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低渗致密砂岩储层的致密化机理与成_省略_西湖凹陷中央

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致密 砂岩 机理 省略 西湖 凹陷 中央
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第45卷第5期              中国矿业大学学报             52016年9月                016收稿日期:20151018基金项目:国家重大科技专项(2011信作者:陈红汉(1962-),男,安徽怀宁人,教授,博士生导师,博士,从事流体包裹体系统分析与油气成藏方面的研究.27G67883076低渗致密砂岩储层的致密化机理与成岩流体演化———以东海西湖凹陷中央背斜带北部花港组为例苏 奥1,2,陈红汉1,王存武3,李 倩4,李培军1(1.中国地质大学(武汉)构造与油气资源教育部重点实验室,湖北武汉 430074;2.中国石油东方地球物理公司研究院,河北涿州 072750;3.中海油研究总院,北京 100027;4.中国石化上海海洋油气分公司研究院,上海 200120)摘要:基于热史G埋藏史、有机质成熟度演化史和成藏史,应用岩相学、流体包裹体、成岩矿物的碳氧同位素组成、激光共聚焦扫描显微镜、铸体薄片、阴极发光、扫描电镜等手段对东海西湖凹陷中央背斜带北部花港组低渗致密砂岩储层的致密化机理、成岩流体演化和致密史与成藏史的匹配关系进行了研究.认为低渗致密储层的主要成岩序列:早期方解石胶结—有效压实作用—(压溶)石英加大—有机酸溶蚀(伴生自生石英和高岭石)—高岭石的伊利石化—蒙脱石的伊利石化—含铁方解石胶结—下部热流(伴生自生石英和方解石胶结)—烃类充注.研究结果表明:强压实作用是储层低孔低渗最为主要的因素,它对减孔量的比重约占83%.绿泥石薄膜缺乏,压溶、长石溶蚀生成的自生石英和外源热流携带的石英使得石英加大异常发育以及碳酸盐胶结充填长石溶孔,是储层低孔的重要因素,对减孔比重分别约为10%和7%.大量自生伊利石"搭桥式"堵塞孔喉是低渗的重要因素.以上各种因素叠加造就了该区花港组低孔低渗致密砂岩储层.恢复的孔隙度演化史与成藏史显示,该区低渗致密砂岩储层为“先致密后成藏”类型.关键词:低渗致密储层;成岩;致密化;流体;西湖凹陷中图分类号:文章编号:1000G1964(2016)05G0843G11,....0160:28:22网络出版地址:                   中国矿业大学学报               第45卷段式水力压裂和水平井技术)发展应用,低渗致密砂岩储层的开采也逐渐具备工业价值,吸引外界关注.其中致密砂岩储层的质量预测是很多学者的研究热点,重点在于弄清致密储层的成岩作用.然而成岩作用是一个极其复杂的物理化学过程,受多种因素影响;分析成岩流体的类型、演化和流G岩反应,研究储层致密化因素,建立关键成岩作用和烃类运聚成藏的次序是关键.东海盆地油气勘探开始于20世纪70年代,目前发现了一批重要的气田群,表现出极好的勘探前景.以往在东海盆地西湖凹陷中央背斜带南部屡见油气突破,发现了多个油气田,因此普遍认为该区带南部的油气资源潜力要高于中北部[1],但近年来在中部发现了多套需水力压裂等储层改造技术才得以开发的低孔、低渗气层,揭示了东海低渗致密气藏巨大的勘探潜力[2].相对于中央背斜带南部,北部煤系烃源岩热演化程度更高,气源更为充足,储层也更为致密,这说明北部应具有更为丰富的低渗致密砂岩油气资源.因此判断这套储层致密化的因素和机理、致密化时间以及与烃类充注的顺序关系,这关系到下一步勘探开发东海低渗致密砂岩气藏的部署工作.本文以中央背斜带北部花港组为例,应用流体包裹体系统测试、成岩矿物的碳氧同位素组成、铸体薄片、阴极发光、激光扫描共聚焦显微镜、扫描电镜和图探讨该区致密砂岩气藏的致密化机理和成岩流体演化,为该区带勘探提供一些思路.1 地质背景东海陆架盆地是中国近海面积最大的含油气盆地,它位于中国大陆边缘东部.西湖凹陷是东海盆地油气勘探最重要的凹陷之一[3G4],呈狭条状分布于东海盆地东北部,面积达59000一个自晚白垩系形成的弧后裂谷凹陷,沉积厚度逾万米,拥有丰富的油气资源,主要产天然气和轻质油(凝析油).西湖凹陷地层主要以新生代的碎屑沉积为主,自下而上分别由古新统(下始新统,中上始新统平湖组(渐新统花港组(中新统龙井组(玉泉组(柳浪组(上新统三潭组(第四系东海群(成[5](图1).图1 东海西湖凹陷中央背斜带北部构造位置与地层、构造演化           苏 奥等:低渗致密砂岩储层的致密化机理与成岩流体演化凹陷共经历了裂陷期、拗陷期和区域沉降3个演化阶段,遭受了多期构造运动,其中中新世—上新世发生了龙井运动是最为强烈的一次构造反转运动,地层被大幅抬升,整体上凹陷具有“东西分带,南北分块”的格局[6].本次研究对象为中央背斜带北部龙井构造带花港组,其中主要烃源岩为平湖组煤系源岩[7],研究区是源岩热演化程度最高的区带;花港组为主要储集层,发育辫状河三角洲前缘沉积,砂体厚度大,稳定连续.2 样品与测试本次实验采集中央背斜带北部典型单井的花港组岩样,样品纵向分布范围为3200~4100m.1)样品磨制了铸体薄片,并用铁氰化钾/茜素红混合溶液染色薄片.2)部分样品进行了冷阴极发光测试,以确定成岩矿物类型与次序关系,冷阴极发光型号为试条件为10)选取样品利用激光扫描共聚焦显微镜对致密储层进行孔喉扫描分析,仪器为试电压为800V;4)挑选5块样品磨制成流体包裹体薄片,利用英国产的定误差为0.1℃),主要测试内容为石英加大边和碳酸盐胶结物中盐水包裹体的均一温度,以及烃类包裹体伴生盐水包裹体的均一温度;利用行包裹体岩相学观察.5)选取部分样品进行碳酸盐胶结物碳氧同位素测试,挑选单一种类碳酸盐胶结物进行酸溶法收集用德国产 储层特征致密砂岩储层的孔隙度小于12%,渗透率小于1心孔隙测试资料显示,西湖凹陷中央背斜带北部花港组储层非常致密,平均孔隙度为5.3%,花港组几乎90%以上的储集层比例要小于12%(图2),储集层渗透率主要介于0.1~1试样品的渗透率几乎全部小于1此可认为北部花港组储集层为典型的致密砂岩储层.研究区花港组储层砂岩主要以长石石英砂岩为主,石英含量较高,质量分数为60%~85%,平均76%,长石质量分数介于11%~22%之间,平均19%,岩屑含量最少,质量分数为4%~10%,总体上以刚性颗粒为主.储层砂岩的成分成熟度较高,杂基含量少,颗粒为次圆状和棱角状,分选性较好;对物性有影响的胶结物有方解石、含铁方解石、硅质和自生伊利石.中央背斜带北部代表性单井2),花港组总体上砂地比特别高,尤其是花港组下段,有较厚的砂体,泥岩分布少且薄.根据花港组样品的镜质体反射率和黏土矿物的合中国石油天然气行业标准«碎屑岩成岩阶段划分»(5477—2003),花港组上段的有机质热演化程度%~1.3%,伊蒙混层中蒙皂石质量分数为20%~40%,处于中成岩港组下段有机质的%~2.0%,蒙混层中蒙皂石质量分数约为0~25%,处于中成岩2 中央背斜带北部代表性单井o、伊利石含量、伊蒙混层中蒙皂石的含量与深度的关系 o,岩作用和成岩演化4.1 成岩作用类型显微镜下观察发现北部储层非常致密,特点是以强压实为主;镜下观察到云母被压弯(图3a),偶见钾长石等脆性颗粒被破碎(图3b,3c).激光扫描共聚焦显微镜相对于普通光学显微镜具有高分辨率的优势,可清晰地观察烃类在孔隙和裂缝中的赋存状态;548                   中国矿业大学学报               第45卷利用激光扫描共聚焦显微镜观察发现,研究区致密砂岩储层颗粒接触非常紧致,孔隙空间较小,孔喉直径不足1μm,然而油气仍然可以储存其中(图3d);另外,颗粒以线性接触为主(图3d~3g),常见缝合线,偶见凹凸接触(图3e),尽管成分上岩屑含量较少,但还有少量泥岩岩屑被杂基化(图3h).北部花港组致密储层的胶结物普遍发育;首先,该区硅质胶结非常常见,主要表现为以石英加大边(图3e,3f,3i)和自生石英晶体(图3j)的形式产出,该区石英加大边一般以尔的石英加大已经完全包裹了石英颗粒本身(图3e).再是碳酸盐胶结物,阴极发光显示存在两期胶结;早期阴极发光呈橙黄色(图3k),表明铁含量较低,为早期的成岩方解石,含量较少;晚期阴极发光呈暗红色(图3为晚期生成的含铁方解石,主要以分散粒状占据长石、岩屑等的次生溶孔已经原生粒间孔(图3b),局部可见连晶胶结充填孔隙(3i),铁白云石较少被观察到.自生黏土矿物主要以伊利石为主,呈丝状充填在颗粒间(图3l),堵塞孔喉,降低渗透率,再是蒙脱石其次,绿泥石较少,高岭石含量更是趋近为零,这与西湖凹陷其他区带具有较高的高岭石含量有明显区别[8].研究区还存在一定程度的溶蚀作用,主要表现为长石和岩屑的酸性溶蚀(图3f~3i),长石颗粒主要沿着节理缝被溶蚀,有的颗粒已经被溶蚀仅剩颗粒轮廓(图3i),还有一些颗粒完全被溶蚀掉形成孤立的铸模孔(图3g).镜下还可观察到斜长石双晶被溶蚀不完整(图3i).总体上北部致密储层的孔隙类型是溶蚀孔和原生孔隙并重.图3 中央背斜带北部代表性单井分照片来源于中海油研究总院)  成岩演化在岩相学观察的基础上,结合流体包裹体测温、碳酸盐胶结物的碳氧组成可判断自生胶结物的形成时间和演化次序.648第5期            苏 奥等:低渗致密砂岩储层的致密化机理与成岩流体演化4.2.1 岩相学观察显微镜可观察到颗粒压实作用强,颗粒紧密接触,很多颗粒孔隙中并未充填除硅质以外的胶结物,说明该区有效压实作用发生较早.图3铁方解石呈连晶式胶结充填孔隙,事实上含铁方解石充填的并非原生粒间孔隙,而是次生孔隙.长石和岩屑被溶蚀产生的次生孔隙量较大,但依旧可以看出残余的颗粒轮廓;这说明长石和岩屑溶蚀发生在有效压实之后,之后含铁方解石又充填了次生溶孔;从图3铁方解石充填时石英加大边已经形成,说明石英加大早于含铁方解石胶结.另外,从包裹体岩相来看,储层中发育发蓝色荧光油包裹体和不发荧光气包裹体,证明了中央背斜带北部花港组致密砂岩储集层存在规模性油气运聚.烃类包裹体主要分布在穿石英颗粒裂纹中(图4a~4e),说明烃类充注与裂纹活动有关.图4蓝色荧光油包裹体群切穿石英颗粒和石英加大边进入碳酸盐胶结物,所以油气充注应该在成岩晚期,而且要晚于石英加大和含铁方解石胶结.图4 北部代表性单井 .2 硅质胶结物特征储层砂岩中硅质胶结物存在多种来源[9].石英加大边中盐水包裹体均一温度指示自生石英沉淀的温度(图4f).测试682于70~170℃(图5),表明石英加大至少有一种以上的来源.硅质胶结物形成温度大于70℃,可排除沉积水体.花港组储层的石英颗粒多以线接触,部分凹凸接触,说明压溶作用提供了部分硅质;一般压溶作用开始发育温度至少在60℃以上,随着埋藏深度加深,压溶作用会一直持续;石英加大边中测试的流体包裹体分布较广且连续,因此结合热G埋藏史可知该区压溶作用自渐新世晚期便开始持续发生,提供了部分硅质胶结物.有机酸对长石的溶蚀也可以产生硅质胶结物和高岭石,一般有机酸保存温度介于80~120℃,铸体薄片观察也显示该区存在长石被酸性溶蚀,也与均一温度相符,因此这部分硅质胶结生成期与溶蚀作用时间相对应;根据有机酸保存温度结合热G埋藏历史图,可知该类自生石英胶结和溶蚀作用时间主要发生在中新世早中期.除此之外,研究区扫描电镜观察到很多自生石英未伴生高岭石(图3j)和充填在长石溶孔中,同时由于该区硅质胶结较为发育,石英加大级别较高,其加大量单靠自身压溶作用和长石溶蚀是无法提供足量的硅质,说明应还存在外部来源.另外,图5显示存在一部分石英加大边测定的盐水包裹体均一温度较高(高达170℃),超过地层经历的最大温度(现今该深度段地温150748                   中国矿业大学学报               第45卷℃左右),说明这部分硅质胶结可能与下部热流体活动携带的硅质侵入有关;西湖凹陷在中新世末发生的具有挤压性的龙井运动,使得构造发生了大规模反转,地层被逐渐抬升且断裂活化,来自下部地层含高温硅质的流体向上运移至花港组储层中冷却析出形成这部分硅质胶结物.综上可知,渐新世晚期开始发生的压溶作用一直持续至成岩晚期,连续地提供了硅质胶结物,然后在中新世早中期发生溶蚀作用也提供了部分硅质,最后在中新世末来自下部热流含硅质流体冷却沉淀提供了部分硅质胶结物.图5 682 .3 碳酸盐胶结物特征阴极光观察到碳酸盐胶结存在两期(图3k);早期方解石胶结物很少,未呈连晶胶结,多呈颗粒状零星分布,占据原生粒间孔隙,阴极发光呈亮黄色,是直接从碱性地层水过饱和沉淀而来.相对晚期含铁方解石的阴极发光呈暗红色(图3k),多分散充填长石溶孔中(图3i),因此发生在长石溶蚀之后,说明当时酸性环境已经转变为碱性环境.碳酸盐胶结物中流体包裹体分布在两个区间:一是60~70℃,对应成岩早期沉淀的方解石,二是120~168℃,对应晚期沉淀的含铁方解石.碳酸盐胶结物的碳氧同位素组合可以有效示踪流体来源[10G12],花港组致密储层的晚期碳酸盐胶结物碳氧同位素组合数据显示(表1),δ13‰~-2‰(还有一个样品为-9‰(一个样品为1.32‰(一般有机酸脱羧基提供的碳源较轻,可低至-23‰~-8‰(13],而海水和大气水提供的碳源一般较重.该区碳同位素值的分布说明了有无机碳源和有机碳源共同参与,碳G氧同位素组合图版也显示了碳酸盐胶结物明显受到了有机碳源影响(图6),这也与方解石充填有机酸溶蚀长石产生的次生孔的产状相对应(图3说明有机酸溶蚀作用提供了部分碳源.碳酸盐胶结物的氧同位素(δ18沉积温度、沉积流体来源和后期的成岩改造等因素有关,通常可作为“地质温度计”,碳酸盐胶结物δ182‰~―14‰(根据δ184G15]也显示晚期方解石沉淀温度大致介于100~170℃,和碳酸盐胶结物的包裹体均一温度一样,有的样品已经高于最大地温,说明部分碳酸盐胶结物也受到了热流影响;高温溶解了碳酸盐矿物重结晶导致碳酸盐胶结物中盐水包裹体均一温度过高,其氧同位素也因与热流体氧同位素交换导致偏轻,发生了负漂移.图6中也可看出部分样品点靠近无机热液成区,而且其中有一个样品已经完全处于此区.因此,根据碳酸盐胶结物中自生盐水包裹体的均一温度和碳氧同位素组合特征,结合岩相学和埋藏G热历史可知,早期方解石胶结发生在渐新世末期,此时地层温度低,埋藏浅,为地层水过饱和沉淀形成.较晚的含铁方解石的沉淀温度正好高于长石溶蚀反应温度区间,对应着黏土矿物大量转化的温度区间(图2),说明有机酸溶蚀长石后,为晚期充填的含铁方解石沉淀提供了碳源,蒙脱石向伊利石转化释放了物质,因此含铁方解石大量沉淀;因此含铁方解石胶结作用晚于溶蚀作用,与自生伊利石沉淀时期大致相同.根据沉淀温度可知,含铁方解石形成主要开始于中新世中期,一直持续至成岩晚期;其中存在部分含铁方解石在中新世末的龙井运动时期,由来自下部热流体影响使得碳酸盐矿物重结晶形成.图6 版引自文献[16])           苏 奥等:低渗致密砂岩储层的致密化机理与成岩流体演化表1 (‰(隙度/%.90-21.34—.14-19.366.79.51-21.366.40.46-19.335.96.30-20.816.43.77-21.374.27.60-20.794.21.71-18.69—.11-14.22—.79-19.373.56.31-22.143.64.44-19.96—.47-22.83—2-15.332.51注:部分测试数据来源于中海油研究总院.4.2.4 黏土矿物特征扫描电镜观察和究区花港组致密砂岩储层中自生伊利石含量最高,蒙脱石和绿泥石含量较少,而高岭石含量很低,很多样品点测试含量为0.自生高岭石是长石等矿物发生酸性溶蚀的标志产物,但上述铸体薄片观察显示长石溶蚀在该区却是普遍存在的,说明高岭石又参与其它反应被消耗掉了,可能是高岭石伊利石化反应.这个反应是否大量发生取决于成岩环境中的K+/H+比[17];该比值越高,反应发生的能量门限就越低,反应就更容易发生.有机酸进入储层后,孔隙水中H+的含量较高,当与长石等不稳定矿物发生溶蚀时,H+不断被消耗,生成K+不断增多;由于北部花港组大部分以大套的砂岩为主,泥岩含量较少,砂泥比较高,例如(图2),因此长石溶蚀作用生成的K+没有足够的迁移场所,导致地层水中保持着高的K+/H+值,因此高岭石将驱动长石发生伊利石化反应,直到高岭石消失殆尽,反应停止.图7为研究区储层的图可知高岭石含量从2500~3500量较低,很多接近为零(图7a);同样在此深度段伊利石含量增加,高岭石与伊利石含量表现出较好的此消彼长的关系(图7a,b);同样地层中长石平均含量也相应变低(图7c);这些都证实了该区花港组储层高岭石驱动长石发生伊利石化反应.图8可知此反应主要发生段(2500~3500m)换算的时间在中新世中期,正好发生在长石溶蚀作用之后,晚期方解石胶结作用之前,处于酸性环境逐渐变成碱性环境的过渡期,与该反应逐渐消耗残余H+逐渐变为碱性环境的条件相吻合;此反应尽管是一个减体积反应,但生成的伊利石易堵塞孔喉,显著地降低了渗透率.图7 北部代表性单井利石和长石含量与深度的关系 究区花港组致密储层中绿泥石含量总体较低,镜下未明显观察到绿泥石包壳的存在,难以起到抗压实作用.蒙脱石在浅层含量较高,在下部花港组致密储层含量较低,说明了蒙脱石向伊利石发生了转化,从图2可知,伊蒙混层中蒙脱石含量减少深度段在2500~4000m,因此蒙脱石伊利石化发生时期在中新世中后期和上新世时期(图8),与晚期含铁方解石胶结作用大致对应,与两者反应均需要偏碱性环境相吻合,而且也证实了伊蒙转化为后者提供了金属离子等物质来源.因此,研究区花港组储层中绿泥石较少发育,而且高岭石和蒙脱石均在发生了伊利石化作用,导致该区储层伊利石含量很高,以“塔桥状”堵塞了孔喉(图3l),显著地降低了花港组致密砂岩储层的渗透率.948                   中国矿业大学学报               第45卷4.2.5 成岩演化结合岩相学观察和上述自生矿物的地球化学特征,可以大致了解中央背斜带北部花港组致密砂岩储层的成岩序列:早期方解石胶结—有效压实作用—(压溶)石英加大—有机酸溶蚀(伴生自生石英和高岭石)—高岭石的伊利石化—蒙脱石的伊利石化—含铁方解石胶结物—下部热流(伴生自生石英和方解石胶结)—烃类充注,此序列表示各类成岩作用开始发生时间的先后关系.具体成岩演化历史如下(图8).图8 北部花港组低渗致密砂岩储层的埋藏G热历史和成岩演化序列 距今29~24性孔隙水过饱和沉淀少量方解石胶结物,有效压实作用强烈,渐新世晚期开始持续发生压溶作用导致部分自生石英沉淀,到中新世早期,源岩生排的有机酸进入花港组储集层,此时储层温度为80~120℃,有利于有机酸保存,因此对长石等矿物发生酸性溶蚀,同时有部分自生石英和高岭石生成;在中新世中期,随着H+不断被消耗,地层水逐渐过渡为碱性,此时地层水K+/H+活跃,高岭石驱动长石溶解发生伊利石化反应,同时蒙脱石也开始大量伊利石化,释放碱性金属离子,地层水处于碱性环境,晚期含铁方解石逐渐沉淀充填孔隙;在中新世末期,龙井运动大规模发生,地层发生抬升,下部热流体发生对流,使得石英再次加大和方解石沉淀.据烃类伴生的盐水包裹体均一温度投入埋藏史图显示油气充注时间为晚期,为最后一次成岩事件(图8).4.3 致密化因素强压实作用是储层致密化最为主要的因素;花港组储集层砂岩成分成熟度较高,以石英刚性颗粒为主,应该具有较强的抗压实能力,而该区压实作用却如此强烈,颗粒基本以线接触为主,原因在于煤系地层早期分泌大量的腐植酸,使得地层水较早呈酸性环境,早期碳酸盐胶结物较少沉淀(阴极光观察),没有有效减缓压实作用,与鄂尔多斯上古生界致密砂岩层情况类似.其次,该区石英加大级别高,硅质胶结占据粒间孔隙,是储层致密化的重要因素,原因在于花港组储层绿泥石薄膜很少发育,缺乏绿泥石衬边胶结石英颗粒无法有效抑制自生石英生长;该区压溶作用较强,而且长石溶蚀伴生的自生石英,另外龙井运动抬升造成的热流体活动使得下部高温硅质冷却析出,使得石英加大异常发育,石英加大程度几乎都是期碳酸盐胶结物充填了长石矿物的溶蚀产生的次生孔,使得原本稍得以改善的储层再次变差,因此晚期碳酸盐胶结又是储层进一步致密化的又一重要因素.花港组黏土矿物以伊利石为主,主要来源于高岭石和蒙脱石大量伊利石化;孔隙充满丝状伊利石,堵塞了孔喉,显著地降低了渗透率.综上,强压实作用导致了储层致密,绿泥石薄膜缺乏、压溶、长石溶蚀生成的自生石英和外源热流携带的石英使得石英加大异常发育以及碳酸盐胶结充填长石溶孔,使得储层进一步致密化;强压实作用是储层低渗的主要因素,自生伊利石“搭桥式”地堵塞孔喉是低渗的重要因素.以上各种因素叠加综合造就了该区北部花港组低孔低渗致密砂岩储层,这与西湖凹陷另一区带西次凹的致密砂岩层的致密化成因有明显差别[18].5 致密史与成藏史以成岩演化为约束的储层致密化历史与烃类充注历史进行匹配,是低渗致密砂岩储层成岩成藏的核心问题.目前关于孔隙度演化模型存在两种方式:“反演回剥”法[19]和成岩作用效应模拟法[20],两种方法各有优点;本文结合汲取两种方法的优点,058第5期            苏 奥等:低渗致密砂岩储层的致密化机理与成岩流体演化试图恢复该区典型单井680m)的孔隙度演化过程,结合该深度流体包裹体测试的烃类充注时间,进而研究两者的半定量匹配关系.地层沉积后在各种类型成岩作用下的孔隙度演化过程可分为两个阶段:一个是增孔演化阶段,一个是减孔演化阶段,叠加之后便是实际孔隙度演化过程.因此,衡量成岩作用对孔隙度演化的影响,关键在于分析该地区发生的成岩作用的类型,以及成岩作用发生的时间和持续时间.改进的孔隙演化模型具体流程如下:1)利用现今该深度储层的分选系数,利用φ1=20.91+22.9/)建立面孔率与孔隙度之间的数学关系.3)在镜下估算各类胶结物的占据的面孔率,各类胶结物的沉淀时间上文得到.4)估算溶蚀作用的贡献量,溶蚀作用期为有机酸热演化历史得到(本次把80~120℃作为有机酸溶蚀期[21](图9a)),另外高岭石的伊利石化也驱动长石溶蚀.5)现今的面孔率,考虑胶结和溶蚀作用,估算压实作用减少的孔隙度量.6)由于压实作用对储层的效果主要取决于埋藏历史.埋藏速率越快,孔隙度较小就减少地越快.因此,根据埋藏曲线模拟压实减孔曲线(图9b).7)叠加压实减孔曲线(图9b)、溶蚀增孔曲线(图9c)、硅质减孔曲线(图9d)和碳酸盐胶结减孔曲线(图9e)便是该区储层实际孔隙度演化曲线(图9f).%,现今孔隙度为4.2%.估算长石、岩屑溶孔增加量为5.3%,因此总减孔量为40.3%;硅质胶结平均损失量为4.1%,约占总减孔量的10%;碳酸盐胶结物平均损失量为2.8%(其中早期方解石为0.6%,晚期为2.2%),约占总减孔量的7%;,因此压实作用减孔量为33.4%,占总减孔量的83%.基于此方法恢复的孔隙度演化曲线如图9;从图中可以看出,孔隙度演化曲线约到8.7为致密砂岩储层物性上限,此深度段烃类充注时间为距今2~0显可知烃类充注时储集层已经致密化,因此北部花港组致密砂岩储层为“先致密后成藏”型.图9 中央背斜带北部 1)强压实作用是储层低孔低渗最为主要的因素,它对减孔量的比重约为83%.绿泥石薄膜缺乏,压溶、长石溶蚀生成的自生石英和外源热流携带的石英使得石英加大异常发育以及碳酸盐胶结充填长石溶孔,是储层低孔的重要因素,对减孔比重分别约为10%和7%.大量自生伊利石"搭桥式"堵塞孔喉是低渗的重要因素.上述各种因素叠加造就了西湖凹陷中央背斜带北部花港组低孔低渗致密砂岩储层.2)自生矿物特征:致密砂岩储层中石英加大异常发育,来源多种,有压溶、有机酸溶蚀长石和外源热流硅质.有机碳源和蒙脱石的伊利石化释放的金属离子为晚期碳酸盐胶结物沉淀提供了重要物质来源,而且中新世末热流体使得碳酸盐胶结物重结晶的导致氧原子交换,使得氧同位素发生了负漂移.黏土矿物主要以伊利石为主,蒙脱石次之,绿泥石较少,而高岭石近于零是因为花港组砂泥比高,地层水K+/H+比活跃,启动了高岭石伊利石化.3)低渗致密储层的主要成岩序列:早期方解石胶结—有效压实作用—(压溶)石英加大—有机酸溶蚀(伴生自生石英和高岭石)—高岭石的伊利石化—蒙脱石的伊利石化—含铁方解石胶结物—下部热流(伴生自生石英和方解石胶结)—烃类充注.4)恢复的孔隙度演化史与成藏史显示,研究区低渗致密砂岩储层为“先致密后成藏”类型.参考文献:[1] 陶士振,邹才能
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