浅水三角洲分流河道砂体内部结构及其对气水分布的影响<br/>——以四川盆地中江气田沙溪庙组为例

浅水三角洲分流河道砂体内部结构及其对气水分布的影响
——以四川盆地中江气田沙溪庙组为例

2022-02-18段新国王勇飞刘成川

成都理工大学学报(自然科学版) 2022年1期

衡勇, 段新国, 王勇飞, 高伟, 刘成川

(1.中国石化西南油气分公司勘探开发研究院，成都 610041；2.中国石化西南油气分公司博士后工作站，成都 610041；3.油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)，成都 610059)

四川盆地中江气田中侏罗统沙溪庙组(J2s)河道砂岩气藏具有河道窄、厚度薄、非均质性强和气水分布复杂等特点，自2013年大规模开发以来，已累计产气几十亿立方米，但采收率仅为30%左右，仍具有较大的开发潜力，开发难度较大。前人针对沙溪庙组河道砂岩气藏做了大量研究，主要集中在成藏[1]、河道刻画[2-3]、沉积和储层特征[4-5]等方面。特别是在河道刻画方面，采用地震波形分类技术、体分频像素成像技术和多河道分期剥离及三维空间刻画等关键技术对河道进行了识别和划分[2]。但受地震纵向分辨率影响，利用地震资料无法对河道内部结构进行研究，而同一河道不同部位产能差异大，气、水分布复杂，基于地震解释的河道砂体展布预测已无法满足气藏中后期生产开发的需求，迫切需要对河道砂体内部结构进行解剖。

砂体内部结构是控制剩余油气分布、优化水平井参数和提高油气采收率的关键因素[6]。砂体构型是指砂体构成单元的几何形态、大小、方向及其相互关系[7]，国内外学者针对不同沉积体系砂体构型开展了大量研究，并建立了相应的构型模式[8-12]；但构型模式建立后的应用研究相对较少，且中江气田沙溪庙组前期关于河道的研究主要依靠地震分析，针对河道砂体内部结构的研究相对较少，已有的构型研究无法解释河道内部岩性(物性)封堵成因。本文在前人研究的基础上，利用露头观察、岩心、测井和地震等资料，开展浅水三角洲分流河道砂体构型分析，建立构型模式，分析不同类型河道内部气水分布特征，可为同类型气藏剩余气分布规律研究、水平井参数优化和高效开发提供依据。

1 地质背景

早侏罗世-中侏罗世早期，四川盆地由前陆盆地演变为拗陷盆地，形成了大面积的湖泊沉积；中侏罗世中晚期，受盆地北部秦岭造山带和大巴山推覆带强烈隆起影响，盆地内部沉积环境由湖泊沉积演变为河流、三角洲和湖泊沉积[13]。中江气田所在的川西拗陷东坡地区为背斜构造，西部发育多条烃源断层(图1-A)。沙溪庙组沉积时期，区内气候干旱，地形相对平缓，为浅水三角洲沉积环境，以浅水三角洲平原、内前缘为主[14]，发育(水下)分流主河道、次河道、泛滥平原、河口坝、席状砂等沉积微相。受沉积时期水体浅、地形平缓、构造相对稳定、湖盆萎缩等因素影响，发育的浅水三角洲为以延伸距离较远的分流河道和水下分流河道为主(图1-B)，河口坝相对不发育[5,15]。

2 河道精细刻画

沙溪庙组分流河道宽度较窄，井网多以线性井网为主[16]，侧向控制程度较低。该类井网无法对河道的侧向特征进行研究；而地震资料具有较高横向分辨率，能够较好地刻画河道砂体的平面展布特征，井震结合能够更好地对河道砂体进行刻画。

2.1 地震属性分析

中江气田沙溪庙组河道砂具有“低阻抗、强波谷-强波峰”的特征[17]。对于非叠置河道，利用常规三维地震解释，在地震层位拾取基础上，沿层位开时窗提取振幅和波阻抗等属性，能够清晰地刻画河道[2]。中江气田沙溪庙组大部分河道弯曲度较低，且河道较窄，宽度在300～600 m(图2-A、B)；部分砂组河道弯曲度较大，宽度可达3.5 km(图2-C)。河道砂体的振幅和波阻抗差异明显，能在一定程度上揭示河道砂内部的非均质性，振幅响应越强，砂体物性越好。

对于叠置且无实钻井的河道，通过时频域频变能量融合技术和三维可视化子体追踪技术的联合使用，可实现同一相位内叠置河道期次识别与划分[2]。以J2s11小层为例，首先针对河道开展大时窗分频频变能量融合，确定不同河道的宏观展布和走向(图3-A)；其次针对不同河道实施种子点控制和自动追踪成像，采用不同颜色表示不同期次河道(图3-B)，可进一步认识河道的发育期次。J2s11小层同一复合相位内可识别并划分为4期河道。

图3 中江气田J2s11砂组河道砂分期刻画Fig.3 Stage characterization of channel sand in J2s11 of Zhongjiang Gas Field (据刘兴艳等[2]，略有修改)(A)频变能量融合; (B)分河道子体追踪; (C)地震剖面

2.2 井间对比

测井资料的纵向分辨率较高，有实钻井时，可利用测井资料识别泥质隔夹层或钙质隔夹层，在垂向上划分单期河道。其中泥质隔夹层是一期河道结束到下一期河道沉积开始之间的细粒沉积，自然伽马测井曲线回返明显；钙质层是单期河道发育结束后处于浅水蒸发环境形成，测井曲线上表现为高伽马、低声波时差特征。侧向上则可通过河道砂体厚度差、高程差、废弃河道识别单河道边界。井间对比分析表明(图4)，中江气田沙溪庙组发育的河道弯度较低，河道叠置程度相对较弱，以孤立式为主，见少量叠加式和切割式，单河道宽度主要在300～600 m。

3 浅水三角洲分流河道内部构型分析

河道刻画表明中江地区沙溪庙期发育大量弯度较低的窄河道，部分窄河道既不是典型的高弯度曲流河，又与顺直型水下分流河道的垂向沉积特征不符。本次研究拟对分流河道内部结构进行分析，探讨河道内部物性封堵的成因。

3.1 野外露头及现代沉积分析

现代沉积和野外露头观察是构型研究的主要方法之一，现代沉积对于分析古代沉积具有指导意义，而露头观察能够直观地与地下储层进行对比[18]。川西地区露头观察可见曲流河沉积的二元结构，河道中下段为河道滞留沉积和边滩沉积，发育板状交错层理，岩性以中、细粒砂岩为主；河道上段以泥质沉积为主。边滩由3～5期侧积体组成，侧积体厚度在3～7 m，侧积层夹角在5°～15°，厚度在0.3～2 m(图5)。研究区沙溪庙组为曲流河入湖的浅水三角洲沉积。

图4 中江气田沙溪庙组河道砂体剖面展布特征Fig.4 Profile distribution characteristics of channel sand body of Shaximiao Formation in Zhongjiang Gas Field

对曲流河入湖的现代浅水三角洲分析表明(图6-A)，该类三角洲主要发育曲流型分流河道和顺直型水下分流河道。曲流型分流河道主要发育于三角洲平原上部，与曲流河沉积类似，以侧积为主，存在着频繁的侧向和前向迁移，易形成大规模宽带状复合河道砂体。沿入湖方向，河道弯度降低，逐渐演变为低弯度分流河道和顺直河道。低弯度分流河道主要发育于三角洲平原下部和枯水期的三角洲内前缘，其沉积模式与低弯度曲流河类似，发育河道和边滩，但规模较小(图6-B)；而顺直河道主要发育于三角洲前缘。

3.2 分流河道内部结构分析

3.2.1 曲流型分流河道

曲流型分流河道沉积过程和模式与曲流河沉积类似[19]，弯曲度较高，以侧积为主，发育废弃河道和边滩构型单元，边滩为强振幅，颜色主要为黄色，泥岩或粉砂质泥岩以灰色为主(图7)。废弃河道底部为河道砂岩沉积，上部被泥质或纯泥岩等细粒沉积充填，测井曲线上底部自然电位和自然伽马曲线呈指状、箱形或钟形；顶部自然电位和自然伽马为近泥岩基线的小型锯齿状或直线状(图7-B)。废弃河道相物性较差，常形成岩性-物性遮挡条带，其振幅异常响应较弱。边滩相岩性主要为中砂岩或者细砂岩，物性较好，垂向多呈均质韵律，测井曲线上表现为钟形、箱形或钟形-箱型复合型，振幅响应较强。边滩内部由3～5期侧积体和侧积层构成(图7-C)，侧积体以中细粒砂岩为主，平面上呈新月状，剖面上呈楔状。侧积层主要为有机质淤泥等细粒沉积物，厚度在2～4 m，产状多呈斜插的泥质楔子，平面上呈弧形条带状，其顶部倾角较大，底部倾角较小，测井曲线上表现为自然伽马呈小幅回返。

图5 玉成桥—太平镇—三岔湖的野外露头照片Fig.5 Photographs showing outcrops at Yuchengqiao-Taipingzhen-Sanchahu

图6 鄱阳湖的现代浅水三角洲沉积和低弯度曲流河沉积Fig.6 Shallow water delta deposits in Poyang Lake and low sinuosity meandering river deposits

图7 曲流型分流河道内部结构Fig.7 Internal structure of meandering distributary channels

3.2.2 低弯度分流河道

沿河流入湖方向，坡度降低，流速降低，沉积物减少，可容纳空间/沉积速率比值增大，河流侧积能力减弱，河道由曲流型分流河道演变为低弯度分流河道。低弯度分流河道的沉积模式与曲流型分流河道类似，但规模较小，多为单河道沉积[6]，具有河道砂体宽度小、河道内部侧积体发育少、侧积层保存完整的特征(图8)。井震结合分析表明，中江气田沙溪庙组低弯度分流河道极为发育，呈窄条带状分布，宽度在0.3～1 km，由废弃河道和规模较小的边滩组成，边滩振幅响应强，平面上呈新月状，边滩宽度在0.2～0.8 km，长度在1～5 km，由1～2期侧积体构成，侧积体厚度在4～10 m，物性较好。以X304井为例，测井解释平均孔隙度为11.3%，渗透率为0.28×10-3μm2，物性较好。废弃河道岩石颗粒较细，物性较差，地震异常响应较弱，如Z31井钻遇的废弃河道测井解释泥质含量(质量分数)高达36%，平均孔隙度为4.3%，平均渗透率为0.012×10-3μm2，物性较差，(废弃)河道的分隔使得小边滩呈“香肠式”分布(图6-B、图8)。对边滩规模统计表明，低弯度分流河道边滩宽度和长度呈良好的正相关关系，与现代沉积的低弯度曲流河具有相似特征[20](图9)。

图8 低弯度分流河道内部结构Fig.8 Internal structure analysis of low sinuosity distributary channel

图9 低弯度河道边滩长度-宽度图(曲率<1.15)Fig.9 Diagram showing length and width of riverside bank with low curvature

3.2.3 顺直型分流河道

水下分流河道是三角洲平原河道的水下延伸部分，与河流沉积相似，但河道弯度较小，以顺直型河道为主，河道宽度窄，在200～400 m。水下分流河道由前积层和前积体构型要素组成，前积层是在较弱水动力条件下沉积的泥质薄层，前积体是强水动力条件下沉积的砂岩构型单元，其构型模式可分为退积型、加积型和进积型[10]。受湖平面升降影响，研究区3种类型均较为发育，但受沉积时期坡度较缓、水体较浅等因素影响，退积、进积型前积体和前积层的倾角较小，多平行于河道顶面(图10)，剖面上多表现为垂向加积的特点。部分水动力条件较弱的河道前积层保存较好，河道内部水平夹层较为发育(图10)；水动力条件较强的分流河道，前积层沉积后被冲刷破坏，河道内部夹层不发育(图11)。

3.3 沙溪庙组浅水三角洲河道构型模式

前人研究、现代沉积、野外露头和井震结合分析表明，中江气田沙溪庙组为曲流河入湖的河控浅水三角洲沉积体系，发育曲流型分流河道、低弯度分流河道、顺直型水下分流河道。曲流型分流河道以侧积为主，发育废弃河道和边滩构型单元，边滩规模较大，由3～5期侧积体组成。沿入湖方向，河道的可容纳空间/沉积速率比值增大，河流侧积能力减弱，分流河道逐渐演变为低弯度河道和顺直型河道。低弯度河道发育废弃河道和小型边滩，边滩规模较小，由1～2期侧积体组成。顺直型河道以垂积为主，水动力条件强的顺直河道，前积层被冲刷侵蚀，夹层不发育；水动力条件较弱的顺直型河道，整体物性较差，且前积层保存条件好，夹层发育(图12)。

4 分流河道内部结构对气水分布的影响

中江气田沙溪庙组气藏为深源浅聚、断砂疏导的次生气藏[8]，断层在成藏有利期是油气运移的通道，而在其后的调整期又是油气散失的通道。生烃高峰期在10～100 Ma B.P.(中白垩世，燕山晚幕-喜马拉雅期)，天然气自须家河组沿断层自下而上运移至侏罗系，再沿总体致密且非均质性较强的河道砂体侧向运移聚集[20]。喜马拉雅期的构造调整运动使得研究区西部断裂带整体抬升，近断层处裂缝发育，天然气散失，河道砂体基本含水；远离断层处，受河道内部结构差异的影响，不同类型河道天然气的散失和保存情况存在差异。

4.1 曲流型分流河道内部气水分布

曲流型分流河道主要发育于J2s14小层，其边滩与断层相接，边滩砂体物性好，天然气充注程度高；废弃河道砂体物性较差，可形成环状的岩性-物性遮挡条带。边滩由5期侧积体组成，①、②和③号侧积体西部高东部低，且高部位与断层相接，侧积体内部天然气沿侧积体向高部位聚集并通过断层散失，因此含气性差，测试以产水为主；钻遇①号和②号侧积体的X2井测试产气 1 600 m3/d，产水15.98 m3/d；钻遇②和③号侧积体的X4井测试产气 4 600 m3/d，产水69.5 m3/d。受侧积层封隔影响，④和⑤号侧积体与断层之间连通性差，天然气保存条件较好，含气性较好，钻遇④、⑤号侧积体的X5井(直井)和X6井测试产气分别为 8 700 m3/d和 82 100 m3/d，不产水(图13)。

图10 夹层发育的顺直型分流河道内部结构Fig.10 Internal structure of straight distributary channel with interlayer

图11 夹层被冲刷破坏的顺直型分流河道Fig.11 Straight distributary channel with interlayer destroyed by scouring

图12 中江气田沙溪庙组分流河道构型模式图Fig.12 Pattern of distributary channel configuration of Shaximiao Formation in Zhongjiang Gas Field

4.2 低弯度河道内部气水分布特征

低弯度分流河道内部由(废弃)河道和小规模的边滩构成，中江气田沙溪庙组储层致密化时间大概在早白垩世晚期，主要成藏期在白垩纪。在主要成藏期，河道砂岩尚未完全致密化[21]，天然气自须家河组经断层垂向运移至沙溪庙组后，经裂缝、废弃河道底部砂岩和边滩砂岩运移充注。边滩砂岩物性好，充注程度高，含气性好；废弃河道砂岩物性较差，充注程度低，含气性相对较差。晚白垩世晚期以后，烃源岩大规模排烃终止，河道砂岩中无酸性热液进入，成岩环境逐渐转变为偏碱性的封闭环境，碳酸盐胶结物得以沉淀，储层更加致密，进一步致密化的废弃河道沉积形成岩性(物性)封堵。喜马拉雅期为气藏调整时期，近断层处，裂缝发育，天然气散失，河道砂岩内部多为气水同层，如X304井测试产气 3 700 m3/d，产水8.64 m3/d；远离断层处，受废弃河道和成岩作用影响，河道内部砂岩物性封堵发育，且天然气的浮力远低于天然气充注时期的源储剩余压力差，天然气无法克服物性封堵的毛细管压力而发生运移，因此，小边滩砂体内部和河道低部位天然气保存较好，气藏整体呈“香肠式”分布(图14)。

图13 中江气田曲流型分流河道内部气水分布特征Fig.13 Gas-water distribution characteristics of meandering distributary channels in Zhongjiang Gas Field

图14 低弯度分流河道气水剖面特征Fig.14 Characteristics of gas-water profile in low sinuosity distributary channel

4.3 顺直型河道内部气水分布特征

顺直型水下分流河道以垂向加积为主，河道内部主要发育水平夹层，该类夹层无法在河道内部形成有效的岩性(物性)封堵，除个别河道部分区域受成岩作用影响物性封堵发育外，顺河道方向砂体连通性较好，非均质性较弱。受天然气充注时期储层未完全致密化影响，岩性(物性)封堵不发育的顺直型河道中，天然气易向高部位运移聚集，河道砂体内部气水分布呈上气下水的分布模式。构造高部位以气层位主，构造低部位则主要为气水同层或水层。近断层处，天然气向高部位断层发育区运移散失；但受河道坡度小且砂岩致密影响，天然气逸散的浮力无法克服微细孔喉的毛管压力，相对大孔喉或裂缝发育区域的天然气发生逸散，因此，顺直型河道近断层区域总体表现为气水同产(图15)。