哈拉哈塘油田哈6—新墾區塊奧陶系碳酸鹽巖成巖環境

閆玲玲，劉全穩，張麗娟

（1.油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室（西南石油大學），成都610500；2.西南石油大學 地球科學與技術學院，成都610500；3.廣東石油化工學院 石油工程學院，廣東 茂名525000；4.中國石油塔里木油田公司 勘探開發研究院，新疆 庫爾勒841000）

目前塔里木盆地奧陶系碳酸鹽巖是重要的油氣勘探目的層系之一，塔中、塔北的勘探實踐也揭示奧陶系碳酸鹽巖巨大的油氣資源潛力，而其儲層條件是決定勘探成敗的關鍵因素之一。碳酸鹽巖在埋藏過程中的成巖環境是影響儲層中孔洞發育和保存的重要因素，研究埋藏期的成巖環境對分析和評價碳酸鹽巖儲層具有重要的理論意義［1］。

喀斯特是奧陶系儲集空間形成的主要因素，但是由于后期成巖作用導致部分孔洞被充填，儲集空間喪失，影響了儲層的儲集性能。隨著勘探逐漸深入，對喀斯特儲層充填特征和控制因素的認識就顯得尤為重要。本文以研究區大量巖心的孔洞充填物類型及分布特點為基礎，選取典型孔洞充填物進行地球化學研究，分析孔洞的充填期次及控制因素，以及奧陶系碳酸鹽巖的成巖環境。

1 區域地質背景

哈拉哈塘油田的北部為輪臺凸起，西接南喀－英買力低凸起，南為滿加爾（北部）凹陷，東鄰輪南低凸起，是輪南低凸起的一部分，整體是在前震旦系變質基底之上形成的長期發育的巨型古隆起，發育震旦系－泥盆系海相沉積地層、石炭系－二疊系海陸交互相沉積地層和三疊系－第四系陸相沉積地層［2－5］（圖1）。

哈拉哈塘地區奧陶系從上到下可細分為上統桑塔木組（O3s）、良里塔格組（O3l）、吐木休克組（O3t），中統一間房組（O2y）、中－下統鷹山組（O1－2y）及下統蓬萊壩組（O1p）。桑塔木組以泥巖沉積為主；良里塔格組以泥灰巖、瘤狀灰巖夾砂屑灰巖沉積為主，從上到下可分為3段；吐木休克組以褐色泥晶灰巖、含泥灰巖為主；一間房組以生屑灰巖、鮞?；規r為主；鷹山組從上到下分為4段，鷹1、鷹2段以灰巖為主，鷹3、鷹4段以灰質云巖為主。哈6－新墾區塊主要產層為一間房組，其次為鷹山組、良里塔格組。

圖1 研究區位置圖Fig.1 Structural map in study area

2 孔洞發育特征

研究區奧陶系碳酸鹽巖以吐木休克組尖滅線為界，北部發育潛山風化殼喀斯特，南部以層間喀斯特作用為主，形成了大型縫洞體儲層，洞穴、次生溶蝕孔洞和裂縫是主要的儲集空間類型。

北部潛山區孔洞的發育在縱向根據聲波曲線和自然伽馬的組合特征，結合巖性組合，劃分為表層喀斯特帶、垂直滲流帶、水平潛流帶、深部緩流帶（圖2）。

加里東期剪切走滑斷裂密集發育，與該期喀斯特作用時間耦合，控制了層間喀斯特區的儲層發育程度。向南隨埋深增加層間喀斯特儲層發育逐漸減弱，受大的“X”形剪切走滑斷層控制尤為明顯。尤其是與古地貌傾向一致的大量北西向斷裂帶是喀斯特地表水滲流的有利通道，沿斷裂的溶蝕作用強，波及范圍遠。因此，控制本區儲層發育的主要因素是喀斯特作用和破裂作用［6］。

表層喀斯特帶：深度為0～15m，以溶蝕孔洞、溶蝕裂縫為主，溶蝕孔洞部分為方解石充填，喀斯特發育較強（只在潛山區發育）。

圖2 喀斯特儲層結構柱狀圖Fig.2 Column of formation connection for karst reservoirs

垂向滲濾帶：深度為15～80m，以洞穴、高角度裂縫為主，喀斯特發育較好。

水平潛流帶：深度為80～100m，以溶洞或喀斯特管道為主，縫洞發育極不均勻，縫洞系統充填程度較低。

深部緩流帶：深度＞100m，主要發育溶蝕裂縫為主，其充填物也以化學充填為主，喀斯特儲層不發育［6］。

碳酸鹽巖古喀斯特縫洞系統垂向具有層狀分布特點，主要分布于一間房組內，以洞穴、縫洞集合體為主，局部發育裂縫－孔洞型儲層。

3 喀斯特孔洞充填特征

3.1 孔洞充填物類型

哈6—新墾區塊由于層間溶蝕時間短，盡管后期經歷了埋藏，整體充填程度不高。由于研究區取心較豐富，還可以捕捉到部分巖心的孔洞充填物。巖心觀察表明：研究區奧陶系縫洞充填物可歸納為以下3種類型：①化學充填物，主要為方解石，其次有螢石、石英等。②機械充填物，成巖早期殘余泥質、有機質、鈣泥巖、角礫巖。③其他充填物，有機充填物如有機質、干瀝青，特殊成巖自生礦物，如黃鐵礦等（圖3）。

根據喀斯特發育的特征將研究區分為3個區帶，吐木休克組尖滅線以北為潛山區，吐木休克組與喀斯特分區線之間為層間喀斯特—順層改造區，喀斯特分區線以南為層間喀斯特—臺緣疊加區。對取心井縫洞充填物的研究發現，一間房組及鷹山組潛山區以泥質充填物為主，化學充填物為輔；層間喀斯特—順層改造區、層間喀斯特—臺緣疊加區以化學充填物為主；良里塔格組縫洞充填物均為泥質、方解石（圖4）。

3.2 充填物碳、氧同位素特征

碳酸鹽巖洞穴充填物是溶蝕孔洞形成后成巖環境和成巖流體的物質記錄［7］。國內外專家學者通過洞穴充填物的地球化學特征，從不同角度對成巖環境的溫度和成巖流體的性質等進行了探索，J.R.Allan與 W.D.Wiggins明確指出碳氧同位素對恢復成巖環境有很好的指示作用［1］。

圖4 孔洞充填物分布特征Fig.4 Distribution characteristics of the fillings in pores and holes

碳酸鹽巖中的碳、氧同位素組成可以用來定量地恢復成巖環境，對于孔洞充填物來說，在不同的成巖環境下其碳、氧同位素的特征必然存在一定的差異［8］。為了查明沉積物形成后的成巖過程，本文對哈6—新墾區塊孔洞充填物進行了碳、氧同位素分析。

選擇研究區9口井13塊樣品，其中一間房組8塊、鷹山組2塊、良里塔格組1塊，吐木休克組、桑塔木組各1塊，除4號樣為灰巖外，其余樣品為溶洞及溶縫中方解石充填物（表1）。

在成巖作用中，沉積物的埋深、溫度、淋濾溶解、有機體的降解等都對δ13C和δ18O產生一定的影響。一般來說，鹽度升高，δ13C和δ18O值增大；溫度升高，δ18O變輕；δ18O隨溫度的升高、埋深的加大而更趨向負值［1］：因此碳酸鹽巖碳氧同位素組成主要受溫度、鹽度的影響。

研究區充填物方解石的δ13C為－4.17‰～1.16‰，δ18O為－15.71‰～－5.17‰，一般來說，δ13C和δ18O均隨介質鹽度升高而升高，其中δ13C與古鹽度關系最為密切，受溫度影響較小。研究結果表明：4、5號樣品δ13C＞0，一般在海水中形成，4號樣品為生屑灰巖，海相沉積，5號樣品形成于鹽度較高的海水中；3、13、8號樣品δ13C、δ18O明顯出現負漂移，為大氣淡水成因。埋藏環境下δ13C變化較大，11、9、12、2、6、7、10、1號樣品可能為埋藏成因，而δ18O為負值，既可以為低溫淡水成因，也可以為高溫盆地流體或熱液流體成因（圖5）。

3.3 包裹體分析

孔隙水性質的差異是碳酸鹽巖暴露地表環境與埋藏成巖環境最本質的區別［7］。碳酸鹽巖成巖的重要標志是膠結物，膠結物中捕獲的鹽水包裹體與成巖環境有密切關系。均一溫度是區分成巖階段及流體活動的依據，不同的沉積環境鹽度不同，鹽水包裹體的鹽度提供了成巖流體水化學演化的信息。

圖5 研究區充填物碳氧同位素交匯圖Fig.5 Cross plot of carbon and oxygen isotopes from fillings in study area

表1 研究區縫洞充填物碳氧同位素地球化學測試結果Table 1 Geochemical test for carbon and oxygen isotopes of fillings in pores and holes in study area

研究顯示包裹體種類多樣，有烴質包裹體和水質包裹體兩大類。烴質包裹體包括單相氣態烴包裹體、單相液態烴包裹體、氣液兩相烴包裹體（表2）；水質包裹體包括單相鹽水包裹體、氣液兩相鹽水溶液包裹體、三相含烴鹽水溶液包裹體。由于烴質包裹體或含烴包裹體受烴類影響，對判斷充填物形成時的溫度、鹽度產生誤差，因此本文主要利用單相鹽水包裹體、氣液兩相鹽水包裹體對充填物成巖環境進行探討。

3.3.1 包裹體物理特征

單相鹽水包裹體一般呈圓形、方形、橢圓形、多邊形、不規則狀，在方解石中成群分布、均勻分布或成帶分布，少數沿方解石微裂隙與烴質包裹體伴生呈線/帶狀分布。單液相包裹體中沒有氣泡，屬于準穩定現象，一般指示較低的捕獲溫度［9］。在透光下呈透明無色，淡褐色，無熒光顯示，大小一般為3～40μm，部分能達到85μm。

氣液兩相鹽水包裹體形態部分呈橢圓、菱形、管狀等較規則的形態，但以不規則形態居多，在方解石中均勻分布或成帶分布［10，11］。在透光下顏色偏淺，多為無色—灰色。包裹體大小變化較大，主要為1～40μm，少數可達50～100μm。

3.3.2 氣液兩相鹽水包裹體化學特征

本次研究的顯微測溫主要是進行鹽水包裹體冰點測定以及均一溫度測定。均一溫度是流體包裹體捕獲時的最低溫度條件，不同均一溫度范圍的流體包裹體代表了不同的期次；而冰點可以換算出包裹體流體的鹽度，同一期次流體具有相同（近）的鹽度值。樣品的氣液兩相鹽水包裹體鹽度、冰點溫度和均一溫度測定結果如表2所示，鹽度－均一溫度交匯圖表明（圖6），研究區包裹體鹽度（即NaCl的質量分數：wNaCl）范圍較大，為0.53%～22.24%；本地區喀斯特流體性質變化較大。整體上按鹽度高低可把研究區包裹體分為3類：低鹽度包裹體，鹽度為0.53%～8.68%，以1、4、5、8、9、10、12號樣品為代表；中鹽度包裹體，鹽度為8%～18%，以6、7、11、13號樣品為代表；高鹽度包裹體，鹽度為15%～22.24%，以2、3號樣品為代表。

4 均一溫度與埋藏史分析

均一溫度分布圖顯示有3個溫度段是包裹體主要形成期：①66～80℃段，其包裹體形成主峰溫度為71～75℃。②81～95℃段，其包裹體形成主峰溫度為86～90℃。前2個溫度段是包裹體形成的2個主要時期，也是喀斯特充填的主要時期。③96～120℃段，此溫度段包裹體形成少于前2個段，但在101～105℃、116～20℃包裹體形成有突然增加的過程，反映了一期較弱的喀斯特充填過程（圖7）。

圖6 包裹體的鹽度－均一溫度交匯圖Fig.6 Cross plot for the salinity and uniform temperature of inclusions

表2 氣液兩相鹽水包裹體測試結果Table 2 Test results of the saline inclusions with gas-liquid phase

大量分布的單液相包裹體形成原因較多，但研究區方解石晶體中大量存在自由分布的單液相包裹體［12］，因此可推測至少存在有部分單液相包裹體是在溫度低于50℃的低溫環境中形成，這些低溫單液相包裹體屬加里東期奧陶系碳酸鹽巖暴露淡水喀斯特充填期形成。

研究區總體古地溫梯度較現今地溫梯度低，為25℃/km。地表溫度取15℃，對4個包裹體形成溫度段進行計算，并投在本地區埋藏史圖上，可以發現除加里東期的淡水喀斯特充填外，還存在晚海西期埋藏充填、印支—燕山期埋藏充填及喜馬拉雅期的埋藏充填，共計4次較大規模方解石充填作用期，碳氧同位素分析結果一定程度證明了這點［13］（圖8）。

5 結論

a.研究區除加里東期的淡水喀斯特充填外，還存在晚海西期埋藏充填、印支—燕山期埋藏充填及喜馬拉雅期的埋藏充填，共4次較大規模方解石充填作用期，高溫熱液喀斯特分布不具普遍性。研究區碳酸鹽巖孔洞多期次的充填，不同期次充填物所反映的成巖環境和流體性質具有差異。

圖7 兩相鹽水包裹體均一溫度分布Fig.7 Distribution of uniform temperatures of two-phase saline inclusions

圖8 研究區哈6埋藏史Fig.8 Buried history map of Block Ha 6in study area

b.研究區經歷了同生成巖期、早成巖期的成巖和近地表成巖作用，后逐步埋藏進入中成巖期，受加里東構造運動的影響，該區經歷了抬升、剝蝕以及表生大氣水成巖環境，在中生代－新生代再次埋藏，屬中期開啟型成巖演化系統。這類成巖演化特征是，碳酸鹽沉積物在經歷了短暫的早期成巖作用，后進入埋藏成巖環境；受后期構造運動的影響，已成巖的碳酸鹽巖被抬升到近地表或出露地表，遭受表生成巖作用，之后再次被埋藏。

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