孙吴-嘉荫盆地东部太平林场组沉积相及烃源岩特征

2024-01-04姚玉来李士超杨建国黄一鸣张渝金

地质与资源 2023年6期

姚玉来，李士超，杨建国，肖飞，李昂，黄一鸣，张渝金

中国地质调查局沈阳地质调查中心（东北地质科技创新中心），辽宁沈阳110034

0 引言

孙吴-嘉荫盆地是中国东部含油气远景盆地之一，其北隔黑龙江与俄罗斯的结雅-布列亚盆地为同一盆地［1］.在俄罗斯境内盆地石油地质研究程度较高，并获得工业油流［2］，而在我国境内研究程度和勘探程度均较低，目前为止仅在局部开展了古生物、地层、沉积、重磁和地震勘探等工作［1-9］.2001 年大庆油田在上白垩统太平林场组暗色泥岩中首次发现油气显示［1］，表明有机质已成熟且发生过油气的生成和运移.但是对于太平林场组沉积相和石油地质烃源岩方面的研究仍然薄弱，一方面是由于盆地地质调查井很少，井下资料有限，另一方面因为地表覆盖严重，基岩较少出露，尤其是暗色泥页岩露头，上述两方面因素使系统研究太平林场组沉积相展布及烃源岩特征存在较大困难.

笔者依托公益性油气调查项目，在孙吴-嘉荫盆地东部开展野外基础地质调查工作，对盆地东部太平林场组露头剖面进行了详细分层、描述，采集泥页岩露头样品并进行岩石热解、镜质体反射率、显微组分鉴定和全岩矿物成分等测试，同时结合前人已有成果，研究太平林场组沉积相类型，探讨泥页岩的岩石学和有机地球化学特征，以期为该盆地后续深入研究和油气勘探提供基础资料.

1 盆地地质概况

孙吴-嘉荫盆地位于黑龙江省北部的孙吴、逊克和嘉荫三县境内，面积为22 810 km2，呈东西向展布，向南与松辽盆地相接［1］.盆地是在兴蒙海西期增生弧型造山带上发育的一个中新生代盆地，基底为古生界变质岩系［7］，中生界地层序列自下而上分别为下白垩统宁远村组和淘淇河组，上白垩统永安村组、太平林场组和鱼亮子组，古新统乌云组，中新—上新统孙吴组和更新—全新统［10］，其中淘淇河组、永安村组和太平林场组沉积厚度大、分布广，是油气勘探的主要目的层［7］.本文研究所测的太平林场组剖面位于盆地东部嘉荫县东南约3 km，沿江国防大道西侧（图1），剖面全长283.7 m，野外划分31 层，采集泥页岩样品14 个.

2 样品采集与测试

样品岩性为暗色页岩、泥岩和粉砂质泥岩，测试单位为东北石油大学非常规油气研究院（黑龙江省非常规油气成藏与开发重点实验室）.

样品总有机碳和岩石热解测试仪器分别为C-744碳硫分析仪和Rock-Eval 6 plus 生油岩分析仪No.300.镜质体反射率测定和显微组分鉴定使用的仪器为Zeiss Axio Image Z1 多功能显微镜.全岩矿物成分测试仪器为德国布鲁克D8AA25 X 射线衍射仪.

3 太平林场组沉积相特征

太平林场组剖面为一套灰黑色页岩、泥岩-粉砂质泥岩、深灰色粉细砂岩-中细砂岩、灰黄色中砂岩组合，自下而上岩石粒度总体变粗，反映湖盆水体逐渐变浅；剖面下部与孙吴组弱—半固结的砂砾岩角度不整合接触，未见底，顶部被第四系覆盖.太平林场组暗色泥页岩主要发育在剖面下部的1～7 层，总厚度大于56.5 m.地层产状相对稳定，倾向112～137°，倾角19～40°，由下而上逐渐变缓.

根据岩性组合、沉积构造等特征，太平林场组剖面可以划分出湖泊相和扇三角洲相两种沉积相，进一步划分出半深湖-深湖亚相、前扇三角洲和扇三角洲前缘3 种亚相，并细分为6 种沉积微相（图2，扫描首页OSID 二维码可见详图）.

3.1 扇三角洲前缘亚相

该亚相进一步划分为4 个沉积微相，具体特征如下.

1）水下分流河道：扇三角洲平原分流河道向水下的延伸部分，沉积物以砂、粉砂为主.在剖面第13 层以上发育该微相.太平林场组扇三角洲前缘水下分流河道岩性为灰黄色中砂岩、中细砂岩和深灰—黑灰色粉细砂岩、粉砂岩组合，垂向上具下粗上细的间断性正韵律粒序特征，发育交错层理、平行层理、脉状层理等，旋回底部多见冲刷-充填构造和泥质底砾.中砂岩有时横向上厚度变化较大，多呈透镜状，下部常见炭屑纹层和植物碎片.

2）水下分流间湾：位于水下分流河道之间相对低洼的一系列尖端指向陆地的楔形泥质沉积区，以黏土沉积为主.该微相在剖面下部第7 层和第13、15 层顶部发育，岩性为灰黑色粉砂质泥岩，夹1～2 cm 深灰色细砂岩纹层，分布不均匀.发育水平层理，粉砂质泥岩层面可见炭化的植物碎片.

3）分流河口砂坝：位于水下分流河道的河口处，由于流速骤减，沉积物快速沉降堆积而形成.剖面第8～12 层发育该微相，岩性为灰色-深灰色中细砂岩、粉细砂岩与灰黑色-黑灰色泥质粉砂岩、粉砂岩互层，成层厚度多为中—厚层，局部发育交错层理、波状层理，层面偶见少量炭化植物碎片.

4）远砂坝：位于河口坝前方较远部位，沉积物较河口坝细.剖面第3～6 层发育该微相，岩性为灰黑色粉砂质泥岩与深灰色粉细砂岩互层，发育有槽状交错层理、平行层理、脉状层理.在垂向层序上，可划分为4个下细上粗的沉积反旋回.

3.2 前扇三角洲亚相

前扇三角洲泥：位于前扇三角洲前缘的前方，沉积物大部分在波基面以下深度范围形成.该微相发育在剖面下部第2 层，岩性为灰黑色泥岩，发育水平层理，局部夹厚1～3 cm 的深灰色粉砂岩条带，以顶部较多.

3.3 半深湖—深湖亚相

半深湖—深湖泥：是指在浪基面以下的半深湖—深湖沉积的泥岩，因处于还原环境下，颜色多为灰黑色—黑色.该微相发育在剖面底部的第1 层，岩性为灰黑色泥页岩，泥质较纯，厚度较大，发育水平层理，页理构造发育.

4 泥页岩岩石学特征

4.1 矿物学特征

太平林场组泥页岩矿物主要由石英、钾长石、斜长石和黏土矿物组成.本文对剖面11 个泥页岩样品全岩矿物成分进行了分析，结果表明泥页岩石英含量为43.8%～56.6%，均值49.9%；钾长石1.1%～4.7%，均值2.7%；斜长石7.9%～15.2%，均值12.6%；黏土矿物27.4%～45.8%，均值34.8%，以蒙皂石为主，伊利石、高岭石和绿泥石次之，伊蒙混层很少；只有一个样品碳酸盐矿物含量为6.4%，其他样品未测出.

按照Allix 等提出的泥页岩分类方法［11］，将样品矿物成分按照细粒岩（粒度小于62 μm）分类三角图版进行投点，结果显示样品全部落到Ⅴ区内（图3），即太平林场组泥页岩均为长英质泥页岩类.

图3 太平林场组泥页岩矿物组成三角图（据文献［11］）Fig.3 Triangular diagram for mineral compositions of mud shale in Taipinglinchang Formation（Modified from Reference［11］）I—钙质泥页岩（calcareous shale）；II—纯泥页岩（pure shale）；III—长英质泥灰岩（felsic marl）；IV—黏土质泥页岩（clayey shale）；V—长英质泥页岩（felsic shale）

4.2 显微组分特征

样品全岩显微组分鉴定结果显示，太平林场组烃源岩显微组分类型为腐泥组、壳质组、镜质组和惰性组.腐泥组含量为57%～68%，平均61%；壳质组2%～3%，平均2.6%；镜质组5%～8%，平均6.8%；惰质组25%～33%，平均29.6%.显微组分组成图解中样品点位于腐泥组+壳质组区域（图4），说明太平林场组烃源岩具有倾油性.

图4 太平林场组烃源岩显微组分组成Fig.4 Maceral compositions of the source rocks in Taipinglinchang Formation

5 泥页岩有机地球化学特征

5.1 有机质丰度

有机质丰度是一套烃源岩能否大量生烃的物质基础，目前常用的有机质丰度指标主要包括总有机碳含量（TOC）、氯仿沥青“A”、总烃（HC）含量和岩石热解生烃潜量（S1+S2）等［12］，其中TOC、S1+S2和氯仿沥青“A”是最常用的3 个指标.笔者对太平林场组泥页岩样品进行了总有机碳含量检测、岩石热解分析和氯仿沥青“A”抽提（表1），以确定泥页岩有机质丰度特征.样品TOC 含量为0.61%～2.20%，均值1.18%，超过半数大于1%.S1+S2含量为0.31×10-3～8.71×10-3，均值1.52×10-3，只有少数大于2×10-3.受测试经费限制，选取11 个样品进行氯仿沥青“A”抽提.氯仿沥青“A”含量为0.0066%～0.083%，均值0.026%，只有两个样品大于0.05%.由于露头样品受风化作用影响，S1和氯仿沥青“A”含量均较低.从TOC/（S1+S2）有机质丰度评价图（图5）上可以看出，大部分样品属于中等—好烃源岩.TOC 是油气资源评价的基本参数，并控制了其余参数［13］，考虑到风化作用过程中泥页岩烃类的损失［14］，认为太平林场组泥页岩有机质丰度整体较高，具备较好的生烃物质基础.

表1 太平林场组烃源岩有机质丰度统计表Table 1 Statistics of organic matter abundance of the source rocks in Taipinglinchang Formation

图5 太平林场组烃源岩有机质丰度评价图Fig.5 Evaluation of organic matter abundance of the source rocks in Taipinglinchang Formation

5.2 有机质类型

不同来源和组成的有机质生烃潜力有很大的差别，要客观评价其成烃能力和性质，还必须对有机质的类型进行评价［15-16］.

岩石热解特征可以鉴别有机质类型，通过岩石热解参数Tmax-HI 交会图（图6）分析［17］，太平林场组烃源岩有机质类型以Ⅲ型为主，少量Ⅱ2型.干酪根显微组分的类型指数TI 也可以划分有机质类型，其中TI＝（腐泥组含量×100+壳质组含量×50-镜质组含量×75-惰质组含量×100）/100［17-18］，划分方案采用曹庆英［19］提出的干酪根四分法，即TI≥80 时为Ⅰ型，40≤TI＜80时为Ⅱ1型，0≤TI＜40 时为Ⅱ2型，TI＜0 时为Ⅲ型.经计算，5 个烃源岩样品中4 个烃源岩TI 值在0～40 之间，有机质类型为Ⅱ2型，一个样品TI 值大于40，属Ⅱ1型（表2）.

表2 太平林场组烃源岩显微组分数据表Table 2 Maceral data of the source rocks in Taipinglinchang Formation

图6 烃源岩Tmax-HI 图解Fig.6 The Tmax-HI diagram of source rocks

由于风化作用可能在一定程度上影响了露头样品热解参数的准确性，所以利用岩石热解参数和显微组分判定的烃源岩有机质类型略有不同.但野外风化作用对干酪根显微组分影响不大，因此依据类型指数TI划分的有机质类型（Ⅱ1-Ⅱ2型）更接近实际.总体分析，样品的有机质类型与前人在该盆地范围的研究结果（Ⅱ1-Ⅲ型）［20］相符.

5.3 有机质成熟度

热解参数Tmax可反映出有机质成熟度特征，泥页岩样品热解数据Tmax为434～449 ℃，平均为440 ℃，一半样品在440～450 ℃之间，说明有机质总体处于低成熟—成熟阶段.由于镜质组反射率（Ro）随热演化程度的升高而稳定增大，并具有相对广泛、稳定的可比性，因此Ro成为目前最为广泛、最为权威的成熟度指标［21-25］.选取3 个样品进行了镜质体反射率分析，结果显示其Ro分别为0.56%、0.59%、0.60%，成熟度偏低，表明泥页岩刚刚进入生油阶段.以上两种方法分析得出的有机质成熟度稍有差别，其原因可能同样是由于所采样品为露头样，风化作用导致Tmax值偏高［26-28］，通过Tmax反映出的有机质成熟度相应偏高.从盆地少有的地质井取心样品测试数据可知，太平林场组烃源岩在500 m 以上埋深的Ro均超过0.8%［6］，表明太平林场组烃源岩已进入生油门限.