渤海海域旅大21構造沙四段水體環境對儲層成巖作用及物性的影響①

趙國祥 王清斌 楊 波 劉 豐 王飛龍

(中海石油(中國)有限公司天津分公司勘探開發研究院 天津 300452)

0 引言

次生孔隙(發育帶)的發現與成巖作用結合之后，有關儲層成巖作用研究迅速發展，越來越多的人開始通過成巖作用的研究來尋找影響儲層物性的原因［1，2］。作為影響儲層孔隙演化的主要因素，成巖流體決定了礦物的沉淀和溶解情況。大多數學者認為溶蝕型次生孔隙主要是有機酸溶解礦物所形成［3，4］，但近幾年部分學者提出堿性成巖作用［5，6］認為在大量堿層或者膏鹽層發育區存在堿性流體對儲層的改造。渤海海域沙四段發育幾套石膏巖，故其成巖過程中一定存在堿性流體對儲層的改造;本文以渤海海域旅大21構造沙四段作為研究對象，通過微量元素確定了沙四段水體環境，通過普通薄片、鑄體薄片及實驗數據分析了水體環境對儲層的影響，對渤海海域中深部儲層預測具有一定的借鑒意義。

1 地質背景

古新世中期，渤海灣盆地在區域隆起背景上開始形成新生代裂陷，裂陷發育過程中，沿北北東—北東向斷裂和北西—北北西向斷陷帶形成一系列斷陷湖盆，并有較強烈的基性火山巖噴發［7］。這種構造背景導致了海域內遼東灣地區古近紀北東走向的凸起—凹陷相間的構造格局。構造演化方面古新世—始新世早期，形成控制遼東灣半地塹的主斷裂。在斷裂下降盤為遼西凹陷、遼中凹陷的雛形，上升盤形成夾于兩凹之間的高地，即遼西凸起的雛形［8］。其充填的孔店組和沙四段展布受盆地形態控制，具有多沉積中心、巖性及厚度變化大并發育局部不整合等特點［9］。在凹陷邊緣主要發育小規模的扇三角洲和近岸水下扇沉積，中部為濱淺湖、淺湖沉積。

渤海海域沙四段劃分為沙四上亞段和沙四下亞段，鉆遇厚度最大分別為309 m和340 m，典型剖面見于青東凹陷和萊州灣凹陷。沙四下亞段為紫紅色泥巖、透明或白色硬石膏巖，毛發狀石膏，暗灰色含膏泥巖，夾薄層～中厚層紫紅色粉砂巖，發育一套在全區都可對比的膏鹽巖標志層，為間歇性鹽湖沉積。沙四段上亞段為藍灰色泥巖、深灰色泥巖、薄層油頁巖夾灰色薄層粉砂巖，是一套區域標志層。

2 巖石學特征

通過對旅大21構造兩口井13塊壁芯薄片鏡下觀察及統計(表1)得出構造區沙四段儲集層巖石類型以長石巖屑砂巖為主，其次為少量巖屑長石砂巖(圖1)。巖屑主要為火山巖巖屑，少量變質巖巖屑，其中火山巖巖屑以酸性噴出巖巖屑為主，變質巖巖屑主要為石英巖巖屑。長石以斜長石為主，堿性長石次之，表面風化較強。整體易溶組分較多。膠結物以方解石及白云石為主，有少量的鐵方解石、鐵白云石、硬石膏及次生加大發育。粒度以中—粗粒為主，分選中等到好，次圓狀—次棱角狀，顆粒間接觸關系以線接觸為主，少量凹凸接觸，說明埋藏過程中壓實作用較強。

圖1 旅大21構造沙四段砂巖分類圖Fig．1 Classifications diagram of sandstone in the Forth Member of Shahejie Formation in LD21 Structure

表1 旅大21構造碎屑物含量薄片鏡下統計表Table 1 Statistics of debris content in LD21 Structure

3 沙四段原始水體環境判別

水體環境判別和測定方法眾多，如應用古生物［10］、巖礦和古地理資料［11］定性描述水體鹽度;應用常量和微量元素地球化學方法［12］半定量劃分水體鹽度;應用間隙流體或液相包裹體［13］、沉積磷酸鹽或硼和黏土礦物資料［14］定量計算古鹽度等方法。本次研究中水體環境的確定標準采用微量元素地球化學方法。

微量元素中的硼 (B)含量［15，16］、鍶 (Sr)含量［17］、鍶鋇比(Sr/Ba)［18］、硼鎵比(B/Ga)［19］及科奇公式古鹽度［20］等指標是古鹽度的判別指標，可作為判別沉積環境的依據。

硼元素對沉積環境及各種地質作用具有明顯的指示意義，常用來指示古鹽度，一般在海相環境下，硼含量為 80×10－6～125×10－6，淡水環境中硼含量＜60×10－6。研究區硼含量最高值為 100．1×10－6，最小值為24．75×10－6，平均值為 70．34×10－6(表 2)，說明研究區沙四段地層形成于過渡環境(表3)。

鍶含量也可以定性地判別沉積介質的古鹽度，鍶元素在咸水中含量為 800×10－6～1 000×10－6，在淡水中的含量為 100×10－6～300×10－6。構造區沙四段的鍶含量為 239．8×10－6～315．8×10－6，平均值為 299．3×10－6，從表 1 中可以看出整體鍶含量處于 300×10－6附近，說明研究區沙四段屬于偏淡水環境(表3)。

鍶鋇比和硼鎵比同樣是古鹽度的良好判別指標，用其可以判斷海陸相環境。當Sr/Ba＞1時，為海相環境;當Sr/Ba介于1～0．5時，為半咸水環境;當Sr/Ba＜0．5 時，為淡水環境。當 B/Ga＞4．5 時，屬于海相環境;當 B/Ga 為 3．3～4．5 時，屬于過渡環境;B/Ga＜3．3時，屬于陸相環境。旅大21構造沙四段的Sr/Ba為 0．42～0．85，平均為 0．54(表 2)，介于 1～0．5 之間，說明沙四段整體屬于半咸水環境。B/Ga為3．76～6．48，平均為 4．78，整體＞4．5(表 2)，說明沙四段屬于咸水環境(表3)。

科奇公式適用于復雜黏土礦物成分的泥巖樣品。其公式為 Sp=(LgB*－0．11)/1．28，其中 B*=B 樣品/(4Xi+2Xm+Xk)，其中 B*指“校正硼含量”，Xi、Xm，Xk分別代表樣品中實測伊利石、蒙脫石和高嶺石的質量分數，系數代表各類黏土礦物對硼的吸收強度，以系數越大為越強。其數值＜0．5屬于淡水環境，0．5～30屬于混鹽水，＞30屬于咸水。構造區科奇公式計算結果范圍為 0．60～1．073，均值為0．947，說明研究區為混鹽水的水體環境(表3)。

綜合以上幾個方面的證據最終確定旅大21構造沙四段水體環境為半咸水背景下的淡水充注環境(表3)，即在主體為半咸水的環境下部分時期有淡水的注入。

表2 旅大21構造微量元素分析數據(×10－6)Table 2 Trace element analysis data in LD21 Structure

表3 旅大21構造沉積環境判別數據表Table 3 Data for distinguishing sedimentary environment of LD 21 Structure

4 成巖作用類型

研究區半咸水為主體的水體環境，導致其成巖作用存在堿性成巖流體活動的證據，同時部分時期淡水注入及研究區中成巖階段A期的成巖階段，意味著在堿性成巖活動中也存在有酸性流體活動的現象。

4．1 堿性成巖現象

研究區堿性成巖現象主要表現為:石英溶解;長石加大現象;碳酸鹽礦物膠結;綠泥石發育。其中:

(1)石英溶解:近幾年關于堿性環境下成巖作用的研究越來越多［5，6，21］，認為在堿性流體下，碳酸鹽礦物、長石及部分黏土礦物以更穩定的形式存在且易沉淀，而石英顆粒卻變得容易溶蝕。研究區沙四段掃描電鏡下見到石英顆粒表面發生溶蝕的現象(圖2A)，證實其成巖流體為堿性。

(2)長石加大:長石作為一種酸不穩定礦物，會在堿性環境中穩定存在，若溶液中組分濃度合適，會發生自生加大現象［22］。構造區沙四段普通薄片下見明顯的長石加大的現象(圖2B)，加大邊厚度從0．04～0．22 mm 之間，一般介于 0．1～0．2 mm 之間，這種大幅度的加大邊厚度意味著長時間堿性流體的作用。

(3)碳酸鹽礦物膠結:構造區碳酸鹽礦物明顯分為早期和晚期，其中早期碳酸鹽礦物表現為泥晶碳酸鹽礦物、方解石礦物膠結;而晚期碳酸鹽礦物則主要為鐵方解石及鐵白云石礦物膠結。早期碳酸鹽礦物中見大面積的方解石膠結(圖2C)也意味著存在堿性流體活動。

(4)綠泥石發育:構造區沙四段發育有大量綠泥石礦物，在掃描電鏡下對綠泥石進行觀察發現，研究區綠泥石發育有兩種產狀，一種是顆粒表面貼附式

(圖2D)，另一種是孔隙充填式(圖2E)，其中以孔隙充填式為主。前人［23，24］研究認為綠泥石形成于堿性的成巖環境，且孔隙充填式綠泥石一般為后期由高嶺石、伊利石及蒙脫石轉化而來(方程式 1，2)［23］，分布于水動力較強的環境，而作為一種從溶液中結晶的礦物，其形成需要大量流體的活動，構造區充注的水體環境剛好滿足綠泥石形成需要大量流體活動的前提。

高嶺石+10白云石+2石英+4水→2綠泥石+10方解石+10二氧化碳 (方程式1)

高嶺石+10 Mg2++2石英+14水 →2綠泥石+20 H+(方程式2)

4．2 酸性成巖現象

研究區酸性成巖現象則主要表現為高嶺石充填孔隙和碳酸鹽礦物的溶蝕。其中:

(1)高嶺石充填孔隙:在普通薄片及掃描電鏡下均可見到大量發育的高嶺石充填孔隙，其中充填高嶺石鏡下呈小米粒狀，掃描電鏡下呈書頁狀(圖2F)，而高嶺石是酸性流體與含Al3+的礦物相互反應的產物，表征構造區有酸性流體活動。

(2)碳酸鹽礦物溶蝕:碳酸鹽膠結物及巖屑在酸性及弱堿性環境中是不穩定的，隨酸性程度不同，其溶解的速度也是不一樣的，在埋藏成巖作用中更容易受地層水中H+的影響而發生溶蝕。普通薄片下見到早期膠結的碳酸鹽礦物后期被溶蝕的現象(圖2G)。

而酸來源則主要為:①后期有機質生烴排出有機酸;②高嶺石向綠泥石轉化中產生的酸性流體。

5 成巖流體演化

根據成巖共生序列的判別原則結合普通薄片、鑄體薄片、掃描電鏡觀察，旅大21構造沙四段成巖共生序列為:貼附式綠泥石—早期隱晶質碳酸鹽—方解石、長石次生加大—石英次生加大、長石溶蝕、白云石—鐵白云石、石英溶蝕—高嶺石，碳酸鹽溶蝕—充填式綠泥石—伊利石、鐵方解石(圖3)。

根據成巖共生序列可以看出旅大21構造沙四段流體演化經歷了由堿性到酸性再到堿性的過程。具體表現為早期貼附式綠泥石發育在未經壓實的原生孔隙中、大量發育的方解石膠結及長石次生加大都意味著有堿性流體的活動;其后石英次生加大及長石顆粒的溶解說明有酸性流體活動;其次晚期鐵白云石的存在及石英顆粒的溶解又證實有堿性流體的存在;自生高嶺石發育及碳酸鹽礦物的溶蝕又表征存在酸性流體;而充填式綠泥石、伊利石及鐵方解石的形成說明成巖流體又為堿性。

6 對儲層物性的影響

6．1 堿性流體對儲層的影響具有多重性

6．1．1 堿性流體下的強膠結作用降低儲層物性

前面對成巖作用的研究已經得出在早期堿性流體作用下會發育碳酸鹽礦物膠結和長石加大，這種大面積膠結作用對儲層的影響是不言而喻的。通過對旅大21構造沙四段取芯段孔隙度與碳酸鹽相對應的數據進行統計并進行相關性分析(圖4)發現碳酸鹽含量與孔隙度大致呈負相關關系。主要為碳酸鹽膠結物以孔隙式或者嵌晶式膠結為主(圖2C)，對孔隙起堵塞作用，碳酸鹽膠結物相對發育勢必導致儲層的孔隙度降低。此外構造區發育的長石次生加大同樣膠結孔隙，降低孔隙度。

圖3 旅大21構造成巖共生序列及流體演化圖Fig．3 The diagenetic sequence and fluid evolution in LD 21 Structure

圖4 旅大21構造沙四段碳酸鹽含量與孔隙度相關性圖Fig．4 The correlation between carbonate content and porosity in the Forth Member of Shahejie Formation in LD21 Structure

圖5 旅大21構造沙四段孔隙度與綠泥石相關性圖Fig．5 The correlation between porosity and chlorite in the Forth Member of Shahejie Formation in LD21 Structure

6．1．2 堿性流體對長石的保護有利于抑制壓實作用對儲層的影響

長石作為研究區碎屑巖中主要的顆粒組分之一，其溶解和轉化對儲層形成和演化具有非常重要的意義。研究區早期堿性水體環境使得長石顆粒未發生溶蝕現象反而有少量長石加大發育，這就意味著長石作為剛性顆粒可以在成巖早期有效抑制壓實作用對儲層的影響，保留一定的原生孔隙。這也解釋了研究區3 650 m的深度在普通薄片下還可以見到原生孔隙的原因。

6．1．3 堿性流體對石英的溶解有限，對儲層影響不大

雖然前面講到在堿性環境下石英顆粒會發生溶解，同時邱隆偉對泌陽凹陷堿性環境儲層研究之后認為在較深埋藏條件下石英溶解型孔隙相對含量可以達到35%甚至達到40%以上，對于中深層儲層石英的溶解型孔隙對物性貢獻很大，可以形成以此為主要孔隙成因的儲層［6］。但在本區的研究中發現雖然在堿性環境下會對石英顆粒造成溶解但溶解的程度不強，僅顆粒表面少量溶解，對儲層物性影響不大。

6．1．4 堿性流體下發育的綠泥石對儲層影響具有雙面性

前已涉及研究區綠泥石存在兩種形態，分別為孔隙充填式(或玫瑰花狀)和顆粒表面貼附式，而不同的綠泥石形態對儲層物性影響不同，其中孔隙充填式綠泥石對儲層物性的影響主要表現在:由于其形成需要大量流體活動，所以高的自生綠泥石含量表明孔隙連通性好，孔隙度高［24］;此外高嶺石在向綠泥石轉化過程中，生成的CO2和H+，使水體呈弱酸性，可以作為不穩定礦物發生溶解作用的酸的來源之一;但其充填孔隙降低儲層孔隙度;而顆粒表面貼附式綠泥石對儲層孔隙的作用表現在其可以有效抗壓實，保護儲層的孔隙［25］，但由于其貼附顆粒表面，對滲透率的影響十分巨大。故對研究區沙四段綠泥石與孔隙度做相關性圖(圖5)之后發現兩者呈弱正相關性。

整體上堿性流體對儲層的作用主要表現為碳酸鹽礦物、孔隙充填式綠泥石及長石加大等膠結作用降低儲層物性，對儲層不利;而早期對長石的保護及貼附式綠泥石的發育抑制成巖早期壓實作用對儲層的影響，對儲層有利。

6．2 酸性流體溶蝕改善儲層物性

由于本區在堿性流體中存在酸性流體活動，所以溶蝕作用在本區也很發育，主要為長石和碳酸鹽膠結物的溶蝕，其中被溶解的長石往往具港灣狀、鋸齒狀邊緣，強烈溶解的長石可呈殘骸狀，甚至鑄模狀(圖2H)。而長石的溶解和有機酸的存在有著密切的關系。隨地層水酸性程度的增加長石溶蝕增強，在中性和弱堿性條件下，長石的溶解度最小，而隨溶液逐漸向強堿性過渡，長石的溶解度又有非常輕微的回升趨勢［22］。此外前人［26］對不同溫度下碳酸鹽礦物溶蝕做模擬實驗得出在 90℃左右，深度大約 2 500～3 000 m范圍內由于有機質生烴排除有機酸碳酸鹽礦物最容易發生溶蝕。

圖6 旅大21構造沙四段物性分布圖(底圖據王清斌，2010)Fig．6 The distribution of physical properties in the Forth Member of Shahejie Formation in LD21 Structure

因此，在中成巖A期階段，當地層中有機質在較高的溫壓條件下分解產生的有機酸進入砂巖儲集層后，孔隙介質pH值降低，由堿性變為酸性。在酸性介質條件下，長石碎屑和碳酸鹽礦物發生溶解，溶蝕作用是導致研究區沙四段在3 600 m以下埋深仍具有較高的孔隙度的主要原因(圖6)。而且堿性環境下大量發育的碳酸鹽礦物在酸性環境發生的溶蝕形成好儲層的先例在渤海油田遼東灣地區及渤中凹陷中深層均有先例。

7 結論

(1)研究區巖石類型主要為巖屑長石砂巖，易溶組分較多對后期溶蝕作用的發生提供了好的前提。

(2)根據微量元素分析確定研究區為主體半咸水環境下部分時期有淡水充注的水體環境。半咸水的水體環境導致其成巖作用主體為堿性成巖作用，同時有少量酸性成巖作用發育。

(3)成巖流體演化經歷了由堿性到酸性再到堿性的多期活動。表現為堿性流體環境下貼附式綠泥石、隱晶質碳酸鹽、長石次生加大、石英溶解、充填式綠泥石與酸性流體下長石溶解、高嶺石充填孔隙及碳酸鹽礦物溶蝕在成巖作用過程中交替出現。

(4)半咸水為主體部分時期淡水注入的水體環境導致研究區成巖流體以堿性為主，堿性流體造成的強膠結對儲層不利，但堿性條件下對長石的保護能有效抗壓實，保留更多原始孔隙;而后期演化中的酸性流體造成的溶蝕是影響研究區儲層物性的主要因素。

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