沉积储层范文

沉积储层范文（精选5篇）

沉积储层 第1篇

关键词：辫状河沉积相,储层非均质性,剩余油

引言

储层非均质性研究是油藏精细描述中的重要内容, 在我国大部分油气田都已进入开发中后期, 剩余油挖掘难度越来越大的形势下, 该项研究显得更加重要, 尤其在辫状河这样复杂多变的沉积相的情况下。人们对储层非均质性的研究进展迅速, 并取得了相应的成果。研究的内容与领域也不断加深、扩大, 研究方法和技术不断发展、成熟, 并且经历了从单一到综合、从粗略到精细、从定性到定量的过程。文章通过大量文献资料, 总结了不同辫状河沉积相下其非均质性特点, 并对其发展趋势进行了展望。该研究对于剩余油的挖潜及新探区的预测有重要意义。

1辫状河沉积相及沉积层序

1.1辫状河沉积相

辫状河沉积物主要以砂质为主, 河道与沙坝沉积分异明显。河道砂体一般呈席状或楔形, 泛滥平原不太发育。流量稳定、地形坡降比较大的辫状河在河流的中下游常形成较为发育的辫状河泛滥平原和大型复合辫状沙坝 (Cant, 1982) , 这种复合辫状沙坝又称沙坪 (Cant和Walker, 1978) 。

根据地貌分区可将辫状河流沉积相划分为河道底部亚相、河道沙坝亚相和泛滥平原亚相, 其中河道底部亚相和河道沙坝亚相是砂质辫状河沉积的主体部分。砂砾岩含量高和岩性较粗是辫状河沉积的特点, 而且在大多数的情况下, 有较少的细粒越岸沉积物;沉积砂体大多都呈宽阔的席状, 而且会有更多的板状交错层理, 还有不规则的粒度变化。

1.2辫状河沉积层序

前人对辫状河进行了大量的研究, 总结出了六类辫状河沉积层序, 分别为特罗海姆型、斯科特型、邓哲科型、南萨斯喀彻温型、普拉特型和比兆科里克型, 其中特罗海姆型、斯科特型和邓哲科型属于砾质辫状河流, 南萨斯喀彻温型、普拉特型和比兆科里克型属于砂质辫状河流。国内学者对辫状河沉积层序进行了深入研究 (张金亮等, 1996;郭齐军等, 1997;等) 。此处以苏里格地区为例, 此地区的沉积序列为河道序列, 河道底部的冲刷面发育, 序列内部的次级冲刷面也较发育[1]。

2储层非均质性

沉积环境、成岩作用和构造作用会对储层有各种各样的影响, 主要表现在岩性、物性、产状和内部属性等方面, 这些方面都有极不均匀的变化和显著的差异, 这种不均匀性称为非均质性。储集层的非均质程度会直接影响到油层的产能、注水效果和石油的最终采收率, 由此可知, 储层研究的核心内容为储层非均质性, 我们研究储层的非均质性就是为了了解流体在储集层中的运动规律, 并合理的划分开发层系, 选择合适的注采系统, 预测产能和生产动态。

2.1储层非均质性的分类

储层非均质性有许多种分类方案如表1。

2.2储层非均质性研究方法

油气田勘探开发面临的地质问题愈见复杂, 储层非均质性的研究方法也越来越丰富多样, 主要有高分辨率层序地层学、储层流动单元、非均质综合指数法、储层随机建模和洛伦兹曲线法[2]。对不同的地质条件有不同的方法适用, 可以全面的、准确的得出储层非均质性, 为油田后期开发指引方向。

3应用实例

(1) 以胜利油区孤岛和孤东馆陶组上段的储层为例。其第三系馆陶组属于辫状河沉积。其辫状河道沙坝厚为10m左右, 可以进一步分为4个左右垂积体, 每个垂基体之间都会存在极薄的不稳定隔层。垂向上粒度变化略显正韵律, 渗透率的单层突进系数、变异系数、渗透率孔隙度级差较小。孔隙度垂向变化也较小, 变异系数较小[3]。 (2) 以准噶尔盆地某井某段辫状河三角洲分流河道砂体的非均质系数结果, 该井3944-3949m井段是一次完整的洪泛沉积, 底部是大量的炭屑-粗砂混杂堆积, 顶部为块状粗砂岩沉积, 得出非均质系数在底部平均值为0.56, 为强非均质, 上部为0.16, 是相对均匀分布, 非均质性一般[4]。

4储层非均质性与剩余油的关系

平面水驱油效率和波及体积会受到各种方面的影响, 其中包括储层砂体平面展布的特征和砂体的几何形体、厚度的变化及连续性还有物性的差异。然而一个单砂体规模内垂向上的储层的特征变化会直接控制和影响单砂层内注入水波及体积, 这就会造成垂向的剩余油分布不均一。渗透率低的部位常常存有较多的剩余油, 并且对于正韵律储层而言, 其底部渗透率高, 故水洗程度高, 首先水淹, 而中上部低渗区就会保留较多的剩余油。反韵律模式通常水驱效果比较好, 所以剩余油不富集[5]。

5研究趋势

目前挖潜老区块的剩余油、提高采收率和开辟勘探新区域为目的的储层非均质性研究是研究的重点, 辫状河沉积相的类型多样复杂, 需由单个学科向多个学科发展, 紧密围绕油气田勘探开发的需要综合地质、测井等各种技术手段共同协同合作, 为储层非均质性及剩余油的研究注入新的活力。

参考文献

[1]何顺利, 兰朝利, 门成全.苏里格气田储层的新型辫状河沉积模式[J].石油学报, 2005, 26 (6) :25-29.

[2]许宏龙, 刘建, 龚刘凭, 等.储层非均质性研究方法综述[J].中外能源, 2015, 20 (8) :41-45.

[3]吴朝东, 刘建民, 王军, 等.河流沉积单元分析与储层宏观非均质性[J].地质科学, 2003, 38 (1) :60-73.

[4]李潮流, 周灿灿.碎屑岩储集层层内非均质性测井定量评价方法[J].石油勘探与开发, 2008, 35 (5) :595-599.

沉积储层 第2篇

以岩心描述、分析化验为基础,结合岩电特征,研究小层沉积微相类型和分布特征.通过岩性、沉积构造、粒度分析、薄片鉴定和测井等资料的综合分析,建立研究区沉积微相类型组合.利用取心井资料,对部分井进行了单井微相划分,并完成储层特征研究,为油田明确主力产层微相特征和制定开发对策提供了有益指导.

作 者：雷传玲 李建明 屈信忠 腾贤清 LEI Chuanling LI Jianming QU Xinzhong TENG Xianqing 作者单位：雷传玲,李建明,LEI Chuanling,LI Jianming(长江大学地球科学学院,湖北,荆州,434023)

屈信忠,腾贤清,QU Xinzhong,TENG Xianqing(青海油田勘探开发研究院,甘肃,敦煌,736202)

沉积储层 第3篇

1 地质背景

苏里格气田天然气总资源量为3. 8×1012m3,日产气量超过4. 6×107m3。充足的气源、大范围分布的储层和大规模成藏,使其具备大气田基本的地质条件; 而准确的储层预测和成功的水平井开发,使其在短短十余年间一跃成为我国陆上产能最大的气田。研究区位于鄂尔多斯盆地伊陕斜坡北部( 图1) ,晚古生代地层自下而上发育本溪组、太原组、山西组、石盒子组和石千峰组,沉积环境经历了早期海陆交互相、海陆过渡相至中晚期内陆河湖相的演化过程。其主要产气层———二叠系石盒子组盒8段和山西组山1段为一套砂、泥岩地层,其中盒8段厚为( 60 ~ 80) m,山1段厚度( 30 ~ 60) m,以河流相沉积为主。气藏现今埋深( 2 850 ~ 3 250) m,地温梯度3. 03℃ /100 m,地层平均压力系数0. 86。孔隙度多介于4% ~ 14% ,渗透率( 0. 1 ~ 2) ×10- 3μm2,属典型的低孔、低渗、低压气藏。

2 岩石学特征

样品主要采集于气田东部41口井的山1段、盒8段岩心,现今埋深( 2 850 ~ 3 250) m,岩性以浅灰浅灰绿色中粒、粗粒岩屑砂岩和岩屑石英砂岩为主。砂岩主要粒径分布于( 0. 2 ~ 2. 0) mm范围内,以中、粗粒砂岩为主,见少量细砂岩。砂体底部常含砾石,砾径( 2 ~ 10) mm,最大可达50 mm,含量一般小于30% 。砂质颗粒分选中等-较差,磨圆度为次棱次圆状,颗粒间以点接触为主,少数呈点-线接触或凹凸状接触。胶结类型以孔隙式为主,其次为基底式,接触式胶结很少。砂岩结构成熟度较低,反映沉积区距离物源区较近,水动力条件强。

盒8段储层岩石类型主要为岩屑砂岩和岩屑石英砂岩,具少量石英砂岩; 山1段主要为岩屑砂岩和岩屑石英砂岩,不含石英砂岩( 图2) 。骨架颗粒中主要为单晶石英,其次为多晶石英; 长石含量比较低,一般小于1% ,平均不足0. 5% ,盒8段和山1段多数样品中少见长石,在岩屑石英砂岩或岩屑砂岩中可见零星分布; 岩屑组分以变质岩岩屑为主( 包括石英岩、变质砂岩、千枚岩、片岩、板岩和高变岩) ; 岩浆岩岩屑次之,以喷出岩为主; 沉积岩岩屑少量,以粉砂岩、泥质岩为主,偶见石灰岩和白云岩岩屑。岩屑砂岩和岩屑石英砂岩中杂基含量较高,平均9. 3% ~ 9. 9% ,石英砂岩中岩屑含量低; 胶结物有黏土矿物、硅质和钙质胶结物。

3 沉积微相特征

通过对苏里格气田东区钻井岩心的详细观察和描述,依据剖面序列、岩性组合、沉积构造等相标志,系统分析了研究区沉积相,认为盒8段和山1段分别发育辫状河与曲流河两种沉积相类型。

盒8段辫状河沉积以辫状河道、心滩为主,泛滥平原保存较少。辨状河道沉积物粒度粗,以浅灰色含砾粗砂岩,灰白色、灰绿色粗砂岩、中-粗砂岩等粗碎屑沉积为主,岩性剖面具有典型的河道正粒序特点,测井曲线多为齿化钟形,反映水动力条件由强变弱,以及多期河道的反复冲刷、叠置; 河道底部发育冲刷面,以楔状、槽状 交错层理 为主[图3 ( a) ,( b) ]。心滩微相岩性为灰-灰白色含砾粗砂岩、粗砂岩,测井曲线以箱状为主; 沉积构造以平行层理、板状交错层理为主,可见块状构造。泛滥平原岩性多为泥岩、粉砂质泥岩或粉细砂岩。

山1段曲流河沉积发育边滩、漫滩和牛轭湖等沉积微相[图3( c) ~ ( e) ]。曲流河的河道、漫滩二元结构最为典型,边滩是曲流河最主要的砂质沉积单元,河道底部冲刷面发育,常见滞留沉积; 多发育板状交错层理,向上变为平行层理、沙纹层理等。边滩之上常为河漫滩泥岩覆盖,泥岩多见块状层理和水平层理。废弃河道常形成牛轭湖泥质沉积; 湿润气候条件下可演化为漫滩沼泽。洪水越过天然堤,形成决口河道和决口扇沉积。

山1段沉积微相以近南北向展布的曲流河为主,多期边滩砂体的叠置成条带状河道砂体,河道间为漫滩沉积,曲流河频繁地截弯取直,造成原有河道的废弃,形成牛轭湖沉积[图4( a) ]。盒8段沉积微相以辫状河道、心滩沉积为主,泛滥平原发育较少[图4( b) ],辫状河河道宽,加之频繁改道和侧向迁移,造成河道砂体在横向上分布规模较大,叠置砂体可连片分布。

4 成岩作用特征

4. 1 压实作用

当埋深较小[( < 2 000 ~ 2 500) m,( 70 ~ 80)℃ ],机械压实作用是主要的成岩过程[10],随压实作用的不断增强,孔隙度总体持续下降[11]。压实作用的强度主要受埋深、砂岩颗粒成分、岩石结构特征及胶结物含量影响。但若缺乏其他成岩作用的参与,砂岩仍可保留20%[12]或26% 的粒间孔隙[13]; 若砂岩含有塑性颗粒,强烈的压实作用使粒间孔隙度大幅降低。压实作用之后的孔隙对于后期成岩作用,尤其是对成岩流体的流动性产生重要的影响[10]。压实产生的粒内破裂面成为石英成核的有利场所,从而拟制了石英加大的生长,故脆性破裂影响硅质胶结作用[14]。

埋藏史分析表明,苏里格气田东区盒8段、山1段砂体最大埋深可达( 3 500 ~ 4 000) m,压实作用中等-较强,片状云母的压实变形,质软的泥岩岩屑、千枚岩屑被挤入孔隙形成假杂基。压实强度还与岩石中骨架颗粒和杂基含量密切相关,石英砂岩、岩屑石英砂岩中刚性颗粒石英含量高,压实作用较弱,岩屑砂岩压实作用表现强; 杂砂岩压实作用更为强烈,杂砂岩中孔隙度极低; 杂基含量低的地方,颗粒点线接触,孔隙度能够保留,尤其是早期方解石胶结发育的砂岩,压实作用不强烈,颗粒常呈现点接触的特征。

4. 2 成岩矿物与成因

4. 2. 1 高岭石的特征与成因

高岭石在本区十分发育,呈板状集合体[图5( a) ],自生高岭石的分布具有很强的非均质性,山1段高岭石的含量大于盒8段。薄片观察、扫描电镜观察和黏土矿物X-衍射分析表明,高岭石一般发育在杂基含量较少、原始物性较好的砂岩中。高岭石的富集伴随着长石的溶蚀和石英次生加大的形成,主要来源于长石、喷出岩岩屑的溶蚀,自生高岭石分布的非均质性是由溶蚀作用的非均质性决定的。高岭石在碱性条件下会变得不稳定,向绿泥石或伊利石转变,而本区高岭石向伊利石或绿泥石转变的现象罕见。高岭石被方解石不完全交代,这是因为高岭石在碱性成岩场中未发生转变可能和烃类充注有关,由于烃类充注作用,油层中形成了烃类包围的酸性成岩环境,这使高岭石得到有效的保存; 或与K+被消耗完有关。

4. 2. 2 伊利石的特征与来源

伊利石是山1、盒8段砂岩常见的黏土矿物胶结物,伊利石可呈搭桥状分布于颗粒之间,也可呈不规则弯片状或丝缕状分布于残余粒间孔内,堵塞孔隙和喉道[图5( b) ~ ( f) ]。本区石盒子组地层中广泛分布同期火山物质,同期火山物质的发育为伊利石提供了物质基础,伊利石化作用多形成 ( 80 ~120) ℃ ,在此温度区间钾长石的溶解可提供转化所需的K+,蒙皂石转化成伊利石。当温度超过( 120 ~140) ℃这一阈值后,理论上高岭石开始发生伊利石化,形成片状或丝状伊利石,该反应进行至钾长石被耗尽。该区石英加大边内包裹体的均一温度为( 79 ~ 148) ℃,石英微裂缝内包裹体均一温度甚至高达175℃,这些数据表明,砂岩的成岩温度已经达到或超过了高岭石伊利石化的温度界线,具备了高岭石发生伊利石化作用的条件。但该区高岭石的伊利石化并不发育,可能的原因主要有两方面: 在相对深埋藏的封闭条件下,K+被消耗殆尽,造成高岭石大量发育,伊利石含量少这一特点; 处于油气充注的层位往往形成惰性成岩场,保护高岭石不被转化,造成了高岭石的伊利石化发育不好。

4. 2. 3 石英加大边期次

研究区硅质胶结主要以自生石英和石英加大边的方式出现,多发育在杂基含量少、石英含量高的石英砂岩中。偏光显微镜和阴极发光观察发现,加大边在阴极射线激发下不发光,多以不规则状产出,偶见石英加大生长为六边形,最多可见三期石英加大。自形晶的发现表明石英加大边生长时有足够的自由生长空间,在成岩序列中出现较早[图5( g) 、( k) 、( l) ]。加大边常包裹高岭石和杂基,且加大边的外侧往往被晚期方解石胶结物交代,说明石英次生加大的形成晚于高岭石,早于晚期方解石。

4. 2. 4 绿泥石胶结物成因类型多样

黏土矿物X-射线定量分析表明,绿泥石占黏土矿物总数的5% ~ 19% ,普通薄片和扫描电镜观察发现,本区砂岩中自生绿泥石以绿泥石薄膜、孔隙衬里绿泥石和蚀变绿泥石三种形式出现,以孔隙衬里绿泥石最为发育。

绿泥石薄膜含量一般为0% ~ 3% ,呈连续的薄膜状包裹整个颗粒,厚度( 1 ~ 2) μm,在颗粒接触处均有分布,且厚度有变化,表明其形成时间较早,早于碎屑颗粒相互接触的初始压实阶段,主要形成于同生成岩阶段,绿泥石发生于砂岩压实作用之前,孔隙流体保持盐碱条件,自生绿泥石直接从富含铁、镁的碱性流体中沉淀。本区绿泥石薄膜多发育于杂基含量低的砂岩,如水动力条件强的心滩、边滩等沉积微相。

孔隙衬里绿泥石含量较高,其产出形式和特征为: 1绿泥石多以纤维状垂直于碎屑颗粒表面分布,呈栉壳状结构; 2厚( 5 ~ 10) μm,颗粒之间点接触处无绿泥石,线接触处发育绿泥石薄膜,绿泥石包裹石英碎屑的大部分边缘,并贯穿至石英裂缝之中,表明机械压实作用产生的裂缝要早于绿泥石衬里的形成; 3绿泥石发育的地方,未见石英次生加大; 4孔隙衬里绿泥石只分布于铸膜孔边缘,而在长石或岩屑的粒内溶孔中及方解石胶结物溶蚀孔未见绿泥石,表明其形成要早于溶解作用的发生;5自生高岭石胶结物充填于孔隙衬里绿泥石胶结后的残余原生粒间孔中,并对其进行交代,说明孔隙衬里绿泥石的形成早于自生高岭石胶结物,反映出如下接触关系和成岩序列: 强烈机械压实作用之后,石英颗粒破碎,绿泥石衬里形成。孔隙衬里绿泥石的铁、镁常常来源于基性-超基性岩的岩屑、黑云母或者火山灰,因此它们在空间分布上具相关性,沉积时期铁镁物质高的地方,常有孔隙衬里绿泥石发育。此外,还与砂岩的结构有关,颗粒粒径愈大,分选愈好,砂岩的孔渗性愈好,愈有利于这类绿泥石的发育。孔隙衬里绿泥石的形成晚于绿泥石薄膜,孔隙衬里绿泥石发育的地方,杂基的含量较高,预示其形成过程与水动力条件无关。孔隙衬里绿泥石的形成温度跨度较大,在( 20 ~ 40) ℃和( 70 ~ 80) ℃温度区间内生长最为集中,对应的埋深分别为 < 1 000 m和( 2 000 ~ 2 500) m之间[15]。

( a) 为高岭石,T24 井,2 964. 28 m; ( b) 为伊利石,T24 井,3 008. 0 m; ( c) 为自生石英、伊利石,T24 井,3 008. 0 m; ( d) 为自生石英、伊利石,T25 井,2 894. 26 m; ( e) 为伊利石,T28 井,2 754. 38 m; ( f) 为方解石、伊利石,T28 井,2 880. 82 m; ( g) 为自生石英、高岭石,T32 井,2 838. 57m; ( h) 为长石溶蚀,T32 井,2 663. 36 m; ( i) 为绿泥石,Z46 井,2 969. 84 m; ( j) 为方解石交代高岭石,Z7 井,2 914. 82 m; ( k) 为石英加大边、高岭石,T3 井,3 010. 17 m; ( l) 为自生石英、方解石,Z24 井,3 001. 29 m

孔隙衬里绿泥石与上述颗粒薄膜绿泥石的区别: 1前者仅生长于孔隙接触的颗粒表面,而未见于颗粒接触处,即未将颗粒完全包裹; 2孔隙衬里绿泥石晶体呈针状或竹叶状,延长方向垂直颗粒表面[16],后者呈薄膜状连续分布,常完全包裹碎屑颗粒; 3前者厚度一般为( 5 ~ 10) μm,常数倍于后者; 4前者晶体相对较大,且自颗粒表面向孔隙中心颗粒大小递增[16],自形程度趋好; 后者晶体小。蚀变绿泥石往往由一些不稳定的暗色矿物( 黑云母、角闪石) 和火山岩岩屑在压实作用之后大量水解和溶蚀,自生绿泥石从孔隙流体中持续析出,覆盖有孔隙空间的颗粒表面。黑云母转变而来的绿泥石具黑云母假象,单偏光下呈淡绿色,正交镜下干涉色较低,此种绿泥石在该区零星分布,因而对储层物性的影响不大。

4. 2. 5 碳酸盐胶结物的成因

碳酸盐胶结物的化学性质活泼,物性较脆,对孔隙流体的酸碱性异常敏感,极易发生溶解—沉淀—再溶解—再沉淀过程,因而是成岩环境酸碱度变化的良好矿物指示计[17]。本区碳酸盐胶结作用有两期,早期的胶结物往往和绿泥石薄膜伴生在一起,发生在机械压实之前,这类胶结物有效增强了砂岩抗压实能力,保存粒间孔隙,早期形成的方解石有溶蚀现象,增加了孔隙度。本区山西组为煤系地层,早期地层水总体呈酸性[18],故在山西组早期碳酸盐胶结不发育。同生沉积期方解石数量较少,且多局限于盒8地层中,说明盒8段地层受酸性水的影响不如山西组明显。局部地区大气降水和河流水注入减少,蒸发作用引起了水介质盐度升高,在常温常压条件下,直接从过饱和碱性水体中沉淀而成。

镜下观察表明,晚期方解石形成于绿泥石膜、石英次生加大边之后,多呈中—细晶或它形晶充填残余粒间孔隙,有时甚至呈现出连晶状,颗粒成漂浮状,晚期交代绿泥石膜和石英次生加大边、长石等,阴极发光下多成明亮的橙黄色。大多数方解石呈充填粒间孔或交代长石碎屑出现,当物质供应充分时,可形成“悬浮砂”构造。

在成岩过程中,自生碳酸盐胶结物主要是从碎屑岩孔隙流体中沉淀形成的,其形成时所需的钙离子可通过多种途径获得。本研究在亮晶方解石中获得3组流体包裹体均一温度,分布区间为( 178. 3 ~178. 6) ℃ ,反映了晚期方解石胶结物形成时地层埋深达到最大,温度达到最高,地层有机酸完全转化成CO2,砂岩储层主要受碱性成岩环境约束。

4. 3 溶解作用

埋藏成岩过程中,由于有机质的转化,孔隙流体化学性质从碱性-酸性-碱性变化,导致次生孔隙的形成,并可使某些金属的溶解度发生变化,在适当的条件下沉淀、聚集。包括大气水、压实水、相变释放出的流体、有机物质转化而成的有机流体以及深部热液等盆地流体是溶蚀作用的重要介质。统计表明,盒8段和山1段的次生溶孔分别占总孔隙度的59. 8% 和50. 2% 。次生孔隙主要有岩屑溶孔和杂基溶孔,含少量粒间溶孔、长石溶孔和石英溶孔。溶蚀作用造成的次生溶孔在研究区普遍发育,特别是岩屑和杂基的溶蚀普遍较强。其中,盒8段砂体溶蚀作用较为强烈,形成次生溶孔发育的孔隙型储层;山1段砂体则由于沉积物中缺乏火山物质等易溶组构而溶蚀孔隙较少。

溶解作用可发生于成岩作用的各阶段。按照成岩阶段和成岩反应的先后,将研究区储层的溶蚀作用分为三种: 早成岩B期之前、早成岩B期到中成岩A期、中成岩B期之后。

5 致密储层成因分析

5. 1 沉积微相对储层物性的约束

沉积微相与水动力条件决定了砂岩结构 ( 粒径、分选、杂基含量) ,影响沉积速率和孔隙水组成,进而影响早成岩作用[19]。高能环境如心滩、辫状河道和边滩等沉积微相水动力条件强,黏土杂基含量低,粒度以中-粗粒为主,砂岩结构成熟度较高。而低能环境( 如泛滥平原、漫滩和决口扇等) 水动力条件弱,床沙中的细粒物质被保留下来,杂基含量高,砂岩结构成熟度较低,且粒度较细,往往形成粉、细砂岩。

岩石粒度是水动力强度的标志,随水动力强度增加,岩石分选性好,石英类颗粒含量增加,软组份相对减少,抗压实性增强,部分原生孔隙能够保存,同时也利于后期孔隙流体的流动和次生溶孔的形成。统计表明,粒度是影响砂岩孔渗性,尤其是孔隙度的一个重要因素( 图6) ,砂岩粒度与面孔率呈线性正相关关系。粗粒岩石的形成往往是在水动力条件比较强的环境,高能环境下泥质充填物多不易随之沉积,而粗粒碎屑格架支撑的岩石也具有较高的原始孔隙空间。本区砂岩物性与颗粒粒度的关系密切相关,统计结果表明,孔隙度大于8% 、渗透率大于0. 5×10- 3μm2的储层粒度中值通常都分布于0. 5 mm以上的粗砂岩中。可能的原因是中粗粒石英砂岩和细粒石英砂岩的成岩作用存在很大差别:中粗粒砂岩不含粉砂级颗粒,而中-细粒砂岩由粗砂至泥各级别颗粒组成,分选差,泥质含量较高,压实作用强烈,在成岩早期就变为低孔隙度、低渗透率储层; 中粗粒石英砂岩在早成岩阶段以胶结作用为主,胶结物阻碍了机械压实作用的进行,从而有利于原生的保存和次生孔隙的形成。

不同沉积微相下形成的砂岩具有不同的原始结构,在粒度大小、分选好坏、杂基含量、初始孔隙度大小等方面的不同表现,不仅影响砂岩的压实作用、胶结作用的类型和强度; 而且直接影响到孔隙水的流通性和溶蚀作用的发育程度。杂基的含量与孔隙度和渗透率为负相关,通过铸体薄片观察,杂基含量超过15% 时,岩石主要为基底式胶结,孔隙度和渗透率均较小,孔隙度一般不超过5% ,渗透率不超过0. 1×10- 3μm2。可能的原因有: 其一,强塑性的杂基在压实作用下挤入粒间孔,使原生孔隙迅速减少;其二,大量的杂基抑制了地下流体的活动,不利于酸性流体的进入和溶蚀作用的发生。

通过对研究区41口钻井沉积微相的划分以及物性数据的统计,发现储层物性与沉积微相具有相关性 ( 图7 ) : 心滩砂岩 物性较好,孔隙度介 于6. 10% ~ 9. 19% ,渗透率平均0. 182- 3×10- 3μm2;辫状河道和边滩砂岩的物性次之,其中辫状河道砂岩孔隙度5. 77% ~8. 91% ,渗透率( 0. 256 ~0. 496) ×10- 3μm2; 边滩砂岩的孔隙度7. 76% ~ 8. 20% ,渗透率( 0. 351 ~ 0. 511) ×10- 3μm2,边滩的渗透率最高,可能与边滩砂岩的分选好有关系; 决口扇( 含决口河道) 砂岩孔隙度5. 16% ~ 6. 70% ,渗透率( 0. 104μm2~ 0. 301 ) ×10- 3μm2; 泛滥平原及漫滩所夹薄层砂岩物性最差,孔隙度不超过5% ,渗透率一般小于0. 15×10- 3μm2。

极低渗透性主要可归因于压实作用和胶结作用导致的吼道半径的减小,如黏土矿物、碳酸盐胶结物、硅质胶结物等的堵塞吼道作用。利用中子散射测试发现,开放孔隙越高,渗透率越高,开放孔隙控制了渗透率[20]。造成不同沉积微相砂岩物性差异的原因有[21,22]: 不同水动力条件和沉积微相的砂岩,其物质组分和岩石结构( 粒度、分选等) 存在较大差异,不仅影响砂岩的初始孔隙度,而且影响早期成岩环境。

5. 2 成岩作用对储层物性的约束

苏里格气田东部盒8、山1段砂岩成岩作用具有扩容性和致密化两种类型( 图8) 。压实作用、压溶作用、胶结作用系致密化成岩作用,造成砂岩原生孔隙的减少; 压实作用主要作用于早成岩阶段,造成原生孔隙度的急剧减少,对于杂基含量较高的砂岩表现更为显著。

早期的绿泥石薄膜胶结、中成岩阶段的破裂作用、长石溶蚀和其他矿物的溶解作用对于改善储层物性起建设性作用。中成岩A期,随着有机酸的大量生成,长石、岩屑等溶蚀作用增强,溶蚀孔隙发育,研究区孔隙类型以岩屑溶孔、长石溶孔、杂基溶孔、晶间孔等次生孔隙为主,粒间孔较少( 图9) ,表明压实作用和胶结作用造成原生粒间孔损失严重,溶蚀作用是本区储层物性改善的最主要原因,破裂作用产生的微裂缝虽然可以显著提高砂岩的渗透率,但因裂缝较少发育,对储层物性的贡献很小。中成岩B期出现的含铁方解石、白云石胶结物进一步堵塞溶蚀次生孔隙,最终造就了砂岩低孔低渗的总体特征。

6 结论

( 1) 苏里格气田东部主要产气层盒8段、山1分别发育曲流河、辫状河沉积,储集砂体主要形成于辫状河心滩、辫状河道及曲流河边滩沉积微相。

( 2) 强水动力条件下形成的砂岩奠定了成岩作用的物质基础和有利于成岩流体活动的岩石结构,从而影响了成岩作用和储集物性。砂岩粒度与物性呈现明显的正相关关系,粒度、分选、杂基含量不仅决定了砂岩的原始孔隙度,而且影响了成岩作用的类型和发育强度。

( 3) 成岩作用类型复杂,压实作用、胶结作用造成的原生孔隙大量消失是储层物性变差的主要原因。胶结物主要有多期次的石英加大、伊利石、高岭石、绿泥石和碳酸盐胶结物。机械压实作用对于杂基和塑性岩屑含量较高的砂岩影响最为显著。晚期方解石胶结最终塑造了研究区砂岩低孔低渗的总体特征。

( 4) 溶蚀作用是储层物性改善的关键因素,酸性成岩环境下长石和喷出岩岩屑的溶蚀对储层的改善起到关键作用,石英在碱性条件下的溶蚀作用对孔隙的贡献较小。

摘要：鄂尔多斯盆地苏里格气田是我国陆上产能最大的气田,而储层低孔低渗的特点是制约该气田开发的关键因素。为了探讨砂岩储层低孔低渗的成因机理和主控因素,在岩心观察、薄片鉴定、流体包裹体分析、X-射线衍射、阴极发光分析、扫描电镜分析等基础上,进行了系统的沉积微相和成岩作用研究。研究表明,主要产气层山1、盒8段砂体形成于辫状河心滩、辫状河道及曲流河边滩等水动力条件强的沉积微相;成岩作用无疑是砂岩储层物性变差的主要原因;但沉积微相奠定了岩石结构和沉积期后作用的物质基础,对成岩作用和储集性能产生重要影响。

沉积储层 第4篇

本文利用岩心、测井、实验分析等资料对主要沉积微相进行识别, 明确了沉积微相展布特征, 以及不同微相储层特征;探讨其与储层之间的关系, 明确了有利储集相带, 为下一步勘探开发方向提供了一定的借鉴意义。

1 沉积微相

1.1 识别标志

通过对什邡气田蓬莱镇组45口取芯井岩芯观察, 结果表明:该区岩性主要为中砂岩、细砂岩、泥岩及其过渡类型, 砾岩较少;岩石颜色以棕褐色为主, 局部可见灰黑色、灰绿色、深灰色, 表明其沉积环境以弱氧化沉积环境为主。

岩性和沉积构造的不同组合是判别沉积相的重要标志[7,8], 该区岩石沉积构造类型多样, 主要有平行层理、交错层理、水平层理、底冲刷构造等, 偶见植物碎片化石, 表明该区有中等水动力条件下的河道沉积、水体来回摆动的砂坝沉积、静水条件下的间湾沉积等多种类型。

根据18口取心井110个样品的薄片资料统计, 该区岩石砂岩颗粒分选较好, 磨圆度较差, 以次棱-次圆为主;岩屑含量偏高、石英含量中等、长石含量偏低, 岩石类型以岩屑石英砂岩和岩屑长石砂岩、岩屑砂岩为主, 显示出成分成熟度偏低的特点。较低的成分成熟度和偏低的结构成熟度反应沉积物为相对近源, 经历过一段距离的搬运。

在测井曲线特征方面, 研究区内的测井曲线形态表现出钟形、箱形、漏斗形、指状、单尖峰和齿化、平直曲线等类型;通过测井相对比分析, 认为该区存在分流河道、河口坝、分流间湾等多种沉积类型。

1.2 沉积微相类型及划分

结合区域沉积背景, 在前人研究基础上, 根据岩心实物、粒度分析、测井相、地震相特征等方面的综合研究, 进行了单井沉积微相划分, 认为该区蓬莱镇组三角洲沉积体系可进一步划分为三角洲前缘、三角洲平原2个亚相, 以及分流河道、分流间湾、河口坝、远砂坝等多个沉积微相。

2 储层特征与沉积微相关系

2.1 储层展布特征

对该区内250套砂体的沉积微相类型统计 (表1) 表明, 分流河道砂体沉积厚度最大, 平均厚度为11.5m;河口坝砂体沉积厚度平均值近5m;其余微相沉积厚度平均值大多小于5m。

该区储层平面展布与沉积微相关系密切。以JP23-1层砂体为例, 砂体展布明显受沉积微相控制, 砂体厚度5-15m, 最厚的砂体达18m, 砂体较厚的部位集中在分流河道的范围内。

2.2 物性特征

根据研究区42口井1735个物性实验分析数据统计, 研究区内砂岩孔隙度主要分布在8%-14%之间, 平均8.64%, 渗透率主要分布在0.08-0.64md之间, 平均0.67md, 属中低孔近致密-致密储层范畴。

从不同沉积微相来看, 该区储层物性受微相影响较大, 分流河道物性最好, 孔隙度为2.9-19.3%, 平均11.7%, 渗透率为0.009-13.76md, 平均1.0md;其次是河口坝、远砂坝;天然堤等微相的物性最差 (表2) 。

2.3 孔隙结构特征

根据该区20口井扫描电镜、铸体薄片资料分析, 认为砂岩储层孔隙类型以粒间溶孔为主, 粒内溶孔、剩余粒间孔为辅;对储层储集性贡献最大的孔隙类型为粒间溶孔、剩余粒间孔, 其次是粒内溶孔。

从常规压汞测试所反映的储层孔隙结构参数来看 (表3) , 砂岩储层中值喉道半径普遍小, 平均0.084mm, 对应的中值压力普遍偏大, 平均8.95 MPa。孔喉分选系数一般大于2, 喉道分选差。歪度偏负偏细, 平均-0.14。变异系数偏小, 平均0.23, 反映弱变异。总体上, 储层具有细-微孔, 细-微喉的特征。

从不同沉积微相来看, 分流河道其储集性能是所有微相砂体样品中最好的。例如:SF9-14为分流河道样品, 孔隙度为17.31%, 进汞曲线上有明显平台出现, 且曲线上升缓慢。排驱压力为1.2997MPa, 对应的最大连通孔喉半径为0.577μm, 表明孔喉粗, 易于天然气渗流。分选系数为2.67042, 歪度系数为0.53956, 表现为粗歪度。从压汞曲线特征看, 该样品储集性能良好。而CX622-3为天然堤样品, 孔隙度为3.23%, 进汞曲线上升较慢。排驱压力为13.23 MPa, 说明该样品最大连通孔喉半径小, 其值仅为0.0567μm。该样品歪度为0.04763, 孔喉表现为细歪度, 该样品储集性能差。

3 沉积作用对储层的影响

由于砂体沉积环境的不同, 造成储层矿物成分、粒度及填隙物、沉积厚度等方面存在差异, 这些差异直接影响到砂岩储层孔隙结构和渗流特征, 影响储集性的好坏[9,10,11,12]。通常, 粒度主要对原生孔隙的大小起作用;长石含量、岩屑类型和含量对次生孔隙的作用明显;沉积相带多在宏观上控制储层展布。

3.1 水动力条件

什邡气田蓬莱镇组储层中, 水动力较强作用下沉积的中粒岩屑砂岩绝大部分为Ⅰ类储层, 高达到70%以上;水动力条件中等的细粒砂岩或极细粒岩屑砂岩中兼有Ⅰ、Ⅱ类储层;中砂岩和细砂岩是研究区主要储层;而弱水动力条件沉积的粉砂岩以Ⅳ类、Ⅲ类为主 (图1) 。

不难看出研究区内储层沉积的水动力条件、粒度与物性密切相关, 这是因为岩石粒度影响初始孔隙的发育程度以及填隙物含量, 故对储层储集性具有明显的控制作用。水动力作用较强的分流河道, 其储层粒度较大, 孔隙较为发育;弱水动力条件下的天然堤、远砂坝等砂岩粒度小, 且具有较多纹层规模的泥质条带, 储集性差。

3.2 碎屑组分

实验分析数据表明, 分流河道砂岩平均孔隙度11.7%, 其长石含量平均16.7%, 石英含量平均62.3%, 岩屑含量平均22.6%;河口坝孔隙度平均8.3%, 长石含量平均12.3%, 石英含量平均63.8%, 岩屑含量平均20.6%。通常岩石中长石含量对次生孔隙的作用明显, 研究区内河口坝与分流河道相比, 石英、岩屑含量大致相当, 由于河口坝砂岩搬运距离相对较长等多种原因, 导致长石含量减少, 从而影响其次生孔隙发育。

河口坝砂岩孔渗关系较差, 分析认为可能是受碳酸盐胶结物含量及泥质条带的强烈影响, 引起了高孔低渗现象。天然堤等微相由于远离河床, 泥质增多, 其储层岩屑、填隙物含量较高, 储集性变差, 难以形成有利储集相带。

研究认为该区储层储集性受沉积作用影响外, 还受成岩作用的影响:形成良好的次生孔隙, 有利于改善储集性的建设性作用主要是溶蚀作用;减孔、吼道堵塞的破坏性作用主要有压实、胶结作用。

3.3 沉积相带

什邡气田蓬莱镇组储层在平面上的展布受沉积微相分布的影响, 具有明显的分带性。以JP23层砂组为例, 其沉积环境为三角洲前缘, 主要发育分流河道、河口坝、天然堤、远砂坝等微相, 储集性能优越的Ⅰ类储层主要集中在分流河道中心, 呈条带状、树枝状展布, 且分布局限。这主要是因为分流河道受较高能量稳定水流冲刷作用, 砂体沉积厚度较大, 砂岩岩屑、杂基含量少, 分选相对较好, 易形成“颗粒支撑”的具有良好孔隙结构的砂岩储层, 与其他微相相比, 是勘探开发的有利储集相带。

4 结语

4.1什邡地区蓬莱镇组时期主要发育三角洲前缘、三角洲平原2个亚相沉积, 分流河道、分流间湾、河口坝、远砂坝等微相, 分流河道平面上多呈北东-南西向树枝状展布。

4.2储层特征与沉积微相关系密切, 总体上分流河道砂岩厚度大、物性、孔隙结构最好、是良好有效储层, 河口坝相对较差, 而天然堤等微相为非有效储层。

4.3水动力条件、碎屑组分、沉积相带等对储层有着重要的影响, 其中分流河道水动力条件强, 沉积粒度相对较大, 杂基含量少, 使其砂岩厚度和孔隙更为发育, 形成了优质储层砂体。

4.4厚度大、储集性能好的优质储层具有明显的分带性, 主要集中在分流河道中心, 是勘探开发的有利储集相带。

摘要：随着什邡气田蓬莱镇组气藏勘探开发工作的深入, 沉积微相的精细刻画及其与储层的关系研究显得尤为必要。本文利用岩石类型、结构特征、测井相等分析手段, 结合实验分析资料, 对沉积微相进行了分析和研究, 划分出三角洲平原、三角洲前缘两个亚相, 以及分流河道、分流间湾、河口坝等沉积微相;分流河道在平面上多呈北东-南西向树枝状展布;受水动力、碎屑组分、沉积相带等影响, 储层特征与沉积微相关系密切, 分流河道具有最优的储集条件, 为该区有利储集相带。

关键词：什邡气田,蓬莱镇组,沉积微相,储集性

参考文献

[1]朱志军, 陈洪德, 胡晓强, 等.川西前陆盆地侏罗纪层序地层格架、沉积体系配置及演化[J].沉积学报, 2010, 28 (3) :451-461.

[2]钱利军, 陈洪德, 时志强, 等.川西拗陷中段蓬莱镇组物源及沉积相展布特征[J].成都理工大学学报 (自然科学版) , 2013, 40 (1) :15-24.

[3]叶茂才, 易智强, 李剑波.川西坳陷蓬莱镇组沉积体系时空配置规律[J].成都理工学院学报, 2000, 27 (1) :54-59.

[4]赵永刚, 雷卞军, 杨跃明, 等.川西邛崃县白马庙气田上侏罗统蓬莱镇组沉积相及砂体展布研究[J].中国地质, 2004, 3l (3) :284-288.

[5]陈洪德, 徐胜林.川西地区晚侏罗世蓬莱镇期构造隆升的沉积响应[J].成都理工大学学报 (自然科学版) , 2010, 37 (4) :353-358.

[6]何鲤, 柳梅青, 何治国, 等.川西及邻区蓬莱镇组沉积层序特征及有利储集相带预测[J].石油实验地质, 1999, 21 (2) :119-l27转136.

[7]于兴河.碎屑岩系油气储层沉积学[M], 北京:石油工业出版社, 2008.

[8]何幼斌, 王文广.沉积岩与沉积相[M].北京:石油工业出版社, 2008.

[9]夏志威, 程日辉, 赵春满, 等.松辽盆地十屋油田营城组储层沉积微相特征及其对储层物性的影响[J].世界地质, 2011, 30 (4) :605-611.

[10]邓荣敬, 徐备, 漆家福, 等.北塘凹陷古近系沙河街组三段沉积特征及储层的影响因素[J].岩石矿物学杂志, 2006, 25 (3) :230-236.

[11]袁海峰, 徐国盛, 倪根生, 等.川西洛带气田遂宁组沉积相及与储集物性关系[J].成都理工大学学报 (自然科学版) , 2008, 35 (1) :15-21.

沉积储层 第5篇

通过对中生界白垩系的储层研究认为,白垩系地层是目前发现储集性能最为优越的层系,准噶尔盆地白垩系地层可划分为上统东沟组,下统吐谷鲁群,自下而上包括清水河组、呼图壁河组、胜金口组和连木沁组。根据岩性、电性、油气和沉积旋回等特征,清水河组划分为清一段和清二段[4],其中,清一段油气勘探前景最好。

前人对清水河组一段的岩性油气藏勘探关注程度较高,但鲜见其储层沉积环境的研究报道[4—9]。准噶尔盆地西北缘的红003井区清水河组稠油油藏于2007年发现,为该区块主力开发层系,随着勘探程度的不断深入,该区的储层沉积环境研究变得尤为重要,对沉积相的精细研究,搞清储层发育的规模和分布是目前勘探急需解决的重大地质问题。对指导红山嘴油田的高效勘探开发具有重要意义,并为进一步开展准噶尔盆地油气勘探提供了基础依据。红003井区清水河组地层发育良好,分布面积较广,基于此,以红003井区清水河组一段地层为研究对象,对其沉积相特征及砂体展布规律进行分析,并进行储层分类评价。

1 沉积相标志

1.1 岩相标志

岩相是指特定的水动力条件或能量下形成的岩石单元,划分岩相的意义在于通过某一特征的岩石单元来反映其形成时的水动力条件及能量,故也可称其为能量单元,也有人将其称为岩石物理相。

根据检h9023、红065、红077、红074、红081、红068、红003井七口取芯井的岩芯观察,并参照目前国际上比较流行的岩相划分标准与划分方案,相应地在该区划分出10种不同的岩相类型(表1)。不同的岩相组合特征,反映了其形成时的水动力条件及能量,以此推测总结出不同岩相形成的环境。

1.1.1 块状砾岩相

清水组地层中,块状砾岩相非常发育,砾石成分较为复杂,以变质岩为主,其次为火成岩和泥岩岩块,杂基支撑,杂基主要是砂砾质。砾石分选差,磨圆中等(图2A),特别是K1q12小层。块状层理反应出水体能量强,物源供给充分。分选差和磨圆不好总体反映出物源区较近。该岩相常出现在离物源较近的冲积扇或与冲积扇有关的扇三角洲中,辫状河沉积环境中也存在,但厚度相应地较小。

1.1.2 块状砂砾岩相

砾石主要为细砾岩,局部出现粒径超过3 cm的砾石。砾石的磨圆相对较好,分选较大,含不同的粒级。砂岩粒度为粗-细粒。成层性不好,反映出沉积速率快,缺少分选。与块状砾岩相相比,块状砂砾岩相的砾石直径跨度较大,虽然分选较差,但磨圆明显变好(图2B)。类似于杂基支撑,只是杂基是砂岩。这种岩相体现为一种近源沉积,该岩相主要出现在冲积扇的扇中及辫状河中。

1.1.3 槽状交错层理含砾砂岩相

槽状交错层理砂岩分布较广,岩性主要为中-粗砂岩,局部为含砾粗砂岩,发育有各种规模、多种形态的槽状交错层理。主要见于河道充填,在冲积扇沉积体系中,易在扇中的辫状河道中见到。槽状交错层理反映出沙丘的迁移不均匀,常常出现在辫状河道中,有时在曲流河中也可见到。

1.1.4 冲刷面砂-砾岩相

上下岩层之间发育冲刷面,冲刷面之上是细砂岩、中-粗砂岩、砂砾岩及砾岩;而冲刷面之下一般较冲刷面之上略细(图2C),反映出水体能量突然发生变化,对下伏地层形成侵蚀[10]。从清一段取心井的冲刷面及冲刷面上下的岩性来看,水体较浅,水体能量变化大,物源供应充分,因为冲刷面之下根本没有泥岩存在,反应是基准面较高,强水动力将细粒沉积带到下游了。

1.1.5 板状交错层理砂岩相

A为具块状层理的砾岩,杂基支撑,h9023井;B为具块状层理的砂砾岩,h9023井;C为砾岩、砂砾岩,上下岩层之间呈岩性突变的底冲刷接触关系,h9023井;D为棕褐色中-粗粒的砂岩,发育板状交错层理,h074井;E为细砂岩,发育小型流水沙纹,主要为脉状层理,可见爬升层理,红077井;F为细-中砂岩,发育平层理,红077井

多为中-粗粒的砂岩,棕褐色,纹层厚度一般在6~12 mm,倾角变化较大,一般小于15°,具有明显顺流加积的特点,常形成于河道的砂坝中,砂坝经过多次迁移,并叠加而成(图2D)。板状交错层理砂岩反映出离物源的距离变远或水体能量的变弱,相对变得稳定,砂坝开始发生侧向的迁移。

1.1.6 沙纹层理砂岩相

岩性以极细砂-细砂岩为主,颗粒的分选和磨圆较好。具有小型流水沙纹,主要为脉状层理,有时可以见到有爬升层理(图2E),说明水动力条件较弱,但物源供应充分。沙纹层理砂岩相表明水体能量较弱,常形成于越岸沉积中,在河流、三角洲等沉积环境中均可见到。

1.1.7 平行层理砂岩相

平行层理砂岩相多出现在河道的中-上部及某些宽浅型河道砂体中,岩性多为细-中砂岩,岩层厚度不大,分布有限。无论是河道砂体的顶部还是宽浅型河道中,这些部位都是易于产生水浅流急的高流态条件的部位,在高流态条件下产生上部平坦沙底形,形成平行层理砂岩相[10](图2F)。平行层理砂岩相在碎屑岩沉积环境中均可出现,代表较强的水动力。

1.1.8 小型沙纹层理粉砂岩相

单层厚度小,一般小于30 cm,分布非常局限,岩性以粉砂岩、粉细砂岩为主,具波状或断波状小型沙纹交错层理,横向上常快速渐变为水平层理粉砂岩。小型沙纹层理粉砂岩主要形成于低能沉积环境中,如冲积扇的扇端。

1.1.9 水平层理粉砂岩相

水平层理粉砂岩相以粉砂岩、泥质粉砂岩为主,其厚度变化较大,横向上常常表现出向两方分别渐变为细砂岩和粉砂质泥岩或泥岩。大多数情况下,这种渐变不是很明显,在粉砂岩中可以看到夹有数层的毫米级的细砂岩,所以这些特点反映出水流能量逐渐变弱,沉积物机械分异的结果。

1.1.1 0 砂质泥岩相

此种岩相主要出现在河道的底部,是河流掘蚀或挖蚀时期的泥质沉积,泥砾经短距离搬运后沉积而形成的。泥砾大小相差悬殊,以浅灰色为主。偶尔也可见到变质岩的泥岩及火山岩砾石,均说明能量强,但迅速变弱,沉积物来不及分选就沉积下来。此种岩相的厚度变化很大,无论纵向还是横向都为不连续的透镜体,在同一层理上,泥砾也时有时无,时多时少,它反映了冲刷作用的强弱变化,往往发育在漫流带中。

1.2 沉积微相划分

通过对研究区10口井岩芯观察与描述,结合区域地质背景、室内薄片鉴定和测井资料解释,认为清水河组一段发育冲积扇相,依据如下:泥岩不发育,表明物源近,水体能量强;砾岩总体分选差、磨圆差,块状层理发育,可以认为是近源堆积;存在冲刷面,表明水动力能量不稳定,水浅流急;K1q12小层中,发育薄层的灰色泥岩,与砾岩呈不等厚互层接触,中间无过渡岩性,反映出沉积的间断性,泥岩应为洪水过后的溢流沉积;局部存在筛积物沉积,表明为冲积扇扇中沉积;K1q12~K1q14小层无任何与湖浪作用有关的沉积构造,说明K1q12-K1q14小层不是扇三角洲沉积。泥岩以灰色为主反映了潮湿的气候。

从取芯资料来看,不发育泥石流沉积,也就说明清水河组一段没有扇根沉积,或扇根沉积不明显,主要应该是冲积扇的扇中沉积。其中,扇中亚相可进一步划分微相为辫状水道、砂坝和溢流沉积。

1.2.1 辫状水道微相

扇中亚相内的水道绝大多数为辫状水道,呈放射状散开,是扇根主水道的延伸或分支,水道一般深2~8m,最深处在中上部位,向扇缘变浅。沉积物以砂砾岩为主,砾岩岩性比为70%~90%,多为块状或模糊状递变层理。该微相底部常发育冲刷面,电性曲线表现为带齿边的钟形,中高阻,自然电位幅度中等[11]。

辫状河道在垂向加积过程中,由于不同期次洪泛能量的不同,导致其所携带的沉积物粒度也大小各异,这就表现出垂向上砾石的粒径大小差异,而且无一定规律可循[12]。沉积特征以块状层理砾岩相和块状层理砂砾岩为主,其次是槽状交错层理含砾粗砂岩相。由于较强的水动力,内部不易保存泥质夹层,但当河道废弃时或洪水过后,也可充填悬移质沉积的泥质夹层,即落淤层,其侧向分布一般不超过一个河谷的宽度,连续性较差[12],但由于后期冲刷作用,不一定能保留下来。从粒度累计曲线来看(图3,458.3 m和465.8 m),滚动组分比例非常高,可达到50%以上,滚动组分和跳跃组分之间存在一个明显的过渡带,反映出水动力条件频繁变化的特点,也说明颗粒的分选非常差。

1.2.2 砂坝

砂坝是辫状河道中间或边上的砂质或砂砾质滩。面积不大,顺辫状河道走向延伸。主要是河流所携带的沉积物在遇到地形突然开阔、坡度变陡时,所形成的顺流向的沉积作用。即沉积物在地形开阔和坡度增加的部位,开始卸载并逐渐向前推进或堆积的过程[12]。这种作用的沉积特点是常常形成向上变粗的反韵律结构,沉积构造以板块交错层理、槽状交错层理为主,有时以底部可以见到少许沙纹层理。从粒度累计曲线来看(图3,455.8 m,460.6 m和464.8 m),滚动组份仍占有一定的比例,但明显较辫状河道要低,碎屑颗粒的分选变好,表明水体能量相对较稳定。

沉积物较辫状河道细,砂砾岩比在50%~70%,含泥量与辫流线接近,普遍发育大型交错层理。

1.2.3 溢流沉积

溢流沉积指冲积扇环境中的漫流作用,由于河水或洪水漫过堤岸,远离河道,流速减慢,大量悬浮物质卸载形成的泛滥平原沉积[12]。此类沉积的间歇性较强,多形成薄层的细粒沉积物,以粉细砂岩为主,垂向上的沉积物可以逐渐增厚,无明显的韵律特点。沉积构造以小型沙纹交错层理为主,当与其他砂体叠合连通时,可以形成储层[13]。

1.3 沉积微相平面分布

1.3.1 K1q14沉积微相展布

从沉积微相图可以看出(图4A),物源主要来自北方或北西方向,研究区处于扇中沉积位置,主要发育扇辫河道,在辫状水道之间,分布着规模不等的砂坝,这些砂坝均为纵向砂坝,与河道方向平行,建产区与砂坝重合性较好。整体来看,研究区中部砂坝较为发育,而边部砂坝欠发育。

1.3.2 K1q13沉积微相展布

该层沉积微相展布与K1q14层基本相似,仍以扇中的辫状水道和砂坝沉积为主,但发育横向砂坝,表明水体能量略有减弱。在h9058井附近,发育少许越岸沉积。研究区的南部及边部砂坝不发育(图4B)。

1.3.3 K1q12沉积微相展布

K1q12层沉积期,沉积格局发生重大变化,物源隆升,大量的角砾就近堆积,形成了近源的扇中沉积,研究区基本全为辫状水道沉积。在红102附近,有一些越岸沉积(图4C)。

2 储层分类评价

2.1 储层分类标准

在综合分析前人对清水河组储层分类的基础上,结合本区储层“四性关系”和储层下限,确定了清水河组储层分类标准,使用的参数主要包括孔隙度、渗透率、岩性、最大孔喉连通半径、中值喉道半径和最小非饱和孔喉体积百分数,将本区储层划分为四类(表2)。

注:K为渗透率;Φ为孔隙度;Rd最大连通孔喉半径;R50中值喉道半径;Smin为最小非饱和孔喉体积百分数。

Ⅰ类储层:为本区最好的储层,岩性以砂岩(细砂岩、中砂岩、粗砂岩)为主,孔隙度>24%,渗透率>300×10-3μm2,最大连通孔喉半径大于22μm,中值喉道半径大于1.5μm,最小非饱和孔喉体积百分数小于9%。

Ⅱ类储层:为本区较好储层,岩性以砂岩(细砂岩、中砂岩、粗砂岩)为主,部分砂砾岩,孔隙度21%~24%,渗透率100×10-3~300×10-3μm2,最大连通孔喉半径14~22μm,中值喉道半径0.9~1.5μm,最小非饱和孔喉体积百分数9%~11%。

Ⅲ类储层:为本区较差的储层,岩性以砂砾岩为主,部分砂岩,孔隙度18%~21%,渗透率30×10-3~100×10-3μm2,最大连通孔喉半径9~14μm,中值喉道半径0.5~0.9μm,最小非饱和孔喉体积百分数11%~13%。

Ⅳ类储层:为本区的非有效储层,岩性以砾岩为主,部分砂砾岩,孔隙度小于18%,渗透率小于30×10-3μm2,最大连通孔喉半径小于9μm,中值喉道半径小于0.5μm,最小非饱和孔喉体积百分数大于13%。

2.2 储层分类平面分布图

根据单井储层分类结果,结合各小层孔隙度和渗透率平面分布特征,绘制了各小层储层分类平面分布图(图5)。

从图5A可知,K1q13小层储层以Ⅰ、Ⅱ类为主,呈南北向分布,由北向南大面积分布,Ⅰ类储层北部较南部发育,Ⅱ类储层南部较北部发育,Ⅲ、Ⅳ类储层发育较少,主要分布在工区的东部和西南部边缘区域。

从图5B可知,K1q14小层储层以Ⅰ类为主,其次为Ⅱ类,呈南北向分布,Ⅰ类储层由北向南大面积分布,Ⅱ类储层主要分布在Ⅰ类储层边缘,呈条带状,Ⅲ、Ⅳ类储层发育较少,主要分布在工区的东部和西南部边缘区域,表现为不连续分布。

3 结论

通过对红山嘴油田红003井区清水河组一段沉积微相分析和储层分类评价,得出如下几点重要认识:

1)岩石学特征研究表明,清水河组主要岩石类型为砂砾岩、粗-中砂岩为主,夹少量泥岩成分,低的成分和结构成熟度反映近物源、欠改造的快速堆积特征。

2)沉积微相研究表明,研究区清一段沉积环境为潮湿气候条件下的冲积扇扇中沉积,微相主要有辫状河道、砂坝和溢流沉积。