2. 中国石油勘探开发研究院 西北分院, 兰州 730020
2. PetroChina Research Institute of Petroleum Exploration & Development-Northwest, Lanzhou 730020, China
断陷湖盆陡岸带常发育近岸水下扇、扇三角洲等碎屑岩沉积,岩性较粗,以砂、砾等粗碎屑为主。本次研究将此类碎屑岩统称为砂砾岩。目前,砂砾岩储层已成为国内外重要的油气勘探领域之一,展示出巨大的勘探潜力[1-3],在砂砾岩储层的储集特征、岩性识别与储层预测等方面取得了许多成果,如Cant等[4]研究发现砂砾岩的孔隙结构及演化受成岩作用的影响;Anjos等[5]认为构造作用、大气水淋滤及成岩作用共同控制了砂砾岩储层的储集性能;国内学者多认为沉积因素、构造因素及成岩作用均是导致砂砾岩体储层非均质性强的主要原因[6-8];曹刚[9]将常规测井资料、成像测井资料等作为砂砾岩储层岩性识别的理想工具,并取得了良好的应用效果。鸭儿峡地区白垩系下沟组(K1g)勘探始于20世纪50年代,主要产油层段为下沟组上部碎屑岩,岩性主要为中细砂岩,直至21世纪初,仍为主要目的层段。2005年,在鸭西1井钻遇的下沟组中部砂砾岩中发现了工业油流,砂砾岩储层逐渐得到重视,目前多口井已钻遇高产或工业油流,广泛分布的扇三角洲前缘砂砾岩储层展示出了良好的油气勘探开发潜力。目前砂砾岩储层研究仍面临许多问题与难点,即宏观上空间展布规律复杂,微观上结构及成分成熟度均低,具有多重储渗空间等特征,造成了地层划分对比、储层预测等多方面的难题[10-13],制约了砂砾岩油藏的有效勘探与开发。国内学者对鸭儿峡白垩系下沟组的研究又主要侧重于沉积相、储层宏观特征与油藏控制因素分析[14-16]等方面,目前的认识仅停留在用相带划分储集物性阶段,对于微观特征尚无清晰解释,导致相同相带物性存在明显的差异,不能满足勘探开发的需要。因此,通过对岩心、铸体薄片、阴极发光、扫描电镜、压汞等资料的分析与研究,探讨并明确研究区下沟组砂砾岩储层的微观特征及主控因素,以期为后续优质储层预测提供依据。
1 区域地质背景及沉积特征酒泉盆地地处河西走廊的西端,位于阿拉善、阿尔金地块及北祁连造山带的结合部位,面积约2.2万km2,以嘉峪关隆起为界,盆地被分割成酒东、酒西2个坳陷,形成“两坳夹一隆”的构造格局[14-16]。酒泉盆地在发展演化进程中经历了古生代褶皱基底、中生代裂谷断陷及新生代前陆盆地漫长而复杂的演化历程,其中早白垩世拉张断陷及古近纪挤压坳陷期的2个构造旋回形成了具有断、坳叠置结构特征的沉积盖层[17]。早白垩世是盆地发展的主要时期,此时期在右旋扭动大背景下,盆地局部受张应力作用,形成了一系列北东向、北北东向张扭性断裂及断陷湖盆,且沉积了巨厚的烃源岩及储集层、盖层,具备了良好的油气储集及保存能力[18]。
鸭儿峡地区位于酒泉盆地酒西坳陷青西凹陷东北部,东南部以509断层为界,西北部受青北断层控制(图 1),面积约110 km2。鸭儿峡地区下白垩统沉积厚度大,最厚可达4 800 m,先后沉积了赤金堡组(K1c)、下沟组与中沟组(K1z)共3套沉积层。研究区下沟组广泛分布,最大沉积厚度超过1 500 m,其上、下分别与中沟组、赤金堡组呈整合与不整合接触,为一套陡坡带扇三角洲碎屑岩沉积:下部为灰绿、灰黑色(砂质)泥岩、砂岩(含砾)及棕褐色砾岩、砾状砂岩不等厚互层;中部为灰绿色砾岩、砂砾岩、泥岩(砂质)夹灰绿色砂岩、含砾细—中砂岩;上部为灰白、浅棕红、灰绿色含砾细—中砂岩、砾状砂岩夹棕红色泥质粉砂岩、灰黑色泥岩薄层。岩性总体表现为砂砾岩与泥岩(砂质)的不等厚互层。砂砾岩中常见叠瓦状构造及冲刷面、块状层理、斜层理、平行层理等,泥岩中含植物炭屑、介形虫等化石。
鸭儿峡地区下沟组主要发育扇三角洲前缘亚相,且以砾岩、砂质砾岩、砾质砂岩、含砾砂岩、细砂岩及粉砂岩为主。在对全区12口井534块薄片分析化验数据统计分析的基础上,对下沟组储层(砂砾岩储层)的岩石学特征进行了研究。
鸭儿峡地区下沟组储层岩石类型以长石岩屑砂岩及岩屑砂岩为主,其次是岩屑长石砂岩(图 2)。石英与岩屑含量均相对较高,长石次之,其中石英体积分数为10.3%~73.6%,平均为40.8%,长石体积分数为1.0%~66.2%,平均为10.9%,岩屑体积分数为0.9%~88.5%,平均为42.1%,岩屑以泥质板岩、千枚岩、石英岩等变质岩岩屑为主,其次为沉积岩岩屑及火成岩岩屑(表 1),成分成熟度较低。储集岩碎屑颗粒粒度较粗,以次棱角—次圆状为主,分选差—中等,结构成熟度低—中等,颗粒以点—线接触为主,多为颗粒支撑,孔隙式胶结。
据统计,研究区下沟组储层填隙物平均体积分数为13.39%,主要为白云石,其次为泥质、泥晶碳酸盐,见方沸石、石英及长石次生加大、菱铁矿、黏土矿物等(表 2)。
对鸭儿峡地区白垩系下沟组5口井98块样品的粒度参数进行统计,发现粒度参数差异较大。粒径为-1.3~4.7 Φ,从细砾至粗粉砂均有分布,标准偏差为0.99~4.03,偏度为-0.51~1.64,峰度为0.83~7.03,分选总体较差。
2.3 孔隙特征本次孔隙特征研究共采用下沟组23口井417块样品的分析化验资料,各井之间分布均匀,可以代表研究区的整体情况。
2.3.1 孔隙类型对下沟组23口井的钻井岩心、铸体薄片及扫描电镜等资料进行分析,认为砂砾岩发育孔隙和裂缝2种储集空间类型,其中以孔隙为主,常见粒间溶孔、粒内溶孔、特大孔及残余原生粒间孔,少量铸模孔、晶内溶孔和晶间孔[图 3(a)~(c)]。粒间溶孔是目的层优势孔隙类型,为颗粒间易溶填隙物或长石颗粒边缘被溶蚀而成,多呈“港湾”状[图 3(c)]溶孔直径多为10~900 μm,占总孔隙的68.2%。粒内溶孔是颗粒内部溶蚀产生的孔隙,普遍为长石颗粒淋滤而成[图 3(a)],孔径一般为5~400 μm,这类孔隙多相互孤立,连通性较差,约占总孔隙的12.6%。特大孔通常为超过相邻颗粒直径1.2倍以上的孔隙[图 3(c)],为岩石碎屑颗粒、胶结物或交代物溶蚀而成,约占总孔隙的6.1%。残余原生粒间孔多为碳酸盐、方沸石、黏土矿物、硅质等胶结物充填后的剩余孔,形态多不规则,孔径一般为5~ 120 μm,此类孔隙约占总孔隙的3.7%;裂缝在储集空间中所占比例相对较小,仅占总孔隙的5.5%,且主要为层间缝、构造缝和颗粒微裂隙[图 3(d)]。
通过对下沟组9口井116块压汞样品数据及孔喉特征参数进行统计与整理,并结合镜下薄片资料,识别出4类孔隙结构(图 4),即Ⅰ类孔隙结构歪度偏粗,曲线具有小斜度平台段,颗粒分选中等—较好,排驱压力较低,通常为0.39~0.82 MPa,中值压力为1.25~4.67 MPa,最大孔喉半径为6.2~ 22.9 μm,中值喉道半径为1.62~5.21 μm,此类储层具有较好的物性,孔隙度多为12.00%~23.81%,渗透率一般为30~70 mD,为研究区下沟组有利储层(表 3);Ⅱ类孔隙结构歪度偏细,曲线具有小斜度平台段(平台段较短),颗粒分选中等—较差,排驱压力较高,通常为2.52~6.21 MPa,中值压力为5.16~ 10.53 MPa,最大孔喉半径为2.76~6.39 μm,中值喉道半径为0.68~1.53 μm,此类储层物性稍差,孔隙度多为9%~15%,渗透率一般为0.5~30.0 mD,为研究区下沟组较好储层(表 3);Ⅲ类孔隙结构以细歪度为主,颗粒分选较差,排驱压力高,为5.06~ 18.70 MPa,中值压力多大于19 MPa,最大孔喉半径为0.37~1.51 μm,中值喉道半径小于0.38 μm,储集性能差,孔隙度多为7%~12%,渗透率一般为0.09~1.23 mD(表 3);Ⅳ类孔隙结构为细歪度,进汞曲线大斜率,分选极差,排驱压力大于20 MPa,最大喉道半径小于0.1,孔隙度小于7%,渗透率多小于0.07 mD,基本不具备储集性能(表 3)。
研究区下沟组储层孔隙结构主要表现为细喉、微细喉特征,反映储层质量偏差。
2.4 储层物性特征对下沟组18口井561块样品的孔隙度数据分析表明,储层孔隙度为0.41% ~23.8%,平均为7.68%。从图 5(a)可看出:孔隙度呈正态分布,其中孔隙度为6%~10%的样品最多,占总样品数的47.24%,其次是孔隙度为4%~6%及10%~12%的样品,分别占总样品数的15.69%和14.62%。总体上,以孔隙度小于10%的特低孔、超低孔储层为主,占样品总数的77.01%,其次孔隙度为10%~15%的低孔样品,占样品总数的20.68%,孔隙度大于15%的样品较少,仅占样品总数的2.32%。储层总体表现为特低孔—低孔特征。对下沟组18口井1 488块样品渗透率数据分析统计发现,储层渗透率为0.024~566.640 mD,平均为4.92 mD。从图 5(b)可看出:渗透率为0.1~2.0 mD的样品最多,占样品总数的71.16%;小于1 mD的超低渗样品,占样品总数的37.5%,1~10 mD的特低渗样品,占样品总数的55.24%,10~50 mD的低渗样品,占样品总数的10.55%,大于50 mD的中渗以上级别的样品只占样品总数的1.21%。储层总体表现为超低渗—特低渗特征。
孔渗交会结果表明:下沟组孔渗总体相关性较差,其中细砂岩—砾质砂岩孔渗相关性相对较好,砾岩—含砂砾岩及粉砂岩孔渗相关性较差[图 5(c)],表明砂砾岩储层总体非均质性强,孔隙结构较差;孔隙度与渗透率随深度的增加在3 500 m与4 300 m附近出现了2个异常高值区[图 5(d)~(e)],异常值的主要贡献者为细砂岩—砾质砂岩,而渗透率异常高值则由各岩性共同构成。结合镜下薄片资料,认为在此深度段内存在溶蚀等建设性成岩作用[17]及构造作用[图 3(e)~(h)],前者造成孔隙度的异常,后者造成渗透率的增高,二者共同作用,改善了储集性能。
3 储层发育控制因素分析 3.1 沉积作用 3.1.1 岩石类型与粒度由于鸭儿峡地区的录井岩屑破碎程度较高,对于砾岩的识别难度加大,因此,一般将砂岩、砾岩及其过渡形态统称为砂砾岩。本次研究通过对大量岩心观察描述及成像测井资料分析,进而对岩石类型进行划分,以明确储层岩石类型变化与物性的关系。通过统计,研究区下沟组储层主要有砾岩、砂质砾岩、砾质砂岩、含砾砂岩、细砂岩及粉砂岩,结合物性资料,建立了研究区下沟组岩性与物性分布直方图[图 6(a)]。从图 6(a)可以看出,岩石类型对储层的物性具有一定的控制作用,由砾岩至细砂岩,岩性变细,孔渗级别逐渐升高,从细砂岩至粉砂岩,岩性变细,而孔渗则骤减。孔渗级别最好的岩性主要为细砂岩及含砾砂岩。
从平均粒径与孔隙度关系可以看出:随着粒径的增大,孔隙度呈逐渐变大后又变小的趋势,这与物性随岩石类型的变化规律一致,其中平均粒径为2~3 Φ的储层物性最好[图 6(b)]。
研究认为,细砂岩及含砾砂岩粒度适中,分选及磨圆均较好,结构成熟度高,此类岩石胶结物含量低,胶结作用较弱,同时发育溶蚀作用,孔渗较好;砾岩、砂质砾岩等虽可见溶蚀作用,但往往杂基含量高,分选、磨圆均差,非均质性强,物性相对变差;粉砂岩粒度细,胶结物含量相对较高,压实与胶结作用均对物性起主导作用,物性较差。
3.1.2 沉积相沉积相在一定程度上控制了储层的空间展布及物性特征。研究区发育扇三角洲沉积,主要沉积微相为扇三角洲平原辫状分流河道、前缘水下分流河道及席状砂,扇三角洲河口坝微相发育程度低。通过岩心观察及测井曲线特征分析,研究区下沟组可识别出少量的河口坝沉积[17]。统计表明(表 4),水下分流河道及河口坝是有利储层最为发育的沉积微相,平均孔隙度分别为12.89%及13.92%,平均渗透率分别为10.29 mD及11.30 mD。水下分流河道与河口坝水动力强,其岩石类型主要为细砂岩、砾质砂岩、含砾砂岩,发育交错层理、平行层理、块状层理,分选、磨圆均较好,结构成熟度相对较高,同时主要目的层之间的泥岩隔夹层较少,利于有机酸注入而形成溶蚀孔隙。扇三角洲平原辫状河道与席状砂物性较差,前者主要发育砾岩、砂质砾岩、砾质砂岩,泥质含量较高、分选及磨圆差,多发育块状层理,成层性差,结构成熟度低,后者虽结构成熟度较高,但砂体较薄,粒度较细,主要为粉—细砂岩,且常与泥岩互层,酸性流体与储集岩多被泥岩阻隔,溶蚀作用欠发育,物性受破坏性成岩作用影响,总体较差,见小型交错层理及波状层理。
通过铸体薄片、扫描电镜、阴极发光、X射线衍射等对下沟组砂砾岩成岩作用进行了分析研究。结果显示,研究区经历的主要成岩作用类型为机械压实作用、胶结作用及溶蚀作用。
3.2.1 机械压实作用研究区下沟组埋藏深,地层上覆压力大,同时储层成分成熟度较低,以石英为代表的刚性颗粒含量低,而以板岩、千枚岩与长石等为代表的塑性颗粒含量高,这就导致储层的抗压实能力弱。在压力的作用下,细粒组分被压实填充原生孔隙导致储层物性变差,主要表现为原生孔隙较少,碎屑颗粒间的接触关系由线—点向点—线及线状,甚至凹凸状接触过渡,石英等脆性颗粒破裂,板岩、千枚岩、片岩等塑性岩屑挤压变形[参见图 3(i)],甚至成假杂基。
通过粒度分析资料,研究区目的层分选系数平均为2.09。根据Scherer[19]建立的原生孔隙度与分选系数的关系为
$ P = {\rm{ }}20.91{\rm{ }} + {\rm{ }}22.9/Q $ | (1) |
式中:Ρ为原生孔隙度,%;Q为分选系数。
计算可得平均原生孔隙度为31.87 %。
据文献[20]中的Lundegard提出的碎屑岩压实作用引起的孔隙度损失量计算公式为
$ {L_{{\rm{COP}}}} = {P_{\rm{i}}} - [(100{\rm{ }}-{P_{\rm{i}}}) \times {\rm{ }}{{\rm P}_{{\rm{mc}}}}]/(100{\rm{ }} - {P_{{\rm{mc}}}}) $ | (2) |
式中:Ρi为原生孔隙度,%;LCOP为压实减孔量,%;Ρmc为胶结物总量与现今孔隙度之和,%。通过计算,研究区平均压实减孔量为19.85 %,表明压实作用较强。
3.2.2 胶结作用胶结作用是自生矿物在孔隙中沉淀从而使沉积物固结的作用,是影响储层储集物性的重要成岩作用之一。研究发现,鸭儿峡地区下沟组砂砾岩储层主要的胶结作用为碳酸盐胶结、方沸石胶结、硅质和长石质胶结等。
碳酸盐胶结在研究区普遍存在,其体积分数小于20%,局部层段含量较高,成分主要为白云石,平均体积分数为7.6%(表 1),其次为菱铁矿和少量方解石。方解石和部分白云石主要以亮晶形式出现[参见图 3(j)],充填孔隙及裂缝,多数白云石以泥晶形式并与泥质杂基混杂出现,菱铁矿多为片状[参见图 3(k)]。
方沸石胶结在下沟组的各个层段中均有分布,其体积分数普遍小于5%,多为片状方沸石,呈斑块状充填粒间孔隙,常与白云石等共生[参见图 3(l)~(m)]。常见菱形白云石生长于方沸石中,在储层中方沸石多充填裂缝和溶孔、溶洞。方沸石胶结物常封堵早期碳酸盐和颗粒溶蚀产生的次生孔隙,对储集空间起破坏作用,但在局部地区,由于酸性溶液再次进入储集层,方沸石胶结物溶解,使储集空间又重新扩大。
硅质胶结主要表现为石英次生加大与石英微晶。石英次生加大边,既有早期形成的,也有晚期形成的,加大边宽窄不一,以局部加大形式为主[参见图 3(n)],偶见锯齿状加大边,石英微晶则常充填孔隙。长石质胶结主要为长石次生加大及自生长石,长石加大边较发育[参见图 3(o)],自生长石则多充填粒间孔[参见图 3(p)]。
由于各类胶结物总是赋存于各类孔隙及裂缝之中,使孔隙由原生孔隙演变为残余原生孔隙,储层物性受到影响。统计发现,储层物性与胶结物含量之间存在一定的负相关性,且随着胶结物含量的增加,物性逐渐变差(图 7)。
为了定量表征胶结作用对储层物性的影响,对视胶结率进行分析:视胶结率=胶结物体积(/胶结物体积+杂基体积+粒间孔隙体积)×100%,通过计算,平均视胶结率为21.5%,胶结减孔率平均为9.85%,减孔作用较为明显,表明胶结作用对储层物性起到一定的破坏作用。
3.2.3 溶蚀作用溶蚀作用对次生孔隙的形成起到决定性作用,很大程度上控制了深部储层的储集性能。由于下沟组沉积成岩期有机质已成熟[17],有机酸的大量排出使岩石处于酸性还原环境,岩石中可溶性组分,如来自母岩的长石、石英、碳酸盐岩屑与碳酸盐、方沸石等自生矿物被不同程度溶蚀,产生大量次生孔隙。碎屑颗粒的溶蚀主要发生在晚成岩A亚期,其次发生在早成岩B亚期,以长石颗粒的溶蚀最为普遍,少量石英及岩屑次之。溶蚀可分为粒内溶蚀和颗粒边缘溶蚀2种,粒内溶蚀形成粒内溶孔,颗粒边缘溶蚀形成扩大溶蚀粒间孔[参见图 3(a)]。自生矿物的溶蚀主要发生在晚成岩A亚期,以碳酸盐矿物的溶蚀为主,早期泥晶白云石的溶蚀较常见,其次是方沸石、硅质等的溶蚀,方沸石在粒间多被溶蚀呈斑块状、孤岛状,对鸭儿峡地区下沟组次生孔隙的形成起到了一定作用。
研究表明,孔隙异常高值区,同属长于石等易溶组分发育高值区,同时,与研究区生烃门限相匹配,促进了溶蚀作用的发育程度[17]。
溶蚀作用是改善研究区下沟组储层物性最为关键的因素。分析数据统计表明,下沟组砂砾岩储层溶孔面孔率通常为1.25%~21.90%,溶蚀作用的增孔程度通常用溶蚀孔隙度表示:溶蚀孔隙度=物性分析孔隙度×溶蚀孔面孔率/总面孔率[21],通过计算,溶蚀孔隙度平均为5.7%,建设性成岩作用明显。
3.3 构造作用构造作用对鸭儿峡白垩系下沟组砂砾岩储层发育具有明显的控制作用。早白垩世处于盆地断陷阶段,赤金堡组与下沟组沉积时期断陷规模不断扩大,直至早白垩世末期,盆地褶返抬升,中沟组大面积遭受剥蚀[22]。在此背景下,研究区由西至东地层构造抬升幅度逐渐增大,造成下沟组的上覆地层剥蚀量由西至东逐渐增加,地层埋深逐渐减小。若不考虑溶蚀作用影响,越靠近青北断层,下沟组埋藏越浅,地层孔隙度越高(图 8),表明构造作用造成的埋深差异对储层物性具有一定的控制作用。此外,构造破碎作用形成微裂缝,可以作为连通孔隙的重要通道,对储层渗流能力起到改善作用,利于油气运移与有机酸对可溶组分的溶蚀。通过对薄片、岩心观察及成像测井资料分析发现,对应渗透率异常高值区的裂缝较发育,而裂缝本身及其沟通的孔隙均不同程度溶蚀[参见图 3(g)],造成孔隙增大、渗透性增强。构造作用对储层物性起积极作用。
(1) 鸭儿峡地区下沟组储层岩石类型主要为长石岩屑砂岩及岩屑砂岩,岩屑含量高。填隙物主要为白云石,其次为泥质、泥晶碳酸盐。砂砾岩颗粒磨圆度以次棱角—次圆状为主,分选差—中等,颗粒支撑,点—线接触为主,多为孔隙式胶结。
(2) 鸭儿峡地区下沟组储集空间类型主要为粒间(内)溶孔、残余原生粒间孔及特大孔,孔隙结构主要表现为细喉、微细喉,综合压汞及物性资料将储层分为Ⅰ,Ⅱ,Ⅲ,Ⅳ类,其中Ⅰ类和Ⅱ类均为优势储层。
(3) 鸭儿峡地区下沟组砂砾岩储层物性较差,孔隙度为0.41%~23.8%,平均为7.68%,渗透率为0.024~566.640 mD,平均为4.92 mD,总体表现为特低孔—低孔、超低渗—特低渗特征。
(4) 鸭儿峡地区下沟组砂砾岩储层主要受沉积、成岩及构造作用的控制。细砂岩及含砾砂岩均为有利岩石类型,扇三角洲前缘水下分流河道及河口坝均为最有利的微相类型。机械压实及胶结作用均导致储层物性变差,而长石、碳酸盐等可溶物在酸性环境下溶蚀产生次生孔隙,有效改善了储层物性。此外,构造作用对储层物性起到积极作用。
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