南鄱阳坳陷乐平组致密砂岩储层成岩演化

何 攀, 王中鹏, 李尚儒

(1.江西省地质工程(集团)公司,江西 南昌 330029; 2.赣中南地质矿产勘查研究院,江西 南昌 330029)

0 引 言

致密油是一种储集于邻近烃源岩或与烃源岩互层的储层中,或以吸附或游离状态赋存于烃源岩中的没有经过大范围长距离运移所聚集的石油[1]。致密油作为非常规油气资源的一种,近年来逐渐成为全球关注的热点[1-2]。美国的致密油开采技术已较为成熟。我国致密油勘探起步较晚,目前在鄂尔多斯盆地、松辽盆地、渤海湾盆地及四川盆地等地均发现了致密油资源,勘探前景十分广阔。南鄱阳坳陷二叠系乐平组官山段砂岩属于典型致密储层,前人对其沉积特征、储层物性特征等的研究成果表明,该套砂体分布稳定、厚度大、埋深适中,致密并具有极强非均质性[3-4]。目前,对该砂体储层微观特征及优质储层成因的研究较为薄弱,这严重束缚了对该区致密油的深入勘探。近年来,在南鄱阳坳陷多处的乐平组获得良好油气显示[3],显示出良好的油气资源潜力。因此,对该区进行砂岩储层岩石学及成岩作用研究,分析储层孔隙演化过程,弄清致密化成因,对于研究区优质储层预测与评价显得尤为重要。

1 区域地质概况

南鄱阳坳陷区域构造位置与地质结构分析剖面如图1所示。

图1 南鄱阳坳陷区域构造位置与地质结构分析剖面

鄱阳盆地是中-下扬子地区小型白垩系断陷盆地,南鄱阳坳陷是其南部的次级构造单元,如图1a所示。自晚古生代以来,坳陷经历了多期构造运动,影响比较大的是印支期挤压运动和燕山期走滑拉张作用,形成了石炭系—早三叠统海相层、晚三叠统—白垩系陆相层2个大的构造层,呈典型的“上张下压”双层式结构[4-5],如图1b所示。

自晚二叠纪始,受中、晚期之间东吴运动的影响,南鄱阳坳陷中海水基本退出,海岸线位于宁都—余江—婺源一线[5],形成了高差较大的古地貌格局;强烈风化作用下形成的大量陆源碎屑物快速向盆地堆积,形成了乐平组海陆交互相的含煤碎屑岩沉积[5-6],植物化石丰富,厚为100～300 m。根据岩性、岩相、古生物、含煤性等将其分为王潘里段、狮子山段、老山段、官山段4段。其中官山段为主要储层段,官山段上部为前滨-临滨海岸砂体,岩性以细砂-中粗砂岩为主,砂岩厚3.45～83.74 m,砂地比为31.97%～100%,成岩作用较强,油气显示非常丰富。

2 储层基本特征

2.1 储层岩石学特征

研究区乐平组官山段砂岩分类三角图如图2所示。

φ(Q)—石英体积分数 φ(F)—长石体积分数

通过49块砂岩样品矿物成分分析可知,乐平组官山段岩石类型以岩屑石英砂岩、长石岩屑石英砂岩为主,次为石英砂岩、长石石英砂岩等,表现为较高的结构和成分成熟度。

显微镜下观察可知,砂岩碎屑成分主要为石英、岩屑,次为长石,偶见黑云母、白云母、磷灰石、电气石等。石英占比变化大,总体积分数为30%～92%,平均70.0%;长石主要为钾长石(微斜长石、条纹长石)、斜长石,总体积分数为3%～22%,平均9.5%;岩屑主要为火山岩屑(中、酸性熔岩),变质岩、沉积岩岩屑占比少,总体积分数为3%～32%,平均16.1%。碎屑分选性中等—好,次圆状—次棱角状,粒径变化较大,以中-粗砂为主,颗粒支撑,次生加大-孔隙式胶结。

杂基组分主要为泥质,见少量粉砂质,体积分数为1%～8%,平均4.6%。胶结物主要为碳酸盐矿物、自生黏土矿物及硅质,有时可见菱铁质、黄铁矿、石盐、石膏,体积分数为2.9%～10.5%,平均8.7%。

2.2 储层空间类型及特征

研究区乐平组官山砂岩主要孔隙类型显微镜下照片如图3所示。

通过图3砂岩样品铸体薄片镜下观察与统计发现,目的层储集空间类型主要有残余原生粒间孔、次生颗粒溶孔(包括粒间溶孔、粒内溶孔)、胶结物、黏土矿物晶间微孔、铸模孔、微细裂缝等。诸多原生孔隙在多种成岩作用的影响下形成大量次生孔隙,尤以长石、岩屑溶解型次生孔隙及微细裂缝最为显著。

对研究区目的层181个样品的实测物性数据进行统计分析,得到乐平组官山砂岩孔隙度和渗透率分布特征如图4所示。

由图4a可知,乐平组官山段砂岩孔隙度为1.0%～15.9%,平均8.2%,小于12%的样品占87.3%;由图4b可知,渗透率大多分布在(0.04～18.9)×10-3μm2之间,个别受裂缝影响达30×10-3μm2以上,最大为238×10-3μm2,平均为1.8×10-3μm2,小于1×10-3μm2的样品占71.9%。孔隙度和渗透率呈现出一定的正相关特征,但相关性较差(相关系数为0.256)。由孔隙度和渗透率分布特征可知,该储层属于典型的特低孔、超低渗致密储集层。

研究区乐平组官山砂岩毛细管压力曲线如图5所示。

从图5可以看出,同一粒级砂岩(如LY1-R025、LY1-R032含砾粗砂岩样品)毛细管压力曲线可不一致,不同粒级砂岩(如LY1-R029粗砂岩、LY1-R033中砂岩样品)毛细管压力曲线特征可基本相似,产生这种差异的主要原因是受沉积条件和成岩作用的影响产生的孔隙结构不一致。孔隙类型从微孔到大孔均有分布,但以中孔为主,为有效含油孔隙度。

从以上储层特征分析可知,官山段砂岩非均质性强,孔隙结构复杂,多种因素的综合影响导致储层物性较差。

图3 研究区乐平组官山砂岩主要孔隙类型显微镜下照片

图4 研究区乐平组官山砂岩孔隙度和渗透率分布特征

图5 研究区乐平组官山砂岩毛细管压力曲线

3 成岩作用类型及特征

成岩作用对储层的孔隙演化起着主导作用[7]。研究区乐平组官山砂岩成岩作用特征及孔隙类型照片如图6所示。

图6中,(-)表示单偏光;(+)表示正交偏光;SEM表示扫描电子显微镜(scanning electron microscope);Q表示石英;I/S表示伊/蒙混层;I表示伊利石;C表示绿泥石;Do表示白云石;Mi表示钾长石。

图6a,压实作用1,可见石英颗粒被压裂,颗粒以凹凸-线接触为主;图6b,压实作用2,可见塑性岩屑被挤压变形、压溶缝合线、石英次生加大;图6c,压实作用3,可见云母等长形矿物定向排列、泥质重结晶;图6d,硅质胶结1,可见石英次生加大;图6e,硅质胶结2,可见伊/蒙混层和长英质微粒充填粒间孔;图6f,自生黏土矿物胶结,可见丝片状伊/蒙混层和伊利石附着颗粒表面,并充填粒间孔;图6g,碳酸盐胶结1,可见针叶状绿泥石和白云石充填粒间孔;图6h,碳酸盐胶结2,可见孔隙式胶结,胶结物为黏土矿物及碳酸盐;图6i,交代作用,与图6h同一视域,可见石英次生加大边(加大边不发光),石英颗粒被碳酸盐交代发桔黄色光;图6j,溶蚀作用1,可见钾长石、石英淋滤溶蚀成骨架状;图6k,溶蚀作用2,可见钾长石溶蚀并向丝片状伊利石转化;图6l,溶蚀作用3,可见火山岩屑、石英颗粒粒内溶孔发育。

由图6可知,目的层孔隙演化过程中经历了诸多成岩作用,不同成岩作用对储层孔隙演化造成的影响各不相同。

图6 研究区乐平组官山砂岩成岩作用特征照片

3.1 压实-压溶作用

压实作用贯穿于整个成岩过程,导致孔渗降低以及孔喉半径缩小[8]。

从图6a～图6c可以看出,目的层经历中等—较强的机械压实作用及少量化学压溶作用。压实作用主要表现为刚性颗粒发生移动和破裂等,柔性、塑性颗粒普遍挤压变形成弯曲状。在压实作用较强的区域,泥质等塑性岩屑变形形成假杂基,片状黏土矿物、云母类等被压弯呈半定向、定向排列甚至压断等。压实作用的强度随着目的层埋藏深度的增加而增强,较强的压实作用引起颗粒间的接触关系发生变化,接触点的物质发生压力溶解作用,溶解物质在孔隙处沉淀下来,最终导致颗粒呈缝合线接触。压实-压溶作用造成了原生粒间孔隙的大量损失,从而降低了储层的孔隙度和渗透率。

3.2 胶结作用

研究区储层砂岩胶结类型多样,以加大式或充填式胶结为主。加大式胶结主要为石英次生加大,充填式胶结主要为硅质、泥质、碳酸盐胶结物充填。

3.2.1 硅质胶结作用

硅质胶结主要表现为石英次生加大和晚期硅质充填。由图6d可知,官山段砂岩富含石英,石英普遍见次生加大,加大边厚0.02～0.10 mm,常见Ⅱ-Ⅲ级自生加大,多环绕碎屑石英发育。另一种硅质胶结为孔隙充填自生石英晶粒,如图6e所示,早期硅质充填多表现为自生石英小晶体呈不规则粒状充填粒间孔隙,晚期硅质充填较发育,部分填满残余粒间孔、溶蚀孔及微裂缝。硅质胶结使孔隙、喉道减小,储层物性变差,但提高了岩石抗压实能力,有利于原始孔隙的保存[9];但由于其在后期不易溶解,将导致孔隙的永久性破坏[10]。

3.2.2 自生黏土矿物的胶结作用

自生黏土矿物主要来源于不稳定组分的蚀变和上覆黏土转化[11]。黏土矿物X射线衍射分析结果显示,官山段砂岩伊利石占比最高,为8.9%～55.0%,平均33.8%;其次为伊/蒙混层,为12.0%～55.0%,平均28.9%;高岭石为11.0%～62.5%,平均26.3%;绿泥石为3.0%～26.0%,平均14.6%。

由图6f扫描电子显微镜观察可知,孔隙空间中的伊利石主要呈鳞片状和丝状分布,而蒙脱石在成岩作用过程中向伊利石转化的中间产物——伊/蒙混层多呈网状或卷片状充填于粒间孔中,较大程度地堵塞喉道,使孔隙连通性变差。高岭石在显微镜下呈网格状,SEM下呈书页状、不规则片状,充填于粒间并和自生石英伴生,边部已经向伊利石转化;自生高岭石往往具有较多的晶间孔隙,且由于高岭石常来源于长石等铝硅酸盐的溶解,因而高岭石的大量出现往往作为次生孔隙发育的标志[10]。绿泥石主要有2种赋存状态:① 以衬边方式呈薄膜状分布于颗粒边缘及表面;② 以绒球状或叶片状集合体充填于孔隙中,如图6g所示,但在本区不多见。以环边状态产出的绿泥石膜可以增加岩石的抗压强度,保存一定的粒间孔隙[9-10,12]。

3.2.3 碳酸盐胶结作用

碳酸盐胶结在研究区分布广泛,常见以泥晶-微晶方解石、(含)铁方解石、铁白云石及菱铁矿等碳酸盐胶结物状态充填于粒间孔隙中,部分溶蚀交代颗粒,如图6g、图6h所示。方解石胶结物较多见,常见呈微晶集合体、团絮状、块状充填于粒间孔中,早期的方解石呈基底式胶结,为溶解作用提供了必要条件;含铁方解石在中成岩作用阶段多以粒状充填于粒间孔中,也可见部分矿物被铁方解石所交代[11];铁白云石呈分散斑晶(细-中晶)形式,交代颗粒及分布于粒间;根据鸣检1井、乐页1井薄片资料,官山段砂岩普遍含菱铁矿胶结物,多呈放射状、球粒状、泥粉晶状交代颗粒及充填孔隙。

3.3 交代作用

乐平组官山段砂岩储层以碳酸盐交代作用为主,交代作用的结果是使石英、长石、岩屑颗粒被菱铁矿、铁白云石及(含)铁方解石溶蚀交代,由于官山砂岩石英占比高,多为边缘交代,其边缘呈锯齿状、港湾状,岩屑或长石颗粒则被交代成筛网状,有些形成交代假象,如图6i所示。交代作用近似于物质替换,因此对储层物性影响不大[8]。

3.4 重结晶作用

泥质杂基普遍具有重结晶现象,如图6c所示,多数强烈重结晶,且部分绢云母化,呈薄膜状或团块状充填堵塞孔隙[4]。

3.5 溶蚀作用

溶蚀作用对孔隙结构及储集性能有重要的控制作用[13]。研究区溶蚀作用普遍,且类型多样,主要表现为格架颗粒的溶蚀及少量填隙物的溶蚀,如图6j～图6l所示。多见长石、岩屑等不稳定颗粒直接溶蚀或交代后间接被溶[9];而石英、硅质岩屑溶蚀时间较晚,主要表现为孔隙边缘呈不规则状,这种溶孔占比很少。溶蚀作用作为一种建设性的成岩作用类型,可对原生粒间孔隙进行改造形成次生溶孔,在改善储层物性方面发挥着积极的作用。

3.6 破裂作用

裂缝能够加强孔隙间的连通性,对改善砂岩储层性能有重要意义。南鄱阳地区乐平组砂岩储层中观察到较多小裂缝,镜下也可观察到微裂缝的存在,如图3f所示。

4 成岩阶段划分与孔隙演化特征

4.1 成岩阶段划分

研究区乐平组干酪根镜质体反射率(Ro)在0.62%～1.19%之间,平均0.96%,古地温为85～140 ℃,处于低成熟—成熟阶段。包裹体均一温度平均值为95.7～136.1 ℃。黏土矿物主要为伊利石、高岭石、伊/蒙混层及少量绿泥石,蒙脱石混层比为20%～30%。石英颗粒普遍见次生加大,且部分呈自形晶体充填孔隙;碎屑颗粒间主要为线-凹凸接触,局部可见缝合线接触,大量原生孔隙经溶蚀作用形成次生溶孔,并可见裂缝。根据碎屑岩成岩阶段划分标准[14],认为研究区乐平组砂岩普遍已达到中成岩A阶段,坳陷中心处于中成岩B期。从埋深及成岩阶段等诸多因素分析,乐平组砂岩储层原生储集空间损失量大,次生孔隙及微细裂缝显得较为重要。

4.2 孔隙演化特征

通过分析储层宏观和微观特征,发现目的层受多种成岩作用的综合作用,储层孔渗发生了显著变化。根据一些研究者的实测、模拟及理论计算方法[15-16],结合回剥法恢复的赣9井乐平组地层埋藏史,研究乐平组官山段储层孔隙演化过程,其成岩作用与孔隙演化模式如图7所示。

4.2.1 早成岩阶段A期

埋深小于1 300 m,成岩温度为古常温～65 ℃,有机质尚未成熟,主要成岩作用为机械压实作用及少量胶结作用。在压实作用下,刚性颗粒发生移动、重排,塑性岩屑受刚性颗粒的挤压而发生拉长、变形或定向排列,大大减少了储层的原生孔隙。此时,黏土矿物间转化程度较低。

该成岩阶段主要发生在晚二叠世—晚三叠世末期,孔隙类型主要为原生粒间孔和自生绿泥石晶间微孔。

4.2.2 早成岩阶段B期

埋深在1 300～1 700 m,古地温为65～85 ℃,由于特殊地质条件作用,沉积物沉积速率较高,目的层快速进入深埋藏阶段。埋深增大进一步增强了机械压实作用的效果,刚性颗粒发生破碎,塑性岩屑变形,有些甚至形成假杂基,颗粒间由点接触逐渐演变为线接触或凹凸接触,粒间孔急剧缩小。高岭石和蒙皂石逐渐向伊/蒙混层转化,同时有大量的SiO2和Ca2+析出,有助于微晶石英的形成[17],由于石英次生加大作用及碳酸盐胶结作用(特别是方解石胶结)的综合作用,致使大量粒间孔被破坏[10],砂岩孔隙度大幅降低;同时长石、岩屑等易溶颗粒开始少量溶蚀。

该成岩阶段主要发生在晚三叠世末期—早侏罗世早期,孔隙类型主要为残余粒间孔及少量次生溶孔。

4.2.3 中成岩阶段A期

埋深急剧增大,达1 700～3 000 m。地温达85～140 ℃;颗粒致密接触,以线-凹凸接触为主。有机质开始成熟,进入生烃高峰期,烃类生成后就近运移进入砂岩储层,充注并占据孔隙空间,减弱了压实和胶结作用,有利于原生孔隙的保存[9]。生烃过程中会形成大量有机酸,溶解部分长石、岩屑及一些钙质胶结物,进而形成大量次生孔隙,如粒间与粒内溶孔及成型孔。伊/蒙混层逐渐向伊利石转化,有机酸溶解转化形成的伊利石,形成晶间微孔和溶蚀孔,上述溶解作用的存在,形成大量次生孔隙[10,13]。与此同时,致使石英因压实次生加大和溶解的硅质物充填于部分孔隙中,大量原生粒间孔被破坏[13]。中成岩A期末,孔隙流体中黏土矿物转化释放的铁离子逐渐剩余,(含)铁方解石、铁白云石等碳酸盐胶结物生成[15];且孔隙水中二氧化硅过饱和,大量析出它形、自形石英使储层开始致密化[9]。

该成岩阶段主要发生在早侏罗世晚期—晚白垩世末期,孔隙类型主要为一些次生孔隙,有粒间与粒内溶孔、铸模孔及部分残余粒间孔。孔隙度大致分布在4%～13%之间,平均为9.5%,储层已达到致密储层的标准。

4.2.4 中成岩阶段B期

埋深3 000～4 500 m,古地温140～175 ℃。受更强烈压实作用影响,颗粒间逐渐演变成凹凸-线接触;压溶作用致使石英颗粒边缘发生更大程度的溶解,溶解下来的硅质物和石英次生加大快速充填于次生孔隙[13]。碳酸盐发生交代作用,部分颗粒被菱铁矿、白云石及方解石溶蚀交代;泥质杂基强烈重结晶;原生孔隙破坏殆尽,部分次生孔隙遭到破坏。区域性构造抬升后,地层趋于稳定,压力开始释放并伴有微裂缝出现,储层物性得以改善[9]。

该成岩阶段主要发生在晚白垩世末期—喜马拉雅期。压实作用、石英次生加大、硅质充填、重结晶作用及交代作用使孔隙度减小,晚期构造裂缝有利于储层物性改善,形成孔隙-裂缝型储层。在各种因素的共同作用下最终形成现今孔隙度1.0%～15.9%,平均为8.2%。

图7 乐平组储层成岩作用与孔隙演化模式

5 结 论

(1) 南鄱阳坳陷乐平组官山段砂岩储层以岩屑石英砂岩、长石岩屑石英砂岩为主,次为石英砂岩、长石石英砂岩等,成分和结构成熟度较高;经历了压实-压溶、胶结、交代、溶蚀、重结晶以及破裂等成岩作用。

(2) 各成岩特征表明乐平组砂岩储层达中成岩期A—B阶段。成岩作用对孔隙发育的影响很大,压实-压溶作用和胶结作用是导致储层低孔渗的根本原因,而溶蚀作用及构造微细裂缝形成的次生孔隙明显提高了砂岩的储集性能。

(3) 不同成岩作用在不同成岩时期所起作用不同,结合埋藏史分析,重建了研究区储层成岩演化过程,该储层大致经历早成岩阶段A期(T3末期)、早成岩阶段B期(T3末期—J1早期)、中成岩阶段A期(J1晚期—K2末期)及中成岩阶段B期(K2末期—喜马拉雅期)等4个成岩作用及孔隙演化阶段,孔隙度从原始孔隙度演化至现今8.2%。因此,南鄱阳坳陷致密砂岩油下一步勘探应以优质储层预测为重点。