异常高压下海相重力流致密砂岩非均质性特征及其影响因素——以莺歌海盆地LD10区中新统黄流组储集层为例

范彩伟，曹江骏，罗静兰，李珊珊，吴仕玖，代龙，侯静娴，毛倩茹

（1.中海石油（中国）有限公司湛江分公司，广东湛江 524057；2.西北大学地质学系/大陆动力学国家重点实验室，西安 710069）

0 引言

异常高压作为地层压力系统中一种特有的现象，于1951年在美国墨西哥湾被发现[1]以来的70余年时间里，一直是含油气盆地研究的热点。异常高压对储集层压实作用强度[2]、黏土矿物转化及胶结作用[3-4]、烃源岩生烃窗口及生烃时间、溶蚀作用强度[5-6]、裂缝发育及储集层渗流能力[7]均有重要影响，并直接影响了储集层的质量。一般而言，异常高压环境下储集层应具有较好的物性，优质储集层更发育。但在实际勘探中，异常高压背景下仍然存在与常压下相似的低孔、低渗，特低孔、特低渗储集层，并表现出较强的非均质性。因此，研究异常高压下储集层非均质性特征及其影响因素，对弄清异常高压盆地中深层优质储集层发育机制、预测优质储集层分布至关重要。

中国的异常高压地层多分布于海相多旋回叠合盆地中。莺歌海盆地是中国异常高压盆地的典型代表，随着勘探开发力度的不断加大，相继在 DF、LD等区块发现一系列大气田。特别是近年来，中海石油（中国）有限公司湛江分公司在LD区块中新统黄流组海相重力流砂体中勘探再获突破，并发现了 LD10区大气田。前人针对黄流组的研究主要集中在储集层沉积特征及砂体发育机制[8-9]、异常高压对储集层成岩作用的影响[10]、储集层特征及优质储集层发育机理[11]、储集层地层水特征与油气关系[12]、异常高压下储集层孔喉结构特征[13]、异常高孔带分布与油气有利聚集区等方面[14-15]，针对异常高压下储集层非均质性的研究相对薄弱。本文以莺歌海盆地LD10区中新统黄流组为研究对象，在储集层微观特征研究基础上，分析储集层非均质性特征及其演化过程，明确非均质性的影响因素，为LD10区黄流组优质储集层发育机理、有利储集层分布预测提供借鉴与思路。

1 区域地质概况

1.1 盆地构造单元与地层及沉积特征

莺歌海盆地为北西—南东向的新生代高温（地温梯度约4.6 ℃/100 m）、异常高压（压力系数最高可达2.3）转换-伸展盆地，总面积约11.3×104km2[16-17]，是中国海上天然气勘探的主要区域之一。该盆地自西向东由莺西斜坡、中央坳陷、莺东斜坡 3个一级构造单元组成。LD10区位于中央坳陷的底辟构造带与莺东斜坡带之间的凹陷斜坡带（见图1a），其构造演化经历了裂陷期与裂后期两大阶段，裂陷期包括断陷期（距今28.5～66.0 Ma）与断拗期（距今23.0～28.5 Ma），裂后期包括热沉降期（距今 5.5～28.5 Ma）与加速热沉降期（距今0～5.5 Ma）[18]。盆地具有强烈沉降、快速充填、高温超压、底辟发育等显著特征，自下而上依次沉积了古近系始新统岭头组（E2l），渐新统崖城组（E3y）、陵水组（E3l），新近系中新统三亚组（N1s）、梅山组（N1m）、黄流组（N1h），上新统莺歌海组（N2y）及第四系的乐东组（Ql）（见图 1b），沉积厚度约 17 km[16]。黄流组发育浅海相峡谷水道、海底扇等2 种沉积类型。LD10区黄流组二段（N1h2）为峡谷水道沉积，平面上整体沿盆地长轴方向呈北西向展布，海底扇在黄一段（N1h1）、黄二段都有发育[19]，其中的深水重力流砂体为研究区天然气勘探的主要目标。

1.2 地层压力分布

莺歌海盆地普遍发育异常高压。前人研究表明，盆地晚期的快速沉降是异常高压形成的重要条件，以泥岩欠压实作用为主，构造挤压、流体热增压及烃类充注等多种作用为辅是异常高压形成的主要原因[20]。根据中国海洋石油总公司企业标准 Q/HS 1023—2007《地层压力预测和检测技术指南》中的压力划分标准，将地层压力分为常压带（压力系数小于1.20），异常高压带（压力系数大于1.20），并将异常高压带进一步细分为压力过渡带（压力系数为1.20～1.70）、超压带（压力系数为1.70～1.95）及强超压带（压力系数大于1.95）[21]。LD10区8口井的模块式地层压力动态检测（MDT）结果显示，在深度约2 250 m处（莺歌海组中下部）压力系数达 1.20，开始进入压力过渡带。黄流组现今压力系数为1.37～2.30，平均值为1.85，超压带主要位于黄流组中上部（黄一段），强超压带主要位于黄流组中下部（黄二段）。压力过渡带仅在LD-C1与LD-A5两口井中检测到。

2 样品和分析方法

本研究采集到莺歌海盆地涵盖整个LD10区8口取心井（深度为3 710～4 412 m）不同地层压力条件下的167个黄流组砂岩样品（超压带41个，强超压带126个）作为主样品，用于研究异常高压下储集层非均质性特征；同时获得与LD10区相邻的琼东南盆地BD19区4口取心井相似深度段（3 462～4 200 m）30个常压带砂岩样品作为辅助样品，用于对比常压带与异常高压带储集层非均质性及成岩-孔隙演化差异。样品主要用于铸体薄片、全岩及黏土矿物X-射线衍射、图像孔喉分析、高压压汞等分析测试。此外，还收集到中海石油（中国）有限公司湛江分公司提供的20份模块式地层动态检测资料、13口取心井的岩屑录井资料及埋藏热史图、65份图像粒度资料、80张扫描电镜照片、197个岩心物性分析数据等用于本次研究。

①铸体薄片分析。将直径25 mm的钻柱抽真空后用蓝色环氧树脂注入，磨制成厚度0.03 mm的岩石薄片，并用茜素红及铁氰化钾混合液进行染色后用多功能偏光显微镜进行观察，为定量统计薄片中各组分含量，每个薄片至少统计300个点。②全岩及黏土矿物X衍射分析。将样品粉碎后加入乙醇进行研磨后在60 ℃下干燥，用离心分离法提取粒径小于2 μm的粉末状样品，在104 300 Pa、18 ℃条件下，用X射线衍射仪进行X衍射分析，用于确定黏土矿成分及含量。③图像孔喉分析。在铸体薄片显微镜下观察基础上，采用彩色图像分析系统数字化仪器，对每个薄片视域中孔隙与喉道进行刻画，每个视域至少刻画 250个点，以便得出主要的微观孔喉参数。④高压压汞分析。将外观完整、无裂缝、直径为 2.5 cm左右、圆柱状砂岩在104 300 Pa、18 ℃条件下采用压汞仪将汞注入到岩样孔隙中，当进汞饱和度达最大时降低压力，记录汞进入和退出的体积及压力变化，以此取得各项参数，绘制压汞曲线。上述实验均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。

3 致密砂岩微观特征

致密砂岩储集层非均质性主要表现在砂岩骨架矿物成分、结构成熟度、填隙物含量及类型、孔喉结构、物性差异性等[22-23]。通过对比异常高压与常压下储集层骨架矿物与结构成熟度非均质性、填隙物非均质性、孔喉结构非均质性及物性非均质性的差异，系统研究异常高压下储集层非均质性特征。

3.1 砂岩骨架矿物与结构成熟度非均质性

根据Folk的砂岩分类标准[24]，超压带与强超压带黄流组砂岩均以长石岩屑砂岩为主（见图2a），骨架矿物成分及其含量相近。超压带、强超压带砂岩中石英平均含量分别为51.9%和52.9%，长石分别为11.2%和11.3%，岩屑分别为15.0%和14.2%。长石均以碱性长石为主（平均值为 9.9%）、少量斜长石（平均值为1.4%）；岩屑均以变质岩为主，其次为火成岩，沉积岩最少（见图2b）。超压带与强超压带砂岩的结构特征基本相同，磨圆度主要为次棱角—次圆状（平均占73.4%），粒径主要为0.25～0.50 mm（平均占51.3%）；但超压带砂岩颗粒的分选性略好于强超压带，前者以差—中等（占41.5%）与中等（占34.1%）为主，后者以中等（占 45.2%）与差—中等（占 37.3%）为主。BD19区常压带储集层岩性也以长石岩屑砂岩为主（见图2a），石英平均值为53.0%；长石平均值为8.5%，以碱性长石为主（占8.3%）；岩屑平均值为20.5%，以变质岩岩屑为主（占 18.9%）（见图 2b）。颗粒磨圆度主要为次棱角—次圆状（占82.5%）；粒径以小于0.25 mm者为主（占42.9%）；分选性主要为中等（占57.1%）。

图2 莺歌海盆地LD10区黄流组及与其相似深度不同压力带砂岩类型（a）、及岩屑成分（b）图（岩屑分类图版据文献[23]，有修改）

LD10区黄流组超压带、强超压带及与其相似深度常压带储集层在岩性、碎屑成分及其含量、岩石结构成熟度及其非均质程度方面基本相同（见图3a—图3f）。表明黄流组沉积期它们来自相同的物源及母岩源区。储集层骨架矿物与结构成熟度非均质性相对较弱。

图3 莺歌海盆地LD10区黄流组及与其相似深度不同压力带砂岩岩石学特征对比图

3.2 填隙物非均质性

铸体薄片与全岩及黏土矿物 XRD衍射分析结果统计表明，LD10区黄流组异常高压带及BD19区常压带砂岩孔隙内的填隙物包括泥质杂基、碳酸盐矿物（方解石、铁方解石、白云石、铁白云石、菱铁矿）、自生黏土矿物（伊利石、伊/蒙混层、绿泥石、高岭石）、黄铁矿及硅质胶结物。由于砂岩中同沉积的泥质杂基含量很低，常压带、超压带、强超压带含量为0～14.5%，平均分别为2.7%，1.1%，0.5%，其对储集层非均质性的影响十分有限。因此，填隙物非均质性主要体现在成岩作用过程中形成的胶结物类型及其含量方面。

常压带、超压带、强超压带储集层中成岩胶结物存在一定差别（见图3g）。常压带、超压带、强超压带储集层中的胶结物均以碳酸盐矿物为主（平均分别为14.4%、9.3%、8.2%），其中的主要成分铁方解石在常压带储集层中的含量变化范围最大，在碳酸盐胶结物中占比最高（平均占87.5%），胶结物非均质性最强。铁方解石胶结物含量由常压带（0.1%～37.0%，平均值12.6%）→超压带（0～27.5%，平均值为 8.0%）→强超压带（0～25.0%，平均值为5.4%）呈现出逐渐降低的趋势。常压带、超压带、强超压带自生黏土矿物（平均含量分别为5.1%、4.4%、3.7%）均以伊利石为主，常压带含量（平均值为2.8%）略高于超压带（平均值为 2.1%）和强超压带（平均值为2.6%）；硅质胶结物也呈现出相同的变化趋势（平均含量分别为 1.0%、0.5%、0.2%）（见图3g）。暗示异常高压对储集层中铁方解石、黏土矿物及硅质胶结物的形成起了一定抑制作用，并且随地层压力的增高，这种抑制作用逐渐增强，致使储集层由主要胶结物造成的非均质性逐渐减弱。自生黄铁矿由常压带→超压带→强超压带则表现出略有增加的趋势（平均含量分别为 0.1%，0.2%，0.3%）（见图3g）。这是因为黄铁矿形成于较强还原条件下，处在强超压带的储集层其埋藏深度更大，更趋于强还原成岩环境，致使深部形成更多的自生黄铁矿。

其他胶结物如方解石、（铁）白云石、菱铁矿、黄铁矿、硅质、黏土矿物胶结物及泥质杂基虽然存在局部含量较高现象，但整体含量较低，对储集层非均质性影响较小（见图3g）。因此，铁方解石是不同地层压力条件下影响填隙物含量差异、并造成填隙物强非均质性的主要胶结物。

3.3 孔喉结构非均质性

铸体薄片观察及图像孔喉分析表明，LD10区黄流组储集层超压带、强超压带及 BD19区常压带储集层均以次生溶孔为主（平均分别占总孔隙的 88%、63%和80%），包括粒间溶孔、长石溶孔、岩屑溶孔及碳酸盐溶孔，其次为粒间孔与少量微裂隙。其中，常压带储集层面孔率、各类孔隙含量、孔隙半径、喉道宽度、平均孔喉比等均低于或小于超压带储集层，特别是低于或小于强超压带储集层（见表1）。

表1 莺歌海盆地LD10区黄流组及与其相似深度不同压力带岩石孔隙类型与孔喉特征参数统计表

高压压汞测试结果表明，不同地层压力下，储集层孔喉结构具有一定差异性。由常压带→超压带→强超压带，排驱压力与中值压力逐渐降低，中值半径逐渐变大，孔喉分选系数与变异系数逐渐变小，进汞率逐渐增大（见表 2）。退汞效率以强超压带最高，其次为常压带，超压带较低（见表 2）。整体上，从常压带到强超压带，随着压力系数增高，储集层孔隙含量增多、面孔率增加，孔径及喉道宽度变大、孔喉分选性变好、孔喉连通性增强，孔喉结构与储集性能变好，孔喉结构非均质性变弱。

表2 莺歌海盆地LD10区黄流组及与其相似深度不同压力带储集层高压压汞参数统计表

根据压汞参数及曲线形态，将异常高压带储集层的孔喉结构分为3类。其中，Ⅰ型曲线排驱压力最低、进汞饱和度及退汞效率最高，该类曲线对应孔喉结构最好，物性最高，非均质性最弱（见表3），以强超压样品分布居多（占Ⅰ型样品的74%）。Ⅱ型曲线排驱压力有所上升、进汞饱和度及退汞效率有所下降，该类曲线对应孔喉结构较好，物性及非均质性中等（见表3）。Ⅱ型样品在超压带与强超压带均有分布（各占Ⅱ型样品的43%与57%）。Ⅲ型曲线排驱压力最高、进汞饱和度及退汞效率最低，该类曲线对应孔喉结构较差，物性较低，非均质性最强（见表 3），这类样品以超压带分布居多（占Ⅲ型样品的68%）。总体上，随地层压力的增加，砂岩储集层的孔隙结构非均质性变弱，孔隙结构逐渐变好。

表3 莺歌海盆地LD10区异常高压下黄流组储集层高压压汞曲线分类特征表

3.4 物性非均质性

物性资料统计表明，常压带储集层孔隙度为3.20%～12.00%，渗透率为（0.05～9.50）×10－3μm2；超压带储集层孔隙度为 1.00%～14.00%，渗透率（0.05～5.51）×10－3μm2；强超压带储集层孔隙度为1.00%～16.00%，渗透率为（0.05～33.70）×10－3μm2。由常压带→超压带→强超压带，平均孔隙度（分别为7.27%，7.83%，8.60%）与平均渗透率（分别为0.57×10－3，0.69×10－3，1.75×10－3μm2）逐渐增高（见图4a、图4b）。常压下，当埋藏深度超过3 400 m时，主要为特低孔、特低渗及致密储集层（见图4c、图4d）。随埋藏深度的加深，储集层物性逐渐变差（见图 4a、图 4b）；异常高压下，相似深度段内以特低孔、特低渗储集层为主，其次为低孔、低渗及致密储集层（见图 4c、图 4d），但在埋藏较深地带储集层的孔隙度与渗透率表现出异常增大的现象（见图4a、图4b）。3个带储集层的孔隙度与渗透率呈正相关，说明储集层渗流能力主要受基质孔隙的影响（见图4e）。异常高压主要通过影响储集层的孔隙结构继而控制储集层的渗透率。

综上所述，由于砂岩原始骨架矿物与结构成熟度非均质性较弱，研究区黄流组超压及强超压带储集层非均质性主要由胶结物非均质性与孔喉结构非均质性决定，并最终决定储集层物性的非均质性。胶结物非均质性主要受铁方解石胶结强度的制约，孔喉非均质性主要受孔喉结构差异的控制。与常压带储集层相比，随着压力系数的增大，超压带及强超压带储集层胶结物及孔喉非均质性逐渐减弱，从而导致黄流组中下部强超压带储集层非均质性弱于、储集层物性好于黄流组中上部超压带储集层。

4 致密砂岩非均质性影响因素及演化过程

4.1 压实作用的影响

压实作用是影响储集层非均质性的重要成岩作用之一。通常情况下，位于常压带的储集层，随埋藏深度增大，压实作用增强，储集层颗粒间接触关系由浅部的点接触、点-线接触逐渐过渡为以线接触及线-凹凸接触为主，局部甚至可见缝合线接触[25]。

Beard等[26]认为，成岩作用发生前，储集层初始孔隙度主要受储集层颗粒分选性的影响，并提出以Trask分选系数定量计算储集层初始孔隙度（（1）、（2）式）。计算结果表明，研究区超压储集层的初始孔隙度为34.52%～37.72%（平均值为 36.05%）；强超压储集层的初始孔隙度为32.98%～38.72%（平均值为36.12%）；BD19区常压储集层的初始孔隙度为 33.69%～39.99%（平均值为 36.89%）。常压、超压及强超压带储集层的初始孔隙度基本相同。暗示储集层的初始非均质性较弱。

铸体薄片统计表明，不同地层压力下，研究区储集层由粒间接触关系反映的压实作用强度有差异（见图 5）。黄流组超压带样品颗粒接触关系以线接触（占总样品数的44%）和点-线接触（占32%）为主，其次为线-凹凸接触（占20%）与点接触（占4%）（见图5b）。强超压带样品以线接触为主（占 59%），其次为点-线接触（占 19%）与线-凹凸接触（占 14%），少量点接触（占8%）（见图5c）。但BD19区相似深度常压带样品，粒间点- 线接触者明显减少（占4%），线接触者也降低（占38%），线-凹凸接触者明显增加（占33%），并出现了较高比例的凹凸接触（占25%），基本无点接触（见图5a）。研究区常压下，埋藏深度超过3 400 m时储集层受到强压实作用，粒间接触较紧密；异常高压下相似深度段由于超压在一定程度上抵抗了一部分静岩压实作用，储集层受到的压实作用程度降低，粒间接触体现出相对较松散的特征。

图5 莺歌海盆地LD10区黄流组和与其相似深度不同压力带储集层压实作用特征（a）—（c）及对孔隙的影响（d）

任大忠等[27]认为，压实作用后储集层剩余孔隙度可由胶结物总量、储集层剩余粒间孔面孔率、微孔面孔率、总面孔率及实测孔隙度计算得出（（3）式）。单祥等[28]认为，微孔面孔率在镜下难以测得，其主要由实测孔隙度减去总面孔率计算得出。经计算，常压储集层经压实作用后剩余孔隙度为 5.37%～27.10%（平均值为15.72%），压实作用减少了8.07%～33.63%的孔隙度（平均值为21.18%）；超压储集层经压实作用后剩余孔隙度为5.90%～28.19%（平均值为16.06%），压实作用减少了 7.66%～30.62%的孔隙度（平均值为19.99%）；强超压储集层经压实作用后剩余孔隙度为5.55%～27.64%（平均值为15.32%），压实作用减少了7.21%～30.30%的孔隙度（平均值为20.80%）。与常压带相比，异常高压带黄流组储集层受压实作用影响损失的孔隙较少，压实后保存的孔隙较多（见图5d）。整体上，异常高压下，压实后剩余的孔隙度主要为8.00%～27.00%，仍然增强了储集层的非均质性。

4.2 胶结作用的影响

罗静兰等[29]认为，压实、胶结作用后剩余孔隙度可由剩余粒间孔面孔率、总面孔率及实测孔隙度计算得出：

经计算，常压带储集层胶结作用后剩余孔隙度为0～1.68%（平均值为0.47%），胶结作用减少了5.37%～27.10%的孔隙度（平均值为 15.25%）；超压带储集层胶结作用后剩余孔隙度为0～3.03%（平均值为1.66%），胶结作用减少了 3.60%～27.39%的孔隙度（平均值为14.40%）；强超压带储集层胶结作用后剩余孔隙度为0～7.19%（平均值为 1.49%），胶结作用减少了3.54%～27.28%的孔隙度（平均值为13.83%）。异常高压在一定程度上抑制了胶结作用的强度。

黄流组储集层以碳酸盐、特别是铁方解石胶结为主，从常压带到强超压带，铁方解石含量存在降低趋势（见图6a）。碳酸盐矿物的溶解与沉淀，受地层温度与压力的控制，以方解石为例，其沉淀-溶解反应方程式如下[30]：

CaCO3（方解石）+CO2+H2O ⇌ Ca2++2HCO3－

莺歌海盆地自始新世以来共发生了 3次走滑伸展活动，伴随3期CO2热流体活动，其中以第3期（距今 0.4～1.9 Ma）伸展活动期间的基底热流峰值（70 mW/m2）和 CO2热流体充注规模最大[31-33]。笔者研究认为，莺歌海盆地黄流组发育早、中、晚 3期方解石胶结作用。其中，晚期铁方解石胶结最发育，其δ13C值为－6.32‰～－4.02‰，δ18O 值为－17.0‰～－11.9‰，为中成岩A期深部CO2热流体活动影响的产物。LD10区发育的由走滑伸展活动形成的深部断裂，为深部CO2热流体的泄放提供了通道[16]，CO2热流体在异常高压驱动下沿着断裂、孔隙通道向上幕式排放过程中，在深部较高压力及 CO2分压影响下方解石发生溶蚀，浅部随地层中 CO2分压及孔隙流体盐度降低，方解石发生沉淀充填，从而在纵向上表现出随着压力系数的降低，以铁方解石为主的碳酸盐胶结物在黄流组中下部储集层（强超压带）含量较低，胶结后损失的孔隙略少，剩余的孔隙较多；而黄流组中上部储集层（超压带）中碳酸盐胶结物含量较高，胶结后损失的孔隙略多，剩余的孔隙略少（见图6b）。胶结作用强度也随着压力系数的增加而减弱，其对黄流组中上部储集层非均质性的影响强于中下部。

图6 莺歌海盆地LD10区黄流组和与其相似深度不同压力带储集层胶结作用特征（a）及对孔隙的影响（b）

4.3 溶蚀作用的影响

罗静兰等[29]认为，溶蚀作用增加的孔隙度由溶蚀孔面孔率、总面孔率及实测孔隙度计算得出。现今孔隙度则为胶结后剩余孔隙度与溶蚀作用增加的孔隙度之和：

经计算，常压带储集层由溶蚀作用增加的孔隙度为 2.48%～8.80%（平均值为 5.41%），现今孔隙度为3.10%～8.80%（平均值为5.88%）；超压带储集层由溶蚀作用增加的孔隙度为 2.80%～7.54%（平均值为5.57%），现今孔隙度为 2.80%～9.60%（平均值为7.23%）；强超压带储集层由溶蚀作用增加的孔隙度为0.41%～13.49%（平均值为 7.32%），现今孔隙度为4.50%～14.53%（平均值为 8.81%）。现今孔隙度计算结果与实测孔隙度间误差小于0.1%。

前人的研究显示，异常高压可抑制有机质演化，拓宽生油窗的范围，延长有机质热演化生成有机酸和CO2产出的时间，增加酸性流体与硅酸盐矿物和碳酸盐矿物的接触时间和强度[34]。产生的大量有机酸、CO2水解形成的无机酸、黏土矿物转化过程中析出的酸性水等热流体对储集层产生溶蚀，形成次生孔隙发育带[35-36]。LD10区黄流组存在3期烃类充注过程。发生在早成岩B期末的早期烃类充注规模较小；中成岩A期的大规模烃类充注使埋藏更深、压力系数更大，处在强超压环境中的黄流组中下部储集层受到有机酸的影响更强烈。此外，区域上大规模 CO2热流体活动发生在距今1.9 Ma之后，其活动深度段主要在3 900 m以深的黄流组中下部强超压带。在有机酸溶蚀基础上，CO2热流体从深部向上运移过程中，使黄流组中下部强超压储集层同时受到 CO2热流体的影响，造成该带次生孔隙更为发育。统计结果表明，溶蚀作用使常压带、超压带、强超压带储集层形成的溶蚀孔分别为 0.1%～5.4%（平均值为 2.2%）、0.2%～9.5%（平均值为3.9%）和0.5%～15.3%（平均值为6.6%）。从常压带→超压带→强超压带，溶蚀孔含量及溶蚀作用贡献的孔隙度均存在增高的趋势。以强超压带现今孔隙度最高，其次为超压带与常压带（见图 7）。溶蚀作用减弱了储集层非均质性，对黄流组中下部储集层的影响高于中上部。

图7 莺歌海盆地LD10区黄流组和与其相似深度不同压力带储集层溶蚀作用特征（a）及对孔隙的影响（b）

4.4 非均质性演化过程

在上述研究基础上，结合研究区埋藏热史，对LD10区黄流组储集层非均质性演化时序与过程进行了分析。LD10区黄流组成岩阶段达中成岩A2亚期[37]，储集层非均质性主要受异常高压背景下的成岩-孔隙演化过程控制。

距今10.5 Ma之前（中新世早期前），盆地处于热沉降早期阶段（距今 10.5～23.0 Ma），受东北部物源的影响，沉积砂体矿物成熟度与结构成熟度差异较小。超压带、强超压带储集层初始孔隙度（平均值分别为36.05%、36.54%）基本接近，储集层原始非均质性弱（见图8）。

距今4.5～10.5 Ma的同生期-早成岩A期（中新世早期—上新世早期），盆地处于热沉降晚期向加速热沉降早期过渡阶段。该时期黄流组上覆地层快速沉降，并在距今9 Ma左右，异常高压开始形成[38]，随着埋深加深，压力系数逐渐增大至 2.30。此时，黄流组中上部为超压带（压力系数为1.70～1.95），中下部为强超压带（压力系数1.95～2.30）。距今5.5～10.5 Ma的热沉降晚期，黄流组埋深加大至1 150 m，埋藏速率为192 m/Ma，压实作用强度逐渐增大；距今4.5～5.5 Ma的盆地加速热沉降早期，黄流组埋深最大为1 600 m，埋藏速率增大至450 m/Ma，地层持续快速沉降过程中，上覆地层压力持续增大。随着埋藏加深，地层温度升高至 60 ℃，但Ro值小于 0.35%，热演化程度尚未达生烃门限。该时期机械压实作用为孔隙丧失的主要成岩作用。受异常高压影响，黄流组中上部超压带、中下部强超压带储集层经压实后剩余孔隙度分别为5.90%～28.19%（平均值为 16.06%）、5.55%～27.64%（平均值为 15.32%）。经压实作用后黄流组储集层整体孔隙结构差异明显，非均质性增强（见图8）。

距今3.1～4.5 Ma的早成岩B期（上新世早期—上新世中期），盆地处于加速热沉降早—中期，黄流组最大埋深达2 500 m，埋藏速率增大至642 m/Ma。随着埋藏加深，颗粒间的紧密接触使压实作用强度逐渐下降。地层温度升高至90 ℃时，Ro值达0.50%。地层温度的升高使早期渗滤蒙脱石开始向伊/蒙混层过渡并向伊利石转化，早期泥晶方解石及硅质胶结物开始发育[37]。胶结作用开始替代压实作用成为影响储集层非均质性的主要成岩作用。虽然此时有机质热演化程度达生烃门限，但时间较短，仅发生了小规模的烃类充注，由此引起的早期溶蚀作用对储集层影响较小。

距今1.9～3.1 Ma的中成岩A1亚期（上新世中期—上新世晚期），盆地处于加速热沉降中—晚期，黄流组最大埋深达 3 500 m，埋藏速率达到最大（833 m/Ma）。受异常高压影响，黏土矿物的转化速率受到抑制，形成的黏土矿物含量较低，而以晚期铁方解石为代表的碳酸盐胶结物发育，并开始大量胶结孔隙，其胶结强度达到最大。超压带、强超压带储集层由胶结作用分别减少了 3.60%～27.39%（平均值为14.40%）、3.54%～27.28%（平均值为13.83%）的孔隙度，经胶结作用后两者的剩余孔隙度分别为0～3.03%（平均值为1.66%）和0～7.19%（平均值为1.49%）。胶结作用使储集层孔喉间的连通性变差，孔喉结构复杂程度达到最大，非均质性最强，胶结作用对黄流组中上部的影响强于中下部。埋藏速率的增大使地层温度升高至130 ℃，Ro值增大至0.70%（见图8）。有机质热演化程度超过生烃门限，发生第 2期烃类充注并进入储集层导致大规模溶蚀作用发生。

距今1.9 Ma之后的中成岩A2亚期（第四纪），盆地处于加速热沉降晚期，黄流组最大埋深达4 500 m，埋藏速率开始下降至526 m/Ma。此时，地层埋深已达中深层，地层最高温度达170 ℃，Ro值达1.00%，有机质热演化程度达到顶峰。第2期与第3期烃类充注伴随的大量有机酸使长石、岩屑等易溶组分被大量溶蚀，加之距今1.9 Ma后深部热液及CO2热流体活动，致使强超压带由溶蚀作用增加的孔隙度相对较多（0.41%～13.49%，平均值为 7.32%），超压带由溶蚀作用增加的孔隙度相对较少（2.80%～7.54%，平均值为5.85%）。经溶蚀作用后超压带与强超压带储集层现今孔隙度分别为2.80%～9.60%（平均值为7.23%）和4.50%～14.53%（平均值为8.81%）（见图8）。溶蚀用的发生在一定程度上减弱了储集层的非均质性，但孔喉结构的差异导致部分溶蚀产物不能随着酸性流体排出，产生的次生孔隙含量差异明显，致使储集层现今仍具有较强的非均质性。

图8 莺歌海盆地LD10区黄流组储集层成岩-孔隙演化综合模式图

综上所述，从距今10.5 Ma之后的同生阶段-早成岩A期开始，储集层先后受到压实、胶结及溶蚀作用影响，储集层非均质性具有先增强、后减弱的演化趋势。相比而言，黄流组中上部超压带储集层受胶结作用的影响更大、溶蚀作用对其的改造相对较弱，其非均质性强于中下部强超压带储集层。黄流组储集层非均质性整体上具有“上部强、下部弱，整体强、局部弱”的特点，有利储集层主要分布在黄流组中下部的强超压带。

5 结论

莺歌海盆地中新统黄流组致密砂岩胶结物非均质性、孔喉非均质及物性非均质性决定了黄流组储集层非均质性。其中，胶结物非均质性主要受铁方解石发育程度的制约，孔喉非均质性则受孔喉结构差异的控制，物性非均质性主要受胶结物非均质性及孔喉非均质性的共同控制。

异常高压主要通过控制压实作用、胶结作用、溶蚀作用的强度进而影响黄流组储集层的非均质性。距今10.5 Ma以来，黄流组储集层非均质性逐渐受到异常高压的影响，先后经历了压实后非均质性增强、胶结后非均质性增强、溶蚀后非均质性减弱3个演化过程。黄流组中上部超压带储集层的非质性强于中下部强超压带储集层。有利储集层主要分布在黄流组中下部的强超压带。

符号注释：

n——样品数，个；P1——剩余粒间孔面孔率，%；P2——微孔面孔率，%；P3——溶蚀孔面孔率，%；P25、P75——砂岩粒度分布图中累计频率25%、75%所对应的颗粒直径，mm；Pt——总面孔率，%；R——相关系数，无因次；S0——Trask分选系数，无因次；W——胶结物总含量，%；φ1——原始孔隙度，%；φ2——压实后剩余孔隙度，%；φ3——压实、胶结后剩余孔隙度，%；φ4——溶蚀增加的孔隙度，%；φ5——现今孔隙度，%；φm——实测孔隙度，%。