川东南志留系小河坝组致密砂岩孔隙类型及成因

2021-08-08张文凯施泽进田亚铭胡修权李文杰

岩性油气藏 2021年4期

张文凯，施泽进，田亚铭，王勇，胡修权，李文杰

（1.成都理工大学能源学院，成都 610059；2.成都理工大学“油气藏地质及开发工程”国家重点实验室，成都 610059；3.成都理工大学地球科学学院，成都 610059）

0 引言

海相致密碎屑岩油气勘探已有近百年历史，致密砂岩油气作为其重要的组成部分持续受到业界的关注［1-3］。全球海相致密砂岩油气资源丰富，据资料显示［4］，全球勘探2.6 万个油气田中，海相砂岩油气田有1.2 万个。从探明储量看，全球2.6 万个油气田的总探明储量中油田约为3 100 亿t、气田约为260 万亿m3，其中海相砂岩油气分别为1 582 亿t和103 万亿m3，分别占全球总探明储量的51%和40%，进一步稳固了海相致密砂岩油气资源的重要地位。

四川盆地东南部下志留统小河坝组沉积了一套典型的海相致密砂岩，纵向上夹持于上覆韩家店组厚层泥岩与下伏龙马溪组炭质泥页岩之间，形成了良好的生储盖组合［5］。目前，钻遇小河坝组的多口探井中发现了油气显示和工业气流（太13 井日产气19 万m3、五科1 井日产气1.09 万m3，表明研究区小河坝组具有良好的勘探潜力。早前四川盆地志留系海相砂岩钻探程度较低，资料主要来源于野外露头和盆内少量钻井，研究集中在盆地沉积物源分析［6］、储层成岩作用类型［7-8］、储层孔隙结构表征［9］及油气成藏条件分析等方面［10］，对优质储层微观孔隙类型及其形成机理研究鲜有提及，制约了对该套储层的认知及勘探进程。笔者在前期研究的基础上，利用铸体薄片、阴极发光、电子探针、扫描电镜及高压压汞等技术手段，研究了川东南地区志留系小河坝组海相致密砂岩储层孔隙特征，并对孔隙发育的影响因素进行了探讨，以期为川东南地区小河坝组致密砂岩储层的认识奠定基础。

1 地质背景

四川盆地早古生代地层广泛发育，野外露头可见层系包括寒武系、奥陶系、志留系及局部可见泥盆系，其中志留系受加里东运动影响，上志留统多被剥蚀，仅保留了下志留统龙马溪组、小河坝组和中志留统韩家店组［11］。本次研究的区域［图1（a）］位于四川盆地东部边缘，分布范围为东经106°30′～109°30′，北纬27°30′～30°30′。其构造位置为扬子板块中南部、黔中隆起北缘及川中隆起以西的上扬子前陆盆地中部区域，区内构造复杂，齐岳山断裂带穿插而过［12-13］。目标层位小河坝组岩性总体上可划分为上下2 段，下段以灰绿色中至厚层状粉砂岩为主，上段以黄绿色泥岩夹细砂—粉砂岩条带为主，可见波状层理、交错层理及平行层理等沉积构造［图1（b）］。

图1 川东南地区小河坝组构造位置（a）及双流坝剖面综合柱状图（b）（据文献［14］修改）Fig.1 Structural location of Xiaoheba Formation in southeastern Sichuan Basin（a）and stratigraphic column of Shuangliuba section（b）

2 储层基本特征

根据野外地质调查及室内薄片与扫描电镜观察结果（图2，图3），川东南地区小河坝组砂岩碎屑颗粒总体较细，以细砂—粉砂岩为主，分选中等，磨圆度为次棱角状，多为线接触式胶结［图2（a）—（d）］。储层主要岩石类型为长石石英砂岩，岩屑石英砂岩次之，石英砂岩发育最少［图2（a）—（c），图3］。砂岩填隙物种类多样、非均质性强，包括自生石英、方解石、绿泥石、伊利石、伊/蒙混层及泥质杂基等［图2（d）—（h）］。填隙物体积分数约为22.5%，其中泥质杂基占9.5%、方解石占5.2%、自生石英占3.0%、伊/蒙混层占1.9%、伊利石占1.6%、绿泥石占1.3%。

图2 川东南地区小河坝组致密砂岩显微照片（a）长石石英砂岩，双流坝剖面，铸体薄片，正交偏光；（b）岩屑石英砂岩，小河剖面，铸体薄片，正交偏光；（c）石英砂岩，三泉剖面，铸体薄片，正交偏光；（d）方解石胶结，筲箕滩剖面，铸体薄片单偏光；（e）粒状石英集合体，双流坝剖面，扫描电镜；（f）伊/蒙混层，冷水溪剖面，扫描电镜；（g）片丝状伊利石，小河剖面，扫描电镜；（h）片状绿泥石，莦箕滩剖面Fig.2 Photomicrographs of tight sandstone of Xiaoheba Formation in southeastern Sichuan Basin

图3 川东南地区小河坝组致密砂岩岩石类型Ⅰ.石英砂岩；Ⅱ.长石石英砂岩；Ⅲ.岩屑石英砂岩；Ⅳ.长石砂岩；Ⅴ.岩屑石英砂岩；Ⅵ.长石岩屑砂岩；Ⅶ.岩屑砂岩Fig.3 Rock types of tight sandstone of Xiaoheba Formation in southeastern Sichuan Basin

储集物性分析（图4）表明，孔隙度分布范围为0.6%～17.3%，平均值为3.1%，其中孔隙度小于10%的样品占比超过85%；渗透率分布范围为0.003～9.100 mD，平均值为0.18 mD，其中小于0.10 mD 的样品占比超过75%，属于典型的低孔—低渗致密储层（孔隙度小于10%，渗透率小于0.10 mD）。根据前期四川盆地上三叠统须家河组致密砂岩储层的研究案例［15-16］，结合本次研究区储层物性特征，定义该区有效储层孔隙度下限为2%、渗透率为0.01 mD，而相对优质储层的孔隙度大于4%。根据这一标准，研究区有效储层主要分布在双流坝—冷水溪—莦箕滩一带，相对优质储层主要分布在双流坝和冷水溪区域，其平均孔隙度均超过4.8%，平均渗透率接近0.45 mD。

图4 川东南地区小河坝组致密砂岩孔隙度和渗透率分布直方图Fig.4 Histogram of porosity and permeability of tight sandstone of Xiaoheba Formation in southeastern Sichuan Basin

3 储层孔隙特征

3.1 孔隙类型

铸体薄片与扫描电镜揭示川东南地区小河坝组砂岩发育5 种孔隙类型：粒间孔、粒内溶孔、基质孔、晶间孔及微裂缝。

（1）粒间孔，包括2 种类型：①残余原生粒间孔［图5（a）］，是粒间原生孔隙在埋藏压实后残余的空间，后期又被黏土杂基和次生石英部分充填。研究区残余粒间孔形态多呈矩形、三角形，发育数量少，但孔径较大（40～120 μm），对储集物性有一定的贡献。②粒间溶孔［图5（b）］，是碎屑颗粒间方解石胶结物、泥质杂基等被选择性溶蚀后形成的，伴随碎屑颗粒边缘被溶蚀，形成扩大孔（50～120 μm），此类孔隙在研究区较为发育，很好的改善了储集物性。

图5 川东南地区小河坝组致密砂岩储层典型孔隙特征（a）粒间残余原生孔，小河剖面，扫描电镜；（b）粒间溶孔，双流坝剖面，铸体薄片，单偏光；（c）长石沿解理溶蚀形成槽状微孔，双流坝剖面，扫描电镜；（d）长石颗粒被溶蚀形成铸模孔，双流坝剖面，扫描电镜；（e）石英颗粒边缘溶蚀形成港湾状粒内溶孔，回龙场剖面，扫描电镜；（f）杂基选择性溶蚀形成基质孔，浩口剖面，扫描电镜；（g）片状绿泥石晶间角形微孔，箕溪剖面，扫描电镜；（h）伊/蒙混层内蜂窝状微孔，回龙场剖面，扫描电镜；（i）顺层发育的微裂缝，冷水溪剖面，铸体薄片，单偏光Fig.5 Typical pore characteristics of tight sandstone reservoirs of Xiaoheba Formation in southeastern Sichuan Basin

（2）粒内溶孔［图5（b）—（e）］，主要发育在长石和石英颗粒中，长石沿解理面发生溶蚀，形成网状和槽状孔［图5（c）］，随溶蚀作用加强，长石颗粒整体被溶，且保留原有轮廓，形成铸模孔（30～50 μm）［图5（d）］；石英沿颗粒边缘溶蚀，形成不规则港湾状孔隙，溶蚀部分孔径仅有几微米［图5（e）］。

（3）基质孔［图5（f）］，是黏土杂基被选择性溶蚀形成的，孔隙形态各异，孔径相差悬殊，大小为几百纳米至数十微米。研究区砂岩杂基含量普遍较高，杂基溶孔较为发育，但孔隙微小且独立，对储层渗透率贡献不大。

（4）晶间孔［图5（g）—（h）］，主要分布在伊利石、伊蒙混层、碳酸盐胶结物及自生石英晶体间的空间。受晶体形态影响，晶间孔多呈定向排列的顺层微缝、角形微孔及蜂窝状孔隙。晶间孔在研究区普遍发育，但孔隙喉道狭小，连通性较差，对储层渗透率贡献较小。

（5）微裂缝［图5（i）］，主要为一些顺层展布的微裂缝，缝隙宽为几百纳米至几微米不等，对储层渗透率有一定的改善作用。

3.2 孔隙结构

对80 件样品压汞曲线形态和孔隙结构参数进行统计分析，可将研究区孔隙结构划分为3 类（图6、表1）：Ⅰ类，较高孔渗—低排驱压力—中喉道型；Ⅱ类，中孔渗—中排驱压力—细喉道型；Ⅲ类，低孔渗—高排驱压力—微喉道型。其中，前2 类在研究区主要出现在三角洲水下分流河道边缘和砂坝边缘砂体，出现频率超过50%，砂体黏土杂基含量较高，这为黏土杂基保持性孔隙提供物质基础；第3类在研究区通常出现在水下分流河道、河口坝内部砂体中，出现频率接近40%，此类砂体硅质胶结明显，砂岩纯度相对较高。

图6 川东南地区小河坝组致密砂岩储层典型毛管压力曲线Fig.6 Typical capillary pressure curves of tight sandstone reservoirs of Xiaoheba Formation in southeastern Sichuan Basin

表1 川东南地区小河坝组致密砂岩孔隙结构类型Table 1 Pore structure types of tight sandstone of Xiaoheba Formation in southeastern Sichuan Basin

4 孔隙成因分析

储层微观孔隙发育情况受多种因素影响，既取决于先天沉积环境，也受控于固结成岩过程中次生改造作用［17］。大量铸体薄片、扫描电镜观察及岩石地化分析表明，川东南地区小河坝组砂岩孔隙发育的3 个利好条件为沉积相带分异、生烃强度分布及长石溶蚀作用。

4.1 沉积微相对孔隙的影响

根据岩性剖面和薄片观测结果，川东南地区属于三角洲前缘亚相，主要发育3种沉积微相：分流间湾、水下分流河道和远砂坝微相，其中远砂坝微相水动力条件相对较弱，沉积的砂岩黏土杂基含量较高（平均值大于15%），以泥质粉砂岩为主，如双流坝剖面和冷水溪剖面，在纵向上远砂坝砂体与分流间湾泥岩呈不等厚互层结构出现［图7（a）］，厚层泥岩的存在保护了薄层砂岩骨架中的流体被挤压而过早地排出，在砂体中形成欠压实的超压环境，有效地保存了原生粒间孔隙和黏土矿物晶间孔隙，为晚期的溶蚀作用发生提供了渗流通道，因此物性相对较好，平均孔隙度可达3.5%，平均渗透率为0.26 mD（图8）；而水下分流河道主要沉积大套厚层砂体［图7（b）］，如黄草场剖面和三泉剖面，砂岩成分成熟度较高，粒度相对较粗，沉积、成岩初期砂体中保留较多原生孔隙，利于地质流体运移，形成了近似开放的动力系统，砂体内地层压力（p）等于静水压力，然而地质流体源源不断的从浅层携带钙离子进入深层，受逐渐升高的地温影响，在深部沉淀为钙质胶结，从而在成岩早期发生致密化，成岩中晚期厚层致密砂岩中缺乏先天优势通道，酸性流体难以进入砂岩层内，无法对其进行大规模的次生改造，最终导致砂岩物性整体较差，平均孔隙度为2.35%，平均渗透率不到0.1 mD（图8）。相对于前2 种微相，分流间湾主要沉积粉砂质泥，沉积物粒度过细，平均孔隙度不到2%，平均渗透率仅为0.05 mD，不具备形成储层的潜在条件（图8）。

图7 川东南地区小河坝组次生孔隙发育模式Fig.7 Development model of secondary pores of Xiaoheba Formation in southeastern Sichuan Basin

图8 川东南地区小河坝组不同沉积微相孔隙度（a）和渗透率（b）分布直方图Fig.8 Histogram of porosity（a）and permeability（b）of different sedimentary microfacies of Xiaoheba Formation in southeastern Sichuan Basin

4.2 生烃强度对孔隙影响

川东南志留系形成于连续而快速的沉积环境，未经历明显的表生溶蚀过程，砂岩中次生孔隙主要形成于成岩中晚期的埋藏环境［18］。在埋藏条件下，有机质热演化产生的有机酸为溶蚀作用的发生提供了流体介质［19］。目标层小河坝组主力烃源岩层为下伏的龙马溪组，而龙马溪组泥页岩在整个四川盆地内发育2 个生烃中心［20-21］，分别位于永川—泸州一带和彭水—石柱地区［图9（a）］。20 世纪80 年代，有学者研究认为烃源岩热演化过程中排出的大量有机酸，对其毗邻储层中次生孔隙的形成与保存有重要作用［19，22］。研究区各剖面样品物性数据分析和储层微观孔隙观测结果，印证了上述观点。在靠近生烃中心的双流坝和冷水溪剖面，物性相对较好，平均孔隙度分别为5.23%和5.02%（表2），主要发育大量的次生溶孔，且孔隙主要分布在微裂缝附近，孔、缝中充填残余沥青［图9（b）—（d）］；而远离生烃中心的三泉、小河、溶溪及长岗剖面，物性整体较差，平均孔隙度都小于3.0%（表2），在其砂岩中同样可见微裂缝发育，但次生孔隙发育程度明显减弱，孔隙中几乎见不到残余沥青［图9（e）—（g）］。综上可知，研究区储集空间发育情况受烃源岩分布及热演化程度影响，龙马溪烃源岩热演化初期产生大量的有机酸，有助于上覆小河坝砂岩中不稳定组分溶蚀，且后续烃类流体充注，对溶蚀的次生孔隙又起到了间接地保护作用。

表2 川东南地区小河坝组致密砂岩储层物性统计数据Table 2 Statistical data of tight sandstone reservoir properties of Xiaoheba Formation in southeastern Sichuan Basin

图9 川东南地区龙马溪组烃源岩分布与小河坝组砂岩溶蚀关系（a）四川盆地龙马溪组优质页岩分布图（据文献［22］修改）；（b）溶蚀裂缝充填沥青，双流坝剖面，铸体薄片，单偏光；（c）次生溶孔充填残余沥青，冷水溪剖面，铸体薄片，单偏光；（d）粒间溶孔充填沥青，黄草场剖面，铸体薄片，单偏光；（e）致密砂岩中微裂缝发育，未见残余沥青，三泉剖面，铸体薄片，单偏光；（f）长石石英砂岩，未见溶蚀孔隙和残余沥青，小河剖面，铸体薄片，单偏光；（g）与（f）同一视域，长石石英砂岩，正交偏光Fig.9 Relationship between source rock distribution of Longmaxi Formation and sandstone dissolution of Xiaoheba Formation in southeastern Sichuan Basin

4.3 长石溶蚀对孔隙的影响

根据薄片鉴定资料，川东南地区砂岩以长石石英砂岩为主［参见图3，图10（a）］，为后期长石溶蚀提供了充足的物质基础。在阴极发光条件下，钾长石呈亮蓝色光、钠长石呈蓝色光，且同一视域下亮蓝色光区明显多于蓝色光区［图10（b）］。电子探针分析表明［图10（d）—（f），表3］，大部分目标矿物中SiO2，Al2O3，K2O，Na2O，CaO，FeO，SO3，MgO 以及BaO 等的平均质量分数分别为64.47%，18.14%，16.1%，0.61%，0.28%，0.20%，0.07%，0.07%，0.06%，属于典型的钾长石组构。除此以外，在个别目标矿物中，Na2O 的质量分数为11.23%，K2O 的质量分数为1.12%，符合钠长石组分特征。综合阴极发光和电子探针分析结果，研究区长石以钾长石为主，钠长石含量较少。扫描电镜下，长石颗粒沿解理部分溶蚀形成骨架结构［图10（c）］，部分颗粒溶蚀程度较高，形成铸模孔，由此产生的次生溶孔中可见沥青残余［图10（a）］。孔隙类型统计分析表明，双流坝剖面储集空间以长石粒内溶孔为主［图11（a）］，且长石含量与孔隙度有良好的正相关关系［图11（b）］。因此，长石溶蚀对研究区次生孔隙形成有较大的贡献，弄清长石溶蚀机制对研究区孔隙成因分析有重要意义。

图10 川东南地区小河坝组碎屑颗粒溶蚀特征（a）长石颗粒部分溶解，溶孔充填残余沥青，双流坝剖面，铸体薄片，单偏光；（b）与a 同一视域，长石发蓝色光，阴极发光；（c）长石溶解残余骨架，双流坝剖面，扫描电镜；（d）电子探针测试点显微照片，冷水溪剖面；（e）电子探针测试点显微照片，黄草场剖面；（f）电子探针测试点显微照片，双流坝剖面Fig.10 Dissolution features of clastic grains of Xiaoheba Formation in southeastern Sichuan Basin

图11 川东南地区双流坝剖面砂岩孔隙度与长石溶蚀关系Fig.11 Relationship between porosity and feldspar dissolution of Shuangliuba section in southeastern Sichuan Basin

表3 川东南地区小河坝组溶蚀残余矿物电子探针分析结果Table 3 Electron microprobe analysis of dissolved residual minerals of Xiaoheba Formation in southeastern Sichuan Basin

已有研究成果表明［23］，长石溶蚀过程中钙长石具有相对较低的吉布斯自由能，且环境温度越低越有利于钙长石溶解。因此，在沉积成岩初期钙长石较容易发生溶蚀，其溶蚀形成的次生孔隙在经历后续埋藏成岩过程中很难被保存下来，当钙长石骨架被溶蚀，可能导致储层进一步压实而致密化；相对的，钾长石溶蚀则具有较高的吉布斯自由能，且随着环境温度的升高，吉布斯自由能逐渐下降，说明钾长石在埋藏初期地层温度较低的情况下很难发生溶蚀作用。因此，钾长石相对其他长石具有较高的稳定性，可使其在沉积成岩初期很好的保存下来，为晚期埋藏溶蚀作用的发生提供了物质基础。

下伏龙马溪组烃源岩在早泥盆世进入生油门限，在晚二叠世至晚三叠世进入生油高峰，在其生排烃过程中产生的有机酸性流体沿着加里东运动、广西运动、印支运动等多期构造活动产生的裂缝进入上覆小河坝组砂岩中，为钾长石溶蚀提供了有利的酸性环境［24-25］。该阶段小河坝组埋深接近6 000 m，古地温接近180 ℃［26］，较高的地层温度也促使钾长石溶解反应进行。在深埋藏条件下，环境温度高于140 ℃时，高岭石向伊利石转化，同时消耗钾长石溶蚀产生的K+。从水岩反应离子平衡角度可看出，深埋藏条件下，钾长石的溶解驱动高岭石向伊利石转化，而高岭石的伊利石化又反促钾长石溶解，这种互驱反应的不断进行为长石次生溶孔的形成提供了理论依据。小河坝组黏土矿物分析结果表明，研究区黏土矿物主要为伊/蒙混层和伊利石，几乎见不到高岭石，进一步印证了上述长石溶蚀机理。因此，钾长石的溶蚀对川东南小河坝组致密砂岩次生孔隙的形成具有重大意义。