苏里格气田东二区天然气勘探开发潜力分析

苏里格气田东二区天然气勘探开发潜力分析

鄂尔多斯盆地苏里格气田是中国发现的最大气田。其主要气层为山西群山一段和石盒子群八段储层，低孔、低渗，非均质性严重，对天然气勘探和开发产生了极大的不便。由于成岩作用最终决定了储集砂岩的孔渗条件,是储层物性的关键因素,因此,成岩作用研究对于孔隙成因分析、储层综合评价、储层预测及天然气生产等具有重要意义。近年来,随着天然气生产范围的不断扩大,有关该区成岩作用的研究不断深入,认识也存在明显分歧,尤其是有关砂岩次生孔隙的成因以及新生矿物来源等问题成为储层地质学家关注的焦点。根据混层黏土转化过程中释放的层间水引起次生溶孔的发育情况,张明禄等对次生孔隙带进行了预测,认为砂岩埋深在2850~3100m最有利于次生孔隙的形成;胡江柰等认为自生高岭石晶间孔的发育对储集物性具有一定的改善作用;多位研究者发现,凝灰质的溶蚀是产生次生孔隙的主要原因[3~5]。生排烃早—中期的古鼻隆构造控制了储层的选择性溶蚀;成岩相的分布控制着砂岩孔隙度的大小,进而决定了气层与非气层的分布。李会军等认为早期碳酸盐胶结作用减弱了压实作用并阻止了石英的次生加大,对原生孔隙起保护作用,碳酸盐胶结物后期的溶蚀形成了次生孔隙;而相反的研究认为,苏里格气田二叠系属典型的煤系地层成岩作用性质,成岩早期处于酸性—弱酸性成岩环境,缺乏早期的碳酸盐胶结物,使砂岩的抗压实能力弱,故压实作用是砂岩孔隙度降低的主要原因。研究认为砂岩中的高岭石来自长石的溶蚀;王建伟等认为砂岩中的高岭石等黏土矿物系凝灰质溶蚀而成;侯明才等则提出砂岩中的次生孔隙主要由黏土杂基溶蚀而成,高岭石主要来自黏土杂基的溶蚀。此外,多数学者研究认为苏里格气田储层成岩作用已达晚期成岩阶段。综上,有关苏里格气田储层成岩作用、次生孔隙成因、新生矿物来源、储层发育控制因素等认识存在明显分歧,使该区储层预测难度增加。且随着勘探范围的不断扩展,现今的苏里格气田的范围远远超出气田发现之初,如本文研究的苏东二区是近年来开辟的新区,前人的研究很少涉及。因此,研究苏东二区山1段与盒8段储层成岩作用,对该区储层评价和有利区带预测具有重要的理论意义和现实意义。1格气田区内地质苏里格气田东二区位于内蒙古自治区鄂尔多斯市乌审旗和陕西省榆林市榆阳区境内,区域构造跨鄂尔多斯盆地伊陕斜坡北部和伊盟隆起南部(图1)。根据地震盒8底部反射层及钻井资料分析,苏里格气田东区的区域构造为一宽缓的西倾斜坡,坡降一般(3~10)m/km。石炭—二叠系自下而上发育本溪组、太原组、山西组、下石盒子组和石千峰组,属海陆过渡相—陆相碎屑沉积,山西组山1段和石盒子组盒8段为其主要产气层,为砂岩岩性圈闭气藏。北部气藏平均埋深2750~2850m,南部气藏平均埋深2930~3050m,地温梯度为3.03℃/100m,地层压力在24.19~27.80MPa之间,平均压力系数0.86,为低压气藏。储层孔隙度介于4%~14%,渗透率0.1~2×10-3μm2,属典型的低孔、低渗致密储层。2石英砂岩及胶结充填岩根据岩芯观察及薄片鉴定,研究区主要的储集岩为:石英砂岩、岩屑石英砂岩、岩屑砂岩(图2)。盒8段岩石类型主要以岩屑砂岩、岩屑石英砂岩为主,少量石英砂岩;山1段主要以岩屑砂岩和岩屑石英砂岩为主,无石英砂岩。其组分特征为:石英类(包括石英、燧石及石英岩岩屑)为主,次为岩屑组分,长石含量极少。砂岩粒度普遍较粗,以中粗砂岩为主,主要粒径区间分布在0.2~2.0mm范围内。颗粒分选中等—较差,磨圆度多呈次棱—次圆状,结构成熟度较低。砂岩胶结物占10%~26%,平均15.7%,主要由黏土矿物、碳酸盐、硅质及凝灰质组成。杂基含量约占总体积的5%~10%,盒8段、山1段平均为7.31%和6.87%;砂岩多呈颗粒支撑,以线接触为主,主要胶结类型为孔隙式胶结。砂岩成分、结构成熟度均较低,反映了近物源的特点。3储层成岩作用类型与成岩矿3.1石英颗粒应力作用研究区盒8、山1段储层砂岩普遍受到较强压实作用,颗粒多以线接触,少数呈凹凸接触。石英颗粒受应力作用产生脆性裂缝;云母在压实作用下发生明显的弯曲变形;泥岩岩屑、千枚岩屑在压实作用下被挤入孔隙中形成假杂基,并阻塞孔隙空间(图3a)。3.2矿物胶结来源胶结作用是沉积物转变成沉积岩的重要作用,也是岩石孔渗性降低的主要原因之一。研究区砂岩中的胶结作用主要有三种类型。(1)硅质胶结物:主要以玉髓和石英次生加大边形式出现(图3b),自生石英晶体少量(图3c);(2)自生黏土矿物胶结:自生绿泥石呈孔隙薄膜状或等厚状孔隙衬里产出(图3d);蒙脱石由火山凝灰质转化而来,分布于粒间孔或泥质杂基中,随成岩作用的进行,蒙脱石在碱性介质中向伊利石转化产生伊/蒙混层矿物,扫描电镜下呈片状;自生的高岭石,呈典型的书页状或蠕虫状充填于孔隙中,保留了良好的晶间孔(图3e);伊利石呈丝状或搭桥状分布于颗粒之间(图3f);(3)碳酸盐胶结:主要为方解石,含少量铁方解石和铁白云石。据砂岩薄片观察,亮晶方解石形成于绿泥石膜、石英次生加大边之后,多呈中—细晶或它形晶充填残余粒间孔隙,并交代绿泥石膜和石英次生加大边、长石等。3.3成岩蚀变反应研究区盒8、山1段方解石交代较常见(图3g);此外,可见绿泥石交代长石;长石、火山岩屑等蚀变成高岭石,这一成岩蚀变反应普遍存在于各类砂岩中,以岩屑石英砂岩和岩屑砂岩中较发育。高岭石交代长石较常见,可见完好的交代假象。3.4开放体系中溶蚀的控制砂岩组分在一定的成岩环境中都可能发生不同程度的溶蚀,形成次生孔隙,按照溶蚀介质的化学性质分为酸性溶蚀和碱性溶蚀。酸性溶蚀可分为两期:早期的溶蚀受开放体系中大气淡水、沉积水介质和生化甲烷期的酸性介质控制;中晚期溶蚀受有机质脱羧基作用产生的有机酸控制,主要表现为对颗粒、杂基、胶结物的溶蚀作用。研究区主要受中晚期酸性溶蚀作用的改造,形成了长石、岩屑的粒内溶孔、铸模孔及少量填隙物溶孔(图3h,i),在溶蚀颗粒的边部残留有绿泥石环边,溶孔内为高岭石部分充填。此外,研究区砂岩中还可见到少量石英粒内溶孔(图3i),为碱性溶蚀的结果。3.5凹接触研究本区碎屑颗粒常呈线状接触,局部可见凹凸接触,总体而言,研究区压溶作用较弱。石英颗粒常见石英加大边(图3b),其中硅质主要来源于压溶作用。4岩层和岩浆岩4.1成岩阶段b期根据有机质成熟度、成岩矿物、包裹体测温等标志,参照石油天然气行业标准(SY/T5477—2003)对成岩阶段进行划分。主要依据有:(1)研究区主要储层段盒8、山1段取芯深度介于2750~3050m,Ro测定值介于0.8%~2%,表明盒8、山1段砂岩储层有机质成熟度处于成熟—高成熟阶段,相当于成岩作用的中成岩阶段B期;(2)黏土矿物X—射线衍射定量分析结果显示,盒8、山1段砂岩中的黏土矿物的成分主要为高岭石、伊利石、绿泥石和少量伊/蒙混层黏土,高岭石黏土相对含量在41%~76%,伊利石在12%~35%,I/S0在0~23%,蒙皂石(S0)间层比含量为10%~20%,绿泥石在5%~19%,从蒙皂石(S)层在I/S混层中所占比例特点反映有机质已处于成熟—高成熟阶段,表明本区成岩演化已达到中成岩B阶段;(3)砂岩成岩流体包裹体测试数据表明,均一温度主要分布于95~175℃之间,主峰值集中于105~155℃之间,表明成岩热流体运移事件主要为同一期次,其中可以分出两个次一级的峰值,分别对应于120℃、140℃(图4),表明热流体运移呈现幕式活动的特点。包裹体的温度是反馈成岩温度的直接标志和证据,均一温度代表着流体捕获时的温度,从均一温度分布来看,主要对应于中成岩阶段。少部分流体包裹体均一温度可达150℃以上,最高达170℃,表明砂岩经历的的最高温度没有达到晚成岩阶段。综上所述,研究区砂岩达到中成岩阶段B期。4.2岩石成因环境分析根据上述成岩矿物组合及成岩现象,结合矿物反应关系以及成岩环境等,综合确定了苏东二区储层成岩序列(图5)。盒8、山1段砂岩成岩作用经历了同生成岩阶段、早成岩阶段A、B期和中成岩阶段A、B期3个阶段5个期次。本区属淡水河流沉积环境,同生成岩期同时受火山碎屑物及下伏山2段煤系地层弱酸性地下水的影响,因此同生成岩阶段为中性淡水—弱酸性弱氧化环境,有鲕绿泥石、菱铁矿、玉髓沉淀。早成岩阶段A期,机械压实作用凸现,碎屑颗粒点状接触,成岩矿物有高岭石、蒙脱石、绿泥石薄膜及少量泥晶菱铁矿生成;有机质仍未成熟,成岩环境仍属于弱酸性环境。早成岩B期,塑性颗粒挤压变形,压溶作用显现;火山物质硅化和水云母化,黑云母绿泥石化;有机酸产生,长石、岩屑的溶蚀作用显现,石英加大边、高岭石形成;成岩环境向较强酸性环境转变,晶粒状黄铁矿出现。中成岩阶段A期,有机质向烃类转化过程中释放出CO2,使孔隙流体呈较强酸性,成岩环境转化为酸性环境,铝硅酸盐骨架组分、杂基组分溶解加强;随着压实作用、压溶作用和溶蚀作用的增强,硅质加大边、蚀变成因高岭石大量生成,伊/蒙混层向伊利石转化,伊利石大量生成。本期后半阶段,有机酸的排放逐渐减少和不断消耗,成岩环境向弱碱性转化,叶片状绿泥石、方解石、及少量白云石的生成,堵塞残余粒间孔。中成岩B期,有机酸消耗殆尽,成岩环境转变为弱碱性,叶片状绿泥石、丝发状伊利石继续生成,含铁方解石、含铁白云石出现并堵塞残余粒间孔隙;石英颗粒发生弱溶蚀现象,可见石英粒内溶孔。研究区盒8、山1段砂岩成岩作用至此趋于终止。研究区盒8、山1段砂岩成岩作用达到中成岩B期,由于成岩作用未进入晚期成岩阶段,未能产生足够的CO2分压并促使碳酸盐的溶解,故研究区未形成次生孔隙发育带。需要说明的是,上述成岩作用及成岩环境仅为研究区总体趋势,与岩石非均质性一样,成岩作用也具有较强的非均质性,造成局部地区、局部层位之间的成岩现象产生较大的差异。高岭石作为研究区储集砂岩重要的填隙物之一,其成因来源对于次生孔隙成因、原生孔隙变化等研究具有重要意义。研究发现,砂岩中的长石、喷出岩岩屑的溶蚀作用十分普遍,而黏土杂基的溶蚀则相对不发育,预示着高岭石可能主要来自于长石和喷出岩岩屑的溶蚀。进一步对216件样品的统计分析表明,高岭石含量与长石类矿物、喷出岩岩屑含量负相关,而黏土杂基与高岭石的含量无线性关系(图6)。随着长石含量、喷出岩岩屑含量的增加,高岭石含量减少;在长石和喷出岩岩屑含量<2%的区域,高岭石含量大部分>5%;但高岭石随长石、喷出岩的递减速率不同,高岭石随长石的递减曲线斜率大致为-2,随喷出岩岩屑的递减曲线斜率约为-1,其原因与喷出岩中易溶矿物的含量有关。表明随着长石、喷出岩岩屑的溶蚀减少,高岭石含量逐渐增加。故苏东二区高岭石主要来源于长石、喷出岩岩屑的溶蚀。5原生粒间孔胶结作用的发育机理根据铸体薄片、扫描电镜、阴极发光、黏土矿物X—衍射以及镜下观察分析,研究区目的层砂岩的储集空间主要是微孔—中孔,包括剩余原生粒间孔、次生孔隙、高岭石晶间孔和破裂缝,以次生溶孔和自生矿物晶间孔为主。成岩作用对砂岩的储集物性产生了重要的影响,根据对砂岩物性的不同影响,可将研究区成岩作用分为破坏性成岩作用和建设性成岩作用。强烈的压实作用是导致研究区砂岩原生孔隙丧失、储层致密的主要原因,加上胶结作用的发育使原生粒间孔丧失殆尽;而溶蚀作用产生的次生孔隙则对储层物性的改善起到了重要作用。5.1压实作用对未固结砂岩孔隙度的影响压实作用是导致储层孔隙度减少的主要因素。早期成岩阶段发生的机械压实作用可导致砂岩颗粒的紧密排列、位移及再分配,云母类及塑性岩屑发生塑性变形,导致原生粒间孔大量丧失。大量砂岩粒间孔隙度的埋藏改造作用研究表明,在埋深<1500m时,由碎屑的再分配使砂岩的粒间体积迅速降低到28%,之后随埋藏深度的加大,粒间体积减小幅度缓慢,至2400m时,粒间体积降为26%,因此,早期成岩阶段(深度<2500m)的压实作用是造成本区砂岩原生孔隙大量丧失的主要原因。早成岩晚期,随着胶结作用的不断增强,压实作用被抑制并逐渐减弱。机械压实作用对岩屑砂岩、岩屑石英砂岩的影响比对石英砂岩的影响要明显。采用不同分选状况下的未固结砂岩实测的初始孔隙度关系式:原始孔隙度(φP)=20.91+22.90/分选系数S,可以算出砂岩的原始孔隙度,本区砂岩最大、最小分选系数分别为1.814和1.355,对应于原始孔隙度分别为35.5%与39.8%,其中盒8段、山1段平均分选系数分别为1.545和1.492,计算得原始孔隙度分别为35.73%和36.26%。统计结果表明盒8段、山1段平均胶结物的体积百分含量(VF)分别为15.91%和15.70%,杂基(VM)分别占7.31%和6.87%;现今孔隙度(φN)分别为10.30%和9.60%;溶蚀孔隙度(φS)分别为6.48%和5.03%。分别依据(1)、(2)式可粗略计算压实作用减孔量(φC)和压实作用减孔率(φDC):随埋深增加,机械压实作用显著,其结果使岩石体积缩小、密度增大,导致砂岩孔隙度降低。压溶作用和交代作用对孔隙影响较小,可暂不考虑。计算表明,盒8段、山1段平均减孔率为24.32%和25.15%。5.2胶结作用的晶间孔度随着埋藏深度的增加,温度、压力的增加及孔隙水化学性质的变化,各种成岩自生矿物依次析出,胶结充填作用造成孔隙度和渗透率的进一步降低。研究区的胶结物主要为黏土矿物(高岭石、伊利石、绿泥石)、硅质以及碳酸盐。胶结物结构的不同对储层孔隙的破坏程度不同,如自生高岭石以六方板状松散堆积在孔隙中,占据大量粒间孔,降低了原生孔隙,但保留较好的晶间微孔高岭石结晶程度高、晶体完整,其晶间微孔非常发育,对储层微孔增加有一定的贡献;而由长石蚀变的高岭石,重结晶后堆积紧密,晶间孔隙小,对孔隙贡献较小。硅质胶结主要为自生加大边和玉髓,因其致密难溶对孔隙起破坏作用;绿泥石多以薄膜的形式出现在碎屑颗粒的边缘,阻止了石英加大边的发育,因而对原生孔隙有一定的保护作用。碳酸盐以方解石为主,早期呈镶嵌连晶状充填大孔隙;尤其是中成岩B期形成的碳酸盐矿物,多呈分散晶粒或斑块状不均匀分布于孔隙中,堵塞了部分溶蚀孔隙和剩余粒间孔,晚期方解石当含量较高时(>15%)则几乎堵塞全部孔隙,使物性变得极差。盒8段、山1段平均填隙物(VF)的体积百分含量分别为15.91%和15.70%,晶间孔百分率(VM%)分别为25.72%和43.49%;计算得原始孔隙度分别为35.73%和36.26%;晶间孔体积(ue788M)可由今孔隙度(ue788N)和晶间孔百分率(VM%)求出;利用(3)式可计算胶结作用造成的平均减孔率(ue788FD)。若不考虑压实作用、溶蚀作用对胶结物的影响,可计算胶结作用减孔率,利用(3)计算可得胶结作用造成的盒8段、山1段平均减孔率(ue788FD)分别为37.11%和31.78%。5.3储层及储层精细度分析成岩早期开放体系中大气淡水可导致长石、方解石、白云石的溶解和孔隙水中自生高岭石、蒙脱石的沉淀。成岩中晚期富含有机酸的酸性流体是导致储层碎屑组分发生溶蚀的主要动力和介质。酸性流体在孔隙中流动并对其中的火山凝灰质、长石颗粒和早期碳酸盐胶结物进行溶蚀,形成形成溶蚀粒间孔隙、粒内孔隙、甚至铸模孔,使得孔隙度一般可以达到4.7%~10.9%,形成苏东二区山1段与盒8段主要的储集空间(表1)。据铸体薄片和扫描电镜观察,砂岩的溶蚀作用较为发育,形成了较多的溶蚀孔隙,成为目的层主要的储集空间。有机酸作为研究区主要的溶解介质,其形成温度介于85~140℃,故溶解作用主要发生于中成岩A期。碱性溶蚀发生得较晚,主要出现在中成岩B期碱性环境下,石英颗粒发生溶解,形成少量石英粒内溶孔(图3i)。易溶组分的大量溶解使孔隙度增加,在很大程度上改善了储层物性,在盒8段和山1段,溶蚀作用产生的孔隙分别占现今孔隙的62.91%和52.36%。从孔隙演化曲线可见(图5),早成岩B期至中成岩A期胶结作用使孔隙度快速降低,压实作用造成的孔隙度降低主要发生于胶结作用之前,表现在早成岩A期孔隙度逐渐降低。中成岩A期之前,盒8段和山1段孔隙度演化曲线基本一致,反映胶结作用