肖曉光，侯國(guó)偉，張武，姜雪，苗清，謝晶晶

中海石油（中國(guó)）有限公司上海分公司研究院

0 前 言

東海陸架盆地西湖凹陷歷經(jīng)40余年的勘探，目前已鉆90余口探井，證實(shí)西湖凹陷油氣資源潛力巨大，其中65%以上的油氣來(lái)自平湖組煤系地層［1］。但迄今為止，平湖組探明的大中型油氣田不多，油氣分布呈現(xiàn)“小而散”的特征。平湖組儲(chǔ)層整體埋深大（＞3 500 m）、非均質(zhì)性強(qiáng)，加上較高的地溫梯度（3.2 ℃/100 m），導(dǎo)致低滲儲(chǔ)層普遍發(fā)育。相比于常規(guī)儲(chǔ)層，低滲儲(chǔ)層經(jīng)歷了更為復(fù)雜的埋藏演化史，成巖改造強(qiáng)烈，孔喉系統(tǒng)復(fù)雜，儲(chǔ)集性能差，增儲(chǔ)上產(chǎn)困難［2］。前人針對(duì)這些問(wèn)題做了大量的研究工作：鄒明亮等［3］認(rèn)為晚成巖階段形成的粒狀方解石和連生方解石膠結(jié)物普遍占據(jù)長(zhǎng)石的溶解空間，是降低研究區(qū)儲(chǔ)層質(zhì)量的主要因素；張武等［2］從沉積、成巖出發(fā)，分析認(rèn)為深埋條件和膠結(jié)作用是平湖組儲(chǔ)層致密化的主因，地溫及成巖環(huán)境的差異是影響儲(chǔ)層物性的關(guān)鍵；蘇奧等［4］從成藏的角度分析認(rèn)為平湖組存在2 種成因類(lèi)型的致密砂巖油氣藏，第1類(lèi)為油充注于儲(chǔ)層致密化之前的“后成型”致密油藏，第2 類(lèi)油氣充注于儲(chǔ)層致密化時(shí)期，形成“邊成藏邊致密型”油氣藏。

大量專(zhuān)家和學(xué)者從沉積、成巖和成藏等不同角度定性探討了平湖組低滲儲(chǔ)層發(fā)育的原因，但對(duì)孔隙定量演化動(dòng)態(tài)過(guò)程和低滲背景下優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的形成規(guī)律缺乏系統(tǒng)性研究。本文在分析平湖組巖石學(xué)特征的基礎(chǔ)上，針對(duì)成巖產(chǎn)物，應(yīng)用多種技術(shù)手段和地球化學(xué)測(cè)試方法，探討成巖環(huán)境的演變及其對(duì)孔隙演化的影響，以期為低孔低滲背景下優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層預(yù)測(cè)提供理論指導(dǎo)。

1 地質(zhì)概況

西湖凹陷位于東海陸架盆地東部坳陷帶的中部，面積為5.18×104km2，其內(nèi)部總體上具有“兩洼夾一隆”的構(gòu)造格局，且具有“東西分帶、南北分塊、垂向分層”的構(gòu)造特征（圖1）［2］。凹陷大致經(jīng)歷了古新世—始新世斷陷階段、漸新世—中新世拗陷階段和上新世—第四紀(jì)區(qū)域沉降3 個(gè)階段的構(gòu)造演化。從鉆井所揭露的地層來(lái)看，從下到上發(fā)育始新統(tǒng)寶石組和平湖組，漸新統(tǒng)花港組，中新統(tǒng)龍井組、玉泉組和柳浪組，上新統(tǒng)三潭組以及第四系東海群（圖1）［5］，其中平湖組分為5 段。平湖組發(fā)育一套三角洲—潟湖相沉積。頻繁的海進(jìn)與海退導(dǎo)致平湖組沉積地層在橫向上表現(xiàn)為相帶間指狀交互，縱向上呈砂泥巖薄互層，砂體厚度薄且不連續(xù)，具有自生自?xún)?chǔ)的特征。

圖1 西湖凹陷構(gòu)造區(qū)劃及地層簡(jiǎn)表Fig.1 Structural division map and stratigraphic column of Xihu Sag

根據(jù)對(duì)15 口井414 塊薄片的分析，平湖組儲(chǔ)層巖石類(lèi)型以長(zhǎng)石巖屑質(zhì)石英砂巖為主，見(jiàn)少量長(zhǎng)石質(zhì)巖屑砂巖及巖屑砂巖。巖性主要為細(xì)砂巖，占比達(dá)到80%以上，含有少量中—粗砂巖、含礫中粗砂巖和粉砂巖。巖石碎屑成分主要包括石英、長(zhǎng)石和巖屑，云母等其他礦物碎屑較少。其中石英碎屑含量在50%～75%之間，平均為65.3%；長(zhǎng)石碎屑含量在6%～19%之間，平均為14.2%；巖屑碎屑含量在14%～40%之間，平均為20.5%。雜基以泥質(zhì)為主，平均含量為2.6%。膠結(jié)物類(lèi)型主要為方解石、白云石、硅質(zhì)及高嶺石，含量均較低，平均含量均低于3.1%。巖石分選以中等—好為主，磨圓度以次棱—次圓為主，顆粒間主要為點(diǎn)—線、凹凸—線接觸，膠結(jié)方式以接觸、接觸—壓嵌膠結(jié)為主。

對(duì)研究區(qū)663 個(gè)巖心物性數(shù)據(jù)的統(tǒng)計(jì)表明：平湖組儲(chǔ)層孔隙度分布范圍介于4.3%～23.1%，平均為12.8%，集中分布在10%～15%之間；滲透率分布范圍為（0.03～542）×10-3μm2，平均為47.3×10-3μm2，集中分布在（0.1～100）×10-3μm2之間。整體上，儲(chǔ)層物性跨度大，非均質(zhì)性強(qiáng)，絕大部分屬于中—低孔低滲儲(chǔ)層。

2 成巖環(huán)境的識(shí)別

2.1 酸性成巖環(huán)境特征

根據(jù)對(duì)研究區(qū)薄片、掃描電鏡等資料的分析可知，平湖組溶蝕現(xiàn)象普遍（圖2）。被溶蝕的成分主要為不穩(wěn)定礦物長(zhǎng)石和巖屑：長(zhǎng)石主要為鉀長(zhǎng)石，次為鈉長(zhǎng)石，鈣長(zhǎng)石少見(jiàn)；巖屑則主要為火山巖巖屑、變質(zhì)巖巖屑，沉積巖巖屑較少。

礦物被溶蝕并產(chǎn)生次生孔隙需要存在酸性流體，且流體流動(dòng)通暢，溶解的物質(zhì)如K+、Na+和SiO2能及時(shí)被搬運(yùn)走。當(dāng)溶解的物質(zhì)排通不暢達(dá)到一定濃度時(shí)，會(huì)形成自生高嶺石、自生石英晶體和石英次生加大邊，水-巖反應(yīng)過(guò)程如以下兩個(gè)反應(yīng)式所示：

圖2 西湖凹陷平湖組酸性成巖環(huán)境識(shí)別圖版Fig.2 Identification of alkaline diagenetic environment of Pinghu Formation in Xihu Sag

因此，高嶺石含量和石英加大、自生石英發(fā)育程度從側(cè)面反映了流體介質(zhì)的酸性強(qiáng)弱［6-9］。研究區(qū)自生高嶺石和硅質(zhì)膠結(jié)常見(jiàn)，含量分別為0.88%和0.85%，高嶺石含量較高的儲(chǔ)層溶蝕孔隙發(fā)育較好（圖3a），次生石英含量與次生孔隙度的相關(guān)性相對(duì)較差（圖3b）。分析原因，可能是部分硅質(zhì)以很薄的石英加大邊粘貼在顆粒表面或者以較小的自生石英顆粒充填在孔隙中，導(dǎo)致在普通顯微鏡下很難觀察到，而只能在掃描電鏡或者陰極發(fā)光顯微鏡下才能識(shí)別［10］。

圖3 西湖凹陷平湖組溶蝕產(chǎn)物與溶蝕孔隙關(guān)系圖Fig.3 The relationship between dissolution products and dissolution pore of Pinghu Formation in Xihu Sag

平湖組酸性成巖環(huán)境代表礦物有自生高嶺石膠結(jié)物和硅質(zhì)膠結(jié)物，成巖現(xiàn)象有長(zhǎng)石或巖屑等可溶組分的溶蝕和次生孔隙的發(fā)育（圖2）。

2.2 堿性成巖環(huán)境特征

成巖環(huán)境的轉(zhuǎn)變，導(dǎo)致原先活躍的成巖事件受到抑制，新的成巖事件開(kāi)始發(fā)生，最直接的反映就是成巖礦物的區(qū)別。由于黏土礦物轉(zhuǎn)變、層間水析出等作用，酸性成巖環(huán)境中主要富存H+、K+、Fe3+、Si4+、Al3+等離子，隨著后期成巖反應(yīng)的發(fā)生，K+、Fe3+、Si4+、Al3+逐漸被消耗，使孔隙水中的Ca2+、Mg2+、Na+相對(duì)富集［11-12］。伴隨埋深的加大，有機(jī)酸被裂解破壞生成大量CO32-，長(zhǎng)期處于封閉成巖環(huán)境中的Fe3+在高溫缺氧條件下被還原成Fe2+，CO32-與孔隙介質(zhì)中的Ca2+、Mg2+、Fe2+等堿性離子相結(jié)合形成晚期含鐵碳酸鹽礦物，如鐵方解石、鐵白云石甚至菱鐵礦。K+、Al3+與二八面體蒙皂石發(fā)生化學(xué)反應(yīng)而生成自生伊利石或綠泥石［13-15］，如以下反應(yīng)式所示：

鉀長(zhǎng)石與高嶺石反應(yīng)生成自生伊利石，其反應(yīng)式如下：

在研究區(qū)儲(chǔ)層中，碳酸鹽膠結(jié)物是含量最高的填隙礦物，其含量為3.1%，常常直接占據(jù)孔隙（圖4a），對(duì)滲透率影響明顯。伊利石分布普遍但含量不超過(guò)1%，其主要形成于中成巖階段，呈片狀、絲發(fā)狀充填于孔隙中（圖4b），堵塞喉道使儲(chǔ)層滲透性降低（圖5）。其他的堿性礦物如綠泥石少見(jiàn)，只在掃描電鏡中偶見(jiàn)。另外可以觀察到長(zhǎng)石加大、石英顆粒和加大邊發(fā)生溶蝕等現(xiàn)象。由此看出堿性環(huán)境指示有碳酸鹽礦物、伊利石和綠泥石的自生膠結(jié)，成巖現(xiàn)象有石英顆粒或加大邊的溶蝕。

3 成巖流體介質(zhì)來(lái)源及環(huán)境演變

3.1 成巖流體介質(zhì)來(lái)源

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)甄選的平湖組儲(chǔ)層樣品進(jìn)行測(cè)試，初步認(rèn)為平湖組儲(chǔ)層酸性流體來(lái)源以有機(jī)酸為主，大氣淡水和腐殖酸為輔。

選送10 個(gè)樣品由中國(guó)地質(zhì)科學(xué)研究院利用日本JEOL 公司JXA8800R電子探針?lè)治鰞x和牛津ISIS300X 射線能譜儀進(jìn)行電子探針成分測(cè)試。測(cè)試結(jié)果顯示：所有樣品均只含有微量TiO2（表1）。這說(shuō)明平湖組儲(chǔ)層中成巖流體介質(zhì)僅少量來(lái)源于大氣淡水，大氣淡水淋濾作用對(duì)溶蝕的貢獻(xiàn)不大（TiO2是反映地表經(jīng)歷分化強(qiáng)度的有效指標(biāo)）。

表1 西湖凹陷平湖組儲(chǔ)層石英次生加大邊電子探針成分測(cè)試結(jié)果Table 1 EMP analysis for components of secondary quartz of Pinghu Formation in Xihu Sag 單位：%

研究區(qū)平湖組儲(chǔ)層中方解石膠結(jié)物呈現(xiàn)局部富集的特點(diǎn)，具有進(jìn)行激光微區(qū)碳氧同位素分析的良好基礎(chǔ)。碳氧同位素測(cè)試由西南石油大學(xué)采用Thermo Fisher MAT252 同位素質(zhì)譜儀完成。測(cè)試結(jié)果顯示：δ13CPDB分布范圍為-6.02‰～0.82‰（圖6a），平均值為-1.64‰，主要集中在-3.2‰～0.82‰，變化范圍較窄，主要表現(xiàn)為低的負(fù)值，僅見(jiàn)少量正值；δ18OPDB分布范圍為-19.79‰～-9.36‰（圖6b），平均值為-13.11‰，主要集中在-13.23‰～-9.99‰，表現(xiàn)為高的負(fù)值。

圖6 西湖凹陷平湖組儲(chǔ)層方解石膠結(jié)物碳氧同位素分布圖Fig.6 Distribution of carbon and oxygen isotopes of calcite cements of Pinghu Formation in Xihu Sag

在碳氧同位素交會(huì)圖（圖7）上，數(shù)據(jù)點(diǎn)大多數(shù)落在Ⅲ區(qū)，說(shuō)明碳酸鹽的形成主要與有機(jī)酸的脫羧基作用有關(guān)。脫羧基作用產(chǎn)生具有高負(fù)δ18O 值的CO2，CO2溶于水與Ca2+、Mg2+、Fe2+等反應(yīng)生成碳酸鹽，則生成碳酸鹽的δ18O 也呈高負(fù)值；而δ13C 表現(xiàn)為低負(fù)值，則說(shuō)明碳酸鹽是在有機(jī)質(zhì)熱解作用產(chǎn)生的HCO3-流體環(huán)境中形成［16］。

圖7 西湖凹陷平湖組儲(chǔ)層方解石膠結(jié)物成因類(lèi)型判識(shí)Fig.7 Genetic types identification of calcite cements of Pinghu Formation in Xihu Sag

另外，一部分點(diǎn)落在Ⅱ區(qū)，說(shuō)明部分方解石的成因與生物氣有關(guān)。平湖組煤系地層富含水生和陸生植物，沉積埋藏后，植物遺體在淺層受到微生物和熱力作用形成大量腐殖酸，如以下反應(yīng)式所示：

這導(dǎo)致地層中的流體介質(zhì)在沉積過(guò)程中和早成巖階段為酸性［17-18］。

利用δ13CPDB、δ18OPDB值計(jì)算古鹽度參數(shù)Z 值，如公式（1）：

Z 值是判斷流體介質(zhì)來(lái)源的一種重要依據(jù)：當(dāng)Z＜120 時(shí)，表明部分方解石為淡水成因［19］。研究區(qū)Z值最高為124.3，最低為107.5，平均為117.4，分布較集中，部分Z＜120佐證了平湖組儲(chǔ)層存在大氣淡水的影響。

3.2 成巖環(huán)境演變規(guī)律

在淺埋藏階段，煤系地層腐殖酸的存在使得平湖組儲(chǔ)層流體介質(zhì)為弱酸性。后期隨著埋深的加大，細(xì)菌降解作用減弱，但隨著有機(jī)質(zhì)演化程度越來(lái)越高，鏡質(zhì)組反射率（Ro）達(dá)到0.35%～1.0%，大量有機(jī)酸的生成彌補(bǔ)了因微生物降解作用減弱和腐殖酸消耗而造成的酸性流體的減少。這使得平湖組獨(dú)特的“三明治”式生儲(chǔ)組合從沉積開(kāi)始—有機(jī)和無(wú)機(jī)相互反應(yīng)最活躍時(shí)期—反應(yīng)減弱前期始終保持著酸性環(huán)境，隨后儲(chǔ)層流體性質(zhì)才逐漸由酸性向堿性過(guò)渡［20-22］。研究區(qū)平湖組Ro大多介于0.6%～1.3%，處于油氣生成的成熟階段，具備酸堿轉(zhuǎn)化的條件。

薄片和掃描電鏡下清晰可見(jiàn)平湖組儲(chǔ)層溶蝕孔隙十分發(fā)育，次生孔隙對(duì)總面孔率的貢獻(xiàn)率超過(guò)了70%，這說(shuō)明平湖組在沉積埋藏過(guò)程中酸性流體來(lái)源充足，并對(duì)儲(chǔ)層進(jìn)行了改造。通過(guò)對(duì)研究區(qū)部分包裹體的統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)：石英加大捕獲包裹體均一溫度的分布范圍為77.5～145.8 ℃，集中于130～140 ℃。據(jù)此推斷酸性流體最活躍的時(shí)期為中成巖A期。

由平湖組X 衍射黏土礦物含量分布（圖8）可以看出：在3 000～4 200 m 深度區(qū)間，高嶺石含量一直很高（圖8a），伊利石含量低且變化小，伊/蒙混層中蒙脫石含量大于等于20%（圖8b），說(shuō)明地層整體處在中成巖A 期穩(wěn)定的酸性環(huán)境之中；在埋深超過(guò)4 200 m 之后，高嶺石開(kāi)始向伊利石轉(zhuǎn)化，伊利石含量明顯增高，高嶺石含量急劇減少，伊/蒙混層中蒙脫石含量小于等于15%，這標(biāo)志著儲(chǔ)層進(jìn)入中成巖B期，成巖環(huán)境發(fā)生了由酸性到堿性的轉(zhuǎn)變。

平湖構(gòu)造帶北部X3井平湖組油田水分析數(shù)據(jù)顯示：在4 186.7～4 202.5 m井段，地層水pH值為6.85，呈弱酸性；到4 231.7～4 286.6 m 處，地層水pH 值變?yōu)?.55，呈弱堿性。K+和Na+含量總和由6 423.31 mg/L降低至3 354.51 mg/L，Ca2+含量從187.33 mg/L降低至39.44 mg/L，Mg2+含量從38.87 mg/L降低至0 mg/L。這說(shuō)明隨著有機(jī)質(zhì)熱演化程度升高，酸性環(huán)境下不易保存的離子含量逐漸降低，有機(jī)酸被消耗破壞，導(dǎo)致成巖環(huán)境由酸性向堿性變化。

平湖組儲(chǔ)層成巖作用特征在垂向上發(fā)生有規(guī)律的變化(圖9)：埋深在3 100～3 450 m 范圍內(nèi)，孔隙較為發(fā)育，在保留部分原生粒間孔的同時(shí)，由于長(zhǎng)石普遍溶蝕而產(chǎn)生大量次生溶蝕孔，高嶺石發(fā)育；埋深在3 450～4 200 m 范圍內(nèi)，溶蝕作用仍然保持著主導(dǎo)作用，大量鋁硅酸鹽礦物被溶蝕，黏土礦物中以高嶺石為主，在原生孔隙被進(jìn)一步壓實(shí)的情況下，隨著溶蝕的持續(xù)發(fā)生，孔隙開(kāi)始以溶蝕孔為主；在埋深超過(guò)4 200 m 以后，環(huán)境開(kāi)始由酸性向堿性過(guò)渡，含鐵碳酸鹽礦物開(kāi)始規(guī)模出現(xiàn)，且晶型較好，高嶺石和伊利石此消彼長(zhǎng)，部分長(zhǎng)石溶蝕孔被含鐵方解石、含鐵白云石充填，偶見(jiàn)長(zhǎng)石加大邊，石英顆粒被溶蝕，儲(chǔ)層物性變差。通過(guò)對(duì)平湖組不同深度儲(chǔ)層成巖現(xiàn)象規(guī)律的總結(jié)，認(rèn)為平湖組儲(chǔ)層成巖環(huán)境由淺至深大致經(jīng)歷了弱酸性—酸性—酸堿過(guò)渡—堿性的演化過(guò)程。

圖8 西湖凹陷平湖組儲(chǔ)層X(jué)衍射黏土礦物含量隨深度變化圖Fig.8 Variation of X-diffraction clay mineral content with depth of Pinghu Formation in Xihu Sag

圖9 西湖凹陷平湖組儲(chǔ)層成巖演化與成巖環(huán)境劃分Fig.9 Diagenetic evolution and diagenetic environment division of Pinghu Formation in Xihu Sag

4 成巖環(huán)境演化對(duì)儲(chǔ)層的改造

平湖組儲(chǔ)層在沉積埋藏過(guò)程中所經(jīng)歷的成巖環(huán)境，直接控制了發(fā)生在碎屑巖成巖體系中的流體-巖石相互作用，從而決定了儲(chǔ)層成巖演化及孔隙演化特征［23-24］。

4.1 未固結(jié)砂巖孔隙度

現(xiàn)今砂巖儲(chǔ)層的孔隙是在原始孔隙的基礎(chǔ)上經(jīng)歷多種成巖作用改造后的結(jié)果。根據(jù)Scherer 實(shí)驗(yàn)室按不同分選等級(jí)人工排練研究的砂巖原始孔隙度與原始孔隙度Trask分選系數(shù)的關(guān)系［25-26］，原始孔隙度為：

式中：Φ1為原始孔隙度，%；Sd為T(mén)rask 分選系數(shù)，取（d75/d25）1/2，d75和d25為粒度概率累積曲線上75%和25%處對(duì)應(yīng)的顆粒直徑。

利用西湖凹陷14 口井451 個(gè)數(shù)據(jù)點(diǎn)的粒度資料計(jì)算，平湖組儲(chǔ)層平均原始孔隙度為38.50%。

4.2 壓實(shí)后的砂巖孔隙度

壓實(shí)后的孔隙主要為早期膠結(jié)物所占孔隙、現(xiàn)今保留的原生孔隙以及部分膠結(jié)物溶蝕孔隙，其孔隙度以Φ2表示。由于膠結(jié)物溶蝕現(xiàn)象在研究區(qū)不明顯，現(xiàn)存孔隙中膠結(jié)物溶孔占比非常小，在這里作忽略處理。Φ2的計(jì)算公式如下：

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

對(duì)8 口井335 個(gè)鑄體薄片數(shù)據(jù)計(jì)算后，可知平湖組未固結(jié)砂巖在經(jīng)歷機(jī)械壓實(shí)后，保留下來(lái)的孔隙度為0.50%～28.51%，平均值為7.85%，這說(shuō)明壓實(shí)作用是減孔的主要因素，導(dǎo)致至少78%的孔隙被破壞。

4.3 膠結(jié)后的砂巖孔隙度

經(jīng)膠結(jié)、壓實(shí)后的孔隙即為殘余原生粒間孔隙，其孔隙度表示為Φ3。膠結(jié)減孔的孔隙度可以用膠結(jié)物含量表示，故其計(jì)算方式可以表示為公式（4）：

將鑄體薄片統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)代入計(jì)算，膠結(jié)、壓實(shí)后的孔隙度范圍為0～6.33%，平均值為2.75%。

從研究區(qū)儲(chǔ)層膠結(jié)物含量與負(fù)膠結(jié)物孔隙度交會(huì)圖（圖10）可以看出，絕大多數(shù)點(diǎn)集中在左下部的壓實(shí)作用區(qū)間，僅有少量樣品點(diǎn)落在右上部的膠結(jié)作用區(qū)間。這說(shuō)明壓實(shí)作用是儲(chǔ)層減孔的最主要因素，但膠結(jié)作用也不容忽視，在局部可能是孔隙減少的主導(dǎo)因素。

圖10 西湖凹陷平湖組儲(chǔ)層膠結(jié)物含量與負(fù)膠結(jié)物孔隙度交會(huì)圖Fig.10 Crossplot of cement content and porosity of negative cement of Pinghu Formation in Xihu Sag

4.4 溶蝕后的砂巖孔隙度

溶蝕作用產(chǎn)生的孔隙度（Φ4）是指儲(chǔ)層儲(chǔ)集空間中所有溶蝕孔隙所占據(jù)的孔隙度，計(jì)算方式可以表示為公式（5）：

式中：ΦS為溶蝕面孔率，%。

平湖組儲(chǔ)層溶蝕孔隙主要來(lái)源于酸性流體的溶蝕，堿性溶蝕雖然存在，但產(chǎn)生的溶蝕孔有限。通過(guò)計(jì)算可知，溶蝕產(chǎn)生的孔隙度范圍為3.87%～21.78%，平均值為10.11%。

孔隙演化的最終平均孔隙度為Φ3與Φ4之和，為12.86%。將其與巖心實(shí)測(cè)平均孔隙度（12.84%）進(jìn)行對(duì)比，可以發(fā)現(xiàn)兩者之間的絕對(duì)誤差僅為0.02%，相對(duì)誤差也僅為0.2%，這說(shuō)明孔隙定量恢復(fù)結(jié)果的可信度較高。

4.5 孔隙演化

西湖凹陷平湖組煤系地層埋藏早期，因植物的快速腐爛分解釋放酸性流體，加上存在大氣淡水的影響，使得流體介質(zhì)在同生、準(zhǔn)同生成巖階段（深度＜1 000 m）為弱酸性，弱酸性環(huán)境抑制了早期碳酸鹽膠結(jié)物、部分硅質(zhì)膠結(jié)物的生成，導(dǎo)致儲(chǔ)層抗壓實(shí)能力較弱。弱酸性環(huán)境一直持續(xù)到早成巖B 期，埋深接近2 000 m 左右。之后，由于開(kāi)始生成有機(jī)酸，流體性質(zhì)逐漸由弱酸性過(guò)渡到酸性。此階段壓實(shí)減孔約18.86%，膠結(jié)減孔0.95%，溶蝕增孔2.03%，總孔隙度約為20.72%（圖11）。

圖11 西湖凹陷平湖組儲(chǔ)層成巖與孔隙演化Fig.11 Diagenesis and pore evolution of the reservoir of Pinghu Formation in Xihu Sag

進(jìn)入中成巖A 期（埋深大約2 000～4 200 m），有機(jī)質(zhì)逐步成熟，有機(jī)酸大量生成。該階段壓實(shí)減孔9.07%，硅質(zhì)膠結(jié)和高嶺石膠結(jié)等膠結(jié)作用減孔2.79%，溶蝕增孔6.46%，總孔隙度降為15.32%（圖11）。

進(jìn)入中成巖A—B 期過(guò)渡階段（埋深4 200 m 左右），烴源巖中有機(jī)質(zhì)演化程度升高，大量生成凝析油和濕氣，有機(jī)酸被破壞，脫羧基作用減弱，CO2來(lái)源減少，加上各種成巖蝕變反應(yīng)對(duì)有機(jī)酸的消耗，導(dǎo)致孔隙流體性質(zhì)由酸性逐漸向堿性演變。該階段機(jī)械壓實(shí)能力減弱，損失孔隙度2.72%，鈣質(zhì)膠結(jié)等膠結(jié)作用減孔1.36%，溶蝕增孔僅1.62%，孔隙度降為12.86%（圖11）。

5 結(jié) 論

（1）西湖凹陷平湖組巖石類(lèi)型以長(zhǎng)石巖屑質(zhì)石英砂巖為主，巖性80%以上為細(xì)砂巖，具有石英含量高、雜基和膠結(jié)物含量低的特點(diǎn)，發(fā)育中—低孔低滲儲(chǔ)層。平湖組經(jīng)歷了酸性和堿性?xún)煞N成巖環(huán)境：酸性成巖環(huán)境以長(zhǎng)石或巖屑等可溶組分的溶蝕、次生孔隙的發(fā)育、自生高嶺石和硅質(zhì)的膠結(jié)為標(biāo)志；堿性環(huán)境以碳酸鹽礦物、伊利石和綠泥石的自生膠結(jié)和石英顆粒或加大邊的溶蝕為標(biāo)志。

（2）平湖組儲(chǔ)層由淺至深大致經(jīng)歷了弱酸性—酸性—酸堿過(guò)渡—堿性的多重成巖環(huán)境演化過(guò)程，酸性成巖環(huán)境總體有利于儲(chǔ)層孔隙的形成，堿性成巖環(huán)境一般對(duì)儲(chǔ)層孔隙發(fā)育不利。平湖組從沉積埋藏開(kāi)始，至中成巖B 期之前一直處于酸性成巖環(huán)境中，導(dǎo)致長(zhǎng)石和巖屑等硅鋁酸巖礦物強(qiáng)烈溶蝕，形成大量粒間溶蝕擴(kuò)大孔和長(zhǎng)石巖屑粒內(nèi)孔，有效改善了滲流通道，使其在埋深超過(guò)4 200 m 后仍然存在優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層。

（3）成巖壓實(shí)作用貫穿儲(chǔ)層整個(gè)埋藏過(guò)程而且是減孔的最主要因素，膠結(jié)作用在局部區(qū)域是減孔的主導(dǎo)因素。早成巖B 期末總孔隙度降至20.72%，中成巖A 期末總孔隙度降低為15.32%，中成巖B 期末總孔隙度降至12.86%。