蘇里格氣田東二區天然氣勘探開發潛力分析

鄂爾多斯盆地蘇里格氣田是中國發現的最大氣田。其主要氣層為山西群山一段和石盒子群八段儲層，低孔、低滲，非均質性嚴重，對天然氣勘探和開發產生了極大的不便。由于成巖作用最終決定了儲集砂巖的孔滲條件,是儲層物性的關鍵因素,因此,成巖作用研究對于孔隙成因分析、儲層綜合評價、儲層預測及天然氣生產等具有重要意義。近年來,隨著天然氣生產范圍的不斷擴大,有關該區成巖作用的研究不斷深入,認識也存在明顯分歧,尤其是有關砂巖次生孔隙的成因以及新生礦物來源等問題成為儲層地質學家關注的焦點。根據混層黏土轉化過程中釋放的層間水引起次生溶孔的發育情況,張明祿等對次生孔隙帶進行了預測,認為砂巖埋深在2850~3100m最有利于次生孔隙的形成;胡江柰等認為自生高嶺石晶間孔的發育對儲集物性具有一定的改善作用;多位研究者發現,凝灰質的溶蝕是產生次生孔隙的主要原因[3~5]。生排烴早—中期的古鼻隆構造控制了儲層的選擇性溶蝕;成巖相的分布控制著砂巖孔隙度的大小,進而決定了氣層與非氣層的分布。李會軍等認為早期碳酸鹽膠結作用減弱了壓實作用并阻止了石英的次生加大,對原生孔隙起保護作用,碳酸鹽膠結物后期的溶蝕形成了次生孔隙;而相反的研究認為,蘇里格氣田二疊系屬典型的煤系地層成巖作用性質,成巖早期處于酸性—弱酸性成巖環境,缺乏早期的碳酸鹽膠結物,使砂巖的抗壓實能力弱,故壓實作用是砂巖孔隙度降低的主要原因。研究認為砂巖中的高嶺石來自長石的溶蝕;王建偉等認為砂巖中的高嶺石等黏土礦物系凝灰質溶蝕而成;侯明才等則提出砂巖中的次生孔隙主要由黏土雜基溶蝕而成,高嶺石主要來自黏土雜基的溶蝕。此外,多數學者研究認為蘇里格氣田儲層成巖作用已達晚期成巖階段。綜上,有關蘇里格氣田儲層成巖作用、次生孔隙成因、新生礦物來源、儲層發育控制因素等認識存在明顯分歧,使該區儲層預測難度增加。且隨著勘探范圍的不斷擴展,現今的蘇里格氣田的范圍遠遠超出氣田發現之初,如本文研究的蘇東二區是近年來開辟的新區,前人的研究很少涉及。因此,研究蘇東二區山1段與盒8段儲層成巖作用,對該區儲層評價和有利區帶預測具有重要的理論意義和現實意義。1格氣田區內地質蘇里格氣田東二區位于內蒙古自治區鄂爾多斯市烏審旗和陜西省榆林市榆陽區境內,區域構造跨鄂爾多斯盆地伊陜斜坡北部和伊盟隆起南部(圖1)。根據地震盒8底部反射層及鉆井資料分析,蘇里格氣田東區的區域構造為一寬緩的西傾斜坡,坡降一般(3~10)m/km。石炭—二疊系自下而上發育本溪組、太原組、山西組、下石盒子組和石千峰組,屬海陸過渡相—陸相碎屑沉積,山西組山1段和石盒子組盒8段為其主要產氣層,為砂巖巖性圈閉氣藏。北部氣藏平均埋深2750~2850m,南部氣藏平均埋深2930~3050m,地溫梯度為3.03℃/100m,地層壓力在24.19~27.80MPa之間,平均壓力系數0.86,為低壓氣藏。儲層孔隙度介于4%~14%,滲透率0.1~2×10-3μm2,屬典型的低孔、低滲致密儲層。2石英砂巖及膠結充填巖根據巖芯觀察及薄片鑒定,研究區主要的儲集巖為:石英砂巖、巖屑石英砂巖、巖屑砂巖(圖2)。盒8段巖石類型主要以巖屑砂巖、巖屑石英砂巖為主,少量石英砂巖;山1段主要以巖屑砂巖和巖屑石英砂巖為主,無石英砂巖。其組分特征為:石英類(包括石英、燧石及石英巖巖屑)為主,次為巖屑組分,長石含量極少。砂巖粒度普遍較粗,以中粗砂巖為主,主要粒徑區間分布在0.2~2.0mm范圍內。顆粒分選中等—較差,磨圓度多呈次棱—次圓狀,結構成熟度較低。砂巖膠結物占10%~26%,平均15.7%,主要由黏土礦物、碳酸鹽、硅質及凝灰質組成。雜基含量約占總體積的5%~10%,盒8段、山1段平均為7.31%和6.87%;砂巖多呈顆粒支撐,以線接觸為主,主要膠結類型為孔隙式膠結。砂巖成分、結構成熟度均較低,反映了近物源的特點。3儲層成巖作用類型與成巖礦3.1石英顆粒應力作用研究區盒8、山1段儲層砂巖普遍受到較強壓實作用,顆粒多以線接觸,少數呈凹凸接觸。石英顆粒受應力作用產生脆性裂縫;云母在壓實作用下發生明顯的彎曲變形;泥巖巖屑、千枚巖屑在壓實作用下被擠入孔隙中形成假雜基,并阻塞孔隙空間(圖3a)。3.2礦物膠結來源膠結作用是沉積物轉變成沉積巖的重要作用,也是巖石孔滲性降低的主要原因之一。研究區砂巖中的膠結作用主要有三種類型。(1)硅質膠結物:主要以玉髓和石英次生加大邊形式出現(圖3b),自生石英晶體少量(圖3c);(2)自生黏土礦物膠結:自生綠泥石呈孔隙薄膜狀或等厚狀孔隙襯里產出(圖3d);蒙脫石由火山凝灰質轉化而來,分布于粒間孔或泥質雜基中,隨成巖作用的進行,蒙脫石在堿性介質中向伊利石轉化產生伊/蒙混層礦物,掃描電鏡下呈片狀;自生的高嶺石,呈典型的書頁狀或蠕蟲狀充填于孔隙中,保留了良好的晶間孔(圖3e);伊利石呈絲狀或搭橋狀分布于顆粒之間(圖3f);(3)碳酸鹽膠結:主要為方解石,含少量鐵方解石和鐵白云石。據砂巖薄片觀察,亮晶方解石形成于綠泥石膜、石英次生加大邊之后,多呈中—細晶或它形晶充填殘余粒間孔隙,并交代綠泥石膜和石英次生加大邊、長石等。3.3成巖蝕變反應研究區盒8、山1段方解石交代較常見(圖3g);此外,可見綠泥石交代長石;長石、火山巖屑等蝕變成高嶺石,這一成巖蝕變反應普遍存在于各類砂巖中,以巖屑石英砂巖和巖屑砂巖中較發育。高嶺石交代長石較常見,可見完好的交代假象。3.4開放體系中溶蝕的控制砂巖組分在一定的成巖環境中都可能發生不同程度的溶蝕,形成次生孔隙,按照溶蝕介質的化學性質分為酸性溶蝕和堿性溶蝕。酸性溶蝕可分為兩期:早期的溶蝕受開放體系中大氣淡水、沉積水介質和生化甲烷期的酸性介質控制;中晚期溶蝕受有機質脫羧基作用產生的有機酸控制,主要表現為對顆粒、雜基、膠結物的溶蝕作用。研究區主要受中晚期酸性溶蝕作用的改造,形成了長石、巖屑的粒內溶孔、鑄模孔及少量填隙物溶孔(圖3h,i),在溶蝕顆粒的邊部殘留有綠泥石環邊,溶孔內為高嶺石部分充填。此外,研究區砂巖中還可見到少量石英粒內溶孔(圖3i),為堿性溶蝕的結果。3.5凹接觸研究本區碎屑顆粒常呈線狀接觸,局部可見凹凸接觸,總體而言,研究區壓溶作用較弱。石英顆粒常見石英加大邊(圖3b),其中硅質主要來源于壓溶作用。4巖層和巖漿巖4.1成巖階段b期根據有機質成熟度、成巖礦物、包裹體測溫等標志,參照石油天然氣行業標準(SY/T5477—2003)對成巖階段進行劃分。主要依據有:(1)研究區主要儲層段盒8、山1段取芯深度介于2750~3050m,Ro測定值介于0.8%~2%,表明盒8、山1段砂巖儲層有機質成熟度處于成熟—高成熟階段,相當于成巖作用的中成巖階段B期;(2)黏土礦物X—射線衍射定量分析結果顯示,盒8、山1段砂巖中的黏土礦物的成分主要為高嶺石、伊利石、綠泥石和少量伊/蒙混層黏土,高嶺石黏土相對含量在41%~76%,伊利石在12%~35%,I/S0在0~23%,蒙皂石(S0)間層比含量為10%~20%,綠泥石在5%~19%,從蒙皂石(S)層在I/S混層中所占比例特點反映有機質已處于成熟—高成熟階段,表明本區成巖演化已達到中成巖B階段;(3)砂巖成巖流體包裹體測試數據表明,均一溫度主要分布于95~175℃之間,主峰值集中于105~155℃之間,表明成巖熱流體運移事件主要為同一期次,其中可以分出兩個次一級的峰值,分別對應于120℃、140℃(圖4),表明熱流體運移呈現幕式活動的特點。包裹體的溫度是反饋成巖溫度的直接標志和證據,均一溫度代表著流體捕獲時的溫度,從均一溫度分布來看,主要對應于中成巖階段。少部分流體包裹體均一溫度可達150℃以上,最高達170℃,表明砂巖經歷的的最高溫度沒有達到晚成巖階段。綜上所述,研究區砂巖達到中成巖階段B期。4.2巖石成因環境分析根據上述成巖礦物組合及成巖現象,結合礦物反應關系以及成巖環境等,綜合確定了蘇東二區儲層成巖序列(圖5)。盒8、山1段砂巖成巖作用經歷了同生成巖階段、早成巖階段A、B期和中成巖階段A、B期3個階段5個期次。本區屬淡水河流沉積環境,同生成巖期同時受火山碎屑物及下伏山2段煤系地層弱酸性地下水的影響,因此同生成巖階段為中性淡水—弱酸性弱氧化環境,有鮞綠泥石、菱鐵礦、玉髓沉淀。早成巖階段A期,機械壓實作用凸現,碎屑顆粒點狀接觸,成巖礦物有高嶺石、蒙脫石、綠泥石薄膜及少量泥晶菱鐵礦生成;有機質仍未成熟,成巖環境仍屬于弱酸性環境。早成巖B期,塑性顆粒擠壓變形,壓溶作用顯現;火山物質硅化和水云母化,黑云母綠泥石化;有機酸產生,長石、巖屑的溶蝕作用顯現,石英加大邊、高嶺石形成;成巖環境向較強酸性環境轉變,晶粒狀黃鐵礦出現。中成巖階段A期,有機質向烴類轉化過程中釋放出CO2,使孔隙流體呈較強酸性,成巖環境轉化為酸性環境,鋁硅酸鹽骨架組分、雜基組分溶解加強;隨著壓實作用、壓溶作用和溶蝕作用的增強,硅質加大邊、蝕變成因高嶺石大量生成,伊/蒙混層向伊利石轉化,伊利石大量生成。本期后半階段,有機酸的排放逐漸減少和不斷消耗,成巖環境向弱堿性轉化,葉片狀綠泥石、方解石、及少量白云石的生成,堵塞殘余粒間孔。中成巖B期,有機酸消耗殆盡,成巖環境轉變為弱堿性,葉片狀綠泥石、絲發狀伊利石繼續生成,含鐵方解石、含鐵白云石出現并堵塞殘余粒間孔隙;石英顆粒發生弱溶蝕現象,可見石英粒內溶孔。研究區盒8、山1段砂巖成巖作用至此趨于終止。研究區盒8、山1段砂巖成巖作用達到中成巖B期,由于成巖作用未進入晚期成巖階段,未能產生足夠的CO2分壓并促使碳酸鹽的溶解,故研究區未形成次生孔隙發育帶。需要說明的是,上述成巖作用及成巖環境僅為研究區總體趨勢,與巖石非均質性一樣,成巖作用也具有較強的非均質性,造成局部地區、局部層位之間的成巖現象產生較大的差異。高嶺石作為研究區儲集砂巖重要的填隙物之一,其成因來源對于次生孔隙成因、原生孔隙變化等研究具有重要意義。研究發現,砂巖中的長石、噴出巖巖屑的溶蝕作用十分普遍,而黏土雜基的溶蝕則相對不發育,預示著高嶺石可能主要來自于長石和噴出巖巖屑的溶蝕。進一步對216件樣品的統計分析表明,高嶺石含量與長石類礦物、噴出巖巖屑含量負相關,而黏土雜基與高嶺石的含量無線性關系(圖6)。隨著長石含量、噴出巖巖屑含量的增加,高嶺石含量減少;在長石和噴出巖巖屑含量<2%的區域,高嶺石含量大部分>5%;但高嶺石隨長石、噴出巖的遞減速率不同,高嶺石隨長石的遞減曲線斜率大致為-2,隨噴出巖巖屑的遞減曲線斜率約為-1,其原因與噴出巖中易溶礦物的含量有關。表明隨著長石、噴出巖巖屑的溶蝕減少,高嶺石含量逐漸增加。故蘇東二區高嶺石主要來源于長石、噴出巖巖屑的溶蝕。5原生粒間孔膠結作用的發育機理根據鑄體薄片、掃描電鏡、陰極發光、黏土礦物X—衍射以及鏡下觀察分析,研究區目的層砂巖的儲集空間主要是微孔—中孔,包括剩余原生粒間孔、次生孔隙、高嶺石晶間孔和破裂縫,以次生溶孔和自生礦物晶間孔為主。成巖作用對砂巖的儲集物性產生了重要的影響,根據對砂巖物性的不同影響,可將研究區成巖作用分為破壞性成巖作用和建設性成巖作用。強烈的壓實作用是導致研究區砂巖原生孔隙喪失、儲層致密的主要原因,加上膠結作用的發育使原生粒間孔喪失殆盡;而溶蝕作用產生的次生孔隙則對儲層物性的改善起到了重要作用。5.1壓實作用對未固結砂巖孔隙度的影響壓實作用是導致儲層孔隙度減少的主要因素。早期成巖階段發生的機械壓實作用可導致砂巖顆粒的緊密排列、位移及再分配,云母類及塑性巖屑發生塑性變形,導致原生粒間孔大量喪失。大量砂巖粒間孔隙度的埋藏改造作用研究表明,在埋深<1500m時,由碎屑的再分配使砂巖的粒間體積迅速降低到28%,之后隨埋藏深度的加大,粒間體積減小幅度緩慢,至2400m時,粒間體積降為26%,因此,早期成巖階段(深度<2500m)的壓實作用是造成本區砂巖原生孔隙大量喪失的主要原因。早成巖晚期,隨著膠結作用的不斷增強,壓實作用被抑制并逐漸減弱。機械壓實作用對巖屑砂巖、巖屑石英砂巖的影響比對石英砂巖的影響要明顯。采用不同分選狀況下的未固結砂巖實測的初始孔隙度關系式:原始孔隙度(φP)=20.91+22.90/分選系數S,可以算出砂巖的原始孔隙度,本區砂巖最大、最小分選系數分別為1.814和1.355,對應于原始孔隙度分別為35.5%與39.8%,其中盒8段、山1段平均分選系數分別為1.545和1.492,計算得原始孔隙度分別為35.73%和36.26%。統計結果表明盒8段、山1段平均膠結物的體積百分含量(VF)分別為15.91%和15.70%,雜基(VM)分別占7.31%和6.87%;現今孔隙度(φN)分別為10.30%和9.60%;溶蝕孔隙度(φS)分別為6.48%和5.03%。分別依據(1)、(2)式可粗略計算壓實作用減孔量(φC)和壓實作用減孔率(φDC):隨埋深增加,機械壓實作用顯著,其結果使巖石體積縮小、密度增大,導致砂巖孔隙度降低。壓溶作用和交代作用對孔隙影響較小,可暫不考慮。計算表明,盒8段、山1段平均減孔率為24.32%和25.15%。5.2膠結作用的晶間孔度隨著埋藏深度的增加,溫度、壓力的增加及孔隙水化學性質的變化,各種成巖自生礦物依次析出,膠結充填作用造成孔隙度和滲透率的進一步降低。研究區的膠結物主要為黏土礦物(高嶺石、伊利石、綠泥石)、硅質以及碳酸鹽。膠結物結構的不同對儲層孔隙的破壞程度不同,如自生高嶺石以六方板狀松散堆積在孔隙中,占據大量粒間孔,降低了原生孔隙,但保留較好的晶間微孔高嶺石結晶程度高、晶體完整,其晶間微孔非常發育,對儲層微孔增加有一定的貢獻;而由長石蝕變的高嶺石,重結晶后堆積緊密,晶間孔隙小,對孔隙貢獻較小。硅質膠結主要為自生加大邊和玉髓,因其致密難溶對孔隙起破壞作用;綠泥石多以薄膜的形式出現在碎屑顆粒的邊緣,阻止了石英加大邊的發育,因而對原生孔隙有一定的保護作用。碳酸鹽以方解石為主,早期呈鑲嵌連晶狀充填大孔隙;尤其是中成巖B期形成的碳酸鹽礦物,多呈分散晶?；虬邏K狀不均勻分布于孔隙中,堵塞了部分溶蝕孔隙和剩余粒間孔,晚期方解石當含量較高時(>15%)則幾乎堵塞全部孔隙,使物性變得極差。盒8段、山1段平均填隙物(VF)的體積百分含量分別為15.91%和15.70%,晶間孔百分率(VM%)分別為25.72%和43.49%;計算得原始孔隙度分別為35.73%和36.26%;晶間孔體積(ue788M)可由今孔隙度(ue788N)和晶間孔百分率(VM%)求出;利用(3)式可計算膠結作用造成的平均減孔率(ue788FD)。若不考慮壓實作用、溶蝕作用對膠結物的影響,可計算膠結作用減孔率,利用(3)計算可得膠結作用造成的盒8段、山1段平均減孔率(ue788FD)分別為37.11%和31.78%。5.3儲層及儲層精細度分析成巖早期開放體系中大氣淡水可導致長石、方解石、白云石的溶解和孔隙水中自生高嶺石、蒙脫石的沉淀。成巖中晚期富含有機酸的酸性流體是導致儲層碎屑組分發生溶蝕的主要動力和介質。酸性流體在孔隙中流動并對其中的火山凝灰質、長石顆粒和早期碳酸鹽膠結物進行溶蝕,形成形成溶蝕粒間孔隙、粒內孔隙、甚至鑄?？?使得孔隙度一般可以達到4.7%~10.9%,形成蘇東二區山1段與盒8段主要的儲集空間(表1)。據鑄體薄片和掃描電鏡觀察,砂巖的溶蝕作用較為發育,形成了較多的溶蝕孔隙,成為目的層主要的儲集空間。有機酸作為研究區主要的溶解介質,其形成溫度介于85~140℃,故溶解作用主要發生于中成巖A期。堿性溶蝕發生得較晚,主要出現在中成巖B期堿性環境下,石英顆粒發生溶解,形成少量石英粒內溶孔(圖3i)。易溶組分的大量溶解使孔隙度增加,在很大程度上改善了儲層物性,在盒8段和山1段,溶蝕作用產生的孔隙分別占現今孔隙的62.91%和52.36%。從孔隙演化曲線可見(圖5),早成巖B期至中成巖A期膠結作用使孔隙度快速降低,壓實作用造成的孔隙度降低主要發生于膠結作用之前,表現在早成巖A期孔隙度逐漸降低。中成巖A期之前,盒8段和山1段孔隙度演化曲線基本一致,反映膠結作用