通过对7口井的岩心观察及120个砂岩样品的铸体薄片分析统计, 柯坪塔格组砂岩碎屑颗粒粒度以中粒—细粒为主, 分选性以好—中等为主, 磨圆度一般, 以次圆状和次圆—次棱状为主, 颗粒间以线接触为主, 少见凹凸接触, 胶结类型主要为孔隙型胶结, 支撑类型为颗粒支撑。

柯坪塔格组以岩屑砂岩、长石岩屑砂岩和岩屑石英砂岩为主, 各砂岩层段的岩石类型存在明显差异(图 2-A): S₁k^3-3以岩屑长石砂岩(占38.1%)和长石岩屑砂岩(占30.95%)为主, S₁k^3-1以岩屑石英砂岩为主(占45.16%), S₁k¹仅发育2种岩石类型, 岩屑砂岩最为发育(占92.5%)。砂岩骨架颗粒主要为石英、长石、岩屑(图 2-B): 石英以单晶石英为主, S₁k¹石英含量最低(占51.89%); 长石以钾长石和斜长石为主, S₁k^3-3长石含量最高(占15.57%); 岩屑总含量仅次于石英, 其中岩屑成分以沉积岩岩屑和变质岩岩屑为主, S₁k¹岩屑含量最高(占42.34%), 且含有更多的岩浆岩岩屑。

图 2

Fig.2

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	图 2 塔里木盆地顺9井区柯坪塔格组砂岩类型和碎屑组分含量Fig.2 Sandstone types and contents of clastic components of the Kepingtage Formation in Shun 9 well area of Tarim Basin

2.2.1 压实作用 柯坪塔格组埋深超过5000 m, 较大的埋深以及高含量的岩屑导致了压实作用强烈。总体上, 压实作用对孔隙的破坏程度在S₁k¹中的表现要强于S₁k³。S₁k¹由于泥岩、千枚岩、凝灰岩等岩屑含量高, 受压实容易变形而形成假杂基, 颗粒以线接触为主(图 3-A)。本研究将这种受挤压易弯曲形变、表现为较明显塑性的颗粒称为塑性颗粒。S₁k³含有更多的石英、长石等矿物, 受压实后颗粒表面出现小裂纹, 其周围的碳酸盐胶结物也会破裂(图 3-B), 颗粒以线和点接触为主, 部分粒间孔被保存下来。本研究将这种受力发生挤压破裂, 而不是形变的颗粒称为刚性颗粒。

图 3

Fig.3

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	图 3 塔里木盆地顺9井区柯坪塔格组砂岩显微照片 A—塑性岩屑压实变形, 单偏光, 顺901井, 5496.29 m, S1k1; B—刚性矿物颗粒和胶结物破裂, 单偏光, 顺902H井, 5441.22 m, S1k3-1; C—连晶方解石(橙红—亮黄色), 阴极发光, 顺904H井, 5372.67 m, S1k3-1; D—长石溶蚀残余, 扫描电镜, 顺903H井, 5583.5 m, S1k3-3; E—岩屑微孔隙, 单偏光, 顺902H井, 5534.79 m, S1k1; F—构造裂缝, 单偏光, 顺902H井, 5304.53 m, S1k3-1Fig.3 Micrograph of sandstone of the Kepingtage Formation in Shun 9 well area of Tarim Basin

2.2.2 胶结作用 胶结物充填孔隙使物性变差, 但也能在一定程度上抵抗压实(Zaid, 2012; Li and Jiang, 2014; 陈波等, 2016)。柯坪塔格组储集层砂岩胶结物广泛发育且类型丰富(表 1), 有碳酸盐胶结、硅质胶结、黏土矿物胶结和铁质胶结(赤铁矿、褐铁矿和黄铁矿), 碳酸盐胶结最为发育。碳酸盐胶结物以方解石为主, 方解石分为早期和晚期2种: 早期方解石呈泥晶或连晶状态产出(图 3-C), 为无铁方解石, 形成于同生期到早成岩期; 晚期方解石呈粒状, 为铁方解石, 形成于中成岩A期(万友利, 2014; 张涵冰, 2017)。早期方解石发育处, 颗粒以点接触为主。碳酸盐胶结在S₁k^3-1最为发育, 这是由于S₁k^3-1沉积时主要发育的是潮间带沉积, 干旱的气候和泥岩黏土矿物转化都有利于形成碳酸盐胶结物(张世祥和李松源, 2016)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 塔里木盆地顺9井区柯坪塔格组砂岩胶结物平均含量 Table 1 Average content of sandstone interstitials of the Kepingtage Formation in Shun 9 well area of Tarim Basin 层位 碳酸盐 胶结物 /% 硅质 胶结物 /% 黏土矿物 胶结物 /% 铁质 胶结物 /% 总量/% S1k3-3 4.22 0.62 0.01 0.05 4.90 S1k3-1 6.03 0.81 0.23 0.04 7.11 S1k1 2.13 1.41 0.02 0.34 3.91

表 1 塔里木盆地顺9井区柯坪塔格组砂岩胶结物平均含量 Table 1 Average content of sandstone interstitials of the Kepingtage Formation in Shun 9 well area of Tarim Basin

2.2.3 溶蚀作用 溶蚀作用有利于改善储集层物性, 任何碎屑组分在特定成岩环境中都可以不同程度的发生溶蚀作用。S₁k^3-3由于长石含量高, 溶蚀作用表现为长石溶蚀, 残余部分呈蜂窝状或残骸状(图 3-D), 溶蚀很强时甚至完全溶蚀形成铸模孔。S₁k^3-1的方解石胶结物发育, 其溶蚀会形成粒间孔。S₁k¹的岩屑含量高, 岩屑的易溶组分被溶蚀, 也会形成粒内或粒间溶孔(图 3-E)。

2.2.4 破裂作用 破裂作用产生的裂缝对于提高储集层渗透率具有重要作用, 破裂作用分为构造成因破裂和非构造成因破裂。构造成因破裂产生的构造缝在岩心中可观察到, 呈高角度缝或垂直缝, 在镜下可见其内部残留油质(图 3-F)。非构造成因破裂主要包括收缩缝和成岩缝, 收缩缝多为泥质或沥青干裂和脱水收缩形成, 多见于泥质或沥青条带中, 成岩缝主要为溶蚀作用形成。

成岩相划分要综合考虑地质成因、勘探实用和测井识别角度。“成岩矿物+主要成岩作用类型”划分方法突出了最主要的成岩作用, 及受该成岩作用改造最明显的矿物(赖锦等, 2015); 且可划分的成岩相类型数量适中, 既能保证不同成岩相之间存在矿物组合、物性等的明显区别, 也能保证测井数据能够识别不同的成岩相(李政宏, 2020)。对柯坪塔格组储集层物性影响最明显的成岩作用为压实作用、胶结作用和溶蚀作用。同时, 柯坪塔格组储集层砂岩岩屑种类多, 含量差异较大, 储集层骨架颗粒的岩石力学性质对储集层物性影响较大。据此, 利用成岩矿物及胶结物含量和成岩作用强度的不同, 将柯坪塔格组成岩相划分为4类, 分别为不稳定组分溶蚀相、碳酸盐胶结相、富刚性颗粒压实致密相、富塑性颗粒压实致密相(表 2)。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 塔里木盆地顺9井区柯坪塔格组不同成岩相特征 Table 2 Petrographic characteristics of different diagenetic facies of the Kepingtage Formation in Shun 9 well area of Tarim Basin 成岩相 成岩矿物及胶结物含量/% 成岩作用强度系数/% 刚性颗粒 塑性颗粒 胶结物 视压实率 视胶结率 视溶蚀率 不稳定组分溶蚀相 70~90 5~13 4~18 51~59 11~18 44~59 碳酸盐胶结相 62~80 5~20 15~31 30~42 32~43 19~34 富刚性颗粒压实致密相 85~95 2~10 3~8 62~73 5~13 1~6 富塑性颗粒压实致密相 59~74 26~35 0~3 75~82 0~4 0~3

表 2 塔里木盆地顺9井区柯坪塔格组不同成岩相特征 Table 2 Petrographic characteristics of different diagenetic facies of the Kepingtage Formation in Shun 9 well area of Tarim Basin

本研究利用视压实率、视胶结率和视溶蚀率来表征成岩作用强度, 定量评价压实作用、胶结作用和溶蚀作用。视压实率(公式1)和视胶结率(公式2)的计算沿用郑浚茂和庞明(1989)的研究成果, 柯坪塔格组胶结作用以碳酸盐和硅质胶结为主, 黏土矿物胶结含量很少, 因此只计算碳酸盐和硅质视胶结率。视溶蚀率(公式3)的计算方法是在前人研究基础(公式4)上的优化, 一方面是为了更准确地表示溶蚀作用对孔隙改造的影响, 另一方面是为了与视压实率和视胶结率的计算方法相统一, 将其由二维参数的比例转换为三维参数的比例。

视压实率=(原始粒间体积—压实后粒间体积)/原始粒间体积×100%(1)

视胶结率=胶结物体积/压实后粒间体积×100%(2)

视溶蚀率=溶蚀孔体积/压实后粒间体积×100%(3)

视溶蚀率(前人)=溶蚀面孔率/总面孔率×100%(4)

式中, 原始粒间体积是指沉积时岩石的原始孔隙度, 压实后粒间体积指薄片中观察到的填隙物的体积和孔隙的体积。

本研究使用经验公式(Beard and Weyl, 1973)来恢复砂岩的原始孔隙度, 计算如公式(5)所示:

原始孔隙度=20.9+22.91/S0(5)

式中, S₀为特拉斯克分选系数, S₀=P25/P75, P25及P75分别代表粒度累积概率曲线上25%及75%处对应的颗粒直径。

本研究利用Matlab软件搭建 BP神经网络对取心段的测井数据进行学习, 开展了基于测井资料的全井段成岩相识别, 以期明确各类成岩相纵向分布规律。使用BP神经网络进行成岩相划分的思路为: 首先选择对储集层成岩相较为敏感的测井曲线, 对曲线进行标准化处理后作为输入数据, 接着将已整理好的成岩相类型及对应的各项测井曲线数值抽出部分作为测试数据, 其余部分作为神经网络模型的训练数据, 然后对模型进行训练, 训练完成后输出整个井段所对应的岩石相类型, 如果测试数据的吻合度达到预期, 则表示模拟结果可信。

综合考虑各测井曲线对储集层岩性的敏感度和研究区资料的完整程度, 选择进行标准化处理后的SP、GR、DEN、RD、AC曲线作为输入数据。在进行训练时, 选择46个富刚性颗粒压实致密相、32个不稳定组分溶蚀相、20个碳酸盐胶结相、29个富塑性颗粒压实致密相砂岩样品点作为测试数据, 另由于层段中除砂岩外还有泥岩, 选择30个泥岩样品作为测试数据, 共157个样品点作为测试数据, 其余数据作为训练数据。输出数据为各类岩石的编号: 将泥岩值定为0, 富刚性颗粒压实致密相砂岩值定为1, 不稳定组分溶蚀相砂岩值定为2, 碳酸盐胶结相砂岩值定为3, 富塑性颗粒压实致密相砂岩值定为4。模拟时选择使用速度快、占用内存少、适用于批量训练的弹性BP算法。通过测试结果可以看出模拟成功率为87.26%(图 4), 总体来说模拟结果较为可信。基于此, 统计各类成岩相对应的测井值范围(表 3), 建立了塔里木盆地顺9井区柯坪塔格组储集层不同成岩相的识别模式。

图 4

Fig.4

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	图 4 塔里木盆地顺9井区柯坪塔格组成岩相预测分类与实际分类结果Fig.4 Prediction and actual classification results of diagenetic facies of the Kepingtage Formation in Shun 9 well area of Tarim Basin

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 塔里木盆地顺9井区柯坪塔格组各类成岩相的测井值范围 Table 3 Logging ranges for different diagenetic facies of the Kepingtage Formation in Shun 9 well area of Tarim Basin 层位 SP/mV GR/API DEN/g· cm-3 RD/Ω · m AC/μs· m-1 不稳定组分溶蚀相 49~57(52) 58~76(73) 2.1~2.4(2.3) 15~39(22) 62~68(64) 碳酸盐胶结相 50~58(53) 71~93(84) 2.4~2.6(2.5) 10~51(18) 56~63(60) 富刚性颗粒压实致密相 51~59(54) 69~89(82) 2.4~2.6(2.5) 5~12(8) 55~63(59) 富塑性颗粒压实致密相 55~63(59) 85~111(98) 2.3~2.6(2.4) 9~13(11) 51~64(58) 注: 49~57(52)表示: 最小值~最大值(平均值)。

表 3 塔里木盆地顺9井区柯坪塔格组各类成岩相的测井值范围 Table 3 Logging ranges for different diagenetic facies of the Kepingtage Formation in Shun 9 well area of Tarim Basin

根据神经网络模型识别结果, 对研究区各井全井段成岩相进行了识别划分, 进而通过连井剖面成岩相对比分析成岩相纵向分布规律(图 5)。基于剖面成岩相的分析, 选择垂向厚度最大的成岩相为目的层所代表的成岩相, 并结合前人对研究区柯坪塔格组沉积相的研究, 对成岩相的平面分布特征进行研究(图 6)。

图 5

Fig.5

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	图 5 塔里木盆地顺9井区柯坪塔格组下段成岩相剖面Fig.5 Diagenetic facies profile of the Lower Kepingtage Formation in Shun 9 well area of Tarim Basin

图 6

Fig.6

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	图 6 塔里木盆地顺9井区柯坪塔格组沉积相和成岩相分布Fig.6 Distribution of sedimentary facies and diagenetic facies of the Kepingtage Formation in Shun 9 well area of Tarim Basin

以S₁k¹为例(图 5): 顺9井、顺903H井和顺901井的厚层细砂岩段为三角洲前缘水下分流河道沉积, 成岩相以不稳定组分溶蚀相和富塑性颗粒压实致密相为主; 顺904H井的厚层粉砂岩、细砂岩段为三角洲前缘河口沙坝沉积, 成岩相以碳酸盐胶结相为主; 顺10井的中薄层粉砂岩为三角洲前缘席状砂沉积, 以富塑性颗粒压实致密相为主。结合S₁k¹录井油气显示结果, 发现含油气级别较高的成岩相主要为不稳定组分溶蚀相。成岩相分布预测结果同录井油气显示结果基本一致, 反映出成岩相识别结果同优质储集层有较好的匹配关系。

在单井及连井剖面的成岩相类型识别划分研究基础上, 结合区域沉积相, 绘制了柯坪塔格组的成岩相平面分布图(图 6)。不稳定组分溶蚀相主要分布在潮坪潮道和三角洲分流河道。较强的水动力使得颗粒的结构成熟度相对较好、泥质含量低, 有利于减缓沉积期压实作用对于原始孔隙度的破坏, 同时有利于成岩期地层水进入砂体将长石、碳酸盐胶结物等易溶组分溶蚀, 形成大面积连通孔隙。碳酸盐胶结相主要分布在潮间带和三角洲平原。较为干旱的气候环境蒸发了部分水分, 导致砂体在同生期的水体盐度就比较高, 有利于碳酸盐胶结的形成; 此外, 这2个沉积亚相内泥质含量偏高, 在黏土矿物转化过程中产生的钙离子、铁离子、钾离子等进入砂岩后也为碳酸盐胶结的形成提供了物质基础(张世祥和李松源, 2016)。富刚性颗粒压实致密相主要分布在潮下带。高能量的潮流作用会把泥质杂基和软岩屑筛选掉, 导致刚性颗粒含量高。富塑性颗粒压实致密相主要分布在三角洲前缘, 这是因为除分流河道外, 其他微相的水动力相对较弱, 颗粒间泥质杂基和塑性岩屑含量较高。

4.1.1 成岩阶段与演化序列 根据中石化勘探开发研究院镜质体反射率数据可知, 研究区R_O范围为0.54%~0.77%, 柯坪塔格组包裹体测温数据基本处于60~140 ℃区间内, 黏土矿物以伊/蒙混层、绿泥石和高岭石为主, 还可见伊利石和绿/蒙混层, 同时综合岩石的结构特征及孔隙类型, 认为柯坪塔格组储集层的成岩演化阶段整体处于中成岩A期。柯坪塔格组经历3期成藏: 加里东晚期(油藏被破坏形成沥青)、海西晚期(主要运聚成藏期)和喜山期(古油藏遭受调整、改造重新成藏)(张光亚等, 2007; 张伟, 2019)。

根据镜下观察到的各种成岩矿物之间的赋存关系, 结合柯坪塔格组埋藏史和热史, 确定了成岩演化序列(图 7): (1)碳酸盐胶结物遭受溶蚀后被沥青包围或溶蚀(图 7-A), 表明沥青形成之前存在碳酸盐胶结, 因此早期碳酸盐胶结物应早于第1期油气充注。(2)绿泥石以包壳的形式存在于颗粒和硅质胶结边之间(图 7-B), 而连片碳酸盐发育处颗粒边缘干净, 无此类包壳, 因此绿泥石应晚于早期碳酸盐、早于硅质胶结形成; 此外, 扫描电镜下可观察到孔隙中存在鳞片状绿泥石, 可能是后期的产物, 绿泥石形成于富铁、镁元素的环境中, 因此其形成可能与岩屑的溶蚀相关。蒙脱石一般来源于凝灰质物质的水解(Jeans et al., 2000), 在成岩演化过程中蒙脱石易于转化为伊/蒙混层或绿/蒙混层, 因此蒙脱石只在成岩早期存在, 现今研究区柯坪塔格组中蒙脱石已全部转化为伊利石或伊/蒙混层。沥青中存在蠕虫状高岭石(图 7-C), 说明高岭石形成早于沥青。(3)烃源岩中随着有机质的成熟会产生有机酸流体, 有机酸流体会在油气充注之前进入到储集层中对储集层中的各种矿物造成溶蚀, 因此加里东晚期和海西晚期油气充注之前都会发生溶蚀作用。(4)海西早期柯坪塔格组抬升至近地表处, 此时柯上段原油遭受了氧化作用, 另外, 柯上段部分样品中可见大规模溶蚀作用(图 7-D), 且这些样品中硅质胶结较为少见, 表明该种溶蚀作用发生在开放体系中, 由于大气淡水流动性较强, 容易将溶蚀物质带走, 因此该类溶蚀作用易形成较为发育的次生孔隙, 并且由于溶蚀产物被带出反应体系, 该类砂岩中硅质胶结相对较少。(5)伊利石可由蒙脱石和高岭石转化而来, 当温度达到70 ℃时, 蒙脱石即可大规模向伊利石转化(黄思静等, 2009)。(6)张伟(2019)认为晚期碳酸盐胶结形成时间为晚石炭世—早二叠世, 硅质胶结大规模发育的时期是晚石炭世—早三叠世, 而硅质胶结的形成与海西晚期油气充注之前发生第3次溶蚀作用有关, 封闭的流体环境下, 溶蚀产物中的SiO₂等物质不容易带出, 形成硅质胶结。

图 7

Fig.7

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	图 7 塔里木盆地顺9井区柯坪塔格组砂岩成岩演化序列Fig.7 Diagenesis evolution sequence of sandstone of the Kepingtage Formation in Shun 9 well area of Tarim Basin

4.1.2 不同成岩相的演化差异 不稳定组分溶蚀相砂岩(图 8-A)在早成岩A阶段, 经历了早期的压实作用, 压实减孔15%左右; 在早成岩B阶段早期, 经历了早期碳酸盐胶结后, 孔隙度减少至10%左右, 同时碳酸盐胶结物以及岩屑、长石等不稳定组分在有机酸流体的作用下经历了第1次溶蚀作用; 在早成岩B阶段中期, 由于加里东晚期构造运动, 塔中隆起和塔北隆起地区的柯坪塔格组抬升至近地表处, 当时研究区在2个隆起处产生较强的水压势头, 大气淡水可能自剥蚀区沿着沉积层面进入到研究区柯坪塔格组中(万友利, 2014), 也有可能大气淡水是沿着断层进入到下方的储集层中(Yuan et al., 2017), 对不稳定组分进一步溶蚀, 孔隙度增加至20%左右; 在早成岩B阶段晚期, 重新经受压实作用; 在中成岩A阶段早期, 烃类充注带来的酸性流体产生了第3次溶蚀, 同时发育硅质胶结, 另外, 溶蚀产物无法带出反应体系也会抑制后续的溶蚀作用, 导致第3次的溶蚀作用规模不会太大; 在中成岩A阶段中晚期, 烃类占据大部分孔隙空间, 在经历了压实和第3次烃类充注后, 孔隙度达15%左右。对不稳定组分溶蚀相砂岩样品进行物性分析, 其孔隙度为6%~16%, 受典型样品选取的影响, 物性恢复所得孔隙度值偏大。

图 8

Fig.8

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	图 8 塔里木盆地顺9井区柯坪塔格组不同成岩相演化模式Fig.8 Evolution model of different diagenetic facies of the Kepingtage Formation in Shun 9 well area of Tarim Basin

碳酸盐胶结相砂岩(图 8-B)在早成岩A阶段, 经历了早期的压实作用, 压实减孔13%左右; 在早成岩B阶段早期, 经历了早期碳酸盐胶结后, 孔隙度减少至7%左右, 碎屑矿物在连片发育的碳酸盐胶结物中呈漂浮状, 且颗粒分选中等, 磨圆多呈次棱角—次圆状, 塑性岩屑的变形不严重; 在早成岩B阶段中晚期, 继续经历压实作用; 在中成岩A阶段早期, 局部较大石英颗粒富集处经历硅质胶结作用, 同时遭受一定程度的溶蚀; 在中成岩A阶段中晚期, 压实作用减孔已经不明显, 最终孔隙度为3%左右。对碳酸盐胶结相砂岩样品进行物性分析, 其孔隙度为2%~10%, 略大于物性恢复所得孔隙度值, 这是由于局部发育的裂缝会改善物性。

富刚性颗粒压实致密相砂岩(图 8-C)在早成岩A阶段, 经历了早期的压实作用, 压实减孔16%左右; 在早成岩B阶段早期, 经历了微弱的早期碳酸盐胶结后, 由于第1次有机酸流体产生的溶蚀作用, 造成了较弱的溶蚀; 在早成岩B阶段中期, 地层抬升后, 由于具有较好的渗流通道, 油气发生逸散, 微孔隙和小孔隙中的油气被氧化破坏为沥青残留下来; 在早成岩B阶段晚期, 继续经历压实作用; 在中成岩A阶段早中期, 第3次溶蚀产物中的SiO₂等发生硅质胶结作用, 占据大部分孔隙, 同时晚期碳酸盐在硅质胶结后, 进一步占据剩余的孔隙空间; 在中成岩A阶段晚期, 压实作用减孔已经不明显, 最终孔隙度为5%左右。对富刚性颗粒压实致密相砂岩样品进行物性分析, 其孔隙度为2%~12%, 与物性恢复所得孔隙度值较为吻合。

富塑性颗粒压实致密相砂岩(图 8-D)在早成岩A阶段, 经历了早期的压实作用, 压实减孔19%左右, 此时塑性颗粒已经发生较严重的变形; 在早成岩B阶段早期, 局部刚性颗粒富集处由于保留了一定的原生粒间孔, 经历了早期碳酸盐胶结, 但是由于第1次的溶蚀作用而残余殆尽; 在早成岩B阶段中晚期, 经历抬升后, 继续压实; 在中成岩A阶段早期, 早期碳酸盐胶结溶蚀后产生的溶蚀孔内, 在石英颗粒表面进行了硅质胶结作用; 在中成岩A阶段中晚期, 继续遭受压实, 塑性岩屑发生变形占据残余孔隙空间, 最终孔隙度接近0%。对富塑性颗粒压实致密相砂岩样品进行物性分析, 其孔隙度为0%~6%, 受典型样品选取的影响, 物性恢复所得孔隙度值偏小。

4.2.1 沉积相控制优质储集层分布 不同沉积相砂体具有不同的岩石学特征和展布特征, 控制着优质储集层的分布。一方面, 储集层岩石组分是后期成岩作用的物质基础。S₁k³为潮坪沉积, 石英、长石等刚性颗粒含量相对较高, 因此压实作用多表现为富刚性颗粒压实致密。S₁k¹为三角洲沉积, 具有更高含量的塑性岩屑, 因此压实作用以富塑性颗粒压实致密为主。另一方面, 砂体的空间展布特征是影响优质储集层是否发育的地质基础。以顺9井和顺10井的S₁k¹为例(图 5), 顺9井主要发育多期叠置的三角洲前缘水下分流河道微相, 储集层厚度大, 沉积过程中泥质等细粒部分多被冲刷带走, 分选好, 杂基含量低, 物性较好, 平均孔隙度13.6%, 平均渗透率5.8×10^-3 μm²; 顺10井的砂岩为三角洲前缘席状砂沉积, 发育厚度小, 且泥质含量高, 物性较差, 平均孔隙度4.3%, 平均渗透率0.38×10^-3 μm²。

相同沉积相的砂体规模及发育位置不同, 发育成岩相不同, 从而影响优质储集层的规模。以S₁k¹为例(图 5), 顺9井、顺903H井和顺901井均为三角洲前缘水下分流河道微相, 顺9井和顺903H井位于主河道, 发育厚层不稳定组分溶蚀相砂岩, 而顺901井位于位于分支河道, 发育不稳定组分溶蚀相砂岩和碳酸盐胶结相砂岩互层。

4.2.2 成岩相控制优质储集层发育 物性资料(图 9)显示, 不稳定组分溶蚀相砂岩的物性最好, 孔隙度为6%~16%, 渗透率为(0.1~10)×10^-3 μm², 孔渗相关性也最好。不稳定组分溶蚀相砂岩以不稳定组分(岩屑、长石、碳酸盐胶结物)的溶蚀作用为主, 既可在残余原生粒间孔的基础上对周围的组分进行溶蚀而产生粒间扩溶孔, 也可对不稳定组分直接溶蚀而产生粒间溶孔。由于柯坪塔格组砂岩致密性强, 储集层物性差, 因此该类成岩相极大地提高了储集层的孔隙度和渗透率, 是研究区的优质储集层。

图 9

Fig.9

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	图 9 塔里木盆地顺9井区柯坪塔格组各类成岩相砂岩孔渗交会图Fig.9 Intersection diagram of porosity and permeability of various diagenetic facies sandstones of the Kepingtage Formation in Shun 9 well area of Tarim Basin

碳酸盐胶结相砂岩胶结物以方解石为主, 尽管与长石、岩屑相比, 碳酸盐胶结物更容易受酸性流体的溶蚀而形成次生孔隙, 但是物性较差, 孔隙度为2%~10%, 渗透率为(0.05~1)×10^-3 μm², 这是因为早期连片发育的碳酸盐胶结物充满孔隙后堵塞了地层流体通道, 溶蚀作用的发生相对困难, 且大部分的碳酸盐胶结物溶蚀处被沥青填满, 只在碳酸盐胶结物发育较少的视域中可见溶蚀孔隙, 且孔隙之间的连通性差。此外, 碳酸盐胶结相在外力作用下会破裂产生裂缝, 这对于储集层渗透率具有一定的改善。但总体而言, 碳酸盐胶结相砂岩并非优质储集层。

富刚性颗粒压实致密相砂岩主要受到较为强烈的压实作用, 但是由于刚性颗粒受力不容易变形, 因此镜下可以看到明显的颗粒形态, 当压实作用过强时会发生颗粒破裂, 在刚性颗粒的支撑保护下, 部分原生粒间孔得以保存下来, 但物性仍然较差, 孔隙度为2%~12%, 渗透率为(0.01~40)×10^-3 μm²。同时, 该类砂岩中硅质胶结物发育, 石英次生加大现象比较明显, 在硅质胶结不发育的视域下见沥青充填粒间。

富塑性颗粒压实致密相砂岩受压实作用影响程度最大, 其中的塑性岩屑在埋藏过程中遭受压力会发生形变被挤入孔隙, 对储集层物性造成较为严重的破坏, 孔隙度为0%~6%, 渗透率为(0.01~1)×10^-3 μm²。