西湖凹陷花港组深部储层特征及控制因素

高伟中, 孙　鹏, 赵　洪, 杨　燕

(1.中海石油(中国)有限公司 上海分公司，上海 200030;2.中国石油华北油田 采油四厂，河北 廊坊 065000)



西湖凹陷花港组深部储层特征及控制因素

高伟中1, 孙鹏1, 赵洪1, 杨燕2

(1.中海石油(中国)有限公司 上海分公司，上海 200030;2.中国石油华北油田 采油四厂，河北 廊坊 065000)

探讨东海陆架盆地西湖凹陷深部(>3.5 km)低孔渗背景中优质储层的发育控制因素。以岩心与薄片观察为基础，结合扫描电镜、物性测试及压汞分析、X射线衍射、碳氧同位素分析等技术手段，对渐新统花港组砂岩低孔渗储层及优质储层成因进行分析，认为压实作用是本区深层低孔渗储层形成的主要原因，含铁方解石及伊利石等胶结物的发育导致储层质量变差。而深部花港组优质储层发育受控于有利沉积相带和异常高压，导致后期储层压实作用较弱；绿泥石矿物的大量发育阻止了硅质胶结作用的发生；成岩阶段有机酸、大气淡水及热液等造成的溶蚀作用共同形成了深部优质储层。西湖凹陷深部优质储层发育的控制因素：沉积是基础，成岩是关键，超压是重要原因。

西湖凹陷；花港组；深部储层；欠压实作用；溶蚀作用

西湖凹陷以往的勘探主要集中在花港组中深层(≤3.5 km)，发现的油气藏均是大构造背景上的“水上漂”的小型油气藏。近几年来逐渐加大了深层(>3.5 km)勘探力度，发现深层构造油气藏充满程度高、储量规模大，但油气藏的产能取决于低孔低渗-特低孔特低渗储层中优质储层的发育。前人对花港组储层特征进行了一定的研究工作[1-4]，总体认为在>3.5 km深度储层物性变差，难以形成优质储层。近年来的油气勘探成果表明在深部仍可发育优质储层，但至今少见前人对西湖凹陷深部优质储层成因及主控因素进行针对性研究。

本文充分利用岩心、铸体薄片、场发射能谱环境扫描电镜、X射线衍射、碳氧同位素分析等研究手段，结合物性分析等资料，对西湖凹陷花港组深部储层特征进行研究；并从沉积物源、成岩作用以及异常高压等方面对西湖凹陷深部优质储层的形成机制与主控因素进行分析，揭示花港组深部储层发育规律，为下一步油气勘探决策提供参考。

1　地质背景

西湖凹陷是东海陆架盆地中规模最大的新生代含油气凹陷，位于盆地东北部，构造整体上呈北北东方向展布，长约440 km，宽约110 km，面积约5.9×104km2。其北接虎皮礁隆起，西接海礁及渔山凸起，东邻钓鱼岛岩浆岩带，北端和南端通过一个高鞍部分别过渡到福江凹陷和基隆凹陷。

西湖凹陷总体构造格架具有东西分带、南北分块的特点，可划分为东缘陡坡-断隆带、中央洼陷-反转构造带、西部缓斜坡-弱反转构造带等3个Ⅰ级构造单元。根据构造特征，西部斜坡带自北而南可进一步划分为杭州斜坡带、平湖斜坡带和天台斜坡带3个构造单元(图1)；中央洼陷-反转构造带由东向西包括东次凹、中央反转构造带和西次凹，且中央反转构造带自北而南又可进一步划分为嘉兴构造带、宁波构造带、黄岩构造带、天台构造带和基隆构造带等[8，9]。

西湖凹陷经历了4次重要的构造运动，分别是瓯江运动、玉泉运动、花港运动和龙井运动。在早期断陷、中期拗陷和晚期区域沉降三大沉积阶段的基础上，形成了具有东断西超特征的断陷盆地，其中在断陷和拗陷期沉积的新生代地层是油气勘探的主要方向。西湖凹陷由下至上发育了始新统八角亭组与平湖组，渐新统花港组、中新统龙井组、玉泉组、柳浪组，上新统三潭组与更新统东海群等地层[1-4]。渐新统花港组是目前主力目的层系之一，由上到下分为花上段(H1～H5)及花下段(H6～H12)。

2　储层基本特征

西湖凹陷花港组深部主要发育辫状河三角洲到滨浅湖沉积体系[3]，储层以长石岩屑砂岩和岩屑长石砂岩为主(图2)，岩石粒度细，分选中等-好。埋深>3.5 km的储层较多发育典型的低孔渗-特低孔渗储层，但不同构造带的深部储层物性存在明显差别：西部斜坡带及中央反转带南部的花港组岩石颗粒大、填隙物含量低，总体为中孔中渗-低孔低渗储层；中央反转带北部花港组储层物性表现为低孔、低渗特征，但在总体特低孔-特低渗的储层中发育有低孔-中渗的优质储层。

西湖凹陷孔隙类型统计表明，次生孔隙的平均面孔率为7.26%，约占储集空间的72%；而原生孔的平均面孔率为2.67%，仅占储集空间的26%(图3)：可见次生孔隙明显改善了深部储集空间，是研究区深层重要的孔隙类型。

以西湖凹陷中央反转构造带中北部花港组某构造为例，统计表明在3.5～3.6 km与3.8～4 km的深度发育2套低孔渗背景下的优质储层发育带(图4)。其原生孔隙的面孔率占比明显高于与其相邻的特低孔渗储层和致密储层；同时其粒间溶孔、粒内溶孔及铸模孔的发育亦远大于特低孔渗储层。对西湖凹陷花港组储层统计亦表明：(1)局部优质储层段原生孔隙平均为1.17%(图3、图4-A)，而相邻段特低孔渗储层和致密储层原生孔隙度为0.41%；(2)局部优质储层段次生孔隙粒间孔、粒内溶孔、晶间孔分别为2.31%、0.96%及1.07%，而相邻段特低孔渗储层和致密储层的粒间溶孔、粒内溶孔及铸模孔分别为1.02%、0.52%及0.63%，总体表现为优质储层具有更好的原生孔隙与后期溶蚀(图3、图4-B、图4-C)和少量微裂缝。

图1　东海盆地西湖凹陷位置和构造区划图Fig.1　Regional tectonic division and location of Xihu sag

3　深部优质储层控制因素分析

3.1沉积相

图2　西湖凹陷花港组储层砂岩分类图Fig.2　Sandstone classification of Huagang Formation in Xihu sagⅠ.石英砂岩; Ⅱ.长石石英砂岩; Ⅲ.岩屑石英砂岩; Ⅳ.长石砂岩; Ⅴ.岩屑长石砂岩; Ⅵ.长石岩屑砂岩; Ⅶ.岩屑砂岩

研究区深部储层研究表明，粗相带的发育是形成深部优质储层的重要地质因素。西湖凹陷花港组主要为辫状河及辫状河三角洲等沉积体系，储层为多套以辨状河道及水下分流河道为代表的粗相带沉积砂体。沉积对储层物性的控制作用主要体现在砂岩的粒度上，其决定了原始孔隙发育特征，同时也影响后期成岩作用对储层的改造。研究区辫状河道包括河道滞留沉积及河道内沉积，河道滞留沉积以发育具有槽状交错层理的砾岩、粗砂岩及含粗砂岩为主，河道内沉积以发育具有槽状交错层理的粗砂岩及含砾砂岩为主；心滩 上部以发育平行层理的细砂岩为主，中下部以具 有大型板状交错层理的中砂岩及中粗为主，局部夹砾岩；水下分流河道亚相主要以细砂岩为主，少量粗砂岩，局部夹细砾岩。由统计可知，由辫状河道砂体、心滩至水下分流河道砂体粒级逐渐降低，但仍主要发育含砾砂岩、中-粗砂岩及细砂岩，其大部分粒度<2φ且孔隙度(q)>8%；河漫滩储层砂体粒度较小，主要由细砂岩、粉砂岩及泥岩组成，粒度>3φ，且大多数孔隙度<8%(图5)。

图3　西湖凹陷花港组储层孔隙类型统计图Fig.3　Statistics of reservoir pore type for Huagang Formation in Xihu sag

在粗相带发育的河道、心滩及水下分流河道砂体中，储层物性随粒度而变化，但变化特征有所不同。河道砂体粒度在所有微相中最大，其平均孔隙度可达8.7%；但孔隙度>10%的较少，主要集中在7.5%～9.5%。岩心及镜下分析研究 表明，由于研究区辫状河道砂体中发育较多的泥 质等胶结物，致使储层物性变差；心滩及水下分流河道微相砂体相对于辨状河道底部的滞留沉积具有较好的结构成熟度及成分成熟度，其物性随着粒度的减小而具有逐渐下降的趋势。

3.2成岩作用

研究表明沉积相是影响研究区深部储层发育的先天基础，而储层经历的成岩作用是储层后天主控因素。西湖凹陷主要成岩作用是压实作用、胶结作用和溶蚀作用[5]。

3.2.1压实作用

压实作用是深部储层重要的破坏性因素，其存在于储层成岩作用的全过程中[7]。针对研究区储层压实系数的计算表明：花港组压实系数为0.50～0.71，平均为0.58。纵向上花港组上段的压实作用弱于花港组下段，具有更好的原生孔隙 保存条件和更高的孔隙度。平面上西次凹压实最强，中央反转带变弱，西部斜坡带最弱。表现在不同地区储层的岩石类型、磨圆度、分选性、胶结物及杂基含量等因素对于压实的响应均有所不同，通过统计表明，优质储层发育部位石英颗粒较为纯净，分选性及磨圆程度要优于相邻的特低孔-低渗致密储层；因此，其抗压实作用较强，颗粒接触以点及点-线接触为主，至今仍保存有一定量的原生孔隙。相邻致密层塑性岩屑及杂基含量较高，压实作用导致岩石较为致密，颗粒大多以线接触为主，部分可见镶嵌式接触。

图4　中央反转带某构造花港组储层孔隙类型随深度变化图Fig.4　Diagram showing the reservoir pore types with depth variation of Huagang Formation in the central reversal structural belt

图5　西湖凹陷花港组不同沉积微相粒度与孔隙度关系图Fig.5　Relation between porosity and granularity of different sedimentary microfacies of Huagang Formation in Xihu sag

3.2.2胶结作用

西湖凹陷花港组砂岩中自生矿物以碳酸盐类矿物(方解石、铁方解石、白云石及铁白云石)、黏土矿物(高岭石、伊利石、绿泥石等)和硅质为主，自生矿物平均质量分数(w)为4.8%，总体上显示出较低的自生矿物含量。自生矿物含量较低可能与沉积相、物源及早期的压实作用有关，同时也可能与埋藏前颗粒组分中铁镁暗色矿物和偏基性长石的缺乏有关。早期胶结作用的缺乏又会导致更强的压实作用和更多的粒间孔隙的消失，这也是西湖凹陷花港组深部砂岩储层的储集空间以次生孔为主，原生孔所占比例较小的原因之一。

花港组储层胶结物类型以碳酸盐类与泥质胶结物为主[6]，其次是石英次生加大。据1 287个薄片样品的统计结果，碳酸盐在岩石中的平均质量分数为3.09%，大致占胶结物总量的60%。镜下观察表明碳酸盐胶结多呈斑点或连晶状，形成于石英加大及长石溶蚀之前，常见其交代长石颗粒的残余。早成岩期方解石胶结与成岩晚期铁方解石与铁白云石胶结共同导致储层物性变差(图6-E、F)。

泥质胶结以高岭石、伊利石与绿泥石胶结为主，而不同类型泥质胶结物纵向分布特征有所不同。高岭石主要分布于花港组上段花二砂组(H2)及以上的地层，其质量分数局部可达40%以上，其下急剧减少至7%左右；同时伊利石质量分数由8%增加至30%左右。黏土矿物伊蒙混层在H2以上质量分数<20%，其下则>20%；伊蒙混层中蒙皂石含量也有所降低，但程度不大(图7)，表明H2段处于中成岩A期与B期的过渡阶段。高岭石主要来源于长石颗粒的溶蚀[7]。由于长石溶蚀后释放部分储存空间，因此在一定程度上会改善储层物性。H2段以下伊利石与绿泥石含量逐渐增大，伊利石呈黏土桥式产状堵塞砂岩的孔隙喉道，对砂岩的渗透率有显著的破坏作用。

石英的次生加大作用一方面减少了储层的孔隙空间，另外也改变了储层的孔隙结构。当石英加大程度较大时，可使储层的喉道类型变为“片状”或“缝状”，严重影响流体的渗流能力。研究区石英加大规模较小，平均不超过面孔率的0.7%。镜下仅见一期石英加大，有2种类型：一种主要发育于较致密储层发育段，石英颗粒加大程度较小，主要因为泥质胶结物的发育导致孔隙被充填，石英加大受阻(图6-G)；第二种为石英加大受到绿泥石等黏土矿物的控制。研究区绿泥石发育具有多期性，不仅早期在岩石颗粒表面形成衬里式发育(图6-K)，晚期在伊利石等黏土矿物发育之后发育于伊利石表面(图6-L)。前者对于阻止石英颗粒的加大胶结，维持储层物性具有较好的效果；而晚期绿泥石发育则对储层具有破坏作用。研究区绿泥石发育以前者为主。特别是在研究区中央反转带中北部花港组优质储层中绿泥石更为发育，对于优质储层的形成具有重要作用。

3.2.3溶蚀作用

镜下观察及统计表明研究区深部优质储层的发育与溶蚀作用密切相关，因此，查明控制溶蚀作用的形成机制是深部储层研究的重要内容。综合烃源岩、地层水特征、断裂、及火成岩的广泛分布及镜下观察表明，溶蚀机理主要有以下几种。

a.有机质热演化生成有机酸对储层的溶蚀

沉积盆地内有机质热演化过程中生成的有机酸对储层的溶蚀作用是深部次生孔隙形成的重要因素。油气形成前因其脱羧基作用而大量生成有机酸，致使成岩环境变为酸性，大量长石、火山岩碎屑开始溶蚀，使次生孔隙的类型具有以粒间溶孔+粒内溶孔+铸模孔为主、高岭石晶间孔为辅的特点。此类溶蚀作用一般发生在成熟烃源岩相邻、或有通道沟通烃源的近邻储层中。

图6　西湖凹陷花港组储层镜下特征Fig.6　Microscopic characteristics of Huagang Formation reservoir in Xihu sag(A)原生粒间孔发育，X1井，深度3 982.8 m，×10,(-); (B)粒内溶孔及粒间溶孔,X1井,深度3 845.5 m，×10,(-); (C)粒内溶孔及粒间溶孔,X2井，深度4 052 m，×10,(-); (D)粒内溶孔及粒间溶孔,X2井，深度4 341.9 m，×2; (E)粒内孔和粒间孔，X3井，深度3 604 m，×10,(-); (F)方解石胶结,X3井，深度3 606.8 m，×10,(-); (G)绿泥石包膜发育、粒内溶蚀,X4井，深度3 963.1 m，×10,(-); (H)石英颗粒碎裂化，长石、岩屑溶蚀,X4井，深度4 186.25 m，×10,(-); (I)伊利石阻搭桥发育,X5井，深度4 038 m; (J)伊利石阻塞孔隙,X6井，深度4 021 m; (K)早期绿泥石胶结,X6井，深度4 012.35 m; (L)伊利石搭桥发育基础上发育绿泥石,X7井，深度3 642.04 m

图7　A井黏土矿物演化剖面图Fig.7　Graph showing clay mineral evolution of the Well A

b.深部火山热液流体对储层的溶蚀

图8　Ro随深度变化图Fig.8　The variation of Ro with depth

另一方面，研究区热液流体运移导致围岩温度升高、地层压力增大，烃源岩热演化速度加快，使储层中的岩屑及长石颗粒受到溶蚀，从而形成异常高孔隙和次高孔隙发育带。通过对5口井Ro演化特征分析表明存在3期热演化异常，分别在2.4～2.5 km、3.4～3.5 km、4～4.1 km的深度，与火山岩活动时间不谋而合，说明烃源岩热演化确实受到了岩浆热液流体的影响(图9)。

图9　孔隙度随深度变化图Fig.9　The variation of porosity with depth

c.不整合面附近的大气淡水溶蚀

西湖凹陷区域地质研究表明，花港运动使得 花港组顶部存在一期持续时间较长的构造抬升运动，导致花港组顶部遭受剥蚀。在表生环境下，地表水向下渗入而导致不整合面附近产生淡水淋滤作用，溶解长石等矿物而形成次生孔隙[8]。通过镜下观察、扫描电镜及X射线衍射等研究表明，西部斜坡区不整合面附近，因为淡水淋滤而导致储层岩石颗粒疏散、溶孔发育、淡水高岭石呈分散状的特征，说明研究区的储层物性在不整合面附近有较大改善。

分层段的碳酸盐的氧碳同位素分析表明，花港组上段具有较负的δ13C值，其碳同位素的平均值<-3‰(表1)，为-4.36‰；花港组下段δ13C的平均值为-2.3‰。这可能从一个侧面说明花港组上部受到大气水作用的影响较为强烈，而花港组下部受到大气水的影响较弱。

3.3异常高压

西湖凹陷为超压凹陷，总体特征表现为中浅部地层(埋深≤3.5 km)多为正常压力，压力系数为0.98～1.2。深部地层(埋深>3.5 km)则普遍发育异常高压[9,10]。本文以实测地层压力数据、Ro值为基础，对22口单井泥岩压实曲线在各构造带、各层位分布特征进行研究表明，西湖凹陷深部砂岩储层的异常超压是由于快速沉降、生烃作用及异常热事件作用造成。这种超压机制对于深部的优质储层发育起到重要的作用。

研究区深部异常高压对储层作用主要表现在：①欠压实形成的异常高压形成时间早，孔隙流体承受了部分地层的上覆压力，有效地缓解了压实作用，使研究区存在异常高压的深部储层至今 仍然保存有较高的孔隙空间(图10)。②异常高压带为封闭或半封闭的流体系统，其中油气的生成及黏土矿物大量脱水共同作用使得流体在压力和温度增加的同时，也造成酸性流体大量生成，导致大量的次生孔隙的形成。③大套泥岩形成的异常压力对其内部的砂岩原生孔隙有保存作用，大套的砂岩顶底也会对中部的层段起到支撑进而保存原生孔隙[11-15]。

表1　西湖凹陷花港组砂岩中碳酸盐胶结物的碳氧同位素组成Table 1　Carbon and oxygen isotopic compositions from carbonate cement in sandstone of Huagang Formation in Xihu sag

图10　西部斜坡带C3井异常高压与孔隙度、渗透率关系图Fig.10　Correlation of overpressure, porosity and permeability for the Well C3 in the western slope belt

4　结 论

a.西湖凹陷花港组深部储层岩石类型主要为岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩，颗粒分选性和磨圆度中等，成分成熟度较低，分选中等-好。次生孔隙是深层重要的孔隙类型，西部斜坡带储集空间主要为残余粒间孔+溶孔类型，总体为中孔中渗-低孔低渗储层。中央背斜带及西次凹花港组为溶孔+微孔类型，储层物性为低孔低渗-特低渗，但在3.5～3.6 km与3.8～4 km的深度发育2套相对优质储集层。

b.压实作用是深层低孔低渗-特低孔低渗储层形成的最主要原因。含铁方解石胶结和深部较强的压实作用，是导致储层质量变差的主要原因。另外，随着埋深增加孔喉中呈丝缕状分布的伊利石急剧增加堵塞喉道也是形成储层低渗的另一原因。

c.西湖凹陷深部优质储层发育的控制因素为：沉积是基础，成岩是关键，超压是重要原因。沉积相决定了储层岩石颗粒成分、分选性及泥质含量等因素，为优质储层提供物质基础；溶蚀作用是晚期优质储层形成的重要机制。有机酸、大气淡水及热液共同作用在深部形成优质储层发育带；超压带的发育抑制了压实及胶结作用，保存了部分原生孔隙而使研究区深部储层呈现中-高孔隙度特征。

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Study of deep reservoirs characters and main control factors of Huagang Formation in Xihu sag, East China Sea

GAO Wei-zhong1, SUN Peng1, ZHAO Hong1, YANG Yan2

1.ShanghaiBranchofCNOOCLtd.,Shanghai200030,China；2.ForthOilProductionPlant,HuabeiOilFieldCNPC,Langfang065000,China

Based on detailed observations of cores and thin sections, combined with the application of field emission scanning electron microscopy (FESEM), physical property and mercury intrusion analysis, X-ray diffraction, carbon and oxygen isotope analysis, the causes of low porosity and permeability sandstone and favorable reservoir in the Huagang Formation of Xihu sag in East China Sea are analyzed. It reveals that the sandstones in the Huagang Formation mainly consist of detritus feldspar sandstone and feldspar detritus sandstone with dominant secondary pores. The cause of deep reservoirs is discussed based on research of sedimentary facies, digenesis of rocks and abnormal pressure and it is considered that the main reason for the low porosity and low permeability in deeply buried reservoirs is the late stage compaction and cementation. The former is responsible for the low porosity and low permeability of reservoirs. Development of ferrocalcite and illite cementation leads to deterioration of reservoir quality, while silk thread shaped illite occurred in pore throat is also decreasing the permeability of reservoirs. It shows that the sedimentary facies, digenesis and overpressure are main controlling factors on deeply buried reservoirs of high quality. Uncompaction resulted from corrosion and overpressure, organic acid, meteoric water and hydrothermal liquid are main factors for the formation of deeply buried high-quality reservoirs. In general, deposition is the basis, diagenesis is the key and overpressure is the important reason for the development of favorable reservoir in the Xihu sag.

Xihu sag; character of deep section reservoirs; uncompaction; dissolution

10.3969/j.issn.1671-9727.2016.04.02

1671-9727(2016)04-0396-09

2016-04-30。

国家重大科技专项(2016ZX05027-001)。

高伟中(1969-),男,硕士,高级工程师,主要从事石油勘探研究工作, E-mail:gaowzh@cnooc.com.cn。

TE122.23

A