利津洼陷沙四上亚段砂岩透镜体成岩作用非均质性成因

周鸿璞,黄文辉,姜在兴,张元福,唐鑫萍,董果果

(1.中国地质大学(北京)能源学院,北京 100083; 2.中国地质大学(北京)海相储层演化与油气富集机理教育部重点实验室,北京 100083; 3.中国地质大学(北京)页岩气勘查与评价国土资源部重点实验室,北京 100083; 4.中国石油大港油田公司勘探开发研究院,天津 300280)

利津洼陷沙四上亚段砂岩透镜体成岩作用非均质性成因

周鸿璞1,2,3,黄文辉1,2,3,姜在兴1,2,3,张元福1,2,3,唐鑫萍4,董果果1,2,3

(1.中国地质大学(北京)能源学院,北京 100083; 2.中国地质大学(北京)海相储层演化与油气富集机理教育部重点实验室,北京 100083; 3.中国地质大学(北京)页岩气勘查与评价国土资源部重点实验室,北京 100083; 4.中国石油大港油田公司勘探开发研究院,天津 300280)

以利津洼陷沙四上亚段砂岩透镜体为研究对象,根据显微镜观察、X线衍射、压汞和粒度分析等测试资料,利用反演回剥方法计算压实、胶结和溶解作用对储层的影响;结合原生物性、沉积环境和流体性质研究,探讨成岩作用非均质性成因,建立砂岩透镜体成岩作用非均质性演化模型.结果表明:利津洼陷沙四上亚段的砂岩透镜体可以分为三类:高孔隙带位于砂体中心的Ⅰ型,位于砂体表面的Ⅱ型,以及孔隙分布无明显规律、连通性较差的Ⅲ型.成岩作用非均质性受到沉积物的组成和结构、原始沉积环境和多期流体改造的综合影响.沉积物的组成和结构影响压实作用和流体活动性,并不是绝对控制因素;原始沉积环境影响早期碳酸盐胶结,作为保持性成岩作用,具有更显著的抵抗压实作用,为后期溶蚀作用提供可溶空间,是Ⅰ、Ⅱ型和Ⅲ型砂体的差异演化基础;经过叠加多期流体改造,产生不同的孔隙展布特征,是导致成岩作用非均质性的直接原因.Ⅰ型砂体为最有利储层,Ⅱ型砂体为较有利储层,Ⅲ型砂体不利于油气的保存和开采.

砂岩透镜体;沉积环境;成岩作用;碳酸盐胶结物;利津洼陷

DOI 10.3969/j.issn.2095-4107.2015.05.006

0　引言

砂岩透镜体在湖相沉积物中广泛存在,成为东营凹陷油气勘探的重点[1],其孔隙的产生与保存[2]、后期的改造与破坏[3]是改变储层物性的关键因素.压实作用大幅减少原生孔隙度,是破坏储层物性的主要因素[4].在较大深度的地层中,压实作用对储层的影响不再像浅部那样显著[5],成岩作用产生的次生孔隙更为重要[6].利津洼陷在垂向上存在两个次生孔隙发育带,源于碳酸盐和长石的溶蚀[7].

朱筱敏等阐述济阳坳陷中不同凹陷和深度的次生孔隙,认为利津洼陷南北两侧滨浅湖相砂体为较好的储层[8-9].在研究东营凹陷深部储层的过程中,张善文等提出碱性溶蚀孔隙和多重成岩演化模式,使次生孔隙的研究更加深入[10].在研究济阳坳陷不同成岩环境和砂泥岩组合时,钟大康与操应长等发现砂岩透镜体的成岩作用表现出一定的非均质性,认为砂泥岩组合类型和砂泥比是影响砂体物性的主要因素[11-12].在研究沾化凹陷沙河街组时,孙海涛等提出大于0.5 m的砂体界面附近的砂岩物性普遍比砂岩内部物性差,将其原因解释为砂岩透镜体表面晚期胶结作用[13].安洁等认为岩屑类型的差异造成压实、胶结作用的差异性[14].保持性成岩作用可以改变压实曲线,保存粒间空间[15-16].不同的沉积环境、沉积物的磨圆度和分选性[17]对成岩作用的非均质性有一定的影响.李丕龙等认为砂岩透镜体储层物性的差异进一步对砂体储集体的分布和围岩的生、排烃条件产生影响[18].因此,对砂岩透镜体成岩作用非均质性的研究尤为必要.

笔者采集利津洼陷9口取心井砂岩及相邻泥岩的样品,观察岩石学特征,测试物性、矿物和微量元素含量,将“原始沉积环境““保持性成岩作用“和“多期流体改造“结合,研究砂体中压实、胶结和次生溶蚀发育的差异性,解释薄层砂体内部成岩作用差异的产生原因.对不同原始沉积物性的砂体,建立砂岩透镜体成岩作用非均质性演化模型,根据烃类流体与次生孔隙演化的时空配置,预测砂体的含油气特征及富集区带.

1　砂岩透镜体特征

利津洼陷是东营凹陷北部的一个次级构造单元(见图1),处在东营凹陷北部陡坡带和中央隆起带之间,具有北断南超的特征.物源主要来自西北部的滨县凸起和北部陡坡带,北部陡坡带和滨县凸起附近主要发育扇三角洲和近岸水下扇,坡度较缓的区域沉积滩坝砂体,浪基面和风暴浪基面之间发育风暴滩坝.利津洼陷的砂岩透镜体主要发育在扇三角洲、滨浅湖滩坝和风暴滩坝中(见图2).

图1　利津洼陷沙四上亚段沉积相(据文献[19]修改)Fig.1 Sedimentary faces map of the upper E s4 in Lijin sag

图2　利津洼陷沉积相剖面图(据文献[20]修改)Fig.2 Sedimentary profile in Lijin sag

1.1扇三角洲

扇三角洲相是冲积扇直接进入稳定的湖水中形成的[21],陆源碎屑供应充足,沉积物分选性较差,分选因数为2.42,颗粒多为次圆状,岩石学显示近源特征.石英质量分数为44%,长石的质量分数为20%,碳酸盐胶结物在3种沉积相中质量分数最低,为21%.压实紧密,粒间呈点一线接触,喉道多为缩颈型和片状喉道.毛细管压力曲线显示喉道不均一、偏细歪度,虽然排驱压力较小,但汞饱和度一直很低,未测到明显水平段,显示流体运移遇到明显阻力(见图3(a)),物性不佳.

图3　利津洼陷沙四上亚段砂岩毛管压力曲线Fig.3 Capillary pressure curves of sandstones in the upper E s4 in Lijin sag

1.2滨浅湖滩坝

滨浅湖滩坝发育于南部缓坡带和扇三角洲前端,形成和分布受到波浪作用影响[22].沉积物分选性较好,分选因数为2.08.石英和长石质量分数分别为39%和13%,碳酸盐胶结物的质量分数为36%,为3种沉积相中最高的.颗粒多为次圆状,粒间发育早期方解石胶结物,颗粒呈悬浮一点接触.毛细管压力曲线显示喉道偏粗,排驱压力较低,在3种沉积相的砂体中汞饱和度最高,物性较好(见图3(b)).

1.3风暴滩坝

风暴滩坝发育于浪基面与风暴浪基面之间的半深湖,是由风暴扰动产生的碎屑堆积而形成的[23].石英、长石质量分数与扇三角洲的类似,分别为44%和19%,方解石质量分数为27%,介于扇三角洲和滨浅湖滩坝之间.压实作用比滨浅湖滩坝的稍强.颗粒多为次棱角状,颗粒呈悬浮一点接触.排驱压力低,水平段对应压力较高,喉道偏细,水平段明显倾斜,汞饱和度比滨浅湖滩坝的稍低(见图3(c)).

2　砂岩透镜体成岩作用

2.1宏观成岩环境

利津洼陷沙四段砂岩透镜体处于中成岩A1期一中成岩A2期,经历多期酸碱流体的交替作用[24].流体性质根据深度分带[25],各个阶段的成岩作用类型受流体性质影响,因此同种成岩作用顺层展布.

靠近洼陷边缘的扇三角洲埋藏较浅,沙四上亚段深度小于2 700 m的地层处于早成岩B期,流体以碱性为主,蒙脱石开始向伊利石转化,形成伊蒙混层矿物的同时脱出含有Ca2+的层间水[9],形成碳酸盐胶结.在2 700 m深度左右进入中成岩A1期,Ro＞0.5%,有机质处于低成熟阶段[25],泥岩中干酪根开始降解生成有机酸,产生酸性溶蚀(见图4(a)).长石在酸性条件下蚀变为高岭石(见图4(b)).随着酸性流体与岩石反应被消耗,逐渐向碱性环境过渡.在3 800 m深度左右进入中成岩A2期,Ro为0.7%～1.3%,有机质进入成熟阶段[26],由于受有机酸脱羧作用影响,流体酸性减弱,地层变为碱性环境.可见石英碱性溶蚀现象(见图4(c)),同时长石在碱性条件下蚀变,富钾时转化为伊利石,富铁、镁时转化为绿泥石(见图4(d)).形成根据深度分层,以碱一酸一碱三期流体为主导的成岩环境[24].

2.2成岩作用非均质性

薄层砂体成岩作用的非均质性表现为孔隙度的非均质性.某些砂体在中心显示高孔隙度,为Ⅰ型(见图5(a),其中绿色垂线代表砂泥岩边界);更多砂体孔隙度呈现表面比内部大的Ⅱ型(见图5(b));Ⅲ型砂体成岩作用更加复杂,孔隙度与距离砂体表面的距离没有明显的关系(见图5(c)).碳酸盐质量分数与孔隙度呈负相关关系,说明孔隙主要来源于碳酸盐矿物的溶蚀.为了表征压实作用的影响,将碳酸盐胶结物与孔隙度之和称为粒间体积.粒间体积由砂体表面向砂体内部逐渐减小,说明成岩作用早期,胶结物优先发育于砂体表面,抵抗压实作用,砂体内部的胶结作用较弱,压实作用较强.

Ⅰ型砂体表面被碳酸盐胶结物充填,内部为溶蚀孔.风暴滩坝砂体显微照片见图6,其中砂体表面的粒间空间被碳酸盐胶结物充填(见图6(a-b)).压实程度较弱说明发育早期方解石胶结物,可见黄、绿两种颜色的荧光(见图6(b)),说明存在至少两期胶结物,为早期胶结物被部分溶蚀,晚期胶结物充填溶蚀孔隙.可见绿色早期胶结物被溶蚀,后被亮黄色胶结物部分充填,保留部分胶结残余孔(见图6(c-d)).

图4　利津洼陷沙四上亚段成岩作用显微特征Fig.4 Microscopic characteristic of diagenesis in the upper E s4 Lijin sag

图5　典型砂体碳酸盐质量分数、孔隙度和粒间体积Fig.5 Content of cement,porosity and interparticle volume of typical sandstones

Ⅱ型砂体溶蚀孔隙由外向内逐渐减少,梁754井3 208.0 m附近风暴滩坝砂体显微照片见图7(ac),分别位于砂体上一中一下部.在砂泥岩界面处,碳酸盐胶结物几乎全部溶解,溶蚀孔隙发育;砂体内部可见部分含铁的方解石,但分布不均匀,阴极发光从亮黄色到不发光.可见阴极发光为绿色的长石,说明存在质量分数很低(小于1%)的Fe2+(见图7(b)).埋深大于2 700 m的地层,普遍处于中成岩A1期,胶结物以铁方解石和铁白云石为主[27],但样品中铁含量较低,说明砂体内部并未受到新鲜流体的影响,酸性流体仅在砂体表面产生溶蚀.

图6　利津洼陷沙四上亚段Ⅰ型砂体显微特征Fig.6 Microscopic characteristic of theⅠtype of sandstones in the upper E s4 in Lijin sag

图7　利津洼陷沙四上亚段Ⅱ、Ⅲ型砂体显微特征Fig.7 Microscopic characteristic of theⅡ、Ⅲtype of sandstones in the upper E s4 in Lijin sag

Ⅲ型砂体呈现较强的非均质性,碳酸盐胶结物和孔隙度有较大波动.砂体位于扇三角洲相(见图7(dh)),酸性溶蚀孔隙集中分布于连通性较好的区域;在连通性较差的区域,颗粒边缘保存早期泥晶方解石环带.砂体中还夹杂泥质条带,孔渗性较差,酸性流体难以进入.

不同类型砂体的深度、现今成岩阶段、流体性质和砂体物性等特征见表1.Ⅰ型砂体主要位于滨浅湖滩坝和风暴滩坝,成岩阶段处于中成岩A2期,受碱性流体影响;Ⅱ型砂体位于滨浅湖滩坝和风暴滩坝,成岩阶段处于中成岩A1期,流体偏酸性;Ⅲ型砂体位于扇三角洲相,成岩阶段处于中成岩A1期,受酸性流体控制.受样品及资料所限,不排除在其他成岩阶段碱性环境中也有Ⅲ型砂体分布,在碱性环境下碳酸盐胶结物将使砂体物性比酸性环境下更差.

表1　利津洼陷沙四上亚段不同类型砂体的特征Table 1 Characteristics of different sandstones in the upper Es4 in Lijin sag

另外,成岩作用非均质性不仅体现于孔隙度的差异,在孔隙度较低的致密储层中,致密化既可能源于压实作用,也可能源于胶结作用;因此对压实、胶结和溶蚀作用对孔隙的影响程度进行统计.

参考反演回剥方法对孔隙度进行定量演化[28](见表2),主要关注三种成岩作用的贡献,不需要分别计算各个成岩时期的压实量,故省略压实校正,只统计原生孔隙度、压实减孔、胶结减孔和溶蚀增孔的体积.

表2　孔隙度定量演化结果Table 2 Quantity evolution of the porosity %

利用筛析法对9口取心井、35个样品进行粒度分析,计算Trask分选因数[29](见表3),统计铸体薄片胶结物、胶结残余孔和溶蚀孔的面孔率,利用岩性、磨圆、分选等与研究区类似的冀中坳陷沙四段总结的经验公式[28],将面孔率转换为孔隙度.

3　成岩作用非均质性成因

研究区埋深普遍大于2 500 m,经历压实、胶结和溶蚀作用,储层孔隙以酸性溶蚀孔为主,溶蚀孔隙的发育程度由可溶空间的大小和酸性流体的供给共同决定.研究区沙四段泥岩有机质丰富,在演化过程中产生大量成岩流体[30],砂泥岩界面优先得到新鲜流体的补给;流体对砂体内部的影响范围受到原生沉积特征的影响.

3.1沉积物组成和结构

成分成熟度和分选因数的差异(见表3)与沉积环境的水动力和距离物源远近有关[31],主要影响原生粒间体积的大小和保存,改变孔隙和喉道的结构,影响流体在地层中的运移,间接影响晚期胶结和溶蚀作用的非均质性.

表3　不同沉积相沉积特征Table 3 Depositional characteristic of sandstones in different sedimentary faces

Ⅰ、Ⅱ型砂体发育于滨浅湖滩坝和风暴滩坝,滨浅湖滩坝分选性最好,原生孔隙度较大,成分成熟度较高,骨架颗粒抵抗压实能力较强.Ⅲ型砂体发育于扇三角洲,具有较低的成分成熟度和较差的分选性,原生孔隙度比风暴滩坝的稍高,骨架颗粒抵抗压实能力较弱.

由表2和表3可见,原生孔隙度和压实作用的差异并不大,对后期成岩作用非均质性的影响有限.扇三角洲成分成熟度较低,影响流体在孔隙喉道内运移,与成岩作用的非均质性有一定的联系.沉积物的组成和结构对原生孔隙度和压实作用有一定影响,但并不能产生显著的成岩非均质性,为次要因素.

3.2沉积环境

早期方解石胶结物充填在粒间孔隙中,抵抗压实作用,对后期溶蚀作用产生影响.选择与砂体相邻的泥岩,使用电感耦合等离子发射光谱(ICP-AES)测试其中微量元素的含量,所用样品的方解石质量分数小于10%,以减轻方解石对Sr质量分数的影响.Ⅰ、Ⅱ型砂体发育的滨浅湖滩坝和风暴滩坝相带,平均w(Sr)/w(Ba)大于1,为咸水环境[32],成分成熟度较高,粒度较细,远离物源,水动力较弱,有利于早期碳酸盐胶结物的生成[33];甚至在部分Ⅰ、Ⅱ型砂体中早期碳酸盐胶结物呈基底式胶结(见图6(a)),造成实测的粒间体积分数(见图5(a))超出计算的原生孔隙度(见表2).Ⅲ型砂体所在的扇三角洲相受到河流注入的影响,处于淡水环境(见表3),不利于早期碳酸盐胶结物的生成,其分选性较好,保存的粒间空间较小.因此,处于咸水环境沉淀的早期方解石胶结物,是造成Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ型砂体差异演化的原因.

3.3多期流体改造

泥岩中有机质和黏土矿物的演化产生新鲜的成岩流体,最先影响砂泥岩界面处的成岩作用,是造成胶结作用和溶蚀作用非均质性最直接的因素[13].酸性溶蚀可以改善储层物性,有利于酸性流体进入砂体内部,并将溶解的Ca2+带出,如Ⅱ型砂体处于中成岩A1期,酸性流体由外向内产生溶蚀孔.碱性环境下含Ca2+的流体易形成碳酸盐胶结,阻止砂体与泥岩进一步的流体交换,如Ⅰ型砂体处于中成岩A2期,砂体表面为富含碳酸盐胶结物的低孔隙带,砂体内部存在胶结残余孔.Ⅲ型砂体沉积物的结构和沉积环境造成原生物性较差,影响流体在砂体内运移,溶蚀作用和胶结作用不完全,多期流体作用导致孔隙分布不均匀.因此,多期流体改造是形成成岩作用非均质性的直接原因.

4　成岩作用非均质性演化与油气充注

对于不同原始沉积物性的砂体,建立成岩作用非均质性演化模型(见图8).根据压实、胶结、溶蚀作用产生的孔隙度变化量(Δφ),绘制孔隙度的演化曲线.结合沉积物的组成和结构、沉积环境和流体性质,预测不同砂体的含油气特征.

图8(b)的砂体磨圆度和分选性较好,处于远离物源的咸水环境,有利于早期方解石胶结,保存较大的粒间空间.在中成岩A1期,酸性流体溶解方解石胶结物,形成的孔隙和喉道具有很好的连通性,由外向内产生溶蚀孔,形成Ⅱ型砂体;Ro为0.5%～0.7%,孔隙充注成熟度较低的烃类流体,次生孔隙的形成和低熟油气的充注同时发生,有利于形成良好的储层.

中成岩A2期,次生孔隙最为发育,分布于砂体内部和表面,Ro为0.7%～1.3%,孔隙内充注成熟的油气.随着有机酸脱羧,流体环境逐渐变为碱性,晚期方解石胶结作用在砂体表面形成致密层,砂体内部溶蚀孔隙得以保存,形成Ⅰ型砂体.成熟油气的充注发生在次生孔隙最为发育时期,砂岩透镜体表面随后被晚期碳酸盐胶结,将油气封闭于砂体内部,最适宜形成良好的储集体.

图8(c)的砂体分选性不佳,杂基含量较高,处于近物源的淡水环境,早期方解石胶结物较少,泥质杂基充填孔隙,可溶空间较小.中成岩A1期酸性流体溶解方解石胶结物,孔喉连通性不好,只有部分优势通道连结成溶蚀缝.中成岩A2期碱性胶结使物性更差,晚期方解石胶结不完全,存在胶结残余孔,形成Ⅲ型砂体.孔隙间的喉道形态不佳,多为片状或弯片状,排驱压力较高,油气难以大量进入砂体,在开采中易形成复杂的剩余油分布,不利于油气的富集和开采.

图8　利津洼陷沙四上亚段砂体成岩作用非均质性演化模型Fig.8 Evolution model for diagenesis heterogeneity of sandstones in the upper E s4 in Lijin sag

5　结论

(1)根据溶蚀孔隙分布特征,将利津洼陷沙四上亚段砂体分为三种类型:Ⅰ型砂体分布于小于2 700或大于3 800 m深度的滨浅湖滩坝相和风暴滩坝相,高孔隙带分布于砂体中心;Ⅱ型砂体分布在2 700～3 800 m深度的滨浅湖滩坝相内,高孔隙带位于砂体表面;Ⅲ型砂体位于2 700～3 800 m深度的扇三角洲相,孔隙分布没有明显规律,孔隙之间连通性不佳.

(2)沉积物的组成、结构及沉积环境影响压实作用和早期方解石胶结,是成岩作用非均质性发育的基础,其中早期方解石胶结作用明显,可以弥补粒度较小或分选性较差的不利影响.现今流体类型是产生成岩作用非均质性的直接原因,酸性流体由外向内产生溶蚀孔隙,碱性流体在砂体表面形成碳酸盐胶结,多期流体作用使次生孔隙和胶结物的分布更为复杂.

(3)Ⅰ型砂体孔隙度高,储层的形成、油气的充注和盖层的发育时机最为合适,为最有利的储层;Ⅱ型砂体孔隙度和喉道类型较好,缺少砂体表面晚期方解石胶结,保存条件比Ⅰ型稍差,油气成熟度较低,为较有利储层;Ⅲ型砂体油气分布较分散,油气饱和度低,孔喉特性差,不利于油气的富集和开采.

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TE122.1,P618.13

A

2095-4107(2015)05-0052-11

2015-07-20;编辑:任志平

国家科技重大专项(2011ZX05009-002)

周鸿璞(1991-),男,硕士研究生,主要从事沉积和储层方面的研究.

黄文辉,E-mail:huangwh@cugb.edu.cn