成巖作用對碎屑巖不整合儲層物性的影響
——以準噶爾盆地夏子街地區三疊系頂部不整合為例

高長海,張嘉豪 張新征

(中國石油大學(華東)地球科學與技術學院，山東 青島 266580) (中石化勝利油田分公司地質錄井公司，山東 東營 257064)

砂質巖儲層物性主要受構造、沉積和成巖等作用的控制，其中成巖作用決定著儲層的最終物性等[1～3]。不整合代表的是后期地質作用對前期地層不同性質和程度的改造[4]，后期地質作用對不整合儲層的物性起至關重要的控制作用[5]，直接決定了其能否作為有效的油氣運移通道和儲集空間。近年來，隨著地層油氣藏勘探地位的不斷提升，國內外學者開始重視不整合儲層成巖作用的研究，并取得了一定成果[6～8]，但由于不整合儲層獨特的形成機制以及成巖過程的復雜性，不整合儲層成巖作用的定性研究仍不足，定量研究日益成為不整合儲層精細評價的目標。

準噶爾盆地西北緣一直是地層油氣藏勘探的重要對象，目前已在夏子街、烏爾禾、瑪北、五區南等地區發現了眾多與不整合相關的地層油氣藏[9,10]，其油氣儲量約占盆地總儲量的10%，顯示了地層油氣藏良好的勘探前景。然而，自2005年以來，碎屑巖地層油氣藏的勘探一直未能取得大的突破，不整合儲層成巖作用特征及其對儲層物性的影響、成巖作用定量評價等成為制約地層油氣藏勘探的關鍵因素。以準噶爾盆地夏子街地區三疊系頂部不整合為例，通過對3口井、14塊巖心樣品薄片、掃描電鏡等的分析測試，開展了不整合儲層成巖作用特征研究，探討了成巖作用對儲層物性的影響，以期拓展對不整合儲層的認識，指導地層油氣藏的精細勘探與開發。

1 地質背景

夏子街地區位于準噶爾盆地西北緣，東鄰夏1井區，西北鄰夏18-36井區，向南即為瑪湖凹陷，勘探面積約21km2。該區地層自下而上依次發育二疊系上烏爾禾組(P3w)，三疊系百口泉組(T1b)、克拉瑪依組(T2k)、白堿灘組(T3b)，侏羅系八道灣組(J1b)、三工河組(J1s)、西山窯組(J2x)、頭屯河組(J2t)、齊古組(J3q)以及白堊系吐谷魯群(K1tg)。三疊紀末期燕山運動造成T3b和T2k遭受不同程度的風化剝蝕，后期沉積的J1b直接超覆于三疊系之上，形成了該區最重要的三疊系與侏羅系之間的區域不整合面(圖1)。不整合面之上為一套辮狀河流相正旋回碎屑沉積，以發育心灘和河道充填微相為主[11，12]，巖性主要為礫巖，其次為砂質礫巖和含礫砂巖等，儲層平均孔隙度大于16%，平均滲透率大于50mD；不整合面之下主要為扇三角洲辮狀河道、水下分流河道沉積[13]，巖性主要為厚層狀砂巖夾薄層含礫砂巖等，儲層孔隙度在4.78%～19.2%之間，平均孔隙度小于15%，平均滲透率小于10mD。

圖1 準噶爾盆地夏子街地區油藏分布圖

2 成巖作用特征

2.1 壓實作用

壓實作用改變了碎屑顆粒的排列方式，使之由疏松逐漸變得致密，是造成儲層原生孔隙減少的主要原因[14]。鏡下觀察發現，不整合儲層內的碎屑顆粒多呈次圓狀，含有大量泥巖、千枚巖等塑性巖屑顆粒以及凝灰巖、流紋巖等半塑性巖屑顆粒，通常具低成分成熟度和中結構成熟度的特點，顆粒接觸關系幾乎均為線接觸(圖2(a)、(b))。

2.2 溶蝕作用

溶蝕作用對不整合儲層物性具有重要的建設作用[15]。不整合儲層內的溶蝕現象十分普遍，溶蝕物質主要為長石、巖屑以及碳酸鹽膠結物等，溶蝕孔隙以粒間溶孔為主，其次為粒內溶孔，可以明顯分辨出2期溶蝕作用的存在，早期發生在高嶺石化之后，石英加大之前，晚期則發生在菱鐵礦膠結之后，且部分剩余粒間孔及溶蝕孔被后期鐵泥質充填、侵染(圖2(c)～(f))。

2.3 膠結作用

不整合儲層的膠結作用以碳酸鹽膠結和黏土礦物膠結為主，其次是硅質膠結(圖2(g)～(j))。碳酸鹽膠結以普遍發育菱鐵礦為特征(約占33.9%)，呈球粒狀或粉晶狀分布于粒間；方解石膠結較少(約占8.7 %)，未見鐵方解石、白云石及鐵白云石膠結。黏土礦物主要有伊-蒙混層、伊利石、高嶺石及綠泥石，蒙皂石消失是不整合儲層重要的成巖標志，說明儲層至少進入了中成巖階段；蒙皂石脫水向伊利石轉化，伊-蒙混層與伊利石含量較高(體積分數19%～69%)，高嶺石是含量最高的黏土礦物(體積分數28%～81%)，綠泥石含量較少(體積分數<10%)。硅質膠結主要以石英次生加大邊形式出現(圖2(j))，體積分數普遍低于3 %。石英次生加大程度隨著距不整合面距離的增大而增強。

2.4 破裂作用

隨著埋深的增加，上覆地層壓力不斷增大，造成巖石礦物顆粒間的擠壓破裂并產生微裂縫。微裂縫的形成不僅有利于酸性流體的運移和發生溶蝕，還可將溶蝕后產生的高濃度流體排出，導致溶蝕作用進一步加強。不整合儲層內的微裂縫較發育，可將剩余原生孔隙及次生孔隙連接起來，從而大大改善不整合儲層的物性(圖2(k)、(l))。

圖2 三疊系頂部不整合半風化巖石層的成巖特征

2.5 成巖階段

依據鏡下觀察，不整合儲層主要成巖演化序列為：顆粒黏土化、壓實作用→綠泥石化、伊利石化→方解石化→高嶺石化→溶蝕作用→石英加大作用→菱鐵礦化→溶蝕作用→鐵泥質充填。在上述基礎上，根據成巖作用階段劃分標準(SY/T 5477—2003)，通過分析鏡質體反射率、最高熱解溫度及伊-蒙混層比等成巖演化階段敏感性參數，結合孔隙類型、黏土礦物發育特征，將成巖演化階段劃分為早成巖A、B亞期和中成巖A亞期，目前整體處于中成巖A亞期。巖石顆粒的蝕變現象普遍且有規律，表現為蝕變程度隨距不整合面距離的增加而減弱(圖3)。

圖3 不整合儲層成巖作用階段劃分

3 成巖作用評價

表1 不整合儲層成巖作用強度劃分標準

依據夏子街地區3口井14塊巖石樣品數據分析結果，借鑒常規儲層成巖作用定量評價方法[16，17]，以視壓實率、視膠結率和視相對溶蝕孔隙度參數分別衡量壓實作用、膠結作用和溶蝕作用強度，劃分了不整合儲層成巖作用強度標準(見表1)。在該基礎上，結合巖石顆粒性質、孔隙組成以及填隙物組成的地質統計，分別計算了三疊系頂部不整合儲層的視壓實率、視膠結率及視相對溶蝕孔隙度，其平均值分別為67.28%、42.97%和65.00%(見表2)。可以看出，壓實作用、膠結作用和溶蝕作用對不整合儲層物性的影響均比較大，也反映出成巖作用的復雜性。

表2 不整合儲層成巖作用定量評價參數表

4 成巖作用對儲層物性的影響

4.1 壓實作用對儲層物性的影響

隨著埋深增加，不整合儲層的壓實作用呈線性增加趨勢，而孔隙度則呈線性下降趨勢(圖4(a)、(b))，壓實作用造成儲層孔隙度變化為-25%左右。該控制作用主要受埋深、碎屑顆粒性質及其含量的影響，儲層內高含量的塑性、半塑性碎屑顆粒(62%)在上覆地層壓力作用下發生柔性變形被部分擠入粒間孔隙中，從而使其原生孔隙遭受破壞(圖3)。

4.2 膠結作用對儲層物性的影響

不整合儲層中普遍發育的菱鐵礦堵塞了大量孔隙空間，大大降低了儲層的孔隙度。評價結果表明，隨著膠結程度的增加，孔隙度呈降低趨勢(圖3，圖4(c))。另外，膠結作用主要是使不整合儲層的孔隙度降低，而不是支撐顆粒使原生孔隙保存。

圖4 不整合儲層成巖作用與深度、孔隙度關系圖

4.3 溶蝕作用對儲層物性的影響

不整合儲層的孔隙度隨著溶蝕作用強度的增加呈遞增趨勢(圖3，圖4(d))，這不僅表明溶蝕作用是增加孔隙的重要成巖作用，也間接反映出溶蝕作用產生的次生孔隙在孔隙類型中占有重要的比例。從評價結果(見表2)看，不同井、不同深度的儲層視相對溶蝕孔隙度均比較高(平均51%)，說明溶蝕作用對不整合儲層物性具有重要影響。

4.4 破裂作用對儲層物性的影響

不整合儲層中發現了一定數量的微裂縫(圖2(k)、(l))，多為遭受風化淋濾作用形成的溶蝕型微裂縫，增加了半風化巖石層的滲流能力，對改善輸導性能具有積極作用。

4.5 成巖作用強度比較

圖5 不整合儲層壓實作用與膠結作用相對強弱評價圖

壓實作用和膠結作用對孔隙度的相對作用強度可以通過壓實減孔量和膠結減孔量進行評價。如圖5所示，不整合儲層的樣品點全部落在對角線的左下方，說明壓實作用的減孔量大于膠結作用，是造成儲層物性變差的首要成巖作用。以膠結物體積分數、溶蝕面孔率來分別衡量膠結作用、溶蝕作用，依據膠結物體積分數和溶蝕面孔率的相對大小來表征溶蝕作用和膠結作用之間的強弱，如圖6所示，不整合儲層溶蝕作用對孔隙的形成產生的影響更大。

5 結論

1)不整合儲層經歷的成巖作用主要包括

壓實作用、膠結作用、溶蝕作用和破裂作用。不同的成巖作用具有不同的特征，壓實作用較強，顆粒間以線接觸為主；膠結作用主要表現為孔隙式膠結，膠結物以泥質為主，其次為菱鐵礦；溶蝕作用較強，溶蝕孔隙發育，以粒間溶孔為主；破裂作用形成的微裂縫不發育。

2)不整合儲層經歷了復雜的成巖演化過程：顆粒黏土化、壓實作用→綠泥石化、伊利石化→方解石化→高嶺石化→溶蝕作用→石英加大作用→菱鐵礦化→溶蝕作用→鐵泥質充填，目前處于中成巖A亞期，巖石的蝕變程度隨距不整合面距離的增加而減弱。

3)成巖作用對不整合儲層孔隙的發育具有重要影響，其相對強弱順序依次為壓實作用、溶蝕作用、膠結作用和破裂作用。壓實作用和膠結作用是使孔隙減少、物性變差的重要成巖作用，而溶蝕作用則是改善儲層物性的最主要成巖作用。

圖6 不整合儲層溶蝕作用與膠結作用相對強弱評價圖