查干凹陷下白垩统砂岩储层碳酸盐胶结物成岩期次及形成机理

魏 巍, 朱筱敏*, 国殿斌, 费李莹, 苏 惠,蒋飞虎, 谈明轩, 吴陈冰洁

(1. 中国石油大学(北京) 地球科学学院, 北京 102249; 2. 中国石油大学(北京) 油气资源与探测国家重点实验室, 北京 102249;3. 中国石化 中原油田分公司 石油勘探开发研究院, 河南 濮阳 457001; 4. 中国石油 新疆油田分公司 勘探开发研究院 勘探所,克拉玛依 834000)

0 引 言

碳酸盐胶结物是碎屑岩储层中最常见的自生矿物之一[1], 具有分布广、形成期次多、成因多样等特征[2]。前人研究表明, 自生碳酸盐矿物的沉淀多为破坏性成岩作用, 因此在富含碳酸盐胶结物的研究区,其成因、成岩机制是沉积学和石油地质学研究的一个重要内容[3–4]。由于碳酸盐胶结物来源的不同, 及其本身溶解度对围岩、流体的敏感性, 它们在碎屑岩中的形成、含量多少和赋存状态对油气运移、富集和储层物性等影响较大[5–11]。

查干凹陷下白垩统碎屑岩(砂岩)储层是我国北方银-额盆地的一个重要勘探目标, 具有近物源、快堆积、岩性多变, 碳酸盐胶结物含量高等特点, 储集空间主要为与碳酸盐胶结物溶蚀有关的粒间溶蚀孔[12–19]。因此, 查明碳酸盐的胶结物的成因与形成机制对认识储层具有重要意义, 然而这在过去的工作中却少有关注。据此, 本文拟通过矿物学、岩石学和地球化学等多学科的综合研究, 重点分析储层碳酸盐胶结物的期次, 进而讨论不同期次碳酸盐胶结物的组分、结构、成因机理, 及其对储层的形成效应等, 结果可为区域油气勘探提供参考, 也可为其他富碳酸盐胶结的盆地研究提供对比参考。

1 区域地质概况

银根-额济纳旗盆地(简称“银-额盆地”)处于内蒙古自治区西部, 东以狼山为界, 西临北山, 南抵北大山和雅布赖山前, 北至中蒙边境, 是一个勘探程度较低的盆地, 位于四大板块(塔里木、哈萨克斯坦、西伯利亚、华北板块)结合部位。其查干凹陷位于内蒙古乌拉特后旗, 在银-额盆地的东北端, 北东长60 km, 北西宽40 km, 勘探面积约2000 km2(图1)。查干凹陷是一个断、拗复合的中新生代凹陷[12–14]。受燕山运动影响, 经历了早白垩世断陷期和断-拗转化期, 至晚白垩世, 断陷活动逐渐停止, 进入稳定拗陷阶段。至新生代, 喜马拉雅山运动产生弱挤压应力, 形成了挤压挠曲拗陷型凹陷[12–14]。据此, 以构造-沉积为背景, 将查干凹陷划分为“二凹一凸”: 西部次凹、毛墩次凸和东部次凹[19]。其中, 西部次凹为当前的主要勘探区, 也是本次工作的重点研究区。

西部次凹的下白垩统地层自下而上发育巴音戈壁组、苏红图组和银根组, 与下伏的二叠系及上覆的上白垩统呈角度不整合[16–19](图2)。本文主要研究巴音戈壁组的近岸水下扇和扇三角洲相储层, 岩石类型主要为岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩, 岩性包括砾岩、砂砾岩、含砾砂岩、细砂岩及粉砂岩, 整体以粗粒碎屑岩为主, 具有近物源、快堆积、岩性多变、胶结物含量高的沉积特点[17–19]。

2 样品与方法

本次研究共观察了17口井共计470 m岩芯长,并取样进行分析测试。首先, 通过偏光显微镜对样品进行岩石学和矿物学的研究, 初步判断矿物的成分、结构及成岩矿物序列; 其次, 用铁氰化钾和茜素红混合溶液对薄片染色, 识别砂岩中的碳酸盐矿物成分, 通常较纯的方解石与溶液反应后呈桔红色,含铁方解石呈紫红色或深红色, 铁白云石呈亮蓝色;最后, 应用阴极发光进一步确定碳酸盐胶结物的类型、组分和形成期次。通过上述手段, 可直观地从岩石学和矿物学的角度, 研究不同期次碳酸盐胶结物的矿物成分、晶体形态、赋存状态和与其他成岩矿物的先后关系, 以及对砂岩孔隙的影响。

在岩石学和矿物学研究的基础上, 优选出31块含单一碳酸盐胶结物的样品, 用来分析氧碳同位素组成[18]。将样品磨成粉末后, 取适量放入试管中, 加入过量的饱和磷酸, 在真空玻璃系统中抽去试管内的空气, 再将磷酸与样品混合, 放入95 ℃的水浴锅中充分反应, 待反应完成(时间为 24 h左右), 提取试管内的纯化气体(CO2)。利用德国 Finnigan公司MAT253型稳定同位素比值质谱仪进行同位素分析,所测同位素比值以PDB标准的千分率偏差给出, 氧碳同位素分析精度为 0.03%。测试在中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室完成。

图1 查干凹陷地理位置及构造分区划分Fig.1 Map showing geographical location and division of tectonic units of Chagan Depression

3 碳酸盐胶结物类型及赋存状态

通过系统的岩石学和矿物学观察, 发现研究区巴音戈壁组储层中的碳酸盐胶结物主要发育有 3期。其中, Ⅰ期的碳酸盐胶结物主要呈孔隙充填式,晶形通常为泥晶或微晶(图3a和3b), 少量呈连晶形式充填在颗粒之间, 其成分主要为早沉积期沉淀的方解石。岩石薄片观察发现, 发育Ⅰ期连晶方解石胶结物的储层, 碎屑颗粒呈漂浮状, 粒间孔隙遭受压实改造弱(图 3c), 表明碳酸盐胶结物主要形成于压实期以前, 因此是一种建设性的成岩作用, 不仅增强了砂岩的抗压实能力, 还可为后期溶蚀作用提供溶蚀物质, 产生次生孔隙。其物质来源比较复杂,可能直接从过饱和碱性湖水介质中析出, 也可能来自母源区的碳酸岩碎屑溶解而成[20]。

此后, 随储层埋深加大、温度升高、pH值增大、CO2分压降低, 先期溶解的碳酸盐可以发生重结晶作用形成自形的Ⅱ期碳酸盐胶结物。阴极发光呈暗桔色(图3d和3e), 表明其成分主要是形成较早的含铁方解石(Fe/Mn比值较高), 染色照片为紫红色(图3d～3g)。主要表现为充填颗粒之间, 或交代、包裹Ⅰ期泥、微晶碳酸盐胶结物及长石(图 3a～3c), 碎屑颗粒之间多呈线接触, 表明砂岩已遭受过压实改造(图3f和3g)。也可见到Ⅱ期碳酸盐胶结物包裹残余沥青的现象(图3h)。因此, Ⅱ期胶结物形成时期较晚, 主要形成于早期压实之后和油气侵入之前, 这与晚期铁方解石胶结物有明显区别。

相比而言, Ⅲ型碳酸盐胶结物主要为染色后呈紫红色的铁方解石、无色的白云石及少量的呈亮蓝色铁白云石(图 3f～3i)。其中, 白云石、铁白云石多呈自形晶, 呈分散状单晶分布于剩余粒间孔中, 或交代石英和长石等骨架颗粒及早期碳酸盐胶结物(图3f和3g)。此外, Ⅲ期胶结物大多充填在油气充注后剩余的砂岩粒间孔中(图 3i), 主要为成岩晚期产物, 是影响储层物性的主要因素。

图2 查干凹陷地层柱状图Fig.2 Stratigraphic column of Chagan sag

4 碳酸盐胶结物碳氧同位素特征与成因分析

4.1 碳同位素特征及物质来源

储层碳酸盐胶结物的碳氧同位素特征是研究其成因的良好示踪手段[20–29], 研究区巴音戈壁组碎屑岩中碳酸盐胶结物的 δ13CPDB值变化为–6.13‰～0.38‰, δ18OPDB值为–21.22‰～ –1.07‰(图 4)。前人研究表明, 海相碳酸盐的 δ13CPDB值在 0‰～3‰内变化, 湖相碳酸盐岩的 δ13CPDB值处于–2‰～6‰之间,与大气水有关的碳酸盐的δ13CPDB值在–1‰～ –5‰之间变化, 而有机碳的 δ13CPDB值较低, 约为–20‰[28–31]。由此可见, 研究区碳酸盐胶结物的形成过程中, 具有较低 δ13CPDB值的碳酸盐胶结物主要受沉积时的孔隙水和大气水影响, 而具有明显偏负的δ13CPDB值的碳酸盐胶结物受有机质氧化分解作用影响, 且δ13CPDB值越低, 表明有机酸参与的程度越高, 溶蚀作用越强烈, 岩石的次生孔隙度就越大[32]。

Keith曾提出了划分海相和淡水相碳酸盐岩的经验公式[29]: Z = 2.048×(δ13CPDB+ 50) + 0.498 ×(δ18OPDB+ 50)。当 Z ＞ 120 时, 碳酸盐胶结物形成流体环境为海水或湖相咸水; 当Z ＜ 120时, 为陆相淡水。根据研究区31块样品的碳酸盐胶结物氧、碳同位素结果, 全部样品的Z值平均为115.90%的样品Z值小于120, 反映为陆相淡水沉积。不同期次碳酸盐胶结物的 Z值略有差异。其中, Ⅰ期碳酸盐胶结物的Z值主要分布在115～123之间, 平均为121, Ⅱ、Ⅲ期碳酸盐胶结物的 Z值均小于 120, 平均分别为116和114(图5)。由此推断, 研究区下白垩统巴音戈壁组储层碳酸盐胶结物形成时, 水体介质盐度在发生变化, 其中, Ⅰ期碳酸盐胶结物形成时水体偏咸,而Ⅱ、Ⅲ期碳酸盐胶结物主要为湖相淡水沉积。结合前人研究, 研究区力平1井3349 m巴二段曾发现了延吉叶肢介和直线叶肢介, 代表了碱性半咸水的沉积环境[14], 因此推断在巴二段沉积早期, 沉积水体主要为半咸水, Ⅰ期方解石胶结物沉淀。相比而言, Ⅱ、Ⅲ期的碳酸盐胶结物主要在淡水中沉淀, 黏土矿物转化等导致水体中 Ca2+和 Fe2+等离子浓度增加, 晚期碳酸盐发生沉淀[5,6,11,32]。

4.2 氧同位素特征及沉淀温度

利用氧同位素温度计推算自生碳酸盐矿物的沉淀温度是储集层成岩作用研究中一种比较成熟的方法[33–36], 经验公式为, t = 16.9 – 4.38Δ+ 0.1Δ2, 式中:t为碳酸盐沉积温度(℃); Δ= δc– δw, δc为样品中碳酸盐的 δ18O值(以 PDB为标准), δw为沉积水的 δ18O值(以 SMOW 为标准)。需要注意的是, 以往没有相关文献研究目的层沉积水的氧同位素值, 然而这一数值的选择本身具有不确定性, 受沉积速率、pH效应及小环境效应等影响。本文参考Fronval et al.[35]和Teranes et al.[36]的研究成果, 选取2‰作为沉积水的δ18O值(以SMOW为标准)。巴音戈壁组碎屑岩中的 3期碳酸盐胶结物的 δ18OPDB平均值分别取–3.88‰、–11.32‰和–18.72‰, 应用本节提及的经验公式算胶结物的形成温度区间分别为 30～50 ℃、60～130 ℃和 130～160 ℃ (图 6)。

图3 查干凹陷巴音戈壁组储层典型薄片照片Fig.3 Typical micrographs of Bayingebi Formation reservoir rocks in Chagan Depression

根据查干凹陷下白垩统储层成岩阶段划分特征[19],不同成岩阶段、成岩强度和有机质成熟度 Ro不同,对应得到的古温度也不相同。研究表明, 查干凹陷下白垩统储层的成岩阶段可具体分为早成岩阶段 A期(Ro＜ 0.35%)、早成岩阶段 B 期(0.35% ＜ Ro＜ 0.5%,t ＜ 60 ℃)、中成岩阶段 A 期(0.5% ＜ Ro＜ 1.3%, 60 ℃ ＜t ＜ 130 ℃)及中成岩阶段 B 期(1.3% ＜ Ro＜ 2.0%, t ＞130 ℃), 分别对应有机质的未成熟、半成熟、低成熟-成熟及高成熟阶段。结合本次研究的3期碳酸盐胶结物形成温度, 可以推断胶结物形成的成岩阶段分别对应早成岩阶段A期、早成岩阶段B期-中成岩阶段 A期及中成岩阶段 B期, 深度范围分别为500～1500 m、1800～2700 m 和＞ 2700 m。

在地层温度30～50 ℃之间, 主要为早成岩A期,发育以泥晶方解石为主的Ⅰ期碳酸盐胶结物,δ13CPDB处于–1.2‰～ –2.27‰之间, 直接从过饱和的碱性湖水介质中析出, 局部受大气水影响。Ⅰ期方解石胶结物的氧同位素变化范围较小, 平均值–3.88‰, 又因沉积物埋藏浅, 可以认为, 基本没有发生大规模的水岩相互作用。

图4 查干凹陷巴音戈壁储层碳酸盐胶结物的碳氧同位素与深度的关系Fig.4 Diagram showing relationship between C-O isotopes and depth of carbonate cements in Bayingebi Formation reservoir

图5 查干凹陷巴音戈壁组碳酸盐胶结物Z值分布特征Fig.5 Distribution pattern of the Z value for the carbonate cements in Bayingebi Formation reservoir rocks in Chagan Depression

在地层温度 60～130 ℃之间, 有机质处于排酸期(1.3% ＞ Ro＞ 0.5%), 烃源岩中的有机质发生热解脱羧并释放部分 CO2, 融入地层水中, 形成酸性流体, 溶蚀长石、易溶岩屑(如花岗岩屑、喷发岩屑和碳酸盐岩屑等)及早期碳酸盐胶结物, 形成次生溶蚀孔隙。由于有机酸释放的 CO2影响, 使得Ⅱ期碳酸盐胶结物的δ13CPDB值较轻, 最负可达–6.13‰, 但由于地层整体呈酸性环境, 该时期不易形成Ⅱ期碳酸盐胶结物。由图 7可见, 次生孔隙发育带对应的碳酸盐胶结物含量偏低。

在地层温度 130～160℃之间, 有机质进入大量生烃阶段(Ro＞ 1.0%), 有机酸释放量减少[19], 储层成岩环境向碱性转化。因为烃类是很强的还原剂,这时孔隙水中的高价铁离子将被还原成二价铁离子,同时, 黏土矿物的大量转化也释放 Fe2+和 Mg2+。在碱性条件下, 孔隙水中的二氧化碳很容易与 Ca2+、Fe2+及 Mg2+结合形成含铁方解石和含铁白云石, 从而形成了研究区的第Ⅲ期碳酸盐胶结物(图 3f～3i)。随着埋藏深度的增加和有机酸的不断消耗, 有机碳的影响逐渐减少, 导致Ⅲ期碳酸盐胶结物δ13CPDB向正值方向偏移, 最大偏移量为–3.07‰(绝对值)。

图6 查干凹陷巴音戈壁组碎屑岩储层碳酸盐胶结物形成温度分布直方图Fig.6 Distribution histogram for formation temperature of carbonate cements in Bayingebi Forrmation reservoir rocks in Chagan Depression

图7 查干凹陷巴音戈壁组储层胶结物含量与有机质演化及储层物性的关系Fig.7 Diagrams showing relationships among carbonate cement content, organic evolution and reservoir property for Bayingebi Formation reservoir rocks in Chagan Depression

4.3 碳酸盐胶结物成因

综合上述, 通过巴音戈壁组储层碳酸盐胶结物的岩石学、矿物学和碳氧同位素地球化学特征的综合研究, 可以明确碳酸盐胶结物的组分、形成环境和物质来源。在3期碳酸盐胶结物中,Ⅰ期碳酸盐胶结物以泥晶、微晶方解石为主, 具有相对较重的碳、氧同位素(δ13CPDB= –1.4‰, δ18OPDB= –3.88‰左右),是在常温常压条件下(30～50 ℃ ) , 直接从过饱和碱性湖水介质中析出的产物。沉淀时流体的氧同位素较轻, 主要表现为大气水混合流体的特征(δ18OPDB=–3.88‰左右), 说明研究区巴音戈壁组沉积时期的沉淀流体局部受到了大气水的影响。Ⅰ期胶结物主要形成于早成岩 A期, 早于压实作用, 可以保护孔隙(图 3c)。

Ⅱ期碳酸盐胶结物主要为含铁方解石胶结物,δ13CPDB值较低(δ13CPDB= –2.8‰左右), 主要与有机质脱羧生成的CO2有关, 即存在外源有机CO2输入,导致碳同位素偏轻。Ⅱ期碳酸盐胶结物主要形成温度在60～130 ℃之间, 处于早B—中A期, 烃源岩中有机质开始排酸生烃, 也证实了外源有机碳的注入。此外, 沉淀时流体氧同位素显著偏轻(δ18OPDB=–11.32‰左右), 埋藏过程中水岩相互作用的影响是流体氧同位素显著增重的主要原因。

Ⅲ期碳酸盐主要为铁方解石、白云石及少量铁白云石, δ13CPDB值较低(δ13CPDB= –2.4‰左右), 与Ⅱ期碳酸盐胶结物碳同位素值相近, 具有继承性。δ18OPDB处于–19.6‰～ –21.2‰之间, 形成温度大于130 ℃ , 处于中成岩B期, 对应于有机质大量生烃之后(Ro＞ 1.3%), 地层流体呈碱性。在该成岩环境中,黏土矿物的转化提供的Fe2+、Mg2+及CO23–等离子逐渐在储层砂岩中富集, 形成了Ⅲ期含铁碳酸盐胶结物。该结果与薄片中观察到的岩石学特征一致, 即铁方解石、白云石形成明显晚于长石溶解和次生孔隙的形成, 且充填在剩余粒间孔和长石岩屑颗粒的次生溶蚀孔中(图3b～3g和3i), 破坏储层物性。

5 碳酸盐胶结物与储层形成的关系

大量研究证实, 碳酸盐胶结物对储层质量具有明显的影响, 且普遍认为是负面的[1–5,37], 这也得到了本次工作研究区碳酸盐胶结物含量与孔隙度的基本呈负相关关系的证实(图7)。然而, 仔细观测发现,对于浅层1000 m附近的地层而言, 似乎高的碳酸盐胶结物含量还对应着较高的孔隙度, 这说明对于储层孔隙的演化来说, 碳酸盐胶结物的沉淀并非简单的“破坏型成岩作用”, 不同成因、不同时期沉淀的碳酸盐胶结物对储层的控制作用是不一样的。

以本次工作为例, 早期碳酸盐胶结物的沉淀对岩石骨架颗粒具有固结作用, 能提高储层的抗压性能, 属于典型的“保护型成岩作用”, 而晚期碳酸盐胶结物占据储集空间, 降低储层物性, 属于典型“破坏型成岩作用”。因此, 对于碳酸盐胶结物和储层物性的关系不是一概而论的, 需要先弄清期次和成因,分析其对储层物性的影响, 进而恢复储层孔隙演化过程, 预测有利储层分布。

6 结 论

(1) 查干凹陷下白垩统巴音戈壁组储层发育 3期碳酸盐胶结物, Ⅰ期碳酸盐以泥晶、微晶方解石为主, Ⅱ期碳酸盐主要为含铁方解石, Ⅲ期碳酸盐主要为铁方解石、白云石及少量铁白云石。

(2) 不同期次碳酸盐胶结物形成时间及温度不同。Ⅰ期方解石胶结物主要形成温度在30～50 ℃之间, 早成岩A期(＜ 1500 m), 早于压实期, 有利于孔隙保存。Ⅱ期铁方解石胶结物主要形成温度在60～130 ℃之间, 处于早 B—中 A 期(1.0% ＞ Ro＞0.7%), 地层水偏酸性, 胶结物主要沉淀在远离烃源岩的区域, 堵塞孔隙, 抑制后期油气充注。Ⅲ期碳酸盐胶结物主要形成温度在130～150 ℃之间(＞ 2700 m),处于有机质生烃期(Ro＞ 1.0%), 是破坏储层物性的主要原因。

(3) 不同期次碳酸盐胶结物的来源各异。Ⅰ期方解石胶结物碳、氧同位素明显偏重, 主要形成于过饱和的碱性湖水介质中, 近物源地区可能受一些大气水影响。Ⅱ期铁方解石胶结物碳、氧同位素明显偏轻, 干酪根形成的有机酸脱羧作用产生的 CO2是主要碳来源, 埋藏过程中主要受水岩相互作用的影响。Ⅲ期碳酸盐胶结物主要形成于碱性成岩环境,孔隙水中的 CO2很容易与黏土矿物转化释放的Ca2+、Fe2+及Mg2+结合, 从而形成铁方解石或铁白云石胶结物。

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