了蒙脱石向伊/蒙混层转化的温度, 长石溶解也使得地层水中富含大量的K+和Al3+, 但是, 由于地层水为酸性条件, 蒙脱石并未向伊/蒙混层转化。
距今107 Ma至100 Ma (苏二段沉积时期), 地层由前期快速埋藏转化为缓慢抬升, 由于前期压实排水, 地层水中Ca2+、CO32-浓度增加, 地温升高, 在该时期大量沉淀析出, 胶结充填前期剩余粒间孔及溶蚀孔隙, 前期生出的烃类物质开始排出, 聚集成藏。
距今100 Ma至95 Ma左右 (银根地层沉积时期), 地层再次快速下沉, 顶界温度增至115℃、底界温度增至160℃。油气进入二次生烃高峰, 生成大量原油和伴生气, 凹陷中心已进入生凝析气阶段, 有机酸开始发生热脱羧作用而大量分解, 地层水酸性增强, 溶蚀前期胶结的碳酸盐矿物, 是次生溶蚀孔隙主要发育时期。
95 Ma之后, 凹陷抬升剥蚀, 有机酸开始发生热脱羧作用而大量分解, 地层水酸性减弱, 主要以油气晚期充注为主, 主要是对"古油藏"的进一步补充。之后开始生成大量晚期白云石、铁白云石及铁方解石, 交代早期胶结物、充填孔隙。
5 成岩改造模式通过以上分析, 笔者归纳总结出研究区主要的成岩改造模式如下 (图 11):沉积物成岩作用发生之前, 主要为石英、长石及岩屑颗粒杂乱堆积, 发育大量原生粒间孔 (图 11a); 之后湖盆快速深埋, 该期以压实作用为主, 孔隙急剧减少, 埋藏到一定深度进入生烃门限, 有机酸大量溶蚀长石颗粒, 伴随着少量的石英次生加大, 局部烃类排出成藏 (图 11b); 随后构造抬升剥蚀, 生烃结束, 地层水由酸变碱, 大量碳酸盐胶结物沉淀充填原生粒间孔隙及早期的长石溶蚀孔, 研究区北部地区的成岩作用演化至此, 胶结物未被溶蚀 (图 11c); 之后湖盆再次深埋, 埋深超过之前, 有机质二次生烃 (图 11d), 该期生烃范围较第一期明显变小, 主要集中在研究区中南部地区, 受烃类酸化影响, 地层水由碱变酸, 第一期碳酸盐胶结物被溶蚀, 形成蜂窝状次生溶孔, 油气充注成藏; 之后湖盆抬升剥蚀, 二次生烃结束, 地层水再次由酸变碱, 晚期铁方解石、铁白云石胶结未成藏孔隙 (图 11e)。
6 结论1) 查干凹陷中深层储层以超低孔超低渗为主, 原生孔隙发育较少, 次生溶孔发育程度决定储层品质。
2) 祥6井区砂砾岩蜂窝状次生溶蚀孔隙以酸性溶蚀为主, 主要被溶物质为斜长石及碳酸盐胶结物, 溶蚀作用发生时期与盆地演化排烃阶段相匹配。
3) 查干凹陷下白垩统成岩作用历程复杂, 第二期烃源岩排烃范围是有利的蜂窝状次生溶孔发育区带。
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