徐國盛, 徐芳艮, 袁海鋒, 丁圣斌, 百成鋼, 周瑞琦

(1.油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(成都理工大學(xué))，成都 610059；2.四川省煤田地質(zhì)工程勘察設(shè)計(jì)研究院，成都 610072)

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西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶花港組致密砂巖儲(chǔ)層成巖環(huán)境演變與孔隙演化

徐國盛1, 徐芳艮1, 袁海鋒1, 丁圣斌1, 百成鋼1, 周瑞琦2

(1.油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(成都理工大學(xué))，成都 610059；2.四川省煤田地質(zhì)工程勘察設(shè)計(jì)研究院，成都 610072)

研究東海陸架盆地西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶古近系花港組深層優(yōu)勢(shì)儲(chǔ)層成巖環(huán)境和孔隙演化過程，采用薄片鑒定、掃描電鏡、電子探針、包裹體分析和激光微區(qū)碳氧同位素分析等測(cè)試技術(shù)，判識(shí)花港組儲(chǔ)層的成巖環(huán)境經(jīng)歷了弱堿性→弱酸性→酸性→酸堿轉(zhuǎn)換→堿性→弱堿性的演變過程，儲(chǔ)層酸性流體介質(zhì)來源以有機(jī)酸為主，大氣淡水淋濾為輔。定量計(jì)算恢復(fù)了花港組儲(chǔ)層孔隙演化過程。壓實(shí)作用是降低孔隙的第一重要因素，并貫穿整個(gè)地層埋藏過程；處于早晚兩期堿性成巖環(huán)境之間長(zhǎng)時(shí)間的酸性成巖環(huán)境，其溶蝕作用是花港組深層優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層發(fā)育的最關(guān)鍵因素。

西湖凹陷；反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶；花港組；成巖環(huán)境；孔隙演化

西湖凹陷位于東海陸架盆地東部拗陷帶，中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶位于西湖凹陷的東部[1]，整體呈北東-南西走向分布(圖1)。古近系花港組主要為河流相沉積，儲(chǔ)層沉積微相為水下分流河道，單套砂體累計(jì)厚度最大可達(dá)百米；儲(chǔ)層物性較差，屬于低孔低滲類儲(chǔ)層。花港組上覆中新統(tǒng)龍井組，下伏始新統(tǒng)平湖組。花港組縱向上可分為上、下2個(gè)段，也可分為H1～H12共12個(gè)砂層組，其中H1～H5屬于上段、H6～H12屬于下段[2]。本文在認(rèn)識(shí)研究區(qū)巖石學(xué)特征的基礎(chǔ)上，對(duì)成巖作用產(chǎn)物利用多種顯微觀察手段及地球化學(xué)測(cè)試技術(shù)，探討花港組儲(chǔ)層成巖環(huán)境的演變及對(duì)孔隙演化過程的影響，以此為西湖凹陷下一步天然氣勘探提供理論依據(jù)。

圖1　研究區(qū)區(qū)域構(gòu)造位置圖Fig.1　Tectonic setting of the study area(據(jù)文獻(xiàn)[1]，有修改)

1　儲(chǔ)層巖石學(xué)及物性

花港組儲(chǔ)層巖石類型主要為粉砂巖和細(xì)砂巖，部分層位為含礫砂巖和砂礫巖等，總體上呈現(xiàn)砂泥互層的特征，儲(chǔ)層非均質(zhì)性較強(qiáng)[3]。

對(duì)花港組1 687個(gè)砂巖薄片鑒定結(jié)果統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)，石英的質(zhì)量分?jǐn)?shù)(w)主要為60%～80%；巖屑含量?jī)H次于石英，并以火山巖碎屑為主；長(zhǎng)石的質(zhì)量分?jǐn)?shù)通常為15%～20%，在研究區(qū)內(nèi)長(zhǎng)石含量具有從北向南逐漸降低的趨勢(shì)。按照趙澄林的砂巖分類命名原則[4]，花港組砂巖儲(chǔ)層主要巖石類型是長(zhǎng)石巖屑質(zhì)石英砂巖，占各類砂巖總量的91.7%(圖2)；同時(shí)含少量的長(zhǎng)石質(zhì)石英砂巖和長(zhǎng)石砂巖，均占砂巖總量的2.07%～4.62%；長(zhǎng)石質(zhì)巖屑砂巖、巖屑砂巖、巖屑石英砂巖都不足1%。

圖2　研究區(qū)花港組儲(chǔ)層砂巖碎屑成分三角投點(diǎn)圖Fig.2　Triangle plot of clastic compositions of reservoir sandstones of the Huagang Formation(作圖方法據(jù)文獻(xiàn)[4])

研究區(qū)11口井1 420個(gè)樣品薄片粒度鑒定結(jié)果顯示，花港組砂巖粒度為0.15～0.48 mm的占全區(qū)63.31%，主要為細(xì)—中砂巖，次為粗-中砂，只有少量砂巖達(dá)到巨砂和礫石級(jí)別。就單井而言，花港組雜基的質(zhì)量分?jǐn)?shù)為2.92%～5.09%，儲(chǔ)層巖石幾乎都為凈砂巖類，表明其結(jié)構(gòu)成熟度高，搬運(yùn)距離遠(yuǎn)。各單井及小層中膠結(jié)物含量都很低，平均質(zhì)量分?jǐn)?shù)為1.0%～3.1%；高嶺石多見于H1～H4小層，平均質(zhì)量分?jǐn)?shù)僅為0.004%～1.27%。

中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶花港組儲(chǔ)層與西湖凹陷其他構(gòu)造區(qū)相比具有“一高一粗三低”的巖石學(xué)特征，即石英含量高、顆粒粗、雜基含量低、高嶺石含量低、膠結(jié)物含量低。

花港組儲(chǔ)層孔隙度(q)集中在6%～12%；滲透率(K)差異性較大，集中分布范圍為0.1×10-3～10×10-3μm2。依據(jù)石油天然氣行業(yè)儲(chǔ)層分級(jí)標(biāo)準(zhǔn)[5]，其中H3小層物性較好，屬于中孔-中滲和低孔-低滲儲(chǔ)層；H4、H5小層物性相對(duì)較差，發(fā)育低孔-低滲和特低孔-特低滲儲(chǔ)層；H6和H7小層物性最差，均為特低孔-特低滲儲(chǔ)層。

2　儲(chǔ)層成巖環(huán)境及判識(shí)

2.1酸性成巖環(huán)境及判識(shí)

酸性成巖環(huán)境形成于水-巖反應(yīng)最活躍的時(shí)期。處于酸性成巖環(huán)境時(shí)期花港組儲(chǔ)層經(jīng)歷的主要成巖作用有機(jī)械壓實(shí)作用、溶解作用和膠結(jié)作用。

a.壓實(shí)作用：壓實(shí)作用會(huì)導(dǎo)致儲(chǔ)層孔隙結(jié)構(gòu)壓實(shí)變形，原生孔隙被破壞。巨大的上覆載荷壓力是造成花港組壓實(shí)作用的主要原因之一，一般認(rèn)為機(jī)械壓實(shí)的深度下限是2.5 km左右[6]；另外，巖石中含量較高的塑性巖屑會(huì)增強(qiáng)花港組儲(chǔ)層的壓實(shí)作用。

b.溶解作用：溶解作用在中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶普遍發(fā)育，砂巖儲(chǔ)層中任何碎屑顆粒、雜基和膠結(jié)物，在特定的成巖環(huán)境下均可以不同程度地被溶 解[7]。長(zhǎng)石、花崗巖屑和凝灰?guī)r屑等易溶組分的 溶蝕必須要在流體暢通的酸性條件下，隨著流體運(yùn)移出水-巖反應(yīng)系統(tǒng)，儲(chǔ)層中溶蝕產(chǎn)生的K+、Na+等離子及SiO2分子濃度可以較長(zhǎng)時(shí)間處于非飽和狀態(tài)。

c.膠結(jié)作用：若溶蝕作用產(chǎn)生的離子、分子不能及時(shí)運(yùn)移排出，當(dāng)溶解物質(zhì)濃度逐漸升高至一定比例后，自生高嶺石膠結(jié)、硅質(zhì)膠結(jié)將伴隨著水-巖反應(yīng)逐漸沉淀(公式(1)和(2))；因此，高嶺石含量和石英次生加大發(fā)育的程度也可以反映流體介質(zhì)的酸性強(qiáng)弱[8]。

(1)

2KAlSi3O8+2H++H2O →

(2)

中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶花港組儲(chǔ)層酸性成巖環(huán)境代表性礦物有自生高嶺石膠結(jié)和硅質(zhì)膠結(jié)，成巖現(xiàn)象有長(zhǎng)石/巖屑等可溶組分的溶蝕和次生孔隙發(fā)育(圖3)。

2.2堿性成巖環(huán)境及判識(shí)

隨著地層埋深、有機(jī)質(zhì)熱演化及地層流體的綜合作用，花港組進(jìn)入堿性成巖環(huán)境。石英次生加大、自生高嶺石膠結(jié)等成巖作用逐漸被抑制，酸性成巖環(huán)境下易于存在的離子逐漸消失，并開始新的一系列水-巖反應(yīng)。

a.機(jī)械壓實(shí)作用：在地層埋藏的過程中顆粒之間接觸關(guān)系逐漸趨于穩(wěn)定，機(jī)械壓實(shí)作用對(duì)儲(chǔ)層物性起到的影響也逐漸變?nèi)酰绕涫峭砥诘膲A性成巖環(huán)境下骨架顆粒之間接觸比較緊密。

c.黏土礦物膠結(jié)作用：花港組儲(chǔ)層中存在的Al3+、K+等離子與二八面體蒙皂石發(fā)生化學(xué)反應(yīng)，形成自生伊利石。自生綠泥石最主要的賦存狀態(tài)是作為環(huán)邊薄膜狀方式產(chǎn)出，呈葉片狀結(jié)構(gòu)，但整體含量較少[9]。儲(chǔ)層中充足的離子和蒙皂石是自生伊利石及綠泥石賦存的先決條件，蒙皂石可以來源于先前酸性成巖環(huán)境的產(chǎn)物，也可以是碎屑黏土礦物沉積成因的(公式(3)和(4))。

圖3　研究區(qū)花港組儲(chǔ)層酸性成巖環(huán)境及識(shí)別標(biāo)志Fig.3　Acidic diagenetic environment and its indicators for the Huagang Formation reservoirs(A)自生高嶺石膠結(jié),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)長(zhǎng)石沿解理縫溶蝕,N5井,深度3 090 m,10×10,(-); (D)次生孔隙發(fā)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→綠泥石+

Ca2++Na++SiO2+H+

(4)

d.硅質(zhì)溶蝕作用：堿性條件下SiO2與OH-反應(yīng)形成石英溶蝕孔隙。雖然花港組致密砂巖儲(chǔ)層中石英溶蝕程度不高，但溶蝕現(xiàn)象較為普遍，也可以作為識(shí)別成巖環(huán)境的標(biāo)志之一[10]。

中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶花港組儲(chǔ)層堿性成巖環(huán)境代表性礦物有綠泥石、伊利石和碳酸鹽礦物的自生膠結(jié)，成巖現(xiàn)象有石英顆粒及加大邊被溶蝕成港灣狀(圖4)。

3　儲(chǔ)層流體介質(zhì)來源及成巖環(huán)境演變

3.1儲(chǔ)層流體介質(zhì)來源

西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶花港組儲(chǔ)層流體介質(zhì)來源一直處于探索階段。本文采用電子探針及激光微區(qū)碳氧同位素分析技術(shù)，對(duì)花港組致密砂巖儲(chǔ)層樣品進(jìn)行甄選測(cè)試，并取得了一些初步認(rèn)識(shí)。認(rèn)為研究區(qū)花港組儲(chǔ)層引起次生溶蝕作用的酸性流體介質(zhì)來源以有機(jī)酸為主，大氣淡水淋濾為輔。

對(duì)石英次生加大邊進(jìn)行EPMA-1600電子探針成分測(cè)試，9個(gè)樣品測(cè)試結(jié)果顯示僅4個(gè)樣品含微量TiO2(表1)。TiO2能反映地表經(jīng)歷的風(fēng)化強(qiáng)度，所以花港組儲(chǔ)層中酸性流體介質(zhì)少量來源于大氣淡水淋濾作用，但所做貢獻(xiàn)并不大[11]。

研究區(qū)花港組致密砂巖儲(chǔ)層中方解石膠結(jié)物局部富集，具有進(jìn)行激光微區(qū)碳氧同位素分析的 良好基礎(chǔ)，樣品由加拿大的薩斯卡通大學(xué)測(cè)定。

圖4　研究區(qū)花港組儲(chǔ)層堿性成巖環(huán)境及識(shí)別標(biāo)志Fig.4　Alkaline diagenetic environment and its indicators for the Huagang Formation reservoirs(A)方解石交代長(zhǎng)石，孔隙中有星點(diǎn)狀分布的橙黃色方解石，N1井，深度3 867.8 m，10×10，(CL); (B)葉片狀綠泥石附著于次生石英晶體表面，N2井，深度3 735.10 m，×1700; (C)伊利石集合體充填于粒間孔隙，N2井，深度3 812.50 m，×1000; (D)石英的港灣狀溶蝕現(xiàn)象，N7井，深度3 832.6 m，10×10,(+)

序號(hào)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

圖5　研究區(qū)花港組儲(chǔ)層方解石膠結(jié)物碳氧同位素分布圖Fig.5　Distribution of carbon and oxygen isotopes from the reservoir calcite in the Huagang Formation(樣品由加拿大薩斯卡通大學(xué)測(cè)定)

碳同位素測(cè)試結(jié)果表明：δ13C分布范圍為-6.1‰～-1‰，平均值為-3.5‰；δ13C主要集中在-5‰～-2‰，變化范圍較窄且表現(xiàn)為較低負(fù)值。氧同位素測(cè)試結(jié)果表明：δ18O分布范圍為-24.1‰～-16‰，平均值為-21.6‰，表現(xiàn)為高負(fù)值；δ18O主要集中在-24‰～-21‰和-20‰～-19‰兩個(gè)范圍(圖5)。

圖6　研究區(qū)花港組儲(chǔ)層方解石膠結(jié)物的成因類型Fig.6　Genetic types of the reservoir calcite cements of the Huagang Formation(作圖方法據(jù)文獻(xiàn)[12])

另外，用δ13C、δ18O測(cè)試結(jié)果可以測(cè)算反映古鹽度的參數(shù)[Z值，公式(5)]，計(jì)算結(jié)果顯示Z值最高為117.2，最低為103.03，平均為109.31，分布較集中。研究區(qū)Z<120,表明部分方解石為淡水成因[13]。

Z=2.048×(δ13C+50)+0.498×(δ18O+50)

(5)

式中：δ13C、δ18O為PDB標(biāo)準(zhǔn)。

西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶發(fā)育若干條大斷層，并發(fā)育伴生小斷層(圖1)，構(gòu)成復(fù)雜的中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶斷裂系統(tǒng)。埋藏深度>3 km的下伏平湖組發(fā)育的煤系烴源巖層大量生烴，烴類通過斷層及裂縫進(jìn)入花港組致密砂巖儲(chǔ)層;同時(shí)花港組地層流體壓力增加，也為水力破裂縫的形成創(chuàng)造了一定有利條件，斷層-裂縫系統(tǒng)無疑為成巖流體的運(yùn)移通道。

3.2成巖環(huán)境演變因素

鏡質(zhì)體反射率(Ro)在0.35%～1.0%時(shí)有機(jī)質(zhì)熱演化脫羧基釋放大量有機(jī)酸，在隨著烴源巖有機(jī)質(zhì)演化程度升高(Ro>1.0%)并產(chǎn)生大量凝析油和濕氣的同時(shí)，有機(jī)酸的脫羧基作用逐漸減弱，羧酸及CO2來源也慢慢減少；再加上成巖演化過程中長(zhǎng)石及巖屑的溶解反應(yīng)消耗了大量有機(jī)酸，所以儲(chǔ)層流體性質(zhì)必然會(huì)逐漸由酸性向堿性轉(zhuǎn)變[14-16]。研究區(qū)下伏平湖組是最主要的烴源巖，平湖組暗色泥巖和煤的Ro值大多處于0.7%～1.3%[1]，為油氣生成的成熟階段，花港組儲(chǔ)層流體性質(zhì)具備了由酸性向堿性轉(zhuǎn)變的條件。

鑄體薄片及掃描電鏡下可以發(fā)現(xiàn)儲(chǔ)層溶蝕孔隙特別發(fā)育，次生孔隙對(duì)花港組孔隙的貢獻(xiàn)率超過了60%，說明花港組在沉積埋藏過程中曾經(jīng)發(fā)生過較強(qiáng)的酸性流體充注，并對(duì)儲(chǔ)層物性進(jìn)行溶蝕改造。中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶中北部47個(gè)含烴鹽水包裹體均一溫度測(cè)試結(jié)果顯示，石英加大生長(zhǎng)時(shí)捕獲的包裹體均一溫度分布范圍為101～160℃，集中分布區(qū)間為111～130℃，從包裹體測(cè)試結(jié)果推測(cè)有機(jī)酸來源的酸性流體最活躍溫度區(qū)間為中成巖A期中期[17]。方解石膠結(jié)物捕獲包裹體的均一溫度分為96～105℃和135～155℃兩個(gè)區(qū)間，表明中北部花港組地層在沉降過程中至少發(fā)育早晚2期堿性成巖環(huán)境，并在此間處于長(zhǎng)時(shí)間的酸性成巖環(huán)境。

花港組深度>3.8 km的儲(chǔ)層中方解石、伊利石、綠泥石含量高于上部地層，并偶見長(zhǎng)石次生加大現(xiàn)象。從N1井X射線衍射測(cè)得的黏土礦物含量分布特征可以看出，埋深>3.6 km,伊利石和綠泥石含量明顯高于埋深<3.5 km的地層(圖7)，高嶺石含量在埋深>3.6 km之后急劇減少；并且對(duì)比發(fā)現(xiàn)，高嶺石含量明顯低于其他堿性代表性黏土礦物含量。

另外，N1井氣田水樣品化學(xué)分析證實(shí)(表2)，在花港組頂部H1小層埋深3 197.50 m處pH=6.10，地層流體呈弱酸性；在H3小層埋深3 709.00～3 739.00 m處pH=7.20，地層流體呈弱堿性。K+和Na+濃度(ρ)總和由H1小層的25 179.70 mg/L降低至H3小層的2 380.84 mg/L，Ca2+從91.89 mg/L降低至0 mg/L，Mg2+從102.14 mg/L降低至80.14 mg/L。說明隨著有機(jī)質(zhì)演化程度升高，酸性成巖環(huán)境下不易保存的離子含量也逐漸降低，酸性流體逐漸被消耗中和，致使地層成巖環(huán)境發(fā)生從酸性向堿性的變化。

3.3成巖環(huán)境演變序列

西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶花港組砂巖儲(chǔ)層在早成巖A期成巖環(huán)境為弱堿性，孔隙類型以壓實(shí)殘余原生孔隙為主；早成巖B期為弱酸性環(huán)境并且隨著埋深增加酸性逐漸變強(qiáng)，孔隙類型以原生孔隙為主，含少量長(zhǎng)石/巖屑溶蝕孔。中成巖階段經(jīng)歷的整個(gè)成巖環(huán)境演變序列為：酸性環(huán)境→酸 堿轉(zhuǎn)換帶→堿性環(huán)境→弱堿性環(huán)境，孔隙類型以大量長(zhǎng)石溶蝕孔隙為主，部分層位原生孔隙仍較發(fā)育(圖8)。

圖7　研究區(qū)N1井花港組儲(chǔ)層X射線衍射黏土礦物含量分布及物性縱向變化Fig.7　Clay mineral composition distributions and vertical change of physical properties with XRD of Well N1 in the Huagang Formation

井深/m層位離子類型ρ/mg·L-1pH值酸堿性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弱堿性

為了更直觀準(zhǔn)確地恢復(fù)中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶花港組的成巖環(huán)境演變序列，利用磷灰石裂變徑跡測(cè)試結(jié)果恢復(fù)2口代表性井(N2井和D1井)的地層埋藏史，并對(duì)成巖環(huán)境演變過程進(jìn)行標(biāo)定。

中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶中北部花港組(以N2井為例)在埋深<1.7 km處于堿性成巖環(huán)境，埋深為1.7～2 km處于酸堿轉(zhuǎn)換交替成巖環(huán)境(圖9)。隨著地層繼續(xù)沉降，在距今12 Ma之前花港組處于酸性成巖環(huán)境。這一階段酸性成巖環(huán)境持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)，并且流體介質(zhì)的酸度強(qiáng)，這期酸性成巖流體對(duì)儲(chǔ)層物性改造程度起到?jīng)Q定性作用。距今12～10.9 Ma時(shí)，地層繼續(xù)沉降，花港組下部地層開始進(jìn)入弱堿性成巖環(huán)境。距今10.9～5.5 Ma時(shí)，地層抬升遭受剝蝕，少量酸性流體進(jìn)入花港組，上部地層成巖環(huán)境仍保持為酸性；下部地層受酸性介質(zhì)影響不大，成巖環(huán)境仍保持堿性。從距今5.5 Ma之后，地層再次持續(xù)沉降，雖有油氣充注并帶來酸性流體，但被地層中先存的堿性流體中和，現(xiàn)存花港組整體處于含方解石、伊利石和綠泥石的弱堿性成巖環(huán)境。

中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶中南部花港組地層(以D1井為例)在埋深<1.3 km時(shí)，成巖環(huán)境整體上為弱堿性；埋深1.3～1.9 km時(shí)處于酸堿轉(zhuǎn)換交替成巖環(huán)境。隨著地層繼續(xù)沉降，有機(jī)酸進(jìn)入花港組地層，成巖環(huán)境變?yōu)樗嵝裕⑶业貙恿黧w酸性程 度隨著地層的深埋而增強(qiáng)。距今10.9～5.5 Ma，地層抬升遭受剝蝕，花港組下段地層剝蝕量可達(dá)1 175～1 342 m，花港組上部地層處于酸堿轉(zhuǎn)換交替成巖環(huán)境；而花港組下部地層受有機(jī)酸和大氣淡水酸性介質(zhì)的影響成巖環(huán)境繼續(xù)保持酸性。從距今5.5 Ma之后，地層再次持續(xù)沉降，整個(gè)花港組地層進(jìn)入富含自生高嶺石的酸性成巖環(huán)境。

圖8　研究區(qū)花港組儲(chǔ)層酸堿成巖環(huán)境演變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

圖9　研究區(qū)中北部-中南部花港組儲(chǔ)層成巖環(huán)境演化對(duì)比圖Fig.9　Comparison of diagenetic environments of the Huagang Formation reservoirs between the mid-northern and mid-southern Xihu Sag

4　儲(chǔ)層孔隙演化

4.1成巖環(huán)境演變對(duì)孔隙演化的影響

酸性成巖環(huán)境發(fā)育時(shí)間為從早成巖B期初至中成巖A期末，酸性成巖環(huán)境下壓實(shí)作用對(duì)原生孔隙起到很大的破壞作用，也是對(duì)儲(chǔ)層物性影響最大的破壞性成巖作用。雖然酸性成巖環(huán)境下高嶺石的沉淀會(huì)形成少量晶間孔，但是晶間孔的形成是以犧牲原生孔隙和溶蝕孔隙為代價(jià)的；硅質(zhì)膠結(jié)物平均質(zhì)量分?jǐn)?shù)僅為1.05%，對(duì)孔隙破壞程度有限。有機(jī)酸和碳酸的混合酸性流體介質(zhì)以發(fā)育的斷裂及孔隙系統(tǒng)為運(yùn)輸通道，及時(shí)與外界進(jìn)行流體和離子交換，確保溶解作用長(zhǎng)時(shí)間快速有效地對(duì)花港組儲(chǔ)層物性進(jìn)行溶蝕改造[18]。酸性成巖環(huán)境下儲(chǔ)層經(jīng)歷的強(qiáng)烈溶解作用，是中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶深層優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層發(fā)育的最關(guān)鍵的成巖因素。

堿性成巖作用發(fā)育分為2期，第一期弱堿性成巖環(huán)境發(fā)育在早成巖A期，鈣質(zhì)膠結(jié)和自生綠泥石膠結(jié)物等堿性成巖作用產(chǎn)物的含量很少?；ǜ劢M深埋過程經(jīng)歷的長(zhǎng)時(shí)間壓實(shí)作用，在兩期堿性成巖環(huán)境下也對(duì)儲(chǔ)層原生孔隙起到持續(xù)強(qiáng)烈的破壞性影響。第二期堿性成巖環(huán)境發(fā)育在中成巖A期末至中成巖B期，受弱堿性成巖環(huán)境影響，自生伊利石和綠泥石普遍發(fā)育，嚴(yán)重降低了致密砂巖儲(chǔ)層的滲流性能[19]。方解石和白云石含量明顯較其他膠結(jié)物含量高，儲(chǔ)層中方解石膠結(jié)物平均質(zhì)量分?jǐn)?shù)通常為0.3%～5%，這會(huì)對(duì)儲(chǔ)層致密化起到較大的破壞作用。

4.2孔隙演化過程的恢復(fù)與定量計(jì)算

為探討在成巖環(huán)境約束下成巖作用對(duì)儲(chǔ)層孔隙度大小的影響，分別考慮壓實(shí)、膠結(jié)和溶蝕作用獨(dú)立計(jì)算儲(chǔ)層孔隙度的增減值，并將各種成巖作用視為理想的相對(duì)獨(dú)立過程。在調(diào)研了國內(nèi)外碎屑巖儲(chǔ)層文獻(xiàn)資料之后，本文將原始孔隙度(q1)定為40%[20,21]，然后根據(jù)成巖作用演化的先后順序，依次計(jì)算出各種成巖作用結(jié)束后的儲(chǔ)層殘留孔隙度。本文計(jì)算的原始數(shù)據(jù)源自5口井的483個(gè)鑄體薄片孔隙鑒定結(jié)果和對(duì)應(yīng)樣品的實(shí)測(cè)物性資料。

計(jì)算壓實(shí)作用后孔隙度(q2)時(shí)要包括早期膠結(jié)物所占孔隙和現(xiàn)今殘余原生孔隙[公式(6)]，經(jīng)計(jì)算研究區(qū)未固結(jié)砂巖在經(jīng)歷機(jī)械壓實(shí)作用后，保留下來的孔隙度為4.44%～7.23%，平均值為5.27%，說明大約有80%的孔隙被壓實(shí)作用損失破壞掉。

q2=w+(P1×PM/PT)

(6)

式中：w為膠結(jié)物的質(zhì)量分?jǐn)?shù)；P1為殘余原生粒間孔面孔率；PM為實(shí)測(cè)平均面孔率；PT為總面孔率。

花港組砂巖儲(chǔ)層經(jīng)歷過膠結(jié)、壓實(shí)作用后的孔隙度(q3)，即是儲(chǔ)層的殘余原生粒間孔隙，故砂巖儲(chǔ)層中膠結(jié)物含量的高低就代表膠結(jié)降低孔隙的多少[22]，其計(jì)算方法見公式(7)。根據(jù)鑄體薄片樣品數(shù)據(jù)計(jì)算，膠結(jié)、壓實(shí)作用后孔隙度為1.55%～3.52%，平均為2.45%。

q3=P1×PM/PT

(7)

對(duì)中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶花港組進(jìn)行膠結(jié)物含量-負(fù)膠結(jié)物孔隙度投點(diǎn)顯示：大多數(shù)散點(diǎn)集中在圖左下方的壓實(shí)作用區(qū)間，僅少量樣品點(diǎn)落在右上角的膠結(jié)作用區(qū)間(圖10)。再次說明壓實(shí)作用是降低孔隙的第一重要因素，同時(shí)膠結(jié)作用對(duì)孔隙起到的破壞性影響也是不容忽視的。

圖10　研究區(qū)花港組儲(chǔ)層膠結(jié)物質(zhì)量分?jǐn)?shù)-負(fù)膠結(jié)物孔隙度投點(diǎn)圖Fig.10　Cross plot of the cement quality score and minus cement porosity of the Huagang Formation reservoirs

花港組儲(chǔ)層溶蝕作用結(jié)束后增加的次生孔隙度(q4)，是指構(gòu)成溶蝕孔隙所占的孔隙度，其計(jì)算方法見公式(8)。花港組儲(chǔ)層溶蝕孔隙發(fā)育模式為酸性主溶、堿性輔溶?；ǜ劢M儲(chǔ)層成巖流體對(duì)長(zhǎng)石、巖屑還有少量膠結(jié)物進(jìn)行溶蝕，溶蝕作用結(jié)束后儲(chǔ)層增加的孔隙度為5.45%～8.41%，平均增加孔隙度6.31%，溶解過程結(jié)束后儲(chǔ)層最終平均孔隙度達(dá)到8.76%。

q4=P2×PM/PT

(8)

式中：P2為溶蝕孔面孔率。

接下來對(duì)計(jì)算得到的孔隙演化的最終孔隙度q5(q5=q3+q4)與對(duì)應(yīng)實(shí)測(cè)孔隙度(q6)進(jìn)行對(duì)比分析，也就是計(jì)算的最終孔隙度均值(8.76%)與實(shí)測(cè)孔隙度均值(9.17%)相比，可以發(fā)現(xiàn)絕對(duì)誤差僅為0.41%，相對(duì)誤差也僅為4.47%，說明孔隙定量計(jì)算恢復(fù)過程可信度較高[22]。

西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶花港組在埋深接近2.5 km時(shí)，成巖演化階段為早成巖B期末，成巖環(huán)境為弱酸性，儲(chǔ)層孔隙度降為14.13%，其中機(jī)械壓實(shí)作用損失孔隙25.97%，鈣質(zhì)膠結(jié)、硅質(zhì)膠結(jié)和自生黏土礦物膠結(jié)作用整體上使孔隙損失1.28%，溶蝕作用為孔隙貢獻(xiàn)1.38%(圖8)。從早成巖B期末至中成巖A期末，地層埋深達(dá)到3.8 km左右，花港組在經(jīng)歷過較強(qiáng)的酸性成巖環(huán)境后進(jìn)入酸堿過渡成巖環(huán)境或堿性成巖環(huán)境，儲(chǔ)層孔隙度降低至10.20%，其中機(jī)械壓實(shí)作用損失孔隙7.94%，硅質(zhì)膠結(jié)、自生高嶺石黏土礦物膠結(jié)作用損失孔隙0.62%；受有機(jī)質(zhì)熱演化程度影響，埋深過程中地層酸性流體介質(zhì)溶蝕能力較強(qiáng)，溶解作用對(duì)儲(chǔ)層孔隙貢獻(xiàn)高達(dá)4.63%。中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶中北部花港組儲(chǔ)層埋藏較深，接近5 km，成巖階段演化至中成巖B期，成巖環(huán)境也逐漸演變?yōu)槿鯄A性，機(jī)械壓實(shí)作用對(duì)儲(chǔ)層孔隙破壞損失能力減弱，使孔隙損失0.82%，膠結(jié)作用使孔隙損失0.92%，堿性環(huán)境下可溶礦物的溶解對(duì)儲(chǔ)層孔隙貢獻(xiàn)0.30%，花港組儲(chǔ)層最終孔隙度降低為8.76%左右。

5　結(jié) 論

a.西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶花港組具有石英含量高、顆粒粗、雜基含量低、高嶺石含量低、膠結(jié)物含量低的“一高一粗三低”巖石學(xué)特征，主要巖石類型是長(zhǎng)石巖屑質(zhì)石英砂巖。在花港組儲(chǔ)層中識(shí)別出酸性和堿性2種成巖環(huán)境，酸性成巖環(huán)境代表性礦物有自生高嶺石膠結(jié)和硅質(zhì)膠結(jié)，成巖現(xiàn)象有長(zhǎng)石/巖屑等可溶組分的溶蝕和次生孔隙發(fā)育。堿性成巖環(huán)境代表性礦物有碳酸鹽礦物、伊利石、綠泥石自生膠結(jié)，成巖現(xiàn)象有石英顆粒和加大邊被溶蝕成港灣狀。

b.石英次生加大邊電子探針成分測(cè)試結(jié)果顯示，花港組少部分儲(chǔ)層經(jīng)歷過大氣淡水淋濾作用。方解石膠結(jié)物碳氧同位素測(cè)試結(jié)果顯示，δ13C主要集中在-5‰～-2‰，變化范圍較窄且表現(xiàn)為較低負(fù)值；δ18O分布范圍為-24.1‰～-16‰，平均值為-21.6‰，表現(xiàn)為高負(fù)值。說明花港組儲(chǔ)層酸性流體介質(zhì)來源以有機(jī)酸為主，大氣淡水淋濾為輔。

c.花港組砂巖儲(chǔ)層在早成巖A期成巖環(huán)境為弱堿性，早成巖B期為弱酸性環(huán)境并且隨著埋深增加酸性逐漸變強(qiáng)，中成巖階段經(jīng)歷的整個(gè)成巖環(huán)境演化過程為：酸性環(huán)境→酸堿轉(zhuǎn)換帶→堿性環(huán)境→弱堿性環(huán)境。

d.機(jī)械壓實(shí)作用貫穿花港組整個(gè)埋藏過程且是降低孔隙的第一重要因素，同時(shí)膠結(jié)作用對(duì)孔隙起到的破壞性影響也是不容忽視的，溶蝕作用是改造儲(chǔ)層物性最重要的成巖因素?；ǜ劢M儲(chǔ)層在早成巖B期末孔隙度降低到14.13%，從早成巖B期末至中成巖A期末孔隙度降低至10.20%，中成巖A期末至中成巖B期最終孔隙度降低至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。

國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41372141);“十三五”國家重大科技專項(xiàng)(2016ZX05027002-006)。

徐國盛(1962-),男,博士,教授,博士生導(dǎo)師,研究方向：油氣藏地質(zhì)學(xué)與成藏動(dòng)力學(xué), E-mail:xgs@cdut.edu.cn。

TE122.23; P588.21

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