柴北缘N1井储层的源控成岩演化与钙质夹层成因

王爱国, 王震亮, 冷先刚，吴小宁， 蒲 磊,袁 旭 ,惠 涛, 赵 健

(1.二氧化碳捕集与封存技术国家地方联合工程研究中心,陕西西安 710069; 2.西北大学地质学系,陕西西安 710069;3.中国石油长庆油田分公司,陕西西安 710021; 4.陕西延长石油国际勘探开发工程有限公司,陕西西安 710075;5.中国石油青海油田分公司,甘肃敦煌 736202)

钙质夹层是指碳酸盐胶结的致密砂岩,其空间分布具有较强的随机性,很难被沉积微相、构造、埋深、基准面等因素准确限定[1-4]。作为储层中的流体渗流屏障,钙质夹层不但是油田开发后期剩余油分布的重要控制因素[5-6],而且还可与其他致密夹层构成三维空间结构,控制后期的流体活动和油气运聚[1,7-9]。前人已经发现砂体本身及其上下泥岩的成岩演化能够提供大量的Ca2+、Mg2+、HCO3-等,是碳酸盐胶结物的重要物质来源[10-11]。在深埋阶段,泥岩(烃源岩)中的流体进入邻近砂体并在砂-泥岩界面处沉淀出碳酸盐胶结物的模式,被认为是砂体“顶钙”和(或)“底钙”的重要成因[10,12-14]。作为成岩作用的结果[15],钙质夹层在同生、表生与深埋成岩阶段均可形成[5,16-17],其成因机制也多种多样。很多学者从碳酸盐胶结物成因的角度分析了钙质胶结层的成因[2,16-27],并提出了诸多成因模式,如浅埋藏淡水沉淀、蒸发沉淀、表生作用、生物作用、埋藏成岩作用等。然而这些模式基本上都认为钙质夹层是碳酸盐矿物沉淀后“一步而蹴”的,忽视了其与相邻高孔渗层的成因关系。N1井为近几年柴北缘西段天然气勘探的突破井,在其侏罗系获得高产油气。该井侏罗系钙质夹层发育,并与气层频繁互层。笔者以N1井为例,通过详细的镜下观察和地球化学分析,从成岩演化的角度探讨埋藏成岩阶段一类钙质夹层的形成过程。

1 地质背景

柴达木盆地位于青藏高原北部,是在前侏罗系基底上发育起来的一个中、新生代陆内沉积盆地[28]。在柴达木盆地北缘西段,中生界仅残存下侏罗统,以河流和沼泽相为主[29];新生界则相对完整,整体上为一套辫状河—三角洲—湖相沉积[30]。下侏罗统是研究区的有效烃源岩,分布于一里坪坳陷和昆特依凹陷(图1(a),据罗晓容[29]，修改),范围约2.1×104km2[31]。有机碳介于1.97%～2.7%,为好—中等烃源岩。有机质类型以Ⅲ型为主,Ⅱ型次之。热演化程度高(镜质体反射率Ro>1.3%),正处于生气阶段[32]。

图1 研究区地质概况Fig.1 Geological conditions of study area

N1井位于阿尔金山前一鼻隆构造高点,自上而下共钻遇上干柴沟组(N1g)、下干柴组(E3g)、路乐河组(E1-2l)和下侏罗统大煤沟组(J1d)。J1d主要由泥岩、砂质泥岩和砂砾岩(图1(b))组成。该组内部综合解释的干层、气层在纵向上交替频繁(图1(b))。取心段深度为2 223.47～2 232.90 m,取心率100%。对取心层段试气,日产气大于2×104m3、油1 t,水少量,试气结论为气层。

2 样品与方法

本研究从N1井J1d岩心中采集了8个样品,从E3g岩心中采集了1个砂岩样品以作对比(样品信息见表1)。每个样品均磨制铸体(铸体为红色)和包裹体两套薄片。使用铁氰化钾和茜素红混合溶液对铸体薄片染色以识别碳酸盐胶结物。在Olympus BX51显微镜(带100 W高压汞灯)下,对这些薄片进行岩相学、荧光和流体包裹体观察。对于镜下无法确认的细小矿物和物质,将薄片镀金后置于FEI Quanta 400 FEG扫描电镜中,采用背散射模式对其观察并打能谱。对于碳酸盐胶结物较发育的样品,使用BⅡ CLF-1阴极发光仪(CL)对其开展了阴极发光测试,操作电压 5～8 kV,电子束流300～500 μA。方解石脉体中流体包裹体的均一温度(Th)和冰点(Tm)在Linkam THMSG 600型冷热台上测定,测定精度为0.1 ℃。初始升温速率不超过20 ℃/min,临近均一时升温速率小于2 ℃/min。上述实验在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。

根据铸体薄片和CL观察结果,在中科院地质与地球物理研究所稳定同位素分析实验室,采用了全岩和微区两种碳氧同位素(δ13C和δ18O)测试方法。方解石含量较高(大于5%)且无明显CL光带的样品,剔除方解石脉后研磨。然后用磷酸法[33]释放CO2,在Finnigan MAT253质谱仪中测定了全岩碳氧同位素,分析精度0.1‰(表1)。对含有不同CL光带的方解石脉,利用微钻在不同光带钻孔采集10～50 μg粉末[34],按照Zhai等[35]的方法在Kiel IV碳酸盐反应装置与Finnigan MAT253质谱仪联机装置中在线测定了微区碳氧同位素,分析精度0.1‰(表2)。

表1 N1井侏罗系岩心段内的成岩矿物和全岩碳氧同位素Table 1 Diagenetic minerals in Jurassic core section and whole-rock carbon, oxygen isotopes

表2 岩心段内方解石脉体不同阴极发光带的碳氧同位素Table 2 Carbon and oxygen isotopes of CL-defined zones in calcite veins in core

3 结果分析

3.1 岩石学特征

N1井侏罗系取心段长约9.5 m,岩性较均一,整体上为一灰色、灰白色厚层砂砾岩体,层理不发育,未见泥质岩和沉积隔夹层,见数条方解石脉(图2)。岩心不含油,故钙质夹层的宏观界线不明显。但该岩心段实测物性(孔隙度和渗透率)和测井曲线(声波时差和深侧向电阻率)表现出强烈的非均质性:致密层和高孔渗层交替出现。镜下观察显示致密层实际上为方解石胶结的致密砂岩(图2),即钙质夹层。钙质夹层单层厚度不等,最厚可达1.6 m,表现为低孔渗、低声波时差、高深侧向电阻率。

图2 N1井侏罗系取心段测井曲线、岩心录井、实测孔渗、成岩特征和钙质夹层分布Fig.2 Logging curves, core profile, measured porosity, measured permeability, diagenetic feature and calcareous interlayer ditribution in Jurassic core section of well N1

镜下观察发现,侏罗系岩心以粗—巨粒(粒径为0.5～2.0 mm)为主并含砾(粒径大于2 mm),分选中—差,磨圆度为次棱—次圆,点或点—线接触(图2、3)。石英、长石、岩屑含量分别为7%～28% (平均19%),5%～16% (平均11%) 和33%～62% (平均49%)。根据Folk砂岩分类[36],这些样品均为岩屑砂岩。岩屑以变质岩岩屑为主,少量软碎屑,未见碳酸盐岩岩屑。面孔率介于0～19%。低面孔率样品取自钙质夹层,方解石胶结物含量较高而高岭石含量较低(图2(a)、(c))。与之相反的是,高面孔率样品方解石含量非常低,溶蚀孔隙和高岭石较发育(如图2(b))。E3g样品为细粒长石砂岩,虽含方解石胶结物,但面孔率也较高(表1)。

岩心中的自生矿物以方解石、高岭石为主,并含少量的碳质沥青和黄铁矿。方解石充填粒间孔 (图2(b)、图3(c))、粒内孔(图2(c))和裂缝 (图4(c)、(d)),交代颗粒和高岭石(图2(c)、图3(c)),含量高达25%。CL结果显示,充填孔隙的方解石多数不发光或发弱光(图4(a)),少量发亮光(图4(b))。方解石脉显现清晰的CL光带,包括边缘的暗带(Ca1) 和核部的亮带 (Ca2) (图4(c)、(d)),揭示了两期方解石胶结,并且Ca1早于Ca2。该观察结果还获得了碳氧同位素的支持。

图3 N1井侏罗系岩心的成岩特征Fig.3 Diagenetic feature in Jurassic core section of well N1

高孔渗层溶蚀作用强烈,形成港湾状的颗粒边缘和粒内孔(图2(b)、图3(a))。方解石也是被溶蚀的对象,可见方解石粒内孔(图2(b))和溶蚀残余(图3(a))。高岭石分布于粒间孔和颗粒边缘,呈片状、蠕虫状,含量0～7%(图2、3),与溶蚀作用有关。高岭石集合体的晶间孔被一种暗色物质充填。扫描电镜揭示该物质不显晶形并含有较高的碳元素,推测其为碳质沥青(图3(c)、(d))。碳质沥青浸染的高岭石被Ca1交代(图3(c)),表明Ca1晚于这期油气充注。

在紫外线照射下,研究还发现了油质沥青。如图3(b)所示,发蓝白色荧光的沥青(Hy2)充填溶蚀孔隙。附近吼道内的沥青(Hy1)发出黄色荧光。

3.2 碳氧同位素

极低的碳酸盐岩屑和单一的方解石胶结物使得全岩分析结果实际上反映的是砂岩孔隙中方解石的碳氧同位素组成。又由于充填孔隙的方解石CL光带不发育,全岩分析揭示的是单期方解石的同位素结果(图5，其中方框为柴达木盆地新生代沉积碳酸盐岩的碳氧同位素分布范围，数据引自尹成明等[37])。图5中明显分离的两个点群(Ca1,Ca2)进一步证实了这一分析。全岩和微区分析结果显示,方解石的δ13C和δ18O 分别为-9.4‰～-7.0‰和-14.1‰～-6.4‰,均明显低于盆地内的沉积碳酸盐岩。方解石脉不同CL光带的δ13C相对稳定,而亮光带中的δ18O明显小于暗光带的值(表2、图4(c)、(d))。根据CL特征和碳氧同位素组成,岩心中的方解石可分为两期,分别对应于Ca1和Ca2(图5)。

3.3 流体包裹体

在方解石脉中发现的盐水包裹体(表3)通常为气液两相,气液比小于0.2。较大的(粒径大于5 μm)且保存完好的盐水包裹体被挑出用于均一温度测试(表3)。测试结果表明,Th介于 77.1～162.4 ℃,并呈现两个群体(图6)。第一个群体对应于Ca1,其沉淀温度为 80～100 ℃。第二个群体对应于Ca2,其沉淀温度为120～150 ℃。Tm介于-2.0～-5.1 ℃,无明显的群组特征。此外,在侏罗系砂岩中的石英颗粒愈合缝内还发现了发黄色荧光的油包裹体。

图4 方解石胶结物的CL特征及CL光带中的碳氧同位素Fig.4 CL characteristics of calcite cements and isotopic compositions of two CL-defined zones

图5 N1井岩心中方解石胶结物碳氧同位素分布Fig.5 Scatter diagram of δ13C and δ18 O values for calcite cements from core section of well N1

图6 方解石脉中盐水包裹体均一温度统计直方图Fig.6 Homogenization temperature histogram for aqueous inclusions in calcite veins

表3 方解石脉中盐水包裹体的均一温度(Th)和冰点(Tm)Table 3 Homogenization temperatures (Th) and final melting temperatures (Tm) of aqueous inclusions in calcite veins

4 讨 论

4.1 方解石成因

在柴北缘西段,由于地层中的碳酸盐岩碎屑非常少[38-42],有机质和古湖水应该是地层孔隙流体中有机碳和无机碳的两大来源。碳同位素在以往研究中被广泛用于碳源示踪[43-45]。有机质分散于细粒沉积岩(如泥岩)中,其δ13CPDB以高负值为特征,其值介于-35‰～-20‰[46-48]。古湖水不但能直接沉淀碳酸盐胶结物和湖相碳酸盐地层,而且在沉积物埋藏过程中还会演化为孔隙水或地质流体。古湖水及其衍生物(湖相碳酸盐和埋藏孔隙水)都是研究地区成岩阶段方解石胶结物潜在的无机碳源。由于碳酸盐岩从湖水中沉淀时,碳同位素分馏较小,因而可作为古湖水碳同位素的记录者[49]。完好保存的湖相碳酸盐岩在柴达木盆地西部古近系—新近系广泛发育[37,50-52]。为了揭示新生代的环境变化,尹成明等[37]曾系统测试了各层组湖相碳酸盐的碳氧同位素。测得的δ13CPDB和δ18OPDB分别为-5.5‰～-1.4‰和-8.4‰～-2.7‰(图5)。该碳同位素范围即为新生代古湖水的碳同位素组成范围。

N1井岩心中方解石的碳同位素均轻于沉积碳酸盐岩,表明成岩流体较古湖水富集轻碳(12C)。鉴于柴北缘广泛发育下侏罗统烃源岩、方解石胶结物晚于油气充注(图3(c))、方解石脉中盐水包裹体的均一温度高于77.1 ℃(表3)、N1井区存在油气运聚,12C很可能来自烃源岩,与有机质热降解和含烃流体活动相关。也就是说,N1井砂岩储层中方解石胶结物的成因与烃源岩排出的成岩-成烃流体活动密切相关。

许多地质因素,如烃源岩的非均质性、有机-无机碳混合比例,都会导致方解石的δ13CPDB发生变化。然而两期方解石的δ13CPDB非常接近(-9.4‰～-7.0‰),两期包裹体的冰点也比较接近(-2.0～-5.1℃),表明沉淀方解石胶结物的流体很可能同源。在这种情况下,变化较大的 δ18OPDB(-14.1‰～-6.4‰)反映了不同的方解石沉淀温度[54]。两个主要因素(来自烃源岩的不同期次的成岩流体和不同方解石沉淀深度) 都会影响沉淀温度。毫无疑问,由于深度相近(2 225.37～2 232.90 m),Ca1和Ca2间的δ18OPDB差别是由不同的成岩流体期次造成的。

对于不同深度样品间δ18OPDB差别,流体期次和沉淀深度都要考虑。样1的深度比Ca1和Ca2浅了1 070 m,氧同位素比它们分别高了4.03‰ 和7.24‰。为了确定氧同位素差别的原因,首先评估沉淀Ca1和Ca2的两期流体。假设方解石沉淀过程中氧同位素达到平衡,利用氧同位素分馏方程[53]、Th和方解石的δ18OPDB计算了这两期成岩流体的氧同位素，分别为-30.5‰～-26.9‰和-29.2～25.7‰(表4)。根据古近纪以来的地温梯度(3.0～2.1 ℃/100 m)[28,54],如果这两期成岩流体都流经样1的深度并沉淀出方解石,则利用氧同位素分馏方程计算出的方解石δ18OPDB分别为-10.2‰～-3.6‰和-14.3‰～-7.8‰。通过对比发现前者与样1的实测值(-6.4‰,表2)十分吻合。因此样1中的方解石很可能也沉淀于沉淀Ca1的成岩流体。

综上所述,N1井侏罗系岩心中的方解石胶结物的成因与两期同源的成岩-成烃流体活动有关。其中第一期流体很可能进入了浅部砂层并沉淀方解石胶结物。

表4 沉淀Ca1和Ca2的成岩流体的氧同位素值Table 4 δ 18O values calculated for digenetic fluids precipitating Ca1 and Ca2

4.2 成岩演化过程

干酪根热降解释放出的二氧化碳和羧酸溶入孔隙水会形成酸性流体[55-58]。一旦这些酸性流体进入储层,会溶蚀长石、岩屑以及前期的碳酸盐胶结物,形成溶蚀孔隙、自生石英和高岭石[58]。 随着水岩反应或者热脱羧作用逐渐消耗有机酸[58],成岩环境势必从酸性逐渐演化为碱性。最终碳酸盐胶结沉淀下来并填充孔隙[59]。

高岭石被沥青浸染,表明高岭石早于油气充注(图3(c)、(d))。 随后,沥青浸染的高岭石又被Ca1交代(图3(c))。这些产状关系揭示了高岭石—沥青—Ca1的成岩序列,对应于酸性—油气充注—碱性流体序列。可见,烃源岩在排出酸性流体后,紧接着排出了烃类流体。两期油气充注(Hy1,Hy2)和两期同源有机成因方解石(Ca1,Ca2)表明,上述流体序列在同一储层内可能发生了两次(I期和Ⅱ期)。相应的岩心段经历的完整的成岩序列应该为高岭石—Hy1—Ca1—溶蚀、高岭石—Hy2—Ca2。

除压实作用外,N1井侏罗系岩心段内的成岩演化过程完全受控于烃源岩中流体的排放。正是由于烃源岩的两次生排烃过程,导致N1井侏罗系储层发生了两轮相似的成岩演化过程。

4.3 钙质夹层成因模式

根据上述成岩序列可以看出,I期酸性流体活动进入砂岩后才开启成岩演化进程。在I期酸性流体活动之前,储层应该含有大量的原生孔隙。酸性流体进入后,产生了溶蚀孔隙和高岭石。虽然高岭石会堵塞孔隙,但Hy1的注入与散失表明原生孔隙、次生溶蚀孔隙以及高岭石晶间孔的叠加使得当时的储层应该仍具有较高的渗透性。随后,Cal完全填充孔隙,形成Ca1胶结层(如图2(a))。

尽管缺乏同位素数据,但根据成岩序列可以推断溶蚀残余方解石(图2(b)、图3(a))应该对应于Ca1。说明夹于钙质夹层中间的高孔渗层之前也被Ca1胶结。此外,岩心观察和镜下观察显示,整个侏罗系岩心段岩性相近,均为含砾砂岩,塑性岩屑和沉积隔夹层不发育(图2)。因此Ca1很可能将整个岩心段完全胶结,形成Ca1胶结型致密层(图7(a))。如果将浅层的样1考虑在内,Ca1可能将N1井E3g以下的所有砂岩孔隙都完全填充。

图7 N1井侏罗系岩心段成岩演化与钙质夹层成因模式Fig.7 Model diagram of diagenetic evolution and formation of calcareous interlayer for Jurassic core section of well N1

Ca1的溶蚀表明,Ca1胶结后发生了Ⅱ期酸性流体活动。酸性流体可能多点注入并溶蚀围岩中的碎屑颗粒和Ca1,形成高孔渗层。随着有机酸的消耗,一部分Ca1胶结致密层被保留下来,从而形成含残余方解石的高孔渗层和Ca1胶结致密层共存的格局(图7(b))。溶蚀孔隙中的Hy2(图3(a)、(b)),揭示了溶蚀成因高孔渗层为随后的Hy2运聚提供了空间条件(图7(c))。取心段富烃贫水的事实表明:① Hy2在此聚集成藏;② 晚期Ca2的沉淀应该占据了孔隙水的位置而形成Ca2胶结致密层(图2(c)、图7(d))。

总之,N1井侏罗系岩心段中的钙质夹层并不是方解石直接沉淀而成的,而是形成于较为复杂的烃源岩控制的成岩演化过程,是早期Ca1溶蚀残余和晚期Ca2胶结叠加的结果。钙质夹层与相邻高孔渗层并不是相互独立的,而是具有密切的成因联系。

4.4 钙质夹层对油气运聚的影响

Hy1充注早于两期方解石胶结,而Hy2充注晚于Ca1钙质夹层。因此钙质夹层对Hy1运移影响不大,但对Hy2运聚具有明显的控制作用。Hy2不得不沿Ca1钙质夹层分割的高孔渗层运移,并很容易聚集于Ca1钙质夹层构成的岩性圈闭中,而Ca2钙质夹层会进一步强化这种岩性圈闭。在油气开发阶段,N1井的快速掉产以及周边开发井的低产,表明该井的气藏空间延伸较小,纵向上与干层频互层的气层很可能是一个个小型岩性圈闭气藏。

5 结 论

(1)N1井侏罗系岩心为含砾粗巨粒岩屑砂岩,不含沉积隔夹层,但钙质夹层发育,并与高孔渗层频互层。钙质夹层内方解石胶结发育且存在两期。其碳源均为侏罗系烃源岩,与干酪根热降解有关。高孔渗层内溶蚀强烈,高岭石发育,可见方解石溶蚀残余。

(2)在埋藏成岩阶段,N1井侏罗系储层的成岩演化强烈受控于烃源岩的生排烃过程。烃源岩排出的两期有机流体流入N1井侏罗系储层后,导致储层经历了两期“酸性—油气—碱性”流体活动。Ca1填充整个岩心段后,被Ⅱ期酸性流体不均一溶蚀,形成了Ca1型钙质夹层和溶蚀成因高孔渗层,并为Ⅱ期油气充注提供了空间。最后,Ca2沉淀,形成Ca2型钙质夹层。

(3)多期的油气充注及其伴生的酸性和碱性流体活动,导致储层发生多期的溶蚀、胶结作用。早期钙质溶蚀残余和晚期钙质胶结的叠加导致同一砂体内钙质夹层与高孔渗层交替频繁。因此在深埋阶段,溶蚀作用对钙质夹层的形成具有重要作用。

(4)N1井中的钙质夹层对I期油气运移影响不大,但对 Ⅱ 期油气运聚具有明显的控制作用。Ⅱ 期油气不得不沿早期钙质夹层分割的高孔渗层运移,并很容易聚集于这些钙质夹层构成的岩性圈闭中。晚期形成的钙质夹层进一步强化了这种岩性圈闭。因此深埋成岩阶段形成的钙质夹层对油气运聚的影响不可一概而论,应从成岩演化的角度辩证地分析。