巴西东北部Rec

1、 第20页巴西东北部Recôncavo盆地Sergi地层的相构型和风成河流储层的非均质性Daniela E. Bongiolo a,*, Claiton M.S. Scherer b, 1 摘要Sergi地层（上侏罗统）代表了巴西Recôncavo盆地的主要油气藏。Sergi地层的基底垂直相层序包括由一个复杂的河流的、风成的、湖成的相互作用形成的储层。这些储层的相结构和详细的岩石物理分析加强了对各种规模的非均质性的认识，使描述混合风成河流相储层形式的预测模型得到发展。在肉眼的范围内，储层主要由河道相和风成相组合形成的砂体沉积组成。区域冲刷面和层序界面是他们主要的渗流屏障。区

2、域冲刷面是由湖泊相组合的细粒沉积物沉积组成的，层序界面作为渗流屏障是由于机械的粘土渗透。基于它的几何关系，联系着河流风成湖泊的相互作用的储层形成了两种宏观可见规模的油气藏：（一）具有良好的横向连续性的风成包和相对简单的地层对比；（二）通过河流沉积来高度划分复杂的地层对比的风成包和削蚀。介观非均质性反映在风成和河流相组合的岩相，沉积构造和层规模的变化。关键词：几何形态，非均质性，河流的和风成的储层，Recôncavo 盆地1. 简介 通过一系列的风成的、河流 的相互作用产生的层序在全球几个盆地形成良好的陆相储层：包括南部北海盆地赤底统组(George and Berry, 1993;

3、Howell and Mountney, 1997),东爱尔兰盆地的西华砂岩组(Cowan, 1993)，墨西哥湾的Norphlet砂岩(McBride et al., 1987; Dixon et al., 1989) ， 阿根廷的 Neuquén盆地中部的Avilé砂岩 (Veiga et al., 2002) ，巴西东北部 Recncavo盆地Sergi 构造 (Figueiredo et al., 1994) 。Sergi地层中，混合风成河流相沉积物代表最重要的Rec ncavo 盆地储层，而且石油地质储量是3.62亿方(Scherer et al., 2007).

4、。近些年已经对Sergi地层进行了广泛的研究(e.g. Netto et al., 1982; Lanzarini and Terra, 1989; Carrasco et al., 1996; Scherer et al., 2007) ， 考虑到巴西油气采收率提高的需求，此领域已经很成熟了。但是，目前尚无考虑到不同尺度的非均质性的影响的研究发表。部分原因是研究的这些储层的固有复杂性，因为风成河流相沉积物展示了两相变化的垂直剖面和横向变化以及储集层的物理特性，限制了渗透率的分布及砂体连通性预测模型的发展机会。本文的目的是：（1）描述与解释主要的相组合；(2)根据沉积结构分析来演示Sergi地

5、层的风成河流相储层的几何特性；(3)从宏观和微观来理解储层的非均质性，基于相结构和物理特性来建立潜在渗流屏障的鉴定标准。在这项研究中，对选择的3个钻孔进行详细的岩相描述和解释。此外，从260650m间隔的井距得到的7条自然伽马测井曲线图用来构建两个正交的十字剖面和识别不同尺度的储层非均质性。2. 地质背景该Recôncavo盆地是Recôncavo-Tucano-Jatobá 裂谷的一部分，位于巴伊亚州，巴西东北部（图1）。它包括一个北东-南西向的不对称的地堑，由河流，风成沉积和湖泊来源地层填充（内托，1978年），其中相当部分含有丰富的的在侏罗纪白垩纪年代累积的

6、有机质（图2），面积超过了10000多平方公里。 Recôncavo盆地在地壳拉伸过程中生成，这个过程在早白垩世（Neocomian）冈瓦纳古陆破裂阶段达到顶点。下白垩纪晚期，在冈瓦纳大陆完全破裂之前西部的裂谷被中止，阻止海洋沉积物在盆地沉积（Milani, 1985; Netto and Oliveira,1985; Santos et al., 1990）。 在这个盆地内，Sergi地层在上侏罗纪构成河流的、风成的、湖成的沉积物沉积层序(Bruhn and De Ros,1987; Lanzarini and Terra,1989 Carrasco et al., 1996；La

7、nzarini, 1996; Scherer et al., 2007)。它的最大厚度为450米(Caixeta et al., 1994)和其沉积物存在在整个盆地，虽然只暴露在西部和北部部分。虽然这种地层仅限于Recôncavo盆地，但可对比单元产生在巴西盆地东北部和非洲西部(Garcia et al., 1998)。据Scherer et al. (2007)，这种地层单元可分为三个沉积序列，每个沉积序列被定义为层序边界，分别被命名为沉积层序一、沉积层序二和沉积层序三。沉积序列一是由复杂的河流的、风成的、湖成的系统相互作用而沉积的泥岩至中粒砂岩组成的。沉积序列二的特点是辫状河道带

8、中的细砂岩到砾岩的沉积。最后，沉积层序三是由风成的、河流的系统的中至细砂岩沉积组成的。3.相分析形成本文基础的详细研究是在沉积序列一中进行。选择它是因为它包含在Recôncavo盆地中重要风成的、河流的储层，而且它还具有广泛的可用性数据（良好的岩石恢复，自然伽马测井和岩石物理测井数据的岩心资料）。在钻孔描述的基础上，这个层段有大约可达130米的厚度。这个相分析包括在研究层段的14个单个岩相识别和4个相组合。岩相描述如表1所显示，而且它所依据的是Miall (1978)的原始表。 图1 Recôncavo盆地简化地质图(modified after Scherer et al

9、.,2007)，展示了横截面研究的位置。图2 Recôncavo盆地Sergi 层位地层柱状图(modified after Silva et al., 2007).3.1. 湖泊相组合3.1.1. 说明这种相组合主要出现在研究区间底部。它的组成形式1-4米厚的外壳，这个外壳主要由层纹状或块状粘土岩和粉砂岩组成（岩相分别为Fl和Fm，如图3），较少的强烈扰动，而且一般包含介形虫化石和植物碎片。这个相组合局部形成了向上颗粒变粗的地层，由底部块状(Fm)或层纹状(Fl)泥岩和顶部交错纹理(Sr)波纹细砂岩组成，上被细粒至中粒砂岩覆盖，或具有水平纹理和生物扰动作用。3.1.2. 解释块状和

10、层纹状泥岩被解释成水体中悬浮沉积物沉降的代表。出现在这个相组合中的介形类生物指示了陆相环境(Caixeta et al., 1994)，这表明水体来源于湖泊。向上变粗旋回表明冰缘湖沉积物，可能是由远端河流沉积物流形成的，形成过程中泥沙直接进入湖泊水体(Scherer et al., 2007)。3.2. 河道相组合3.2.1. 说明这个相组合包括向上变细沉积旋回每个旋回1-3米厚。每个旋回被它的侵蚀面所限制，侵蚀面最终包括由高达0.1m厚的层内砾岩(Gm)且包含高比例的泥岩和碳酸盐岩碎屑组成的基底滞留沉积物（图4）。在内部，向上变细沉积旋回的特点是以下相系列：交错层理(St)或者是中等规模平面

11、交错层理(Sp)砂岩；低角度层纹状砂岩(Sl)；水平层纹状砂岩(Sh)；块状细到粗粒砂岩（SM）的，以及在每个旋回的顶部，大规模的泥岩(Fm)或是具有波纹纹理的极细粒砂岩(Sr)。3.2.2. 解释砂体出现排列成旋回，每个旋回的都有一个基底剥蚀面和内部所包含的相结构的单向古水流指标的指示性，包括内部单向牵引结构，以及一个良好的向上变细的粒度发展趋势表明了河道内的堆积作用 (Scherer et al., 2007; Ghazi and Mountney,2009)。低角度层理和大型交错层理的缺乏的横向优势，表明河道相对较浅，主要是一种快速的间歇性的表流充填的结果(Miall, 1996;Sch

12、erer et al., 2007)。槽状和水平交错层理的地层代表了三维和二维沙丘的剩余沉积，分别地，通过流动扩大和随之而来的流态条件下产生。块状砂岩被解释为在悬浮率很高的条件下从中度至高度含沙量水流中沉淀积累下来的。(Allen and Leeder, 1980; North and Taylor, 1996; Lomas, 1999; Grecula et al., 2003; Spalletti and Piñol, 2005).。互层块状，水平到低角度纹层状和交错层理砂岩显示了在河道充填过程中在高流量和低流量条件下之间的波动。砂体中许多内部侵蚀面的出现显示了河道是通过多次洪水

13、事件充填的(Herries, 1993; George and Berry, 1993)。在每个旋回顶部的细颗粒泥沙（lithofacies Sr and Fm）是常见的流速减小或者河道废弃的产物(Smith et al., 1989; Miall, 1996)。泥岩碎屑意味着局部物源，一个存在的侵蚀为主的地区的位置距离上游只有一个短暂的距离，因为天然的脆弱性泥岩碎屑阻止了过长距离搬运(Spalletti and Piñol, 2005)。表1 研究单元的岩相划分方案(modified after Miall, 1978)。3.3. 风成沙丘岩相组合3.3.1. 说明这个相组合是由细

14、至中粒分选良好的砂岩组成的。颗粒是磨圆度良好的，通常呈现圆球状结构（小米粒结构）。砂岩显示了由0.5到2m厚的层组形成的大型交错层理St(ae)。在每个层组最上部，前积层倾向可达32度，还包括大规模的范围在2-5cm厚的反向递变层理。向底部延伸，前积层的倾向逐渐减小，随着延伸或楔状消失成为低角度倾斜和水平纹层。前积层倾向的减小伴随着纹层数量的增加以及其厚度的相应减少。底部层组纹层0.1-0.4cm厚，反向递变的，具有不明确的交错层理(Hunter,1977)。一些层组局部是大规模的而其它部分包含不确定的交错层结构Sm(ae)。3.3.2. 释义 分选良好的高磨圆度的细粒至中粒砂岩形成了具有大规

15、模的交错层理层组（图5），指示了风成沙丘的残余沉积(Hunter, 1977; Kocurek and Dott, 1981; Scherer et al.,2007)。前积层顶部和底部不同的层理类型显示了砂体在风成沙丘背风面的不同的形成过程。高角度，2-5cm厚的反向递变层里被解释为由沙丘背风面的松散砂体坍塌形成的砂流层(Hunter, 1977; Mountney, 2006)。低角度至水平，毫米厚度的逆递变层理砂岩被解释成是由在沙丘冲积裙到沙丘间区域的风成波痕(Hunter, 1977; Mountney,2006)的迁移形成的亚临界的爬升交错层理地层。块状或变化的间隔具有交错层理的层组

16、可能源于流体化作用，它是由水渗透进风成沙丘导致孔隙中流体压力增加或者是由连续沙丘的攀升而形成的超负荷的饱和水砂层产生的(Doe and Dott,1980)。另一种可能性是块状砂岩是通过扰动作用所产生的(Ahlbrandt et al., 1979)。然而，风成相中化石痕迹的缺失支持了流体化作用假说。3.4. 风成砂席相组合3.4.1. 说明这个相组合与河道相组合互层出现。风成砂层组形成了板状外壳（每个可达2m厚），由极细粒到中粒砂岩组成，砂岩是中等分选的，低角度交错层理Sl(ae)和1-5mm厚度，有反向递变层理的极细砂岩且粒度等级达到中粒砂岩是无明显的前积层（图6）。局部横向上的具波状纹理

17、的细砂岩至极细砂岩与不规则纹层的泥岩互层，解释为波状结构Sa(ae)。3.4.2. 释义反向递变的，低角度倾斜的交错层理被解释为亚临界的爬升交错层理地层，其形成是由于风成波痕迁移过干燥的沉积平原(Hunter, 1977)。毫米级，波浪纹层被解释为潮湿的沉积平原释放的粘附的干砂层而产生的粘合附着力结构(Kocurek and Fielder, 1982)。风成波痕和粘附层之间纵向的交替变化反映了基底湿度和与之联系的台地水体的涨落速率的变动或干砂层的可用性的改变（Chakraborty and Chaudhuri, 1993; Scherer and Lavina, 2005)。具有风成波纹和附

18、着力结构的水平岩层的广泛发育显示了发育良好滑落面的大型河槽的缺乏。像这样的水平地层可以归因于两个不同的沉积背景：（一）沙丘间地区，位于风成沙丘和在偏饱和的的沉积条件下发育的地区之间(e.g.Herries, 1993; Mountney and Thompson, 2002; Mountney and Russel, 2009; Ulicny, 2004);（二）风成砂体背景，限制风能的结果或者是排除了风成沙丘地层的可用性砂体形成的 (e.g. Trewin, 1993; Veiga et al., 2002; Biswas, 2005) 。Sergi组地层中的风成水平地层形成了可达2m厚的外

19、壳，但是与插入式的高角度交错层理风成沙丘沉积并没有关联。因此，他们代表沙丘间沉积是不可能，而且风成砂体背景的假说在这种情况下不被支持(Clemmensen and Abrahamsen, 1983; Clemmensen and Dam,1993; Herries, 1993; Veiga et al., 2002; Biswas, 2005; Scherer and Lavina, 2005; Dias and Scherer, 2008)。4.沉积构型和地层演化在Aliança 和Sergi地层之间的边界构成了研究区的合适的地层。从地层分析方面看，可以将这个层序分为三个风成河流层

20、段，每个层段被高达4m厚的湖泊沉积分隔（图7和8）。湖泊沉积底部代表了区域冲刷面，被命名为RFS1和RFS2，两个表面广泛延伸到整个研究区域。最低的层段主要是由厚的具有良好的横向连续性长度可达1.5km (在所研究的横截面上平均连续层达780 m)的风成沙丘壳(每个可达10m)图3 (A)河流-湖泊相组合典型的垂向剖面和自然伽马测井曲线图。（B）岩心照片：块状粉砂岩（岩相Fm）组成。由于板状沉积的存在，这个层段有一个相对简单的内部关联。中间层段由它底部和顶部两个厚的横向分布广泛（横剖面上每个高达1.5km）的风成沙丘壳（每个可达8m厚）组成。中间层段内部由风成沙丘层组和风成砂地层组成，它显示了

21、两种相组合并不是分开的，而且可能同时共存于同一个地层层位。它显示了风化壳的厚度(可达4m)和宽度(横剖面上平均宽度490m)要比那些最低层段(分别是，厚度可达10m，横剖面上平均宽度780m)要低。上部层段地层几何形态与中部层段内部地层几何形态相似，而且与最低层段相比较它显示了更低的厚度(可达2m)和低宽度(横剖面上平均宽度550 m)的风化壳。 风化壳向上厚度和横向连续性的减小可能是由两种不同的因素的产生的：（一）从根源上讲，横向延伸的减少是因为风成沙丘和风成砂板的本地沉积，（二）最初的风成沉积物的广泛沉积以及其后的河道侵蚀或者风蚀作用。河流和风成沉积物之间高频率的间层理是由异源的或同源控制

22、引起的。风成河流的频率可能被气候变化控制。多雨期的特点是河流活动增加，然而枯水期的特点是沙丘地区的扩展和随之而来的河流沉积的改造(Scherer et al., 2007)。另一种可能性是，观察河流和风沙间层理表示了同时代的水体和风成沉积过程中所保存下来的地质记录，即风成沉积记录的是观察到的河流沉积的区域性再造沉积，与Trewin (1993); Cain and Mountney (2009)提出的相模型相似。图4 (A)河道相组合典型的垂向剖面和自然伽马测井曲线图。详细的岩心样品照片：（B）交错层理砂岩-岩相St；（C）波形交错纹理-岩相Sr；(D)低角度交错层理砂岩-岩相Sl；(E)块状

23、砂岩-岩相Sm；(F)层内碳酸盐砾岩和内碎屑泥岩-岩相Gm图5 (A)风成沙丘相组合的典型的垂向剖面和自然伽马测井曲线图。(B)风成交错层理的岩心照片，特点是底部风成波痕的低角度纹理向上升级到高角度（20到30度）颗粒流地层岩相 St(ae)。(C)详细的岩心样品照片显示了风成波痕地层的特点是具有大规模交错层理的风成砂岩。图6 (A)风成席状砂相组合的典型垂向剖面和自然伽马测井曲线图。(B)详细的岩心样品照片显示了低角度风成波痕纹理的风成砂岩-岩相Sl(ae)。图7 以对数关系为基础的地层剖面图(NW-SE)。这个地层序列是由三个风成河流层段组成的，每个层段由湖泊沉积隔开。第一个和第二个层段顶

24、部被区域冲刷面(RFS)分隔。上部层段顶部被层序边界限制(SB)。在Aliança and Sergi地层之间的界线在地层研究中被作为地层的基准面。图8 以对数关系为基础的地层剖面图(SW-NE)。这个地层序列是由三个风成河流层段组成的，每个层段由湖泊沉积隔开。第一个和第二个层段顶部被区域冲刷面(RFS)分隔。上部层段顶部呗序列边界限制(SB)。在Aliança and Sergi地层之间的界线在层段研究中被作为地层的基准面。图9 宏观非均质性的简化图。油藏划分的主要控制参数是区域冲刷面(RFS)和层序边界(SB)。图10孔隙度和渗透率曲线图显示了风成沙丘和风成砂板相组合比

25、那些在河流相组合上观察到的有更高的价值。图11 选定岩相的渗透率分布直方图图12河流相组合垂向上相层序的渗透率和孔隙度分布。河道底部砾石沉积(岩相Gm)由于钙质胶结而具有相对低孔低渗的特点。这种低孔低渗值是在向上变细的河道沉积旋回(岩相Sr或者Fm).顶部中发现的。5储层非均质性的规模组成研究层段的储层主要由细粒和中粒砂岩组成，砂岩中等分选至良好分选，在风成河流系统中沉积。这些沉积纵向和横向上并列，产生高复杂性的沉积构型，在此范围内，存在大规模的非均质性。基于Galoway and Hobday (1996)的分类，研究地层层段可细分为三种非均质性规模：巨观非均质性，宏观非均质性和中观非均质性

26、。5.1 巨观非均质性巨观非均质性是表示油田规模上渗透性和相对非渗透性单元的关系。在这个规模上，主要的储层划分控制参数是地层表面的关键(图9)。下部和中部储层(可达40m厚)是风成河流系统中砂体的积累，它的主要渗流屏障(可达4m厚)是湖泊系统中的细粒沉积物沉积，湖泊系统组成RFS1和RFS2。上部层段砂外壳对应的储层被顶部位于层序I和层序II之间的层序边界限制(sensu Scherer et al., 2007)，层序边界作为渗流屏障是由于机械充填的粘土与不整合的存在(De Ros and Scherer, in press)。5.2 宏观非均质性宏观非均质性，反映了储层内相组合之间纵向和横

27、向的关系。储层层段研究保存了河流和风成沉积之间相互作用的记录。即使风成的和河流的沉积体是很好的储层，但这两个趁机类型也有着岩石物理的差异。风成沙丘和风成砂板相组合要比河道相组合有着更高的渗透率(K)和孔隙度(Ø)值（图10）。不同的相组合之间的纵向和横向关系产生了具有不同几何形态特征的储层（参见剖面图7和8）。较低的层段是由具有相对简单的横向连续性的厚层砂体风化壳组成的，因为都是板状的几何形态的砂体。相比之下，中部和上部层段是由更多条块状的较薄的风化壳储层组成，风化壳在横向上相当不连续，反映了河道侵蚀能力和限制性的风成分布的增加。由于纵向和横向上河流和风成砂体的并列分布使这些储层产生

28、了一个非常复杂的储层。5.3 中观非均质性单独的风成和河流风化壳拥有内部纹理和结构上的差异，其说明了储层岩石物理特征的改变（中观非均质性）。河流相组合显示了变化的渗透率值(图 11)。St, Sl/Sh and Sm (中间部分)要比岩相Gm and Sr/Fm (分别为底部和顶部)有更高的渗透率值。岩相Sr/Fm的较低的渗透率值是通过它的较细的颗粒大小来解释的，而这些岩相Gm是与碳酸盐岩胶结有关的 (De Ros and Scherer, 发表； 图 12)。凡是发生强烈胶结的地方，来自于岩相Gm的砾岩会产生出用来做河流相储层划分的有效渗流屏障。风成砂席相组合外壳有变化的渗透率值。这个组合的

29、特征是有区域性的岩相Sa(ae)插入的岩相Sl(ae)占优势。由于粘土的出现，岩相Sa(ae)显示了比来自了岩相Sl(ae)的砂岩更高的渗透率值。岩相Sa(ae)的粘土含量较高的地区，可能形成局部的渗流屏障。风成沙丘相组合主要包括风成交错纹层的叠加层组岩相 St(ae)。在前积层的基底，地层与下伏边界曲面相切，特点是发育风成波痕纹层。层组内部前积层倾向向上变陡，以及与它们一起产生的反向递变的颗粒流地层经常随着渗透率的改变而改变。这种在伴随着前积层的风成层理中发生的变化经常伴随着渗透率的改变(e.g. Lindquist, 1988; Chandler et al., 1989; Heward,