肖曉光，侯國偉，張武，姜雪，苗清，謝晶晶

中海石油（中國）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40余年的勘探，目前已鉆90余口探井，證實西湖凹陷油氣資源潛力巨大，其中65%以上的油氣來自平湖組煤系地層［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“小而散”的特征。平湖組儲層整體埋深大（＞3 500 m）、非均質性強，加上較高的地溫梯度（3.2 ℃/100 m），導致低滲儲層普遍發(fā)育。相比于常規(guī)儲層，低滲儲層經歷了更為復雜的埋藏演化史，成巖改造強烈，孔喉系統復雜，儲集性能差，增儲上產困難［2］。前人針對這些問題做了大量的研究工作：鄒明亮等［3］認為晚成巖階段形成的粒狀方解石和連生方解石膠結物普遍占據長石的溶解空間，是降低研究區(qū)儲層質量的主要因素；張武等［2］從沉積、成巖出發(fā)，分析認為深埋條件和膠結作用是平湖組儲層致密化的主因，地溫及成巖環(huán)境的差異是影響儲層物性的關鍵；蘇奧等［4］從成藏的角度分析認為平湖組存在2 種成因類型的致密砂巖油氣藏，第1類為油充注于儲層致密化之前的“后成型”致密油藏，第2 類油氣充注于儲層致密化時期，形成“邊成藏邊致密型”油氣藏。

大量專家和學者從沉積、成巖和成藏等不同角度定性探討了平湖組低滲儲層發(fā)育的原因，但對孔隙定量演化動態(tài)過程和低滲背景下優(yōu)質儲層的形成規(guī)律缺乏系統性研究。本文在分析平湖組巖石學特征的基礎上，針對成巖產物，應用多種技術手段和地球化學測試方法，探討成巖環(huán)境的演變及其對孔隙演化的影響，以期為低孔低滲背景下優(yōu)質儲層預測提供理論指導。

1 地質概況

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，其內部總體上具有“兩洼夾一隆”的構造格局，且具有“東西分帶、南北分塊、垂向分層”的構造特征（圖1）［2］。凹陷大致經歷了古新世—始新世斷陷階段、漸新世—中新世拗陷階段和上新世—第四紀區(qū)域沉降3 個階段的構造演化。從鉆井所揭露的地層來看，從下到上發(fā)育始新統寶石組和平湖組，漸新統花港組，中新統龍井組、玉泉組和柳浪組，上新統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。頻繁的海進與海退導致平湖組沉積地層在橫向上表現為相帶間指狀交互，縱向上呈砂泥巖薄互層，砂體厚度薄且不連續(xù)，具有自生自儲的特征。

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

根據對15 口井414 塊薄片的分析，平湖組儲層巖石類型以長石巖屑質石英砂巖為主，見少量長石質巖屑砂巖及巖屑砂巖。巖性主要為細砂巖，占比達到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%。雜基以泥質為主，平均含量為2.6%。膠結物類型主要為方解石、白云石、硅質及高嶺石，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—線、凹凸—線接觸，膠結方式以接觸、接觸—壓嵌膠結為主。

對研究區(qū)663 個巖心物性數據的統計表明：平湖組儲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，儲層物性跨度大，非均質性強，絕大部分屬于中—低孔低滲儲層。

2 成巖環(huán)境的識別

2.1 酸性成巖環(huán)境特征

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

礦物被溶蝕并產生次生孔隙需要存在酸性流體，且流體流動通暢，溶解的物質如K+、Na+和SiO2能及時被搬運走。當溶解的物質排通不暢達到一定濃度時，會形成自生高嶺石、自生石英晶體和石英次生加大邊，水-巖反應過程如以下兩個反應式所示：

圖2 西湖凹陷平湖組酸性成巖環(huán)境識別圖版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)育程度從側面反映了流體介質的酸性強弱［6-9］。研究區(qū)自生高嶺石和硅質膠結常見，含量分別為0.88%和0.85%，高嶺石含量較高的儲層溶蝕孔隙發(fā)育較好（圖3a），次生石英含量與次生孔隙度的相關性相對較差（圖3b）。分析原因，可能是部分硅質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)光顯微鏡下才能識別［10］。

圖3 西湖凹陷平湖組溶蝕產物與溶蝕孔隙關系圖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物和硅質膠結物，成巖現象有長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)境的轉變，導致原先活躍的成巖事件受到抑制，新的成巖事件開始發(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，隨著后期成巖反應的發(fā)生，K+、Fe3+、Si4+、Al3+逐漸被消耗，使孔隙水中的Ca2+、Mg2+、Na+相對富集［11-12］。伴隨埋深的加大，有機酸被裂解破壞生成大量CO32-，長期處于封閉成巖環(huán)境中的Fe3+在高溫缺氧條件下被還原成Fe2+，CO32-與孔隙介質中的Ca2+、Mg2+、Fe2+等堿性離子相結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)生化學反應而生成自生伊利石或綠泥石［13-15］，如以下反應式所示：

鉀長石與高嶺石反應生成自生伊利石，其反應式如下：

在研究區(qū)儲層中，碳酸鹽膠結物是含量最高的填隙礦物，其含量為3.1%，常常直接占據孔隙（圖4a），對滲透率影響明顯。伊利石分布普遍但含量不超過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），堵塞喉道使儲層滲透性降低（圖5）。其他的堿性礦物如綠泥石少見，只在掃描電鏡中偶見。另外可以觀察到長石加大、石英顆粒和加大邊發(fā)生溶蝕等現象。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，成巖現象有石英顆?；蚣哟筮叺娜芪g。

3 成巖流體介質來源及環(huán)境演變

3.1 成巖流體介質來源

本文采用電子探針及激光微區(qū)碳氧同位素分析技術，對甄選的平湖組儲層樣品進行測試，初步認為平湖組儲層酸性流體來源以有機酸為主，大氣淡水和腐殖酸為輔。

選送10 個樣品由中國地質科學研究院利用日本JEOL 公司JXA8800R電子探針分析儀和牛津ISIS300X 射線能譜儀進行電子探針成分測試。測試結果顯示：所有樣品均只含有微量TiO2（表1）。這說明平湖組儲層中成巖流體介質僅少量來源于大氣淡水，大氣淡水淋濾作用對溶蝕的貢獻不大（TiO2是反映地表經歷分化強度的有效指標）。

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

研究區(qū)平湖組儲層中方解石膠結物呈現局部富集的特點，具有進行激光微區(qū)碳氧同位素分析的良好基礎。碳氧同位素測試由西南石油大學采用Thermo Fisher MAT252 同位素質譜儀完成。測試結果顯示：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，主要表現為低的負值，僅見少量正值；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‰，表現為高的負值。

圖6 西湖凹陷平湖組儲層方解石膠結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

在碳氧同位素交會圖（圖7）上，數據點大多數落在Ⅲ區(qū)，說明碳酸鹽的形成主要與有機酸的脫羧基作用有關。脫羧基作用產生具有高負δ18O 值的CO2，CO2溶于水與Ca2+、Mg2+、Fe2+等反應生成碳酸鹽，則生成碳酸鹽的δ18O 也呈高負值；而δ13C 表現為低負值，則說明碳酸鹽是在有機質熱解作用產生的HCO3-流體環(huán)境中形成［16］。

圖7 西湖凹陷平湖組儲層方解石膠結物成因類型判識Fig.7 Genetic types identification of calcite cements of Pinghu Formation in Xihu Sag

另外，一部分點落在Ⅱ區(qū)，說明部分方解石的成因與生物氣有關。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，如以下反應式所示：

這導致地層中的流體介質在沉積過程中和早成巖階段為酸性［17-18］。

利用δ13CPDB、δ18OPDB值計算古鹽度參數Z 值，如公式（1）：

Z 值是判斷流體介質來源的一種重要依據：當Z＜120 時，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層流體介質為弱酸性。后期隨著埋深的加大，細菌降解作用減弱，但隨著有機質演化程度越來越高，鏡質組反射率（Ro）達到0.35%～1.0%，大量有機酸的生成彌補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。這使得平湖組獨特的“三明治”式生儲組合從沉積開始—有機和無機相互反應最活躍時期—反應減弱前期始終保持著酸性環(huán)境，隨后儲層流體性質才逐漸由酸性向堿性過渡［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，具備酸堿轉化的條件。

薄片和掃描電鏡下清晰可見平湖組儲層溶蝕孔隙十分發(fā)育，次生孔隙對總面孔率的貢獻率超過了70%，這說明平湖組在沉積埋藏過程中酸性流體來源充足，并對儲層進行了改造。通過對研究區(qū)部分包裹體的統計發(fā)現：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 ℃。據此推斷酸性流體最活躍的時期為中成巖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4 200 m 之后，高嶺石開始向伊利石轉化，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%，這標志著儲層進入中成巖B期，成巖環(huán)境發(fā)生了由酸性到堿性的轉變。

平湖構造帶北部X3井平湖組油田水分析數據顯示：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。這說明隨著有機質熱演化程度升高，酸性環(huán)境下不易保存的離子含量逐漸降低，有機酸被消耗破壞，導致成巖環(huán)境由酸性向堿性變化。

平湖組儲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，孔隙較為發(fā)育，在保留部分原生粒間孔的同時，由于長石普遍溶蝕而產生大量次生溶蝕孔，高嶺石發(fā)育；埋深在3 450～4 200 m 范圍內，溶蝕作用仍然保持著主導作用，大量鋁硅酸鹽礦物被溶蝕，黏土礦物中以高嶺石為主，在原生孔隙被進一步壓實的情況下，隨著溶蝕的持續(xù)發(fā)生，孔隙開始以溶蝕孔為主；在埋深超過4 200 m 以后，環(huán)境開始由酸性向堿性過渡，含鐵碳酸鹽礦物開始規(guī)模出現，且晶型較好，高嶺石和伊利石此消彼長，部分長石溶蝕孔被含鐵方解石、含鐵白云石充填，偶見長石加大邊，石英顆粒被溶蝕，儲層物性變差。通過對平湖組不同深度儲層成巖現象規(guī)律的總結，認為平湖組儲層成巖環(huán)境由淺至深大致經歷了弱酸性—酸性—酸堿過渡—堿性的演化過程。

圖8 西湖凹陷平湖組儲層X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)境演化對儲層的改造

平湖組儲層在沉積埋藏過程中所經歷的成巖環(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，從而決定了儲層成巖演化及孔隙演化特征［23-24］。

4.1 未固結砂巖孔隙度

現今砂巖儲層的孔隙是在原始孔隙的基礎上經歷多種成巖作用改造后的結果。根據Scherer 實驗室按不同分選等級人工排練研究的砂巖原始孔隙度與原始孔隙度Trask分選系數的關系［25-26］，原始孔隙度為：

式中：Φ1為原始孔隙度，%；Sd為Trask 分選系數，?。╠75/d25）1/2，d75和d25為粒度概率累積曲線上75%和25%處對應的顆粒直徑。

利用西湖凹陷14 口井451 個數據點的粒度資料計算，平湖組儲層平均原始孔隙度為38.50%。

4.2 壓實后的砂巖孔隙度

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

式中：w為膠結物的質量分數，%；ΦR為殘余原生粒間孔面孔率，%；ΦM為實測平均面孔率，%；ΦT為總面孔率，%。

對8 口井335 個鑄體薄片數據計算后，可知平湖組未固結砂巖在經歷機械壓實后，保留下來的孔隙度為0.50%～28.51%，平均值為7.85%，這說明壓實作用是減孔的主要因素，導致至少78%的孔隙被破壞。

4.3 膠結后的砂巖孔隙度

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

將鑄體薄片統計數據代入計算，膠結、壓實后的孔隙度范圍為0～6.33%，平均值為2.75%。

從研究區(qū)儲層膠結物含量與負膠結物孔隙度交會圖（圖10）可以看出，絕大多數點集中在左下部的壓實作用區(qū)間，僅有少量樣品點落在右上部的膠結作用區(qū)間。這說明壓實作用是儲層減孔的最主要因素，但膠結作用也不容忽視，在局部可能是孔隙減少的主導因素。

圖10 西湖凹陷平湖組儲層膠結物含量與負膠結物孔隙度交會圖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

溶蝕作用產生的孔隙度（Φ4）是指儲層儲集空間中所有溶蝕孔隙所占據的孔隙度，計算方式可以表示為公式（5）：

式中：ΦS為溶蝕面孔率，%。

平湖組儲層溶蝕孔隙主要來源于酸性流體的溶蝕，堿性溶蝕雖然存在，但產生的溶蝕孔有限。通過計算可知，溶蝕產生的孔隙度范圍為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%。將其與巖心實測平均孔隙度（12.84%）進行對比，可以發(fā)現兩者之間的絕對誤差僅為0.02%，相對誤差也僅為0.2%，這說明孔隙定量恢復結果的可信度較高。

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，使得流體介質在同生、準同生成巖階段（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物、部分硅質膠結物的生成，導致儲層抗壓實能力較弱。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，由于開始生成有機酸，流體性質逐漸由弱酸性過渡到酸性。此階段壓實減孔約18.86%，膠結減孔0.95%，溶蝕增孔2.03%，總孔隙度約為20.72%（圖11）。

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

進入中成巖A 期（埋深大約2 000～4 200 m），有機質逐步成熟，有機酸大量生成。該階段壓實減孔9.07%，硅質膠結和高嶺石膠結等膠結作用減孔2.79%，溶蝕增孔6.46%，總孔隙度降為15.32%（圖11）。

進入中成巖A—B 期過渡階段（埋深4 200 m 左右），烴源巖中有機質演化程度升高，大量生成凝析油和濕氣，有機酸被破壞，脫羧基作用減弱，CO2來源減少，加上各種成巖蝕變反應對有機酸的消耗，導致孔隙流體性質由酸性逐漸向堿性演變。該階段機械壓實能力減弱，損失孔隙度2.72%，鈣質膠結等膠結作用減孔1.36%，溶蝕增孔僅1.62%，孔隙度降為12.86%（圖11）。

5 結 論

（1）西湖凹陷平湖組巖石類型以長石巖屑質石英砂巖為主，巖性80%以上為細砂巖，具有石英含量高、雜基和膠結物含量低的特點，發(fā)育中—低孔低滲儲層。平湖組經歷了酸性和堿性兩種成巖環(huán)境：酸性成巖環(huán)境以長石或巖屑等可溶組分的溶蝕、次生孔隙的發(fā)育、自生高嶺石和硅質的膠結為標志；堿性環(huán)境以碳酸鹽礦物、伊利石和綠泥石的自生膠結和石英顆?；蚣哟筮叺娜芪g為標志。

（2）平湖組儲層由淺至深大致經歷了弱酸性—酸性—酸堿過渡—堿性的多重成巖環(huán)境演化過程，酸性成巖環(huán)境總體有利于儲層孔隙的形成，堿性成巖環(huán)境一般對儲層孔隙發(fā)育不利。平湖組從沉積埋藏開始，至中成巖B 期之前一直處于酸性成巖環(huán)境中，導致長石和巖屑等硅鋁酸巖礦物強烈溶蝕，形成大量粒間溶蝕擴大孔和長石巖屑粒內孔，有效改善了滲流通道，使其在埋深超過4 200 m 后仍然存在優(yōu)質儲層。

（3）成巖壓實作用貫穿儲層整個埋藏過程而且是減孔的最主要因素，膠結作用在局部區(qū)域是減孔的主導因素。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%。