異常高壓形成機理

異常高壓可以發育在碎屑巖、蒸發巖及碳酸鹽巖地層中，發育深度從數百米至7km不等，層位從新近系到前寒武均有。異常高壓的形成機理包括欠壓實、水熱增壓、干酪根生烴、黏土礦物脫水、構造擠壓、壓力傳遞等。一般來說，由于水熱增壓和黏土礦物的脫水量都太小，不足以單獨形成異常高壓。蘇北盆地為一拉張型盆地，異常高壓僅出現在個別層位，且凹陷內壓力系數高于斷裂附近，排除了構造擠壓和壓力傳遞形成異常高壓的成因可能。因此，阜三段異常高壓的形成機理只能是欠壓實或干酪根生烴。為此，選取研究區測井資料豐富的代表性井（張101井）進行異常高壓的形成機理研究。

本區鉆井實測的壓力資料較少，給研究儲層的異常壓力帶來很大困難。由于儲層巖石學特征的多變性和連通程度的差異性，利用測井資料研究儲層壓力存在很多不確定性，不能很好反映壓力的變化。泥巖相對穩定，所以可以通過測井資料來研究泥巖的壓力，通過實測的壓力數據約束而間接反映儲層的壓力（盡管兩者之間存在一些微小差別）。

首先讀取井壁規則處純泥巖的聲波時差、密度和電阻率，將聲波時差、電阻率與深度繪制在半對數坐標中，密度與深度繪制在線性坐標中（圖2）。鹽城組二段以上，隨著深度的增加，聲波時差逐漸減小，說明泥巖的流體排流順暢，孔隙減小，為正常壓實段。進入鹽城組一段，隨著深度的增加，聲波時差保持不變，電阻率降低，說明鹽城組一段中的泥巖具有較高的孔隙流體，排流受限，存在異常高壓，該異常高壓段在油田所有鉆井中均出現。三垛組二段，隨著埋深的增加，聲波時差減小，密度變大，說明孔隙流體及時排出，屬于正常壓實。從三垛組一段（部分井為戴南組）至阜寧組，隨著埋深的增加，聲波時差減小，但明顯偏離正常壓實曲線，密度基本保持不變，這與該時期的快速沉降有關（沉積速率達到150m/Ma），說明隨著埋深的增加，泥巖中孔隙流體的排流受限，存在欠壓實。從電阻率曲線也可以看出，在該層段，電阻率隨著埋深的增大而變小，表明電阻率的減小是由泥巖中孔隙流體的增加而引起的，孔隙中并不存在烴類物質。如果異常高壓是由泥巖生烴引起的，往往泥巖的聲波時差變大，而密度變小，泥巖的電阻率也將增大[11]。考慮到該地區阜寧組過高的沉積速率、低的砂地比和阜三段為非烴源巖，說明阜三段存在欠壓實，異常高壓為欠壓實成因，與干酪根生烴無關。

儲層成巖作用

1.壓實作用

阜三段砂巖儲層的碎屑顆粒以點接觸為主，部分點—線接觸（圖3a），壓實作用較弱，然而不同粒度儲層的壓實作用差別較大。粉砂巖和泥質粉砂巖壓實作用相對較強，而細砂巖壓實作用較弱。為了更好地評價粒度對壓實強度的控制，本次研究選擇膠結物含量低的不同粒度砂巖樣品。在偏光顯微鏡下估計粒間體積的大小，儲層孔隙度用煤油法測定，砂巖的初始孔隙度假定為40%[12]。圖4表明，細砂巖儲層的孔隙度一般在15%～20%，壓實損失率不超過50%；粉砂巖的孔隙度在10%～18%，壓實損失率在40%～60%；而泥質粉砂巖的孔隙度普遍在10%左右，壓實損失可達75%。從以上分析可以看出，粒度越粗，壓實損失的孔隙度越低。

2.膠結作用

1）碳酸鹽膠結

碳酸鹽膠結在阜三段砂巖儲層中起著重要的作用，可以使砂巖形成無孔致密層段，其含量變化較大（0～32%）。碳酸鹽膠結物包括方解石和鐵方解石，以方解石居多。方解石通常呈斑塊狀和嵌晶膠結（圖3b），特別是無鐵方解石，被無鐵方解石嵌晶膠結的樣品，其他成巖作用均非常弱，儲層基本無儲集性能。鐵方解石含量較少，為0～3%，形成于石英次生加大之后（圖3c），呈不均勻分布。

2）硅質膠結

硅質膠結在阜三段儲層中主要為石英的次生加大，其次為微晶石英。石英的次生加大具有很強的選擇性，主要出現在黏土含量低的細砂巖中，石英次生加大含量可達3%左右；而黏土含量高的細砂巖及粉砂巖中，均無石英的次生加大邊，僅見少量微晶石英不均勻分布于綠泥石晶粒之間。從石英次生加大的包裹體來看，其溫度為93～102℃，說明其形成時間較晚。

3）黏土礦物膠結

阜三段儲層中黏土礦物豐富，根據18個砂巖樣品的黏土X衍射分析，含量最高的黏土為伊/蒙混層，平均61%；其次為高嶺石和綠泥石，平均含量分別為13%和18%；伊利石含量較少，平均8%。（1）高嶺石高嶺石在阜三段中常見，不均勻分布在孔隙中（圖5a），高嶺石在掃描電鏡下呈書頁狀，常與綠泥石相伴生。高嶺石的分布受砂巖粒徑的控制，砂巖粒度越粗，其含量越高，在粉砂巖和泥質粉砂巖中，高嶺石含量往往較低。高嶺石一般認為是酸性介質條件下長石溶蝕的產物，常與大氣淡水和有機酸有關[1315]。（2）綠泥石綠泥石在阜三段較為普遍，在掃描電鏡下呈葉片狀充填孔隙空間，與高嶺石、伊/蒙混層相伴生（圖3d，圖5b），可見自生石英包裹綠泥石頁片。一般來說，綠泥石可分為包殼和襯里，呈近等厚環邊[1，16]，而阜三段的綠泥石大部分充填孔隙空間，極少以孔隙襯里的形式存在。綠泥石的分布不均勻，說明綠泥石應該是從八面體蒙脫石轉化而來，而不是從孔隙水中沉積形成。（3）伊/蒙混層伊利石在阜三段儲層中相對較少，大部分為伊/蒙混層。伊/蒙混層在電鏡下呈鱗片狀、蜂窩狀（圖5c），以孔隙襯里分布為主，少量以孔隙充填物的形式存在于粒間孔。

3.溶蝕作用

細砂巖中長石均不同程度地發生了溶蝕，形成大量的粒間溶孔、鑄模孔，長石溶蝕形成的次生孔隙最高可占總孔隙的60%。被溶長石顆粒的邊緣可以有黏土環邊（圖5d），也可以沒有。黏土環邊可以是綠泥石，也可以是伊/蒙混層，反映長石溶蝕發生的時間跨度較長。與長石溶蝕相伴生的是自生鈉長石的出現，自生鈉長石在阜三段中較為常見，掃描電鏡下可觀察到已溶解長石碎屑的框架上出現許多鈉長石小晶體，晶棱和晶面清晰可見。長石的溶蝕導致孔隙水中鈉離子處于過飽和，使其以鈉長石的形式就地生長。長石溶蝕作用的持續發生，不僅提供了源源不斷的鈉離子，還為鈉長石的生長提供了空間。

討論

1.異常高壓對壓實作用的抑制

壓實作用是破壞碎屑巖儲層儲集空間的主要成巖作用之一，其強弱程度通常與以下3個因素有關。（1）骨架顆粒的力學性質。在上覆地層壓力下，塑性顆粒易發生形變占據孔隙空間而導致壓實增加[2，1718]。常見的塑性顆粒有云母、火山巖巖屑、淺變質巖巖屑及泥巖巖屑。（2）與作用在骨架顆粒上的有效應力有關，有效應力越大，壓實作用越強。（3）成巖早期的膠結物可抑制壓實作用的持續進行[1，16，1920]，常見的抑制壓實作用的成巖早期膠結物有非共軸生長的微晶石英、綠泥石包殼、少量方解石及濁沸石等。在砂巖骨架組分和膠結物含量及性質變化不大的情況下，壓實強度只與作用于骨架顆粒上的有效應力有關，有效應力可表述為σ′=SVpP(1)其中：σ′—有效應力，MPa；SV—上覆負荷應力，MPa；pP—流體壓力，MPa。從式（1）可以看出，作用于骨架顆粒上的有效應力等于上覆地層壓力與孔隙流體壓力之差。也就是說，如果孔隙流體的壓力增加，則作用于骨架顆粒上的有效應力將減小，將導致壓實作用變弱。阜寧組阜三段砂巖儲層平均埋深3000m，如果孔隙壓力是常壓，假定上覆地層平均密度為2.3g/cm3,流體密度1.0g/cm3，則作用于骨架顆粒上的有效應力為39MPa左右。然而，如果壓力系數為1.3，在其他條件不變的情況下，作用于骨架顆粒上的有效應力減小為30MPa左右，相當于埋深僅在2300m左右。可以看出，欠壓實導致的高壓可以抵消部分上覆地層壓力，使壓實作用相對變弱，原生粒間孔隙得以保存。阜三段儲層普遍發育高壓，壓力系數在1.3左右，超壓抵消了近700m厚的上覆地層壓力。