蘇北盆地張家垛油田阜三段儲層特征及主控因素

樂錦鵬，張哨楠，丁曉琪，，樂錦波，熊 迪，朱志良

（1.成都理工大學油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點實驗室，四川 成都 610059； 2.西南石油大學 油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點實驗室，四川 成都 610500； 3.中國石油川慶鉆探有限公司 地球物理勘探公司，四川 成都 610213）

張家垛油田阜三段儲層為典型淺湖灘壩砂，隨著勘探開發(fā)程度進一步加深，認為阜三段儲層砂體受沉積環(huán)境和成巖作用共同影響.正確認識阜三段的儲層特征及主控因素具有指導意義，研究區(qū)的儲層發(fā)育特征和控制因素對油氣聚集起著重要作用.孫錫年等[1］認為灘壩砂儲層成藏的有利條件是累計厚度大、物性好，但砂體平面分布不穩(wěn)定、連通性差，油氣豐富低.賈統(tǒng)權[2］認為儲層內(nèi)碎屑巖中的黏土礦物對灘壩砂儲集層的物性影響最大.李桂芬[3］通過沉積厚度圖恢復古地貌，發(fā)現(xiàn)微觀古地形變化對壩砂砂體發(fā)育影響較大，灘壩砂體的發(fā)育分布規(guī)律與地層厚度變化具有較好相關性.筆者根據(jù)蘇北盆地碎屑巖儲層研究成果[4-6］，利用多口井巖心觀察，薄片分析等資料，研究該區(qū)沉積特征儲集空間物性特征，分析影響張家垛油田阜三段儲層發(fā)育的主控因素，為該區(qū)油氣勘探提供地質(zhì)依據(jù).

1 地質(zhì)背景

張家垛油田位于蘇北海安凹陷西部曲塘次凹的北部陡坡帶.它是一個由邊界斷層控制、位于斷層下降盤的大型鼻狀構造.在儀征運動之后，蘇北盆地進入早期的凹陷發(fā)展階段，由東向西的水侵使湖面經(jīng)歷由小到大，水體逐漸加深的波浪式變化過程.阜寧組的儲層發(fā)育于這一盆地沉積的全盛期并沉積粗（E1f1）—細（E1f2）—粗（E1f3）—細（E1f4）2套生儲蓋組合[7-9］.

2 儲層特征

2.1 沉積環(huán)境

通過對研究區(qū)巖相、痕跡化石、測井相、地震相、粒度累計概率曲線等特征研究，認為張家垛油田阜三段應為能量較弱的淺湖亞相，儲層為灘壩砂體，而不是三角洲前緣砂體（見圖1）.

首先，從巖性特征上，阜三段泥巖以淺黑色、黑色為主，砂巖以灰色、淺灰色為主，總體表現(xiàn)為弱還原環(huán)境，水動力弱；其次，從沉積構造上，該段發(fā)育沙紋層理、水平層理，未見交錯層理，平行層理很少發(fā)育，這與湖浪作用有關；從粒序上，自下至上粒度變粗又變細，屬復合韻律類型，與三角洲分流河道正粒序的剖面結構有很大差異.從構造上，研究區(qū)位于斷層控制的鼻狀構造，斷裂的下降盤有利于灘壩砂的廣泛發(fā)育；在古生物及巖性組合特征方面，生物擾動現(xiàn)象廣泛發(fā)育，砂層多且薄，縱向上呈反旋回或復合韻律.總體上，阜三段中不存在前積層，砂體沉積具有單層厚度小、累計厚度大，粒度細、雜基含量高、平面分布相對穩(wěn)定特點.具有典型淺湖灘壩砂體結構，自下而上為生物擾動、含植物碎片的沙紋層理粉砂巖→平行層理細砂巖（偶含泥質(zhì)條帶及植物碎片）→生物擾動、含植物碎片的沙紋層理粉砂巖，優(yōu)質(zhì)儲層位于砂體的中部，這與李安夏[10］、朱筱敏[11］等對于淺湖相灘壩砂的研究成果一致.

灘壩砂中的儲層巖石粒度較細，以極細砂巖和粉砂巖為主，巖石學類型主要為長石砂巖（見圖2）.由圖2可知，砂巖的結構成熟度較好，分選性好，磨圓度為次圓—次棱，碎屑顆粒主要為點接觸、點線接觸.

圖1 阜三段Ⅲ砂組的淺湖沉積模式Fig.1 Sedimentary model of shallow lake Fu 3interval

圖2 阜三段巖石分類三角圖Fig.2 Triangular graph of rocks classification of Fu 3interval

2.2 儲集空間

按照阜三段砂巖儲層的孔隙發(fā)育特征，將儲層孔隙劃分為粒間孔、粒內(nèi)溶孔、雜基內(nèi)微孔（見圖3），裂縫在阜三段砂巖儲層中不發(fā)育.

2.2.1 粒間孔

（1）原生粒間孔.在阜三段儲層常見，但含量不高.原生粒間孔的發(fā)育程度與粒度具有極好相關性，粒度越粗，原生粒間孔含量越高.隨著粒度變細，原生粒間孔變少，甚至為0.

（2）粒間溶孔.粒間溶孔主要發(fā)育于長石顆粒邊緣溶解所形成的分布于顆粒之間的孔隙（見圖3（a）），其形態(tài)多樣，有港灣狀、伸長狀等.它是在原生粒間孔隙基礎上發(fā)展起來的，最終將形成粒內(nèi)溶孔、甚至鑄?？?因此，巖石中的粒間溶孔均是原生和次生的混合孔隙.

（3）鑄?？?主要是長石完全溶解而形成的孔隙，其外形與原組分外形特征相同，通常還存在黏土環(huán)邊（見圖3（b）），在阜三段儲層中常見.雖然已看不到顆粒，但從部分粒內(nèi)蜂窩狀溶孔判斷是斜長石溶蝕所致.鑄?？字饕霈F(xiàn)在細砂巖中，在粉砂巖和泥質(zhì)細砂巖及粉砂巖中不常見.

2.2.2 粒內(nèi)溶孔

阜三段砂巖儲層的粒內(nèi)孔隙主要是粒內(nèi)溶孔.基本上是斜長石溶解而形成的溶蝕孔隙，常沿解理縫發(fā)生溶解，呈蜂窩狀分布，是研究區(qū)最常見的一種孔隙，通常和鑄?？紫喟?，是鑄?？仔纬傻倪^渡階段產(chǎn)物（見圖3（c））.

2.2.3 雜基內(nèi)微孔

雜基內(nèi)微孔為黏土雜基中存在的微孔隙，在阜三段砂巖儲層中最普遍.這種孔隙雖可形成百分之十幾的孔隙度，但孔徑小，滲透率很低.雜基內(nèi)微孔主要分布在泥質(zhì)細砂巖和粉砂巖中（見圖3（d）），與粒度呈反比，粒度越細，雜基內(nèi)微孔含量越高.

圖3 阜三段砂巖儲層孔隙類型Fig.3 Types of sandstone pores of Fu 3interval

通過鑄體薄片觀察，分別統(tǒng)計不同類型砂巖儲層的孔隙類型（見圖4）.由圖4可知，細砂巖以原生粒間孔、粒內(nèi)溶孔、鑄?？诪橹鳎噘|(zhì)細砂巖、粉砂巖往往以雜基性微孔為主，含少量粒內(nèi)溶孔和原生粒間孔.

2.3 物性特征

阜三段儲層為典型的淺湖灘壩砂，具有累計厚度大、單層厚度小、面積小的特征且砂體平面分布較為穩(wěn)定（見圖5）.根據(jù)孔隙度分布（見圖5（a）），總體上阜三段儲層孔隙度比較高，平均為14.13%，峰值出現(xiàn)在15%左右，孔隙度在12%～16%之間的約占47%，低值所占比例較小.按照儲層孔隙度劃分標準，將阜三段儲層孔隙度定為中值較為合理.

滲透率的高低反映儲層的滲濾能力，阜三段沉積物固結松散，對該區(qū)儲集物性起積極作用.在淺湖相沉積環(huán)境下，高雜基含量、生物擾動和泥質(zhì)紋層的伴生導致儲層非均質(zhì)性較強，對阜三段儲層滲透率起消極作用.由圖5（b）可知，滲透率平均為17.028×10-3μm2，滲透率在（1～10）×10-3μm2之間的約占52%，大于25×10-3μm2的約占20%.阜三段存在一定比例的滲透率高值，但低值占主導地位；因此阜三段為低滲儲層.

通過阜三段孔—滲交匯圖（見圖6）分析，該段儲層的孔隙度與滲透性的相關性良好，相關因數(shù)為0.808 8，局部存在中孔高滲的樣品.通過薄片觀察，其與低雜基含量和次生孔隙發(fā)育有關.孔隙度超過10%的樣品滲透率基本上超過1×10-3μm2，儲集性能較好.

圖4 不同砂巖儲層的孔隙類型Fig.4 Different pore types of sandstone reservoir

圖5 阜三段孔隙度及滲透率分布Fig.5 Distribution map of porosity and permeability of Fu 3interval

3 主控因素

3.1 沉積作用

在碎屑巖儲層中，沉積相對于砂體的宏觀分布起重要控制作用[12］.沉積微相不但在宏觀上對砂體的形態(tài)、規(guī)模、類型起控制作用，影響砂體平面和縱向展布及層間、層內(nèi)非均質(zhì)性，而且在微觀上也決定巖石的填隙物量、碎屑顆粒大小及巖石結構等特征.因此，沉積環(huán)境對儲層物性起源控性的作用[13-14］.

研究區(qū)主要發(fā)育淺湖亞相帶，地層沉積粒度較細，巖性以細砂、粉砂和泥巖為主，沉積構造以低能環(huán)境下形成的水平層理、沙紋層理、頻繁的生物擾動和湖浪成因的沉積構造為特征；根據(jù)砂體的沉積特征及空間分布，可進一步劃分壩砂沉積微相、灘砂沉積微相和淺湖泥沉積微相.阜三段儲層主要以壩砂為主，其次是灘砂.壩砂沉積時水動力較強，沙紋層理發(fā)育，分選很好，雜基含量少，因此儲集性能好，壩砂厚度較大，規(guī)模比較?。粸┥俺０樯噘|(zhì)紋層和生物擾動構造其厚度不大，分布較廣.

圖6 阜三段孔滲交匯圖Fig.6 Permeability map of porosity and permeability of Fu 3interval

3.2 成巖作用

研究區(qū)構造運動復雜，儲集層主要經(jīng)歷壓實、膠結、溶蝕等成巖作用的改造.

3.2.1 壓實作用

影響原生孔隙發(fā)育的主要因素[15］.壓實作用在阜三段儲層中較弱，碎屑顆粒之間呈點—線接觸，以點接觸為主.原因之一為阜三段的骨架顆粒以石英和長石為主，欠壓實作用形成的異常高壓使其骨架顆粒有效應力減少，抑制上覆地層的壓實作用；原因之二為巖屑的含量在分布中比較少，塑性巖屑由于上覆壓力形變堵塞原生粒間孔機率也相對降低.雖然儲層壓實作用弱，但不同微相壓實強度有所不同.壓實強度與雜基有一定關系，壩砂粒度粗，雜基含量低，壓實作用弱，灘壩粒度細，雜基含量高，壓實作用強.

3.2.2 膠結作用

導致滲透率和孔隙度降低[16］.阜三段儲層的膠結作用主要表現(xiàn)為碳酸鹽膠結、硅質(zhì)膠結及黏土礦物膠結.碳酸鹽膠結物以鐵方解石和方解石為主，無鐵方解石膠結最早膠結，粒間孔隙基本上被充填，一般形成致密無孔砂巖段（見圖7（a）、（b））.鐵方解石膠結最晚形成于石英次生加大以后，并且含量較少、呈不均勻分布（見圖7（c））.硅質(zhì)膠結物的主要表現(xiàn)形式為石英的次生加大.由于石英次生加大強度隨溫度升高而增加，隨儲層埋深加大，粒間孔隙逐漸被石英次生加大所充填，導致儲層孔隙度減小，儲層性質(zhì)變差（見圖7（d））[17］.黏土礦物膠結成分主要為伊／蒙混層、綠泥石、高嶺石和伊利石.高嶺石在阜三段儲層較為常見，在砂巖粒徑影響下，粒度越粗含量越高.高嶺石在掃描電鏡下呈蠕蟲、書頁狀，常與綠泥石一起產(chǎn)出，一般形成于酸性孔隙水作用下長石及其他鋁硅酸鹽分解，也與大氣淡水有關（見圖7（e））[18-19］.綠泥石在掃描電鏡下呈葉片狀充填孔隙空間，在研究區(qū)儲層中也較為普遍，并常與伊／蒙混層及高嶺石相伴生[20-21］.通過掃描電鏡觀察，阜三段綠泥石分布不均，大部分充填于孔隙之間而非以孔隙襯里的形成存在，由此可推斷綠泥石是由蒙脫石轉換形成而非孔隙水沉積形成（見圖7（f））[22-23］.伊利石在阜三段儲層中相對較少，常以蒙／伊混層形式出現(xiàn)，呈卷曲狀.阜三段儲層長石溶蝕較為明顯，而方解石溶蝕相對少見.長石溶蝕的區(qū)域高嶺石含量不高，說明長石溶蝕形成的高嶺石大部分從反應體系被帶走.黏土環(huán)邊出現(xiàn)伊／蒙混層或綠泥石，說明長石溶蝕時間較早，跨度較長，成巖體系屬于開放體系.長石溶蝕發(fā)生期次與方解石不同，形成于異常高壓形成之前，對儲集物性有建設性作用.

圖7 黏土礦物的掃描電鏡及薄片特征Fig.7 Characteristics of clay mineral of scanning electron microscope and thin section

3.2.3 溶蝕

次生孔隙發(fā)育的重要成巖作用.溶蝕作用在阜三段儲層中常見，形成的次生孔隙包括粒間擴大孔、長石粒內(nèi)溶孔和長石鑄?？祝ㄒ妶D8）.阜三段儲層溶蝕的弱酸性水可能與大氣淡水或厭氧細菌在有機質(zhì)埋藏早期，選擇性分解釋放CO2、CH4、NH3、H2S等分子溶于水形成的弱酸有關，酸性水在粒間擴容的同時選擇性溶解長石并形成粒內(nèi)溶孔.由于壩砂粒度粗、雜基含量低、能量強、分選好，原生粒間孔隙為粒間擴容孔的發(fā)育打下基礎，因此在粒度較粗的細砂巖中長石發(fā)生不同程度的溶蝕作用.灘砂粒度細、雜基含量高、溶孔不發(fā)育、滲透率低，因而在粒度較細的粉砂巖和細—粉砂巖中長石的溶蝕作用少見.

圖8 溶蝕孔隙的薄片特征及掃描電鏡特征Fig.8 Characteristics of dissolution porosity of scanning electron microscope and thin section

4 結論

（1）蘇北盆地海安凹陷阜三段的巖石類型多樣，主要由泥巖、粉砂巖及薄層細砂巖組成，砂泥巖呈互層分布，存在大量泥質(zhì)條帶和生物擾動構造，其中以泥巖、粉砂巖最為發(fā)育.

（2）阜三段的儲集空間類型主要以粒間孔隙、粒內(nèi)溶孔、雜基內(nèi)微孔隙為主，其中粒內(nèi)溶孔在研究區(qū)非常發(fā)育.

（3）研究區(qū)為淺湖亞相，沉積發(fā)育壩砂、灘砂和淺湖泥沉積微相，阜三段儲層為淺湖灘壩砂，具有累計厚度大、單層厚度小、面積小的特征且砂體平面分布較為穩(wěn)定.

（4）沉積相帶、成巖因素影響該區(qū)儲集性.阜三段儲層主要以壩砂為主，其次是灘砂.壩砂粒度較粗，雜基含量低，粒間孔、溶孔發(fā)育，砂體厚度大，儲集性能好；灘砂粒度較細，雜基含量高，微孔發(fā)育，膠結作用弱，砂體厚度薄，物性相對較差.

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