东海陆架盆地西湖凹陷中北部花港组储层致密化过程分析

张 武，蒋一鸣，肖晓光，陈 浩，苗 清，徐志星

(中海石油(中国)有限公司 上海分公司，上海 200335)

致密砂岩储层一般指覆压基质渗透率小于等于0.1×10-3μm2的砂岩储层，而国内往往采用在常压条件下空气渗透率小于1×10-3μm2作为致密砂岩界线[1]；单井一般无自然产能，或自然产能低于商业经济下限，但在一定经济条件和技术措施下，可以获得工业天然气产量。通常情况下，这些措施包括水平井、压裂等，但海上油气田勘探开发过程中作业成本高，取心资料少、缺乏露头资料、深层地震资料分辨率低，因而对地质规律的认识提出了更高的要求[2-4]。

东海西湖凹陷近年来先后发现多个大气田，但储层整体质量较差，埋深多大于3 500 m，非均质性强，整体属于低渗—致密储层[4-5]，目前对深层低渗—致密储层差异成岩作用及致密化控制因素未开展系统性的分析[6-7]。随着研究的深入，认为成岩作用及成岩环境的演化是控制渐新统花港组储层物性的关键因素。本文通过对研究区岩心观察、薄片鉴定、粉末粒度、扫描电镜、恒速压汞及同位素测年分析等测试分析，从构造、沉积及成岩演化等方面，综合论述了西湖凹陷中北部花港组储层致密化的成因，结合埋藏史—热史及关键成岩事件，理清储层致密化过程，为有利勘探区预测打下基础。

1 地质背景

西湖凹陷是中国东部近海最大的含油气凹陷，总面积约5.18×104km2，南北以低凸起分别与钓北凹陷和福江凹陷相邻，东侧紧邻钓鱼岛隆褶带，凹陷东西方向上总体可划分出3个次级构造单元，即西部斜坡带、中央反转构造带和东部断阶带(图1)[8-10]。西湖凹陷内以新生代碎屑沉积为主，经历了古新世—始新世断陷、渐新世—中新世拗陷和上新世—第四纪区域沉降等3个阶段。中北部各反转构造形成于中新世晚期柳浪组沉积期，中新世末，在太平洋板块及菲律宾海板块持续向西俯冲作用下，盆地东缘钓鱼岛隆褶带承受了强烈的挤压作用，向西传递导致巨型反转背斜带的形成，即为龙井运动[8]。西湖凹陷中北部花港组沉积期受北东—南西走向地形控制，发育有辫状河—三角洲—湖泊沉积体系[11-13]，其中辫状河沉积体系占主体，盆地持续稳定的沉降、强水动力条件形成的巨厚叠置砂岩单层厚达130余m，厚砂体内部沉积及成岩演化的差异是导致储层非均质性强的主因[14]。

图1 东海陆架盆地西湖凹陷构造带位置及地层简表

2 储层基本特征

2.1 岩石学特征

根据1 100余次薄片鉴定分析，中北部花港组储层以长石岩屑质石英砂岩为主，次为长石质岩屑砂岩和岩屑砂岩。碎屑组分整体差异较小，成分成熟度高，石英颗粒含量平均65.3%，长石适量，平均为17.5%，岩屑平均17.2%；岩性以细砂岩为主，占比约75%，中粗砂岩占17.5%；分选中—好，磨圆度以次棱—次圆为主。西湖凹陷中北部发育大型辫状河沉积体系，形成超百米的巨厚心滩、河床微相叠置砂体[11]；整体水动力较强，砂体结构成熟度高，填隙物总量一般6.3%～9.1%，泥质杂基含量2.7%～7.8%，大部在5%以下，砂体洁净。接触类型以点—线及线接触为主，部分凹凸—线接触；胶结物类型主要为碳酸盐胶结物(方解石、白云石)，含量为1.9%～3.5%，其次为硅质，含量为0.5%～1.2%。

2.2 储层孔喉结构

根据铸体薄片鉴定、图像分析和扫描电镜资料，西湖凹陷中央反转构造带中北部花港组主要为孔隙型储层，局部发育少量微裂缝。孔隙类型以次生溶蚀孔隙为主(75%)，粒间溶孔(图2a)在次生溶孔中含量最高；其次为原生孔(25%)(图2b，c)，局部孔隙被方解石、含铁方解石充填(图2d)。

图2 东海陆架盆地西湖凹陷中北部花港组储层孔隙类型特征

利用恒速压汞技术对花港组低渗—致密砂岩储层进行分析，其孔喉半径主要分布在微米—亚微米级，孔隙半径主要集中在100～200 μm，喉道半径分布在0.2～15 μm，孔喉结构呈大孔中—细喉特征；渗透率受孔隙大小的影响外，更主要是受孔隙连通情况，即喉道半径大小、几何形态和结构系数的控制[15]。长石等颗粒边缘溶蚀形成的溶蚀扩大孔，形态为三角形或近圆形，一般连通性较好，而泥质杂基及黏土矿物微孔主要为片状—弯片状孔隙，喉道半径约100～500 nm，连通性较差。喉道半径大于1 μm的样品渗透率大于1×10-3μm2；而喉道半径集中在0.2～1 μm的样品，渗透率小于1×10-3μm2(图3)、毛细管压力大于0.5 MPa，即为致密储层。

图3 东海陆架盆地西湖凹陷中北部花港组储层孔喉结构特征

2.3 物性特征

依据多口井岩心和壁心物性分析资料，按照《海上石油天然气储量计算规范：DZ/T0252—2013》储层物性分类标准，西湖凹陷中北部花港组总体属于特低孔—中渗储层；物性总体为低孔—低渗及特低孔—特低渗；孔隙度分布在1.2%～24.6%，平均值为9.7%；渗透率为(0.01～850)×10-3μm2，平均为10.07×10-3μm2，总体上花港组孔隙度和渗透率随深度增加而减小。主力气层H3砂层组物性最好，平均孔隙度和渗透率分别为10.0%～17.4%和(10.03～28.63)×10-3μm2，属低孔—中渗储层。纵向上，3 000～4 000 m深度段发育大量中—低渗储层，4 000 m以下主要发育致密储层(渗透率小于1×10-3μm2)。

3 储层致密化控制因素

3.1 差异压实对储层致密化的影响

研究区花港组埋深超过3 500 m，岩石颗粒呈线—凹凸接触，软颗粒呈微缝合线接触(图2b)。不同沉积微相及水动力条件下砂体粒度、泥质含量等参数控制了成岩压实差异。从粉末粒度和泥质含量与储层物性的相关性来看(图4)，粒度对孔隙度影响小(R2=0.12)，对渗透率的影响较大(R2=0.39)，平均粒径φ值在1.5～4.5区间为心滩沉积，分选磨圆较好，水动力条件决定砂体粒度，粒度越粗物性越好；而平均粒径φ值在-1.5～1.5区间一般为河床滞留沉积，砂砾岩混杂堆积，分选差致使深层物性差，不是粒度越粗物性越好；泥质对孔隙度影响小(R2=0.04)，对渗透率影响较大(R2=0.30)，泥质含量越低物性越好。

图4 东海陆架盆地西湖凹陷中北部花港组粒度及泥质含量与储层物性的关系

从花港组胶结物含量—负胶结物孔隙度投点图来看(图5)，花港组负胶结物孔隙度大部分小于10%，原生孔隙损失了近80%。因而，深埋条件下强压实作用是储层低渗、致密的主要原因，中粗砂岩抗压实能力强，利于形成优质储层。

图5 东海陆架盆地西湖凹陷中北部花港组胶结物含量—负胶结物孔隙度投点图

3.2 黏土矿物演化对储层致密的影响

花港组胶结物常见方解石、含铁方解石、硅质及各类自生黏土矿物，其中方解石胶结主要以“钙尖”形式存在，仅造成局部储层致密，硅质与物性相关性弱；自生黏土矿物含量对物性有明显控制作用，绿泥石含量与物性正相关，伊利石含量与物性负相关(图6)。因此本文重点分析黏土矿物对储层演化的影响。

图6 东海陆架盆地西湖凹陷中北部花港组胶结物含量与储层物性的关系

3.2.1 绿泥石

绿泥石的形成受成岩阶段及成岩环境控制，中北部花港组绿泥石呈现出2种形态[16]：一是早成岩期碱性环境形成的环边绿泥石(Fe2++Mg2++Al3++蒙皂石→早期环边绿泥石+Na++Ca2++SiO2+H+，图7a)，这一类型的绿泥石易形成于强水动力条件的中—粗砂岩中，占据颗粒表面空间而抑制成岩后期的胶结作用，但早期环边绿泥石抑制石英次生加大等胶结物的能力受地温控制，当地温大于160 ℃时抑制作用明显减弱[17]；另一种形成于中成岩B期碱性环境[3Al2Si2O5(OH)4+4Mg2++4Fe2++9H2O=Fe4Mg4Al6Si6O20(OH)16(晚期绿泥石)+14H+，图7b]，呈分散片状或绒球状，对储层喉道有明显堵塞作用，是引起储层致密化矿物之一。

3.2.2 伊利石

花港组中未见碎屑伊利石，自生伊利石开始形成于中成岩A期(K++蒙皂石→伊利石+Na++Ca2++Mg2++Fe3++Si4++O2-+OH-+H2O)[18]，多与伊蒙混层伴生(图7c)，至中成岩B期大量富集[KAlSi3O8(钾长石)+Al2Si2O5(OH)4(高岭石)→伊利石+2SiO2+H2O]，呈丝发状、搭桥状充填于孔隙中(图7d)，直接堵塞喉道使储层渗透率骤降，是引起储层致密化最主要的矿物。从中北部花港组物性与黏土矿物演化特征来看(图8)，高岭石与伊利石呈负相关，3 400～3 600 m高岭石开始向伊利石转化，高岭石逐渐消失；3 600～4 000 m砂层发育环边绿泥石，伊利石与绿泥石负相关，证实早期形成的环边绿泥石对伊利石的生长有明显抑制作用，对应花港组优质储层发育带；4 000 m以下伊蒙混层中蒙脱石含量低于15%，花港组进入中成岩B期，伊利石占黏土矿物比重超过40%，造成储层规模性致密。

图7 东海陆架盆地西湖凹陷中北部花港组黏土矿物特征

图8 东海陆架盆地西湖凹陷中北部花港组物性与黏土矿物演化对比

4 储层致密化过程分析

储层成岩作用受沉积微相、构造演化、流体环境、古地温等多种因素影响，最关键的是孔隙流体之间随着成岩环境的演变而致水—岩反应随之变化[19-23]。前文梳理了花港组储层成岩演化过程及储层致密化主因，深层胶结作用导致渗透率的突变，搭桥状自生伊利石是主要致密矿物，石英次生加大边赋存的盐水包裹体能很好记录水—岩反应过程[24-25]。因此，选取石英包裹体测试和自生伊利石40Ar/38Ar同位素测年数据，确定关键成岩矿物形成温度及时间，结合埋藏史—热史及油气充注史，恢复储层致密化过程。

4.1 流体包裹体测试法

利用Axioskop40A型偏光显微镜对花港组8口井近300个样品进行包裹体显微测温，花港组Z4井包裹体均一温度分析(表1)表明，H3砂层组主要发生2期油气充注[26]。Ⅰ期油气充注烃类包裹体主要赋存于石英次生加大边上，均一温度132～137 ℃，盐度4.8%～4.96%。采用核工业地质分析测试研究中心LABHR-VISLabRAM HR800研究级显微激光拉曼光谱仪对包裹体进行成分分析，Ⅰ期包裹体中含有CH4、CO2。因此，Ⅰ期烃类充注H3砂层组正处于中成岩A期(地温小于140 ℃)，油气充注带来大量酸性流体对花港组次生溶蚀起决定性作用，高盐度一定程度反映该充注期水—岩反应强烈。Ⅱ期油气充注烃类包裹体主要赋存于切穿石英成岩期后的微裂隙中，盐度较低，H3砂层组已演化至中成岩A期末(均一温度141～150 ℃)，包裹体中仅含CH4，说明有机酸被消耗殆尽，溶蚀作用停止，地层流体逐渐转化为碱性，胶结物开始富集[27]。次生石英大量沉淀时间大致对应储层致密化时间，从石英次生加大边中包裹体测温数据可以看出，包裹体均一温度随地层温度增加持续升高(地层温度由随钻钻杆测试获取)，至160 ℃时包裹体均一温度不再升高(图9)。说明花港组储层地温150～160 ℃时石英次生加大逐渐停止，地层逐渐向封闭环境过渡，储层整体进入致密阶段。

图9 东海陆架盆地西湖凹陷中北部花港组储层包裹体均一温度与地层温度

表1 东海陆架盆地西湖凹陷中北部花港组烃类包裹体激光拉曼分析结果

4.2 自生伊利石40Ar/38Ar同位素测年法

自生伊利石是造成花港组储层致密化最主要的矿物，主要形成于中成岩B期半封闭—封闭的成岩流体系统，搭桥状伊利石大量富集时堵塞喉道导致储层致密化，因此，自生伊利石大量生成期大致对应储层致密化时间。选取Z4和Z5井花港组H3、H4砂层富伊利石样品，其K2O含量均大于9%，采用中国石油勘探开发研究院实验中心的MM5400静态真空质谱计同位素稀释法测定氩同位素比值。测试结果显示，自生伊利石40Ar/38Ar同位素测年形成时间为11.4～9.35 Ma(表2)，推测花港组储层9 Ma左右伊利石开始富集，储层逐步进入规模性致密。

表2 东海陆架盆地西湖凹陷中北部花港组自生伊利石40Ar/38Ar同位素定年测试结果

因此，对中北部花港组储层演化过程进行恢复，粉—细砂岩抗压实能力弱，至中新世玉泉组沉积末期快速深埋阶段即进入致密阶段；中—粗砂岩抗压实强，早期形成环边绿泥石抑制后期胶结作用，至中成岩A期有机酸溶蚀强，易形成优质储层，进入中成岩B期(地温150～160 ℃)时胶结物富集直接堵塞喉道。推测花港组H3砂层组至今未致密，H4、H5砂层组在9～7 Ma规模性致密化，龙井运动强烈侧向挤压加速了花港组储层的致密进程(图10)。

图10 东海陆架盆地西湖凹陷中北部花港组成岩演化与储层致密化关键时刻

5 结论

(1)西湖凹陷中北部花港组中渗、低渗—致密储层均有发育，储层非均质性受孔喉结构控制，喉道半径决定了渗透率的大小，喉道半径小于1 μm即为致密储层。

(2)深埋条件下强压实作用是花港组储层低渗—致密的主因，中成岩B期碱性环境使得大量含铁碳酸盐、绒球状绿泥石及搭桥状伊利石富集直接堵塞喉道，造成花港组储层规模性致密。

(3)花港组H4、H5砂层组在9～7 Ma规模性致密化，龙井运动强烈侧向挤压加速了致密化进程。