电成像测井在莺琼盆地大型重力流储集体勘探中的应用

2017-04-24何小胡王亚辉焦详燕何卫军董贵能

测井技术 2017年3期

何小胡, 王亚辉, 焦详燕, 何卫军, 董贵能

(中海石油(中国)有限公司湛江分公司, 广东湛江 524057)

0 引言

成像测井技术目前主要应用于裂缝识别和特殊储层识别[1-2],其次应用于地应力分析[3](钻井诱导缝的识别)和井旁构造[4](如判别断层和识别不整合面)的研究,而对于沉积微相精细描述[5-7]和储层评价方面[8]的相关研究相对较少。近些年,斯伦贝谢公司已经将电成像与核磁共振成像测井资料结合,成功应用在复杂古生界砂岩储层评价研究,这也充分证实电成像测井资料在储层评价方面的巨大潜力。成像测井技术在牵引流沉积方面的应用相对较多[6],应用效果较好,且已经在勘探实践过程中取得非常好的经济效益,然而在海相重力流储集体的沉积相及储层评价方面应用较少。自2010年以来,围绕着莺歌海盆地东方区黄流组大型海底扇和琼东南盆地陵水×中央峡谷水道领域,钻探了20多口探井,研究发现大型重力流储集体分布面积广,储层厚度大,纵向沉积期次多,横向变化快,沉积微相丰富,而海上钻井少,取心成本高,因此,往往难以进行精细的沉积微相解释、落实物源方向并预测优质储层分布。通过大量文献调研发现,通过高分辨率电成像测井资料可以较好解决精细的沉积微相解释以及物源方向分析难题:①采用已知到未知的基本原理,利用岩心刻度成像图像,利用刻度后的成像图像识别和建立精度更高的岩性剖面[7-8],通过岩性的精细解释和微观沉积构造的识别,指出不同沉积微相的判别特征,进而指出优质储集微相的分布;②具有定向性是成像测井优势,通过交错层理的拾取确定古水流向的基本方法[9-10]已经得到广泛的应用,而研究区发现有底流改造的迹象,通过电成像测井资料连续解释,找到内波内潮汐的直接证据,这些层理还具有指示古水流向的意义,因此,用来判别重力流沉积古水流向[11]。

针对当前制约莺琼盆地大型重力流储集体勘探中的疑难问题,本文充分借助电成像测井技术,开展了针对性研究。发现,通过电成像测井资料的应用,不仅可以解决以上问题,还可以识别受底流改造过的优质甜点储层沉积特征,并达到预测优质甜点储层的分布的目的。莺琼盆地天然气勘探中的应用实践表明,在大型重力流储集体的勘探过程中,应用成像测井技术可以达到提高沉积学研究的精度和降本增效的作用。

1 区域背景

莺歌海盆地和琼东南盆地合称莺琼盆地,是目前中国南海海域重要的油气探区和产区之一[12-13]。莺歌海盆地呈NNW向展布,属红河断裂带在南海海域的延伸部位[14];琼东南盆地呈NE向展布,西部与莺歌海盆地接壤,东北部与珠江口盆地为邻。始新世时期在莺琼盆地发育多个相互独立的断陷湖盆,盆地自下而上依次发育了始新统、渐新统崖城组和陵水组,中新统三亚组、梅山组和黄流组,上新统莺歌海组以及第四系乐东组地层。两盆地在新近系时期不仅在古地貌上紧密相连,且海平面升降一致、陆源碎屑注入相互影响、构造活动彼此联动,因此,从莺琼盆地这一宏观角度上分析该地区的优质储层分布与油气分布规律[15]。

2 岩心刻度及岩性识别

电成像测井资料具有多解性。研究采用已知到未知的基本原理,利用岩心或井壁取心刻度电成像测井图像。如钻井取心上观察到的典型沉积构造:平行层理(见图1),岩心代表高能的细砂岩中可见1组平行的交错层理,电成像图像可观察到1组明暗条纹组成的交错层理,交错层理倾角近0°,二者一致性较强;块状层理(见图2),岩心为灰白色块状细砂岩,仅纵向上见到颜色深浅变化,未见交错层理和泥质条带,电成像动、静态图像上均未见到明暗相间条纹形成的交错层理,也未见生物扰动痕迹,块状均质为主,偶见暗色条带。研究区电成像测井资料与岩心具有较高的一致性,电成像测井资料井眼覆盖率较高,图像清晰,通过电成像测井资料较好地识别岩性以及沉积构造。

由于录井资料岩性精度相对较低,特别是对于薄层的识别和中细砂岩区分已经无法满足沉积微相精细研究的需求,研究区的岩性识别主要结合了岩心、井壁取心、常规录井、粒度分析结果、电阻率成像测井和常规测井资料。

图1 A井FMI图像与岩心照片对照图图2 B井FMI图像与岩心照片对照图

图3 莺琼盆地重力流常见砂岩储层电成像测井图像特征

研究主要针对储层段砂岩,整体来看较纯的砂岩很少,大多数砂岩均含有一定的泥质成分,且泥质成分以条带状、纹层状、团块状或者块状(生物扰动)等多形式产出。在此基础上将识别出的岩性分为4大类。①细砂岩:常规测井自然伽马范围60～70 API,中子密度负向分开不到1格,密度小于2.3 g/cm3;岩心观察细砂岩质较纯,块状构造,无泥质含量;FMI动态图像上为明暗相间特征或块状特征[见图3(a)]。②粉细砂岩:FMI动态图像上为层状特征,明暗条纹之间角度较低,或者动态图像上可见不规则的断续的层理特征;岩心观察特征与细砂岩特征类似,偶见含少量断续的细脉分布[见图3(b)],薄片观察粒度分选性较好,有少量泥质含量,密度约2.35 g/cm3。③泥质细砂岩:动态图像上可见不明显层状特征;薄片观察粒度分选中等,岩心和薄片均表现为泥质含量较重,且岩心见泥质与砂质不均匀分布特征,密度小于2.45 g/cm3,FMI动态图像上可见明暗相间层状特征,单层相对较薄;岩心观察见砂泥互层形成的波状层理[见图3(c)]。④粉砂岩:图像颜色由暗黄色逐渐过渡为亮黄色,动态图像上可见明暗相间层状特征,单层相对较薄[见图3(d)];岩心观察见砂泥互层形成的波状层理,低角度交错层理,密度约2.4 g/cm3。

3 沉积构造识别及沉积微相特征

研究区的沉积构造并不是单一重力流或牵引流成因的沉积构造,而是多种沉积构造的组合。可见到不同成因类型的沉积构造,包括重力流成因、牵引流或底流成因的沉积构造。研究识别了冲刷面、鲍玛层序、包卷层理、递变层理、负载构造、球枕构造、泄水构造、漂浮砾、撕裂屑等典型沉积构造[16]。为了研究需要,将研究区的沉积构造分成7种。

图4 莺琼盆地重力流常见层理及典型构造电成像图像特征

(1) 冲刷面。一般为凹凸不平的界面,冲刷面以下的岩性较细且多以泥岩为主,其上的岩性一般较粗,多以含砾砂岩或粗、中砂岩为主,且底部重矿物富集。在重力流沉积中,砂岩之间的叠覆冲刷现象[见图4(a)]很明显,成像测井图像上冲刷面显示为一高低不平坦的界面,具体呈现形态有V字形界面、倒V字形界面、凹凸不平的界面、较平直的界面以及正弦曲线形状。

(2) 鲍玛序列。在深水重力流沉积(海底扇和浊积水道)中很发育。在成像图像上主要表现为底部一个侵蚀面,侵蚀面之上发育块状层理或递变层理(鲍玛序列A段),递变层理之上可见一些平行层理(鲍玛序列B段),层理面与层系界面互相平行,二者之间没有夹角[见图4(d)],在平行层理之上通常可见较多的变形层理和一些小型交错层理(鲍玛序列C段),通常顶部的细粒沉积往往会被下一期的沉积侵蚀,仅残留AB段,而呈现叠覆冲刷的特征[见图4(b)],这种不完整的鲍玛序列在图像中较常见,也是重力流沉积中最常见的沉积组合序列。在整个井段中往往可见1～2个完整鲍玛序列,而较常见的往往是多个非典型的鲍玛序列纵向叠加。

(3) 低角度交错层理。该种沉积构造主要发育在泥质细砂岩中,泥质和砂质形成频繁的互层。动态电阻率成像上表现为层状且断续的细纹理特征,岩心观察可见低角度交错层理,波状层理透镜状层理[见图4(g)]。

(4) 正递变层理。浅灰色细砂岩,岩心为正递变层理,底部为细砂岩为主,向上渐变为粉砂岩和泥质粉砂岩,可见大量漂浮泥屑。FMI动态图像上为块状特征,反映重力条件下的碎屑流沉积[见图4(b)]。

(5) 负载构造。它是覆盖在泥质岩之上的砂岩层顶面上的瘤状突起,是由于下伏含水塑性软泥承受了不均匀的负载,使上覆砂质物陷入下伏泥质物质中而产生的。在FMI图像上显示为高电阻率白色条带(砂岩)底面(与低电阻率黑色泥质物接触)的轻微突起,呈瘤状,数量有1个或几个,且不对称。火焰构造在成像图上显示为暗色泥岩呈舌形火焰状穿插到上覆的亮色砂层中[见图4(j)]。

(6) 包卷层理。它是在一个岩层内所发生的纹层盘回和扭曲现象,主要见于较薄层的粗粉砂岩层或细粉砂岩层中,可以是硅质的或碳酸盐岩质的。在FMI图像中,可明显看出纹层扭曲成圆形、半圆形、椭圆形或不规则的似有圆形的物征[见图4(e)和图4(i)]。

(7) 滑塌构造。在水下斜坡带上,未固结的沉积物在重力作用下,顺坡滑动而形成的变形构造。沉积物的顺坡滑动使沉积层内发生变形、揉皱,还常伴随小型断裂,甚至使岩石破碎,岩性混杂,呈角砾状外貌[见图4(f)]。FMI图像上,滑塌构造表现为横卧和倒转的特征,原生层理受到强烈揉皱、变形,甚至出现小型断裂也有呈现出岩石碎块及岩性混杂的特征[见图4(h)]。

通过对岩性和沉积构造的精细识别,结合测井曲线型态、地震相特征,研究区识别了砂质主水道、砂质分支水道、内波内潮汐改造水道、泥质主水道、水道朵叶复合体、席状砂、天然堤-溢岸、水道间等8种主要沉积微相类型,建立了8种沉积微相的识别图标。

图5 莺歌海盆地东方区×井砂质主水道成像解释图版

(1) 砂质主水道。岩性主要为细砂岩和极细砂岩;电成像特征为倾角杂乱、中到极高角度,或中到高角度红模式(见图5)。常见的沉积构造为块状构造、变形层理、鲍玛序列、漂浮泥砾、粒序层理以及底冲刷面;曲线形态通常为箱形,储层厚度一般为50～80 m;地震相特征为顶底中强振幅,内部弱振幅,连续性中,可见V字形或U字形下切。

(2) 砂质分支水道。岩性为细砂岩、粉细砂岩和含泥细砂岩。电成像特征为倾角微乱、中到高角度红模式。常见的沉积构造为块状构造、变形层理、漂浮泥砾、正旋回和反旋回。测井曲线形态一般为钟形或漏斗形。储层厚度一般为6～30 m;地震相特征为中强振幅、连续性中—差、小型V字形或U字形下切。

(3) 内波内潮汐改造水道。岩性为细砂岩和粉细砂岩。电成像保留重力流水道充填特征,中低角度红模式,部分可见局部倾角近180°相反,或呈羽状分布,中低角度,略有变化。沉积构造为组合层理,见少量低角度冲刷构造、块状构造、变形层理、复合层理、漂浮泥砾、底冲刷面。曲线型态为复合齿化钟形或箱形;储层厚度1～16 m;地震相特征为平行反射中强振幅,顶底中弱振幅,内部弱振幅。

(4) 泥质主水道。岩性泥岩或粉砂质泥岩。电成像特征为中低角度,不稳定或微乱分布(见图6)。沉积构造为滑塌变形、块状构造,底冲刷面,负载构造。小型变形层理曲线型态为微齿化箱形,高值;储层厚度7～40 m。地震相特征为中弱振幅,连续性中,明显的V字型下切,内部杂乱反射。

图6 莺歌海盆地东方区×井泥质主水道成像解释图版

图7 莺歌海盆地东方区×井砂质朵叶体成像解释图版

图8 莺歌海盆地东方区×井水道间成像解释图版

(5) 水道朵叶朵叶体。岩性为细砂岩与粉砂质泥岩互层、粉细砂岩块状叠合互层。电成像特征为中低角度,倾角模式多变(见图7)。沉积构造为块状层理与复合层理形成纵向多期序列曲线型态,微齿化箱形与漏斗形交替出现。储层厚度1～22 m;地震相特征为中强振幅,连续性中,丘状或透镜状反射。

(6) 席状砂。岩性为泥质粉砂岩。电成像特征为低角度蓝模式。沉积构造为复合层理和水平层理。储层厚度1.5～10 m。曲线形态为指状或齿状。地震相特征:中振幅,连续性好,平行或亚平行反射。

(7) 天然堤-溢岸。岩性泥质细砂岩、含泥细砂岩和泥质粉砂岩。电成像特征为低角度红模式或绿模式沉积构造,复合层理(波状和透镜状层理)。曲线形态为钟形。储层厚度1～10 m。地震相特征为中弱振幅,连续性中,平行或亚平行反射。

(8) 水道间。泥岩和粉砂质泥岩。电成像特征为中低角度,绿模式(见图8)。沉积构造为复合层理水平层理或块状构造,局部可能有变形。曲线形态多箱形。储层厚度0.5～30 m。地震相特征为弱振幅,连续性差,平行或亚平行。

4 优质储层的判别与预测

图9 莺歌海盆地东方区砂质主水道储层综合图版

利用成像测井资料进行储层分析,能够对地层进行长井段连续的观察和描述,获得丰富的岩性、层理、剖面旋回等重要的岩石结构和储层方面的指相标志,为优质储层的判别预测研究提供直接的依据。研究基于钻井电成像测井资料、取心、粒度薄片以及测试数据对研究区储层进行综合判别,并探讨底流对重力流砂体的改造作用[17-18]。

图10 莺歌海盆地东方区底流改造水道储层综合图版

底流改造作用。①电成像上图像上可看到交错层理发育,多为低角度的波状交错层理,局部可见红模式的高角度交错层理(见图9)。②岩心上可以观察到明显的牵引流沉积构造特征,主要表现在中小型交错层理、波状交错层理、脉状层理,以及丘形泥质条带,砂岩与顶部的泥岩突变接触,且其内部具有一定侵蚀和下切构造特征,局部发育悬浮沉积泥砾或泥质碎屑;且底流改造砂岩的有孔虫生物壳体多被破坏,而重力流砂岩的生物壳体大多保留完整。③从岩石成分、粒度特征上看,由于底流的改造作用,粒度曲线表现出明显牵引流特征,其跳跃组分明显增加,细砂岩中泥质含量减少,平均约为1.52%,粒度有所变大平均约为188 μm。④地震相特征为平行反射中强振幅,多位于一套砂岩顶部,分布面积较大;正常主水道特征为顶底中强振幅,内部弱振幅,连续性中,可见V字形或U字形下切(见图10)。⑤储层物性方面,底流改造砂岩孔隙度10%～20%,平均孔隙度17.3%;渗透率10～150 mD*非法定计量单位,1 mD=9.87×10-2 μm2,下同,平均渗透率51.80 mD,平均孔喉半径8.34 μm,而正常的砂质主水道沉积虽然厚度大,发育厚层块状砂岩,粒度也相对较粗,但是泥质含量往往较高,储层渗透率明显较低,孔隙度13%～26%,平均17.8%,渗透率0.1～10 mD,平均1.85 mD。综合区域演化特征可知研究区具备内波内潮汐底流发育的基本条件,在重力流砂体尚未固结之前,底流主要是对快速沉积的重力流厚砂体的顶部进行改造,将原始重力流砂体中的泥质等细粒组分带走,使其孔喉半径增大,渗透率增加,物性变好。

不同沉积微相储层物性排序:内波内潮汐改造的水道和朵叶>内波内潮汐水道和内波内潮汐朵叶>砂质碎屑流分支水道和朵叶。物性最好的储层(内波内潮汐水道和朵叶)一般分布于气组顶部。储层垂向非均质性:重力流沉积体系中朵叶<水道;内波内潮汐沉积体系中朵叶>水道。利用电成像测井资料进行长井段连续的观察和描述,从单井纵向识别出底流改造沉积,结合地震上横向追踪和识别,最终刻画出×1区以及×2区等优质储层的平面分布范围,为评价井以及后期开发井部署提供重要指导建议。