苏北盆地区域概况

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第一章区域地质背景

苏北盆地高邮凹陷是古近系阜宁组( E1f ) 碎屑岩沉降深度最大的一个凹陷。阜一段和阜三段砂岩是该凹陷油气勘探的主力储层。由于位于高邮凹陷南部深埋的阜宁组砂岩储层经历了复杂的成岩作用, 储层变得致密, 有效储集空间主要由次生孔隙组成, 随着勘探工作的深入, 如何在致密储层中寻找次生高孔隙发育带和可能的岩性圈闭, 已成为当前在高邮凹陷阜宁组中进一步进行油气勘探的难点与突破点。储层成岩作用的研究是储层孔隙发育与分布研究的基础[ 1] 。成岩作用是一个复杂过程, 它可能没有一个确定的规律可循, 而且在一个沉积体系中的作用常常是不均匀的, 但总的成岩变化趋势是使岩石的组合方式向着成分和组构更加稳定和平衡的方向发展[ 2] 。为此, 沉积岩( 物) 在整个成岩作用阶段会发生一系列矿物成分上的变化和岩石组构上的调整。储层的成岩变化直接控制着孔隙的存在、形成、发展和变化。压实作用造成孔高邮凹陷位于苏北盆地南缘( 图 1) , 东西长约 100 km, 南北宽约 20 ~ 32 km, 面积 2 670 km2。中、新生界沉积厚度达到 7 km, 是苏北盆地沉降最大的一个凹陷。隙减少, 胶结作用使孔隙被充填, 而溶解作用又会扩大孔隙[ 3] 。这些作用在成岩过程中反复多次进行, 并受埋藏深度、成岩温度、地层压力、地质年代、岩石的原始成分和组构, 以及油气水的运移和构造断裂活动等因素的影响与控制[ 4] 。因此, 在综合上述地质参数条件下进行高邮凹陷阜宁组储层成岩相研究与区带的划分, 合理解释油气储集空间形成机理和有利孔隙发育区带, 为进一步寻找阜宁组中地层岩性油气藏提供储层地质依据。高邮凹陷是在晚白垩世仪征运动和古新世末期吴堡运动期间, 由于断块差异沉降而形成的一个自南向北依次为南部断阶带、中央深洼带、北部斜坡带箕状断陷湖盆。高邮凹陷古近系地层自下而上为阜宁组、戴南组、三垛组和盐城组。其中阜宁组与下伏泰州组呈假整合- 整合接触, 与上覆戴南组呈假整合接触, 根据大套岩性组合自下而上分为 4 段( 表1 ) 。其中阜一段与阜三段主要发育砂岩储层,阜二段与阜四段阜二段与阜四段主要发育暗色泥岩为主的烃源岩。按岩性特征和沉积旋回将阜一段划分为 4 个亚段, 阜二段划分为 3 个亚段, 阜三段划分为 3 个亚段, 阜四段划分为 2 个亚段[ 5]。

图1 苏北盆地构造单元划分及研究区位置图表1 苏北盆地高邮凹陷阜宁组地层简表

第二章烃源岩特征与油源对比

2. 1 成岩作用类型及阶段的划分

苏北盆地高邮凹陷阜宁组地层经历了机械压实作用、胶结作用、溶蚀作用以及矿物交代作用等成岩作用。由于溶蚀作用的影响, 虽然阜宁组地层已经埋深3 000 m 左右, 但砂岩储层尚具有良好的储集性能。根据阜宁组岩石中自生矿物分布、形成顺序及自生矿物中包裹体的均一温度, 粘土矿物组合及伊 - 蒙混层粘土矿物的转化, 岩石的结构、构造特点及孔隙类型, 有机质成熟度及古温度[ 6], 结合阜宁组砂岩储层的成岩变化特点, 可以确定阜宁组成岩演化阶段处于早成岩 B 期至晚成岩 B 期( 表 2) , 高邮凹陷阜宁组砂岩具有以下成岩特征。

2. 1. 1 阜宁组早成岩

阜宁组砂岩在早成岩 B 期, 埋深小于 2 k m,岩石中矿物表现为石英的早期加大、方解石的早期胶结, 较高的 I / S 混层( 70 % ~ 5 0% ) 和高岭石。

表2 高邮凹陷阜宁组储层成岩作用阶段划分特征

该时期石英早期加大边烃类包裹体的温度一般76~ 88 b C, 镜质体反射率 R o < 0. 6 % , 最大热解tma x < 435 b C。考虑到该区藻类有机质早熟的特殊性, 该成岩期可能已进入低成熟阶段。由于有机质的过早成熟, 使泥质岩的干酪根释放出大量的酸性水, 从而使储层水介质变为酸性, 造成铝硅酸盐和碳酸盐矿物的溶解[ 7] , [ 8], 形成粒间溶孔、粒内溶孔、铸模孔和胶结物内溶等。处于本阶段的储层在原生孔隙保留较多的情况下又经历了次生

溶蚀作用, 因而砂岩储层结构较疏松, 多以点接触为主, 局部碎屑颗粒呈悬浮状的流体胶结状态。面孔率一般 12% ~ 28 % , 孔隙度 2 5% ~ 32% 。

2. 1. 2 晚成岩

A 期阜宁组埋藏深度小于 2. 8 k m 的储层处于该成岩演化阶段, 大致从 2.

4 km 深度分界以及岩石中蒙脱石存在与否, 将晚成岩 A 期划分为晚成岩 A 1 期与 A2 期。该成岩期形成的自生矿物主要有石英、方解石、铁白云石、高岭石、伊利石和绿

泥石, 且以高岭石的高含量为特点。粘土矿物中I / S 混层逐渐转化为伊利石, 混层中蒙皂石占50% ~ 25 % , 石英加大级别为Ñ~ Ò级, 加大边和微晶石英的有机包体均一温度为 8 0~ 12 5 bC。有机质处于成熟阶段, 镜质体反射率 Ro < 1% 。该成岩期是溶蚀作用和胶结作用并存的时期[ 9]。一方面, 干酪根的热降解可产生大量的CO 2 和低碳脂肪酸, 使水介质变用发育, 产生大量的次生孔隙[ 10]。另一方面, 由于储层孔隙流体离子浓度的增加, 而使新的矿物析出。成岩期的砂岩以点至线接触为主, 孔隙度基本在 20% ~ 30 % 之间, 面孔率 7 % ~ 28% , 孔隙发育具较强的非均质性, 同一岩心薄片微区内

可存在多个孔隙区和致密区。2. 1. 3 晚成岩 B 期该成岩期主要处于埋深大于 2. 8 k m 的阜宁组储层中。主要自生矿物为石英、绿泥石和伊利石, 此外还有少量的高岭石和伊 - 蒙混层, 混层中蒙皂石占 25 % ~ 15% 。石英加大一般Ò~ Ó级,局部达Ô级。有机质处于成熟演化阶段, R o 大于1. 0% 。由于有机质产酸能力降低, 使孔隙水介质中的酸性程度减弱而向碱性发展, 从而使胶结作用大于溶蚀作用[ 11]。晚期石英加大和自生, 以及铁白云石胶结交代使次生溶孔被充填, 导致孔隙度降低。主要次生溶蚀作用表现在长石和部分岩屑颗粒的溶蚀,这些骨架颗粒的溶蚀系碱性介质条件下有机络合剂的作用所致。储层孔隙度一般 5% ~ 25 % , 面孔率一般 5% ~ 2 0% 。

陷阜宁组储层划分出以下 7 种不同的成岩相。a . 弱胶结弱溶解成岩相。该成岩相主要发育于浅埋藏早成岩 B 期, 碳酸盐胶结作用较弱, 仅见零星方解石和白云石, 其他填隙或胶结物含量也低, 并以高岭石为主。颗粒边缘具溶蚀特征, 发育原生孔隙和扩大的原生孔为主b. 碳酸盐胶结溶解成岩相。主要发育于较深部埋藏晚成岩 A 1 期, 方解石、白云石等碳酸盐矿物胶结, 并见较强的溶解作用以及高岭石充填粒间溶孔的现象, 形成大量的次生孔隙, 并时见碎屑颗粒发生共溶现象, 形成超大孔, 反映以酸性为主的成岩环境, 导致各类次生孔隙发育。c . 碳酸盐胶结交代成岩相。主要发育于深部埋藏晚成岩 A 2 期和 B 期, 铁方解石和铁白云石为主的碳酸盐矿物强烈胶结、交代与充填, 同时溶解作用较弱或很少溶解, 常见于阜一、阜二段碳酸盐含量高的深埋储层中, 反映水介质酸性程度渐弱并向碱性发展, 胶结作用增强, 岩性变得致密。d. 不稳定碎屑组分溶解成岩相。主要发育于较深部埋藏晚成岩 A 1 期, 储层中不稳定组分如长石、碳酸盐质砂屑和碳酸盐胶结物等发生较强的溶解[ 13]

, 形成以粒内溶孔和铸模孔、粒间溶孔为特点的大量次生孔隙, 与此同时自生高岭石和石英次生加大也随之增多。常见于碳酸盐含量较低的阜三段较深埋的储层中, 岩性较疏松。e . 石英长石加大成岩相。主要发育于深埋藏的晚成岩 A 2 期和晚成岩 B 期。这类成岩相虽不多见, 但在北斜坡东边花 2、单 1、王 1 和瓦 1 井的阜三段储层中发育( 刘成杰等, 1994 ) 。储层中虽见大多有溶解作用过的现象, 但石英和长石加大显著、普遍, 成为堵塞孔隙的主要因素[ 14]。f. 较强胶结弱溶解成岩相。主要发育于深部埋藏的晚成岩 A 2 期, 晚成岩 B 期也见有分布。随埋深增大, 水介质中酸性程度渐弱并向碱性发展, 明显见溶解作用渐弱, 相对晚期含铁碳酸盐胶结物增多[ 15], 并与晚期石英加大、自生共