微區(qū)原位測溫技術建立儲層填隙物成巖演化序列
——以鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)長8為例

師強, 時保宏*

(1.西安石油大學地球科學與工程學院, 西安 710065; 2.西安石油大學陜西省油氣成藏地質學重點實驗室, 西安 710065)

儲層成巖作用是指碎屑沉積物在沉積之后到變質之前所發(fā)生的各種物理、化學及生物的變化,它不僅控制孔隙的形成、保存和破壞,而且與油氣充注密切相關[1-5]。成巖作用常用的方法和手段分為薄片和鑄體薄片鑒定、陰極發(fā)光顯微鏡觀察、掃描電鏡、X-射線衍射分析等9種[6],但實際研究中,主要以薄片鑒定和掃描電鏡觀察為主[7-9]。為更精確地研究成巖作用,一些學者開始嘗試新的方法和手段,張文濤等[10]利用熱力學定量分析獲得成巖反應中pH是主要的影響因素;周鋒徳等[11]用有機質熱演化指標和黏土礦物分布規(guī)律對儲層成巖階段進行劃分,發(fā)現(xiàn)不同成巖階段對應的Ro(鏡質體反射率)和Tmax(最大熱解峰值)具有明顯的劃分界線。以上成巖作用研究過程均涉及填隙物的研究過程,因此有必要對填隙物進行深入分析。

填隙物是儲層巖石的重要組成部分,其含量、類型、特征和轉化對儲層成巖作用具有重要影響,也是儲層成巖演化結果的重要記錄[12-15],同時其演化過程的復雜性造成石油在同一致密儲層的不同部位的富集程度明顯不同[16]。隨著先進測試手段的不斷更新,對填隙物有了更精細化的研究方法[6]。微區(qū)原位分析是一項能夠在微米尺度上揭示元素構成、化學成分和結構的技術,它提供了“高分辨率、原位”的數(shù)據(jù)[17],可確定不同期次膠結物形成的準確時間。胡安平等[18]通過微區(qū)元素分析,塔里木盆地白云巖的霧心和亮邊2種組構屬于不同期次的產(chǎn)物,與前人的研究結果保持一致,印證了微區(qū)分析結果的可靠性;鐘壽康等[19]使用電子探針對中粗晶白云巖晶體的研究表明,其具有內外結構、成分的差異。上述研究方法準確、定量地確定了成巖演化序列,同時能很好地解釋多期次形成的膠結物,但缺乏同時定量研究幾種填隙物成巖序列的手段。微區(qū)原位測溫技術是利用微區(qū)分析填隙物的礦物組成、化學成分和結構有序性,可以恢復它們形成時的成巖環(huán)境溫度[20-22]。黃保有等[20]運用碳質拉曼光譜與變質溫度的相關公式,劉仕玉等[21]運用綠泥石地質溫度計,楊曉璇等[22]運用碳氧同位素溫度計算公式均取得良好的溫度計算結果,以上學者對測溫技術的應用為定量分析填隙物的成巖期次和成巖演化序列提供了可能。

現(xiàn)以鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)長8儲層為例,著重通過微區(qū)原位測溫技術對研究區(qū)主要填隙物的成巖溫度進行恢復,擬建立填隙物充填順序,為研究區(qū)長8有利儲層的篩選提供填隙物因素方面的地質依據(jù),同時提供一種研究填隙物成巖溫度和成巖序列的思路。

1 地質概況及儲層

1.1 區(qū)域地質概況

鄂爾多斯盆地地理上位于中國中西部地區(qū),橫跨蒙、陜、甘、寧和晉5省區(qū),面積約為37×104km2。研究區(qū)位于鄂爾多斯盆地西南部,區(qū)域構造上位于伊陜斜坡的西南部[圖1(a)],在構造特征上,整體呈東高西低。延長組是鄂爾多斯盆地主要的石油勘探層系,自下而上劃分為10個油層組(長1～長10)[圖1(b)],目的層長8劃分為長81和長82小層,沉積亞相為三角洲平原和三角洲前緣,如表1所示。

表1 長8層位沉積相劃分Table 1 Division of sedimentary facies in Chang 8 horizon

1.2 儲層空間類型及物性特征

對研究區(qū)薄片資料統(tǒng)計得出,如圖2所示,其巖石組分以巖屑長石砂巖和長石巖屑砂巖為主,長石砂巖和巖屑砂巖較少。長81、長82儲層粒度均以細砂巖為主,分選性整體以較好和中等為主。長8儲層以原生粒間孔、巖屑溶蝕孔與長石溶蝕孔為主,而晶間孔和裂縫不太發(fā)育,如圖3所示。長8儲層孔隙度主要分布在3%～13%,其中長81儲層的總面孔率為0～9.5%,平均2.43%;長82儲層的總面孔率為0.2%～15.2%,平均3.10%。滲透率主要分布在0.04×10-3～5×10-3μm2。

GR為自然伽馬測井曲線;SP為自然電位測井曲線;API為美國石油學會規(guī)定的自然伽馬計量單位圖1 研究區(qū)基本地質情況Fig.1 Basic geological conditions in the study area

圖2 研究區(qū)長8儲層砂巖組分Fig.2 Sandstone components of Chang 8 reservoir in study area

2 填隙物

填隙物包括雜基和膠結物,它們是沉積和成巖作用的綜合產(chǎn)物[23]。隴東地區(qū)各區(qū)塊填隙物含量介于11.6%～16.4%,主要由膠結物組成。研究區(qū)長8儲層主要發(fā)育硅質膠結物、碳酸鹽膠結物、綠泥石(3.4%)、伊利石(2.4%)、高嶺石(0.4%)。長8儲層填隙物中的雜基含量不足2%,而膠結物平均含量達到了14.3%,故本文研究中對填隙物的分析以膠結物為主。

2.1 填隙物類型及特征

2.1.1 黏土礦物

自生黏土礦物中綠泥石含量最高,以孔隙襯邊或孔隙薄膜的形式產(chǎn)出,如圖4(a)和圖4(b)所示,這表明綠泥石形成于壓實作用早期,部分充填孔隙[圖4(c)],油氣未充注的砂巖中,包膜呈黃褐色[圖4(a)],若吸附了烴類物質則呈暗色邊[圖4(b)],掃描電鏡下多呈葉片狀、針葉狀,晶體大小比較均勻[圖4(d)和圖4(e)],部分發(fā)生伊利石化形成火焰狀伊利石[圖4(f)]。

圖3 研究區(qū)長8儲層空間顯微特征Fig.3 Spatial microscopic characteristics of Chang 8 reservoir in study area

研究區(qū)西南部物源區(qū)的長石和含長石的火山巖屑提供了Al3+的來源,長7烴源巖生烴早期排出大量酸性流體使長石蝕變?yōu)楦邘X石,且提供的穩(wěn)定酸性成巖環(huán)境利于高嶺石保存。自生高嶺石附著在長石表面或充填于長石溶解后的擴大粒間孔,附著有機質時為深褐色、深棕色[圖4(g)和圖4(h)],掃描電鏡下呈蠕蟲狀、書頁狀充填于粒間孔隙中,常與綠泥石共生[圖4(i)]。

自生伊利石在儲層中也較為常見,以網(wǎng)狀集合體或鱗片狀填充于粒間孔[圖4(j)],掃描電鏡下呈火焰狀或絲發(fā)狀[圖4(k)],或形成蜂窩狀、連片狀伊蒙混層充填粒間孔[圖4(l)],覆蓋在石英、長石等顆粒上。

2.1.2 硅質膠結物

硅質膠結物在研究區(qū)含量少(1%～3%),分布廣。長石類不穩(wěn)定礦物的溶解形成了硅質膠結物所需的物質,以石英次生加大[圖5(a)]存在,或以自形石英晶體賦存在綠泥石膜間隙和粒間孔中,如圖5(b)和圖5(c)所示;經(jīng)常與自生綠泥石、伊利石共生,如圖5(b)和圖3(c)所示。研究區(qū)硅質膠結分為早、中、晚三期,以中期硅質膠結為主。

2.1.3 碳酸鹽膠結物

碳酸鹽膠結物是研究區(qū)最主要的膠結物類型。分布廣泛,主要以交代物、溶蝕孔充填物或粒間膠結物形式存在。它通常是微晶、晶粒產(chǎn)狀或交代石英加大邊[圖5(d)、圖5(e)和圖5(f)],多期次形成。它可以分為3個階段:早期、中期和晚期。早期沉積水介質中的CaCO3在堿性條件下過飽和,沉淀為泥晶孔隙充填物,含量較高,為10%～30%,多為鈣質砂巖。中期碳酸鹽膠結物多填充在粒間孔中,碎屑顆粒多呈線接觸,已遭受壓實作用,形成時間晚。成分多為含鐵方解石,晶粒大、含量高,2%～20%不等。晚期,當孔隙水中的Fe2+和Mg2+在高溫高壓、缺氧還原環(huán)境下,由于CO2分壓降低時,這些離子很容易摻入方解石或白云石的晶格中形成含鐵的晚期碳酸鹽礦物[24]。多為干凈的大晶粒,填充剩余的粒間孔,含量不高,變化在1%～3%,對石英、長石等骨架顆粒有較強的交代作用。

2.2 填隙物含量差異性

主要差異性在兩個方面。砂巖粒度方面,填隙物差異性表現(xiàn)在:長81儲層與長82儲層3個不同粒度級別砂體的填隙物整體差異性一致;粒度越細填隙物含量越高;伊利石主要發(fā)育在粉砂巖內,碳酸鹽主要發(fā)育在中砂巖和細砂巖內,綠泥石主要發(fā)育在細砂巖和粉砂巖內;硅質則主要發(fā)育在中砂巖內[圖6(a)]。孔隙類型方面,長81在微孔、溶孔方面填隙物分布整體一致。碳酸鹽膠結物在溶蝕孔和微孔中都發(fā)育,溶蝕孔中綠泥石不發(fā)育;粒間孔方面,長81綠泥石含量遠低于長82,其內高嶺石、伊利石、硅質則不發(fā)育[圖6(b)]。

3 微區(qū)原位測溫方法及原理

對3種主要填隙物進行微區(qū)測溫實驗,以期確定它們的生長習性、成巖序列中的演化過程和先后關系。

3.1 伊利石激光拉曼測溫

當客觀條件不變時,拉曼散射光的通量與單位體積內的分子數(shù)成正比?；诖嗽?王強等[25]運用峰面積比值法,得到了溫度與P3峰和P1峰的峰面積比值S3/S1有關,并建立它們之間數(shù)學關系,使得伊利石地溫計有了理論基礎?；诖藢μ卣骼鼌?shù)與溫度關系進行了擬合,嘗試獲得伊利石的拉曼光譜變溫函數(shù),并得到伊利石溫度的計算公式為

(1)

式(1)中:t為伊利石形成溫度;P3為P3峰位置波長;S3/S1為P3峰與P1峰的峰面積之比。

3.2 綠泥石化學成分測溫

Cathelineau等[26]提出Al4+含量與地層溫度具有正相關,并作為綠泥石地質溫度計。后經(jīng)學者們[27-28]的完善,形成了綠泥石成巖溫度的計算公式[21,29]為

(2)

d001=14.339-0.115 5Al4+-0.020 1Fe2+

(3)

式中:Al4+、Fe2+分別為綠泥石化學成分對應的含量;t為綠泥石形成溫度;d001為面網(wǎng)間距。

圖5 研究區(qū)長8儲層硅質、碳酸鹽膠結Fig.5 Siliceous and carbonate cementation of Chang 8 reservoir in study area

圖6 研究區(qū)長8儲層填隙物含量Fig.6 Interstitial content of Chang 8 reservoir in study area

通過電子探針微區(qū)(束斑1 μm)分析得出綠泥石化學成分Al4+、Fe2+含量,通過式(2)求出面網(wǎng)間距,便可以代入式(3)得出綠泥石的形成溫度。

3.3 碳酸鹽膠結物微鉆取樣碳氧同位素測溫

當?shù)V物相一定時,其碳氧同位素值則由水體的溫度與鹽度決定[30-32]。Keith等[32]提出了古水體鹽度的經(jīng)驗公式,該經(jīng)驗公式被許多學者廣泛使用[22-33],Shackleton[34]在前人基礎上提出了估算古流體溫度標定范圍(0～500 ℃)最廣的公式。

Z=2.048(δ13C+50)+0.498(δ18O+50)

(4)

t=16.9-4.38(δ18O-δ18Ow)+0.10(δ18O-δ18OW)2

(5)

圖7 實驗儀器Fig.7 Experimental instruments

式中:Z為計算的古鹽度;δ13C、δ18O分別采用PDB(pee dee belemnite)標準的碳同位素值、氧同位素值;t為古流體溫度;δ18Ow為標準樣品形成時水介質的氧同位素值。

根據(jù)長8層位淡水環(huán)境的特點,取大氣淡水與海水的混合值為-2.5‰。根據(jù)Keith等[32]的古鹽度公式[式(4)]與Shackleton[34]的測溫公式[式(5)]計算研究區(qū)長8儲層中碳酸鹽膠結物形成時的古流體鹽度與溫度。

3.4 實驗儀器條件

本次實驗在甘肅省油氣資源重點實驗室完成,儀器為法國JobinYvon公司生產(chǎn)的LabRAM HR型激光拉曼光譜儀,如圖7(a)所示。實驗條件為:He/Ne激光光源,15 mW,共焦孔1 000 μm,狹縫100 μm,積分時間30 s,掃描范圍3 600～3 720 cm-1,所有譜線均采用標準硅薄片的拉曼散射線(520 cm-1)進行校正,譜圖分析由Labspec4.02軟件完成。

本次實驗在東華理工大學核資源與環(huán)境國家重點實驗室完成,實驗儀器為日本電子JXA-JEOL-8230型號電子探針顯微分析儀,如圖7(b)所示;分析電壓:15 kV;分析電流:20 nA;K、Al、Fe分析標樣為黑云母,Na、Si分析標樣為硬玉,Cr分析標樣為鉻鉛礦,Mn分析標樣為薔薇輝石,Mg的分析標樣為綠泥石,Ti的分析標樣為金紅石,束斑直徑為1 μm。

本次實驗在中國科學院地質與地球物理研究所完成,陰極發(fā)光顯微分析儀為RelionⅢ CL型、顯微取樣儀型號為Microdrilling[圖7(c)],鉆頭直徑為0.2 mm。碳氧同位素測定在甘肅省油氣資源重點實驗室完成,氣體同位素比質譜儀為美國賽默飛Delta V型[圖7(d)]。

4 測溫結果和填隙物成巖序列

4.1 樣品測試結果

篩選伊利石含量相對較高的樣品,在激光拉曼鏡下測溫點位置及溫度[圖8(a)和圖8(b)],溫度較高,按照溫度劃分屬于中成巖A-中成巖B期,與傳統(tǒng)的伊利石形成于中成巖A-中成巖B期的認識一致。自生綠泥石膜距顆粒表面越近形成溫度越低,這表明自生綠泥石膜生長具有連續(xù)性和期次性。即現(xiàn)今的綠泥石膜是在成巖過程中分多個階段形成的,每一階段具有對應的溫度;自生綠泥石填隙的形成溫度普遍較高,可知其在自生綠泥石形成序列中屬于晚期產(chǎn)物,從形成溫度來看屬于中成巖A-中成巖B期產(chǎn)物;孔隙空間中的轉角、死角以及曲折扁細的喉道更易堆積形成溫度較高的晚期綠泥石膜,使得這些孔隙空間中的“犄角旮旯”基本被較厚的自生綠泥石膜所充填,如圖8(c)和圖8(d)所示。

圖8 研究區(qū)長8儲層微區(qū)選點測溫Fig.8 Micro-area temperature measurement of Chang 8 reservoir in the study area

對隴東地區(qū)14個碳酸鹽膠結物樣品中的主力沉淀期進行了微鉆取樣、碳氧同位素測定。通過陰極發(fā)光照片可見樣品中的碳酸鹽膠結物主要為呈現(xiàn)橘紅色的第二期碳酸鹽膠結物和呈暗紅色的第三期碳酸鹽膠結物,這兩期碳酸鹽膠結物晶粒較為粗大且潔凈,大多充填于剩余粒間孔中,呈孔隙式膠結。樣品N168-6中主力沉淀碳酸鹽膠結物更顯暗紅色,交代第二期碳酸鹽膠結的特征更為明顯,第二期膠結含量極少且多為孔隙襯邊發(fā)育,如圖8(e)和圖8(f)所示。

4.2 主要填隙物的形成溫度測定結果

本次實驗最終對隴東樣品的自生伊利石、綠泥石和碳酸鹽膠結物分別進行激光拉曼分析(17個測試點)、電子探針分析(71個測溫點)、碳氧同位素測定。如圖9所示,隴東地區(qū)伊利石形成溫度介于108.27～163.39 ℃,平均134.68 ℃,屬于中成巖A-中成巖B期;綠泥石形成溫度45.15～179.07 ℃,平均142.50 ℃;碳酸鹽膠結物形成溫度介于86.18～138.93 ℃,平均122.84 ℃,隴東地區(qū)主力碳酸鹽膠結形成于中成巖A期。

從填隙物的生成溫度來看,綠泥石形成溫度相對最高,這與成巖后期由于地層埋藏深度大,溫度壓力增高,堿性富Fe2+或Mg2+環(huán)境下,蒙脫石會向綠泥石轉換,黑云母被溶蝕出大量鐵、鎂離子,到達一定濃度會析出[35]。伊利石溫度主要集中在100～160 ℃,這與中成巖A晚期和中成巖B早期堿性環(huán)境有很大關系,當環(huán)境中富含鉀長石等溶蝕形成的K+時,就會沉淀出伊利石。碳酸鹽膠結物也主要集中在100～140 ℃范圍內,其情況與伊利石類似,都是由于堿性環(huán)境的產(chǎn)生而出現(xiàn)。

4.3 填隙物成巖序列

以鏡下觀察為基礎,結合不同填隙物測試溫度,對隴東區(qū)塊長8儲層充填順序進行了定性分析。綠泥石環(huán)邊發(fā)育在最早期,要早于石英加大邊,晚期綠泥石以針葉狀填隙形式存在或以自生綠泥石膜附著在顆粒表面[圖4(e)],伊利石一般要晚于高嶺石,以高嶺石的伊利石化為特征[圖4(f)],且要晚于早期綠泥石環(huán)邊,另外,碳酸鹽膠結物則以中期為主,一般晚于晚期自生石英。

圖9 研究區(qū)長8儲層主要填隙物形成溫度分布圖Fig.9 Distribution of formation temperature of main interstitials in Chang 8 reservoir in the study area

結合填隙物測溫數(shù)據(jù),以成巖階段形成的溫度對填隙物進行期次劃分,得到了隴東地區(qū)長8儲層填隙物充填順序定量分析圖,如圖10所示。從圖10可知,其填隙物充填順序為:Ⅰ期綠泥石環(huán)邊(45～90 ℃)→Ⅰ期碳酸鹽膠結→Ⅰ期自生石英→高嶺石+Ⅱ期自生石英→Ⅰ期伊利石(108～111 ℃)→Ⅱ期綠泥石(104～140 ℃)+Ⅱ期伊利石(115～135 ℃)+Ⅱ期碳酸鹽(115～139 ℃)→Ⅲ期自生石英→Ⅲ期伊利石(143～163 ℃)→Ⅲ期碳酸鹽→Ⅲ期綠泥石(141～179 ℃)。

圖10 研究區(qū)長8儲層填隙物充填順序Fig.10 Filling sequence of Chang 8 reservoir in study area

5 結論

(1)研究發(fā)現(xiàn)隴東地區(qū)長8儲層主要發(fā)育的填隙物有硅質、綠泥石、高嶺石、伊利石及碳酸鹽膠結物,主要以顆粒薄膜和粒間、粒內溶孔3種形態(tài)賦存。不同的填隙物含量存在明顯的差異性,粒度越細填隙物含量越高,碳酸鹽膠結物在微孔中發(fā)育顯著,綠泥石在粒間孔中較好發(fā)育。

(2)實驗表明伊利石測溫的結果與傳統(tǒng)方法得出的結果基本相一致;自生綠泥石膜垂直顆粒生長,距表面越遠,形成溫度越高,孔隙“犄角”處更易形成溫度較高的晚期綠泥石膜;碳酸鹽膠結物形成雖有多期,但形成過程存在主力沉淀期,實驗計算的溫度更為集中,其對儲層影響效用最顯著。

(3)借助微區(qū)分析測試技術手段,測定了綠泥石、伊利石、碳酸鹽膠結物的形成溫度。從填隙物的形成溫度來看,綠泥石的形成溫度區(qū)間大,為45.15～179.07 ℃,早期發(fā)育綠泥石環(huán)邊,中晚期綠泥石以環(huán)邊形式附著在石英加大邊上,晚期綠泥石以自生綠泥石膜形式存在。伊利石屬于中成巖A-中成巖B期,碳酸鹽膠結形成于中成巖A期。依據(jù)填隙物形成溫度定量地確定了研究區(qū)長8儲層填隙物充填順序。隴東地區(qū)填隙物充填順序為:Ⅰ期綠泥石環(huán)邊→Ⅰ期碳酸鹽膠結→Ⅰ期自生石英→高嶺石+Ⅱ期自生石英→Ⅰ期伊利石→Ⅱ期綠泥石+Ⅱ期伊利石+Ⅱ期碳酸鹽→Ⅲ期自生石英→Ⅲ期伊利石→Ⅲ期碳酸鹽→Ⅲ期綠泥石。