玛西斜坡区百口泉组二段储层特征及物性控制因素

2022-09-30尹鹤苏静牛伟王爱霞于景维张晓童文光宇周昊楠

科学技术与工程 2022年23期

尹鹤，苏静，牛伟，王爱霞，于景维，张晓童，文光宇，周昊楠

(1.新疆油田勘探开发研究院，克拉玛依 834000； 2.中国石油大学(北京)克拉玛依校区石油学院，克拉玛依 834000)

20世纪80年代，新疆油田针对准噶尔盆地西北缘玛湖凹陷百口泉组(T1b)砂砾岩开展油气勘探工作。经过几十年的努力，百口泉组的地质认识逐渐加深，在玛湖西斜坡已发现多个整装储量区，形成百里油区。前人认为百口泉组主要为浅水扇三角洲沉积[1-2]，发育重力流、牵引流双重流体机制下形成的多个岩相类型[3-4]，其中扇三角洲前缘水下分流河道砂砾岩储层为该区优质储层[5]。结合多种分析手段，前人认为百口泉组底部的百一段(T1b1)广泛发育扇三角洲前缘水下分流河道沉积[6-8]，储集岩性以填隙物含量较低的细砾岩和中小砾岩为主[9]，有利于原始孔隙的保存[8]，同时后期在含烃类流体作用下易形成次生孔隙发育带[10-11]，储层内部孔隙结构相对较好[11]，含油饱和度较高，为最重要的勘探层系[12]。

近年来随着勘探程度的逐渐加深，部署于玛湖西斜坡内多口钻井(AH4、AH13以及MX1井等)在百口泉组中部百二段(T1b2)获得工业油流，T1b2显示出较大的油气勘探潜力，成为重要的勘探接替层系。储层相关研究是油气进一步勘探开发的关键[13-14]，储层特征的分析为后期储层的分类和评价奠定基础，储层物性控制因素的研究为优质储层的寻找提供重要指导[15]。目前，针对T1b2储层特征及物性控制因素的研究相对较少，未能将储层特征同储层控制因素之间建立有效桥梁，对生产实践的指导有限。靳军等[10]利用多种测试分析手段研究成岩作用对研究区T1b储集性能的影响，明确成岩作用是T1b优质储层形成的关键，从成岩角度预测T1b1与T1b2有利储层的发育范围；然而T1b1与T1b2沉积环境存在较大差异，成岩作用对于不同沉积环境背景下储层的储集性能影响程度未能定量细化，同时除成岩作用外，优质储层的影响因素还有哪些等问题未能说明，难以直接进行实践。针对上述问题，现利用岩心观察、相关岩石薄片分析(普通、荧光以及铸体)、扫描电镜、物性以及试油等资料，对T1b2储层岩石学特征、储集物性、孔隙结构以及储集空间进行详细分析，揭示有利储层控制因素，丰富砂砾岩储层勘探开发理论体系，为研究区深化T1b2油气勘探提供指导，具有一定理论和现实意义。

1 区域地质概况

玛西斜坡区位于准噶尔盆地玛湖凹陷西部，面积约2 300 km2，整体为东南倾斜坡带(图1)。受西北缘逆冲断裂带影响，区内断裂大面积分布[11-13]，造成区域构造背景复杂，背斜及鼻状构造。局部发育，同时断裂的发育为有利于油气疏导，为油气大面积成藏奠定基础[16]。

受海西构造运动影响，T1b超覆于西边隆起之上，由于山前沉积幅度较大，斜坡至凹陷区碎屑沉积厚度巨大，广泛发育冲积扇-扇三角洲近源快速堆积的粗碎屑沉积体系。研究区T1b位于黄羊泉扇内部，埋深在2 800 m以下，厚度最大约为200 m，自下而上划分为T1b1、T1b2和T1b3，其中T1b2厚度为45～65 m，平均52 m。T1b2发育扇三角洲平原和前缘沉积，垂向上底部发育褐色及杂色砂砾岩，上部发育灰色及灰白色砂砾岩与泥岩(图1)，东北方向底部砂砾岩厚度逐渐增加，西南方向上部砂砾岩厚度逐渐增加。

2 储层特征

2.1 岩石学特征

对研究区内5口重点井岩心以及120余张薄片进行详细观察，发现T1b2垂向上岩相差异明显，因此储层特征将会分成底部和上部砂砾岩进行描述。

GR为自然伽马，DEN为岩性密度，RT为深电阻率图1 研究区区域位置图及百口泉组二段柱状图(据文献[5]修改)Fig.1 Study regional location and column-map of second member in Baikouquan Formation(modified acorrding Ref.[5])

2.1.1 底部砂砾岩

T1b2底部发育扇三角洲平原沉积环境，整体表现为大套褐色及杂色砂砾岩[图2(a)、图2(b)]，具体包括砂质和泥质细砾岩、砂质和泥质小中砾岩以及大中砾岩、粉砂岩以及泥岩等多种岩石类型。结合前人建立的玛湖地区岩性划分标准[2]，发现储集岩性主要为砂质细砾岩和砂质小中砾岩，少部分为泥质细砾岩。从碎屑成分来看，储集岩中石英相对体积分数平均占7.4%，长石的相对体积分数平均占5.1%，岩屑的相对体积分数平均占87.5%。填隙物的体积分数普遍不超过8%，极少数样品超过14%，杂基多为泥和粉细砂，胶结物以方解石为主，可见少量沸石以及硅质。储集岩石内砾石体积分数平均超过72%，且成分多样，包括凝灰岩、花岗岩、霏细岩、板岩以及泥岩等类型，以花岗岩为主，其次为凝灰岩。砾石颗粒多以线-凹凸接触为主，支撑类型为颗粒支撑。分选较差，粒径分布于2～26 mm。磨圆较差，以棱角-次棱角为主。储集岩整体成分和结构成熟度较低[图2(a)、图2(b)]。

2.1.2 上部砂砾岩

T1b2上部主要发育扇三角洲前缘沉积环境，表现为灰色砂砾岩与泥岩互层，砂砾岩整体厚度较大。具体包括砂质细砾岩、砂质小中砾岩以及大中砾岩、粗砂岩、细砂岩、粉砂岩以及泥岩等多种岩石类型[图2(c)、图2(d)]，储集岩性主要为砂质细砾岩和粗砂岩。从碎屑成分来看，储集岩中石英相对体积分数平均占10.83%，长石的相对体积分数平均占5.3%，岩屑的相对体积分数平均占83.83%。填隙物的体积分数不超过5%，杂基多为粉细砂，胶结物以方解石为主，部分可见黏土矿物、沸石以及硅质胶结。储集岩石内砾石体积分数平均超过68%，且成分多样，以凝灰岩为主，其次为泥岩和花岗岩。砾石颗粒多以线接触为主，支撑类型为颗粒支撑。分选相对底部砂砾岩较好，粒径分布于2～10 mm。磨圆也相对较好，以次棱角-次圆状为主。储集岩整体成分和结构成熟度相对于底部砂砾岩较好[图2(c)、图2(d)]。

2.2 储集特征

2.2.1 物性特征

储层物性对于储层储集性能好坏和产能高低具有重要的影响[17-18]，前人研究表明，T1b储层物性同含油性密切相关[5]。利用研究区目的层300余个物性数据点进行分析，发现T1b2孔隙度范围分布于0.9%～21.8%，平均为7.62%；渗透率范围分布于0.01～126 mD，平均为1.17 mD[图2(e)、图2(f)]。根据碎屑岩储层分类标准，T1b2储层整体属于特低孔特低渗类型。根据上述不同岩性分段，发现T1b2底部砂砾岩储层孔隙度分布于0.9%～12.67%，平均为5.68%，渗透率分布于0.01～92 mD，平均为0.62 mD，储层主要表现为典型特低孔超低渗类型；T1b2上部砂砾岩储层孔隙度分布于3.6%～21.8%，平均为9.21%，渗透率分布于0.23～126 mD，平均为1.78 mD，储层主要表现为特低孔特低渗类型，上部砂砾岩储层物性明显好于底部砂砾岩储层。

2.2.2 孔隙结构特征

储层的孔隙结构为储层特征研究的关键内容之一，控制储层孔隙度及渗透率的高低，其好坏普遍通过压汞曲线和实验数据进行表征[19-20]。通过观察3口重点井的压汞曲线图，结合上述不同沉积环境内岩性分段，发现T1b2底部砂砾岩储层压汞曲线中间平台不长，排驱压力较高，进汞饱和度较低，反映喉道较细；上部砂砾岩储层压汞曲线中间平台相对较长，排驱压力相对较低，进汞饱和度较高，反映喉道相对较粗[图2(g)]。整理压汞实验数据，发现底部砂砾岩储层排驱压力平均为0.99 MPa，最大孔喉半径为4.64 μm，分选系数为2.16，变异系数平均值为0.2；上部砂砾岩储层排驱压力平均为0.46 MPa，最大孔喉半径为10.89 μm，分选系数为1.82，变异系数平均值为0.16，反映上部砂砾岩储层喉道较粗，孔隙分布较为均匀，孔隙大小变化程度相对较小，非均质性相对较弱。

图2 研究区T1b2储层岩石学及物性特征Fig.2 Lithology and physical property characters in reservoirs of T1b2 in the study area

2.2.3 储集空间特征

前人认为T1b储层的储集空间包括剩余粒间孔、次生溶孔以及微裂缝三大类[3-5]。剩余粒间孔整体形态较为规则，未出现溶蚀痕迹[图3(a)、图3(b)]。大部分剩余粒间孔未见充填物，少部分剩余粒间孔外围存在胶结物，同孔隙存在明显界线。次生溶孔包括粒间和粒内溶孔，研究区储层主要为粒内溶孔，少量为粒间溶孔。粒内溶孔主要表现为长石、碎屑颗粒以及胶结物的溶蚀[图3(b)]，粒间溶孔主要表现为碎屑颗粒以及胶结物的溶蚀[图3(c)]。微裂缝的形成包括岩性成因和构造成因[21-23]。研究区断裂发育，目的层微裂缝主要为构造成因，在岩心中部分表现为高角度，镜下可看到往往切穿砾石[图3(d)]。

在沉积及成岩多种作用影响下，T1b2底部和上部砂砾岩储层内储集空间存在差异。底部砂砾岩储层内储集空间类型多数为粒内溶孔和剩余粒间孔，粒间溶孔和微裂缝很少发育；上部砂砾岩储层储集空间以剩余粒间孔为主，粒内溶孔和粒间溶孔普遍可见，微裂缝较发育。

3 储层物性控制因素

研究区储层物性对含油性有关键影响，掌握储层物性控制因素对明确有利储层的发育范围十分有利[24-26]。在前人的研究基础上[5-8]，结合多种实验分析手段，对目的储层物性控制因素进行详细分析。

3.1 沉积作用

3.1.1 物源

物源控制储层形成的物质基础，直接影响储层储集性能[24]。研究区物源主要为黄羊泉扇西北方向[13]，受多期构造运动影响，区内经历多次火山活动，导致砂砾岩中以花岗岩、凝灰岩为代表的火成岩组分比例最大。花岗岩本身较为坚硬，常作为砾石存在于砂砾岩中，在成岩早期可减缓压实作用对物性的破坏，后期在酸性成岩环境中，黑云母、长石等易溶组分为溶蚀作用的发育提供物质基础；凝灰岩较于花岗岩硬度较小，在较大埋深条件下多表现塑性状态，成岩早期不利于原生孔隙保存，但凝灰组分易发生溶蚀。整体来看，研究区物源为目的储层物性改善起到一定积极作用。

图3 研究区T1b2储层储集空间特征Fig.3 Reserve space in reservoirs of T1b2 in the study area

3.1.2 沉积微相

沉积微相的类型受控于不同水动力环境，水动力环境的变化会造成相应微相内沉积组构(指颗粒大小、碎屑组分、填隙物体积分数)发生较大差异。研究区T1b2发育扇三角洲平原和前缘亚相，包括泥石流沉积、河道充填沉积以及水下分流河道微相[6]。

T1b2底部发育扇三角洲平原的泥石流沉积和河道充填沉积微相，以河道充填沉积微相为主。纵向上多个河道砂体叠置，但河道稳定性较差，常被泥石流沉积破坏，因此T1b2底部砂砾岩中颗粒的分选和磨圆很差，同时泥质含量相对较高，受压实作用影响较大，不利于成岩早期原生孔隙的保存，孔隙结构较复杂，物性整体较差(孔隙度为6.6%，渗透率为0.32 mD)，油气多为无显示(图4)；T1b2上部发育扇三角洲前缘的水下分流河道微相，反映湖平面逐渐上升，河道相对稳定，受波浪以及潮汐作用的改造，砂砾岩储层内颗粒的分选和磨圆明显较好，泥质含量较低，在一定程度上减缓压实作用对储层物性的影响，有利于原生孔隙的保存，孔隙结构复杂程度较低，物性相对较好(孔隙度为11.2%，渗透率为4.68 mD)，油气显示相对较好(日产油10.49 t，含油面积85.44 km2)(图4)。

GR为自然伽马；SP为自然电位；CALI为井径；RT为深电阻率；R1为浅电阻率；RXO为冲洗带电阻率； DEN为岩性密度；AC为声波时差；CNL为中子孔隙度图4 不同沉积微相岩心综合柱状图(AH13井)Fig.4 Core comprehensive histogram in different sedimentary facies(Well AH13)

3.2 成岩作用

3.2.1 压实作用

研究区T1b2埋深2 800 m以下，压实作用对于储层物性破坏极大，为导致储层致密的关键因素。通过薄片观察，发现压实作用较强的表现包括碎屑颗粒间接触关系普遍为线接触，部分可见凹凸接触，镜下基本看不到原生孔隙；塑性岩屑以及矿物弯曲变形[图5(a)]；石英等脆性矿物在岩石过程中发生破裂[图5(b)]。

由于沉积组构的差异，T1b2底部和上部砂砾岩储层中压实强度存在不同。T1b2底部砂砾岩储层具有颗粒分选和磨圆较差、泥质含量高的特点，储层物性受到压实作用破坏程度相较于T1b2上部砂砾岩储层更大。结合前人针对压实强度造成孔隙度损失的计算公式[27-28]，T1b2底部砂砾岩储层由压实作用造成孔隙度损失平均达到86%，上部砂砾岩储层由压实作用造成孔隙度损失平均为72%。

3.2.2 胶结作用

通过大量薄片观察，T1b2储层胶结物类型丰富，主要包括以下三类。

(1)方解石胶结。通过大量薄片观察，发现方解石在镜下主要以孔隙充填的形式存在，部分可见连晶状[图5(c)、图5(d)]。方解石胶结物的成因包括火山物质的水解、黏土矿物之间的转化以及长石的钠长石化[29-31]。利用样品衍射分析数据，发现方解石的含量同火山物质以及黏土矿物之间存在一定联系[图5(e)]，方解石和凝灰质含量呈负相关，同伊蒙混层呈一定的共生关系[图5(f)]，但是和长石含量没有明显关系，在扫描电镜下很难看到斜长石的钠长石化，但可看到浊沸石与方解石存在，认为成岩后期方解石交代浊沸石。因此，认为区内方解石的形成主要同火山物质的水解以及黏土矿物的转化有关，部分与浊沸石被交代相关[32]。

(2)黏土矿物胶结。研究区内T1b2储层黏土矿物类型较多，以伊蒙混层为主[图5(g)]，为蒙脱石向伊利石和绿泥石转化的中间矿物，常呈蜂窝状附着于颗粒表面，形成的包膜可在一定程度上抵消压实作用的影响[33]。除伊蒙混层外，绿泥石也以颗粒包膜的形式存在[图5(h)]，虽然砂砾岩储层中富含大量铁镁矿物(火山岩岩屑、黑云母等)，为绿泥石的形成奠定基础[34]，但绿泥石整体含量很低，侧面反映出砂砾岩原始渗流能力较弱的特点。

图5 研究区T1b2储层成岩作用特征Fig.5 Diagenesis characters in reservoirs of T1b2 in the study area

(3)沸石胶结。沸石胶结物类型主要为浊沸石[图5(i)]，其成因同黏土矿物的转化有关[32]。浊沸石的分布在不同沉积环境中存在差异，由于扇三角洲平原中，分流河道虽然水动力较强，但同泥石流沉积混杂，造成底部砂砾岩受压实作用影响较大，孔隙连通性相对较差，不易形成大量浊沸石胶结；扇三角洲前缘水下分流河道砂砾岩原生孔隙保存相对较好，孔隙连通性相对较好，容易形成浊沸石，为后期溶蚀作用提供物质基础。T1b2底部砂砾岩储层浊沸石含量低于上部砂砾岩。

(4)硅质胶结。硅质胶结物主要表现为石英次生加大[图5(j)]，硅质胶结往往同浊沸石胶结物共生，认为是由于浊沸石在成岩后期被方解石交代为硅质胶结物的形成提供SiO2。由于杂基以及“假杂基”充填粒间孔，砂砾岩储层渗透能力较弱，不利于石英次生加大的形成，因此石英次生加大多见于T1b2上部砂砾岩储层，含量不超过2%。

结合前人针对胶结强度造成孔隙度损失的计算公式[27-28]，T1b2底部砂砾岩储层由胶结作用造成孔隙度损失平均为4%，上部砂砾岩储层由胶结作用造成孔隙度损失平均为9%。

3.2.3 溶蚀作用

经历较强的压实和胶结作用，孔隙类型中原生孔隙几乎被破坏殆尽，溶蚀作用直接控制次生孔隙的发育，对于低孔低渗储层物性的改造意义重大。溶蚀作用的广泛发育受控于流体和易溶物质(火山碎屑、长石以及胶结物)。通过薄片观察，发现存在骨架颗粒(长石和岩屑)溶蚀以及胶结物(方解石和浊沸石)溶蚀[图5(k)、图5(l)]，判断溶蚀环境为酸性溶蚀。次生溶孔的成因认为有机质成熟后形成的酸性流体通过微裂缝以及相对高渗通道[35]，对骨架颗粒和胶结物进行溶蚀。由于沉积组构影响，T1b2底部砂砾岩储层溶蚀作用造成孔隙度增加0.89%，上部砂砾岩储层溶蚀作用造成孔隙度增加2.65%。

3.3 构造作用

构造作用从宏观以及微观上对储层物性存在一定程度的影响。

多期次的构造运动对于研究区古地貌的形成具有控制作用，而古地貌的形成对于沉积物的分布起着重要的影响。研究区经历多个构造活动影响，形成西北高东南低的地貌特征，高差较大，有利于冲积扇-扇三角洲沉积体系的发育，砾砂泥混杂，不利于原生孔隙的保存，造成储层普遍原始物性较低。研究区古地貌沟槽处一般为主河道发育位置(图6)，受古河道影响，砂体厚度较大，分选相对较好，同一沉积环境内砂体物性较好，推测为优质储层的发育位置。研究区AH13井、AH014井钻于沟槽位置，在目的层试油结果均为油层。同时西南部发育扇三角洲前缘沉积环境，也有利于优质储层形成。

前人的研究表明区内受多期构造活动以及快速沉积的影响存在异常高压[36]，异常高压的存在在成岩早期可减缓压实作用对于孔隙的损害，在成岩中后期不利于流体活动，阻碍胶结物对储层物性的进一步破坏。

多期构造运动造成区内断裂十分发育，受控西部扎伊尔山挤压推覆作用，本区继承性发育北东向、北西向两组断裂，其中北西向断裂为山体向盆地差异推进而产生的走滑断裂，北东向断裂为与克-乌大断裂伴生的近平行断裂，而断裂发育有利于区内储层形成较大范围的微裂缝。由于上部砂砾岩储层中石英碎屑成分较高，泥质含量较低，同时颗粒的磨圆较好，相对底部砂砾岩更容易产生微裂缝[图5(a)、图5(b)]。微裂缝的形成有利于溶蚀作用的广泛发育，进而进一步改善储层物性。