石良，金振奎，閆偉，朱小二，許新明，彭飚

（1.中國石油大學(xué)（北京）地球科學(xué)學(xué)院；2.中國石油冀東油田公司勘探開發(fā)研究院；3.中海石油（中國）有限公司深圳分公司）

異常高壓對儲集層壓實(shí)和膠結(jié)作用的影響
——以渤海灣盆地渤中凹陷西北次凹為例

石良1,2，金振奎1，閆偉1，朱小二1，許新明3，彭飚1

（1.中國石油大學(xué)（北京）地球科學(xué)學(xué)院；2.中國石油冀東油田公司勘探開發(fā)研究院；3.中海石油（中國）有限公司深圳分公司）

根據(jù)巖心和薄片資料，定量分析渤海灣盆地渤中凹陷西北次凹異常高壓對古近系東營組儲集層壓實(shí)和膠結(jié)作用的影響。異常高壓對壓實(shí)具有明顯抑制作用，異常高壓帶砂巖壓實(shí)強(qiáng)度及壓實(shí)減孔率低于上覆常壓帶砂巖，異常高壓帶地層壓力每超過靜水壓力4 MPa，可保存約1.1%原生孔隙；異常高壓對膠結(jié)物發(fā)育有控制作用，異常高壓帶及鄰近內(nèi)側(cè)常壓帶內(nèi)，膠結(jié)較強(qiáng)烈，而遠(yuǎn)離異常高壓帶的外側(cè)常壓帶，膠結(jié)強(qiáng)度迅速降低。在常壓帶，碳酸鹽膠結(jié)帶的厚度比自生黏土礦物膠結(jié)帶厚度小。碳酸鹽差異膠結(jié)存在“細(xì)粒聚集效應(yīng)”，即碳酸鹽優(yōu)先在粒度較細(xì)的砂巖中形成膠結(jié)物，使得異常高壓帶內(nèi)砂巖儲集層物性有好有差。外側(cè)常壓帶是原生孔隙保存最為有利帶，異常高壓帶是原生孔隙保存較為有利帶，而內(nèi)側(cè)常壓帶原生孔隙保存相對較差。圖9表2參23

異常高壓；壓實(shí)強(qiáng)度；膠結(jié)強(qiáng)度；碳酸鹽差異膠結(jié)；渤中凹陷

0 引言

前人對異常高壓與成巖作用的關(guān)系進(jìn)行了較多研究，但仍存在一些問題尚未解決，如金振奎發(fā)現(xiàn)準(zhǔn)噶爾盆地異常高壓帶內(nèi)有些區(qū)域砂巖儲集層質(zhì)量好，有些區(qū)域儲集層質(zhì)量卻很差[1]，異常高壓對砂體壓實(shí)作用及膠結(jié)作用的影響尚不明確。本文以渤海灣盆地渤中凹陷西北次凹為例，詳細(xì)探討異常高壓對碎屑巖儲集層壓實(shí)和膠結(jié)作用的影響，明確膠結(jié)強(qiáng)度的分布規(guī)律，對異常高壓帶內(nèi)儲集層物性差異進(jìn)行了合理解釋，從而為異常高壓帶有利儲集層預(yù)測提供了理論依據(jù)。

1 地質(zhì)概況

渤中凹陷是渤海灣盆地沉積和生油氣中心，凹陷面積大、沉積巖厚度大，主力烴源巖發(fā)育于古近系沙河街組沙三段、沙一段和東營組，油氣資源豐富，主力儲集層為東營組和沙河街組砂巖，勘探潛力巨大[2-3]。渤中凹陷西北次凹（見圖1）斷裂不發(fā)育，東二段（Ed2）為辮狀河三角洲沉積，主要發(fā)育分流河道、河口壩和遠(yuǎn)砂壩微相，東三段（Ed3）為扇三角洲沉積[4-5]。東二下亞段實(shí)測壓力系數(shù)為1.46～1.50，東三段實(shí)測壓力系數(shù)最高為1.68（見表1），按杜栩等提出的地層壓力劃分標(biāo)準(zhǔn)[6]，屬于異常高壓儲集層。依據(jù)實(shí)測壓力資料和泥巖孔隙壓力計(jì)算，研究區(qū)異常高壓的起始深度約為3 230 m。

東營組砂巖以成分成熟度低的巖屑質(zhì)長石砂巖和巖屑砂巖為主，少量長石質(zhì)巖屑砂巖，分選較差（Folk分選系數(shù)1.12～1.79，平均值為1.46），砂巖粒級屬中—細(xì)砂（粒徑0.06～0.49 mm，平均為0.21 mm），顆粒呈次圓—次棱角狀，以顆粒支撐為主，總體上砂巖碎屑組分中塑性巖屑含量普遍較高，巖屑以火成巖和變質(zhì)巖為主，含少量云母。本次研究所用樣品多取自東二段。

圖1 渤中凹陷構(gòu)造位置圖（據(jù)文獻(xiàn)[3-4]修改）

表1 研究區(qū)東營組測試地層壓力

2 研究區(qū)異常高壓帶壓實(shí)作用特征及定量分析

2.1 鏡下特征

研究區(qū)東營組樣品鏡下常見碎屑顆粒點(diǎn)-線接觸（見圖2a、2b、2c），顆粒機(jī)械壓實(shí)后略顯定向排列（見圖2a），板巖巖屑、云母等塑性顆粒被壓實(shí)變形，呈假雜基狀充填粒間孔隙。

圖2 研究區(qū)東營組樣品鏡下照片

2.2 壓實(shí)強(qiáng)度

金振奎等根據(jù)不同接觸類型顆粒的相對含量，將壓實(shí)作用強(qiáng)度（以下簡稱壓實(shí)強(qiáng)度）劃分為6級[7]，另有學(xué)者用壓實(shí)率來劃分壓實(shí)強(qiáng)度[8-9]。本文用壓實(shí)減孔率定量表征壓實(shí)強(qiáng)度，其是指砂巖由于埋藏壓實(shí)作用引起孔隙度減少值與砂巖初始孔隙度的百分比，計(jì)算公式如下[10]：

公式（1）以砂巖初始孔隙度（φ0）為基準(zhǔn)，砂巖沉積后其初始孔隙度為定值，（φio+φic+φc+φm）隨壓實(shí)強(qiáng)度變化而變化。需指出，樣品巖心常規(guī)分析、薄片分析、粒度分析等數(shù)據(jù)在實(shí)驗(yàn)室常溫常壓下測得，而砂巖初始孔隙度也是指常溫常壓下沉積形成的孔隙度，所以二者具有可比性。

體積率估算采用薄片中殘余原生面孔率（或次生面孔率）與總面孔率的相對比值，或殘余碳酸鹽（或自生黏土礦物等）面積率與總固態(tài)面積率的相對比值，結(jié)合巖心孔隙度或固態(tài)體積計(jì)算得到。該法假設(shè)：薄片統(tǒng)計(jì)得到的面孔率與總面孔率的比值等于對應(yīng)體積率與實(shí)測孔隙度的比值。研究區(qū)薄片中總面孔率與相應(yīng)巖心測試孔隙度具有良好相關(guān)性，相關(guān)系數(shù)達(dá)0.841（見圖3），證實(shí)了該估算方法的可行性。

綜合前人[7-9]及研究區(qū)數(shù)據(jù)，本文給出了研究區(qū)壓實(shí)強(qiáng)度級別劃分標(biāo)準(zhǔn)（見表2）。

2.3 異常高壓影響壓實(shí)作用機(jī)制定量分析

異常高壓帶內(nèi)孔隙流體承受壓力大，則碎屑巖骨架承受壓力相應(yīng)減小，使顆粒壓實(shí)作用受到抑制，從而保留更多原生粒間孔隙。通過異常高壓帶砂巖樣品與上覆常壓帶樣品的對比，可有效表征異常高壓對壓實(shí)作用的影響：①在顯微鏡下，異常高壓帶砂巖的壓實(shí)強(qiáng)度低于上覆常壓帶砂巖的壓實(shí)強(qiáng)度：異常高壓帶砂巖點(diǎn)接觸顆粒約占全部顆粒的80%（見圖2b），線接觸顆粒約占20%，壓實(shí)減孔率約為28%，屬弱壓實(shí)；上覆常壓帶的砂巖線接觸顆粒約占60%，點(diǎn)接觸顆粒約占40%（見圖2a），壓實(shí)減孔率約為43%，屬中壓實(shí)。②地層正常埋藏過程中，隨埋藏深度和地層溫度增加，砂巖壓實(shí)強(qiáng)度隨之增強(qiáng)，殘余原生孔隙體積率逐漸減小[7]。但研究區(qū)異常高壓帶卻呈現(xiàn)相反的變化趨勢：異常高壓帶的砂巖平均壓實(shí)減孔率（約36%）低于常壓帶內(nèi)的砂巖平均壓實(shí)減孔率（約41%），即由常壓帶進(jìn)入異常高壓帶，壓實(shí)減孔率呈下降趨勢（見圖4a），殘余原生孔隙體積率也隨之呈現(xiàn)增加趨勢（見圖4b）。

圖3 研究區(qū)東營組實(shí)測孔隙度與薄片統(tǒng)計(jì)總面孔率交會圖

表2 成巖作用強(qiáng)度級別劃分表

圖4 研究區(qū)東營組壓實(shí)作用參數(shù)隨深度變化曲線

研究區(qū)W1井異常高壓段（3 287～3 350 m）地層壓力系數(shù)約為1.5（見表1），即地層壓力比靜水壓力高約15 MPa。因異常高壓段膠結(jié)強(qiáng)度與上覆常壓段（2 990～3 010 m）基本一致（詳見后文論述），溶蝕強(qiáng)度也與上覆常壓段相當(dāng)[11]，壓實(shí)減孔量φcd為：

異常高壓段內(nèi)壓實(shí)減孔率與常壓段內(nèi)壓實(shí)減孔率相減，可消除兩者間膠結(jié)作用和溶蝕作用的影響，該差值再經(jīng)正常壓實(shí)校正，即是該異常高壓下所保存的原生孔隙度值。W1井異常高壓帶及常壓帶的平均壓實(shí)減孔量分別為8.4%和12.8%，二者之差為4.4%，經(jīng)壓實(shí)校正（約為0.1%）后，得到異常高壓帶保存的原生孔隙度為4.3%。因此，研究區(qū)地層壓力每超過靜水壓力15 MPa，可保存約4.3%原生孔隙，相當(dāng)于地層壓力每超過靜水壓力4 MPa可保存約1.1%原生孔隙。該結(jié)果與Scherer研究北海異常高壓帶砂巖孔隙度結(jié)果[10]相近。

3 研究區(qū)異常高壓帶膠結(jié)作用特征

3.1 膠結(jié)物類型及特征

研究區(qū)東營組主要膠結(jié)物為碳酸鹽和自生黏土礦物，其占總膠結(jié)物的比例分別約為59%和40%，少量硅質(zhì)膠結(jié)，比例小于1%，黃鐵礦偶見。

3.1.1 碳酸鹽膠結(jié)物特征及其物質(zhì)來源

研究區(qū)東營組碳酸鹽膠結(jié)物非常常見，常呈微晶狀、晶粒狀或連晶狀，孔隙充填式產(chǎn)出（見圖2c），以（鐵）方解石和白云石為主，分別占52.3%和46.4%，少量鐵白云石。方解石和白云石充填粒間孔隙（見圖2c），主要呈晶粒狀或連晶狀，晶體呈菱面體（見圖2d）。菱鐵礦僅局部發(fā)育，為隱晶質(zhì)，呈團(tuán)塊狀（見圖2c）或條帶狀。

渤中凹陷東營組碳酸鹽膠結(jié)物的氧同位素值（δ18O）為-17.4‰～-11.2‰[3,12]，表明碳酸鹽膠結(jié)作用發(fā)生時(shí)埋藏深度較大。砂巖中（鐵）方解石、白云石和鐵白云石膠結(jié)物的離子源（Ca2+、Mg2+、Fe2+和CO32-）來自其附近厚層暗色泥巖[13]，泥巖中流體在壓力梯度的驅(qū)動下排入砂巖層。菱鐵礦是早成巖階段還原條件下的產(chǎn)物[14]。

3.1.2 自生黏土礦物特征及其物質(zhì)來源

研究區(qū)東營組自生黏土礦物以高嶺石為主，約占48%，其次為伊/蒙混層，約占25%，伊利石和綠泥石所占比例較少，分別約占12%和15%。自生高嶺石晶型自形程度高，多呈書頁狀（見圖2f）、蠕蟲狀集合體（見圖2d）充填粒間孔隙，堵塞喉道。伊/蒙混層呈絮狀集合體充填粒間孔隙（見圖2e）或包覆顆粒表面。伊利石主要呈絲絮狀包覆在顆粒表面，部分呈搭橋狀（見圖2f）。綠泥石多呈鱗片狀（見圖2f）。

自生高嶺石形成于酸性地層水環(huán)境，主要物質(zhì)來源于長石顆粒的溶解[15-16]，以及周圍黏土巖轉(zhuǎn)化釋放出的相關(guān)離子。伊/蒙混層在富K+堿性地層水條件下，由早期蒙脫石轉(zhuǎn)化而來[7]。自生伊利石可由高嶺石和伊/蒙混層轉(zhuǎn)化形成，或由高嶺石與鉀長石反應(yīng)生成[17]。綠泥石是在富Fe2+、Mg2+堿性地層水環(huán)境下，由高嶺石或蒙脫石轉(zhuǎn)化形成[18]。

3.1.3 其他膠結(jié)物特征及其物質(zhì)來源

研究區(qū)東營組其他膠結(jié)物包括硅質(zhì)膠結(jié)和黃鐵礦，但相對含量較少，占總膠結(jié)物的比例低于1%。硅質(zhì)膠結(jié)主要為石英次生加大，多呈小晶面雛晶狀（見圖2f），加大級別低，多屬Ⅰ級，其主要物質(zhì)來源是長石顆粒的溶蝕[16]和黏土礦物轉(zhuǎn)化。黃鐵礦偶見，在掃描電鏡下呈草莓狀，是早成巖階段產(chǎn)物[19]：局部強(qiáng)還原環(huán)境中，還原細(xì)菌將SO42-還原為低價(jià)S-，后者與活性鐵反應(yīng)生成黃鐵礦[20]。

3.2 膠結(jié)強(qiáng)度級別劃分

有學(xué)者用膠結(jié)率定量確定膠結(jié)作用級別[8-9]。本文用膠結(jié)減孔率定量表征膠結(jié)作用強(qiáng)度（簡稱膠結(jié)強(qiáng)度）。膠結(jié)減孔率是指砂巖中現(xiàn)今殘余膠結(jié)物體積率與膠結(jié)物溶蝕孔體積率之和占初始孔隙度的百分比值，是表征埋藏后所生成膠結(jié)物造成孔隙減少的一個(gè)定量參數(shù)，計(jì)算公式如下：

本文給出了建議膠結(jié)強(qiáng)度級別判別標(biāo)準(zhǔn)（見表2），公式（3）科學(xué)性分析與上文壓實(shí)減孔率基本相似，不再贅述。

3.3 異常高壓對膠結(jié)強(qiáng)度的控制作用

研究區(qū)異常高壓明顯影響了儲集層的膠結(jié)作用，表現(xiàn)為膠結(jié)強(qiáng)度在不同壓力區(qū)的變化呈明顯規(guī)律性。同時(shí)，因研究區(qū)東營組砂巖硅質(zhì)膠結(jié)物和黃鐵礦膠結(jié)物占總膠結(jié)物比例低（共約1%），可忽略其影響。

3.3.1 膠結(jié)強(qiáng)度總體變化特征

從異常高壓帶到常壓帶，膠結(jié)強(qiáng)度呈階梯狀分布規(guī)律。①緩慢減弱段：從異常高壓帶向上到深度2 950 m左右的常壓帶，膠結(jié)強(qiáng)度緩慢減弱（見圖5a）。鉆遇的異常高壓帶厚400～500 m（未鉆穿），其平均膠結(jié)減孔率為37.4%；而上覆厚約280 m常壓帶的平均膠結(jié)減孔率為35.5%，可見膠結(jié)強(qiáng)度略有減弱。兩者均屬強(qiáng)—中膠結(jié)，膠結(jié)物以碳酸鹽為主，約占總膠結(jié)物的83%。②迅速減弱段：常壓帶內(nèi)從深度2 950 m左右向上，膠結(jié)強(qiáng)度迅速降低，至深度2 800 m左右，平均膠結(jié)減孔率降低為14.5%，屬弱膠結(jié)，膠結(jié)物以黏土礦物為主，約占全部膠結(jié)物的95%，碳酸鹽膠結(jié)物含量很低（多低于0.5%）。膠結(jié)強(qiáng)度的變化梯度約為15%/100 m（見圖5a）。

據(jù)研究區(qū)膠結(jié)強(qiáng)度變化特征，將異常高壓帶附近的常壓帶細(xì)分為內(nèi)側(cè)的強(qiáng)—中膠結(jié)常壓帶（簡稱為內(nèi)側(cè)常壓帶）和外側(cè)的弱膠結(jié)常壓帶（簡稱為外側(cè)常壓帶），兩者分界線在深度2 950 m左右（見圖5）。

圖5 研究區(qū)東營組砂巖膠結(jié)參數(shù)隨深度變化

3.3.2 碳酸鹽膠結(jié)強(qiáng)度變化特征

碳酸鹽膠結(jié)強(qiáng)度可用碳酸鹽膠結(jié)物體積率來反映，體積率越大，則其含量越高，膠結(jié)強(qiáng)度越大。研究區(qū)碳酸鹽膠結(jié)強(qiáng)度表現(xiàn)出了與總膠結(jié)強(qiáng)度一致的階梯狀變化規(guī)律（見圖5b）。①緩慢減少段：從異常高壓帶到內(nèi)側(cè)常壓帶，碳酸鹽膠結(jié)物體積率略有減少。異常高壓帶的平均碳酸鹽體積率為11.7%，上覆常壓帶則為11.2%，減少了0.5%；②迅速減少段：在外側(cè)常壓帶內(nèi)（約2 800～2 950 m），碳酸鹽膠結(jié)物含量迅速減少，其平均體積率為0.26%。表明研究區(qū)異常高壓帶和鄰近的常壓帶碳酸鹽膠結(jié)物含量高，而遠(yuǎn)離異常高壓帶后，碳酸鹽膠結(jié)物含量迅速減少，其體積率多小于0.5%。

3.3.3 自生黏土礦物膠結(jié)強(qiáng)度變化特征

自生黏土礦物膠結(jié)強(qiáng)度的分布規(guī)律與碳酸鹽膠結(jié)物大致相似，也呈階梯狀（見圖5c）。W1井異常高壓帶和鄰近常壓帶的平均自生黏土礦物體積率都為3.6%；W3井異常高壓帶和鄰近常壓帶的平均自生黏土礦物體積率分別為5.6%和5.0%；W2井異常高壓帶和鄰近常壓帶的平均自生黏土礦物體積率均為3.9%，遠(yuǎn)離異常高壓帶的常壓帶，迅速降低至0.8%。在常壓帶，自生黏土礦物膠結(jié)帶的厚度比碳酸鹽膠結(jié)帶的厚度（約280 m）要大，約450 m。

4 異常高壓對自生黏土礦物膠結(jié)的影響

研究區(qū)砂巖膠結(jié)物來源于泥巖排出的流體和碎屑顆粒的溶蝕。異常高壓帶內(nèi)及其鄰近地層膠結(jié)作用較強(qiáng)，自生黏土礦物膠結(jié)帶的厚度比碳酸鹽膠結(jié)帶的大，本文認(rèn)為其原因如下：

①異常高壓帶能夠?qū)⒏嗟目紫端４嬷翜囟群蛪毫^高的深部，加之異常高壓拓寬生油窗[21]，使異常高壓帶黏土礦物轉(zhuǎn)化、長石溶蝕等作用活躍，向孔隙水中釋放了大量K+、Ca2+、Mg2+、Fe2+、CO32-等離子[7]。因此，異常高壓帶的孔隙水不僅總量較大，而且富含各種離子，從而有利于膠結(jié)物在異常高壓帶內(nèi)沉淀。同時(shí)，由于異常高壓帶與常壓帶之間存在壓力差，高壓力系數(shù)帶內(nèi)富含離子的孔隙水會向低壓力系數(shù)帶及常壓帶泄流，從而導(dǎo)致膠結(jié)物在高壓帶及鄰近的常壓帶大量沉淀。隨著遠(yuǎn)離異常高壓帶，孔隙水中的離子迅速減少，導(dǎo)致膠結(jié)作用變?nèi)酢Ｄz結(jié)較強(qiáng)烈的外側(cè)常壓帶厚度，可能與異常高壓帶的厚度、壓力系數(shù)有關(guān)，其厚度、壓力系數(shù)越大，排到常壓帶的流體就越多，從而膠結(jié)帶厚度越大。但由于研究區(qū)的鉆井未鉆穿異常高壓帶，不能確定其厚度，因此這種解釋是否正確有待證實(shí)。

②鄰近異常高壓帶的常壓帶內(nèi)，自生黏土礦物的膠結(jié)帶比碳酸鹽膠結(jié)帶要厚（見圖5b、5c），前者厚約450 m，而后者約280 m，這可能與兩者對從異常高壓帶流出流體的依賴性大小有關(guān)：自生黏土礦物的物質(zhì)來源只有一部分（如H+、K+等）來自異常高壓帶的地層流體，依賴性相對較小，而碳酸鹽膠結(jié)物的離子源（Ca2+、Mg2+、Fe2+、CO32-等）則全部來自異常高壓帶地層流體，依賴性相對較大，因此自生黏土礦物的膠結(jié)帶更厚。這也可能是由于自生黏土礦物沉淀比碳酸鹽慢，因此相關(guān)離子能被從異常高壓帶流出的流體攜帶更遠(yuǎn)，膠結(jié)帶就更厚。

在異常高壓影響下，膠結(jié)強(qiáng)度在縱向上具有階梯狀的分布規(guī)律（見圖5a），推測膠結(jié)強(qiáng)度在橫向上也具有相似的分布規(guī)律。因此，將膠結(jié)強(qiáng)度的階梯狀分布規(guī)律歸結(jié)為：①緩慢減弱段，從異常高壓帶到內(nèi)側(cè)常壓帶，膠結(jié)強(qiáng)度緩慢減弱，以強(qiáng)—中膠結(jié)為特征，膠結(jié)物以碳酸鹽膠結(jié)物為主；②迅速減弱段，遠(yuǎn)離異常高壓帶的外側(cè)常壓帶，膠結(jié)強(qiáng)度迅速減弱，以弱膠結(jié)為特征，膠結(jié)物以自生黏土礦物為主。

5 異常高壓對碳酸鹽膠結(jié)的影響

研究區(qū)異常高壓帶內(nèi)，有些區(qū)域砂巖儲集層儲集物性較好，而有些區(qū)域則很差，本文采用好儲集層與差儲集層對比的方法，研究異常高壓帶以及常壓帶內(nèi)不同砂巖儲集物性差異的原因。研究發(fā)現(xiàn)，儲集物性差的砂巖，碳酸鹽膠結(jié)物含量高；而儲集物性較好的砂巖，碳酸鹽膠結(jié)物含量較低。導(dǎo)致碳酸鹽膠結(jié)物含量差異的原因在于砂巖的粒度：細(xì)粒砂巖比粗粒砂巖更利于碳酸鹽沉淀聚集于其表面形成膠結(jié)物，這是本次新發(fā)現(xiàn)的碳酸鹽膠結(jié)機(jī)制，本文稱之為“細(xì)粒聚集效應(yīng)”。

研究選用的樣品取自W3井和W1井異常高壓帶和鄰近常壓帶的取心段。W3井常壓帶和異常高壓帶取心長度分別約為9.0 m和4.5 m（見圖6a、6b），W1井分別約為14.0 m和10.0 m （見圖6c、6b）。取心段的采樣點(diǎn)所屬沉積微相相同，確保對比樣品的沉積環(huán)境及埋藏后成巖環(huán)境相同，如圖6b中W3井砂巖樣品取自同一遠(yuǎn)砂壩，圖6b和圖6c中W1井砂巖樣品分別取自兩個(gè)河口壩，圖6a中砂巖樣品取自W3井辮狀分流河道。

圖6 研究區(qū)東營組碳酸鹽膠結(jié)物含量與平均粒徑交會圖

碳酸鹽膠結(jié)物含量變化有如下規(guī)律：①W3井異常高壓帶密集采樣數(shù)據(jù)分析結(jié)果表明，隨著平均粒徑變?。６仍龃螅?，碳酸鹽膠結(jié)物含量增高（見圖6b）。在該取心段的鑄體薄片中未發(fā)現(xiàn)膠結(jié)物溶蝕孔，據(jù)此認(rèn)為該取心段的膠結(jié)物未遭受溶蝕影響，所測碳酸鹽含量可認(rèn)為是樣品碳酸鹽膠結(jié)物的總量。W1井異常高壓帶砂巖碳酸鹽膠結(jié)物含量與粒度之間表現(xiàn)為相似的關(guān)系（見圖6b）。因此，異常高壓帶內(nèi)既能形成好儲集層，也能形成差儲集層，如果砂巖顆粒較粗，則儲集物性好；如果砂巖顆粒較細(xì)，則儲集物性差。②在內(nèi)側(cè)常壓帶，碳酸鹽膠結(jié)強(qiáng)度與粒度有相似的關(guān)系，即顆粒細(xì)的砂巖比顆粒粗的砂巖膠結(jié)物含量高（見圖6c）。③在外側(cè)常壓帶，碳酸鹽膠結(jié)強(qiáng)度與粒度的相關(guān)性不明顯，相關(guān)系數(shù)僅約0.18（見圖6a），這可能是碳酸鹽膠結(jié)物含量太低所致，該帶內(nèi)碳酸鹽膠結(jié)物體積率多低于0.5%。

本文認(rèn)為研究區(qū)東營組砂巖中碳酸鹽膠結(jié)具有“細(xì)粒聚集效應(yīng)”的主要原因在于：細(xì)顆粒的比表面比粗顆粒比表面大，吸附能力相對較強(qiáng)，從而更有利于碳酸鹽沉淀于其顆粒表面形成膠結(jié)物。

6 異常高壓影響模式及應(yīng)用

原生孔隙的保存對優(yōu)質(zhì)儲集層的形成與演化有決定性意義[22]。如在準(zhǔn)噶爾盆地腹部侏羅系，因異常高壓的影響砂巖大量原生孔隙得到保存，使其深層的砂巖仍能成為優(yōu)質(zhì)儲集層[2]。但若異常高壓帶內(nèi)膠結(jié)強(qiáng)烈，儲集性能則變差[12,23]。如研究區(qū)W1井3 343.84 m樣品（見圖2c），粒度細(xì)（平均粒度為4.05），碳酸鹽膠結(jié)物含量高（面積率約為42%），其他膠結(jié)物面積率約3%，薄片中幾乎不見孔隙，孔隙度為9.6%，滲透率小于0.01×10-3μm2。反之，W1井3 339.95 m樣品（見圖2b），粒度粗（平均粒度為2.65），碳酸鹽膠結(jié)物含量低（面積率約3%），其他膠結(jié)物的面積率約4%，殘余原生孔面孔率約8%，孔隙度為21.3%，滲透率為102×10-3μm2。此外，在同一壓力帶內(nèi)，砂巖的流體環(huán)境相同（都屬于受異常高壓驅(qū)動的地層流體），膠結(jié)強(qiáng)度相近（總膠結(jié)物含量相近，見圖5），殘余原生孔體積率與儲集層滲透率具良好相關(guān)性：在異常高壓帶，相關(guān)系數(shù)約為0.55（見圖7a）；在內(nèi)側(cè)常壓帶，相關(guān)系數(shù)約為0.70（見圖7b）；在外側(cè)常壓帶，相關(guān)系數(shù)高達(dá)0.77（見圖7c）。綜上可知，研究區(qū)東營組砂巖殘余原生孔的多少直接影響儲集層的儲集性能。

據(jù)研究區(qū)異常高壓影響下壓實(shí)強(qiáng)度和膠結(jié)強(qiáng)度的分布規(guī)律，總結(jié)得出了異常高壓對儲集層物性的影響模式（見圖8）。該模式考慮了新的碳酸鹽差異膠結(jié)機(jī)制（即“細(xì)粒聚集效應(yīng)”），為尋找原生孔隙保存有利區(qū)（有利儲集層）提供了理論依據(jù)。

圖7 研究區(qū)東營組殘余原生孔體積率與滲透率交會圖

圖8 研究區(qū)異常高壓對儲集層物性的影響模式

在外側(cè)常壓帶，碳酸鹽膠結(jié)物含量很低，原生孔隙可得到保存，砂體多數(shù)是有效儲集層，只需找到砂體即可，如圖6a辮狀分流河道取心段的平均滲透率為1 303×10-3μm2，圖8中樣品①滲透率為2 420×10-3μm2，殘余原生孔體積率為14.5%（見圖9a），該帶是3個(gè)帶中原生孔隙保存最為有利帶。

圖9 典型樣品鑄體薄片照片（樣品位置見圖8）

在異常高壓帶，雖然碳酸鹽含量較高，但粒度較粗砂體的碳酸鹽膠結(jié)物含量較少，加之異常高壓帶內(nèi)壓實(shí)作用受抑制，使4.3%以上的原生孔隙得到保存，可成為相對優(yōu)質(zhì)儲集層。如圖8中河口壩樣品②的滲透率為102×10-3μm2，殘余原生孔體積率為17.1%，平均粒度為2.65（見圖9b），該帶是3個(gè)帶中原生孔隙保存較為有利帶。

在內(nèi)側(cè)常壓帶，雖然該帶在3個(gè)帶中成巖強(qiáng)度相對最強(qiáng)，但粗粒度的砂巖是相對“甜點(diǎn)”儲集層，因?yàn)槠涮妓猁}含量相對較小，原生孔隙得以保存。如圖8中河口壩樣品③的滲透率為44×10-3μm2，殘余原生孔體積率為14.1%，平均粒度為2.99（見圖9c），該帶是3個(gè)帶中原生孔隙保存相對較差帶。

對于不同含油氣盆地，在異常高壓影響下，壓實(shí)強(qiáng)度和膠結(jié)強(qiáng)度分布規(guī)律及碳酸鹽膠結(jié)機(jī)制相似，本文提出的異常高壓影響模式和有利區(qū)預(yù)測的結(jié)論，不僅適用于研究區(qū)，也適用于相鄰區(qū)塊及其他發(fā)育異常高壓的相似含油氣盆地。

7 結(jié)論

異常高壓對壓實(shí)具明顯抑制作用，對原生孔隙保存有利，地層壓力每超過靜水壓力4 MPa，可保存原生孔隙約1.1%。異常高壓對膠結(jié)物發(fā)育有控制作用，異常高壓帶及鄰近內(nèi)側(cè)常壓帶內(nèi)，膠結(jié)較強(qiáng)烈，而遠(yuǎn)離異常高壓帶的外側(cè)常壓帶，膠結(jié)強(qiáng)度迅速降低。對于不同類型的膠結(jié)物，異常高壓的影響有差異：在常壓帶內(nèi)，碳酸鹽膠結(jié)帶的厚度比自生黏土礦物膠結(jié)帶厚度小。異常高壓帶內(nèi)，由于碳酸鹽差異膠結(jié)，砂巖儲集層質(zhì)量有好有差，碳酸鹽膠結(jié)有“細(xì)粒聚集效應(yīng)”，即優(yōu)先在粒度較細(xì)的砂巖中沉淀，因此粒度較細(xì)的砂巖物性差，而粒度較粗的砂巖物性則較好，這種現(xiàn)象也存在于鄰近的內(nèi)側(cè)常壓帶。外側(cè)常壓帶是原生孔隙保存最為有利帶，異常高壓帶是原生孔隙保存較為有利帶，而內(nèi)側(cè)常壓帶原生孔隙保存相對較差。

符號注釋：

R——復(fù)相關(guān)系數(shù)；α——壓實(shí)減孔率，%；β——膠結(jié)減孔率，%；φ0——砂巖初始孔隙度，用Scherer提出的砂巖初始孔隙度公式估算[10]，%；φc——砂巖現(xiàn)今膠結(jié)物溶蝕孔體積率，%；φcd——壓實(shí)減孔量，%；φic——砂巖現(xiàn)今殘余膠結(jié)物體積率，%；φio——砂巖現(xiàn)今殘余原生孔體積率，%；φm——砂巖現(xiàn)今泥質(zhì)微孔體積率，%，φio、φic、φc、φm值均采用薄片及巖心資料估算。

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（編輯 黃昌武）

Influence of overpressure on reservoir compaction and cementation:A case from northwestern subsag,Bozhong sag,Bohai Bay Basin,East China

Shi Liang1,2,Jin Zhenkui1,Yan Wei1,Zhu Xiao’er1,Xu Xinming3,Peng Biao1
(1.College of Geoscience,China University of Petroleum,Beijing 102249,China;2.Research Institute of Exploration and Development,PetroChina Jidong Oilfield Company,Tangshan 063004,China;3.Shenzhen Branch of CNOOC Ltd.,Guangzhou 510240,China)

Based on data from core analysis and thin section,the influence of overpressure on the compaction and cementation of the Paleogene Dongying Formation reservoir is studied quantitatively in the northwestern subsag of the Bozhong sag,Bohai Bay Basin.Reservoir compaction is inhibited obviously by overpressure because the compaction strength of sandstones in overpressure setting is weaker than that of its overlying sandstones in normal setting.The primary porosity of sandstones is preserved about 1.1% as pore pressure is above hydrostatic pressure every 4 MPa in overpressure setting.Moreover,reservoir cementation is affected by overpressure:cementation strength is strong in overpressure setting and the adjacent inner-pressure setting,while it declines rapidly in outer-pressure setting far away from the overpressure.The thickness of zone with strong carbonate strength is thinner than that with strong authigenic clay strength.Differential carbonate cementation presents “build-up effect in fine grain”,which means that carbonate is prior to generate in sandstones of fine size,and causes that physical properties of sandy reservoir are different in the same overpressure setting.The results show that outer-pressure setting is the most favorable zone for preserving primary porosity,overpressure setting is the secondary,and iner-pressure setting is relatively poor.

overpressure;compaction strength;cementation strength;differential carbonate cementation;Bozhong sag

國家重大科技專項(xiàng)（2009ZX05009-002）

TE122.2

A

1000-0747(2015)03-0310-09

10.11698/PED.2015.03.07

石良（1985-），男，苗族，湖南花垣人，現(xiàn)為中國石油大學(xué)（北京）在讀博士研究生，主要從事沉積巖石與儲集層地質(zhì)學(xué)方面研究。地址：北京市昌平區(qū)府學(xué)路，中國石油大學(xué)（北京）地球科學(xué)學(xué)院1006室，郵政編碼：102249。E-mail:sh1558661@163.com

2014-09-13

2015-01-25