西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)帶中北部花港組砂巖儲層成巖差異演化特征

黃 鑫，林承焰，黃導(dǎo)武，段冬平，林建力，何賢科，劉彬彬

（1.中海石油（中國）有限公司上海分公司，上海 200335；2.中國石油大學(xué)（華東）地球科學(xué)與技術(shù)學(xué)院，山東青島 266580；3.山東省油藏地質(zhì)重點實驗室，山東青島 266580）

西湖凹陷是中國東海盆地油氣勘探開發(fā)的一個重點區(qū)域?！笆濉币詠恚S著西湖凹陷構(gòu)造、沉積、油氣成藏等基礎(chǔ)地質(zhì)研究的不斷深入，中央反轉(zhuǎn)帶勘探重心逐漸向北推進，并在中北部發(fā)現(xiàn)了2個千億方級氣田［1-2］，其中以花港組砂巖儲層為主的中深層砂巖氣田顯示出巨大潛力。前期研究表明該區(qū)多為低滲透-致密砂巖儲層，發(fā)育多套單層厚度達百米的大型辮狀河沉積砂體［3］，物性表現(xiàn)為常規(guī)-低滲透-致密復(fù)合的強非均質(zhì)性特征［4-5］，經(jīng)濟有效開發(fā)難度大。而對儲層質(zhì)量差異的認識是制約氣藏開發(fā)的關(guān)鍵所在，分析其主控因素和差異演化過程對于尋找儲層“甜點”具有重大的指導(dǎo)意義。

西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)帶中北部花港組砂巖儲層埋深跨度大（3 400～4 600 m），不同深度儲層質(zhì)量存在差異，目前已有不少學(xué)者從沉積環(huán)境、成巖作用和構(gòu)造演化等方面對花港組砂巖儲層進行了多因素綜合分析［3-6］，探究其主控因素。研究認為不同區(qū)塊主控因素差異明顯，沉積物源及優(yōu)勢沉積相是后期儲層“甜點”形成的先決條件［4-8］，而異常高壓、油氣充注和成巖作用等增強了儲層質(zhì)量的非均質(zhì)性［8-14］。部分學(xué)者針對中央反轉(zhuǎn)帶南北區(qū)域成巖演化差異［4，8］和花港組砂巖儲層單一成巖作用、成巖流體環(huán)境演化以及致密化機理等方面做了大量研究［9-12］，而花港組砂巖儲層埋深跨度大，其內(nèi)部不同層位成巖演化過程以及儲層質(zhì)量響應(yīng)存在差異，目前尚未開展相關(guān)研究。為了進一步探究成巖演化對儲層質(zhì)量差異的控制作用，筆者以西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)帶中北部A 區(qū)和B 區(qū)花港組砂巖儲層為例，在前人研究基礎(chǔ)上，結(jié)合沉積構(gòu)造背景和分析測試資料，從研究區(qū)花港組不同砂組儲層特征入手，綜合分析花港組砂巖儲層成巖差異演化過程，明確其形成機理，以期為該區(qū)儲層“甜點”的認識和預(yù)測提供思路。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

西湖凹陷位于東海陸架盆地東北部，呈狹條狀分布，面積約為5.18×104km2［6］，其構(gòu)造演化先后經(jīng)歷了裂陷期、拗陷期和區(qū)域沉降3個階段，現(xiàn)今地層整體埋深較大。在多期構(gòu)造運動作用下，西湖凹陷總體呈現(xiàn)出“兩洼夾一隆”且具有東西分帶、南北分塊特征的構(gòu)造格局［15-16］。由西向東劃分為西部斜坡帶、西次凹、中央反轉(zhuǎn)帶、東次凹和東部斷階帶5 個次級構(gòu)造單元［6］（圖1）。自下而上依次發(fā)育古新統(tǒng)（E1），始新統(tǒng)八角亭組（E2ba）、寶石組（E2b）、平湖組（E2p），漸新統(tǒng)花港組（E3h），中新統(tǒng)龍井組（N1l）、玉泉組（N1y）、柳浪組（N1ll），上新統(tǒng)三潭組（N2s）和第四系東海群（Qpdh）［17］（圖1）。其中花港組是主要的有效儲蓋組合，為北東向南西方向發(fā)育的辮狀河-三角洲-湖泊沉積體系［3］。根據(jù)花港組內(nèi)部特征差異，以T21地震反射界面為界將其劃分為花港組上段和花港組下段，并 對應(yīng)12 個砂組，其中H1—H5 砂組為花港組上段，H6—H12 砂組為花港組下段（圖2）?；ǜ劢M上段上部發(fā)育一套單層沉積厚度大、平面連續(xù)性好和泥質(zhì)含量高的穩(wěn)定區(qū)域蓋層［4，18］，中下部為厚層疊置的辮狀河沉積砂巖儲層，其物性非均質(zhì)性強；花港組下段以泥巖局部蓋層與花港組上段分隔，局部蓋層封閉質(zhì)量相對較差［4，18］，其下部以砂泥互層為主，儲層砂體發(fā)育程度遠不如花港組上段?；ǜ劢M下伏平湖組煤系地層為主力烴源巖，于中新世進入大規(guī)模生烴期，中新世中晚期為花港組砂巖儲層主成藏期［10，18］。研究區(qū)主要經(jīng)歷了4 個演化階段即緩慢埋藏階段、快速埋藏階段、短暫構(gòu)造抬升階段和區(qū)域穩(wěn)定沉降階段［4，14］，花港組砂巖儲層在快速埋藏階段已達到較大埋深［4］。

圖1 西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)帶中北部構(gòu)造位置及地層綜合柱狀圖（據(jù)文獻［4］和［21］修改）Fig.1 Tectonic position and comprehensive strata log diagram in north-central part of central reversal structural belt in Xihu Sag（Modified according to references［4］and［21］）

圖2 西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)帶中北部A-1井單井綜合柱狀圖Fig.2 Comprehensive log diagram of Well A-1 in north-central part of central reversal structural belt in Xihu Sag

2 儲層特征

2.1 物性特征

花港組砂巖儲層縱向上在埋深4 100 m 左右的物性和孔隙發(fā)育類型存在明顯差異（圖3，圖4）。埋深4 100 m 以上為H3—H4 砂組，儲層整體物性較好，但非均質(zhì)性較強，存在相對高孔隙發(fā)育區(qū)，孔隙度主要為5%～25%，滲透率主要為0.1～1 000 mD，原生孔隙和次生孔隙都相對發(fā)育，其中粒間溶孔中原生孔隙所占比例較高。原生孔隙一般具有較為平直的孔隙邊緣（圖4a），溶蝕孔隙多為長石粒內(nèi)溶孔和鑄?？?，巖屑溶蝕孔隙次之。保存較好的原生孔隙與溶蝕孔隙相連通時組合成擴張的粒間溶孔（圖4b），這類孔隙孔徑較大，平均直徑大于50 μm 且連通性好。埋深4 100 m 以下為H5—H6 砂組，儲層整體物性較差，但內(nèi)部差異較小，孔隙度主要為5%～10%，滲透率主要為0.1～1.0 mD，次生孔隙發(fā)育，僅少量原生孔隙得以保存（圖4c，圖4d），粒間溶孔、鑄?？缀土?nèi)溶孔的平均含量都相對較低，屬于低滲透-近致密類型儲層。局部見石英次生加大后殘余原生孔隙（圖4c），溶蝕孔隙多為孤立零散分布的長石粒內(nèi)溶孔或鑄模孔（圖4d），且與溶蝕相關(guān)的自生礦物占據(jù)孔隙空間，原生孔隙與次生孔隙連通性差。

圖3 西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)帶中北部花港組不同砂組物性隨深度的變化Fig.3 Changes of physical properties of different sandstone layers in Huagang Formation with depth in north-central part of central reversal structural belt in Xihu Sag

圖4 西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)帶中北部花港組不同砂組孔隙發(fā)育類型Fig.4 Pore types of different sandstone layers in Huagang Formation in north-central part of central reversal structural belt in Xihu Sag

2.2 巖石學(xué)特征

在漸新世大型擠壓收縮拗陷背景下，西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)帶中北部花港組限制性河谷中發(fā)育以辮狀河體系為主的沉積，穩(wěn)定的物源供給和辮狀河道的強水動力導(dǎo)致其沉積了巨厚砂體［3，19］。碎屑鋯石U-Pb定年測試結(jié)果表明，花港組沉積時期北部虎皮礁隆起（變質(zhì)巖母巖）為穩(wěn)定的長距離主物源供給區(qū)，而西部海礁隆起（變質(zhì)巖母巖）與東部釣魚島隆褶帶（火山巖母巖）為短距離次物源供給區(qū)［3，20-21］?；ǜ劢M砂巖位于中北部辮狀河沉積體系中，H3—H4砂組與H5—H6 砂組整體處于相同的物源和沉積背景下［3，19］，由鑄體薄片觀察和X 衍射數(shù)據(jù)表明，不同砂組的巖石學(xué)特征較為一致，僅部分特征有所差異。砂巖總體上結(jié)構(gòu)成熟度中等，整體粒度較粗且以細砂巖、中砂巖及部分含礫砂巖為主，分選中等—好，磨圓呈次棱角—次圓狀。成分成熟度較高，主要發(fā)育長石巖屑砂巖或巖屑長石砂巖（圖5），石英含量主要為60%～75%，長石含量主要為10%～25%，斜長石含量稍高于鉀長石含量，巖屑含量主要為15%～25%（圖5，圖6a，圖6c），以石英變質(zhì)巖巖屑和中酸性火山巖巖屑為主，部分含有少量的火山凝灰物質(zhì)，可見局部蝕變或溶蝕，黏土礦物含量主要為3%～7%，砂巖整體上較為潔凈?；ǜ劢M砂巖儲層的主要碎屑成分組成上，H5—H6 砂組儲層石英含量稍高于H3—H4 砂組，長石含量則稍有降低（圖6c）；巖屑組成上，H5—H6 砂組儲層變質(zhì)巖巖 屑含量相對較高，而火山巖巖屑含量相對較低，沉積巖巖屑含量相差不大（圖6a）；黏土礦物組成上，H3—H4 砂組儲層綠泥石相對含量高于H5—H6 砂組，而伊/蒙混層和伊利石相對含量低于H5—H6砂組（圖6d）。

圖5 西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)帶中北部花港組不同砂組巖石組分三角圖Fig.5 Triangle diagram of rock components in different sandstone layers of Huagang Formation in north-central part of central reversal structural belt in Xihu Sag

圖6 西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)帶中北部花港組不同砂組巖石學(xué)特征差異對比Fig.6 Comparison of petrological characteristics of different sandstone layers of Huagang Formation in north-central part of central reversal structural belt in Xihu Sag

3 成巖作用

3.1 成巖作用類型

儲層質(zhì)量主要受控于原始沉積組構(gòu)和后期埋藏過程中的成巖改造，花港組不同砂組沉積環(huán)境和巖石學(xué)特征較為一致，僅巖屑類型有所差異，對于相同巖相砂巖而言，后期埋藏成巖作用控制著不同砂組儲層質(zhì)量的差異演化。有關(guān)沉積因素對儲層質(zhì)量的影響已開展過一些研究［5-6，14］，筆者運用薄片觀察、陰極發(fā)光觀察、掃描電鏡多模式分析以及元素分析等方法，對研究區(qū)優(yōu)勢巖相砂巖的主要成巖作用類型進行了探討。

3.1.1 壓實作用

壓實作用程度通常受控于巖石組構(gòu)、埋藏深度和溫壓效應(yīng)［22-23］。研究區(qū)H3—H4 砂組儲層發(fā)育以原生孔隙為主的相對高孔隙砂巖，鑄體薄片顯示壓實作用相對較弱，顆粒之間以點—線接觸為主，壓溶作用不明顯（圖7a，圖7b）。相對低孔隙發(fā)育帶主要由強烈的壓實作用和膠結(jié)作用造成，例如粒度較細、分選較差或局部塑性成分較高等導(dǎo)致的強壓實作用和方解石、硅質(zhì)等自生礦物導(dǎo)致的強膠結(jié)作用。H5—H6 砂組儲層整體壓實、壓溶程度較強，原生孔隙幾乎消失殆盡，碎屑顆粒之間以鑲嵌—凹凸接觸為主，壓溶縫合現(xiàn)象明顯（圖7c）。研究區(qū)儲層砂巖具有粒度粗、高石英和低雜基的特點，這在一定程度上抑制了壓實作用，有利于原生孔隙的保存，而更深的埋藏深度和更大的溫壓效應(yīng)導(dǎo)致了H5—H6 砂組儲層物理和化學(xué)壓實程度明顯強于H3—H4砂組。

3.1.2 膠結(jié)作用

隨著埋藏深度增加，地層物理化學(xué)條件不斷變化，復(fù)雜的成巖環(huán)境演變和水巖相互作用過程產(chǎn)生了一系列自生膠結(jié)物，多期多類型的膠結(jié)作用是改造深部儲層質(zhì)量的重要因素。研究區(qū)花港組砂巖儲層主要發(fā)育碳酸鹽膠結(jié)、黏土礦物膠結(jié)和石英膠結(jié)。

碳酸鹽膠結(jié) 研究區(qū)主要發(fā)育方解石膠結(jié)，菱鐵礦、白云石和鐵白云石等其他碳酸鹽礦物少量發(fā)育，僅在部分深度可見。方解石膠結(jié)可分為3期：早期方解石膠結(jié)多呈基底式連晶膠結(jié)，早于綠泥石包膜和石英次生加大，陰極發(fā)光顯示橙紅色，鐵含量較高（圖7d，圖8）；中期方解石膠結(jié)晚于石英次生加大，方解石多呈分散粒狀或局部斑狀交代碎屑顆?；蛘紦?jù)孔隙空間，陰極發(fā)光顯示橙黃色，鐵含量較低（圖7e—7g，圖8）；晚期方解石膠結(jié)多以粗晶脈體形式充填于裂縫中，可能與研究區(qū)龍井運動造縫作用相關(guān)［17］，陰極發(fā)光顯示暗紅色，鐵含量最高（圖7f，圖7g，圖8）。不同砂組方解石膠結(jié)差異較小且膠結(jié)物整體含量較低，從分布位置來看，早期方解石膠結(jié)方解石含量高，在砂泥界面最為發(fā)育［11］，而研究區(qū)儲層砂體主要由多期心灘-辮狀水道砂體連續(xù)疊置沉積形成，晚期河道對早期河道沖刷強烈，鉆井顯示砂地比較高，呈現(xiàn)出砂包泥現(xiàn)象［21］，因而與砂泥界面密切相關(guān)的早期方解石膠結(jié)范圍比較局限，對儲層主體影響較小。

圖8 不同期次方解石微量元素特征Fig.8 Characteristics of trace elements in different periods of calcite

黏土礦物膠結(jié) 綠泥石、伊/蒙混層和伊利石是研究區(qū)最常見的黏土礦物類型。綠泥石在花港組砂巖儲層廣泛發(fā)育是相對優(yōu)質(zhì)儲層發(fā)育的重要原因之一。研究區(qū)主要發(fā)育2 種類型綠泥石，分別為附著于顆粒表面生長的包膜狀綠泥石與充填于孔隙的散片狀和蠕蟲狀綠泥石。H3—H4 砂組儲層綠泥石包膜相對發(fā)育（圖7h），覆蓋率較高，厚度一般為2～4 μm；H5—H6 砂組儲層綠泥石包膜發(fā)育較差（圖7i），覆蓋率低，厚度一般小于2 μm，相比較而言，充填于孔隙的散片狀和蠕蟲狀綠泥石更為常見（圖7j）。大量研究表明綠泥石包膜對石英次生加大具有抑制作用且對儲層物性有利［10，14］，這在研究區(qū)十分普遍，但綠泥石包膜的形成對抑制例如自生石英晶粒或方解石等孔隙充填式膠結(jié)物生成的作用較弱（圖7k）。研究區(qū)綠泥石包膜大都以單層結(jié)構(gòu)垂直或高角度斜切于碎屑顆粒表面生長，而顆粒接觸處不發(fā)育，其等厚葉片狀特征表明不存在其他黏土礦物成巖轉(zhuǎn)化的形態(tài)繼承性，并且研究區(qū)也不存在鮞綠泥石或磁綠泥石等前驅(qū)黏土礦物［24］，同時微觀照片顯示綠泥石包膜早于早期方解石膠結(jié)，晚于石英次生加大和中期方解石膠結(jié)。綜上分析，可推測研究區(qū)綠泥石包膜更趨向于形成于早期相對較弱的機械壓實之后且石英次生加大之前，是由富鐵鎂離子的孔隙水中新生沉淀析出的［24-25］。成巖過程中富鐵鎂碎屑成分的水解和溶蝕作用是鐵鎂離子的重要來源［24］，研究區(qū)黑云母等暗色礦物較少發(fā)育，而火山巖巖屑中又以中酸性火山巖巖屑為主，中基性火山巖巖屑含量較少，成巖演化過程中鐵鎂離子析出有限，因而造成研究區(qū)綠泥石包膜厚度普遍較薄。而不同砂組相比，H5—H6 砂組儲層變質(zhì)巖巖屑相對更發(fā)育（圖6a），其中H5 砂組儲層鐵和鈦元素含量相對較低（圖9），這表明由火山巖巖屑水解或溶蝕供應(yīng)的鐵鎂離子更加不足，導(dǎo)致H5—H6砂組儲層綠泥石包膜發(fā)育較差，抑制石英次生加大能力較弱，隨著后期溶蝕作用的發(fā)生，鐵鎂離子進一步積累，此時趨向于晚期高溫形成孔隙充填型綠泥石在H5—H6砂組儲層就更為常見。

圖9 西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)帶中北部花港組不同砂組鐵和鈦元素含量變化Fig.9 Changes of Fe and Ti contents in different sandstone layers of Huagang Formation in north-central part of central reversal structural belt in Xihu Sag

研究區(qū)伊/蒙混層主要以蜂窩狀產(chǎn)出，一般包裹碎屑顆粒表面或充填于孔隙中（圖7m）。伊利石主要以片狀或發(fā)絲狀產(chǎn)出，一般充填于孔喉間，常見搭橋狀堵塞喉道（圖7m），且在綠泥石包膜上成核繼續(xù)生長。H5—H6砂組與H3—H4砂組儲層相比，伊利石更為發(fā)育，常見不同產(chǎn)狀伊/蒙混層和伊利石共生存在。封閉成巖體系中，蒙脫石伊利石化和高嶺石伊利石化是研究區(qū)伊利石膠結(jié)形成的重要機制［26-28］，蜂窩狀伊/蒙混層以及片狀或發(fā)絲狀伊利石是通過蒙脫石伊利石化機制產(chǎn)生的，蒙脫石伊利石化大致開始于60 ℃，直到120 ℃時基本停止，這個過程中鉀離子一般由鉀長石在酸性環(huán)境下溶解供應(yīng)，同時產(chǎn)生一定的硅質(zhì)［28］。高嶺石伊利石化生成發(fā)絲狀伊利石，該反應(yīng)的閾值為120～140 ℃，當?shù)貙訙囟鹊陀陂撝禃r，反應(yīng)速率低，高嶺石的伊利石化作用不顯著；當?shù)貙訙囟雀哂陂撝禃r，鉀長石溶解動力學(xué)屏障被克服從而提供鉀離子，使得鉀長石的溶解可以在流體pH 值變化受到緩沖、缺乏足夠氫離子的條件下發(fā)生，最終不斷反應(yīng)產(chǎn)生一定的硅質(zhì)和次生孔隙［26-27］。

石英膠結(jié) 石英膠結(jié)在研究區(qū)十分普遍，可見3 期石英次生加大（圖7n），流體包裹體分析顯示膠結(jié)溫度為118～150 ℃［13］，一般以圍繞碎屑顆粒生長的自生加大邊形式或以自生石英微晶形式沉淀于孔隙中。研究區(qū)不同砂組石英膠結(jié)差異明顯，H3—H4 砂組儲層相對高孔隙發(fā)育區(qū)石英膠結(jié)物含量較低，石英次生加大僅在局部發(fā)育，自生石英微晶沉淀常見（圖7o），而H5—H6 砂組儲層石英膠結(jié)物含量普遍較高，常見較寬且完整的自生石英次生加大邊充填孔隙（圖7p）。石英膠結(jié)程度與地層溫壓條件、硅質(zhì)來源、早期油氣充注及黏土礦物或微晶石英包膜發(fā)育情況等密切相關(guān)［24-26，29］。通常認為砂巖中的硅質(zhì)沉淀速率控制著石英膠結(jié)過程，當?shù)貙訙囟雀哂?0 ℃時，硅質(zhì)沉淀速率呈指數(shù)增長，石英膠結(jié)開始產(chǎn)生［30-31］。近期研究也發(fā)現(xiàn)地層超壓導(dǎo)致儲層垂向有效應(yīng)力較低，顆粒之間壓溶作用受限，化學(xué)壓實為主的硅質(zhì)供應(yīng)速率較低，因而即使在深埋高溫地層條件下，石英膠結(jié)也會受到限制［32-33］。大量研究表明早期油氣充注和綠泥石或微晶石英包膜能夠有效抑制石英膠結(jié)速率，有助于深部儲層異常高孔隙的形成［34-36］。H3—H6 砂組地層溫度為100～160 ℃，現(xiàn)今地層壓力系數(shù)多為常壓—弱超壓，理論上已經(jīng)滿足石英沉淀條件，同時成藏研究表明研究區(qū)儲層油氣充注以晚期天然氣大規(guī)模充注為主，早期油氣充注對石英膠結(jié)影響較?。?，13，20］。然而花港組不同砂組石英膠結(jié)卻存在較大差異，這可能與硅質(zhì)來源和綠泥石包膜發(fā)育情況相關(guān)，與H3—H4 砂組儲層相比，H5—H6 砂組儲層更強的化學(xué)壓實作用和伊利石化過程提供了多種硅質(zhì)來源，且綠泥石包膜發(fā)育較差，難以有效抑制進一步的壓溶作用和后期的石英次生加大，因而H5—H6 砂組儲層普遍發(fā)育石英膠結(jié)和伊利石膠結(jié)。

3.1.3 溶蝕作用

研究區(qū)不同砂組儲層具有長石和火山巖巖屑等不穩(wěn)定碎屑組分的溶蝕現(xiàn)象，根據(jù)溶蝕增孔數(shù)據(jù)和微觀薄片觀察，H3—H4 砂組儲層溶蝕作用更強，整體溶蝕面孔率相對較高，粒間溶孔、鑄膜孔和粒內(nèi)溶孔等相對發(fā)育，孔隙連通性好；H5—H6 砂組儲層整體溶蝕面孔率相對較低，鑄膜孔或粒內(nèi)溶孔呈孤立狀分布，孔隙連通性差。次生孔隙成因多樣，一般形成機制包括有機酸溶蝕、大氣淡水淋濾、黏土礦物轉(zhuǎn)化、硫酸鹽熱化學(xué)反應(yīng)以及堿性溶蝕作用等［27，36-38］，溶蝕過程涉及到流體性質(zhì)、成巖系統(tǒng)的開放封閉性以及礦物之間的化學(xué)反應(yīng)等多種因素［31，39-44］。花港組不同砂組儲層巖石學(xué)特征較為一致，溶蝕作用差異主要取決于溶蝕流體侵入和成巖系統(tǒng)開放封閉性的變化。油氣成藏研究表明研究區(qū)主要存在3 期油氣充注：早期油氣充注發(fā)生在距今19～16 Ma，以低熟油充注為主，充注時間短且強度弱，不能大面積成藏，但有機質(zhì)在早成熟階段排出的有機酸性流體開始進入儲層［13，40］；中期油氣充注發(fā)生在距今12～9 Ma，對應(yīng)龍井運動中晚期，以天然氣充注為主、原油充注為輔，烴類包裹體既含有CH4，又含有與有機質(zhì)脫羧相關(guān)的CO2，說明此時有機酸溶蝕作用仍在進行［13，40-41］；晚期油氣充注發(fā)生在距今5 Ma 至今，以高成熟天然氣充注為主，烴類包裹體只含有CH4，說明此時有機酸溶蝕作用可能已經(jīng)停止。中期油氣充注之前，花港組砂巖儲層已經(jīng)進入快速埋藏階段且達到較大埋深［4］，與H3—H4砂組儲層相比，H5—H6 砂組儲層此時已經(jīng)進入深埋狀態(tài)，成巖系統(tǒng)相對封閉，能保留下來的原生孔隙較少，因而后期龍井運動階段伴隨油氣充注進入儲層的有機酸難以發(fā)生大規(guī)模溶蝕，所能形成的次生孔隙也相對較少。

3.2 成巖作用強度

研究區(qū)花港組砂巖儲層整體埋深大于3 400 m，有機質(zhì)鏡質(zhì)組反射率為0.7%～2%，有機質(zhì)成熟度高，伊/蒙混層中蒙脫石含量為5%～25%，現(xiàn)今實測地層溫度普遍大于120 ℃，可以判斷H3—H4砂組儲層已進入中成巖A 晚期階段，而H5—H6 砂組儲層已進入中成巖B 期階段（圖10）。通過比較不同砂組儲層壓實減孔量、膠結(jié)減孔量和溶蝕增孔量可知：H3—H4 砂組儲層壓實減孔量為24.5%～30%，平均為27.93%；H5—H6 砂組儲層壓實減孔量為27.5%～31%，平均為29.12%，H5—H6 砂組儲層整體壓實程度比H3—H4砂組強，H3—H4砂組儲層存在相對高孔隙發(fā)育區(qū)，原生孔隙較多。H3—H4 砂組儲層膠結(jié)減孔量為3%～7%，平均為4.46%；H5—H6砂組儲層膠結(jié)減孔量為4%～7.5%，平均為5.24%，其中個別樣品由于方解石膠結(jié)和石英膠結(jié)較強導(dǎo)致膠結(jié)減孔量較大。H3—H4 砂組儲層溶蝕增孔量為0～3%，平均為1.59%；H5—H6 砂組儲層溶蝕增孔量為0～1.5%，平均為0.73%，可見H3—H4 砂組儲層溶蝕作用明顯強于H5—H6 砂組。H3—H4 砂組儲層原生孔隙和溶蝕孔隙都相對發(fā)育，而H5—H6 砂組儲層主要發(fā)育溶蝕孔隙，原生孔隙較少，整體面孔率較低。

圖10 西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)帶中北部花港組不同砂組成巖階段指標參數(shù)隨深度變化Fig.10 Changes of parameters during diagenetic stage of different sandstone layers of Huagang Formation with depth in north-central part of central reversal structural belt in Xihu Sag

4 儲層成巖差異演化過程

研究區(qū)不同砂組儲層雖然都經(jīng)歷了統(tǒng)一的緩慢埋藏、快速埋藏、短暫構(gòu)造抬升和區(qū)域穩(wěn)定沉降4個演化階段，然而主要成巖作用類型和成巖強度有所不同，從而導(dǎo)致儲層致密化進程和孔隙發(fā)育情況不同，最終造成了不同砂組儲層質(zhì)量的差異（圖11）。

圖11 西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)帶中北部花港組不同砂組成巖演化模式Fig.11 Diagenetic evolution patterns in different sandstone layers of Huagang Formation in north-central part of central reversal structural belt in Xihu Sag

緩慢埋藏階段 花港組—龍井組沉積末期經(jīng)歷了緩慢埋藏階段，花港組砂巖儲層主要處于早成巖晚期至中成巖早期，下伏平湖組煤系烴源巖有機質(zhì)處于未成熟到早成熟階段?；ǜ劢M沉積末期，地層受花港運動影響遭受短暫的抬升剝蝕，其上段頂部遭受大氣淡水淋濾，而儲層主體受影響較小。此階段機械壓實作用導(dǎo)致儲層孔隙大幅度減小，不穩(wěn)定火山巖巖屑和少量火山凝灰質(zhì)發(fā)生水解作用，釋放出Na+，Ca2+，F(xiàn)e2+和Mg2+等，形成早期堿性成巖環(huán)境，菱鐵礦膠結(jié)、早期方解石膠結(jié)和綠泥石包膜等先后生成。期間少量有機酸和早期低熟油進入儲層，發(fā)生小規(guī)模充注但影響有限。隨著埋藏加深和有機質(zhì)熱演化的進行，地層流體逐漸由弱堿性向弱酸性轉(zhuǎn)變，長石等不穩(wěn)定碎屑組分開始發(fā)生少量溶解，生成部分硅質(zhì)和高嶺石，釋放出的K+促使蒙脫石伊利石化，而這個轉(zhuǎn)化過程釋放的Fe2+和Mg2+也進一步為綠泥石包膜和中后期方解石膠結(jié)提供了離子來源。緩慢埋藏階段后期，壓溶作用逐漸開始且提供了一定的硅質(zhì)來源。與H3—H4 砂組儲層相比，H5—H6 砂組儲層埋藏較深，成巖演化程度更高，較強的壓實、壓溶作用導(dǎo)致原生孔隙保存較差，同時其火山巖巖屑含量較低，早期水解作用釋放的鐵、鎂離子有限，導(dǎo)致綠泥石包膜發(fā)育較差，難以抑制持續(xù)的化學(xué)壓實過程和后期的石英次生加大。

快速埋藏和短暫構(gòu)造抬升階段 玉泉組—柳浪組沉積時期經(jīng)歷了快速埋藏和短暫構(gòu)造抬升階段，花港組砂巖儲層主要處于中成巖中期至末期，隨著埋藏深度急劇增加，壓實、壓溶作用進一步增強，部分高嶺石伊利石化和孔隙充填狀綠泥石膠結(jié)開始發(fā)生。平湖組烴源巖進入成熟階段，有機酸開始大量產(chǎn)生，強烈的龍井運動使地層發(fā)生大規(guī)模抬升剝蝕，先存油源斷裂再次活動，生烴超壓促使有機酸隨烴類進入儲層發(fā)生中期油氣充注，此時地層流體環(huán)境酸性逐漸增強，長石和巖屑等不穩(wěn)定碎屑組分進一步遭受溶蝕，次生孔隙大量形成，同時沉淀部分自生高嶺石和自生石英。H5—H6 砂組儲層在快速埋藏期進一步深埋，遭受較強的壓實、壓溶作用，原生孔隙已所剩無幾，同時部分堿性環(huán)境下產(chǎn)生的膠結(jié)作用導(dǎo)致孔隙度降低，成巖體系相對封閉，造成后續(xù)有機酸進入有限，溶蝕作用程度相對較弱。而H3—H4 砂組儲層相對較弱的壓實、壓溶作用使得原生孔隙有所保存，相對開放的成巖環(huán)境為后續(xù)有機酸溶蝕增孔的進行創(chuàng)造了條件，溶蝕作用程度相對較強。

區(qū)域穩(wěn)定沉降階段 三潭組沉積至今，研究區(qū)進入?yún)^(qū)域穩(wěn)定沉降階段，此時平湖組烴源巖生成的有機酸開始發(fā)生脫羧作用，同時上一階段成巖反應(yīng)的有機酸消耗和金屬陽離子的積累，使得地層環(huán)境酸性逐漸減弱，堿性增強，堿性成巖環(huán)境逐漸形成。孔隙水中K+，F(xiàn)e2+和Mg2+等的積累導(dǎo)致高嶺石伊利石化和孔隙填充狀綠泥石膠結(jié)普遍發(fā)生，晚期方解石也開始沉淀，進一步占據(jù)孔隙，同時也伴隨著少量堿性條件下的硅質(zhì)溶蝕作用。5 Ma 以來平湖組烴源巖進入干酪根裂解大量生干氣階段，至今仍持續(xù)生氣，晚期高成熟天然氣選擇優(yōu)勢通道充注花港組砂巖儲層。此階段H5—H6 砂組儲層已經(jīng)較長時期處于堿性成巖環(huán)境，大量自生礦物膠結(jié)充填孔隙，儲層逐漸致密化且物性相對較差，而H3—H4 砂組儲層堿性成巖作用程度低，同時原生孔隙和次生孔隙比較發(fā)育，存在相對高孔隙發(fā)育區(qū)且物性較好。

5 結(jié)論

西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)帶中北部花港組儲層以埋深4 100 m 為界線，其上、下儲層物性和孔隙發(fā)育類型存在明顯差異，而巖石學(xué)特征較為一致，僅部分特征有所差別。埋深4 100 m 以上為H3—H4 砂組，儲層整體物性較好，但非均質(zhì)性較強，存在相對高孔隙發(fā)育區(qū)，原生孔隙和次生孔隙都相對發(fā)育；埋深4 100 m 以下為H5—H6 砂組，儲層石英和變質(zhì)巖巖屑含量較高，整體物性較差，但內(nèi)部物性差異較小，主要發(fā)育次生孔隙，僅少量原生孔隙得到保存，屬于低滲透-致密儲層。

儲層成巖差異演化過程造成了不同砂組儲層質(zhì)量的差異。H3—H4 砂組儲層由于埋藏相對較淺，較弱的壓實、壓溶作用和普遍的綠泥石包膜共同抑制了石英次生加大，原生孔隙保存較好，有利于后期有機酸規(guī)模溶蝕，因此原生孔隙和次生孔隙都發(fā)育較好；H5—H6 砂組儲層埋藏相對較深，綠泥石包膜發(fā)育較差，難以有效抑制石英次生加大，強烈的壓實、壓溶作用使其在快速埋藏階段就已經(jīng)喪失了大量孔隙，不利于后期的有機酸溶蝕增孔作用，且由于較長時期處于堿性成巖環(huán)境，大量自生礦物膠結(jié)充填孔隙，儲層相對致密。