塔里木盆地顺南地区深层碳酸盐岩热液溶蚀及其油气勘探意义——以顺南蓬1井为例

韩 俊,董少峰,尤东华,张 胜,肖重阳,王英明

1.中国石化 西北油田分公司,乌鲁木齐 830011;2.西南石油大学 地球科学与技术学院,成都 610500;3.中国石化 石油勘探开发研究院 无锡石油地质研究所,江苏 无锡 214126;4.中地同创(武汉)能源科技有限公司,武汉 430000

大量研究表明,与构造—断裂活动相关的热流体对深埋碳酸盐岩优质储层发育具有积极的建设性作用,认为当深部热流体在沿断裂、裂缝进行垂向和/或侧向运移的过程中,往往会与围岩发生强烈的水—岩反应和物质交换,通常表现为对围岩(碳酸盐岩)的强烈溶蚀、交代、胶结和充填作用,从而改善碳酸盐岩的储集性能,有利于形成良好的油气储层[1-6]。但也有学者持反对意见,认为深层—超深层埋藏条件下热流体的溶蚀改造,不可能形成规模性的优质储层[7]。因此,热液流体活动对碳酸盐岩储层的改造是一复杂的动态平衡过程,需要辩证地看待。

随着勘探的深入、钻井技术和装备的不断提高,塔里木盆地顺托果勒地区中下奥陶统碳酸盐岩的油气勘探获得重大突破,18条主干走滑断裂带探明地质储量约17亿吨油当量[8]。走滑断裂带是最重要的油气富集区带,缝洞型储集体的形成与断裂活动及成岩流体的溶蚀改造密切相关[9-10]。目前,相关断控型储层的研究集中体现在利用各种地球物理手段刻画、解释缝洞体的规模,而对与断裂相关的成岩流体的性质、演化与溶蚀改造机制的研究还很少涉及。由于顺北地区目的层埋藏深、地震资料品质差、钻遇/钻穿白云岩的井(尤其是寒武系)稀少等原因,导致对深层—超深层白云岩储层成因、储层品质与分布规律的认识还非常薄弱,存在很大的不确定性,严重制约了油气的进一步勘探。

受钻井岩心资料的制约,本文以顺南蓬1井为例,通过详细的岩相学、地球化学和流体包裹体显微测温及CT扫描,分析顺南地区深层—超深层白云岩储层形成机理,探讨成岩流体的性质、演化,以期为寒武系超深层白云岩的油气勘探提供一些有益的参考。

1 区域地质背景

塔里木盆地是一大型多旋回叠合沉积盆地,历经多期次构造演化[11]。顺南地区位于塔里木盆地中部卡塔克隆起北斜坡,塔中I号断裂带下盘,横跨顺托果勒低隆起和古城墟隆起(图1a)。

图1 塔里木盆地顺南地区构造位置(a)及地层综合柱状图(b) 据李宗杰等[16],略有修改。

寒武纪,塔里木盆地处于弱伸展构造背景,整体表现为“东盆西台”的沉积格局[12]。该时期,顺南地区为稳定的浅海碳酸盐台地沉积,沉积了一套巨厚的台地相碳酸盐岩。早奥陶世,随着海平面的缓慢上升,沉积环境逐渐由局限台地向正常开阔台地转变[13-14]。中奥陶世末,由于盆地南侧的北昆仑洋向南部的中昆仑微陆块俯冲,库地洋关闭,导致塔里木陆块南缘由拉张背景转变为挤压背景,构造格局发生重大转变,塔中Ⅰ号断裂等边界断裂开始活动,卡塔克隆起整体抬升遭受强烈风化剥蚀[15-16]。顺南地区位于构造斜坡区,大部分地区暴露时间短,剥蚀程度弱,仅邻近塔中Ⅰ号断裂带附近存在暴露剥蚀[17]。与此同时,受东南侧阿尔金洋盆向北聚敛斜向挤压应力作用的影响,顺南地区发育多条北东向、北东东向压扭性走滑断裂。

晚奥陶世,随着北昆仑洋的最终关闭,盆地南缘处于持续收缩的挤压构造环境,卡塔克隆起南部发生强烈的冲断挤压持续隆升;塔中地区发生台盆分异,南北分别以南缘断裂和Ⅰ号断裂为界,卡塔克隆起演变为孤立的碳酸盐岩台地,顺南地区位于构造斜坡部位,稳定沉降,形成巨厚的盆地相复理石建造[15]。晚奥陶世末,随着大规模的海侵,海平面快速上升,碳酸盐岩台地开始淹没消亡,最终演变为混积陆棚[13-14]。该时期古昆仑洋和阿尔金洋构造域聚敛作用加强[18],顺南地区东南部强烈抬升,北东向走滑断裂继承性活动,以张扭性作用为主[16],古城墟隆起开始发育[17]。

顺南地区钻遇寒武系的井很少,所揭示的地层主要为上寒武统下丘里塔格组(-3ql),岩性以大套厚层块状白云岩为主;奥陶系发育齐全,从下至上为下统蓬莱坝组(O1p)、中—下统鹰山组(O1-2y)和中统一间房组(O2yj)、上统恰尔巴克组(O3q)和却尔却克组(O3qr)。其中蓬莱坝组与鹰山组下段以白云岩为主,蓬莱坝组为厚层块状白云岩,鹰山组下段为白云岩与灰岩互层;鹰山组上段和一间房组以颗粒含量较高的灰岩为主,恰尔巴克组发育斜坡相含泥灰岩和瘤状灰岩,却尔却克组则为混积陆棚相碎屑岩沉积(图1b)。

2 分析方法

在对顺南蓬1井取心段详细观察描述的基础上采集典型样品,磨制薄片进行显微岩相学观察和阴极发光分析,所使用的仪器分别为Leica DM4500P偏光显微镜和英国CITL公司生产的CL8200MK5型冷阴极发光仪。阴极发光分析的条件为真空度0.003 Pa,高压10～15 kV,束流300～500 μA。

碳氧同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所稳定同位素实验室进行。首先,利用牙钻钻取约200 μg不同类型白云石和方解石的粉末,并将其装入Kiel Ⅳ碳酸盐反应装置,与无水正磷酸分别在25 ℃下反应72 h和24 h,将生成的CO2气体纯化后送入GasBench与Delta V Plus同位素比值质谱仪联机分析系统自动测试,测试分析精度碳同位素值(δ13C)小于0.06‰,氧同位素值(δ18O)小于0.10‰(1 SD)。锶同位素测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。选取约40～50 mg的粉末样品置于Teflon闷罐中,利用2.5 N HCl溶解样品,使用传统的阳离子交换柱分离纯化锶元素[19-20]。87Sr/86Sr比值测定在Nu Plasma Ⅱ多接收等离子体质谱仪上进行,测试结果经标样NBS987(87Sr/86Sr=0.119 4)校正,单个元素测试分析误差(2σ)小于±0.000 020。

流体包裹体显微测温在西南石油大学地球科学与技术学院完成。所用仪器为Linkam THMSG600型冷热台,并经人工合成流体标样校正,均一温度(Th)和最后冰熔点温度(Tm)的测试精度分别为2.5 ℃和0.5 ℃;盐度通过最后冰熔点温度(Tm)换算获得,换算公式为w(NaCl)=1.78Tm-0.044 2Tm2+0.000 557Tm3[21]。

3 岩相学特征

岩心观察发现,顺南蓬1井蓬莱坝组岩性以浅灰、灰色纹层状、条带状白云岩为主(图2a-b),向上灰质含量逐渐增加,演变为白云质灰岩与灰质白云岩略等厚互层。岩石整体致密,缝洞不发育,仅可见少量溶蚀孔洞被方解石完全充填;发育多条高角度构造裂缝,被方解石完全充填(图2b)。

图2 塔里木盆地顺南地区蓬1井

寒武系下丘里塔格组岩性变化不大,为细晶白云岩。上部呈浅灰—灰白色,整体较致密,仅见少量针孔状溶孔(图2c);下部呈深灰色,溶蚀孔洞非常发育,呈蜂窝状分布(图2d),形态不规则,可孤立存在,也可沿裂缝发育;部分溶蚀孔洞孔径相对较大,可达厘米级,部分被棕褐色方解石或鞍形白云石完全充填(图2e)。

镜下观察发现,蓬莱坝组白云石晶体较小,以粉—细晶为主(约20～200 μm),自形程度好,相互之间呈线性接触(图3a);局部可见残留的原始结构,含少量粪球粒等颗粒(图3b);发育多期次高角度构造缝,裂缝宽窄不一,缝壁较为平直,与围岩的接触界线截然;早期的裂缝被块状和碎裂化方解石完全充填,晚期裂缝呈开启状态;阴极发光下白云石呈均匀的暗红色光,块状方解石不发光,碎裂化方解石发暗红色光(图3c)。

图3 塔里木盆地顺南地区蓬1井上寒武统—下奥陶统岩心微观特征

下丘里塔格组白云石晶体的粒径分布范围广,细—粗晶均可出现,以中粗晶为主(约50～500 μm),晶体表面较污浊,常具有雾心亮边结构,相互之间呈凹凸镶嵌状接触(图3d),孔隙相对较为发育。鞍形白云石晶体粗大(约500～800 μm),通常沿裂缝和孔洞边缘产出,从边缘向中央晶体逐渐增大,残留的孔隙往往被后期的方解石、石英和沥青半充填或完全充填(图3e)。正交偏光下具典型的波状消光特征,阴极发光下基质白云石发昏暗的红色光,鞍形白云石发光性略强,呈暗红—亮红色,方解石不发光(图3f)。

4 地球化学分析结果

4.1 碳氧同位素

顺南蓬1井宿主围岩的δ13C值变化较小,介于-1.44‰～-1.12‰之间;δ18O值分布范围较广,介于-12.58‰～-8.27‰之间(表1,图4a)。除一个样品的δ18O值明显偏负(-12.58‰)外,其余样品的碳氧同位素值基本落在晚寒武世—早中奥陶世原始海水的δ13C和δ18O值范围内[22-23]。不同深度的裂缝、孔洞充填型胶结物(方解石、鞍形白云石)的δ13C、δ18O值分异不明显,几乎完全重叠。但相对于宿主围岩,这些胶结物的δ13C、δ18O值明显变轻,分别为-2.53‰～-2.16‰(平均-2.32‰)和-14.03‰～-12.46‰(平均-13.26‰)(表1,图4a)。

表1 塔里木盆地顺南地区蓬1井各成岩矿物碳、氧、锶同位素测试分析结果

图4 塔里木盆地顺南地区蓬1井不同类型碳酸盐矿物碳—氧同位素(a)、氧—锶同位素(b)交会图

4.2 锶同位素

顺南蓬1井宿主围岩的87Sr/86Sr值介于0.709 0～0.709 4之间,平均0.709 1,与同时期原始海水的Sr同位素值完全重叠[23-24]。除一个鞍形白云石的87Sr/86Sr值明显偏高(0.709 5)外,所有的方解石胶结物的87Sr/86Sr值均介于0.709 1～0.709 2之间,也落在原始晚寒武世—早中奥陶世海水值范围内,没有放射性特征(表1,图4b)。

4.3 成岩流体温度

鞍形白云石和石英仅在下丘里塔格组中发育。其中,鞍形白云石所测的流体包裹体均一温度(Th)分布相对较为集中,介于160.8～197.8 ℃之间,平均180.2℃;最后冰熔点温度(Tm)介于-27.9～-10℃之间,平均为-20.5 ℃(表2,图5)。通过包裹体最后冰熔点的温度对成岩流体的盐度进行了估算,结果表明白云石化流体为超咸卤水,约为正常海水盐度的4～8倍,与世界其他地区的白云石化流体基本一致[25]。少数样品发育有明暗相间的环带,各环带包裹体测温结果显示出均一温度逐渐升高,而冰点温度没有变化的特征。

表2 塔里木盆地顺南地区蓬1井各成岩矿物流体包裹体显微测温结果

图5 塔里木盆地顺南地区蓬1井 各成岩矿物均一温度和盐度交会图

方解石的流体包裹体均一温度变化较宽,介于158.8～215.2 ℃之间,平均176.8 ℃,但主要集中分布在160～180 ℃(表2,图5);最后冰熔点温度也较宽,为-28.9～-18.3 ℃,平均-23.4 ℃,估算的成岩流体的盐度为23.2%～25.7%,比正常海水高4～6倍。

晚期石英的均一温度介于170.6～188.5 ℃之间,平均184.7 ℃;最后冰熔点温度相对较低,介于-16.7～-12.9 ℃之间,平均-14.3℃。通过包裹体最后冰熔点的温度对成岩流体的盐度进行了计算,结果表明成岩流体为超咸卤水,为正常海水盐度的5～6倍(表2,图5)。

5 讨论

5.1 成岩流体性质及演化

由岩相学观察可知,顺南蓬1井在埋深7 553.50～7 562.80 m段的蓬莱坝组碳酸盐岩中溶蚀孔洞较少,孔径微小,多以针孔状为主;而在埋深7 626.79～7 630.79 m的下丘里塔格组白云岩中发育大量的大孔径溶蚀孔洞(图2),孔隙的这种变化与孔隙随埋深增加而减少的传统观点(或事实)背道而驰,反映了这些溶蚀孔洞的形成不受埋藏深度的控制,应该是深部流体自下而上溶蚀改造的结果,而与大气淡水无关。如前所述,顺南地区位于卡塔克隆起北部构造斜坡区,长期处于稳定沉降,暴露时间短,仅邻近I号断裂带附近存在局部风化剥蚀[17]。而顺南蓬1井距离I号断裂带尚远(图1a),中奥陶世末的构造运动对其影响很小;此后,受北昆仑洋关闭的影响,更是沉积了巨厚的盆地相复理石建造[15],因此,基本可以排除大气淡水参与溶蚀形成这些蜂窝状孔洞的可能性。

顺南蓬1井方解石胶结物绝大多数具有与泥晶灰岩相似的δ13C值(图4a),说明这些方解石胶结物可能形成于与围岩具有相似δ13C值的成岩流体或方解石胶结物的碳同位素明显受到了宿主微晶灰岩的缓冲作用,成岩流体的改造并未造成δ13C值的明显变化,流体与宿主围岩发生了强烈的水—岩反应,吸收并继承了从灰岩中溶解出来的δ13C值,在沉淀过程中并没有有机来源或大气淡水的碳的混入[26]。而这些方解石的δ18O值则明显变轻,指示它们形成于更高的温度环境,受热的影响更加显著,可能为埋藏环境或热液成因。Sr同位素变化也体现了这些特点,绝大多数方解石胶结物的Sr同位素比值集中在0.709 0～0.709 2,完全落在原始海水的87Sr/86Sr值范围内,存在严重的重叠性,说明成岩流体明显继承了海水的87Sr/86Sr值,是对原始封存海源流体的改造和继承,这与前人[19-20]报道的一致。

从各种成岩矿物的包裹体分析数据来看,顺南蓬1井成岩流体的温度相对较高,通过流体包裹体最后冰熔点的温度对成岩流体的盐度进行了估算,结果表明成岩流体为超咸热卤水,比正常海水盐度高5～8倍,为典型的热液成因[25]。具体而言,鞍形白云石的形成温度分布相对较为集中,不同环带包体的显微温度具有明显的规律性变化特征,表现为从晶体核心到边缘,均一温度呈逐渐增加的趋势,而冰点温度基本没有变化。由此可见,白云石晶体在沿裂缝或孔洞边缘向中央生长的过程中,成岩流体的温度逐渐升高,盐度始终维持在相当高的程度。稍后的方解石往往以胶结物充填残余孔洞、裂缝的形式产出,包裹体均一温度指示当方解石沉淀时,流体的温度略有升高,盐度基本保持不变,这说明方解石也形成于热卤水的流体中。而到晚期石英沉淀时,温度、盐度又略微有所降低,说明从鞍形白云石胶结物沉淀开始,流体温度逐渐升高,至方解石沉淀时,流体温度达到最高,这一阶段流体的盐度基本没有变化;此后,随着热流体中物质含量、流体成分的变化,成岩流体逐渐演变为对石英过饱和,沉淀形成石英晶体,相应地,流体的温度和盐度均略有降低(图5)。

5.2 深层热流体溶蚀改造机制

由岩相学观察可知,鞍形白云石集中发育于下丘里塔格组白云岩地层中,且丰度不高,往往以孔洞衬边的形式产出(图3),这说明热流体自身的Mg2+含量并不高,否则断裂带周围的碳酸盐岩在热流体的作用下也会发生强烈的白云石化(或热液蚀变/重结晶)作用,沉淀形成大量的基质交代型和孔洞充填型鞍形白云石胶结物。因此,可以推测热流体中的Mg2+主要来源于溶解在地层水中的Mg2+[27],即热流体在沿断裂向上运移过程中,对断裂带周围的碳酸盐岩发生强烈的水—岩反应,溶蚀、交代碳酸盐岩形成大量的孔洞、裂缝,并与原始封存在碳酸盐沉积物孔隙中的地层卤水充分混合并发生物质交换和热平衡,从中萃取了一定数量的Mg2+和Ca2+,使得流体中的Mg2+浓度急剧增高,达到白云石过饱和状态,沉淀形成鞍形白云石胶结物。

顺南地区发育多条NE向、NEE向深大走滑断裂,这些断裂系统切穿了奥陶系—寒武系并向下延伸至更深的结晶基底(图1)。在这些深大断裂的周边还发育一系列斜交的次级断裂和大量不规则微细裂缝[28],这些断裂—裂缝系统的发育为深部热流体的自下而上的运移提供了可能。深部热流体通过这些切穿基底的深大走滑断裂及其衍生的、不同规模尺度的次级断裂不断充注汇聚,当热流体富集到一定程度时,由于地层超压,热流体势必会沿着这些断裂系统向上运移,在热流体上侵初期,由于周围地层温度较低,热流体与宿主围岩之间发生热传递平衡,使得沉淀形成的鞍形白云石的温度相对较低。随着热流体的持续涌入,沉淀形成的鞍形白云石温度逐渐升高,这从多环带鞍形白云石的均一温度即可得到证实(图5)。

当热流体在垂向运移过程中遭遇上覆岩性较为致密的碳酸盐岩地层时,由于这些深大断裂所承载的热流体本身的Mg2+含量并不高,不足以形成大量的鞍形白云石,因而只在局部孔洞或裂缝中零星分布。随着Mg2+的消耗殆尽,流体中的Ca2+/Mg2+比率得到极大提高,形成了有利于方解石沉淀的流体环境,在残余的孔洞、裂缝中沉淀形成方解石胶结物。这也是为什么所有鞍形白云石和方解石具有与原始宿主围岩相似的地球化学特征的根本原因(图4)。

5.3 热流体溶蚀的油气勘探意义

热流体在沿断裂系统向上运移过程中,会对碳酸盐岩造成一定的溶蚀,增加原始碳酸盐岩的孔隙度和连通性,形成优质储层[29]。这种与断裂活动相关的热液白云岩储层非常普遍,在全球多个沉积盆地中均有发现[30-35]。尽管众多学者[2,6,19-20,36]研究证实深部热流体溶蚀是塔里木盆地深层—超深层碳酸盐岩优质储集体形成的关键,然而,由于塔里木盆地碳酸盐岩时代老,埋藏深(普遍超过7 000 m),钻遇白云岩(尤其是寒武系)的钻井不多,针对热液白云岩储层的油气勘探没有获得实质性的战略突破,导致热流体改善碳酸盐岩储集性的认识并未得到人们的广泛认同。

顺南蓬1井的勘探实践为人们展现了热液改造型白云岩储层的典型实例。顺南蓬1井蓬莱坝组岩心整体致密,缝洞不发育,测井解释仅发现三层Ⅲ类储层;而下丘里塔格组白云岩发育大量针孔状与裂缝相关的溶蚀孔洞(图2),测井解释出现两段Ⅱ类储层和三段Ⅲ类储层,Ⅱ类裂缝—溶孔型白云岩储层的孔隙度更是高达6.6%～8.6%,渗透率为(0.12～0.39)×10-3μm2(表3),反映了热流体的溶蚀改造显著改善了白云岩的储集性能。全直径CT扫描揭示,热流体溶蚀改造形成的孔洞—裂缝型白云岩储层往往具有更好的孔隙度和渗透率,尤其在提高渗透率方面有显著作用,储集空间分布的非均质性强(图6)。

图6 塔里木盆地顺南地区蓬1井寒武系各类型白云岩储层全直径CT扫描储集空间发育特征 a-c为寒武系不同位置岩心CT扫描照片,不同颜色代表不同孔径。

塔里木盆地先前钻探的塔深1井在埋深超过8 400 m的深处仍发育有大量的无组构选择性的溶蚀孔洞,并伴有可流动性油,这种无组构选择性溶蚀孔洞的形成被认为是热液流体自下而上运移溶蚀的结果[37]。古城地区相继在多口钻井(如古城6井、古城8井和古城9井等)的白云岩储层中获得高产工业气流,这些优质白云岩储层的形成均与沿NNE向断裂运移的热液流体溶蚀改造密切相关[38-39]。顺南地区深层碳酸盐岩普遍发育“串珠”状异常反射体,尤其是在NE、NEE向深大断裂交会区最为发育,这些串珠状地震反射特征与裂缝—孔洞型储层有着良好的对应关系,很大可能为与断裂活动相关的热液流体(如白云石化流体、含硅热流体等)溶蚀形成的溶洞、溶孔[40-42]。这些勘探实践揭示,热液流体溶蚀改造碳酸盐岩储层可能远比之前想象的更加普遍,在塔里木盆地超深层碳酸盐岩地层中可能具有广泛性,在未来的油气勘探中应予以足够的重视。

6 结论

基于详细的宏微观岩相学、地球化学分析,认为顺南蓬1井上寒武统—下奥陶统发育的孔洞主要是由深部来源的热流体溶蚀形成,热流体自身的Mg2+、Ca2+含量较低,热流体在沿断裂或裂缝系统向上运移过程中,与断裂带周围的碳酸盐岩发生强烈的水—岩反应,萃取封存其中的海源性地层水的Mg2+等离子,沉淀形成以鞍形白云石为代表的热液白云岩的同时,溶蚀形成大量的非组构选择性孔洞缝,极大地改善了原始碳酸盐岩的储集性。这种与断裂相关的热液流体对碳酸盐岩储层性能的改造具有积极的、建设性意义,所形成的热液白云岩储层在塔里木盆地可能非常普遍,在未来深层—超深层领域的油气勘探中值得重点关注。

利益冲突声明/Conflict of Interests

所有作者声明不存在利益冲突。

All authors disclose no relevant conflict of interests.

作者贡献/Authors’ Contributions

韩俊参与岩心观察;韩俊完成实验设计;尤东华完成实验操作;董少峰和韩俊参与实验数据分析;肖重阳完成岩石薄片观察和图件绘制;韩俊、张胜、王英明参与论文写作和修改。所有作者均阅读并同意最终稿件的提交。

The core observation was completed by HAN Jun. The study was designed by HAN Jun. The experimental operation was completed by YOU Donghua. The experimental data was analyzed by DONG Shaofeng and HAN Jun. The Observation of rock slices and map drawing was completed by XIAO Chong-yang. The manuscript was drafted and revised by HAN Jun, ZHANG Sheng and WANG Yingming. All the authors have read the last version of paper and consented for submission.