北部湾盆地涠西南凹陷碳酸盐岩潜山表生岩溶储层特征与演化模式

王永辉, 张友浩, 高先志, 宋 言, 王红梅, 曲付涛

中国石油大学(北京)地球科学学院, 北京 102249

碳酸盐岩潜山是涠西南凹陷今后的重要油气勘探领域。国内外油气勘探表明, 碳酸盐岩岩溶储层是碳酸盐岩储层的重要成因类型之一。20世纪60—70年代以来, 国外开展了系列的古岩溶系统研究,代表性的研究可见于 Paleokarst等专题文集(James and Choquette, 1988; Bosák et al., 1989; Fritz et al.,1993)。20世纪70年代, 我国任丘油田古潜山的发现, 推动了国内碳酸盐岩岩溶储层的油气勘探, 并相继发现了塔中、轮南—塔河古潜山油气田、四川普光及龙岗气田、大港千米桥奥陶系油气田等油气田; 对岩溶储集层的岩溶类型与岩溶环境、岩溶储层发育控制因素的研究也取得了重要进展(杨俊杰等, 1995; 张宝民和刘静江, 2009; 何治亮等, 2011;师政等, 2018; 金强等, 2020; 吴丰等, 2020)。对于涠西南凹陷碳酸盐岩古潜山, 近几年也开展了其储层特征、主控因素等初步研究(王红波, 1996; 陈广坡等, 2007; 程光华和王丽, 2012; 徐守立等, 2020)。但是由于涠西南凹陷探井少, 对石炭系碳酸盐岩储层的研究程度还比较低, 对碳酸盐岩储层的成因和分布规律认识还不明确。本文综合运用岩心观察、薄片鉴定、碳-氧同位素测定、包裹体测温、钻录井及测井资料对涠西南凹陷碳酸盐岩潜山储层开展研究。明确了涠西南凹陷潜山储层的岩溶储层成因和储层分布规律, 该认识对深化该区的碳酸盐岩潜山油气勘探有现实意义。

1 地质背景

涠西南凹陷是北部湾盆地最北部的一个凹陷,呈北东向展布, 面积约3.0×103km2。它是新生代在古生界碳酸盐岩基底上发育的新生代断陷, 包括一号构造带、二号构造带、东南斜坡带和涠西南低凸起等构造单元。作为凹陷基底的石炭系, 主要包括下石炭统(孟公拗组、石磴子组、测水组、梓门桥组)和上石炭统黄龙组(赵顺兰等, 2018), 岩性主要为藻灰岩、生屑灰岩、角砾灰岩、泥灰岩、硅化灰岩、白云质灰岩、灰质白云岩以及结晶白云岩等开阔台地与局限台地沉积(图1)。

图1 涠西南凹陷位置图(据赵顺兰等, 2018; 徐守立等, 2020等改)Fig.1 Location of the Weixi’nan Sag (modified form ZHAO et al., 2018; XU et al., 2020)

作为涠西南凹陷基底的台地型石炭系碳酸盐岩, 在印支期构造运动中挤压抬升遭到长时间的风化淋滤; 在新生代沉积过程中, 受历次断裂活动的控制, 特别是珠琼运动Ⅰ幕的断层差异活动, 形成高低差异的各种断块山(图 2), 导致了不同潜山碳酸盐岩储层发育特征的明显差异(焦立波等, 2018)。

图2 涠西南凹陷碳酸盐岩潜山的形成与构造演化图Fig.2 Tectonic evolution profiles of the buried hills in Weixi’nan Sag

2 岩溶储层特征

2.1 岩溶储层储集空间特征

涠西南凹陷石炭系碳酸盐岩发育各种溶蚀孔隙。包括溶洞、溶孔和溶蚀缝。表明溶蚀作用是碳酸盐岩储层形成的重要原因。

(1)溶洞

岩心可见钙质碎屑填隙的角砾岩和方解石胶结的角砾岩填充(图3a, b, d); 溶洞内透明方解石晶簇沿洞壁生长, 因流体中矿物差异而呈现红白的“纹路”, 充填方解石直径为2～3 cm, 多将缝洞完全充填。岩心亦可见小型溶孔洞(图 3c, e), 直径5～12 mm, 垂向上呈现串珠状或孤立分布。

大型溶洞在钻录井过程中常出现钻井放空、泥浆漏失的现象, 钻井漏失处测井曲线表现为声波时差异常高值, 密度测井曲线和双侧向电阻率曲线异常低值(图6)。据统计涠西南凹陷碳酸盐岩潜山钻井放空现象普遍存在, 可以认为涠西南凹陷发育大型的溶洞体系。以A潜山为例, A-1井在1941～1800 m内共存在 9处钻井放空和漏失, 合计放空漏失29.09 m, 漏失2195 m3泥浆; A-2井钻井放空漏失最多, 合计放空漏失28 m, 漏失14 275 m3泥浆, 最大漏失量可达 4030 m3/天; A-3井合计钻井漏失较少,但漏失泥浆仍可达1481 m3。F潜山和D潜山也存在钻井漏失现象, 推测潜山内部大型溶洞体系发育。

(2)溶孔

溶孔包括晶间溶孔、粒间溶孔、基质溶孔、脉溶孔以及铸模孔等。晶间溶孔主要为白云石晶间的溶蚀孔隙, 其直径为28～200 μm, 呈多边形状、港湾状, 面孔率可达4%(图3f); 粒间溶孔主要发育在碎屑颗粒间, 是颗粒间的填隙物被溶蚀形成的, 其直径为30～250 μm, 呈三角状, 面孔率为2.5%(图3-g,h); 基质溶孔直径为 20～40 μm, 多沿裂缝分布, 亦有孤立分布, 面孔率为0.5%(图3i, j)。脉溶孔为后期形成方解石脉的溶孔, 其直径为 28～260 μm, 多呈港湾状, 面孔率可达1.5%(图3k)。铸模孔由颗粒或晶粒被完全溶蚀形成, 保留原有的颗粒或晶粒的外形, 局部可见溶蚀后的䗴类房室被方解石胶结充填(图 3l)。

(3)溶蚀缝

溶蚀缝主要表现为缝壁两侧凹凸不平, 形态宽度变化较大且多出现分支, 可见晶间溶蚀缝宽度为20～35 μm, 延伸不远, 多集中分布(图3m, n), 部分溶蚀缝由先前的构造裂缝溶蚀形成(图 3o), 但多数被方解石全充填-半充填。

图3 涠西南凹陷石炭系碳酸盐岩岩溶储集空间类型Fig.3 Carboniferous carbonate karst reservoir space types in Weixi’nan Sag

2.2 岩溶环境特征

不同岩溶环境形成的溶蚀储层规模不同。通过分析溶洞缝中胶结物的碳氧同位素特征和包裹体均一化温度, 可以判别其形成环境。本次通过岩心取样, 对石炭系碳酸盐岩裂缝中方解石胶结物进行了分离, 连同围岩分别对其碳氧同位素进行了测定(如表1), 由此确定了各样品点的岩溶和胶结环境。测试工作在成都理工大学地球勘探与信息技术教育部重点实验室完成。碳氧同位素分析仪器主要为激光显微微区制样装置和气体同位素质谱仪(Thermo Scientific MAT253型), 测试相对误差为±1‰。

表1 涠西南凹陷石炭系裂隙充填物与围岩碳氧同位素Table 1 Carbon-oxygen isotope of Carboniferous fissure fillings and surrounding rock in Weixi’nan Sag

涠西南凹陷碳酸盐岩岩溶存在同生(沉积期)-准同生期(层间)岩溶、埋藏岩溶(包括中-浅埋藏岩溶环境、中深埋藏岩溶环境)和表生岩溶等岩溶环境。

通过碳氧同位素可以确定方解石胶结物的形成环境(王大锐等, 1995; Veizer et al., 1999)。不同流体性质和成岩环境下碳酸盐岩的碳氧同位素含量也不同, 涠西南凹陷碳酸盐岩方解石脉体中碳氧同位素与围岩碳酸盐岩中碳氧同位素有所不同(图4), 方解石脉中碳氧同位素的δ18O为中高值,δ13C为中低值; 围岩中碳氧同位素的δ18O为中低值,δ13C分布范围差异较大, 高中低值均存在。

图4 涠西南凹陷石炭系裂隙充填物与围岩碳氧同位素交汇图Fig.4 Carbon-oxygen isotopes intersection map of carboniferous fissure fillings and surrounding rock in Weixi’nan Sag

石炭系方解石胶结物的碳氧同位素表明涠西南凹陷存在四类岩溶环境(表2)。

表2 涠西南凹陷石炭系不同岩溶环境碳氧同位素特征表Table 2 Characteristics of carbon-oxygen isotopes in different karst environments of carboniferous in Weixi’nan Sag

第Ⅰ类为同生-准同生期岩溶环境, 其δ13C、δ18O范围与碳酸盐岩围岩一致, 即岩溶环境与碳酸盐岩沉积环境的相似性, 反映了同生期的碳酸盐岩是在沉积后不久被暴露改造, 选择性溶蚀形成粒内溶孔或铸模孔(图 3l), 后期被方解石胶结物胶结,属于早期沉淀的缝洞方解石特征。

第Ⅱ类为大气淡水岩溶环境, 其δ13C、δ18O值明显负偏,δ13C 值均小于 0,δ18O 为-10.16‰ ～-13.76‰, 整体上与构造抬升后处于开放的成岩环境, 接受了轻质的12C、16O的大气淡水淋滤有关。

第Ⅲ类为中-浅埋藏岩溶环境, 其δ18O 值明显负偏,δ13C值为1.65‰～1.81‰, 与围岩值基本一致,说明方解石脉体δ13C主要来自围岩。δ18O值为-14.63‰ ～ -15.92‰, 与围岩相比负偏, 可能与温度升高δ16O迁移到脉体有关。

第Ⅳ类为中深埋藏岩溶环境, 方解石脉δ18O值小于-17.6‰,δ18O对温度敏感, 高温会抑制其活动,造成δ18O值负偏严重, 为中深埋藏(2500～3500 m)或深部热液沿断层进入碳酸盐岩作用的结果。

另外, 方解石脉中的流体包裹体温度也反映胶结物形成的多期次, 反映出不同环境和埋深下的岩溶条件(文华国等, 2014)。包裹体均一化温度大致分为四个区间: ＜90 ℃、90～120 ℃、120～150 ℃、＞150 ℃, 反映涠西南凹陷石炭系碳酸盐岩岩溶储层可能存在 4期的流体活动, 这与碳氧同位素结果相呼应。部分包裹体均一化温度大于150 ℃, 甚至大于200 ℃(图5), 反映工区可能存在深部高温热液活动, 为中深埋藏岩溶环境。

图5 涠西南凹陷石炭系方解石脉中盐水包裹体均一化温度-频数分布直方图Fig.5 Homogenization temperature-frequency distribution histogram of salt-water inclusions in carboniferous calcite veins in Weixi’nan Sag

2.3 岩溶储层剖面特征

碳酸盐岩表生岩溶环境垂向上一般具有分带性, 从上到下依次分为渗流带(上部渗透带和下部重力渗滤带)、潜流带(浅部潜流带和深部潜流带)(Longman, 1980; Esteban and Klappa, 1983;James and Choquette, 1989; 黄思静, 2010)。研究区也具有同样的分带性现象(表 3), 可以分为表层岩溶带、垂直渗流带和水平潜流带(图6)。

表3 涠西南凹陷石炭系碳酸盐岩不同岩溶带储层特征Table 3 Reservoir characteristics of carbonate rocks in different karst zones in Weixi’nan Sag

(1)表层岩溶带主要分布在不整合附近, 溶蚀强烈、易形成较大孔洞, 随后被碎屑等充填。具有以下特征: ①基岩顶部附近含有风化型砂砾岩, 整体上发育孔洞但充填严重; 如在A-3井1 678.5 m深度处,表层岩溶带与风化壳的砂砾岩、白垩土等接触(图3p);②井径曲线常表现为扩径, AC负高值、DEN正高值,电阻率曲线负偏严重; ③测井孔隙度较高, 未被充填情况下, 一般均高于垂直渗流带(图6)。

(2)垂直渗流带是表层岩溶带和潜水面之间的空间, 整体以垂向岩溶为主, 多见高角度溶缝及垂直拉伸的中小型溶蚀孔洞。具有以下特征: ①岩心上多发育垂向的溶蚀孔洞, 如A-2井还可见方解石晶粒集合体等溶洞充填物(图 3c); ②RD、RS较高,多为正异常, AC、CNL等均较为平直, 无明显变化趋势; ③测井孔隙度较低, 整体上储集空间不甚发育(图 6)。

图6 涠西南凹陷A潜山A-1井岩溶带综合柱状图Fig.6 Comprehensive histogram of the karst zones in Well A-1, buried hill A, Weixi’nan Sag

(3)潜流带一般可分为水平潜流带和深部缓流带, 研究区石炭系深度范围内主要发育水平潜流带。水平潜流带受压力梯度影响, 主要为水平方向流动, 故溶蚀的孔缝洞也多呈水平状, 多层发育, 顺层展布。具有以下特征: ①多发育地下暗河以及洞穴垮塌堆积物, 如方解石胶结的角砾岩, 砾间未见铁、泥质等, 无后期水流改造的痕迹(图3a),其中角砾完全被自形的粗-巨晶方解石胶结;②DEN多见极低的峰值, 低 AC、低 CNL曲线,呈微锯齿状, 局部出现峰值; ③钻井漏失、放空现象最为明显。A-1井潜流带发育深度段为1566.35～1800.16 m, 厚度为233.81 m, 多见大规模大尺度缝洞发育, 岩心上取出的透晶方解石脉为典型溶洞充填物, 反映了水体流速整体较缓慢的封闭环境; 其发育多段岩溶角砾岩也是反映了垮塌等岩溶洞穴的分布; 录井工程上存在有放空漏失现象,为碳酸盐岩孔洞发育的典型特征(图6)。

涠西南凹陷碳酸盐岩潜山不同岩溶带的测井孔隙度有区别, 岩溶储层发育的位置也不同。如图7所示, 潜山 A-1和A-2两口井中, 表层岩溶带的测井孔隙度平均达5.6%, 厚度为21.96～65.44 m, 平均为43.7 m, 岩溶储层主要发育在基岩顶面以下10 m范围内; 水平渗流带孔隙度4.3%～14.5%, 平均5.85%,厚度一般为57.15～94.24 m, 平均为75.7 m, 岩溶储层主要发育在基岩顶面以下120～150 m范围; 垂直渗流带孔隙度最小 3.6%～5.8%, 平均 2.84%, 厚度一般为189.83～233.81 m, 平均为210.3 m, 岩溶储层主要发育在基岩顶面以下300～320 m范围。在垂向上相同岩溶带内或不同岩溶带间均发育有低孔隙的致密段, 阻碍不同岩溶带的连通, 可以认为纵向上各个岩溶带是不连通的。在横向上, 在各潜山范围内, 岩溶带具有可对比性, 不同井岩溶带储层厚度相似、孔隙度相近, 横向上具有可对比性。

图7 涠西南凹陷A潜山连井剖面对比Fig.7 Cross-well profile of a buried hill in in Weixi’nan Sag

3 岩溶储层的控制因素

3.1 沉积相的控制

涠西南凹陷石炭系的沉积亚相主要包括潮坪、泻湖、浅滩和开阔海等, 潮坪环境主要发育白云岩、生屑灰岩。从岩心可见, 潮坪环境下的白云岩相带,岩溶程度强烈。一号构造带和二号构造带发育的潮坪环境, 其岩溶现象明显(图6)。分析原因, 可能与白云石化的增孔作用有关。生屑灰岩在交代为白云岩的过程中(图 8a), 岩石颗粒体积变小, 晶间孔隙变大(图8b, c, d), 在与地下水接触时, 由于增孔作用导致与地下水的接触面积变大, 从而溶蚀更易发生。

图8 涠西南凹陷滩相与白云化岩溶储层Fig.8 Beach facies and dolomitized karst reservoirs in Weixi’nan Sag

孔隙度大小与白云石含量有关, 通过统计A潜山内井的白云石含量与总孔隙度大小之间的关系可见(图 9), 白云石含量与总孔隙度大小具有一定的正相关性, 即白云石含量越高, 总孔隙度越大。可以认为在深埋藏条件下, 白云石含量对溶蚀孔隙的产生起到促进作用。已有实验室模拟埋藏成岩作用的温压条件下不同组成碳酸盐岩溶蚀成岩过程也证实了这一观点(杨俊杰等, 1995)。

图9 涠西南凹陷碳酸盐岩潜山白云石含量与孔隙度交会图Fig.9 Crossplot of dolomite contents and porosity of carbonate buried hill in the Weixi'nan Sag

3.2 古地貌的控制

岩溶作用强弱很大程度上受先存古地貌的影响与控制。图 10为恢复的研究区古地貌平面分布图。可见岩溶高地(厚度≥200 m)、岩溶斜坡(溶丘附近等值线密集区)、岩溶台地(150 m＜厚度＜200 m)以及岩溶洼地(厚度≤150 m)等地貌单元。岩溶高地主要分布在研究区的北部以及西南部, 由于地形较高, 地势较平缓, 水流较慢, 不利于流水汇集, 溶蚀作用较弱。岩溶斜坡区是岩溶储层的有利发育区,其地势较高, 是水流的运动“通道”, 古水系尤为发育, 遭受垂向的淋滤溶蚀作用最为显著, 如 A潜山的上部岩溶孔洞发育显著(参见图3p)。岩溶斜坡向外是地势更为平缓的岩溶台地, 水流更为缓慢,改造能力弱。岩溶洼地主要位于研究区的东南部,整体面积较大, 为泄水聚集区, 水体多为稳定状态,溶蚀作用非常微弱, 胶结作用强烈, 如 D潜山多以先存储层的胶结充填为主(参见图 3l), 岩溶储层不发育。

图10 涠西南凹陷前古近系地貌Fig.10 Landform of Pre-Paleogene in Weixi’nan Sag

3.3 构造作用的控制

构造作用的影响表现在两个方面, 一是岩溶期导致潜水面的波动和岩溶带厚度的变化, 形成多期的“渗流带-潜流带”相叠加; 二是埋藏期断层作用导致不同潜山岩溶带分布深度的不同(如图11)。在上述两种作用的综合影响下, 导致现今不同潜山碳酸盐岩岩溶储层的厚度和现今分布深度存在明显差异。如图12所示, 一号构造带A-1潜山溶储层发育在基岩顶面以下 100～150 m, 现今埋深1591～1641 m; A-2潜山岩溶储层发育在基岩顶面以下175～250 m, 现今埋深1787～1862 m; C-1潜山岩溶储层发育在基岩顶面以下 0～75 m, 现今埋深1889～1964 m; 二号构造带 D-1潜山岩溶储层发育在基岩顶面以下300 m以下现今埋深3353 m以下。

图11 涠西南凹陷构造运动对岩溶储层分布的控制作用示意图Fig.11 Diagram of the control mode of tectonic movement on karst reservoirs distribution in Weixi’nan Sag

图12 涠西南凹陷不同潜山碳酸盐岩岩溶储层发育段的孔隙度与发育深度对比图Fig.12 Relationship between the porosity and depth of the Karst reservoir development section of typical wells in Weixi’nan Sag

4 岩溶储层演化模式

涠西南凹陷碳酸盐潜山岩溶储层经历了准同生-浅埋藏期的岩溶作用、抬升期的风化淋滤表生岩溶作用和再埋藏期的断裂差异升降改造作用等不同的阶段(图 13), 并发生了溶蚀作用、胶结作用、交代作用、重结晶作用、构造破裂化作用等复杂的成岩作用(图13)。

图13 涠西南凹陷石炭系碳酸盐岩成岩环境及孔隙演化Fig.13 Diagenetic environment and pore evolution of carboniferous carbonate rocks in Weixi’nan Sag

石炭纪沉积时期, 全区地层相对稳定, 主要以准同生岩溶为主, 受微古地貌影响, 局部高部位发生溶蚀作用, 形成了早期溶蚀孔洞, 但往往由于被充填难以保存, 局部地区发生白云岩化作用和压实作用。在海西—印支运动期间, 全区整体抬升, 构造破裂作用明显, 剥蚀淋滤改造严重, 形成了风化壳岩溶, 其潜水面上下溶蚀缝洞发育较为显著, 初步形成了渗流带和潜流带, 带内胶结作用充填部分溶蚀孔隙。在印支—燕山运动期, 研究区进一步遭受风化剥蚀淋滤, 岩溶程度进一步增加, 随着构造断裂的形成以及地块差异抬升, 导致了断裂两侧潜水面高低的变化, 进而形成了渗流带与潜流带的差异分布。在中生代白垩纪, 东部火山多发, 发生埋藏热液岩溶作用, 硅化明显(图 13); 到晚白垩纪,由于地层继续暴露, 形成了大规模的风化壳型古岩溶, 同时, 早期断裂带附近, 可形成断溶体。新生代断裂活动和断块翘倾作用导致各个潜山高低差异持续强化, 同时沉积过程中地表水的汇流和湖平面的波动改变了潜水面的位置, 并对下伏的碳酸盐岩岩溶带进一步改造; 在建设性成岩作用和破坏性成岩作用的共同影响下, 造成不同潜山岩溶带发育的厚度和分布的深度明显不同(图14)。

图14 涠西南凹陷岩溶储层发育模式Fig.14 Development pattern of karst reservoirs in Weixi’nan Sag

5 结论

(1)涠西南凹陷发育同生-准同生期岩溶、埋藏岩溶和表生风化壳岩溶三种岩溶环境, 以表生风化壳岩溶为主。表生岩溶储层具有分带性, 自上而下划分为表层岩溶带、垂直渗流带和水平潜流带; 涠西南凹陷各岩溶带在横向上具有可对比性。

(2)涠西南凹陷碳酸盐岩潜山岩溶发育程度受沉积相、古地貌及后期构造运动控制。潮坪沉积环境下的白云岩的岩溶储层更发育; 古地貌的岩溶斜坡区岩溶更发育; 新生代断裂构造作用调整了原始岩溶储层带的分布深度, 导致现今不同潜山间的岩溶储层带分布深度有差异。

Acknowledgements:

This study is supported by Zhanjiang Branch of China National Offshore Oil Corporation (No.CCL2020ZJFN0294).