天然气地球科学 >

2022 , Vol. 33 >Issue 11: 1734 - 1753

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2022.06.002

天然气地质学

琼东南盆地崖城地区储层古孔隙面貌恢复

  • 马明 , 1, 2, 3 ,
  • 张功成 4 ,
  • 陈国俊 , 1, 2 ,
  • 陈莹 4 ,
  • 杨海长 4
展开
  • 1. 中国科学院西北生态环境资源研究院，甘肃 兰州 730000
  • 2. 甘肃省油气资源研究重点实验室，甘肃 兰州 730000
  • 3. 海洋油气勘探国家工程研究中心，北京 100028
  • 4. 中海油研究总院，北京 100027
陈国俊（1967-），男，甘肃武威人，研究员，博士生导师，主要从事储层沉积学研究. E-mail： .

马明（1989-），男，宁夏固原人，助理研究员，博士，主要从事储层沉积学研究. E-mail：.

收稿日期: 2022-01-21

  修回日期: 2022-06-06

  网络出版日期: 2022-11-23

收起

Restoration of paleo-pore features of the sandstone in Yacheng area, Qiongdongnan Basin

  • Ming MA , 1, 2, 3 ,
  • Gongcheng ZHANG 4 ,
  • Guojun CHEN , 1, 2 ,
  • Ying CHEN 4 ,
  • Haizhang YANG 4
Expand
  • 1. Northwest Institute of Eco⁃Environment and Resources，Chinese Academy of Sciences，Lanzhou 730000，China
  • 2. Key Laboratory of Petroleum Resources，Gansu Province, Lanzhou 730000, China
  • 3. National Engineering Research Center of Offshore Oil and Gas Exploration，Beijing 100028, China
  • 4. CNOOC Research Institute, Beijing 100027, China

Received date: 2022-01-21

  Revised date: 2022-06-06

  Online published: 2022-11-23

Supported by

The China National Science and Technology Major Projects of China(2016ZX050 26-007-005)

the Foundation for Excellent Youth Scholars of NIEER,CAS

the National Natural Science Foundation of China(41975117)

the Natural Science Foundation of Gansu Province(22JR5RA080)

Fold

本文亮点

关键油气成藏时期的古孔隙面貌对油气成藏至关重要，前人有关琼东南盆地碎屑岩储层特征与埋藏—成岩演化过程—储层物性演变规律—关键油气成藏时期的时空匹配关系以及相关的系统性研究甚少。基于深层优质碎屑岩储层形成过程的全生命周期理论，通过粒度分析、岩石薄片、铸体薄片、X射线衍射、扫描电镜、压汞、物性分析和碳氧同位素分析等多种分析手段，对琼东南盆地崖城地区陵水组、三亚组和梅山组砂岩储层岩石学特征、物性特征、孔隙类型、影响储层物性的宏观作用（物源、海平面变化、坡折带类型、超压）与微观作用（成岩作用）进行了系统分析，并划分了成岩演化阶段与成岩序列；在此基础上，采用成岩序列法，以孔隙度与时间、深度关系为切入点，将孔隙度增减过程与沉积物形成的“源—渠—汇”过程、成岩演化史、埋藏史三者结合，建立了孔隙度随深度和时间演化的关系，明确了崖城地区关键油气成藏时期储层古孔隙面貌。陵水组古孔隙度分布于2.3%~24.1%之间，古渗透率主要分布于（10~600）×10-3 μm2之间；三亚组古孔隙度分布于2.6%~28.4%之间，古渗透率主要分布于（100~1 600）×10-3 μm2之间；梅山组古孔隙度分布于7.58%~32.62%之间，古渗透率主要分布于（10~500）×10-3 μm2之间。同时定量表征了孔隙演化对储层成岩作用强度的响应，以期为该本区中深层油气勘探提供指导。

本文引用格式

马明 , 张功成 , 陈国俊 , 陈莹 , 杨海长 . 琼东南盆地崖城地区储层古孔隙面貌恢复[J]. 天然气地球科学, 2022 , 33(11) : 1734 -1753 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2022.06.002

Highlights

The paleo-pore features of key oil and gas accumulation period is significant for oil and gas accumulation. However, there are few researches on the relationship between the characteristics of the clastic rock reservoir and burial, diagenetic evolution process, petrophysical property evolution history and key oil and gas accumulation period and the related systematic research. Based on the theory of full-life-cycle research methodology of deep high-quality clastic rock reservoirs, multiple analysis methods such as, grain-size analysis, thin sections, casting thin sections, X-ray fluorescence, scanning electron microscope, mercury porosimetry measurements, petrophysical property analysis, oxygen and carbon isotope characteristics have been applied to systematically analyse the sandstone reservoir petrologic features, petrophysical property, pore structure characteristics and the macro effects (provenance, sea level change, slope break type, overpressure) and micro effects (diagenesis) on reservoir quality from Lingshui Formation, Sanya Formation and Meishan Formation of Yacheng area in Qiongdongnan Basin. Then the diagenetic evolution stage and diagenetic evolution sequence are divided. On this basis, the diagenetic sequence method is used, taking the relationship between porosity and time, depth as the breakthrough point, the process of porosity increase and decrease is combined with the “source-channel-sink” process of sediment formation, diagenetic evolution history and burial history, the relationship of pore evolution with depth and time is established, the paleo-pore features of the reservoir during the key oil and gas accumulation period in Yacheng area are clarified. The paleo-porosity of Lingshui Formation is distributed between 2.3% to 24.1%, and the paleo-permeability mainly ranges from 10×10-3 μm2 to 600×10-3 μm2. The paleo-porosity of Sanya Formation is distributed between 2.6% to 28.4%, and the paleo-permeability mainly range from 100 ×10-3 μm2 to 1 600×10-3 μm2. The paleo-porosity of Meishan Formation is distributed between 7.58% to 32.62%, and the paleo-permeability mainly ranges from 10×10-3 μm2 to 500×10-3 μm2. The response of pore evolution to reservoir diagenesis intensity is quantitatively characterized, so as to provide guidance for the middle and deep oil and gas exploration in this area.

0 引言

近海油气勘探由中浅海向深海领域进军已成为国际趋势，自20世纪90年代开始，国外深海油气勘探不断取得新突破［1-2］。我国南海北部琼东南盆地油气资源潜力巨大，YC13-1气田和LS17-2气田的发现给予了该区油气勘探极大的鼓舞［3-4］。虽然学者们对琼东南盆地沉积体系的研究相对成熟［5-9］，但是有关该区碎屑岩储层特征与埋藏—成岩演化过程—储层物性演变规律—关键油气成藏时期的匹配关系及相关的系统性研究未见报道。
储层的物性（孔隙度和渗透率）反映了储层储集和运移油气的能力，同时也是钻前储层质量预测的关键，油气成藏关键时期的古孔隙面貌，即孔隙度和渗透率大小对于成藏描述和优选目标具有重要意义［10-11］。虽然现今储层物性（孔隙度、渗透率）能通过岩心物性分析和测井解释等方式得到［12］，从而满足储层精细研究的要求，但是储层的现今物性并不能代表盆地关键油气成藏期的储层物性［10］。对于常规储层而言，关键成藏期的储层物性决定致密胶结段储层能否达到油气充注条件以及大部分常规储层油气充注量的多少，从而制约盆地油气成藏。关键成藏期的储层物性对致密砂岩气影响更大，更是直接决定储层是否有效［10］。目前，有关古孔隙度恢复的方法主要有3种：依据现今孔深关系的将今论古法［13］、成岩序列法［11，14］和多因素数学模型法［10］。储层物性的演变规律主要受控于成岩作用类型和成岩作用强度，因此基于成岩序列法恢复古孔隙度最为可靠。深层碎屑岩储层的形成，一般包括早期剥蚀搬运卸载沉积阶段、中期埋藏阶段、晚期改造阶段3个阶段。
由于每个阶段时空关系差异，学者们通常针对单一阶段或单一因素做细致分析，如早期剥蚀搬运卸载沉积阶段的“源—渠—汇”过程分析及相关单因素分析（物源分析、搬运过程分析、卸载区沉积过程分析等）；中期埋藏阶段的区域特征温压场影响分析、埋藏史分析及地层发育特征分析；晚期改造阶段的流体演化及流体—岩石相互作用分析等。但上述的各种影响因素数据在研究时是相对独立的，数据信息得不到有效匹配，形成单因素机理信息孤岛，这给深层碎屑岩优质储层的有效刻画及预测带来局限性。
本文基于深层优质碎屑岩储层全生命周期理论对琼东南盆地崖城地区陵水组、三亚组及梅山组砂岩储层演化的影响因素进行了系统分析，将储层的形成分为早期剥蚀搬运沉积阶段、中期埋藏阶段和晚期改造阶段3个阶段，明确了该区储层特征、成岩作用类型、成岩演化阶段及成岩序列，综合地质历史时期时间—空间—碎屑物质—流体的匹配关系，对储层孔隙演化过程开展探索，以孔隙度与时间、深度关系为切入点，将孔隙度增减过程与沉积物形成的“源—渠—汇”过程、成岩演化史、埋藏史三者结合，采用成岩序列法恢复了崖城地区关键油气成藏时期的储层古孔隙面貌，明确了研究区储层孔隙度随深度与时间的演化关系，获得了历史时期任意一点的储层孔隙度，建立了微观小尺度的成岩作用特征与宏观盆地大尺度的埋藏—成岩—孔隙演化的空间—时间响应，并定量表征了储层成岩作用强度，以期为琼东南盆地崖城地区中深层油气勘探提供指导。

1 区域地质背景

琼东南盆地位于南海北部的海南岛与西沙群岛之间的海域，平面呈北东向，面积为8.29×104 km2［15］。盆地北部为海南隆起，南端为西沙隆起，西部与莺歌海盆地相接并被红河断裂带分割，东北部则为珠江口盆地。盆地内部发育一系列北东向和北东东向的凹陷和凸起［16］，主要分为北部坳陷、中部隆起、中央凹陷和南部隆起等一级构造单元。
盆地的二级单元，凹陷、凸起相间排列，划分出10个凹陷、9个凸起/低凸起，即崖北凹陷、崖南凹陷、松西凹陷、松东凹陷、北礁凹陷、长昌凹陷、松南—宝岛凹陷、乐东—陵水凹陷、永乐凹陷、华光凹陷，以及崖城凸起、陵水低凸起、松涛凸起、宝岛凸起、长昌凸起、崖南低凸起、陵南低凸起、松南低凸起和北礁凸起（图1）。
图1 琼东南盆地构造纲要图

Fig.1 Regional tectonic division map of the Qiongdongnan Basin

琼东南盆地的构造演化可分为早期断陷阶段和后期坳陷阶段，早期断陷裂陷可划分为：第一幕发生于晚白垩世—始新世初，此时在盆地内形成了小型裂陷群；第二幕发生于始新世—早渐新世，进一步分为中始新世—晚始新世的快速沉降阶段和始新世末—早渐新世相对稳定沉降阶段；第三幕发生于晚渐新世；新近纪以后盆地进入了热沉降阶段［16］。盆地的沉积地层自下而上分别为古近系（始新统、下渐新统崖城组、上渐新统陵水组）、新近系（下中新统三亚组、中中新统梅山组、上中新统黄流组、上新统莺歌海组）和第四系（更新统乐东组）。

2 储层岩石学特征

陵水组砂岩以长石质石英砂岩为主，少量石英砂岩、长石砂岩、长石岩屑砂岩以及岩屑砂岩［图2（a）—图2（c）］。碎屑物成分特征：石英含量平均为47%，以单晶石英为主（平均约为35.4%），多晶相对较少；长石含量平均约为15.4%，主要以钾长石为主（平均约为13.9%）；岩屑以花岗岩岩屑和变质岩岩屑为主，其次为火山岩岩屑和沉积岩岩屑。填隙物成分特征：黏土杂基含量较高，局部含量大于10%；胶结物以方解石为主，白云石、铁白云石及铁方解石次之，局部发育海绿石和黄铁矿。结构特征：总体以细—中粒为主，陵水组三段发育大量粗砂岩，颗粒分选差—中，磨圆度中等，为次棱—次圆级，支撑类型为颗粒支撑，胶结方式为孔隙式胶结，局部可见嵌晶式胶结。
图2 琼东南盆地崖城地区陵水组、三亚组及梅山组砂岩组分三角图

1.石英砂岩；2.长石质石英砂岩；3.岩屑质石英砂岩；4.长石岩屑质石英砂岩；5.长石砂岩；6.岩屑质长石砂岩；7.长石质岩屑砂岩；8.岩屑砂岩(a)陵水组三段;(b)陵水组二段;(c)陵水组一段;(d)三亚组二段;(e)三亚组一段;(f)梅山组

Fig.2 Components of sandstone triangle diagram from Lingshui Formation, Sanya Formation and Meishan Formation of Yacheng area in Qiongdongnan Basin

三亚组砂岩以长石质石英砂岩为主，石英砂岩和岩屑质石英砂岩次之［图2（d），图2（e）］。碎屑物成分特征：石英含量较高，平均约为54.24%，以单晶石英为主，平均约为43.9%；长石次之，以钾长石为主，平均约为10.9%；岩屑以花岗岩岩屑和变质岩岩屑为主，其次为火山岩岩屑，变质岩岩屑多为片麻岩和千枚岩。填隙物成分特征：黏土杂基含量高，局部地区含量大于10%；胶结物主要为海绿石、方解石、白云石、铁方解石以及铁白云石等，局部发育菱铁矿和黄铁矿。结构特征：粒径以细粒（粉砂—细砂）为主，颗粒分选中等—较好，磨圆度中等—好，为次圆—圆级。支撑类型有颗粒支撑和杂基支撑2种方式。
梅山组砂岩以长石质石英砂岩为主［图2（f）］。碎屑组分中，石英含量平均为50.2%，并以单晶石英为主（平均为45.6%）。长石含量平均为9.9%，以钾长石为主（平均为9%）；岩屑含量平均为5.3%，以变质岩岩屑为主，其次为火山岩岩屑。填隙物以黏土杂基为主（平均为11.7%），胶结物含量较少，以海绿石、方解石、白云石、铁方解石及铁白云石为主。结构特征：粒径以细粒（粉砂）为主，颗粒分选中等—较好，磨圆度中等—好，为次圆—圆级。岩石的支撑方式以杂基支撑较为常见，局部可见颗粒支撑和嵌晶式胶结。

3 储层储集特征

3.1　储层孔隙类型

运用铸体薄片和扫描电镜镜下观察对琼东南盆地崖城地区储层的孔隙特征进行了分析，发现研究区常见的孔隙类型有：剩余原生粒间孔、粒间溶孔、粒内溶孔、铸模孔、超大孔、胶结物晶间孔及刚性颗粒压裂缝等。
（1）剩余原生粒间孔：这类孔隙在研究区发育较少，仅在局部发育，铸体薄片镜下观察发现，骨架颗粒分选较好，以点—线接触为主，面孔率较高，孔径较大，孔隙连通性也较好，常呈三角形或者多边形［图3（a）］。
图3 琼东南盆地崖城地区陵水组、三亚组及梅山组储层孔隙类型及特征

（a）粒间溶孔和粒内溶孔为主，局部发育剩余原生粒间孔，YC19-1-1井，陵水组三段，4 680.05 m，铸体薄片，×100,（-）；（b）易溶矿物颗粒边缘遭受溶蚀，形成粒间溶孔，YC19-1-1井，陵水组三段，4 673.19 m，铸体薄片，×50,（-）；（c）长石颗粒沿解理缝发生溶蚀，形成蜂窝状粒内溶孔，YC19-2-1井，陵水组三段，3 827.9 m，铸体薄片，×100,（-）；（d）铸模孔与粒间孔连通起来形成的超大孔，YC13-1-A1井，陵水组三段，3 706.09 m，铸体薄片，×50,(-)；（e）高岭石矿物晶间孔，YC8-1-1井，陵水组，3 308.2 m，SEM，×2 000；（f）裂缝型孔隙，YC19-2-1井，梅山组，3 793.1 m，铸体薄片，×100,(-)

Fig.3 The types and characteristics of pore in the sandstone reservoir from Lingshui Formation, Sanya Formation and Meishan Formation of Yacheng area in Qiongdongnan Basin

（2）粒间溶孔：是研究区最主要的孔隙类型，主要表现为早期碳酸盐胶结物、海绿石，长石、岩屑等易溶组分溶蚀、溶解而成。这种孔隙形态一般极不规则，常呈港湾状［图3（b）］。
（3）粒内溶孔：这类孔隙一般由长石颗粒沿解理线或岩屑中的易溶组分被溶蚀形成蜂窝状粒内溶蚀孔［图3（c）］。在遭受强溶蚀作用时，粒内溶孔可以被进一步溶蚀扩大，只留下原矿物颗粒的阴影，形成铸模孔，若仅剩的轮廓继续被溶蚀，导致粒内溶孔和粒间溶孔相连通，则形成超大孔［图3（d）］。
（4）其他孔隙：主要包括胶结物晶间孔［图3（e）］，刚性颗粒压裂缝等［图3（f）］。属于次要孔隙类型，占总孔隙体积的4%。胶结物晶间孔多数为微孔隙，主要因为晶形较好的自生矿物之间形成的微小孔隙，包括微晶方解石、伊利石、高岭石等矿物晶体之间的孔隙。

3.2　储层物性特征

陵水组储层孔隙度介于1.7%~29.35%之间，平均为13.2%；渗透率主要分布于（1.53~1 187.7）×10-3 μm2之间，平均为121.1×10-3 μm2，根据《碎屑岩含气储层物性评价标准》（Q/HS 1027—2007），陵水组储层属于中低孔—中低渗储层。三亚组储层孔隙度介于2.6%~22.3%之间，平均为15.1%；渗透率主要分布于（1.3~8.1）×10-3 μm2之间，平均为3.4×10-3 μm2，属于中低孔—低渗储层。梅山组储层孔隙度介于6.7%~23.42%之间，平均为17.1%；渗透率主要分布于（1.06~2 948.31）×10-3 μm2之间，平均为570×10-3 μm2，属于中高孔—中低渗储层。

4 储层演变历史的全生命周期分析

碎屑岩储层的全生命周期研究，即从储层形成演变的全部时间出发，将深部储层的形成过程划分为早期剥蚀搬运沉积阶段、中期埋藏阶段、中期或/和晚期改造阶段，从全生命周期的尺度分阶段综合分析深层碎屑岩储层的形成及演化过程，推演在地质历史时期中的优质储层演化时序及发育阶段、分布位置［17］。

4.1　物源对储层物性的影响

物源对崖城地区储层物性的影响包括两方面：①不同物源区供给的沉积物碎屑组分有差异；②不同物源区的沉积物搬运距离不同。这两方面共同决定了沉积组分类型、含量以及成分成熟度和结构成熟度，从而决定储层性质。陵水组沉积时期，盆内隆起区基本没入水下，不再作为盆地的主要物源区，仅为局部地区提供物源并形成扇三角洲和深水扇。此时琼东南盆地物源以海南岛南部河流供给为主，并在盆地北部形成大型辫状河三角洲和扇三角洲，而崖城地区的物源主要来源于海南岛和越南中部地区，具有混源特征，越南中部物源搬运沉积物较海南岛物源更粗，由于搬运距离远，沉积物分选更好，为优质储层的发育提供了良好的物质基础［18］。三亚组沉积时期，海南岛作为琼东南盆地的主要物源区为盆地提供大量沉积物，并在盆地北部形成大型辫状河三角洲和深水扇体系，总体具有近源搬运的特点，沉积物颗粒相对较细且泥质含量高，三角洲前缘发育的深水扇体系成为有利储层的潜在发育区，崖城地区发育大型深水扇是研究区的有利储集体发育区［18］。梅山组沉积时期琼东南盆地沉积物主要来源于海南岛，盆地北部发育大量辫状河三角洲，盆地中央发育深水扇体系并成为有利储集体发育区，崖城地区发育大型水道—浊积扇体系，其沉积物颗粒分选较好［18］。

4.2　卸载区沉积环境对储层物性的影响

卸载区沉积环境主要包括海平面变化特征和坡折带性质。琼东南盆地在陵水组沉积时期海平面总体呈上升趋势［19］，陵水组沉积时期发生3次海侵，并且陵水组二段沉积时期的海侵成为这一时期海侵最大的一个旋回，导致该时期沉积物供给减少，粒度变细。三亚组和梅山组沉积时期海平面总体也呈现上升趋势，分别在三亚组二段下部、三亚组二段中上部、三亚组一段沉积时期，梅山组上段沉积时期发生过海侵［19］，海侵导致沉积物可容纳空间扩大，滨海沉积范围被侵蚀，相比于之前，中新世开始每一次海平面升降旋回幅度均较大，泥岩增多且厚度变大，降低储层渗透率，致使后期储层遭受压实作用损失的孔隙度增加，而海侵之后的海平面下降也导致陆架区裸露成陆，遭受明显的剥蚀，造成浅水区地层不全，同时也有利于早期沉积的储层遭受大气水淋滤。琼东南盆地发育3种坡折带类型［20］，即西部堆积型陆架坡折，中部属过渡型陆架坡折带，东部为侵蚀型陆架坡折。崖城地区自渐新世至中新世始终发育堆积型陆架坡折，以大量的沉积物不断加积为主，地形平缓，槽谷不发育，总体有利于优质储层在研究区发育。

4.3　超压对储层物性的影响

琼东南盆地崖城地区地层4 100 m以深的压力系数主要介于1.7~2.3之间，超压主要发育在盆地的三亚组、陵水组和崖城组［21］。盆地3次沉降幕具有较快的沉降速率，一般大于200 m/Ma，引起的地层压实不均衡和生烃增压共同导致了盆地强超压的形成，因此这种超压属于自源超压［21］。地层压实不均衡引起的欠压实型超压形成时间较早，属于中期埋藏阶段，盆地发生的3次快速沉降作用和沉积的巨厚泥岩为研究区形成欠压实型超压提供重要条件。而生烃增压所导致的超压形成时间较晚，属于中期或/和晚期改造阶段，主要形成于天然气主成藏期。超压可以通过以下3种方式来保护原生孔隙：①抵制压实作用［22-23］；②延缓有机质成熟［24］；③延缓黏土矿物的转化［25］。而崖城地区超压主要是通过抑制压实作用和延缓黏土矿物转化来保护原生孔隙，从而形成异常高孔带。早期地层不均衡压实作用引起的超压主要导致热流体向上运移，使得该层段的硅质流失，无法形成大量的自生石英，同时也能有效地抑制黏土矿物转化，如伊/蒙转化，未能形成大规模的自生伊利石发育段。另外，盆地晚期快速沉降使得后期生成的天然气无法顺利排出，从而形成超压并导致异常高孔带的发育，而且超压导致的异常高孔带主要发育于陵水组储层。

4.4　成岩作用对储层物性的影响

4.4.1　机械压实作用

铸体薄片镜下观察发现，陵水组储层中刚性颗粒发生重新排列，局部有压裂缝，塑性的云母及火山岩岩屑遭受压实变形，部分岩屑发生假杂基化［图4（a），图4（b）］，颗粒之间以线接触为主，局部凸凹接触，颗粒接触强度CI>2，反映储层经历了中等—强压实作用。三亚组和梅山组储层中刚性颗粒相对陵水组含量高，埋藏相对较浅，以点—线接触为主，总体经历了弱—中等压实作用。
图4 琼东南盆地崖城地区陵水组、三亚组及梅山组储层微观成岩特征

（a）刚性颗粒内部出现压裂缝，颗粒之间形成线—缝合式接触，YC13-1-3井，×25(单偏光)，3 805.1 m，陵三段;（b）受压实作用而弯曲的云母，碎屑颗粒呈点—线接触，YC8-1-1井，×50（单偏光），3 311.9 m，陵水组三段; （c）粒间充填晚期白云石和铁白云石胶结物，YC13-1-A2 井，3 883.15 m，×50，陵三段; （d）菱铁矿交代长石，YC35-1-2井，4 861 m，×100（正交偏光），梅山组;（e）片状绿泥石生长在颗粒表面，占据粒间孔空间，YC13-1-A2井，3 920.6 m，SME，陵水组三段;（f）伊利石以发丝状堵塞喉道，YC13-1-A1井，3 694.5 m，SME，陵水组三段；（g）少量高岭石充填于粒间孔中，YC8-1-1 井，3 308.20 m，SME，陵水组;（h）自形晶石英生长于颗粒表面，YC13-1-A1 井，3 694.5 m，SME，陵水组;（i）白云石交代长石和石英颗粒，YC35-1-2井，4 861 m，×100（正交偏光），梅山组

Fig.4 The characteristics of diagenesis under microscope of reservoir from Lingshui Formation, Sanya Formation and Meishan Formation of Yacheng area in Qiongdongnan Basin

4.4.2　胶结作用

4.4.2.1　碳酸盐胶结作用

陵水组储层碳酸盐胶结物以晚期铁方解石为主，局部被交代［图4（c）］，其次为白云石和菱铁矿［图4（d）］；三亚组—梅山组砂岩中的碳酸盐胶结物形成于成岩早期，以早期方解石为主，一般呈连晶发育。
碳氧同位素分析结果表明，陵水组样品：δ13C值分布于-10.48‰~-3.13‰之间，氧同位素δ18O值分布于-7.96‰~-1.38‰之间；梅山组样品：δ13C值分布于-3.69‰~-0.55‰之间，氧同位素δ18O值分布于-8.0‰~-1.38‰之间。根据碳酸盐同位素成因分类方案［26］：陵水组储层碳酸盐胶结物的碳氧同位素大多分布于III区［图5（a）］，反映与有机质脱羧产生的CO2有关，在温度较高（95~120 ℃）的条件下，参与水—岩反应所致；少量分布于I区，属于早期成岩碳酸盐。梅山组储层碳酸盐胶结物碳氧同位素值分布于I区［图5（b）］，属于早期成岩碳酸盐。
图5 琼东南盆地崖城地区陵水组（a）和梅山组（b）碳酸盐胶结物碳氧同位素分布特征

Fig.5 Diagram of δ 13C-δ 18O in calcite cement from Lingshui Formation（a） and Meishan Formation（b） of Yacheng area in Qiongdongnan Basin

碳氧同位素丰度还可以指示水体的盐度，KEITH等［27］提出通过Z值来判定古水介质的盐度，当Z>120时，指示海相沉积；当Z<120时，指示陆相（淡水）沉积。Z值经验公式如下：
Z=2.048（δ13C+50）＋0.498（δ18O＋50）
（PDB标准）
计算结果表明，陵水组和梅山组样品的Z值介于97.14~125.49之间，平均为112.88（表1），除了梅山组3个样品Z>120外，其余样品Z<120，表明胶结物形成时孔隙流体盐度较低，处于淡水环境，可能受陆相沉积环境中保存下来的底水影响，或者受河流—三角洲带来的淡水影响。
表1 琼东南盆地崖城地区陵水组和梅山组碳酸盐胶结物碳氧同位素分析结果

Table 1 Carbon and oxygen isotope of carbonate cement from Lingshui Formation and Meishan Formation of Yacheng area in Qiongdongnan Basin

样品编号 深度/m 层位 δ13C/‰（PDB） δ18O/‰（PDB） Z值 T/℃
YC13-1-8-01 4 098.34 陵水组 -5.22 -4.60 114.32 39.16
YC14-1-1-01 2 891.60 陵水组 -4.87 -6.19 114.24 47.84
YC13-1-2-2 3 646.17 陵水组 -4.80 -14.90 110.05 104.36
YC13-1-2-3 3 639.15 陵水组 -4.60 -14.80 110.51 103.63
YC13-1-2-4 3 741.80 陵水组 -5.22 -13.62 109.83 95.11
YC13-1-8-01 3 635.19 陵水组 -6.20 -15.30 106.98 107.32
YC19-1-1-03 3 667.35 陵水组 -4.10 -12.50 112.68 87.28
YC8-1-1-01 3 682.74 陵水组 -6.40 -17.00 105.73 120.26
YC8-1-1-02 3 803.52 陵水组 -4.88 -13.12 110.77 91.58
YC13-1-A1-03 3 758.18 陵水组 -3.13 -12.67 114.58 88.45
YC13-1-A2-14 4 673.19 陵水组 -10.48 -17.46 97.14 123.86
YC13-1-A2-25 3 311.90 陵水组 -5.68 -10.39 110.49 73.20
YC14-1-1-01 3 308.20 陵水组 -4.25 -10.00 113.62 70.70
YC8-1-1-1 3 304.60 陵水组 -5.30 -10.10 111.42 71.34
YC8-1-1-2 3 304.60 陵水组 -7.30 -11.60 106.57 81.16
YCH-13-4-2 2 778.45 梅山组 -3.69 -7.96 115.78 58.10
YCH-13-4-2 2 784.91 梅山组 -2.89 -7.36 117.72 54.55
YCH-13-4-2 2 801.68 梅山组 -0.55 -1.38 125.49 23.13
YCH-13-4-2 2 808.10 梅山组 -3.15 -2.12 119.79 26.64
YC7-4-1-1 2 346.90 梅山组 -1.80 -5.40 120.92 43.47
YC7-4-1-2 2 347.10 梅山组 -1.50 -4.90 121.79 40.76
碳酸盐胶结物的形成温度可以通过SHACKLETON等［28］测温方程计算得出：
T（℃）＝16.9－4.38×（δ18O－δ18Ow）+0.1×
（δ18O－δ18Ow）2
式中：T为碳酸盐形成时的海水古温度，℃；δ18O为实测碳酸盐氧同位素值（PDB标准），‰；δ18Ow为当时的海水δ18O值（SMOW标准），‰；本文δ18O值取0。
根据上述公式计算得出，陵水组样品的古地温（T）介于70.7~123.86 ℃之间（表1），而且这些样品集中分布于III区，选取琼东南盆地平均地温梯度4 ℃/100 m［29］，结合崖城地区埋藏史图［30］，可以发现这些碳酸盐胶结物形成深度大约介于1 750~3 075 m之间，明显小于现今埋深3 308.2~4 673.19 m，表明这些碳酸盐胶结物形成时间较晚，大约形成于中成岩A期。陵水组剩余2个样品和梅山组所有样品古地温（T）介于23.13~58.1 ℃之间，而且这些样品均分布于I区，结合研究区地温梯度和埋藏史图，可以发现这些胶结物形成深度大约介于575~1 453 m之间，对比现今埋深2 346.9~4 098.34 m，表明这些碳酸盐胶结物属于早期成岩阶段的产物，大约形成于早成岩A期。

4.4.2.2 黏土矿物胶结作用

琼东南盆地崖城地区黏土矿物胶结物包括绿泥石［图4（e）］、伊/蒙混层和伊利石［图4（f）］，以及高岭石［图4（g）］等。
绿泥石有以下4种成因［31-32］：①高岭石向绿泥石转化；②伊利石向绿泥石转化；③蒙脱石转化为绿泥石；④钾长石向绿泥石转化。无论是哪种成因，都需要足够的镁离子和铁离子，一般三角洲前缘和火成岩岩屑都能为绿泥石的形成提供丰富的镁离子和铁离子［33］。绿泥石在崖城地区主要呈叶片状或者绒球状。叶片状绿泥石常与自生石英相伴生［图4（e）］，充填于孔隙中，表明其可能来源于高岭石。绒球状绿泥石形成时间较早，在骨架颗粒表面形成绿泥石黏土膜。
伊利石的来源主要有两方面［34］：①蒙脱石转化为伊利石；②高岭石转化为伊利石。伊利石的产出需要富K+的弱碱性环境，研究区的钾长石溶蚀正好提供了K+，以上2种伊利石成因在研究区均有发育，低于120~140 ℃以蒙脱石转化为主，高于该温度以高岭石转化为主。
高岭石是钾长石或含钾长石的火山岩屑在酸性成岩环境中溶蚀后析出的自生矿物，扫描电镜下呈蠕虫状或手风琴状充填于粒间溶孔之中［图4（g）］。

4.4.2.3 硅质胶结作用

崖城地区硅质胶结物含量较低，扫描电镜下可见形态很好的六方双锥石英晶体充填于粒间孔内，大多沿着骨架颗粒表面向孔隙中心生长，占据部分粒间孔隙和喉道［图4（h）］。研究区硅质胶结物的SiO2可能来源于两方面：一是钾长石的溶蚀作用；二是早期黏土矿物转化。

4.4.3　溶蚀作用

溶蚀作用在研究区较普遍，溶蚀组分主要包括钾长石、岩屑、海绿石、碳酸盐胶结物，以及生物化石等不稳定碎屑颗粒［图3（a）—图3（d）］。主要表现为：长石颗粒边缘被溶蚀成港湾状、凹凸状，或沿解理被溶蚀形成粒内溶孔。碳酸盐胶结物最容易遭受溶蚀，局部可见早期碳酸盐先交代石英颗粒，后期在酸性环境下交代物遭受溶蚀。研究区溶蚀作用的酸性流体包括大气水、有机酸以及热流体。

4.4.4　交代作用

崖城地区储层交代作用主要表现为晚期铁方解石对长石、石英、硅质岩屑和早期碳酸盐胶结物的交代作用［图4（i）］，后期遭受溶蚀，交代边缘呈港湾状。碳酸盐胶结物对碎屑颗粒的交代使得溶蚀更容易发生，对于崖城地区砂岩储层次生孔隙的形成具有重要意义。

4.4.5　储层成岩作用强度定量分析特征

影响储层物性的主要成岩作用包括压实作用、胶结作用及溶蚀作用；孔隙演化与成岩作用密切相关，琼东南盆地崖城地区储层经过一系列成岩演化，导致填隙物不断改变，孔隙也随之演化。考虑到储层分布的不均一性，根据研究区储层主要填隙物类型及含量特征，分为富泥砂岩、钙质砂岩以及普通砂岩。
恢复砂岩原始孔隙度是定量评价不同成岩作用类型对储层孔隙影响的前提和基础，未固结砂岩的分选系数S 0与初始孔隙度Φ 0之间存在一定的关系，经验函数关系式为［35-36］：
Φ 0=20.91+22.9/S 0
式中：S 0=（P 25/P 75）1/2；P 25、P 75分别代表粒度累积曲线上颗粒含量在25%和75%处所对应的颗粒直径［12，14］。
选取琼东南盆地崖城地区陵水组三段26个、陵水组二段2个、陵水组一段6个样品的粒度数据的S 0值，最后依据孔隙度经验函数关系式，从而得出陵水组三段的原始孔隙度介于31.37%~37.15%之间，平均为35.33%，陵水组二段的原始孔隙度平均为30%，陵水组一段的原始孔隙度介于27.04%~29.42%之间，平均为28.07%；同理选取三亚组二段22个样品、三亚组一段48个样品以及梅山组48个样品的粒度数据的S 0值，依据上述公式得到三亚组二段原始孔隙度介于25.23%~31.18%之间，平均为28.79%，三亚组一段原始孔隙度介于23.81%~38.66%之间，平均为30.58%，梅山组原始孔隙度介于22.07%~34.07%之间，平均为26.77%。
前文已经明确琼东南盆地崖城地区储层所经历的主要破坏性成岩作用为压实作用和胶结作用，现在对于压实作用损失孔隙度（Copl）、胶结作用损失孔隙度（Cepl）、压实减孔强度（ICopl）和胶结减孔强度（ICepl）进行了定量计算，关系式如下［12］：
C o p l ( % ) = ( Φ 0 - I G V ) × 100 % C e p l ( % ) = ( Φ 0 - C o p l ) × C E M / I G V × 100 % I C o p l ( % ) =   C o p l / ( C o p l + C e p l ) × 100 % I C e p l ( % ) = C e p l / ( C o p l + C e p l ) × 100 %
式中：Φ 0为原始孔隙度，%；IGV为粒间体积，即样品总体积（100%）与骨架颗粒体积百分比之差，%；CEM为粒间胶结物总量，%［12］。
陵水组三段砂岩遭受压实作用损失的孔隙度为1.72%~23.15%（平均为18.52%），压实减孔强度为6.77%~93.34%（平均为74.85%），胶结作用损失的孔隙度为1.55%~23.65%（平均为6.60%），胶结减孔强度为6.66%~93.23%（平均为25.15%）；陵水组二段砂岩遭受压实作用损失的孔隙度为1.55%~14.11%（平均为7.84%），压实减孔强度为7.37%~87.05%（平均为46.71%），胶结作用损失的孔隙度为2.1%~26.4%（平均为10.92%），胶结减孔强度为12.95%~92.63%（平均为53.29%）；陵水组一段砂岩遭受压实作用损失的孔隙度为0.84%~15.89%（平均为9.1%），压实减孔强度为3.65%~81.95%（平均为51.94%），胶结作用损失的孔隙度为2.7%~28.2%（平均为10.31%），胶结减孔强度为18.05%~96.35%（平均为48.06%）（表2）。
表2 琼东南盆地崖城地区陵水组、三亚组及梅山组储层压实与胶结减孔强度

Table 2 Statistical showing the relative strength of compaction and cementation to reduction of porosity of the sandstones from Lingshui Formation, Sanya Formation and Meishan Formation of Yacheng area in Qiongdongnan Basin

岩性 Copl/% Cepl/% ICopl/% ICepl/% Φ 溶蚀
陵水组三段
富泥砂 （15.77~21.38）/18.88 （3~5.3）/3.98 （74.85~87.7）/82.35 （12.3~25.15）/17.65 （0.31~2.09）/1.09
钙质砂 （1.72~17.35）/12.41 （13.15~23.65）/18.16 （6.77~56.89）/39.2 （43.11~93.23）/60.8 （2.42~10.77）/6.37
普通砂 （14.57~23.15）/19.8 （1.55~7）/4.62 （68.17~93.34）/81.1 （6.66~31.83）/18.9 （1.57~7.03）/4.07
陵水组二段
富泥砂 （6.41~14.11）/9.88 （2.1~7.3）/4.18 （46.75~87.05）/70.08 （12.95~53.25）/29.92 （1~2.3）/1.43
钙质砂 （2.1~12.84）/7.42 （14.95~26.4）/20.21 （7.37~46.2）/26.93 （53.8~92.63）/73.07 （1~1.9）/1.47
普通砂 （1.55~12.85）/5.27 （2.15~17.35）/12.59 （10~85.67）/30.3 （14.33~90）/69.7 （1.3~5.1）/2.91
陵水组一段
富泥砂 （5.04~12.19）/8.52 （2.7~3.4）/3.03 （62.69~78.19）/72.14 （21.81~37.31）/27.86 （0.4~1.2）/0.9
钙质砂 （0.84~11.06）/7.16 （11.9~28.2）/18.3 （3.65~47.15）/28.99 （52.85~96.35）/71.01 （1.16~6.6）/3.01
普通砂 （7.62~15.89）/11.02 （3.5~9.2）/6.04 （52.83~81.95）/64.45 （18.05~47.17）/35.55 （2.3~7.8）/4.73
三亚组二段
富泥砂 （1.02~9.37）/4.68 （2.1~10.5）/6.19 （8.85~76.37）/44.73 （23.63~91.15）/55.27 （0.3~2.8）/1.38
钙质砂 （1.76~8.13）/5.26 （12.4~24.6）/18.31 （8.28~38.84）/22.95 （61.16~91.72）/77.05 （0.2~4.3）/1.54
普通砂 （6.76~15.39）/11.5 （2.2~10.8）/6.13 （46.21~87.49）/64.91 （12.51~53.79）/35.09 （1.91~9.3）/7.15
三亚组一段
富泥砂 （0.6~6.3）/3.08 （7.7~13.4）/11.43 （4.29~45）/21.32 （55~95.71）/78.68 （0.2~1.8）/0.75
钙质砂 （0.25~10.21）/6.56 （11.1~24.4）/15.6 （1.02~47.43）/29.71 （52.57~98.98）/70.29 （0.4~8.3）/4.92
普通砂 （3.17~15.42）/10.72 （4~15.7）/9.47 （18.91~76.91）/53.26 （23.09~81.09）/47.05 （1~9.8）/4.89
梅山组
富泥砂 （4.85~9.08）/7.32 （6.6~10.7）/8.75 （31.19~57.92）/45.66 （42.08~68.81）/54.34 （0.06~0.83）/0.41
钙质砂 （0.51~5.37）/2.14 （13.5~32.4）/18.63 （2.66~28.47）/10.71 （71.53~97.34）/89.29 （5.7~14.23）/10.35
普通砂 （0.14~14.6）/9.07 （1.5~19） /7.82 （0.74~89.13）/54.12 （10.87~99.26）/45.88 （2.87~11.16）/8

注：（15.77~21.38）/18.88=（最小值—最大值）/平均值

三亚组二段砂岩遭受压实作用损失的孔隙度为1.02%~15.39%（平均为8.3%），压实减孔强度为8.28%~87.49%（平均为50.75%），胶结作用损失的孔隙度为2.1%~24.6%（平均为8.58%），胶结减孔强度为12.51%~91.72%（平均为49.25%）；三亚组一段砂岩遭受压实作用损失的孔隙度为0.25%~15.42%（平均为9.36%），压实减孔强度为1.02%~76.91%（平均为46.4%），胶结作用损失的孔隙度为4%~24.4%（平均为10.77%），胶结减孔强度为23.09%~98.98%（平均为53.6%）；梅山组砂岩遭受压实作用损失的孔隙度为0.14%~14.6%（平均为6.86%），压实减孔强度为0.74%~89.13%（平均为40.57%），胶结作用损失的孔隙度为1.5%~32.4%（平均为11.06%），胶结减孔强度为10.87%~99.26%（平均为59.43%）（表2）。
从压实与胶结减孔强度图（图6）可以看出，陵水组储层大多数样品落在压实作用较强的区域，只有钙质砂岩样品和陵水组二段部分普通砂岩样品分布于胶结作用较强的区域，可以看出导致陵水组储层物性变差的主要原因为压实作用，局部储层主要受胶结作用影响。三亚组储层压实作用减孔强度和胶结作用减孔强度相近，表明三亚组储层压实作用和胶结作用对储层物性的影响同等重要。梅山组储层压实作用减孔强度和胶结作用减孔强度相近，但受2种作用减少的影响，孔隙度相比下部储层都较少，储层物性总体较好。
图6 琼东南盆地崖城地区陵水组、三亚组及梅山组储层压实与胶结减孔强度分析

（a）陵水组三段；（b）陵水组二段；（c）陵水组一段；（d）三亚组二段；（e）三亚组一段；（f）梅山组

Fig.6 Statistical diagram showing the relative strengch of compaction and cementation to reduction of porosity of the sandstones from Lingshui Formation, Sanya Formation and Meishan Formation of Yacheng area in Qiongdongnan Basin

琼东南盆地崖城地区储层主要的建设性成岩作用为溶蚀作用，其对储层物性的改善十分关键。溶蚀作用增加的孔隙度（Φ 溶蚀）可通过以下公式计算得出：Φ 溶蚀=Φ 现今+Copl+Cepl－Φ 0，结果见表2。
琼东南盆地陵水组三段储层遭受溶蚀作用增加的孔隙度为0.31%~10.77%（平均为3.84%），陵水组二段储层遭受溶蚀作用增加的孔隙度为1%~5.1%（平均为1.94%），陵水组一段储层遭受溶蚀作用增加的孔隙度为0.4%~7.8%（平均为2.88%）。总体陵二段溶蚀作用相对陵三段和陵一段较弱，陵三段储层钙质砂岩遭受溶蚀作用较强，陵二段和陵一段普通砂岩遭受溶蚀作用较强。三亚组二段储层遭受溶蚀作用增加的孔隙度为0.2%~9.3%（平均为3.36%），三亚组一段储层遭受溶蚀作用增加的孔隙度为0.2%~9.8%（平均为3.52%）。三亚组储层普通砂岩遭受溶蚀作用较强，钙质砂岩次之，富泥砂岩最弱。梅山组储层遭受溶蚀作用增加的孔隙度为0.06%~14.23%（平均为6.25%），而且梅山组储层主要是普通砂岩和钙质砂岩遭受溶蚀，富泥砂岩基本没有被溶蚀。
从琼东南盆地崖城地区储层形成演变的全部时间出发，即储层演变的全生命周期，将研究区储层的形成过程划分为早期剥蚀搬运沉积阶段、中期埋藏阶段和晚期改造阶段，通过对储层演化不同阶段的影响因素进行系统分析，建立了琼东南盆地崖城地区中深层优质储层形成过程的全生命周期分析方法。早期剥蚀搬运沉积阶段主要体现在优势物源和坡折带性质的控制，陵水组沉积期越南中部物源搬运距离远，沉积物相对较粗且分选好，三亚组和梅山组沉积时期沉积物总体以近源搬运为主，三角洲前缘的水道和深水扇成为研究区的有利储集体。研究区发育的堆积型陆架坡折则有利于沉积物缓慢沉积，形成的高结构成熟度、低填隙物含量、高刚性颗粒和稳定矿物含量等地质基础为储层提供了高的原始孔隙度、强抗压实能力、弱胶结物来源等有利于孔隙形成和保存的条件，是形成优质储层的基础。
中期埋藏阶段主要是超压保护原生孔隙，崖城地区4 100 m以深发育超压，超压主要发育在盆地的三亚组、陵水组和崖城组，而陵水组发育的异常高孔带主要受超压控制，是研究区重要的优质储层。晚期改造阶段主要是大气水、有机酸以及深部热流体等酸性流体对研究区易溶组分如钾长石、岩屑、海绿石、碳酸盐胶结物，以及生物化石等的溶蚀改造作用，增加了储层孔隙度，陵水组储层遭受溶蚀作用增加的孔隙度主要分布于1%~7%之间，三亚组储层遭受溶蚀作用增加的孔隙度主要分布于0.5%~8%之间，梅山组储层遭受溶蚀作用增加的孔隙度主要分布于0.1%~12%之间，因此，晚期溶蚀改造对崖城地区优质储层发育至关重要。

5 储层成岩阶段与成岩序列划分

在完成崖城地区成岩作用分析的基础上，采用中华人民共和国石油天然气行业标准《碎屑岩成岩阶段划分》（SY/T 5477—2003）（即同生、早成岩、晚成岩和表生成岩等阶段，而早—中成岩阶段又可分为：A期和B期）。对琼东南盆地崖城地区砂岩储层的成岩阶段进行了细致的划分。在此基础上，结合岩石铸体薄片和扫描电镜对各种成岩现象进行细致观察，主要包括：各种矿物的产状特点、生成条件与演化过程以及自生矿物形成的世代关系，同时参考包裹体测温资料，确定了琼东南盆地崖城地区储层典型的成岩序列：
①古地温：流体包裹体均一温度显示，陵水组储层的古地温范围大约为133.8~196.7 ℃，三亚组储层的古地温范围大约为113.8~186.8 ℃，梅山组储层的古地温范围大约为129.1~192.4 ℃，而局部的高地温可能是受深部热流体扰动所致（图7）。
图7 琼东南盆地崖城地区陵水组（a）、三亚组（b）及梅山组（c）储层自生石英流体包裹体均一温度直方图

Fig.7 The homogenization temperature histogram of the authigenic quartz from Lingshui Formation（a）， Sanya Formation（b） and Meishan Formation（c） of Yacheng area in Qiongdongnan Basin

②有机质成熟度（镜质体反射率R O）：岩样中有机质镜质体反射率是温度的函数，在成岩过程中经热演化作用会使镜质体组分的反射率增高。陵水组、三亚组和梅山组的R O值分别为0.78%~1.45%（平均为1.03%）、0.92%~1.21%（平均为1.07%）和0.3%~1.05%（平均为0.76%）（图8）。
图8 琼东南盆地崖城地区陵水组、三亚组及梅山组镜质体反射率剖面

Fig.8 Profiles of vitrinite reflectance from Lingshui Formation， Sanya Formation and Meishan Formation of Yacheng area in Qiongdongnan Basin

③岩石结构特征：随着储层成岩演化的进行，颗粒之间的接触关系以及孔隙类型都会有明显的改变，因此可以作为很好的成岩阶段划分标志。陵水组储层的骨架颗粒主要以点—线、线接触为主，发育部分原生孔隙，但总体以粒间溶孔和粒内溶孔为主。三亚组—梅山组储层的颗粒之间为点、点—线接触，储层孔隙仍然包括以上3种类型。
④黏土矿物的转化：砂岩在成岩演化过程中，伴随着埋深的增加，温度和压力也相继增加，黏土矿物会发生转变，其转化程度，尤其是I/S混层黏土矿物的转化程度被认为是划分成岩阶段的良好标志。样品X射线衍射分析表明，陵水组、三亚组及梅山组I/S中的S的比例分别为：5%~40%（平均为18.6%）、5%~50%（平均为25%）、10%~50%（平均为24%）。
因此，综合上述相关指标的分析，结合岩石铸体薄片和扫描电镜下自生矿物形成的世代关系，确定琼东南盆地陵水组储层主要处于中成岩A期—中成岩B期，三亚组—梅山组储层主要处于早成岩B期—中成岩A期。
综合上述分析，根据成岩作用类型及特征，结合胶结物的世代关系，分别建立了陵水组、三亚组和梅山组的成岩序列（图9，图10）。陵水组储层的主要成岩序列为：机械压实→海绿石→早期方解石→溶蚀→高岭石→黄铁矿→石英加大→溶蚀→长石加大→石英加大→伊利石→绿泥石→铁方解石、铁白云石→菱铁矿→溶蚀→石英加大→铁方解石、铁白云石（图9）；三亚组和梅山组储层的主要成岩序列为：机械压实→海绿石→早期方解石→溶蚀→黄铁矿→高岭石→长石加大→石英加大→中期方解石、白云石→伊/蒙混层→伊利石→绿泥石→晚期铁方解石、铁白云石→菱铁矿→溶蚀→石英加大（图10）。
图9 琼东南盆地崖城地区陵水组碎屑岩储层成岩演化序列

Fig.9 Diagenetic sequence of clastic reservior from Lingshui Formation of Yacheng area in Qiongdongnan Basin

图10 琼东南盆地崖城地区三亚组和梅山组碎屑岩储层成岩演化序列

Fig.10 Diagenetic sequence of clastic reservior from Sanya Formation and Meishan Formation of Yacheng area in Qiongdongnan Basin

6 主成藏期古孔隙面貌恢复

恢复琼东南盆地崖城地区主成藏期古孔隙面貌，主要包括以下几部分内容：①明确研究区主要的油气充注期次和时间，前人［30，37］研究表明琼东南盆地崖城地区油气充注主要有3期，时间分别为：8.0~3.0 Ma、4.0 Ma和1.8 Ma，其中1.8 Ma是最主要的油气充注期次（即主成藏期）（图11—图13中，前2期为红色虚线，第3期为红色实线）；②基于崖城地区的埋藏史图［30］，以镜质体反射率R O和古地温为标尺，明确储层不同成岩演化阶段所对应的时间节点，为后期利用时间为横坐标确定储层古孔隙面貌奠定基础；③综合储层岩石学特征、物性特征、成岩作用类型、成岩演化阶段及成岩序列等，明确储层成岩演化史，恢复储层初始孔隙度，定量化分析不同成岩阶段，不同成岩作用类型对储层孔隙度的影响及改变量；④建立以时间变化为横坐标、以古孔隙度为纵坐标的储层物性随成岩演化而变化的曲线图；⑤对比埋藏史图上主成藏期各层位储层的埋深，利用现今相同深度储层的孔渗关系，基于将今论古的方法取得主成藏期古渗透率。
图11 琼东南盆地崖城地区陵水组古孔隙度恢复

（a）、（e）、（i）为富泥砂岩；（b）、（f）、（j）为普通砂岩；（c）、（g）、（k）为钙质砂岩；（d）、（h）、（l）为古孔渗关系

Fig.11 Paleoporosity restoration map of Lingshui Formation in the Qiongdongnan Basin

图12 琼东南盆地崖城地区三亚组古孔隙度恢复

（a）、（e）为富泥砂岩；（b）、（f）为普通砂岩；（c）、（g）为钙质砂岩；（d）、（h）为古孔渗关系

Fig.12 Paleoporosity restoration map of Sanya Formation in the Qiongdongnan Basin

图13 琼东南盆地崖城地区梅山组古孔隙度恢复

（a）为富泥砂岩；（b） 为普通砂岩；（c）为钙质砂岩；（d）为古孔渗关系，

Fig.13 Paleoporosity restoration map of Meishan Formation in the Qiongdongnan Basin

运用上述方法得到琼东南盆地崖城地区碎屑岩储层全生命周期理论控制下的主成藏期不同类型储层（包括富泥砂岩、钙质砂岩及普通砂岩）的古孔隙度、古渗透率（图11—图13，表3），崖城地区主要发育常规储层，因此总体以普通砂岩为主，其次为海南岛近源搬运形成的富泥砂岩，仅在局部碳酸盐胶结物发育段有钙质砂岩发育。具体如下：琼东南盆地陵水组三段：古孔隙度为3.25%~24.1%，古渗透率主要分布于（10~600）×10-3 μm2之间；陵水组二段：古孔隙度为2.3%~17.03%，古渗透率主要分布于（0.1~15）×10-3 μm2之间；陵水组一段：古孔隙度为4.7%~22.5%，渗透率主要分布于（1~600）×10-3 μm2之间；三亚组二段：古孔隙度为2.6%~26.4%，渗透率主要分布于（10~1 600）×10-3 μm2之间；三亚组一段：古孔隙度为3.3%~28.4%，古渗透率主要分布于（100~2 000）×10-3 μm2之间；梅山组：古孔隙度为7.58%~32.62%，古渗透率主要分布于（10~500）×10-3 μm2之间。这一结果与崖城13-1气田［3］钻探发现的有利储层分布层位相吻合，即三亚组和陵水组三段属于优质储层，而且本文研究成果也发现崖城地区梅山组储层也可作为优质储层分布区。
表3 琼东南盆地崖城地区关键油气充注期陵水组、三亚组及梅山组储层古孔隙面貌恢复结果

Table 3 Restoration results of paleo-pore features for key oil and gas accumulation period of the Lingshui Formation, Sanya Formation and Meishan Formation in Yacheng area, Qiongdongnan Basin

主成藏期 8.0~3.0 Ma 4.0 Ma 1.8 Ma
砂岩类型 富泥砂 钙质砂 普通砂 富泥砂 钙质砂 普通砂 富泥砂 钙质砂 普通砂
陵水组三段

古孔隙度

/%

 （13.65~14.51）/14.15 （2.34~24.71）/15.9 （11.32~18.14）/14.8 （13.65~14.08）/13.9 （2.34~18.71）/12.9 （11.2~17.8）/13.7 （14.23~14.89）/ 14.49 （3.25~24.1）/15.91 （13.39~20.87）/16.54

古渗透率

/（10-3 μm2）

 （19.7~29.79）/25.39

（0.09~

4 014.24）/

1 161.49

 （6.45~170.43）/49.6 （4.66~6.43）/5.67 （0.07~31.02）/12.19 （1.95~25.01）/9.01 （23.96~33.05）/27.46

（0.11~

3 035.6）/886.08

 （15.87~623.49）/123.49
陵水组二段

古孔隙度

/%

 （13.18~17.93）/15.83 （2.4~10.55）/7.09 （14.73~18.65）/17.5 （12.73~17.15）/15.29 （2.4~7.2）/4.57 （12.23~17.35）/15.28 （12.43~17.03）/15.06 （2.3~7.15）/4.49 （11.88~16.85）/14.93

古渗透率

/（10-3 μm2）

 （0.67~4.52）/2.24 （0.01~0.23）/0.09 （1.24~6.05）/4.24 （12.7~106.17）/52.34 （0.09~0.89）/0.33 （9.96~116.88）/57.9 （2.96~16.51）/8.9 （0.07~0.41）/0.18 （2.4~15.47）/8.94
陵水组一段

古孔隙度

/%

 （13.33~21.1）/17.43 （4.67~21.69）/12.26 （13.27~21.23）/17.49 （13.03~20.8）/17.13 （4.43~21.35）/11.83 （12.73~19.17）/16.16 （11.6~20.4）/16.6 （4.7~22.06）/13.21 （12.26~22.5）/17.71

古渗透率

/（10-3 μm2）

 （4.83~514.58）/197.71 （0.03~732.11）/177.02 （4.64~557.51）/151.07 （0.63~14.39）/6.31 （0.02~17.98）/4.99 （0.56~7.45）/3.19 （10.27~629.29）/275.38 （0.41~1 367.59）/372.9 （16.4~1 680）/413.88
三亚组二段
砂岩类型 富泥砂 钙质砂 普通砂 富泥砂 钙质砂 普通砂 富泥砂 钙质砂 普通砂

古孔隙度

/%

 （18.67~24.9）/22.73 （4.03~26.27）/14.57 （15.57~22.57）/18.67 （18.67~23.9）/22.05 （4.03~26.27）/14.35 （14.4~21.63）/17.4 （18.1~24.1）/21.78 （2.6~26.4）/13.59 （16.21~23.5）/19.98

古渗透率

/（10-3 μm2）

（114.08~2 664.84）/

1 284.73

（0.02~

3 748.42）/670

 （8.74~680.71）/125.77

（81.23~

2 694.43）/980.73

 （0.01~590）/144.72

（26.96~

1 898.43）/412.12

三亚组一段

古孔隙度

/%

 （21.33~26.47）/24.55 （3.43~23.8）/14.31 （12.63~25.57）/19.26 （20.37~24.4）/22.91 （2.63~22.23）/13.13 （9.67~23.33）/17.2 （19.93~23.83）/22.18 （3.3~26.03）/15.62 （13.53~28.4）/19.5

古渗透率

/（10-3 μm2）

（317.5~

3 600.94）/

2 014.96

 （0.01~976.92）/149.68

（0.51~1 894.5）/

149.54

（236.81~2 306.11）/

1 187.41

（0.01~

8 326.81）/

1 444.34

（5.65~

7 126.74）/

550.19

梅山组
古孔隙度/% （16.4~19.78）/17.97 （4.8~34.97）/24.13 （10.5~25.73）/18.18 （16.16~19.21）/17.54 （4.53~33.97）/（23.49） （10.3~25.23）/17.67 （11.86~14.16）/13.55 （7.58~32.62）/24.29 （12.45~29.7）/（21.02）

古渗透率

/（10-3 μm2）

 （51~374.52）/172.72

（0.03~

2 116.7）/531.4

（1.1~

2 264.78）473.38

 （0.39~0.99）/0.81 （0.07~602.67）/144.43 （0.5~519.2）/46.8

注：（16.4~19.78）/17.97=（最小值—最大值）/平均值

7 结论

（1）琼东南盆地崖城地区储层以长石质石英砂岩为主，主要的胶结物包括海绿石、方解石、白云石、铁方解石和铁白云石。主要的孔隙类型有：剩余原生粒间孔、粒间溶孔、粒内溶孔、铸模孔及超大孔。陵水组储层孔隙度介于1.7%~29.35%之间（平均为13.2%），渗透率主要分布于（1.53~1 187.7）×10-3 μm2之间（平均为121.1×10-3 μm2），属于中低孔—中低渗储层。三亚组储层孔隙度介于2.6%~22.3%之间（平均为15.1%），渗透率主要分布于（1.3~8.1）×10-3 μm2之间（平均为3.4×10-3 μm2），属于中低孔—低渗储层。梅山组储层孔隙度介于6.7%~23.42%之间（平均为17.1%），渗透率主要分布于（1.06~2 948.31）×10-3 μm2之间（平均为570×10-3 μm2），属于中高孔—中低渗储层。
（2）基于碎屑岩储层发育的全生命周期理论对崖城地区储层演化的影响因素进行了系统分析。影响研究区储层发育的宏观作用主要为物源，海平面变化及超压。陵水组有越南中部远源物源供给，三亚组和梅山组则以海南岛物源为主的近源搬运，沉积物颗粒更细；陵水组二段沉积时期海平面上升，导致沉积物供给减少，粒度变细，物性变差；超压抑制了陵水组储层压实作用和自生矿物的发育，从而有效地保护了原生孔隙。影响储层发育的微观作用为成岩作用，破坏性成岩作用包括压实作用、碳酸盐胶结、黏土矿物胶结（绿泥石、伊/蒙混层及高岭石）、硅质胶结，建设性成岩作用主要是溶蚀作用。
（3）定量表征了成岩作用对琼东南盆地崖城地区储层孔隙演化的影响，陵水组储层原始孔隙度介于26.59%~37.5%之间（平均为30.91%），压实作用损失孔隙度介于0.84%~23.15%之间（平均为11.82%），胶结作用损失孔隙度介于1.55%~28.2%之间（平均为9.28%），溶蚀作用增加孔隙度0.31%~10.77%之间（平均为3.09%）；三亚组储层原始孔隙度介于23.81%~38.66%之间（平均为29.13%），压实作用损失孔隙度介于0.25%~15.42%之间（平均为8.83%），胶结作用损失孔隙度介于2.1%~24.6%之间（平均为9.68%），溶蚀作用增加孔隙度介于0.2%~9.8%之间（平均为4.48%）；梅山组储层原始孔隙度介于22.07%~35%之间（平均为27.2%），压实作用损失孔隙度介于0.14%~14.6%之间（平均为6.86%），胶结作用损失孔隙度介于1.5%~32.4%之间（平均为11.06%），溶蚀作用增加孔隙度介于0.06%~14.23%之间（平均为7.86%）。
（4）基于碎屑岩储层发育的全生命周期理论分析了琼东南盆地崖城地区主成藏期不同类型储层的古孔隙度和古渗透率。陵水组三段古孔隙度为3.25%~24.1%，古渗透率主要分布于（10~600）×10-3 μm2之间；陵水组二段古孔隙度为2.3%~17.03%，古渗透率主要分布于（0.1~15）×10-3 μm2之间；陵水组一段古孔隙度为4.7%~22.5%，渗透率主要分布于（1~600）×10-3 μm2之间；三亚组二段古孔隙度为2.6%~26.4%，渗透率主要分布于（10~1 600）×10-3 μm2之间；三亚组一段古孔隙度为3.3%~28.4%，古渗透率主要分布于（100~2 000）×10-3 μm2之间；梅山组古孔隙度为7.58%~32.62%，古渗透率主要分布于（10~500）×10-3 μm2之间。

参考文献

原文顺序 | 文献年度倒序 | 文中引用次数倒序
1
赵政璋，吴国干，胡素云，等.全球油气勘探新进展［J］.石油学报，2005，26（6）： 119-126.

ZHAO Z Z， WU G G， HU S Y， et al. Recent development of global oil and gas exploration［J］. Acta Petrolei Sinica， 2005， 26（6）： 119-126.

2
米立军，张功成，等.南海北部陆坡深水海域油气资源战略调查及评价［M］.北京：地质出版社，2011：1-250.

MI L J， ZHANG G C， et al. Strategic Investigation and Evalation of Oil-Gas Resources of Deepwater Area of Northern Continental Margin in South China Sea［M］.Beijing：Geology Publishing House， 2011： 1-250.

3
谢玉洪，童传新.崖城13-1气田天然气富集条件及成藏模式［J］.天然气工业，2011，31（8）：1-5.

XIE Y H， TONG C X.Conditions and gas pooling modes of natural gas accumulation in the Yacheng13-1 Gas Field［J］. Natural Gas Industry， 2011，31（8）：1-5.

4
谢玉洪.南海北部自营深水天然气勘探重大突破及其启示［J］.天然气工业，2014，34（10）：1-8.

XIE Y H. A major breakthrough in deepwater natural gas exploration in a shelf-run oil/gas field in the northern South China Sea and its enlightenment［J］. Natural Gas Industry， 2014，34（10）：1-8.

5
李丽，杨志力，杨涛涛，等. 琼东南盆地南部深水区中新统水道沉积特征及演化［J］. 海相油气地质，2020，25（4）：363-368.

LI L， YANG Z L， YANG T T， et al. Sedimentary features and evolution of Miocene channels in the deep-water area of southern Qiongdongnan Basin［J］.Marine Origin Petroleum Geo-logy， 2020， 25（4）： 363-368.

6
傅恒，匡明志，何小胡，等. 琼东南盆地南部隆起带渐新统崖城组层序沉积模式［J］. 天然气工业，2020，40（12）：18-28.

FU H， KUANG M Z， HE X H， et al. Sequence sedimentary models of Oligocene Yacheng Formation in the southern uplift belt of the Qiongdongnan Basin［J］.Natural Gas Industry，2020， 40（12）： 18-28.

7
李安琪，邱宇，叶绮，等. 琼东南盆地崖城凸起三亚组一段油气成藏特征与勘探方向［J］. 天然气技术与经济，2020，14（2）：13-19， 27.

LI A Q， QIU Y， YE Q， et al. Reservoir-forming characteristics and exploration directions of Sanya 1 Member， Yacheng Uplift， Qiongdongnan Basin［J］. Natural Gas Technology and Economy， 2020，14（2）：13-19， 27.

8
屈童，高岗，徐新德，等. 三角洲—浅海沉积体系泥质沉积规律模拟实验——以琼东南盆地崖南凹陷为例［J］. 岩性油气藏，2022，34（1）：24-33.

QU T， GAO G， XU X D， et al. Simulation experiment of argillaceous sedimentary law of delta-shallow sea sedimentary system：A case study of Yanan Sag，Qiongdongnan Basin［J］. Lithologic Reservoirs，2022，34（1）： 24-33.

9
甘军，梁刚，李兴，等.琼东南盆地梅山组海底扇天然气成因类型及成藏模式［J］. 地质学报，2022，96（3）：1069-1078.

GAN J， LIANG G， LI X， et al. Genetic types and accumulation model of submarine fan gas in the Meishan Formation， Qiongdongnan Basin［J］. Acta Geologic Sinica， 2022， 96（3）： 1069-1078.

10
渠冬芳，姜振学，刘惠民，等. 关键成藏期碎屑岩储层古孔隙度恢复方法［J］. 石油学报，2012，33（3）：404-413.

QU D F， JIANG Z X， LIU H M， et al. A reconstruction method of porosity for clastic reservoir during the crucial period of hydrocarbon accmulation［J］. Acta Petrolei Sinica， 2012， 33（3）： 404-413.

11
胡才志，张立宽，罗晓容，等. 准噶尔盆地腹部莫西庄地区三工河组低孔渗砂岩储层成岩与孔隙演化研究［J］. 天然气地球科学，2015，26（12）：2254-2266.

HU C Z， ZHANG L K， LUO X R， et al. Diagenesis and porosity evolution of the low-porosity and low-permeability sandstones： Evidence from the Lower Jurassic Sangonghe Formation in Moxizhuang area，central Junggar Basin［J］.Natural Gas Geoscience， 2015，26（12）： 2254-2266.

12
马明，陈国俊，李超，等. 珠江口盆地白云凹陷恩平组储层成岩作用与孔隙演化定量表征［J］. 天然气地球科学，2017，28（10）：1515-1526.

MA M， CHEN G J， LI C， et al. Quantitative analysis of porosity evolution and formation mechanism of good reservoir in Enping Formation，Baiyun sag，Pearl River Mouth Basin［J］.Na-tural Gas Geoscience，2017，28（10）：1515-1526.

13
ATHY L F D.Porosity，and compaction of sedimentary rocks［J］. AAPG Bulletion， 1930， 14（1）： 1-21.

14
葛家旺，朱筱敏，潘荣，等.珠江口盆地惠州凹陷文昌组砂岩孔隙定量演化模式——以HZ-A地区辫状河三角洲储层为例［J］. 沉积学报，2015，33（1）：183-193.

GE J W， ZHU X M， PAN R， et al. A quantitative porosity evolution model of sandstone for Wenchang Formation in Huizhou depression，Pearl River Mouth Basin： A case study for braided fluvial delta reservoir of HZ-A area［J］. Acta Sedimentologica Sinica， 2015，33（1）： 183-193.

15
吴时国， 孙启良， 吴拓宇，等. 琼东南盆地深水区多边形断层的发现及其油气意义［J］. 石油学报， 2009， 30（1）： 22-26，32.

WU S G， SUN Q L， WU T Y， et al. Polygonal fault and oil-gas accumulation in deep-water area of Qiongdongnan Basin［J］. Acta Petrolei Sinica， 2009， 30（1）： 22-26，32.

16
雷超. 南海北部莺歌海—琼东南盆地新生代构造变形格局及其演化过程分析［D］. 武汉：中国地质大学（武汉）， 2012.

LEI C. Structure and Evolution of Yinggehai and QiongdongnanBasins， South China Sea： Implications for Cenozoic Tectonicsin Southeast Asia［D］. Wuhan ：China University of Geosciences（Wuhan）， 2012.

17
张功成， 田兵， 谢晓军，等. 深层优质碎屑岩储层全生命周期分析方法论［J］. 石油学报， 2019， 40（S2）： 13-28.

ZHANG G C， TIAN B， XIE X J， et al. A full-life-cycle research methodology of deep high-quality clastic rock reservoirs［J］. Acta Petrolei Sinica， 2009， 40（S2）： 13-28.

18
MA M， CHEN G J， ZHANG G C， et al. Geochemistry and provenance of Oligocene to Middle Miocene sandstones in the Qiongdongnan Basin，northern South China Sea［J］.Marine Geo-logy， 2022， 447： 106794.

19
谢金有， 祝幼华， 李绪深，等. 南海北部大陆架莺琼盆地新生代海平面变化［J］. 海相油气地质， 2012， 17（1）： 49-58.

XIE J Y， ZHU Y H， LI X S， et al.The Cenozoic sea-level changes in Yinggehai-Qiongdongnan Basin， northern South China Sea［J］. Marine Origin Petroleum Geology， 2012， 17（1）： 49-58.

20
陈泓君，詹文欢，温明明，等.南海西北部琼东南盆地陆架坡折带类型及沉积作用特征［J］. 海洋地质前沿，2015，31（8）：1-9.

CHEN H J， ZHAN W H， WEN M M， et al.Characteristics of shelf break and sedimentation process at the Qiongdongnan Basin，northwestern South China Sea［J］. Marine Geology Fro-ntiers， 2015， 31（8）：1-9.

21
苏奥，陈红汉，贺聪，等. 控制储层中异常高孔带发育的成岩作用——以琼东南盆地西部崖城区为例［J］. 中国矿业大学学报， 2017， 46（2）：120-130.

SUN A， CHEN H H， HE C， et al. Digenesis controlling development of abnormal high porosity zones： A case from Yacheng area in the western Qiongdongnan Basin， South China Sea［J］. Journal of China University of Mining & Technology， 2017， 46（2）：120-130.

22
SALMAN B， ROBERT H L， LINDA B. Anomalously high porosity and permeability in deeply buried sandstone reservoirs： Origin and predictability［J］. AAPG Bulletin， 2002， 86（2）： 301-328.

23
MARK R P T， RICHARD R H， RICHARD E S， et al. Origin of overpressure and pore-pressure prediction in the Baram Province， Brunei［J］. AAPG Bulletin， 2009， 93（1）： 51-74.

24
MCTAVISH R A. The role of overpressure in the retardation of organic matter maturation［J］. Journal of Petroleum Geology， 1998， 21（2）： 153-186.

25
COLTEN B. Role of pressure in smectite dehydration-effects on geopressure and smectite-to-Illite transformation［J］. AAPG Bulletin， 1987， 71（11）： 1414-1427.

26
郭宏莉，王大锐.塔里木油气区砂岩储集层碳酸盐胶结物的同位素组成与成因分析［J］.石油勘探与开发，1999，26（3）：31-32.

GUO H L， WANG D R. Tarim expected the isotopic composition of sandstone reservoir in carbonate cements and cause analysis［J］. Petroleum Exploration and Development， 1999， 26（3）： 31-32.

27
KEITH M H， WEBER J N. Isotopic composition and environmental classification of selected limestones and fossils［J］. Geo-chimica et Cosmochimica Acta， 1964， 28： 1787-1816.

28
SHACKLETON N J， KENNETT J P. Paleotemperature history of the Cenozoic and the initiation of Antarctic glaciation， Oxygen and carbon isotope analyses in DSDP sites 277， 279 and 281［J］. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project， 1976， 29： 743-755.

29
朱光辉， 陈刚， 刁应护. 琼东南盆地温压场特征及其与油气运聚的关系［J］. 中国海上油气（地质）， 2000， 14（1）：29-36.

ZHU G H， CHEN G， DIAO Y H. Characteristics of geotherm-pressure field and its relationship with hydrocarbon migration and accumulation in Qiongdongnan Basin，South China Sea［J］. China Offshore Oil and Gas（Geology），2000，14（1）：29-36.

30
贾元琴，胡沛青，张铭杰，等. 琼东南盆地崖城地区流体包裹体特征和油气充注期次分析［J］. 沉积学报， 2012， 30（1）： 189-196.

JIA Y Q， HU P Q， ZHANG M J， et al. Characteristics of fluid inclusions and their constraints on timing of hydrocarbon filling in the Yacheng area of Qiongdongnan Basin， South China ［J］. Acta Sedimentologica Sinica， 2012， 30（1）： 189-196.

31
韩宝平，冯启言. 兖州矿区红层砂岩中自生绿泥石的产状和成因［J］. 中国矿业大学学报， 1999 （1）： 60-63.

HAN B P， FENG Q Y. Occurrence and genesis of authigenic chloritein Late Jurassic red bed sandstone in Yanzhou coal Mining area［J］. Journal of China University of Mining & Technology，1999 （1）： 60-63.

32
田建锋，陈振林，凡元芳，等. 砂岩中自生绿泥石的产状、形成机制及其分布规律［J］. 矿物岩石地球化学通报，2008，27（2）： 200-206.

TIAN J F， CHEN Z L， FAN Y F. et al.The occurrence， growth mechanism and distribution of authigenic chlorite in sandstone［J］. Bulletin of Mineralogy， Petrology and Geochemistry，2008，27（2）：200-206.

33
黄思静，谢连文，张萌，等. 中国三叠系陆相砂岩中自生绿泥石的形成机制及其与储层孔隙保存的关系［J］. 成都理工大学学报（自然科学版）， 2004， 31（3）： 273-281.

HUANG S J， XIE L W， ZHANG M， et al.Formation mechanism of authigenic chlorite and relation topreservation of porosity in nonmarine Triassic reservoir sandstones， Ordos Basin and Sichuan Basin， China［J］. Journal of Chengdu University of Technology（Science & Technology Edition），2004，31（3）： 273-281.

34
黄思静，孙伟，黄培培，等. 鄂尔多斯盆地东部太原组碎屑岩中自生伊利石形成机制及其对储层形成的影响［J］. 矿物岩石， 2009， 29（4）： 25-32.

HUANG S J， SUN W， HUANG P P， et al. The origin of authigenic illite and itseffects on reservoir quality： A case study from Taiyuan sandstone， eastern Ordos Basin［J］. Journal of Mineralogy and Petrology，2009， 29（4）： 25-32.

35
廖朋，唐俊，庞国印，等.鄂尔多斯盆地姬塬地区延长组长1 8段储层特征及控制因素分析［J］.矿物岩石，2012，32（2）：97-104.

LIAO P， TANG J， PANG G Y， et al. Reservior characteristics and control factors of Chang1 8 of Yanchang Formation of Triassic in Juyuan region of Ordos Basin［J］. Journal of Mineralogy and Petrology， 2012， 32（2）：97-104.

36
牛海青，陈世悦，张鹏，等. 准噶尔盆地乌夏地区二叠系碎屑岩储层成岩作用与孔隙演化［J］. 中南大学学报（自然科学版）， 2010， 41（2）： 749-758.

NIU H Q， CHEN S Y， ZHANG P， et al.Diagenesis and porosity evolution of Permian reservoir inWu-Xia area， Junggar Basin［J］. Journal of Central South University （Science and Technology）， 2010， 41（2）： 749-758.

37
赵必强. 琼东南盆地天然气运聚成藏规律研究［D］. 广州：中国科学院广州地球化学研究所， 2006： 1-101.

ZHAO B Q. Migration and Accumulation Patterns of Natural Gases in the Qiongdongnan Basin［J］. Guangzhou ：Guangzhou Institute of Geoehemistry， Chinese Academy of Sciences， 2006： 1-101.

Options
文章导航

/

〈 〉

陇ICP备2021001824号-7　 甘公网安备 62010202000678号
版权所有 © 《天然气地球科学》编辑部
地址：甘肃省兰州市天水中路8号　
邮编：730000　
电话：(0931)8277790　
E-mail：geogas@lzb.ac.cn
总访问量 　 今日访问 　 在线人数
技术支持：北京玛格泰克科技发展有限公司