东海陆架盆地丽水西凹古新统砂岩储层成岩作用及成岩演化

卞雅倩，傅 强*，刘金水，马文睿，赵世杰，秦婷婷

（1.同济大学海洋地质重点实验室，上海 200092；2.中海石油（中国）有限公司上海分公司研究院，上海 200335）

0 引言

成岩作用研究是寻找不同类型储层的重要基础，近年来，关于成岩作用的研究取得了良好的进展，主要集中在以下3 个方面：流体与岩石的相互作用对成岩作用的影响（Yang et al.,2017；胡贺伟等，2020）、油气充注与储层致密化的关系（Nader et al.,2016；李杪等，2016）、高温高压对成岩演化的影响（李文等，2018；孟康等，2019）。同时，成岩作用研究也由定性向定量方向发展。压实作用和胶结作用是造成深层碎屑岩储层孔隙度和渗透率降低的主要因素，溶蚀作用虽然能在一定程度上增加储层的孔隙度，但对储层改造的贡献仍有争议（Bjorlykke et al.,2012；张振宇等，2019），因此，明确储层成岩演化，开展储层成岩作用与孔隙演化的定量化研究对在深层致密砂岩储层中寻找“甜点”具有非常重要的意义（杨平，2021）。

东海陆架盆地是我国近海发育的一个大型中新生代含油气盆地，其中丽水凹陷深层古新统油气资源潜力巨大，具有良好的勘探前景（刘欢等，2021；陈志勇等，2000）。然而，受砂岩储层物性下限的影响，丽水凹陷勘探层系向深部拓展的难度加大，因此寻找深部古新统优质储层是丽水凹陷油气勘探的关键（Wang et al.,2021；牛斌等，2017）。前人对丽水西凹古新统砂岩储层的成岩作用进行过相关的研究，这些研究表明，丽水西凹古新统砂岩储层主要的自生矿物是碳酸盐岩，其中有机酸对长石溶解及次生溶蚀孔隙的发育具有重要的作用，胶结作用则会充填孔隙，从而使次生孔隙减少（张敏强等，2007；赵燚林等，2019）。目前关于东海陆架盆地古新统胶结作用、压实作用等成岩作用与储层致密化的关系尚不完全清楚，砂岩储层的成岩演化对储层物性的影响有待加强，这些问题直接影响了对该地区古新统储层的认识。本文在前人研究基础上，利用薄片鉴定、砂岩碳酸盐胶结物碳氧同位素和物性测试等方法，对丽水西凹古新统砂岩储层的成岩作用、成岩阶段与孔隙演化进行了研究。分析了古新统砂岩储层的各类成岩矿物的成因，明确了丽水西凹古新统砂岩成岩作用类型、成岩阶段对孔隙演化的影响，为丽水西凹古新统砂岩多种类型储层研究以及下一步勘探提供了重要地质依据。

1 区域地质概况

东海陆架盆地是在中生代残留盆地基础上发育起来的“东断西超”新生代断陷盆地，面积约1.46×104km2。丽水凹陷位于盆地西南部，可划分为4 个构造单元，分别为丽水西凹、丽水东凹、灵峰低凸起和丽水南凹（图1），其中丽水西凹面积约9 800 km2，沉积最厚处达12 000 m。丽水36-1 气田的发现是丽水西凹油气勘探的重大突破，该气田是构造和岩性共同控制的复合型圈闭气藏，探明天然气储量40.02×108m3，控制储量23.30×108m3。丽水凹陷内发育一系列 NE-NNE 向的正断层，断层倾向以 NW 向为主、SE 向为辅，这奠定了凹陷“东断西超、东陡西缓”的半地堑特征（牛杏等，2021）。

图1 东海盆地丽水凹陷地层与构造单元分布图Fig.1 Distribution of strata and structural units in Lishui sag,East China Sea Basin

东海陆架盆地丽水西凹在白垩纪-古新世表现为明显的断陷盆地沉积序列（张武等，2020）。丽水西凹勘探范围较广，含油气层系以古新统月桂峰组（E1y）、灵峰组（E1l）及明月峰组(E1m)为主，是东海陆架盆地勘探潜力区之一（郭永华等，2003；苏奥等，2014）。根据前人对丽水西凹沉积相研究的认识（梁建设等，2012；田杨等，2016）和沉积相划分方案的建议（牟传龙，2022），认为丽水西凹古新统月桂峰组以湖相灰白色粉砂岩及黑色泥岩为主，灵峰组以浅海相薄层浅灰色粉砂岩与厚层灰黑色泥岩为主，明月峰组分为上、中、下三段，主要为三角洲相，发育三角洲前缘亚相的水下水流河道和分流间湾等次相。

古新统月桂峰组深湖亚相形成的黑色泥岩平均有机碳含量TOC 为2.1%，镜质体反射率RO为1.8%，有机质类型以Ⅱ1—Ⅱ2为主（田杨等，2016），属于高效气源岩（殷世艳等，2014），月桂峰组顶部浅湖亚相粉砂岩是孔渗较低的致密砂岩储层，本组沉积地质年龄距今66.0 Ma（Zhao et al.,2021）；灵峰组浅海陆棚相泥岩镜质体反射率在1.0%～1.3%之间，平均有机碳含量为2.0%，处于生油窗，沉积地质年龄距今59.2 Ma（Zhao et al.,2021）；明月峰组分为上、中、下三段，三角洲前缘发育的水下分流河道砂体构成了丽水36-1 气田的主力储层，其底界年龄距今56.0 Ma（Zhao et al.,2021）。因此，丽水西凹古新统纵向上构成了以灵峰组与月桂峰组黑色泥岩为烃源岩，以月桂峰组、灵峰组粉砂岩及明月峰组细砂岩为储层的生储盖组合。

2 储层基本特征

2.1 岩石学特征

前人研究表明，丽水西凹古新统月桂峰组至明月峰组无论海相还是陆相沉积，其主要物源均来自西侧的闽浙隆起，具有近源快速堆积特征，砂岩的结构成熟度与成分成熟度均较低；而东侧的灵峰凸起带西侧经地震解释仅发育小规模的水下扇沉积（蔡坤等，2020；田兵等，2012）。在详细的岩心观察基础上，对丽水西凹古新统四口井（A、B、C 和D 井）和137 张薄片进行了岩石组成统计，结果显示，丽水西凹古新统各层系主要发育两种岩石类型：岩屑砂岩与长石质岩屑砂岩（图2）。其中，岩屑砂岩为主要类型，超过样品总量的95.0%，其岩石组分以岩屑为主，平均含量为59.8%，其次为石英，平均含量为19.0%，长石为13.4%。图2 中明显可见，明下段与灵峰组砂岩中岩屑相对含量主要大于75%，而月桂峰组砂岩岩屑相对含量跨度大，相对含量均大于50%。碎屑粒径主要分布在0.01～0.55 mm 之间，以中—细粒为主，呈次棱—次圆状，分选中等，磨圆度较差。填隙物成分主要为碳酸盐胶结物、黏土杂基、自生石英等。碳酸盐胶结物含量平均为6%，主要为方解石、铁方解石和片钠铝石；黏土杂基含量平均为2.1%，以伊利石为主，高岭石次之；自生石英主要以石英次生加大的形式产出，含量平均为1.2%。

图2 丽水西凹古新统砂岩组分三角图（Folk,1970）Fig.2 Composition triangle of Paleocene sandstone in Lishui West Sag

2.2 储集物性与孔隙类型

通过钻取常规岩心柱，利用氦气法对丽水西凹古新统砂岩储层样品进行物性测试，测试结果表明：受沉积相、岩性、样品粒度粗细的差异和后期成岩作用的综合影响，丽水西凹古新统砂岩孔隙度差异非常大，总体分布于0.90%～29.50%之间，平均为12.60%，不同孔隙度分布频率在4%～25%之间（图3a）。样品的空气渗透率为0.01×10-3µm2～97.62×10-3µm2，平均为7.32×10-3µm2，40%的样品低于1×10-3µm2，不同渗透率分布频率在0.5%～30%之间（图3b），其中A，B 井明月峰组孔隙度分布于1.97%～29.50%之间，平均为14.16%，渗透率分布于1.94×10-3µm2～97.62×10-3µm2之间，平均为26.73×10-3µm2，属于中孔中渗储层；C 井灵峰组孔隙度分布于0.90%～14.50%之间，平均为11.24%，渗透率分布于0.01×10-3µm2～17.52×10-3µm2之间，平均为1.48×10-3µm2，属于中孔低渗储层；月桂峰组只有D 井钻遇，其孔隙度分布于2.98%～10.02%之间，平均为8.17%，渗透率分布于0.01×10-3µm2～0.49×10-3µm2之间，平均为0.15×10-3µm2，属于低孔低渗储层。孔渗交汇表明，丽水西凹古新统砂岩储层的孔隙度（Φ）和渗透率（K）具有良好的正相关性（Φ=3.186 1×K-27.926，R2=0.717 1），说明砂岩的渗透性受到连通的孔隙空间的影响（图3c）。

图3 丽水西凹古新统砂岩储层物性特征Fig.3 Physical property characteristics of Paleocene sandstone reservoir in Lishui West Sag

岩石薄片统计结果表明，丽水西凹古新统砂岩储层孔隙以原生孔隙为主，次生孔隙次之，偶见微裂缝发育（图4a，b）。原生孔隙以残余粒间孔为主，次生孔隙主要为粒间溶孔和粒内溶孔。粒间溶孔常与粒内溶孔伴生，在明月峰组较为典型，一般由长石和岩屑等不稳定碎屑组分溶蚀形成，偶见石英颗粒发生微弱的溶蚀形成粒间溶孔，被溶蚀的颗粒往往具有港湾状边缘（图4d，e）；碳酸盐胶结物的溶蚀是粒间溶孔的另一个来源，其溶蚀程度往往较低，但该类型粒间孔隙的胶结物充填程度较高，导致喉道堵塞，形成大量孤立无效的粒间溶孔（图4f，g）。粒内溶孔主要由长石和岩屑等不稳定组分发生粒内溶蚀形成，在灵峰组与月桂峰组较为发育。因溶蚀程度不一，长石的粒内溶孔的形态也存在明显差异，可见散珠状（图4h）、串珠状、窗格状、斑状（图4c）、团块状及不规则状（图4i）等。丽水西凹古新统砂岩储层原生孔隙占总面孔率的30%～80%，平均60.5%，次生孔隙占总面孔率20%～40%，平均为39.5%（图3d）。

图4 丽水西凹古新统砂岩储层孔隙类型Fig.4 Pore types of Paleocene sandstone reservoir in Lishui West Sag

3 成岩作用与成岩演化

3.1 成岩作用类型

基于对岩石薄片、扫描电镜等资料的分析，丽水西凹古新统砂岩储层主要发育压实作用、溶蚀作用和胶结作用三种成岩作用。由于碎屑沉积物粒度较细，岩屑含量高，压实作用在明月峰组下段表现为碎屑颗粒的重新排列（图5a），在深部的灵峰组则表现为岩屑颗粒的塑性变形（图5c），以及随压实作用增强趋于紧密，甚至由于塑性岩屑变形使得碎屑颗粒部分呈镶嵌接触（图5b），同时石英颗粒等刚性碎屑在应力作用下形成碎裂（图5d）。

图5 丽水西凹古新统砂岩成岩作用类型图版Fig.5 Diagenesis types of Paleocene sandstone in Lishui West Sag

丽水西凹古新统砂岩胶结作用普遍发育，其中以碳酸盐胶结和黏土矿物胶结为主，是影响储层物性的重要因素。碳酸盐胶结物类型在浅海相沉积的灵峰组砂岩中以方解石（图5e，f）为主、三角洲相沉积的明月峰组砂岩发现的片钠铝石则与岩浆成因（幔源）CO2热流体的上涌有关（苏奥等，2014）（图5g）。黏土矿物胶结物主要见于明下段砂岩中，主要为高岭石（图5i，l）和伊利石，伊利石多呈丝状、纤维状、薄片状以及丝片状（图5j，k），两种黏土矿物平均含量分别为0.6%和1.5%。

古新统砂岩由于压实和胶结作用造成了原生孔隙的损失，溶蚀作用极大地改善了丽水西凹古新统砂岩储层物性，次生溶蚀孔隙的形成促进了砂岩储层孔隙的发育。溶蚀作用主要表现为长石颗粒溶蚀、岩屑溶蚀及胶结物溶蚀，其中，长石颗粒溶蚀现象最为常见，常沿解理发生溶蚀形成粒内孔（图5n，o），或是沿颗粒边缘溶蚀形成粒间孔（图5m，p）。

经各层系成岩作用对比显示，丽水西凹古新统明月峰组以及灵峰组上段受机械压实作用和溶蚀作用影响强烈；灵峰组下段及月桂峰组埋藏较深，压实作用强烈，同时也存在中成岩A 期的晚期的碳酸盐胶结和黏土矿物胶结作用，使得岩石的原生孔隙大幅降低，而次生孔隙的形成主要与生烃充注有关。

3.2 成岩环境与成岩阶段

碳酸盐胶结是丽水西凹古新统砂岩储层的重要成岩作用，为了进一步分析碳酸盐胶结对储层物性的影响，确定丽水西凹古新统砂岩的成岩环境及成岩阶段，利用德国赛默飞公司的MAT252 &KielⅢ设备（13C 同位素的测试精度为 0.04‰，18O 同位素测试精度为0.07‰）对丽水西凹4 口井23 块砂岩样品碳酸盐胶结物进行碳、氧稳定同位素测试（表1）。测试结果显示：丽水西凹古新统砂岩样品δ18O 值的分布范围为-16.79‰～-8.65‰，δ13C 值的分布范围为-5.65‰～-1.16‰。前人研究表明，随埋藏深度与地层温度的增加，孔隙水受到流体-岩石相互作用的影响而表现为具有较低的δ18O 值（Kaufman A J et al.,1995；宁括步等，2018）。作为主力烃源岩层且埋深超过3000 m 的D 井灵下段测得的δ18O 值明显低于其它三口井，说明D 井灵下段砂岩中碳酸盐胶结物受到更加明显的埋藏增温影响，并且碳酸盐胶结物中的碳同位素与烃源岩早期生烃释放的有机酸碳同位素发生了一定程度的交换（FisherJ B et al.,1990）。

表1 东海盆地丽水西凹古新统砂岩碳酸盐岩胶结物同位素分析结果Table 1 Isotopic analysis results of carbonate cements in Paleocene sandstone reservoir in Lishui West Sag,East China Sea Basin

Keith 和Weber 利用碳酸盐的同位素成分随盐度变化的原理推导出如下方程式来区分咸水成岩环境和淡水成岩环境（Keith and Weber,1964）：

式中 δ13C 和δ18O 采用的是PDB 标准，当Z≥120时是咸水环境，Z＜120 时是淡水环境。公式中Z值的主要影响因素是δ13C，受δ18O 影响相对较小。因为δ13C 受成岩作用影响相对较小，所以可以反映沉积环境变化，δ18O 受成岩作用影响明显，一般很难反映原始沉积环境，特别是考虑到氧同位素受埋藏增温和成岩作用影响发生相当程度的负偏，因此需要对原始沉积环境下的氧同位素进行假设，假设研究区古近纪水体平均δ18O=0（Veizer J et al,1999），计算得出丽水西凹古新统砂岩沉积时碳酸盐胶结物Z值为111.91～124.92（表1）。其中D 井灵下段为116.69～117.98，C 井灵上段为120.11～121.48，B井明下段为119.09～124.92，A 井明下段为111.91～123.16。上述表明丽水西凹古新统灵下段砂岩储层碳酸盐岩胶结物沉淀时的孔隙水属于淡水环境，灵上段与明月峰组砂岩储层碳酸盐岩胶结物形成于混合水成岩环境。

在成岩孔隙流体与矿物间平衡条件下，碳酸钙和水的氧同位素组成不同，在地质历史时间不早于侏罗纪的条件下，砂岩中碳酸盐胶结物与孔隙水之间氧同位素的分馏交换可以忽略不计，据此可确定砂岩中碳酸盐岩胶结物沉淀形成时的古成岩温度，公式如下（杨平等，2018；周根陶等，2000）：

式中：δ18Oc为实测的样品中的δ18O 值，δ18Ow为标准样品形成时介质水的δ18O 值，采用SMOW 标准，计算结果如表1 所示。由于地层水在埋藏环境下δ18O 均发生不同程度的浓缩，式中流体的δ18O（SMOW）值取δ16O 消耗的地层水的数据为2‰（K.Wallmann,2001；张敏强，2007）。

结果显示：丽水西凹古新统砂岩碳酸盐氧同位素计算反映的成岩温度跨度较大，在76.38～141℃之间，平均温度集中在98℃左右（表1）。对照中国石油天然气成岩阶段划分行业标准（SY/T5477—92），丽水西凹古新统砂岩碳酸盐胶结作用主要形成于早成岩B 期到中成岩A 期，其中A 井、B 井古新统明月峰组下段砂岩和C 井的灵峰组上段砂岩碳酸盐胶结作用主要形成于早成岩B 期（65～85℃），D 井灵峰组下段砂岩碳酸盐胶结作用形成于中成岩A 期（85～140℃）。

各层砂岩储层物性和氧同位素数据分析表明：在埋深相对较浅的明下段，发生碳酸盐胶结作用的温度范围为77.90～99.52℃，实测砂岩的孔隙度与渗透率较高，孔隙度为11.1%～18.2%，渗透率为1.41×10-3µm2～28.21×10-3µm2；在埋深超过3 000 m的灵下段，碳酸盐记录的成岩温度为127.01～141.75℃，随着埋藏深度的增大和成岩温度的上升，储层物性明显降低（图6a，b），孔隙度为6.0%～8.6%，渗透率为0.18×10-3µm2～0.55×10-3µm2。

图6 丽水西凹古新统砂岩储层成岩温度、物性与碳酸盐胶结物碳氧同位素交汇图Fig.6 Relationship between diagenetic temperature and physical properties of Paleocene sandstone reservoir,and carbon and oxygen isotope projection of carbonate cement in Lishui West Sag

各层砂岩碳氧同位素分析表明：A、B 井明下段和C 井的大部分样品落于碳氧同位素交会图的Ⅰ1区和Ⅱ1区边界附近（图6c），碳同位素分布在-3.86‰～-1.16‰区间的样品反映了表生期大气降水中无机碳源和陆源碎屑的影响（Curtis，1978），而分布在-7.51‰～-4.01‰区间的样品具有明显的碳同位素负偏，明显与烃类活动有关（兰叶芳等，2016）。从D 井灵下段碳氧同位素数值来看，该部分样品碳同位素值分布在-5.66‰～-4.55‰之间，氧同位素值分布在-16.80‰～-15.13‰之间，投点主要集中于与有机酸脱羧作用有关的区域（Ⅱ2区）。上述反映D 井灵下段砂岩碳酸盐胶结作用发生在埋藏深度更大、古地温更高的环境，相对负偏的碳同位素反映了深埋环境下含烃流体活动具有增强的特征（图5o），具备深埋环境下有机酸溶蚀的条件（王大锐，2000）。

3.3 成岩序列与孔隙演化

结合岩石薄片鉴定、成岩作用特征及成岩环境分析，利用成岩矿物间的相互关系，可以推知丽水西凹古新统砂岩储层主要经历了浅层早期机械压实、早期泥晶方解石沉淀胶结、中期成岩流体酸化、中晚期石英次生加大、晚期铁质碳酸盐胶结物重结晶充填等成岩序列（图7a），不同成岩作用在不同的成岩阶段对储层孔隙具有不同的影响，成岩早期主要发生压实作用，储层孔隙度减小；胶结作用主要发生在成岩中期，储层孔隙度进一步降低，而溶蚀作用则有效地改善了储层孔隙度。

砂岩储层孔隙经过古地温、沉积流体等成岩环境的变化以及各种成岩作用的改造，演变成现今的储集空间。岩石中杂基含量与岩石碎屑组成对压实作用产生重要影响，碎屑岩中石英等稳定矿物含量越高，碎屑岩在成岩过程中则会保持相对稳定的物性；反之，在压实作用下，储层的孔隙度整体上随深度的增加而迅速减小（代静静等，2020）。胶结作用对储层物性的影响主要反映在胶结物含量变化对储集物性的影响，古新统砂岩的胶结物主要有黏土矿物和碳酸盐矿物，总体上随着黏土矿物和碳酸盐矿物含量的增加，孔隙度有减小的趋势（图7b）（张敏强等，2007；赵燚林等，2019）。

丽水西凹古新统砂岩储层孔隙演化主要受压实作用、胶结作用、溶蚀作用等成岩作用的影响。经详细计算，压实作用损失的孔隙度平均为18.3%，碳酸盐、黏土矿物胶结损失的孔隙度平均为10.6%，丽水西凹古新统砂岩储层压实作用减小的孔隙度明显大于胶结作用所减小的孔隙度，长石、岩屑颗粒以及成岩矿物的溶蚀对孔隙改善的平均幅度为4.8%（表2）。

3.4 成岩演化对储层的影响

基于岩心铸体薄片、扫描电镜等资料，考虑各种成岩矿物的形态类型、结构特点以及孔隙分布特征，总结出丽水西凹古新统砂岩储层的3 种成岩演化类型，明确了成岩演化对储层的影响。

类型一：以机械压实作用为主。主要分布于埋深2 500 m 以上的明月峰组砂岩，成岩温度在76～92℃之间，处于成岩早期，砂岩颗粒疏松，原生孔隙保存良好。随着埋藏加深，颗粒的排列逐渐紧密，原生孔隙被自生黏土矿物充填，储层变得致密。随着成岩作用的继续进行，长石等不稳定碎屑颗粒受到轻微的溶蚀；部分刚性颗粒被压裂，该类成岩演化类型对应的储层性能较差（图8a）。

类型二：以不稳定碎屑溶蚀作用为主。这种类型主要分布于埋深2 200～2 700 m 的明月峰组下段及灵峰组上段，成岩温度在89～99℃之间，处于成岩早期。该类成岩作用发生在颗粒直径较大，分选较好，孔渗性能较好的储集层中，经历的压实作用较弱，原生孔隙保存较好，溶蚀作用较强，储层物性较好。沉积早期，砂岩颗粒疏松，杂基及塑性岩屑含量高，主要的成岩矿物为方解石和长石溶蚀伴生的高岭石，它们仅充填于储层中少量的孔隙，对储层的孔渗影响不大（图8b）。

类型三：以碳酸盐岩与黏土矿物胶结作用为主。该类型在埋深超过3300 m 的灵峰组下段砂岩中较为发育，成岩温度较高，分布于120～141℃之间。成岩作用类型主要为碳酸盐岩与黏土矿物胶结，孔隙充填物以方解石、铁方解石、片钠铝石、高岭石与伊利石为主。次生溶蚀孔隙数量极少，少量残余原生孔隙和长石溶孔为主要的储集空间。因原生孔隙绝大部分被胶结物所充填，且溶蚀程度较低，只能依靠长石等不稳定碎屑的次生溶孔和残余原生孔隙提供有限的储集空间，故该成岩演化类型的储层的孔渗性能相对较差（图8c）。

4 结论

（1）丽水西凹古新统砂岩以浅海-三角洲相中-细粒岩屑砂岩为主，成分成熟度与结构成熟度较低，矿物组成以岩屑为主，石英和长石次之。在明月峰组，形成了以原生孔隙为主、次生孔隙发育的中孔中渗储层；而月桂峰组则发育了低孔低渗的致密砂岩储层。

（2）丽水西凹古新统砂岩经历了机械压实、碳酸盐岩和黏土矿物胶结、长石溶蚀等成岩作用。灵峰组下段砂岩储层碳酸盐胶结物形成于淡水成岩环境，明月峰组及灵峰组上段砂岩储层碳酸盐胶结物形成于混合水成岩环境，恢复的成岩温度介于76～141℃之间。明月峰组下段及灵峰组上段砂岩处于早成岩B 期阶段，灵峰组下段及月桂峰组砂岩处于中成岩A 期。

（3）丽水西凹古新统砂岩储层经历了压实减孔（-18.3%）、早期胶结减孔（-3.9%）、溶蚀增孔（+4.8%）、晚期胶结减孔（-6.7%）的孔隙演化过程。各套储层经历了差异化的成岩演化过程，分别发育以机械压实作用、碳酸盐岩与黏土矿物胶结作用、不稳定碎屑溶蚀作用为主要特征的成岩演化类型，其中不稳定碎屑溶蚀作用有利于形成优质储层。明月峰组下段及灵峰组上段砂岩发育常规优质储层，灵峰组下段和月桂峰组砂岩则以更具勘探难度的非常规致密砂岩储层为主。