西湖凹陷某构造花港组沉积相及致密砂岩储层特征

刘金水 曹 冰 徐志星 秦兰芝 徐昉昊 唐健程

（1.中海石油（中国）有限公司 上海分公司，上海200030；2.油气藏地质及开发工程国家重点实验室（成都理工大学），成都610059）

随着世界对天然气资源需求的不断增加和常规天然气储量的日益减少，很多国家都把非常规天然气作为重要的后备资源[1]。致密砂岩气是非常规天然气的一种，根据美国联邦能源管理委员会（FERC）在20世纪80年代的定义，气藏储气层段平均渗透率≤0.1×10－3μm2的即属于致密含气砂岩。估计全球有致密砂岩气0.6×1015～3×1015m3，是常规天然气资源的1～5倍。在中国四川盆地、鄂尔多斯盆地先后发现了大型致密砂岩气田，取得了良好的经济效益[2－5]。由此，对致密砂岩气藏的综合研究，显得尤其重要。张哨楠（2008）认为尽管致密砂岩储层经历了复杂的成岩演化历史，成岩作用对储层的致密化起决定作用，然而沉积环境依然是控制致密砂岩储层形成的基本因素[6]；Fisher and Brown（1972）认为，对于每一个地层单元需要研究的重要参数包括：沉积体系、岩相成因、结构成熟度、矿物成熟度、矿物特征、成岩作用、泥质胶结等[7]。综合上述观点，本文对西湖凹陷某构造花港组致密砂岩储层进行研究时，通过解剖花港组沉积相和储层发育特征来把握该储层低孔低渗形成的控制因素。

西湖凹陷位于东海盆地，构造上属于东海盆地浙东拗陷内的二级构造单元，呈NNE向。西湖凹陷在构造上具有东西分带、南北分块的特点，是个东断西超的断陷盆地[8]。凹陷内部自西向东可以分为西部斜坡带、西部次凹、中央反转构造带、东部次凹和东部断阶带。西湖凹陷新生界主要发育古新统（？）、始新统平湖组、渐新统花港组、中新统龙井组、玉泉组和柳浪组、上新统三潭组及第四系东海群，沉积厚度约为9～10km[9]，经历了断陷、拗陷和区域沉降3个阶段，花港组为拗陷期沉积[8]。本文研究的构造区是西部斜坡带与中央反转构造带之间的凹中低缓背斜，位于西部次凹西南部（图1）。

图1 西湖凹陷各构造带及油气田分布图Fig.1 Distribution graph of various structural belts and oil－gas fields in the Xihu depression（据陶士振等[10]，2005）

1 花港组沉积相特征

根据钻井岩心、岩屑、测井以及各种分析测试资料，对西湖凹陷某构造花港组致密砂岩储层沉积特征进行综合分析与研究。

前人大多认为，西湖凹陷渐新统花港组主要发育河流—湖泊—三角洲沉积体系[11－14]。自渐新世早期玉泉运动开始，西湖凹陷进入裂后拗陷演化阶段。花港组就是在渐新世早期玉泉运动的基础上沉积形成的[15]，自下而上为一套水进沉积过程，而在大的沉降背景下发生2次幕式抬升，形成2个三级层序（花上段和花下段）[14]。作者研究认为，花港组上段为三角洲前缘沉积（花港组分层，从上往下依次分为 H1、H2、…、H11，其中 H1～H5为花上段，H6～H11为花下段），主要发育了水下分流河道、河口坝、水下分流间湾和水下天然堤4个微相；花港组下段为三角洲平原沉积，主要发育了水上分流河道、支流间湾和泛滥平原3个微相。

1.1 花上段微相特征

a.河口坝：河口坝砂体是三角洲前缘的典型沉积。细粒砂质沉积物是在水下分流河道河口处由于水动力条件的减弱快速堆积形成的，纵向上呈下细上粗的反韵律特征，砂体的横断面呈底平顶凸的透镜状。在坝的轴线方向上，粒度较粗，分选较好，向两侧粒度变细，泥质含量升高。自然伽马曲线呈中—低幅度的漏斗状（图2－A）。

b.水下分流河道：是三角洲曲流平原分支河道的水下延伸部分[16，17]。岩性主要为浅灰色细砂岩及灰色粉砂岩，均以长石为主；发育小型交错层理，在顶部受后期水流和波浪改造，有时出现脉状层理和水平层理，砂粒具反韵律特征；自然伽马曲线总体上表现为顶底突变的箱形曲线的多次叠加，以及正旋回的钟形曲线（图2－B）。

c.分流间湾：岩性为灰色、浅灰色泥岩，粉砂质泥岩及泥质粉砂岩等细粒沉积；发育水平层理，泥质粉砂岩中发育沙纹层理及波状层理；自然伽马曲线表现为中－高幅微齿状（图2－B）。

图2 西湖凹陷某构造花港组骨架砂体剖面相组合序列图Fig.2 The combination pattern of the main sand body sections of Huagang Formation in a structure of the Xihu depression

d.天然堤：沿河流两岸由河流沉积物自然形成的长堤，是洪水时期河水溢出河谷向两侧泛滥堆积形成的两行沿岸分布的堤状地貌体，是河漫滩上最高的组成部分。主要由砂砾石和动、植物残体组成，顶部较粗，堤两侧较细，颗粒磨圆与分选一般，多见斜层理（图2－A）。

1.2 花下段微相特征

a.水上分流河道：垂向层序结构特征与水下分流河道相似，但其厚度要大，以厚层碎屑支撑的砾岩、粒状砂岩为主要岩性，成熟度低，分选差至中等，无递变或具正递变层理，相应出现大型交错层理、小型交错层理、波状层理、顶部的水平层理，常见冲刷充填构造，充填分流河道的沉积物具有下粗上细的正韵律。自然电位曲线表现为中—高幅齿化钟形或箱形，自然伽马曲线则表现为中—低幅齿化漏斗型（图2－C）。

b.分流间湾：由砂纹层理细砂岩、粉砂岩与泥岩薄层相互组成加积序列，覆于支流河道组合之上或不连续地分布于河道两侧，厚度0.1～1 m，生物扰动强烈，可见变形层理、爬升层理。自然电位曲线为低幅齿状、指状（图2－C）。

c.泛滥平原：为泥岩、粉砂质泥岩偶夹薄层泥质粉砂岩。可见水平层理、块状层理、波纹层理。测井曲线为低幅平直状（图2－D）。

1.3 沉积相平面展布特征

研究区花港组为河流—湖泊—三角洲沉积体系，上段与下段相比，湖泊范围扩大，沉积中心分别西移和东移[14]，浅湖亚相呈狭长条带状NNE向，分布于南北两侧。围绕浅湖亚相发育三角洲前缘亚相。花下段三角洲沉积极为发育，分布在盆地西部边缘，并且不断向盆地推进，构成进积型三角洲，主要发育三角洲平原亚相沉积（图3）。

该区有利储集相带主要有三角洲前缘亚相中的河口坝、分流河道、三角洲平原分流河道微相以及河流系中的河道亚相。由于掌握资料的局限性，可能研究的结果与地质实际稍有偏差。

2 花港组致密砂岩储层特征

花港组砂体发育，整体呈现“砂包泥”特征。砂岩的岩性主要为浅灰色细—中粒的长石岩屑砂岩及岩屑长石砂岩，粒度中值平均为0.124 mm[18]。

2.1 岩石学特征

研究区3口钻井距离较近，花港组储层的物源不具明显的差异性，从而表现为矿物成分的相似性。骨架含有较高的长石和岩屑。

从3口钻井主要储层段（3 204.5～4 226.0 m）砂岩Q－F－R三端元的含量与不稳定组分F＋R之比指数看出，该深度骨架组分成熟度低。主要岩石类型为岩屑长石砂岩，从三角投点图看（图4），岩屑长石砂岩平均占37.5%～74.75%；其次为长石岩屑砂岩区，平均在17.5%～61.46%；少量为长石石英砂岩区，占1.04%～6.25%。砂岩的平均粒度区间值为0.085～0.438mm，说明大多数砂岩都在细—中砂岩的粒度范围内。碎屑大都具有中等或较好的圆度，圆度级别为次圆—次棱和次棱—次圆的样品占全部样品的95%以上，次圆度级相对很少，仅占全部样品的2%～5%。该目标层位普遍具有较高的杂基含量，对291个薄片鉴定和对前人薄片资料统计结果可知，砂岩孔隙中杂基的面积分数平均值一般为0.7%～13%，少数层段砂岩中夹泥质层时可达30%～45%。

图3 研究区花港组沉积相平面展布图Fig.3 Sedimentary facies plan distribution of Huagang Formation in the study area（A）花港组上段；（B）花港组下段

图4 西湖凹陷某构造花港组储层砂岩碎屑成分三角投点图Fig.4 Triangle projection map of the reservoir sandstone clastic constituents in Huagang Formation in a structure of the Xihu depression

2.2 储集空间特征

研究区花港组砂岩储层的储集空间主要是孔隙，仅见极少量微裂缝。沉积期的原生孔隙类型和组合，经历成岩作用的改造形成了新的不同成因的孔隙类型和组合。利用1井和2井花港组铸体薄片资料（缺3井），统计了西湖凹陷花港组储层的孔隙构成情况（表1），结果表明花港组主要发育原生孔隙和次生孔隙2种储集空间类型。

根据统计分类，在研究区花港组砂岩的2种主要储集空间类型中，次生孔隙是更为主要的储集空间类型。次生孔隙的平均面孔率达5.8%，约占储集空间的56.4%。

2.3 物性特征

2.3.1 储层孔渗特征参照《中华人民共和国石油天然气行业标准天然气藏评价方法》（SY／T5601－93）中规定的砂岩储集级别的划分标准，对3口钻井花港组储层岩心进行物性测试和储层级别划分。研究发现花港组孔隙度随着深度的增加逐渐变小，孔隙发育的层段孔隙度在9.7%～14.7%之间，孔隙发育差的层段孔隙度平均值为8.3%，属特低孔储层。从渗透性特征测试分析结果看，1井花港组H5段取心段渗透率最好，属于中低渗储层；H9＋H10层次之，为低渗储层；H11层最差，属于特低渗储层。2井花港组H3、H4、H7均为低渗储层，其中H3层取心段渗透率相对较好，H4层其次，H7层最差。3井 H4层平均渗透率为15.87×10－3μm2，属于中渗储层，渗透率相对较好；H6、H7层为特低渗储层，渗透性差。

2.3.2 储层孔渗关系

1井86块样品（H5层62块，H9＋H10层11块，H11层13块）的岩（壁）心测试孔隙度与渗透率相关性分析结果表明：各层孔渗相关系数存在较大差异，相对而言H5储层孔渗相关性最好，H11储层孔渗相关性最差。

2井共计72块样品（H3层23块，H4层12块，H7层37块）的岩（壁）心测试孔隙度与渗透率相关性分析结果表明：H3层、H4层和H7层孔渗相关性由强变弱，3井134块（H4层31块，H6层79块，H7层24块）岩心样品测试孔隙度与渗透率相关性分析结果表明：H4层储层渗透率与孔隙度表现出较明显的指数正相关关系，即渗透率随着孔隙度的增大而增加，而H6、H7层储层渗透率与孔隙度相关关系差。

通过3口井的孔隙度与渗透率关系的分析发现，随着深度的增加，物性变差，储层逐渐致密化，孔隙度与渗透率的相关性也越来越弱。总体来看，花港组上段孔渗有一定的相关性（图5－A），花港组下段孔渗相关性不明显（图5－B）。

2.3.3 岩性与物性的关系

岩石类型的差异决定了岩石碎屑和矿物碎屑成分的差异，从而影响成岩作用的差异，因此，岩石类型和成岩作用决定了储层岩石的微观结构，而微观结构又决定了储层的物性，所以岩石类型与物性之间必然存在某种联系。对2井花港组H3小层的统计（图6）表明，长石岩屑砂岩孔隙度在4.8%～13.2%，平均为10.53%；渗透率在0.624×10－3～75.2×10－3μm2，平均为19.72×10－3μm2。岩屑长石砂岩孔隙度为3.0%～13.9%，平均为9.72%；渗透率为0.046×10－3～15×10－3μm2，平均为9.54×10－3μm2。长石石英砂岩孔隙度为3.7%～7.8%，平均为5.57%；渗透率为0.058×10－3～0.11×10－3μm2，平均为0.086×10－3μm2。因此，岩石类型方面，长石岩屑砂岩物性最好，岩屑长石砂岩次之，最差为长石石英砂岩。受物源控制[11]，本区花港组主要岩石类型为长石岩屑砂岩和岩屑长石砂岩。

图5 西湖凹陷某构造花港组孔渗相关图Fig.5 Correlation diagram of porosity and permeability in the Huagang Formation reservoir of a structure of the Xihu depression

图6 花港组H3储层不同类型岩石物性分布直方图Fig.6 Histogram showing the physical properties of different rock types of H3reservoir in Huagang Formation

3 花港组致密砂岩储层发育控制因素

研究区主要处于三角洲前缘亚相，同时受滨浅湖的影响，沉积碎屑多，粒度细[18]，泥质杂基含量高，储层骨架岩石成分成熟度低（长石含量高），是导致花港组储层致密化的沉积环境因素，也是基本的控制因素。碎屑物沉积后，随着埋藏深度的增加，上覆压力增大，温度增高，储层岩石发生从沉积作用向成岩作用的变化，在埋藏成岩过程中压实作用、自生矿物沉淀作用和溶解作用是研究区花港组致密砂岩储层经历的主要成岩作用。

a.压实作用。压实作用使低级变质岩岩屑及云母等塑性颗粒在埋藏作用过程中发生塑性变形，砂岩中碎屑颗粒线接触以及线－凹凸接触关系显示其经历了相对较强的压实作用。压实作用是造成孔隙度下降的重要原因。如1井上段和下段原生粒间孔为61.4%和38.8%，2井上段和下段原生粒间孔分别为43%和32%，2口井的统计数据都显示下段原生粒间孔相对上段明显下降，表明成岩压实作用直接导致原生粒间孔随着埋藏深度的增加而降低（表2）。

b.沉淀作用。沉淀自生矿物有碳酸盐胶结和少量的自生绿泥石、硅质等。其中碳酸盐矿物占据粒间空间，降低储层孔隙，甚至造成岩石致密化。绿泥石、硅质虽然占据部分粒间空间，但对孔隙起到一定支撑作用，保存了部分粒间孔隙，因此对储层的作用是中性的。

表2 西湖凹陷某构造1井、2井花港组储层原生孔隙百分比Table2 Percentage of the primary pores of the Huagang Formation reservoir of Well 1and Well 2in a structure of the Xihu depression

c.溶解作用。花港组储层中无论上段还是下段都广泛发生次生溶蚀作用，最常见的被溶铝硅酸盐矿物是长石，在酸性流体作用下，砂岩中长石等易溶组分溶蚀形成各种次生溶蚀孔隙，次生溶孔对总面孔率的贡献值（＞50%甚至更高）大于原生孔隙，但溶孔间连通性较差。

由此可见，研究区花港组储层砂岩沉积相控制了储层原始孔隙结构，但埋藏后的建设性和破坏性成岩作用对致密砂岩储层的相对优劣起到了决定性作用。

4 结论

a.研究区花港组发育河流—湖泊—三角洲沉积体系，花上段为三角洲前缘亚相沉积，其沉积特点为沉积物粒度小，磨圆度高，主要发育河口砂坝沉积；花下段为三角洲平原亚相沉积，其沉积特点为分流间湾微相和泛滥平原为微相在电测井曲线上表现得较为明显。花港组自下而上为湖平面上升的退积沉积旋回。

b.储层岩石粒度为细—中粒，岩石类型包括长石岩屑砂岩、岩屑长石砂岩和长石石英砂岩等，其中以长石岩屑砂岩为主，储层骨架组分成熟度低，碎屑大都具有中等或较好的磨圆度。以原生孔隙和次生孔隙为主要的储集空间类型，尤以次生溶蚀孔隙为主，约占储集空间的56.4%，裂缝不发育。

c.储层物性随着深度增加而变差，花港组上段孔渗相关性较强，花港组下段孔渗不具相关性。储层物性在不同小层发育程度不一致，总体上属于非均质低孔特低孔低渗特低渗的致密砂岩储层。

d.沉积环境造成的沉积矿物可塑性强、碎屑颗粒细、泥质杂基含量高，是研究区花港组致密砂岩储层成因的基本因素。而压实作用是导致花港组储层物性下降的主控因素，其次为碳酸盐胶结和溶解作用；而溶解作用增加了储层的面孔率，对致密砂岩储层相对优质储层段的发育具有明显的建设性作用。

[1]СoрокинАГ.致密低渗透的沉积岩 天然气后备资源[J].四川石油普查，1993（2）：62－65.

[2]赵晨光，刘继东.非常规天然气系统及其在中国的勘探前景[J].石油天然气学报，2009，31（3）：193－195.

[3]雷群，王红岩.国内外非常规油气资源勘探开发现状及建议[J].天然气工业，2008，28（12）：7－10.

[4]刘成林，李景明，李剑，等.中国天然气资源研究[J].西南石油学院学报，2004，26（1）：9－12.

[5]王涛.中国深盆气田[M].北京：石油工业出版社，2002.

[6]张哨楠.致密天然气砂岩储层：成因和讨论[J].石油与天然气地质，2008，29（1）：1－10.

[7]Fisher W L，McGowen J H，Brown L F Jr，et al.Environmental Geologic Atlas of the Texas Coastal Zone：Galveston－Houston area[R].Austin：The University of Texas，1972：1－91.

[8]张银国.东海西湖凹陷花港组油气地质条件与油气分布规律[J].石油实验地质，2010，32（3）：223－226.

[9]陈志勇，葛和平.西湖凹陷反转构造与油气聚集[J].中国海上油气（地质），2003，17（1）：20－24.

[10]陶士振，邹才能.东海盆地西湖凹陷天然气成藏及分布规律[J].石油勘探与开发，2005，32（4）：103～110.

[11]徐艳霞，胡明毅，梁建设，等.东海盆地西湖凹陷渐新统花港组物源分析[J].石油天然气学报，2010，32（5）：176－179.

[12]武法东，周平.东海陆架盆地西湖凹陷第三系层序地层与沉积体系分析[M].北京：地质出版社，2000.

[13]王果寿，周卓明.西湖凹陷春晓区带下第三系平湖组、花港组沉积特征[J].石油与天然气地质，2002，23（3）：257－265.

[14]胡明毅，柯岭，梁建设，等.西湖凹陷花港组沉积相特征及相模式[J].石油天然气学报，2010，32（5）：1－5.

[15]陈琳琳，谢月芳.东海西湖凹陷花港组沉积模式初探[J].海洋石油，1998，98（4）：15－21.

[16]赵澄林，朱筱敏.沉积岩石学[M].北京：石油工业出版社，2001.

[17]于兴河.碎屑岩系油气储层沉积学[M].北京：石油工业出版社，2008.

[18]孙思敏，彭仕宓.东海西湖凹陷平湖油气田花港组高分辨率层序地层特征[J].石油天然气学报，2006，28（4）：184－187.