准噶尔盆地腹部地区深层侏罗系和白垩系砂岩储层次.doc

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1、精品论文准噶尔盆地腹部地区深层侏罗系和白垩系砂岩储层次生孔隙成因及影响因素1王芙蓉1，何生1,2，杨智1，何治亮3，张福顺4（1.中国地质大学（武汉）资源学院 湖北武汉 430074；2.中国地质大学（武汉）构造与油 气资源教育部重点实验室 湖北武汉 430074；3. 中国石化石油勘探开发研究院 北京100083；4.中国石化石油勘探开发研究院西部分院 新疆乌鲁木齐 830011）E-mail: wfr777 摘要：准噶尔盆地腹部地区深层侏罗系和白垩系砂岩储层埋深主要在 4300-6200m 左右，目前储层处于晚 成岩阶段 A 期，垂向上发育 2 个次生孔隙带，主要是烃源岩成熟产生的有机酸对

2、碳酸盐胶结物和长石颗粒 溶蚀形成的，但在不同深度储层溶蚀对象存在差异。侏罗系和白垩系之间存在的区域不整合对储层的重要 意义是作为有机酸运移的通道，导致次生孔隙在不整合面附近发育；盆地低地温梯度使得有机质生油门限 和蒙脱石伊利石化的作用深度下移，深部超压系统内孔隙水溶蚀作用增强，使得次生孔隙度在 6000m 埋深 下仍可大于 10%；早期发育绿泥石包膜可有效抑制石英次生加大，有利于保存原生孔隙和次生孔隙。 关键词：不整合面，晚期超压，绿泥石包膜，有机酸，次生孔隙，准噶尔盆地腹部中图分类号：TE0.引言随着油气勘探开发的不断深入，勘探目标逐渐由中、浅层转向深层（4000 m）和超深 层（6000

3、m）1，中国一般把 3500 m以下作为深层油气的勘探领域2，寿建峰（2006）研 究界定西部盆地的深层储层埋深一般大于 4500 m，东部盆地一般大于 3500 m3。国内外 20 多年来对深部勘探的实践证实，盆地深部有着丰富的油气资源，深部勘探是老区挖潜和增产 的重要途径4。准噶尔腹部地区储层埋深约为 40006500m，孔隙度主要分布在 420， 渗透率分布在 0.110010-3m2，较大的孔隙度和渗透率区间出现在次生孔隙发育带内，其 余主要属低孔低渗储层，储层物性特征是腹部区块油气勘探部署需要考虑的关键因素之一。 前人对准噶尔盆地腹部侏罗系和白垩系砂岩储层孔隙进行过不同意见的研究，部

4、分学者认为 孔隙类型以原生剩余粒间孔为主5-9，也有研究认为孔隙类型以次生溶孔为主10-13。本次研究通过 2285 块砂岩常规薄片观察、367 块砂岩铸体薄片图像分析、160 块砂岩扫 描电镜-能谱分析结合 65 块砂岩碳、氧同位素测定等分析化验手段，深化腹部深层砂岩储层 孔隙的成因机理及其演化，研究储层物性的影响因素，寻找次生孔隙发育带。1.地质概况准噶尔盆地位于新疆北部，是我国大型含油气盆地之一，是晚古生代-中新生代的挤压 叠合盆地，经历了海西、印支、燕山和喜山多期构造演化。本文所指准噶尔盆地腹部主要包1本课题得到高等学校博士学科点专项科研基金项目（20060491505），中国石油化工

5、团公司“十一五”重点 科技攻关项目（P05005）和中国地质大学（武汉）优秀青年教师资助计划资助项目（CUGQNL0840）联合 资助第一作者简介：王芙蓉，女，1979 年出生，博士，讲师，主要从事储层沉积、成岩作用研究，12括中央坳陷的盆 1 井西凹陷和昌吉凹陷西段，在矿权上属于中国石化的中部 1 区块和 3 区块，央如图 1。中晚侏罗世由于燕山、幕构造抬升，盆地腹部曾形成一横贯中央坳陷东西的大 型车莫古隆起，晚侏罗世古隆起再次抬升剥蚀，既而隐伏埋藏，直至喜山运动消亡，而盆地 也成为一南倾的斜坡14-17。受车莫古隆起的影响，侏罗系和上覆白垩系地层之间为区域性不 整合接触18，上侏罗统的喀拉

6、扎组和齐古组地层以及中侏罗统的头屯河组地层均被剥蚀。本 区主要发育有二叠系和侏罗系两套烃源岩，储集层为中下侏罗统和下白垩统河流-三角洲相 砂岩，目的层段埋深较深，一般在 4300-6200m左右，经历了强烈的压实，烃源岩演化程度 高，其中二叠系液态烃裂解和下侏罗统八道湾组与中统西山窑组煤系地层的热演化形成了晚 白垩世以来腹部普遍发育的强烈超压19。0 2040 60 km准噶尔盆地沙2井 沙1井 庄101井 庄1 井 坳成1 井 中部2区块中征1 井 征3 井 中部1区块永3 井 永2 井 永1 井 永6 井 永8 井 中部3区块金1 井 永7 井 董1 井 陷中部4区块盆地边界构造单元边界中

7、石化区块边界 井位东部隆起博格达山图 1 准噶尔盆地腹部区域构造图和钻井分布图Fig.1 Map of areal structure and studied wells locations in the center of Junggar Basin2.储层孔隙特征2.1. 孔隙类型本文在大量实验室分析测定的基础上，认为白垩系和侏罗系砂岩的孔隙类型以次生溶蚀 孔隙为主，原生剩余粒间孔是很次要的孔隙类型，但是对次生孔隙的发育意义重大（图 2）。原生孔隙主要见于颗粒之间的残余孔隙，多为形态规则的三角形（图 2A），在储层储集 空间中所占比例很低；次生溶蚀孔隙包括粒间溶孔、粒内溶孔、铸模溶孔、晶间

8、孔等，粒间 溶孔表现为颗粒之间胶结物被溶蚀，铸体薄片中可见部分碎屑颗粒呈“漂浮状”，说明粒间 胶结物被溶解，在不断埋藏过程中溶蚀孔隙被保存下来（图 2B、2C）；长石的溶解现象也 比较常见，大多是沿长石解理溶解，部分是溶解长石颗粒边缘，在颗粒附近可见高岭石产生。 最常见的是长石粒内溶孔，岩屑粒内溶孔少见，在孔隙总体积中的比值较小（图 2D）。铸模 孔大多为溶解长石颗粒所致，在孔隙的边缘还残留少量长石碎屑（图 2E）。还可见高岭石晶 间孔（图 2F）、铁白云石晶间孔，在孔隙总体积中的比值较小。在 5850m 深度段以下，铸 体薄片中出现裂隙，宽度一般为 0.02mm 左右。ABCDEFA：庄 1

9、01 井，4373.13m，J1s，颗粒原生剩余粒间孔，铸体片，4（）；B：沙 1 井，3661.1m，J1s，粒间溶孔发育，铸体片，4（）；C：永 1 井，5821m，K1tg，粒间溶孔和原生剩余粒间孔，铸体片，4（）；D：征 3 井，5062.43m，K1tg，长石颗 粒遭受溶蚀，产生粒内溶孔，扫描电镜片，1500；E：永 1 井，5882m，J2x，长石铸模孔，残留长石碎屑，铸体片，4（）； F：庄 1 井，4375.23m，J1s，高岭石晶间孔，铸体片，5（）图 2 准噶尔盆地腹部地区砂岩储层孔隙类型显微照片Fig.2. Photomicrographs of PoreTypes in

10、 Sandstones in theCenter of Junggar Basin铸体图像资料（以永 1 井为例）显示（图 3），研究区各井砂岩储层以粒间溶孔为主， 其个数频率为 85.1，面积频率 93.02；原生剩余粒间孔和粒内溶孔占很小部分，原生剩 余粒间孔个数频率为 4.9，面积频率 4.96；粒内溶孔主要是中酸性火山岩屑和长石遭受 溶蚀而成，个数频率为 10.0，面积频率 2.03，虽然原生剩余粒间孔、粒内溶孔和铸模孔 含量低，但是对储层的贡献仍然是不可低估的，在一定程度上可以增加孔隙的连通性，有利 于储层孔隙结构的优化。图 3 永 1 井（5877m）砂岩孔隙类型分布直方图Fig.

11、3. Diagrams of Pore Types in Sandstone of Yong 1 Well at 5877m2.2.次生孔隙成因和演化溶蚀作用是形成次生孔隙的主要成岩作用，这已被无数事实所证明。无论是碳酸盐还是 硅酸盐矿物，其溶蚀作用都是地层中的酸性水溶液(孔隙流体)和岩石在一定温度与压力下相互反应的结果。铸体薄片资料显示，碎屑颗粒在较大埋深下多呈点线接触，表明颗粒之间曾经发育早 期的胶结物，后来由于酸性流体的作用不断被溶蚀形成次生孔隙。3500m 深度段以上，原生 孔隙比较发育，3500m 以下以粒间溶孔发育为主， 6200m 左右次生粒间溶孔含量，裂隙开 始发育（表 1）。

12、表 1 研究区各井薄片中孔隙和裂隙发育情况Table 1. Statistics of Pores and Cracks in Thin Slices of Wells in Studied Area井位深度,m层位孔隙类型裂隙（缝）庄 1 井4362.85J1s粒间溶孔为主少见裂隙4384.9J1s粒间溶孔为主未见裂隙庄 101 井4304.4J1s粒间溶孔为主未见裂隙4352.15J1s粒间溶孔为主未见裂隙沙 1 井3621.04J1s粒间溶孔为主未见裂隙3675.52J1s粒间溶孔为主未见裂隙沙 2 井3385J1s原生孔隙为主,少量粒间溶孔未见裂隙3439J1s原生孔隙为主,少量粒间溶

13、孔未见裂隙征 1 井4783.9K1tg粒间溶孔为主未见裂隙4806.1J1s少量孔隙未见裂隙永 3 井5614J2x少量粒间溶孔未见裂隙5868J2x未见孔隙少见裂隙,最宽 0.02mm永 7 井6097.34J2x未见孔隙少见裂隙,最宽 0.02mm6103.05J2x面孔率约 6.5%粒间溶孔未见裂隙永 8 井6088.25J2x未见孔隙少量裂隙,最宽 0.02mm6099.46J2x未见孔隙少见裂隙,最宽 0.1mm征 3 井4969.4K1tg少量粒间溶孔未见裂隙5113.86J1s面孔率约 12%粒间溶孔未见裂隙油层物理测试资料显示，研究区储层孔隙度多分在 35005000m深度范

14、围内（图 4），在 6000m附近还存有一个较小的孔隙发育带，主要为中部 3 区块的永字号井。对应温度和有 机质成熟史可以看出，该深度段内的有机质Ro值范围为 0.5-1.2%左右（图 5），这也是有机 酸作用的深度范围。Surdam在研究油田水中的有机酸浓度时发现，在 80120时，有机酸 浓度最高，油田水中所含羧酸可达 5001000ppm20，该温度范围内溶解作用最强。按照目 前的地温梯度为 2.2/100m来计算，有机酸浓度最高的深度范围为 32005000m左右，与 次生孔隙发育的深度基本一致，说明了有机酸对深层储层孔隙发育的重要作用。研究区砂岩储层中碳酸盐胶结物的碳、氧同位素资料显

15、示，碳酸盐胶结物多具有低负值 的18O和13C，储层碳酸盐胶结物的碳同位素发生了负漂移，说明在成岩过程中有轻碳同位 素的加入。18O值偏负的程度较大，说明温度变化较大，处于深埋状态下。区为埋藏较浅时与硫酸盐还原作用有关的碳酸盐，区为与甲烷细菌活动生成生物气 有关的碳酸盐， 区的碳酸盐与有机酸脱羧作用有关。有机酸在热催化作用下脱羧开始成 为主要反应,并产生烃类和CO2，这种CO2 往往具有高负值特征。由于这些部位的温度较高, 所以氧同位素组成因 18O的消耗而呈高负值，故可与区的“成岩碳酸盐”相区别。而且，这 类CO2 可以先于或同时于油气运移期进入储集层内，并以碳酸盐的形式沉淀下来21-23。

16、010002000深度，m300040005000600070008000孔隙度，%沙字号井 庄字号井 征字号井 永字号井0 10 20 30 40 500100020003000深度，m40005000600070008000地层温度，0 40 80 120 160 200温度 Ro值0 0.5 1 1.5 2 2.5Ro，%图 4 研究区砂岩储层孔隙发育与深度图图 5 研究区地温、Ro 与深度关系图Fig.4 Relationships between Porosity and DepthFig.5 Relationships among temperature ,Ro (vitrinit

17、e in Studied Areareflectance) and depth in Studied Area0-5-1018O(PDB,)-15-20 成岩碳酸盐与有机酸脱羧作用有白垩系 侏罗系 与 生 物 气 有 关 的 碳 酸 盐-25关的碳酸盐-20 -10 0 10 2013C(PDB,)图 6 研究区侏罗系和白垩系砂岩碳酸盐胶结物碳氧同位素分布图Fig. 6 Carbon and oxygen isotopic compositions of Jurassic and Cretaceous Reservoirs in Studied Area2.3.孔隙演化根据温度-深度-Ro之间

18、的对应关系，结合试验室分析测试数据，可以将研究区的成岩阶 段进行划分。目前研究区深度段内的成岩阶段主要处于晚成岩A期，根据Surdam对成岩阶段 不同成岩作用的研究得出，目前研究区碳酸盐胶结物溶解作用趋于停止，含铁碳酸盐胶结物 大范围发育，长石的溶蚀现象比较普遍，颗粒表面常绿泥石化24。根据有机质演化趋势分 析，在埋深 6500m以下还存在一个次生孔隙带，主要溶解方解石胶结物为主，由于压实和石 英次生加大等成岩作用的破坏，孔隙发育的规模相对较小（图 7）。深度成岩 (m ) Ro阶段有机质演化过程孔隙度()主要成岩作用早成岩A期温度 () 有机酸浓度、CO 浓度( ) 2阶段未成 原生孔隙方解

19、石沉淀早成岩B期晚成岩A1期晚成岩A2期晚成岩B期2500(70 )3500(85 )5000(120 )5500(130 )6500(150 )0.350.50.71.01.3有机酸生油窗内部缓冲熟外部缓冲低 成熟低PCO2 成熟外部缓冲高PCO2高成内部缓冲熟高PCO2次生孔隙白云石沉淀绿泥石包膜形成石英次生加大碳酸盐胶结物溶解 长石溶解高岭石形成含铁碳酸盐胶结物沉淀 长石溶蚀绿泥石形成方解石溶解石英次生加大图 7 研究区有机质成熟、孔隙演化和主要成岩作用关系模式图Fig.7 Mode Chart of Relationships about of Organic Matter and P

20、orosity and Main Diagenesis in Studied Area3.次生孔隙发育的影响因素3.1.不整合结构前人研究已证明，由于燕山运动幕的影响，上侏罗统地层和部分中侏罗统地层被剥蚀， 导致研究区侏罗系和白垩系之间存有一个区域性的不整合。地震剖面揭示，在中部 1 区块征1 井附近的侏罗系地层为最大剥蚀区，利用趋势分析法对准噶尔盆地白垩系下伏地层的剥蚀 量进行恢复，全区最大剥蚀厚度位于中部 1 区块的征 1 井区，可以达到 650m，在中部 3 区 块永 1 井区达到 200450m25。虽然有众多学者通过不同方面的研究肯定了大气淡水通过 不整合面对下伏地层的孔渗改造 26

21、-28，但是从永 1 井微量元素在不整合面附近的变化来看， 风化粘土层比较薄，说明大气淡水淋滤作用比较有限；而且受准噶尔盆地古气候的影响，在 干旱炎热的气候条件下风化壳的发育过程是以物理风化作用为主，大气淡水淋滤的化学风化 作用较弱29。碳酸盐胶结物碳氧同位素18O值集中分布在-21.28-11.62，平均值为-16.57，13C值的范围为-12.58-4.28，平均为-7.03（图 6），表明碳酸盐胶结物的沉淀多与 相对更深部位含有机酸的孔隙流体侵入有关。研究区侏罗系和白垩系之间的区域不整合面对 储层的重要意义不是作为大气淡水淋滤的通道，而且作为有机酸运移的通道，而且有机酸浓 度在这种角度不

22、整合面附近异常高30，由此溶蚀产生的孔隙也相对在不整合面附近比较发 育。3.2 地温梯度寿建峰（2006）31对比准噶尔盆地和松辽盆地不同地温梯度时发现，不同的地温梯度 对孔隙度的影响是不同的。在准噶尔盆地和松辽盆地中，砂岩要达到同一地层温度，那么低 地温梯度的准噶尔盆地比高地温梯度的松辽盆地砂岩埋深要大，但是较大埋深条件下却具有 较高的孔隙度松辽盆地储集层岩石类型主要为岩屑长石砂岩和长石砂岩，其成分成熟度和结 构成熟度均较低，早成岩阶段和晚成岩阶段的深度界限约为 2200m，这样导致次生孔隙有 3 个次生发育带，主要次生孔隙带为 22002700m 32。松辽盆地的砂岩结构和成分与准噶尔 盆

23、地相似，但是孔隙发育与成岩阶段差别较大，究其原因是不同地温梯度对压实作用速率的 影响。低地温梯度不仅影响砂岩的压实速率，而且延缓了有机质的成熟过程，在较大的埋深 下有机质才能达到生烃门限温度，这样也使得有机酸的溶蚀作用能在较大的埋深下进行。从 二叠系到现今，由于地温梯度降低，烃源岩达到成熟阶段的埋深不断增加，目前八道湾组的 烃源岩正处于生油高峰期，而三工河组、西山窑组的烃源岩还处于低成熟阶段；永 1 井由于 埋深大，侏罗系烃源岩都处于成熟阶段11，对应生油高峰期，这一时期也是有机酸浓度最 高的时期，也是次生孔隙最发育的时期。3.3 晚期超压前人研究表明准噶尔盆地腹部地区的深部超压成因主要与压实

24、固结较好的砂泥岩层系 中的有机质生烃有关 ，因此各井超压顶面发育的深度与地温控制下的烃源岩热演化生烃 作用达到某种程度的顶界埋深大体一致，腹部地区盆 1 井西凹陷超压顶界面深度相对较浅， 深度约在 44504800m；昌吉凹陷深度约在 52005900m。腹部地区的超压成因与欠压实无 关，因此对原生孔隙没有明显的保护作用，但是超压系统是增压和封压条件共同控制的系统， 是三维的完全封闭的密闭单元33，对于水岩之间的交换、物质的溶解和沉淀有一定的影 响。超压使得CO2在孔隙水中的溶解度增加，CO2分压升高，孔隙水的pH值降低，地层流体 酸度增加34，由于次生孔隙主要是溶解碳酸盐胶结物所致，因此超压

25、系统内孔隙水溶蚀作 用增强，次生孔隙度增加。但是幕式流体排泄是超压系统内流体运移的主要方式，富含溶解 碳酸盐的超压流体向顶封层或四周排泄，流体体系中CO2分压降低，孔隙水的pH值急剧增大， 碳酸盐在顶封层附近大幅度沉淀，顶封层之下的砂岩储层中由于缺少碳酸盐胶结物，孔隙度 发育。另外，超压系统内流体的主要运动方式为循环热对流35，以这种方式运移的流体会 造成构造翼部或储层中上部次生孔隙发育，底部、顶部形成致密胶结带。超压延缓或阻碍蒙脱石的伊利石化，而且该转化过程要继续需要高温来补偿36，37。由 于准噶尔盆地地温梯度低，地温随深度增加缓慢，因此在一定的埋深范围内，在温度还无法 达到某一温度界限，

26、温度的影响不足以抵消超压对粘土矿物转化的阻碍作用时，那么蒙脱石 向伊利石的转化就可能存在一个不连续转化过程，那么这个过程中如Fe2+、Mg2+、Si4+的形 成也会滞后38，由此而形成的含铁方解石、铁白云石和石英次生加大等物质对孔隙的破坏 影响也会延缓，这样使得在较大的埋深下仍然有相对较高的孔隙度发育。3.4 绿泥石包膜准噶尔盆地腹部永进地区广泛发育粘土包膜，成分以绿泥石为主，以这种产状产出的绿 泥石，包膜基本上是一种近于等厚的，多为栉壳状或绒球状垂直颗粒表面分布，可以是成岩 阶段早期的产物，但是可以持续生长至成岩晚期结束39-43。铸体薄片、扫描电镜资料和测井 资料显示，永进地区绿泥石包膜多

27、出现在三角洲前缘的分流河道的砂岩中，发育层位多见侏 罗系西山窑组，少量为白垩系。根据扫描电镜-能谱分析结果（表 2，图 8）发现，研究区砂 岩绿泥石包膜为早成岩阶段产物，但是能谱分析结果表明绿泥石包膜在持续生长。 何生.准噶尔盆地腹部及南缘超压成因与油气动态成藏研究,2005 何生.准噶尔盆地中央坳陷压力异常分布及其与油气的关系,2004绿泥石包膜对石英次生加大有明显的抑制作用，对石英颗粒之间的孔隙（原生或次生）起到了保护作用。有包膜包裹的石英颗粒表面，石英次生加大极少。如果包膜没有完全包裹 颗粒或者包膜太薄，富含SiO2的孔隙流体仍可以找到结晶基点，石英次生加大仍可继续。绿 泥石包膜也可以发

28、生结晶，形成晶间孔，即使储层埋深再大，但颗粒之间的孔隙仍具连通性， 为酸性水介质流动提供了通道，有利于后期方解石溶解作用的不断进行，因而改善储层孔隙 性。表 2 研究区绿泥石包膜扫描电镜能谱分析结果Table 2 SEM-EDX Data about Chlorite Grain in Studied Area井位深度，m各混合物百分含量，%产状永 1 井MgOAl2O3SiO2Fe2O3Na2OK2O6115.673.6711.6915.7368.92颗粒表面6115.775.8420.9929.4643.440.27孔隙之间6115.975.9120.9531.4540.520.680.4

29、9ABCABCA 和 A分别为永 1 井 6115.67m 砂岩的扫描电镜和铸体薄片，其中 A放大倍数为 1040；B 和 B分别为永 1 井 6115.77m 砂岩的扫描电镜和铸体薄片，其中 B放大倍数为 1010；C 和 C分别为永 1 井 6115.97m砂岩的扫描电镜和铸体薄片，其中 C放大倍数为 1010图 8 不同成岩阶段的绿泥石扫描电镜/能谱图像及其对孔隙的保护意义Fig.8 SEM/EDX Photo of chlorite during distinct diagenetic stages and its important effect on poresa参考文献1.曹耀华

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