钟拥,鞠林波,刘忠华,许玲,王佳庆,邓继新2,*

1 大庆油田有限责任公司勘探开发研究院,大庆 163712 2 油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学),成都 610059 3 中石油勘探开发研究院测井研究所,北京 100083 4 成都理工大学地球物理学院地球物理系,成都 610059

0 引言

国内海相深层-超深层碳酸盐岩油气储层勘探潜力巨大(赵文智等,2012;李剑等,2019;马永生等,2019,2020;杨海军等,2020).近年来,先后发现并探明开发了安岳、塔中、龙岗、顺北等一批深层碳酸盐岩油气田(金之钧和蔡立国,2006;马新华等,2019),海相深层碳酸盐岩储层已成为我国油气勘探开发探开发的“主战场”之一,也是实现中国能源接替的现实领域.

通过地震预测方法获取岩性、物性以及含气性等储层特征参数一直以来都是深层-超深层碳酸盐岩油气藏勘探目标评价的重要内容与依据.但随深度的增大,岩石致密程度增加,储层特征变化造成的地震响应差异减弱,加之深层地震资料品质的降低,致使深层-超深层碳酸盐岩储层地震预测方法面临着重大挑战(马永生等,2020;何治亮,2021).对于深层-超深层碳酸盐岩储层地震预测的难点问题,国内外学者进行了针对性研究,并取得诸多重要进展.如利用裂隙-孔隙双相介质理论模型或针对性碳酸盐岩样品的多频段岩石物理实验,分析孔隙结构及孔隙流体特征对弹性波速度、弹性模量、各向异性以及频散与衰减特征的影响,并以此为基础形成利用弹性参数与频变衰减属性的储层地震预测方法(宗兆云等,2012;印兴耀等,2015;Zhao et al.,2014;邓继新等,2015a,b;Fournier et al.,2018;李闯等,2020;李洋等,2020;Teillet et al.,2021;方鑫鑫等,2022;刘航等,2023).通过裂隙-孔隙岩石介质地震正演数值模拟方法,分析碳酸盐岩岩石骨架、所含裂隙特征以及孔隙流体特征变化的地震响应规律(Ba et al.,2011,2017;Zhao,2013;孔丽云等,2013;胡自多等,2016;Borgomano et al.,2017;赵雪然等,2020),建立波场信息与储层参数之间的映射关系,从而在地震波场响应机理上为碳酸盐岩储层的岩性、孔隙结构及孔隙流体的地震预测方法提供依据.

深层-超深层碳酸盐岩勘探开发的高成本因素对储集层特征的地震精准预测提出了更高的要求,而储层岩石地震岩石物理性质是搭建储层参数与地震响应特征的重要桥梁.因此,对深层-超深层碳酸盐岩储层地震岩石物理特征和变化规律的准确把握以及建立储层参数与地震弹性和非弹性参数之间的量化关系则是实现储层参数精准地震预测的关键环节.国内深层-超深层碳酸盐岩储层普遍经历多阶段、多期次的成岩作用改造,沉积类型多样,岩石与孔隙结构类型复杂,非均质性极强(马永生等,2020;何治亮等,2021),使得脱离地质背景的岩石物理分析方法很难准确把握储层岩石的整体岩石物理变化规律,也不能给出岩石物理特征变化的地质意义.因此,对于深层-超深层碳酸盐岩储层不但需要高温压实验测试基础上的地震岩石物理规律分析与总结,更需对储层岩石在“沉积环境-成岩过程-岩石特征”这一多阶段动态演化关系框架上分析控制岩石物理性质变化的地质因素,从而更客观和准确地搭建地震参数与储层地质参数(沉积相、岩性、孔隙结构、孔隙流体和物性)之间的联系,使之具有明确的地质含义.基于上述目标,本次工作以四川盆地合川—潼南地区震旦系灯影组四段深层白云岩储层为研究示例,在系统岩石学、孔隙结构特征、物性以及地震弹性性质测量的分析测试基础上,结合沉积环境与成岩过程中储层岩石特征变化的厘定,在目标储层岩石物理变化规律的基础上,分析储层岩石多阶段成岩作用过程对岩石物理特征的影响与控制作用,并以期通过对特定深层碳酸盐岩储层的研究作为示例形成针对化学沉积类的地震岩石物理研究新方法,为深层-超深层碳酸盐岩储层有效地震评价提供科学依据.

1 地质背景与岩石学特征

1.1 地质背景

合川—潼南地区位于四川盆地中西部紧邻安岳气田的高石梯—磨溪区块,区域构造位置属川中古隆平缓构造区与川东南高陡构造区的结合地带(王文之等,2016;陈娅娜等,2017).震旦系灯影组在研究区内广泛分布,与下伏震旦系陡山沱组呈整合接触,而与上伏寒武系筇竹寺组泥、页岩地层呈不整合接触.依据岩性组合、电性特征灯影组自下而上可划分为灯一、灯二、灯三与灯四段四个岩性段(图1).灯一段主要为台内滩和滩间海沉积环境的浅灰-深灰色块状泥晶白云岩;灯二段为一套泻湖及潮坪沉积环境的富含藻类化石的浅灰-灰白色块状微生物白云岩;灯三段为一套深水、浅水混积陆棚沉积环境的蓝灰-灰黑色泥页岩夹石英岩;灯四段为台内滩、滩间海沉积环境的块状微生物白云岩、泥晶白云岩、含硅质条带白云岩以及硅质岩.灯四段中部在区域上发育一套高伽马值的富泥质硅质条带白云岩或硅质岩,以此为界限可将灯四段细分为上、下两个亚段,灯四上亚段为研究区灯影组天然气主力产层.

图1 研究区位置图及震旦系地层特征

灯影组沉积末期,桐湾Ⅱ期差异抬升作用导致研究地区发生了较大幅度的抬升(杨跃明等,2021),在大规模表生岩溶作用下灯影组四段普遍遭受大气淡水的淋滤溶蚀作用,选择性溶蚀孔洞发育,对储层物性改善明显.在此之后,研究区又先后经历了加里东期、海西期、印支期、燕山期及喜马拉雅期构造运动,造成白云岩储层不均匀发育多期次裂隙,沟通早期溶蚀孔洞而进一步改善储层物性,也为后期热液活动提供通道.

1.2 储层岩石学特征

研究区内灯四段岩心、薄片观察表明,储集体岩性主要包括台内丘亚相的藻纹层云岩、叠层石云岩、藻黏连云岩及凝块石云岩,台内滩亚相的藻砂屑云岩、鲕粒云岩及粗晶颗粒云岩,滩间海亚相的泥晶云岩、含泥云岩、含膏泥晶云岩、硅质泥晶云岩和云质灰岩(灰质云岩).储层岩石矿物组分以白云石为主,其次为石英、黏土及方解石,少量黄铁矿和萤石等热液矿物.藻纹层白云岩呈灰色层状,藻纹层较为平直,横向连续性差,镜下白云石呈晶粒结构或残余颗粒结构,颗粒由粉细晶白云石(部分达到中晶)构成,半自形-它形镶嵌结构(图2a).叠层石云岩呈灰色中层状,较为连续的富藻暗纹层与贫藻亮纹层相间排列且起伏一致,镜下白云石晶体颗粒主要呈晶粒结构,颗粒由细晶、中晶白云石构成,自形-半自形镶嵌结构(图2b).藻黏连云岩呈浅灰色-灰色块状,由藻黏连的碎屑颗粒形成的凝块呈极不规则状分布,可见富藻泥晶在挤压作用下变形并渗入碎屑颗粒形成的凝块(图2c、d).凝块石云岩与藻砂屑云岩均属颗粒云岩,受强烈重结晶作用的影响,镜下均表现颗粒白云石特征,白云石晶体大小具有双众数分布,晶面污染,具半自形-它形镶嵌结构(图2e、f).泥晶云岩呈浅灰色块状,主要由粉细晶白云石构成,它形镶嵌结构,可含沉积成因的黏土和石英,亦可形成硅质条带白云岩(图2g).云质灰岩(灰质云岩)呈暗灰色块状,可见暗色斑状白云石沿缝合线分布(图2h),粉细晶白云石颗粒呈自形-半自形产出,常与基质泥粉晶灰岩以缝合线为界限,亦可见具有雾心亮边的白云石晶体呈斑状分布于基质灰岩中.

图2 四川盆地灯四段台内微生物丘滩复合体岩性和储集空间特征

根据岩心观察并结合测井曲线特征,研究区灯四段按岩性组合可划分为两个短期丘滩复合体旋回,每个短期旋回在岩性组合上具有相似性.一个完整沉积旋回的岩性由下至上依次为:泻湖沉积环境的致密的泥晶白云岩/硅质泥晶白云岩/泥质白云岩组合、台内丘环境的叠层石/藻黏连/凝块石白云岩/与生物相关的藻格架白云岩组合、台内颗粒滩环境的砂屑云岩/粗晶白云岩/与微生物相关的颗粒白云岩组合.受海平面变化差异的影响,并不是所有沉积旋回均完整发育上述三套岩性组合,同时表现出“大滩小丘”的特征.

1.3 孔隙结构特征

灯四段储集层的孔隙类型可分为沉积过程中形成的结构选择性孔隙与成岩过程中形成的非结构选择性孔隙两种主要类型(Choquette and Pray,1970).结构选择性孔隙主要表现为沉积期形成的原生孔隙,如富藻沉积物中的藻格架孔、体腔孔(图2a),颗粒沉积物中的粒间孔隙,该类孔隙易被早期胶结物胶结,但剩余孔隙是准同生期溶蚀作用进行基础.成岩过程中形成的孔隙包括白云化过程中离子半径较小的Mg2+替换离子半径较大的Ca2+而形成的晶间孔隙(图2b、f),以及准同生、表生和埋藏溶蚀作用形成的粒间、粒内溶蚀孔隙(图2b、d).准同生溶蚀作用表现为大气降水或混合水在原生孔隙基础上对低有序度的低温白云石、文石及灰质等易溶物质的选择性溶蚀,原生孔在溶蚀基础上进一步扩大形成晶间溶孔、粒间溶孔;准同生溶蚀作用受控于海洋频繁升降,岩心则表现出1～10 mm的溶蚀孔洞孔顺层密集发育(图2i),并集中于与暴露面有关的向上变浅旋回的顶部,以及与暴露蒸发有关的膏岩铸模孔隙的出现,均表明准同生溶蚀作用是研究区储集层白云岩最重要的建设性成孔作用.表生岩溶作用是指储集层白云岩抬升地表后在大气降水作用发生下发生的溶蚀作用,此时白云岩矿物都已高度稳定化,加之地层暴露时间较短,溶蚀作用对孔隙的贡献弱于准同生溶蚀作用.埋藏溶蚀作用是通过有机酸、TSR(硫酸盐还原反应)的溶蚀作用形成孔隙(张水昌等,2011),在镜下可发现白云石胶结物被溶蚀成孤岛状的热液溶蚀作用证据(图2d、f),但更多的是溶蚀孔隙被石英、鞍状白云石、萤石、黄铁矿等热液矿物充填,表明埋藏-热液溶蚀作用对储层孔隙既有建设性的溶蚀作用贡献,也有因热液沉淀而对早期孔隙封堵的破环性作用,尤其是大量热液成因的它形石英晶体孔隙充填及交代作用对储集空间的破坏性非常显著.由于溶蚀作用的发生对原生孔隙存在依赖性,造成富藻的丘滩环境白云岩储集层溶蚀孔隙较为发育,而浅海泻湖环境泥晶白云岩缺乏格架孔等原生孔隙,后期溶蚀作用不发育,储集空间以多阶段白云岩化的晶间孔或粒间孔为主,岩石致密.裂隙在研究区灯四段普遍发育,以微裂缝为主(图2b、c),沿裂隙可见溶蚀孔隙发育或早期溶蚀孔隙的再溶蚀扩径;裂隙在纵、横向分布极不均匀,不同井相同层位以及相同井不同层位的裂缝密度有较大差异.

依据灯四段不同岩性碳酸盐岩储集空间发育特征的差异可将储层孔隙类型组合划分为裂隙-溶蚀孔洞、溶蚀孔洞、裂隙-孔隙以及孔隙型四种主要类型.裂隙-溶蚀孔洞与溶蚀孔洞型储层主要发育于丘滩相的藻白云岩与颗粒白云岩中,在CT图像切片中主要可见孔径在2 mm以上的中、大溶蚀孔洞以及小于1 mm的微孔,不同尺度的平直或弯曲型微裂隙沟通溶蚀孔洞(图3c);呈花状组合的孔隙喉道交错叠加并周围发散、延伸,亦有利于沟通不同尺度的溶蚀孔洞(图3c).裂隙-孔隙与孔隙型储层主要发育于泻湖环境白云岩中,在CT图像切片中溶蚀孔洞不发育,储集空间主要由孔径介于0.01～1 mm之间的微孔构成,裂隙发育规模小且不连续(图4c);相互独立存的孔隙吼道仅在局部有重叠且延伸较短,对孔隙的沟通能力相对较差(图4d).

图4 灯四段孔隙型白云岩样品多尺度孔隙结构特征

1.4 成岩作用类型与岩石结构

研究区震旦期古沉积环境整体位于局限台地内(杜金虎等,2015),仅存在于水下局部出现微地貌的高部位,这些高部位在沉积期优先沉积微生物相关的碳酸盐岩建造,海侵期海平面的上升使得高部位微生物丘快速加积生长而建隆,形成洼隆相间的沉积体,并在低洼滩间海部位沉积含有泥质、硅质等陆源碎屑的细粒碳酸盐岩.波浪作用下,高部位微生物碳酸盐岩被击碎并被水流携带至低洼部位沉积形成凝块石等颗粒碳酸盐岩.周期性海平面的升降使得微生物丘滩沉积体普遍发育,并在纵向上多期叠置.

研究区储集层白云岩并非单一成因,多期次白云岩化作用的叠加与改造,大大增加了岩石特征的复杂程度.微生物白云岩主要认为是由在沉积建隆过程形成的同生或准同生期低温沉淀成因的原白云石构成(Warthmann et al.,2005;赵文智等,2018),微生物岩中的藻云岩类(藻纹层、叠层石与藻黏连白云岩)初步形成由泥晶白云石晶体构成的微生物岩岩石骨架,微生物岩具有原岩结构保留完好以及原生格架孔和粒间发育的特征(图2a).在微生物相关的低温原白云石沉淀的同时,渗透回流、毛细管浓缩等低温白云石化模式亦可形成早期叶片状亮晶白云石胶结物,充填于藻云岩原生格架孔或凝块石、砂屑白云岩原生粒间孔(图2e、f),亦可出现同生期或成岩早期的富含硅质酸性水沿原生孔的硅化胶结作用.在经历上述早成岩作用后,台内丘滩环境沉积的藻云岩类与颗粒云岩岩石骨架已经基本固化.准同生溶蚀作用在大气淡水的参与下,在原生孔系的基础上对未完全固结和白云石化的沉积物进一步溶蚀,使得原生孔隙溶蚀扩大,并表现出顺层发育的明显组构选择性溶蚀的特征.随后的埋深白云化作用使得泥晶白云石晶体重结晶和次生加大,形成部分残留藻纹层和藻颗粒等原岩结构的粉细晶颗粒云岩,受多期次交代和重结晶作用的影响,也可出现不残留原岩结构的细-中晶颗粒云岩及过渡类型,而凝块石、砂屑云岩则易于形成不残留原岩结构的细-中晶颗粒白云岩.除早期叶片状白云石胶结物外,孔隙亦存在鞍状白云石、萤石、黄铁矿、石英等热液矿物胶结,显示构造-热液白云岩化作用的存在(图5b、c).受多期次白云岩化作用的影响,粉细晶颗粒云岩、细-中晶颗粒云岩及中粗晶颗粒云岩的碳(δC13)-氧(δO18)稳定同位素均明显偏负,更多表现出埋深白云化作用的δC13低正值和δO18高负值的特征而非微生物白云化作用的δC13低正值和δO18低正-低负值特征(赵文智等,2018),并随白云石晶体的增大δC13和δO18均向高负值偏移(图5a).综上所述,对于台内丘滩环境的微生物白云岩储集体多阶段成岩演化模式为:台地内高部位微生物建隆→同生期微生物白云岩化、早期叶片状亮晶白云石胶结→准同生期选择性溶蚀作用→埋深白云岩化→断裂-热液白云岩化、埋藏热液溶蚀及热液矿物孔隙胶结,形成残留或不残留原岩结构的自形-半自形粉细晶溶蚀孔隙白云岩、原岩结构不残留的细-中晶半自形-它形溶蚀孔隙白云岩以及中-粗晶它形溶蚀孔洞白云岩,多阶段白云岩化形成的白云石晶体呈紧密镶嵌接触构成岩石骨架,而石英、黄铁矿、鞍状白云石等热液矿物则主要表现为孔隙充填物.储集体岩石叠加后期构造作用的微裂隙,可形成对应的裂隙-溶蚀孔隙型储层岩石类型.

图5 灯四段白云岩样品地化特征与成岩特征

含有泥质、硅质等陆源碎屑的细粒碳酸盐岩颗粒集合体主要沉积于台内滩间海低能静水环境.石膏结核及相应铸模孔仅在少量样品中存在,并无区域性的含膏白云岩或膏岩层,表明毛细管浓缩白云化作用范围较为局限.由于相对较深的海水环境,沉积物暴露地表频率与机率均较低,不易形成较强的同生或准同生溶蚀作用.因此,对于低能量的细粒沉积物来说,未遭受近地表成岩环境的改造,直接进入了浅埋藏成岩环境.由于早期白云化作用较弱,岩石骨架仍处于低刚度的疏松状态,不能有效抵抗埋深过程中的机械压实作用,机械压实作用减孔明显,反映强压实的缝合线构造也较为发育(图5d).叠加埋深白云岩作用,晶核在交代与重结晶过程中没有足够的孔隙空间生长,最终形成以原生晶间孔为主的它形粉细晶白云岩,白云石晶体呈紧密的镶嵌结果,岩石整体致密化.岩石在埋深成岩过程中的致密化也造成热液流体不能有效流动,致使断裂-热液白云岩化作用的影响较小,与之相关的溶蚀及沉淀作用均难以发生.碳-氧稳定同位素也表现出埋深白云化作用的δC13低正值和δO18高负值的特征(赵文智等,2018).台内滩间海环境的低能细粒沉积物成岩演化模式为:含泥质、硅质的细粒碳酸盐岩颗粒沉积→弱毛细管浓缩白云岩化作用→强机械压实致密化→埋深白云岩化作用,形成岩石组构较单一的孔隙型它形粉细晶白云岩,亦可叠加后期构造微裂隙形成裂隙-孔隙型白云岩.由于缺乏早成岩期的白云岩化作用,使得黏土、石英等陆源颗粒在压实过程不但充填原生孔隙,易于分布在细粒碳酸盐颗粒之间而形成稳定结构,并在后期白云岩化作用下与白云石晶体一起构成岩石骨架.沉积时,若黏土或石英含量较高则形成黏土、石英与白云石的互层,黏土与石英的岩石骨架支撑作用则表现的更为明显.

2 岩石物理特征

2.1 储层岩石物性特征

研究区灯四段岩样品氦气孔隙度主要分布于3%～13.5%之间,平均7.6%,孔隙度大于4%的样品占比20%;渗透率在(0.016～14.5)×10-15m2之间,平均3.96×10-15m2,孔隙度大于4%的样品平均渗透率为6×10-15m2,相同孔隙度下渗透率可出现2～6个量级的变化.储层孔隙度和渗透率散点图表明,储层的孔-渗关系较差,仅表现较弱的整体正相关性(图6a).如前所述,灯四段深层白云岩孔隙主要来自对原生孔隙的继承与同生、准同生溶蚀作用,造成丘滩环境的藻云岩与颗粒云岩孔隙度明显高于滩间海环境的泥质云岩、硅质云岩与灰质云岩,而渗透率存在明显的重叠;白云石晶体形态受成核结晶时孔隙空间大小的影响,致使白云岩样品孔隙度会随晶体形态由自形晶结构至它形晶结构表现出降低趋势.裂隙-溶蚀孔洞型与溶蚀孔洞型样品孔隙度变化范围在3.5%～7.2%之间,渗透率变化范围在(0.016～191.2)×10-15m2之间,裂隙-溶蚀孔洞样品孔隙度-渗透率正相关性略优于溶蚀孔洞型样品,两者在相同孔隙度下渗透率存在2～3个量级的变化.裂隙-孔隙型与孔隙型样品孔隙度变化范围在0.1%～3.5%之间,渗透率变化范围在(0.0003～95.2)×10-15m2之间,两种孔隙类型样品具有一致的孔隙度-渗透率正相关性,但在相同孔隙度下渗透率存在3～6个量级的明显变化.由于溶蚀孔洞型与裂隙-溶蚀孔洞型样品中孔喉密集发育且延伸较长、孔径以0.5～3 μm大喉道为主(图3d),依靠孔喉高匹配度提高对溶蚀孔洞的沟通作用,表现为裂隙与孔喉共同作为流体渗流通道,微裂隙发育能有效提高渗透率但非唯一因素.孔隙型与裂隙-孔隙型样品中孔喉发育及延伸较差,孔径以0～0.06 μm小喉道为主(图4d),孔喉匹配程度低,对孔隙沟通作用不足,表现为裂隙作为主要的流体渗流通道,造成孔隙度-渗透率关系表现出裂隙线性渗流关系,同时也使得样品发育与不发育微裂隙时渗透率差异明显.

图6 灯四段白云岩样品渗透率随孔隙度变化关系与孔隙类型显微照片

2.2 地震岩石物性特征

图7中给出干燥与水饱和条件下四种典型孔隙结构组合类型样品速度随压力变化关系,不同压力条件下白云岩样品的速度通过超声波脉冲穿透法测定(邓继新等,2015a,b).样品纵、横波速度随有效压力增大表现出两种增加趋势,孔隙型白云岩在整个压力段呈近似线性的缓慢增大,该类样品孔隙类型单一,主要由力学性质均一的残余晶间、粒间孔隙构成,并在压力作用下向刚度更高的孔隙形状渐次变形,从而使得岩石介质等效弹性模量增幅度近于相等.裂隙-溶蚀孔洞、溶蚀孔洞和裂隙-孔隙型白云岩表现出低压力下的非线性快速增大与高压力下的线性缓慢增大两种特征,以上三类样品均具有“双孔隙”结构特征,由刚性较小的微裂隙与刚性较大的溶蚀孔隙或孔隙构成,随有效压力增大岩石样品中的微裂隙依据刚性由小至大渐次闭合,而刚性较小的微裂隙闭合对岩石介质等效弹性模量增加的幅度高于刚性较大的微裂隙,造成速度在低压力下表现出非线性快速增大的趋势.压力达到一定值后,微裂隙完全闭合,岩石介质可看作由刚性较高的溶蚀孔洞或孔隙构成,压力继续增大主要使孔隙渐次形变而增加刚度,使得速度随压力变化呈现出线性变化的趋势.溶蚀孔洞样品不发育微裂隙,其低压力下的速度线非线性增大与样品中存在刚性较小的孔喉或晶间孔缝有关,因其含量相对较低,相较于其他两类典型的“双孔隙”白云岩,速度随压力的变化量小,可看作裂隙-溶蚀孔洞和裂隙-孔隙型白云岩与孔隙型白云岩在速度-压力变化关系上的过渡类型.样品孔隙类型差异对速度的影响也会表现在不同孔隙流体饱和后速度的变化上,干燥样品在水饱和后纵波速度均有不同程度的增大,而具有“双孔隙”特征的裂隙-溶蚀孔洞型样品与裂隙-孔隙型样品速度增加更为明显,同时实验结果在低有效压力下也明显高于Gassmann方程(Mavko et al.,2003)理论计算值,反映孔隙尺度流体相关频散作用对超声频率下速度测量结果的影响,而这种频散作用的强弱依赖于岩石介质中孔隙刚度的差异.对于孔隙类型较为单一的孔隙型样品,因孔隙弹性性质较为均一,造成孔隙尺度流体相关频散作用较弱,实验结果与Gassmann方程计算结果也较为接近,同时干燥横波速度也略高于水饱和横波速度.溶蚀孔洞样品由于刚性较小的孔喉与晶间孔缝的存在,也可在低压力下与刚性较大的溶蚀孔洞形成弹性性质差异,表现为实验结果与Gassmann方程计算结果也存在一定差异.围压增大过程中微裂隙逐渐闭合而使孔隙刚度趋于均匀,弹性波诱发的孔隙尺度流体流动缺乏作用基础,造成具有“双孔隙”结构特征的样品纵波速度测量结果与Gassmann方程计算结果之间的差异逐渐减小.

图7 灯四段不同孔隙类型白云岩样品(a)纵波速度和(b)横波速度随有效压力变化关系

灯四段白云岩在经历多阶段白云化成岩作用改造后,白云石晶体普遍具有晶粒结构特征,弹性波的震动通过白云石晶粒及晶粒间接触边界在整个岩石介质中传播,晶粒边界作为力学性质的“弱面”对震动的响应强于刚性的白云石晶粒,造成晶粒边界力学性质对岩石介质的宏观弹性性质具有决定性影响.依据岩石样品沉积、成岩过程与岩石微观结构特征,可划分五类晶粒接触接触类型(图8):①白云石晶粒间致密“焊接”接触,主要发育于致密它形白云岩与溶蚀孔洞发育的半自形-它形白云岩,边界力学性质与白云石晶体近于相等;②石英胶结作为白云石晶粒边界(石英型晶粒边界),发育于致密它形硅质白云岩,边界力学性质受石英颗粒弹性性质影响,石英与白云石颗粒共同作为岩石受力骨架;③黏土作为白云石晶粒的边界(黏土型晶粒边界),发育于致密它形泥质白云岩,边界力学性质受黏土颗粒弹性性质影响,黏土与白云石颗粒共同作为岩石受力骨架;④方解石颗粒作为白云石晶粒边界(方解石型晶粒边界),发育于致密灰质白云岩,边界力学性质受方解石颗粒弹性性质影响,方解石与白云石颗粒共同作为岩石受力骨架.同一样品中可发育多种接触类型,如致密泥质白云岩可存在白云石晶粒边界黏土与白云石晶粒间致密“焊接”接触两种边界类型.

图9a中给出灯四段白云岩样品纵、横波速度关系,图中数据点均为模拟储层条件下样品的超声实验测量值,作为对比将反映碎屑砂岩纵-横波速度关系的泥岩线、碳酸盐岩纵-横波速度关系的灰岩线(VP=1.9VS)和白云岩线(VP=1.82VS)模型计算结果绘于图中(Mavko et al.,2003).可以看出,白云岩样品数据点均位于李庆忠线和灰岩线之间,整体上不具有统计关系.样品纵、横波速度关系表现出明显的矿物组分依赖性,泥质云岩、硅质云岩、灰质云岩以及组分相对单一的裂隙-溶蚀孔洞和溶蚀孔隙白云岩样品均分别表现出较好的纵、横波速度线性关系,反映样品组成颗粒边界力学性质的控制作用.灰岩线与白云岩线分别为方解石晶体与白云石晶体纵、横波速度关系,同样砂岩碎屑岩线为石英骨架所表现出的纵、横波速度关系,泥质云岩、灰质云岩样品纵、横波速度线性关系随黏土、方解石含量增大逐渐接近灰岩线,反映样品中黏土型晶粒边界和方解石型晶粒边界逐渐增多;而硅质云岩则随硅质含量(成岩早期硅化胶结或沉积成因的石英)增大向碎屑岩线逐渐接近,反映石英胶结型颗粒边界的增多.裂隙-溶蚀孔洞和溶蚀孔隙白云岩样品则主要为紧密接触与致密“焊接”型晶粒边界类型,其速度关系与白云石晶体速度关系较接近,但会随样品中微裂隙、晶间缝或孔喉等软孔隙含量的增加而逐渐偏离白云岩线.微裂隙等软孔隙在水饱时其刚度会明显增大,加之喷射流相关的频散作用,纵波速度增加幅度远高于横波速度,造成裂隙-溶蚀孔洞样品会随软孔隙含量的增多向灰岩线偏离;干燥(饱气)条件下,微裂隙等软孔隙含量的增加使纵波速度下降的更为明显,造成纵、横波速度关系向碎屑岩线偏离.溶蚀孔洞因其自身的刚度较大,流体变化不会明显地改变孔隙刚度,同时其含量对纵、横波速度影响一致,造成组分单一的溶蚀孔洞样品纵、横波速度关系在孔隙饱和流体变化以及含量变化时仍与白云岩线接近.

图9 灯四段白云岩样品(a)纵波速度-横波速度变化关系与(b)纵波速度-速度比变化关系

样品晶粒边界力学性质同样控制了速度比(泊松比)与纵波速度的协同变化.随晶粒边界特征从白云石晶粒边界硅质胶结接触→紧密白云石接触→致密白云石接触→黏土、方解石型晶粒边界转变,干燥(饱气)样品纵、横波速度比呈逐渐增大的总趋势;由于石英、黏土以及方解石颗粒的纵波速度均小于白云石晶体的纵波速度,对应类型的晶粒接触边界弹性特征也小于致密型白云岩接触边界,造成石英、黏土以及方解石含量增大时纵波速度逐渐减小,使得硅质云岩样品中速度比随纵波速度的增大而逐渐增大,而泥质、灰质云岩样品则具有相反的变化趋势,致使纵波速度-速度比变化关系整体呈开口向左的“V”型(图9b).微裂隙在干燥(饱气)与水饱和时对纵、横波速度影响的差异,造成干燥样品纵波与速度比随微裂隙的增多而逐渐降低,而水饱和样品纵波随微裂隙的增多逐渐降低的同时速度比呈增大的趋势,高微裂隙含量的干燥样品其纵波速度及速度比甚至低于硅质云岩.晶间缝与软孔喉力学性质与微裂隙近似,含量变化对纵波速度及速度比的影响与微裂隙相同.溶蚀孔洞和孔隙因其自生刚度较大,孔隙流体变化对孔隙刚度的改变较小,加之样品整体孔隙度较低,造成以溶蚀孔洞型和孔隙型样品速度在干燥与水饱和条件下的差异不大,纵波速度-速度比变化关系也不存在明显的变化.从储层地震预测的角度看,在排除硅质云岩影响的前提下,可利用速度比(泊松比)区分含气的裂隙-溶蚀型和溶蚀孔洞型白云岩.

图10中给出储层条件下水饱和白云岩样品纵、横波速度随孔隙度的变化关系.可以看出,白云岩样品速度与孔隙度在整体上具有负相性,但速度-孔隙度变化关系不能用单一的统计模型定量表征.速度受矿物组分影响明显,样品中石英、方解石、黏土含量的增加均使纵、横波速度有明显的降低,其主要原因仍然是随石英、黏土与方解石含量的增大岩石晶粒骨架中对应弹性性质较弱的颗粒边界逐渐增多.对于组分单一的样品(不考虑颗粒接触边界力学性质的影响),在相同孔隙度下纵、横波速度最大差异为分别为1000 m·s-1和500 m·s-1,反映孔隙结构对速度的控制作用.为对比孔隙结构对速度的影响,利用微分等效模量模型计算出不同孔隙纵横比时的速度-孔隙度变化关系并绘制于图中.假定岩石介质中所含孔隙的形状近似为理想椭球体,其纵横比为α,则岩石的等效体积模量K*与剪切μ*可如下公式计算(Mavko et al.,2003):

图10 灯四段白云岩样品纵波速度-孔隙度变化关系(a)与横波速度-孔隙度变化关系(b)

(1)

式中φ为样品孔隙度,Ki为孔隙流体体积模量,几何因子T1(α)、T2(α)分别为纵横比α的函数(Mavko et al.,2003).依据数据点与模型线的相对位置,溶蚀孔隙型样品主要位于α=0.1模型线以上.裂隙-孔隙型样品则主要分布于α=0.1模型线以下,并随样品中微裂隙含量的增大逐渐接近α=0.01模型线.

3 结论

研究区震旦系灯影组四段白云岩成岩过程受沉积环境控制,丘滩相高能环境微生物白云岩分别经历同生期微生物白云岩化与渗透回流白云岩化作用、准同生期选择性溶蚀作用、埋生白云岩化作用以及断裂-热液白云岩化,多阶段白云岩化形成的晶粒白云岩存在致密“焊接”型与紧密型两种主要的白云石晶体接触边界.孔隙主要是对原生孔隙的继承和准同生生溶蚀作用,依靠孔喉高匹配度与微裂隙提高对溶蚀孔洞的沟通作用,表现为裂隙与孔喉共同作为流体渗流通道.

滩间海低能硅质、泥质与灰质云岩主要经历弱毛细管浓缩白云岩化作用、强机械压实致密化与埋深白云岩化作用,形成岩石组构较单一的致密它形粉细晶白云岩,多阶段白云岩化形成的晶粒白云岩存在致密“焊接”型、黏土型、石英胶结型与方解石型晶体接触边界.孔隙以残余原生粒间或晶间孔为主,以微裂隙作为主要的流体渗流通道,孔隙度-渗透率关系表现为裂隙线性渗流关系.

埋生白云岩化作用与断裂-热液白云岩化作用形成稳定的白云岩晶体结构以及紧密 “焊接”型为主的晶粒间接触方式,晶粒边界力学性质与孔隙结构特征共同控制样品的纵波速度-速度比、孔隙度-速度等地震弹性性质的变化规律,随硅质胶结晶粒边界的增多,纵、横波速度线性关系由白云岩线向碎屑岩线偏离,纵波速度与速度比降低;随黏土、方解石晶粒边界的增多,纵、横波速度线性关系由白云岩线向灰岩线偏离,纵波速度减小而速度比增加.干燥条件下样品速度以及速度比会随微裂隙等软孔隙的增加而逐渐减小,而水饱和条件下则表现为速度的减小以及速度比的增大.不考虑颗粒接触边界力学性质的影响,白云岩样品的孔隙度-速度变化关系受控于孔隙结构,其次为孔隙度.