張 武 侯國偉 肖曉光 苗 清 何 苗 申雯龍

(中海石油(中國)有限公司上海分公司 上海 200335)

近年來，隨著全球常規(guī)油氣發(fā)現(xiàn)量的下降，各大油氣公司開始將目光轉(zhuǎn)移到低孔低滲儲層的勘探開發(fā)上，以尋找新的油氣儲量增長點[1-2]。受地域和技術經(jīng)濟條件的影響，低孔低滲儲層的劃分標準并不統(tǒng)一，是一個相對概念。國內(nèi)外學者對低孔低滲儲層的界限有過許多研究,如前蘇聯(lián)學者將儲層滲透率為50～100 mD的油田算作低滲透油田；美國學者將滲透率小于10 mD的儲層稱為低滲透儲層；我國石油行業(yè)一般將滲透率為10～50 mD的儲層當作低滲儲層[3-4]。受益于壓裂、水平井和分支井等技術的普及，低滲領域的勘探相繼在美國落基山地區(qū)的大綠河盆地、丹佛盆地以及我國四川盆地、塔里木盆地庫車地區(qū)取得了重大突破[5-6]。

近年來西湖凹陷勘探開發(fā)實踐表明，盆地內(nèi)普遍發(fā)育低孔低滲油氣藏，低滲致密氣藏資源潛力巨大，約占凹陷內(nèi)天然氣總資源量的80%以上[7]。相比于常規(guī)儲層，低孔低滲砂巖儲層大多經(jīng)歷了更為復雜的埋藏演化過程，成巖改造強烈，孔喉系統(tǒng)復雜，非均質(zhì)性強，儲集性能差，導致優(yōu)質(zhì)儲層尋找困難，開發(fā)成本高[8-9]。針對西湖凹陷低孔低滲砂巖儲層埋深大、非均質(zhì)性強的問題[10]，通過對研究區(qū)巖石薄片鑒定、粉末粒度、掃描電鏡、激光微區(qū)同位素分析等測試手段[11-15]，分析低滲儲層的形成機理及相對優(yōu)質(zhì)儲層的主控因素，旨在為西湖凹陷深層的油氣勘探開發(fā)提供指導。

1 低滲儲層發(fā)育特征

1.1 分布特征

西湖凹陷(圖1)位于東海盆地，構造上屬于浙東坳陷內(nèi)的三級構造單元。根據(jù)新生代的構造格局、沉積特點、斷裂發(fā)育及油氣賦存狀態(tài)等特征，西湖凹陷由西向東可劃為西部斜坡帶、西次凹、中央反轉(zhuǎn)構造帶、東次凹和東部斷階帶，大致經(jīng)歷了古新世—始新世斷陷階段、漸新世—中新世拗陷階段和上新世—第四系區(qū)域沉降階段的構造演化過程。從鉆井所揭露的地層來看，從下到上依次發(fā)育了始新統(tǒng)寶石組和平湖組，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)三潭組以及第四系東海群，其中平湖組和花港組是西湖凹陷的主要勘探層系，也是低滲儲層的主要發(fā)育層系。

圖1 西湖凹陷構造帶位置及地層劃分Fig .1 Regional tectonic division and stratigraphic column in Xihu sag

從目前鉆遇井砂體剖面來看，平湖組低孔低滲儲層主要分布在西部斜坡帶，埋深普遍在3 500～4 800 m;平湖組沉積時期為盆地斷陷階段晚期，可容空間大，砂體具有縱向薄、分布廣泛、橫向變化快的特點，砂地比集中范圍是30%～50%?；ǜ劢M低孔低滲儲層覆蓋整個西湖凹陷，埋深普遍為3 200～4 500 m;花港組沉積時期為盆地拗陷階段，受北部虎皮礁隆起長軸物源及西部海礁隆起、東部釣魚島隆褶帶點物源充足供給，主要發(fā)育大型辮狀河-三角洲沉積體系[16-21]，砂地比50%～80%，砂巖厚度幾米到百米不等，橫向上連續(xù)性好且分布廣，低孔低滲儲層規(guī)模巨大(圖2)。

圖2 西湖凹陷低孔低滲儲層分布特征Fig .2 Distribution characteristics of low porosity and low permeability reservoirs in Xihu sag

1.2 物性特征

參照有關分類標準，西湖凹陷現(xiàn)行標準將滲透率<10 mD的儲層作為低滲儲層。巖、壁心實測物性統(tǒng)計(圖3)表明，西湖凹陷平湖組儲層孔隙度分布范圍4.3%～23.1%，其中孔隙度<15.0%的占65.0%；滲透率分布范圍0.03～542.00 mD，其中滲透率<10 mD的占46%。花港組儲層孔隙度分布范圍2.7%～24.6%，其中孔隙度<15.0%的占94.3%，滲透率分布范圍0.02～850 mD，其中滲透率<10 mD的占90.3%。由此可見，西湖凹陷花港組、平湖組物性分布范圍跨度大，低孔低滲儲層占主導。

1.3 孔喉特征

通過鏡下薄片、掃描電鏡觀察可知，西湖凹陷儲層類型屬孔隙型，孔隙構成以次生孔隙為主(約75%)，保存有一定量的原生孔(約25%)，粒間擴大溶孔占次生孔隙比重大，偶見微裂縫(圖4)。原生孔隙的發(fā)育受深度和粒度的控制明顯，一般發(fā)育在粒度較粗、深度較淺的層段，內(nèi)部潔凈，觀察不到明顯的溶蝕痕跡，連通性較好。次生孔隙主要是源于長石和其他鋁硅酸鹽礦物(包括基性火山巖巖屑中的易溶組分)等骨架顆粒邊緣的溶解，形態(tài)多具不規(guī)則狀。

低滲儲層孔喉結(jié)構復雜，傳統(tǒng)的高壓壓汞技術難以區(qū)分孔隙、喉道對儲層滲流能力的影響，但利用恒速壓汞技術可以區(qū)分開，不同物性儲層孔隙半徑差異不大，而喉道大小直接控制了滲透率大小。西湖凹陷儲層孔喉半徑主要分布在微米—亞微米級別，滲流能力好的儲層主要喉道半徑在大于1 μm的微米級。滲透率為9.92 mD的樣品，其喉道半徑峰值為4.5 μm；而滲透率小于0.5 mD的2個樣品，其喉道半徑分布都在小于1 μm的亞微米區(qū)間內(nèi)。不同孔隙類型對滲透率貢獻差異大，優(yōu)質(zhì)高滲帶發(fā)育主要與溶蝕改造的擴大喉道半徑有關(圖5)。

圖3 西湖凹陷儲層物性特征Fig .3 Reservoir quality of Xihu sag

圖4 西湖凹陷儲層孔隙類型特征Fig .4 Sandstone reservoirs pore types in Xihu sag

圖5 西湖凹陷寧波ZY-2氣田孔隙、喉道半徑分布特征Fig .5 Distribution characteristics of pore throat radius of Ningbo ZY-2 gas field in Xihu sag

2 低滲儲層成因

西湖凹陷低孔低滲儲層的形成受母巖類型及成巖作用共同控制：一方面，深埋條件下的強上覆壓力及中成巖B期大量的膠結(jié)作用使物性變差；另一方面，巖漿巖、變質(zhì)巖為主的母巖使得砂體石英含量高，抗壓實較強，深層普遍發(fā)育次生溶孔，擴展了低滲儲層窗口(圖6)。

2.1 破壞性成巖作用

2.1.1壓實作用

西湖凹陷儲層埋深大都在3 500～5 000 m的范圍內(nèi)(圖2)，壓實作用是儲層物性降低的主要原因。顯微鏡下觀察發(fā)現(xiàn)，火山巖、云母、片巖和千枚巖等塑性顆粒在埋藏作用過程中發(fā)生塑性變形并定向排列；同時砂巖中碎屑顆粒線接觸及線—凹凸接觸(圖4a)，甚至縫合線接觸關系以及泥巖巖屑變?yōu)榧匐s基等現(xiàn)象也顯示經(jīng)歷了相對較強的壓實作用。

圖6 西湖凹陷低孔低滲儲層成因模式Fig .6 Low porosity low permeability reservoir formation genetic model of Xihu sag

2.1.2膠結(jié)作用

西湖凹陷砂巖中膠結(jié)作用廣泛發(fā)生，常見的膠結(jié)物有自生伊利石、高嶺石、綠泥石、硅質(zhì)、自生方解石及白云石等。平湖組和花港組膠結(jié)物類型基本一致，總含量平湖組高于花港組，其中碳酸鹽膠結(jié)物含量占比在50%以上，主要以“鈣尖”形式零星分布于儲層中；自生石英及自生伊利石、高嶺石、綠泥石含量較少。一般來說，儲層演化至中成巖B期，孔隙流體性質(zhì)逐漸由酸性向堿性演變，流體環(huán)境逐漸封閉[22]，絨球狀綠泥石、發(fā)絲狀伊利石、含鐵方解石及白云石大量生成堵塞孔喉，儲層逐漸致密化。

成巖階段通過控制水-巖反應及黏土轉(zhuǎn)化順序來影響儲層物性，而地溫又直接控制成巖階段演化，特別是控制各類黏土礦物、自生石英等膠結(jié)物的富集。西湖凹陷地溫場差異是造成盆地不同構造帶成巖程度差異的主因，通過對比花港組、平湖組DST實測地層溫度數(shù)據(jù)，可以看出花港組地溫梯度約為3.6 ℃/100 m，而西斜坡平湖組地溫梯度為3.0 ℃/100 m左右(圖7)，因此花港組在埋深4 000 m左右進入強膠結(jié)帶而儲層致密化，西斜坡平湖組在埋深4 600 m左右儲層逐漸致密。

圖7 西湖凹陷花港組和平湖組地溫梯度特征Fig .7 Typical characteristics of geothermal gradient in Huagang and Pinghu Formations of Xihu sag

2.2 建設性成巖作用

西湖凹陷北部虎皮礁隆起主要為晚白堊世火山巖及震旦紀變質(zhì)巖基底；西部海礁隆起主要為晚侏羅世的火山巖系，以中酸性巖漿巖為主，變質(zhì)巖為次；東部釣魚島隆褶帶以晚古生代巖漿巖為主[19-20]。西湖凹陷周邊物源區(qū)供給持續(xù)穩(wěn)定，以巖漿巖(特別是花崗巖)、變質(zhì)巖為主的母巖提供了大量的剛性石英顆粒(含量60%～80%)和可溶性長石顆粒(圖8)，石英含量較高(平均值>65%)，抗壓實性強；同時長石含量15%～20%，屬主要的溶蝕礦物，在掃描電鏡及鑄體薄片下可以觀察到砂巖中大量長石被溶蝕形成的次生孔隙(圖4)。隨著地層埋深加大，成巖作用經(jīng)歷了酸性成巖環(huán)境，長石被大量溶蝕形成次生孔隙，西湖凹陷普遍發(fā)育有機酸溶蝕形成的次生孔隙發(fā)育帶，擴展了低滲儲層深度窗口，為深層依然保持較好的物性打下了基礎。

圖8 西湖凹陷儲層巖石學三角圖Fig .8 Reservoir petrological triangulation in Xihu sag

3 優(yōu)質(zhì)儲層主控因素

在普遍低孔低滲的儲層中尋找相對優(yōu)質(zhì)的儲層，首先應明確優(yōu)質(zhì)儲層形成的主控因素。經(jīng)過近幾年的勘探實踐，西湖凹陷優(yōu)質(zhì)儲層受沉積微相、差異溶蝕控制，具體到不同層段也有各自的特點，其中僅花港組發(fā)育早期綠泥石環(huán)邊，而平湖組普遍發(fā)育超壓。

3.1 有利沉積微相

西湖凹陷平湖組水下分流河道微相及花港組心灘、河床微相是儲層發(fā)育的有利相帶，而優(yōu)質(zhì)儲層往往集中在“潔粗”砂巖發(fā)育部位。粒度大小代表沉積時水動力的強弱，強水動力條件下沉積的含礫砂巖、中粗砂巖等和細粒度砂巖相比，在相同埋深條件下?lián)碛懈鼜姷目箟簩嵞芰案玫脑嘉镄裕虼?，對于西湖凹陷埋深條件下的低孔低滲儲層來說，粒度對物性的控制作用尤為明顯(圖9a)。砂巖潔凈程度主要由砂巖中泥質(zhì)含量決定，而泥質(zhì)含量主要受物源類型和水動力條件的影響。西湖凹陷儲層主要為水道相或心灘相，沉積時水動力強，水流將砂巖顆粒淘洗干凈，優(yōu)質(zhì)儲層泥質(zhì)雜基含量都不超過5%(圖9b)，而泥質(zhì)含量較高的河道頂部及心灘邊緣儲層物性差。

3.2 強溶蝕作用

對西湖凹陷多口井進行鑄體薄片觀察統(tǒng)計，孔隙類型以次生溶蝕孔為主，少量原生孔，次生溶蝕面孔率與物性明顯正相關(圖10)，差異溶蝕是深層低滲背景下形成優(yōu)質(zhì)儲層最關鍵因素。為了探究酸性成巖環(huán)境的形成機理，依據(jù)薄片、掃描電鏡、包裹體等資料對西湖凹陷溶蝕機制進行了系統(tǒng)分析，對儲層中的方解石膠結(jié)物開展碳、氧同位素測試，結(jié)果表明δ13C分布范圍為-6‰～-1‰，平均值為-3.5‰，表現(xiàn)為較低負值；δ18O分布范圍為-24.1‰～-16‰，平均值為-21.6‰，表現(xiàn)為高負值。利用測定的碳、氧同位素值對方解石膠結(jié)物成因進行分析[22]，發(fā)現(xiàn)全部數(shù)據(jù)點落入方解石膠結(jié)物成因圖版的Ⅲ區(qū)內(nèi)(圖11)，表明方解石膠結(jié)物的形成均與有機酸脫羧作用有關。因此，研究認為干酪根形成大量有機酸以及有機酸脫羧作用是導致酸性成巖環(huán)境出現(xiàn)的主要原因。

圖9 西湖凹陷儲層粒度、泥質(zhì)與滲透率關系(據(jù)薄片鑒定)Fig .9 Relationship of reservoir granularity-mud and permeability in Xihu sag(according to the slices)

圖10 西湖凹陷儲層溶蝕面孔率與物性關系Fig .10 Relationship of reservoir dissolving face rate and quality in Xihu sag

圖11 西湖凹陷儲層碳酸鹽膠結(jié)物成因Fig .11 Causes of carbonate concrete of Xihu sag reservoir

有機酸的形成與地層成巖演化息息相關，隨著埋深加大，地溫大于80 ℃時有機質(zhì)開始成熟(Ro>0.4%)，有機酸開始大量生成[23]，平湖組的“三明治”式生儲組合更易發(fā)生就近侵入，長石等溶蝕普遍發(fā)育，高嶺石隨處可見；而花港組整體砂多泥少，泥巖以非烴源巖為主，自生供酸能力弱，需要有效的有機酸輸導體系溝通下部平湖組烴源巖，強溶蝕發(fā)育條件較平湖組更為嚴苛。因此，有機酸溶蝕供給差異控制了次生孔隙的發(fā)育程度，強溶蝕作用是西湖凹陷深層發(fā)育優(yōu)質(zhì)儲層的關鍵。

3.3 發(fā)育早期環(huán)邊綠泥石

通過對西湖凹陷大量薄片及掃描電鏡觀察，環(huán)邊狀綠泥石通常呈等厚狀垂直于顆粒表面生長，顆粒接觸多為點—線接觸(圖4c)，由此也可證明綠泥石環(huán)邊發(fā)育在壓實作用較弱的成巖作用早期，綠泥石環(huán)繞顆粒生長，在其與顆粒之間并未見更早期的膠結(jié)物。而綠泥石環(huán)邊不發(fā)育的儲層，最早的膠結(jié)物為石英次生加大，因此綠泥石環(huán)邊發(fā)育在石英次生加大之前。由于綠泥石形成時間早，并在顆粒表面形成一層“保護膜”，能夠通過阻止后期富含二氧化硅的孔隙流體在碎屑石英顆粒表面成核，進而抑制共軸再生膠結(jié)物形成。隨著埋深加大，具有一定厚度的環(huán)邊綠泥石還可以起到支撐作用，有效緩解成巖壓實對儲層的破壞，同時有效阻隔了石英顆粒之間的直接接觸，極好地抑制了成巖后期壓溶作用的發(fā)生[24]。受綠泥石環(huán)邊保護的儲層可保存一定的原生孔，這些原生孔滲透性好，可作為酸性流體的滲流通道，使得砂巖在保存了原生孔的基礎上發(fā)育了大量粒間溶蝕擴大孔。

西湖凹陷黏土礦物X衍射分析結(jié)果顯示，綠泥石含量與物性呈明顯的正相關(圖12)。中央反轉(zhuǎn)構造帶中北部花港組儲層中廣泛發(fā)育綠泥石，而在平湖組中綠泥石少見，究其原因，平湖組煤系地層賦存在泥質(zhì)巖中的有機質(zhì)在成巖早期可迅速腐爛分解，形成大量腐植酸，地層流體介質(zhì)為酸性，抑制了早期堿性礦物綠泥石的發(fā)育，而花港組地層成巖早期長期處于堿性環(huán)境中，形成的綠泥石環(huán)邊是中北部花港組三段、四段形成優(yōu)質(zhì)儲層的重要成巖因素。

圖12 西湖凹陷ZY-1井綠泥石含量與物性關系Fig .12 Relationship of chlorite content and reservoir quality of Well ZY-1 in Xihu sag

3.4 發(fā)育超壓

研究認為西湖凹陷異常高壓主要由生烴增壓造成，平湖組作為烴源巖層目前鉆探至3 800～4 800 m深層時普遍發(fā)現(xiàn)異常高壓，壓力系數(shù)在1.2～1.6，而花港組超壓少見。超壓能有效地保護原生孔隙，有利于形成次生孔隙和裂縫，從而明顯改善儲層物性。圖13為西湖凹陷平北地區(qū)XP-7井孔隙流體壓力系數(shù)-深度-物性變化趨勢圖，隨著深度的增加，孔隙度呈降低趨勢，但隨著壓力系數(shù)的增加，到了某一深度，孔隙度均存在增大趨勢，該物性變化的拐點和壓力系數(shù)增大的趨勢一致，和流體孔隙壓力有著非常好的對應關系。因此，西湖凹陷深層儲層進入超壓后，隨著埋深加大，孔隙度和滲透率減小趨勢明顯變緩，異常高壓為深層—超深層存在優(yōu)質(zhì)儲層提供了可能。

圖13 西湖凹陷平北地區(qū)XP-7井壓力系數(shù)-深度-物性變化趨勢圖Fig .13 Variation tendency of Well XP-7 pressure parameter-depth-porosity in Pingbei area， Xihu sag

綜上所述，西湖凹陷不同層位優(yōu)質(zhì)儲層受單一或多因素控制。平湖組作為煤系地層，溶蝕作用普遍強烈，加之生烴超壓保護孔隙，因而水下分流河道核部中—粗砂巖是優(yōu)質(zhì)儲層發(fā)育有利部位；花港組辮狀河道發(fā)育巨厚砂體，成巖早期長期處于堿性環(huán)境中，廣泛發(fā)育的“環(huán)邊綠泥石”抑制膠結(jié)的同時利于后期有機酸的溶蝕，疊合有效的油源斷層等有機酸疏導體系，是優(yōu)質(zhì)儲層集中發(fā)育的部位。

4 結(jié)論

1) 西湖凹陷低孔低滲儲層厚度大、分布廣，埋深普遍在3 500～4 800 m，次生溶孔占總孔隙的75%以上，低滲儲層喉道半徑峰值在1～5 μm，喉道半徑與滲透率對應關系好。

2) 周緣隆起母巖提供了大量的剛性石英顆粒和可溶性長石顆粒，奠定了西湖凹陷深層依然發(fā)育優(yōu)質(zhì)儲層的物質(zhì)基礎，深埋條件及成巖膠結(jié)作用是儲層致密化的主因，地溫及成巖環(huán)境的差異控制了平湖組和花港組儲層孔隙的差異演化，進而控制了低滲儲層縱向分布窗口。

3) 西湖凹陷優(yōu)質(zhì)儲層受沉積微相及差異溶蝕控制，不同層段也有各自的特點，其中花港組發(fā)育早期綠泥石環(huán)邊保護原生孔，且抑制后期膠結(jié)；而平湖組深層普遍發(fā)育超壓保孔，多因素共同控制了深層優(yōu)質(zhì)儲層的形成。