蘇北盆地張家垛油田阜三段儲層特征及主控因素

樂錦鵬，張哨楠，丁曉琪，，樂錦波，熊 迪，朱志良

（1.成都理工大學油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室，四川 成都 610059； 2.西南石油大學 油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室，四川 成都 610500； 3.中國石油川慶鉆探有限公司 地球物理勘探公司，四川 成都 610213）

張家垛油田阜三段儲層為典型淺湖灘壩砂，隨著勘探開發程度進一步加深，認為阜三段儲層砂體受沉積環境和成巖作用共同影響.正確認識阜三段的儲層特征及主控因素具有指導意義，研究區的儲層發育特征和控制因素對油氣聚集起著重要作用.孫錫年等[1］認為灘壩砂儲層成藏的有利條件是累計厚度大、物性好，但砂體平面分布不穩定、連通性差，油氣豐富低.賈統權[2］認為儲層內碎屑巖中的黏土礦物對灘壩砂儲集層的物性影響最大.李桂芬[3］通過沉積厚度圖恢復古地貌，發現微觀古地形變化對壩砂砂體發育影響較大，灘壩砂體的發育分布規律與地層厚度變化具有較好相關性.筆者根據蘇北盆地碎屑巖儲層研究成果[4-6］，利用多口井巖心觀察，薄片分析等資料，研究該區沉積特征儲集空間物性特征，分析影響張家垛油田阜三段儲層發育的主控因素，為該區油氣勘探提供地質依據.

1 地質背景

張家垛油田位于蘇北海安凹陷西部曲塘次凹的北部陡坡帶.它是一個由邊界斷層控制、位于斷層下降盤的大型鼻狀構造.在儀征運動之后，蘇北盆地進入早期的凹陷發展階段，由東向西的水侵使湖面經歷由小到大，水體逐漸加深的波浪式變化過程.阜寧組的儲層發育于這一盆地沉積的全盛期并沉積粗（E1f1）—細（E1f2）—粗（E1f3）—細（E1f4）2套生儲蓋組合[7-9］.

2 儲層特征

2.1 沉積環境

通過對研究區巖相、痕跡化石、測井相、地震相、粒度累計概率曲線等特征研究，認為張家垛油田阜三段應為能量較弱的淺湖亞相，儲層為灘壩砂體，而不是三角洲前緣砂體（見圖1）.

首先，從巖性特征上，阜三段泥巖以淺黑色、黑色為主，砂巖以灰色、淺灰色為主，總體表現為弱還原環境，水動力弱；其次，從沉積構造上，該段發育沙紋層理、水平層理，未見交錯層理，平行層理很少發育，這與湖浪作用有關；從粒序上，自下至上粒度變粗又變細，屬復合韻律類型，與三角洲分流河道正粒序的剖面結構有很大差異.從構造上，研究區位于斷層控制的鼻狀構造，斷裂的下降盤有利于灘壩砂的廣泛發育；在古生物及巖性組合特征方面，生物擾動現象廣泛發育，砂層多且薄，縱向上呈反旋回或復合韻律.總體上，阜三段中不存在前積層，砂體沉積具有單層厚度小、累計厚度大，粒度細、雜基含量高、平面分布相對穩定特點.具有典型淺湖灘壩砂體結構，自下而上為生物擾動、含植物碎片的沙紋層理粉砂巖→平行層理細砂巖（偶含泥質條帶及植物碎片）→生物擾動、含植物碎片的沙紋層理粉砂巖，優質儲層位于砂體的中部，這與李安夏[10］、朱筱敏[11］等對于淺湖相灘壩砂的研究成果一致.

灘壩砂中的儲層巖石粒度較細，以極細砂巖和粉砂巖為主，巖石學類型主要為長石砂巖（見圖2）.由圖2可知，砂巖的結構成熟度較好，分選性好，磨圓度為次圓—次棱，碎屑顆粒主要為點接觸、點線接觸.

圖1 阜三段Ⅲ砂組的淺湖沉積模式Fig.1 Sedimentary model of shallow lake Fu 3interval

圖2 阜三段巖石分類三角圖Fig.2 Triangular graph of rocks classification of Fu 3interval

2.2 儲集空間

按照阜三段砂巖儲層的孔隙發育特征，將儲層孔隙劃分為粒間孔、粒內溶孔、雜基內微孔（見圖3），裂縫在阜三段砂巖儲層中不發育.

2.2.1 粒間孔

（1）原生粒間孔.在阜三段儲層常見，但含量不高.原生粒間孔的發育程度與粒度具有極好相關性，粒度越粗，原生粒間孔含量越高.隨著粒度變細，原生粒間孔變少，甚至為0.

（2）粒間溶孔.粒間溶孔主要發育于長石顆粒邊緣溶解所形成的分布于顆粒之間的孔隙（見圖3（a）），其形態多樣，有港灣狀、伸長狀等.它是在原生粒間孔隙基礎上發展起來的，最終將形成粒內溶孔、甚至鑄模孔.因此，巖石中的粒間溶孔均是原生和次生的混合孔隙.

（3）鑄模孔.主要是長石完全溶解而形成的孔隙，其外形與原組分外形特征相同，通常還存在黏土環邊（見圖3（b）），在阜三段儲層中常見.雖然已看不到顆粒，但從部分粒內蜂窩狀溶孔判斷是斜長石溶蝕所致.鑄模孔主要出現在細砂巖中，在粉砂巖和泥質細砂巖及粉砂巖中不常見.

2.2.2 粒內溶孔

阜三段砂巖儲層的粒內孔隙主要是粒內溶孔.基本上是斜長石溶解而形成的溶蝕孔隙，常沿解理縫發生溶解，呈蜂窩狀分布，是研究區最常見的一種孔隙，通常和鑄模孔相伴，是鑄模孔形成的過渡階段產物（見圖3（c））.

2.2.3 雜基內微孔

雜基內微孔為黏土雜基中存在的微孔隙，在阜三段砂巖儲層中最普遍.這種孔隙雖可形成百分之十幾的孔隙度，但孔徑小，滲透率很低.雜基內微孔主要分布在泥質細砂巖和粉砂巖中（見圖3（d）），與粒度呈反比，粒度越細，雜基內微孔含量越高.

圖3 阜三段砂巖儲層孔隙類型Fig.3 Types of sandstone pores of Fu 3interval

通過鑄體薄片觀察，分別統計不同類型砂巖儲層的孔隙類型（見圖4）.由圖4可知，細砂巖以原生粒間孔、粒內溶孔、鑄模孔為主，而泥質細砂巖、粉砂巖往往以雜基性微孔為主，含少量粒內溶孔和原生粒間孔.

2.3 物性特征

阜三段儲層為典型的淺湖灘壩砂，具有累計厚度大、單層厚度小、面積小的特征且砂體平面分布較為穩定（見圖5）.根據孔隙度分布（見圖5（a）），總體上阜三段儲層孔隙度比較高，平均為14.13%，峰值出現在15%左右，孔隙度在12%～16%之間的約占47%，低值所占比例較小.按照儲層孔隙度劃分標準，將阜三段儲層孔隙度定為中值較為合理.

滲透率的高低反映儲層的滲濾能力，阜三段沉積物固結松散，對該區儲集物性起積極作用.在淺湖相沉積環境下，高雜基含量、生物擾動和泥質紋層的伴生導致儲層非均質性較強，對阜三段儲層滲透率起消極作用.由圖5（b）可知，滲透率平均為17.028×10-3μm2，滲透率在（1～10）×10-3μm2之間的約占52%，大于25×10-3μm2的約占20%.阜三段存在一定比例的滲透率高值，但低值占主導地位；因此阜三段為低滲儲層.

通過阜三段孔—滲交匯圖（見圖6）分析，該段儲層的孔隙度與滲透性的相關性良好，相關因數為0.808 8，局部存在中孔高滲的樣品.通過薄片觀察，其與低雜基含量和次生孔隙發育有關.孔隙度超過10%的樣品滲透率基本上超過1×10-3μm2，儲集性能較好.

圖4 不同砂巖儲層的孔隙類型Fig.4 Different pore types of sandstone reservoir

圖5 阜三段孔隙度及滲透率分布Fig.5 Distribution map of porosity and permeability of Fu 3interval

3 主控因素

3.1 沉積作用

在碎屑巖儲層中，沉積相對于砂體的宏觀分布起重要控制作用[12］.沉積微相不但在宏觀上對砂體的形態、規模、類型起控制作用，影響砂體平面和縱向展布及層間、層內非均質性，而且在微觀上也決定巖石的填隙物量、碎屑顆粒大小及巖石結構等特征.因此，沉積環境對儲層物性起源控性的作用[13-14］.

研究區主要發育淺湖亞相帶，地層沉積粒度較細，巖性以細砂、粉砂和泥巖為主，沉積構造以低能環境下形成的水平層理、沙紋層理、頻繁的生物擾動和湖浪成因的沉積構造為特征；根據砂體的沉積特征及空間分布，可進一步劃分壩砂沉積微相、灘砂沉積微相和淺湖泥沉積微相.阜三段儲層主要以壩砂為主，其次是灘砂.壩砂沉積時水動力較強，沙紋層理發育，分選很好，雜基含量少，因此儲集性能好，壩砂厚度較大，規模比較小；灘砂常伴生泥質紋層和生物擾動構造其厚度不大，分布較廣.

圖6 阜三段孔滲交匯圖Fig.6 Permeability map of porosity and permeability of Fu 3interval

3.2 成巖作用

研究區構造運動復雜，儲集層主要經歷壓實、膠結、溶蝕等成巖作用的改造.

3.2.1 壓實作用

影響原生孔隙發育的主要因素[15］.壓實作用在阜三段儲層中較弱，碎屑顆粒之間呈點—線接觸，以點接觸為主.原因之一為阜三段的骨架顆粒以石英和長石為主，欠壓實作用形成的異常高壓使其骨架顆粒有效應力減少，抑制上覆地層的壓實作用；原因之二為巖屑的含量在分布中比較少，塑性巖屑由于上覆壓力形變堵塞原生粒間孔機率也相對降低.雖然儲層壓實作用弱，但不同微相壓實強度有所不同.壓實強度與雜基有一定關系，壩砂粒度粗，雜基含量低，壓實作用弱，灘壩粒度細，雜基含量高，壓實作用強.

3.2.2 膠結作用

導致滲透率和孔隙度降低[16］.阜三段儲層的膠結作用主要表現為碳酸鹽膠結、硅質膠結及黏土礦物膠結.碳酸鹽膠結物以鐵方解石和方解石為主，無鐵方解石膠結最早膠結，粒間孔隙基本上被充填，一般形成致密無孔砂巖段（見圖7（a）、（b））.鐵方解石膠結最晚形成于石英次生加大以后，并且含量較少、呈不均勻分布（見圖7（c））.硅質膠結物的主要表現形式為石英的次生加大.由于石英次生加大強度隨溫度升高而增加，隨儲層埋深加大，粒間孔隙逐漸被石英次生加大所充填，導致儲層孔隙度減小，儲層性質變差（見圖7（d））[17］.黏土礦物膠結成分主要為伊／蒙混層、綠泥石、高嶺石和伊利石.高嶺石在阜三段儲層較為常見，在砂巖粒徑影響下，粒度越粗含量越高.高嶺石在掃描電鏡下呈蠕蟲、書頁狀，常與綠泥石一起產出，一般形成于酸性孔隙水作用下長石及其他鋁硅酸鹽分解，也與大氣淡水有關（見圖7（e））[18-19］.綠泥石在掃描電鏡下呈葉片狀充填孔隙空間，在研究區儲層中也較為普遍，并常與伊／蒙混層及高嶺石相伴生[20-21］.通過掃描電鏡觀察，阜三段綠泥石分布不均，大部分充填于孔隙之間而非以孔隙襯里的形成存在，由此可推斷綠泥石是由蒙脫石轉換形成而非孔隙水沉積形成（見圖7（f））[22-23］.伊利石在阜三段儲層中相對較少，常以蒙／伊混層形式出現，呈卷曲狀.阜三段儲層長石溶蝕較為明顯，而方解石溶蝕相對少見.長石溶蝕的區域高嶺石含量不高，說明長石溶蝕形成的高嶺石大部分從反應體系被帶走.黏土環邊出現伊／蒙混層或綠泥石，說明長石溶蝕時間較早，跨度較長，成巖體系屬于開放體系.長石溶蝕發生期次與方解石不同，形成于異常高壓形成之前，對儲集物性有建設性作用.

圖7 黏土礦物的掃描電鏡及薄片特征Fig.7 Characteristics of clay mineral of scanning electron microscope and thin section

3.2.3 溶蝕

次生孔隙發育的重要成巖作用.溶蝕作用在阜三段儲層中常見，形成的次生孔隙包括粒間擴大孔、長石粒內溶孔和長石鑄模孔（見圖8）.阜三段儲層溶蝕的弱酸性水可能與大氣淡水或厭氧細菌在有機質埋藏早期，選擇性分解釋放CO2、CH4、NH3、H2S等分子溶于水形成的弱酸有關，酸性水在粒間擴容的同時選擇性溶解長石并形成粒內溶孔.由于壩砂粒度粗、雜基含量低、能量強、分選好，原生粒間孔隙為粒間擴容孔的發育打下基礎，因此在粒度較粗的細砂巖中長石發生不同程度的溶蝕作用.灘砂粒度細、雜基含量高、溶孔不發育、滲透率低，因而在粒度較細的粉砂巖和細—粉砂巖中長石的溶蝕作用少見.

圖8 溶蝕孔隙的薄片特征及掃描電鏡特征Fig.8 Characteristics of dissolution porosity of scanning electron microscope and thin section

4 結論

（1）蘇北盆地海安凹陷阜三段的巖石類型多樣，主要由泥巖、粉砂巖及薄層細砂巖組成，砂泥巖呈互層分布，存在大量泥質條帶和生物擾動構造，其中以泥巖、粉砂巖最為發育.

（2）阜三段的儲集空間類型主要以粒間孔隙、粒內溶孔、雜基內微孔隙為主，其中粒內溶孔在研究區非常發育.

（3）研究區為淺湖亞相，沉積發育壩砂、灘砂和淺湖泥沉積微相，阜三段儲層為淺湖灘壩砂，具有累計厚度大、單層厚度小、面積小的特征且砂體平面分布較為穩定.

（4）沉積相帶、成巖因素影響該區儲集性.阜三段儲層主要以壩砂為主，其次是灘砂.壩砂粒度較粗，雜基含量低，粒間孔、溶孔發育，砂體厚度大，儲集性能好；灘砂粒度較細，雜基含量高，微孔發育，膠結作用弱，砂體厚度薄，物性相對較差.

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