東海陸架盆地西湖凹陷中北部花港組儲層致密化過程分析

張 武，蔣一鳴，肖曉光，陳 浩，苗 清，徐志星

(中海石油(中國)有限公司 上海分公司，上海 200335)

致密砂巖儲層一般指覆壓基質滲透率小于等于0.1×10-3μm2的砂巖儲層，而國內往往采用在常壓條件下空氣滲透率小于1×10-3μm2作為致密砂巖界線[1]；單井一般無自然產能，或自然產能低于商業(yè)經(jīng)濟下限，但在一定經(jīng)濟條件和技術措施下，可以獲得工業(yè)天然氣產量。通常情況下，這些措施包括水平井、壓裂等，但海上油氣田勘探開發(fā)過程中作業(yè)成本高，取心資料少、缺乏露頭資料、深層地震資料分辨率低，因而對地質規(guī)律的認識提出了更高的要求[2-4]。

東海西湖凹陷近年來先后發(fā)現(xiàn)多個大氣田，但儲層整體質量較差，埋深多大于3 500 m，非均質性強，整體屬于低滲—致密儲層[4-5]，目前對深層低滲—致密儲層差異成巖作用及致密化控制因素未開展系統(tǒng)性的分析[6-7]。隨著研究的深入，認為成巖作用及成巖環(huán)境的演化是控制漸新統(tǒng)花港組儲層物性的關鍵因素。本文通過對研究區(qū)巖心觀察、薄片鑒定、粉末粒度、掃描電鏡、恒速壓汞及同位素測年分析等測試分析，從構造、沉積及成巖演化等方面，綜合論述了西湖凹陷中北部花港組儲層致密化的成因，結合埋藏史—熱史及關鍵成巖事件，理清儲層致密化過程，為有利勘探區(qū)預測打下基礎。

1 地質背景

西湖凹陷是中國東部近海最大的含油氣凹陷，總面積約5.18×104km2，南北以低凸起分別與釣北凹陷和福江凹陷相鄰，東側緊鄰釣魚島隆褶帶，凹陷東西方向上總體可劃分出3個次級構造單元，即西部斜坡帶、中央反轉構造帶和東部斷階帶(圖1)[8-10]。西湖凹陷內以新生代碎屑沉積為主，經(jīng)歷了古新世—始新世斷陷、漸新世—中新世拗陷和上新世—第四紀區(qū)域沉降等3個階段。中北部各反轉構造形成于中新世晚期柳浪組沉積期，中新世末，在太平洋板塊及菲律賓海板塊持續(xù)向西俯沖作用下，盆地東緣釣魚島隆褶帶承受了強烈的擠壓作用，向西傳遞導致巨型反轉背斜帶的形成，即為龍井運動[8]。西湖凹陷中北部花港組沉積期受北東—南西走向地形控制，發(fā)育有辮狀河—三角洲—湖泊沉積體系[11-13]，其中辮狀河沉積體系占主體，盆地持續(xù)穩(wěn)定的沉降、強水動力條件形成的巨厚疊置砂巖單層厚達130余m，厚砂體內部沉積及成巖演化的差異是導致儲層非均質性強的主因[14]。

圖1 東海陸架盆地西湖凹陷構造帶位置及地層簡表

2 儲層基本特征

2.1 巖石學特征

根據(jù)1 100余次薄片鑒定分析，中北部花港組儲層以長石巖屑質石英砂巖為主，次為長石質巖屑砂巖和巖屑砂巖。碎屑組分整體差異較小，成分成熟度高，石英顆粒含量平均65.3%，長石適量，平均為17.5%，巖屑平均17.2%；巖性以細砂巖為主，占比約75%，中粗砂巖占17.5%；分選中—好，磨圓度以次棱—次圓為主。西湖凹陷中北部發(fā)育大型辮狀河沉積體系，形成超百米的巨厚心灘、河床微相疊置砂體[11]；整體水動力較強，砂體結構成熟度高，填隙物總量一般6.3%～9.1%，泥質雜基含量2.7%～7.8%，大部在5%以下，砂體潔凈。接觸類型以點—線及線接觸為主，部分凹凸—線接觸；膠結物類型主要為碳酸鹽膠結物(方解石、白云石)，含量為1.9%～3.5%，其次為硅質，含量為0.5%～1.2%。

2.2 儲層孔喉結構

根據(jù)鑄體薄片鑒定、圖像分析和掃描電鏡資料，西湖凹陷中央反轉構造帶中北部花港組主要為孔隙型儲層，局部發(fā)育少量微裂縫?？紫额愋鸵源紊芪g孔隙為主(75%)，粒間溶孔(圖2a)在次生溶孔中含量最高；其次為原生孔(25%)(圖2b，c)，局部孔隙被方解石、含鐵方解石充填(圖2d)。

圖2 東海陸架盆地西湖凹陷中北部花港組儲層孔隙類型特征

利用恒速壓汞技術對花港組低滲—致密砂巖儲層進行分析，其孔喉半徑主要分布在微米—亞微米級，孔隙半徑主要集中在100～200 μm，喉道半徑分布在0.2～15 μm，孔喉結構呈大孔中—細喉特征；滲透率受孔隙大小的影響外，更主要是受孔隙連通情況，即喉道半徑大小、幾何形態(tài)和結構系數(shù)的控制[15]。長石等顆粒邊緣溶蝕形成的溶蝕擴大孔，形態(tài)為三角形或近圓形，一般連通性較好，而泥質雜基及黏土礦物微孔主要為片狀—彎片狀孔隙，喉道半徑約100～500 nm，連通性較差。喉道半徑大于1 μm的樣品滲透率大于1×10-3μm2；而喉道半徑集中在0.2～1 μm的樣品，滲透率小于1×10-3μm2(圖3)、毛細管壓力大于0.5 MPa，即為致密儲層。

圖3 東海陸架盆地西湖凹陷中北部花港組儲層孔喉結構特征

2.3 物性特征

依據(jù)多口井巖心和壁心物性分析資料，按照《海上石油天然氣儲量計算規(guī)范：DZ/T0252—2013》儲層物性分類標準，西湖凹陷中北部花港組總體屬于特低孔—中滲儲層；物性總體為低孔—低滲及特低孔—特低滲；孔隙度分布在1.2%～24.6%，平均值為9.7%；滲透率為(0.01～850)×10-3μm2，平均為10.07×10-3μm2，總體上花港組孔隙度和滲透率隨深度增加而減小。主力氣層H3砂層組物性最好，平均孔隙度和滲透率分別為10.0%～17.4%和(10.03～28.63)×10-3μm2，屬低孔—中滲儲層?？v向上，3 000～4 000 m深度段發(fā)育大量中—低滲儲層，4 000 m以下主要發(fā)育致密儲層(滲透率小于1×10-3μm2)。

3 儲層致密化控制因素

3.1 差異壓實對儲層致密化的影響

研究區(qū)花港組埋深超過3 500 m，巖石顆粒呈線—凹凸接觸，軟顆粒呈微縫合線接觸(圖2b)。不同沉積微相及水動力條件下砂體粒度、泥質含量等參數(shù)控制了成巖壓實差異。從粉末粒度和泥質含量與儲層物性的相關性來看(圖4)，粒度對孔隙度影響小(R2=0.12)，對滲透率的影響較大(R2=0.39)，平均粒徑φ值在1.5～4.5區(qū)間為心灘沉積，分選磨圓較好，水動力條件決定砂體粒度，粒度越粗物性越好；而平均粒徑φ值在-1.5～1.5區(qū)間一般為河床滯留沉積，砂礫巖混雜堆積，分選差致使深層物性差，不是粒度越粗物性越好；泥質對孔隙度影響小(R2=0.04)，對滲透率影響較大(R2=0.30)，泥質含量越低物性越好。

圖4 東海陸架盆地西湖凹陷中北部花港組粒度及泥質含量與儲層物性的關系

從花港組膠結物含量—負膠結物孔隙度投點圖來看(圖5)，花港組負膠結物孔隙度大部分小于10%，原生孔隙損失了近80%。因而，深埋條件下強壓實作用是儲層低滲、致密的主要原因，中粗砂巖抗壓實能力強，利于形成優(yōu)質儲層。

圖5 東海陸架盆地西湖凹陷中北部花港組膠結物含量—負膠結物孔隙度投點圖

3.2 黏土礦物演化對儲層致密的影響

花港組膠結物常見方解石、含鐵方解石、硅質及各類自生黏土礦物，其中方解石膠結主要以“鈣尖”形式存在，僅造成局部儲層致密，硅質與物性相關性弱；自生黏土礦物含量對物性有明顯控制作用，綠泥石含量與物性正相關，伊利石含量與物性負相關(圖6)。因此本文重點分析黏土礦物對儲層演化的影響。

圖6 東海陸架盆地西湖凹陷中北部花港組膠結物含量與儲層物性的關系

3.2.1 綠泥石

綠泥石的形成受成巖階段及成巖環(huán)境控制，中北部花港組綠泥石呈現(xiàn)出2種形態(tài)[16]：一是早成巖期堿性環(huán)境形成的環(huán)邊綠泥石(Fe2++Mg2++Al3++蒙皂石→早期環(huán)邊綠泥石+Na++Ca2++SiO2+H+，圖7a)，這一類型的綠泥石易形成于強水動力條件的中—粗砂巖中，占據(jù)顆粒表面空間而抑制成巖后期的膠結作用，但早期環(huán)邊綠泥石抑制石英次生加大等膠結物的能力受地溫控制，當?shù)販卮笥?60 ℃時抑制作用明顯減弱[17]；另一種形成于中成巖B期堿性環(huán)境[3Al2Si2O5(OH)4+4Mg2++4Fe2++9H2O=Fe4Mg4Al6Si6O20(OH)16(晚期綠泥石)+14H+，圖7b]，呈分散片狀或絨球狀，對儲層喉道有明顯堵塞作用，是引起儲層致密化礦物之一。

3.2.2 伊利石

花港組中未見碎屑伊利石，自生伊利石開始形成于中成巖A期(K++蒙皂石→伊利石+Na++Ca2++Mg2++Fe3++Si4++O2-+OH-+H2O)[18]，多與伊蒙混層伴生(圖7c)，至中成巖B期大量富集[KAlSi3O8(鉀長石)+Al2Si2O5(OH)4(高嶺石)→伊利石+2SiO2+H2O]，呈絲發(fā)狀、搭橋狀充填于孔隙中(圖7d)，直接堵塞喉道使儲層滲透率驟降，是引起儲層致密化最主要的礦物。從中北部花港組物性與黏土礦物演化特征來看(圖8)，高嶺石與伊利石呈負相關，3 400～3 600 m高嶺石開始向伊利石轉化，高嶺石逐漸消失；3 600～4 000 m砂層發(fā)育環(huán)邊綠泥石，伊利石與綠泥石負相關，證實早期形成的環(huán)邊綠泥石對伊利石的生長有明顯抑制作用，對應花港組優(yōu)質儲層發(fā)育帶；4 000 m以下伊蒙混層中蒙脫石含量低于15%，花港組進入中成巖B期，伊利石占黏土礦物比重超過40%，造成儲層規(guī)模性致密。

圖7 東海陸架盆地西湖凹陷中北部花港組黏土礦物特征

圖8 東海陸架盆地西湖凹陷中北部花港組物性與黏土礦物演化對比

4 儲層致密化過程分析

儲層成巖作用受沉積微相、構造演化、流體環(huán)境、古地溫等多種因素影響，最關鍵的是孔隙流體之間隨著成巖環(huán)境的演變而致水—巖反應隨之變化[19-23]。前文梳理了花港組儲層成巖演化過程及儲層致密化主因，深層膠結作用導致滲透率的突變，搭橋狀自生伊利石是主要致密礦物，石英次生加大邊賦存的鹽水包裹體能很好記錄水—巖反應過程[24-25]。因此，選取石英包裹體測試和自生伊利石40Ar/38Ar同位素測年數(shù)據(jù)，確定關鍵成巖礦物形成溫度及時間，結合埋藏史—熱史及油氣充注史，恢復儲層致密化過程。

4.1 流體包裹體測試法

利用Axioskop40A型偏光顯微鏡對花港組8口井近300個樣品進行包裹體顯微測溫，花港組Z4井包裹體均一溫度分析(表1)表明，H3砂層組主要發(fā)生2期油氣充注[26]。Ⅰ期油氣充注烴類包裹體主要賦存于石英次生加大邊上，均一溫度132～137 ℃，鹽度4.8%～4.96%。采用核工業(yè)地質分析測試研究中心LABHR-VISLabRAM HR800研究級顯微激光拉曼光譜儀對包裹體進行成分分析，Ⅰ期包裹體中含有CH4、CO2。因此，Ⅰ期烴類充注H3砂層組正處于中成巖A期(地溫小于140 ℃)，油氣充注帶來大量酸性流體對花港組次生溶蝕起決定性作用，高鹽度一定程度反映該充注期水—巖反應強烈。Ⅱ期油氣充注烴類包裹體主要賦存于切穿石英成巖期后的微裂隙中，鹽度較低，H3砂層組已演化至中成巖A期末(均一溫度141～150 ℃)，包裹體中僅含CH4，說明有機酸被消耗殆盡，溶蝕作用停止，地層流體逐漸轉化為堿性，膠結物開始富集[27]。次生石英大量沉淀時間大致對應儲層致密化時間，從石英次生加大邊中包裹體測溫數(shù)據(jù)可以看出，包裹體均一溫度隨地層溫度增加持續(xù)升高(地層溫度由隨鉆鉆桿測試獲取)，至160 ℃時包裹體均一溫度不再升高(圖9)。說明花港組儲層地溫150～160 ℃時石英次生加大逐漸停止，地層逐漸向封閉環(huán)境過渡，儲層整體進入致密階段。

圖9 東海陸架盆地西湖凹陷中北部花港組儲層包裹體均一溫度與地層溫度

表1 東海陸架盆地西湖凹陷中北部花港組烴類包裹體激光拉曼分析結果

4.2 自生伊利石40Ar/38Ar同位素測年法

自生伊利石是造成花港組儲層致密化最主要的礦物，主要形成于中成巖B期半封閉—封閉的成巖流體系統(tǒng)，搭橋狀伊利石大量富集時堵塞喉道導致儲層致密化，因此，自生伊利石大量生成期大致對應儲層致密化時間。選取Z4和Z5井花港組H3、H4砂層富伊利石樣品，其K2O含量均大于9%，采用中國石油勘探開發(fā)研究院實驗中心的MM5400靜態(tài)真空質譜計同位素稀釋法測定氬同位素比值。測試結果顯示，自生伊利石40Ar/38Ar同位素測年形成時間為11.4～9.35 Ma(表2)，推測花港組儲層9 Ma左右伊利石開始富集，儲層逐步進入規(guī)模性致密。

表2 東海陸架盆地西湖凹陷中北部花港組自生伊利石40Ar/38Ar同位素定年測試結果

因此，對中北部花港組儲層演化過程進行恢復，粉—細砂巖抗壓實能力弱，至中新世玉泉組沉積末期快速深埋階段即進入致密階段；中—粗砂巖抗壓實強，早期形成環(huán)邊綠泥石抑制后期膠結作用，至中成巖A期有機酸溶蝕強，易形成優(yōu)質儲層，進入中成巖B期(地溫150～160 ℃)時膠結物富集直接堵塞喉道。推測花港組H3砂層組至今未致密，H4、H5砂層組在9～7 Ma規(guī)模性致密化，龍井運動強烈側向擠壓加速了花港組儲層的致密進程(圖10)。

圖10 東海陸架盆地西湖凹陷中北部花港組成巖演化與儲層致密化關鍵時刻

5 結論

(1)西湖凹陷中北部花港組中滲、低滲—致密儲層均有發(fā)育，儲層非均質性受孔喉結構控制，喉道半徑?jīng)Q定了滲透率的大小，喉道半徑小于1 μm即為致密儲層。

(2)深埋條件下強壓實作用是花港組儲層低滲—致密的主因，中成巖B期堿性環(huán)境使得大量含鐵碳酸鹽、絨球狀綠泥石及搭橋狀伊利石富集直接堵塞喉道，造成花港組儲層規(guī)模性致密。

(3)花港組H4、H5砂層組在9～7 Ma規(guī)模性致密化，龍井運動強烈側向擠壓加速了致密化進程。