火成岩储层

火成岩储层（共9篇）

火成岩储层 篇1

摘要：以临南洼陷带钻遇火成岩的夏38等井单井资料为基础, 结合临井资料, 开展了临南洼陷沙三段火成岩油气藏特征研究, 研究内容主要集中在火成岩的岩石储层特征以及成藏规律等。在深入剖析本地区火成岩油藏类型、储层及盖层特征基础上, 根据目的层段火成岩的特征划分二元结构, 通过对临南洼陷火成岩储层的综合研究, 得到了该火成岩储层油气聚集的规律, 对火成岩油藏勘探开发具有重要意义。

关键词：临南洼陷火成岩油气聚集,裂缝

随着油气勘探的不断进步, 火成岩储层油气藏类型已经成为新的研究目标[1]。临盘油田经过40年的勘探, 已在临盘、商河、玉皇庙、临南等地区发现了火山油气藏。在临南洼陷内发现多处火成岩油藏, 特别是在夏35井发现了火山岩油藏, 在该区沙三火成岩段上报控制储量934×106t, 表明该地区火成岩油藏的勘探潜力较大。

1 概括

临南洼陷位于渤海湾盆地惠民凹陷西南部, 属于惠民凹陷的次一级洼陷, 面积约1300k m2 (图1) 。该区火成岩主要分布洼陷内部及斜坡带上, 为早第三纪末的主要构造活动期 (沙一段—东营组沉积时期) 沿洼陷南部的临南基岩深断裂侵入的基性浅成侵入岩[2], 侵入距离局地表或沉积基准面约为700~1600m。研究表明, 该地区沙三段火成岩油藏主要受岩性控制, 内部断层对油气藏有一定的遮挡作用。目前该区钻井5口, 累产油2.2×104t。

2 火成岩储层特征研究

2.1 岩石学特征

临南洼陷内的火成岩体具有二元结构:侵入相 (未变质带) 、变质围岩相 (变质带) (图2) 。在测井曲线上侵入相表现为:高电阻、高密度、低伽马、小时差;而变质围岩相表现为:低电阻、低密度、高伽马、大时差。侵入相岩性主要为辉绿岩, 成分以斜长石、辉绿石为主, 含少量钛辉石、黑云母等。上部为橄榄辉绿石, 中部为辉长—辉绿岩, 下部为辉绿岩, 结晶程度普遍较低, 大部分为细粒结构、辉绿结构和斑状结构的特点[3]。变质围岩相岩性主要为角岩, 颜色一般为灰白、灰褐色, 成分以原岩中辉石、黑云母、石英等[4]。

2.2 储层空间

火成岩油藏储层不同于一般沉积岩, 具有孔隙和裂缝双孔隙结构, 根据成因, 储层空间可分为原生储集空间和次生储集空间[5,6]。

通过对该地区岩心观察分析, 临南洼陷沙三段火成岩体的裂缝较为发育。本区火成岩侵入相主要发育高角度裂缝和垂直裂缝, 并伴有许多微裂缝。火成岩体中这种纵横交错的裂缝和微裂缝, 主要为构造裂缝, 部分为溶缝。在夏38井3821.52m~3828.67m井段岩心中, 平均裂缝率为10.6条/m。裂缝长度一般10-20cm, 最长可达35cm;裂缝宽度一般小于0.5mm, 最宽可达2mm, 其中部分裂缝被方解石或泥质填充。

变质围岩相主要是变余结构构造产生的次生储集空间, 包括火成岩的溶蚀空间、溶蚀裂缝等。岩石受水溶液等作用, 矿物发生蚀变及某些矿物成分被带走而形成的空间, 包括溶洞、溶孔、晶内溶孔、晶间溶孔、次生矿物孔隙和溶蚀微裂缝。溶蚀空间分布特征是:

(1) 追踪叠加在裂缝带上;

(2) 与围岩的性质相关, 与地层水活跃的围岩接触的部位易富集。溶蚀空间提高了岩石的孔隙度和渗透率, 形成较为有利的储层。

2.3 孔隙及渗透特征

临南洼陷沙三段火成岩的孔隙类型有原生孔隙和次生孔隙, 以次生孔隙为主。通过对该地区岩心观察分析, 孔径一般为0.3~2.5m m, 以1.0~2.0m m居多, 最大直径可达5mm。孔洞分布大多集中于裂缝两侧, 部分被方解石或泥质充填。由于构造裂缝有利于地下水的流动, 岩石中的辉石、斜长石、沸石、方解石等矿物被溶蚀, 沿裂缝形成串状或蜂窝状的次生空隙。根据部分岩心的测试, 最大孔隙度为8.2%, 渗透率为1.85×10-3μm3。火成岩的孔隙度与渗透率之间不存在必然的联系, 即二者之间的相关程度不明显。火山岩储层具有中低孔隙度及低渗透率特征, 孔隙结构较差。从微观到宏观都表现出严重的非均质性, 孔、缝交错, 储层有很大的突变性和差异性。

3 油藏成藏规律

3.1 油气藏类型

在不同火山相带中, 火山岩常发育不同类型的储集空间, 在特定的地质条件下能成为油气的储层, 而当火山岩较致密时, 又可能成为油气的盖层, 形成不同类型的油气圈闭[7]。火成岩侵入生油岩是临南洼陷火成岩发育的主要特点。火成岩作用不仅提高了地温场、改变了地球化学场、促进了有机质生烃作用, 而且还影响了油气流体运移和聚集。火成岩冷却结晶产生的晶间孔隙、火成岩气孔, 构造运动产生的微裂缝以及油气水介质溶解产生的次生孔隙等, 均可成为火成岩储层中的良好储集空间, 形成火成岩储层型油气藏[8]。

临南洼陷生油岩极为发育, 生油岩厚度大约600~1300m, 分布面积超过1000km2。研究区沙三段火成岩主要以侵入相的辉绿岩为主, 岩性较为致密, 具渗透性较差、封堵性强的特点, 主要以岩体刺穿方式与砂泥岩接触, 造成砂体不连通, 油气无法长距离运移, 使得油气近距离成藏, 形成火山岩原生油气藏。

3.2 油气富集区分布规律研究

通过对临南洼陷带火成岩岩心资料、薄片分析及测井资料等综合分析, 将临南洼陷沙三段火成岩自下而上划分为烘烤变质带、侵入中心带、烘烤变质带三段 (见图2) 。

通过对各井钻遇的岩性、岩相进行对比分析, 侵入岩体厚度大、分布面积广、孔洞较发育。地震剖面上岩体呈板状反射结构, 与围岩夹角约9°, 呈明显的穿层侵入。近南北走向, 长约7km, 宽约3km, 分布面积18km2。

3.2.1 纵向分布特征

厚层块状的沙三段生油岩, 由于层理不发育, 其排烃方式主要是以泥岩孔隙体积的改变而使油气垂向运移火成岩储层为主, 同时由于火成岩与生油岩穿插, 部分油气直接运移至火成岩储层。

由于未变质带物性相对致密, 主要以垂直裂缝储存油气, 而变质带, 裂缝、孔隙都很发育, 油气很容易聚集成藏。故在垂向上, 变质带油气富集程度要好于未变质带。

3.2.2 平面分布特征

火成岩储层特征在平面上的分布是研究油气平面分布的核心, 主要对研究深度段上的储层物性进行井间分析, 并对储层物性在平面上的分布进行预测。

通过对该区沙三段火成岩的储层岩性、物性特征及其空间分布特征, 可以看出无论是变质带还是未变质带, 火成岩段中物性较好的地区位于西北部。夏381井周围裂缝发育, 孔隙较高, 储层厚度最大, 是最有利的油气储集区。

4 结束语

由于火成岩的岩石类型、储集空间类型多样, 具有复杂的孔缝系统。储层表现出极端的非均质性, 其储集性能也有很大的差异性和突变性。而火成岩能否成为油气储集层, 不仅与火成岩形成时有关, 更与后期变质作用、构造运动有关。火成岩的储集性能除受岩性因素控制外, 还受裂缝及溶蚀孔洞的发育程度控制。而临盘地区火成岩具有优越的成藏条件, 是临盘下部勘探的重要地区和领域, 勘探潜力较大。

参考文献

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[5]刘泽容, 信荃麟, 王永杰, 徐丕琴.山东惠民凹陷西部第三系火山岩油气藏形成条件与分布规律[J].地质学报, 1988, 62 (3) :210-222

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火成岩储层 篇2

油气储层埋藏成岩过程中的地球化学热力学

成岩作用是影响油气储层质量的重要因素,而对于埋藏过程中各种化学成岩作用的有效预测直接关系到储层的评价和预测.为了探索油气储层埋藏成岩过程中主要成岩作用对储层质量影响的预测方法,本文利用地球化学热力学的`理论,分析了影响储层质量的主要化学成岩作用,包括砂岩中长石的溶解作用、碳酸盐矿物的溶解与沉淀作用和方解石-白云石的转化作用,建立其埋藏条件下溶解-沉淀的地球化学热力学模型.通过这些模型,试图利用地球化学趋势定量地预测砂岩储层次生孔隙的发育趋势、碳酸盐岩埋藏岩溶-充填趋势和埋藏白云石化趋势,为储层评价预测提供理论依据.

作 者：于炳松 林畅松 YU Bing-song LIN Chang-song 作者单位：中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室,北京,100083刊 名：沉积学报 ISTIC PKU英文刊名：ACTA SEDIMENTOLOGICA SINICA年，卷(期)：27(5)分类号：P588.2关键词：油气储层 成岩作用 地球化学热力学 储层评价

火成岩储层 篇3

苏里格气田为典型的克拉通盆地的岩性气藏,发育致密砂岩储层[5]。孔隙类型以次生溶孔、晶间孔及裂隙等次生孔隙为主,总体上具有低孔低渗的特点[6]。以往的勘探开发经验证明,地质条件相似的地区天然气富集程度却相差较大。蒋凌志在对我国低渗透碎屑岩储层形成机理的研究中发现,次生型低渗透储层主要受成岩作用控制[7]。因此,对研究区致密砂岩储层的成岩演化特征及成岩相的研究具有重要的生产实际意义。

1 地质概况

研究区位于苏里格气田南部的庆城地区,构造上隶属于鄂尔多斯盆地伊陕斜坡西南部。总体上为一个西倾的大型单斜构造,勘探面积近3×104km2。上古生界自下而上发育了石炭系本溪组、二叠系太原组、山西组、下石盒子组、上石盒子组及石千峰组,其中山西组的山1段及下石盒子组的盒8段为区内的主力含气层段,主要为一套海陆过渡相的三角洲沉积砂体[8,9],本次研究目的层段山1段主要发育于三角洲前缘亚相,常见水下分流河道、河口坝、分流间湾及溢岸沉积等微相。

2 主要成岩作用类型及成岩演化特征

2.1 压实作用

研究区山1段埋深介于2 500~3 300 m,经历了较强的压实压溶作用。颗粒紧密堆积,颗粒之间呈线状-凸凹接触,甚至缝合接触[图1(a)],塑性岩屑(云母及千枚岩等低变质岩岩屑)常见变形[图1(b)]、断裂,局部被挤压进入粒间孔隙而呈假杂基现象;局部发生刚性颗粒的断裂破碎,颗粒接触面发生压溶嵌合。

2.2 胶结作用

研究区胶结物种类繁多,其中以硅质胶结(平均46.04%)为主,其次为黏土胶结物,常见高岭石(平均34.03%)及绿泥石(平均9.34%)胶结,碳酸盐胶结物(以方解石及菱铁矿为主,分别占6.58%和4.00%)发育较差,局部凝灰质含量较高的地层中见少量水云母胶结。

2.2.1 硅质胶结作用

要以石英自生加大的形式产出,其次为微、细粒石英晶体充填粒间孔及组分内溶孔中。次生加大环边围绕石英颗粒生长使颗粒呈滚圆状、椭圆状[图1(c)],常包裹随陆源碎屑一并沉积的锆石、夕线石等重矿物,局部颗粒边缘发育薄膜状粘土,成为原始石英颗粒与次生加大的分界[图1(j)]。

硅质胶结物在研究区砂岩样品中广泛发育,主

自生石英晶粒胶结物常与岩屑蚀变、粘土矿物转化或长石的溶蚀等过程相伴生,呈半自形-它形充填杂基溶孔或岩屑溶孔,也可由许多细粒晶呈集合体的形式部分或完全交代长石及岩屑。

2.2.2 黏土矿物胶结作用

自生高岭石胶结物主要发育孔隙沉淀型及岩屑、晶体颗粒蚀变型两种产状[10]。前者结晶程度较高,晶间孔发育程度较好,在酸性流体的作用下可溶蚀扩大,产生连通性较好的孔隙系统[图1(d)],以结晶程度好、成分单一的特征区别于陆源黏土杂基;蚀变型高岭石常发育于长石颗粒或凝灰质杂基中,蚀变强烈时高岭石可完全交代长石颗粒,具有长石颗粒的假象;另一种比较常见的黏土胶结物为绿泥石,主要分布于石英颗粒边缘或孔隙内壁形成衬边状胶结[图1(e)],对机械压实作用起到一定的抑制作用,后期在成岩流体的作用下发生溶蚀可形成较好的储集空间。

此外,局部样品中还可见到呈丝状、桥状分布于残余粒间孔或组分内溶孔内的自生伊利石,分隔孔隙及吼道,含量较少。

2.2.3 碳酸盐胶结作用

煤系地层成岩早期水生、陆生植物连续分解,可产生大量腐殖酸,导致研究区山1段砂岩缺乏早期碳酸盐胶结物。成岩晚期随着干酪根生烃活动的减弱,孔隙水中有机酸的浓度逐渐减弱,加上碳酸盐矿物及长石等铝硅酸盐矿物的溶蚀作用对酸性流体的大量消耗,孔隙水向碱性过渡[11]。当CO2分压降低时,由黏土矿物或黑云母转化而产生的Fe2+和Mg2+易结合到方解石或白云石晶格中形成铁方解石及铁白云石等晚期碳酸盐胶结物[12]。山1段主要发育铁方解石胶结物,呈晶粒状、斑块状充填残余粒间孔隙[图1(f)],或呈嵌晶状交代岩屑及早期硅质胶结物,局部呈脉状充填构造裂隙或刚性颗粒的微裂缝[图1(g)]。

2.3 溶蚀作用

随着沉积物的成岩演化,孔隙流体的性质将发生改变,原有矿物或矿物组合将变得不稳定而发生不同程度的溶蚀[13]。由铸薄片的观察统计,溶蚀作用所形成的贴粒孔隙[图1(k)]、伸长型孔隙[图1(h)]及铸模孔等次生溶孔是研究区砂岩储层的主要孔隙类型。主要表现为长石岩解理面发生溶蚀而呈梳状或蜂窝状[图1(i)];千枚岩、泥板岩等低级变质岩岩屑及中酸性火山岩岩屑发生溶蚀而具有不规则外形,局部颗粒全部溶蚀形成铸模孔;凝灰质杂基及黏土杂基内均可见不同程度的溶蚀,次生溶孔常被成岩期胶结物所充填,部分保存完好的溶孔可为油气储集运移提供良好的空间[图1(l)]。

2.4 成岩作用阶段划分

苏里格南部地区山1段地层富含水生和陆生植物,埋藏后易产生腐殖酸使沉积物整体上缺少碳酸盐胶结物,故成岩早期压实作用对储层改造作用较强烈,颗粒多呈线状-凸凹接触;石英次生加大达Ⅱ-Ⅲ级,碳酸盐胶结物以亮晶方解石、铁方解石为主;岩样镜质组反射率(Ro)介于1.69%~1.96%之间,多数处于高成熟至过成熟阶段[14];X射线衍射测试表明,蒙脱石(S%)在I/S混层中含量小于15%。根据以上依据,研究区目的层段已进入中成岩B期,局部处于中成岩A期,参照石油天然气行业标准(SY/T 5477—2003)将研究区山1段砂岩成岩阶段划分为同生阶段、早成岩阶段及中成岩阶段3个阶段5个期次(图2)。

根据自生矿物的相互交切关系与流体演化特征判断,研究区山1段砂岩主要存在两个次生孔隙发育带:第一个发育于早成岩A期,原始沉积物中的蒙脱石及高岭石等陆源黏土矿物开始以混层(主要为I/S无序混层)的形式向伊利石或绿泥石转化,大量孔隙水及层间水成为腐殖酸的良好载体,将早期沉积物生成的腐殖酸带出,溶蚀早期碳酸盐胶结物及凝灰质杂基;第二个发育于中成岩A期,随着沉积物中的有机质成熟并开始生烃,孔隙水因大量有机酸的进入而呈酸性,长石、火山颗粒物质及黏土杂基发生溶蚀,此阶段是储层次生溶孔形成的主要时期,粒间溶孔、铸模孔等次生孔隙大多形成于此阶段。

3 成岩相类型及分布规律

3.1 成岩相类型

成岩相是现今储层特征的直接反映,是表征储层性质、类型和优劣的成因性标志[15,16,17,18,19]。本文从储层物性参数入手,结合现今成岩面貌及成岩机制,将研究区储层成岩相划分为4类(表1)。

3.1.1 中孔低渗岩屑石英砂岩杂基+岩屑溶蚀相

主要为粗粒岩屑石英砂岩,石英含量介于43%~72%,平均62%,杂基含量较高。颗粒分选较好。黏土及凝灰质杂基的充填作用在一定程度上阻碍了机械压实作用,并在早成岩晚期至中成岩早期酸性孔隙水的作用下发生强烈溶蚀,形成以杂基溶孔及粒内溶孔为主的次生孔隙系统[图3(a)]。储层孔隙度介于15.5%~15.9%之间,渗透率介于(2.65~4.79)×10-3μm2之间,属于中孔-低渗储层。主要发育于水下分流河道砂体中,是本区最有利的储集相带。

3.1.2 低孔低渗岩屑石英砂岩弱溶蚀相

以中-粗粒岩屑石英砂岩及石英砂岩为主,石英含量介于51%~67%,平均54%,杂基含量小于3%。岩石经过强烈的压实作用,石英颗粒之间、石英与岩屑之间多呈线状-凸凹接触,以黏土杂基或岩屑单一组分溶蚀为主,溶蚀作用较弱,孔隙多呈孤立状产出[图3(b),(c)]。储层孔隙度介于11.3%~12.5%之间,渗透率介于(1.79~1.13)×10-3μm2之间,发育于水下分流河道、河口坝沉积环境中,储集性能中等。

3.1.3 低孔特低渗岩屑石英砂岩胶结相

为中-粗粒岩屑石英砂岩,石英含量分布范围较广,硅质胶结为主的样品中石英含量可达76%;黏土及碳酸盐矿物为胶结物的样品中石英含量低于60%。杂基含量较少,岩屑多被黏土矿物交代,黏土矿物晶间孔较发育[图2(d)~(f)]。孔隙度低于10%,渗透率介于(0.03~0.374)×10-3μm2。发育于河口坝、溢岸砂体中,基本无储集能力。

3.1.4 特低孔特低渗砂泥岩压实相

为中-细粒岩屑石英砂岩及泥岩,其中砂岩颗粒分选较差,杂基含量较高,岩石抗压实能力较差,原生孔隙几乎消耗殆尽,流体-岩石作用较弱,次生孔隙几乎不发育。渗透率低于0.03×10-3μm2。发育于溢岸沉积、分流间湾及前三角洲环境,在纵向及横向上对有利储集相起到分隔的作用,有利于形成岩性圈闭(图4)。

3.2 成岩相展布特征

沉积环境控制着成岩作用的类型和强度,对成岩相的分布起着决定性作用[20]。研究区中孔低渗岩屑石英砂岩杂基+岩屑溶蚀相多发育于水下分流河道环境,因为与河口坝及溢岸砂体相比,河道砂体往往具有粒度粗、分选好的特点,沉积物抗压实能力较强,有机酸性水易沿着原生粒间孔进入并溶蚀;而分选差、泥质含量较高的溢岸沉积、分流间湾及前三角洲沉积物则由于强烈的压实作用,在成岩早期就表现出低孔、低渗的特征,后期酸性流体缺少运移溶蚀的通道[21],因此,这类沉积环境中多发育强压实相。

平面上(图5),庆探1井至庆探4井一带发育多期水下分流河道叠置,砂体厚度较大,是中孔低渗岩屑石英砂岩杂基+岩屑溶蚀相的主要发育区。纵向上,山13层中孔低渗岩屑石英砂岩杂基+岩屑溶蚀相分布最广,有利储集相带发育面积最大;山11层次之,下部中孔低渗岩屑石英砂岩杂基+岩屑溶蚀相发育面积较大;山12层砂体展布面积较大,但多为自生硅质或孔隙水淀杂基高岭石所充填,储层溶蚀作用较弱,仅发育黏土杂基或中酸性火山岩岩屑的单一组分的溶蚀作用,有利储层相带发育较差。

4 结论

(1)研究区山1段致密砂岩储层经历了压实作用、硅质胶结作用、黏土矿物胶结作用、碳酸盐胶结作用及溶蚀作用。压实作用及各种矿物的胶结作用是储层致密化的主控因素;溶蚀作用则形成了本区主要的孔隙类型,控制着有利储集相带的分布。

(2)石英次生加大级别、泥岩镜质体反射率(Ro)及I/S混层矿物中蒙脱石的相对含量等特征表明,研究区山1段已进入中成岩B期,局部处于中成岩A期。

(3)将储层划分为4种成岩相类型:中孔低渗岩屑石英砂岩杂基+岩屑溶蚀相、低孔低渗岩屑石英砂岩岩屑溶蚀相、低孔特低渗含岩屑石英砂岩强胶结相及特低孔特低渗砂泥岩压实相。其中Ⅰ类为最有利的储集相带,Ⅱ类次之,主要分布在山11及山13层中;而Ⅲ类及Ⅳ类基本无储集能力,后者纵向上封隔有效储集相带形成岩性圈闭。

摘要：为探讨苏里格气田庆城地区下二叠统山西组第1段(简称山1段)有利成岩相的分布规律,基于铸体薄片、扫描电镜、X光衍射及阴极发光等分析化验资料对山1段致密砂岩储层的成岩作用及成岩演化规律进行了研究。结果表明:研究区山1段致密砂岩储层经历了压实作用、硅质胶结作用、黏土矿物胶结作用、碳酸盐胶结作用及溶蚀作用。结合石英次生加大级别、泥岩镜质体反射率(R0)及I/S混层矿物中蒙脱石的相对含量,认为该区山1段已进入中成岩B期,局部处于中成岩A期。将储层划分为4种成岩相类型:中孔低渗岩屑石英砂岩杂基+岩屑溶蚀相、低孔低渗岩屑石英砂岩岩屑溶蚀相、低孔特低渗含岩屑石英砂岩强胶结相及特低孔特低渗砂泥岩压实相。其中Ⅰ类为最有利的储集相带,Ⅱ类次之,主要分布在山11及山13层中;而Ⅲ类及Ⅳ类基本无储集能力后者纵向上封隔有效储集相带形成岩性圈闭。

火成岩储层 篇4

成岩作用与油气侵位对鄂尔多斯盆地延长组砂岩储层物性的影响

对鄂尔多斯盆地不同地区上三叠统延长组砂岩的岩石学、储层物性与成岩作用特征及其分布与变化规律的对比研究表明,盆地东部与盆地西部延长组来自不同物源区.压实作用是造成延长组砂岩孔隙丧失的主要原因,分别使长1-长3砂岩和长4+5-长10砂岩丧失的平均孔隙度占原始孔隙的59%和73.3%.胶结作用导致长1长3和长4+5长10砂岩丧失的平均孔隙度分别占原始孔隙的25.8%和27.5%,碳酸盐是造成砂岩物性降低的主要胶结物.晚成岩阶段盆地中发生的油气侵位和烃类物质在砂岩孔隙中的聚集抑制了自生石英和碳酸盐胶结物的沉淀.油气的富集对伊利石和绿泥石薄膜的形成没有明显的影响,后者可能对油气的`聚集起了促进作用.晚成岩阶段水-岩反应产生的无机酸性流体和烃源岩中有机质向烃类转化过程中产生的有机酸性流体、以及表生成岩阶段的大气降水是导致砂岩储层物性改善的重要途径.

作 者：罗静兰 刘小洪 林潼 张三 李博 LUO Jinglan LIU Xiaohong LIN Tong ZHANG San LI Bo 作者单位：西北大学大陆动力学教育部重点实验室,西北大学地质学系,西安,710069刊 名：地质学报 ISTIC PKU英文刊名：ACTA GEOLOGICA SINICA年，卷(期)：200680(5)分类号：P5关键词：岩石学 成岩作用与油气侵位 储层物性 延长组 鄂尔多斯盆地

火成岩储层 篇5

关键词：白云岩,成岩作用,储层性能

1 前言

白云岩成岩作用影响白云岩的孔隙度和渗透率, 建设性成岩作用, 破坏性成岩作用, 复合成岩作用对储层储集性能的影响各不相同。

2 建设性成岩作用

白云岩成岩期间建设性成岩作用有:白云石化作用、溶蚀和岩溶作用、破裂作用。

2.1 白云岩化作用

白云石化作用形成白云石, 其主要主要发生在准同生期和早成岩作用阶段, 在晚成岩作用阶段形成的白云石和铁白云石, 处于强还原环境[1]。白云岩化作用可以形成大量的晶间孔、晶间隙。

白云石化作用根据发育特征及发育期次的不同分为以下两种:

2.1.1 近地表白云化作用

近地表白云化作用主要是准同生白云化作用, 白云岩多具晶间孔, 通道多为晶间缝隙[2]

2.1.2 浅埋藏成岩交代白云石化作用

因为混合水的存在, 在浅埋藏环境中易形成类似于混合水的环境, 在此类环境中的白云石化作用称为混合水白云石化作用[3]。

2.2 溶蚀和岩溶作用

溶解作用一般直接形成铸模孔、粒间溶孔的溶洞, 常常也可以形成溶蚀缝改善岩石渗透率。溶蚀作用在碳酸盐岩地区的继续称为岩溶作用, 岩溶作用有利于优质储层的形成。

2.3 破裂作用

破裂作用是最常见的埋藏成岩作用的结果, 其重要的意义在于使裂缝、裂隙可以连通原有孔隙.使岩石的渗透率得以提高.从而改善岩石的储集性能, 破裂作用对油气储集性能起着不可忽视的影响和作用[4]。

3 破坏性作用

3.1 胶结作用

胶结作用对储层孔隙影响非常大, 其导致储集层孔隙空间减小。

3.2 充填作用

不同期次的充填作用与不同期次的溶蚀作用同时伴生, 包括机械沉积及化学沉积, 对白云岩储集空间起破坏性作用。

3.3 压实 (溶) 作用

压实、压溶作用使沉积物变得致密, 孔隙度和渗透率都减小。压溶作用发生在压实作用之后, 是压实作用的继续, 对储集空间的形成具有双重影响, 压实、压溶作用属于破坏性成岩作用[5]。

4 复合作用

4.1 重结晶作用

重结晶作用使颗粒间的孔隙减少, 可形成晶间孔增加孔隙, 孔隙度却总体看来降低了[6]。重结晶作用使孔隙度减小, 对储集空间起破坏作用。

4.2 交代作用

交代作用主要包括以下两点:

4.2.1 去白云石化作用

白云化可形成连通性交叉的白云石晶模孔也可以形成孔隙度和渗透率都比较差的次生灰岩。

4.2.2 去膏化作用

去膏化作用则易形成膏模孔和溶蚀孔洞。

4.3 泥晶化作用

泥晶套可以加固颗粒、抗压实和保护颗粒铸模孔隙。

5 结语

综上所述, 建设性成岩作用能够有利于优质储集空间的形成, 破坏性成岩作用则不利于优质储层的形成, 两者共同影响着白云岩储层的优劣, 因此, 我们要将白云岩成岩作用重视对待。

参考文献

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火成岩储层 篇6

1 储层基本特征

1.1 岩石学特征

研究区储层岩石类型主要为长石岩屑质石英砂岩, 其次为长石质石英砂岩、岩屑质石英砂岩、长石质岩屑砂岩等 (图2) , 其中石英体积分数为52%~86%, 平均65.29%;长石体积分数为7%~24%, 平均18.07%, 主要为钾长石和斜长石;岩屑体积分数为8%~34%, 平均为16.64%, 岩屑成分较复杂, 类型多样, 主要为岩浆岩岩屑。填隙物中, 杂基主要为泥质, 含量在1%~30%, 平均6.8%;胶结物以碳酸盐为主, 含量在0~38%, 平均4.14%, 硅质胶结物以及黏土矿物含量较低, 普遍低于4%。砂岩中碎屑颗粒分选中等, 磨圆一般为次圆-次棱角状, 多以点-线方式接触, 岩石的结构与成分成熟度均为中等。

1.2 储集空间类型及结构特征

通过岩石薄片鉴定发现, 研究区花港组储层的储集空间类型主要有粒间溶孔、粒内溶孔、残余粒间孔、铸模孔和晶间孔等, 其中以粒间溶孔约占37%;粒内溶孔、残余粒间孔含量分别约占21%、22%, 铸模孔和晶间孔含量较少, 均低于10%。孔隙直径平均为63.28μm, 吼道直径在0.74~102.15μm, 平均为9.1μm, 平均配位数为0.51, 孔隙组合类型为中孔粗吼型。

1.3 物性特征

对699个砂岩样品的测试结果进行统计分析发现, 花港组砂岩孔隙度为2.2%~28.7%, 平均13.74%;渗透率为 (0.019~1579.8) ×10-3μm2, 平均为102.04×10-3μm2 (表1) 。在垂向上, 花港组上段储层物性明显好于花下段, 花上段平均孔隙度为15.60%, 渗透率为138.04×10-3μm2, 花下段平均孔隙度为11.50%, 渗透率为60.82×10-3μm2。砂岩储层整体上表现为中渗型储层特征。

2 成岩作用类型及特征

2.1 压实作用

由于研究区花港组整体埋深较大, 压实作用是该区最为重要的破坏性成岩作用。在成岩早期, 沉积物较松散且含有较多的塑性岩屑, 原始孔隙由于压实作用迅速减少。随着埋深增大, 压实作用逐渐增强, 砂岩中的塑性颗粒如云母、火山岩屑等发生弯曲变形 (图3A) , 碎屑颗粒接触关系也开始由点接触变为线接触, 可见少量凹凸状或缝合线状接触 (图3B) 。颗粒间相对位置的重新排列, 极大地增强了砂岩的抗压实能力, 使得压实作用对储层物性的影响逐渐减弱。

2.2 胶结作用

根据胶结物成分的不同, 研究区花港组砂岩胶结作用类型可主要划分为硅质胶结、碳酸盐胶结和黏土矿物胶结三大类。

2.2.1 硅质胶结作用

研究区硅质胶结物总体含量较低, 多以石英次生加大边方式存在 (图3C) , 可见少量自生石英小颗粒。石英次生加大级别多以Ⅰ级-Ⅱ级为主, 少量为Ⅲ级加大。在薄片观察和扫描电镜下, 石英次生加大常形成自形晶面或交错状连接的镶嵌结构。自生石英小颗粒多充填于绿泥石薄膜形成之后的残余孔隙, 单个自形石英晶体一般小于0.05 mm。这些硅质胶结物多与高岭石伴生, 显示出长石的溶蚀是硅质胶结物重要的物质来源之一。硅质胶结作用的存在减少了原生孔隙, 也不利于次生孔隙的发育。

图版说明:A为压实作用强烈, 云母呈弯曲状, HY7-3-1井, 3 617.5 m (正交光, 10×10) ;B为压实压溶作用强烈, 颗粒间呈线状接触, HY7-1-1井, 3 610.5 m, (正交光, 10×10) ;C为石英次生加大, HY2-2-1井, 3 455 m (正交光, 10×10) ;D为早期弱碳酸盐胶结, HY14-1-1井, 2 521 m, (正交光, 10×10) ;E为方解石胶结物充填孔隙, HY2-2-1井, 3 979 m (单偏光, 10×10) ;F为粒间孔中分布的高岭石, HY7-3-1井, 3 724.5 m (扫描电镜) ;G为次生粒间扩大孔中分布的伊利石, HY7-3-1井, 3 717.52 m (扫描电镜) ;H为含铁方解石交代碎屑颗粒, HY2-3-1井, 3 889 m (正交光, 10×10) ;I为长石沿解理溶蚀形成网状溶孔, HY1-1-2井, 3 986.5 m (单偏光, 10×10) 。

2.2.2 碳酸盐胶结作用

碳酸盐胶结是研究区花港组砂岩中普遍存在的胶结类型, 主要以粒间胶结、次生孔隙内部充填等方式出现, 胶结物多为方解石, 可见少量的白云石和含铁方解石。早期碳酸盐胶结物多为大量压实作用开始以前过饱和正常湖水或孔隙水沉淀的产物, 通常是一些泥微晶方解石和白云石 (图3D) ;大量压实作用以后, 碳酸盐胶结物逐渐由泥微晶向粉晶转变, 多呈晶粒状或连晶状充填于各类残留粒间孔、次生溶孔中 (图3E) , 当成岩环境由弱酸性向弱碱性过渡时, 碳酸盐胶结物则逐渐变为含铁方解石。这些碳酸盐胶结物不仅占据着原生孔隙, 也占据着次生孔隙空间, 使得储层的物性大为降低。

2.2.3 黏土矿物胶结作用

该区黏土矿物胶结物主要有高岭石、伊利石和绿泥石等。自生高岭石多以集合体形式充填粒间孔隙或附着于颗粒表面。在电镜下比较容易辨认, 一般显示为蠕虫状和书页状 (图3F) , 多为长石颗粒或岩屑中的长石组分溶蚀后进入酸性流体的复杂络合物在一定的条件下形成的[10]。

自生伊利石和绿泥石在研究区分布较广。其中伊利石常呈蜂窝状和丝缕状产于颗粒表面或粒间孔隙中 (图3G) , 随着埋藏深度的增加, 其结晶程度逐渐变好。自生绿泥石多呈针叶片状或鳞片状集合体包裹在颗粒表面。早期颗粒表面的绿泥石薄膜胶结能够抑制石英的次生加大, 对储层孔隙具有保护作用[11]。

2.3 交代作用

交代作用主要表现为碎屑颗粒和杂基的黏土化以及碳酸盐化。碎屑颗粒或杂基黏土化以碎屑或杂基发生绢云母化、水云母化、伊利石化等作用为特征。碳酸盐化主要为方解石或铁方解石对碎屑颗粒的交代作用 (图3H) 。偏光显微镜下, 交代作用大都从颗粒边缘开始, 随着深度的增加, 铁方解石的交代作用越来越发育。

2.4 溶解作用

溶解作用是形成次生孔隙, 改善深部储层物性的主要控制因素[12]。在研究区, 溶解作用较为普遍, 主要表现为酸性流体对碎屑颗粒的溶解, 也可见少量早期碳酸盐胶结物的溶蚀现象。溶蚀的碎屑颗粒主要是长石类骨架颗粒和含长石的火山岩屑, 通常沿着长石的解理缝进行, 易形成蜂窝状溶孔 (图3I) 。溶蚀碳酸盐胶结物多为方解石, 由于早期碳酸盐胶结物含量少, 分布不均匀, 这种溶蚀作用并不普遍。

3 成岩作用阶段划分及演化序列

按照碎屑岩成岩阶段划分标准 (SY/T 5477—2003) , 结合黏土矿物组合、有机质成熟度、古地温和自生矿物等资料, 研究后认为黄岩构造带花港组目前总体上处于中成岩A期, 其特征如下: (1) 碎屑颗粒多为点-线或线接触, 少量为凹凸或缝合线状接触, 大部分原生孔隙已经被破坏, 以次生孔隙为主; (2) 石英次生较大多为Ⅰ级—Ⅱ级为主, 少量为Ⅲ级加大; (3) 根据包裹体样品均一化温度测试资料, 花港组均一化温度在110~140℃, 平均为132.4℃ (表2) ; (4) 有机质热演化资料显示, 花港组藏深度在4 000 m左右, 有机质镜质体反射率小于1.3%, 大部分小于1%; (5) X-衍射资料表明, 砂岩中伊利石相对体积分数为3.0%~59.0%, 平均17.8%;绿泥石相对体积分数6.0%~43.0%, 平均22.1%;高岭石相对含量为3%~67.0%, 随着深度的增加含量逐渐减少。

根据以上的成岩作用以及自生矿物特征, 分析后认为研究区花港组储层砂岩主要经历了早成岩A期、早成岩B期和中成岩A期三个阶段 (图4) , 其典型的成岩演化序列可归纳为:早期机械压实→早期方解石沉淀→岩屑绢云母化→有机酸流体进入→长石、岩屑溶蚀→次生孔隙+自生高岭石+自生石英→晚期亚铁碳酸盐充填交代。总体上研究区花港组成岩演化程度较低, 对储层的发育较为有利。

4 成岩作用对储层物性的影响

沉积物沉积以后, 储层物性的变化明显受到成岩作用的控制。在埋藏过程中, 不同的成岩环境, 沉积物会发生不同的成岩作用, 从而也会对储层的储集物性产生不同的影响。根据研究区成岩以及物性等资料综合分析后认为, 对花港组砂岩储层物性影响较大的成岩作用类型有压实作用、胶结作用和溶蚀作用。

4.1 压实作用对储层物性的影响

研究区花港组埋深比较大, 整体上处于中等压实阶段。颗粒之间表现为点-线、线状接触, 部分可见凹凸接触, 碎屑颗粒强烈变形, 原生孔隙遭受大量破坏, 由于压实作用减少的孔隙度达到69%左右。从图5物性-深度关系图中可以看出, 在地层深度小于3 000 m时, 储层孔隙度和渗透率随着地层埋深的增加会迅速减小, 这表明压实作用是造成该区花港组储层物性变差的主要原因。

4.2 胶结作用对储层物性的影响

研究区花港组胶结作用也是造成该区物性变差的重要原因, 由于胶结作用造成减少的孔隙度大约占损失孔隙度的31%, 主要的胶结作用类型有碳酸盐胶结、黏土矿物胶结以及硅质胶结。

通过薄片鉴定资料分析得知, 研究区碳酸盐胶结物含量一般在0~12%, 主要为方解石, 白云石较少, 胶结方式常见微晶状、晶粒状或连晶状。在成岩过程中, 早期形成的微泥晶状碳酸盐胶结物可以减弱压实作用对储层物性的影响, 并且为后来的溶蚀作用提供一定的物质基础, 使得碳酸盐含量有所减少 (图6) , 只是这种作用的大小并不确定, 主要取决于早期碳酸盐胶结物的含量。后期形成的大量连晶状或粒状碳酸盐胶结物不仅占据着残余粒间孔, 而且还充填在次生孔隙中, 大大降低了储层孔隙度, 对储层的发育起破坏性作用。

石英次生加大是研究区花港组硅质胶结作用的主要表现形式, 其含量多小于2% (图6) 。镜下观察发现, 石英次生加大边多与高岭石相伴生, 图5中显示在3 500 m左右略有增加, 这些显示该深度的石英胶结物与长石的溶蚀存在一定的关系。但由于含量较低, 其含量与孔隙度之间的关系并不明显, 对孔隙的破坏作用较小。

研究区砂岩中的黏土矿物有伊利石, 绿泥石和高岭石等, 其中高岭石与储层物性的关系比较明显。前人研究表明, 碎屑岩地层中自生高岭石的成因主要与长石等铝硅酸盐的溶解有关[13]。在研究区, 高岭石含量的变化也和储层孔隙度具有一定的对应关系, 在3 500 m左右高岭石含量较高, 而此深度带也正是储层孔隙较为发育的区域 (图5、图6) , 这可能是由于长石等溶蚀后形成的自生高岭石没有得到及时有效的运移造成的。这表明, 研究区花港组砂岩中自生高岭石的含量对于溶蚀作用强度以及砂岩储层的储集物性具有一定的指示意义。

4.3 溶蚀作用对储层物性的影响

溶蚀作用是研究区改善储层物性最重要的成岩作用。由于花港组总体上处于中成岩A期, 成岩流体多为酸性, 长石颗粒、含长石的岩屑以及黏土基质等碱性颗粒易被溶蚀形成次生溶孔。另外, 早期碳酸盐胶结物溶蚀后也可以形成粒间孔隙和晶间微孔。溶蚀作用的发育, 产生了大量次生孔隙, 约占总孔隙度的70%。从物性随深度变化关系 (图5) 中可以看出, 花港组在3 500 m左右形成了次生孔隙发育带, 储层的储集物性也得到了极大的改善。

5 结论

(1) 西湖凹陷黄岩构造带花港组砂岩岩石类型主要为长石岩屑质石英砂岩, 其次为长石质石英砂岩、岩屑质石英砂岩、长石质岩屑砂岩等。砂岩碎屑颗粒分选中等, 磨圆一般为次圆-次棱角状, 岩石结构和成分成熟度均为中等。

(2) 研究区花港组目前整体上仍处于中成岩A期, 砂岩储层经历的成岩作用主要有压实作用、胶结作用、交代作用以及溶蚀作用等。其成岩序列可归纳为:早期机械压实→早期方解石沉淀→岩屑绢云母化→有机酸流体进入→长石、岩屑溶蚀→次生孔隙+自生高岭石+自生石英→晚期亚铁碳酸盐充填交代。

火成岩储层 篇7

卢华复等[4]通过地震剖面的精细解释研究塔里木盆地东部断裂系统及其构造演化; 张鼐等[5]对白云岩的流体包裹体特征研究分析生烃期次; 胡九珍等[6]以单井沉积相分析为基础研究塔里木盆地东部地区寒武系-奥陶系沉积相; 邵龙义等[7]分析白云岩特征,并研究沉积相与储层形成的关系; 刘永福[8],马锋[9],金振奎[10]等分别对白云岩成因进行了探讨。但是对塔东地区成岩作用和储层形成机理的研究相对较少,不能满足现阶段油气勘探需要。通过对研究区钻井岩心观察、薄片鉴定、阴极发光分析等技术手段,分析成岩作用类型,建立成岩作用序列,研究储层成因机理,可为进一步的碳酸盐岩层系勘探部署提供可靠的参考依据。

1 地质背景

塔里木盆地是我国重要的含油气盆地,具有复杂的构造演化历史,盆地内下切至深部地壳的断裂普遍发育,断裂深度可达50 ~ 60 km[11]。塔里木地台形成于元古宙扬子( 晋宁) 运动,之后经历了加里东、海西、印支、燕山和喜山运动,火成岩广泛发育,主要经历4 期火山活动,分别为Z-∈、O3-S、P1、K,其中以二叠纪火山活动最为强烈、规模最大,基性火成岩和中酸性火成岩均有发育[12,13]。塔东地区位于塔东低突起构造带,寒武系发育中间深水盆地沉积相区,东部和西部台地相区及过渡相带[6]( 图1) ,研究区发育多个下切至基底的断裂系统[4]。

2 储层基本特征

2. 1 储集空间

碳酸盐岩储渗空间类型多样,可按储集空间的成因、形态、大小综合进行分类,分为孔隙类、孔洞类、洞穴类、裂缝类等四类储集空间。塔东地区寒武系碳酸盐岩储层储渗空间以次生孔隙为主,可分为晶间孔和晶间溶孔、溶蚀孔洞和未充填裂缝空间三类,且以前两类为主,未充填裂缝相对较少。晶间孔在镜下多呈角孔形态,孔隙边缘平直,局部被溶蚀后凹凸不平,形成晶间溶孔,可见部分被沥青充填,孔径0. 2 ~ 1. 5 mm[图2( e) 、( f) ]。溶蚀孔洞是重要的储集空间,岩心和薄片观察可见溶蚀孔洞边缘凹凸不平,具有明显的溶蚀作用痕迹,呈港湾状,孔径超过2 mm,可被未充填裂缝沟通[图2 ( a) 、( b) 、( c) 、( d) 、( g) 、( h) 、( i) 、( j) 、( l) ],储集意义极佳。未充填裂缝宽度大小不一,为0. 03 ~ 0. 4 mm,缝面一般较为平直,延伸较远,也可见部分被溶蚀改造[图2( i) 、( k) 、( l) ]。

2. 2 储层类型

根据储集岩的储集性能和储渗空间组合特征,通过岩心和薄片观察认为研究区寒武系碳酸盐岩主要发育白云岩溶蚀孔隙型储层和缝孔洞型储层两类。白云岩溶蚀孔隙型储层储集空间主要为晶间孔、晶间溶孔另可有少量溶蚀孔洞或溶蚀缝洞[图2( e) 、( f) ]; 白云岩溶蚀缝孔洞型储层储集空间主要为溶蚀孔洞、沿裂缝溶蚀孔洞和沿缝合线溶蚀孔洞,另可有少量晶间孔、晶间溶孔[图2( i) ]。

3 成岩作用

3. 1 压实作用

压实作用主要是指沉积物处在沉积过程中或尚未固结成岩之前,由负荷压力所引起的静力压实作用。在沉积物未固结成岩之前的整个成岩过程中,压实作用都一直存在,使得岩石的原生孔隙不断降低,这在碳酸盐岩中体现的更为明显。研究区寒武系碳酸盐岩的原生孔隙也正是由于持续的埋藏压实作用而降低的,显然,它对于储层的发育起破坏性作用。

3. 2 压溶作用

压溶作用体现在物理和化学作用两方面,是指在强应力条件下,引起沉积物或沉积岩颗粒接触处产生形变或溶解,呈凹凸接触或缝合状接触。在碳酸盐岩中的压溶作用经常伴生有缝合线构造,缝合线多半是趋向于平行碳酸盐岩层面的含有粘土等不溶物的缝,常呈缝合状或锯齿状,也有不规则状。这是判断压溶作用存在的最直接标志。压溶作用在研究区寒武系各层位中普遍发育。由于各时期成岩环境的差异,压溶作用的强度也有较大差异。通过对岩石薄片的观察后认识到,压溶缝合线构造发育且形态多样,内常常充填有沥青、泥质、有黑色有机质、黄铁矿[图3( a) ],也偶见有少量自生石英。这些缝合线可以被上述物质充填或半充填,也可沿缝合线发生白云化和硅化,还可以在晚期埋藏过程中溶蚀作用沿着缝合线构造进行溶蚀,成为有效的储渗空间。

(a)为黄灰色细-中晶云岩,见层状小型溶孔发育,少见溶蚀孔洞,罗西1井,5 275 m;(b)为灰色细-中晶云岩,溶蚀孔洞发育,可构成溶蚀孔洞型储层,英东2井,4 456 m;(c)为灰白色中-粗晶云岩,溶蚀孔洞发育,米兰1井,5 527 m;(d)为灰色细-粗晶云岩,溶蚀孔洞发育,英东1井,5 204 m;(e)为粉-细晶云岩,晶间孔、晶间溶孔发育,罗西1井,5 276 m(-);(f)为细-中晶云岩,晶间孔和晶间溶孔发育,红色铸体,塔东2井,4 974.40 m(-);(g)为中-粗晶云岩,溶蚀孔洞发育,见石英生长,古城7井,6 724 m(-);(h)为中-粗晶云岩,溶蚀孔洞发育,英东2井,4 592 m(-);(i)为粗晶云岩,见溶蚀孔洞和未充填裂缝,米兰1井,5359 m(-);(j)为粗晶云岩,溶蚀孔洞发育,古城8井,6 733 m(-);(k)为中-粗晶云岩,沿缝溶蚀现象,古城7井,6 779 m(-);(l)为喜山期构造裂缝,未充填,米兰1井,5 360 m(-)

3. 3 白云化作用

在对研究区寒武系碳酸盐岩的研究过程中,发现白云化作用在研究区是一种十分常见的成岩作用,并具有多期多类型发育的特征。整个寒武系碳酸盐岩层段的白云化程度较高,对岩石的储渗条件起到了改善作用,与储层的形成发育有着密切的关系。塔东地区寒武系白云岩储层的岩石类型主要是晶粒结构的白云岩,其矿物类型主要是白云石。经过进一步的岩石薄片的鉴定和阴极发光分析,识别出四类白云化作用,分别是准同生期高盐度白云化作用形成趋于岩石原始结构的保存,白云石晶体细小,表面脏,自形程度差,阴极射线下不发光或发光很暗的微-细晶白云石[图3( b) 、( c) ]; 浅埋藏白云化作用形成晶面平直,晶体形态好,自形程度高,阴极射线下常具亮玫瑰红色环带状发光的细-中晶自形白云石[图3( d) ]; 热液白云化作用以分布在溶蚀孔洞和裂缝中的晶粒粗大,解理发育,晶粒表面干净,晶面弯曲,典型的呈弯镰刀状,具典型的波状消光的异形白云石为识别标志[图3( e) ],阴极射线下发亮橘红色光[图3( f) 、( g) ]; 中-粗晶白云石晶粒粗大,晶体之间呈镶嵌状接触,重结晶作用明显,阴极射线下发光特征与热液成因异形白云石一致,确定其为热液重结晶白云化作用产物[图3( f) 、( g) ]。

3. 4 重结晶作用

在成岩过程中,由于高温、高压的影响,使矿物晶体发生溶解再结晶的作用为重结晶作用。重结晶的主要特征是细小的晶体溶解之后重新组合结晶成大的晶体,形成新的结构、构造[图3( h) ]。但事实上,在重结晶的过程中,很多原来存在的晶间空隙被破坏,所以总的来说它对储层的发育还是起破坏性作用。

3. 5 硅化作用

碳酸盐矿物被硅质矿物( 主要是玉髓) 代的过程称硅化。对于硅化作用,目前不同的学者对其成因解释上不一致,讨论甚多。但是普遍的看法认为其属于沉积期后,主要是成岩作用的产物,主要由成岩分异和硅化交代作用形成。根据对研究区寒武系大量的薄片鉴定后显示,总的来说研究区硅化作用广泛发育,主要有三种成因类型的硅质: 一是生物成岩的硅质,如硅质放射虫[图3( i) ],属于原生沉积;二是由成岩分异作用形成的条带状或零散分布的玉髓( 如图3( j) ]; 三是由于地下富含硅质的热液或热水的硅化交代作用形成的硅质,比如沿裂缝分布的石英[图3( k) ]、残留有白云石斑块的玉髓和保留有白云石菱形晶的自生石英[图3( l) ]。据此,第三种成因的硅化作用记录了研究区内曾经热液活动的痕迹。但是硅化作用对于塔东地区寒武系白云岩储层的发育一般起破坏性作用。

(a)为粉-细晶云岩,见缝合线构造,米兰1井,5 256 m(-);(b)为粉-微晶云岩,米兰1井,5 256 m(-);(c)为在阴极射线下近于不发光,阴极发光(cl=5.1s);(d)为粉-中晶云岩,白云石晶体呈自形,在阴极射线下具有亮橘红色环带状发光,塔东2井,4 997.30 m,阴极发光(cl=5.1 s);(e)为异形白云石,英东2井,4 586 m(+);(f)为细-粗晶云岩,见异形白云石,英东2井,4 457 m(-);(g)为e的阴极发光,异形白云石在阴极射线下发橘红色光,阴极发光(cl=5.1s);(h)为粗晶云岩,重结晶作用,英东2井,4 590 m(-);(i)为中-粗晶云岩,见硅质放射虫,英东2井,4 589 m,(+)(石膏试板);(j)为中-粗晶云岩,见分散状分布玉髓,英东2井,4 456 m(+);(k)为细-中晶云岩,见裂缝中自生石英,英东2井,4 457 m(+)(石膏试板);(l)为细-中晶云岩,见保留有白云石菱形晶的交代石英,米兰1井,5 295 m,(+)(石膏试板);(m)为细晶云岩,黄铁矿沿缝合线发育,英东1井,5 085 m,(反光);(n)为粉-细晶云岩,见黄铁矿斑点,英东2井,4 675 m(-);(o)为中-粗晶云岩,白云石边缘受溶而参差不齐,具沥青充注,米兰1井,5 327m(-);(p)为中-粗晶云岩,热液溶蚀作用,溶蚀缝洞边缘及其白云石在阴极射线下发亮桔红色光,米兰1井,5 358 m,阴极发光(cl=5.1 s)

3. 6 黄铁矿化作用

经过对岩芯的观察和岩石薄片的鉴定,在研究区内可以见到黄铁矿化作用的存在,它常常伴生在热液白云化作用和硅化作用发育的地层中,一般沿裂缝或缝合线充填分布,或者零散分布于白云石晶粒之间[图3( m) 、( n) ]。推测黄铁矿是由于地下热液流体随深大断裂向上运移,冷却析出形成现在在岩芯和薄片中所见的零散分布黄铁矿。因此,黄铁矿化作用的出现也明确的指示了塔东地区所经历的热液活动过程。但它对塔东地区寒武系白云岩储层影响不大或者起破坏性作用。

3. 7 溶蚀作用

根据对研究区内大量的岩芯及岩石薄片的观察表明,溶蚀作用在塔东地区寒武系地层中十分常见,是形成优质储层的最主要的成岩作用。溶蚀孔洞是该区寒武系白云岩储层最主要的储集空间,且呈密集的蜂窝状产出,孔径大都集中在0. 2 ~ 2 mm之间,局部见成层状连续分布的小型溶孔[图2( a) ];也可见较大的溶洞发育[图2( b) ]。根据镜下薄片观察和阴极发光分析,可以明确的识别出两期溶蚀作用,第一期是在早成岩期由于有机质演化过程中产生的有机酸、SO2等酸性流体对白云岩进行了溶蚀[图3( o) ]; 第二期是在成岩晚期由于热液的活动,沿着压实作用产生的微裂缝和白云化作用产生的晶间孔呈弥散状分布在岩层中,对白云岩层进行整体溶蚀[图3( p) ],形成了可观的储集空间。

3. 8 破裂作用

破裂作用对研究区内寒武系白云岩储层的形成也是至关重要的。破裂作用的直接结果就是形成裂缝。裂缝对于储层的形成来说具有双重作用,它既可以提高储集层的储集空间,又可以起到沟通储集空间、提高渗透率的作用。根据岩芯观察、镜下薄片鉴定和阴极发光分析发现,研究区发育多期次裂缝,多数为构造裂缝,且大多数被白云石充填,少数未被充填的裂缝对储层的改善作用巨大。在阴极射线下,不同期次的裂缝内充填物的阴极发光特性也不同,可以明显观察到多期破裂作用的特征。

3. 9 成岩作用序列

参照SY/T-5478—2003 碳酸盐岩成岩作用阶段划分标准,建立起研究区寒武系碳酸盐岩成岩作用阶段及序列( 图4) ,可见同生期、早成岩期( 晚奥陶世) 、中晚成岩期( 晚二叠世) 是碳酸盐岩储层成岩作用强烈发育时期。

4 储层成因机制

4. 1 白云化作用

通常,白云化作用与沉积相带的关系是复杂的,早期白云化作用可与沉积相带关系密切,晚期白云化作用可受到沉积相带影响,但不完全受沉积相带控制。可见,白云化作用与层位沉积相带的关系取决于白云石成因类型及形成机制,认识白云化作用与层位沉积相带的关系,有助于研究区寒武系白云岩发育分布预测。

图5 是塔东地区钻井剖面上寒武系白云岩发育分布图,可见白云岩的发育分布在宏观上受沉积相带的控制作用明显,横向上从台地到斜坡再到盆地相区,白云岩发育呈减少趋势; 纵向上主要在上寒武统发育,中下寒武统少见。

白云化作用与碳酸盐岩储层发育关系密切。Murray[14]研究提出白云化程度与孔隙度变化有关系,当白云石含量超过50% ,一直到90% 时,白云石含量增加,孔隙度也增加。Brown[15]研究揭示相同深度条件下,白云化灰岩及白云岩相对于灰岩及泥质灰岩有更高的孔隙度。Runnells[16]、Badiozamani[17]、Hardie[18]研究认为白云化作用与储集性的变化关系受具体白云化机制和成岩演化的控制。在相同的温压地质条件下,白云石较方解石更容易被溶蚀形成次生孔隙[19]。

研究区白云化主要从同生期到浅埋藏期持续进行,其后有热液白云化发育,白云化机制多样,有准同生期高盐度白云化作用、浅埋藏白云化作用、热液白云化作用等等。尽管各类白云岩都可有储渗空间发育,但并不是每一类白云化作用本身都产生储渗空间,只有浅埋藏和热液白云化作用可以产生储渗空间,浅埋藏白云化作用形成的粉- 中晶白云岩本身可以形成晶间孔; 热液白云化作用可以使致密细粒结构的岩白云岩变为粗粒结构、疏松、多晶间孔的岩石,并为后期溶蚀作用奠定基础。研究区有关钻井岩芯及薄片观察也证实,浅埋藏白云化作用形成的粉- 细晶自形白云石部位晶间孔较为发育,晶间孔有沥青充注现象发育; 热液改造白云岩强烈部位,溶蚀孔洞更加发育。

分析认为,浅埋藏白云化作用是在一个相对封闭的系统中发生的,Mg2 +离子的供给并不充分,致白云石结晶速度缓慢,形成晶形比较好的白云石; 另一方面,白云化作用是一个方解石微溶解- 白云石微沉淀过程,白云石结晶速度缓慢,则溶蚀造成溶解作用速度大于沉淀作用,从而导致白云石晶间孔的形成; 等等,则可能是这种白云化导致储渗空间形成的机制[图6( a) ]。热液白云化作用过程中,由深部上升而来的流体进入碳酸盐岩地层,一方面产生白云化,另一方面,可因流体中含有CO2、H2S而发生溶解,或者因存在温度降低过程,导致碳酸盐矿物的溶解度增大而发生溶解,从而伴有溶蚀孔洞的形成。

4. 2 有机酸溶蚀作用

岩石中的有机质和黏土矿物随着埋藏加深要发生一系列变化,Tissot及Welte[20]研究认为,有机质在进入生油门限之后到生油高峰期止( Ro为0. 50左右) 这一段时间,将产生大量的短链脂肪酸、酚、CO2等。携带这些酸性物质的地层流体对碳酸盐岩具有一定的溶蚀能力[21,22]。同时在这一演化阶段,泥岩黏土矿物中蒙脱石向伊-蒙混层转变脱出的晶格水,成为溶解搬运有机酸的载体。有机质演化生成的脂肪酸、酚、CO2等酸性物质溶于泥岩孔隙水中,随着埋藏加深,烃源岩开始大量生成液态烃类,由于生烃增压作用和压实作用,驱动着烃源岩中富含酸性物质的地层水由盆地相区→斜坡相区→台地相区流动运动,并由此导致碳酸盐岩沉积物发生有机酸性水的溶蚀作用。盆地相区,由于沉积物类型限制,以及流动机制和溶解平衡影响,有机酸性水的溶蚀作用相对较弱; 斜坡相区,上寒武统本身白云岩发育,无论是构造位置、还是岩性选择,都成为此期有机酸性水溶蚀作用的指向区域,成为此期溶蚀作用的强烈区域; 台地相区,特别是台地内部区域,是此次有机酸性水流体流动运动指向的末端,这些流体经历了斜坡相区的强烈溶蚀后,溶解能力已大大减弱,导致台地相区尽管碳酸盐岩特别发育也不乏白云岩层的发育,但有机酸溶蚀作用较弱。埋藏条件下有机酸性水溶蚀作用导致粉-细晶云岩、中-粗晶云岩中晶间溶孔、溶蚀孔隙、溶蚀孔洞发育,现今它们基本上都为沥青充填[图3( o) 、图6( b) ],但也可为后期热液溶蚀提供有利条件。

4. 3 热液溶蚀作用

热液的溶蚀作用一方面是因为深部岩浆及火山活动带来的含有CO2、H2S的酸性流体而发生,另一方面可因碳酸盐矿物随热液温度降低溶解度增大而溶解( 碳酸盐岩的降温倒退溶蚀模式)[23]。

岩芯、岩石薄片观察及阴极发光分析表明,热液溶蚀作用在研究区寒武系发育分布广泛,其显著识别标志是阴极射线下,溶蚀缝孔洞壁可具亮橘红色发光晕圈或不规则亮桔红色发光环边,同时沉淀具有亮橘红色阴极发光的异形白云石[图3( p) ]。可以形成晶间溶孔,溶蚀孔洞,沿裂缝、缝合线的溶蚀扩大,往往伴生石英生长及交代现象,溶蚀缝孔洞内缺乏沥青充填物[图6( c) ]。

平面上,塔东地区寒武系显现出由盆地相→斜坡相→台地相,白云岩更加发育,塔东1、塔东2 井寒武系为盆地相沉积,尽管处于断裂部位,此期溶蚀作用较弱; 英东1、英东2、米兰1 井寒武系为斜坡沉积,白云岩发育,并处于断裂叠加部位,此期热液溶蚀作用较强; 古城7、古城8 井寒武系为台地相沉积,白云岩更加发育,并处于断裂叠合部位,此期热液溶蚀作用强; 而古城4、罗西1 井寒武系也属于台地相沉积,但相对远离断裂,此期热液溶蚀作用相对较弱。因此白云岩发育区与断裂叠合区域,热液溶蚀更加发育。

鉴于埋藏条件下有机酸溶蚀形成的晶间溶孔、溶蚀孔隙、溶蚀孔洞被沥青充注严重,这些早期储集空间的储集有效性大大降低。因此,由热液溶蚀形成的溶蚀缝孔洞,与天然气运移聚集匹配良好,构成研究区寒武系天然气聚集成藏的主要储渗空间。

4. 4 破裂作用及其对储层的改造

碳酸盐岩具有脆性,容易发生破裂作用,以形成或发育裂缝为标志,对碳酸盐岩储层渗透性的改善具有重要作用。依据岩芯、薄片观察、阴极发光观察及地球化学分析,研究区寒武系碳酸盐岩中裂缝多期次发育。早期构造裂缝多被方解石、异形白云石、石英等矿物完全充填,失去了储集意义; 最晚一期构造裂缝垂直或高角度斜交层面,缝宽0. 03 ~ 0. 4mm,较平直,未充填,可以作为良好的储集空间和渗滤通道,对于改善储层的储渗性能具有重要意义[图6( d) ]。

5 结论

1) 塔东地区寒武系碳酸盐岩储层储集空间为次生孔隙占绝对优势,以晶间孔和晶间溶孔、溶蚀孔洞为主,其次是未充填裂缝空间; 储层类型主要有白云岩溶蚀孔隙型和白云岩溶蚀缝孔洞型两类。

2) 塔东地区寒武系碳酸盐岩沉积后经历了多种成岩作用的改造,其中对储层孔隙发育具有建设性的成岩作用主要有白云化作用、溶蚀作用和破裂作用等; 具有破坏性的成岩作用主要有压实作用、压溶作用、重结晶作用、硅化作用、黄铁矿化作用等。

3) 白云化作用为研究区寒武系碳酸盐岩储层发育提供了基础条件; 有机酸溶蚀作用使储层孔隙度增加,但多被被沥青充填,可为后期热液溶蚀提供有利条件; 后期热液溶蚀作用对于储层发育起关键性作用,形成大量溶蚀孔洞,极大地改善了储集性能; 晚期由于构造破裂作用,形成未充填裂缝,对于改善储层的储渗性能具有重要意义。

火成岩储层 篇8

从地理角度分析, 鄂尔多斯盆地横跨了我国五个省区, 被称为中国的第二大沉积盆地。

共划分为六大构造单元, 分别是西缘冲断带、天环坳陷、伊陕斜坡、晋西挠褶带、伊盟隆起及渭北隆起。断裂带与周缘构造单元将盆地的四周连接起来, 使得盆地成为一个面积大、连片分布、多层系的地理特征。加之, 该盆地地域面积大、资源分布广、能源矿种类齐全、资源开发潜力巨大、储量规模大等特点, 向来有“聚宝盆”的美誉之称。

就地质而言, 鄂尔多斯盆地, 是一个稳定沉降、坳陷迁移、扭动明显的多旋回沉积型克拉通类含油气叠合式的盆地。综合分析, 鄂尔多斯盆的地构造性质相当稳定, 其特点是整体抬升、持续沉降、但是低隆起、坡度宽缓、看起来比较规整。

2 主要成岩作用

理论上将形成岩石的各种地质作用统称为成岩作用。主要的成岩作用包括沉积物的压实作用、胶结作用、交代作用、结晶作用、淋滤作用、破裂作用等。以上作用通常是在压力、温度不高的地壳表层发生的。当沉积物的有机质经过厌氧细菌腐烂分解, 产生大量的有机气体, 经过一系列的化学变化将酸性氧化环境变为碱性还原环境。这个阶段沉积物质经过了重新分配、组合, 胶体矿物脱水陈化、压缩胶结, 固结成岩。

现作以下具体分析:

2.1 压实作用

压实作用是沉积物最重要的成岩作用之一。它是研究区储层砂岩最为重要的破坏性成岩作用指沉积物沉积后, 沉积物表面通过不断的加厚, 在重力和压力作用下的表现形式。压实作用将沉积物中的水脱干, 使其更加紧凑, 密度增大, 体积缩小, 最后固结成岩。某些矿产资源就是如此形成, 如煤。

2.2 胶结作用

胶结作用是沉积物成岩作用的另一个组成部分, 是影响长6储层物性好坏的另一个重要因素指的是矿物质从孔隙溶液中经过沉淀以后, 将松散的沉积物固结起来的过程。因其其胶结物的成分不同, 分为泥质的胶结物、铁质的胶结物、硅质胶结物和的和钙质胶结物, 而该区域通常发育的是碳酸盐矿物胶结作用。

2.3 交代作用

通俗地讲, 该作用相当于化学变化中的置换反应, 即热液和围岩之间的反应。热液与围岩发生化学变化及置换作用。交代作用的范围广, 种类繁多, 可以分为岩浆期交代作用、伟晶岩期交代作用、接触交代期的交代作用和各种气水溶液期的交代作用, 同时在地球内外力的作用的过程中也普遍存在着交代作用。例如花岗岩化作用、碳酸盐岩矿物的交代作用、次生硫化富集作用、混合岩化作用、粘土矿物的交代作用。该区域的交代作用主要表现在接触交代作用过程中, 在该过程中表现在化学成分和矿物成分之间发生的变化。

2.4 结晶作用

通常指形成晶体的作用, 在一定的物理化学条件下 (温度、压力、组分浓度) , 物质转变为结晶质的过程。其方式主要有气体结晶、液体结晶、固态非晶质结晶。该区域的结晶作用表现在早期微晶方解石结晶为连晶或亮晶方解石的过程。

2.5 淋滤作用

大气降水, 地表水的流渗, 将岩石溶解松散物质并使其发生化学、物理、生物变化的过程。同时, 淋滤作用产生的次生孔隙还对储层物性有一定的影响。

2.6 破裂作用

主要指成岩过程中所经历的地球外力作用所发生的侵蚀、暴晒等现象。鄂尔多斯盆地华庆地区储层的属于低渗透, 有剪切裂缝、扩张裂缝、拉张裂缝三种成因构造而成。

3 由岩石特征分析区域储层物性

储层物性是沉积、成岩和构造作用的总体反映。而通过成岩的过程及岩石特征可看出该区域的储层物性, 从而更好地从个别到一般, 进行规律的总结和实际的实践工作。

3.1 沉积作用影响储层物性

沉积环境是储层沉积物后期的成岩演化和构造运动的物质基础。制约和影响着砂岩储层的碎屑成分、沉积构造、储层的原始孔隙度、渗透率等。

3.2 从岩石特征分析区域储层物性

该区域的岩石主要以砂岩为主, 砂石经过成岩作用之后, 即压实作用、结晶作用、破裂作用使得原始孔隙度发生变化, 岩层之间空隙度减小。而砂体的厚度越大则表明储层物性越好, 且砂岩的吸潮、抗破损, 在户外不受风化作用的影响、水中不受水流的溶化等特点, 使得整个华庆地区的储层物性呈现出低孔、特低渗性。同时岩石的碎屑成分、岩石的碎屑颗粒的形态及排列方式、岩层间的填隙物成分等也影响着储层物性。

4 成岩相的划分、分布、特征及有利相带

从成岩作用对储层物性的影响来划分。主要有:压实相、碳酸盐充填胶结相、硅质加大与充填胶结相、绿泥石胶结相、绿泥石胶结--长石溶蚀相。

4.1 压实相

主要通过成岩的压实作用是岩层间的孔隙度缩小, 密度增大, 体积缩小而形成的。其特点是硬度大。主要分布在中部较为平坦沉积物易沉积的地区。

4.2 碳酸盐充填胶结相

碎屑岩储层中常见的胶结物类型有碳酸盐胶结物、钙质胶结物、硅质胶结物等而由盆地中广泛分布的碳酸盐胶结物构成的碳酸盐充填胶结相通过淋滤作用、结晶作用形成的胶结成岩相对储层储集性能影响重大。碳酸盐充填孔隙, 碳酸盐含量高是该类成岩相最大的特点, 其碳酸含量可达5.81%, 孔隙少, 渗透率低。

4.3 硅质加大与充填胶结相

该成岩相的岩层碎屑颗粒的胶结物主要为硅质, 矿物中多含隐晶质的玉髓、蛋白石、玛瑙成分, 成分较为复杂。沉积岩为主要存在形式, 火成岩次之。

4.4 绿泥石胶结相

绿泥石胶结物最常见的是粘土胶结物, 大多以颗粒环边方式产出。并且与深埋砂岩的孔隙度密切相关。

经分析, 绿泥石胶结--长石溶蚀相含油性最好, 是主要的原油富集区, 也是该区最主要的有利相带, 其次是绿泥石胶结相。

5 结论

(1) 华庆地区长6储层属于超低渗透储层, 其储层物性属低孔、特低渗储集体。其岩石特征以岩屑长石砂岩为主, 孔隙类型以次生孔隙的粒间溶孔和粒内溶孔为主。

(2) 主要的成岩作用包括压实作用、胶结作用、交代作用、结晶作用、淋滤作用、水合作用和生物化学作用等。成岩相分为压实相、碳酸盐充填胶结相、硅质加大与充填胶结相、绿泥石胶结相、绿泥石胶结--长石溶蚀相五类。

(3) 华庆地区成岩相的有利成岩相带以绿泥石胶结--长石溶蚀相为最好、绿泥石胶结相次之。

参考文献

[1]鄂尔多期盆地华庆地区长6期物源分析[J].长江大学学报 (自科版) 2009N28-51.李建明李鹏飞徐论勋[1]鄂尔多期盆地华庆地区长6期物源分析[J].长江大学学报 (自科版) 2009N28-51.李建明李鹏飞徐论勋

[2]郑荣才, 耿威, 周刚, 韩永林, 王海红, 文华国.鄂尔多斯盆地白豹地区长6砂岩成岩作用与成岩相研究[2]郑荣才, 耿威, 周刚, 韩永林, 王海红, 文华国.鄂尔多斯盆地白豹地区长6砂岩成岩作用与成岩相研究

[3]陈彦华, 刘莺.成岩相──储集体预测的新途径[J].石油实验地质, 1994, 03[3]陈彦华, 刘莺.成岩相──储集体预测的新途径[J].石油实验地质, 1994, 03

火成岩储层 篇9

1 鄂尔多斯盆地概述

鄂尔多斯盆地是我国大型的沉积盆地之一, 面积为25万平方公里, 区域涵盖了阴山、大青山、秦岭、贺兰山、六盘山、吕梁山等山脉, 因此岩层构造较为复杂。除此之外, 鄂尔多斯盆地的整体构架有着较为明显的西降东升特性, 受到这一特性的影响整个盆地显得东高西低并且较为平缓。在鄂尔多斯盆地中姬塬地区是我国重要的产油基地, 延长油田位于鄂尔多斯盆地腹部的延安、榆林两市所辖地区, 东部油区是三叠系延长组主要产油区。在成岩构造方面, 鄂尔多斯盆地的成岩是经历了长期演化过程的中生代沉积盆地, 并且由于其具有中生代晚期的特性, 因此其三叠统长6段储层成岩具有较为明显的大、缓、稳等特性。因此在鄂尔多斯盆地上三叠统长6段储层成岩非均质性探析过程中, 通过对成岩特性进行研究并且分析特性产生的原因, 可以有效的指导勘探开发。

2 研究方法

在上三叠统长6段储层成岩非均质性探析过程中, 主要的研究方法是通过钻井来进行岩心观察, 并且在这种观察的基础上通过对岩石薄片、岩石铸体薄片进行电镜扫描观测和岩石常规物性分析等工作, 对储层成岩非均质性进行综合性的研究。在储层的物性、成岩作用等内容的研究过程中更好地探讨了该区域储层成岩非均质的具体成因和相应演化过程。除此之外, 在现今的鄂尔多斯盆地上三叠统长6段储层成岩非均质性研究过程中许多研究者都采用了将其进行层间、层内、平面的成岩划分方法, 这种不同级的划分方法能够较好地为研究奠定基础, 因此具有一定的泛用性。

3 储层成岩非均质性探析

储层宏观非均质性研究主要是描述岩性、物性、含油性及砂体连通程度在纵横方向上的变化, 宏观非均质性主要表现在三个方面:层内非均质性、层间非均质性和平面非均质性。

3.1 层内非均质性

通常来说层内非均质性往往是指岩层内部的非均质性, 是影响盆地整体构造和油气资源整体含量的的重要因素。在延长油田东部油区层内非均质性往往体现在成岩的沉积构造、沉积韵律、层内夹层等方面, 这些因素产生的影响很大程度上影响到储层成岩的非均质性。除此之外, 由于在油田开发进入中后期后剩余的油气资源分布往往会受到局部井网不完善、微构不合理造等因素的影响, 因此储层成岩层内的非均质性有着极为重要的研究意义并且为油气资源的持续利用起到了较为重要的作用。

3.2 层间非均质性

众所周知在油田开发过程中层间非均质性是导致开发矛盾出现的主要因素和关键因素。由于东部油区细粉砂岩和粉砂质泥岩以及泥质粉砂岩较为发育。这些不同类型的泥岩会在层间进行交错出现, 从而造成了其储层层间的非均质性。层间非均质性是对一套砂泥岩的含油层系的总体研究。包括各种环境下的砂体在剖面上交互出现的规律, 以及砂体间渗透率的非均质程度的差异。层间非均质性是划分开发层系、决定开采工艺的依据, 也是注水开发过程中层间干扰和水驱差异的重要原因。

3.3 平面非均质性

平面非均质性是指一个储层砂体内孔隙度、渗透率的平面变化引起的非均质性。延长油田东部油区储层平面非均质性主要体现在其砂体分布不稳定、砂体连通性较差、砂体方向性较强等方面。平面上孔隙度、渗透率分布与沉积微相和砂体的展布密切相关, 在砂体发育的地方沉积时水动力能量强, 泥质含量小, 储层物性相对要高 (孔隙度和渗透率表现出高值) ;而在砂体不发育的地方沉积时水动力能量较弱, 泥质含量大, 储层物性相对要低, 孔、渗参数较低。

4 结语

随着我国经济水平的不断提升和能源需求的不断加大, 对油气资源进行开发有着越来越重要的意义, 但是这种开发是建立在相应的成岩研究基础上。因此在上三叠统长6段储层成岩非均质性探析时应当对鄂尔多斯盆地的具体情况有着清晰的了解, 并且在此基础上通过研究方法的有效运用对这一区域储层成岩非均质性进行合理的探析。最终促进我国资源开发整体水平的有效提升。

参考文献

[1]王昌勇.鄂尔多斯盆地姬塬地区上三叠统延长组长8油层组成岩相[J].石油学报.2011, 2 (4) :55-57

[2]贺艳祥.鄂尔多斯盆地姬塬地区上三叠统延长组长8油层组成岩作用研究[J].岩性油气藏.2010, 1 (2) :31-33