塔河南部奥陶系热液成因碳酸盐岩储层特征

陈兰朴　李国蓉　符　浩　李　辉　蒋志伟　高鱼伟　冯莹莹

（“油气藏地质及开发工程”国家重点实验室·成都理工大学，四川　成都　610059）



塔河南部奥陶系热液成因碳酸盐岩储层特征

陈兰朴李国蓉符浩李辉蒋志伟高鱼伟冯莹莹

（“油气藏地质及开发工程”国家重点实验室·成都理工大学，四川成都610059）

摘要塔河油田南部地区自震旦纪以来发生过多期岩浆喷发活动，尤其是二叠纪岩浆作用面积大、影响范围广。岩浆活动带来大量热液流体，在侵位运移过程中对碳酸盐岩产生溶蚀改造，形成以溶蚀缝孔洞为主的储集空间。其发育分布主要受断裂带控制，岩性控制作用也较明显。为进一步认识这类储层，以钻井岩心和薄片观察为基础，从储层岩石学特征、储集空间类型及储层类型、储层发育分布特征等方面研究认识了塔河油田南部奥陶系热液成因碳酸盐岩储层的特征。

关键词塔河油田南部热液成因奥陶系碳酸盐岩储集空间

修订回稿日期：2016－01－12

0　引言

位于塔北隆起的塔河地区在奥陶纪发育一套广泛沉积的碳酸盐岩地层，当埋深达到几百米以上时，压实和胶结作用使碳酸盐岩中的原生孔隙基本完全消失，因此，后期埋藏溶蚀作用对碳酸盐岩储层的形成至关重要。20世纪70年代以前，普遍认为与不整合面相关的地表大气淡水溶蚀作用是次生孔隙发育的关键因素，但随着塔河南部油气勘探的深入，在埋藏深度较大的远离不整合面或没有不整合面的塔河下古生界发现了储集性良好的碳酸盐岩储层，并伴有热液矿物的存在［1-2］。认为与热液作用有关的深部溶蚀作用可能是该类储层形成的关键因素。目前，对塔河油田南部奥陶系热液成因碳酸盐岩储层的研究较少，基于此，笔者在前人对热液作用研究的基础之上，对研究区奥陶系碳酸盐岩储层的特征做出进一步的研究认识。

1　区域地质概况

塔河油田位于塔里木盆地沙雅隆起区阿克库勒凸起中南部斜坡区，北部与雅克拉断凸相望，西邻哈拉哈塘凹陷，东靠草湖凹陷，南接满加尔凹陷，面积约750 km2。本次研究区位于塔河油田南部，紧邻哈拉哈塘凹陷和满加尔凹陷。

塔北隆起虽经历多期构造运动，地层剥蚀缺失较为严重，但就塔河油田南部而言，其在构造位置上更靠近凸起西南倾伏端，在北部隆起抬升过程中很少暴露至地表，地层保存较为完整，奥陶系自下而上依次发育下奥陶统蓬莱坝组，中—下奥陶统鹰山组，中奥陶统一间房组，上奥陶统恰尔巴克组、良里塔格组、桑塔木组，但地层厚度变化较大，局部地区可以缺失某些层组。岩性上，下部蓬莱坝组主要为白云岩和灰质白云岩，向上逐渐过渡到灰岩沉积。

塔里木盆地分别在震旦纪—寒武纪、早奥陶世、二叠纪、白垩纪，先后经历4次地质热事件，其中对奥陶系影响最大的是二叠纪岩浆作用，二叠纪玄武岩在盆地内广泛发育分布［3-4］。强烈的岩浆活动伴随着大量化学活动性流体，并通过断裂、不整合面、裂缝等通道进入灰岩地层产生溶蚀改造。

2　储层特征

2.1储层岩石学特征

1）岩石类型

依据碳酸盐岩结构—成因分类法，通过对研究区各井的钻井岩心和薄片观察，将区内的主要储集岩石类型分为颗粒灰岩、微晶灰岩、藻粘结灰岩和泥灰岩等（图1）。

图1　研究区岩石类型图

（1）颗粒灰岩类

区内该类岩石可呈较大厚度连续发育，厚度多大于1 m，或呈厘米级薄层或条带状夹于微晶灰岩层中，或呈斑块状分布于微晶灰岩中；岩石的颗粒结构清楚，颗粒组分主要为砂砾屑、砂屑，局部见鲕粒、球粒，海百合生物碎屑相对富集；根据岩石中颗粒组分的类型和胶结物特征，可进一步细分为鲕粒灰岩、亮晶鲕粒灰岩、亮晶生物碎屑灰岩、亮晶砂砾屑灰岩多种类型。

（2）微晶灰岩类

区内该类岩石主要呈较大厚度连续分布，厚度大于1 m，或与砂屑灰岩呈互层出现，厚度小于1 cm；岩石主要成分为微晶方解石，其微晶结构特征典型，局部可见少量砂屑和生物碎屑等颗粒组分；根据微晶灰岩中所含颗粒组分类型和含量，可进一步细分为（含）砂屑微晶灰岩、（含）生屑微晶灰岩等。

（3）泥灰岩类

泥灰岩在区内上奥陶统普遍发育，此类岩石主要显微晶结构，常呈薄层形式间互于微晶灰岩和颗粒灰岩，或以厚层状分布，局部可见富泥质条纹。

（4）藻粘结灰岩类

该类岩石在区内发育厚度一般不大，主要发育在潮坪环境，在中奥陶统一间房组、上奥陶统良里塔格组发育分布均较广泛，此类岩石藻粘结结构清楚，具典型的藻粘结颗粒和窗状孔特征；其砂砾屑、球粒及生物碎屑等常常被藻类粘结，窗状孔中常被粒状亮晶方解石和灰绿色泥质充填。根据被藻类粘结组分的不同，可进一步细分为藻粘结微晶灰岩、藻粘结生物碎屑灰岩及藻粘结粒屑灰岩等3种类型。

2）热液作用的岩石学特征

深部热液流体温度高且富含CO2、H2S和SO2等化学活动性物质，在其侵位运移过程中，沿断裂、裂缝等通道对碳酸盐岩产生溶蚀改造，形成以溶蚀缝孔洞为主的储集空间，并伴随如萤石、异形白云石、黄铁矿等热液矿物的沉淀充填［5-6］。这些溶蚀缝孔洞往往与断裂、裂缝、缝合线等的关系密切，而与不整合面关系不大。稀土元素分析表明，海西晚期热液成因缝洞方解石稀土元素总量高，LREE富集、HREE亏损，且表现为明显的正Eu异常，具明显深部热液溶蚀特征［7-8］。

另外，在围岩中见到热褪色、热液破裂等典型热液现象。热褪色主要沿裂缝两侧发育，宽0.5～2.0 cm，表现为缝壁泥灰岩围岩发生褪色现象，由紫红色褪色为灰绿色，局部见灰绿色褪色斑块，缝内为热液方解石充填。热液破裂为高温高压热液流体的侵入，导致岩石颗粒体积膨胀爆裂而形成不规则网状裂隙，这些裂隙使灰岩角砾破碎成许多小块，角砾和裂隙间方解石充填，具溶蚀孔洞。

2.2储渗空间类型及特征

通过对研究区钻井岩心和薄片观察，依据储渗空间的形态及大小等特征，将储渗空间划分为溶蚀孔洞类和溶蚀孔隙类两种主要类型［9］。

1）溶蚀孔洞类

指孔洞直径大于2 mm的储渗空间，可在岩心上较完整识别，主要由溶蚀作用形成。岩心和薄片观察统计表明，它主要表现为沿裂缝溶蚀孔洞（图2a），见粒状方解石充填，镜下见萤石、石英、重晶石、硬石膏等交代，其中沿裂缝方解石溶蚀孔洞最为发育，其次沿缝合线发育的溶蚀孔洞（图2b），少量层段见孤立的溶蚀孔洞，也可见在溶蚀孔隙的基础上受热液溶蚀进一步扩大为溶蚀孔洞；另可见在早期晶间溶孔的基础上经过热液溶蚀作用所形成的孔洞，见硅化硅质岩溶蚀孔洞发育。此类储集空间发育分布没有一定的层位限制，可在整个奥陶系层位有发育，同时溶蚀孔洞分布明显不均匀，反映了热液作用的非均质性。

2）溶蚀孔隙类

指孔隙直径在0.01～2 mm的储渗空间，主要由溶蚀作用形成，热液溶蚀孔隙边缘方解石往往具有与同生期大气水溶蚀孔隙不同的亮桔红色阴极发光特征。岩心及薄片观察统计显示，区内溶蚀孔隙型储渗空间主要为颗粒灰岩间的粒间溶孔、粒内溶孔（图2c），沿缝方解石溶蚀孔隙（图2d），岩性为砂屑灰岩、砂砾屑灰岩、颗粒灰岩和鲕粒灰岩。此类储渗空间主要在一间房组发育分布，往往发育于滩体与断裂联合的部位。

图2　研究区储渗空间类型图

2.3储层类型及特征

通过对研究区奥陶系储层钻井岩心和薄片的观察，结合储渗空间类型及岩性等方面的差异，将区内热液成因储层分为溶蚀缝─孔洞型储层和溶蚀孔隙型储层两类。

1）溶蚀缝─孔洞型储层

该类储层的储渗空间以沿裂缝热液溶蚀孔洞为主，是研究区发育最为广泛的储层类型。根据储层岩石性质和储渗空间的差异性，进一步划分为沿缝溶蚀孔洞型储层、溶蚀孔洞型储层及硅化硅质岩溶蚀孔洞（隙）型储层。

（1）沿缝溶蚀孔洞型储层

该类储层的储渗空间以沿裂缝方解石热液溶蚀形成的溶蚀孔洞为主，见萤石、重晶石、石英等热液矿物交代方解石，其次为沿缝溶蚀孔洞或沿缝合线溶蚀形成的孔洞，这些沿缝溶蚀孔洞往往呈串珠状分布；该类储层是本区研究的重点储层类型，发育分布没有一定的层位选择性，可在鹰山组、一间房组、恰尔巴克组和良里塔格组等层位发育，但主要在一间房组；涉及的岩性主要为砂屑灰岩、藻粘结灰岩、微晶灰岩、泥灰岩等。

（2）溶蚀孔洞型储层

溶蚀孔洞型储层的储渗空间主要为热液溶蚀孔洞，也可见在溶蚀孔隙的基础上受热液溶蚀进一步扩大为溶蚀孔洞，这些溶蚀孔洞往往较孤立地发育，常见方解石不完全充填。该类储层发育程度一般，主要在一间房组发育分布，其他层位发育较少。涉及的岩性主要为颗粒灰岩、砂屑灰岩、粒屑微晶灰岩等。

（3）硅化硅质岩溶蚀孔洞（隙）型储层

该类储层的储渗空间以硅化硅质岩中热液溶蚀孔洞为主，少见热液溶蚀孔隙发育，这些储渗空间往往被方解石和热液矿物等不完全充填，储集空间有限。该类储层发育一般，仅在个别井中发育，主要分布在一间房组和恰尔巴克组；储集层的岩性主要为硅化硅质岩、砂砾屑灰岩等。

2）溶蚀孔隙型储层

该类储层的储渗空间以热液溶蚀沿裂缝形成的溶蚀孔隙，颗粒灰岩间的粒间溶孔、粒内溶孔为主。该类储层发育不好，一般较孤立，且储集能力较差，主要分布在一间房组；涉及的岩性主要为鲕粒灰岩、亮晶砂砾屑灰岩和生物碎屑灰岩等。

2.4储层物性特征

根据研究区82个岩心样品的常规物性测试分析，区内样品孔隙度普遍偏低，且变化幅度较大，分布在0.1%～9.0%，小于3.0%的占到了81.1%，5.0%～9.0%的仅占6.1%，平均孔隙度为1.5%。区内样品渗透率也普遍较低，分布范围为0.001～300 mD，其中，69.5%的样品渗透率小于0.1 mD，大于1 mD的样品仅占3%。可见奥陶系碳酸盐岩呈低孔、低渗特征，且孔渗关联性极差。

但常规测试不能反映区内重要的大型缝洞储集段的物性特征，生产实践表明，区内普遍存在放空、井漏、钻时加快等现象，反映了良好的储集性。这与通常的碳酸盐岩基质孔隙不发育，而大缝、大洞的存在能有效改善储集物性有直接关系。

3　储层发育分布规律

对区内25口井剖面奥陶系各类热液成因储层进行综合解剖，统计了各类储层发育分布状况：在109个储层发育井段中，沿缝溶蚀孔洞型储层占了61个，频率约为56.0%，是发育最广泛的一类储层；溶蚀孔洞型储层占了23个，频率约为21.1%；硅化硅质岩溶蚀孔洞（隙）型储层占了13个，频率约为11.9%；溶蚀孔隙型储层占了12个，频率约为11.0%。

另据钻井资料揭示，4类储层主要发育在一间房组。其中，沿缝溶蚀孔洞型储层主要发育分布在中奥陶统一间房组，其次为上奥陶统良里塔格组，中—下奥陶统鹰山组发育一般，上奥陶统恰尔巴克组和桑塔木组发育较少（图3）；溶蚀孔洞型储层也呈现类似特征，只是未在良里塔格组发现该类储层；硅化硅质岩溶蚀孔洞（隙）型储层也主要发育于一间房组，其次为恰尔巴克组；溶蚀孔隙型储层也主要发育于一间房组，鹰山组和恰尔巴克组零星发育，其他层位未见。

图3　塔河油田南部奥陶系沿缝溶蚀孔洞型储层的层位频率分布图

针对研究区奥陶系热液成因储层主要以沿缝溶蚀孔洞型储层发育为主，溶蚀孔洞型储层发育较少，硅化硅质岩溶蚀孔洞（隙）型储层和溶蚀孔隙型储层仅在个别井中发育，且后3种储层的储集能力有限的特征，重点对沿缝溶蚀孔洞型储层的发育分布规律做进一步研究。

沿缝溶蚀孔洞型储层涉及的岩性主要为微晶灰岩、颗粒灰岩、藻粘结灰岩、砂砾屑灰岩、泥灰岩，以微晶灰岩为主，其次为颗粒灰岩，藻粘结灰岩、砂砾屑灰岩及其他岩类发育一般。因此，强烈的岩性控制作用可能是此类储层主要在一间房组发育的重要原因［10］。

另外，塔里木盆地在地质历史上经历过多期次的构造运动，发育了复杂的断裂系统，包括多条切穿基底的深大断裂及南北贯穿的断裂带和极其发育的小断裂及裂缝，深部流体正是通过这些通道运移至上部沉积盆地地层，进而产生溶蚀改造。因此，沿缝溶蚀孔洞型储层的发育分布与这些断裂带的关系密切，平面上主要沿断裂带及其附近发育分布（图4）。

图4　塔河油田南部奥陶系沿缝溶蚀孔洞型储层发育分布平面图

4　结论

1）塔河油田南部奥陶系储集岩石类型主要有颗粒灰岩、微晶灰岩、藻粘结灰岩和泥灰岩，岩石中普遍存在热液溶蚀改造现象，并伴随热液矿物的沉淀。

2）研究区奥陶系储集空间主要为溶蚀孔隙和溶蚀孔洞，其与裂缝、缝合线、断裂等关系密切；储层类型可分为沿缝溶蚀孔洞型、溶蚀孔洞型、硅化硅质岩溶蚀孔洞（隙）型、溶蚀孔隙型4类，以沿缝溶蚀孔洞型储层发育分布较广，且主要分布在一间房组，可能与其岩性有关。

3）区内奥陶系碳酸盐岩具低孔、低渗特征，但大型缝洞的普遍发育及相互连通，极大地改善了储集性能。

4）大型断裂带发育对于热液成因储层的形成起关键控制作用，热液成因储层和热液溶蚀作用的发育分布区域都与区内断裂带有良好的匹配关系，主要沿断裂带及其附近发育分布。

参考文献

［1］胡明毅，蔡习尧，胡贵忠，等.塔中地区奥陶系碳酸盐岩深部埋藏溶蚀作用研究［J］.石油天然气学报，2009，31（5）：49-54.

［2］潘文庆，刘永福，沈安江，等.塔里木盆地下古生界碳酸盐岩热液岩溶的特征及地质模型［J］.沉积学报，2009，27（5）：983-994.

［3］朱东亚，金之钧，胡文瑄，等.塔里木盆地深部流体对碳酸盐岩储层影响［J］.地质论评，2008，54（3）：348-354.

［4］陈汉林，杨树锋，王清华，等.塔里木盆地早—中二叠世玄武质岩浆作用的沉积响应［J］.中国地质，2006，33 （3）：545-552.

［5］吕修祥，杨宁，解启来，等.塔中地区深部流体对碳酸盐岩储层的改造作用［J］.石油与天然气地质，2005，26 （3）：284-289.

［6］李开开，蔡春芳，蔡镠璐，等.塔河地区下古生界热液流体及储层发育主控因素探讨：以S88和TS1井为例［J］.石油实验地质，2010，32（1）：46-51.

［7］李辉，李国蓉，罗韵，等.塔河地区奥陶系碳酸盐岩储层深部热液特征分析［J］.东北石油大学学报，2014，38 （6）：12-21.

［8］刘显凤，蔡忠贤.塔河油田溶洞充填物的元素地球化学特征及环境意义［J］.地质科技情报，2009，28（3）：53-57.

［9］尚久靖，李国蓉，吕艳萍，等.塔河盐下地区奥陶系孔洞成因分析［J］.天然气技术与经济，2011，5（2）：10-13.

［10］杨莹莹.塔河东南斜坡区奥陶系储层分布特征研究［D］.成都：成都理工大学，2013.

（编辑：卢栎羽）

在关系建立后，就可以利用（9）式和（10）式计算出某层位（深度）层内原生可动水产出的临界井底流压以及对应的临界产量，指导气井的合理配产。

3　实例分析

利用笔者提出的层内原生可动水流动临界条件计算方法对该疏松砂岩气藏各层组典型井进行了评价分析，制作图版（图2、图3）。利用图版可以读出不同深度下原生可动水流动的临界井底流压，由此就可计算出单井各射孔小层的临界产量，即可计算出各井原生可动水产出的临界产量（表1），从而指导气藏的合理配产。

图2　S1-1井层内原生可动水流动临界条件计算图版

图3　S2-4井层内原生可动水流动临界条件计算图版

表1　层内原生可动水流动临界产量计算表

4　结论

1）疏松砂岩气藏泥质含量高，在成藏过程中由于气体未完全驱替，导致残余的地层水存储在储层泥质中，形成层内原生可动水，在气藏投入开发后，当层内生产压差达到可动水流动的临界条件后，该类型水体将开始流动，从而造成部分气井产水。

2）利用国内某气田疏松砂岩气藏泥质含量与排驱压力间的拟合关系，建立了层内原生可动水流动临界井底流压及临界产量的计算方法及计算步骤，并制作出单井原生可动水流动临界井底流压计算图版，通过图版可读出在任意地层深度下的临界井底流压值。

3）本文计算方法是基于真实气藏储层泥质含量与排驱压力间的拟合关系而得出的，相关计算公式适合于该实际气藏，因此若要应用于其他气藏，首先需建立其泥质含量与排驱压力的关系式，再利用临界流压公式以及气井产量公式进行计算。

［1］易珍丽，侯淞译，李延华，等.涩北二号疏松砂岩气田水侵特征分析［J］.天然气技术与经济，2013，7（6）：25-29.

［2］徐晓玲，严焕德，朱化勇，等.涩北一号气田井筒积液因素诊断模式［J］.天然气技术与经济，2013，7（6）：40-41.

［3］邓勇，杜志敏，陈朝晖.涩北气田疏松砂岩气藏原始气水分布影响因素［J］.油气地质与采收率，2009，16（3）：73-75.

［4］邓勇，杜志敏，陈朝晖.涩北气田疏松砂岩气藏出水规律研究［J］.石油天然气学报，2008，30（2）：336-338.

［5］谢丽，张体源，张审琴.涩北气田有效储层及盖层测井研究［J］.天然气工业，2003，23（5）：30-33.

［6］朱华银，马力宁，陈建军，等.涩北一号气田第四系储层特征研究［J］.天然气工业，2006，26（4）：29-31.

（编辑：李臻）

作者简介：陈兰朴（1990－），硕士研究生，研究方向为储层地质学与储层地球化学。E-mail：649268215@qq.com。

基金项目：国家自然科学基金（41272150）、国家科技重大专项（2011ZX05005）资助项目。

doi：10.3969／j.issn.2095-1132.2016.01.004

文献标识码：B

文章编号：2095-1132（2016）01-0012-04