西湖凹陷中央反转构造带花港组致密砂岩储层成岩环境演变与孔隙演化

徐国盛, 徐芳艮, 袁海锋, 丁圣斌, 百成钢, 周瑞琦

(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；2.四川省煤田地质工程勘察设计研究院，成都 610072)



西湖凹陷中央反转构造带花港组致密砂岩储层成岩环境演变与孔隙演化

徐国盛1, 徐芳艮1, 袁海锋1, 丁圣斌1, 百成钢1, 周瑞琦2

(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；2.四川省煤田地质工程勘察设计研究院，成都 610072)

研究东海陆架盆地西湖凹陷中央反转构造带古近系花港组深层优势储层成岩环境和孔隙演化过程，采用薄片鉴定、扫描电镜、电子探针、包裹体分析和激光微区碳氧同位素分析等测试技术，判识花港组储层的成岩环境经历了弱碱性→弱酸性→酸性→酸碱转换→碱性→弱碱性的演变过程，储层酸性流体介质来源以有机酸为主，大气淡水淋滤为辅。定量计算恢复了花港组储层孔隙演化过程。压实作用是降低孔隙的第一重要因素，并贯穿整个地层埋藏过程；处于早晚两期碱性成岩环境之间长时间的酸性成岩环境，其溶蚀作用是花港组深层优质储层发育的最关键因素。

西湖凹陷；反转构造带；花港组；成岩环境；孔隙演化

西湖凹陷位于东海陆架盆地东部拗陷带，中央反转构造带位于西湖凹陷的东部[1]，整体呈北东-南西走向分布(图1)。古近系花港组主要为河流相沉积，储层沉积微相为水下分流河道，单套砂体累计厚度最大可达百米；储层物性较差，属于低孔低渗类储层。花港组上覆中新统龙井组，下伏始新统平湖组。花港组纵向上可分为上、下2个段，也可分为H1～H12共12个砂层组，其中H1～H5属于上段、H6～H12属于下段[2]。本文在认识研究区岩石学特征的基础上，对成岩作用产物利用多种显微观察手段及地球化学测试技术，探讨花港组储层成岩环境的演变及对孔隙演化过程的影响，以此为西湖凹陷下一步天然气勘探提供理论依据。

图1　研究区区域构造位置图Fig.1　Tectonic setting of the study area(据文献[1]，有修改)

1　储层岩石学及物性

花港组储层岩石类型主要为粉砂岩和细砂岩，部分层位为含砾砂岩和砂砾岩等，总体上呈现砂泥互层的特征，储层非均质性较强[3]。

对花港组1 687个砂岩薄片鉴定结果统计发现，石英的质量分数(w)主要为60%～80%；岩屑含量仅次于石英，并以火山岩碎屑为主；长石的质量分数通常为15%～20%，在研究区内长石含量具有从北向南逐渐降低的趋势。按照赵澄林的砂岩分类命名原则[4]，花港组砂岩储层主要岩石类型是长石岩屑质石英砂岩，占各类砂岩总量的91.7%(图2)；同时含少量的长石质石英砂岩和长石砂岩，均占砂岩总量的2.07%～4.62%；长石质岩屑砂岩、岩屑砂岩、岩屑石英砂岩都不足1%。

图2　研究区花港组储层砂岩碎屑成分三角投点图Fig.2　Triangle plot of clastic compositions of reservoir sandstones of the Huagang Formation(作图方法据文献[4])

研究区11口井1 420个样品薄片粒度鉴定结果显示，花港组砂岩粒度为0.15～0.48 mm的占全区63.31%，主要为细—中砂岩，次为粗-中砂，只有少量砂岩达到巨砂和砾石级别。就单井而言，花港组杂基的质量分数为2.92%～5.09%，储层岩石几乎都为净砂岩类，表明其结构成熟度高，搬运距离远。各单井及小层中胶结物含量都很低，平均质量分数为1.0%～3.1%；高岭石多见于H1～H4小层，平均质量分数仅为0.004%～1.27%。

中央反转构造带花港组储层与西湖凹陷其他构造区相比具有“一高一粗三低”的岩石学特征，即石英含量高、颗粒粗、杂基含量低、高岭石含量低、胶结物含量低。

花港组储层孔隙度(q)集中在6%～12%；渗透率(K)差异性较大，集中分布范围为0.1×10-3～10×10-3μm2。依据石油天然气行业储层分级标准[5]，其中H3小层物性较好，属于中孔-中渗和低孔-低渗储层；H4、H5小层物性相对较差，发育低孔-低渗和特低孔-特低渗储层；H6和H7小层物性最差，均为特低孔-特低渗储层。

2　储层成岩环境及判识

2.1酸性成岩环境及判识

酸性成岩环境形成于水-岩反应最活跃的时期。处于酸性成岩环境时期花港组储层经历的主要成岩作用有机械压实作用、溶解作用和胶结作用。

a.压实作用：压实作用会导致储层孔隙结构压实变形，原生孔隙被破坏。巨大的上覆载荷压力是造成花港组压实作用的主要原因之一，一般认为机械压实的深度下限是2.5 km左右[6]；另外，岩石中含量较高的塑性岩屑会增强花港组储层的压实作用。

b.溶解作用：溶解作用在中央反转构造带普遍发育，砂岩储层中任何碎屑颗粒、杂基和胶结物，在特定的成岩环境下均可以不同程度地被溶 解[7]。长石、花岗岩屑和凝灰岩屑等易溶组分的 溶蚀必须要在流体畅通的酸性条件下，随着流体运移出水-岩反应系统，储层中溶蚀产生的K+、Na+等离子及SiO2分子浓度可以较长时间处于非饱和状态。

c.胶结作用：若溶蚀作用产生的离子、分子不能及时运移排出，当溶解物质浓度逐渐升高至一定比例后，自生高岭石胶结、硅质胶结将伴随着水-岩反应逐渐沉淀(公式(1)和(2))；因此，高岭石含量和石英次生加大发育的程度也可以反映流体介质的酸性强弱[8]。

(1)

2KAlSi3O8+2H++H2O →

(2)

中央反转构造带花港组储层酸性成岩环境代表性矿物有自生高岭石胶结和硅质胶结，成岩现象有长石/岩屑等可溶组分的溶蚀和次生孔隙发育(图3)。

2.2碱性成岩环境及判识

随着地层埋深、有机质热演化及地层流体的综合作用，花港组进入碱性成岩环境。石英次生加大、自生高岭石胶结等成岩作用逐渐被抑制，酸性成岩环境下易于存在的离子逐渐消失，并开始新的一系列水-岩反应。

a.机械压实作用：在地层埋藏的过程中颗粒之间接触关系逐渐趋于稳定，机械压实作用对储层物性起到的影响也逐渐变弱，尤其是晚期的碱性成岩环境下骨架颗粒之间接触比较紧密。

c.黏土矿物胶结作用：花港组储层中存在的Al3+、K+等离子与二八面体蒙皂石发生化学反应，形成自生伊利石。自生绿泥石最主要的赋存状态是作为环边薄膜状方式产出，呈叶片状结构，但整体含量较少[9]。储层中充足的离子和蒙皂石是自生伊利石及绿泥石赋存的先决条件，蒙皂石可以来源于先前酸性成岩环境的产物，也可以是碎屑黏土矿物沉积成因的(公式(3)和(4))。

图3　研究区花港组储层酸性成岩环境及识别标志Fig.3　Acidic diagenetic environment and its indicators for the Huagang Formation reservoirs(A)自生高岭石胶结,N1井,深度3 169 m,10×10,(+); (B)石英次生加大,N1井,深度3 627 m,10×10,(-); (C)长石沿解理缝溶蚀,N5井,深度3 090 m,10×10,(-); (D)次生孔隙发育,N3井,深度3 493 m,2×10,(-)

K++A13++蒙皂石→伊利石+Na++Ca2++

Fe3++Mg2++SiO2+H2O

(3)

Fe2++Mg2++A13++蒙皂石→绿泥石+

Ca2++Na++SiO2+H+

(4)

d.硅质溶蚀作用：碱性条件下SiO2与OH-反应形成石英溶蚀孔隙。虽然花港组致密砂岩储层中石英溶蚀程度不高，但溶蚀现象较为普遍，也可以作为识别成岩环境的标志之一[10]。

中央反转构造带花港组储层碱性成岩环境代表性矿物有绿泥石、伊利石和碳酸盐矿物的自生胶结，成岩现象有石英颗粒及加大边被溶蚀成港湾状(图4)。

3　储层流体介质来源及成岩环境演变

3.1储层流体介质来源

西湖凹陷中央反转构造带花港组储层流体介质来源一直处于探索阶段。本文采用电子探针及激光微区碳氧同位素分析技术，对花港组致密砂岩储层样品进行甄选测试，并取得了一些初步认识。认为研究区花港组储层引起次生溶蚀作用的酸性流体介质来源以有机酸为主，大气淡水淋滤为辅。

对石英次生加大边进行EPMA-1600电子探针成分测试，9个样品测试结果显示仅4个样品含微量TiO2(表1)。TiO2能反映地表经历的风化强度，所以花港组储层中酸性流体介质少量来源于大气淡水淋滤作用，但所做贡献并不大[11]。

研究区花港组致密砂岩储层中方解石胶结物局部富集，具有进行激光微区碳氧同位素分析的 良好基础，样品由加拿大的萨斯卡通大学测定。

图4　研究区花港组储层碱性成岩环境及识别标志Fig.4　Alkaline diagenetic environment and its indicators for the Huagang Formation reservoirs(A)方解石交代长石，孔隙中有星点状分布的橙黄色方解石，N1井，深度3 867.8 m，10×10，(CL); (B)叶片状绿泥石附着于次生石英晶体表面，N2井，深度3 735.10 m，×1700; (C)伊利石集合体充填于粒间孔隙，N2井，深度3 812.50 m，×1000; (D)石英的港湾状溶蚀现象，N7井，深度3 832.6 m，10×10,(+)

序号Na2OMgOAl2O3SiO2K2OCaOTiO2Cr2O3MnOFeONiOTotal10.000.010.0099.970.000.000.0000.000.000.010.00100.0020.000.010.0199.930.010.010.0000.000.000.020.02100.0030.020.000.1099.850.030.000.0000.000.000.000.00100.0040.000.000.0299.830.040.040.0000.000.020.050.00100.0050.030.010.0199.800.070.030.0000.000.040.020.00100.0060.000.000.0199.920.010.010.0100.010.010.030.01100.0070.000.000.0099.790.020.000.0240.000.030.140.00100.0080.000.000.1299.810.010.000.0020.010.000.050.00100.0090.010.010.0399.900.000.000.0190.000.000.000.03100.00

图5　研究区花港组储层方解石胶结物碳氧同位素分布图Fig.5　Distribution of carbon and oxygen isotopes from the reservoir calcite in the Huagang Formation(样品由加拿大萨斯卡通大学测定)

碳同位素测试结果表明：δ13C分布范围为-6.1‰～-1‰，平均值为-3.5‰；δ13C主要集中在-5‰～-2‰，变化范围较窄且表现为较低负值。氧同位素测试结果表明：δ18O分布范围为-24.1‰～-16‰，平均值为-21.6‰，表现为高负值；δ18O主要集中在-24‰～-21‰和-20‰～-19‰两个范围(图5)。

图6　研究区花港组储层方解石胶结物的成因类型Fig.6　Genetic types of the reservoir calcite cements of the Huagang Formation(作图方法据文献[12])

另外，用δ13C、δ18O测试结果可以测算反映古盐度的参数[Z值，公式(5)]，计算结果显示Z值最高为117.2，最低为103.03，平均为109.31，分布较集中。研究区Z<120,表明部分方解石为淡水成因[13]。

Z=2.048×(δ13C+50)+0.498×(δ18O+50)

(5)

式中：δ13C、δ18O为PDB标准。

西湖凹陷中央反转构造带发育若干条大断层，并发育伴生小断层(图1)，构成复杂的中央反转构造带断裂系统。埋藏深度>3 km的下伏平湖组发育的煤系烃源岩层大量生烃，烃类通过断层及裂缝进入花港组致密砂岩储层;同时花港组地层流体压力增加，也为水力破裂缝的形成创造了一定有利条件，断层-裂缝系统无疑为成岩流体的运移通道。

3.2成岩环境演变因素

镜质体反射率(Ro)在0.35%～1.0%时有机质热演化脱羧基释放大量有机酸，在随着烃源岩有机质演化程度升高(Ro>1.0%)并产生大量凝析油和湿气的同时，有机酸的脱羧基作用逐渐减弱，羧酸及CO2来源也慢慢减少；再加上成岩演化过程中长石及岩屑的溶解反应消耗了大量有机酸，所以储层流体性质必然会逐渐由酸性向碱性转变[14-16]。研究区下伏平湖组是最主要的烃源岩，平湖组暗色泥岩和煤的Ro值大多处于0.7%～1.3%[1]，为油气生成的成熟阶段，花港组储层流体性质具备了由酸性向碱性转变的条件。

铸体薄片及扫描电镜下可以发现储层溶蚀孔隙特别发育，次生孔隙对花港组孔隙的贡献率超过了60%，说明花港组在沉积埋藏过程中曾经发生过较强的酸性流体充注，并对储层物性进行溶蚀改造。中央反转构造带中北部47个含烃盐水包裹体均一温度测试结果显示，石英加大生长时捕获的包裹体均一温度分布范围为101～160℃，集中分布区间为111～130℃，从包裹体测试结果推测有机酸来源的酸性流体最活跃温度区间为中成岩A期中期[17]。方解石胶结物捕获包裹体的均一温度分为96～105℃和135～155℃两个区间，表明中北部花港组地层在沉降过程中至少发育早晚2期碱性成岩环境，并在此间处于长时间的酸性成岩环境。

花港组深度>3.8 km的储层中方解石、伊利石、绿泥石含量高于上部地层，并偶见长石次生加大现象。从N1井X射线衍射测得的黏土矿物含量分布特征可以看出，埋深>3.6 km,伊利石和绿泥石含量明显高于埋深<3.5 km的地层(图7)，高岭石含量在埋深>3.6 km之后急剧减少；并且对比发现，高岭石含量明显低于其他碱性代表性黏土矿物含量。

另外，N1井气田水样品化学分析证实(表2)，在花港组顶部H1小层埋深3 197.50 m处pH=6.10，地层流体呈弱酸性；在H3小层埋深3 709.00～3 739.00 m处pH=7.20，地层流体呈弱碱性。K+和Na+浓度(ρ)总和由H1小层的25 179.70 mg/L降低至H3小层的2 380.84 mg/L，Ca2+从91.89 mg/L降低至0 mg/L，Mg2+从102.14 mg/L降低至80.14 mg/L。说明随着有机质演化程度升高，酸性成岩环境下不易保存的离子含量也逐渐降低，酸性流体逐渐被消耗中和，致使地层成岩环境发生从酸性向碱性的变化。

3.3成岩环境演变序列

西湖凹陷中央反转构造带花港组砂岩储层在早成岩A期成岩环境为弱碱性，孔隙类型以压实残余原生孔隙为主；早成岩B期为弱酸性环境并且随着埋深增加酸性逐渐变强，孔隙类型以原生孔隙为主，含少量长石/岩屑溶蚀孔。中成岩阶段经历的整个成岩环境演变序列为：酸性环境→酸 碱转换带→碱性环境→弱碱性环境，孔隙类型以大量长石溶蚀孔隙为主，部分层位原生孔隙仍较发育(图8)。

图7　研究区N1井花港组储层X射线衍射黏土矿物含量分布及物性纵向变化Fig.7　Clay mineral composition distributions and vertical change of physical properties with XRD of Well N1 in the Huagang Formation

井深/m层位离子类型ρ/mg·L-1pH值酸碱性3197.50H1K+和Na+25179.70Ca2+91.89Mg2+102.14HCO-32253.836.10弱酸性3709.00～3739.00H3K+和Na+2380.84Ca2+0.00Mg2+80.14HCO-3548.637.20弱碱性

为了更直观准确地恢复中央反转构造带花港组的成岩环境演变序列，利用磷灰石裂变径迹测试结果恢复2口代表性井(N2井和D1井)的地层埋藏史，并对成岩环境演变过程进行标定。

中央反转构造带中北部花港组(以N2井为例)在埋深<1.7 km处于碱性成岩环境，埋深为1.7～2 km处于酸碱转换交替成岩环境(图9)。随着地层继续沉降，在距今12 Ma之前花港组处于酸性成岩环境。这一阶段酸性成岩环境持续时间长，并且流体介质的酸度强，这期酸性成岩流体对储层物性改造程度起到决定性作用。距今12～10.9 Ma时，地层继续沉降，花港组下部地层开始进入弱碱性成岩环境。距今10.9～5.5 Ma时，地层抬升遭受剥蚀，少量酸性流体进入花港组，上部地层成岩环境仍保持为酸性；下部地层受酸性介质影响不大，成岩环境仍保持碱性。从距今5.5 Ma之后，地层再次持续沉降，虽有油气充注并带来酸性流体，但被地层中先存的碱性流体中和，现存花港组整体处于含方解石、伊利石和绿泥石的弱碱性成岩环境。

中央反转构造带中南部花港组地层(以D1井为例)在埋深<1.3 km时，成岩环境整体上为弱碱性；埋深1.3～1.9 km时处于酸碱转换交替成岩环境。随着地层继续沉降，有机酸进入花港组地层，成岩环境变为酸性，并且地层流体酸性程 度随着地层的深埋而增强。距今10.9～5.5 Ma，地层抬升遭受剥蚀，花港组下段地层剥蚀量可达1 175～1 342 m，花港组上部地层处于酸碱转换交替成岩环境；而花港组下部地层受有机酸和大气淡水酸性介质的影响成岩环境继续保持酸性。从距今5.5 Ma之后，地层再次持续沉降，整个花港组地层进入富含自生高岭石的酸性成岩环境。

图8　研究区花港组储层酸碱成岩环境演变序列及孔隙演化模式Fig.8　Evolution sequences of the acidic and alkaline diagenetic environments, and evolution model of reservoir porosity of the Huagang Formation reservoirs

图9　研究区中北部-中南部花港组储层成岩环境演化对比图Fig.9　Comparison of diagenetic environments of the Huagang Formation reservoirs between the mid-northern and mid-southern Xihu Sag

4　储层孔隙演化

4.1成岩环境演变对孔隙演化的影响

酸性成岩环境发育时间为从早成岩B期初至中成岩A期末，酸性成岩环境下压实作用对原生孔隙起到很大的破坏作用，也是对储层物性影响最大的破坏性成岩作用。虽然酸性成岩环境下高岭石的沉淀会形成少量晶间孔，但是晶间孔的形成是以牺牲原生孔隙和溶蚀孔隙为代价的；硅质胶结物平均质量分数仅为1.05%，对孔隙破坏程度有限。有机酸和碳酸的混合酸性流体介质以发育的断裂及孔隙系统为运输通道，及时与外界进行流体和离子交换，确保溶解作用长时间快速有效地对花港组储层物性进行溶蚀改造[18]。酸性成岩环境下储层经历的强烈溶解作用，是中央反转构造带深层优质储层发育的最关键的成岩因素。

碱性成岩作用发育分为2期，第一期弱碱性成岩环境发育在早成岩A期，钙质胶结和自生绿泥石胶结物等碱性成岩作用产物的含量很少。花港组深埋过程经历的长时间压实作用，在两期碱性成岩环境下也对储层原生孔隙起到持续强烈的破坏性影响。第二期碱性成岩环境发育在中成岩A期末至中成岩B期，受弱碱性成岩环境影响，自生伊利石和绿泥石普遍发育，严重降低了致密砂岩储层的渗流性能[19]。方解石和白云石含量明显较其他胶结物含量高，储层中方解石胶结物平均质量分数通常为0.3%～5%，这会对储层致密化起到较大的破坏作用。

4.2孔隙演化过程的恢复与定量计算

为探讨在成岩环境约束下成岩作用对储层孔隙度大小的影响，分别考虑压实、胶结和溶蚀作用独立计算储层孔隙度的增减值，并将各种成岩作用视为理想的相对独立过程。在调研了国内外碎屑岩储层文献资料之后，本文将原始孔隙度(q1)定为40%[20,21]，然后根据成岩作用演化的先后顺序，依次计算出各种成岩作用结束后的储层残留孔隙度。本文计算的原始数据源自5口井的483个铸体薄片孔隙鉴定结果和对应样品的实测物性资料。

计算压实作用后孔隙度(q2)时要包括早期胶结物所占孔隙和现今残余原生孔隙[公式(6)]，经计算研究区未固结砂岩在经历机械压实作用后，保留下来的孔隙度为4.44%～7.23%，平均值为5.27%，说明大约有80%的孔隙被压实作用损失破坏掉。

q2=w+(P1×PM/PT)

(6)

式中：w为胶结物的质量分数；P1为残余原生粒间孔面孔率；PM为实测平均面孔率；PT为总面孔率。

花港组砂岩储层经历过胶结、压实作用后的孔隙度(q3)，即是储层的残余原生粒间孔隙，故砂岩储层中胶结物含量的高低就代表胶结降低孔隙的多少[22]，其计算方法见公式(7)。根据铸体薄片样品数据计算，胶结、压实作用后孔隙度为1.55%～3.52%，平均为2.45%。

q3=P1×PM/PT

(7)

对中央反转构造带花港组进行胶结物含量-负胶结物孔隙度投点显示：大多数散点集中在图左下方的压实作用区间，仅少量样品点落在右上角的胶结作用区间(图10)。再次说明压实作用是降低孔隙的第一重要因素，同时胶结作用对孔隙起到的破坏性影响也是不容忽视的。

图10　研究区花港组储层胶结物质量分数-负胶结物孔隙度投点图Fig.10　Cross plot of the cement quality score and minus cement porosity of the Huagang Formation reservoirs

花港组储层溶蚀作用结束后增加的次生孔隙度(q4)，是指构成溶蚀孔隙所占的孔隙度，其计算方法见公式(8)。花港组储层溶蚀孔隙发育模式为酸性主溶、碱性辅溶。花港组储层成岩流体对长石、岩屑还有少量胶结物进行溶蚀，溶蚀作用结束后储层增加的孔隙度为5.45%～8.41%，平均增加孔隙度6.31%，溶解过程结束后储层最终平均孔隙度达到8.76%。

q4=P2×PM/PT

(8)

式中：P2为溶蚀孔面孔率。

接下来对计算得到的孔隙演化的最终孔隙度q5(q5=q3+q4)与对应实测孔隙度(q6)进行对比分析，也就是计算的最终孔隙度均值(8.76%)与实测孔隙度均值(9.17%)相比，可以发现绝对误差仅为0.41%，相对误差也仅为4.47%，说明孔隙定量计算恢复过程可信度较高[22]。

西湖凹陷中央反转构造带花港组在埋深接近2.5 km时，成岩演化阶段为早成岩B期末，成岩环境为弱酸性，储层孔隙度降为14.13%，其中机械压实作用损失孔隙25.97%，钙质胶结、硅质胶结和自生黏土矿物胶结作用整体上使孔隙损失1.28%，溶蚀作用为孔隙贡献1.38%(图8)。从早成岩B期末至中成岩A期末，地层埋深达到3.8 km左右，花港组在经历过较强的酸性成岩环境后进入酸碱过渡成岩环境或碱性成岩环境，储层孔隙度降低至10.20%，其中机械压实作用损失孔隙7.94%，硅质胶结、自生高岭石黏土矿物胶结作用损失孔隙0.62%；受有机质热演化程度影响，埋深过程中地层酸性流体介质溶蚀能力较强，溶解作用对储层孔隙贡献高达4.63%。中央反转构造带中北部花港组储层埋藏较深，接近5 km，成岩阶段演化至中成岩B期，成岩环境也逐渐演变为弱碱性，机械压实作用对储层孔隙破坏损失能力减弱，使孔隙损失0.82%，胶结作用使孔隙损失0.92%，碱性环境下可溶矿物的溶解对储层孔隙贡献0.30%，花港组储层最终孔隙度降低为8.76%左右。

5　结 论

a.西湖凹陷中央反转构造带花港组具有石英含量高、颗粒粗、杂基含量低、高岭石含量低、胶结物含量低的“一高一粗三低”岩石学特征，主要岩石类型是长石岩屑质石英砂岩。在花港组储层中识别出酸性和碱性2种成岩环境，酸性成岩环境代表性矿物有自生高岭石胶结和硅质胶结，成岩现象有长石/岩屑等可溶组分的溶蚀和次生孔隙发育。碱性成岩环境代表性矿物有碳酸盐矿物、伊利石、绿泥石自生胶结，成岩现象有石英颗粒和加大边被溶蚀成港湾状。

b.石英次生加大边电子探针成分测试结果显示，花港组少部分储层经历过大气淡水淋滤作用。方解石胶结物碳氧同位素测试结果显示，δ13C主要集中在-5‰～-2‰，变化范围较窄且表现为较低负值；δ18O分布范围为-24.1‰～-16‰，平均值为-21.6‰，表现为高负值。说明花港组储层酸性流体介质来源以有机酸为主，大气淡水淋滤为辅。

c.花港组砂岩储层在早成岩A期成岩环境为弱碱性，早成岩B期为弱酸性环境并且随着埋深增加酸性逐渐变强，中成岩阶段经历的整个成岩环境演化过程为：酸性环境→酸碱转换带→碱性环境→弱碱性环境。

d.机械压实作用贯穿花港组整个埋藏过程且是降低孔隙的第一重要因素，同时胶结作用对孔隙起到的破坏性影响也是不容忽视的，溶蚀作用是改造储层物性最重要的成岩因素。花港组储层在早成岩B期末孔隙度降低到14.13%，从早成岩B期末至中成岩A期末孔隙度降低至10.20%，中成岩A期末至中成岩B期最终孔隙度降低至8.76%。

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Evolution of pore and diagenetic environment for the tight sandstone reservoir of Paleogene Huagang Formation in the central reversal structural belt in Xihu sag, East China Sea

XU Guo-sheng1, XU Fang-gen1, YUAN Hai-feng1, DING Sheng-bin1,BAI Cheng-gang1, ZHOU Rui-qi2

1.StateKeyLaboratoryofoilandgasreservoirgeologyandexploitation,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu610059,China;2.GeologicalEngineeringInvestigationandDesignResearchInstitute,SichuanProvincialCoalfieldBureau,Chengdu610072,China

The evolution of porosity and diagenetic environment for the favorable reservoir of Paleogene Huagang Formation in central reversal tectonic belt of Xihu sag of the East China Sea continental shelf basin are studied by means of thin section identification, scanning electronic microscopy, electron microprobe, fluid inclusion analysis and carbon & oxygen isotope analysis of laser microprobe. It reveals that the diagenetic environment of the Huagang Formaiton experience evolution processes from weak-alkalinity, weak-acidity, acidity, acid-alkaline transition, alkalinity to weak-alkalinity successively. The acid fluid medium is dominated by organic acid and meteoric water plays an assistant role. The evolution processes of the reservoir porosity of the Huagang Formation are also quantitatively calculated and restored. It is indicated that compaction which lasts in the entire burial process is the primary factor of decreasing reservoir porosity. The dissolution during acid environment between the early and late alkaline diagenetic environment lead to the formation of deep favorable reservoir of Huagang Formation in the study area.

Xihu sag; reversal structure; Huagang Formation; diagenetic environment; porosity evolution

10.3969/j.issn.1671-9727.2016.04.01

1671-9727(2016)04-0385-11

2016-04-30。

国家自然科学基金项目(41372141);“十三五”国家重大科技专项(2016ZX05027002-006)。

徐国盛(1962-),男,博士,教授,博士生导师,研究方向：油气藏地质学与成藏动力学, E-mail:xgs@cdut.edu.cn。

TE122.23; P588.21

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