西湖凹陷Y构造花港组致密砂岩储层孔隙演化模式

2018-01-12杨鹏程

海洋石油 2017年4期

李倩，张萍，闫洁，杨鹏程

（1. 中国石化股份公司上海海洋油气分公司勘探开发研究院，上海 200120；2. 中国石油化工股份有限公司上海海洋油气分公司，上海 200120）

致密砂岩储层作为一类分布广泛、油气资源潜力巨大的非常规储层已受到广泛关注，并已逐渐成为当今油气勘探开发的新热点。研究致密砂岩储层的孔隙演化特征是寻找优质储层的关键[1-4]。目前对于研究区低孔渗的致密砂岩储层的研究更多的集中在成岩作用定性研究上，针对孔隙演化的定量研究还较少[5-7]。

东海盆地油气勘探开始于20世纪70年代，目前发现了一批重要的气田，表现了极好的勘探前景。近年来更是在中央背斜带揭示了多套低孔渗的致密砂岩气藏，显示出极大的低孔低渗油气勘探潜力，而该类储层的成岩作用对孔隙演化特征的影响尚不明确，制约了下一步的勘探。因此要对其成岩作用进行研究，明确致密砂岩储层孔隙演化模式[8-11]。本文以西湖凹陷三潭深凹Y构造花港组储层为目标，应用流体包裹体系统测试、铸体薄片、阴极发光、扫描电镜和X衍射等手段，从成岩作用特征入手，对研究区致密砂岩储层的孔隙演化进程进行定量研究，总结了花港组致密砂岩储层孔隙演化模式，对今后的勘探具有一定指导意义。

1 研究区概况

西湖凹陷位于东海陆架盆地东北部，为NNE向展布的狭长盆地，共经历了断陷、拗陷和区域沉降三大演化阶段，形成了现今“东西分带，南北分块”的地质特征[12]，且盆地自西向东依次发育保俶斜坡带、三潭深凹、中央背斜带、白堤深凹和天屏断裂带五个构造带。本次研究的Y构造位于西湖凹陷三潭深凹中北部（图1），它是在早期古隆起的基础上继承性发展并同时受断层影响形成的低幅背斜—断鼻构造，具有典型的凹中隆构造特点。中新生代地层自下而上分别为：宝石组、平湖组、花港组、龙井组、玉泉组、柳浪组、三潭组及东海组。本文主要研究对象为渐新统的花港组气层，以低孔渗致密砂岩储层为主，并在测试中获得高产油气流。

图1 西湖凹陷Y构造位置与地层、构造演化示意图

2 储层基本特征

2.1 岩石学特征

研究区花港组储层砂岩类型主要为长石岩屑质石英砂岩，其次为长石质岩屑砂岩，极少数为岩屑砂岩。碎屑成分中石英含量为52%~72%，长石含量为10%~21%，岩屑含量为13%~36%。胶结物主要是方解石、硅质和黏土矿物，黏土矿物主要是伊利石、绿泥石及少量高岭石等。颗粒分选中等到好或好到中等，磨圆多为次棱—次圆状，颗粒接触类型多以凹凸—线和线接触方式为主，胶结类型以压嵌—接触型为主，少数为接触—孔隙。风化程度浅—中等，分布较均匀。

2.2 孔隙特征

研究区的孔隙类型按照孔隙成因可分为原生孔（剩余粒间孔、粒间微孔）、次生孔隙（粒间溶孔、粒内溶孔、铸模孔）和微裂缝，其中次生孔隙是主要的孔隙类型。

研究区花港组原生孔隙较少，多呈不规则多边形或弧三角形状。部分储层砂岩中可见粒缘有较薄绿泥石膜生长，剩余粒间孔间可见石英、长石及黏土矿物的充填。研究区次生孔隙主要来源于长石的溶解，形成粒内溶孔甚至铸模孔，同时粒间易溶矿物溶蚀后，常形成港湾状、不规则状孔隙，增大了孔隙体积。研究区发育的少量裂缝连通了微小孔隙和较孤立的粒内溶孔，提高了岩石的渗透率，可作为油气运移的重要通道（图2）。

2.3 物性特征

研究区花港组储层总体致密，剔除由于破损无法真实反映物性的样品，最终研究区物性统计结果显示，孔隙度分布范围1.9%~12.0%，主要分布在6%~10%，平均孔隙度7.6%；渗透率分布范围 0.01~44.1h10-3μm2，主要分布在 0.1~1h10-3μm2，平均渗透率 0.88h10-3μm2。其中孔隙度整体小于12%，渗透率小于1h10-3μm2的样品占总数的87.1%（图3）。因此研究区花港组储层主要以低孔渗的致密砂岩储层为主。

3 孔隙演化

储层形成受沉积作用和成岩作用的共同制约，其中成岩作用是形成低孔低渗储层的重要因素[13]。

3.1 主要成岩作用

（1）压实作用

研究区储层非常致密，镜下观察发现，颗粒接触紧密，呈线—凹凸接触，甚至缝合线接触（图2a、2b）；云母塑性变形（图2c），石英、长石等颗粒脆性破裂（图2d）；原生粒间孔较少，整体以强压实为主。

（2）胶结作用

研究区储层的胶结现象普遍发育，主要以硅质胶结、碳酸盐胶结和粘土矿物胶结为主。

图2 Y构造花港组储集层显微照片

图3 Y构造储层孔隙度、渗透率分布直方图

其中硅质胶结的表现形式为自生石英晶体以及石英加大边，它们以充填粒间孔隙及围绕石英边缘的形式出现。常见Ⅱ级和Ⅲ级石英加大现象（图2e、2f）。研究区的石英颗粒加大边中检测到的盐水包裹体均一温度范围主要集中在120 ℃~160 ℃（图4），表明石英次生加大主要发生在中成岩阶段。中成岩作用阶段长石溶解产生的自生石英沉淀发生在有效压实之后，此时颗粒间关系基本固定，其岩石机械强度增加对孔隙保持没有实际意义，反而由于占据孔隙空间而导致孔隙度降低[14]。

阴极发光显示，该区存在两期碳酸盐岩胶结现象：第一期胶结物在阴极发光下呈橙黄色，为早期的成岩方解石，它们以连晶胶结方式沉淀于岩石显著压实之前（图2e、2g）；第二期的胶结物在阴极发光下呈暗红色，为晚期生成的含铁方解石，它们主要以分散状沉淀于长石、岩屑等的溶解空间，所以其沉淀于长石溶解之后（图2e），且从图2h可以看出，含铁方解石充填于早期石英加大保存的孔隙，说明石英加大后遭遇含铁方解石胶结。方解石胶结物中的盐水包裹体均一温度主要分布在两个区间：一是80 ℃~90 ℃区间，对应早期沉淀的方解石，二是132 ℃~154℃区间，对应晚期含铁方解石（图4）；分别为早成岩阶段B期和中成岩阶段。

图4 Y构造花港组储层自生矿物盐水包裹体均一温度分布图

研究区黏土矿物以伊利石和绿泥石为主，仅有及少量的高岭石存在。其中伊利石以纤维状、搭桥状分布于孔隙空间中，极大地降低了渗透率（图2i）；绿泥石多以包膜形式存在，认为是在成岩作用早期形成的，并在一定程度上减轻了颗粒的接触紧密程度，抑制了颗粒进一步遭受压溶作用，从而使孔隙得以保存（图2j、2k），另一方面也阻止了石英的次生加大[15]。研究区花港组砂岩中的黏土矿物中高岭石含量很低，且和伊利石呈现出明显的负相关关系（图5），推测高岭石与钾长石反应形成伊利石。

图5 高岭石与伊利石含量关系图

（3）溶蚀作用

研究区的溶蚀作用改善了储层孔隙度，其主要表现为早期斜长石和中期钾长石的酸性溶蚀[16]（图2l、2m、2n），研究区裂缝及砾石粒缘的存在进一步促进了溶蚀作用的发生（图2d、2o、2p），其中图2p沿裂缝溶蚀的长石表明，其溶解发生在裂缝化之后。

3.2 孔隙演化定量分析

为探讨不同成岩作用对孔隙度大小变化的影响，同时定量研究孔隙演化过程，首先要恢复砂岩储层的原始孔隙度φ1，然后模拟计算各成岩作用对孔隙度的影响。

对砂岩原始孔隙度对的估算，Beard等[17]指出在地表条件下的分选系数与孔隙度的关系如下：

φ1= 20.91+22.90 /S0式中：φ1为地表条件下的原始孔隙度；S0为特拉斯克分选系数，S0=（Q1/Q3）1/2；Q1为第一四分位数，即相当于25%处的粒径大小；Q3为第三四分位数，即相当于75%处的粒径大小。

Y地区花港组有利储层砂岩分选一般中等—好，分选系数在1.25左右，初始孔隙度39.2%。

压实作用是孔隙度损失最主要的原因，所以机械压实作用损失的孔隙度φ2主要为残余原生粒间孔孔隙度变化[18-20]，其关系如下：

φ2=φ1-（残余原生粒间孔面孔率/总面孔率×实测孔隙度）

经计算，研究区经早期机械压实作用后，损失的孔隙度最大为37.1%，最小为31.5%，平均为34.6%（图6a）。纵向上可见，随埋深增加，压实作用是逐渐增强的。

胶结作用导致储层中孔隙空间被胶结物所充填，所以认为胶结作用损失的孔隙度φ3是指在各成岩期内胶结作用占据的孔隙，大致等于胶结物的含量：

φ3= 硅质胶结物含量+碳酸盐岩胶结物含量+粘土胶结物含量

经计算，研究区胶结作用减小的孔隙度在0.5%~24.3%之间，平均为3.3%。其中碳酸盐岩胶结作用导致孔隙度减小平均为1.3%，且在深度5 000 m以下胶结作用最强，认为与第二期含铁方解石胶结有关；硅质胶结导致孔隙度减小1%；粘土矿物胶结导致孔隙度减小0.9%（图6b）。

溶蚀作用增加的孔隙度φ4指示储集空间中所有溶蚀孔占据的孔隙度，其公式如下：

φ4=（粒间溶孔面孔率+粒内溶孔面孔率+铸模孔面孔率）/总面孔率h实测孔隙度

所以溶蚀作用后增加的孔隙度在3.7%~11.2%之间，平均增加孔隙度为7.1%。其中主要的溶蚀改善来源于溶蚀粒间孔，它使孔隙度平均增加了3.8%；其次为铸模孔使孔隙度平均增加了1.8%，粒内溶孔使孔隙度平均增加了1.5%（图6c）。随埋深增加溶蚀作用整体上也有逐渐减小的趋势，但是在深度4 200 m~4 400 m和4 600 m~4 700 m，溶蚀作用较强，认为是次生孔隙带。

经历成岩演化过程后现今孔隙度平均为8.4%；现今实测的孔隙度平均7.6%，两者绝对误差0.8%，相对误差9%，所得结果基本可靠。

图6 Y构造不同成岩作用导致孔隙度变化曲线

3.3 孔隙演化模式

通过对研究区孔隙演化及其主要成岩控制作用的分析，做出该区碎屑岩储层的孔隙演化模式图（图7）。

早成岩A期随着上覆压力增大，压实作用逐渐增强，孔隙急剧减小，孔隙类型以原生粒间孔为主，该阶段发生早期的碳酸盐岩胶结，同时绿泥石开始生长，在一定程度上保存了孔隙，并抑制了石英加大边的生成。到末期孔隙度降低至25%。

早成岩B期由于烃源岩排出的有机酸和CO2导致长石溶解，高岭石进一步沉淀，自生石英沉淀。压实作用继续进行，原生粒间孔进一步减小，该阶段末期，孔隙度保存在16%。

中成岩A期钾长石的大量溶解驱动高岭石的伊利石化，为深埋藏条件下的砂岩提供一定数量的次生孔隙。伴随着这一成岩作用的进行，石英颗粒加大属Ⅱ级，之后晚期碳酸盐胶结物开始沉淀，使储层孔隙度进一步减小。从该阶段开始，储层孔隙类型以次生孔隙为主，该阶段末期孔隙度保存在13%。

中成岩B期持续的埋藏使储层的压溶作用进一步增强，硅质胶结物和晚期碳酸盐胶结物相继沉淀，使储层物性进一步降低，大致在9 Ma时储层孔隙度下降至12%左右。之后龙井运动导致了裂缝的形成，改善了部分层段储层的渗透性能，直至演化成现今的储层。

图7 西湖凹陷Y构造花港组砂岩成岩演化系列

4 结论

（1）研究区花港组储层砂岩类型主要为长石岩屑质石英砂岩，次生孔隙是主要的孔隙类型。总体上以低孔低渗的致密砂岩储层为主。对储层孔隙度有显著影响的成岩作用主要有压实作用、胶结作用和溶蚀作用。在整个成岩作用阶段，压实作用对孔隙度的减小占主导地位，随成岩作用进行，胶结作用也充填了部分孔隙空间，溶蚀作用产生的孔隙在一定程度上改善了孔隙条件。

（2）早成岩A期由于压实作用和早期长石溶解及碳酸盐岩胶结，使孔隙度降低到25%；早成岩B期压实作用进一步加强，黏土矿物和早期硅质沉淀和碳酸盐岩沉淀，使孔隙度降到16%；中成岩A期压实压溶作用继续进行，黏土矿物转化，长石溶解，晚期硅质沉淀及其后的碳酸盐岩沉淀，导致孔隙度降到13%；中成岩B期由于压溶作用和胶结作用，使孔隙度进一步损失，从而形成了现今的致密砂岩储层。

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