西湖凹陷平湖组低渗储层成岩环境及孔隙演化

肖晓光，侯国伟，张武，姜雪，苗清，谢晶晶

中海石油（中国）有限公司上海分公司研究院

0 前 言

东海陆架盆地西湖凹陷历经40余年的勘探，目前已钻90余口探井，证实西湖凹陷油气资源潜力巨大，其中65%以上的油气来自平湖组煤系地层［1］。但迄今为止，平湖组探明的大中型油气田不多，油气分布呈现“小而散”的特征。平湖组储层整体埋深大（＞3 500 m）、非均质性强，加上较高的地温梯度（3.2 ℃/100 m），导致低渗储层普遍发育。相比于常规储层，低渗储层经历了更为复杂的埋藏演化史，成岩改造强烈，孔喉系统复杂，储集性能差，增储上产困难［2］。前人针对这些问题做了大量的研究工作：邹明亮等［3］认为晚成岩阶段形成的粒状方解石和连生方解石胶结物普遍占据长石的溶解空间，是降低研究区储层质量的主要因素；张武等［2］从沉积、成岩出发，分析认为深埋条件和胶结作用是平湖组储层致密化的主因，地温及成岩环境的差异是影响储层物性的关键；苏奥等［4］从成藏的角度分析认为平湖组存在2 种成因类型的致密砂岩油气藏，第1类为油充注于储层致密化之前的“后成型”致密油藏，第2 类油气充注于储层致密化时期，形成“边成藏边致密型”油气藏。

大量专家和学者从沉积、成岩和成藏等不同角度定性探讨了平湖组低渗储层发育的原因，但对孔隙定量演化动态过程和低渗背景下优质储层的形成规律缺乏系统性研究。本文在分析平湖组岩石学特征的基础上，针对成岩产物，应用多种技术手段和地球化学测试方法，探讨成岩环境的演变及其对孔隙演化的影响，以期为低孔低渗背景下优质储层预测提供理论指导。

1 地质概况

西湖凹陷位于东海陆架盆地东部坳陷带的中部，面积为5.18×104km2，其内部总体上具有“两洼夹一隆”的构造格局，且具有“东西分带、南北分块、垂向分层”的构造特征（图1）［2］。凹陷大致经历了古新世—始新世断陷阶段、渐新世—中新世拗陷阶段和上新世—第四纪区域沉降3 个阶段的构造演化。从钻井所揭露的地层来看，从下到上发育始新统宝石组和平湖组，渐新统花港组，中新统龙井组、玉泉组和柳浪组，上新统三潭组以及第四系东海群（图1）［5］，其中平湖组分为5 段。平湖组发育一套三角洲—潟湖相沉积。频繁的海进与海退导致平湖组沉积地层在横向上表现为相带间指状交互，纵向上呈砂泥岩薄互层，砂体厚度薄且不连续，具有自生自储的特征。

图1 西湖凹陷构造区划及地层简表Fig.1 Structural division map and stratigraphic column of Xihu Sag

根据对15 口井414 块薄片的分析，平湖组储层岩石类型以长石岩屑质石英砂岩为主，见少量长石质岩屑砂岩及岩屑砂岩。岩性主要为细砂岩，占比达到80%以上，含有少量中—粗砂岩、含砾中粗砂岩和粉砂岩。岩石碎屑成分主要包括石英、长石和岩屑，云母等其他矿物碎屑较少。其中石英碎屑含量在50%～75%之间，平均为65.3%；长石碎屑含量在6%～19%之间，平均为14.2%；岩屑碎屑含量在14%～40%之间，平均为20.5%。杂基以泥质为主，平均含量为2.6%。胶结物类型主要为方解石、白云石、硅质及高岭石，含量均较低，平均含量均低于3.1%。岩石分选以中等—好为主，磨圆度以次棱—次圆为主，颗粒间主要为点—线、凹凸—线接触，胶结方式以接触、接触—压嵌胶结为主。

对研究区663 个岩心物性数据的统计表明：平湖组储层孔隙度分布范围介于4.3%～23.1%，平均为12.8%，集中分布在10%～15%之间；渗透率分布范围为（0.03～542）×10-3μm2，平均为47.3×10-3μm2，集中分布在（0.1～100）×10-3μm2之间。整体上，储层物性跨度大，非均质性强，绝大部分属于中—低孔低渗储层。

2 成岩环境的识别

2.1 酸性成岩环境特征

根据对研究区薄片、扫描电镜等资料的分析可知，平湖组溶蚀现象普遍（图2）。被溶蚀的成分主要为不稳定矿物长石和岩屑：长石主要为钾长石，次为钠长石，钙长石少见；岩屑则主要为火山岩岩屑、变质岩岩屑，沉积岩岩屑较少。

矿物被溶蚀并产生次生孔隙需要存在酸性流体，且流体流动通畅，溶解的物质如K+、Na+和SiO2能及时被搬运走。当溶解的物质排通不畅达到一定浓度时，会形成自生高岭石、自生石英晶体和石英次生加大边，水-岩反应过程如以下两个反应式所示：

图2 西湖凹陷平湖组酸性成岩环境识别图版Fig.2 Identification of alkaline diagenetic environment of Pinghu Formation in Xihu Sag

因此，高岭石含量和石英加大、自生石英发育程度从侧面反映了流体介质的酸性强弱［6-9］。研究区自生高岭石和硅质胶结常见，含量分别为0.88%和0.85%，高岭石含量较高的储层溶蚀孔隙发育较好（图3a），次生石英含量与次生孔隙度的相关性相对较差（图3b）。分析原因，可能是部分硅质以很薄的石英加大边粘贴在颗粒表面或者以较小的自生石英颗粒充填在孔隙中，导致在普通显微镜下很难观察到，而只能在扫描电镜或者阴极发光显微镜下才能识别［10］。

图3 西湖凹陷平湖组溶蚀产物与溶蚀孔隙关系图Fig.3 The relationship between dissolution products and dissolution pore of Pinghu Formation in Xihu Sag

平湖组酸性成岩环境代表矿物有自生高岭石胶结物和硅质胶结物，成岩现象有长石或岩屑等可溶组分的溶蚀和次生孔隙的发育（图2）。

2.2 碱性成岩环境特征

成岩环境的转变，导致原先活跃的成岩事件受到抑制，新的成岩事件开始发生，最直接的反映就是成岩矿物的区别。由于黏土矿物转变、层间水析出等作用，酸性成岩环境中主要富存H+、K+、Fe3+、Si4+、Al3+等离子，随着后期成岩反应的发生，K+、Fe3+、Si4+、Al3+逐渐被消耗，使孔隙水中的Ca2+、Mg2+、Na+相对富集［11-12］。伴随埋深的加大，有机酸被裂解破坏生成大量CO32-，长期处于封闭成岩环境中的Fe3+在高温缺氧条件下被还原成Fe2+，CO32-与孔隙介质中的Ca2+、Mg2+、Fe2+等碱性离子相结合形成晚期含铁碳酸盐矿物，如铁方解石、铁白云石甚至菱铁矿。K+、Al3+与二八面体蒙皂石发生化学反应而生成自生伊利石或绿泥石［13-15］，如以下反应式所示：

钾长石与高岭石反应生成自生伊利石，其反应式如下：

在研究区储层中，碳酸盐胶结物是含量最高的填隙矿物，其含量为3.1%，常常直接占据孔隙（图4a），对渗透率影响明显。伊利石分布普遍但含量不超过1%，其主要形成于中成岩阶段，呈片状、丝发状充填于孔隙中（图4b），堵塞喉道使储层渗透性降低（图5）。其他的碱性矿物如绿泥石少见，只在扫描电镜中偶见。另外可以观察到长石加大、石英颗粒和加大边发生溶蚀等现象。由此看出碱性环境指示有碳酸盐矿物、伊利石和绿泥石的自生胶结，成岩现象有石英颗粒或加大边的溶蚀。

3 成岩流体介质来源及环境演变

3.1 成岩流体介质来源

本文采用电子探针及激光微区碳氧同位素分析技术，对甄选的平湖组储层样品进行测试，初步认为平湖组储层酸性流体来源以有机酸为主，大气淡水和腐殖酸为辅。

选送10 个样品由中国地质科学研究院利用日本JEOL 公司JXA8800R电子探针分析仪和牛津ISIS300X 射线能谱仪进行电子探针成分测试。测试结果显示：所有样品均只含有微量TiO2（表1）。这说明平湖组储层中成岩流体介质仅少量来源于大气淡水，大气淡水淋滤作用对溶蚀的贡献不大（TiO2是反映地表经历分化强度的有效指标）。

表1 西湖凹陷平湖组储层石英次生加大边电子探针成分测试结果Table 1 EMP analysis for components of secondary quartz of Pinghu Formation in Xihu Sag 单位：%

研究区平湖组储层中方解石胶结物呈现局部富集的特点，具有进行激光微区碳氧同位素分析的良好基础。碳氧同位素测试由西南石油大学采用Thermo Fisher MAT252 同位素质谱仪完成。测试结果显示：δ13CPDB分布范围为-6.02‰～0.82‰（图6a），平均值为-1.64‰，主要集中在-3.2‰～0.82‰，变化范围较窄，主要表现为低的负值，仅见少量正值；δ18OPDB分布范围为-19.79‰～-9.36‰（图6b），平均值为-13.11‰，主要集中在-13.23‰～-9.99‰，表现为高的负值。

图6 西湖凹陷平湖组储层方解石胶结物碳氧同位素分布图Fig.6 Distribution of carbon and oxygen isotopes of calcite cements of Pinghu Formation in Xihu Sag

在碳氧同位素交会图（图7）上，数据点大多数落在Ⅲ区，说明碳酸盐的形成主要与有机酸的脱羧基作用有关。脱羧基作用产生具有高负δ18O 值的CO2，CO2溶于水与Ca2+、Mg2+、Fe2+等反应生成碳酸盐，则生成碳酸盐的δ18O 也呈高负值；而δ13C 表现为低负值，则说明碳酸盐是在有机质热解作用产生的HCO3-流体环境中形成［16］。

图7 西湖凹陷平湖组储层方解石胶结物成因类型判识Fig.7 Genetic types identification of calcite cements of Pinghu Formation in Xihu Sag

另外，一部分点落在Ⅱ区，说明部分方解石的成因与生物气有关。平湖组煤系地层富含水生和陆生植物，沉积埋藏后，植物遗体在浅层受到微生物和热力作用形成大量腐殖酸，如以下反应式所示：

这导致地层中的流体介质在沉积过程中和早成岩阶段为酸性［17-18］。

利用δ13CPDB、δ18OPDB值计算古盐度参数Z 值，如公式（1）：

Z 值是判断流体介质来源的一种重要依据：当Z＜120 时，表明部分方解石为淡水成因［19］。研究区Z值最高为124.3，最低为107.5，平均为117.4，分布较集中，部分Z＜120佐证了平湖组储层存在大气淡水的影响。

3.2 成岩环境演变规律

在浅埋藏阶段，煤系地层腐殖酸的存在使得平湖组储层流体介质为弱酸性。后期随着埋深的加大，细菌降解作用减弱，但随着有机质演化程度越来越高，镜质组反射率（Ro）达到0.35%～1.0%，大量有机酸的生成弥补了因微生物降解作用减弱和腐殖酸消耗而造成的酸性流体的减少。这使得平湖组独特的“三明治”式生储组合从沉积开始—有机和无机相互反应最活跃时期—反应减弱前期始终保持着酸性环境，随后储层流体性质才逐渐由酸性向碱性过渡［20-22］。研究区平湖组Ro大多介于0.6%～1.3%，处于油气生成的成熟阶段，具备酸碱转化的条件。

薄片和扫描电镜下清晰可见平湖组储层溶蚀孔隙十分发育，次生孔隙对总面孔率的贡献率超过了70%，这说明平湖组在沉积埋藏过程中酸性流体来源充足，并对储层进行了改造。通过对研究区部分包裹体的统计发现：石英加大捕获包裹体均一温度的分布范围为77.5～145.8 ℃，集中于130～140 ℃。据此推断酸性流体最活跃的时期为中成岩A期。

由平湖组X 衍射黏土矿物含量分布（图8）可以看出：在3 000～4 200 m 深度区间，高岭石含量一直很高（图8a），伊利石含量低且变化小，伊/蒙混层中蒙脱石含量大于等于20%（图8b），说明地层整体处在中成岩A 期稳定的酸性环境之中；在埋深超过4 200 m 之后，高岭石开始向伊利石转化，伊利石含量明显增高，高岭石含量急剧减少，伊/蒙混层中蒙脱石含量小于等于15%，这标志着储层进入中成岩B期，成岩环境发生了由酸性到碱性的转变。

平湖构造带北部X3井平湖组油田水分析数据显示：在4 186.7～4 202.5 m井段，地层水pH值为6.85，呈弱酸性；到4 231.7～4 286.6 m 处，地层水pH 值变为7.55，呈弱碱性。K+和Na+含量总和由6 423.31 mg/L降低至3 354.51 mg/L，Ca2+含量从187.33 mg/L降低至39.44 mg/L，Mg2+含量从38.87 mg/L降低至0 mg/L。这说明随着有机质热演化程度升高，酸性环境下不易保存的离子含量逐渐降低，有机酸被消耗破坏，导致成岩环境由酸性向碱性变化。

平湖组储层成岩作用特征在垂向上发生有规律的变化(图9)：埋深在3 100～3 450 m 范围内，孔隙较为发育，在保留部分原生粒间孔的同时，由于长石普遍溶蚀而产生大量次生溶蚀孔，高岭石发育；埋深在3 450～4 200 m 范围内，溶蚀作用仍然保持着主导作用，大量铝硅酸盐矿物被溶蚀，黏土矿物中以高岭石为主，在原生孔隙被进一步压实的情况下，随着溶蚀的持续发生，孔隙开始以溶蚀孔为主；在埋深超过4 200 m 以后，环境开始由酸性向碱性过渡，含铁碳酸盐矿物开始规模出现，且晶型较好，高岭石和伊利石此消彼长，部分长石溶蚀孔被含铁方解石、含铁白云石充填，偶见长石加大边，石英颗粒被溶蚀，储层物性变差。通过对平湖组不同深度储层成岩现象规律的总结，认为平湖组储层成岩环境由浅至深大致经历了弱酸性—酸性—酸碱过渡—碱性的演化过程。

图8 西湖凹陷平湖组储层X衍射黏土矿物含量随深度变化图Fig.8 Variation of X-diffraction clay mineral content with depth of Pinghu Formation in Xihu Sag

图9 西湖凹陷平湖组储层成岩演化与成岩环境划分Fig.9 Diagenetic evolution and diagenetic environment division of Pinghu Formation in Xihu Sag

4 成岩环境演化对储层的改造

平湖组储层在沉积埋藏过程中所经历的成岩环境，直接控制了发生在碎屑岩成岩体系中的流体-岩石相互作用，从而决定了储层成岩演化及孔隙演化特征［23-24］。

4.1 未固结砂岩孔隙度

现今砂岩储层的孔隙是在原始孔隙的基础上经历多种成岩作用改造后的结果。根据Scherer 实验室按不同分选等级人工排练研究的砂岩原始孔隙度与原始孔隙度Trask分选系数的关系［25-26］，原始孔隙度为：

式中：Φ1为原始孔隙度，%；Sd为Trask 分选系数，取（d75/d25）1/2，d75和d25为粒度概率累积曲线上75%和25%处对应的颗粒直径。

利用西湖凹陷14 口井451 个数据点的粒度资料计算，平湖组储层平均原始孔隙度为38.50%。

4.2 压实后的砂岩孔隙度

压实后的孔隙主要为早期胶结物所占孔隙、现今保留的原生孔隙以及部分胶结物溶蚀孔隙，其孔隙度以Φ2表示。由于胶结物溶蚀现象在研究区不明显，现存孔隙中胶结物溶孔占比非常小，在这里作忽略处理。Φ2的计算公式如下：

式中：w为胶结物的质量分数，%；ΦR为残余原生粒间孔面孔率，%；ΦM为实测平均面孔率，%；ΦT为总面孔率，%。

对8 口井335 个铸体薄片数据计算后，可知平湖组未固结砂岩在经历机械压实后，保留下来的孔隙度为0.50%～28.51%，平均值为7.85%，这说明压实作用是减孔的主要因素，导致至少78%的孔隙被破坏。

4.3 胶结后的砂岩孔隙度

经胶结、压实后的孔隙即为残余原生粒间孔隙，其孔隙度表示为Φ3。胶结减孔的孔隙度可以用胶结物含量表示，故其计算方式可以表示为公式（4）：

将铸体薄片统计数据代入计算，胶结、压实后的孔隙度范围为0～6.33%，平均值为2.75%。

从研究区储层胶结物含量与负胶结物孔隙度交会图（图10）可以看出，绝大多数点集中在左下部的压实作用区间，仅有少量样品点落在右上部的胶结作用区间。这说明压实作用是储层减孔的最主要因素，但胶结作用也不容忽视，在局部可能是孔隙减少的主导因素。

图10 西湖凹陷平湖组储层胶结物含量与负胶结物孔隙度交会图Fig.10 Crossplot of cement content and porosity of negative cement of Pinghu Formation in Xihu Sag

4.4 溶蚀后的砂岩孔隙度

溶蚀作用产生的孔隙度（Φ4）是指储层储集空间中所有溶蚀孔隙所占据的孔隙度，计算方式可以表示为公式（5）：

式中：ΦS为溶蚀面孔率，%。

平湖组储层溶蚀孔隙主要来源于酸性流体的溶蚀，碱性溶蚀虽然存在，但产生的溶蚀孔有限。通过计算可知，溶蚀产生的孔隙度范围为3.87%～21.78%，平均值为10.11%。

孔隙演化的最终平均孔隙度为Φ3与Φ4之和，为12.86%。将其与岩心实测平均孔隙度（12.84%）进行对比，可以发现两者之间的绝对误差仅为0.02%，相对误差也仅为0.2%，这说明孔隙定量恢复结果的可信度较高。

4.5 孔隙演化

西湖凹陷平湖组煤系地层埋藏早期，因植物的快速腐烂分解释放酸性流体，加上存在大气淡水的影响，使得流体介质在同生、准同生成岩阶段（深度＜1 000 m）为弱酸性，弱酸性环境抑制了早期碳酸盐胶结物、部分硅质胶结物的生成，导致储层抗压实能力较弱。弱酸性环境一直持续到早成岩B 期，埋深接近2 000 m 左右。之后，由于开始生成有机酸，流体性质逐渐由弱酸性过渡到酸性。此阶段压实减孔约18.86%，胶结减孔0.95%，溶蚀增孔2.03%，总孔隙度约为20.72%（图11）。

图11 西湖凹陷平湖组储层成岩与孔隙演化Fig.11 Diagenesis and pore evolution of the reservoir of Pinghu Formation in Xihu Sag

进入中成岩A 期（埋深大约2 000～4 200 m），有机质逐步成熟，有机酸大量生成。该阶段压实减孔9.07%，硅质胶结和高岭石胶结等胶结作用减孔2.79%，溶蚀增孔6.46%，总孔隙度降为15.32%（图11）。

进入中成岩A—B 期过渡阶段（埋深4 200 m 左右），烃源岩中有机质演化程度升高，大量生成凝析油和湿气，有机酸被破坏，脱羧基作用减弱，CO2来源减少，加上各种成岩蚀变反应对有机酸的消耗，导致孔隙流体性质由酸性逐渐向碱性演变。该阶段机械压实能力减弱，损失孔隙度2.72%，钙质胶结等胶结作用减孔1.36%，溶蚀增孔仅1.62%，孔隙度降为12.86%（图11）。

5 结 论

（1）西湖凹陷平湖组岩石类型以长石岩屑质石英砂岩为主，岩性80%以上为细砂岩，具有石英含量高、杂基和胶结物含量低的特点，发育中—低孔低渗储层。平湖组经历了酸性和碱性两种成岩环境：酸性成岩环境以长石或岩屑等可溶组分的溶蚀、次生孔隙的发育、自生高岭石和硅质的胶结为标志；碱性环境以碳酸盐矿物、伊利石和绿泥石的自生胶结和石英颗粒或加大边的溶蚀为标志。

（2）平湖组储层由浅至深大致经历了弱酸性—酸性—酸碱过渡—碱性的多重成岩环境演化过程，酸性成岩环境总体有利于储层孔隙的形成，碱性成岩环境一般对储层孔隙发育不利。平湖组从沉积埋藏开始，至中成岩B 期之前一直处于酸性成岩环境中，导致长石和岩屑等硅铝酸岩矿物强烈溶蚀，形成大量粒间溶蚀扩大孔和长石岩屑粒内孔，有效改善了渗流通道，使其在埋深超过4 200 m 后仍然存在优质储层。

（3）成岩压实作用贯穿储层整个埋藏过程而且是减孔的最主要因素，胶结作用在局部区域是减孔的主导因素。早成岩B 期末总孔隙度降至20.72%，中成岩A 期末总孔隙度降低为15.32%，中成岩B 期末总孔隙度降至12.86%。