2. 中国石油塔里木油田公司, 新疆库尔勒 841000;
3. 中国石油大学地球科学学院, 北京 102249
2. Tarim Oilfield Corporation, PetroChina, Korla 841000, China;
3. College of Geosciences in China University of Petroleum, Beijing 102249, China
东河1油田位于塔里木盆地塔北隆起中段, 是一个受北界逆断层控制的北东-南西走向的短轴背斜。东河砂岩油藏为受构造控制的具有统一油水界面的块状底水油藏。生产动态研究发现东河砂岩层间非均质性对油气开采影响较大, 造成垂向动用不均和注入水单层突进。东河砂岩油藏主体上是一套分布相对稳定的前、临滨海相砂岩沉积[1-2], 沉积时储层性质好, 后期构造运动影响较弱, 储层物性变化主控因素为成岩作用。目前国外学者针对层序格架内储层成岩特征差异研究主要集中于碳酸盐岩, 对砂岩储层研究相对少, 且大多数仅利用微观观察对不同层序单元内部成岩特征进行描述, 深入的定量研究较少[3-5]。中国学者相关研究起步较晚, 受资料限制, 定性描述居多, 缺乏系统研究和定量评价[6-7]。笔者利用研究区丰富的分析化验资料, 采用定性与定量相结合的方法对层序格架内成岩特征差异及其机制进行研究。
1 层序地层特征在前人基础上[2], 结合露头、岩心、地震和测井资料, 将东河砂岩划分为1个三级层序、3个体系域(准层序组)、9个准层序。
1.1 层序界面识别首先识别三级层序界面, 在三级层序框架内对四级、五级层序界面进行研究。露头、岩心、地震剖面均发现东河砂岩下部角度不整合于泥盆系或志留系沉积, 其上与含砾砂岩段不整合接触, 顶底均为三级层序界面。据此将东河砂岩划分为三级层序[2](图 1)。
本次研究共识别出SQB11、SQB12两个四级层序界面, 在露头、岩心上均显示为较大规模海泛时形成的分布稳定的泥质层, 岩性包括泥岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩等, 对应于GR曲线高值, 界面上下测井曲线差异明显。部分界面附近钙质胶结增强, 界面之上生物扰动较强, 之下生物扰动减弱, 地震上对应于中强振幅、高连续性地震反射轴。
利用垂向分辨率较高的岩心、测井资料对五级层序界面进行识别, 识别标志包括岩性、岩性组合及叠加样式、旋回对称性、小型冲刷面及测井曲线形态突变现象等。
1.2 层序地层格架结合四级层序界面, 根据相对海平面变化特征, 将东河砂岩层序划分为早期海侵体系域(E-TST)、晚期海侵体系域(L-TST)和早期高位体系域(E-HST)[3], 各含1个准层序组。早期和晚期海侵体系域发育时相对海平面不断上升, 且早期海侵体系域相对海平面上升速率低于晚期海侵体系域发育前期, 分别发育前滨亚环境和临滨亚环境; 早期高位体系域发育时, 相对海平面处于高位, 上升速率显著降低并继续缓慢上升, 逐渐达到最大值, 发育过渡带亚环境(位于平均低潮面和风暴浪基面之间)。结合五级层序界面将各体系域细分为9个准层序, 代表 9个低级次相对海平面变化旋回, 分别对应9个砂层组(图 1)。
1.3 层序单元特征东河砂岩性为灰白色或绿灰色(含油时为棕褐色)细砂岩、粉砂岩, 总体上成分、结构成熟度均较高。前人认为东河砂岩是一套石炭系早期的海侵沉积, 广泛发育无障壁浪控滨岸体系[2], 本文中共识别出3个沉积亚环境:由岸向海依次为前滨、临滨以及过渡带。层序格架控制了滨岸环境的空间迁移, 造成研究区垂向上由老到新为早期海侵-前滨、晚期海侵-临滨和晚期高位-过渡带的层序沉积分布。
大量岩心分析资料表明不同层序沉积单元沉积物特征存在差异(表 1)。对于颗粒矿物成分, 晚期海侵体系域砂岩石英含量较高、长石和岩屑含量较低; 而早期海侵和早期高位体系域砂岩石英含量相对低、长石和岩屑含量相对高。对于填隙物成分, 由早期海侵至早期高位体系域, 泥质含量逐渐增加, 黄铁矿胶结物含量逐渐降低, 碳酸盐胶结物呈“高—中—低”趋势。对于高岭石(占黏土矿物相对含量大于90%)绝对含量, 由早期海侵至早期高位体系域逐渐增大。对于平均粒径, 晚期海侵临滨沉积最大, 早期海侵前滨沉积次之, 早期高位过渡带沉积最小。对于分选, 受沉积环境影响, 早期海侵体系域前滨砂岩受到海水的反复冲刷、淘洗, 分选最好。晚期海侵体系域临滨砂岩在水动力和海底地形的相互作用下, 形成了滩坝沉积, 分选次之。早期高位体系域过渡带砂岩为间歇性沉积, 分选最差。对于储层物性, 晚期海侵临滨沉积最好, 早期海侵前滨沉积次之, 早期高位过渡带沉积最差, 由下之上呈现“中—高—低”趋势。
综合利用各项分析化验资料, 对研究区东河砂岩所经历的成岩作用类型和所处成岩阶段进行整体研究。
2.1 成岩作用类型研究发现东河砂岩所经历成岩作用主要包括压实作用、胶结作用、溶蚀作用和交代作用。
对于压实作用, 薄片观察发现东河砂岩主要的接触关系为点接触和线接触, 缺少凹凸接触和缝合接触, 以机械压实为主, 化学压实较少, 整体较弱[1]。胶结作用在早成岩、中成岩阶段均可发生, 主要胶结物为碳酸盐、黏土矿物、硅质及黄铁矿, 含量依次降低(图 2)。碳酸盐胶结是最主要的胶结物类型, 胶结物包括方解石、白云石、铁方解石和铁白云石, 绝对含量分别为4.67%、1.42%、0.85%和0.78%。综合露头、岩心、薄片、碳氧稳定同位素分析、微量元素分析等资料, 结合前人研究成果[8-9], 将成因分为3类:浅埋藏淡水成因、蒸发作用成因以及深埋藏环境成因。黏土矿物是重要的胶结物类型, 区内黏土矿物胶结物绝对含量平均值为2.72%。其中, 高岭石相对含量为92.34%, 伊利石为6.82%, 伊蒙混层为0.84%。硅质胶结在研究区主要为石英次生加大, 在东河砂岩中非常普遍, 但含量低。石英胶结物大多充当碎屑石英颗粒周缘厚度在10~100 μm的同轴、自形加大, 也可呈微晶石英包围颗粒、部分甚至完全堵塞粒间孔隙。黄铁矿胶结物含量少, 绝对含量平均值仅为0.22%, 但可指示缺氧还原性质的成岩环境, 对成岩环境的判断具有重要意义。
通过薄片和扫描电镜观察, 发现溶蚀作用分布广泛, 总体程度低, 主要包括长石、碳酸盐胶结物的溶蚀。交代作用主要类型为高岭石交代长石, 方解石交代石英、方解石交代长石、少量铁方解石与铁白云石交代石英、长石、岩屑等。
2.2 成岩作用阶段在前人研究基础上, 对东河砂岩成岩阶段进行研究, 认为其早石炭世沉积之后直到古近纪较长地质时间的浅埋藏(深度小于2 500 m)属早成岩期, 从新近纪至今较短时间的深埋藏(深度大于2 500 m)属中成岩A期[10]。
3 孔隙演化特征成岩作用的强弱影响储层物性, 直接体现在对储层孔隙度的控制上, 因此首先进行储层孔隙演化研究, 明确各成岩作用造成的孔隙度变化。
选取DH1-6-6、DH1-6-7、DH1-6-8和DH1-H18等4口取心井的粒度及薄片分析资料, 分别计算原始孔隙度, 压实作用、胶结作用引起的孔隙度变化[11-12](图 3)。
研究结果表明, 压实作用造成孔隙减少26.13%, 胶结作用造成孔隙减小7.81%。对于压实作用, 早期海侵前滨砂岩和早期高位过渡带砂岩引起孔隙减小较明显, 而晚期海侵临滨砂岩程度较弱; 对于胶结作用, 早期高位过渡带砂岩引起孔隙减小程度较高, 其次为早期海侵前滨砂岩, 晚期海侵临滨砂岩程度较低。
对DH1-H18井进行薄片观察, 结果表明长石平均溶蚀面孔率为0.91%, 其中早期海侵、晚期海侵和早期高位体系域砂岩溶蚀面孔率逐渐增大; 碳酸盐胶结物平均溶蚀面孔率为2.28%, 其中早期海侵和早期高位体系域砂岩溶蚀面孔率高, 晚期海侵体系域砂岩溶蚀面孔率相对小(图 4)。总体上, 早期海侵、晚期海侵和早期高位体系域砂岩溶蚀强度依次增强。
层序格架内成岩特征差异主要体现在层序界面和层序单元两个方面。区内东河砂岩厚度为150~200 m, 而埋深大于5 500 m, 可以近似认为在成岩过程中层序格架内部成岩演化路径相同, 忽略埋深对内部成岩特征差异的影响。
4.1 层序界面引起的成岩特征差异及其机制东河砂岩层序界面对胶结、溶蚀的强度变化均有较强的控制作用。
4.1.1 胶结作用层序单元内部相比, 层序界面附近碳酸盐胶结、黏土矿物胶结更为发育。
露头、岩心观察发现, 不同体系域内, 胶结作用在界面附近的分布特征存在差异。在早期海侵和晚期海侵体系域内部, 前、临滨砂岩内强烈的碳酸盐胶结常与泥质层序界面伴生, 碳酸盐胶结可位于其上部、下部、与其互层或者形成钙泥质隔夹层, 甚至独立存在作为层序界面[8, 13-15]。对不同厚度钙质隔夹层进行研究, 发现厚度大于0.5 m的可对应于体系域和准层序组甚至准层序界面; 厚度0.15~0.5 m的可对应于准层序界面; 厚度小于0.15 m的在砂岩内部随机分布。对于早期高位体系域, 强烈的胶结作用常发生于砂泥岩界面处, 部分砂泥岩界面为层序界面。通过DH1-6-9井铸体薄片系统观察, 分析发现随距层序界面的距离减小, 碳酸盐胶结物含量有增大趋势, 层序界面附近碳酸盐胶结更为发育(图 5(a)中绿色虚线内样本点厚度小于或等于0.2 m, 在砂岩内部随机分布)。
由于高岭石胶结物占黏土矿物胶结物的90%以上, 研究主要对其含量分布进行研究。前人研究表明, 砂岩中高岭石形成的母体物质为长石, 其成因有两种:①物源高岭石, 母岩的风化阶段长石溶蚀即可生成, 在搬运过程中继承和发展, 原有高岭石晶型受到不同程度的破坏; ②成岩高岭石, 在成岩过程中形成, 又可分为直接析出成因和交代成因[16-20]。SEM观察发现区内高岭石主要为成岩高岭石, 镜下显示以长石溶蚀产物直接析出成因为主, 晶型好, 呈假六方板状或不规则板状, 集合体呈书页状、蠕虫状, 常与粒间自生石英伴生, 充填孔隙空间, 甚至堵塞孔隙, 而交代成因高岭石含量较低, 呈不规则的片状分布于长石颗粒表面, 晶型差。对自生高岭石形成后观察进一步分析, 研究发现东河1油田和附近区块东河4油田、东河6油田高岭石绝对含量及垂向变化趋势较为接近, 相对含量均为80%~95%。通过扫描电镜和薄片观察, 未发现高岭石胶结物在垂向上、平面上或区块内部、区块之间存在大规模迁移现象,因此高岭石胶结物从孔隙水析出后, 大部分原地堆积, 含量可指示长石溶蚀作用的强弱。对DH1-6-9井X衍射分析结果进行研究, 发现随样品与最近层序界面距离减小, 高岭石胶结物含量有升高的趋势(图 5(b)), 究其原因, 主要为层序界面处渗透性好, 成岩过程中长石溶蚀作用所致。一方面, 区内黏土矿物作为胶结物存在; 另一方面, 黏土矿物含量也可指示溶蚀作用的强弱。
上述分析表明, 层序界面对碳酸盐胶结和黏土矿物胶结均有控制作用。实际上, 二者之间也存在一定关系:随着黏土矿物绝对含量增加, 碳酸盐胶结物含量逐渐降低(图 5(c)), 黏土矿物胶结物的存在可抑制碳酸盐胶结。
4.1.2 溶蚀作用薄片和扫描电镜观察发现各级层序界面对长石和碳酸盐胶结物的溶蚀控制较强(图 2(e)、图 5(c))。对DH1-6-9井进行系统研究, 结果表明距层序界面越近、自生高岭石含量越高, 指示长石溶蚀强度越大(图 5(b))。
层序界面对胶结和溶蚀均有较强的控制作用。一般层序界面附近胶结致密处由于孔隙水难以进入导致溶蚀较弱, 同时溶蚀作用较强处后期在条件适宜时可出现胶结作用, 甚至可观察到不同期次的溶蚀-胶结旋回。
4.2 各层序单元成岩特征差异及其机制综合利用各项资料, 对层序格架内各层序单元压实、胶结和溶蚀特征差异进行研究。
4.2.1 压实作用由孔隙演化研究结果可以看出, 早期海侵前滨砂岩和早期高位过渡带砂岩压实强度较高, 而晚期海侵临滨砂岩程度较弱。
首先对不同层序单元压实强度差异的控制因素进行研究。对于与沉积物相关的因素, 如各层序单元分选、颗矿物粒成分存在差异, 可导致压实强度出现差异。由于区内东河砂岩整体上分选较好, 粒度、形状和圆度等都较为相近, 本文未考虑其对压实作用的影响。对与沉积物无关的因素进行研究, 结果表明由于东河砂岩整体上胶结、溶蚀强度不大, 分布范围有限, 且均为顺层分布, 对砂体压实影响较小。综上, 对压实强度差异影响较大的因素为与沉积物相关的因素, 即颗粒的分选和矿物成分。
对于分选而言, 在不考虑其他因素的条件下, 早期海侵、晚期海侵和早期高位体系域砂岩依次变差, 抗压实能力依次变弱。对于颗粒矿物成分而言, 较稳定矿物如石英含量越高, 骨架颗粒抗压实能力较强, 压实造成的孔隙减小较少, 压实强度越弱。理论上, 晚期海侵体系域砂岩压实强度较弱, 早期海侵和早期高位体系域砂岩压实强度较强。对于早期海侵砂岩, 虽然分选较好, 但由于其长石含量较高, 抗压实能力较弱。
4.2.2 胶结作用研究发现层序格架内各层序单元沉积环境、沉积物特征不同, 各类胶结物分布特征亦不同:早期高位过渡带砂岩、早期海侵前滨砂岩、晚期海侵临滨砂岩胶结物含量依次降低, 胶结作用依次减弱。下面对各类胶结物在不同层序单元内部含量变化及其机制进行研究。
通过对DH1-6-9井铸体薄片系统观察, 发现早期海侵前滨砂岩和早期高位过渡带砂岩中碳酸盐胶结最为发育, 晚期海侵临滨砂岩发育相对少(表 3)。研究发现不同成因碳酸盐胶结影响因素不同。研究区的碳酸盐胶结主要受钙质来源、蒸发环境、泥质含量和砂泥岩接触界面的影响。对于钙源, 滨岸沉积一般为生物成因的钙质碎屑、灰岩岩屑以及斜长石等[9]。薄片鉴定发现, 东河砂岩钙源单一, 主要为钙质生物碎屑, 临滨砂岩较前滨砂岩丰富, 过渡带砂岩最差。对于蒸发环境, 前滨砂岩位于潮间带, 经常出露地表, 蒸发作用强, 临滨和过渡带砂岩均较差。对于泥质含量, 前滨、临滨及过渡带砂岩含量依次增加, 对碳酸盐胶结的抑制作用依次增强。对于砂泥岩接触界面, 其附近砂岩与泥岩接触面积大, 离子交换充分, 是形成碳酸盐胶结的有利部位。研究发现对不同体系域内不同沉积类型砂体, 碳酸盐胶结分布主控因素不同。对于早期海侵和晚期海侵的前、临滨砂岩, 碳酸盐胶结分布的主控因素为蒸发环境和钙质来源, 在二者控制下, 碳酸盐胶结在前滨砂岩最为发育、其次为临滨砂岩; 对于过渡带砂岩, 碳酸盐胶结分布的主控因素为砂泥岩接触界面, 具备一定的钙质来源, 其较为发育。整体上, 前滨和过渡带砂岩碳酸盐胶结最为发育、临滨相对差(表 1)。
东河砂岩黏土矿物胶结分布广泛, 含量仅次于碳酸盐胶结(图 6)。统计各层序单元黏土矿物总含量和高岭石绝对含量, 整体趋势为早期海侵前滨砂岩、晚期海侵临滨砂岩、早期高位过渡带砂岩逐渐变高。
对碳酸盐胶结、长石溶蚀在不同层序单元内部差异进行研究。
薄片观察表明早期海侵前滨砂岩和早期高位过渡带砂岩碳酸盐胶结物溶解孔隙面孔率分别为2%、3.1%, 高于晚期海侵临滨砂岩的溶解孔隙面孔率1.75%(图 4)。究其原因, 可能与碳酸盐胶结物的分布有关。为证实这一观点, 对碳酸盐胶结形成时孔隙水性质进行研究。前人研究发现, 可通过碳酸盐胶结物的δ13C、δ18O数值区分沉积水体的古盐度, 从而区分形成环境, 并给出具体公式:
$ Z = 2.048\left( {{\delta ^{13}}{\rm{C + 50}}} \right) + 0.498\left( {{\delta ^{18}}{\rm{O + 50}}} \right). $ |
式中, Z值大于120的碳酸盐应属海水型, 小于120的碳酸盐属淡水型, 而Z值接近120为未定型[21]。对东河砂岩碳酸盐胶结物碳氧稳定同位素数据进行统计发现, 研究区所有样点的δ13C值范围为-7.243‰~-2.040‰、δ18O值为-15.240‰~-5.732‰。计算其Z值, 结果均明显小于120, 指示形成于相同的孔隙水性质——淡水型。东河砂岩为一独立油水系统, 内部没有厚层分布稳定隔层, 且形成强烈碳酸盐胶结时孔隙水性质相似, 就此推断储层孔隙水性质在成岩演化过程中整体特征相近。由此可知,碳酸盐胶结物的溶蚀强度与碳酸盐胶结物的分布有关:早期海侵前滨砂岩和早期高位过渡带砂岩碳酸盐胶结物含量高, 可供溶蚀的物质丰富, 溶解作用强; 反之晚期海侵临滨砂岩溶解作用弱。
对DH1-H18井铸体薄片进行系统观察, 结果表明早期海侵、晚期海侵和早期高位体系域砂岩长石溶蚀强度逐渐增大。另外, 统计结果表明早期海侵、晚期海侵和早期高位体系域自生高岭石平均含量分别为2.56%、3.75%和4.24%, 数值依次升高, 显示长石溶蚀强度依次增大(图 4)。在碳酸盐胶结溶解研究中曾推断成岩过程中储层整体孔隙水性质接近, 由于研究区长石成分较单一, 主要为钾长石, 因此长石溶蚀强度亦主要取决于其含量。理论上, 对于长石的溶蚀, 早期海侵和早期高位体系域砂岩长石含量较高、强度应较大, 晚期海侵体系域砂岩长石含量较低、强度应较小(表 1)。对于早期海侵砂岩长石溶蚀, 理论分析认为强度较高似乎与薄片观察显示强度较低矛盾, 对其进一步研究。薄片观察发现长石被溶蚀后, 除了析出自生高岭石外, 一部分直接析出形成石英次生加大, 虽然被溶蚀的长石体积要明显大于次生加大的石英体积, 但这一过程使长石溶蚀造成的孔隙增加显著减小, 溶蚀孔隙面孔率减小, 显示溶蚀强度降低。由于此种情况下长石溶蚀形成石英加大造成孔隙减小量难以获得, 且对储层性质影响小, 研究中对其忽略, 仅考虑长石溶蚀后直接析出高岭石部分。
另外, 长石的溶蚀也可使孔隙水中酸性物质含量增加, 导致与晚期海侵体系域砂岩相比, 早期海侵和早期高位体系域砂岩孔隙水酸性程度轻微增大, 这也是导致碳酸盐胶结物溶蚀强度出现“强—弱—强”的原因之一。
5 结论(1) 破坏性成岩作用中, 压实作用平均造成孔隙减小数值为26.13%, 胶结作用平均造成的孔隙减小数值为7.81%, 压实作用对储层孔隙影响更大; 建设性成岩作用中, 溶蚀作用强度较弱, 平均溶蚀面孔率为3.19%。
(2) 层序界面对胶结作用和溶蚀作用控制较强。与单元内部相比, 界面附近碳酸盐、黏土矿物等胶结物含量一般更高, 特别对钙质胶结的产状和分布有较大影响, 部分层序界面附近溶蚀作用强度更大。
(3) 在颗粒分选和矿物成分等沉积特征影响下, 早期海侵前滨砂岩和早期高位过渡带砂岩压实强度较高, 而晚期海侵临滨砂岩程度较弱; 层序格架控制了各层序单元内孔隙水地球化学性质、钙质来源和不稳定矿物长石的分布等, 从而对碳酸盐、黏土矿物等胶结类型进行控制, 总体上早期高位过渡带砂岩、早期海侵前滨砂岩、晚期海侵临滨砂岩胶结作用依次减弱; 对于溶蚀, 层序格架控制了孔隙水地球化学性质和胶结物分布, 进而对长石、碳酸盐矿物等的溶蚀作用进行控制, 总体上早期海侵前滨砂岩、晚期海侵临滨砂岩、早期高位过渡带砂岩强度依次增强。
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