西湖凹陷花港組低滲儲層微結構及孔隙演化定量評價

余逸凡，程 超

（中海石油（中國）有限公司上海分公司，上海 200335）

東海陸架盆地西湖凹陷發現了多個低滲—致密砂巖油氣藏，儲層物性表現為常規—低滲—致密的強非均質性特征，影響著油氣開發效果。研究認為儲層物性主要與微觀孔隙結構和孔隙演化有關，以往對該地區儲層研究多為成巖作用和孔隙演化定性分析[1-5]。為了進一步揭示西湖凹陷低滲—致密儲層復雜的微觀特征，本文通過巖石薄片觀察、壓汞分析、掃描電鏡等資料，并結合成巖作用研究，采用定性分析與定量計算，綜合分析儲層微觀孔隙結構特征，為西湖凹陷致密砂巖儲層預測、評價及勘探開發奠定基礎。

1 地質背景

西湖凹陷位于東海陸架盆地東北部，呈NNE向展布，南北長約500km，東西寬約130km，面積約5.9×104km2，是東海陸架盆地中規模最大的新生界含油氣凹陷[6]。西面自北而南依次與虎皮礁隆起、長江坳陷、海礁隆起、錢塘凹陷及漁山東隆起五個構造單元相接，東鄰釣魚島褶皺帶，南北與釣北凹陷、福江凹陷相鄰。西湖凹陷總體上可劃分出三個構造帶，從西至東依次為：西部斜坡帶、中央洼陷—反轉構造帶、東部陡坡斷隆帶（圖1）。

圖1 西湖凹陷構造區劃示意圖Fig.1 Tectonic classification of Xihu sag

西湖凹陷新生代主要經歷了基隆運動、甌江運動、玉泉運動、龍井運動和沖繩海槽運動，新生代地層發育齊全，其中漸新統花港組是勘探的主要目的層，發育NE-SW向辮狀河三角洲到濱淺湖沉積體系[7]。

花港組中深層（埋深＞3500m）部分為低滲—致密砂巖儲層，其物性受沉積相和成巖作用共同控制[8]。沉積相決定了儲集巖的碎屑（骨架）成分、組分的成熟度等儲集物性，而成巖環境則影響孔隙的形成、破壞和改造。

2 巖石學特征

西湖凹陷花港組主要發育辮狀河三角洲到濱淺湖沉積體系，儲層以長石巖屑砂巖和巖屑長石砂巖為主（圖2），巖石粒度細，分選中等—好。埋深大于3500m部分發育低滲—特低滲儲層。西部斜坡帶及中央反轉帶南部巖石顆粒大、填隙物含量低，總體為中孔中滲—低孔低滲儲層；中央反轉帶北部花港組儲層物性表現為低孔、低滲特征，但局部發育中孔、中滲的優質儲層。

巖石類型主要是長石巖屑質石英砂巖，占砂巖總量的88.47%，少量巖屑質石英砂巖、長石質石英砂巖、長石質巖屑砂巖和巖屑質長石砂巖，分別占4.7%～1.79%，其余巖屑砂巖、長石砂巖和石英砂巖都不足1%（圖2）。巖石碎屑組分包括石英、長石和巖屑，其中石英含量為64%～68.8%，長石含量為26%～33%，巖屑含量為22.5%～32.6%，顆粒分選性以中、中—好和好為主。

圖2 西湖凹陷花港組儲層砂巖分類圖Fig.2 Characters and types of sandstone reservoirs about the Huagang formation in Xihu sag

儲集層中泥質雜基含量一般為1%～4%。膠結物自生礦物最常見的有自生黏土礦物、自生碳酸鹽膠結物和自生硅質，自生黏土礦物主要為高嶺石、自生綠泥石等。

3 儲層微觀孔隙結構特征

儲層微觀結構主要包括孔隙和喉道的大小、形狀、連通情況、配置關系及其演化過程。研究區儲層的儲集空間主要是孔隙，極少量微裂隙。因此，孔隙大小主要影響儲層的孔隙度，喉道大小與連通狀況影響著儲層的有效性和滲透性。

3.1 孔隙類型及特征

研究區儲層的儲集空間主要是孔隙，極少量微裂縫。

（1）原生孔隙

常常作為粒間溶蝕擴大孔和粒間溶孔的基礎，大多數原生孔隙由于溶解作用導致溶蝕擴大，使得原生粒間孔隙和粒間溶蝕次生孔隙難以區分。研究區砂巖中發育的原生孔隙形態大都不完整，有的原生孔隙因壓實作用縮小成狹窄的三角形、條狀或縫狀，或被自生礦物硅質充填、半充填（圖3 a/b/c）。

（2）次生孔隙

次生孔隙包括粒間溶孔、粒內溶孔、晶間孔等。粒間溶孔主要是在原生粒間孔基礎上溶蝕擴大形成，研究區儲層中廣泛發育（圖3 d/e）。廣義的粒內溶孔包括顆粒邊緣溶蝕或顆粒粒內溶蝕形成的孔隙和鑄模孔等，主要是指碎屑顆粒溶孔，通常是長石和巖屑顆粒溶孔[9]。長石的溶解多沿解理進行，形成粒內窗格狀或蜂窩狀溶孔，溶蝕更甚則形成鑄模孔（圖3 f），由長石溶解形成的鑄模孔多數邊界較平直。

圖3 原生孔隙特征及次生孔隙微觀特征Fig.3 Reservoir microstructure of primary pore and secondary pore

3.2 喉道類型及特征

吼道是巖石的一個重要孔隙結構，其大小、分布及其相互連通關系，喉道大小和分布直接影響儲集巖的儲集能力和滲透特征[10]。根據研究區巖石薄片觀察，儲集砂巖中發育縮小型、縮頸型、片狀、彎片狀和管束狀5種喉道形態。

（1）縮小型喉道

原生粒間孔隙和擴大粒間孔發育的砂巖中，早期成巖壓實較輕時，在顆粒近于點接觸處原生粒間孔有所縮小，或在擴大粒間孔孔隙接觸處保留的連接空間，這時的喉道僅僅是孔隙的縮小部位，常見顆粒支撐，顆粒呈漂浮狀的無膠結物式砂巖中（圖4a）。這類喉道張開度較大，一般大于10μm，連通孔隙的能力強，流體較易滲流。

（2）縮頸型喉道

當砂巖受成巖壓實變得緊密時，碎屑呈點或線接觸，原生粒間孔仍保留較大，顆粒接觸處喉道變窄，呈現孔隙大喉道細的類型，雖然儲集砂巖仍有較高的孔隙度，但滲透率變低。縮頸型喉道是研究區一種重要的喉道類型（圖4b），喉道張開度大，一般大于5～10μm，連通孔隙的能力強，儲層受壓實和膠結作用弱，顆粒之間以點接觸和點—線接觸為主，流體在儲層中較易滲流，但存在孔隙發育較好滲透率較低或無效孔隙的現象。

（3）片狀和彎片狀喉道

成巖壓實作用進一步增強時，壓實壓溶產生的酸性流體沉淀出硅質圍繞碎屑石英顆粒形成加大邊，在原生孔隙周邊被自生石英部分充填，而部分顆粒接觸處形成加大邊，加大邊的接觸處可見到石英晶間縫，這種晶間縫隙隨著顆粒邊緣形狀的不同出現片狀和彎片狀（圖4 c/d），其有效寬度很小，一般小于1μm，少量喉道可達20～30μm，連通孔隙的能力是相當微弱的。

圖4 儲層吼道微觀特征Fig.4 Microscopic characteristics of roars

（4）管束狀喉道

雜基及微晶膠結物含量較高時，原生粒間孔隙被部分充填，喉道可能完全被堵塞，這種微細喉道多小于0.5μm，許多微孔隙本身既是孔隙又是連通通道，孔隙小，喉道極細（圖5 e/f）。

4 成巖環境對孔隙演化影響

成巖環境為控制地下巖石孔隙度和滲透率演化的重要過程，它對儲層孔隙的形成、破壞和改造至關重要，其中壓實作用、膠結作用和溶解作用是影響研究區儲集性能的關鍵因素，通過定性分析和定量恢復計算對儲層物性進行綜合研究。

4.1 壓實作用

原生粒間孔的發育程度與機械壓實作用的強度有關[11]。西湖凹陷古新統和始新統沉積期為強烈斷—拗陷期，具有很大的沉積厚度，地層組中有相對較高的巖屑含量。從顯微鏡下觀察，火山巖、云母、片巖和千枚巖等變質巖巖屑在埋藏壓實作用過程中等低級變質巖巖屑等塑性顆粒在埋藏壓實作用過程中發生塑性變形呈定向排列。同時，從砂巖中碎屑顆粒線接觸、線—凹凸接觸、縫合線接觸等接觸關系以及泥巖巖屑變為假雜基等現象，顯示研究區較為強烈的壓實作用。

4.2 膠結作用

儲層中自生礦物以碳酸鹽類礦物、黏土礦物和硅質為主，其它自生礦物極微，其中碳酸鹽膠結物占60%，鏡下觀察呈斑點或連晶狀，形成于石英加大及長石溶蝕之前。成巖早期方解石膠結與成巖晚期的鐵方解石、鐵白云石膠結共同導致儲層物性變差。自生高嶺石主要以孔隙充填的形式產出，充填于粒間孔或長石等鋁硅酸鹽溶解形成的粒內孔中，一定程度上改善儲層物性。自生石英含量較低，大多數硅質膠結物以石英次生加大邊的方式存在，形成“加大邊”并堵塞一部分孔隙。

4.3 溶解作用

溶解作用是研究區最為重要的建設性成巖作用，儲集空間主要依存于次生孔隙，并且次生孔隙都以粒間溶孔、粒內溶孔和鑄模孔為主，被溶解的鋁硅酸鹽礦物是主要為長石，長石常沿其解理面、雙晶縫或邊緣被溶解，形成粒內溶孔，甚至形成鑄模孔或整個顆粒消失，也可見溶蝕擴大的次生溶蝕孔隙，形態多具不規則狀。

5 孔隙演化及定量計算

薄片鑒定及物性分析為儲層孔隙演化的定量恢復計算提供了依據。通過對碎屑巖現今的骨架顆粒、膠結物、雜基以及各類不同成因的孔隙含量進行分析，建立起研究區沉積之初的原始孔隙度和經歷壓實、膠結、溶蝕等成巖作用后的次生孔隙度的定量恢復計算方法，對研究區儲層從同沉積期到現今成巖階段的整個孔隙演化過程進行全面的恢復。

5.1 原始孔隙度的恢復

Beard和Weyl于1973年提出利用濕砂填集實驗擬合的計算公式對研究樣品原始孔隙度進行計算[12]，未固結砂巖原始孔隙度Φ1與砂巖的Trask分選系數Sd存在如下關系：Φ1=20.91+22.90/Sd。

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

分選系數Sd是表示粒度分析中顆粒大小均勻的程度，分析方法主要有直接測量法、篩析法、薄片粒度法等。本次研究中采用直接測量法和薄片粒度法進行粒度分析，并根據分選性差異統計不同沉積砂體Sd值。其中水下分流河道砂巖分選系數Sd值在1.81～2.51之間，平均值2.05；心灘Sd值在1.21～1.57之間，平均值1.34。

基于以上的巖石粒度分析資料，利用上述計算公式，對研究區砂巖原始孔隙度進行恢復。計算得出9個樣品原始孔隙度在32.25%～36.90%，平均值35.45%。

5.2 次生孔隙演化的定量恢復

（1）壓實作用

現今儲層砂巖孔隙是在原始孔隙保存的基礎上經歷多種成巖改造后的結果。

機械壓實過程中，原始孔隙一部分被壓實損失，一部分被早期膠結保存起來，還有一部分為現今保留下來的殘余粒間孔。因此壓實作用后孔隙度Φ2就包括后面兩部分的孔隙度，其值可依據膠結物的含量、殘余粒間孔反推計算，公式如下：

式中：w為膠結物的質量分數，%；P1為殘余粒間孔面孔率；PM為實測平均孔隙率；PT為總面孔率。

經計算，研究區未固結砂巖9個樣品在機械壓實后，其保留下來的孔隙度最大為7.22%，最小為0.96%，平均為4.36%。與原始孔隙度相比，近90%的孔隙被壓實損失，說明壓實作用是影響研究區孔隙變化的重要因素。

（2）膠結作用

在膠結過程中，粒間孔、早期溶孔被膠結物所充填占據，一般認為膠結作用損失的孔隙度大致與膠結物的含量相當。因此，砂巖在經歷壓實、膠結作用后的孔隙度Φ3，即為現存孔隙中殘余粒間孔隙所具有的孔隙度。

儲層中膠結物含量越高，受其降低的孔隙越多。樣品中膠結作用減孔率平均為54.5%，膠結作用后孔隙度變為0.38%～2.76%，平均孔隙度為1.92%。

（3）溶蝕作用

溶蝕過程為砂巖孔隙度增加、物性變好的過程，所增加次生孔隙度就等于現今最終保留的次生孔隙度。溶蝕作用后增加的次生孔隙度Φ4，是指總儲集空間中所有溶蝕孔所占據空間的孔隙度，其計算公式如下：

式中：P2為溶蝕孔面孔率。

在酸性介質作用下，長石、巖屑等易溶蝕礦物被溶解，形成大量的次生孔隙，9個樣品中溶蝕作用后增加的孔隙度為2.51%～7.26%，平均增加5.38%。

膠結再加溶蝕，即為最終孔隙度Φ5，其計算公式如下：Φ5=Φ3+Φ4

利用上述方法，對研究區砂巖儲層次生孔隙度進行恢復計算。計算結果 5孔隙度為4.25%～9.36%，與實測孔隙度 6進行對比分析，發現相對誤差僅為2.11%～12.81%，孔隙度平均值相對誤差僅1.35%，說明孔隙恢復過程定量計算可信度較高（表1）。

表1 西湖凹陷儲層孔隙度演化定量計算結果表Table 1 Quantitative evaluation of porosity evolution sandstone reservoirs of Xihu sag

6 結論

（1）研究區花港組砂巖屬于低滲儲層，儲集孔隙以粒間孔、長石溶孔和粒間溶孔為主，發育屬原生孔隙與次生孔隙的六種孔隙類型和縮小型、縮頸型、片狀、彎片狀、管束狀五種吼道類型。

（2）研究區砂巖儲層沉積后經歷了壓實、膠結、交代和溶解等成巖作用的改造。壓實作用、膠結作用使孔隙度減小，溶解作用導致孔隙增加。

（3）通過樣品定量恢復計算，壓實作用使孔隙度平均降低88.12%，膠結作用導致孔隙平均損失54.50%，溶蝕作用使孔隙度增加60.99%。現今砂巖的孔隙度正是上述多種成巖作用改造的最終結果。

（4）樣品定量恢復計算的孔隙度與實測孔隙度的相對誤差僅為2.11%～12.81%，平均值相對誤差僅1.35%，說明孔隙恢復過程定量計算可信度較高。