巖相約束下的深層致密砂巖氣藏儲層演化特征

林建力,張憲國,2,林承焰,2,段冬平,黃 鑫,孫小龍,董春梅,2

[1.中國石油大學(華東) 地球科學與技術學院,山東 青島 266580； 2.山東省油藏地質重點實驗室,山東 青島 266580;3.中海石油(中國)有限公司 上海分公司 勘探開發研究院,上海 200335]

隨著近年來油氣勘探的不斷深入,東海西湖凹陷中央反轉帶中北部深層天然氣顯示出巨大潛力[1-3],成為東海盆地油氣勘探開發的一個重點領域,但是鉆井顯示該區域發育深層強非均質性致密氣藏,“甜點”的認識成為制約氣藏開發的關鍵所在。近年來,國內外學者的大量研究分析了沉積和成巖作用在深層致密儲層“甜點”發育中的影響[4-10],但是在不同地區儲層中,沉積和成巖影響下的不同儲層孔隙演化存在差異性[11-21]。就東海盆地西湖凹陷深層致密氣藏而言,前人主要從儲層特征與成巖作用類型、成巖環境演變與孔隙演化以及致密化機理與烴類充注等方面進行較大范圍尺度的研究[22-27],而不同沉積-成巖耦合下,儲層的成巖演化及其對孔隙發育的影響尚未有詳細的研究報道。本文以東海盆地西湖凹陷北部N氣田典型深層致密氣藏為例,探究主力沉積砂體中不同巖相類型儲層的成巖演化,為認識儲層的致密化及“甜點”成因提供依據。

1 地質背景

西湖凹陷位于東海陸架盆地東北部,呈狹條狀分布(圖1),面積約為5.9×104km2。其構造上先后經歷了裂陷期、坳陷期和區域沉降期3個演化階段。地層整體埋深較大,由于遭受多期構造運動,總體呈現出“兩洼夾一隆”且具有“東西分帶,南北分塊”特征的構造格局[28-29]。由西向東可劃分為西部斜坡帶、西部次凹、中央反轉構造帶、東部次凹和東部斷階帶5個次級構造單元[1](圖1)。自下而上依次發育古新統(E1)、始新統平湖組(E2p)、漸新統花港組(E3h)、中新統龍井組(N1l)、玉泉組(N1y)、柳浪組(N1ll)、上新統三潭組(N2s)和第四系東海群(Qd)[30](圖1)。西湖凹陷始新統至中新統發育海相和陸相兩種沉積環境,海相沉積環境主要發育海灣三角洲相、海灣潮坪相和海灣淺海相；陸相沉積環境又可進一步劃分為辮狀河流相、湖泊辮狀三角洲相和湖泊相[2]。其中花港組是主要的儲集層,主力源巖為下伏平湖組煤系烴源巖,中央反轉構造帶始新統平湖組烴源巖于中新世進入大規模生烴期,排烴高峰期在中新世中期[31]。目前中央構造帶中部N地區花港組已發現3套砂巖氣藏儲層,主要發育辮狀河三角洲前緣沉積,砂體厚度大,分布連續穩定,厚度均達100多米,總氣藏厚度超過400 m,具備了良好的開發前景,但整體埋藏較深(深度范圍3 400～4 400 m),非均質性強,屬于深層低滲-致密型儲層。

2 巖相類型及特征

2.1 巖相分類及其巖石學特征

結合研究區沉積特征來看,西湖凹陷中央構造帶N地區花上段下部主要發育辮狀河三角洲前緣亞相,主要沉積微相類型為水下分流河道、水下分流間灣和河口壩[27]。由于河道頻繁的改道,河口壩和水下分流間灣遭受不同程度的沖刷改造和破壞,能保留下來的砂體相對較少,因而水下分流河道沉積構成了厚層砂巖儲層的主體。針對這一特點,利用取心井巖心觀察描述以及鑄體薄片、粒度分析和X-衍射等測試分析資料,按照粒度,成分和沉積構造特征,將研究區水下分流河道砂巖分為以下主要的4類:塊狀層理中-粗砂巖、礫質砂巖、平行層理中-細砂巖和泥礫質砂巖(圖2)。研究區水下分流河道厚層疊置砂體中以塊狀層理中-粗砂巖和平行層理中-細砂巖為主,其次為礫質砂巖和泥礫質砂巖。

圖1 西湖凹陷地層概況、構造演化與構造單元劃分(據參考文獻[27]修改)Fig.1 Stratum overview,tectonic evolution and tectonic unit division of the Xihu sag(modified after reference[27])

圖2 西湖凹陷水下分流河道砂巖主要巖相類型Fig.2 The main lithofacies types of sandstones in underwater distributary channels of the Xihu saga.塊狀層理中-粗砂巖,N4井,埋深3 507.3 m；b.礫質砂巖,N4井,埋深3 913.1 m；c.平行層理中-細砂巖,N4井,埋深3 918.5 m；d.泥礫質砂巖,N2井,埋深3 890.1 m

研究區花上段儲層以巖屑長石砂巖和長石或巖屑質石英砂巖為主(圖3)。砂巖骨架顆粒百分含量總體特點為石英相對較高(60%～90%),長石(5%～25%)和巖屑相對較低(4%～20%)。其中,斜長石含量稍大于鉀長石,巖屑多以剛性變質石英巖為主,次為燧石和中酸性火山巖巖屑,可見少量白云母和沉積巖巖屑。填隙物中雜基和膠結物百分含量都相對較低,雜基含量平均小于5%,主要為粘土雜基；膠結物含量大都在3%～6%,主要發育方解石、硅質、綠泥石、伊利石和少量高嶺石膠結。總體上砂巖成分成熟度較高,顆粒為次圓狀和棱角狀,分選性中等-好,碎屑顆粒多以線、凹凸接觸為主,整體壓實壓溶程度較強。不同巖相砂巖巖石組分上存在著差異性(表1),其中塊狀層理中-粗砂巖、礫質砂巖石英含量大都在70%以上,最高可達89%,除了少部分夾雜大量雜基的礫質砂巖,粘土含量大都小于5%；平行層理中-細砂巖石英含量多在60%～70%,粘土含量多在5%～15%；泥礫質砂巖石英含量多在50%～70%,粘土含量多在20%～25%。礫質砂巖中礫石成分以變質石英巖為主,次為中酸性火山巖,燧石等,礫石粒度以0.5～1 cm為主,顆粒堆積緊密,分選較差；泥礫質砂巖中礫石多為混亂排列狀泥質撕裂屑,大小不一。

圖3 西湖凹陷水下分流河道砂巖巖性三角圖Fig.3 The ternary diagram showing the sandstone lithologies in underwater distributary channels of the Xihu sagⅠ.石英砂巖；Ⅱ.長石石英砂巖；Ⅲ.巖屑石英砂巖；Ⅳ.長石砂巖；Ⅴ.巖屑長石砂巖；Ⅵ.長石巖屑砂巖；Ⅶ.巖屑砂巖

2.2 不同巖相的儲層特征

2.2.1 不同巖相的儲層物性特征

塊狀層理中-粗砂巖為研究區物性較好的儲層類型(圖4),孔隙度(Φ)最大值為16.2%,平均值為9.28%,主要介于6%～15%,滲透率(K)最大值為435×10-3μm2,平均值為7.65×10-3μm2,主要介于0.2×10-3～50.6×10-3μm2。平行層理中-細砂巖為研究區次一級的儲層類型(圖4),孔隙度最大值為14.9%,平均值為8.49%,主要介于3%～14%,滲透率最大值為31.6×10-3μm2,平均值為0.94×10-3μm2,主要介于0.05×10-3～8.1×10-3μm2。礫質砂巖和泥礫質砂巖由于粒度較粗且含大量礫石,在取樣測試過程中易造成樣品缺損或產生人工裂縫,因而可靠數據樣品數量較少,其孔隙度大都小于5%,滲透率均小于0.8×10-3μm2(圖4)。塊狀層理中-粗砂巖與平行層理中-細砂巖孔隙度相差較小,但是滲透率卻相差較大,顯然二者微觀孔隙結構特征的差異很大程度上決定了物性優劣；礫質砂巖和泥礫質砂巖整體孔隙度較小,整體物性相對較差。

圖4 西湖凹陷不同巖相砂巖孔隙度與滲透率關系Fig.4 Relationship between porosity and permeability of sandstones of different lithofacies in the Xihu sag

2.2.2 不同巖相的孔隙類型

鑄體薄片和掃描電鏡微觀照片顯示,塊狀層理中-粗砂巖主要發育均勻分布的殘余粒間孔和次生溶孔,整體連通性較好；平行層理中-細砂巖主要發育局部集中的殘余粒間孔和次生溶孔,局部壓實緊密,孔隙集中發育處連通性較好；礫質砂巖和泥礫質砂巖微觀照片上僅能觀察到少量肉眼可見孔隙,整體壓實緊密,主要發育微孔隙。研究區殘余粒間孔是經歷了壓實壓溶、綠泥石襯里膠結、石英加大和溶蝕等成巖作用之后所殘留下來的,次生溶孔中粒間溶孔和鑄?？姿急壤?主要為長石和火山巖屑的溶蝕所致,少量為火山凝灰質和硅質碎屑顆?；蚰z結物溶蝕而成。

表1 西湖凹陷不同巖相砂巖全巖和粘土礦物X-衍射分析平均值Table 1 The average values of X-diffraction analysis of the whole rock and clay minerals in sandstones of different lithofacies in the Xihu sag

2.2.3 不同巖相的孔隙結構特征

由于礫質砂巖和泥礫質砂巖孔隙度小,肉眼可見孔隙不發育,微孔隙為其主要儲集空間類型,整體相對致密,因而沒有針對其孔隙結構研究進行額外的分析測試實驗。研究區主要選取同一單井上相似深度,相同巖性的塊狀層理砂巖和平行層理砂巖進行恒速壓汞和核磁共振實驗分析。

恒速壓汞分析顯示(圖5),塊狀層理砂巖進汞飽和度相對較大(最終進汞飽和度Sf=73.73%,總孔隙進汞飽和度Sb=44.06%,總喉道進汞飽和度St=29.67%),排驅壓力為0.165 MPa,飽和度中值壓力為0.876 MPa,孔隙半徑分布較集中,主要介于120～140 μm,平均值為128.90 μm,喉道半徑分布較分散,主要介于0.8～4 μm,平均值為2.571 μm,發育一定數量的粗喉道,孔喉比分布整體偏左,介于40～80；核磁共振分析顯示(圖6a),T2譜呈雙峰分布,弛豫時間較大的峰高,呈近單峰右邊分布,束縛水飽和度相對較低(29.51%),T2截止值相對較大(8.03 ms),所對應的孔隙結構相對較好。

平行層理砂巖進汞飽和度中等(最終進汞飽和度Sf=64.56%,總孔隙進汞飽和度Sb=39.98%,總喉道進汞飽和度St=24.58%)(圖5),排驅壓力為0.415 MPa,飽和度中值壓力1.995 MPa,孔隙半徑分布較集中,主要介于120～140 μm,平均值為127.21 μm,喉道半徑分布也較集中,主要介于0.4～1.2 μm,平均值為1.059 μm,主要發育細喉道,孔喉比分布集中在中間,介于100～180；核磁共振分析顯示(圖6b),T2譜呈雙峰分布,兩峰幅度中等且相差較小,束縛水飽和度相對較高(40.71%),T2截止值相對較大(9.64 ms),所對應的孔隙結構相對中等。

3 不同巖相的成巖作用特征

研究區花港組整體為低滲-致密儲層,其中導致儲層孔隙度損失最大的是壓實作用,原生孔隙保存多少是決定儲層質量的關鍵因素；其次是碳酸鹽膠結和硅質膠結作用,進一步加快了儲層致密化進程；而溶蝕作用在一定程度上改善了儲層物性；自生粘土礦物以綠泥石膠結、伊/蒙混層和伊利石膠結為主,在儲層強壓實的情況下,占據孔喉空間,對儲層滲透率造成較大的影響。

圖5 西湖凹陷不同巖相類型砂巖恒速壓汞曲線和參數特征Fig.5 Rate-controlled porosimetry curves and parameter characteristics of sandstones of different lithofacies in the Xihu sagA.塊狀層理,細砂中砂巖,N4井,埋深3 506.7 m,Φ=11.10%,K=4.98×10-3 μm2；B.平行層理,細砂中砂巖,N4井,埋深3 511.2 m,Φ=9.60%,K=0.97×10-3 μm2

圖6 西湖凹陷不同巖相類型砂巖核磁共振特征Fig.6 Characteristics of NMR T2 spectra in sandstones of different lithofacies in the Xihu saga.塊狀層理,細砂中砂巖,N4井,埋深3 915.8 m,Φ=11.70%,K=9.25×10-3 μm2；b.平行層理,細砂中砂巖,N4井,埋深3 911.6 m,Φ=8.70%,K=0.32×10-3 μm2

3.1 壓實作用

高石英含量砂巖雖然能夠在一定程度上抑制壓實作用,但結合研究區埋藏史研究可知[27,32],中央反轉構造帶花上段地層在中新統玉泉組沉積時就已達到最大埋深[27],壓實程度相對較高?？傮w來看,石英、長石及石英質巖屑顆粒之間多呈線-壓嵌式接觸,壓溶現象顯著(圖7a),同時可見少量剛性顆粒破裂。其中,塊狀層理中-粗砂巖和礫質砂巖石英含量最高,前者由于具有較好的分選性而有效地抑制了壓實,保留了一定數量均勻分布的原生孔隙,而后者碎屑顆粒大小不一,分選較差,在經歷深埋之后往往呈現硅質膠結強烈,壓實緊密堆積狀態(圖7b)。平行層理中-細砂巖由于沉積分異的作用,不同粒度碎屑顆粒呈層狀定向排列堆積,鏡下可見較強的壓實差異,導致孔隙常呈局部條帶富集狀(圖7c),僅有局部少量原生孔隙得以保存。泥礫質砂巖中塑性泥巖撕裂屑含量較高,同時還混雜著大量泥質雜基,往往在埋藏早期就已經發生強烈變形和破碎,使其大部分孔隙早已喪失殆盡(圖7d)。

3.2 膠結作用

3.2.1 硅質膠結

研究區硅質膠結十分普遍,最常見的形式是以規則完整加大邊狀和不定形狀圍繞碎屑顆粒發育,或以一定數量的自生石英微晶形式沉淀在原生孔隙或次生孔隙中(圖7e),鏡下可觀察到強烈的壓溶作用和硅質膠結使石英顆粒成團塊狀集合體分布(圖7f)。塊狀層理中-粗砂巖和礫質砂巖由于粒度較粗,剛性石英含量較高,埋藏壓實過程中得以保留有足夠的晶體生長空間,而顯著的壓溶作用和酸性流體的充分溶蝕又提供了充足的硅質來源,容易形成寬度較大,形狀規則完整的石英加大邊(圖7g);同時這些早期發育,均勻分布的硅質膠結也在一定程度抑制了進一步的壓實作用。平行層理中-細砂巖粒度較細,剛性石英含量低,抗壓實能力較弱,硅質來源與晶體生長空間受限,因而發育的硅質膠結往往是少量不定形狀的且主要分布在局部孔隙帶中；泥礫質砂巖塑性泥礫含量高,在埋藏早期壓實致密的情況下僅發育少量硅質膠結。

3.2.2 碳酸鹽膠結作用

研究區主要發育方解石和含鐵方解石膠結,其他碳酸鹽膠結少量發育。方解石膠結主要存在兩期,相對早期方解石呈基底式膠結,陰極發光顯示橙黃色(圖7h),含鐵較低；相對晚期含鐵方解石呈分散粒狀或局部連晶狀占據原生粒間孔和次生溶孔(圖7h),陰極發光顯示為暗紅色,同時可觀察到方解石交代其他碎屑顆粒(圖7i)。從分布范圍來看,高含量碳酸鹽膠結多發育在巖性界面物性較好區域,形成薄層鈣質砂巖層,尤其是砂泥界面最為明顯[33]。總體而言,研究區碳酸鹽膠結范圍比較局限,對儲層主體質量影響較小。

圖7 西湖凹陷花港組儲層成巖作用特征Fig.7 Diagenetic characteristics of the Huagang reservoir in the Xihu saga.剛性顆粒之間壓嵌壓溶現象顯著，N1，埋深3 462.5 m;b.顆粒分選較差,堆積緊密，N4，埋深3 913 m;c.差異壓實形成的局部孔隙帶，N4，埋深3 919.17 m;d.泥礫變形破碎,泥質雜基富集，N2，埋深3 598.5 m;e.自生石英晶體充填孔隙，N1，埋深3 645 m;f.石英顆粒呈團塊狀集合體分布，N1，埋深3 458.5 m;g.具有規則外形的石英加大邊，N1，埋深3 459.5 m;h.早期方解石連晶膠結,呈橙黃色,晚期含鐵方解石呈粒狀充填孔隙,呈暗紅色，N4，埋深3 915.7 m;i.晚期含鐵方解石交代碎屑顆粒，N2，埋深3 604 m;j.絨球狀綠泥石充填孔隙，N1，埋深3 467.1 m;k.伊/蒙混層、片絲狀伊利石和綠泥石膜相伴生，N2，埋深3 968.2 m;l.薄層綠泥石膜和硅質膠結發育,僅在孔喉狹窄處可見少量伊利石，N1，埋深3 447.6 m;m.泥質環繞碎屑顆粒分布，N2，埋深4 324 m;n.石英加大邊被溶蝕呈鋸齒狀,伴生絲狀伊利石，N2，埋深4 322 m;o.孤立發育且溶蝕完全的巖屑、長 石鑄?？紫叮琋2，埋深3 621 m;p.差異壓實形成的局部孔隙帶,較厚的綠泥石膜,少量硅質膠結和少量次生溶孔，N4，深埋3 919 m

3.2.3 自生粘土礦物膠結

綠泥石膠結、伊/蒙混層和伊利石膠結是研究區最主要的自生粘土礦物類型,在不同類型砂巖中均可觀察到,高嶺石膠結含量較低,比較少見(表1)。綠泥石膠結主要以孔隙襯里和孔隙充填狀產出(圖7j),其中孔隙襯里型綠泥石形成較早,能在一定程度上抑制早期硅質膠結；少量孤立柱狀石英晶體僅在綠泥石不連續或顆粒破裂處發育,但在埋藏后期,隨著地溫升高,可進一步生長成連續的石英加大邊。除了考慮地層溫度,綠泥石厚度和石英晶體生長空間也是決定綠泥石能否抑制硅質膠結的關鍵因素。埋藏早期,不同巖相砂巖壓實程度普遍較弱,早期形成的綠泥石占據硅質膠結的成核基底,同時造成石英壓溶溶解障礙,抑制硅質的供應而在一定程度上抑制了硅質膠結。埋藏晚期,地層溫度升高,硅質膠結克服成核障礙[34-35],能夠覆蓋孔隙襯里綠泥石而形成連續的石英加大邊,這也是能夠在研究區埋深較大部位觀察到綠泥石與大量硅質膠結共生的原因。伊蒙混層和伊利石膠結主要呈蜂窩狀,片絲狀或毛發狀占據孔喉空間(圖7k),對滲透率有著顯著影響。隨著埋深增加,伊蒙混層的轉化或與不穩定礦物溶蝕導致自生伊利石含量不斷增加,使原本壓實強烈的儲層孔喉狀況更為復雜,大大地降低了滲透率?？偟膩砜?塊狀層理中-粗砂巖和礫質砂巖成分成熟度高,粘土含量低,砂巖孔隙較為發育,流體活動性強,物質帶入帶出相對頻繁；埋藏過程轉化的粘土礦物含量較少,主要形成以薄層綠泥石為主的粘土礦物膠結,伊蒙混層和伊利石僅在孔喉狹窄處發育(圖7l).平行層理中-細砂巖成分成熟度相對較低,粘土含量高,雖然流體活動性受限,但由于碎屑成分相對復雜,能夠在水-巖反應中形成不同種類的自生產物,因而可以觀察到多種粘土礦物緊密共生(圖7j)；泥礫質砂巖中沉積物快速混雜堆積,分選較差,夾雜著大量雜基,同時泥巖撕裂屑容易發生變形破碎,在后期相對致密的空間下轉化難度大,因而容易形成厚層粘土集合體(圖7 m)。

3.3 溶蝕作用

研究區儲層埋深跨度大(3 400～4 400 m),不同深度、不同巖相砂巖溶蝕類型和溶蝕強度存在差異。埋深小于4 100 m時,以長石和火山巖屑的酸性溶蝕為主；埋深大于4 100 m時,壓實強度進一步增強,原生孔隙和次生孔隙大都被破壞,地層逐漸處于封閉狀態,成巖環境逐漸由酸性向堿性轉變,開始出現高嶺石伊利石化；此反應在地層溫度大于140 ℃時自發進行[36],主要導致鉀長石的溶蝕,但溶蝕程度較小。另外還可以觀察到石英顆粒邊緣或石英加大邊遭到部分溶蝕(圖7n)。溶蝕強度很大程度上取決于流體活動空間的通暢性和可溶蝕物質的含量,塊狀層理中-粗砂巖和礫質砂巖具有較高的成分成熟度,酸性環境下可溶蝕的碎屑組分相對較少,但由于其具有足夠的孔隙空間使得酸性流體易于運移流通,因而溶蝕往往更加充分(圖7o)；平行層理中-細砂巖雖然能夠提供更多的可溶蝕物質,但由于抗壓實能力較差,流體活動性弱,僅在局部原生孔隙保存較好的空間中發育溶蝕孔隙(圖7p)；進入埋藏后期,不但原始孔隙空間進一步被壓實破壞,而且流體活動受限,僅能使少量碎屑顆粒發生溶蝕。泥礫質砂巖在埋藏早期就被壓實致密,后期基本不發生溶蝕。

4 不同巖相的成巖演化特征

4.1 花港組砂巖的成巖演化

結合西湖凹陷中央反轉構造帶中部典型井埋藏演化史可知(圖8),研究區砂巖儲層主要經歷了4個埋藏演化階段:緩慢沉降階段、快速沉降階段、短暫抬升階段和穩定沉降階段。自生伊利石測年結果和流體包裹體系統測試分析顯示[31,37-38],中央反轉構造帶花港組儲層主要存在3期油氣充注:即早期低熟黃色熒光油,充注時期為21～16.2 Ma;中期成熟藍綠色熒光油,充注時期為10.4～6.1 Ma;晚期天然氣及高成熟度藍白色熒光油,充注時期為2.2～0 Ma。其中后兩期是研究區最重要的成藏時期。緩慢沉降階段,研究區儲層主要處于同生期-早成巖期,有機質處于未成熟到半成熟階段。煤系地層早期呈弱堿性,顆粒之間以點-線接觸為主,早期綠泥石以薄層環邊形式產出,同時堿性孔隙水過飽和析出少量早期基底式膠結方解石,隨著埋深增加,地層流體環境由弱堿性向弱酸性轉變,同時部分石英顆粒壓溶產生少量硅質膠結?？焖俪两惦A段,研究區儲層進入中成巖期并主要處于中成巖A期,由于埋深急劇增加,有機質由早成熟階段向完全成熟階段轉變,下伏平湖組煤系烴源巖通過有機質熱演化開始釋放出大量有機酸。此時地層流體環境酸性逐漸增強,大量長石、巖屑等不穩定組分遭受強烈溶蝕,同時產生部分高嶺石和硅質膠結。另外壓溶作用程度的不斷加大也提供了大量的硅質來源。隨著埋深繼續增加以及有機酸的不斷消耗,地層流體環境逐漸過渡到弱堿性,蒙脫石伊利石化和高嶺石與鉀長石的自發反應也生成了一定數量的伊利石,這些反應釋放出的大量堿性陽離子為之后含鐵方解石和綠泥石的再次沉淀提供了物質基礎；短暫抬升階段,龍井運動的大規模發生造成地層抬升剝蝕,由于研究區儲層位于花上段地層下部,因而受大氣淡水酸性介質的影響不大,地層流體環境仍然保持為堿性；穩定沉降階段,經歷了短暫強烈的構造抬升之后,地層再次沉降,研究區儲層主要處于中成巖B期,此時下伏平湖組煤系烴源巖生成的有機酸發生脫羧作用,儲層溶蝕耗酸和堿性陽離子增多,以伊利石、綠泥石和含鐵方解石膠結為主的成巖作用普遍發生,同時伴隨著少量堿性條件下的硅質溶蝕作用,直至形成現今的砂巖儲層。綜上所述,可以大致確定研究區花港組砂巖總體成巖演化序列如下(圖5):早期機械壓實(點接觸為主)—早期綠泥石膠結—早期方解石膠結—機械壓實(線接觸為主,部分壓溶)—少量硅質膠結-強烈壓溶/有機酸溶蝕—大量硅質膠結/少量高嶺石膠結—蒙脫石伊利石化/高嶺石伊利石化/晚期綠泥石膠結—少量硅質溶蝕/含鐵方解石膠結。

4.2 不同巖相的成巖演化

研究區儲層砂巖雖然都經歷了上述主要成巖作用類型,但由于砂巖原始組構的差異性,不同巖相砂巖所經歷的成巖作用序列和成巖作用強度上有所不同(圖9,圖10),相應的成巖產物類型,產狀和含量也存在著較大的差異性,從而使砂巖儲層的致密化過程和孔隙發育情況不盡相同,最終造成了不同巖相砂巖儲層質量時空上的非均質性。

圖8 西湖凹陷花港組儲層埋藏-熱演化史和成巖演化序列Fig.8 The burial-thermal evolution and diagenetic sequence of the Huagang reservoir in the Xihu sag

4.2.1 塊狀層理中-粗砂巖相

塊狀層理中-粗砂巖由于具有石英含量高、粒度粗和分選好的特點,在埋藏演化過程中始終保存有一定的原生孔隙,這為流體活動的進行和自生礦物的沉淀提供了足夠的空間,因此經歷的成巖作用是相對完全的(圖9,圖10a)。此類砂巖抗壓實能力較強,壓溶和溶蝕作用強烈,埋藏早期綠泥石膠結厚度較薄,在埋藏后期高溫狀態下難以抑制硅質膠結的大量生成,造成連續規則的石英加大邊十分發育,孔隙類型主要為壓嵌-硅質膠結殘余原生孔、不穩定組分溶蝕鑄?？缀蜕倭渴⑷芸?整體粘土礦物含量低,對物性影響較小。

4.2.2 礫質砂巖相

礫質砂巖的成巖演化過程總體上與塊狀層理中-粗砂巖相似,不同的是礫質砂巖沉積時處于高能水動力環境,沉積物快速混亂堆積,大小不一,分選較差；同時夾雜著部分雜基,往往形成較粗的礫石顆粒作為支撐骨架,其他較細碎屑顆粒緊密充填的狀態。此類砂巖在埋藏早期能夠保持流體運移通暢,發育有一定數量的原生孔隙和次生孔隙,但隨著埋深增大,較早進入了由強壓實和硅質膠結導致的致密化過程(圖9,圖10b)。

4.2.3 平行層理中-細砂巖相

與前面兩類砂巖相比,平行層理中-細砂巖剛性石英含量相對較低,細粒與塑性成分相對增多,自生粘土礦物組合更加多樣,抗壓實能力也相應減弱(圖9,圖10c)。由于沉積分異作用,在形成平行層理的同時也導致了不同粒度碎屑顆粒的層狀分異特點,其中條狀云母、塑性碎屑和較細的顆粒組合排列在一起,具有明顯的定向性,極易壓實致密；而較粗的顆粒仍保持著塊狀層理砂巖的性質,具有高石英含量和分選較好的特點,因此仍然有一定的抗壓實能力,保存著較多的原生孔隙,埋藏后期主要的流體活動也是集中于局部發育的孔隙帶中。總體上,這種差異壓實導致的流體壓力差易造成孔隙局部發育,而孔隙帶的發育程度與層理間距和碎屑組構有著密切的關系,值得后期更加深入的研究。

圖9 西湖凹陷不同巖相砂巖成巖演化模式Fig.9 The diagenetic evolution model of sandstones of different lithofacies in the Xihu sag

4.2.4 泥礫質砂巖相

泥礫質砂巖主要特點是富含攪動卷起狀態的泥巖撕裂屑,其成巖事件主要發生在埋藏早期,泥巖撕裂屑經強烈的壓實作用發生扭曲變形或假雜基化堵塞孔喉空間。同時由于這些撕裂屑易于破碎,夾雜著大量泥質雜基,容易在碎屑顆粒周圍形成一層較厚的泥質環邊。此類砂巖在埋藏早期就已經喪失了大部分的孔隙空間,埋藏后期基本不能為流體活動提供有效空間,溶蝕作用和膠結作用相對較弱,主要成巖產物也是以埋藏早期發生的為主(圖9,圖10d)。

圖10 西湖凹陷不同巖相砂巖成巖演化序列及孔隙演化曲線Fig.10 The diagenetic sequence and porosity evolution of sandstones of different lithofacies in the Xihu saga.塊狀層理中-粗砂巖；b.礫質砂巖；c.平行層理中-細砂巖；d.泥礫質砂巖

5 不同巖相的孔隙演化特征

不同巖相砂巖埋藏成巖演化是一個復雜的物理化學變化過程,這個過程中所經歷的壓實、膠結以及溶蝕等多種成巖作用都是相互聯系與影響的,共同控制著儲層孔隙的發育。為了合理解釋不同類型和強度成巖作用對致密砂巖孔隙演化過程的影響,本文以研究區實際典型鑄體薄片資料為基礎,定量統計了各種膠結物和不同孔隙類型面孔率；同時結合花上段埋藏史和已建立的不同巖相砂巖成巖演化序列,通過“反演回剝”法逐步恢復巖相約束下的儲層孔隙演化過程,以期能更直觀地評價不同成巖作用對砂巖孔隙度變化的影響。

砂巖原始孔隙度Ф0受控于顆粒的分選性,與顆粒粒度關系不大,可以利用未固結砂巖Ф0與砂巖分選系數S0的關系式來恢復不同巖相砂巖的原始孔隙度[39]:

Ф0=20.91+22.90/S0

(1)

研究區粒度分析資料表明,不同巖相砂巖分選系數S0相差較大,其中塊狀層理中-粗砂巖S0主要介于1.25～2.19,恢復的Ф0主要介于31.39%～39.25%,平均值為35.39%；礫質砂巖S0主要介于1.88～2.95,恢復的Ф0主要介于28.68%～33.06%,平均值為31.31%；平行層理中-細砂巖S0主要介于1.40～2.13,恢復的Ф0主要介于31.66%～37.22%,平均值為34.81%；泥礫質砂巖S0主要介于1.96～3.14,恢復的Ф0主要介于27.95%～32.67%,平均值為30.50%。

結合研究區埋藏演化史以及已建立的成巖演化序列(圖8,圖9),從砂巖經歷的最后一期成巖作用開始回剝,逐步恢復壓實作用之后不同成巖作用開始或結束時的孔隙面貌。根據前文分析,可以把不同巖相砂巖孔隙演化過程分為以下幾個階段:緩慢沉降階段的早期壓實減孔和早期方解石和綠泥石膠結減孔；快速沉降至構造抬升階段的長石、巖屑溶蝕增孔和高嶺石膠結和硅質膠結減孔，穩定沉降階段的晚期含鐵方解石,伊利石膠結和充填綠泥石膠結減孔。依據前人提出的不同成巖作用對砂巖孔隙度改造的相關公式[18,27],定量計算不同巖相砂巖的孔隙演化特征(圖10):壓實作用是導致儲層孔隙度降低最主要的因素,塊狀層理中-粗砂巖、礫質砂巖、平行層理中-細砂巖和泥礫質砂巖(以下均按此順序分析)早期壓實減孔分別為22.47%,22.58%,23.24%和24.33%,壓實減孔率分別為63.50%,64.87%,74.22%和79.78%；膠結作用使儲層物性進一步變差,早期方解石和綠泥石膠結減孔分別為0.47%,0.34%,0.3%和0.26%,中期伴隨溶蝕時高嶺石和硅質膠結減孔分別為3.38%,2.19%,3.8%和0.6%,晚期含鐵方解石、伊利石和充填綠泥石膠結減孔分別為4.03%,4.58%,1.6%和2.72%,總的膠結減孔率分別為22.27%,20.43%,18.21%和11.74%；溶蝕作用在一定程度上改善儲層物性,中期長石和不穩定巖屑溶蝕增孔分別為4.24%,3.37%,3.26%和1.29%,溶蝕增孔率分別為11.99%,9.69%,10.41%和4.24%。不同巖相砂巖孔隙演化過程存在明顯的差異性,在經歷復雜的埋藏演化過程中,塊狀層理中-粗砂巖原生孔隙得以保存的同時又能促進溶蝕作用的進行,形成原生孔隙和次生孔隙都較為發育的“甜點”儲層；平行層理中-細砂巖由于差異壓實作用,在一定深度范圍內能夠形成局部孔隙帶發育的次一級“甜點”儲層；而礫質砂巖和泥礫質砂巖在埋藏過程較早進入致密化階段,孔隙難以保存,形成非“甜點”儲層。

6 結論

1) 研究區花港組主要發育的辮狀河三角洲前緣水下分流河道沉積,按照粒度、成分和沉積構造特征可以劃分出4類主要巖相類型:塊狀層理中-粗砂巖、礫質砂巖、平行層理中-細砂巖和泥礫質砂巖。其中塊狀層理中-粗砂巖和礫質砂巖石英含量相對較高,粘土含量相對較低；平行層理中-細砂巖和泥礫質砂巖石英含量相對較低,粘土含量相對較高。

2) 研究區花港組砂巖儲層總體處于中成巖B期,成巖演化序列如下:早期機械壓實(點接觸為主)—早期綠泥石膠結—早期方解石膠結—機械壓實(線接觸為主,部分壓溶)—少量硅質膠結—強烈壓溶/有機酸溶蝕—大量硅質膠結/少量高嶺石—蒙脫石伊利石化/高嶺石伊利石化/晚期綠泥石膠結—少量硅質溶蝕/含鐵方解石膠結。研究區砂巖儲層雖然都經歷了上述主要成巖作用類型,但由于砂巖原始組構的差異性,不同巖相砂巖所經歷的成巖作用序列和成巖作用強度上有所不同。

3) 塊狀層理中-粗砂巖和礫質砂巖剛性石英含量較高,粘土含量較低,膠結物類型以薄層綠泥石和硅質膠結為主,前者經歷的成巖作用較為完全,埋藏后期仍然發育有一定的原生孔隙和次生溶孔,容易形成較好儲層；但后者常常因為分選性較差,最終易形成壓實緊密,硅質膠結強烈的致密儲層。平行層理中-細砂巖剛性石英含量較低,粘土雜基較高,膠結物類型以厚層綠泥石、伊蒙混層和伊利石相伴生為主,由于沉積分異作用,碎屑顆粒常呈層狀定向排列,埋藏后期細粒層部分壓實致密,粗粒層部分保留有塊狀層理砂巖性質,發育局部孔隙帶,形成次一級儲層。泥礫質砂巖塑性泥巖撕裂屑含量較高,同時混雜有大量泥質雜基,在埋藏早期就已經壓實致密,各類孔隙均不發育,基本為非儲層。