徐昉昊，徐国盛，刘勇，张武，崔恒远，王亦然

（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.中国石化西南油气分公司采气四厂，重庆 402160；3.中海石油（中国）有限公司上海分公司，上海 200335）

0 引言

东海陆架盆地西湖凹陷是中国近海油气资源丰富且具有较大勘探开发潜力的凹陷之一[1]。西湖凹陷致密砂岩气资源量巨大，约占凹陷天然气总资源量的80%[2]。近年来随着勘探开发的不断深入，西湖凹陷古近系花港组、平湖组低渗致密砂岩气勘探不断取得突破，其天然气探明储量快速增长。目前，低渗致密砂岩气已成为西湖凹陷油气勘探开发的主体[3]。但是，低渗致密砂岩储集层非均质性强，相对优质储集层发育控制因素不明仍然是制约西湖凹陷中深层（3 500 m以深）致密砂岩气勘探开发的重要问题。因此，开展花港组砂岩储集层控制因素分析对于揭示致密砂岩背景下相对优质储集层的成因及分布具有重要意义。本文选取西湖凹陷花港组致密砂岩气勘探近期取得重大突破的中央反转构造带为对象，采用岩石薄片鉴定、扫描电镜、锆石U-Pb测年、电子探针、激光微区同位素分析等测试手段，在储集层储集物性、岩石学及孔隙结构特征分析基础之上，从沉积物源、沉积相带、地层压力、成岩环境 4个方面，综合分析了花港组致密砂岩中相对优质储集层发育的主控因素及其分布特征。

1 地质背景

西湖凹陷位于东海陆架盆地东北部，呈北北东向展布（见图1），南北长约400 km，东西宽约100 km，面积约5.18×104km2。西湖凹陷的形成始于晚白垩世，为一典型的弧后裂谷凹陷，其构造演化经历了始新世的裂陷期、渐新世—中新世的拗陷期、上新世—第四纪的区域沉降期 3个阶段。据新生界的构造格局、沉积特点、断裂发育及油气富集等特征，西湖凹陷由西向东可划分为西部斜坡（缓坡）带、中央反转构造带和东部断阶（陡坡）带 3个次级构造单元。古近纪始新世至中新世，先后发育了由海湾-湖泊相、海湾-潮坪相构成的海相沉积和由湖泊相、河流相组成的陆相沉积，其中花港组以发育冲积平原、河流、沼泽洪泛平原、三角洲及滨浅湖沉积为主要特征，沉积厚度为1 000～1 800 m。钻井揭示新生界发育齐全，地层自下而上依次为（见图1）：古新统（E1），下始新统（E21）和平湖组（E2p），渐新统花港组（E3h），中新统龙井组（N11l）、玉泉组（N12y）和柳浪组（N13l），上新统三潭组（N2s）及第四系东海群（Qd）[4]。本次研究的重点勘探层系渐新统花港组，其纵向上可划分为上、下两段，上段包含H1—H5 5个小层，下段包含H6—H12 7个小层。

2 致密砂岩储集层基本特征

2.1 储集层岩石学特征

花港组储集层主要为河流相沉积，单套砂体累计厚度可达上百米，其储集层物性具有较强非均质性。与西湖凹陷其他构造区相比，研究区花港组砂岩具有石英含量高，碎屑颗粒粗，杂基、高岭石、胶结物含量低的特征，即呈现“一高、一粗、三低”的岩石学特征。通过对1 522件岩石薄片的观察发现，花港组砂岩的石英含量普遍为 62%～80%，长石含量为 15%～20%，岩屑含量为 16%～25%（见图2）。按照传统的砂岩分类命名原则[5]，花港组砂岩以长石岩屑质石英砂岩为主，占砂岩总量86.99%，长石砂岩和长石质石英砂岩占比较低，分别占砂岩总量的4.62%和2.07%，其余各类砂岩（例如长石质岩屑砂岩、岩屑砂岩，岩屑石英砂岩）占比极少，均不足砂岩总量的1%。此外，区内花港组天然气产层段砂岩粒度总体较粗，主要为细—中砂岩，次为粗—中砂，少量砂岩达到巨砂和砾石粒度级别。与西湖凹陷其他构造区相比，区内花港组砂岩具有杂基、胶结物、高岭石含量低的特征，其含量分别为 2.92%～5.09%、1.0%～3.1%、0.004%～1.270%。按杂基含量小于 15%界定为洁净砂岩，反之为杂砂岩[6]标准，研究区花港组储集层几乎为洁净砂岩。

2.2 储集层物性特征

据花港组岩心孔隙度、渗透率测试结果，研究区花港组储集层物性较差，整体属于致密砂岩储集层。孔隙度主要为6%～12%；渗透率差异性较大，且集中分布在（0.1～1.0）×10-3μm2，夹少量大于 1×10-3μm2储集层。依据致密砂岩气地质评价方法[7]，研究区内花港组储集层主要为致密储集层，也发育一定量的中低渗储集层。区内产气层花港组H3小层的储集物性相对较好，H4、H5小层的储集物性次之，H6和 H7小层的储集物性最差。

2.3 储集层孔隙结构特征

根据研究区花港组储集层砂岩的铸体薄片观察，发现主要存在原生孔隙、次生孔隙和微裂缝 3类储集空间，其中原生孔隙和次生孔隙是储集层最主要的储集空间类型，而微裂缝少见。

图1 西湖凹陷区域构造及地层综合柱状图

图2 研究区花港组砂岩碎屑组分三角投点图（样品数为1 522）

①原生孔隙。主要指碎屑颗粒之间的粒间孔隙，在花港组储集层砂岩中发育的原生孔隙形态一般并不完整，一部分原生孔隙由于受到压实作用而缩小呈狭窄的三角形、条状甚至缝状，也有一些原始孔隙受到自生矿物充填而发生变形（见图3a、图3b）。

②次生孔隙。花港组储集层的次生孔隙主要由粒内溶孔、粒间溶孔、晶间孔和铸膜孔所构成（见图3c、图3d），其中在原生粒间孔基础上溶蚀扩大形成的粒间溶孔是花港组储集层最为发育的次生孔隙类型。而粒内溶孔则主要是指长石和岩屑的颗粒内溶孔，其溶蚀常沿矿物的解理面进行，溶蚀程度较低时通常形成似窗格状或似蜂窝状的溶孔，溶蚀程度较高时则可形成铸模孔（见图3d）。此外，储集层还存在其他的次生孔隙组合特征，如晶间孔与粒内溶孔组合等。

③微裂缝。微裂缝在研究区花港组储集层中有少量发育，且主要由成岩微裂缝和构造微裂缝两种类型组成。通过对研究区岩心裂缝观察、镜下微裂缝及成像测井裂缝识别发现，裂缝缝宽0～0.5 mm，构造缝长10～20 cm，岩心裂缝中花港组上段平均线密度为0.65条/m，花港组下段平均线密度为0.88条/m，单井成像测井线密度为 0.047～0.443条/m。由于微裂缝发育数量少，增加储集空间极为有限，其本身对储集层物性的改善主要还是体现在提高储集层的渗透率。

图3 研究区花港组储集层孔隙特征

对1 715件样品的岩石薄片鉴定数据统计分类，花港组各层位的储集空间以孔隙（包括原生孔和次生孔）为主，其中次生孔所占比例最高，对应平均面孔率为4.23%，占花港组储集层总储集空间的 75.61%；原生孔对应的平均面孔率为1.33%，占其储集层总储集空间的23.79%；而微裂缝在花港组储集层中极少发育，占其储集层总储集空间的 0.60%，对应平均面孔率仅为0.03%。

以N-6井各小层压汞曲线特征为例（见图4），渗透率大于 10×10-3μm2，排驱压力小于 0.1 MPa（0.05～0.08 MPa）的样品，最大进汞饱和度大于 90%，平均喉道半径为3～7 μm，中值压力小于0.3 MPa，分选系数为2～3，孔喉粗、分选好；渗透率为（1～10）×10-3μm2的样品，排驱压力小于0.2 MPa，最大进汞饱和度为78%～94%，平均喉道半径为0.8～3.0 μm，中值压力为0.8～1.4 MPa，分选系数为2～3，孔喉较粗、分选较好；渗透率为（0.1～1.0）×10-3μm2的样品，排驱压力为0.2～1.5 MPa，最大进汞饱和度为73%～85%，平均喉道半径为 0.1～0.7 μm，中值压力为 1.8～8.0 MPa，分选系数为2～4，孔隙度为7%～13%，曲线具中等的平台，说明孔喉中等、分选中等；渗透率小于0.1×10-3μm2的样品，排驱压力大于1.0 MPa，最大进汞饱和度小于80%，平均喉道半径小于0.2 μm，孔隙度小于8%，曲线具较窄的平台，说明孔喉较细、分选较差。

图4 N-6井花港组压汞曲线特征

总体而言，研究区花港组横向上岩石类型、储集层物性及微观孔隙结构差异较小；纵向上地层埋深越大，储集层物性及微观结构越差，并以H3小层物性相对最好。

3 储集层发育控制因素

3.1 沉积物源

物源是影响储集层物性的主要因素之一，距离物源区的远近直接影响砂岩的成分成熟度和结构成熟度，从而影响储集层的物性特征[8]。

3.1.1 成分成熟度

在沉积物源的控制下，区内花港组砂岩整体表现出中—高成分成熟度特征。以研究区中北部为例，各小层成分成熟度（Q1/（F1+R1））数值范围为 1.7～1.9（见表1）。其中，H3小层成分成熟度最低，H7小层成熟度最高，这种差异性的原因是与其物源远近有关。通过恢复中北部物源供给过程发现，H7—H3小层处于水进-高位体系域，从钓鱼岛、虎皮礁和海礁物源区搬运至砂体汇集中心的中北部，搬运距离逐渐变小，导致从H7小层至H3小层石英含量整体逐渐减少，成分成熟度指数整体也逐渐变小。从花港组砂岩碎屑成分与储集层物性的相关性统计结果看出，石英含量与物性总体呈正相关趋势，高含量的刚性石英可以抵抗上覆地层的压实作用，有利于孔隙的保存；长石含量与物性之间则表现出较强的负相关性，这是由于长石在埋藏状态下容易受到地层流体的溶蚀，储集层中长石因溶蚀而减少量绝大部分都贡献给了次生溶蚀孔。

表1 西湖凹陷中央反转构造带中北部花港组岩石碎屑组成

3.1.2 结构成熟度

结构成熟度的判定标准为分选性和磨圆度，这两个优选参数是水动力条件和沉积物搬运距离的直观表现。以研究区中北部为例，统计1 200余个样品发现，花港组储集体5套砂体纵向上从H7小层至H3小层分选性逐渐变差（见表2），H7小层分选性最好，分选达到“好”的占总样品的74.7%，这与H7小层沉积物搬运距离最远有关。H6小层至H3小层分选以“好”和“中”为主。磨圆度的规律性不如储集层分选性呈现的规律强，主要为“次棱角—次圆状”，但能反映出储集体磨圆整体较好。通常情况下，低杂基含量有利于原生储集空间的保存。花港组砂岩杂基含量与储集层物性的相关性统计结果（见图5）显示，杂基含量与孔隙度和渗透率均表现出明显的负相关性，这表明低杂基含量是花港组致密砂岩中相对优质储集层发育的重要标志。此外，区内花港组砂岩还具有碎屑颗粒较粗的特征，其粒度级别以细—中粒为主，次为粗—中粒，对应的主要粒径区间值为0.15～0.48 mm。较粗的碎屑颗粒，也预示着砂岩具有较好的物性。花港组砂岩的中值粒径与储集层物性相关性的统计结果（见图5）显示，中值粒径大小与物性呈正相关。当中值粒径小于0.2 mm，孔隙度与中值粒径的相关性最强。当中值粒径大于 0.2 mm，孔隙度增加不明显，且主要集中在5%～10%。中值粒径与渗透率始终保持着明显的正相关性；随着中值粒径的增加，渗透率亦呈现出增加的趋势，当中值粒径大于0.2 mm，渗透率增加仍然很明显。

表2 中央反转构造带中北部花港组砂岩分选性分布频率统计表

图5 研究区花港组砂岩结构成熟度与储集层物性的相关性

3.1.3 物源方向及物源区

西湖凹陷花港组物源体系总体具有“多源-多汇”的特征，以及大型宽缓河谷充填型的多阶地特征等，利用碎屑锆石 U-Pb同位素年代学（见图6）分析[9-11]测试的大量数据（14件样品，测试样品的数据点数为1 405个，采样点覆盖西湖凹陷全区），对研究区花港组物源区进行追踪。研究发现，花港组沉积期，西湖凹陷同时存在北部虎皮礁隆起、西部海礁凸起和东部钓鱼岛隆褶带3个方向的物源供给（见图7），不同物源体系所形成的储集层其沉积母质及后生成岩作用具有不同特征，最终形成西湖凹陷花港组储集层物性差异性分布的特点。

图6 研究区花港组碎屑锆石U-Pb年龄谐和图及分布直方图

图7 渐新世花港组沉积期西湖凹陷物源供给体系模式图

锆石U-Pb年龄分布结果显示，研究区中北部花港组物源主要来自元古宇。具体而言，具长距离搬运特征的元古宇碎屑锆石在花港组碎屑锆石中所占比例最大，反映渐新世花港组沉积期北部虎皮礁隆起一直处于隆起剥蚀状态，而源自虎皮礁隆起的元古宇变质岩母岩区的沉积物对于整个西湖凹陷花港组砂岩的形成具有重要控制作用，受此影响花港组砂岩中变质岩岩屑含量表现出由南向北逐渐增大的趋势；而具短距离搬运特征的中生界和古生界碎屑锆石主要反映了凹陷东、西两侧的物源区（东侧钓鱼岛隆褶带古生代物源区，西侧海礁凸起、渔山低凸中生代物源区）在遭受风化剥蚀后呈现出沉积物短距离搬运和近源沉积的特征。虎皮礁隆起距离西湖凹陷中央反转构造带较远，自北向南顺狭长水道长距离地搬运使得花港组砂岩成分成熟度和结构成熟度均较高，并具有较高的原始孔隙度和渗透率。与此同时，花港组较好的原始物性又进一步促进了后期酸性成岩流体注入地层并形成大量的次生溶蚀孔，从而改善致密砂岩的储集物性。压汞实验发现，在渗透率级别相同时，成分成熟度和结构成熟度更高的长石岩屑质石英砂岩比长石质岩屑砂岩具有更粗的孔喉结构和更好的分选性。可见，沉积物源不仅对花港组砂岩发育“先存高孔”具有重要控制作用，同时也是花港组砂岩在后期成岩致密化过程中形成相对优质储集层的先决条件。勘探实践证实，花港组致密砂岩中分选较好的中粗级长石岩屑石英砂岩勘探效果最好。

沉积物自虎皮礁隆起主物源的长距离搬运使得花港组砂岩具有较高的成分成熟度和结构成熟度，且有利于储集层原生孔隙的发育和保存，同时也有利于现今研究区内花港组深层相对优质储集层的形成。

3.2 沉积相带

沉积相对于花港组砂岩原始储集物性具有明显的控制作用。研究区花港组主要发育辫状河三角洲前缘亚相，包括水下分流河道、心滩-河床、河口坝和水下分流间湾 4种微相类型。其中花港组储集层发育的优势沉积相为水下分流河道微相和心滩-河床微相。通过对比以上两种沉积微相砂岩样品原始孔隙度计算结果可以发现（见表3），辫状河心滩-河床微相砂岩的原始孔隙度平均值为38.35%，明显高于河流三角洲水下分流河道微相砂岩的平均原始孔隙度32.55%。这是由于辫状河心滩-河床微相相比河流三角洲水下分流河道微相具有更强的水动力条件，使得沉积的砂体在淘洗和分选上更为彻底，砂岩具有的分选性也相对更好，因此，辫状河心滩-河床微相比河流三角洲水下分流河道微相更有利于花港组砂岩原始孔隙的发育。

表3 西湖凹陷不同沉积微相花港组砂岩原始孔隙度恢复数据

3.3 成岩环境及成岩作用

3.3.1 成岩环境酸碱性的演变

前人研究发现，有机酸性流体可以对储集层中的长石类铝硅酸盐和碳酸盐类矿物进行有效溶蚀并形成次生溶孔[12-16]。为探究酸性成岩环境的形成机理，本文对花港组储集层中的方解石胶结物开展了激光微区碳、氧同位素组成测试（样品由加拿大萨斯卡通大学测试）。其测试结果表明，δ13C分布范围为-6.1‰～-1.0‰，平均值为-3.5‰，且随深度变化不明显，表现为较低负值；δ18O分布范围为-24.1‰～-16.0‰，平均值为－21.6‰，表现为高负值，且随着深度的增加呈现负偏趋势，表征古地层温度的增加。方解石胶结物成因分析发现，其全部数据点落入图版的Ⅲ区内（见图8），表明方解石胶结物的形成均与有机酸脱羧作用有关。因此，干酪根形成的大量有机酸以及有机酸脱羧反应产生的 CO2溶于地层流体所形成的碳酸是导致酸性成岩环境出现的主要原因。

Keith和Weber[17-18]提出了利用碳氧同位素组成计算碳酸盐形成时古盐度Z值的经验公式：

图8 花港组储集层方解石胶结物的成因类型（图版据文献[17]）

本次研究利用上述经验公式对花港组砂岩的方解石胶结物形成时的古盐度进行计算，结果显示Z值分布较集中，最低值为 103.03，最高值为 117.20，平均值为 109.31，反映形成方解石胶结物的地层流体具有相对较高的古盐度。

此外，通过电子探针分析（见表4）还发现，花港组砂岩的石英次生加大边中含有少量二氧化钛（TiO2）。而二氧化钛含量能反映地表风化强度，相对较早形成的石英次生加大边中含有二氧化钛[19]。说明花港组酸性成岩环境还存在有机酸以外的其他酸性物质来源，即早期大气淡水淋滤后残留于地层中的碳酸。但该类酸性物质含量较少且主要影响花港组顶部，其对花港组次生溶蚀孔发育的贡献程度不及有机酸。

表4 西湖凹陷中央反转构造带石英次生加大边电子探针测试结果表

当有机质演化程度进一步升高到生成大量凝析油和湿气时，脱羧基作用减弱，CO2来源减少，加之各种成岩蚀变反应对酸性物质的消耗，必然导致成岩流体逐渐由酸性向碱性演变[20]。前人开展的煤样加热实验[21]证实了有机质演化到Ro值为 1.0%～1.3%阶段成岩流体介质由酸性向碱性的转变过程。成岩环境由酸性演变为碱性，意味着地层埋藏深度增加，压实作用增强，加之长石类碱性矿物的溶蚀作用减弱，使得次生溶蚀孔隙形成受阻，已有的孔隙也会在压实作用下发生较大损失。另外，碱性成岩环境下普遍发育的自生伊利石和绿泥石还严重降低了储集层的渗流能力[22]。因此，碱性成岩环境对于花港组相对优质储集层的形成是不利的。

3.3.2 酸性成岩环境对相对优质储集层的控制

成岩环境是影响成岩作用的最直接因素，对碎屑岩储集层次生孔隙的发育和分布具有重要控制作用[23]。由于埋藏深度、构造位置的不同，中央反转构造带花港组的成岩环境演化在横向上和纵向上差异明显，从而造成了储集层物性在横向上和纵向上表现出较强的非均质性。

①成岩环境演变差异性在纵向上对相对优质储集层分布的控制。根据镜质体反射率Ro、黏土矿物组合、热解温度、包裹体均一温度和颗粒接触特征等，对中央反转构造带花港组各成岩阶段的成岩相组合、孔隙类型及成岩环境酸碱性进行识别，并恢复其成岩环境演变过程（见图9）。从花港组成岩环境纵向演变模式可以看出，早成岩A期，成岩环境为弱碱性，储集层孔隙类型以压实残余原生粒间孔为主；早成岩B期，有机质开始成熟并排出有机酸，成岩环境逐渐由弱碱性演变为弱酸性，随着埋深增加酸性逐渐增强，此时储集层孔隙类型仍以原生粒间孔为主，含少量长石或岩屑溶蚀孔。中成岩期，花港组成岩环境演变进入最复杂的阶段，随着酸性溶蚀作用对有机酸的消耗，成岩环境依次经历了以下演变过程：酸性环境→酸碱转换带→碱性环境→弱碱性环境。中成岩阶段，花港组储集层孔隙类型以长石类矿物溶蚀孔为主，但部分层段仍有少量原生粒间孔存在。

图9 西湖凹陷中央反转构造带花港组酸碱成岩环境纵向演变模式

3.3.3 成岩作用与孔隙演化

西湖凹陷中央反转构造带花港组在整个成岩环境演变过程中先后经历了多种成岩作用。其中压实作用贯穿成岩环境演变全过程，是导致致密砂岩储集层物性变差的重要原因[24]。胶结作用是松散的沉积物转变为沉积岩的重要成岩作用，是碎屑岩孔隙度、渗透率降低的主要原因之一。通过对研究区花港组砂岩的胶结物含量-负胶结物孔隙度（将胶结物全部去掉以后所得到的孔隙度）进行投点分析，纵轴值越小表示压实作用越强，横轴值越大表示胶结作用越强。结果显示大多数样品点集中在图版左下方的压实作用区间，仅少量样品点落在图版右上角的胶结作用区间（见图10），表明压实作用是花港组砂岩孔隙度降低的第1重要因素，同时胶结作用对孔隙起到的破坏性影响也不容忽视。溶蚀作用对碎屑岩储集层物性的改善起到了积极的建设性作用[25]。花港组砂岩溶蚀孔的形成以酸性溶蚀为主，碱性溶蚀为辅。在酸性成岩环境下，砂岩中长石类矿物、岩屑以及少量胶结物均可发生溶蚀，提高了储集层的孔隙度和渗透率。

图10 花港组砂岩胶结物含量-负胶结物孔隙度投点图

成岩环境演变差异性在横向上对相对优质储集层分布的控制作用明显。本次研究利用地层埋藏史、热演化史恢复成果，结合各阶段的成岩作用特征分析及孔隙演化定量计算[26-27]，针对研究区中北部、中南部地区分别建立花港组成岩环境演变及孔隙演化模式（见图11、图12），分析成岩环境差异性对区内花港组相对优质储集层横向分布的控制。

早成岩A期，研究区中北部地区花港组埋深小于1 700 m，对应弱碱性成岩环境。该阶段机械压实作用导致储集层孔隙度降低至 20%～30%；中南部地区花港组埋深接近1 300 m，同样处于弱碱性成岩环境，胶结作用使储集层孔隙度降低5%～10%。

图11 中央反转构造带中北部花港组储集层成岩环境演变及孔隙演化模式图

早成岩B期，中北部花港组埋深处于1 700～2 500 m，随着有机酸性流体的进入，成岩环境进入酸碱转换带。机械压实、硅质胶结、钙质胶结、自生黏土矿物胶结在该阶段使储集层孔隙度降低大约 27%，酸性溶蚀使储集层孔隙度增加大约 15%，最终储集层孔隙度降低至13.57%；中南部埋深处于1 300～1 900 m，成岩环境为酸碱转换带，有机质早成熟阶段排出的酸性流体及大气淡水的溶蚀作用所产生的次生孔隙使储集层孔隙度增加4%～8%。

中成岩A期，中北部花港组完全处于酸性成岩环境。该阶段较强的酸性溶蚀使储集层孔隙度增加大约5%，机械压实、钙质胶结、硅质胶结、自生黏土矿物胶结使储集层孔隙度降低8.16%，储集层总孔隙度降低至9.84%。距今10.9～12.0 Ma时，构造抬升导致花港组顶部遭到剥蚀，少量大气淡水下渗使得花港组上部仍然保持酸性成岩环境，而花港组下部由于有机酸的持续消耗且未受到酸性大气淡水的影响，其成岩环境已演变为碱性。中南部花港组因有机酸不断注入处于酸性成岩环境，该阶段的机械压实和胶结作用导致储集层孔隙度有所降低，但随着有机酸溶蚀作用的增强，储集层次生孔隙度增加 6%～10%。距今 5.5～10.9 Ma，地层抬升遭受剥蚀，花港组上部地层剥蚀厚度可达1 175～1 342 m，其对应成岩环境演变为酸碱转换带，而花港组下部地层受有机酸的持续影响仍然保持酸性成岩环境。

图12 研究区中南部花港组储集层成岩环境演变及孔隙演化模式图

中成岩 B期，中北部花港组大部分埋深已接近5 000 m，油气在充注过程中带入少量有机酸与花港组先存碱性成岩流体发生中和使得成岩环境逐渐演变为含铁方解石、伊利石、绿泥石等自生矿物的弱碱性环境，机械压实和胶结作用对储集层物性破坏能力减弱并使孔隙度降低大约1.5%，而较弱的碱性溶蚀（硅质溶蚀）使孔隙度增加大约0.3%，储集层总孔隙度最终降低至现今的8.5%左右；现今中南部花港组大部分处于中成岩A期，虽然储集层孔隙度会在机械压实、晚期铁方解石和铁白云石胶结作用下进一步降低，但其对应富含自生高岭石为代表的酸性成岩环境可为持续的酸性溶蚀提供必要条件，使得次生孔隙度继续增加2%～6%，储集层总孔隙度最终降低至现今的12%左右。

鉴于不同成岩作用环境对储集层物性影响的差异性，研究认为储集层处于机械压实较弱的浅埋藏状态有利于孔隙的保存。与此同时，酸性成岩环境下，储集层受到的溶蚀作用较强，有利于次生孔隙的大量形成。因此，现今研究区花港组相对优质储集层纵向上主要分布于埋藏相对较浅且处于酸性成岩环境的中成岩A期的花港组上段H3—H5砂岩小层。

3.4 异常高压

前人研究证实[12-14]，异常高压有助于减缓上覆沉积物的压实效应，抑制石英等胶结物的形成，同时也有利于溶解物质的带出并增强长石等易溶矿物的溶解作用。西湖凹陷花港组的异常高压幅度相对较小且主要集中在中反中北部花港组下段。异常高压对花港组储集层物性的影响主要表现在以下 3个方面：①异常高压使作用于岩石颗粒的压实效应得以减弱；②异常高压可进一步加强深部有机酸性流体对易溶矿物（碳酸盐类矿物和硅酸盐类矿物）的溶解作用，从而促进次生孔隙的形成发育；③当异常高压超过岩石破裂压力时，会导致岩层破裂产生微裂缝，从而增加储集层的储集空间，明显改善储集层的渗透性。

从地层压力系数-储集层物性-深度关系图来看（见图13），中反中北部典型钻井C-5井（见图13a）在花下段存在异常高压，压力系数可达 1.54，其花港组储集层物性随着地层埋深的增加总体呈下降趋势，但随着异常高压的出现，储集层孔隙度反而出现增大的趋势，且储集层层物性变化的拐点与压力系数增大的趋势一致。而中反中南部典型钻井E-4井（见图13b）在花下段并无异常高压出现，其储集层物性随地层埋深的增加一直下降。此外，在异常高压发育的深度范围内，储集层的次生孔隙度（据铸体薄片定量统计）与总孔隙度演化趋势较为接近，但次生孔隙度增加幅度低于总孔隙度。显然异常高压对于花港组储集层物性的改善主要体现在对原生孔隙的保护，但也在一定程度上促进了次生孔隙的发育。

图13 研究区花港组地层压力-储集物性与深度关系图

4 结论

西湖凹陷中央反转构造带花港组的岩石类型以长石岩屑质石英砂岩为主，具有石英含量高、碎屑颗粒粗、杂基含量低、高岭石含量低、胶结物含量低的岩石学特征。区内花港组储集层物性较差，总体属于致密砂岩范畴，但也发育相对优质储集层。不同产气小层之间差异较大，H3小层属于中孔中渗和低孔低渗储集层，H4、H5小层属于低孔低渗和特低孔特低渗储集层，H6和H7小层属于特低孔特低渗储集层。花港组致密砂岩相对优质储集层的发育具体表现为“先存高孔、高压保护、差异成岩”的综合控制作用。沉积物源及优势沉积相控制花港组砂岩先存高孔的发育，是后期致密砂岩相对优质储集层形成的先决条件；异常高压不仅有利于储集层原生孔隙的保存，还促进了次生孔隙的形成，从而改善和保护了花港组储集层物性。综合考虑储集层发育控制因素，特别是异常高压和成岩环境演变的差异性，研究区花港组致密砂岩中相对优质储集层纵向上集中分布于埋藏较浅且处于酸性成岩环境的花港组上段，横向上集中分布于地层埋藏较浅、异常高压相对发育且处于酸性成岩环境的中央反转构造带中南部地区。

符号注释：

F1——岩屑含量，%；K——渗透率，10-3μm2；N——样品数，个；R1——长石含量，%；Q1——石英含量，%；Z——古盐度，无因次；φ——孔隙度，%。