西湖凹陷某构造花港组致密砂岩储层成岩作用与孔隙演化

张 武 徐 发 徐国盛 高伟中 唐健程

（1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室（成都理工大学），成都610059；2.中海石油（中国）有限公司上海分公司，上海200030）

在对东海盆地西湖凹陷某构造渐新统花港组的勘探与研究中，一致认为该区域花港组属于致密砂岩储层，但从未进行细致的成岩作用研究及其对孔隙演化影响的分析。近年来，随着低孔低渗气田勘探开发配套技术的重大突破，西湖凹陷多口开发井低孔渗储层改造实践获得成功。目前，该凹陷的2构造带已发现低孔渗气藏，具备了低孔渗气藏勘探开发的良好资源条件[1]。因此，通过对该构造低孔渗储层岩石学、物性、孔隙结构特征及成岩作用研究，分析低孔渗储层孔隙演化的影响因素，恢复致密砂岩储层成岩作用及孔隙演化过程，为相对优质储层的预测与评价奠定地质基础。

1 地质背景

西湖凹陷某构造位于下扬子海上陆架盆地的东北部，呈北北东向展布。构造上西湖凹陷总体为“两洼夹一隆”的构造格局，且具有“东西分带，南北分块”之构造特征。根据新生代的构造格局、沉积特点、断裂发育及油气赋存状态等特征，西湖凹陷由西向东可划分为西部斜坡带、西部次凹、中央反转构造带、东部次凹和东部断阶带5个次级构造单元（图1）[2，3]。

西湖凹陷始新统至中新统发育海相和陆相两种沉积环境。海相沉积环境主要发育海湾三角洲相、海湾潮坪相和海湾浅海相；陆相沉积环境又可进一步划分为辫状河流相、湖泊辫状三角洲相和湖泊相。该凹陷是一个以新生代充填为主的沉积凹陷，以新生界作为寻找油气的主要目的层，其基底是新生代沉积基底[4]。

西湖凹陷花港组中深层（埋深＞3.5km）储层证实为致密砂岩储层，其物性受沉积相和成岩作用共同控制[5]。沉积相决定了储集岩的碎屑（骨架）成分、组分的成熟度等储集物性；而成岩作用对储层物性的控制则表现为随储层埋藏深度不同，储层所受的成岩作用类型和强度存在明显差异。

图1 西湖凹陷各构造带及油气田分布图Fig.1 Distribution graph of various structural belts and oil－gas fields in the Xihu depression（据陶士振等，2005）

2 储层基本特征

2.1 岩石学特征

通过对西湖凹陷花港组3口钻井的岩石矿物成分分析：1井和2井以岩屑长石砂岩为主，次之为长石岩屑砂岩；3井以长石岩屑石英砂岩为主，次之为岩屑长石砂岩。储层砂岩成分成熟度较低，结构成熟度中等偏好；具有较高的长石和岩屑含量，其质量分数分别为11%～20%和13%～15%；石英含量普遍较低，其质量分数多数在75%以下；岩屑组分以火山岩屑为主，变质岩屑、沉积岩屑均有，另见有云母碎屑。多数砂岩粒度为细—中砂岩；碎屑具中等以上分选性；碎屑颗粒呈次棱角—次圆及次圆—次棱角状，接触方式以点－线接触为主。胶结类型主要为孔隙－接触式或压嵌－接触式。储集层中除泥质杂基外，胶结物主要有自生黏土矿物、自生碳酸盐、自生硅质等。胶结物平均质量分数仅为3.91%；而黏土杂基含量较高，其质量分数为5.67%。

2.2 储集空间类型

铸体薄片鉴定表明：西湖凹陷花港组砂岩储层的储集空间由原生孔隙和次生孔隙构成，仅见极少量微裂缝。根据统计分类，次生孔隙为主要的储集空间类型，平均面孔率为5.8%；而原生孔隙平均面孔率为4.48%。在次生孔隙类型中，粒间溶孔和长石溶孔是最主要的次生孔隙类型，二者的平均面孔率值分别为2.68%和3.21%（表1）。

3 成岩作用类型及其对储层发育的影响

利用偏光显微镜、扫描电镜等对岩石铸体薄片中各种成岩组构、孔隙类型和自生矿物组合等特征进行观察发现：压实作用、自生矿物的胶结作用和溶解作用是西湖凹陷花港组储层砂岩经历和发生的主要成岩作用。

3.1 压实作用

沉积物沉积下来后，在上覆载荷的压力下，首先发生机械压实作用。片岩、千枚岩岩屑等低级变质岩岩屑、火山岩岩屑以及云母等塑性颗粒在埋藏过程中发生塑性变形是花港组砂岩经历压实作用的表现。经过压实碎屑颗粒的接触关系为线－凹凸接触，甚至为缝合线接触（图2－A）；同时也常见云母塑性变形、定向排列，以及泥岩岩屑、片岩和千枚岩等低级变质岩岩屑由于压实作用形成假杂基等现象。本区压实作用表现为中强压实特点，造成碎屑颗粒多以点－线接触为主。

表1 西湖凹陷花港组砂岩储集空间类型（共291个样品）Types of reservoir space in the Huagang Formation sandstone in the Xihu depression

图2 西湖凹陷某构造3口井花港组储层成岩作用之显微特征Fig.2 Microscopic characteristics of diagenesis of the Huangang Formation sandstone reservoirs in three wells in a structure of the Xihu depression

对于储集砂岩来说，压实作用是典型的破坏性成岩作用。从图3可以明显看出，3口井总体上都表现为随着埋藏深度的增加其孔隙度都是下降的，压实作用直接造成原生孔隙度降低[6]。本区压实作用是造成储层孔隙度下降的最主要原因。

3.2 胶结作用

自生矿物在很大程度上因占据了较多的粒间孔隙空间而明显减小了储层的原始孔隙度和渗透率。西湖凹陷花港组砂岩中常见有自生伊利石、绿泥石、硅质、高岭石、自生碳酸盐矿物白云石、方解石等的胶结，其中尤以碳酸盐胶结物分布最为广泛。从薄片分析可知只有碳酸盐矿物（方解石、白云石）、高岭石、绿泥石和自生石英对储层致密化造成明显的影响，其他自生矿物因含量少对储层没有实质性影响。

图3 西湖凹陷某构造3口井花港组孔隙度与井深投点图Fig.3 Porosity－depth plots for Huagang Formation sandstone reservoirs of three wells in a structure of the Xihu depression

在砂岩的埋藏成岩过程中，机械压实作用和胶结作用是造成孔隙度减少的主要因素。相对于机械压实作用，胶结作用并没有直接减少粒间体积，而是堵塞粒间体积[7]。一般来说，胶结作用的总体效果是使砂岩的储集空间减小；然而，越来越多的研究表明，一些自生矿物的胶结作用（如自生绿泥石和早期的粒间孔中的硅质）在储集空间演化过程中具有双重作用，它们的胶结占据了孔隙空间，但它们所伴生的其他成岩作用又可直接或间接地使储集空间得以保护[8]。

3.2.1 碳酸盐矿物的胶结作用

碳酸盐胶结物是西湖凹陷花港组含量最高的自生矿物（占胶结物总量的60%左右），主要类型包括方解石和白云石（图2－B）。方解石胶结物主要以分散状、斑块状和嵌晶状赋存方式存在，平均质量分数一般为0.2%～10%，大多数方解石都没有构成铁方解石；少量的白云石具有较高的铁含量，主要属于含铁白云石，呈分散的半自形—自形粒状胶结物的形式存在。

自生碳酸盐矿物的胶结是砂岩储层中主要的破坏性成岩作用之一。西湖凹陷花港组砂岩中碳酸盐胶结物与面孔率投点图（图4）中显示出二者的负相关关系，也就是说碳酸盐胶结物的胶结作用对储层孔隙空间的发育具有一定的损害作用；然而其相关系数很低（R2＝0.039 3），说明碳酸盐胶结物的发育对储层质量的影响程度有限。

3.2.2 自生高岭石的胶结作用

图4 花港组砂岩中碳酸盐含量与面孔率投点图Fig.4 Carbonate content－plane porosity plots in the Huagang Formation sandstone（261个薄片）

西湖凹陷花港组储层砂岩中自生高岭石的平均质量分数为0.62%，仅次于碳酸盐，也是含量最高的自生黏土矿物。普通薄片和铸体薄片的观察表明，自生高岭石有2种主要的赋存方式：第一种是以孔隙充填的形式，或者出现在绿泥石留下的残余粒间孔中（图2－C）；第二种赋存方式是以蚀变高岭石出现，高岭石中保留了原岩泥质残余物并分布于碎屑颗粒间。高岭石普遍发育晶间孔；在扫描电子显微镜下，自生高岭石单晶呈假六方板状，集合体呈书页或蠕虫状（图2－D）。

自生高岭石含量与孔隙度之间显示出明显的正相关关系，而且相关系数在0.1以上（图5）。同时，自生高岭石往往具有较高的晶间孔隙。高岭石的发育一方面指示了相对发育的次生孔隙，另一方面由于高岭石常常作为长石等铝硅酸盐溶解及酸性的成岩介质的伴生矿物，因而砂岩中较高的高岭石含量往往代表较强的溶解作用，在改善致密砂岩物性方面具有积极的作用。

图5 花港组砂岩中自生高岭石含量与孔隙度投点图Fig.5 Authigenic kaolinite content－porosity plots in the Huagang Formation sandstone（261个薄片）

3.2.3 自生绿泥石的胶结作用西湖凹陷花港组总体具有比较低的自生绿泥石含量（质量分数仅为0.34%），主要呈环边状赋存（图2－E）。扫描电子显微镜观察表明，大多数作为孔隙衬里或颗粒包膜方式产出的绿泥石具有叶片状结构。

发育环边自生绿泥石的砂岩通常具有较低的颗粒接触强度。绿泥石在粒间孔内胶结后，起到平衡埋藏成岩过程中不断增加的上覆载荷，改善储层物性。Moraes和 De Ros（1990）、Ehrenberg（1993）研究发现，绿泥石黏土包膜的存在可以抑制石英次生加大[9]。刘金库、彭军等研究认为，早期形成的绿泥石环边（衬里）可阻止自生石英生长，增强岩石抗机械压实的强度，减小岩石变形，使剩余粒间孔得到很好的保存[10]。花港组储层砂岩中自生绿泥石含量与孔隙度之间显示出正相关关系，虽然相关系数较低（图6），但已经表明总体上自生绿泥石的胶结作用对储层孔隙空间演化的积极作用大于消极作用。

图6 花港组砂岩中自生绿泥石含量与孔隙度投点图Fig.6 Autogeny chlorite content－porosity plots in the Huagang Formation sandstone（261个薄片）

3.2.4 自生硅质的胶结作用西湖凹陷花港组具有较低的自生石英含量（质量分数为0.56%）。通常石英的赋存状态有2种：一种是以石英次生加大边的方式存在（图2－E），并堵塞一部分孔隙。另一种赋存状态仍然是以加大的形式存在，但石英围绕原生粒间孔周边生长，并形成自形的晶体面。这种自生石英胶结，一方面占据了孔隙空间，导致储层孔隙的减少；另一方面，相对较为早期的石英胶结（甚至早于碳酸盐胶结物的胶结）对于抵抗后期的压实作用保存原生粒间孔也有一定的积极作用。因此，自生硅质对储层具有一定程度的破坏及保护两种作用。

3.3 溶解作用

西湖凹陷花港组溶解作用非常发育，薄片观察以及扫描电镜观察均可见到花港组砂岩中明显的溶蚀作用特征，主要为铝硅酸盐矿物的溶解。其中，最常见的是长石，常沿其解理面、双晶缝或边缘被溶解，形成粒内溶孔，甚至形成铸模孔，或整个颗粒消失（图2－F）。火山岩的岩屑中易溶组分也选择性地遭受溶解，同时，沿云母解理或绽开缝也可见溶蚀现象。

成岩作用过程中，铝硅酸盐等矿物的溶解作用导致次生孔隙的产生是最重要的改善储层质量的成岩因素。大气淡水是花港组储层砂岩最重要的溶解介质来源，其溶解作用对碎屑岩储层质量的改善起到了关键性的作用[11]。在深埋藏地层中，孔隙形成的另一个重要过程是有机酸的溶解作用。由于在地层条件下，铝的溶解度通常较低，因而有机酸阴离子的络合作用可以解决铝的迁移问题，从而导致铝硅酸盐的溶解和地下孔隙度的增加[12]。

与长石溶解有关的自生矿物主要为高岭石（高岭石也可由泥质转化而来），岩石中高岭石含量与孔隙度之间显示出明显的正相关关系（图5）。同时，随着埋藏深度的增加，大气水作用强度也应呈现出逐渐减弱的趋势，与此相对应的高岭石含量也表现为逐渐减少的趋势。高岭石主要分布在花港组上部受大气水和煤系地层酸性水强烈改造的地层中[13]。

综上所述，各种自生矿物对储层物性的影响是不同的，碳酸盐胶结物对储层物性起显著的破坏作用；绿泥石和硅质胶结物则不然，虽然它占据了一定的孔隙空间，但它们又对砂岩孔隙起到支撑作用，有效地保护原生粒间孔隙，其结果是一种中性的成岩作用。花港组储集砂岩早－晚成岩期的硅质、方解石、白云石、绿泥石等自生矿物经历成岩作用后，保存下来的原生粒间孔中胶结物含量相当于各自引起的孔隙度缩小值。从3口钻井填隙物含量统计数据反映花港组硅质胶结物引起孔隙缩小的平均值约为0.04%～1.5%，白云石引起孔隙缩小的平均值约为0.1%～1.8%，方解石引起孔隙缩小的平均值约为0.8%～9.3%。

4 成岩阶段划分与孔隙演化

4.1 成岩阶段划分

碎屑沉积物的各种成岩作用和成岩阶段划分与油气储集性能的关系十分密切，尤其对碎屑孔隙的发育与演化起着重要的作用，不仅影响油气储集层孔隙的形成、增大和减小，而且还影响原生孔隙的保存、次生孔隙的分布以及孔隙的连通与渗透性质。因此，成岩阶段的划分主要是在3口井的成岩作用现象观察总结的基础上，利用黏土矿物X射线衍射分析、扫描电镜、始新统—渐新统Ro值，同时结合镜下观察的自生矿物特征以及物性和孔隙结构类型等定量和定性数据[14]，将花港组成岩演化阶段划分为同生阶段、早成岩阶段A期、B期和中成岩阶段A期、B期及晚成岩阶段期4个阶段5个期次（图7）。

图7 西湖凹陷花港组致密砂岩储层的成岩阶段划分Fig.7 Diagenesis evolution stages of the Huagang Formation tight sandstone in the Xihu depression

4.2 砂岩致密化孔隙演化模式

根据上述各成岩阶段的成岩作用特征及其对孔隙发育的影响分析，笔者建立了西湖凹陷花港组砂岩致密化孔隙演化的模式（图8）。

4.2.1 同生阶段

此阶段，铝硅酸盐骨架颗粒及火山物质发生水化作用，同时发生有机质的有氧呼吸和锰的还原作用，产生泥晶—微晶碳酸盐，尤其是菱铁矿沉积。

图8 西湖凹陷花港组砂岩储层致密化孔隙演化模式Fig.8 Pore evolution pattern of densification of the Huagang Formation sandstone reservoirs in the Xihu depression

4.2.2 早成岩阶段A－B期（伴有表生成岩作用）

底界深度位于2.7～3km左右，相当于花港组的上部地层。I／S混层中蒙皂石的质量分数达到50%～25%，压实作用造成原生孔隙度迅速降低。早期由于介质偏碱性，在一些孔隙中产生胶结环边绿泥石（孔隙衬里），此时岩石中的孔隙度保持在25%～30%。在一些高pH值层段出现早期的连生方解石胶结。大多数碎屑间的泥质被氧化铁浸染，环边绿泥石、泥晶菱铁矿广泛出现氧化，表明该时期经历过表生成岩阶段。由于大气水的淋滤和煤岩系的氧化均可产生酸性流体，溶解其下部铝硅酸盐矿物，形成碎屑长石粒内溶孔并造成长石的减少，也在原生粒间孔的基础上产生溶解，产生一些扩大的次生粒间溶蚀孔。到该阶段末，受大气水、煤系地层产生的酸性水溶解的花港组其孔隙度仍保持在30%～35%左右。

4.2.3 中成岩阶段A－B期

此阶段发育于3.5～4km深度，相当于花港组的下部地层，压实作用继续，导致原生粒间孔减少到20%，黏土矿物伊利石由无序混层向有序混层转化。该阶段进入有机酸热液的排出期，在原生粒间孔的基础上，随着颗粒的溶解造成次生孔隙扩大，构成了由原生粒间孔、次生粒间孔、粒内溶孔组成的孔隙结构。自生石英的沉淀作用也在该阶段发生，部分次生孔隙壁生长出自形程度高的自生石英。由于这个阶段有机质处于低成熟－成熟阶段，是主要的液态烃排出期。剩余原生粒间孔、次生粒间孔、粒内溶孔、高岭石晶间孔等可保持在20%～25%左右。

4.2.4 晚成岩阶段A期

该阶段发育在4～4.5km深度，主要为花港组下部地层，伊／蒙混层中的蒙皂石在泥岩和砂岩中的质量分数都为＜15%，有机质演化进入高成熟阶段。压实作用继续导致原生粒间孔减少。此阶段的地层水由酸性逐渐向碱性转化。在碱性介质条件下，富含钙、镁、铁离子的碱性水开始形成含铁方解石和含铁白云石。少量的自生钠长石和绿／蒙混层等自生矿物，尤其是含铁方解石胶结，是导致该阶段储层质量变差的主要原因。由于在砂岩微孔中的结合水不容易流动，影响了储层的渗透性、含水饱和度和岩石电阻率。该阶段结束时，花港组储层砂岩的平均孔隙度已降低至6%～18%，绝大部分储层平均孔隙度＜10%，储层进入致密化的范畴。

5 结论

a.西湖凹陷花港组砂岩储集空间类型以次生孔隙为主，粒间溶孔和长石溶孔是最主要的次生孔隙类型，占整体储集空间的41.77%；原生孔隙平均面孔率为4.48%，约占储集空间的43.6%。极少见明显的微裂缝和溶缝。

b.砂岩经历了压实、胶结和溶蚀作用的改造。机械压实和胶结作用是造成孔隙度减少的主要因素。其中碳酸盐胶结物对储层物性起显著的破坏作用；而绿泥石和硅质胶结物则不然，虽然它占据了一定的孔隙空间，但它们又对砂岩孔隙起到支撑作用，有效地保护原生粒间孔隙，其结果是一种中性的成岩作用。铝硅酸盐、高岭石等矿物的溶解作用是导致次生孔隙产生的最重要的成岩因素。

c.储层的孔隙演化与成岩作用密切相关。早成岩期的压实作用以及碳酸盐矿物、硅质、黏土矿物等胶结作用，使孔隙度显著降低，同时期的大气淡水、煤系地层酸性水的溶蚀使孔隙度回升。进入中成岩演化阶段，持续的机械压实作用使孔隙进一步减小。而这一时期有机质成熟，有机酸溶解产生次生孔隙，改良了储层。晚成岩期，压实作用继续导致原生粒间孔减少，碱性环境使含铁方解石胶结，导致储层质量进一步变差，直至进入致密化的范畴。

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