鄂尔多斯盆地延长组深水致密砂岩大气淡水溶蚀及其油气地质意义

刘曦翔 张 宇 蒲柏宇 徐会林 丁晓琪

1.中国石油西南油气田公司勘探开发研究院 2.西南石油大学 3.中国石油西南油田公司勘探事业部4.中国石油西南油气田公司蜀南气矿 5.成都理工大学能源学院

0 引言

前人一般认为，深湖环境缺乏淡水的注入与循环，发育于或邻近于深湖环境的砂岩，由于毗邻烃源岩，其中长石的溶蚀应与烃源岩演化过程中所生成的有机酸相关[1-4]。但最新的地质研究发现，即使在深湖环境之下，大气淡水也能够在一定的条件下进入深湖环境之中，主要途径为：①在砂质碎屑流、浊流等重力流事件发生时可以造成深部湖水与浅部湖水发生交换，从而将大量的大气淡水带入深水环境之中[5]；②深水区域有渗透性的岩层与地表淡水相沟通时，淡水可以直接通过这些渗透性岩层直接进入深湖区域之中[6]；③在发生季节性洪水、冰川融化等异常水动力事件时，淡水可进入深湖区域之中[7]。同时现代的大洋深水钻探也揭示了在这样条件下深水环境中也能发生淡水溶蚀作用[8]。对于鄂尔多斯盆地三叠系延长组长6——长7段中的深湖重力流砂岩，其中是否也有早期的淡水溶蚀作用，前人并无讨论。但笔者在研究过程中发现区内有大量的溶蚀孔隙，很难用有机酸溶蚀理论进行解释，明确其溶蚀机理是寻找长6——长7段致密砂岩储层“甜点”的基础。

因此笔者一方面利用薄片观察、CT扫描、恒速压汞等手段对这类溶蚀孔隙进行识别，明确其与有机酸溶孔在孔隙结构上的差异；另一方面利用阴极发光观察、地球化学分析结合区域地质背景对此类孔隙成因进行综合分析，为该区下一步有利区的寻找提供一定的依据，亦为深湖重力流砂岩中优质储层的寻找提供许新的思路。

1 区域地质概况

鄂尔多斯盆地是中国中部的一个克拉通盆地，盆地之北为阴山，西邻六盘山，南抵秦岭，东接吕梁山，面积约37.0×104km2，研究区位于盆地南缘紧邻秦岭，在构造上位于渭北隆起区域（图1）。盆地在上三叠系延长组沉积时，经历了一系列的震荡式湖进与湖退，沉积厚度介于900～1 600 m，砂泥岩互层，为一个完整的湖盆沉积旋回。前人大量的研究证实[9]，研究区在长6——长7段沉积时期，其古地理位置紧邻古鄂尔多斯盆地南缘三角洲——湖泊过渡区域，属于深湖环境沉积。在长7段沉积时，湖水面积在10×104km2以上，其中深水面积达5.5×104km2，最深达120 m，其底部发育了一套大面积分布的黑色油页岩。沉积期间正值华北板块与扬子板块开始自东向西拼合，秦岭残留海盆最终闭合，秦岭开始造山，导致该时期火山喷发等构造事件频发（研究区长7段中大面积厚层分布的凝灰岩即为很好的印证），与之相伴的正是大量的重力流事件，使得区内大面积发育重力流成因砂岩并直接沉积于长7段黑色油页岩之上[10-15]。

图1 鄂尔多斯盆地晚三叠世地质背景综合图

2 深水砂岩中大气淡水溶蚀的证据

2.1 孔隙结构

大量研究证实，研究区长7段的烃源岩直到侏罗纪后才进入生烃门限[16-17]，因此三叠系在有机酸溶蚀发生时储层已经致密，故有机酸溶蚀应当只会在那些原生孔隙保留较好或有裂缝等能过提供溶蚀流体进出条件的区域局部发育。同时有机酸作用往往发生于成岩中后期，此时储层已经处于封闭的成岩环境，不利于成岩流体的流动，因此在这种作用下所形成的溶蚀孔隙中往往残留有一定的高岭石等次生黏土矿物[18-19]。

由于研究区长7段烃源岩成熟时间较晚，在有机酸溶蚀发生的时候储层连通性已经较差。在这样的储层条件下，有机酸只能大量进入那些储层孔隙连通性较好的区域进行溶蚀。且即使溶蚀作用发生，由于当时的地层整体属于一个封闭的成岩环境，也不利于溶蚀产物的带出，这一时期的长石溶蚀后往往在溶蚀孔隙中残留大量的高岭石。

在大量薄片观察的基础上，结合黏土衍射与孔隙结构实验分析发现，研究区中确实存在着这样一类具有有机酸溶蚀特征的孔隙，这些孔隙的薄片平均面孔率在4.5%左右，孔隙主要由残余粒间孔与长石的溶蚀孔组成（图2-a）。其在CT扫描下可见其中孔隙发育（图2-c），恒速压汞分析其孔喉体积比约0.9，主流喉道半径0. 69 μm，渗透率在0.8×10 mD以上（表1），孔隙中可见明显的高岭石残留，在这样的背景下其中平均高岭石含量达4.0%（图 2-b）。

但研究区中还大量存在着另一类样品，其平均面孔率约3.0%，孔隙主要由长石的溶蚀孔隙为主（图2-d），但相应样品的CT扫描与恒速压汞分析反映，这类孔隙的连通性极差（图2-f），孔喉体积比仅为0.16，主流喉道半径为0.06 μm，渗透率在0.5×10 mD以下（表1）。在这样的储层背景下，应当是极不利于后期有机酸进出。但此类储层的溶蚀孔隙中却仅见少量的高岭石残留（平均含量0.8%），含量远低于前面介绍的储层连通性更好的储层（图2-e）。

由此认为，这一时期长石溶蚀应当不是后期有机酸作用的结果，而是在储层致密之前即发生，溶蚀产物被带出了储层，但当时的溶蚀孔隙大部分已经在后期的压实、胶结等作用下破坏殆尽。从而形成了这一类连通性差，但又没有高岭石残留的溶蚀孔隙。

2.2 地球化学特征

为了提供更为直接的证据，通过薄片与阴极发光观察分析自生矿物间的接触关系，结合地球化学手段，确定自生高岭石形成的大致年代，以此对溶蚀发生的时间进行分析。

图2 不同溶蚀机理的样品孔隙结构及自生黏土含量分布特征图

表1 恒速压汞特征参数表

薄片观察发现，研究区局部发育方解石胶结（图3-a），相应样品的阴极发光观察显示方解石整体呈暗橙色，而在方解石胶结物中包裹了少量产于长石（天蓝色）边缘的靛蓝色高岭石（图3-b）。这样的包裹关系说明了高岭石应当形成于方解石胶结物之前。

方解石胶结物在产状上表现为嵌晶——孔隙胶结，在呈嵌晶胶结的区域反映出其形成时间在强烈的压实作用之前，说明方解石的形成时间较早。对于碳酸盐岩胶结物形成时间的分析，主要采用包裹体测温方法。但研究区中方解石胶结物体积整体偏小，很难在其中寻找到包裹体进行测温。为了定量研究这一期方解石的形成时间，笔者利用激光微区同位素测试，对方解石胶结物的碳氧同位素进行了测量。

图3 Jh60井长7段薄片对比图（1 229.83 m）

在研究区中选取了6个样品进行分析，结果表明δ13C（PDB标准）的值介于－1.97‰～2.57‰，而δ18O（PDB标准）的值介于－15.32～－16.49‰（表2）。

表2 研究区方解石胶结物碳氧同位素特征展示表

利用Neil所建立的方解石——水体系中氧同位素——水系统的氧同位素分流系数与温度公式来推演氧同位素对方解石的形成温度[20-21]。即

从以上公式可以看出，要对方解石沉淀的温度进行推算，δ18O流体的取值极为重要。前人研究认为鄂尔多斯盆地延长组下组合沉积水体属于内陆淡水——微咸水[22]。在大陆淡水条件下的氧同位素组成一般介于－20‰～－6‰（SMOW标准）。考虑到选用的碳酸盐不可能全是沉积成因的, 被囚禁的大陆淡水已在一定程度上与矿物交换并损失部分轻氧（16O），且研究区是在印支运动开始后才完全转化成陆相的湖盆，曾经受到过海侵影响，因此水体应该具有一定的盐度。因而选取接近大陆淡水氧同位素组成偏高的－6‰～－14‰（SMOW标准）作为计算δ18O流体的值。从计算的结果来看，方解石胶结物形成温度区间主要分布于28 ℃～69 ℃。

在此基础之上结合研究区的热史分析，可以看出该区烃源岩在80 ℃之后才开始进入低熟阶段（图4）。因此即将方解石的形成温度按所计算出的最高温度69 ℃来算，在其之前发生的长石溶蚀也不可能与有机酸作用有关。

从岩溶机理方面看，除了埋藏成岩期的有机酸溶蚀作用外，在同生期或准同生期， 由于淡水的钾离子不饱和，也可以对长石产生溶蚀作用（式3），且这种溶蚀作用发生时间早，沉积未胶结，压实作用整体较弱，属于相对开放的成岩环境，成岩产物易被带出，因此溶蚀残余物相对较少，且这种溶蚀作用已经在国内外大量的现代或第四纪年轻的地层中发现（其中一些地层也属于深水沉积环境）[23-24]。由此分析研究区长6——长7段中溶蚀残余物较少，且连通性较差的孔隙应是早期大气淡水溶蚀作用的产物。

图4 研究区热史图

3 早期淡水溶蚀的地质意义

明确了研究区深水砂岩中具有早期大气淡水溶蚀成因的孔隙之后，至少要更新该区以下2方面的地质认识。

3.1 对于长6——长7段致密油勘探的启示

对于鄂南这套深水砂岩储层，由于其紧邻烃源岩，因此普遍认为这套储层中的次生孔隙均为有机酸溶蚀所成。且有机酸溶蚀之后往往伴随着大面积的油气充注，由于之前有机酸能够进入发生溶蚀的位置本来就是流体通道，而在溶蚀后相应区域的物性会更好，因此一般认这些区域为有利的油气成藏区。

但在对研究区中的溶蚀孔隙成因进行划分之后发现，对于那些孔隙主要在早期大气淡水溶蚀作用中所形成的储层，虽然孔隙度与具有有机酸溶蚀特征的储层孔隙度相近。但二者孔隙结构差异巨大。进一步利用核磁共振分析，对不同样品中的喉道大小分布及其流体可动性分析可以看出，对于与有机酸作用有关的储层，以半径0.16～0.64 μm的喉道为主，且这类样品的流体可动性较好，束缚水饱和度一般在50%左右（图5-a、5-b）；而对于早期大气淡水溶蚀作用所形成的孔隙，其孔隙结构较差，以半径0.01～0.08 μm的喉道为主，束缚水饱和度一般在60%以上(图5-c、5-d)。由此认为，那些以早期淡水溶蚀孔隙为主的储层，由于溶蚀孔隙形成时间早，其在后期的成岩作用孔隙结构破坏较严重，整体物性较差。

在以上分析的基础上，利用紧邻长73段烃源岩的长72段中砂岩的物性实测及测井解释数据以及取心段的含油气显示等级与长73段油页岩厚度，进行平面耦合（图6）。可以看出，长72段有利储层主要分布于烃源岩厚度较大的区域中，这些区域中岩心的含油气等级也较高。由此很好地说明了研究区中的优质储层主要和有机酸作用有关，而对于那些以大气淡水溶蚀作用为主的储层，由于孔隙结构较差，不利于油气充注，且在后期开发过程中，这类储层的流体可动性较差，整体产能较低。因此在开发过程中应该对不同孔隙成因的区域区别对待，针对性地制定开发方案。

3.2 对深水砂岩油气勘探的启示

由于研究区这一套深水砂岩储层之中早期的淡水溶蚀孔隙在后期的成岩作用中被大量破坏，因此在这套砂岩中这种早期溶蚀的原始规模已经很难进行判断。但这种现象，在英国北海大陆架上古新世的海相深水重力流砂岩中也已经被发现，现代大洋勘探证实其具有较大的溶蚀规模。由此反映出了重力流事件除了能为深水环境带来大量沉积物，同时也可以为该环境带来大量的淡水，从而在这个环境中形成早期大面积的淡水溶蚀（图7）[8]。

这种现象的发现很好地说明了在这种紧邻盆地边缘的深湖环境中存在早期大面积淡水溶蚀的可能性。如果这些早期溶蚀孔隙，能够在后期的成岩过程中配以一定的储层保存机制（如快速沉积后在其中形成异常压力；早期大面积胶结，后期再被有机酸溶蚀打开）[25-26]，则可以在这样一套深水重力流砂岩中形成一些物性良好的储层。

4 结论

1）鄂尔多斯盆地南部的深水重力流砂岩中发育储层早期大气淡水和晚期有机酸2种溶蚀作用。

图5 不同孔隙成因储层核磁共振特征图

图6 长72段砂岩孔隙度及油气显示与长73烃源岩厚度平面耦合图

2）对于有机酸作用形成的储层，其整体物性、流体可动性好，利于油气充注，整体含油气性较好，甜点区往往发育于此类储层之中；而对于在早期大气淡水溶蚀作用中形成的次生孔隙，由于其形成时间早，在其后的成岩作用中受到了较大破坏，孔隙结构与储层含油气性整体较差，难以形成甜点储层。

3）在深湖重力流环境中存在早期大面积淡水溶蚀的可能性。如果这些早期溶蚀孔隙能够得以保存，则可以在这样一套深水重力流砂岩中形成一些物性良好的储层。以此为深水重力流砂岩中甜点储层的寻找提供了一定的理论支持。

图7 深海环境中古新世砂岩中的大气淡水溶蚀示意图