浙江广德县龙马组油气勘探开发潜力分析

浙江广德县龙马组油气勘探开发潜力分析

研究区位于浙江省北部长兴县与安徽省安徽省德县交界处，由三向山、金山和新湖组成，面积约285公里。本区油气分布广泛,主要见于龙潭组P1～2l砂体中,尤以龙中段含油最佳。在一些采煤坑道的龙中Ⅰ段砂岩中已经流出一定量的原油,日流量可达数十公斤。有机地化研究成果肯定了龙潭组砂体的油来自龙潭组本身的生油岩。龙潭组虽有广泛油气显示,但无论钻孔试油、挖煤坑道中露头试油和自然油流所获油量都很少,至今未能获得有经济意义的产量,其最主要原因是砂岩的物性太差,孔隙度一般小于7%,渗透率小于(0.1～1.0)×10-3μm2;仅有少量砂岩的孔、渗较高,级别高的含油显示和少量油流也都出自此类砂岩。龙潭组一些主要含油砂体的沉积环境完全具备形成良好储层的条件,现今物性极差的根本原因就是埋藏成岩变化十分强烈。一、地质概论和砂岩储层特征1.晚中古生界地层及构造格局研究区属于下扬子准地台皖南坳陷褶断带的绩溪穹褶断束,由北东一北北东向的三个复向斜组成,自东而西,分别为煤山复向斜、金山复向斜和新杭复向斜。以川青断裂为界,前两个复向斜位于其东,后者位于其西。两侧在构造特征、岩浆活动和沉积序列等方面均有显著差异。区内主要分布上古生界和中新生界地层,下古生界仅出露上志留统茅山组。除中、上三叠统、上侏罗统和第三系缺失外,其余地层均有沉积,出露地层主要为上古生界。较重要的生储盖组合是二叠系的栖霞组和龙潭组(本文所指龙潭组包括了下二叠统的堰桥组)。龙潭组分为上部海相段、中部含煤段和下部海相段。2.龙潭群中、下层砂岩储层的主要特征(1)砂体及特征模型龙潭组砂体沉积期处于海陆交互环境,主要由河流砂体和河口坝砂体组成。三角洲平原河道砂体具单层厚度小、横向变化快、呈透镜体等特征;三角洲前缘河口坝、远砂坝和沿岸砂坝砂体,具单层厚度大、横向变化较小等特点。从龙中段砂岩到龙下段砂岩,单层厚度逐渐增大,由东向西砂岩单层厚和总厚有增大的趋势。(2)储油物性差,储油物性差①矿物成熟度较高:含石英达60%～75%;②结构成熟度较高:分选中等至良好,除少数粉一细砂岩外,一般杂基含量很低,为1%～2%,说明淘洗充分,③成岩作用强烈,储油物性差。经埋藏期强烈压实、压溶后,又经历了强烈石英再生长,部分砂岩还经历了碳酸盐充填和交代,使砂岩变得十分致密。平均孔隙度小于7%,绝大多数样品的渗透率小于0.05×10-3μm2。只有少量样品的孔隙度大于8%,渗透率大于1×10-3μm2。这些孔、渗相对较高的砂岩集中分布于粗中砂岩比例高的龙中I砂岩段中。(3)级别高含油气集中部位本区二叠系油气显示以龙潭组中、下段最普遍,其中级别高的含油气显示集中在龙中段。东区与西区相比,东区油气显示更普遍,有自然油流的挖煤坑道绝大多数在此。二、成岩作用对沉积物的改造各种地球化学指标表明,龙潭组已经达到晚成岩期A亚期。龙潭组砂岩目前这种低孔和低渗的面貌,反映了成岩作用对沉积物(岩)原始成分和结构的强烈改造。下面我们用砂岩-泥岩成岩体系中有机-无机反应理论探讨龙潭组砂岩成岩机理,建立龙潭组煤系地层的成岩模式。1.晚成岩间的成岩作用煤、泥岩中有机质演化和粘土矿物的转化反应会影响到砂岩孔隙水的性质,并为砂岩成岩变化提供物质来源。因此,各成岩阶段砂岩的成岩变化与有机质和粘土矿物的演化有密切关系。龙潭组煤、泥岩属滨海沼泽环境沉积,有机质丰度高,其所含干酪根为Ⅱ一Ⅲ型。龙潭组煤已演化到肥煤阶段,有机质演化正处于生油高峰阶段,镜质体反射率在0.9%左右。煤系地层有机质演化:从同生期到早成岩期,为生物化学分解作用阶段,主要依靠微生物和化学分解作用使死亡植物向泥炭转化。这一阶段主要生成物为甲烷和少量N2、CO2。到晚成岩期,有机质已进入了热降解作用阶段,在晚成岩A亚期早期(Ro0.5%～0.75%),为热解烃生成初级阶段,在低温热力作用下,降解作用首先发生在低能键的位置上,造成脱羧、脱水、急剧产生CO2和酸性水(有机酸和碳酸)。到晚成岩A亚期晚期,(Ro>0.75%),为气、油兼生阶段,有机质进入生烃排烃阶段,液态烃开始大量生成,此时生成气以烃类为主,CO2含量明显减少。随着煤化程度的加深,有机酸被破坏,CO2急剧减少,生成水性质由酸性突变为碱性。龙潭组砂岩中,长石溶蚀和高岭石化普遍,石英再生长强烈,这些砂岩成岩变化特征与煤、泥岩中有机质演化密切相关。煤系地层有机质母体中含有较多的含氧基团,在煤系有机质热解过程中,比腐泥型干酪根有较高的产有机酸能力(L.J.Crossey和R.C.Surdam,1986)。龙潭组煤、泥岩中有机质丰度高并具有高的产酸率,因此在晚成岩A亚期早期能产生大量的有机酸。与碳酸相比,有机酸更能使长石颗粒溶蚀和高岭石化。在各类砂岩中,石英再生长发育的砂岩,长石溶孔量也相对较高,说明砂岩中石英再生长与长石溶解和高岭石化有关。除了砂岩内部的SiO2来源外,相邻泥岩中长石等硅酸盐的高岭石化、蒙皂石粘土矿物向伊利石、绿泥石转化过程中析出的SiO2也可提供给砂岩。砂岩进入晚成岩期后,长石颗粒发生溶解,但砂岩中已存在的碳酸盐胶结物却未发生溶解,这与体系中的有机-无机反应密切相关。成岩过程中,煤和泥岩中的腐殖质生成的大量羧酸随泥岩的压实排水,一起进入邻近的砂岩层。在流体运移过程中,流体中的弱酸(如草酸、醋酸等)与孔隙水中金属离子发生反应,生成弱酸盐,缓冲了流体的pH值。该组煤系有机质热解生成气组分中,CO2的含量远高于腐泥型干酪根生成气组分中的CO2含量,使孔隙流体具有高的pCO2。所以,龙潭组砂岩中碳酸盐胶结物相对稳定,而长石颗粒有溶蚀结构。其反应途径见图1。综上所述,发生在砂岩中的成岩作用与煤、泥岩中有机成岩作用密切相关。粘土矿物和有机质演化通过对孔隙水性质的影响,在一定程度上控制了砂岩中的成岩变化。煤系地层中有机质热解能生成较多的有机酸和CO2气体,因此,煤系地层砂岩一般具有长石等硅酸盐强烈溶蚀,自生高岭石发育,石英再生长强烈等成岩特征。2.矿物成岩模式为揭示这套煤系砂岩储层的成岩特点及其控制因素,我们把砂岩成岩演化、泥质岩成岩演化、煤岩和泥岩中有机质的成岩演化以及体系中粘土矿物的成岩演化四者结合起来,初步建立了龙潭组煤系中砂岩储层的成岩模式(图2)。模式中把演化分为五个阶段。孔隙水性质受沉积水体的控制。在沼泽环境沉积的粉一细砂岩中,沉淀了较多的隐微晶菱铁矿团块(图版1)*,使孔隙有所减少;而在相对富氧环境沉积的砂体中,较少生成隐微晶菱铁矿团块。(2)岩孔隙的减少以机械压实作用为主。随着埋深的增加,砂岩孔隙迅速减少;胶结作用还不发育,只是在部分砂岩中析出少量的微晶粒状菱铁矿(图版2);砂岩中仍保存有一定数量的原生孔隙。(3)储石中开始的储石随着压实作用的继续,在石英颗粒接触部位发生压溶作用,并伴有少量的石英再生长。孔隙中已开始有(铁)方解石析出。在压实、压溶的作用下,颗粒紧密排列,接触关系以点-线接触为主。此时,塑性组分含量高的粉-细砂岩已基本被压实,砂岩渗透性差;而抗压强度大的较粗粒砂岩,仍具有较多的粒间孔隙和良好的渗透性。(4)sio-2-磷矿石英的再生长当砂岩进入成熟阶段后,即以化学成岩作用为主。煤、泥岩中的有机质在热解作用下,生成大量的有机酸和CO2,并排入砂岩中。砂岩中的长石发生溶蚀和高岭石化(图版3),在这些反应过程中产生的SiO2形成了较强烈的石英再生长(图版4、5)。此外,在此期间泥岩中蒙皂石粘土矿物大量向伊利石、绿泥石转化,释放出Si4+、Fe2+、Ca2+、Mg2+等离子,部分被带入砂岩,与来自互层泥岩有机质演化生成的CO2反应,在高的孔隙水介质中,析出较多(铁)方解石胶结物(图版6)。在本阶段,由于大量胶结物形成充填粒间孔,因此大多数砂岩的原生孔隙消失,仅粗粒度砂岩中还保存有少量的粒间孔。(5)层水的地球化学性质压实压溶作用仍起着一定的作用。但此时砂岩中可被压实的孔隙已所剩无几,砂岩的渗透性已较差。烃类已开始大量运移到砂岩,有机酸和CO2急剧减少,孔隙介质趋于碱性(现地层水pH值为7.7～9.1);化学成岩作用已大大减弱。在压实、压溶的继续作用下,砂岩的物性变得极差。粗粒度砂岩由于抗压强度大,受压溶作用影响较小,保留了相对较多的长石溶孔(图版7)和残留粒间孔(图版8)。综上所述,砂岩中的成岩作用在同生成岩期以析出早期胶结物为主;早成岩期A亚期以机械压实作用为主;早成岩期B亚期以压溶作用为主,并开始了自生矿物的析出;晚成岩期A亚期早期以胶结作用和硅酸盐矿物的溶蚀和高岭石化为主;晚成岩期A亚期晚期以进一步压实、压溶为主,胶结作用和溶解作用大大减弱。三、关于砂岩孔隙发育、成油期孔度和可持孔度的研究1.储层精细参数法法砂岩成岩过程中影响孔隙演化的重要作用是压实压溶作用、自生矿物胶结作用和溶解作用,作用的强度又与一系列因素有关。Scherer认为评价压实对孔隙影响最重要的参数是年代、构架矿物(碎屑石英含量)、分选系数和最大埋藏深度。并以这四个参数推导出下面的计算公式:式中φ—一孔隙度,%;Q—石英(刚性粒)颗粒含量,%;S0——特拉斯克(Trask)分选系数;Hmax—储层最大埋藏深度,km;T——储层地质年代,Ma。龙潭组砂岩孔隙度的减少是受压实和胶结两种作用的共同影响。由于胶结作用能够稳定砂岩组构,从而在一定程度限制了压实作用的影响。在龙潭组砂岩整个成岩演化过程中,压实作用贯穿了整个成岩过程,经历的时间比胶结作用时间要长。因此,我们把研究压实减少孔隙度的作用过程作为探讨孔隙演化的基础。在这个基础上迭加胶结作用的影响,建立龙潭组砂岩孔隙演化模式。(1)长广地区早成岩期砂体埋深和浅埋期孔隙度变化特征压实压溶作用是龙潭组砂岩孔隙减少的最主要的因素,其损失的孔隙度占砂岩原始孔隙度的一半以上。我们以长广地区二叠系构造、沉积、热演化研究资料为基础,用(1)式计算龙潭组砂岩在各成岩阶段由压实压溶作用造成的孔隙度损失量。在计算时石英碎屑含量选用65%。分选系数选用平均值1.35。最大埋藏深度和埋藏时间从长广地区二叠系构造-沉积-热演化模式中求出。计算结果反映出:早成岩期A亚期砂体经历了一段埋藏快、压实快、孔隙度迅速减少的过程;早成岩期B亚期砂体埋深增加缓慢,孔隙度减少速度也随之降低。西区早成岩期B亚期所经历的时间(83Ma)是东区(39Ma)的一倍多,但西区砂岩在此阶段孔隙度减少值(3.8百分点)与东区(4.2百分点)基本相同。说明在此阶段孔隙度的减少取决于砂岩成熟速率。由于这个阶段东、西区砂岩成熟速率差异较大,因此二区砂岩孔隙度减少速度有较大的差异,东区砂岩被较快地压实。进入晚成岩期A亚期早期阶段(相当东区J2-J3和西区K1-E),由于埋藏速率增高,孔隙度下降速率又升高,但这个阶段所经历的时间较短,砂岩孔隙度下降值只是在5个百分点以下。到晚成岩期B亚期阶段(相当东区K1至今和西区E至今),因处于构造抬升阶段,砂岩孔隙度下降速率变得很慢,时间成了孔隙度下降的主要因素。由于本阶段东区砂岩经历的时间远长于西区,所以孔隙度下降值东区大于西区。(2)各类砂岩胶结物本区龙潭组砂岩的胶结物主要有:同生期形成的隐(微)晶团块状菱铁矿和晚成岩期A亚期早期大量形成的硅质、碳酸盐胶结物。隐(微)晶团块状菱铁矿是同生期阶段影响砂岩孔隙度的主要因素,由于这类胶结物受压易于变形,因此也不利于成岩期砂岩孔隙的保存。龙潭组各类砂岩均含有隐(微)晶团块状菱铁矿胶结物,其中东区砂岩中含量高于西区(表1)。硅质胶结物和碳酸盐胶结物主要形成于晚成岩期A亚期早期,硅质胶结物主要以石英再生长形式生成,碳酸盐胶结物则充填粒间孔隙。硅质胶结物是龙潭组砂岩主要胶结物,西区各类砂岩中含量普遍高于东区(表1)。晚成岩期A亚期早期砂岩中大量胶结物的形成使砂岩孔隙度大量减少。综上可知,压实作用对砂岩孔隙度的影响主要发生在早成岩期,也就是在大量胶结物形成之前,因此,胶结作用对压实作用的影响并不很大。我们把计算所得压实减少的孔隙度值与实际压实减少的孔隙度值作一比较,除I类砂岩(含杂基高的非储层)误差较大外,其余三类砂岩的误差不大。因此,我们认为,用(1)式推导本区龙潭组砂岩储层因压实压溶所损失的孔隙度值是可信的。2.砂岩孔隙演化表2中列出了本区龙潭组各类砂岩计算所得成油高峰期孔隙度和各成岩期末的砂岩孔隙度数据。表中原始孔隙度是根据Beard等(1973)的公式式中φ0——原始孔隙度,%;S0——特拉斯克(Trask)分选系数。在同生期,使砂岩孔隙度减少的唯一因素是隐(微)晶团块状菱铁矿的沉淀,砂岩孔隙减少的体积与菱铁矿体积大致相同。表中各类砂岩在刚进入早成岩期的孔隙度值是由原始孔隙度减去同生期沉淀的隐(微)晶团块状菱铁矿的体积得到的。整个龙潭组砂岩孔隙演化过程,经历了(同生期)隐(微)晶团块状菱铁矿沉淀→(早成岩期)压实压溶作用—→(晚成岩期A亚期早期)胶结作用—→(晚成岩期A亚期晚期)压实压溶作用等四个阶段。在I类砂岩中压实压溶作用是破坏孔隙最主要的因素;Ⅱ类砂岩与I类砂岩相比,压实压溶作用虽是破坏孔隙的主要因素,但损失的孔隙度值远小于I类砂岩,而胶结作用(石英再生长)对减少孔隙起了十分重要的作用。Ⅲ类砂岩,压实压溶破坏孔隙的程度与Ⅱ类砂岩相似,胶结作用强烈(碳酸盐胶结)是砂岩孔隙变得极差的主要原因。Ⅳ类砂岩,压实压溶作用虽然是导致砂岩孔隙度下降的主要因素,但与前三类砂岩相比,压实压溶作用相对较弱,保存的孔隙较多。因而,其胶结作用程度虽与Ⅱ类砂岩相似,但仍保存了较高的孔隙度值。通过东、西区各类砂岩孔隙演化比较(表2),可明显看出:晚成岩期A亚期早期的胶结作用对西区砂岩孔隙度的影响远大于东区,而压实压溶作用对孔隙度的影响则东区大于西区。通过对砂岩成油高峰期孔隙度的恢复(表2),我们知道东区Ⅱ、Ⅳ类砂岩具有相对较高的成油高峰期孔隙度,西区Ⅱ类砂岩现今孔隙度要稍高于东区Ⅱ类砂岩,而含油性反而比东区Ⅱ类砂岩差,这与西区Ⅱ类砂岩的成油高峰期孔隙度较低有密切关系。表2中反映出的成油高峰期孔隙度高低,与砂岩含油情况是吻合的。3.储层结构特征Schmoker(1989)在AAPG年会上提出了另一种可保存孔隙度的计算式如下:式中φk——可保存孔隙度,%;Ro——镜质体反射率,%。他认为,沉积物(岩)的孔隙演化是时间和温度的函数,认为热成熟度对储层孔隙度的影响比埋深的影响更重要。用Schmoker法计算得出龙潭组Ⅱ、Ⅳ两类砂岩的现今可保存孔隙度值和岩心实测孔隙度值列于表3。表3中数据反映出,计算和实测的孔隙度值较接近,说明温度和埋藏时间是控制龙潭组砂岩孔隙演化的主要因素。龙潭组砂岩的低孔、低渗面貌是其热成熟度高的客观反映。东区龙潭组Ⅳ类砂岩粒度最粗,实际保