北三台凸起东南缘梧桐沟组储集层成岩演化特征

李　玲，德勒恰提，陈春勇，谭　强，冯　伟（.新疆大学地质与矿业工程学院，乌鲁木齐830047;.中国石油新疆油田分公司准东采油厂，新疆阜康83500）

北三台凸起东南缘梧桐沟组储集层成岩演化特征

李玲1，德勒恰提1，陈春勇2，谭强2，冯伟1
（1.新疆大学地质与矿业工程学院，乌鲁木齐830047;2.中国石油新疆油田分公司准东采油厂，新疆阜康831500）

二叠系梧桐沟组是准噶尔盆地北三台凸起重要的勘探目的层，已发现典型的岩性-地层油藏。综合铸体薄片、扫描电镜、电子探针及X射线衍射等资料，对梧桐沟组的成岩作用进行了系统研究。二叠系梧桐沟组储集层主要经历了压实、胶结、溶蚀作用，目前正处于早成岩阶段B期和中成岩阶段A期。研究区黏土矿物以自生高岭石和伊蒙混层为主，酸性水介质及有机质在成岩过程中产生大量酸和CO2，为长石碎屑高岭石化创造了有利条件。富含火山碎屑和地温梯度低、蒙皂石伊利石化速度慢是研究区黏土矿物富含伊蒙混层的重要原因。

准噶尔盆地；北三台凸起；梧桐沟组；成岩演化；储集层；黏土矿物

研究区位于准噶尔盆地北三台凸起东南缘，吉木萨尔凹陷与阜康断裂带之间（图1），面积约1 046 km2.海西运动中期，由于西地断裂的强烈逆冲，上盘持续隆起，构造高部位缺失中、下二叠统。海西运动末期，研究区才沉积了上二叠统梧桐沟组及三叠系上仓房沟群，梧桐沟组超覆不整合在石炭系之上，沉积厚度120~250 m，与上覆韭菜园组假整合接触。研究区梧桐沟组储集层为一套泛滥平原背景下的曲流河河道亚相沉积，平面上主河道沿台8井—B5022井—B5018井—北83井—B501井一线呈近南北向展布，向东西两侧储集层很快减薄尖灭，河道宽度约2 km，延伸长度大于6 km.研究区南部台48井区由于接受来自南部博格达山的物源，而北部北32井区物源为北三台凸起，具有双物源的特点。北22井、北83井、北84井和北201井的钻探结果证实，其含油性、产能与砂层主体展布密切相关，油藏明显受岩性控制[1]。本文讨论储集层成岩作用对孔隙演化的影响过程，以期对岩性油气藏勘探和开发提供帮助。

1　储集层基本特征

1.1储集层岩石学特征

研究区梧桐沟组储集层岩性为细-中砂岩及含砾砂岩，碎屑颗粒中石英和长石含量低，平均含量分别为5.2%和8.4%。岩屑含量普遍很高，为68%~95%，平均86.4%，以凝灰岩、安山岩、硅化岩、霏细岩等火山岩岩屑为主，其中凝灰岩岩屑含量最高。沉积岩岩屑则主要为泥岩和硅质岩屑。砂岩成分成熟度低，属近物源沉积，碎屑颗粒呈次圆—棱角状，分选中等—较差，颗粒间以点线、凹凸接触普遍，胶结类型以孔隙及孔隙-压嵌式为主，胶结物主要为碳酸盐、硅质、沸石类及钠长石。储集层黏土矿物以伊蒙混层为主（64.0%），其次是高岭石（30.4%），同时含少量的伊利石（5.6%），储集层水敏性较弱。储集层平均孔隙度19.2%，平均渗透率5.7 mD，为中孔低渗的中等储集层。

1.2储集层空间类型

依据研究区梧桐沟组储集层近150个数据点的普通薄片、铸体薄片、荧光薄片及扫描电镜分析得出，储集层孔隙主要为原生孔隙和次生孔隙，原生孔隙以剩余粒间孔为主，次生孔隙以溶蚀孔隙为主，其中剩余粒间孔占44.8%，次生粒间溶孔占36.4%，粒内溶孔占9.2%，微裂缝占6.5%（图2）。在研究区台48井、北88井、B502井梧桐沟组储集层剩余粒间孔较为发育。这类孔隙一般个体较大，孔隙连通性好。砂岩中的次生粒间溶孔主要由泥质杂基溶蚀和成岩阶段晚期碎屑颗粒溶解作用形成。但多数次生粒间孔在成岩晚期受到不同程度充填，如自生石英、高岭石、早期方解石等自生矿物。喉道类型主要有孔隙缩小型、缩颈型、片状或弯片状以及管束状喉道。孔隙缩小型喉道主要出现于剩余粒间孔中，其喉道是孔隙的缩小部分，常见颗粒支撑、漂浮状态颗粒接触以及无胶结物式类型。其孔隙结构属于孔隙大、喉道粗类型，孔喉比接近1，岩石的孔隙几乎都是有效的；缩颈型喉道主要出现在粒间孔及溶蚀较强烈的地方，孔隙大、喉道细、孔喉直径比较小，可能造成部分孔隙为无效孔隙[2]。

图1　研究区位置

图2　研究区储集层空间类型分布

2　成岩作用类型

（1）压实作用研究区梧桐沟组储集层埋深2200~ 3 100 m，北深南浅，因而压实作用在横向与纵向上均有差异。研究区东南部的台48井和台42井梧桐沟组储集层压实作用较强，颗粒间以线接触和凹凸接触为主，可见高岭石挤压变形，斜长石因受挤压沿解理缝破裂，塑性岩屑呈弯曲变形并被强烈挤入粒间孔隙中，部分形成假杂基（图3a）。而研究区西北部的北78井、北10井储集层压实作用较弱，原生孔隙较发育，颗粒间点接触和缝合线接触[3]。研究区可塑性岩石碎屑的比例随压实作用增强而增大，近物源区火山碎屑岩含量高，压实压溶作用均较远物源区强烈。

（2）胶结作用研究区梧桐沟组储集层砂岩中常见的胶结物主要为方解石、不同产状的各类自生黏土矿物及沸石类等。碳酸盐胶结物比较发育，含量为2%~20%，主要为早期形成的方解石（图3b），其充填粒间孔或交代长石碎屑，多呈它形、半自形或镶嵌状充填于孔洞中。碳酸盐胶结物的发育虽然减小了粒间体积，但为后期酸性水的溶蚀作用和次生溶孔溶洞的发育提供了物质基础，因此对孔隙度降低影响不大[3]。研究区梧桐沟组储集层普遍发育粒间充填的蠕虫状、不规则状的高岭石，平均含量30.4%，伴随发育伊蒙混层，二者含量此消彼长。高岭石类黏土矿物主要形成于酸性水介质条件下埋藏成岩阶段。该时期大量岩屑和少量长石遭受不同程度的溶蚀，孔隙水中铝硅酸盐含量增高，进而沉淀出高岭石（图3c）。不规则状、似蜂巢状伊蒙混层主要分布于颗粒表面，平均含量为64%.该类黏土矿物的成因是富含火山碎屑的砂岩中蒙皂石随着成岩作用加强，埋深增大，逐渐转化为伊蒙混层，其形成环境需富含钾离子。偶见少量呈弯曲片状的伊利石附着颗粒表面或充填于孔隙间。据薄片分析认为，黏土矿物纯度较高、具良好的透明度的单矿物为自生黏土矿物，其成长可能来源于孔隙水的沉淀作用、岩石中不稳定组分的蚀变作用等一系列水岩作用。在扫描电镜下发现粒状石英晶体（图3d），高岭石与石英次生加大或自生石英常共生，并且石英次生加大常与长石等矿物溶解作用相伴生，且有溶解作用越强，硅质交代作用越强的现象，说明硅质胶结物的来源之一可能为长石或火山岩屑的溶解产物。一定量的硅质胶结物可以增强砂岩的抗压实强度，阻止压实作用对原生孔隙的破坏[4]。沸石类胶结物见于富含火山碎屑的砂岩中，是火山碎屑、长石与地下水相互作用的产物，主要为方沸石，含量2% ~5%，研究区东南部常见。经大量薄片观察发现，沸石类胶结物周围普遍出现不同程度的溶蚀现象，因此认为沸石类矿物的胶结作用也为后期溶蚀作用产生大量溶蚀孔隙提供了条件[5]。

（3）溶蚀作用研究区梧桐沟组储集层砂岩发生溶蚀作用的物质主要是岩屑等不稳定的颗粒及少量长石、方解石、浊沸石和硅质填隙物。次生孔隙发育段主要是岩屑及其胶结物发生溶蚀所致（图3g），岩屑颗粒中含量较高的火山岩屑物质为次生溶蚀孔隙发育提供了物质基础；同时溶蚀作用在方解石胶结强烈的岩石中也形成了大量溶蚀孔洞。薄片照片中有证据显示，在溶蚀带附近，有少量碳酸盐胶结物、长石及岩屑残余斑点[6]。由此认为溶蚀事件是发生在大规模胶结作用之后，是形成储集层粒间溶孔最重要的建设性成岩作用之一。

图3　研究区二叠系梧桐沟组砂岩成岩作用微观特征

3　成岩阶段划分

通过铸体薄片进行统计，结合黏土矿物X射线衍射分析、扫描电镜及阴极发光等资料对研究区梧桐沟组砂岩进行岩石学分析，发现反映造岩矿物形成温度或者形成顺序并普遍分布的自生矿物有:碳酸盐胶结物以方解石为主，少见自生沸石类矿物；硅质胶结物以自生石英及石英次生加大为主；黏土矿物含量较少。在原生粒间孔隙中可见到自生硅质（石英质）胶结物，自生石英晶形好，次生加大级别较高，推断部分已经进入中成岩阶段[7-8]。钙质胶结物如长石的溶蚀、板状钠长石化（图3f）以及方沸石、浊沸石的分布，为成岩环境的解释和成岩阶段的划分提供了依据。此外储集层中自生黏土矿物种类、含量及伊蒙混层比也是该研究区划分成岩阶段和成岩序列的重要依据之一[9]（图4）。根据砂岩中黏土矿物种类及含量，参照黏土矿物成岩演化序列，认为研究区梧桐沟组古地温为80~110℃[10]。综合上述分析，推断研究区二叠系梧桐沟组经历了3个成岩阶段，目前所处的成岩阶段主要为早成岩阶段B期和中成岩阶段A期。

图4　研究区二叠系梧桐沟组黏土矿物含量

3.1早成岩阶段A期

由于准噶尔盆地地温梯度较低，各类成岩演变纵向变化速度与中国东部含油气盆地相差较大。在早成岩阶段A期，主要的成岩作用为机械压实作用，有机质未成熟，黏土矿物以蒙皂石为主，砂岩中未见石英加大，长石溶解较少，可见早期碳酸盐胶结，孔隙演化主要表现为原生孔隙的减少。随着上覆沉积物的加厚，埋藏深度不断增加，压实作用逐渐增强，原始孔隙度不断减少。

3.2早成岩阶段B期

进入早成岩阶段B期，受压实作用与胶结作用的共同影响，原生孔隙开始减少，次生孔隙发育，形成原生孔隙、次生孔隙共存的局面。研究区北10井梧桐沟组砂岩中蒙皂石明显向伊蒙混层转化，伊蒙混层仍处于无序混层阶段，混层中蒙皂石含量50%~70%（图3e）。北78井砂岩见Ⅰ级石英次生加大现象，具有加大边窄或自形晶面线性，扫描电镜下见石英小雏晶，呈零星或相连成不完整晶面。整个研究区绿泥石含量很低，高岭石呈蠕虫状普遍发育，并伴生发育硅质胶结物。研究区东南部台48井和台42井中见有方沸石胶结物呈假六边形充填孔隙（图3h）。研究区西部北23井、北10井和东南部台42井受火山碎屑颗粒的影响仍可见蒙皂石。这一阶段的主要成岩事件为压实作用继续进行，软颗粒受挤压发生变形，原生粒间孔体积减小，同时岩屑中火山物质发生硅化。

3.3中成岩阶段A期

在中成岩阶段A期，蒙皂石开始大量向伊利石转变，伊蒙混层中蒙皂石含量为20%~50%，石英次生加大达到Ⅱ级，可见部分晚期亮晶方解石胶结特征，还可见自生矿物如板状钠长石、方沸石等充填孔隙。在有机酸的作用下，储集层中长石等易溶铝硅酸盐组分的溶解继续发生，一些长石含量极少的地层，将会发生大量火山岩岩屑的溶解，凝灰岩岩屑、碎屑颗粒及粒间填隙物均发生一定程度的溶解，并出现碳酸盐岩类胶结物的溶解。孔隙类型以次生孔隙为主，仅见少部分的原生孔隙。通过溶解作用释放出的Fe3+，Al3+，Mg2+和Ca2+等碱性元素，使孔隙水由酸性变为弱碱性，有利于高岭石向伊蒙混层转化，并提供了石英次生加大的硅质来源。研究区北88井、北10井、北78井、北23井、北83井和台48井梧桐沟组二段砂岩中石英次生加大现象普遍，主要为Ⅱ级加大，呈自形晶面。由此判断上述井区处于中成岩阶段A期，这一阶段的主要成岩事件有:①压实作用使原生粒间孔大量减少；②溶蚀作用普遍发育，改善了储集层物性；③石英次生加大达到Ⅱ级（中成岩阶段A期的明显标志，表1）。

表1　石英次生加大级别与成岩阶段演化关系

3.4孔隙演化分析

通过计算研究区梧桐沟组砂岩孔隙度损失量来定性研究成岩作用。一般认为孔隙度增大是因建设性成岩作用（如溶蚀作用）而形成，而孔隙度损失是由于破坏性成岩作用而产生，因此孔隙演化趋势与阶段性成岩作用紧密相关。

（1）原始孔隙度的恢复储集层中沉积物的原始孔隙度均与其颗粒的粒度、圆球度及分选性具有相关性。根据文献［11］提供的孔隙度与分选系数资料，建立了潮湿地表环境下原始孔隙度与分选系数之间的函数关系:

原始孔隙度=20.91%+22.9%/分选系数.（1）

根据研究区梧桐沟组砂岩样品压汞分析资料统计，梧桐沟组储集层的平均分选系数是2.35，分选较差。按（1）式计算可得出梧桐沟组储集层原始孔隙度平均为33.03%（表2）。

（2）孔隙度损失量定性确定储集层在早成岩阶段经历了机械压实作用，颗粒受到挤压变形，多以点-线、凹凸接触，孔隙度在物理作用下减小。同时随着埋深增大和温度升高，储集层普遍发育溶蚀作用。在颗粒紧密接触处，石英和长石次生加大现象明显，岩石颗粒之间由于石英和长石次生加大更紧密镶嵌接触，使原始粒间孔隙在物化作用下减少更明显。由于研究区取心较少，仅根据实测孔隙度和面孔率来推断孔隙损失量[12]。孔隙增生量可以认为是铸体薄片资料中次生孔隙面孔率，计算得出研究区孔隙增生量平均为1.92%.根据前述计算，研究区原始孔隙度为33.03%，实测孔隙度为19.20%.研究区储集层经历了压实和胶结等破坏性成岩作用及溶解等建设性成岩作用后，孔隙损失量平均为12.14%（表2）。

根据以上计算结果，认为在早成岩阶段A期，压实作用为主导作用，碎屑颗粒重新排列并达到紧密堆积状态，粒间孔隙体积减小。在早成岩阶段B期，胶结作用占主导，见大量方解石胶结物，石英次生加大形成了再生式石英胶结物，蒙皂石明显向伊蒙混层转化，蠕虫状高岭石发育，并伴生硅质胶结物。中成岩阶段A期，与油气生成和液态窗口埋藏深度及温度相对应，烃源岩中有机质分解产生的大量有机酸进入砂岩储集层，孔隙流体呈酸性。在这种条件下，容易促成长石的溶解发生，同时砂岩中的方解石胶结物也发生了一定规模的溶解。不同程度的溶解作用对改善砂岩储集层的储集性能起到了积极的作用。

4　成岩作用影响因素

沉积相研究表明，研究区梧桐沟组为一套曲流河河道砂岩体，储集岩性为中-细岩屑砂岩和含砾岩屑砂岩，分选中等—较差，碎屑颗粒呈次圆—棱角状，磨圆相对较差，成分成熟度普遍较低，表明研究区距离物源区较近，搬运距离较短，沉积水动力较强。自生黏土矿物高岭石的分布也受河道砂体展布的影响[13]。从整个研究区沉积相带展布来看，在水动力强、泥质含量少、粒度较粗的边滩亚相和决口扇亚相最利于自生高岭石发育，如北88井区、北83井区等，常呈书页状集合体状或呈分散片状，其晶体间常存在大量残余孔隙、溶蚀孔隙和微孔隙。岩石成分是影响成岩作用另一重要因素。受博格达山构造活动影响，二叠纪是准噶尔盆地东南缘火山活动最强烈、分布最广泛时期，早期为基性岩浆活动开始，中期以中性岩浆喷发为主，晚期以少量酸性岩浆喷发为主。梧桐沟组沉积期为温暖湿润环境，植被较发育，在泛滥平原的背景下，水介质呈酸性，该环境非常利于陆源碎屑高岭石化。梧桐沟组黏土矿物以富含伊蒙混层为主要特征。其主要原因是，蒙皂石向伊利石转化需要较大埋深和较高地层温度，而研究区地温梯度低，因此进入中成岩阶段晚期时仍以伊蒙混层为主；其次，由于研究区富含火山碎屑和凝灰物质，也是导致蒙皂石的伊利石化作用一般只停留在伊蒙混层转化阶段。研究发现在富含火山碎屑及凝灰岩的岩石中易形成方沸石[14]，大量的方沸石后期在酸性水介质或有机酸的作用下易发生溶解作用，形成次生溶孔，为成岩作用晚期储集物性得以改善提供条件。研究区梧桐沟组是具有次生孔隙带发育条件的中孔低渗中等储集层。

5　结论

（1）北三台凸起东南缘二叠系梧桐沟组储集层岩石类型以岩屑砂岩为主，岩石结构成熟度和成分成熟度均较低，岩屑以火山岩岩屑为主（凝灰岩岩屑含量最高）。梧桐沟组沉积期具有双物源区特点。

（2）对研究区储集层物性影响较大的成岩作用主要有机械压实作用，碳酸盐、硅质及沸石类胶结物的胶结作用，岩屑等不稳定颗粒及填隙物的溶蚀作用。其中孔隙度减小的主要原因是压实作用，而后期发生的溶蚀作用对孔隙度有较为明显的改善。目前研究区梧桐沟组砂岩成岩阶段处于早成岩阶段B期和中成岩阶段A期。

（3）研究区成岩作用下黏土矿物以富含自生高岭石、伊蒙混层为主。富含高岭石的最主要原因，一是在酸性水介质下，长石或者酸性岩屑容易发生蚀变，生成高岭石；二是有机质在成岩过程中产生大量酸和CO2，为长石碎屑高岭石化创造了有利的条件。富含火山碎屑和地温梯度低、蒙皂石伊利石化速度慢是研究区黏土矿物富含伊蒙混层的两个重要原因。

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Diagenetic Evolution of Wutonggou Reservoir in Southeastern Margin of Beisantai Swell, Junggar Basin

LI Ling1,Delaqiati1,CHEN Chunyong2,TAN Qiang2,FENG Wei1
(1.College of Geology and MiningEngineering,XinjiangUniversity,Urumqi,Xinjiang 830047,China; 2.ZhundongProduction Plant,XinjiangOilfield Company,PetroChina,Fukang,Xinjiang 831500,China)

The Permian Wutonggou formation is an important target zone for petroleum exploration in Beisantai swell of Junggar basin,and typical litho⁃stratigraphic reservoir has been found in it.Based on the analyses of core and sedimentary facies,combined with cast thin sec⁃tion,SEM,electron micro⁃probe and X⁃ray diffraction data,a systematic study of the diagenesis of the Wutonggou formation is presented in this paper.The Wutonggou reservoir underwent compaction,cementation and dissolution,and is in stage between early diagenetic period B and mid⁃diagenetic period A.The clay minerals in the study area are dominated by authigenic kaolinite and illite/smectite,and the acidic aqueous media and organic matter produce large amount of acid and CO2during diagenesis,which create favorable conditions for detrital feldspar kaolinization.The rich volcanic debris and low geothermal gradient as well as low speed of smectite illitization are the major rea⁃sons for rich illite/smectite in the clay minerals.

Junggar basin;Beisantai swell;Wutonggou formation;diagenetic evolution;reservoir;clay mineral

TE112.221

A

1001-3873（2015）04-0409-06

10.7657/XJPG20150406

2014-12-12

2015-04-20

新疆维吾尔自治区研究生科研创新项目（XJGRI2013041）

李玲（1989-），女，新疆库尔勒人，硕士研究生，矿产普查与勘探，（Tel）18699631819（E-mail）81922698@qq.com.