東海陸架盆地麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層成巖作用及成巖演化

卞雅倩，傅 強(qiáng)*，劉金水，馬文睿，趙世杰，秦婷婷

（1.同濟(jì)大學(xué)海洋地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，上海 200092；2.中海石油（中國(guó)）有限公司上海分公司研究院，上海 200335）

0 引言

成巖作用研究是尋找不同類型儲(chǔ)層的重要基礎(chǔ)，近年來，關(guān)于成巖作用的研究取得了良好的進(jìn)展，主要集中在以下3 個(gè)方面：流體與巖石的相互作用對(duì)成巖作用的影響（Yang et al.,2017；胡賀偉等，2020）、油氣充注與儲(chǔ)層致密化的關(guān)系（Nader et al.,2016；李杪等，2016）、高溫高壓對(duì)成巖演化的影響（李文等，2018；孟康等，2019）。同時(shí)，成巖作用研究也由定性向定量方向發(fā)展。壓實(shí)作用和膠結(jié)作用是造成深層碎屑巖儲(chǔ)層孔隙度和滲透率降低的主要因素，溶蝕作用雖然能在一定程度上增加儲(chǔ)層的孔隙度，但對(duì)儲(chǔ)層改造的貢獻(xiàn)仍有爭(zhēng)議（Bjorlykke et al.,2012；張振宇等，2019），因此，明確儲(chǔ)層成巖演化，開展儲(chǔ)層成巖作用與孔隙演化的定量化研究對(duì)在深層致密砂巖儲(chǔ)層中尋找“甜點(diǎn)”具有非常重要的意義（楊平，2021）。

東海陸架盆地是我國(guó)近海發(fā)育的一個(gè)大型中新生代含油氣盆地，其中麗水凹陷深層古新統(tǒng)油氣資源潛力巨大，具有良好的勘探前景（劉歡等，2021；陳志勇等，2000）。然而，受砂巖儲(chǔ)層物性下限的影響，麗水凹陷勘探層系向深部拓展的難度加大，因此尋找深部古新統(tǒng)優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層是麗水凹陷油氣勘探的關(guān)鍵（Wang et al.,2021；牛斌等，2017）。前人對(duì)麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層的成巖作用進(jìn)行過相關(guān)的研究，這些研究表明，麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層主要的自生礦物是碳酸鹽巖，其中有機(jī)酸對(duì)長(zhǎng)石溶解及次生溶蝕孔隙的發(fā)育具有重要的作用，膠結(jié)作用則會(huì)充填孔隙，從而使次生孔隙減少（張敏強(qiáng)等，2007；趙燚林等，2019）。目前關(guān)于東海陸架盆地古新統(tǒng)膠結(jié)作用、壓實(shí)作用等成巖作用與儲(chǔ)層致密化的關(guān)系尚不完全清楚，砂巖儲(chǔ)層的成巖演化對(duì)儲(chǔ)層物性的影響有待加強(qiáng)，這些問題直接影響了對(duì)該地區(qū)古新統(tǒng)儲(chǔ)層的認(rèn)識(shí)。本文在前人研究基礎(chǔ)上，利用薄片鑒定、砂巖碳酸鹽膠結(jié)物碳氧同位素和物性測(cè)試等方法，對(duì)麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層的成巖作用、成巖階段與孔隙演化進(jìn)行了研究。分析了古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層的各類成巖礦物的成因，明確了麗水西凹古新統(tǒng)砂巖成巖作用類型、成巖階段對(duì)孔隙演化的影響，為麗水西凹古新統(tǒng)砂巖多種類型儲(chǔ)層研究以及下一步勘探提供了重要地質(zhì)依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

東海陸架盆地是在中生代殘留盆地基礎(chǔ)上發(fā)育起來的“東斷西超”新生代斷陷盆地，面積約1.46×104km2。麗水凹陷位于盆地西南部，可劃分為4 個(gè)構(gòu)造單元，分別為麗水西凹、麗水東凹、靈峰低凸起和麗水南凹（圖1），其中麗水西凹面積約9 800 km2，沉積最厚處達(dá)12 000 m。麗水36-1 氣田的發(fā)現(xiàn)是麗水西凹油氣勘探的重大突破，該氣田是構(gòu)造和巖性共同控制的復(fù)合型圈閉氣藏，探明天然氣儲(chǔ)量40.02×108m3，控制儲(chǔ)量23.30×108m3。麗水凹陷內(nèi)發(fā)育一系列 NE-NNE 向的正斷層，斷層傾向以 NW 向?yàn)橹?、SE 向?yàn)檩o，這奠定了凹陷“東斷西超、東陡西緩”的半地塹特征（牛杏等，2021）。

圖1 東海盆地麗水凹陷地層與構(gòu)造單元分布圖Fig.1 Distribution of strata and structural units in Lishui sag,East China Sea Basin

東海陸架盆地麗水西凹在白堊紀(jì)-古新世表現(xiàn)為明顯的斷陷盆地沉積序列（張武等，2020）。麗水西凹勘探范圍較廣，含油氣層系以古新統(tǒng)月桂峰組（E1y）、靈峰組（E1l）及明月峰組(E1m)為主，是東海陸架盆地勘探潛力區(qū)之一（郭永華等，2003；蘇奧等，2014）。根據(jù)前人對(duì)麗水西凹沉積相研究的認(rèn)識(shí)（梁建設(shè)等，2012；田楊等，2016）和沉積相劃分方案的建議（牟傳龍，2022），認(rèn)為麗水西凹古新統(tǒng)月桂峰組以湖相灰白色粉砂巖及黑色泥巖為主，靈峰組以淺海相薄層淺灰色粉砂巖與厚層灰黑色泥巖為主，明月峰組分為上、中、下三段，主要為三角洲相，發(fā)育三角洲前緣亞相的水下水流河道和分流間灣等次相。

古新統(tǒng)月桂峰組深湖亞相形成的黑色泥巖平均有機(jī)碳含量TOC 為2.1%，鏡質(zhì)體反射率RO為1.8%，有機(jī)質(zhì)類型以Ⅱ1—Ⅱ2為主（田楊等，2016），屬于高效氣源巖（殷世艷等，2014），月桂峰組頂部淺湖亞相粉砂巖是孔滲較低的致密砂巖儲(chǔ)層，本組沉積地質(zhì)年齡距今66.0 Ma（Zhao et al.,2021）；靈峰組淺海陸棚相泥巖鏡質(zhì)體反射率在1.0%～1.3%之間，平均有機(jī)碳含量為2.0%，處于生油窗，沉積地質(zhì)年齡距今59.2 Ma（Zhao et al.,2021）；明月峰組分為上、中、下三段，三角洲前緣發(fā)育的水下分流河道砂體構(gòu)成了麗水36-1 氣田的主力儲(chǔ)層，其底界年齡距今56.0 Ma（Zhao et al.,2021）。因此，麗水西凹古新統(tǒng)縱向上構(gòu)成了以靈峰組與月桂峰組黑色泥巖為烴源巖，以月桂峰組、靈峰組粉砂巖及明月峰組細(xì)砂巖為儲(chǔ)層的生儲(chǔ)蓋組合。

2 儲(chǔ)層基本特征

2.1 巖石學(xué)特征

前人研究表明，麗水西凹古新統(tǒng)月桂峰組至明月峰組無論海相還是陸相沉積，其主要物源均來自西側(cè)的閩浙隆起，具有近源快速堆積特征，砂巖的結(jié)構(gòu)成熟度與成分成熟度均較低；而東側(cè)的靈峰凸起帶西側(cè)經(jīng)地震解釋僅發(fā)育小規(guī)模的水下扇沉積（蔡坤等，2020；田兵等，2012）。在詳細(xì)的巖心觀察基礎(chǔ)上，對(duì)麗水西凹古新統(tǒng)四口井（A、B、C 和D 井）和137 張薄片進(jìn)行了巖石組成統(tǒng)計(jì)，結(jié)果顯示，麗水西凹古新統(tǒng)各層系主要發(fā)育兩種巖石類型：巖屑砂巖與長(zhǎng)石質(zhì)巖屑砂巖（圖2）。其中，巖屑砂巖為主要類型，超過樣品總量的95.0%，其巖石組分以巖屑為主，平均含量為59.8%，其次為石英，平均含量為19.0%，長(zhǎng)石為13.4%。圖2 中明顯可見，明下段與靈峰組砂巖中巖屑相對(duì)含量主要大于75%，而月桂峰組砂巖巖屑相對(duì)含量跨度大，相對(duì)含量均大于50%。碎屑粒徑主要分布在0.01～0.55 mm 之間，以中—細(xì)粒為主，呈次棱—次圓狀，分選中等，磨圓度較差。填隙物成分主要為碳酸鹽膠結(jié)物、黏土雜基、自生石英等。碳酸鹽膠結(jié)物含量平均為6%，主要為方解石、鐵方解石和片鈉鋁石；黏土雜基含量平均為2.1%，以伊利石為主，高嶺石次之；自生石英主要以石英次生加大的形式產(chǎn)出，含量平均為1.2%。

圖2 麗水西凹古新統(tǒng)砂巖組分三角圖（Folk,1970）Fig.2 Composition triangle of Paleocene sandstone in Lishui West Sag

2.2 儲(chǔ)集物性與孔隙類型

通過鉆取常規(guī)巖心柱，利用氦氣法對(duì)麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層樣品進(jìn)行物性測(cè)試，測(cè)試結(jié)果表明：受沉積相、巖性、樣品粒度粗細(xì)的差異和后期成巖作用的綜合影響，麗水西凹古新統(tǒng)砂巖孔隙度差異非常大，總體分布于0.90%～29.50%之間，平均為12.60%，不同孔隙度分布頻率在4%～25%之間（圖3a）。樣品的空氣滲透率為0.01×10-3μm2～97.62×10-3μm2，平均為7.32×10-3μm2，40%的樣品低于1×10-3μm2，不同滲透率分布頻率在0.5%～30%之間（圖3b），其中A，B 井明月峰組孔隙度分布于1.97%～29.50%之間，平均為14.16%，滲透率分布于1.94×10-3μm2～97.62×10-3μm2之間，平均為26.73×10-3μm2，屬于中孔中滲儲(chǔ)層；C 井靈峰組孔隙度分布于0.90%～14.50%之間，平均為11.24%，滲透率分布于0.01×10-3μm2～17.52×10-3μm2之間，平均為1.48×10-3μm2，屬于中孔低滲儲(chǔ)層；月桂峰組只有D 井鉆遇，其孔隙度分布于2.98%～10.02%之間，平均為8.17%，滲透率分布于0.01×10-3μm2～0.49×10-3μm2之間，平均為0.15×10-3μm2，屬于低孔低滲儲(chǔ)層。孔滲交匯表明，麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層的孔隙度（Φ）和滲透率（K）具有良好的正相關(guān)性（Φ=3.186 1×K-27.926，R2=0.717 1），說明砂巖的滲透性受到連通的孔隙空間的影響（圖3c）。

圖3 麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層物性特征Fig.3 Physical property characteristics of Paleocene sandstone reservoir in Lishui West Sag

巖石薄片統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明，麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層孔隙以原生孔隙為主，次生孔隙次之，偶見微裂縫發(fā)育（圖4a，b）。原生孔隙以殘余粒間孔為主，次生孔隙主要為粒間溶孔和粒內(nèi)溶孔。粒間溶孔常與粒內(nèi)溶孔伴生，在明月峰組較為典型，一般由長(zhǎng)石和巖屑等不穩(wěn)定碎屑組分溶蝕形成，偶見石英顆粒發(fā)生微弱的溶蝕形成粒間溶孔，被溶蝕的顆粒往往具有港灣狀邊緣（圖4d，e）；碳酸鹽膠結(jié)物的溶蝕是粒間溶孔的另一個(gè)來源，其溶蝕程度往往較低，但該類型粒間孔隙的膠結(jié)物充填程度較高，導(dǎo)致喉道堵塞，形成大量孤立無效的粒間溶孔（圖4f，g）。粒內(nèi)溶孔主要由長(zhǎng)石和巖屑等不穩(wěn)定組分發(fā)生粒內(nèi)溶蝕形成，在靈峰組與月桂峰組較為發(fā)育。因溶蝕程度不一，長(zhǎng)石的粒內(nèi)溶孔的形態(tài)也存在明顯差異，可見散珠狀（圖4h）、串珠狀、窗格狀、斑狀（圖4c）、團(tuán)塊狀及不規(guī)則狀（圖4i）等。麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層原生孔隙占總面孔率的30%～80%，平均60.5%，次生孔隙占總面孔率20%～40%，平均為39.5%（圖3d）。

圖4 麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層孔隙類型Fig.4 Pore types of Paleocene sandstone reservoir in Lishui West Sag

3 成巖作用與成巖演化

3.1 成巖作用類型

基于對(duì)巖石薄片、掃描電鏡等資料的分析，麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層主要發(fā)育壓實(shí)作用、溶蝕作用和膠結(jié)作用三種成巖作用。由于碎屑沉積物粒度較細(xì)，巖屑含量高，壓實(shí)作用在明月峰組下段表現(xiàn)為碎屑顆粒的重新排列（圖5a），在深部的靈峰組則表現(xiàn)為巖屑顆粒的塑性變形（圖5c），以及隨壓實(shí)作用增強(qiáng)趨于緊密，甚至由于塑性巖屑變形使得碎屑顆粒部分呈鑲嵌接觸（圖5b），同時(shí)石英顆粒等剛性碎屑在應(yīng)力作用下形成碎裂（圖5d）。

圖5 麗水西凹古新統(tǒng)砂巖成巖作用類型圖版Fig.5 Diagenesis types of Paleocene sandstone in Lishui West Sag

麗水西凹古新統(tǒng)砂巖膠結(jié)作用普遍發(fā)育，其中以碳酸鹽膠結(jié)和黏土礦物膠結(jié)為主，是影響儲(chǔ)層物性的重要因素。碳酸鹽膠結(jié)物類型在淺海相沉積的靈峰組砂巖中以方解石（圖5e，f）為主、三角洲相沉積的明月峰組砂巖發(fā)現(xiàn)的片鈉鋁石則與巖漿成因（幔源）CO2熱流體的上涌有關(guān)（蘇奧等，2014）（圖5g）。黏土礦物膠結(jié)物主要見于明下段砂巖中，主要為高嶺石（圖5i，l）和伊利石，伊利石多呈絲狀、纖維狀、薄片狀以及絲片狀（圖5j，k），兩種黏土礦物平均含量分別為0.6%和1.5%。

古新統(tǒng)砂巖由于壓實(shí)和膠結(jié)作用造成了原生孔隙的損失，溶蝕作用極大地改善了麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層物性，次生溶蝕孔隙的形成促進(jìn)了砂巖儲(chǔ)層孔隙的發(fā)育。溶蝕作用主要表現(xiàn)為長(zhǎng)石顆粒溶蝕、巖屑溶蝕及膠結(jié)物溶蝕，其中，長(zhǎng)石顆粒溶蝕現(xiàn)象最為常見，常沿解理發(fā)生溶蝕形成粒內(nèi)孔（圖5n，o），或是沿顆粒邊緣溶蝕形成粒間孔（圖5m，p）。

經(jīng)各層系成巖作用對(duì)比顯示，麗水西凹古新統(tǒng)明月峰組以及靈峰組上段受機(jī)械壓實(shí)作用和溶蝕作用影響強(qiáng)烈；靈峰組下段及月桂峰組埋藏較深，壓實(shí)作用強(qiáng)烈，同時(shí)也存在中成巖A 期的晚期的碳酸鹽膠結(jié)和黏土礦物膠結(jié)作用，使得巖石的原生孔隙大幅降低，而次生孔隙的形成主要與生烴充注有關(guān)。

3.2 成巖環(huán)境與成巖階段

碳酸鹽膠結(jié)是麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層的重要成巖作用，為了進(jìn)一步分析碳酸鹽膠結(jié)對(duì)儲(chǔ)層物性的影響，確定麗水西凹古新統(tǒng)砂巖的成巖環(huán)境及成巖階段，利用德國(guó)賽默飛公司的MAT252 &KielⅢ設(shè)備（13C 同位素的測(cè)試精度為 0.04‰，18O 同位素測(cè)試精度為0.07‰）對(duì)麗水西凹4 口井23 塊砂巖樣品碳酸鹽膠結(jié)物進(jìn)行碳、氧穩(wěn)定同位素測(cè)試（表1）。測(cè)試結(jié)果顯示：麗水西凹古新統(tǒng)砂巖樣品δ18O 值的分布范圍為-16.79‰～-8.65‰，δ13C 值的分布范圍為-5.65‰～-1.16‰。前人研究表明，隨埋藏深度與地層溫度的增加，孔隙水受到流體-巖石相互作用的影響而表現(xiàn)為具有較低的δ18O 值（Kaufman A J et al.,1995；寧括步等，2018）。作為主力烴源巖層且埋深超過3000 m 的D 井靈下段測(cè)得的δ18O 值明顯低于其它三口井，說明D 井靈下段砂巖中碳酸鹽膠結(jié)物受到更加明顯的埋藏增溫影響，并且碳酸鹽膠結(jié)物中的碳同位素與烴源巖早期生烴釋放的有機(jī)酸碳同位素發(fā)生了一定程度的交換（FisherJ B et al.,1990）。

表1 東海盆地麗水西凹古新統(tǒng)砂巖碳酸鹽巖膠結(jié)物同位素分析結(jié)果Table 1 Isotopic analysis results of carbonate cements in Paleocene sandstone reservoir in Lishui West Sag,East China Sea Basin

Keith 和Weber 利用碳酸鹽的同位素成分隨鹽度變化的原理推導(dǎo)出如下方程式來區(qū)分咸水成巖環(huán)境和淡水成巖環(huán)境（Keith and Weber,1964）：

式中 δ13C 和δ18O 采用的是PDB 標(biāo)準(zhǔn)，當(dāng)Z≥120時(shí)是咸水環(huán)境，Z＜120 時(shí)是淡水環(huán)境。公式中Z值的主要影響因素是δ13C，受δ18O 影響相對(duì)較小。因?yàn)棣?3C 受成巖作用影響相對(duì)較小，所以可以反映沉積環(huán)境變化，δ18O 受成巖作用影響明顯，一般很難反映原始沉積環(huán)境，特別是考慮到氧同位素受埋藏增溫和成巖作用影響發(fā)生相當(dāng)程度的負(fù)偏，因此需要對(duì)原始沉積環(huán)境下的氧同位素進(jìn)行假設(shè)，假設(shè)研究區(qū)古近紀(jì)水體平均δ18O=0（Veizer J et al,1999），計(jì)算得出麗水西凹古新統(tǒng)砂巖沉積時(shí)碳酸鹽膠結(jié)物Z值為111.91～124.92（表1）。其中D 井靈下段為116.69～117.98，C 井靈上段為120.11～121.48，B井明下段為119.09～124.92，A 井明下段為111.91～123.16。上述表明麗水西凹古新統(tǒng)靈下段砂巖儲(chǔ)層碳酸鹽巖膠結(jié)物沉淀時(shí)的孔隙水屬于淡水環(huán)境，靈上段與明月峰組砂巖儲(chǔ)層碳酸鹽巖膠結(jié)物形成于混合水成巖環(huán)境。

在成巖孔隙流體與礦物間平衡條件下，碳酸鈣和水的氧同位素組成不同，在地質(zhì)歷史時(shí)間不早于侏羅紀(jì)的條件下，砂巖中碳酸鹽膠結(jié)物與孔隙水之間氧同位素的分餾交換可以忽略不計(jì)，據(jù)此可確定砂巖中碳酸鹽巖膠結(jié)物沉淀形成時(shí)的古成巖溫度，公式如下（楊平等，2018；周根陶等，2000）：

式中：δ18Oc為實(shí)測(cè)的樣品中的δ18O 值，δ18Ow為標(biāo)準(zhǔn)樣品形成時(shí)介質(zhì)水的δ18O 值，采用SMOW 標(biāo)準(zhǔn)，計(jì)算結(jié)果如表1 所示。由于地層水在埋藏環(huán)境下δ18O 均發(fā)生不同程度的濃縮，式中流體的δ18O（SMOW）值取δ16O 消耗的地層水的數(shù)據(jù)為2‰（K.Wallmann,2001；張敏強(qiáng)，2007）。

結(jié)果顯示：麗水西凹古新統(tǒng)砂巖碳酸鹽氧同位素計(jì)算反映的成巖溫度跨度較大，在76.38～141℃之間，平均溫度集中在98℃左右（表1）。對(duì)照中國(guó)石油天然氣成巖階段劃分行業(yè)標(biāo)準(zhǔn)（SY/T5477—92），麗水西凹古新統(tǒng)砂巖碳酸鹽膠結(jié)作用主要形成于早成巖B 期到中成巖A 期，其中A 井、B 井古新統(tǒng)明月峰組下段砂巖和C 井的靈峰組上段砂巖碳酸鹽膠結(jié)作用主要形成于早成巖B 期（65～85℃），D 井靈峰組下段砂巖碳酸鹽膠結(jié)作用形成于中成巖A 期（85～140℃）。

各層砂巖儲(chǔ)層物性和氧同位素?cái)?shù)據(jù)分析表明：在埋深相對(duì)較淺的明下段，發(fā)生碳酸鹽膠結(jié)作用的溫度范圍為77.90～99.52℃，實(shí)測(cè)砂巖的孔隙度與滲透率較高，孔隙度為11.1%～18.2%，滲透率為1.41×10-3μm2～28.21×10-3μm2；在埋深超過3 000 m的靈下段，碳酸鹽記錄的成巖溫度為127.01～141.75℃，隨著埋藏深度的增大和成巖溫度的上升，儲(chǔ)層物性明顯降低（圖6a，b），孔隙度為6.0%～8.6%，滲透率為0.18×10-3μm2～0.55×10-3μm2。

圖6 麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層成巖溫度、物性與碳酸鹽膠結(jié)物碳氧同位素交匯圖Fig.6 Relationship between diagenetic temperature and physical properties of Paleocene sandstone reservoir,and carbon and oxygen isotope projection of carbonate cement in Lishui West Sag

各層砂巖碳氧同位素分析表明：A、B 井明下段和C 井的大部分樣品落于碳氧同位素交會(huì)圖的Ⅰ1區(qū)和Ⅱ1區(qū)邊界附近（圖6c），碳同位素分布在-3.86‰～-1.16‰?yún)^(qū)間的樣品反映了表生期大氣降水中無機(jī)碳源和陸源碎屑的影響（Curtis，1978），而分布在-7.51‰～-4.01‰?yún)^(qū)間的樣品具有明顯的碳同位素負(fù)偏，明顯與烴類活動(dòng)有關(guān)（蘭葉芳等，2016）。從D 井靈下段碳氧同位素?cái)?shù)值來看，該部分樣品碳同位素值分布在-5.66‰～-4.55‰之間，氧同位素值分布在-16.80‰～-15.13‰之間，投點(diǎn)主要集中于與有機(jī)酸脫羧作用有關(guān)的區(qū)域（Ⅱ2區(qū)）。上述反映D 井靈下段砂巖碳酸鹽膠結(jié)作用發(fā)生在埋藏深度更大、古地溫更高的環(huán)境，相對(duì)負(fù)偏的碳同位素反映了深埋環(huán)境下含烴流體活動(dòng)具有增強(qiáng)的特征（圖5o），具備深埋環(huán)境下有機(jī)酸溶蝕的條件（王大銳，2000）。

3.3 成巖序列與孔隙演化

結(jié)合巖石薄片鑒定、成巖作用特征及成巖環(huán)境分析，利用成巖礦物間的相互關(guān)系，可以推知麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層主要經(jīng)歷了淺層早期機(jī)械壓實(shí)、早期泥晶方解石沉淀膠結(jié)、中期成巖流體酸化、中晚期石英次生加大、晚期鐵質(zhì)碳酸鹽膠結(jié)物重結(jié)晶充填等成巖序列（圖7a），不同成巖作用在不同的成巖階段對(duì)儲(chǔ)層孔隙具有不同的影響，成巖早期主要發(fā)生壓實(shí)作用，儲(chǔ)層孔隙度減小；膠結(jié)作用主要發(fā)生在成巖中期，儲(chǔ)層孔隙度進(jìn)一步降低，而溶蝕作用則有效地改善了儲(chǔ)層孔隙度。

砂巖儲(chǔ)層孔隙經(jīng)過古地溫、沉積流體等成巖環(huán)境的變化以及各種成巖作用的改造，演變成現(xiàn)今的儲(chǔ)集空間。巖石中雜基含量與巖石碎屑組成對(duì)壓實(shí)作用產(chǎn)生重要影響，碎屑巖中石英等穩(wěn)定礦物含量越高，碎屑巖在成巖過程中則會(huì)保持相對(duì)穩(wěn)定的物性；反之，在壓實(shí)作用下，儲(chǔ)層的孔隙度整體上隨深度的增加而迅速減小（代靜靜等，2020）。膠結(jié)作用對(duì)儲(chǔ)層物性的影響主要反映在膠結(jié)物含量變化對(duì)儲(chǔ)集物性的影響，古新統(tǒng)砂巖的膠結(jié)物主要有黏土礦物和碳酸鹽礦物，總體上隨著黏土礦物和碳酸鹽礦物含量的增加，孔隙度有減小的趨勢(shì)（圖7b）（張敏強(qiáng)等，2007；趙燚林等，2019）。

麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層孔隙演化主要受壓實(shí)作用、膠結(jié)作用、溶蝕作用等成巖作用的影響。經(jīng)詳細(xì)計(jì)算，壓實(shí)作用損失的孔隙度平均為18.3%，碳酸鹽、黏土礦物膠結(jié)損失的孔隙度平均為10.6%，麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層壓實(shí)作用減小的孔隙度明顯大于膠結(jié)作用所減小的孔隙度，長(zhǎng)石、巖屑顆粒以及成巖礦物的溶蝕對(duì)孔隙改善的平均幅度為4.8%（表2）。

3.4 成巖演化對(duì)儲(chǔ)層的影響

基于巖心鑄體薄片、掃描電鏡等資料，考慮各種成巖礦物的形態(tài)類型、結(jié)構(gòu)特點(diǎn)以及孔隙分布特征，總結(jié)出麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層的3 種成巖演化類型，明確了成巖演化對(duì)儲(chǔ)層的影響。

類型一：以機(jī)械壓實(shí)作用為主。主要分布于埋深2 500 m 以上的明月峰組砂巖，成巖溫度在76～92℃之間，處于成巖早期，砂巖顆粒疏松，原生孔隙保存良好。隨著埋藏加深，顆粒的排列逐漸緊密，原生孔隙被自生黏土礦物充填，儲(chǔ)層變得致密。隨著成巖作用的繼續(xù)進(jìn)行，長(zhǎng)石等不穩(wěn)定碎屑顆粒受到輕微的溶蝕；部分剛性顆粒被壓裂，該類成巖演化類型對(duì)應(yīng)的儲(chǔ)層性能較差（圖8a）。

類型二：以不穩(wěn)定碎屑溶蝕作用為主。這種類型主要分布于埋深2 200～2 700 m 的明月峰組下段及靈峰組上段，成巖溫度在89～99℃之間，處于成巖早期。該類成巖作用發(fā)生在顆粒直徑較大，分選較好，孔滲性能較好的儲(chǔ)集層中，經(jīng)歷的壓實(shí)作用較弱，原生孔隙保存較好，溶蝕作用較強(qiáng)，儲(chǔ)層物性較好。沉積早期，砂巖顆粒疏松，雜基及塑性巖屑含量高，主要的成巖礦物為方解石和長(zhǎng)石溶蝕伴生的高嶺石，它們僅充填于儲(chǔ)層中少量的孔隙，對(duì)儲(chǔ)層的孔滲影響不大（圖8b）。

類型三：以碳酸鹽巖與黏土礦物膠結(jié)作用為主。該類型在埋深超過3300 m 的靈峰組下段砂巖中較為發(fā)育，成巖溫度較高，分布于120～141℃之間。成巖作用類型主要為碳酸鹽巖與黏土礦物膠結(jié)，孔隙充填物以方解石、鐵方解石、片鈉鋁石、高嶺石與伊利石為主。次生溶蝕孔隙數(shù)量極少，少量殘余原生孔隙和長(zhǎng)石溶孔為主要的儲(chǔ)集空間。因原生孔隙絕大部分被膠結(jié)物所充填，且溶蝕程度較低，只能依靠長(zhǎng)石等不穩(wěn)定碎屑的次生溶孔和殘余原生孔隙提供有限的儲(chǔ)集空間，故該成巖演化類型的儲(chǔ)層的孔滲性能相對(duì)較差（圖8c）。

4 結(jié)論

（1）麗水西凹古新統(tǒng)砂巖以淺海-三角洲相中-細(xì)粒巖屑砂巖為主，成分成熟度與結(jié)構(gòu)成熟度較低，礦物組成以巖屑為主，石英和長(zhǎng)石次之。在明月峰組，形成了以原生孔隙為主、次生孔隙發(fā)育的中孔中滲儲(chǔ)層；而月桂峰組則發(fā)育了低孔低滲的致密砂巖儲(chǔ)層。

（2）麗水西凹古新統(tǒng)砂巖經(jīng)歷了機(jī)械壓實(shí)、碳酸鹽巖和黏土礦物膠結(jié)、長(zhǎng)石溶蝕等成巖作用。靈峰組下段砂巖儲(chǔ)層碳酸鹽膠結(jié)物形成于淡水成巖環(huán)境，明月峰組及靈峰組上段砂巖儲(chǔ)層碳酸鹽膠結(jié)物形成于混合水成巖環(huán)境，恢復(fù)的成巖溫度介于76～141℃之間。明月峰組下段及靈峰組上段砂巖處于早成巖B 期階段，靈峰組下段及月桂峰組砂巖處于中成巖A 期。

（3）麗水西凹古新統(tǒng)砂巖儲(chǔ)層經(jīng)歷了壓實(shí)減孔（-18.3%）、早期膠結(jié)減孔（-3.9%）、溶蝕增孔（+4.8%）、晚期膠結(jié)減孔（-6.7%）的孔隙演化過程。各套儲(chǔ)層經(jīng)歷了差異化的成巖演化過程，分別發(fā)育以機(jī)械壓實(shí)作用、碳酸鹽巖與黏土礦物膠結(jié)作用、不穩(wěn)定碎屑溶蝕作用為主要特征的成巖演化類型，其中不穩(wěn)定碎屑溶蝕作用有利于形成優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層。明月峰組下段及靈峰組上段砂巖發(fā)育常規(guī)優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層，靈峰組下段和月桂峰組砂巖則以更具勘探難度的非常規(guī)致密砂巖儲(chǔ)層為主。