天然气地球科学 >

2024 , Vol. 35 >Issue 3: 405 - 422

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2023.07.006

天然气地质学

东海盆地西湖凹陷深层低渗—致密砂岩孔隙结构特征及成因分析

  • 刘毅 , 1 ,
  • 林承焰 , 1, 2, 3 ,
  • 林建力 1 ,
  • 黄鑫 4 ,
  • 刘彬彬 4
展开
  • 1. 中国石油大学（华东）地球科学与技术学院，山东 青岛 266580
  • 2. 山东省油藏地质重点实验室，山东 青岛 266580
  • 3. 深层油气全国重点实验室，山东 青岛 266580
  • 4. 中海石油（中国）有限公司上海分公司勘探开发研究院，上海 200335
林承焰（1963-），男，福建福清人，博士，教授，主要从事储层地质学及油藏描述研究.E-mail： .

刘毅（1998-），男，陕西汉中人，硕士研究生，主要从事储层地质学研究.E-mail： .

收稿日期: 2023-04-27

  修回日期: 2023-07-15

  网络出版日期: 2024-03-07

收起

Pore structure characteristics and genesis analysis of deep tight sandstone in Xihu Depression， East China Sea Basin

  • Yi LIU , 1 ,
  • Chengyan LIN , 1, 2, 3 ,
  • Jianli LIN 1 ,
  • Xin HUANG 4 ,
  • Binbin LIU 4
Expand
  • 1. School of Geosciences，China University of Petroleum （East China），Qingdao 266580，China
  • 2. Reservoir Geology Key Laboratory of Shandong Province，Qingdao 266580，China
  • 3. National Key Laboratory of Deep Oil and Gas，Qingdao 266580，China
  • 4. Shanghai Branch of CNOOC Ltd. ，Shanghai 200335，China

Received date: 2023-04-27

  Revised date: 2023-07-15

  Online published: 2024-03-07

Supported by

The National Natural Science Foundation of China(U19B2006)

the Major National Science and Technology Project of China(2016ZX05027-004-002)

the Postgraduate Innovation Project of China University of Petroleum （East China）(YCX2021015)

Fold

摘要

东海盆地西湖凹陷花港组深层砂岩属于特低孔特低渗—致密储层，由于经历了较强的成岩改造，孔隙结构复杂，成因机制不明。利用光学显微镜、扫描电镜能谱（SEM⁃EDS）、扫描电镜阴极发光（SEM⁃CL）、X射线衍射（XRD）、核磁共振、高压压汞及恒速压汞等实验，探究研究区储层矿物组成、成岩作用特征和孔隙成因机制，表征储层孔隙结构特征，并探讨分析沉积及成岩作用对储层致密砂岩孔隙结构的影响以及孔隙结构对流体可动性的影响。结果表明：西湖凹陷花港组深层低渗—致密砂岩储层主要发育黏土矿物晶间孔、溶蚀孔和原生孔，其中黏土矿物晶间孔和溶蚀孔占主导，原生孔少见，且表现出3种不同的孔隙结构特征。综合分析可知，相比低能辫状河水道，由于高能辫状河水道具有粒度粗和石英含量高的特点，具有更好的孔喉保存能力，因此孔隙结构相对更好。石英胶结和黏土矿物胶结都会使孔隙结构变差，但孔隙结构更多地受到黏土矿物胶结的影响。由于研究区钾长石溶蚀程度较弱，溶蚀作用对孔隙结构差异化的影响主要体现在岩屑溶蚀对孔隙结构的影响。相关性分析显示，可动流体孔隙度更适合表征储层流体可动性。黏土矿物胶结和石英胶结都会降低孔喉大小，扩大孔喉分布范围，从而造成可动流体孔隙度降低。

关键词： 西湖凹陷; 花港组; 低渗—致密砂岩; 孔隙结构特征; 孔隙结构控制因素

本文引用格式

刘毅 , 林承焰 , 林建力 , 黄鑫 , 刘彬彬 . 东海盆地西湖凹陷深层低渗—致密砂岩孔隙结构特征及成因分析[J]. 天然气地球科学, 2024 , 35(3) : 405 -422 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2023.07.006

Abstract

The deep sandstone of Huagang Formation in Xihu Depression of East China Sea Basin belongs to the ultra-low porosity and ultra-low permeability tight reservoir. The mechanism of pore structure is unclear due to intense diagenesis. Optical microscope， SEM-CL， SEM-EDS， XRD， NMR， HPMI and RCP were used to ascertain the mineral composition， diagenetic characteristics and pore formation mechanism of reservoir， quantitative characterization of micro-porosity structure of reservoir and analysis the influence of sedimentation and diagenesis on the pore structure of reservoir. The results show the existence of three main pore types： dissolution pores， intergranular pores of clay minerals and primary pores. Due to the characteristics of coarser grain size and higher quartz content， the high-energy braided river channel has a better pore throat preservation ability and pore structure. Both quartz cementation and clay mineral cementation worsen the pore structure， but the pore structure is more affected by clay mineral cementation. Due to the weak dissolution degree of K-feldspar in the study area， the effect of dissolution on pore structure differentiation is mainly reflected in debris dissolution on the pore structure. Mobile fluid porosity is more suitable for characterizing reservoir fluid mobility. Both clay mineral cementation and quartz cementation reduce pore throat size and expand pore throat distribution， resulting in lower mobile fluid porosity.

Key words： Xihu Depression; Huagang Formation; Low permeability and tight sandstone; Pore structure characteristics; Pore structure control factors

0 引言

非常规资源是全球勘探的重要领域，随着勘探和开发的加深，致密砂岩储层研究也逐渐成为重点［1］。而深层致密砂岩储层具有复杂的孔隙结构，且往往控制着储层物性和产能情况。因此，致密砂岩储层微观孔隙结构的研究显得至关重要。近年来，国内外开展的致密砂岩储层孔隙结构研究主要聚焦孔隙结构表征、孔隙结构成因分析及流体可动性分析等方面［2-7］。由于致密砂岩储层孔喉尺寸小，连通性差，非均质性强，运用单一的研究方法难以完全对其进行表征，因此通常需联合多种技术手段，如三维CT扫描、气体吸附、高压压汞、核磁共振及恒速压汞等［8-12］开展研究。
东海盆地西湖凹陷是我国近海海域最大的新生代沉积盆地，已开展的油气勘探开发实践表明其具有丰富的油气资源［13-15］。近年来，西湖凹陷中北部发现了多个大型厚层低渗—致密砂岩气田，但气藏储层整体埋深跨度大（埋深介于3 400~4 600 m之间），厚层砂岩内部表现出常规—低渗—致密复合的强非均质特点，严重制约着储层评价与预测，加大了深层砂岩气藏储层“甜点”开发的难度。目前，许多学者［16-20］从宏观角度对西湖凹陷储层成因机制、控制因素以及“甜点”形成机理等进行了分析和总结，但较少从孔隙结构特征及演化角度研究致密储层形成过程。此外，前人研究主要关注花港组常规—低渗储层发育段（埋深介于3 400~4 100 m之间），而致密段储层（埋深大于4 100 m）经历了较强的成岩改造，孔隙结构成因机制不明，因此亟需针对研究区深层致密砂岩储层孔隙结构特征及其成因机制进行系统的研究。
本文以西湖凹陷中北部深层花港组致密砂岩储层为研究对象，通过铸体薄片、扫描电镜及能谱、核磁共振及压汞技术等测试手段，在储层岩石学特征分析的基础上，综合探讨不同类型孔隙成因，孔隙结构成因及孔隙结构对流体可动性的影响，以期为研究区下一步储层评价和“甜点”预测提供理论支撑。

1 地质背景

西湖凹陷位于东海陆架盆地东北部，整体呈北北东向展布，面积约为5.9×104 km2（图1）。西湖凹陷新生代经历了白垩纪—始新世裂陷期、渐新世—中新世坳陷期和上新世—第四纪区域沉降期3个构造演化阶段［21-22］。平面上自西向东划分为西部斜坡带、西部次凹带、中央反转构造带、东部次凹带和东部断阶带5个次级构造单元（图1）。西湖凹陷自下而上发育古新统（E1），始新统平湖组（E2 p），渐新统花港组（E3 h），中新统龙井组（N1 l）、玉泉组（N1 y）、柳浪组（N1 ll），上新统三潭组（N2 s）和第四系东海组（Qd）［23］。其中花港组为西湖凹陷有效的储盖组合，发育辫状河—三角洲—湖泊沉积体系，下伏平湖组为凹陷的主力烃源岩层位，发育湖泊—三角洲沉积体系［24］。研究区位于中央反转构造带的中北部，为2个紧邻的宽缓背斜圈闭（图1）。研究区内构造简单，仅发育早期北北东向和晚期近东西向2期断层（图1）。研究区主要经历了缓慢埋藏阶段、快速埋藏阶段、短暂构造抬升阶段和区域稳定沉降阶段4个埋藏演化阶段［21］。
图1 西湖凹陷地层概况、构造演化与构造单元划分（据文献［23］修改）

Fig.1 Stratigraphic survey， tectonic evolution and division of tectonic units in Xihu Depression（modified from Ref.［23］）

本文研究聚焦花港组深层致密砂岩段储层（埋深大于4 100 m），主要发育辫状河沉积体系［25］。花港组储层砂体厚度大，钻井显示垂向连续叠置厚度可达100多米，但整体埋藏较深，非均质性强，属于深层低渗—致密型储层［26］。

2 实验样品与方法

2.1　实验样品

研究样品取自西湖凹陷中北部深部储层，埋藏深度介于4 100~4 400 m之间，分别收集于A-2、A-3、B-2、B-3四口井。研究通过光学显微镜、扫描电镜能谱（SEM-EDS）、扫描电镜阴极发光（SEM-CL）、X射线衍射、核磁共振、高压压汞及恒速压汞实验等技术手段，探究研究区储层矿物组成、成岩作用特征和孔隙形成机制，表征储层孔隙结构特征，并探讨分析沉积和成岩作用对致密砂岩储层孔隙结构的影响。

2.2　实验方法

使用岩石铸体薄片在蔡司光学显微镜（Axio Imager A2m）下进行显微观察。对薄片表面进行喷碳处理后，使用FEI Quattro S 环境扫描电镜（配备4个能量色散X射线光谱）在高真空条件下进行观测，观测时使用的加速电压为20 kV，分辨率为1 μm，光斑大小为4 μm，实验温度为20 ℃。
X射线衍射实验样品的制备和分析依据中国石油天然气行业标准《沉积岩中黏土矿物和常见非黏土矿物X衍射分析方法》（SY/T5163—2010）进行，实验样品在低于60 ℃的温度下烘干，冷却至室温后将样品粉碎并研磨至粒径小于40 μm的粉末，使用X射线衍射仪Ultima Ⅳ设备进行矿物组成分析，实验温度为17 ℃，湿度为40%。
核磁共振实验使用设备Magnet2000核磁共振岩心分析仪，依据Magnet2000核磁弛豫谱测试标准进行。岩心样品在烘干并抽真空后，浸泡在饱和NaCl溶液中，然后将饱和水岩心放入频率为4.99 MHz的低磁场核磁共振岩心分析仪探头中，进行核磁共振测量。对离心后的岩心样品（离心力2.07 MPa）再次进行测量，最后T 2弛豫时间谱可以通过公式 T 2 = 1 ρ × V S = 1 ρ × r c计算得到（ρ为岩石的横向表面弛豫强度，c为孔隙的形状因子，r为磁旋比）。
高压压汞实验根据控制进汞压力，推断进入孔喉的汞体积及其他参数，从而研究孔隙结构。实验按照石油天然气行业标准《岩石毛管压力曲线的测定》（SY/T 5346—2005）进行，样品在105 ℃下干燥至恒定重量，使用AutoporeIV9505仪器进行测试，进汞压力范围为0.007~41.338 MPa，实验温度为16 ℃，湿度为50%。
恒速压汞实验可以测量大于0.12 μm的孔隙和喉道，实验过程中，汞以非常低的恒定速度进入岩石孔隙，恒定低速的进汞过程可近似为准静态过程。在此过程中，界面张力与接触角保持不变，汞的前缘所经过的每一处孔隙形状变化都会引起系统毛细压力的变化。实验设备使用ASPE-730恒速压汞仪，进汞速度为5×10-5 mL/min，压力精度为6.89×10-4 MPa，实验温度为25 ℃，湿度为65%，汞接触角为140°。

3 结果

3.1　储层岩石学及物性特征

本文研究所选用的13个样品分别来自低能辫状河水道及高能辫状河水道［27］，具体沉积特征见表1。样品的具体岩石学信息见表2。XRD分析显示，研究区深层致密砂岩样品石英的质量分数介于56.0%~90.8%之间，平均约为72.6%，长石的质量分数介于3.7%~31.3%之间，平均约为18.9%，黏土的质量分数介于2.4%~11.9%之间，平均约为6.7%，其中绿泥石、伊利石及伊/蒙混层是主要黏土矿物，方解石和白云石的含量极少。
表1 岩心照片及描述

Table 1 Core photograph and description

沉积相 岩心照片 镜下薄片 描述

高能辫状河水道

（B-2井，

4 246 m）

 中砂岩至含砾砂岩，具有明显的底冲刷特征和滞留沉积特征

低能辫状河水道

（B-3井，

4 287 m）

 粉砂岩至细粒砂岩，具有波纹交叉层理、块状结构或平行层理，岩性突变式接触，与漫滩相邻
表2 13个样品的深度、孔隙度、渗透率和矿物学参数

Table 2 Depth, porosity, permeability and mineralogical parameters of thirteen samples

样品

编号

深度

/m

孔隙度

/%

 渗透率/（10-3 μm2） 岩性 颗粒平均粒径/μm 全岩矿物组成/% 黏土矿物组成/%
石英 长石 方解石 白云石 黏土矿物 伊/蒙混层 伊利石 绿泥石 高岭石
A-2-1 4 321.6 8.1 0.300 中砂岩 314.18 84.2 12.7 0.2 0.5 2.4 30 36 31 3
A-2-2 4 315.0 6.7 0.124 中砂岩 334.98 72.6 21.7 0.7 0.8 4.6 30 29 37 4
A-2-3 4 363.5 6.2 0.137 中砂岩 346.10 78.8 12.3 3.9 0.4 4.6 21 27 47 5
A-2-4 4 389.0 5.7 0.124 中砂岩 338.18 66.9 26.1 0.6 1.5 4.9 25 25 45 5
A-3-1 4 111.5 5.9 0.097 细砂岩 141.96 62.0 26.3 1.3 1.0 9.4 33 30 33 4
A-3-2 4 112.9 5.8 0.079 细砂岩 152.03 56.0 30.1 0.8 1.2 11.9 36 36 25 3
A-3-3 4 117.3 6.5 0.096 细砂岩 162.87 63.2 26.1 2.1 1.4 7.2 29 28 39 4
B-2-1 4 246.7 6.2 0.105 中砂岩 333.80 90.8 3.7 0.7 0.2 4.6 17 57 23 3
B-2-2 4 247.2 8.0 0.156 中砂岩 377.48 86.5 5.5 0.9 0.2 6.8 18 53 26 3
B-2-3 4 247.7 7.6 0.126 中砂岩 304.94 79.8 10.5 0.9 0.3 8.5 20 44 32 4
B-3-1 4 294.0 5.8 0.248 中砂岩 357.62 82.6 11.6 0.1 0.6 5.1 25 31 38 6
B-3-2 4 286.4 7.2 0.200 细砂岩 205.66 60.2 31.3 0.5 1.1 6.9 32 29 34 5
B-3-3 4 304.6 7.1 0.150 细砂岩 161.83 62.0 23.6 0.3 1.0 13.1 22 16 55 7
物性分析数据统计显示，研究区13个样品的孔隙度分布介于5.8%~8.1%之间，平均孔隙度约为6.6%，渗透率分布介于（0.079~0.300）×10-3 μm2之间，平均渗透率约为0.147×10-3 μm2，属于特低孔特低渗—致密储层。

3.2　成岩作用特征

研究区储层胶结物以石英和黏土矿物为主，其次还有少量的方解石。石英胶结在研究区普遍发育，主要表现为石英次生加大和自生微晶石英。其中石英次生加大边围绕碎屑颗粒生长占据孔隙空间，镜下可见平直边缘［图2（a）］，自生微晶石英主要发育在溶蚀孔和原生孔的边缘具有清晰的六方锥晶形［图2（a）］。X射线衍射分析结果（表2）表明，研究区黏土矿物平均含量约为6.7%，主要为绿泥石（平均相对含量约为38.0%）、伊利石（平均相对含量约为31.0%）和伊/蒙混层（平均相对含量约为31.0%）。研究区绿泥石主要以孔隙充填式存在，少量为颗粒包膜形式。孔隙充填绿泥石呈散片状充填于原生孔和溶蚀孔中，晶型较为自形［图2（b）］，晶体间具有相对较大的孔隙空间。颗粒包膜绿泥石沿碎屑颗粒的边缘生长，厚度一般小于2 μm，整体较为稀疏［图2（c）］，覆盖率低，且连续性较差。研究区伊利石主要表现为丝缕状和板片状充填于孔隙中［图2（d），图2（e）］，丝缕状伊利石还多呈搭桥状堵塞喉道空间。伊/蒙混层主要呈蜂窝状充填于孔隙中，少量包裹在碎屑颗粒表面［图2（f）］。研究区方解石胶结含量较少，分布相对局限，主要为2期，Ⅰ期为早期方解石胶结呈基底式［图2（g）］，其中可见石英、长石等碎屑颗粒呈“漂浮状”；Ⅱ期方解石为含铁方解石胶结，充填在溶蚀孔和原生孔中［图2（h）］。
图2 研究区深层致密砂岩储层成岩作用特征

（a）自生微晶石英、石英次生加大，A-2井，4 323.40 m，单偏光；（b）散片状绿泥石充填孔隙，B-3井，4 294.10 m， SEM；（c）连续性较差、厚度较薄的颗粒包膜绿泥石，B-3井，4 294.10 m， SEM；（d）丝缕状伊利石，A-2井，4 322.40 m， SEM；（e）板片状伊利石，B-3井，4 290.00 m， SEM；（f）蜂窝状伊/蒙混层，B-3井，4 292.80 m， SEM：（g）Ⅰ期方解石胶结，A-2井，4 320.40 m，正交光；（h）Ⅱ期方解石胶结，B-3井，4 290.60 m，单偏光

Fig.2 Diagenetic characteristics of deep tight sandstone reservoir in the study area

3.3　孔隙类型及特征

根据薄片镜下统计，研究区花港组深层致密砂岩储层面孔率介于0.13%~3.20%之间，平均约为2.96%。铸体薄片观察表明，研究区主要发育原生孔、溶蚀孔和黏土矿物晶间孔3种孔隙类型［图3（b）—图3（f）］，其中原生孔少见，溶蚀孔和黏土矿物晶间孔为常见的孔隙类型（图4）。原生孔是由碎屑颗粒经过压实作用和石英胶结后残留下来的孔隙，面孔率约为0.16%，孔隙边缘较为平直，孔径约为50 μm ［图3（b）］。溶蚀孔是长石和岩屑经溶蚀作用后形成，面孔率约为1.47%，其中长石溶蚀孔多沿解理发育［图3（c）］，而岩屑溶蚀孔形状不规则［图3（d）］。黏土矿物晶间孔面孔率约为1.33%，主要为伊利石、绿泥石以及伊/蒙混层晶体之间的微孔。伊/蒙混层常和伊利石共生充填孔隙中，形成约2 μm的孔隙［图3（e）］。孔隙充填绿泥石呈散片状充填在孔隙中，晶体间发育约小于2 μm的孔隙［图3（f）］。
图3 研究区砂岩样品的能谱扫描图片

（a）样品B-3-1的能谱扫描，包括3种主要孔隙类型；（b）原生孔，孔径约为50 μm；（c）长石溶蚀孔，孔径约为100 μm；（d）岩屑溶蚀孔，孔隙形状不规则；（e）伊利石晶间孔，孔径约为5 μm；（f）绿泥石晶间孔，孔径约为5 μm

Fig.3 The energy dispersive spectrometer of sample in the study area

图4 研究区深层不同样品孔隙类型分布

Fig.4 Distribution frequency of pore types in deep reservoirs in the study area

3.4　基于核磁共振的孔隙结构特征

核磁共振技术通过测量岩石孔隙流体中氢核的核磁共振弛豫信号的幅度和速率来探测岩石孔隙结构和孔隙流体有关信息［11］。核磁共振可以表征不同大小的孔隙分布，较大的孔径对应较大的T 2值。尽管研究区深层砂岩的孔渗基本一致，但核磁共振T 2谱曲线却表现出3种不同形态，具体孔隙结构参数见表3。
表3 样品的高压压汞和核磁共振孔隙结构参数

Table 3 The pore structure parameters were measured by HPMI and NMR of the sample

样品编号 高压压汞 核磁共振

排驱压力

/MPa

中值压力

/MPa

中值半径

/μm

平均喉道

半径/μm

 喉道分选系数 最大进汞饱和度/%

退汞效率

/%

可动流体

饱和度/%

束缚流体

饱和度/%

可动流体

孔隙度/%
A-2-1 0.8 3.40 0.22 0.27 2.57 83.23 26.95 41.79 58.21 3.13
A-2-2 0.8 3.63 0.20 0.26 2.11 89.88 38.52 54.02 45.98 3.75
A-2-3 0.7 3.38 0.22 0.33 2.40 88.20 42.44 55.66 44.34 3.43
A-2-4 0.8 3.77 0.19 0.27 2.22 89.25 40.51 55.97 44.03 3.56
A-3-1 2.5 98.56 0.01 0.06 5.01 53.45 43.05 49.25 50.76 2.40
A-3-2 1.5 72.06 0.01 0.08 4.41 62.58 43.66 45.81 54.19 2.10
A-3-3 2.0 33.42 0.02 0.11 3.63 70.66 43.76 49.21 50.79 2.89
B-2-1 1.5 9.06 0.08 0.14 2.61 81.36 34.08 36.54 63.46 2.16
B-2-2 0.6 20.6 0.04 0.23 3.49 72.00 35.96 43.04 56.96 3.18
B-2-3 0.8 6.19 0.12 0.20 2.30 86.30 33.68 45.09 54.91 3.16
B-3-1 1.0 3.76 0.20 0.25 2.21 90.28 36.01 46.58 53.42 3.35
B-3-2 1.0 4.0 0.18 0.22 1.97 98.25 37.34 52.65 47.35 2.78
B-3-3 2.0 30.68 0.02 0.10 3.21 76.11 40.51 56.34 43.66 3.43
研究区深层致密砂岩样品的T 2谱分布如图5所示，整体T 2值分布较宽，介于0.1~10 000.0 ms之间，形态呈“双峰”特征，左峰介于1~10 ms之间，右峰介于10~1 000 ms之间。样品的T 2谱曲线形态可大致分为3类：Ⅰ类孔隙结构发育左高右低双峰［图5（a）］，表明此类孔隙结构以小孔为主体，Ⅱ类孔隙结构发育左低右高双峰，右峰核磁信号强度略高于左峰［图5（b）］，表明Ⅱ类孔隙结构中大孔的占比相对较多；Ⅲ类孔隙结构T 2谱发育对称双峰，且双峰形态不明显［图5（c）］，表明此类孔隙结构中大孔和小孔占比相当。此外，离心后3类孔隙结构的左峰基本无变化，而右峰基本都消失，表明小孔中的流体以束缚流体为主，大孔中的流体则以可动流体为主。3种曲线形态的核磁信号强度差异表现明显，是由于不同岩石样品的碎屑颗粒粒度不同，比表面积存在差异，碎屑颗粒粒径越大，弛豫作用越弱，表现为核磁信号强度较弱，因此中粒砂岩的T 2谱具有较高的核磁信号强度，而细粒砂岩的T 2谱核磁信号强度较弱［28］。
图5 研究区深层砂岩核磁共振T 2谱及不同孔径分布

Fig.5 Nuclear Magnetic Resonance T 2 spectrum of different samples from deep sandstone reservoir in the study area and different size pore statistics

参考前人对孔喉大小的分类标准［29］，可将研究区深层储层孔喉划分为纳米孔（<0.1 μm）、微孔（0.1~1 μm）、中孔（1~5 μm）、大孔（>5 μm），分别统计各孔喉所占比例如［图5（d）］。统计结果显示，研究区深层储层孔喉半径分布范围较广，并且纳米孔和中孔为主要的孔喉类型。其中纳米孔最发育，所占比例为40.67%~56.57%，其次为中孔，所占比例为25.09%~32.85%，宏孔最不发育，占比仅为0%~0.65%。其中，Ⅰ类孔隙结构的纳米孔和微孔含量较多，大孔含量很少，与Ⅱ类孔隙结构相比，Ⅲ类孔隙结构的纳米孔含量稍多。

3.5　基于高压压汞的孔隙结构特征

高压压汞是研究储层孔隙结构的重要方法，可以表征孔喉连通关系和孔隙分布等特征［30］。研究区深层致密砂岩样品的高压压汞毛管压力曲线也展现出3种形态（图6），结果与核磁共振T 2谱分类结果一致：Ⅰ类孔隙结构的毛管压力曲线具有明显的平台［图6（a）］，较低的排驱压力介于0.3~1.5 MPa之间，中值压力介于5.53~20.60 MPa之间，平均孔喉半径介于0.14~0.33 μm之间，最大进汞饱和度介于72.00%~86.30%之间，退汞效率介于30.91%~37.22%之间（表3）；Ⅱ类孔隙结构的毛管压力具有更长的平台［图6（b）］，排驱压力也更低，介于0.5~0.8 MPa之间，中值压力介于3.38~4.41 MPa之间，平均孔喉半径介于0.26~0.33 μm之间，最大进汞饱和度介于87.96%~89.88%之间，退汞效率介于38.52%~44.27%之间（表3）；Ⅲ类孔隙结构毛管压力曲线几乎没有平台［图6（c）］，具有更高的排驱压力，介于1.5~2.5 MPa之间，中值压力介于33.42~98.56 MPa之间，平均孔喉半径介于0.06~0.13 μm之间，最大进汞饱和度介于32.58%~70.66%之间，退汞效率介于43.05%~43.76%之间（表3）。与Ⅲ类孔隙结构相比，Ⅰ类和Ⅱ类孔隙结构具有排驱压力小，最大进汞饱和度高的特点，反映出Ⅲ类孔隙结构具有更复杂的孔隙结构，孔喉半径更小，孔喉连通性更差。Ⅰ类和Ⅱ类孔隙结构的毛管压力形态中间具有平台段，反映孔喉分选相对较好，而Ⅲ类孔隙结构的毛管压力曲线形态呈“斜直状”，表明其孔喉的分选较差。
图6 研究区深层砂岩高压压汞曲线特征

Fig.6 Mercury injection curve characteristics of deep sandstone reservoir in the study area

图7为研究区致密砂岩储层样品进汞饱和度与渗透率贡献值的关系，3类孔隙结构的整体趋势是一致的，但Ⅰ类孔隙结构的孔喉半径更小。以Ⅰ类孔隙结构样品B-2-3为例，在进汞前期进汞饱和度和渗透率贡献值同时快速增加，而渗透率贡献值很快达到较大值，此时进汞饱和度仅为20%左右，对应孔喉半径约为0.1 μm，随着进汞继续，渗透率贡献值的变化很小，而进汞饱和度持续增加直至最大值，反映出3类孔隙结构都是大孔喉对储层渗流能力起主导作用，小孔喉对储层的渗流能力作用较小。
图7 研究区深层进汞饱和度和渗透率贡献值之间关系

Fig.7 Relationship between mercury saturation and permeability contribution of deep reservoir in the study area

3.6　基于恒速压汞的孔隙结构特征

高压压汞不能有效识别喉道和孔隙，而恒速压汞在将液态汞注入样品的过程中，可将任意时刻视为准静态，能够准确识别喉道和孔隙［31］。由于恒速压汞实验原理的限制，小于0.12 μm的孔喉很难被识别，因此结合高压压汞和恒速压汞可以更加完整表征储层的孔喉半径分布［32］。对比研究区致密砂岩样品的恒速压汞曲线特征，同样表现出3种形态，分别与核磁共振和高压压汞相对应（图8）。
图8 研究区深层砂岩恒速压汞曲线特征

Fig.8 Characteristics of constant mercury injection curve of deep reservoir in the study area

样品B-2-3在进汞初期，总体毛管压力曲线与孔隙毛管压力曲线趋势一致，表明汞先进入大孔隙中，随后孔隙毛管压力曲线上翘［图8（a）］，总体毛管压力曲线与喉道毛管压力曲线趋势保持一致，此时汞主要进入小喉道中，进汞主要由喉道控制，最终孔隙进汞饱和度与喉道进汞饱和度接近，表明Ⅰ类孔隙结构的进汞受控于孔隙和喉道。样品A-2-2进汞初期，总体毛管压力曲线与喉道孔隙毛管压力曲线趋势一致，随后孔隙毛管压力曲线迅速上翘，此时总体毛管压力曲线与喉道毛管压力曲线趋势一致［图8（b）］，表明Ⅱ类孔隙结构进汞主要受控于喉道，表现为喉道进汞饱和度高于孔隙进汞饱和度。样品A-3-3的总体毛管压力曲线与孔隙毛管压力曲线趋势保持一致，喉道毛管压力曲线在早期直线上升，然后趋于平稳，最后迅速上翘［图8（c）］，表明Ⅲ类孔隙结构的进汞主要受控于孔隙，表现为孔隙进汞饱和度远大于喉道进汞饱和度。
研究区3类典型样品孔喉半径分布特征显示（图9），喉道半径主要介于0.1~1.5 μm之间，峰值在0.5 μm左右，喉道半径分布较为集中。对比之下，Ⅰ类孔隙结构样品B-2-3和Ⅲ类孔隙结构样品A-3-3的喉道分布更偏左，喉道半径较小。Ⅱ类孔隙结构样品A-2-2的喉道半径分布集中且偏右，具有相对较大的喉道半径［图9（a）］。3类孔隙结构样品孔隙半径分布范围较宽，介于100~600 μm之间，峰值在150 μm左右，Ⅱ类孔隙结构样品A-2-2和Ⅲ类样品A-3-3孔隙分布较为集中，且峰值偏左。Ⅰ类孔隙结构样品B-2-3的孔隙分布偏右，具有较大的孔隙半径［图9（b）］。
图9 研究区深层砂岩孔隙、喉道半径分布

Fig.9 Distribution characteristics of pore radius， throat radius of deep reservoir in the study area

4 讨论

4.1　孔隙成因分析

4.1.1　黏土矿物晶间孔隙成因

研究区黏土矿物晶间孔主要有绿泥石晶间孔、伊利石晶间孔以及伊/蒙混层晶间孔3种。绿泥石晶间孔在研究区相对发育，扫描电镜下可观察到绿泥石在不完全蚀变岩屑中或者部分原生孔隙中呈散片状互相堆叠形成黏土晶间孔隙［图10（a）］。同时能谱分析可知这类孔隙充填绿泥石中还含有一定含量的钾元素［图10（b）］，这表明研究区孔隙充填绿泥石可能并不是直接沉淀形成的，可能与岩屑中矿物转化相关。此外，蚀变岩屑在经历压实后大都发生很大程度的塑性变形，而其中的自生绿泥石却很少观察到被挤压的现象，可见这类孔隙充填绿泥石形成于相对较晚的成岩阶段。WORDEN等［33］研究认为在地层温度大于120 ℃的条件下，富铁岩屑会作为绿泥石转化过程中Fe的来源，即在地层温度大于120 ℃时，富铁岩屑绿泥石化现象会普遍发生。在相对高温条件下，富铁岩屑在蚀变过程中析出Fe2+、Mg2+、Al3+和Si4+等物质，形成了富铁、富镁且相对封闭的成岩环境，岩屑中蒙脱石组分在富铁、富镁环境中通过与Fe2+、Mg2+、Al3+结合向绿泥石转化，同时释放SiO2形成石英胶结［34-37］。研究区富铁岩屑在蚀变转化过程中，原本体积减小，新生成的绿泥石占据这些空间和附近的原生孔隙，从而形成绿泥石晶间孔。
图10 研究区深层致密砂岩镜下特征

（a）不完全蚀变岩屑，结合能谱识别为绿泥石，A-2井，4 322.60 m， SEM；（b）图10（a）中绿泥石能谱；（c）不完全蚀变岩屑，结合能谱识别为伊利石，B-3井，4 319.15 m，SEM；（d）图10（c）伊利石能谱；（e）不完全溶蚀长石，结合能谱识别为钾长石溶蚀，B-3井，4 302.10 m， SEM；（f）图10（e）钾长石能谱；（g）强烈的石英胶结、原生孔及被压扁的喉道

Fig.10 Microscopic characteristics of deep tight sandstone reservoir in the study area

研究区深层储层中常见不同产状伊利石和伊/蒙混层共生存在［图10（c），图10（d）］，并且多与岩屑溶蚀孔隙相伴生。在封闭成岩体系中，蒙脱石伊利石化和高岭石伊利石化是研究区伊利石形成的重要机制。MCHARDY等［38］和YU-CHYI等［39］研究认为蚀变形成的黏土矿物会保留原始矿物的形态，自生沉淀形成的伊利石具有较为自形的晶形，其他黏土矿物转化形成的伊利石由于继承了原始矿物的产状而表现为他形。结合研究区储层中伊利石的产出状态分析，丝缕状伊利石可能是高岭石伊利石化驱动钾长石溶蚀后的自生沉淀产物，其通过占据原生孔隙或溶蚀孔隙，形成伊利石晶间孔隙。而板片状伊利石更可能是蒙脱石通过伊/蒙混层转化形成，由于继承了前驱矿物的形态，从而表现为板片状，黏土晶间孔隙则发育于堆叠一起的板片之间。

4.1.2　溶蚀孔隙成因

研究区溶蚀孔隙以长石溶蚀孔和岩屑溶蚀孔为主，长石溶蚀孔多沿解理发育，岩屑溶蚀孔多被黏土矿物充填，干净的岩屑溶蚀孔较少。铸体薄片分析表明，研究区长石整体溶蚀较弱，溶蚀孔多以岩屑溶蚀孔为主。由扫描电镜及能谱分析可知长石溶蚀以钾长石溶蚀为主［图10（e），图10（f）］。前人研究认为，研究区有机酸伴随油气充注进入储层主要发生在快速抬升阶段，此时由于花港组深层储层的埋藏较深，成岩阶段已处于中成岩B期，整体成岩环境相对封闭［23］，有机酸流体难以进入储层发生大规模的溶蚀，研究区较高含量的长石保存下来也支持了这一观点。因此，研究区深层储层的长石溶蚀并不是由酸性成岩流体大规模侵入导致。在封闭成岩体系中，当地层温度大于120~140 ℃阈值时，由高岭石伊利石化驱动的钾长石溶蚀普遍发生，此时钾长石的溶解在较高的K+/H+条件下进行，所需要的氢离子可以由高岭石伊利石化反应提供［40］。研究区目的层段地层温度已超过150 ℃，并且由于有机酸难以进入储层而缺乏足够浓度的氢离子浓度，符合高岭石伊利石化的条件，而这个反应过程中则由钾长石溶蚀提供伊利石化所需的钾离子。此外，FRANKS等［41］认为地层中钾长石/高岭石比值控制了长石的溶解以及伊利石的转化，并受这种反应物消耗量的限制，即当钾长石和高岭石其中任何一种反应物耗尽，伊利石化作用便会停止。
研究区深层储层原本高岭石含量较少，较高的钾长石/高岭石值限制了高岭石伊利石化反应的进行，因而在研究区只观察到了相对较弱的钾长石溶蚀。岩屑溶蚀孔隙通常被黏土矿物晶间孔充填，这是由于自生黏土矿物的形成由岩屑蚀变溶蚀驱动，岩屑向黏土蚀变的过程中本身的体积空间缩小并被黏土矿物充填形成黏土矿物晶间孔，因此干净的岩屑溶蚀孔并不多见，大部分岩屑溶蚀孔与黏土矿物晶间孔一起存在。

4.1.3　原生孔隙成因

研究区原生孔隙含量较少，且孔隙边缘多呈平直状。这是由于研究区深层花港组储层埋藏较深，原生孔隙很难在强烈的机械压实作用和石英胶结作用下保存下来。此外，石英胶结不仅占据原生孔隙空间，而且石英颗粒之间连接孔隙的喉道在压实作用下变窄甚至闭合［图10（g）］。

4.2　孔隙结构控制因素分析

4.2.1　沉积作用对孔隙结构的控制

沉积作用会控制储层原始孔隙结构，不同沉积环境形成的沉积物组分、粒度、磨圆等不同，从而导致储层原始孔隙结构差异。此外，沉积作用也会影响储层成岩作用及孔隙结构演化，对后期孔隙演化产生较大影响［2］。研究区低能辫状河水道样品以细砂岩为主，水动力条件弱，分选和磨圆差，具有低石英高黏土的特征。
高能辫状河水道样品以中砂岩样品为主，水动力条件强，具有高石英低黏土的特征。相比细砂岩，中砂岩具有相对更低的排驱压力、中值压力及喉道分选系数和更高的最大进汞饱和度、最大中值半径及平均喉道半径（图11）。这是由于中砂岩相对较粗的粒径和高石英含量具有更好支撑能力，具有更好的孔喉保存能力，因此细砂岩的孔隙结构整体比中砂岩差。
图11 碎屑颗粒粒径与孔隙结构参数之间关系

Fig.11 The relationship between grain size and pore structure parameters

4.2.2　胶结作用对孔隙结构的控制

胶结作用会使储层孔隙结构复杂化。研究区的胶结作用主要为黏土矿物胶结及硅质胶结2种。黏土矿物胶结主要为伊利石、绿泥石及伊/蒙混层胶结，硅质胶结以石英次生加大为主。伊利石、绿泥石及伊/蒙混层充填在孔隙中形成黏土矿物晶间孔，或堵塞在连接孔隙的喉道中，尽管其对储层孔隙度影响不大，却会使细小的孔喉增多，降低孔喉半径和孔喉连通性，进一步复杂储层孔隙结构。石英次生加大则占据原生孔隙空间，石英次生加大之间或石英次生加大与碎屑颗粒接触处形成的喉道在机械压实作用下被挤压成窄细的扁平喉道，有的甚至在压实作用下闭合，同样导致孔隙连通性变差。通过分析黏土矿物含量和孔隙结构参数之间关系，强石英胶结、低黏土矿物含量的Ⅰ类孔隙结构，纳米孔和微孔相对其他样品较为发育［图5（d）］，平均孔喉半径略高、排驱压力较低，最大进汞饱和度较大，喉道分选系数较低［图12（e），图12（h）］；弱石英胶结、低黏土矿物含量的Ⅱ类孔隙结构的纳米孔含量较少，大孔含量相对其他样品较多，具有较大的平均孔喉半径、较低的排驱压力，较大的最大进汞饱和度和较低的喉道分选系数［图12（e），图12（h）］；高黏土矿物含量、弱石英胶结的Ⅲ类孔隙结构，具有更小的平均孔喉半径、更高的排驱压力，复杂的孔隙结构也使喉道分选系数增大［图12（e），图12（h）］。此外，强石英胶结、低黏土矿物含量的样品与低石英胶结、低黏土矿物的样品在图12（e）、图12（h）中处于同一区域，孔隙结构参数并无太大变化，表明研究区储层的孔隙结构差异主要受黏土矿物胶结的影响。
图12 石英胶结、黏土矿物含量与孔隙结构参数之间关系

Fig.12 Relationship between quartz cementation， clay mineral content and pore structure parameters

4.2.3　溶蚀作用对孔隙结构的控制

长石溶蚀形成的粒内溶蚀孔对储层孔隙结构有建设作用。研究区主要发生钾长石溶蚀和岩屑溶蚀，但钾长石溶蚀整体较弱，岩屑溶蚀孔含量相对较高。长石含量与溶蚀孔的占比关系也表明研究区溶蚀程度并不受钾长石含量的影响［图13（a）］。溶蚀孔占比和孔隙结构参数之间并无明显规律［图13（b），图13（f）］，表明研究区长石溶蚀作用对储层孔隙结构差异的影响较小。而岩屑溶蚀的过程伴随自生黏土矿物的生成，原本岩屑溶蚀形成的孔隙空间被黏土矿物所占据，形成更为细小的黏土矿物晶间孔，部分黏土矿物晶间孔堵塞喉道，最终导致储层孔喉半径降低、孔喉连通性变差。
图13 溶蚀孔含量与孔隙结构参数之间关系

Fig.13 Relationship between dissolution pore content and pore structure parameters

综合以上分析，低能辫状河水道样品具有细粒、低石英和高黏土矿物含量的特征，高能辫状河水道样品具有粗粒、高石英和低黏土矿物含量的特征。较粗的碎屑颗粒粒径和高石英含量具有较好的孔喉保存能力，因此低能辫状河水道的孔隙结构相对高能辫状河水道要差。对于高能辫状河水道来说，尽管石英胶结程度有差异，但整体孔隙结构差别不大，表明黏土矿物胶结对孔隙结构的影响要比石英胶结更大。此外，由于研究区钾长石溶蚀程度较弱，因此溶蚀作用对孔隙结构差异化的影响主要体现在岩屑溶蚀对孔隙结构的影响。

4.3　孔隙结构对储层流体可动性的影响

孔喉大小、分布及连通性都会影响到储层的储集和渗流能力，从而对储层的流体可动性产生较大的影响。通过相关性分析可知，渗透率仅与可动流体孔隙度有较弱相关性，与可动流体饱和度之间没有相关性。孔隙度则与可动流体参数没有相关性（图14）。可动流体孔隙度是可动流体饱和度与孔隙度的乘积，其包含了孔隙度和可动流体两方面信息，是一个绝对的值［42］，因此可动流体孔隙度更适合表征研究区储层流体可动性。
图14 流体可动性与孔隙度和渗透率之间相关性分析

Fig.14 Correlation analysis between fluid mobility and porosity and permeability

为探究研究区孔隙结构差异对流体可动性的影响程度，选取中值半径、平均喉道半径、喉道分选系数和退汞效率分别与可动流体饱和度及可动流体孔隙度做相关性分析，发现孔隙结构参数与可动流体孔隙度有相对更好的相关性［图15（a），图15（d）］。随着储层中值孔喉半径和平均喉道半径的增大，可动流体孔隙度有微弱上升的趋势［图15（a），图15（b）］，表明对于可动流体孔隙度来说，其大小受到孔隙和喉道的共同制约。高黏土矿物含量的孔隙结构，其孔喉半径更为细小，因此可动流体孔隙度相对较低。相比之下，低黏土矿物含量的孔隙结构则具有相对较高的可动流体孔隙度。
图15 孔隙结构参数与可动流体可动性之间相关性分析

Fig.15 Correlation analysis between pore structure parameters and fluid mobility

代表孔喉半径分布的喉道分选系数与可动流体孔隙度之间的相关性表现一般［图15（c）］，这是由于分选系数小，代表孔喉半径分布较为集中，当孔喉半径集中分布在对渗流贡献作用小的细小喉道时，储层中的可动流体孔隙度就会降低，当集中分布在大喉道时，可动流体孔隙度升高。随着分选系数增大，孔喉的半径分布范围变宽，喉道非均质性变强，孔隙结构复杂，可动流体孔隙度则降低。高黏土矿物含量的孔隙结构由于孔喉空间被分割，因此喉道分选系数增大，导致其具有更低的可动流体孔隙度。
退汞效率不仅可以表征储层内部的孔喉连通性，还可以反映储层的孔喉配置关系。退汞效率越高，表明储层内部孔隙的连通性越好，孔隙结构越简单。然而随着退汞效率增大，可动流体孔隙度基本没有变化［图15（d）］，这是由于黏土矿物和石英胶结都会使储层孔喉连通性变差。黏土矿物胶结以堵塞喉道的方式降低孔喉连通性，而石英胶结与矿物颗粒之间的喉道则在机械压实作用下被挤压成窄细的扁平喉道甚至闭合，造成孔喉连通性变差，从而使退汞效率显著降低［43］。因此，尽管不同类型孔隙结构具有不同程度的黏土矿物胶结和石英胶结，但退汞效率与可动流体孔隙度之间相关性较差。

5 结论

本文对东海盆地西湖凹陷中央反转构造带深层花港组储层孔隙类型、孔隙结构进行了研究，并探究了孔隙成因、孔隙结构成因及孔隙结构对储层流体可动性的影响，得到以下结论：
（1）西湖凹陷深层花港组储层具有低孔隙度（5.8%~8.1%）、低渗透率［（0.079~0.300）×10-3 μm2］的特征，整体属于低渗—致密储层。压实作用、硅质胶结、黏土矿物胶结是研究区深层储层主要发育的成岩作用。其中，硅质胶结主要为石英次生加大，黏土矿物胶结主要为孔隙充填绿泥石、伊利石及伊/蒙混层。孔隙类型以原生孔、黏土矿物晶间孔及溶蚀孔为主。黏土矿物晶间孔最多，其次是溶蚀孔，原生孔最少。其中，黏土矿物晶间孔包括绿泥石晶间孔、伊利石晶间孔及伊/蒙混层晶间孔，溶蚀孔包括长石溶蚀孔和岩屑溶蚀孔。
（2）研究区深层储层孔隙结构特征，整体具有孔喉半径小，孔喉分选差，孔隙连通性差的特点。尽管研究样品物性相差不大，但孔隙结构却有明显差别，分别呈现出3种不同类型T 2谱及毛管压力曲线形态特征：I类具有明显的左低右高T 2谱双峰，小孔隙占多数，可动流体饱和度较低，排驱压力较低，最大进汞饱和度较高；Ⅱ类具有右高左低的T 2谱双峰，可动流体饱和度相对较高，排驱压力较低，最大进汞饱和度高；Ⅲ类具有不太明显的T 2谱双峰，可动流体饱和度相对较高，排驱压力高，最大进汞饱和度低。
（3）研究区孔隙充填绿泥石为富铁岩屑在地层温度超过120 °C以后蚀变而来，蚀变岩屑体积减小，被绿泥石占据，从而形成绿泥石晶间孔。溶蚀孔为钾长石在高岭石伊利石化的过程中形成溶蚀孔，高岭石在温度和钾长石都充足的情况下向伊利石转化，并形成伊利石晶间孔。大部分岩屑溶蚀孔在岩屑蚀变为黏土矿物的过程中被充填，形成黏土矿物晶间孔，只有少部分干净的岩屑溶蚀孔被保留。原生孔为颗粒之间经压实和石英胶结残余的孔隙。
（4）较粗的碎屑颗粒粒径和高石英含量具有较好的孔喉保存能力，造成低能辫状河水道的孔隙结构相对高能辫状河水道要差。对于高能辫状河水道来说，尽管石英胶结程度有差异，但整体孔隙结构差别不大，因此黏土矿物胶结是影响孔隙结构差异化的最主要因素。由于研究区钾长石溶蚀程度较弱，溶蚀作用对孔隙结构差异化的影响主要体现在岩屑溶蚀对孔隙结构的影响。
（5）渗透率及孔隙结构参数与可动流体孔隙度相关性更好，因此更适合表征储层流体可动性。受黏土矿物胶结和石英胶结影响，退汞效率与可动流体孔隙度的相关性并不强烈。黏土矿物胶结和石英胶结降低孔喉大小，扩大孔喉分布范围，从而降低可动流体孔隙度。

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