東海西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶古近系花港組致密砂巖儲集層控制因素

徐昉昊，徐國盛，劉勇，張武，崔恒遠，王亦然

（1.油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點實驗室（成都理工大學），成都 610059；2.中國石化西南油氣分公司采氣四廠，重慶 402160；3.中海石油（中國）有限公司上海分公司，上海 200335）

0 引言

東海陸架盆地西湖凹陷是中國近海油氣資源豐富且具有較大勘探開發(fā)潛力的凹陷之一[1]。西湖凹陷致密砂巖氣資源量巨大，約占凹陷天然氣總資源量的80%[2]。近年來隨著勘探開發(fā)的不斷深入，西湖凹陷古近系花港組、平湖組低滲致密砂巖氣勘探不斷取得突破，其天然氣探明儲量快速增長。目前，低滲致密砂巖氣已成為西湖凹陷油氣勘探開發(fā)的主體[3]。但是，低滲致密砂巖儲集層非均質(zhì)性強，相對優(yōu)質(zhì)儲集層發(fā)育控制因素不明仍然是制約西湖凹陷中深層（3 500 m以深）致密砂巖氣勘探開發(fā)的重要問題。因此，開展花港組砂巖儲集層控制因素分析對于揭示致密砂巖背景下相對優(yōu)質(zhì)儲集層的成因及分布具有重要意義。本文選取西湖凹陷花港組致密砂巖氣勘探近期取得重大突破的中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶為對象，采用巖石薄片鑒定、掃描電鏡、鋯石U-Pb測年、電子探針、激光微區(qū)同位素分析等測試手段，在儲集層儲集物性、巖石學及孔隙結(jié)構(gòu)特征分析基礎之上，從沉積物源、沉積相帶、地層壓力、成巖環(huán)境 4個方面，綜合分析了花港組致密砂巖中相對優(yōu)質(zhì)儲集層發(fā)育的主控因素及其分布特征。

1 地質(zhì)背景

西湖凹陷位于東海陸架盆地東北部，呈北北東向展布（見圖1），南北長約400 km，東西寬約100 km，面積約5.18×104km2。西湖凹陷的形成始于晚白堊世，為一典型的弧后裂谷凹陷，其構(gòu)造演化經(jīng)歷了始新世的裂陷期、漸新世—中新世的拗陷期、上新世—第四紀的區(qū)域沉降期 3個階段。據(jù)新生界的構(gòu)造格局、沉積特點、斷裂發(fā)育及油氣富集等特征，西湖凹陷由西向東可劃分為西部斜坡（緩坡）帶、中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶和東部斷階（陡坡）帶 3個次級構(gòu)造單元。古近紀始新世至中新世，先后發(fā)育了由海灣-湖泊相、海灣-潮坪相構(gòu)成的海相沉積和由湖泊相、河流相組成的陸相沉積，其中花港組以發(fā)育沖積平原、河流、沼澤洪泛平原、三角洲及濱淺湖沉積為主要特征，沉積厚度為1 000～1 800 m。鉆井揭示新生界發(fā)育齊全，地層自下而上依次為（見圖1）：古新統(tǒng)（E1），下始新統(tǒng)（E21）和平湖組（E2p），漸新統(tǒng)花港組（E3h），中新統(tǒng)龍井組（N11l）、玉泉組（N12y）和柳浪組（N13l），上新統(tǒng)三潭組（N2s）及第四系東海群（Qd）[4]。本次研究的重點勘探層系漸新統(tǒng)花港組，其縱向上可劃分為上、下兩段，上段包含H1—H5 5個小層，下段包含H6—H12 7個小層。

2 致密砂巖儲集層基本特征

2.1 儲集層巖石學特征

花港組儲集層主要為河流相沉積，單套砂體累計厚度可達上百米，其儲集層物性具有較強非均質(zhì)性。與西湖凹陷其他構(gòu)造區(qū)相比，研究區(qū)花港組砂巖具有石英含量高，碎屑顆粒粗，雜基、高嶺石、膠結(jié)物含量低的特征，即呈現(xiàn)“一高、一粗、三低”的巖石學特征。通過對1 522件巖石薄片的觀察發(fā)現(xiàn)，花港組砂巖的石英含量普遍為 62%～80%，長石含量為 15%～20%，巖屑含量為 16%～25%（見圖2）。按照傳統(tǒng)的砂巖分類命名原則[5]，花港組砂巖以長石巖屑質(zhì)石英砂巖為主，占砂巖總量86.99%，長石砂巖和長石質(zhì)石英砂巖占比較低，分別占砂巖總量的4.62%和2.07%，其余各類砂巖（例如長石質(zhì)巖屑砂巖、巖屑砂巖，巖屑石英砂巖）占比極少，均不足砂巖總量的1%。此外，區(qū)內(nèi)花港組天然氣產(chǎn)層段砂巖粒度總體較粗，主要為細—中砂巖，次為粗—中砂，少量砂巖達到巨砂和礫石粒度級別。與西湖凹陷其他構(gòu)造區(qū)相比，區(qū)內(nèi)花港組砂巖具有雜基、膠結(jié)物、高嶺石含量低的特征，其含量分別為 2.92%～5.09%、1.0%～3.1%、0.004%～1.270%。按雜基含量小于 15%界定為潔凈砂巖，反之為雜砂巖[6]標準，研究區(qū)花港組儲集層幾乎為潔凈砂巖。

2.2 儲集層物性特征

據(jù)花港組巖心孔隙度、滲透率測試結(jié)果，研究區(qū)花港組儲集層物性較差，整體屬于致密砂巖儲集層?？紫抖戎饕獮?%～12%；滲透率差異性較大，且集中分布在（0.1～1.0）×10-3μm2，夾少量大于 1×10-3μm2儲集層。依據(jù)致密砂巖氣地質(zhì)評價方法[7]，研究區(qū)內(nèi)花港組儲集層主要為致密儲集層，也發(fā)育一定量的中低滲儲集層。區(qū)內(nèi)產(chǎn)氣層花港組H3小層的儲集物性相對較好，H4、H5小層的儲集物性次之，H6和 H7小層的儲集物性最差。

2.3 儲集層孔隙結(jié)構(gòu)特征

根據(jù)研究區(qū)花港組儲集層砂巖的鑄體薄片觀察，發(fā)現(xiàn)主要存在原生孔隙、次生孔隙和微裂縫 3類儲集空間，其中原生孔隙和次生孔隙是儲集層最主要的儲集空間類型，而微裂縫少見。

圖1 西湖凹陷區(qū)域構(gòu)造及地層綜合柱狀圖

圖2 研究區(qū)花港組砂巖碎屑組分三角投點圖（樣品數(shù)為1 522）

①原生孔隙。主要指碎屑顆粒之間的粒間孔隙，在花港組儲集層砂巖中發(fā)育的原生孔隙形態(tài)一般并不完整，一部分原生孔隙由于受到壓實作用而縮小呈狹窄的三角形、條狀甚至縫狀，也有一些原始孔隙受到自生礦物充填而發(fā)生變形（見圖3a、圖3b）。

②次生孔隙?；ǜ劢M儲集層的次生孔隙主要由粒內(nèi)溶孔、粒間溶孔、晶間孔和鑄膜孔所構(gòu)成（見圖3c、圖3d），其中在原生粒間孔基礎上溶蝕擴大形成的粒間溶孔是花港組儲集層最為發(fā)育的次生孔隙類型。而粒內(nèi)溶孔則主要是指長石和巖屑的顆粒內(nèi)溶孔，其溶蝕常沿礦物的解理面進行，溶蝕程度較低時通常形成似窗格狀或似蜂窩狀的溶孔，溶蝕程度較高時則可形成鑄?？祝ㄒ妶D3d）。此外，儲集層還存在其他的次生孔隙組合特征，如晶間孔與粒內(nèi)溶孔組合等。

③微裂縫。微裂縫在研究區(qū)花港組儲集層中有少量發(fā)育，且主要由成巖微裂縫和構(gòu)造微裂縫兩種類型組成。通過對研究區(qū)巖心裂縫觀察、鏡下微裂縫及成像測井裂縫識別發(fā)現(xiàn)，裂縫縫寬0～0.5 mm，構(gòu)造縫長10～20 cm，巖心裂縫中花港組上段平均線密度為0.65條/m，花港組下段平均線密度為0.88條/m，單井成像測井線密度為 0.047～0.443條/m。由于微裂縫發(fā)育數(shù)量少，增加儲集空間極為有限，其本身對儲集層物性的改善主要還是體現(xiàn)在提高儲集層的滲透率。

圖3 研究區(qū)花港組儲集層孔隙特征

對1 715件樣品的巖石薄片鑒定數(shù)據(jù)統(tǒng)計分類，花港組各層位的儲集空間以孔隙（包括原生孔和次生孔）為主，其中次生孔所占比例最高，對應平均面孔率為4.23%，占花港組儲集層總儲集空間的 75.61%；原生孔對應的平均面孔率為1.33%，占其儲集層總儲集空間的23.79%；而微裂縫在花港組儲集層中極少發(fā)育，占其儲集層總儲集空間的 0.60%，對應平均面孔率僅為0.03%。

以N-6井各小層壓汞曲線特征為例（見圖4），滲透率大于 10×10-3μm2，排驅(qū)壓力小于 0.1 MPa（0.05～0.08 MPa）的樣品，最大進汞飽和度大于 90%，平均喉道半徑為3～7 μm，中值壓力小于0.3 MPa，分選系數(shù)為2～3，孔喉粗、分選好；滲透率為（1～10）×10-3μm2的樣品，排驅(qū)壓力小于0.2 MPa，最大進汞飽和度為78%～94%，平均喉道半徑為0.8～3.0 μm，中值壓力為0.8～1.4 MPa，分選系數(shù)為2～3，孔喉較粗、分選較好；滲透率為（0.1～1.0）×10-3μm2的樣品，排驅(qū)壓力為0.2～1.5 MPa，最大進汞飽和度為73%～85%，平均喉道半徑為 0.1～0.7 μm，中值壓力為 1.8～8.0 MPa，分選系數(shù)為2～4，孔隙度為7%～13%，曲線具中等的平臺，說明孔喉中等、分選中等；滲透率小于0.1×10-3μm2的樣品，排驅(qū)壓力大于1.0 MPa，最大進汞飽和度小于80%，平均喉道半徑小于0.2 μm，孔隙度小于8%，曲線具較窄的平臺，說明孔喉較細、分選較差。

圖4 N-6井花港組壓汞曲線特征

總體而言，研究區(qū)花港組橫向上巖石類型、儲集層物性及微觀孔隙結(jié)構(gòu)差異較??；縱向上地層埋深越大，儲集層物性及微觀結(jié)構(gòu)越差，并以H3小層物性相對最好。

3 儲集層發(fā)育控制因素

3.1 沉積物源

物源是影響儲集層物性的主要因素之一，距離物源區(qū)的遠近直接影響砂巖的成分成熟度和結(jié)構(gòu)成熟度，從而影響儲集層的物性特征[8]。

3.1.1 成分成熟度

在沉積物源的控制下，區(qū)內(nèi)花港組砂巖整體表現(xiàn)出中—高成分成熟度特征。以研究區(qū)中北部為例，各小層成分成熟度（Q1/（F1+R1））數(shù)值范圍為 1.7～1.9（見表1）。其中，H3小層成分成熟度最低，H7小層成熟度最高，這種差異性的原因是與其物源遠近有關(guān)。通過恢復中北部物源供給過程發(fā)現(xiàn)，H7—H3小層處于水進-高位體系域，從釣魚島、虎皮礁和海礁物源區(qū)搬運至砂體匯集中心的中北部，搬運距離逐漸變小，導致從H7小層至H3小層石英含量整體逐漸減少，成分成熟度指數(shù)整體也逐漸變小。從花港組砂巖碎屑成分與儲集層物性的相關(guān)性統(tǒng)計結(jié)果看出，石英含量與物性總體呈正相關(guān)趨勢，高含量的剛性石英可以抵抗上覆地層的壓實作用，有利于孔隙的保存；長石含量與物性之間則表現(xiàn)出較強的負相關(guān)性，這是由于長石在埋藏狀態(tài)下容易受到地層流體的溶蝕，儲集層中長石因溶蝕而減少量絕大部分都貢獻給了次生溶蝕孔。

表1 西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶中北部花港組巖石碎屑組成

3.1.2 結(jié)構(gòu)成熟度

結(jié)構(gòu)成熟度的判定標準為分選性和磨圓度，這兩個優(yōu)選參數(shù)是水動力條件和沉積物搬運距離的直觀表現(xiàn)。以研究區(qū)中北部為例，統(tǒng)計1 200余個樣品發(fā)現(xiàn)，花港組儲集體5套砂體縱向上從H7小層至H3小層分選性逐漸變差（見表2），H7小層分選性最好，分選達到“好”的占總樣品的74.7%，這與H7小層沉積物搬運距離最遠有關(guān)。H6小層至H3小層分選以“好”和“中”為主。磨圓度的規(guī)律性不如儲集層分選性呈現(xiàn)的規(guī)律強，主要為“次棱角—次圓狀”，但能反映出儲集體磨圓整體較好。通常情況下，低雜基含量有利于原生儲集空間的保存?；ǜ劢M砂巖雜基含量與儲集層物性的相關(guān)性統(tǒng)計結(jié)果（見圖5）顯示，雜基含量與孔隙度和滲透率均表現(xiàn)出明顯的負相關(guān)性，這表明低雜基含量是花港組致密砂巖中相對優(yōu)質(zhì)儲集層發(fā)育的重要標志。此外，區(qū)內(nèi)花港組砂巖還具有碎屑顆粒較粗的特征，其粒度級別以細—中粒為主，次為粗—中粒，對應的主要粒徑區(qū)間值為0.15～0.48 mm。較粗的碎屑顆粒，也預示著砂巖具有較好的物性。花港組砂巖的中值粒徑與儲集層物性相關(guān)性的統(tǒng)計結(jié)果（見圖5）顯示，中值粒徑大小與物性呈正相關(guān)。當中值粒徑小于0.2 mm，孔隙度與中值粒徑的相關(guān)性最強。當中值粒徑大于 0.2 mm，孔隙度增加不明顯，且主要集中在5%～10%。中值粒徑與滲透率始終保持著明顯的正相關(guān)性；隨著中值粒徑的增加，滲透率亦呈現(xiàn)出增加的趨勢，當中值粒徑大于0.2 mm，滲透率增加仍然很明顯。

表2 中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶中北部花港組砂巖分選性分布頻率統(tǒng)計表

圖5 研究區(qū)花港組砂巖結(jié)構(gòu)成熟度與儲集層物性的相關(guān)性

3.1.3 物源方向及物源區(qū)

西湖凹陷花港組物源體系總體具有“多源-多匯”的特征，以及大型寬緩河谷充填型的多階地特征等，利用碎屑鋯石 U-Pb同位素年代學（見圖6）分析[9-11]測試的大量數(shù)據(jù)（14件樣品，測試樣品的數(shù)據(jù)點數(shù)為1 405個，采樣點覆蓋西湖凹陷全區(qū)），對研究區(qū)花港組物源區(qū)進行追蹤。研究發(fā)現(xiàn)，花港組沉積期，西湖凹陷同時存在北部虎皮礁隆起、西部海礁凸起和東部釣魚島隆褶帶3個方向的物源供給（見圖7），不同物源體系所形成的儲集層其沉積母質(zhì)及后生成巖作用具有不同特征，最終形成西湖凹陷花港組儲集層物性差異性分布的特點。

圖6 研究區(qū)花港組碎屑鋯石U-Pb年齡諧和圖及分布直方圖

圖7 漸新世花港組沉積期西湖凹陷物源供給體系模式圖

鋯石U-Pb年齡分布結(jié)果顯示，研究區(qū)中北部花港組物源主要來自元古宇。具體而言，具長距離搬運特征的元古宇碎屑鋯石在花港組碎屑鋯石中所占比例最大，反映漸新世花港組沉積期北部虎皮礁隆起一直處于隆起剝蝕狀態(tài)，而源自虎皮礁隆起的元古宇變質(zhì)巖母巖區(qū)的沉積物對于整個西湖凹陷花港組砂巖的形成具有重要控制作用，受此影響花港組砂巖中變質(zhì)巖巖屑含量表現(xiàn)出由南向北逐漸增大的趨勢；而具短距離搬運特征的中生界和古生界碎屑鋯石主要反映了凹陷東、西兩側(cè)的物源區(qū)（東側(cè)釣魚島隆褶帶古生代物源區(qū)，西側(cè)海礁凸起、漁山低凸中生代物源區(qū)）在遭受風化剝蝕后呈現(xiàn)出沉積物短距離搬運和近源沉積的特征。虎皮礁隆起距離西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶較遠，自北向南順狹長水道長距離地搬運使得花港組砂巖成分成熟度和結(jié)構(gòu)成熟度均較高，并具有較高的原始孔隙度和滲透率。與此同時，花港組較好的原始物性又進一步促進了后期酸性成巖流體注入地層并形成大量的次生溶蝕孔，從而改善致密砂巖的儲集物性。壓汞實驗發(fā)現(xiàn)，在滲透率級別相同時，成分成熟度和結(jié)構(gòu)成熟度更高的長石巖屑質(zhì)石英砂巖比長石質(zhì)巖屑砂巖具有更粗的孔喉結(jié)構(gòu)和更好的分選性?？梢?，沉積物源不僅對花港組砂巖發(fā)育“先存高孔”具有重要控制作用，同時也是花港組砂巖在后期成巖致密化過程中形成相對優(yōu)質(zhì)儲集層的先決條件?？碧綄嵺`證實，花港組致密砂巖中分選較好的中粗級長石巖屑石英砂巖勘探效果最好。

沉積物自虎皮礁隆起主物源的長距離搬運使得花港組砂巖具有較高的成分成熟度和結(jié)構(gòu)成熟度，且有利于儲集層原生孔隙的發(fā)育和保存，同時也有利于現(xiàn)今研究區(qū)內(nèi)花港組深層相對優(yōu)質(zhì)儲集層的形成。

3.2 沉積相帶

沉積相對于花港組砂巖原始儲集物性具有明顯的控制作用。研究區(qū)花港組主要發(fā)育辮狀河三角洲前緣亞相，包括水下分流河道、心灘-河床、河口壩和水下分流間灣 4種微相類型。其中花港組儲集層發(fā)育的優(yōu)勢沉積相為水下分流河道微相和心灘-河床微相。通過對比以上兩種沉積微相砂巖樣品原始孔隙度計算結(jié)果可以發(fā)現(xiàn)（見表3），辮狀河心灘-河床微相砂巖的原始孔隙度平均值為38.35%，明顯高于河流三角洲水下分流河道微相砂巖的平均原始孔隙度32.55%。這是由于辮狀河心灘-河床微相相比河流三角洲水下分流河道微相具有更強的水動力條件，使得沉積的砂體在淘洗和分選上更為徹底，砂巖具有的分選性也相對更好，因此，辮狀河心灘-河床微相比河流三角洲水下分流河道微相更有利于花港組砂巖原始孔隙的發(fā)育。

表3 西湖凹陷不同沉積微相花港組砂巖原始孔隙度恢復數(shù)據(jù)

3.3 成巖環(huán)境及成巖作用

3.3.1 成巖環(huán)境酸堿性的演變

前人研究發(fā)現(xiàn)，有機酸性流體可以對儲集層中的長石類鋁硅酸鹽和碳酸鹽類礦物進行有效溶蝕并形成次生溶孔[12-16]。為探究酸性成巖環(huán)境的形成機理，本文對花港組儲集層中的方解石膠結(jié)物開展了激光微區(qū)碳、氧同位素組成測試（樣品由加拿大薩斯卡通大學測試）。其測試結(jié)果表明，δ13C分布范圍為-6.1‰～-1.0‰，平均值為-3.5‰，且隨深度變化不明顯，表現(xiàn)為較低負值；δ18O分布范圍為-24.1‰～-16.0‰，平均值為－21.6‰，表現(xiàn)為高負值，且隨著深度的增加呈現(xiàn)負偏趨勢，表征古地層溫度的增加。方解石膠結(jié)物成因分析發(fā)現(xiàn)，其全部數(shù)據(jù)點落入圖版的Ⅲ區(qū)內(nèi)（見圖8），表明方解石膠結(jié)物的形成均與有機酸脫羧作用有關(guān)。因此，干酪根形成的大量有機酸以及有機酸脫羧反應產(chǎn)生的 CO2溶于地層流體所形成的碳酸是導致酸性成巖環(huán)境出現(xiàn)的主要原因。

Keith和Weber[17-18]提出了利用碳氧同位素組成計算碳酸鹽形成時古鹽度Z值的經(jīng)驗公式：

圖8 花港組儲集層方解石膠結(jié)物的成因類型（圖版據(jù)文獻[17]）

本次研究利用上述經(jīng)驗公式對花港組砂巖的方解石膠結(jié)物形成時的古鹽度進行計算，結(jié)果顯示Z值分布較集中，最低值為 103.03，最高值為 117.20，平均值為 109.31，反映形成方解石膠結(jié)物的地層流體具有相對較高的古鹽度。

此外，通過電子探針分析（見表4）還發(fā)現(xiàn)，花港組砂巖的石英次生加大邊中含有少量二氧化鈦（TiO2）。而二氧化鈦含量能反映地表風化強度，相對較早形成的石英次生加大邊中含有二氧化鈦[19]。說明花港組酸性成巖環(huán)境還存在有機酸以外的其他酸性物質(zhì)來源，即早期大氣淡水淋濾后殘留于地層中的碳酸。但該類酸性物質(zhì)含量較少且主要影響花港組頂部，其對花港組次生溶蝕孔發(fā)育的貢獻程度不及有機酸。

表4 西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶石英次生加大邊電子探針測試結(jié)果表

當有機質(zhì)演化程度進一步升高到生成大量凝析油和濕氣時，脫羧基作用減弱，CO2來源減少，加之各種成巖蝕變反應對酸性物質(zhì)的消耗，必然導致成巖流體逐漸由酸性向堿性演變[20]。前人開展的煤樣加熱實驗[21]證實了有機質(zhì)演化到Ro值為 1.0%～1.3%階段成巖流體介質(zhì)由酸性向堿性的轉(zhuǎn)變過程。成巖環(huán)境由酸性演變?yōu)閴A性，意味著地層埋藏深度增加，壓實作用增強，加之長石類堿性礦物的溶蝕作用減弱，使得次生溶蝕孔隙形成受阻，已有的孔隙也會在壓實作用下發(fā)生較大損失。另外，堿性成巖環(huán)境下普遍發(fā)育的自生伊利石和綠泥石還嚴重降低了儲集層的滲流能力[22]。因此，堿性成巖環(huán)境對于花港組相對優(yōu)質(zhì)儲集層的形成是不利的。

3.3.2 酸性成巖環(huán)境對相對優(yōu)質(zhì)儲集層的控制

成巖環(huán)境是影響成巖作用的最直接因素，對碎屑巖儲集層次生孔隙的發(fā)育和分布具有重要控制作用[23]。由于埋藏深度、構(gòu)造位置的不同，中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶花港組的成巖環(huán)境演化在橫向上和縱向上差異明顯，從而造成了儲集層物性在橫向上和縱向上表現(xiàn)出較強的非均質(zhì)性。

①成巖環(huán)境演變差異性在縱向上對相對優(yōu)質(zhì)儲集層分布的控制。根據(jù)鏡質(zhì)體反射率Ro、黏土礦物組合、熱解溫度、包裹體均一溫度和顆粒接觸特征等，對中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶花港組各成巖階段的成巖相組合、孔隙類型及成巖環(huán)境酸堿性進行識別，并恢復其成巖環(huán)境演變過程（見圖9）。從花港組成巖環(huán)境縱向演變模式可以看出，早成巖A期，成巖環(huán)境為弱堿性，儲集層孔隙類型以壓實殘余原生粒間孔為主；早成巖B期，有機質(zhì)開始成熟并排出有機酸，成巖環(huán)境逐漸由弱堿性演變?yōu)槿跛嵝?，隨著埋深增加酸性逐漸增強，此時儲集層孔隙類型仍以原生粒間孔為主，含少量長石或巖屑溶蝕孔。中成巖期，花港組成巖環(huán)境演變進入最復雜的階段，隨著酸性溶蝕作用對有機酸的消耗，成巖環(huán)境依次經(jīng)歷了以下演變過程：酸性環(huán)境→酸堿轉(zhuǎn)換帶→堿性環(huán)境→弱堿性環(huán)境。中成巖階段，花港組儲集層孔隙類型以長石類礦物溶蝕孔為主，但部分層段仍有少量原生粒間孔存在。

圖9 西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶花港組酸堿成巖環(huán)境縱向演變模式

3.3.3 成巖作用與孔隙演化

西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶花港組在整個成巖環(huán)境演變過程中先后經(jīng)歷了多種成巖作用。其中壓實作用貫穿成巖環(huán)境演變?nèi)^程，是導致致密砂巖儲集層物性變差的重要原因[24]。膠結(jié)作用是松散的沉積物轉(zhuǎn)變?yōu)槌练e巖的重要成巖作用，是碎屑巖孔隙度、滲透率降低的主要原因之一。通過對研究區(qū)花港組砂巖的膠結(jié)物含量-負膠結(jié)物孔隙度（將膠結(jié)物全部去掉以后所得到的孔隙度）進行投點分析，縱軸值越小表示壓實作用越強，橫軸值越大表示膠結(jié)作用越強。結(jié)果顯示大多數(shù)樣品點集中在圖版左下方的壓實作用區(qū)間，僅少量樣品點落在圖版右上角的膠結(jié)作用區(qū)間（見圖10），表明壓實作用是花港組砂巖孔隙度降低的第1重要因素，同時膠結(jié)作用對孔隙起到的破壞性影響也不容忽視。溶蝕作用對碎屑巖儲集層物性的改善起到了積極的建設性作用[25]?；ǜ劢M砂巖溶蝕孔的形成以酸性溶蝕為主，堿性溶蝕為輔。在酸性成巖環(huán)境下，砂巖中長石類礦物、巖屑以及少量膠結(jié)物均可發(fā)生溶蝕，提高了儲集層的孔隙度和滲透率。

圖10 花港組砂巖膠結(jié)物含量-負膠結(jié)物孔隙度投點圖

成巖環(huán)境演變差異性在橫向上對相對優(yōu)質(zhì)儲集層分布的控制作用明顯。本次研究利用地層埋藏史、熱演化史恢復成果，結(jié)合各階段的成巖作用特征分析及孔隙演化定量計算[26-27]，針對研究區(qū)中北部、中南部地區(qū)分別建立花港組成巖環(huán)境演變及孔隙演化模式（見圖11、圖12），分析成巖環(huán)境差異性對區(qū)內(nèi)花港組相對優(yōu)質(zhì)儲集層橫向分布的控制。

早成巖A期，研究區(qū)中北部地區(qū)花港組埋深小于1 700 m，對應弱堿性成巖環(huán)境。該階段機械壓實作用導致儲集層孔隙度降低至 20%～30%；中南部地區(qū)花港組埋深接近1 300 m，同樣處于弱堿性成巖環(huán)境，膠結(jié)作用使儲集層孔隙度降低5%～10%。

圖11 中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶中北部花港組儲集層成巖環(huán)境演變及孔隙演化模式圖

早成巖B期，中北部花港組埋深處于1 700～2 500 m，隨著有機酸性流體的進入，成巖環(huán)境進入酸堿轉(zhuǎn)換帶。機械壓實、硅質(zhì)膠結(jié)、鈣質(zhì)膠結(jié)、自生黏土礦物膠結(jié)在該階段使儲集層孔隙度降低大約 27%，酸性溶蝕使儲集層孔隙度增加大約 15%，最終儲集層孔隙度降低至13.57%；中南部埋深處于1 300～1 900 m，成巖環(huán)境為酸堿轉(zhuǎn)換帶，有機質(zhì)早成熟階段排出的酸性流體及大氣淡水的溶蝕作用所產(chǎn)生的次生孔隙使儲集層孔隙度增加4%～8%。

中成巖A期，中北部花港組完全處于酸性成巖環(huán)境。該階段較強的酸性溶蝕使儲集層孔隙度增加大約5%，機械壓實、鈣質(zhì)膠結(jié)、硅質(zhì)膠結(jié)、自生黏土礦物膠結(jié)使儲集層孔隙度降低8.16%，儲集層總孔隙度降低至9.84%。距今10.9～12.0 Ma時，構(gòu)造抬升導致花港組頂部遭到剝蝕，少量大氣淡水下滲使得花港組上部仍然保持酸性成巖環(huán)境，而花港組下部由于有機酸的持續(xù)消耗且未受到酸性大氣淡水的影響，其成巖環(huán)境已演變?yōu)閴A性。中南部花港組因有機酸不斷注入處于酸性成巖環(huán)境，該階段的機械壓實和膠結(jié)作用導致儲集層孔隙度有所降低，但隨著有機酸溶蝕作用的增強，儲集層次生孔隙度增加 6%～10%。距今 5.5～10.9 Ma，地層抬升遭受剝蝕，花港組上部地層剝蝕厚度可達1 175～1 342 m，其對應成巖環(huán)境演變?yōu)樗釅A轉(zhuǎn)換帶，而花港組下部地層受有機酸的持續(xù)影響仍然保持酸性成巖環(huán)境。

圖12 研究區(qū)中南部花港組儲集層成巖環(huán)境演變及孔隙演化模式圖

中成巖 B期，中北部花港組大部分埋深已接近5 000 m，油氣在充注過程中帶入少量有機酸與花港組先存堿性成巖流體發(fā)生中和使得成巖環(huán)境逐漸演變?yōu)楹F方解石、伊利石、綠泥石等自生礦物的弱堿性環(huán)境，機械壓實和膠結(jié)作用對儲集層物性破壞能力減弱并使孔隙度降低大約1.5%，而較弱的堿性溶蝕（硅質(zhì)溶蝕）使孔隙度增加大約0.3%，儲集層總孔隙度最終降低至現(xiàn)今的8.5%左右；現(xiàn)今中南部花港組大部分處于中成巖A期，雖然儲集層孔隙度會在機械壓實、晚期鐵方解石和鐵白云石膠結(jié)作用下進一步降低，但其對應富含自生高嶺石為代表的酸性成巖環(huán)境可為持續(xù)的酸性溶蝕提供必要條件，使得次生孔隙度繼續(xù)增加2%～6%，儲集層總孔隙度最終降低至現(xiàn)今的12%左右。

鑒于不同成巖作用環(huán)境對儲集層物性影響的差異性，研究認為儲集層處于機械壓實較弱的淺埋藏狀態(tài)有利于孔隙的保存。與此同時，酸性成巖環(huán)境下，儲集層受到的溶蝕作用較強，有利于次生孔隙的大量形成。因此，現(xiàn)今研究區(qū)花港組相對優(yōu)質(zhì)儲集層縱向上主要分布于埋藏相對較淺且處于酸性成巖環(huán)境的中成巖A期的花港組上段H3—H5砂巖小層。

3.4 異常高壓

前人研究證實[12-14]，異常高壓有助于減緩上覆沉積物的壓實效應，抑制石英等膠結(jié)物的形成，同時也有利于溶解物質(zhì)的帶出并增強長石等易溶礦物的溶解作用。西湖凹陷花港組的異常高壓幅度相對較小且主要集中在中反中北部花港組下段。異常高壓對花港組儲集層物性的影響主要表現(xiàn)在以下 3個方面：①異常高壓使作用于巖石顆粒的壓實效應得以減弱；②異常高壓可進一步加強深部有機酸性流體對易溶礦物（碳酸鹽類礦物和硅酸鹽類礦物）的溶解作用，從而促進次生孔隙的形成發(fā)育；③當異常高壓超過巖石破裂壓力時，會導致巖層破裂產(chǎn)生微裂縫，從而增加儲集層的儲集空間，明顯改善儲集層的滲透性。

從地層壓力系數(shù)-儲集層物性-深度關(guān)系圖來看（見圖13），中反中北部典型鉆井C-5井（見圖13a）在花下段存在異常高壓，壓力系數(shù)可達 1.54，其花港組儲集層物性隨著地層埋深的增加總體呈下降趨勢，但隨著異常高壓的出現(xiàn)，儲集層孔隙度反而出現(xiàn)增大的趨勢，且儲集層層物性變化的拐點與壓力系數(shù)增大的趨勢一致。而中反中南部典型鉆井E-4井（見圖13b）在花下段并無異常高壓出現(xiàn)，其儲集層物性隨地層埋深的增加一直下降。此外，在異常高壓發(fā)育的深度范圍內(nèi)，儲集層的次生孔隙度（據(jù)鑄體薄片定量統(tǒng)計）與總孔隙度演化趨勢較為接近，但次生孔隙度增加幅度低于總孔隙度。顯然異常高壓對于花港組儲集層物性的改善主要體現(xiàn)在對原生孔隙的保護，但也在一定程度上促進了次生孔隙的發(fā)育。

圖13 研究區(qū)花港組地層壓力-儲集物性與深度關(guān)系圖

4 結(jié)論

西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶花港組的巖石類型以長石巖屑質(zhì)石英砂巖為主，具有石英含量高、碎屑顆粒粗、雜基含量低、高嶺石含量低、膠結(jié)物含量低的巖石學特征。區(qū)內(nèi)花港組儲集層物性較差，總體屬于致密砂巖范疇，但也發(fā)育相對優(yōu)質(zhì)儲集層。不同產(chǎn)氣小層之間差異較大，H3小層屬于中孔中滲和低孔低滲儲集層，H4、H5小層屬于低孔低滲和特低孔特低滲儲集層，H6和H7小層屬于特低孔特低滲儲集層?；ǜ劢M致密砂巖相對優(yōu)質(zhì)儲集層的發(fā)育具體表現(xiàn)為“先存高孔、高壓保護、差異成巖”的綜合控制作用。沉積物源及優(yōu)勢沉積相控制花港組砂巖先存高孔的發(fā)育，是后期致密砂巖相對優(yōu)質(zhì)儲集層形成的先決條件；異常高壓不僅有利于儲集層原生孔隙的保存，還促進了次生孔隙的形成，從而改善和保護了花港組儲集層物性。綜合考慮儲集層發(fā)育控制因素，特別是異常高壓和成巖環(huán)境演變的差異性，研究區(qū)花港組致密砂巖中相對優(yōu)質(zhì)儲集層縱向上集中分布于埋藏較淺且處于酸性成巖環(huán)境的花港組上段，橫向上集中分布于地層埋藏較淺、異常高壓相對發(fā)育且處于酸性成巖環(huán)境的中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶中南部地區(qū)。

符號注釋：

F1——巖屑含量，%；K——滲透率，10-3μm2；N——樣品數(shù)，個；R1——長石含量，%；Q1——石英含量，%；Z——古鹽度，無因次；φ——孔隙度，%。