南華北盆地太康隆起太原組砂巖儲(chǔ)層致密成因及天然氣充注特征

屈凱旋，郭少斌

中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)能源學(xué)院，北京 100083

0 引言

隨著世界能源需求量不斷增大和常規(guī)油氣資源供應(yīng)不足，致密砂巖氣等非常規(guī)油氣資源逐漸被視為解決全球能源缺口問(wèn)題的關(guān)鍵所在。我國(guó)致密砂巖氣資源和勘探潛力巨大，且勘探領(lǐng)域遼闊，目前已經(jīng)在鄂爾多斯、四川、塔里木和松遼盆地等7個(gè)含油氣盆地發(fā)現(xiàn)了致密砂巖氣藏并實(shí)現(xiàn)了規(guī)模性開(kāi)發(fā)，致密砂巖氣現(xiàn)今成為我國(guó)天然氣資源增儲(chǔ)上產(chǎn)的主要領(lǐng)域。根據(jù)前人資源評(píng)價(jià)的估算結(jié)果，我國(guó)致密砂巖氣地質(zhì)和可采資源量分別為(17.4～25.1)×1012m3和(8.8～12.1)×1012m3，有利勘探區(qū)面積達(dá)到32×104km2[1-3]。不少學(xué)者指出與煤層氣和頁(yè)巖氣等非常規(guī)資源相比，致密砂巖氣應(yīng)是我國(guó)現(xiàn)階段非常規(guī)天然氣領(lǐng)域勘探開(kāi)發(fā)上更加現(xiàn)實(shí)的選擇[4-6]。

南華北盆地晚古生代時(shí)與鄂爾多斯盆地同屬于華北克拉通盆地的一部分，其發(fā)育的石炭-二疊系煤系地層具有良好的致密氣、頁(yè)巖氣和煤層氣成藏條件，一直是我國(guó)東部重點(diǎn)非常規(guī)油氣勘探遠(yuǎn)景區(qū)之一。然而，該地區(qū)經(jīng)過(guò)近70年的油氣勘探歷程，卻一直沒(méi)有取得大的突破性進(jìn)展，但近些年在太康隆起區(qū)部署的多口探井(ZXY-1井、MY-1井和WC-1井)在上古生界泥頁(yè)巖和致密砂巖中都見(jiàn)到良好的氣測(cè)顯示，證明了該地區(qū)上古生界地層可能具備一定的非常規(guī)油氣成藏潛力[7]。近些年，許多學(xué)者相繼對(duì)盆地的構(gòu)造演化歷史[8-10]、石炭-二疊系層序地層對(duì)比及沉積古地理環(huán)境[11-12]、聚煤作用[13]和油氣成藏關(guān)鍵地質(zhì)要素[14-17]等方面進(jìn)行了大量基礎(chǔ)研究工作。太原組地層是南華北盆地石炭-二疊系主力烴源巖層之一，目前相關(guān)研究主要集中于源巖自身的地化特征[18-19]、泥頁(yè)巖自身的儲(chǔ)層特征[20-21]方面，而由于研究資料的限制，關(guān)于砂巖儲(chǔ)層特征及其致密化成因方面的認(rèn)識(shí)十分缺乏，尚處于研究的早期階段。故而，本次研究以南華北盆地太康隆起作為研究區(qū)，對(duì)太原組砂巖儲(chǔ)層巖石學(xué)特征、成巖及孔隙度演化過(guò)程、氣體充注期次和時(shí)間進(jìn)行了研究，同時(shí)確定了儲(chǔ)層致密化成因及致密與氣體充注之間的耦合關(guān)系，以期為該地區(qū)取得油氣勘探突破提供參考。

1 地質(zhì)概況

南華北盆地大地構(gòu)造上處于華北板塊東南部及其邊緣，是一個(gè)發(fā)育于華北克拉通基礎(chǔ)之上的中-新生代大型疊合盆地，南鄰秦嶺-大別造山帶，東接NNE向的郯廬斷裂帶，北以焦作-商丘斷裂與北華北盆地分界，西接豫西隆起區(qū)，整體構(gòu)造線呈NW-NWW走向[9]。盆地包括開(kāi)封坳陷、太康隆起、豫西長(zhǎng)山隆起、徐蚌隆起、合肥坳陷總共5個(gè)二級(jí)構(gòu)造單元，總面積為153 100 km2，研究區(qū)位于盆地北部的太康隆起(圖1)。

晚石炭世時(shí)，由于華北板塊與西伯利亞板塊發(fā)生碰撞對(duì)接，華北地臺(tái)形成北高南低的古地勢(shì)形態(tài)，海水從東南方向侵入，在華北盆地內(nèi)部形成了廣泛的陸表海沉積。從早二疊世到晚二疊世，隨著華北地臺(tái)整體抬升，海水從西北向東南方向退卻，盆地的沉積環(huán)境經(jīng)歷了從陸表海-淺水三角洲-陸地湖泊的過(guò)渡[11,22]。在此背景下，南華北盆地內(nèi)部發(fā)育了一系列海陸交互相的煤系碎屑沉積地層。本次研究的早二疊系太原組沉積環(huán)境以陸表海環(huán)境為主，沉積相類(lèi)型包括碳酸鹽臺(tái)地、障壁島、潮坪及澙湖，地層縱向上呈現(xiàn)灰?guī)r、泥巖、砂巖及煤層多種巖性互相疊置的特征(圖1)。研究表明，二疊系太原組的煤系泥巖、煤巖和灰?guī)r能夠作為良好的烴源巖，擁有優(yōu)越的生烴及成藏潛力[23]。其中，太原組泥巖TOC含量介于0.12%～4.67%之間，生烴潛量(S1+S2)平均為0.38 mg/g；灰?guī)rTOC含量為0.04%～4.54%，平均值為1.02%，S1+S2值介于0.07～2.19 mg/g，平均值為0.41 mg/g；而煤巖TOC含量介于63%～77.30%，氯仿瀝青“A”含量平均為2.56%，總烴含量平均為7150 ×10-6m3。烴源巖的干酪根顯微組分以鏡質(zhì)組和殼質(zhì)組為主，類(lèi)型主要為II2、III型，生氣潛力大。烴源巖現(xiàn)今總體處于低成熟-過(guò)成熟階段(Ro主要介于0.5%～4.0%之間)，不同地區(qū)之間熱演化程度差異較大，受中生代構(gòu)造演化差異及巖漿熱變質(zhì)作用影響，煤系烴源巖鏡質(zhì)體反射率平面上呈現(xiàn)“西北高、東南低”的趨勢(shì)[24-25]。盆地北部的太康隆起太原組烴源巖當(dāng)前實(shí)測(cè)Ro值基本大于3.0%，處于過(guò)成熟階段。因此，太原組地層具有良好的“三明治”式互層結(jié)構(gòu)式成藏組合，理論上應(yīng)當(dāng)具備一定的致密砂巖氣成藏條件。

圖1 南華北盆地構(gòu)造分區(qū)及MY-1井地層柱狀圖Fig.1 Tectonic zoning of the southern North China Basin and stratigraphic column of well MY-1

2 樣品與實(shí)驗(yàn)方法

本次研究使用的砂巖巖心樣品取自研究區(qū)太康隆起西部地區(qū)的3口井ZXY-1、MY-1和WC-1二疊系太原組地層，樣品的詳細(xì)信息如表1所示。為了確定砂巖的碎屑礦物組成、粒度、物性、孔隙類(lèi)型、成巖特征以及孔隙空間中黏土礦物的形態(tài)，對(duì)所有的砂巖樣品開(kāi)展了氣測(cè)孔隙度和滲透率分析、普通薄片、鑄體薄片、掃描電鏡以及X射線衍射全巖礦物分析。此外，對(duì)WC-1井的砂巖樣品進(jìn)行了流體包裹體分析，具體實(shí)驗(yàn)步驟為：將砂巖巖芯樣品制備成雙面拋光薄片，用Leica顯微鏡觀察流體包裹體的鏡下特征。用Linkam THMS600在25 ℃和40%相對(duì)濕度下測(cè)量流體包裹體的均一溫度。升溫冷凍速率控制在2～3 ℃/min，均一溫度測(cè)量誤差±1 ℃。利用波長(zhǎng)為532 nm、掃描范圍為100～4200 cm-1的LABHR-VIS LabRAM HR800激光拉曼光譜儀鑒定了單一的流體包裹體的組成。

表1 太原組砂巖樣品信息Table 1 Sandstone sample information of Taiyuan Formation

3 致密砂巖儲(chǔ)層特征

3.1 儲(chǔ)層巖石學(xué)特征

基于Folk(1968)的砂巖類(lèi)型分類(lèi)方案，可將南華北盆地太康隆起二疊系太原組砂巖儲(chǔ)層巖石類(lèi)型劃分為巖屑砂巖，砂巖中石英、長(zhǎng)石與巖屑的平均含量百分比為60.03:4.85:35.12(圖2)。巖屑組分含量較高，類(lèi)型主要以板巖、千枚巖、片巖及變質(zhì)砂巖等淺變質(zhì)巖巖屑為主，其次還含有少量的隱晶巖及玄武-安山質(zhì)火山巖巖屑。砂巖碎屑礦物中石英占據(jù)主導(dǎo)優(yōu)勢(shì)，含量為35.5%～74.1%，以單晶石英為主。黏土礦物總體含量偏高，介于12%～55.9%之間，其中以伊蒙混層(相對(duì)含量平均為64.17%)最為豐富，伊蒙混層中伊利石占比介于75%～85%之間，其次為伊利石(相對(duì)含量23.42%)和高嶺石(相對(duì)含量9.67%)，綠泥石含量最低(平均相對(duì)含量為2.75%)。長(zhǎng)石包括斜長(zhǎng)石和鉀長(zhǎng)石，以斜長(zhǎng)石為主，含量總體偏低(0.9%～11.5%)。膠結(jié)物類(lèi)型以黏土礦物和硅質(zhì)膠結(jié)為主，其次還含有少量的方解石、鐵白云石等碳酸鹽膠結(jié)物。砂巖的平均粒度為細(xì)-中粒，分選性中等，粒形多呈棱角狀-次棱角狀。砂巖碎屑顆粒間多呈線-凹凸或縫合接觸關(guān)系，以顆粒支撐結(jié)構(gòu)為主。總體上，南華北太原組砂巖具有成分成熟度和結(jié)構(gòu)成熟度中等的特點(diǎn)。

圖2 南華北盆地太原組砂巖儲(chǔ)層巖石類(lèi)型Fig.2 Sandstone reservoir rock types of Taiyuan Formation in the southern North China Basin

3.2 物性及孔隙類(lèi)型

砂巖樣品孔滲測(cè)試結(jié)果顯示太原組砂巖儲(chǔ)層物性表現(xiàn)總體較差，孔隙度介于1.03%～9.66%(圖3 a)，滲透率介于0.002～0.494 mD(圖3 b)，屬于特低孔-特低滲的致密砂巖儲(chǔ)層。由于孔隙結(jié)構(gòu)復(fù)雜和微裂縫發(fā)育的影響，部分砂巖樣品具有相對(duì)高孔低滲或低孔高滲的特征，使得砂巖的孔滲關(guān)系表現(xiàn)較差，相關(guān)系數(shù)僅為0.3781(圖3 c)。

圖3 太原組致密砂巖(a)孔隙度分布直方圖；(b)滲透率分布直方圖；(c)孔滲交會(huì)圖Fig.3 (a)Histogram of porosity distribution; (b) permeability distribution ; (c) the cross-plots of porosity and permeability of tight sandstone for Taiyuan Formation

砂巖儲(chǔ)層孔隙類(lèi)型通常按照成因角度可劃分為原生型(顆粒間剩余或殘留粒間孔)、次生型(碎屑顆粒、粒間膠結(jié)物或者雜基溶蝕形成的粒間、粒內(nèi)溶孔和鑄?？滓约爸亟Y(jié)晶作用和膠結(jié)作用產(chǎn)生的晶間微孔)和裂縫[26]。據(jù)鏡下觀察結(jié)果，太原組致密砂巖儲(chǔ)層儲(chǔ)集空間以次生成因?yàn)橹?，可分?種主要類(lèi)型：(1)溶蝕孔，包括粒間溶孔和粒內(nèi)溶孔，主要是由長(zhǎng)石及巖屑等易溶組分完全或部分溶解形成，孔隙形態(tài)不規(guī)則且分布不均，是氣體的主要儲(chǔ)集空間(圖4b和圖4c)；(2)晶間微孔，主要存在于充填和堵塞孔隙的黏土礦物之中，如書(shū)頁(yè)狀高嶺石、薄片狀的伊利石以及纖維狀的伊蒙混層，以納米級(jí)孔隙為主(圖4g和圖4h)；(3)微裂縫，通常呈長(zhǎng)條狀切穿多個(gè)石英顆粒，可作為油氣滲流的良好通道。由于太原組砂巖在地質(zhì)過(guò)程中經(jīng)歷過(guò)長(zhǎng)時(shí)間的壓實(shí)、膠結(jié)作用，原生孔隙基本損失殆盡(圖4d)。

圖4 太原組儲(chǔ)層成巖特征Fig.4 Diagenetic characteristics of sandstone reservoir in Taiyuan Formation

4 主要成巖作用

致密砂巖儲(chǔ)層的形成和質(zhì)量通常受控于沉積和成巖雙重地質(zhì)因素[27-29]。沉積環(huán)境是儲(chǔ)層致密的基礎(chǔ)，控制著儲(chǔ)層砂體的物質(zhì)組成、分布范圍以及沉積后成巖作用的類(lèi)型和強(qiáng)度，然而成巖作用是造成后期儲(chǔ)層孔喉結(jié)構(gòu)減小和致密化的直接因素，對(duì)甜點(diǎn)儲(chǔ)層空間分布具有重要的控制作用[30-33]。根據(jù)薄片、掃描電鏡以及X射線衍射等測(cè)試資料的分析結(jié)果，可將太原組砂巖儲(chǔ)層主要的成巖作用歸結(jié)為以下4種類(lèi)型。

4.1 壓實(shí)作用

壓實(shí)作用能夠造成巖石骨架顆粒重新排列和孔隙水排出，在此過(guò)程中原生孔隙空間會(huì)發(fā)生大量壓縮和減少，最終降低巖石物性和導(dǎo)致儲(chǔ)層致密化[34]。在研究區(qū)太原組砂巖中普遍能夠發(fā)現(xiàn)由于壓實(shí)作用導(dǎo)致碎屑顆粒間呈線型或凹凸型緊密接觸關(guān)系(圖4 a)，此外也可見(jiàn)石英等碎屑剛性顆粒發(fā)生破裂以及塑性巖屑被壓實(shí)變形充填孔隙，導(dǎo)致原生粒間孔隙發(fā)生大量損失?；贐eard和Weyl所提出的砂巖原生孔隙度與分選系數(shù)的線性函數(shù)關(guān)系：原生孔隙度φ0(%) = 20.91% + 22.90/Sd(Sd為T(mén)rask分選系數(shù))計(jì)算得到太原組儲(chǔ)層原生孔隙度[35]，然后利用現(xiàn)今孔隙度與膠結(jié)物含量計(jì)算砂巖儲(chǔ)層的視壓實(shí)率來(lái)量化壓實(shí)作用對(duì)原生孔隙的破壞作用[36]。結(jié)果顯示，太原組砂巖的初始孔隙度平均為38.6%，視壓實(shí)率介于70%～90%之間，說(shuō)明砂巖儲(chǔ)層經(jīng)歷過(guò)較為強(qiáng)烈地壓實(shí)作用，造成儲(chǔ)層原生孔隙大量喪失。

4.2 膠結(jié)作用

膠結(jié)過(guò)程中通常容易造成孔隙空間發(fā)生部分或完全堵塞，從而進(jìn)一步減少原生孔隙并加劇儲(chǔ)層致密化進(jìn)程[37]。根據(jù)薄片鑒定結(jié)果，太原組砂巖儲(chǔ)層膠結(jié)類(lèi)型主要為自生高嶺石和伊利石膠結(jié)、硅質(zhì)膠結(jié)以及方解石等碳酸鹽膠結(jié)。鏡下常見(jiàn)自生高嶺石和伊利石充填在砂巖原生粒間孔和次生溶蝕孔隙之中或者附著在石英或長(zhǎng)石顆粒表面，顯著降低儲(chǔ)層的孔隙度，但同時(shí)也發(fā)育大量的晶間孔(圖4g和圖4h)。其中，高嶺石通常以書(shū)頁(yè)狀或蠕蟲(chóng)狀集合體形式存在(圖4e和圖4g)，是中成巖A階段酸性成巖環(huán)境下長(zhǎng)石蝕變的產(chǎn)物[38]。伊利石一般呈薄片狀(圖4h)，主要來(lái)源于成巖過(guò)程中蒙脫石經(jīng)伊蒙混層轉(zhuǎn)化而來(lái)以及鉀長(zhǎng)石和高嶺石的伊利石化作用[39]。薄片和掃描電鏡分析結(jié)果顯示硅質(zhì)膠結(jié)在太原組砂巖中十分發(fā)育，主要以石英的次生加大形式為主，其次還包括一些細(xì)小的自生石英。前者主要環(huán)繞石英顆粒邊緣生長(zhǎng)，石英次生加大邊多屬I(mǎi)～I(xiàn)I級(jí)，鏡下可發(fā)現(xiàn)原生石英顆粒與其加大邊之間存在清晰的黏土薄膜邊界及石英顆粒加大后呈緊密縫合或鑲嵌凹凸接觸(圖4c)。自生石英顆粒一般附著在石英顆粒的表面，大小不均，直徑小于250 nm，多呈細(xì)小的錐狀，自形程度較高(圖4f)。這些硅質(zhì)膠結(jié)物的物源主要來(lái)自于成巖過(guò)程中不穩(wěn)定碎屑顆粒的溶蝕和蒙脫石向伊利石的轉(zhuǎn)變，因此硅質(zhì)膠結(jié)物通常與自生伊利石、高嶺石相伴生[40]。此外，大量的硅質(zhì)膠結(jié)物的形成盡管一定程度上增強(qiáng)了砂巖抵抗壓實(shí)的能力，但同時(shí)也造成了大量的孔隙堵塞和孔隙度下降，導(dǎo)致儲(chǔ)層進(jìn)一步致密[41]。相比前兩種膠結(jié)物來(lái)說(shuō)，太原組砂巖儲(chǔ)層中碳酸鹽膠結(jié)物發(fā)育規(guī)模相對(duì)較小，其類(lèi)型以方解石、白云石和鐵白云石為主。這些碳酸鹽膠結(jié)物常形成于中成巖A期中后階段(溶蝕作用之后)，主要充填粒內(nèi)和粒間溶孔，使巖石結(jié)構(gòu)進(jìn)一步致密。

4.3 溶蝕作用

溶蝕作用是對(duì)砂巖儲(chǔ)層物性改造起積極作用的一種重要成巖作用，其產(chǎn)生的次生溶孔是太原組砂巖儲(chǔ)層孔隙的主要來(lái)源。由于太原組處于含煤地層沉積背景下，早期由于植物腐爛分解腐殖酸以及烴源巖有機(jī)質(zhì)生烴生成大量有機(jī)酸，形成酸性成巖環(huán)境[42]，造成砂巖儲(chǔ)層中長(zhǎng)石、巖屑及早期碳酸鹽膠結(jié)物等酸性不穩(wěn)定組分發(fā)生兩期強(qiáng)烈溶蝕，形成次生成因的鑄膜孔、溶蝕粒間和粒內(nèi)孔隙，從而改善儲(chǔ)層的孔滲性(圖4b)。此外，掃描電鏡下也可觀察到石英表面存在一些獨(dú)立的溶蝕孔(圖4i)，是后期成巖流體介質(zhì)堿性化石英發(fā)生溶蝕的結(jié)果[43]。

4.4 破裂作用

破裂作用在太原組砂巖儲(chǔ)層比較常見(jiàn)，多以成巖微裂縫為主，可有效提高砂巖儲(chǔ)層的儲(chǔ)集和滲流能力(圖4d和圖4i)。鏡下可見(jiàn)部分裂縫兩側(cè)存在溶蝕擴(kuò)大現(xiàn)象，說(shuō)明裂縫有利于次生溶孔的形成(圖4d)。

5 儲(chǔ)層成巖階段劃分及致密成因

基于太原組砂巖儲(chǔ)層顆粒接觸關(guān)系和孔隙類(lèi)型，同時(shí)結(jié)合自生礦物、黏土礦物組合及伊蒙混層中蒙脫石轉(zhuǎn)化程度(蒙脫石含量基本小于15%)等成巖指標(biāo)，依據(jù)我國(guó)油氣行業(yè)碎屑巖成巖階段劃分規(guī)范(SY/T 5477-2003)，認(rèn)為南華北盆地太原組致密砂巖已達(dá)到中成巖B期。根據(jù)上述幾種主要的成巖現(xiàn)象時(shí)序分析結(jié)果，推測(cè)太原組致密砂巖成巖演化序列為：早期機(jī)械壓實(shí)→長(zhǎng)石和巖屑顆粒I期溶蝕→自生高嶺石I期沉淀+I期硅質(zhì)膠結(jié)→長(zhǎng)石和巖屑顆粒II期溶蝕→自生高嶺石II期沉淀+II期硅質(zhì)膠結(jié)→自生伊利石+方解石和白云石膠結(jié)→鐵白云石膠結(jié)(圖5)。此外，根據(jù)孔隙度演化定量模擬方法，結(jié)合地層埋藏史(圖8)，對(duì)其成巖過(guò)程中孔隙演化歷史進(jìn)行了重建(圖5)。

圖5 太原組致密砂巖成巖作用劃分及孔隙度演化曲線Fig.5 Diagenetic stage division and porosity evolution curve of tight sandstone in Taiyuan Formation

5.1 孔隙度定量演化模型

砂巖成巖過(guò)程中孔隙度演化主要受到壓實(shí)、膠結(jié)和溶蝕作用的影響，其中前兩者是降低孔隙度的主要因素，而溶蝕作用能夠增加孔隙度，改善儲(chǔ)層物性。砂巖在某一埋深下經(jīng)過(guò)壓實(shí)作用后剩余孔隙度與原生孔隙度之間具有指數(shù)型關(guān)系：

式中，φ0為原生孔隙度，%；φ1為砂巖埋深為Z時(shí)，壓實(shí)作用后剩余的原生孔隙度，%；C為沉積物的壓實(shí)因子，粉砂巖和中細(xì)砂巖的C值分別為0.000 33和0.000 40[44-45]；Z為砂巖的埋深，m。

膠結(jié)過(guò)程中不同類(lèi)型膠結(jié)物容易堵塞孔隙度會(huì)進(jìn)一步降低孔隙度，其導(dǎo)致的孔隙度損失量用φ2表示，其值相當(dāng)于砂巖中膠結(jié)物的含量。而溶蝕作用的增孔量可以通過(guò)使用溶蝕孔面孔率、總面孔率和實(shí)測(cè)孔隙度數(shù)據(jù)利用下列公式確定：

式中，φd為砂巖溶蝕作用產(chǎn)生的次生孔隙度，%；φ3為次生溶孔的面孔率，%；φt為鑄體薄片的總面孔率，%；φ為砂巖樣品的實(shí)測(cè)孔隙度值，%。

故而，砂巖成巖過(guò)程中孔隙度演化模型可總結(jié)為：

式中，φ4為砂巖經(jīng)過(guò)壓實(shí)、膠結(jié)減孔和溶蝕增孔作用下剩余的孔隙度。

5.2 儲(chǔ)層致密化過(guò)程

準(zhǔn)同生-早成巖A期：此階段地層埋深處于1325 m左右，古地溫小于65 ℃，烴源巖有機(jī)質(zhì)未成熟(Ro＜0.35%)，砂巖碎屑顆粒間呈點(diǎn)接觸或未接觸，發(fā)育原生粒間孔隙。隨著地層埋深不斷增加，機(jī)械壓實(shí)作用增強(qiáng)，砂巖顆粒重新排列，大量孔隙流體被排出，原生粒間孔體積縮小，總孔隙度減小。此外，由于太原組屬于煤系地層，同生期成巖環(huán)境為酸性，不利于早期的碳酸鹽膠結(jié)物發(fā)育，而長(zhǎng)石礦物和巖屑顆粒等不穩(wěn)定組分溶解形成高嶺石，使砂巖孔隙度少量增加，但同時(shí)也為早期石英膠結(jié)提供了物源。因此，此階段成巖作用主要以機(jī)械壓實(shí)為主，伴隨少量的溶蝕作用以及硅質(zhì)膠結(jié)。機(jī)械壓實(shí)作用是造成砂巖總孔隙度減小的主導(dǎo)因素，砂巖孔隙度損失量為14.61%；溶解作用增加的孔隙度為0.3%，膠結(jié)作用減小的孔隙度為0.1%，總孔隙度由初始的38.6%降至24.19%(表2)。

早成巖B期：此階段地層埋深位于1325～1750 m之間，古地溫為65～85 ℃，烴源巖有機(jī)質(zhì)達(dá)到低成熟階段(0.35% ＜Ro＜ 0.50%)。此階段，隨著埋深持續(xù)加大，砂巖被進(jìn)一步壓實(shí)，顆粒間接觸關(guān)系變?yōu)辄c(diǎn)-線接觸，機(jī)械壓實(shí)作用逐漸減弱，局部可見(jiàn)石英顆粒發(fā)生壓溶。硅質(zhì)和黏土礦物膠結(jié)相對(duì)上一期增強(qiáng)，但壓實(shí)仍然起到主要的減孔作用。同時(shí)，該階段有機(jī)質(zhì)進(jìn)入低熟階段，少量有機(jī)酸的生成是成巖水介質(zhì)PH值降低，長(zhǎng)石等易溶顆粒又一次發(fā)生溶蝕，但溶蝕數(shù)量有限。此階段，壓實(shí)和膠結(jié)作用導(dǎo)致的孔隙度損失分別為7.12%和1.2%，溶蝕增孔為0.9%，總孔隙度降至16.77%(表2)。

中成巖A期：此階段地層埋深位于1750～2570 m之間，古地溫為85～140 ℃，烴源巖進(jìn)入成熟階段(0.50% ＜Ro＜ 1.30%)。此階段機(jī)械壓實(shí)作用逐漸減弱，壓溶作用成為主導(dǎo)，顆粒接觸關(guān)系由點(diǎn)-線接觸變?yōu)榫€-凹凸接觸。烴源巖有機(jī)質(zhì)大量脫羧形成強(qiáng)烈的酸性流體環(huán)境，導(dǎo)致砂巖中長(zhǎng)石等易溶組分普遍溶蝕，形成次生溶孔。隨著壓溶和溶蝕作用的進(jìn)行，成巖流體介質(zhì)中的SiO2達(dá)到過(guò)飽和狀態(tài)，為第二期硅質(zhì)膠結(jié)的形成提供了良好條件。隨著長(zhǎng)石和巖屑溶蝕釋放的鉀、鈉、鎂等離子的持續(xù)生成和有機(jī)酸量的減少，孔隙流體酸性減弱，少量碳酸鹽和伊利石膠結(jié)物逐漸形成，占據(jù)了較早形成的次生溶蝕孔隙。此階段，壓實(shí)和膠結(jié)作用導(dǎo)致的孔隙度損失分別為6.48%和4.4%，溶蝕增孔為2.08%，總孔隙度降至7.97%(表2)。

中成巖B期：此階段地層持續(xù)埋藏，最大埋深達(dá)到4000 m左右，隨后在燕山期地層開(kāi)始抬升和喜山期再次發(fā)生沉降到達(dá)現(xiàn)今埋深，沉降幅度小于最大埋深。燕山期異常熱力作用使烴源巖很快進(jìn)入高成熟甚至過(guò)成熟階段，大量生成天然氣?？紫端橘|(zhì)完全由酸性轉(zhuǎn)變?yōu)閴A性，碳酸鹽和含鐵碳酸礦物發(fā)生膠結(jié)和交代石英和長(zhǎng)石顆粒，部分石英表面出現(xiàn)少量溶蝕孔。在此階段，壓實(shí)和膠結(jié)作用使總孔隙度最終降低為3.6%，與現(xiàn)今砂巖的平均孔隙度3.24%接近(表2)。

表2 太原組砂巖不同成巖作用下孔隙度的變化量統(tǒng)計(jì)Table 2 Porosity evolution of Taiyuan Formation sandstone under different diagenesis process

整體上，在太原組砂巖成巖過(guò)程中壓實(shí)作用累計(jì)減孔量為31.01%，膠結(jié)作用累計(jì)減孔量為7.27%，壓實(shí)作用是造成砂巖孔隙度降低和儲(chǔ)層致密化的主要因素，而溶蝕作用增加孔隙度為3.28%，增孔能力有限，對(duì)儲(chǔ)層物性改造意義較小。

6 氣體充注特征

6.1 流體包裹體特征

儲(chǔ)層流體包裹體是儲(chǔ)層巖石成巖過(guò)程中由于成巖作用導(dǎo)致流體被捕獲在礦物晶格穴窩或者缺陷中形成的，它作為一種相對(duì)封閉的地化體系和原始流體信息的重要載體，記錄了捕獲時(shí)流體的組成、溫度、壓力、介質(zhì)境等信息，因此可作為研究復(fù)雜構(gòu)造盆地中油氣成藏過(guò)程和厘定成藏時(shí)限的重要媒介[46-48]。根據(jù)鏡下觀察分析結(jié)果，太原組測(cè)試的砂巖樣品中流體包裹體主要發(fā)育于砂巖石英顆粒成巖第一期次生加大后，發(fā)育豐度極高(GOI為20%±)，按其內(nèi)部流體成分可分為氣態(tài)烴包裹體和含烴鹽水包裹體，以后者為主。包裹體大多沿切穿砂巖石英顆粒及其加大邊的微裂隙呈條狀或帶狀分布，形態(tài)包括圓形、半圓形、橢圓形及棱角形等，直徑介于1～12 μm之間(圖6 a，b，c和d)。單偏光下可見(jiàn)含烴鹽水包裹體呈淡褐色或透明無(wú)色，氣態(tài)烴包裹體呈深灰色(圖6 a，b，c和d)。此外，氣態(tài)烴包裹體的激光拉曼分析譜圖顯示在波長(zhǎng)為2914.2 cm-1處存在明顯的CH4拉曼特征峰(圖6e和6f)，說(shuō)明其氣體成分以CH4為主，說(shuō)明太原組砂巖儲(chǔ)層經(jīng)歷過(guò)天然氣充注過(guò)程。此外，譜圖中左側(cè)部分也可見(jiàn)到強(qiáng)度相對(duì)較大的石英特征峰，這可能與煤系源巖生烴產(chǎn)生有機(jī)酸，溶蝕長(zhǎng)石和巖屑并釋放SiO2進(jìn)入孔隙流體中有關(guān)。

圖6 WC-1井砂巖儲(chǔ)層流體包裹體顯微照片及氣態(tài)烴包裹體激光拉曼譜圖Fig.6 Microscopic photographs of fluid inclusions and laser Raman spectra of gaseous hydrocarbon inclusions

6.2 均一溫度特征

流體包裹體形成于地層古埋藏時(shí)的高溫高壓成巖環(huán)境中，流體作為單一均勻相態(tài)被捕獲，但由于在后續(xù)地質(zhì)過(guò)程中，溫度和壓力降低，均一相態(tài)的流體分解為氣、液兩相的狀態(tài)。通過(guò)對(duì)流體包裹體進(jìn)行加熱處理，使其重新恢復(fù)為單一均勻相態(tài)，此時(shí)對(duì)應(yīng)的溫度，即為“均一溫度”[49]。均一溫度反映了儲(chǔ)層包裹體形成時(shí)的古地溫。由于烴類(lèi)流體的流動(dòng)通常處于油、氣、水等組分和相態(tài)相當(dāng)復(fù)雜的不混溶體系中，所以烴類(lèi)包裹體一般為非均一體系捕獲形成的，其均一溫度無(wú)法提供準(zhǔn)確的地質(zhì)信息[50]。因此，通常利用與其同期伴生的均一捕獲的含烴鹽水包裹體的均一溫度來(lái)模擬烴類(lèi)包裹體形成時(shí)的古地溫。如圖7a所示，太原組砂巖樣品中與氣態(tài)烴包裹體同期的均相捕獲的含烴鹽水包裹體均一溫度為100～160 ℃，分布范圍較廣，均一溫度直方圖上表現(xiàn)為“單峰型”特征，峰值位于130～150 ℃之間，說(shuō)明油氣充注活動(dòng)期次為一期。

6.3 氣體充注時(shí)間

確定油氣成藏時(shí)間是研究油氣運(yùn)聚歷史、建立油氣成藏模式的關(guān)鍵環(huán)節(jié)之一。本次研究利用PetroMod盆地模擬軟件重建了太康隆起WC-1井的地層埋藏史和熱史，并根據(jù)含烴鹽水包裹體的均一溫度特征確定了對(duì)應(yīng)的油氣充注時(shí)間[51-52]。

太康隆起早二疊世太原組地層沉積之后，相繼沉積了巨厚的二疊系和三疊系地層，至三疊世末期達(dá)到最大埋深約4000 m。在此期間，由于地層沉降深埋作用，烴源巖成熟度不斷升高，開(kāi)始生烴并達(dá)到高成熟階段。自三疊世末期以來(lái)，由于華北板塊與揚(yáng)子板塊之間碰撞作用增強(qiáng)，秦嶺大別造山帶進(jìn)入全面造山階段，造成華北盆地南部地層發(fā)生強(qiáng)烈抬升遭受長(zhǎng)期的剝蝕，WC-1井的剝蝕厚度達(dá)到2150.65 m。此外，由于揚(yáng)子板塊俯沖和造山帶的擠壓作用使得地幔物質(zhì)向北推進(jìn)遷移，并在太康隆起部位發(fā)生地幔上涌和巖石圈減薄，形成異常高的區(qū)域性地溫場(chǎng)，因此此階段烴源巖演化并未停止，且進(jìn)入過(guò)成熟階段，生烴作用持續(xù)進(jìn)行。進(jìn)入新近世以來(lái)，由于喜馬拉雅運(yùn)動(dòng)，地層再次發(fā)生沉降到達(dá)現(xiàn)今埋深。由于埋深小于沉降過(guò)程中的最大埋深，地層溫度也較低，因此不具備二次生烴條件。

通過(guò)將含烴鹽水包裹體均一溫度值和埋藏-熱史圖進(jìn)行結(jié)合，得到太原組砂巖儲(chǔ)層單期次的油氣充注發(fā)生在229～213 Ma，即晚三疊世(圖7b)。此外，根據(jù)“均一溫度代表油氣充注時(shí)的古地溫”這一原理，結(jié)合太原組砂巖成巖演化史，可推測(cè)當(dāng)時(shí)儲(chǔ)層處于晚中成巖A期。根據(jù)砂巖儲(chǔ)層孔隙演化史分析，太原組砂巖在中成巖A期末進(jìn)入致密期。因此，太原組砂巖儲(chǔ)層致密與成藏的關(guān)系表現(xiàn)為邊致密邊成藏。

圖7 太康隆起WC-1井砂巖儲(chǔ)層(a)含烴鹽水包裹體均一溫度分布直方圖；(b)地層埋藏-熱演化史及氣體充注時(shí)間圖Fig.7 Histogram of well WC-1 in Taikang Uplift (a) homogenization temperature distribution of hydrocarbon-bearing brine inclusions in sandstone reservoirs ; (b)burial and thermal evolution history and gas charging time

7 結(jié)論與認(rèn)識(shí)

太康隆起二疊系太原組砂巖儲(chǔ)層巖石類(lèi)型以巖屑砂巖和長(zhǎng)石巖屑砂巖為主，儲(chǔ)層整體物性偏低，屬于特低孔-特低滲儲(chǔ)層。孔隙類(lèi)型以次生成因的粒間和粒內(nèi)溶孔、黏土礦物晶間微孔和微裂縫為主，原生孔基本不發(fā)育。砂巖主要的成巖作用類(lèi)型包括機(jī)械壓實(shí)、化學(xué)壓溶、膠結(jié)、溶蝕和破裂作用等，當(dāng)前處于中成巖B期。儲(chǔ)層致密化成因以壓實(shí)作用和膠結(jié)作用為主，其中，壓實(shí)作用是造成儲(chǔ)層孔隙度損失的主要原因。儲(chǔ)層致密化時(shí)間為三疊世末期，與氣體充注時(shí)間基本一致，因此太原組致密砂巖儲(chǔ)層屬于“邊致密邊成藏”型儲(chǔ)層。