胡東風(fēng), 王良軍, 施澤進(jìn), 王 勇

(1.中國石化勘探分公司,成都610041;2.油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗室(成都理工大學(xué)),成都610059)

四川盆地東南部小河壩組優(yōu)質(zhì)儲層的形成機(jī)制

胡東風(fēng)1, 王良軍1, 施澤進(jìn)2, 王 勇2

(1.中國石化勘探分公司,成都610041;2.油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗室(成都理工大學(xué)),成都610059)

探討四川盆地東南部下志留統(tǒng)小河壩組砂巖形成優(yōu)質(zhì)儲層的控制因素及形成機(jī)制。以野外剖面測量為基礎(chǔ),通過孔滲分析、薄片鑒定、陰極發(fā)光及掃描電鏡等手段，結(jié)合前人的研究成果，對小河壩組海相碎屑巖的儲層形成機(jī)制進(jìn)行分析。認(rèn)為沉積微相控制了儲層形成的先決條件，水下分流河道和遠(yuǎn)砂壩主要沉積了一套粉砂巖，具有形成儲層的先天條件；而分流間灣主要沉積了一套泥巖或粉砂質(zhì)泥巖，不能形成儲層。生烴中心對小河壩組儲層具有重要的控制作用，砂巖中瀝青的含量與生烴中心的距離具有明顯的負(fù)相關(guān)性。巖性在縱向上的疊置關(guān)系也是影響儲層形成的重要因素，具有砂泥互層的地層結(jié)構(gòu)，因砂巖不易壓實(shí)和膠結(jié)，可形成相對較好的儲層；而厚層的砂巖因壓實(shí)和膠結(jié)作用嚴(yán)重，反而難以形成好的儲層。

儲層；形成機(jī)制；小河壩組；四川盆地

近年來,海相碎屑巖逐漸成為油氣勘探領(lǐng)域重點(diǎn)關(guān)注的對象之一。近十年來,國內(nèi)集中發(fā)表了大量的研究成果[1-9],這些成果主要來自對塔里木盆地奧陶系—志留系海相碎屑巖的研究和四川盆地志留系海相碎屑巖的研究。所不同的是，在塔里木盆地,針對海相碎屑巖的勘探已經(jīng)取得了重大的突破[8],而四川盆地海相碎屑巖至今沒有突破。無論是塔里木盆地還是四川盆地,海相碎屑巖都具有較好的烴源巖和蓋層，塔里木盆地海相碎屑巖在深部發(fā)育了孔滲條件較好的優(yōu)質(zhì)儲層，而四川盆地海相碎屑巖儲層則相對致密。毫無疑問，四川盆地海相碎屑巖勘探的關(guān)鍵在于尋找優(yōu)質(zhì)儲層。然而，目前無論是少量的鉆井資料還是野外露頭資料都顯示四川盆地海相碎屑巖絕大多數(shù)砂體都非常致密，志留系碎屑巖僅在石柱縣雙流壩和冷水溪地區(qū)發(fā)育了一套相對較好的儲層。本文將通過野外露頭的對比分析，嘗試闡述小河壩組優(yōu)質(zhì)儲層的形成機(jī)制，期望對四川盆地海相碎屑巖的勘探有所幫助。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

研究區(qū)位于四川盆地東南部的川東高陡構(gòu)造帶和川南中低緩構(gòu)造帶，所處大地構(gòu)造位置為揚(yáng)子板塊中南部、黔中隆起北緣及川中隆起以南的上揚(yáng)子前陸盆地中部區(qū)域[10]。該區(qū)下組合(震旦系-志留系)是川東南地區(qū)油氣勘探的重要新領(lǐng)域，其縱向上發(fā)育多套生儲蓋組合，具有較好的勘探前景[11]。

目標(biāo)層下志留統(tǒng)小河壩組(S1x)主要分布在南川三泉-石柱漆遼-彭水-秀山一帶，厚度為200～300 m，底部與龍馬溪組頂部黃綠色薄至中厚層粉砂質(zhì)泥巖、頁巖整合接觸。下部為綠灰色中至厚層狀粉砂巖，局部夾生物碎屑灰?guī)r條帶，具不明顯波痕，含珊瑚、腕足類、三葉蟲等化石；上部為黃綠、灰綠色頁巖，夾生物灰?guī)r薄層或透鏡體；底部夾粉砂巖條帶，具蟲跡、小型波痕；頂部為薄層狀石英粉砂巖，波痕發(fā)育，與韓家店組紫紅色、綠灰色頁巖整合接觸。小河壩組主要為一套三角洲沉積物,發(fā)育三角洲前緣和前三角洲2個亞相[12]。在研究區(qū)南部,與小河壩組同期沉積的石牛欄組則為一套局限臺地相、臺地邊緣淺灘相、臺地邊緣生物礁相、臺地邊緣斜坡相、陸棚相的海相碳酸鹽巖[10](圖1)。

2 儲層基本特征

小河壩組砂巖顆粒普遍較細(xì)，以粉砂巖及泥質(zhì)粉砂巖為主，含少量的細(xì)砂巖(圖2-A～D)。200多個薄片鑒定結(jié)果表明，小河壩組儲層主要以長石石英砂巖為主，含少量的石英砂巖。石英占全部碎屑(體積)的78%～97%，平均為88.4%，砂巖的成分成熟度為中等偏高。石英以單晶石英為主，偶見硅質(zhì)巖屑，部分巖石中可見次生加大石英。長石的體積分?jǐn)?shù)為1%～15%，平均為6.9%,以斜長石為主，其次為微斜長石和正長石(圖2-B、D)。鏡下見長石普遍蝕變較弱，表面較干凈，在粉砂巖中可見長石溶蝕現(xiàn)象。巖屑成分相對單一，以云母類為主(主要為黑云母和白云母)，云母的體積分?jǐn)?shù)為0%～12%，平均為4.6%；其他巖屑少見，如少數(shù)粉砂巖中偶見黏土巖屑、千枚巖屑。碎屑分選性為中等偏好，砂巖中雜基(泥質(zhì))的體積分?jǐn)?shù)為5%～14%，泥質(zhì)夾層的體積分?jǐn)?shù)為5%～45%，膠結(jié)物的體積分?jǐn)?shù)為2%～12%，以不均勻的鈣質(zhì)膠結(jié)作用(局部非常強(qiáng)烈)為顯著特點(diǎn)(圖2-D)。因此，小范圍內(nèi)的孔、滲性變化很大，儲層有較為強(qiáng)烈的非均質(zhì)性，薄片面孔率為2%～13%，裂縫率為0.2%～5%。

常規(guī)巖石物性分析結(jié)果表明，小河壩組各剖面孔隙度(q)為0.27%～13.23%，平均為1.19%～5.38%；滲透率(K)為(0.011～7.97)×10-3μm2，平均為(0.22～0.99)×10-3μm2。黃草場、三泉、小河壩剖面的平均孔隙度分別為1.58%、1.75%和1.19%，冷水溪和雙流壩剖面巖石平均孔隙度明顯高于以上3個剖面，分別為5.05%和5.38%，但滲透率卻無明顯優(yōu)勢。

圖1 川東南地區(qū)石牛欄期(小河壩期)沉積體系平面展布Fig.1 The planar distribution of depositional system of the Shiniulan (or Xiaoheba) Formation(據(jù)文獻(xiàn)[9]和文獻(xiàn)[13]修改)

顯微鏡下觀察, 黃草場、三泉、小河壩剖面砂巖中的孔隙主要為少量的原生粒間孔及少量裂縫,溶蝕孔隙多被方解石充填(圖2-E、F),有效孔隙相對較少；而在冷水溪、雙流壩剖面則可觀察到數(shù)量較多的溶蝕孔隙,大量的顆粒被溶蝕形成鑄?？?孔隙未被完全充填或被瀝青充填(圖2-G、H)。這些溶蝕孔隙為什么會形成并保存下來是本文討論的重點(diǎn)。

3 儲層的形成機(jī)制

王勇等[14]曾從微觀角度對小河壩組儲層的控制因素進(jìn)行了分析，認(rèn)為優(yōu)質(zhì)儲層的壓實(shí)作用和膠結(jié)作用相對較弱，且其溶蝕作用和破裂作用相對較強(qiáng)，在沉積物的粒度上也略粗于其他剖面，這些因素是造成優(yōu)質(zhì)儲層發(fā)育的原因。這些微觀因素對理解小河壩組儲層的成因具有一定的理論意義，但對油氣勘探部署作用有限。我們結(jié)合野外調(diào)查和室內(nèi)測試分析，在前人的基礎(chǔ)上對小河壩組儲層的形成機(jī)制進(jìn)行宏觀上的分析。

3.1 生烴強(qiáng)度對小河壩組儲層的影響

根據(jù)薄片觀察和實(shí)際地質(zhì)狀況分析[13,15-17]，志留系碎屑巖是一次連續(xù)快速的沉積過程，沒有明顯的表生溶蝕作用，后期的次生孔隙多在埋藏環(huán)境下形成的。在埋藏條件下，有機(jī)質(zhì)成熟形成的有機(jī)酸溶蝕是最主要的溶蝕方式[18-25]。從整個四川盆地來看，小河壩組最主要的烴源巖為下伏的龍馬溪組。龍馬溪組泥頁巖在盆地內(nèi)有2個沉積中心，一個位于瀘州—永川地區(qū)，另一個位于石柱—彭水地區(qū)，也是龍馬溪組2個重要的生烴中心[26-27]。早在20世紀(jì)八九十年代，就有學(xué)者提出次生孔隙的形成和保存的2個有利條件為儲層與烴源巖相鄰和烴源巖已經(jīng)成熟，生成過大量的有機(jī)酸[28-29]。本次研究的幾個剖面儲層發(fā)育狀況，印證了上述觀點(diǎn)。在位于生烴中心附近的雙流壩剖面和冷水溪剖面中(圖3)，可見大量的溶蝕孔隙，且孔隙多被瀝青充填；往遠(yuǎn)離石柱—彭水生烴中心的南東方向，距離生烴強(qiáng)度中心越遠(yuǎn)，孔隙發(fā)育程度越弱，且瀝青含量明顯降低(圖3)，瀝青含量與生烴中心的距離具有明顯的負(fù)相關(guān)性。因此，小河壩組儲層的發(fā)育狀況，明顯受到了生烴強(qiáng)度的影響。大量的有機(jī)質(zhì)成熟不僅提供了充足的酸性流體，促使砂巖中的易溶組分溶解，而且緊隨其后的油氣充注也可對形成的溶蝕孔隙進(jìn)行有效的保護(hù)。因此，生烴強(qiáng)度對小河壩組儲層具有明顯的控制作用。

3.2 沉積微相的控制作用

沉積微相通過影響沉積物的巖性、顆粒粗細(xì)及砂體厚度等影響著儲層的發(fā)育狀況。絕大多數(shù)儲層的形成都會受到沉積相帶的控制[31-36]。通過對小河壩組樣品的統(tǒng)計(表1)，在研究區(qū)存在的3類主要沉積微相中，分流間灣的物性發(fā)育較差，而水下分流河道和遠(yuǎn)砂壩則相對較好，遠(yuǎn)砂壩的平均孔隙度可達(dá)到3.8%以上。分流間灣通常以粉砂質(zhì)泥巖為主，沉積物顆粒較細(xì)，形成儲層的先天條件不足。相對于遠(yuǎn)砂壩，水下分流河道可以形成巨厚層的砂體，且砂巖的顆粒也往往相對較粗，具有較好的先天條件；但同時也因其先天條件較好，在埋藏后，也很容易被膠結(jié)及壓實(shí)，使孔隙消耗殆盡。遠(yuǎn)砂壩的巖性往往以粉砂巖或含泥質(zhì)粉砂巖為主，因其在三角洲前緣的前端，在縱向上容易形成遠(yuǎn)砂壩和分流間灣的互層沉積，在沉積后受分流間灣泥巖的保護(hù)，容易形成較好的儲層。

圖2 小河壩組砂巖顯微照片F(xiàn)ig.2 Photomicrographs of the sandstone from the Xiaoheba Formation(A)含泥質(zhì)粉砂巖，少量溶孔，被瀝青充填，雙流壩剖面，單偏光; (B)與(A)同一視域，長石發(fā)藍(lán)色光，石英不發(fā)光,陰極發(fā)光照片; (C)粗粉砂巖，碳酸鹽巖膠結(jié)嚴(yán)重,黃草場剖面，單偏光; (D)與(C)同一視域，長石發(fā)藍(lán)色光，石英不發(fā)光，大量方解石膠結(jié)物在陰極射線下發(fā)桔黃色光，陰極發(fā)光照片; (E)孤立的原生粒間孔，無明顯的滲濾通道，黃草場剖面，掃描電鏡照片; (F)粉砂巖，少量殘余粒間孔，被方解石(紅色)充填，三泉剖面，茜素紅染色，單偏光; (G)溶蝕作用強(qiáng)烈， 顆粒外形已被完全破壞， 僅剩下密集的次生孔隙及不規(guī)則的殘留物，冷水溪剖面，掃描電鏡照片; (H)長石溶孔發(fā)育，被大量瀝青充填，雙流壩剖面，單偏光

表1 小河壩組不同沉積微相物性統(tǒng)計Table 1 Statistics of physical property for different microfacies of the Xiaoheba Formation

圖3 四川盆地龍馬溪組頁巖厚度分布及小河壩組瀝青含量顯微圖Fig.3 Shale isopach of Silurian Longmaxi Formation and pitch content of the Xiaoheba Formation in Sichuan Basin(據(jù)文獻(xiàn)[30]修改)

3.3 沉積相帶縱向疊置對儲層的影響

沉積相帶的縱向疊置控制了碎屑巖在縱上的巖性組合。通過各個剖面的分析，發(fā)現(xiàn)在大套厚層的砂巖中，樣品往往表現(xiàn)出了較明顯的壓實(shí)作用和膠結(jié)作用(圖4)。例如在黃草場及南川地區(qū)，大套的砂巖里儲層反而不發(fā)育。而在雙流壩和冷水溪剖面中(圖5)，縱向上以砂泥近乎等厚互層的形式存在。這種砂泥互層的結(jié)構(gòu)有利于防止成巖早期砂體被強(qiáng)烈地壓實(shí)，泥質(zhì)層的存在，阻礙了在壓實(shí)過程中，砂巖中的流體被擠壓排泄掉，間接地保護(hù)了原生粒間孔，為后期的溶蝕作用奠定了基礎(chǔ)。因此，縱向上這種砂泥互層的結(jié)構(gòu)有利于優(yōu)質(zhì)儲層的形成和保護(hù)。

4 砂體演化模式

小河壩組中的砂體沉積時,主要形成2種類型,一種是砂體厚度明顯大于泥巖厚度的砂包泥型沉積,另一種是泥巖厚度明顯大于砂體厚度的泥包砂型沉積(圖6-A)。對于砂包泥型砂體,當(dāng)?shù)貙颖宦癫睾?，在上覆地層重力作用下會被迅速壓?shí)(圖6-B)；但由于砂巖骨架顆粒的支撐作用，原生孔隙并不能完全損耗，再加上砂體本身較厚，會留有較多的孔隙通道供地下水流動，此時的砂體相當(dāng)于處在一個開放體系中，砂體中的水壓等于靜水壓力(圖6-B)，這種水流不斷從淺層水體中帶來CaCO3，當(dāng)流進(jìn)深部地層時，由于溫度的升高，CO2的溶解度降低，溶解在其中的CaCO3飽和沉淀，形成大量的以方解石為主的膠結(jié)物(圖6-C)。至晚二疊世，志留系中的有機(jī)質(zhì)成熟時[37]，盡管可能由于加里東運(yùn)動及海西運(yùn)動產(chǎn)生了大的斷層，但此時砂體已經(jīng)比較致密，斷層只是起到了導(dǎo)流有機(jī)酸的作用，并不能使砂巖產(chǎn)生普遍的溶蝕孔隙(圖6-D)。

圖4 致密砂巖顯微特征Fig.4 Microphotographs showing the characters of tight sandstone in Xiaoheba Formation(A)細(xì)粒石英砂巖，強(qiáng)壓實(shí)，碎屑緊密接觸，見石英次生加大,黃草場剖面，正交偏光；(B)細(xì)粒長石石英砂巖，強(qiáng)壓實(shí)，較粗的顆粒緊密接觸，細(xì)小顆粒殘余粒間孔被方解石充填,黃草場剖面，正交偏光

圖5 研究區(qū)小河壩組剖面巖性簡圖Fig.5 Sketch showing the Xiaoheba Formation lithology from different cross sections

當(dāng)?shù)貙涌v向上以泥巖為主時，會形成泥包砂的結(jié)構(gòu)(圖6-A)，地層埋藏后，同樣會被迅速壓實(shí)(圖6-B)，且泥巖由于缺乏顆粒支撐，更容易被壓實(shí)，壓實(shí)后的泥巖滲透性迅速降低，而包在其中的砂巖，由于砂巖骨架顆粒的支撐作用，原生孔隙部分得以保留。當(dāng)埋藏深度進(jìn)一步加大時，由于周圍泥巖的阻隔，砂體中的水并不能及時排出，此時，砂體中的水會承受一部分地層壓力，阻礙砂體進(jìn)一步壓實(shí)及膠結(jié)物的進(jìn)一步形成(圖6-C)。當(dāng)有機(jī)質(zhì)開始成熟時，生成有機(jī)酸及烴類，泥巖中的壓力增加，有機(jī)酸及烴會向包在其中的砂體中運(yùn)移，當(dāng)其中存在大的斷層或構(gòu)造縫時，有機(jī)酸不斷進(jìn)入砂體并向構(gòu)造縫中匯集，在此過程中可能會造成砂巖中的長石及膠結(jié)物的溶蝕，形成較多的溶蝕孔隙(圖6-D)。這一過程是小河壩組儲層發(fā)育的主要機(jī)制。

圖6 小河壩組砂體演化模式Fig.6 Evolution model of sand bodies for the Xiaoheba Formation

當(dāng)然，上述觀點(diǎn)主要是基于野外露頭的研究，至于經(jīng)歷了有機(jī)酸溶蝕后而未被抬升至地表的砂體，在地下是否經(jīng)歷了更為復(fù)雜的成巖作用改造，是否造成了儲層更為發(fā)育或更為致密，由于缺乏相應(yīng)的巖心資料的支撐，深埋地下的砂體具體情況目前還無從知曉。但據(jù)以往的勘探經(jīng)驗，野外露頭在一定程度上可以反映地下的情況，在目前資料狀況下認(rèn)識和理解小河壩組儲層局部較為發(fā)育的狀況，仍然具有重要的指導(dǎo)意義。

5 結(jié) 論

a.四川盆地東南部小河壩組碎屑巖以粉砂巖及泥質(zhì)粉砂巖為主，普遍致密，但在冷水溪及雙流壩剖面發(fā)育了一套相對較好的儲層，儲層孔隙以長石的次生孔隙為主，孔隙度約為5%。

b.小河壩組儲層在宏觀上受生烴強(qiáng)度、沉積微相和沉積相在縱向上的展布控制。距離生烴中心越近，砂巖越容易受到有機(jī)酸的溶蝕，也越容易被油氣充注使得溶蝕孔隙被保存下來，儲層發(fā)育狀況與生烴中心的距離存在明顯的負(fù)相關(guān)性；遠(yuǎn)砂壩微相是最有利的沉積微相；縱向上砂泥互層的沉積結(jié)構(gòu)，更有利于儲層的發(fā)育。

c.在砂包泥的地層結(jié)構(gòu)中，由于砂體的滲透性較好，在成巖過程中流體易于在其中流動，帶來了大量的方解石膠結(jié)物，使砂體迅速被致密化，即使后來有機(jī)質(zhì)的成熟過程中形成了大量的有機(jī)酸及構(gòu)造運(yùn)動形成了部分破裂縫，但致密化的儲層已經(jīng)很難被改造了。

d.在泥包砂的地層結(jié)構(gòu)中，壓實(shí)后的泥巖阻擋了砂體中流體的排出，也防止了砂體被外來方解石膠結(jié)，保存了相當(dāng)數(shù)量的原生孔隙。當(dāng)有機(jī)質(zhì)成熟生成有機(jī)酸并有一定的裂縫溝通時，有機(jī)酸進(jìn)入砂體，形成一定數(shù)量的次生溶蝕孔隙，這一過程是小河壩組儲層形成的重要機(jī)制。

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Studyontheformationmechanismofhigh-qualityreservoirofXiaohebaFormationinSoutheastSichuanBasin,China

HU Dongfeng1, WANG Liangjun1, SHI Zejin2, WANG Yong2

1.ExplorationCompanyofSINOPEC,Chengdu610041,China;2.StateKeyLaboratoryofOilandGasReservoirGeologyandExploitation,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu610059,China

The Lower Silurian Xiaoheba Formation is an important target for oil and gas exploration in Sichuan Basin. The sandstone in Xiaoheba Formation is very tight, but it can form relatively good quality reservoir. Based on the measured natural profiles as well as previous research results, the controlling factors of reservoir quality and mechanism for the formation of relatively high-quality reservoir are studied by means of property testing, thin section identification, cathodoluminescence, scanning electron microscope and other technical methods. It is considered that the sedimentary microfacies are prerequisites for the formation of reservoir. The siltstone deposited in the subaqueous distributary channel and distal bar is favorable for the formation of reservoir, while the mudstone or silty mudstone deposited in the bay between underwater distributary channels are hard to form reservoir. Hydrocarbon-generating center is very important for the formation of reservoir and a negative correlation exists between the solid bitumen content and the distance from sandstone to hydrocarbon-generating center. Superimposed relation among various lithological layers is also an important factor controlling the formation of reservoir. Sandstone intercalated with mudstone can form reservoir easily as the sandstone is not easily cemented and compacted, while the thick bedded sandstone is hard to form high quality reservoir because of its strong compaction and cementation during the diagenesis.

reservoir; formation mechanism; Xiaoheba Formation; Sichuan Basin

TE122.21 [

] A

10.3969/j.issn.1671-9727.2017.05.05

1671-9727(2017)05-0543-10

2017-03-21。

國家科技重大專項(2016ZX05002-004-004)。

胡東風(fēng)(1964-),教授級高工,從事油氣勘探部署及研究工作, E-mail:sinopec_hu@sina.com。