珠江口盆地陸豐凹陷深部儲層原生孔隙特征及發育機制

摘要：為了揭示珠江口盆地陸豐凹陷深部儲層特征與成因機制，基于儲層發育的沉積環境、異常高壓、地溫梯度和油氣充注對儲層抗壓實能力的影響開展了系統研究.結果表明：陸豐凹陷埋深超過４０００m 的古近系儲層仍以原生孔隙為主，儲層礦物成分主要為石英砂巖，整體表現為低—中滲儲層.辮狀河三角洲水下分流河道具有穩定的水流作用，長距離的搬運使得巖石粒度分布較為均一，雜基體積分數少，這些是原生孔隙發育的有利條件;泥巖欠壓實形成的異常高壓傳遞至砂巖儲層中，可以有效地降低壓實作用對孔隙空間的破壞;低地溫梯度下巖石的塑性程度和延展性相對較弱，從而減緩巖石的壓實速率;此外，文昌組４段烴源巖生成的油氣進入儲層后占據儲集空間，有效抑制了后期壓實與膠結作用對儲層孔隙的破壞.在４種控制因素的耦合控制作用下，陸豐凹陷深部儲層原生孔隙普遍發育.

關鍵詞：陸豐凹陷;恩平組;文昌組;原生孔隙;保存機制

doi：１０．１３２７８/j．cnki．jjuese．２０２１０４１８ 中圖分類號：TE１２２．１ 文獻標志碼：A

０ 引言

隨著常規油氣勘探由淺層向深層轉移，勘探深部優質儲層對于商業油氣發現具有越來越重要的意義.目前探明的大多數沉積盆地深部優質儲層孔隙以礦物溶蝕形成的次生孔隙為主，如準噶爾盆地腹部西側侏羅系三工河組儲層、渤海灣盆地黃驊坳陷歧北地區二疊系碎屑巖儲層、塔中地區志留系瀝青砂巖等.前人對深部儲層孔隙的研究也主要集中于次生孔隙的成因機制上，但近年的研究逐漸揭示了以原生孔隙為主的深部優質儲層的存在，如柴達木盆地北緣西段古近系儲層、東營凹陷北帶古近系儲層等.因此，沉積時期形成的原生孔隙的保存機制更是石油地質學家關注的焦點.當前，深部儲層原生孔隙的保存機制主要有以下觀點：１）油氣充注抑制碳酸鹽膠結和異常高壓保護深部儲層;２）水動力強度大的高能環境使得深部原生孔隙得以保存;３）長期的淺埋藏和快短期的深埋藏是深部原生孔隙保存的主要原因.

近年來，對珠江口盆地陸豐凹陷古近系的研究逐漸深入，油氣勘探已經由淺層的新近系轉向深部的古近系，且在古近系文昌組、恩平組取得重大突破，獲得多個商業發現.研究區４０００m 以下儲層中發育大量原生孔隙，其是古近系文昌組儲層的主要儲集空間.前人已對陸豐凹陷深部原生孔隙的保存進行過研究，主要認為辮狀河三角洲砂體巖性粗、雜基體積分數低和結構成熟度高是原生孔隙保存的原因;另外，也有學者認為早期烴類注入后形成的異常高壓有利于減弱壓實作用對已有孔隙的破壞，從而使文昌組原生孔隙得以保存;更有學者認為早期構造抬升使地層承受的壓力得到釋放而減小，使原生孔隙得到了保護.目前，隨著對研究區古近系儲層原生孔隙研究的加深，僅從沉積、巖石顆粒、早期構造抬升方面不能很好地解釋原生孔隙發育的原因，因為諸多其他主控因素如地溫環境、異常高壓等方面的影響還不夠清楚.因此綜合前人研究成果，并加入地溫、異常高壓以及油氣充注等數據，系統性地研究陸豐凹陷深部儲層原生孔隙保存機制，以期進一步精確勘探過程中井的部署位置，指導本地區儲層勘探的進程.

１ 區域地質概況

陸豐凹陷位于珠江口盆地東北部，具有隆起凹陷相間的構造格局，自北向南分別是北部隆起帶、北部坳陷帶、中央隆起帶、中央坳陷帶、南部隆起帶與南部坳陷帶.陸豐凹陷整體上被陸豐中低凸起和惠陸低凸起分隔成南、北兩個區塊（圖１），其中陸豐南地區的陸豐１３東洼鉆井較多，勘探程度也較高.本次研究目的層段為始新統文昌組和恩平組.始新統文昌組、恩平組沉積厚度超過４５００m，其中文昌組可以細分為６個亞段，恩平組可以細分為４個亞段（圖１）.文昌組、恩平組沉積時期經歷一套完整的沉積旋回：湖盆初始期主要為辮狀河三角洲砂體沉積;湖盆鼎盛時期主要為半深湖和深湖相泥巖沉積;湖盆萎縮期主要為濱淺湖砂泥巖互層沉積.文昌組初始沉積時期湖盆較小，受到惠陸低凸起、陸豐低凸起以及東沙隆起的物源控制，發育辮狀河三角洲沉積體系;之后隨著斷裂活動的加強以及持續性物源的輸入，湖盆水體加深，文４段和文３段發育大面積深湖相沉積體系，隨著斷裂活動的減弱，湖盆進一步萎縮，深湖相面積減少，以發育辮狀河三角洲為主.恩３段以及恩４段主要發育辮狀河三角洲沉積，恩１段以及恩２段為大面積的辮狀河三角洲—濱淺湖沉積.研究區古近系儲層埋藏較深，儲層主要集中發育在４２００ m 左右的文５ 段砂體以及３０００m 左右的恩平組.

２ 陸豐凹陷深部儲層特征

２．１ 巖石類型

薄片分析結果（表１）表明，陸豐凹陷古近系儲層石英體積分數高，其中：文昌組儲層石英的體積分數為６８．１０％～９４．６０％，平均體積分數為８１．３０％;恩平組儲層石英體積分數為６７．４０％～８０．４６％，平均體積分數為７３．９３％.采用QFR（石英、長石、巖屑）三端元砂巖分類方案對陸豐凹陷砂巖儲層進行分類，結果表明：古近系文昌組儲層以巖屑質石英砂巖為主，體積分數為６２．４０％，其次為長石質石英砂巖，體積分數為２６．４０％，再次為長石巖屑質石英砂巖，體積分數為７．２０％;恩平組儲層以長石巖屑質石英砂巖為主，體積分數為４６．１６％，其次為巖屑質石英砂巖，體積分數為３１．４４％，再次為長石質石英砂巖，體積分數為１２．２６％（圖２）.統計分析可知古近系文昌組、恩平組均以石英砂巖為主.儲層粒級分布寬泛，文昌組以中粗砂巖為主，其次為細砂巖;恩平組主要以細砂巖和粗砂巖為主，其次為中砂巖和不等粒砂巖.陸豐凹陷深部儲層的成分成熟度高.由朱筱敏等分類標準可知，Q/（F＋R）＜１為低成分成熟度，１≤Q/（F＋R）＜２為中等成分成熟度，２≤Q/（F＋R）＜４為高成分成熟度，Q/（F＋R）≥４為很高成分成熟度.研究認為文昌組儲層巖石成分成熟度高于恩平組，文昌組儲層Q/（F＋R）值平均為４．７８，恩平組儲層Q/（F＋R）值平均為３．４２.可以看出文昌組儲層為很高成分成熟度，恩平組儲層為高成分成熟度.綜上，高石英體積分數、高成分成熟度是陸豐凹陷南部古近系儲層與鄰近凹陷同層位儲層相比的明顯特征.

２．２ 孔隙類型

通過掃描電鏡觀察鑄體薄片可知，研究區儲層孔隙類型主要為原生孔隙，其次為次生孔隙.原生孔隙主要為原生粒間孔，次生孔隙主要包括粒內溶孔、鑄膜孔以及晶間孔.原生粒間孔在鏡下多表現為多邊形或者不規則狀（圖３a f），孔隙與顆粒的接觸較為平直、沒有明顯的港灣狀溶蝕.次生孔隙主要為長石、巖屑等不穩定礦物溶蝕形成的粒內孔隙，以及早期方解石膠結物溶蝕而形成的溶蝕孔隙（圖３g、h），還可見黏土礦物中的晶間微孔（圖３i）.文昌組儲層原生孔隙占儲集空間的７２．５０％，次生孔隙占２７．５０％ （圖４a）;恩平組儲層原生孔隙占８９．００％，次生孔隙占１１．００％（圖４b）.文昌組儲層原生孔隙面孔率占總面孔率的６８．００％，其粒內溶孔、晶間孔以及鑄膜孔分別占總面孔率的１２．００％、５．００％、１５．００％;恩平組儲層原生孔隙的面孔率占總面孔率的８２．００％以上，其次為粒內溶孔、晶間孔以及鑄膜孔，分別占據總面孔率的８．００％、４．００％、６．００％（圖４c）.由此可知，研究區原生孔隙為主要的儲集空間.

２．３ 物性特征

陸豐凹陷古近系文昌組和恩平組的巖石樣品物性數據（圖５）表明：文昌組儲層孔隙度在４．００％～２０．００％之間，集中于８．００％～１６．００％之間;滲透率區間為（０．１０～１００００．００）× １０－３ μm２，集中于（１．００～１００．００）×１０－３μm２.恩平組儲層孔隙度在４．００％～２０．００％之間，集中于８．００％～１６．００％之間，且孔隙度分布在１２．００％～１６．００％的多于文昌組;滲透率區間為（０．１０～１００００．００）× １０－３ μm２，集中于（１．００～１００．００）× １０－３ μm２，且滲透率分布在（１０．００～１００．００）×１０－３μm２的多于文昌組，表明恩平組儲層物性優于文昌組.對陸豐凹陷文昌組和恩平組儲層進行評價可知，文昌組主要發育特低—低孔隙度、超低—低滲透率儲層，而恩平組儲層屬于低—中孔隙度、低—中滲透率儲層.

３ 深部儲層原生孔隙發育的主控因素

３．１ 優質的沉積相帶

陸豐凹陷深部儲層發育受沉積相控制.文昌組沉積時期，湖盆經歷一個沉積旋回，主要發育辮狀河三角洲前緣、辮狀河三角洲平原、扇三角洲、深湖、淺湖以及滑塌扇等沉積相帶;恩平組沉積時期，湖盆面積減小，以辮狀河三角洲相發育為主，且分布連片（圖６）.不同的沉積環境有著不同的水動力條件，從而導致巖石粒度存在差異，因此通過對粒度參數進行分析具有一定的沉積學意義.粒度概率曲線峰態的個數可以有效地指示水流的穩定性：單峰態表示沉積物成分單一、受到穩定的水流作用;而雙峰態則表示在沉積過程中至少受到兩種水動力條件的影響.對研究區LF８ １A 單井進行研究分析，發現在辮狀河三角洲沉積相帶主要以單峰態為主（圖７），表明受到了穩定的水動力作用.在穩定的水流作用下，一方面，砂巖儲層的巖石顆粒大小分布較為均勻，巖石組構較好，成分成熟度高，抗壓實能力較強，因此有利于原生孔隙的保存;另一方面，辮狀河三角洲水下分流河道在持續性穩定的水流作用下，砂巖儲層中填隙物體積分數降低，填隙物體積分數低，對儲層孔隙與喉道的充填作用弱.對陸豐凹陷古近系南部儲集物性與沉積相關系進行統計發現：辮狀河三角洲前緣水下分流河道微相儲層物性最好，平均孔隙度為１５．８０％，平均滲透率為２４０．６０×１０－３μm２;巖性以細—粗砂巖為主（表２）.由此可見，穩定的水流環境是研究區優質儲層發育的的有利條件.

３．２ 異常高壓抑制壓實作用

研究證實，異常高壓不僅可以抵抗上覆巖層的壓實作用和阻礙膠結物的形成，而且有益于帶走溶蝕產物，從而增加易溶蝕顆粒（如長石、巖屑等）的溶蝕作用.陸豐１３東洼早期主要以快速埋藏為主（圖８），在泥質沉積物埋藏的過程中，由于埋藏速度快，泥巖中的流體不能夠及時地排出，孔隙體積不能隨著上覆荷載的增加而有效減少;從而使泥巖中的孔隙流體承受部分上覆巖層的壓力，形成異常高壓.位于陸豐１３東洼的單井LF１４ A１顯示在文３段、文４段泥巖層中異常高壓發育，壓力系數最高達到１．８（圖９）.研究表明，泥巖中的異常高壓可以向周邊儲層傳遞，包括垂向的傳遞和側向沿著傾斜的滲透性儲層傳遞.陸豐凹陷文３段、文４段異常高壓發育，隨著壓力的累積，垂向傳遞到文５段的儲層中，從而可以有效地抵抗上覆巖層的壓實作用.從LF１４ A１單井可以看出：文５段儲層中發育高壓，異常高壓發育層段與儲層孔隙演化高值區對應;在異常高壓發育段，實測物性數據也顯示該段儲層質量較好（圖９）.文５段異常高壓發育，可以減緩上覆巖層對砂巖儲層孔隙空間的破壞作用，保護原生粒間孔隙.鏡下薄片顯示，文５段原生粒間孔隙發育，顆粒以點線接觸、線接觸為主，由此可知，壓實作用對儲層的破壞作用相對較弱.陸豐１３東洼在大約１９Ma時有機質趨于成熟開始生烴，在異常高壓的保護作用下，文５段砂巖儲層原生孔隙發育，有足夠的儲集油氣的空間，因此烴源巖成熟后產生的油氣可以運移至文５段儲層中聚集成藏.LF１４ A１單井也顯示文５段砂巖儲層中油層發育.

３．３ 低地溫梯度抑制壓實作用

隨著地層溫度升高，壓實作用強度增加.因為溫度升高使得礦物的塑性程度增加，容易發生塑性變形，減弱巖石的抗壓實能力.溫度升高時，石英砂巖的延展性也相應增強，因此地層溫度是影響石英砂巖壓實的一個重要因素.陸豐凹陷較低的地溫梯度能有效地緩解上覆地層對巖石礦物的壓實作用，從而有效地保護原生孔隙.張麗等提出低地溫梯度是珠江口盆地儲層原生孔隙保存的重要因素，當地溫梯度G≥４．５℃/hm時，儲層剩余孔隙度為１０％，對應的深度為２０００ m;當４ ℃/hm≤G＜４．５℃/hm 時，儲層剩余孔隙度為１０％，對應的深度為２７００m;當３ ℃/hm≤G ＜４ ℃/hm 時，儲層剩余孔隙度為１０％，對應的深度為３５００m.通過巖石顆粒間的接觸關系可以指示壓實作用的大小.珠江口盆地東部地區從北往南，地溫梯度整體升高，其中陸豐凹陷為３．１２ ℃/hm ，惠州凹陷為３．３８℃/hm，陸豐凹陷呈現相對較低的地溫梯度.垂向上，隨著上覆壓力的不斷增加，巖石壓實程度也不斷增加，巖石顆粒間的接觸關系由點接觸逐漸轉變為線接觸以及凹凸接觸.陸豐凹陷在４１００m以上主要為點接觸和點線接觸，線凹凸接觸開始出現的深度為４１００～４２００m（圖１０a）.而惠州凹陷巖石顆粒在３７００～３８００m 時已經出現凹凸接觸，在４０００m 左右主要為凹凸接觸，云母顆粒受壓實作用變形明顯（圖１０b）.陸豐凹陷出現線凹凸接觸的深度大于惠州凹陷，表明低地溫梯度對巖石的壓實速率影響較小，從而有利于深部原生孔隙的保存.

３．４ 油氣充注抑制壓實與膠結作用

油氣充注對壓實作用的抑制主要表現在烴類充注后引起的壓力變化上，干酪根成熟后生成大量石油、天然氣和水，其體積遠超過原有干酪根的體積，導致孔隙流體壓力相應增大.胡海燕認為有機碳體積分數為１％的烴源巖產生的流體體積的凈增率大約是０．１２～０．１６，相當于孔隙度為１０．００％的頁巖總孔隙度的４．５０％～５．００％，由此增大的孔隙流體壓力傳遞到儲集層增加對壓實作用的抵抗能力.紀友亮等認為壓實作用在３５００m時基本停止，取而代之的是壓溶作用;但實際勘探顯示，埋深３５００m以下仍可見孔隙度較高的儲集層發育，主要由于油氣充注孔隙空間后，隨著壓力的增加，流體排出受阻，形成一定的超壓環境，使得巖石具有一定的抗壓實作用.此外，油氣充注更能抑制膠結作用，從而保護原生孔隙，主要體現在抑制石英次生加大以及黏土礦物膠結作用.儲層成巖過程中，各類長石溶蝕以及黏土礦物的轉化過程中會釋放出Si４＋ ，酸性環境下會依附在石英顆粒表面生長，從而形成次生加大邊，占據儲層的孔隙空間.儲集層含油飽和度較低時，石英加大邊持續性增加，儲層物性減小（圖１１a、b），而儲集層含油飽和度較高時，石英加大邊現象不明顯（圖１１c、d）.當油氣充注孔隙空間時，驅替孔隙中含有礦物質的地層水，從而抑制礦物的膠結，有利于原生孔隙的保存.Haszeldne等[３０]通過研究得出油氣充注使得孔隙中的含水飽和度降低，當含水飽和度低于２０％時，會抑制石英次生加大邊生長.黏土礦物體積分數與儲層的物性有緊密聯系，黏土礦物體積分數高時，儲層物性降低.油氣充注對綠泥石的生長也有明顯的抑制作用（圖１２），主要表現在其影響黏土礦物晶體的生長[３１].這是因為油氣充注的儲集層中油接觸顆粒表面的綠泥石膜較為平滑，少見葉片狀綠泥石晶型，而未與油氣接觸的顆粒附近綠泥石晶體完好.

統計陸豐凹陷不同含油級別儲層的孔隙度分布可知，油層的孔隙度分布在１５．００％～２０．００％之間的占６８．５０％，分布在含油水層、水層以及干層的分別占４２．８６％、１４．６３％和０;孔隙度分布在５．００％～１０．００％之間的油層占８．４１％，分布在含油水層、水層以及干層分別占９．７６％、５．１０％ 和８７．５０％ （圖１３）.油氣充注充填孔隙空間，能夠承受部分上覆巖層壓力，減緩儲層壓實作用，更重要的是抑制后期膠結作用，其使得原生孔隙能夠有效保存.

４ 深部儲層原生孔隙成因機制

研究區深部儲層原生孔隙發育主要受控于沉積和成巖作用兩個方面.沉積作用是原生孔隙的發育的基礎.在穩定的水流作用下，砂巖儲層的巖石顆粒大小分布較為均勻，巖石組構較好，雜基體積分數少，這是原生孔隙發育的先天有利條件;早期快速埋藏造成泥巖欠壓實形成的異常高壓可以有效減緩上覆巖層對儲層的壓實破壞作用，保護原生粒間孔隙.陸豐凹陷地溫梯度為３．１２℃/hm，處于相對較低的地溫環境，低地溫梯度下，儲層進入中成巖階段的時間延緩（圖１４），儲層壓實減孔效果不明顯，使得殘余原生孔隙度相對較大.陸豐凹陷古近系約２１Ma時期存在一期油氣充注，文４段烴源巖生烴后通過砂體、斷裂等優勢運移通道運移至儲集層中，占據儲層的孔隙空間，從而有效抑制壓實作用和硅質膠結保護原生孔隙.陸豐凹陷深部儲層原生孔隙在４種主控因素綜合作用下得以保存（圖１５）.在陸豐凹陷對４種主控因素進行統計分析，發現在相同埋深條件下，４種主控因素共同控制著優質儲層的質量.如埋深位于３５００～３６００m 的LF８ A１、LF８ A２和LF１４ A３井受到４種主控因素的共同控制，在４種綜合控儲作用下，儲層孔隙度分別為１３．５０％、１３．６２％ 和１３．３０％，滲透率分別為９．９８×１０－３、１２．３６×１０－３和１０．６５×１０－３μm２.而LF１４ A１、LF１４ A２和LF１６ A１井在３５００～３６００m 時為濱淺湖和中深湖相帶，缺乏穩定的水流環境，不具備儲層發育的先天條件.儲層的質量受到單個因素的控制，整體物性較差.最終儲層孔隙度為６．００％、８．９３％和５．１０％，滲透率為０．４５×１０－３、２．４６×１０－３和０．４２×１０－３μm２（表３）.

５ 結論

１）陸豐凹陷儲層巖性文昌組以巖屑質石英砂巖為主，其次為長石質石英砂巖;恩平組主要以長石巖屑質石英砂巖為主、其次為長石質石英砂巖、巖屑質石英砂巖.文昌組儲層為很高成分成熟度，恩平組儲層為高成分成熟度.陸豐凹陷儲層孔隙類型以原生孔隙為主，是最主要的儲集空間.文昌組主要發育特低—低孔隙度、超低—低滲透率儲層;恩平組儲層屬于低—中孔隙度、低—中滲透率儲層.

２）陸豐凹陷古近系遠源辮狀河三角洲是原生孔隙發育的基礎，在穩定水流的沉積環境下，巖石顆粒大小分布均勻、分選、磨圓較好，雜基體積分數低，是深部原生孔隙保存的先天有利條件.

３）陸豐凹陷整體處于相對降低的地溫環境，延緩儲層進入中成巖階段的時間，減緩壓實作用對深部原生孔隙的破壞.泥巖欠壓實形成的異常高壓傳遞至砂巖儲層中可以有效的降低壓實作用對儲層孔隙空間的破壞.油氣充注儲層孔隙空間能夠承受部分上覆巖層壓力，抑制儲層壓實作用，同時抑制后期膠結作用，使得原生孔隙能夠有效保存.

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