琼东南盆地YLA区花岗岩潜山风化壳地质模型
时间：2023-01-16 16:10:05 来源：雅意学习网 本文已影响 人 
郭原草，郭建华，李智宇，余烨，黄俨然
(1.湖南科技大学 土木工程学院，湖南 湘潭，411201；
2.中南大学 地球科学与信息物理学院，湖南 长沙，410083；
3.湖南科技大学 地球科学与空间信息工程学院，湖南 湘潭，411201)
潜山型油气藏是一种重要的油气藏类型，约40%的潜山油气藏储层为花岗岩[1-4]。花岗岩风化壳储层非均质性极强，在垂向上具有显著的分层特征；
不同学者根据风化壳岩芯、矿物组分、化学指标、风化程度、裂缝-孔洞特征及发育程度等，对花岗岩潜山储层建立了不同的垂向分层模型[5-8]。刘震等[9]研究了风化壳在形成过程中的改造-保存作用，将花岗岩风化壳分为崩解层及未风化层，提出了风化壳双层结构模型；
黄建红等[10]将柴达木盆地东坪地区花岗质基岩风化壳结构由浅至深划分为古土壤层、残积层、半风化层、未风化层。伍劲等[11]认为柴达木盆地东坪地区基岩在垂向上可以分为完全风化层、半风化层和未风化层等不同结构层，其中风化层还可进一步分为溶蚀带和崩解带。窦立荣等[12-13]根据乍得邦戈盆地L-1井区储层储集空间的组合特征、储层类型和岩石物理特征，将花岗质基岩潜山的储层垂向序列划分为风化淋滤带、缝洞发育带、半充填裂缝发育带和致密带。陈国成等[14]根据孔、缝发育程度和风化强弱，将渤海湾盆地PL 油田的花岗岩潜山从垂向上分为极强风化带、强风化带、次风化带和弱风化带。徐国盛等[15]根据渤海湾盆地蓬莱地区花岗岩风化壳的特点，通过岩心、岩屑观察，结合各种测井曲线综合对比分析，将潜山花岗岩风化壳由上至下分为砂砾质风化带、裂缝带与基岩带。王昕等[16]基于岩石薄片鉴定、扫描电镜分析、矿物X射线衍射分析、岩心和岩屑录井、测井曲线等资料综合分析认为，随着风化淋滤作用由表及里逐渐减弱，渤海湾盆地蓬莱地区花岗岩潜山可划分为土壤带、砂砾质风化带、裂缝带和基岩带。总体来看，前人针对花岗岩风化壳结构提出了垂向结构“两分”模式[9]、“三分”模式[11,15]或“四分”模式[10,12-14,16]，总结了花岗岩风化壳储层的储集空间类型[17-19]，并研究了储层发育的控制因素和发育模式[20-23]。由于前人对于风化壳发育机理及砂化作用等关键问题认识不尽相同，出现了上述不尽相同的风化壳分层方案。为更加合理地解释花岗岩风化壳储层的地质成因和发育过程，为此类油气藏勘探开发提供理论指导和依据，本文作者基于风化作用及砂化作用的基本概念和原理，以前人提出的花岗岩风化壳地质模型为基础，运用野外露头、岩芯岩屑、测井曲线特征及地震反射特征等资料进行综合分析，提出一个适用于琼东南盆地YLA 区花岗岩风化壳垂向5层带地质模型，以便为区内潜山型油气藏勘探开发提供理论支撑。
南海是西太平洋地区最大的边缘海，其陆缘发育众多新生代含油气沉积盆地。琼东南盆地位于南海西北部大陆边缘，是一新生代拉张盆地，东临神弧隆起，西靠莺歌海盆地，南接永乐隆起，北临海南隆起，面积约80 000 km2；
盆地总体呈NE—SW 向展布，在平面上具有南北分带的构造特征，由北向南可依次分为5个一级构造单元，即北部坳陷区、中部隆起区、中央坳陷区、南部隆起区和南部坳陷区(图1)。盆地内发育始新统至第四系地层，由老到新依次为岭头组、崖城组、陵水组、三亚组、梅山组、黄流组、莺歌海组和乐东组[24-25]。琼东南盆地经历了复杂的构造演化史，中生代岩浆活动剧烈，由于构造抬升作用，花岗岩大面积出露地表并受到风化剥蚀作用。自新生代开始再次出现拉张断陷、沉积，形成一个以花岗岩为基底的断陷盆地(始新世—渐新世)；
YLA区位于盆地中央坳陷区松南低凸起东部，水深超过1 500 m，面积约3 000 km2，已实现三维地震全覆盖，是盆地深水区内富有潜力的勘探区块[26-30]。区内花岗岩潜山发育，目前钻遇花岗岩潜山的钻井有7 口，花岗岩地质年代为三叠纪早期((246.1±6.0) Ma)，钻遇岩石类型主要是二长花岗岩及闪长花岗岩。
图1 琼东南盆地区域构造背景Fig.1 Regional tectonic background of Qiongdongnan Basin
目前国内提出的花岗岩潜山风化壳地质模型主要针对渤海湾盆地蓬莱9-1油田建立，也有基于柴达木盆地东坪气田及松辽盆地、济阳坳陷、东营凹陷等建立的地质模型。由于前人对于风化壳形成机理及风化作用、砂化作用等关键问题认识不尽相同，出现了前述多种风化壳分层地质模型[9-13,16,20-23](图2)。本文以蓬莱9-1 油田风化壳地质模型为基础，基于风化壳不同部位的风化机理及所形成孔隙的类型特点，建立本区花岗岩风化壳垂向5 层地质模型(图3)。在这个模型中，把上覆原地物理风化形成的残积层、短距离搬运形成的坡积层以及顶部长期风化形成的黏土植被层称为残积-坡积层，因此，将前人提出的土壤带、黏土带、极强风化带、完全风化层、黏土风化带、风化残积层、风化堆积层等归入残积-坡积层，该层之下已软化、砂化的部分称为砂化层；
砂化作用过程是原岩(花岗岩)原地软化、水解及酸化过程，原岩疏松，易溶矿物黏土化，原有裂缝系统由于水化膨胀作用而闭合。基于以上认识，本文将前人提出的砂质风化亚带、砂质带、砂化层、风化淋滤层、次风化带等归入砂化层，砂化层之下就是未软化但裂缝发育的原岩，由于这种裂缝明显受到后期大气淡水淋滤、溶蚀等影响，所以被称为风化裂缝层；
从风化作用原理及定义看，前人提出的裂缝层、砾质层、碎裂带、砾质风化带、半风化带、风化崩解带、弱风化带等其裂缝系统属于同一成因，只是裂缝层顶部风化作用更强烈而已，因此，将上述裂缝层归入风化裂缝层。
图2 基于蓬莱9-1油田建立的花岗岩风化壳地质模型Fig.2 Geological models of granite weathering crust based on Penglai 9-1 oil field
图3 YLA区花岗岩风化壳地质模型Fig.3 Geological model of granite weathering crust in YLA area
残积-坡积层、砂化层和风化裂缝层都形成于地表环境，受大气降水垂直渗滤作用控制。但从水文地质学角度来说，在地表以下还有一个受地下水平潜流控制的水平潜流层。地下潜流同样可以使原岩水化、水解及酸化，使原有裂缝系统溶蚀加宽，形成呈水平方向延伸发育的孔洞系统，从而为油气储集提供了有利空间。该层深度主要取决于风化地表的高差及降雨量。原则上，河流水位面相当于潜流面，它可能直接下伏于风化裂缝层之下，也可能与风化裂缝层相隔一个致密层(基岩)。由于潜山经历过多期次升降运动，水平潜流溶蚀层也会遭受多期次的改造与破坏。
前述研究表明，花岗岩潜山风化壳在垂向上具有明显分层性。由于钻井及地震资料难以全面、准确地揭示风化壳真实面貌，故采取将今论古的思想，通过寻找现今遗留的露头对花岗岩风化壳进行精细刻画和描述。通过走访调查，在湖南省大围山地区找到1个比较完整的花岗岩风化壳剖面(图4)。该风化壳由于砂矿挖掘开采而完整暴露。通过对剖面进行踏勘与鉴定，在地表上可识别出3层。
图4 典型花岗岩潜山风化壳露头(湖南，浏阳大围山)Fig.4 Typical weathering crust outcrop of granite buried hill(Daweishan,Liuyang,Hunan)
1) 残积-坡积层。残积-坡积层位于风化壳的顶部，主要由未经分选的砂砾岩组成，厚度不等，是花岗岩在原地经过强烈物理及化学风化作用，发生破碎并残留在原地形成的砂、泥、砾组成的混杂堆积物(图5(a))。风化壳之上极其发育的土壤层是大围山地区长期稳定的构造运动及强烈风化作用的结果。
2) 砂化层。由于上覆残积-坡积层的阻隔，物理风化作用减弱，化学风化作用即大气淡水渗滤开始发挥主导作用，包括溶解、水化、水解及酸化作用，其中，水化及酸化作用能使岩石膨胀、变软，水解作用及酸化作用则使长石、角闪石等矿物分解。
通过上述一系列化学风化作用，花岗岩中易溶、易分解的矿物黏土化，而最稳定的SiO2矿物则被完整地保留下来；
花岗岩颗粒组分仅剩石英，石英颗粒间为黏土矿物，原岩疏松呈散沙状，呈“砂化”特征，故称砂化层(图5(b))。这种化学风化作用并没有造成大量物质流失，从而使花岗岩原有结构、构造得以完整保存。因此，砂化层保留了原岩的粒状颗粒结构及原有的构造痕迹，继承了原岩的产出状态，但由于原岩的水化膨胀，原有裂缝基本消失。通过观察露头发现，砂化层厚度分布不稳定，在山头部位往往厚度较大，在山间厚度变小甚至尖灭，这主要是由于后期山间地表流水的冲刷、削蚀而成。随着深度的增加，原岩固结程度也相应增加，逐渐向风化裂缝层过渡。
3) 风化裂缝层。花岗岩中裂缝非常发育，主要是由岩浆冷凝收缩及后期构造应力作用而形成。随着埋藏深度增加，化学风化作用减弱，岩石固结程度增加，垂直渗透的大气淡水将继续沿着既有裂缝流动，导致原岩溶蚀、既有裂缝加宽加密及原岩破碎、裂缝被水解作用产生的黏土矿物所充填，形成所谓的碎裂带或砂砾化带(图5(c))，但从上往下风化溶蚀加宽现象逐渐变弱，碎裂程度减弱(图5(c))，往下逐渐过渡至致密花岗岩(基岩)。风化裂缝层中极其发育的裂缝显然是有利的油气储集空间。
目前YLA 区内已钻至花岗岩潜山的探井有5口，以YLA-11 井资料最详细。该井于2 935 m 钻遇固结程度较高的花岗岩，于3 089 m完钻，在这段岩层中获得了多个井壁取芯，岩性为二长花岗岩，这段地层归属已无异议。针对YLA-11井，通过井-震标定在地震剖面上追踪识别出Ts，Tf和Tj界面；
砂化层的底界面对应一段高连续、中—强振幅的反射同相轴；
界面上部对应中—强振幅、中—高连续反射结构，可能受到了岩层内部流体的影响；
界面下部为中—弱振幅、中连续反射结构，地震相变化明显，说明岩性和非均质性发生了变化；
风化裂缝层的底界面对应一段近乎空白的反射同相轴，界面下部为中—强振幅、中连续反射结构，振幅强度和连续性明显与上部的不同，地震相差异较大，显示岩性和非均质性发生了变化；
水平潜流缝洞层对应的是一段中—差连续、中—弱振幅的反射同相轴，界面下部多为中—弱振幅、杂乱—空白反射，与上部的地震相相差较大，表明岩层物性及结构发生了变化；
在剖面属性图上，砂化层的瞬时频率较高，多为20～30 Hz，明显低于下部的风化裂缝层的瞬时频率；
水平潜流缝洞层内的瞬时频率变化较大，大部分区域为70 Hz以上，显著高于风化裂缝层的瞬时频率；
基岩层的瞬时频率最大，远高于上部的水平潜流缝洞层的平均值(图6)。
图6 YLA-11测井-地震标定对比Fig.6 YLA-11 log-seismic calibration comparison
工区内钻遇花岗岩潜山的探井共计4 口(YLA-31，YLA-32，YLA-11和YLA-12)；
在前述地质分层基础上，对4 口井测井数据进行统计分析。以YLA-11 为例，在YLA-11 井测井交汇图中(图7)，仅能识别出基岩层高体积密度、低电阻率和低声波时差参数，其余测井数据点混合在一起，无法看出显著的风化壳成层特征。对自然伽玛射线强度、声波时差、电阻率、体积密度和中子孔隙度这5 项测井指标进行统计分析发现(图8)：自然伽玛射线强度由砂化层到基岩层大致呈逐渐增大趋势，符合越靠近基岩层，长石质量分数越高的规律；
自然伽马射线强度分布区间随着深度增加由(55～65)×10-14C/(kg·s)逐渐抬升至(65～85)×10-14C/(kg·s)，其中砂化层的自然伽玛射线强度普遍较大，可能是花岗岩原地风化后形成的泥质导致；
声波时差均值则与深度呈负相关，符合岩性和物性的变化趋势。声波时差分布呈现两极分化趋势，砂化层和风化裂缝层主要分布在(360～426)×10-6s/m 之间，水平潜流缝洞层和基岩层则位于(213～246)×10-6s/m之间；
平均电阻率相对稳定，以砂化层和水平潜流层相对较大，为18 Ω·m 左右，推测是地层内含有地下水等流体导致，而风化裂缝层对应值显著偏低，只有10 Ω·m；
电阻率分布区间以砂化层和水平潜流层相对较宽，为5～25 Ω·m；
平均体积密度由砂化层的2.23 g/cm3增大至基岩层的2.52 g/cm3，符合岩性和物性的变化趋势。体积密度分布特征与声波时差类似，水平潜流缝洞层和基岩层的体积密度普遍较大，多为2.5～2.6 g/cm3；
中子孔隙度平均值基本保持在21%左右，水平潜流缝洞层的相对较低，为15.5%；
中子孔隙度分布区间大致随深度增加逐渐下移，而基岩层的中子孔隙度多为20%左右，相对较大。
1) 基于风化作用及砂化作用的概念，总结出花岗岩风化壳垂向5层地质模型；
从上到下依次为残积-坡积层、砂化层、风化裂缝层、水平潜流层、基岩层；
地表之上3层受到大气降水渗滤作用控制，水平潜流层发育则受到地下潜流控制；
从上自下物理风化作用逐渐减弱，化学风化作用先增强后减弱，原岩固结程度逐渐增加。
2) 砂化层、风化裂缝层和水平潜流缝洞层是风化壳中的有利储层，三者储集空间有显著差异，其中，砂化层为孔洞型储层，风化裂缝层为裂缝型储层，水平潜流缝洞层为孔洞-裂缝复合型储层。
3) 残积-坡积层、砂化层、风化裂缝层的岩性特征及孔隙类型类似于碎屑岩，尤其是砂化层，在钻井测井资料中及野外踏勘时极易被误认为河流、扇-三角洲相沉积，从而误导勘探方向，正确识别这2个层是花岗岩风化壳储层预测的关键。
4) 野外踏勘、钻井-测井分析、井震标定等结果均验证了前述风化壳地质模型的合理性。地震剖面显示，地震相在每一层界面处均出现了明显差异，指示出风化壳岩性和非均质性存在显著变化，瞬时频率由浅到深呈明显逐渐增大趋势。自然伽玛射线强度、体积密度由浅到深呈逐渐增大趋势，声波时差与中子孔隙度则与深度呈负相关规律，电阻率则相对稳定；
总体来看，地震相、测井指标随深度变化趋势与风化壳岩性、物性基本吻合，但测井数据交汇图没有显示出明显的成层性。
