蘇 奧 陳紅漢 曹來圣 李成海 雷明珠 趙玉濤

(1．中國石油東方地球物理公司研究院油氣評(píng)價(jià)開發(fā)研究所 河北涿州 072750;2．中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)構(gòu)造與油氣資源教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 武漢 430074;3．中國石油華北油田分公司勘探開發(fā)研究院 河北任丘 062550;4．中國海洋石油湛江分公司研究院 廣東湛江 524057)

0 引言

東海盆地西湖凹陷具有豐富的油氣資源，而儲(chǔ)層孔隙度決定了儲(chǔ)存油氣的能力，因此尋找優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層是獲得高產(chǎn)的必要條件。由于西湖凹陷低孔低滲儲(chǔ)層中次生高孔帶是油氣主要聚集空間，因此把儲(chǔ)層次生高孔帶作為尋找相對(duì)高孔高滲優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的首選對(duì)象，對(duì)油氣勘探具有重要的意義。盡管前人論述過西湖凹陷古近系儲(chǔ)層發(fā)育異常高孔帶的現(xiàn)象［1，2］，但都未對(duì)其成因機(jī)理做過系統(tǒng)和深入研究。本文在大量分析測(cè)試資料上，結(jié)合研究區(qū)的構(gòu)造和沉積背景，對(duì)西湖凹陷古近系儲(chǔ)層次生孔隙發(fā)育帶的形成機(jī)理進(jìn)行分析，并提出了一些新的看法，以期對(duì)尋找優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層提供一些思路。

1 地質(zhì)概況

西湖凹陷在東海陸架盆地的東北部，面積約5．9×104km2，是東海盆地最具勘探潛力的凹陷［3］;迄今為止已在凹陷內(nèi)完成探井57口，發(fā)現(xiàn)7個(gè)油氣田及12個(gè)含油氣構(gòu)造，具有良好的油氣前景。研究區(qū)新生帶地層自下而上發(fā)育古新統(tǒng)、中上始新統(tǒng)平湖組、漸新統(tǒng)花港組、中新統(tǒng)龍井組、玉泉組和柳浪組，上新統(tǒng)三潭組及第四系東海群(圖1)。其中平湖組和花港組是主要的儲(chǔ)集層，主力源巖為平湖組煤系烴源巖［4］。巖石薄片觀察發(fā)現(xiàn)，儲(chǔ)層砂巖類型以巖屑長(zhǎng)石砂巖和長(zhǎng)石巖屑砂巖為主，還有部分巖屑石英砂巖，不同地區(qū)砂巖類型有所差異。粒度上屬于中—細(xì)砂巖，分選性較好，總體上砂巖結(jié)構(gòu)成熟度中等—較好，成分成熟度較低。其中花港組下段和平湖組的物性已經(jīng)達(dá)到了致密砂巖的標(biāo)準(zhǔn)。凹陷始新統(tǒng)至中新統(tǒng)發(fā)育海相和陸相兩種沉積環(huán)境。海相沉積環(huán)境主要發(fā)育海灣三角洲相、海灣潮坪相和海灣淺海相;陸相沉積環(huán)境又可進(jìn)一步劃分為辮狀河流相、湖泊辮狀三角洲相和湖泊相［3］。

圖1 西湖凹陷各構(gòu)造帶、油氣田分布及地層圖Fig．1 Distribution of various structural belts，oil-gas fields and strata of the Xihu depression

2 次生孔隙的分布和類型

2．1 次生孔隙的分布

從工區(qū)4844塊巖芯分析孔隙度和滲透率數(shù)據(jù)在地層縱向上的分布特征可看出，在2 500～3 100 m和3 400～4 400 m的深度段發(fā)育大量的次生孔隙(圖2)。不同地區(qū)由于沉積和成巖演化的差異性，其次生孔隙帶發(fā)育的深度段不一致，其中西部斜坡帶儲(chǔ)層發(fā)育第一段次生孔隙帶的深度段要大于中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶儲(chǔ)層。在第一段次生孔隙發(fā)育帶內(nèi)，孔隙度最大高達(dá)33%，平均在20%左右;在第二段次生孔隙發(fā)育帶內(nèi)，最高孔隙度為23%，平均孔隙度在13%左右。

2．2 次生孔隙類型

圖2 西湖凹陷儲(chǔ)層孔隙度與深度的關(guān)系圖Fig．2 The plot showing the relationship between reservoir porosity and depth in the Xihu depression

圖3 西湖凹陷古近系儲(chǔ)層次生孔隙類型a．CX1 井，2 770．37 m，粒間孔和長(zhǎng)石粒內(nèi)溶孔，藍(lán)色鑄體;b．CX1 井，3 037．75 m，巖屑粒內(nèi)溶孔，藍(lán)色鑄體;c．DH1 井，3 413．80 m，長(zhǎng)石粒內(nèi)溶孔，顆粒骨架俱在，藍(lán)色鑄體;d．DH1井，4 108．75 m，石英顆粒及加大邊溶蝕形成港灣狀;e．WYT1井，3 594．1 m，砂巖激光共聚焦照片，發(fā)育粒間溶孔、微孔和粒內(nèi)溶孔;f．CX1井，2 815．41 m，粉砂巖中發(fā)育裂縫孔，藍(lán)色鑄體。Fig．3 The types of secondary pore of Paleogene reservoir in Xihu depression

通過鑄體薄片鑒定，發(fā)現(xiàn)西湖凹陷古近系砂巖主要的孔隙類型有:殘余原生粒間孔、次生孔;其中西湖凹陷砂巖儲(chǔ)層主要的次生孔隙有以下幾種類型(圖3):①粒間溶蝕孔:儲(chǔ)層砂巖顆粒邊緣以及顆粒之間的填隙物(綠泥石膜以及碳酸鹽膠結(jié)物等)被溶蝕而產(chǎn)生的次生孔隙;西湖凹陷儲(chǔ)層此種類型孔隙占總孔孔隙度的30%左右，是儲(chǔ)層主要孔隙類型之一，它主要由長(zhǎng)石顆粒邊緣溶蝕和石英顆粒以及加大邊溶蝕產(chǎn)生;②粒內(nèi)溶蝕孔:儲(chǔ)層砂巖顆粒被不完全溶蝕而產(chǎn)生顆粒內(nèi)溶孔;西湖凹陷儲(chǔ)層此種類型孔隙占總孔隙度的60%左右，是儲(chǔ)層主要孔隙類型，它主要是長(zhǎng)石和巖屑顆粒溶蝕產(chǎn)生;③裂縫:在上覆負(fù)荷和構(gòu)造作用下，儲(chǔ)層砂巖顆粒被擠壓破裂產(chǎn)生的裂縫，主要分布在砂巖儲(chǔ)層的中深段。

3 與成巖演化的關(guān)系

3．1 自生礦物的形成溫度確定

西湖凹陷古近系砂巖儲(chǔ)層中主要的自生礦物為碳酸鹽膠結(jié)物、石英次生加大和黏土礦物。本文通過測(cè)試碳酸鹽膠結(jié)物的碳、氧同位素和石英次生加大邊中流體包裹體的均一溫度來得到相應(yīng)的形成溫度，來作為成巖階段的劃分依據(jù)。

在顯微鏡礦物學(xué)觀察基礎(chǔ)上優(yōu)先選出含單一碳酸鹽膠結(jié)物的樣品，采用磷酸法溶解，收集生成的CO2，再利用Finigan MAT251型精密氣體穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀進(jìn)行檢測(cè)分析碳氧同位素組成以避免多期碳酸鹽混合造成同位素?cái)?shù)據(jù)解釋的困難。表1中PH5井的方解石膠結(jié)物來看，可以分為兩期:第一期氧同位素在11．5‰左右，第二期在17‰左右，明顯沉淀溫度有差別。從含量來看也可以得到印證，成巖晚期的方解石含量較高，一般在10%以上，成巖相對(duì)早期的方解石含量較低，一般不超過6%。對(duì)碳酸鹽膠結(jié)物氧同位素?fù)Q算成其形成溫度進(jìn)行統(tǒng)計(jì)［4，5］，菱鐵礦的形成溫度在70℃左右，第一期相對(duì)較早的方解石形成溫度在105℃左右，而第二期形成較晚的方解石主要形成在 140℃～180℃之間，白云石形成溫度在100℃～110℃之間。

表1 西湖凹陷儲(chǔ)層砂巖碳酸鹽膠結(jié)物的氧同位素分析結(jié)果Table 1 Analysis of oxygen isotopes for the carbonate cements in the Paleogene sandstone in Xihu depression

圖4 砂巖儲(chǔ)層石英加大邊中包裹體均一溫度Fig．4 Homogeneous temperatures of quartz ouergrowth in sandstone reservoir

采用Nikon 80I雙通道熒光—透射光顯微鏡及Linkam THMS 600G冷熱臺(tái)對(duì)西湖凹陷儲(chǔ)層砂巖石英加大邊中流體包裹體進(jìn)行顯微測(cè)溫分析，測(cè)定誤差為0．1℃。本次實(shí)驗(yàn)室在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)“構(gòu)造與油氣資源”教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。顯微測(cè)溫結(jié)果表明石英加大邊形成于兩個(gè)溫度區(qū)間，少部分形成于70℃左右，大部分形成于90℃～120℃之間(圖4)。

3．2 成巖演化階段的劃分及與次生孔隙帶的關(guān)系

西湖凹陷砂巖的成巖演化歷史與儲(chǔ)層次生孔隙的分布特征存在密切的關(guān)系。本文綜合利用黏土礦物混層比、鏡質(zhì)體反射率(Ro)、古地溫和自生礦物的形成溫度等資料對(duì)西湖凹陷儲(chǔ)層的成巖演化階段進(jìn)行劃分，認(rèn)為研究區(qū)儲(chǔ)層經(jīng)歷了早成巖A期、早成巖B期、晚成巖A1期、晚成巖A2期以及晚成巖B期(圖5)。

(1)早成巖A期

Ro＜0．35%，有機(jī)質(zhì)處于未成熟階段，黏土礦物混層比大于70%。此階段埋深小于1 100 m，結(jié)合古低溫梯度，古地溫應(yīng)該小于70℃。此成巖階段的主要成巖作用為機(jī)械壓實(shí)作用，孔隙類型為原生孔隙。

(2)早成巖B期

0．35%＜Ro＜0．5%，有機(jī)質(zhì)處于半成熟階段，黏土礦物混層比在50%～70%之間。此階段埋深為1 100～2 300 m，古地溫介于70℃～90℃之間，此成巖階段的主要成巖作用仍為機(jī)械壓實(shí)作用，有少量的石英加大出現(xiàn)，以及菱鐵礦和早期的方解石的沉淀，孔隙類型以原生粒間孔為主，有少量的次生孔隙。

(3)晚成巖A1期

0．5%＜Ro＜0．7%，有機(jī)質(zhì)處于成熟階段的早期，黏土礦物混層比在35%～50%之間，此階段埋深為2 300～3 400 m，古地溫介于 90℃ ～115℃，此成巖階段早期有方解石和白云石的沉淀，隨著埋深繼續(xù)增加，在進(jìn)入生烴窗之前，有機(jī)酸大量釋放溶蝕，發(fā)育了第一段次生孔隙帶，同時(shí)石英加大和自生高嶺石也在此段生成。孔隙類型為原生—次生的混合孔隙。

(4)晚成巖A2期

0．7%＜Ro＜1．3%，有機(jī)質(zhì)處于完全成熟階段，黏土礦物混層比在15%～35%之間，此階段埋深為3 400～4 500 m，古地溫介于115℃～140℃，此成巖階段發(fā)生高嶺石的伊利石化，高嶺石含量急劇減小，以及有晚期的含鐵碳酸鹽膠結(jié)物生成，此段發(fā)生溶蝕作用，發(fā)育第二段次生孔隙帶。此時(shí)原生孔隙已經(jīng)消失殆盡，次生孔隙為主要的孔隙類型。

(5)晚成巖B期

1．3%＜Ro＜2．0%，有機(jī)質(zhì)處于高成熟階段，黏土礦物混層比小于15%，埋深大于4 500 m，古地溫大于140℃，此成巖階段主要發(fā)生交代作用，次生孔隙壓實(shí)和充填減小。

從上述分析可以看出，西湖凹陷砂巖儲(chǔ)層埋深在2 300～3 400 m時(shí)處于晚成巖A1期，與前述2 500～3 100 m的第一次生孔隙發(fā)育深度段有良好的對(duì)應(yīng);當(dāng)砂巖儲(chǔ)層埋深在3 400～4 500 m深度處于晚成巖A2期，與前述3 400～4 400 m的第二次生孔隙發(fā)育深度段有良好的對(duì)應(yīng)。

4 次生孔隙帶的成因分析

4．1 第一段次生孔隙帶的成因

第一段次生孔隙主要是在酸性環(huán)境下有機(jī)酸等酸性流體溶蝕長(zhǎng)石類礦物導(dǎo)致，還有少部分TSR反應(yīng)(硫酸鹽的熱氧化還原反應(yīng))生成的H2S溶蝕造成。

4．1．1 有機(jī)質(zhì)熱解作用產(chǎn)生的有機(jī)酸和有機(jī)酸脫羧產(chǎn)生的CO2溶蝕

在干酪根熱降解時(shí)，會(huì)脫去外部的含氧官能團(tuán)，形成大量的有機(jī)酸［6］。有機(jī)酸溶蝕主要表現(xiàn)在對(duì)顆粒骨架(長(zhǎng)石、巖屑)和碳酸鹽膠結(jié)物的溶蝕。此種溶蝕證據(jù)如下:

(1)從圖6看出各個(gè)區(qū)帶有機(jī)質(zhì)熱演化進(jìn)入的成熟階段(Ro=0．5%～0．7%)的深度門限不同，其中西部斜坡帶為2 500～3 200 m、西次凹為2 400～3 300 m、中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶為2 000～2 700 m以及東次凹為2 400～3 100 m，但是均與第一段次生孔隙帶深度段(2 500～3 100 m)相吻合。此階段會(huì)釋放大量的有機(jī)酸，隨著埋深的增加逐漸被壓實(shí)出來，進(jìn)入儲(chǔ)層進(jìn)行溶蝕。

(2)從儲(chǔ)層砂巖碳酸鹽膠結(jié)物碳、氧同位素角度來看，不同成因的碳酸鹽膠結(jié)物其碳同位素值分布不同;海水過飽和生成的碳酸鹽膠結(jié)物δ13C一般分布在－4‰～4‰之間，屬于無機(jī)碳源［7］;而有機(jī)酸脫羧形成的碳酸鹽，其δ13C比無機(jī)成因碳酸鹽的δ13C要輕些，從圖7可以看出樣品幾乎全部落在與有機(jī)酸脫羧作用有關(guān)的碳酸鹽區(qū)，且發(fā)現(xiàn)部分樣品碳酸鹽膠結(jié)物δ13C明顯向負(fù)偏移，說明有機(jī)酸參與部分砂巖碳酸鹽膠結(jié)物的形成［8］。

(3)從高嶺石的含量變化的角度也可以證實(shí)此機(jī)理。從圖8可以看出，NB25-6-1、PH1、PH5和 DH1井均在2 200～3 000 m左右高嶺石的含量增加，指示次生孔隙的發(fā)育，與第一段次生孔隙帶深度相吻合。

圖5 西湖凹陷碎屑巖儲(chǔ)層成巖階段劃分Fig．5 Diagenesis evolution stages of sandstone reservoir in Xihu depression

(4)儲(chǔ)層中石英次生加大的成因側(cè)面證實(shí)有機(jī)酸引起溶蝕。一般硅質(zhì)來源可能來源于沉積水體、熱液和地層本身［9］;若為地層本身提供，又分為壓溶作用、長(zhǎng)石溶蝕和高嶺石的伊利石化這三種方式。由于這幾種成因主要發(fā)生在成巖作用的不同階段，因此測(cè)定石英次生加大邊里的流體包裹體均一溫度，便可確定石英次生加大來源于何種成因。測(cè)試結(jié)果(圖4)表明均一溫度主要分布在90℃～120℃之間，少部分分布在70℃左右。因此石英次生加大形成的溫度應(yīng)該普遍大于70℃，所以不是沉積水體產(chǎn)生，同時(shí)熱液產(chǎn)生的石英次生加大應(yīng)該具有較均一的包裹體溫度，所以硅質(zhì)應(yīng)該來源于地層本身。測(cè)試得到石英次生加大邊中包裹體的均一溫度主要分布在90℃～120℃之間，因此石英加大邊主要形成于在晚成巖A期，因此不是壓溶提供。從圖8可以看出，高嶺石的伊利石化主要在3 500～3 700 m，此時(shí)的地溫已經(jīng)大于120℃，也并非高嶺石的伊利石化提供，因此硅質(zhì)主要來源于有機(jī)酸對(duì)長(zhǎng)石溶蝕產(chǎn)生，與此同時(shí)晚成巖A期對(duì)應(yīng)的深度段是正好是第一段次生孔隙發(fā)育帶，從而證實(shí)了有機(jī)酸對(duì)長(zhǎng)石溶蝕的深度段與第一段次生孔隙帶相對(duì)應(yīng)。

根據(jù)鏡下觀察長(zhǎng)石溶孔與碳酸鹽溶孔的比例，統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)西湖凹陷儲(chǔ)層長(zhǎng)石溶孔占次生孔隙的5%～50%，本文認(rèn)為有機(jī)酸和有機(jī)酸脫羧產(chǎn)生的CO2主要對(duì)長(zhǎng)石與含長(zhǎng)石火山巖屑進(jìn)行溶蝕，而對(duì)碳酸鹽膠結(jié)物溶蝕的溶蝕產(chǎn)生次生孔隙的現(xiàn)象相對(duì)不明顯;原因有兩點(diǎn):①西湖凹陷的烴源巖主要是煤系母質(zhì)，煤系地層相對(duì)而言，有機(jī)質(zhì)被埋藏后，會(huì)很快分解形成大量的腐殖酸，儲(chǔ)層流體早期就具有偏酸性的特點(diǎn)，因此西湖凹陷早期往往較少發(fā)育碳酸鹽膠結(jié)物，因而被溶蝕的碳酸鹽膠結(jié)物含量就更少。②從有機(jī)酸對(duì)長(zhǎng)石和碳酸鹽膠結(jié)物的反應(yīng)難度來看，有部分學(xué)者認(rèn)為有機(jī)酸對(duì)長(zhǎng)石反應(yīng)的化學(xué)反應(yīng)自由能要小于對(duì)碳酸鹽反應(yīng)的自由能，導(dǎo)致有機(jī)酸更易于溶蝕長(zhǎng)石［10，11］;還有學(xué)者認(rèn)為碳酸鹽類與有機(jī)酸反應(yīng)生成的CO2是氣體，因此地層的高壓條件一定程度上限制了此反應(yīng)的發(fā)生［12］。本文則從酸性的強(qiáng)弱上來看，H2SiO3比H2CO3更加弱，因此一定的溫壓條件下有機(jī)酸更易與長(zhǎng)石反應(yīng)生成硅酸。

圖6 西湖凹陷各個(gè)區(qū)帶鏡質(zhì)體反射率與深度的關(guān)系Fig．6 The diagram of Ro and depth in various tectonic belt，Xihu depression

圖7 西湖凹陷儲(chǔ)層砂巖碳酸鹽膠結(jié)物δ13C與δ18O組成分布圖［14］Fig．7 Distribution of δ13C and δ18O of carbonate cements in sandstone reservoir of Xihu depression

圖8 西湖凹陷部分井高嶺石、伊利石含量與深度的關(guān)系圖Fig．8 The diagram of kaolinite，illite content and depth in parts of wells，Xihu depression

4．1．2 硫酸鹽的熱氧化還原反應(yīng)產(chǎn)生的H2S溶蝕

一般硫酸鹽的熱氧化還原反應(yīng)發(fā)生的溫度區(qū)間為80℃ ～100℃和 150℃ ～200℃，對(duì)應(yīng)的 Ro為 1．0%～4．0%，地層深度一般為 2 000～6 000 m［13］。西湖凹陷DQ1、CX1和PH5均發(fā)現(xiàn)黃鐵礦，可能指示了發(fā)生了硫酸鹽的熱氧化還原反應(yīng);反應(yīng)產(chǎn)生了H2S，對(duì)長(zhǎng)石和碳酸鹽等組分進(jìn)行溶蝕。通過鏡下薄片鑒定與統(tǒng)計(jì)，發(fā)現(xiàn)黃鐵礦多分布在地層2 900～3 100 m的深度，在第一段次生孔隙帶內(nèi)。但由于TSR反應(yīng)的所需條件較苛刻，不能大量發(fā)生此反應(yīng)，因而H2S溶蝕造成的次生孔隙量有限。

4．2 第二段次生孔隙度帶的成因

隨著成巖作用的繼續(xù)進(jìn)行，其成巖流體環(huán)境會(huì)發(fā)生變化，一方面由于長(zhǎng)石、巖屑和碳酸鹽組分的溶解，導(dǎo)致酸性流體的消耗，另一方面堿性地層水不斷的中和消耗酸性流體;這些都導(dǎo)致地層流體從酸性逐漸變?yōu)槿鯄A性再到堿性。本文認(rèn)為第二段次生孔隙帶主要由殘余的早期酸性溶蝕孔和堿性環(huán)境下長(zhǎng)石的高嶺石化導(dǎo)致，少部分則由堿性流體溶蝕石英顆粒形成，同時(shí)異常高壓保護(hù)深層次生孔隙，而且形成了一定量的裂縫。

4．2．1 殘余的早期酸性溶蝕孔

由酸性流體溶解長(zhǎng)石和碳酸鹽膠結(jié)物等礦物造成的溶蝕孔，形成的第一段次生孔隙，在壓實(shí)和膠結(jié)等破壞性成巖作用下保留下的殘余孔隙。例如長(zhǎng)石顆粒的粒內(nèi)溶孔，因未完全溶蝕而顆粒骨架俱在，便可支撐壓實(shí)從而保留下來。從中深層的巖樣鑄體薄片(圖3c)便可看出仍存在一定的長(zhǎng)石溶蝕孔。

4．2．2 高嶺石的伊利石化導(dǎo)致鉀長(zhǎng)石溶蝕

從圖7中可以發(fā)現(xiàn)，儲(chǔ)層中的高嶺石在3 400～3 700 m，其含量迅速減小，與此同時(shí)伊利石含量逐漸增加，呈現(xiàn)一種此消彼長(zhǎng)的趨勢(shì)。在堿性環(huán)境下高嶺石不穩(wěn)定，同時(shí)深度段的地層溫度大于120℃，地層已經(jīng)處于封閉的狀態(tài)，高嶺石將發(fā)生伊利石化反應(yīng)，其反應(yīng)的化學(xué)方程式［15］:

此反應(yīng)會(huì)導(dǎo)致不僅導(dǎo)致鉀長(zhǎng)石的溶解，而且是一個(gè)體積減小的反應(yīng)，有助于次生孔隙的發(fā)育。

4．2．3 石英溶蝕

顯微鏡下薄片發(fā)現(xiàn)，石英顆粒邊緣及石英加大邊被溶蝕，部分受到溶蝕形成港灣狀(圖3)。關(guān)于石英被溶蝕的機(jī)理，前人提出過在近中—堿性的流體環(huán)境下，硅酸會(huì)與有機(jī)酸根離子進(jìn)行絡(luò)合，導(dǎo)致石英溶解［16］。本文認(rèn)為還存在一種方式能導(dǎo)致石英溶蝕;即堿性環(huán)境介質(zhì)中含有大量的CO2－3離子水解，使地層流體pH值達(dá)到10以上，造成石英的溶蝕?？傊⒌娜芪g對(duì)改善儲(chǔ)層物性起到一定作用。這種石英溶蝕機(jī)理的化學(xué)反應(yīng)式如下:

圖9 西湖凹陷平湖地區(qū)超壓與孔、滲演化關(guān)系圖Fig．9 The diagram of abnormal high pressure and porosity，permeability in pinghu area，Xihu depression

4．2．4 異常高壓保護(hù)孔隙度以及產(chǎn)生裂縫

鉆井已揭示出西湖凹陷的西部斜皮帶和中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶存在兩個(gè)壓力系統(tǒng)，一個(gè)靜水壓力系統(tǒng)，發(fā)育在地層的淺處到3 300 m，壓力系數(shù)維持在1．0左右;另一個(gè)是高壓系統(tǒng)，發(fā)育在地層的3 300～4 400 m的中深地段，壓力系數(shù)在1．1～1．6左右，最高達(dá)到了1．8。異常高壓對(duì)第二段次生孔隙帶起到一定的控制作用，以西湖凹陷的平湖地區(qū)為例，從圖9可以看出第二段次生孔隙帶的深度段與異常高壓發(fā)育的深度段相吻合，由于超壓可以有效降低骨架顆粒所承受的壓力，保護(hù)儲(chǔ)層的物性，因而隨著地層壓力增加，孔隙度與滲透率減小的變化趨勢(shì)被減緩，之后在強(qiáng)超壓的作用下，導(dǎo)致巖石破裂產(chǎn)生裂縫和流體反復(fù)流動(dòng)淋濾儲(chǔ)層，因而物性逐漸被改善。

5 結(jié)論

(1)西湖凹陷古近系砂巖儲(chǔ)層次生孔隙發(fā)育帶在縱向上主要分布在2 500～3 100 m和3 400～4 400 m的深度段。次生孔隙中粒間溶蝕孔占總孔隙度的30%左右，粒內(nèi)溶蝕孔占總孔隙度的60%左右，它們是儲(chǔ)層主要孔隙類型，同時(shí)存在少量的裂縫發(fā)育。

(2)第一段次生孔隙發(fā)育帶與晚成巖A1期的深度段良好對(duì)應(yīng)，第二段次生孔隙發(fā)育帶與晚成巖A2期的深度段良好的對(duì)應(yīng)。

(3)第二段次生孔隙帶主要由殘余的早期酸性溶蝕孔和堿性環(huán)境下主要由高嶺石的伊利石化導(dǎo)致，少部分則由堿性流體溶蝕石英顆粒形成，同時(shí)異常高壓保護(hù)深層次生孔隙，而且形成了一定量的裂縫。

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