鄂爾多斯盆地宜川-旬邑地區(qū)長8儲集層碳酸鹽膠結(jié)物特征

田亞銘 施澤進 宋江海 吳曉明 高 翔 洪成云

(1.成都理工大學 a.地球科學學院,b.“油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程”國家重點實驗室,成都 610059;2.長慶油田公司 a.勘探開發(fā)研究院,b.第七采油廠,西安 710021;3.中國石油集團長城鉆探工程有限公司錄井公司,遼寧盤景124010)

鄂爾多斯盆地是重要的含多種能源盆地,其中油氣資源最為豐富[1,2]。近年來,鄂爾多斯盆地的油氣勘探取得了豐碩的成果,延長組是其重點石油勘探層位和產(chǎn)能建設(shè)接替區(qū)。實際勘探開發(fā)表明,在延長組砂巖中以膠結(jié)物形式存在的碳酸鹽膠結(jié)物相當普遍,其含量、分布方式及形成時代等直接影響儲集層的儲集性能和石油聚集成藏[3-5]。宜川-旬邑地區(qū)長8儲集層碳酸鹽膠結(jié)物含量與儲集層孔隙度和滲透率的相關(guān)性研究表明(圖1),碳酸鹽膠結(jié)物含量與孔隙度和滲透率成負相關(guān)關(guān)系,并且對孔隙度的影響最為明顯。當碳酸鹽膠結(jié)物的質(zhì)量分數(shù)達到25%以上時,儲集層砂巖的孔隙度基本小于5%,成為了非儲層,此時巖石排驅(qū)壓力大,進汞飽和度低,原生孔隙不發(fā)育,儲層致密,孔滲條件差。因此,筆者以鄂爾多斯盆地東南緣宜川-旬邑地區(qū)長8儲集層為研究對象,開展砂巖碳酸鹽膠結(jié)物特征分析研究,其結(jié)果對指導(dǎo)鄂爾多斯盆地延長組的石油勘探具有現(xiàn)實意義。

圖1 碳酸鹽膠結(jié)物含量與孔滲相關(guān)圖Fig.1 Correlation diagram between carbonate cement and porosity and permeability

1 區(qū)域地質(zhì)概況

鄂爾多斯盆地晚三疊世延長期為一大型內(nèi)陸淡水湖盆,經(jīng)歷了完整的湖進-湖退過程。宜川-旬邑地區(qū)位于鄂爾多斯盆地東南緣渭北隆起帶上,區(qū)內(nèi)鉆穿長8油層組的鉆井40余口,分布極不均勻(圖2)。長8沉積期處于湖盆擴張建設(shè)期,沉積物源復(fù)雜。重礦物分析表明宜川地區(qū)以鋯石、金紅石、電氣石等穩(wěn)定的重礦物為主,占整個重礦物的53.8%;南部旬邑地區(qū)基本都以次穩(wěn)定礦物為主,石榴子石、硬綠泥石、白鈦礦、榍石等占整個重礦物的60%～70%[3,4]。宜川地區(qū)受東北物源的影響,三角洲前緣沉積進積,向湖盆方向擴大,前三角洲-淺湖沉積不太發(fā)育。南部旬邑-四郎廟等地區(qū),受南部物源影響,整個長8時期主要為三角洲前緣亞相沉積,在正寧、關(guān)家川地區(qū)等發(fā)育湖底滑塌扇沉積。薄片觀察統(tǒng)計表明,長8主要為長石巖屑砂巖、巖屑長石砂巖和長石砂巖;巖屑類型豐富,沉積巖巖屑、變質(zhì)巖巖屑及巖漿巖巖屑均有;巖石成分成熟度及結(jié)構(gòu)成熟度低,顆粒以中-細粒為主,分選中等,基本為次棱角-棱角狀。三角洲前緣水下分流河道、河口砂壩及湖底滑塌扇體的分支河道砂體等,構(gòu)成了大面積的儲集巖系[6,7]。孔隙度在0.09%～14.09%之間,滲透率在 0.001×10-3～2.500×10-3μ m2之間;超過60%的樣品孔隙度在4%～8%之間,滲透率小于0.1×10-3μ m2。孔喉組合以小孔隙-微喉/微細喉型與細孔隙-微喉/微細喉型為主,屬于典型的低孔特低滲透砂巖儲層[8,9]。儲層砂巖經(jīng)歷了壓實作用、膠結(jié)作用、溶蝕作用和交代作用,目前已進入了晚成巖A2期至晚成巖B期。膠結(jié)作用在該區(qū)分布廣泛,是導(dǎo)致該區(qū)儲層物性變差的主要原因之一。

2 碳酸鹽膠結(jié)物特征

2.1 分布及組成特征

圖2 研究區(qū)地理位置及鉆井分布圖Fig.2 The map showing positions of working areas in Ordos Basin

表1 不同沉積微相的碳酸鹽膠結(jié)物含量及孔滲統(tǒng)計Table 1 The carbonate cement content of different sedimentary facies and porosity and permeability

成巖作用研究表明碳酸鹽膠結(jié)、硅質(zhì)膠結(jié)和泥質(zhì)膠結(jié)是該區(qū)主要的膠結(jié)作用,其中碳酸鹽膠結(jié)作用是該區(qū)最廣泛的成巖現(xiàn)象。對不同相帶的碳酸鹽膠結(jié)物含量及物性特征統(tǒng)計表明(表1):碳酸鹽膠結(jié)物的質(zhì)量分數(shù)在0%～40%之間,變化較大,平均為7.3%。其中分支水道的碳酸鹽膠結(jié)物的質(zhì)量分數(shù)最高,平均為7.7%;其次是砂壩沉積微相,平均為7.2%;河口壩最少,平均為5.4%;水下分流河道碳酸鹽膠結(jié)物的質(zhì)量分數(shù)居中,平均為6.9%。Moraes and Surdam指出在厘米級到米級的碳酸鹽膠結(jié)物主要有4種分布形式:(1)不規(guī)則,任意性的補丁狀分布;(2)膠結(jié)狀的粗粒顆粒紋層和未膠結(jié)的細粒顆粒紋層互層狀分布;(3)大量碳酸鹽膠結(jié)形成致密層狀分布;(4)沿著夾層泥巖的接觸面周緣分布[10,11]。鏡下觀察碳酸鹽膠結(jié)物分布特征與剖面碳酸鹽膠結(jié)物分布特點研究表明,該區(qū)碳酸鹽膠結(jié)物主要以第(1)種方式充填殘余粒間孔,以第(4)種方式形成半基底式-基底式的碳酸鹽膠結(jié)物;隨著遠離泥巖夾層面,碳酸鹽膠結(jié)物含量逐漸減少,第(2)種和第(3)種分布模式少見。

薄片分析及掃描電鏡測試表明,該區(qū)常見的碳酸鹽膠結(jié)物主要是方解石,此外有少量白云石。方解石膠結(jié)物主要是中細晶、粗-巨晶顆粒,部分形成連晶形態(tài),充填粒間孔隙。碳酸鹽膠結(jié)物含量較高時,部分交代碎屑顆粒邊緣,甚至充填長石溶孔(圖3-A,B)。當碳酸鹽膠結(jié)物的質(zhì)量分數(shù)超過30%時,巖石形成孔隙式膠結(jié),碎屑顆粒成“飄浮狀”;當碳酸鹽膠結(jié)物的質(zhì)量分數(shù)不到1%時,巖石顆粒緊密接觸:反映該區(qū)碳酸鹽膠結(jié)物分布具有很強的非均質(zhì)性。

圖3 長8儲集層碳酸鹽膠結(jié)物特征Fig.3 The characteristics of the carbonate cement of Member 8 of Yanchang Formation

方解石膠結(jié)物在陰極發(fā)光下,發(fā)光較暗,多呈較暗的橙紅色(圖3-C,D),表明含鐵較重。采用茜素紅試劑染色,碳酸鹽膠結(jié)物變紅,經(jīng)過鐵氰化鉀試劑染色,無論是壓實后充填殘余粒間孔的方解石膠結(jié)物,還是呈半基底式-基底式膠結(jié)的方解石,染色均變成藍色(圖3-E,F)。因此,該區(qū)碳酸鹽膠結(jié)物主要為鐵方解石(含鐵方解石)。此類鐵方解石(含鐵方解石)膠結(jié)物主要在薄層砂巖中和厚層砂巖頂?shù)着c泥巖緊密毗鄰的區(qū)域含量較高,其與漆濱汶等對晚期碳酸鹽膠結(jié)物的分布形式研究結(jié)果一致[12]。但前人在鄂爾多斯盆地延長組其他地區(qū)發(fā)現(xiàn)含有早期的無鐵方解石膠結(jié)物,在本區(qū)薄片中沒有見到無鐵方解石膠結(jié)物,分析認為可能的原因是早期方解石膠結(jié)物含量太低(王琪對西峰油田延長組碳酸鹽膠結(jié)物研究后認為:早期方解石的質(zhì)量分數(shù)變化在1.2%～1.8%之間[19]),在成巖早期的溶蝕作用中被溶蝕殆盡,現(xiàn)在基本找不到它們的蹤跡。即使有殘余的早期方解石,但因含量極低,分布又不穩(wěn)定,因而在鐵氰化鉀染色薄片中未發(fā)現(xiàn)。

2.2 碳氧同位素特征

圖4 碳酸鹽膠結(jié)物碳氧同位素成巖模板投點圖Fig.4 Projection of carbon and oxygen isotopes of carbonate cements cast

長8儲集層碳酸鹽膠結(jié)物碳氧同位素分析表明δ13CPDB值為-5.56‰～-0.22‰,為負低值;δ18OPDB值為 -10.58‰～ -21.47‰,屬相對高負值(表2)。對現(xiàn)代剖面研究,總結(jié)了如下的碳酸鹽膠結(jié)物碳氧同位素分布模板(圖4)[13-15],Ⅰ區(qū)為埋藏較淺時與硫酸鹽還原作用有關(guān)的碳酸鹽“成巖方解石”,也就是在油氣進入儲集層之前成巖作用所形成的碳酸鹽膠結(jié)物;Ⅱ區(qū)為與甲烷細菌活動生成生物氣有關(guān)的碳酸鹽;Ⅲ區(qū)的碳酸鹽與有機酸脫羧作用有關(guān),當發(fā)酵細菌的活動隨著埋藏加深而逐漸失去活動性時,有機酸在熱催化作用下脫羧開始成為主要反應(yīng),并產(chǎn)生烴類和CO2,這種CO2往往具有高負值特征。由于這些部位的溫度較高,所以氧同位素組成因δ18O的消耗而呈高負值,故可與Ⅰ區(qū)的“成巖方解石”相區(qū)別,而且,這類CO2可以先于或同時于油氣運移期進入儲集層內(nèi),并以碳酸鹽的形式沉淀下來。

如圖4所示,本區(qū)長8砂巖中碳酸鹽膠結(jié)物的同位素組成分布在圖中的Ⅲ區(qū),因此屬于與有機質(zhì)熱演化有關(guān)的碳酸鹽。

許多學者提出了應(yīng)用碳氧同位素確定其形成溫度的計算方法[16]。本次研究對碳酸鹽膠結(jié)物的形成溫度采用如下公式分別計算:

對于公式(2),實際工作中無法獲得公式中所需方解石沉淀時流體的氧同位素組成數(shù)據(jù),結(jié)合地質(zhì)背景,本次研究取大陸淡水氧同位素組成偏高端的-7‰(SMOW標準)作為計算的流體同位素的δ18O值,以便于與公式(1)計算成果對比。

表2 碳酸鹽膠結(jié)物碳氧同位素測試結(jié)果統(tǒng)計Table 2 Test results of carbon and oxygen isotopes of carbonate cements

采用公式(1)與(2)計算碳氧同位素形成溫度表明形成孔隙中膠結(jié)物方解石的形成溫度較高,平均溫度值除了極個樣品溫度小于90℃,其他樣品均大于90℃,甚至更高,說明經(jīng)歷了較高的溫度,可能形成時間較晚,與碳酸鹽膠結(jié)物的碳氧同位素分布圖版解釋一致。

2.3 流體包裹體特征

利用LINKAM THMS600型冷熱臺,對20個砂巖樣品膠結(jié)物做了測試分析,測點200余個。流體包裹體研究表明,方解石膠結(jié)物中的流體包裹體發(fā)育豐度極高,包裹體成群分布于方解石膠結(jié)物中(圖3-G,H)。包裹體類型有:含烴鹽水包裹體、液烴包裹體、氣液烴包裹體3類;形態(tài)較規(guī)則,橢圓形較多,大小變化較大 ,小者2 μ m ×3 μ m或者 1 μ m ×4 μ m,大者達 20 μ m ×25 μ m;包裹體呈線/帶狀分布或成群分布,氣液比大多小于5%。包裹體中的液烴呈淡黃色,顯示淺黃綠色、淺藍色及淺藍綠色熒光,個別顯示淺黃色熒光;氣烴呈灰色,顯示弱黃色熒光。包裹體以氣液烴包裹體為主,約占70%以上。由含烴鹽水包裹體測得的包裹體均一溫度為58～121℃,主要溫度區(qū)間在100～110℃(圖5)。結(jié)合成巖作用及該區(qū)熱史和埋藏史研究[17,18],認為該區(qū)大規(guī)模的方解石膠結(jié)作用形成時代較晚,溫度較高,為晚期成巖作用的產(chǎn)物。

圖5 碳酸鹽膠結(jié)物流體包裹體溫度頻率分布圖Fig.5 The distributions of temperature and frequency of fluid inclusions

3 碳酸鹽膠結(jié)物成因分析

Ali和James(1996)的研究指出碳酸鹽膠結(jié)物的物質(zhì)來源主要有以下幾種:(1)層內(nèi)溶解作用,泥巖中富含鈣質(zhì),鈣質(zhì)可發(fā)生溶解隨流體一起排入鄰近砂巖中;(2)沉積水體原生或孔隙水中的Ca2+;(3)泥巖中蒙脫石向伊利石轉(zhuǎn)化可排出Ca2+,這種轉(zhuǎn)化主要發(fā)生在＞1.4 km的深度[12]。

無鐵方解石形成較早,通常在常溫常壓條件下,直接從過飽和的堿性湖水介質(zhì)中析出,對碎屑顆粒進行點觸式膠結(jié),增強了砂巖的抗壓能力,使大量的原生孔隙得以保存。在后期成巖作用的影響下,早期無鐵方解石可能被有機質(zhì)脫羧基作用的酸性水溶解而消失。

該區(qū)鐵方解石(含鐵方解石)主要以第1種和第4種分布模式分布于長8儲集層砂巖中,并且碳氧同位素、流體包裹體分析測試表明形成溫度較高,應(yīng)屬于晚成巖A1亞期—晚成巖B期(B期早期)[19]。當成巖作用進入成巖晚期時,有機質(zhì)演化達到成熟期,黏土礦物熱演化脫出層間水,在砂巖與泥巖接觸帶沿著接觸界面,碳酸鹽礦物伴隨著流體的遷移而進行礦物轉(zhuǎn)化,此時溫度相對較高,流體的pH值偏堿性,碳酸鹽礦物易于沉淀,形成大量的碳酸鹽膠結(jié)物,并且易于分布在與泥巖相鄰的厚層砂巖的頂?shù)滋帯．斄黧w供應(yīng)充分,活動性強,在厚層砂巖頂?shù)卓尚纬赦}質(zhì)砂巖而形成致密層,阻止了厚層砂巖中部大規(guī)模的碳酸鹽膠結(jié)物形成,保存較為有利的儲集空間。在孔隙連通性好的儲集層段,成巖流體流動性增強,在儲集層孔隙中沿著流體滲流通道運移沉淀,運移距離相對較遠,有的碳酸鹽膠結(jié)物顯示較為明顯的新月形沉淀,堵塞孔隙空間,導(dǎo)致儲層致密[20,21]。

4 結(jié)論

a.宜川-旬邑地區(qū)長8儲集層碳酸鹽膠結(jié)物的質(zhì)量分數(shù)介于0%～40%之間,平均為7.3%;其中分支水道的碳酸鹽膠結(jié)物的質(zhì)量分數(shù)最高,平均為7.7%。碳酸鹽膠結(jié)物分布不規(guī)則,呈任意性的補丁狀,沿著夾層泥巖的接觸面周緣分布于儲層砂巖中,非均質(zhì)性強,以鐵方解石(含鐵方解石)為主,含少量無鐵方解石。

b.碳酸鹽膠結(jié)物碳氧同位素及流體包裹體分析表明 δ13CPDB值為 -5.56‰～-0.22‰,δ18OPDB值為 -10.58‰～ -21.47‰,與有機質(zhì)熱演化有關(guān);流體包裹體均一溫度在58～ 121℃之間,溫度峰值區(qū)間為100～110℃之間,形成世代較晚。

c.無鐵方解石形成較早,通常在常溫常壓條件下,直接從過飽和的堿性湖水介質(zhì)中析出;鐵方解石(含鐵方解石)形成時代較晚,空間分布上非均值質(zhì)性較強,在與泥巖毗鄰的砂巖頂?shù)缀枯^高,對儲層物性具有嚴重的負作用,在厚層砂巖的頂?shù)滋幠z結(jié)致密,甚至形成了鈣質(zhì)砂巖層。其CO2來源主要與成巖晚期的有機酸和黏土礦物熱演化有關(guān)。

研究碳酸鹽膠結(jié)物的分布特征,明確其分布規(guī)律及形成期次,對研究儲集層分布及油藏分布規(guī)律均具有指導(dǎo)意義。結(jié)合成巖作用研究,開展碳酸鹽膠結(jié)物平面分布與成藏期次研究,可以有效指導(dǎo)該區(qū)精細儲層評價,服務(wù)于油氣勘探。

[1]長慶石油地質(zhì)志編寫組.中國石油地質(zhì)志卷十二[M].北京:石油工業(yè)出版社,1992.

[2]李德生.重新認識鄂爾多斯盆地油氣地質(zhì)學[J].石油勘探與開發(fā),2004,33(6):1-7.

[3]羅靜蘭,劉小洪,林潼,等.成巖作用與油氣侵位對鄂爾多斯盆地延長組砂巖儲層物性的影響[J].地質(zhì)學報,2006,80(5):664-673.

[4]劉婭銘,姜在興,朱井泉,等.東河砂巖中碳酸鹽膠結(jié)物特征及對儲層的影響[J].大慶石油地質(zhì)與開發(fā),2006,25(3):13-15.

[5]李風杰,王多云,徐旭輝,等.鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)三疊系延長組儲層特征及影響因素分析[J].石油實驗地質(zhì),2005,27(4):366-370.

[6]武富禮,李文厚,李玉宏,等.鄂爾多斯盆地上三疊統(tǒng)延長組三角洲沉積及演化[J].古地理學報,2004,6(3):307-315.

[7]楊華.鄂爾多斯盆地三疊系延長組沉積體系及含油性研究[D].成都:成都理工大學檔案館,2004.

[8]王允城.油氣儲層評價[M].北京:石油工業(yè)出版社,1999.

[9]王瑞飛,陳明強,孫衛(wèi).鄂爾多斯盆地延長組超低滲透砂巖儲層微觀孔隙結(jié)構(gòu)特征研究[J].地質(zhì)論評,2008,54(2):270-277.

[10]Sylvia M C dos Anjos,Luiz F De Ros,Rogerio Schiffer de Souza,et al.Depositional and diagenetic controls on the reservoir quanlity of Lower Cretaceous Pendencia sandstones,Potiguar rift basin,Brazil[J].AAPG,2000,84(11):1719-1742.

[11]M orad S.Carbonate cementation in sandstone:distribution patterns and geochemical evolution[C]//Carbonate Cementation in sandstones.Special Publication 26,International Association of Sedimentologists.Oxford:Blackwell Science,1998,26:1-27.

[12]漆濱汶,林春明,邱桂強,等.東營凹陷古近系沙河街組砂巖透鏡體鈣質(zhì)結(jié)殼形成機理及其對油氣成藏的影響[J].古地理學報,2006,8(4):519-530.

[13]郭宏莉,王大銳.塔里木油氣區(qū)砂巖儲集層碳酸鹽膠結(jié)物的同位素組成和成因分析[J].石油勘探與開發(fā),1999,26(3):312-321.

[14]王大銳.油氣穩(wěn)定同位素地球化學[M].北京:地質(zhì)出版社,2000.

[15]劉德良,孫先如,李振生,等.鄂爾多斯盆地奧陶系白云巖碳氧同位素分析[J].石油實驗地質(zhì),2006,28(2):155-161.

[16]張順存,郭建鋼,劉巍,等.克百斷裂下盤二疊系砂礫巖中碳酸鹽膠結(jié)物的氧、碳穩(wěn)定同位素組成及形成環(huán)境分析[J].新疆地質(zhì),2009,27(4):259-362.

[17]任戰(zhàn)利,趙重遠,張軍,等.鄂爾多斯盆地古地溫研究[J].沉積學報,1994,12(1):56-65.

[18]陳瑞銀,羅曉容,陳占坤,等.鄂爾多斯盆地中生代地層剝蝕量估算及其地質(zhì)意義[J].地質(zhì)學報,2006,80(5):685-693.

[19]王琪,禚喜準,陳國俊,等.鄂爾多斯西部長6砂巖成巖演化與優(yōu)質(zhì)儲層[J].石油學報,2005,26(5):18-23.

[20]黃思靜,黃培培,王慶東,等.膠結(jié)作用在深埋藏砂巖孔隙保存中的意義[J].巖性油氣藏,2007,19(3):7-13.

[21]張枝煥,胡文,曾濺輝,等.東營凹陷下第三系流體-巖石相互作用研究[J].沉積學報,2000,18(4):560-566.