川东地区寒武系洗象池群颗粒滩储集层发育特征及主控因素^*

Characteristics and main controlling factors of shoal reservoirs in the Cambrian Xixiangchi Group,eastern Sichuan Basin

摘要

川东地区平桥1井在寒武系洗象池群获得工业气流,揭示该层位具有一定的勘探前景。基于野外露头、岩心、薄片、录井与测井资料,应用储层地质学方法,研究了洗象池群颗粒滩储集层发育分布,结果表明: (1)川东地区洗象池群可识别出台坪旋回、潮缘旋回和潮下旋回,颗粒滩主要发育在潮缘和潮下旋回,潮缘旋回颗粒滩形成于水体变浅的高位体系域中上部高能量带,与周期性暴露的台坪旋回交互,发生准同生溶蚀作用; 而潮下旋回颗粒滩发育于海侵体系域与高位体系域下部高能带,与深潮下低能带交互,未经历暴露溶蚀作用。(2)川东地区颗粒滩发育于台洼东侧边缘,储集层主要岩性是残余砂屑白云岩和粉—细晶白云岩,储集空间为粒间(溶)孔和晶间(溶)孔; 平均孔隙度与渗透率分别为3.24%、1×10^-3 μm³,具有低孔低渗的特点。(3)潮缘旋回颗粒滩的发育受古地貌的影响,其是否受到准同生期大气淡水溶蚀是储集层形成的关键。

Abstract

The well Pingqiao 1 in the eastern Sichuan Basin achieved commercial gas flow in the Cambrian Xixiangchi Group,demonstrating significant exploration potential in this stratigraphic unit. Based on outcrop,core,thin section,logging and well-log data,the development and distribution of shoal reservoir in Xixiangchi Group has been studied by reservoir geology method. The results show that: (1)The tidal flat cycle,peritidal cycle and subtidal cycle are identified. Shoal deposits predominantly develop in the peritidal and subtidal cycles. Peritidal shoals are located at the middle-upper part of highstand system tracts where shallow-water conditions interacted with periodically exposed events,resulting in penecontemporaneous dissolution. Subtidal shoals formed in transgressive system tracts(TST)and lower HST high-energy zones,interfacing with low-energy deep subtidal environments without significant exposure-related dissolution. (2)The shoals in the eastern Sichuan Basin are developed in the eastern margin of the low-lying area of the platform,and are dominated by doloarenite and silt-fine crystal dolomite lithofacies. Reservoir spaces primarily consist of intergranular(dissolved)pores and intercrystalline(dissolved)pores. The average porosity and permeability are 3.24% and 1×10^-3 μm³,respectively,showing the characteristics of low porosity and permeability reservoirs. (3)The development of shoals in the peritidal cycle is affected by the paleogeomorphology,and whether it is dissolved by atmospheric fresh water in the quasi-contemporaneous period is the key to reservoir formation.

Graphical abstract

关键词

颗粒滩储集层 / 潮缘旋回 / 大气淡水溶蚀 / 洗象池群 / 川东地区

Key words

shoal reservoir / peritidal cycle / meteoric freshwater dissolution / Xixiangchi Group / eastern Sichuan Basin

四川盆地中上寒武统洗象群在川中地区具有较高的探明储量(赵爱卫,2015;林怡等,2017),而位于川东地区的平桥1井在洗象池群获得了工业气流,表明该层位具有一定的勘探潜力。洗象池群主要为局限台地相(张满郎等,2010;李皎和何登发,2014;谷明峰等,2020;石书缘等,2022),川东地区中部为川东凹陷,凹陷西侧为川中古隆起,东侧地势逐渐降低。凹陷两侧边缘带发育颗粒白云岩,其北西侧川中地区储集层研究表明储集岩为颗粒白云岩和细—粉晶白云岩,发育粒间(溶)孔、晶间(溶)孔、溶洞、裂缝多种储集空间,孔隙度集中分布在2%~6%,为低孔低渗储集层(赵爱卫等,2015;林怡等,2017),累计厚度在5~48 m。而川东凹陷边缘带洗象池群颗粒白云岩储集层的发育分布,尤其是哪种类型的颗粒滩能够发育为储集层是本研究的主要内容。

本研究对于平桥1井和平桥2井岩心、南川三泉剖面进行了观察和描述,并根据枫1井、建深1井、利1井、太和1井、焦石1井、楼探1井、座3井等钻井资料,对川东地区洗象池群沉积旋回进行识别,结合结构组分差异的影响,从而分析不同沉积旋回中所发育的颗粒滩的区别,明确沉积旋回对于颗粒滩发育的影响。

1 区域地质背景

研究区位于四川盆地东部(图1-a),研究层位为寒武系中上寒武统洗象池群。洗象池群地层主要岩性为晶粒白云岩和颗粒白云岩,也可见砂质白云岩和泥质白云岩(图1-b),整体沉积时间约为15 Ma(邓成昆等,2022)。川东及川东南地区洗象池群在石柱、南川一带地层厚600~700 m,秀山地区地层甚至可达1000 m(文华国等,2022)。

四川盆地中上寒武系洗象池群沉积相整体属于碳酸盐岩镶边台地,沉积相自西向东依次发育混积台坪、局限—半局限台地、台地边缘、斜坡和盆地(赵爱卫,2015;井攀,2017; 贾鹏等,2021; 文华国等,2022)。川东地区洗象池群主要发育局限台地相,进一步可分为台坪、浅潮下、深潮下3个沉积相带。

总体上,洗象池群沉积期继承了早寒武世晚期—中寒武世的沉积格局,呈西北高、东南低的古地理格局(石书缘等,2022),川中地区表现出同沉积古隆起特征,由于离物源区较远,且处于古地貌高地,利于颗粒滩发育,滩体单层厚度相对较大(井攀等,2016); 而川东地区在宜宾—万州一带发育凹陷,以低能沉积的潟湖相为主,凹陷边缘东侧古地貌相对较高,此处也发育多期颗粒滩。

川东地区洗象池群地层整体可以划分为5个三级层序(陈文等,2016;李伟等,2019),每个三级层序由海侵体系域和高位体系域组成(王素芬等,2008)。洗一段包括下部的2个三级层序,洗二段包括第3个三级层序的海侵体系域,洗三段包括第3个三级层序的高位体系域和上部的2个三级层序。

2 沉积旋回类型及特征

川东地区洗象池群根据晴天浪基面、平均海平面和平均高潮面的相对位置可分为台坪、浅潮下和深潮下3个沉积相带(图2)。通过岩心及野外剖面识别,结合海平面升降,认为川东研究区可以分为3种沉积旋回组合: 台坪旋回,潮缘旋回和潮下旋回。

2.1 台坪旋回

台坪旋回(图3-a)主要包含潮上带和潮间带(图2),其特征是潮间和潮上相互频繁叠置,沉积旋回由下至上暴露程度逐渐增加。下部发育潮间带沉积,岩性主要为灰色—浅灰色粉晶白云岩,能量较高时可发育潮间滩,见少量砂屑白云岩。

上部发育潮上带沉积,岩性主要为浅灰色泥—粉晶白云岩、粉—细晶白云岩,具有石膏结核、干裂、鸟眼构造等表征暴露环境的相标志(图4-a,4-b),可见水平层理。由于长期处于暴露环境,水动力条件很弱,仅见少量颗粒白云岩夹层,无法形成规模滩体,且颗粒白云岩孔隙发育程度低、物性差。

2.2 潮缘旋回

潮缘旋回(图3-b)由潮下带中的高能潮下坪和潮间—潮上沉积交替组合构成,单个沉积旋回厚度在1.4~2.6 m之间。该沉积旋回下部以发育浅潮下颗粒滩为主,单滩体厚度在0.8~1.5 m,岩性主要为灰色—浅灰色残余砂屑白云岩或粉—细晶白云岩为主,可见交错层理、平行层理等沉积构造(图4-c至4-e),颗粒白云岩中平均颗粒含量为65.8%。上部发育以中薄层泥—粉晶白云岩为主的台坪相。垂向上由下至上,水体呈现由深至浅的变化,该沉积旋回中的颗粒滩遭受周期性的暴露,溶蚀作用明显,颗粒间孔隙部分得以保留,为储集层的发育奠定了基础。

2.3 潮下旋回

潮下旋回(图3-c)整体处于潮下带的沉积环境,主要由局限低能潮下坪(简称局限潮下)和浅潮下低能颗粒滩垂向叠置组成。在潮下旋回中,其下部发育局限潮下,岩性以灰色—深灰色的泥质泥晶白云岩、泥—粉晶白云岩为主。上部发育低能潮下滩,岩性为灰色砂屑泥晶白云岩或泥晶砂屑白云岩,颗粒白云岩中颗粒含量为63.7%。由于潮下旋回沉积环境整体处于海平面之下,水体能量较低且不发生暴露,岩石颜色较深,胶结物含量较高,物性差。

3 储集层特征

3.1 储集层岩石学特征

根据露头、岩心以及岩石薄片观察,四川盆地东部洗象池群储集层的岩性以颗粒白云岩为主,颗粒以砂屑为主。颗粒灰岩的原始结构由于经受白云岩化作用或重结晶作用等成岩作用的影响,遭受一定的破坏,颗粒自身及颗粒之间的结构都会因此而发生变化(张学丰等,2010)。因此依据颗粒白云岩内部结构保留的程度,研究区洗象池群的主要的储集岩岩性可划分为残余颗粒白云岩和粉—细晶白云岩。

3.1.1 残余颗粒白云岩

残余颗粒白云岩(图5-a至5-e)的颗粒轮廓较为清晰,颗粒结构部分可见,胶结物与颗粒之间存在可区分界限。镜下可见岩石为颗粒支撑,颗粒间呈点—线接触,分选中等,颗粒磨圆较好。颗粒含量在50%~70%之间,粒径在0.1~1.2 mm之间,主要由粉晶白云石组成。颗粒之间主要为亮晶白云石胶结,保存程度较好则可区分2期胶结物。储集空间以粒间溶孔、残余粒间溶孔为主,其次为晶间孔,面孔率可达25%。若受到白云石化或重结晶作用影响较大,颗粒会形成幻影结构(图5-d,5-e),内部结构被破坏。该类型残余颗粒白云岩与胶结物之间的界线较为清晰,主要的储集空间为粒间溶孔和晶间孔。

3.1.2 粉—细晶白云岩

颗粒白云岩遭受强烈改造后,结构会被完全破坏,会形成为粉—细晶白云岩(图5-h)。颗粒结构已不可见,与胶结物或基质之间无法区分。岩石薄片镜下观察,可见粉晶和细晶白云石晶粒呈半自形—他形,镶嵌式接触,晶粒粒径主要在0.03~0.2 mm之间,颗粒原始结构已无法辨识。储集空间以晶间孔为主。相比于残余颗粒白云岩,其孔隙发育程度较低,面孔率一般小于10%,最高不超过15%。

3.2 储集空间类型

研究区洗象池群储集空间类型较为多样,根据野外露头、岩心和岩石薄片的观察及鉴定,认为川东地区洗象池群储集层的储集空间类型主要为粒间溶孔,其次为晶间孔,可见少量的裂缝及溶洞。

3.2.1 残余粒间孔和粒间溶孔

当颗粒间胶结物的发育程度低或含量少时,可形成残余粒间孔,孔径大小介于0.02~1.2 mm之间,面孔率在3%~10%之间。粒间溶孔是准同生期大气淡水淋滤作用下,颗粒间的胶结物或基质被溶蚀而形成的。颗粒之间可见溶蚀形成的溶蚀港湾(图5-a至5-c)。粒间溶孔作为川东地区洗象池群最为主要的储集空间,在残余颗粒白云岩中发育程度较高(图5-a至5-e)。

3.2.2 晶间孔和晶间溶孔

白云石晶体间的孔隙称为晶间孔(图5-f,5-g),该类孔隙主要发育于晶粒结构的白云岩中,其形成主要是由于颗粒岩受到白云石化作用或重结晶作用影响,导致晶体发生重新排列,孔隙发生调整而形成的。晶间孔周围的白云石晶体边界平直,未见溶蚀痕迹,孔径范围在0.02~0.3 mm之间,孔隙形状较为规则(图5-f,5-g)。晶间孔遭受溶蚀作用会形成晶间溶孔。研究区内洗象池群晶间孔发育程度高于晶间溶孔。

3.2.3 裂缝

川东地区洗象池群以发育构造裂缝为主。岩心上可见高角度缝(图4-h,4-i),野外剖面的岩石薄片镜下可见裂缝切穿颗粒(图5-h,5-i),岩心的岩石薄片镜下裂缝多平直,部分被方解石或白云石充填,均为构造成因的裂缝。裂缝主要是改善孔隙之间的连通性,提高储集层的孔渗性。

3.3 储集层物性特征

通过岩心及野外取得的70件物性样品的分析统计可以看出,川东地区洗象池群残余颗粒白云岩孔隙度分布范围在0.05%~10.59%,对于洗象池群储集层(孔隙度大于2%),其孔隙一般分布范围为2%~5%,潮缘旋回中颗粒滩储集层渗透率的分布范围在(0.003~314.253)×10^-3 μm²之间。根据储集层级别划分(李珂,2016),研究区储集层主要为Ⅲ类储集层,部分储集层物性较好,可划分为Ⅱ类储集层。表明洗象池群基岩整体致密,具有低孔低渗特征,局部发育的储集层孔隙度相对较高,川东地区洗象池群储集层为孔隙型储集层,其孔隙结构简单。

4 储集层主控因素

4.1 沉积旋回对颗粒滩储集层的差异控制作用

3 种沉积旋回中,台坪旋回由于长期处于暴露环境,只能见到少量颗粒白云岩,而无法形成颗粒滩,故只研究潮缘旋回和潮下旋回的颗粒滩。潮缘旋回颗粒滩最为发育,该沉积旋回中颗粒滩和台坪相互叠置,表明海平面发生频繁的升降,使颗粒滩周期性暴露,受大气淡水溶蚀作用而产生较多的溶孔。潮下旋回由于长时间处于水体较深的环境,发育的颗粒滩物性较差。潮缘旋回颗粒滩平均孔隙度和平均渗透率为2.87%和4.18×10^-3 μm²,明显优于潮下旋回的1.18%和0.44×10^-3 μm²(图6-a,图6-b),整体物性较好(图图6-c)。

潮下旋回和潮缘旋回颗粒白云岩的平均粒径、中值粒径以及分选系数无明显差异(图7-a,7-b),表明2种沉积旋回颗粒滩的形成环境无明显差别,而潮缘旋回颗粒白云岩的颗粒含量明显高于潮下旋回(图7-c),潮下旋回胶结物平均含量为35.05%,潮缘旋回平均含量为19.03%,胶结物含量相对较低(图7-d),颗粒含量与白云石胶结物含量呈现负相关性,表明2种旋回颗粒滩原始孔隙度不存在较大差异。从平桥2井洗象池群岩心也可看出,针孔和溶洞(图4-f至4-h)在潮缘旋回的颗粒滩中最为发育,且储集层也集中发育在该旋回组合的颗粒滩中。潮下旋回和潮缘旋回颗粒滩以胶结程度和准同生溶蚀方面的差异为主。潮下旋回水体较深,不发生暴露,不同旋回之间界面较为平直,因此颗粒滩致密,胶结物含量高,仅残留少量粒间孔隙(江文剑等,2016)。潮缘旋回水体较浅,暴露频繁,不同旋回间界面凹凸不平,并具有一定的溶蚀特征,胶结物含量低于潮下旋回,有利于储集层发育。

通过川中地区广探2井和川东地区平桥2井对比来看(图8),广探2井所处位置地势较高,且洗象池群沉积时期水体较浅,滩体发育,垂向上储集层与颗粒滩比值为89.7%(邓成昆等,2022),沉积旋回以潮缘旋回为主,潮缘旋回颗粒滩厚度可占到整体滩体厚度的82.4%,孔隙度为2%~10%,集中分布在2%~6%之间,平均孔隙度为3.9%,渗透率为(0.01~34.9)×10^-3 μm³,平均为1×10^-3 μm³,而川东地区洗象池群沉积时期水体相对较深,且古地貌较川中地区低,从平桥2井柱状图中可以看出,潮下旋回比川中地区更加发育,而潮缘旋回颗粒滩占比相对较低,孔隙度主要分布在2%~5%之间,储集层的物性及发育程度均低于川中地区。

4.2 准同生溶蚀作用对储集层的控制作用

洗象池群颗粒滩发育过程中,海平面发生周期性升降,从而发生准同生期的溶蚀作用。作为川东地区洗象池群储集层储集空间的发育影响最大的因素,准同生溶蚀作用的控制作用最为重要。

准同生溶蚀作用特征之一就是具有组构选择性,其表现主要是通过大气淡水溶蚀,使岩石中的文石、高镁方解石等不稳定的矿物发生溶解,颗粒和颗粒之间形成的海底纤状胶结物发生溶解,从而形成粒间溶孔和粒内溶孔等溶蚀孔洞; 岩心上则表现为发育针孔、溶蚀孔隙。若长时间处于微地貌高地局部或长时间暴露,可形成非组构选择性溶孔(李旭兵等,2012)。

准同生溶蚀作用使储集层发育具有纵向差异性。由于准同生溶蚀作用受到海平面升降控制(李凌等,2008),导致其作用时间和深度都较为有限,故溶蚀作用对于颗粒滩的影响只能限于一定深度。在该过程中,接近溶蚀界面处,大气淡水作用可在颗粒白云岩中形成较多的溶孔和溶洞,随着深度的加大,溶蚀作用逐渐减弱,溶蚀孔洞也随之变少,在颗粒滩沉积旋回内部与物性之间具有正相关性(肖笛,2017;周进高等,2020)。从平桥2井的岩心可看出,潮缘旋回内的颗粒滩从下部至上部,针孔和溶洞的发育程度是逐渐增加的,岩心的孔隙度和渗透率也存在旋回性,颗粒滩主要发育在高位体系域的中上部(图9),表现出在准同生溶蚀作用下,储集层具有一定的纵向差异性。

川东凹陷东部地区边缘处波浪作用较为强烈,影响的范围较大,沉积界面与浪基面频繁发生交错,水体能量较高,滩体发育,随着海平面下降或滩体不断地垂向加积导致沉积界面升高(李凌等,2013),部分滩体会逐渐暴露于海平面之上,为准同生溶蚀作用创造了良好的条件。当海平面下降过快或沉积界面快速升高时,可在一期颗粒滩顶部短暂地形成台坪沉积,从而组合为一个完整的潮缘旋回。随着新一期海侵的发生,海平面重新上升,台坪之上再次沉积新的滩体,重新形成新一期的沉积旋回。川东洗象池群颗粒滩厚度介于20~210 m之间(图10-a),以南川—石柱—奉节一带最为发育,颗粒滩在单个旋回中的占比在54.8%~62.3%之间,由于潮缘旋回中颗粒滩受到准同生溶蚀作用,储集空间发育,在颗粒滩中占比在54%~69%之间,有效储集层厚度普遍大于50 m,平桥1井和焦石1井中储集层厚度可达103 m(图10-b)。

太和1井区域,由于位于凹陷内部,古地貌相对较低,在三级层序中,发生缓慢海侵时,水体深度变化较慢,在垂向上可形成一定厚度的浅潮下低能颗粒滩,当海平面持续升高时,则可在低能滩上形成深潮下的低能沉积,当次一级的海平面再次变浅,即可再次形成浅潮下低能滩,即形成深潮下—浅潮下低能滩组合的潮下旋回,发育在洗象池群的三级层序的海侵体系域和高位体系域的中下部。由于水体较深,能量较低,缺乏暴露,太和1井颗粒滩厚度为52 m(图10),且颗粒滩在单一高频层序内占比在25.3%~37.6%之间,厚度在4~6 m之间,整体厚度小于20 m,储集空间不发育。

5 结论

1)川东地区洗象池群沉积旋回可划分为台坪旋回、潮缘旋回和潮下旋回。台坪旋回由潮间带和潮上带组成,发育在高位体系域上部,常处于暴露环境,仅发育少量颗粒白云岩,未形成滩体; 潮缘旋回由浅潮下高能滩和台坪组成,发育在三级层序高位体系域中上部,滩体易周期性暴露发生准同生溶蚀作用,胶结物含量低,溶蚀孔洞发育,具备形成储集层的条件; 潮下旋回由深潮下和浅潮下颗粒滩组成,主要发育在三级层序高位体系域下部和海侵体系域,难发生暴露溶蚀,颗粒滩胶结物含量高、仅残存少量粒间孔、物性差。

2)川东地区洗象池群颗粒滩主要发育于川东凹陷东侧边缘处,储集岩为残余砂屑白云岩和粉—细晶白云岩,储集空间主要为残余粒间溶孔、晶间(溶)孔和小型的溶洞; 平均孔隙度和渗透率为3.24%、1×10^-3 μm³,为低孔低渗的Ⅲ级储集层。

3)潮缘旋回颗粒滩的发育受古地貌的影响,其是否受到大气淡水溶蚀是储集层形成的关键。在川中地区古隆起部位为颗粒滩最发育的区域,潮缘旋回颗粒滩厚度可占到滩体总厚度的82.4%; 而川东地区洗象池颗粒滩累计厚度变化较大,在平桥1井,焦石1井构造区颗粒滩累计厚度可达150 m以上,由于古地貌较川中古隆起区域较低,其潮缘旋回颗粒滩占比明显小于川中地区。

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基金资助

*中国石油化工股份有限公司科研项目“渝东—鄂西地区下组合常规天然气勘探潜力评价”(P22077)