丁 琳 ，李曉艷，周鳳娟，龍更生，馬永坤，張?jiān)孪?/p>

(中海石油(中國)有限公司 深圳分公司， 廣東 深圳 518067)

珠江口盆地是我國重要的原油生產(chǎn)基地，也是世界海洋油氣勘探的熱點(diǎn)地區(qū)之一。早先受制于古近系地層埋深和儲(chǔ)層物性等因素，珠一坳陷的油氣勘探主要集中在新近系的中淺層，近年來隨著勘探領(lǐng)域的拓展以及勘探進(jìn)程的加大，古近系也不斷取得突破，并獲得了一系列商業(yè)或潛在商業(yè)發(fā)現(xiàn)(張向濤等， 2017；朱明等， 2017)。2009年惠州地區(qū)在3 700 m以下的文昌組發(fā)現(xiàn)了高產(chǎn)油層， 2014年陸豐地區(qū)鉆探證實(shí)在4 000 m以下的文昌組也能形成工業(yè)產(chǎn)層， 由此堅(jiān)定了向古近系進(jìn)軍的信念， 古近系優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的發(fā)育和預(yù)測也成為了勘探工作的重點(diǎn)和難點(diǎn)。從勘探成效上看， 珠一坳陷陸豐地區(qū)商業(yè)成功率明顯高于惠州地區(qū)， 造成這種差異的原因主要在于古近系儲(chǔ)層質(zhì)量的優(yōu)劣， 因此， 古近系儲(chǔ)層問題依然是制約勘探的關(guān)鍵問題。前人對陸豐和惠州地區(qū)古近系儲(chǔ)層研究認(rèn)為， 沉積、成巖以及油氣早期充注對優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的發(fā)育具有決定作用(施和生等， 2008；龍更生等， 2011a, 2011b； 葛家旺等， 2014， 2015； 汪旭東等， 2017； 朱筱敏等， 2019)， 但較少考慮母巖性質(zhì)對巖石組分、成巖產(chǎn)物和孔隙結(jié)構(gòu)的控制作用， 進(jìn)而可能忽略了影響這兩個(gè)地區(qū)優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層發(fā)育的關(guān)鍵成因信息。

珠江口盆地珠一坳陷基底以中生界花崗巖為主(劉海倫， 2018)， 但最新研究表明， 珠一坳陷東部基底存在沉積巖(周鳳娟等， 2020)， 具備向坳陷內(nèi)各凹陷供源的物質(zhì)基礎(chǔ)， 尤其是處于坳陷東部的陸豐凹陷， 這也為珠一坳陷古近系優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的差異性研究提供了良好的先決條件。本文以珠江口盆地珠一坳陷古近系鉆井較多的陸豐地區(qū)和惠州地區(qū)文昌組為例， 在分析母巖性質(zhì)、巖石學(xué)特征的基礎(chǔ)上， 研究不同母巖約束下的成巖作用對儲(chǔ)層的改造或影響， 弄清這兩個(gè)地區(qū)文昌組優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的形成機(jī)理和主控因素， 進(jìn)而開展儲(chǔ)層評價(jià)和有效儲(chǔ)層預(yù)測， 進(jìn)一步推動(dòng)珠一坳陷古近系勘探， 以期獲得更多商業(yè)發(fā)現(xiàn)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

珠一坳陷位于珠江口盆地北部， 從西至東由恩平凹陷、西江凹陷、惠州凹陷、陸豐凹陷和韓江凹陷等組成， 其中陸豐凹陷和惠州凹陷處于珠一坳陷東部， 之間由惠陸低凸起隔開(圖1)。古近系自下而上依次發(fā)育文昌組、恩平組及珠海組， 文昌組是本次研究的重點(diǎn)層系， 形成于盆地的裂陷Ⅰ幕， 依據(jù)惠州運(yùn)動(dòng)所形成的局域不整合面T83(施和生等， 2020)，可將文昌組劃分為文昌組上、下段， 細(xì)分為6段(文昌一段—文昌六段)， 整個(gè)文昌組地層經(jīng)歷了從初始、強(qiáng)烈到萎縮階段完整的裂陷旋回。

圖 1 珠一坳陷構(gòu)造單元?jiǎng)澐旨肮沤档貙泳C合狀圖Fig. 1 Division map of structural units and comprehensive map of Paleogene strata in ZhuⅠ Depression

文昌六段對應(yīng)裂陷初始期， 沉積范圍狹小， 限于坳陷的中西部， 物源來自盆內(nèi)的低隆起或低凸起， 發(fā)育一些小型的扇三角洲和辮狀河三角洲， 湖盆水體較淺。文昌五段—文昌四段對應(yīng)裂陷擴(kuò)張-強(qiáng)烈期， 期間湖盆迅速擴(kuò)張， 水體加深， 沉積范圍擴(kuò)大， 各凹陷均接受沉積， 緩坡帶、構(gòu)造轉(zhuǎn)換帶及盆地長軸向河流作用明顯加強(qiáng)， 發(fā)育較大型的辮狀河三角洲， 陡坡帶受斷-隆聯(lián)合控制發(fā)育一些扇三角洲或近岸水下扇， 半深湖廣布。文三段對應(yīng)裂陷轉(zhuǎn)變期， 受惠州運(yùn)動(dòng)影響， 存在裂陷作用的南北轉(zhuǎn)變、控凹(洼)斷裂遷移、基底隆升、巖漿底辟及剝蝕作用等一系列構(gòu)造現(xiàn)象(施和生等， 2020)， 該時(shí)期坳陷沉積范圍較廣， 湖盆連片分布。文昌二段—文昌一段對應(yīng)裂陷收縮-萎縮期， 湖盆水體變淺， 坳陷大部分出露， 沉積范圍逐漸變小， 河流作用減弱， 湖盆緩坡發(fā)育一些中小型的辮狀河三角洲及近陡岸的小型扇三角洲， 至末期， 沉積僅局限地分布在坳陷西部的零星小洼陷。

2 儲(chǔ)層基本特征

2.1 源區(qū)及母巖性質(zhì)

文昌組碎屑巖鋯石U-Pb年齡特征在珠一坳陷的不同地區(qū)差異明顯， 本文選取惠州地區(qū)兩口井中文昌組的兩個(gè)砂巖巖屑樣品進(jìn)行了碎屑鋯石U-Pb定年分析， 并與陸豐地區(qū)兩口井的測年數(shù)據(jù)(周鳳娟等， 2020)進(jìn)行了對比。樣品的預(yù)處理、陰極發(fā)光(CL)圖像拍攝和LA-ICP-MS定年均在同濟(jì)大學(xué)海洋地質(zhì)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成， 激光剝蝕系統(tǒng)為New Wave 213nm， ICP-MS型號(hào)為Thermo Elemental X-Series。對每顆鋯石進(jìn)行U-Pb定年， 最終分別獲得207Pb/206Pb、207Pb/235U、206Pb/238U的3組年齡。對于封閉體系， U-Pb年齡是諧和的， 可反映鋯石的結(jié)晶年齡，而在實(shí)際情況下， 由于熱液或變質(zhì)作用的影響,鋯石有可能會(huì)Pb污染或丟失， 導(dǎo)致U-Pb年齡不諧和。本次在數(shù)據(jù)處理中， 對206Pb/238U年齡小于1 000 Ma的鋯石選取206Pb/238U年齡, 并以100(207Pb/235U) /(206Pb/238U) 計(jì)算諧和度； 對206Pb/238U年齡大于1 000 Ma的鋯石則選取207Pb/206Pb 年齡， 并以100(207Pb/206Pb)/(206Pb/238U)計(jì)算諧和度。結(jié)合樣品數(shù)據(jù)情況， 選取諧和度介于90%～110%的鋯石U-Pb年齡，根據(jù)Kernel Density Estimation(KDE)方法繪制了鋯石年齡譜圖。

測年結(jié)果表明， 惠州地區(qū)文昌組碎屑巖鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)分布型式以單峰為主， 主峰值為116 Ma(圖2a、2b)， 說明惠州地區(qū)文昌組的物源成分較單一。相對惠州地區(qū)， 陸豐地區(qū)鋯石年齡復(fù)雜， 不同時(shí)代的年齡均有分布， 年齡譜具有多峰特征， 主峰值為430 Ma， 其次為中生代160～154 Ma、104 Ma峰值， 新生代和印支期的鋯石也占有一定的比例， 另含有少量元古宙和太古宙的鋯石(圖2c、2d， 周鳳娟等， 2020)， 說明文昌組碎屑巖鋯石U-Pb年齡特征在珠一坳陷的不同地區(qū)差異明顯。

文昌組物源主要來自凹陷周緣隆起的前古近系。前人研究成果表明， 珠江口盆地前古近系基底巖性主要為花崗巖， 局部發(fā)育火山巖、火山碎屑巖和少量變質(zhì)巖， 另外， 在珠一坳陷東部發(fā)育較大面積沉積巖殘留基底(魯寶亮等， 2011； 周鳳娟等， 2020)。基底花崗巖鋯石U-Pb年齡值統(tǒng)計(jì)以165～145、130～100 Ma區(qū)間為主， 指示中生代晚侏羅世和早白堊世兩期巖漿活動(dòng)； 基底沉積巖鋯石U-Pb年齡具有兩組年齡峰值， 一個(gè)為中生代峰值， 年齡在160～108 Ma區(qū)間， 另一個(gè)主峰值為430 Ma， 指示這套基底沉積巖具有古生代母巖的貢獻(xiàn)； 基底變質(zhì)巖的原巖是花崗巖， 鋯石U-Pb年齡為161.6±2.4 Ma， 推測為中生代晚侏羅世花崗巖變質(zhì)形成， 其分布比較局限， 僅在陸豐地區(qū)LF5井處出現(xiàn)(圖1)； 另局部發(fā)育的火山巖、火山碎屑巖， 主要是南海北部新生代兩期重要的火山活動(dòng)形成的(周鳳娟等， 2020)。

圖 2 惠州和陸豐地區(qū)文昌組碎屑鋯石U-Pb年齡特征圖Fig. 2 U-Pb age characteristics of detrital zircon from Wenchang Formation sandstone in Huizhou and Lufeng areas

統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明， 陸豐地區(qū)文昌組巖屑類型主要為石英巖及火山巖， 沉積巖巖屑和花崗巖巖屑含量較低(圖3a)； 惠州地區(qū)巖屑類型主要為花崗巖， 石英巖、火山巖巖屑和沉積巖巖屑含量低(圖3b)。由此可見， 陸豐與惠州地區(qū)文昌組沉積物的原始物質(zhì)組分具有顯著差異。通過對母巖的年代學(xué)及巖性示蹤綜合分析， 認(rèn)為陸豐地區(qū)文昌組石英巖巖屑來源于中生代沉積巖， 屬于再旋回產(chǎn)物； 惠州地區(qū)文昌組則主要來源于中生代花崗巖。

圖 3 惠州和陸豐地區(qū)文昌組砂巖巖屑類型統(tǒng)計(jì)直方圖Fig. 3 Statistical histogram of sandstone cuttings types of Wenchang Formation in Huizhou and Lufeng areas

2.2 巖石學(xué)特征

陸豐地區(qū)和惠州地區(qū)文昌組砂巖儲(chǔ)層巖石組分和孔隙特征存在明顯差異。陸豐地區(qū)文昌組儲(chǔ)層以高石英、低長石的長石石英砂巖和巖屑石英砂巖為主(圖4a)， 石英含量一般為59%～93%(平均為81.4%)， 長石含量一般為1%～16%(平均為6.4%)， 巖屑含量一般為1%～39.5%(平均為11.9%)； 填隙物含量低， 含量為0.5%～27.5%(平均為7.25%)， 填隙物類型以泥雜基為主， 局部方解石致密膠結(jié)； 骨架顆粒分選好， 易于保存原生孔隙?；葜莸貐^(qū)則以低石英、高巖屑及長石的巖屑砂巖和長石巖屑砂巖為主(圖4b)， 石英含量一般為7%～86%(平均為27.5%)， 長石含量一般為3%～46.5%(平均為19.3%)， 巖屑含量一般為10.9%～72%(平均為53.2%)； 填隙物含量高， 含量為1%～37%(平均為11.8%)， 填隙物類型與陸豐地區(qū)有明顯差異， 以泥雜基和自生高嶺石為主， 其次為方解石。

圖 4 惠州和陸豐地區(qū)文昌組砂巖組成成分Fig. 4 Sandstone compositions of Wenchang Formation in Huizhou and Lufeng areas

2.3 孔隙特征與儲(chǔ)層質(zhì)量

整體來看， 陸豐地區(qū)文昌組溶蝕現(xiàn)象較弱， 殘余原生孔較為發(fā)育， 多呈不規(guī)則多邊形或三角形。偏光顯微鏡和掃描電鏡下， 可以觀察到原生孔隙(圖5a、5b)。次生孔隙以少量顆粒溶孔、巖屑溶孔為主， 膠結(jié)物溶孔少見， 偶見有方解石膠結(jié)物和石英顆粒邊緣發(fā)生溶蝕， 但其溶蝕程度很弱， 對研究區(qū)的孔隙貢獻(xiàn)極小(圖5a)?；葜莸貐^(qū)文昌組僅保留少量原生孔， 以溶蝕孔為主， 表現(xiàn)為沿殘余原生孔邊緣溶蝕長石、巖屑等顆粒形成的粒間溶蝕擴(kuò)大孔， 有的表現(xiàn)為在長石、巖屑顆粒內(nèi)部溶蝕形成的粒內(nèi)溶孔等(圖5d)。發(fā)生溶蝕的顆粒主要為長石顆?；驇r屑中的長石， 部分長石溶蝕較徹底形成鑄?？?。長石溶蝕產(chǎn)生大量的高嶺石在原地或近源地沉淀， 形成高嶺石晶間微孔(圖5e)?；葜莸貐^(qū)溶蝕作用較強(qiáng)， 可觀察到長石顆?；蛘邘r屑中的長石組分受到不完全溶蝕的現(xiàn)象。

大量的孔滲數(shù)據(jù)表明， 陸豐地區(qū)古近系文昌組儲(chǔ)層孔隙度均低于15%， 但滲透率較高， 最高達(dá)206 mD， 屬于低孔中滲儲(chǔ)層(圖6)， 孔隙類型以原生孔隙為主， 產(chǎn)能高； 而惠州地區(qū)古近系文昌組儲(chǔ)層孔隙度雖高達(dá)15%～20%， 但滲透率均低于50 mD， 屬于中孔低滲儲(chǔ)層(圖6)， 孔隙類型以原生孔-溶蝕孔-微孔的混合孔隙為主， 產(chǎn)能較低。文昌組儲(chǔ)層增孔不增滲的原因主要是長石溶蝕產(chǎn)生的自生高嶺石原地大量沉淀， 導(dǎo)致孔吼變細(xì)， 連通性變差(圖5e)， 進(jìn)而影響了儲(chǔ)層質(zhì)量。這一結(jié)果顯示， 古近系儲(chǔ)層質(zhì)量差異取決于儲(chǔ)層成巖差異演化過程， 因此， 弄清楚古近系儲(chǔ)層成巖過程中的孔隙演化模式對儲(chǔ)層質(zhì)量的評價(jià)非常重要。

圖 5 惠州和陸豐地區(qū)古近系孔隙類型Fig. 5 Paleogene pore type of Huizhou and Lufeng areasa—LF2井， 4 156.75 m， 巖屑石英砂巖， 單偏光； b—LF2井， 4 158.26 m， 巖屑石英砂巖， 掃描電鏡； c—LF2井， 4 172.71 m， 巖屑石英砂巖， 單偏光； d—HZ1井， 3 756.31 m， 巖屑砂巖， 單偏光； e—HZ1井， 3 773.18 m， 巖屑砂巖， 單偏光； f—HZ1井， 3 755.16 m， 巖屑砂巖， 正交偏光； g—HZ3井， 3 415.2 m， 長石巖屑砂巖， 單偏光； h—HZ3井， 3 405 m， 長石巖屑砂巖， 單偏光； i—HZ3井， 3 415.2 m， 長石巖屑砂巖， 掃描電鏡;Ab—鈉長石； Chl—綠泥石a—LF2 well, 4 156.75 m, lithic quartz sandstone, single polarized light; b—LF2 well, 4 158.26 m, lithic quartz sandstone, scanning electron microscope; c—LF2 well, 4 172.71 m, lithic quartz sandstone, single polarized light; d—HZ1 well, 3 756.31 m, lithic sandstone, single polarized light; e—HZ1 well, 3 773.18 m, lithic sandstone, single polarized light; f—HZ1 well, 3 755.16 m, lithic sandstone, crossed polars; g—HZ3 well, 3 415.2 m, feldspar lithic sandstone, single polarized light; h—HZ3 well, 3 405 m, feldspar lithic sandstone, single polarized light; i—HZ3 well, 3 415.2 m, feldspar lithic sandstone, scanning electron microscope; Ab—albite； Chl—chlorite

圖 6 惠州和陸豐地區(qū)孔隙度與滲透率對應(yīng)關(guān)系圖版Fig. 6 Diagram of the corresponding relationship between porosity and permeability in Huizhou and Lufeng areas

3 成巖作用及孔隙演化

3.1 成巖響應(yīng)組合

酸性溶蝕作用是儲(chǔ)層次生孔隙發(fā)育的重要機(jī)制之一， 長石等鋁硅酸鹽礦物溶蝕及碳酸鹽礦物的溶蝕一般是常規(guī)碎屑巖儲(chǔ)層中酸性溶蝕作用的主要特征(王艷忠， 2010； 任擁軍等， 2010； 杜紅權(quán)等， 2012)。堿性溶蝕作用也能形成次生孔隙， 一般以石英顆粒邊緣或石英加大邊的弱溶蝕為特征(肖冬生等， 2011； 尹相東等， 2021)。研究區(qū)惠州及陸豐地區(qū)古近系儲(chǔ)層以酸性溶蝕為主， 且溶蝕礦物以長石為主， 碳酸鹽膠結(jié)物溶蝕較為少見， 偶見或少見石英及其加大邊的弱溶蝕， 表現(xiàn)出明顯的選擇性溶蝕特征。

惠州和陸豐地區(qū)古近系儲(chǔ)層中， 溶蝕所沉淀的次生礦物的再分配具有較強(qiáng)的不均勻性， 根據(jù)薄片、掃描電鏡、X衍射等分析化驗(yàn)資料， 文昌組儲(chǔ)層中可識(shí)別出兩種典型的成巖響應(yīng)組合： 長石弱溶蝕-少量黏土礦物-少量石英膠結(jié)物組合(簡稱弱溶蝕-少產(chǎn)物)、長石強(qiáng)溶蝕-大量黏土礦物-大量石英膠結(jié)物組合(簡稱強(qiáng)溶蝕-多產(chǎn)物)。

研究表明長石溶蝕及其產(chǎn)物對儲(chǔ)層物性有明顯的影響(Bevan and Savage,1989； 李汶國等， 2005； 遠(yuǎn)光輝， 2015)， 長石溶蝕而形成的孔隙是次生孔隙中最重要的成因類型， 長石骨架顆粒發(fā)生溶解后， 其產(chǎn)物被帶出粒間時(shí)， 砂巖的孔隙才能有效提高； 大部分情況下， 長石溶蝕是將孔隙結(jié)構(gòu)好的原生孔隙進(jìn)行重新分配， 轉(zhuǎn)換為基本等量的長石顆粒次生溶孔和高嶺石(伊利石)晶間孔的過程(遠(yuǎn)光輝等， 2013)。大量統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)， 惠州地區(qū)與陸豐地區(qū)溶蝕孔面孔率在5%以下時(shí)， 砂巖孔隙度主要由粒間孔貢獻(xiàn)， 長石等溶蝕作用產(chǎn)生的溶蝕孔對孔隙度貢獻(xiàn)小， 表明溶蝕作用較弱； 而當(dāng)溶蝕面孔率≥5%時(shí)， 砂巖孔隙度中溶蝕孔對儲(chǔ)層孔隙度貢獻(xiàn)加大， 表明溶蝕作用較強(qiáng)(圖7a、7b)。因此本文采用面孔率5%來定量表征長石溶蝕強(qiáng)度的衡量標(biāo)準(zhǔn)， 溶蝕面孔率≥5%時(shí)， 認(rèn)為長石強(qiáng)溶蝕； 反之， 認(rèn)為長石弱溶蝕。

3.1.1 弱溶蝕-少產(chǎn)物組合

該成巖組合表現(xiàn)為長石顆粒溶蝕作用弱， 長石溶蝕孔隙含量通常低于5%， 同時(shí)儲(chǔ)層中與溶蝕作用相關(guān)的次生礦物含量較少， 含量通常低于5%。該種類型的成巖組合在陸豐地區(qū)和惠州地區(qū)砂巖儲(chǔ)層均有發(fā)育， 且以陸豐地區(qū)為主。

陸豐地區(qū)LF2井文昌五段為粗粒巖屑石英砂巖， 礦物成分和結(jié)構(gòu)成熟度高， 填隙物含量低， 長石溶蝕不發(fā)育， 含量低于4%， 自生黏土礦物少見(圖5a)， 含量常低于0.5%， 孔隙結(jié)構(gòu)好， 滲流能力強(qiáng)， 埋深近4 000 m時(shí)， 儲(chǔ)層仍有較高滲透率(206 mD)， 產(chǎn)能最高。

惠州地區(qū)HZ3井文昌四段為高部位受強(qiáng)水動(dòng)力改造的扇三角洲沉積， 巖性為粗粒長石巖屑砂巖， 填隙物含量低、種類少， 長石溶蝕不發(fā)育， 含量常低于1%， 見少量自生黏土礦物和自生石英(圖5g)， 含量低于5%。另外， 早期形成的綠泥石包膜和烴類充注有效保存了原生孔隙(圖5h、5i)， 使得文昌組儲(chǔ)層滲流能力強(qiáng)， 在埋深3 300 m左右， 滲透率高達(dá)415 mD， 產(chǎn)能亦較高。

3.1.2 強(qiáng)溶蝕-多產(chǎn)物組合

該成巖組合主要出現(xiàn)在惠州地區(qū)古近系儲(chǔ)層中， 成巖現(xiàn)象表現(xiàn)為強(qiáng)溶蝕特征， 長石次生溶蝕孔含量高達(dá)9.5%， 孔隙類型以粒間孔隙、溶蝕孔隙和高嶺石晶間微孔的混合孔隙為主， 同時(shí)儲(chǔ)層次生礦物含量較高， 其中自生黏土礦物含量介于1%～15%之間， 自生石英膠結(jié)物含量介于 0.1%～0.5%之間。如HZ1井文昌組儲(chǔ)層為短源辮狀河三角洲沉積， 以長石巖屑粗粒砂巖為主， 巖石成分成熟度較低， 長石含量較高， 由于長石強(qiáng)溶蝕產(chǎn)生大量的次生孔隙(圖5d)， 其孔隙度高達(dá)18.8%， 但由于次生高嶺石含量高， 且都保留在粒間堵塞了孔道(圖5e)， 導(dǎo)致孔隙結(jié)構(gòu)較差， 滲流能力較弱， 產(chǎn)能較低。

圖 7 惠州和陸豐地區(qū)古近系溶蝕面孔率與孔隙度關(guān)系圖版Fig. 7 Diagram of relationship between Paleogene dissolved porosity and porosity of Huizhou and Lufeng areas

3.2 孔隙演化模式

根據(jù)礦物之間的充填、切割、交代等現(xiàn)象， 結(jié)合前文母巖和沉積分析對儲(chǔ)層的影響， 認(rèn)為珠一坳陷文昌組優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層主要有兩種孔隙演化模式。

一種模式以陸豐地區(qū)為典型代表， 文昌組沉積時(shí)受中生代沉積巖物源影響明顯， 易于形成“原生型”優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層。成巖早期， 文昌組儲(chǔ)層主要受機(jī)械壓實(shí)作用影響， 以原生孔隙減少為主， 高成熟度的粗粒凈砂巖抗壓實(shí)能力強(qiáng)， 能保存一部分原生孔隙； 成巖中期， 伴隨酸性流體的注入， 文昌組巖石中少量長石和巖屑開始發(fā)生溶蝕， 并產(chǎn)生少量自生高嶺石沉淀和少量的自生石英膠結(jié)。另外， 在距今約14 Ma， 油氣開始大量充注于粒間孔隙中(朱筱敏等， 2019)(圖5c)， 并抑制了礦物的壓實(shí)和膠結(jié)作用， 進(jìn)一步保存了原生孔隙， 最終使得陸豐地區(qū)文昌組儲(chǔ)層原生孔隙發(fā)育， 孔隙結(jié)構(gòu)好， 滲流能力強(qiáng)， 形成低孔中滲的優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層， 從而使得4 000 m之下的文昌組依然具有較高的產(chǎn)能(圖8)。

另一模式以惠州地區(qū)為典型代表， 儲(chǔ)層沉積時(shí)主要受中生代花崗巖物源影響明顯， 其巖石礦物成分中長石和巖屑含量高， 成分成熟度較低， 抗壓實(shí)作用弱， 成巖中期隨著酸性流體的注入， 長石和巖屑大量溶蝕， 并形成大量的自生黏土礦物和石英加大邊(圖5e、5f)， 孔隙組合為原生粒間孔、長石溶蝕孔和高嶺石晶間微孔混合， 次生孔隙占總孔隙的60%以上， 盡管早期的油氣充注保存了部分原生孔隙， 但溶蝕產(chǎn)物并沒有被有效地帶離巖石， 導(dǎo)致砂巖孔隙度較高而滲透率卻較低， 整體為中孔低滲儲(chǔ)層(圖9)。

圖 8 基于母巖差異和礦物選擇性溶蝕的孔隙演化模式(陸豐地區(qū))Fig. 8 Pore evolution model based on parent rock difference and mineral selective dissolution (Lufeng area)

圖 9 基于母巖差異和礦物選擇性溶蝕的孔隙演化模式(惠州地區(qū))Fig. 9 Pore evolution model based on parent rock difference and mineral selective dissolution (Huizhou area)

另外， 以花崗巖為母巖的惠州地區(qū)還存在一種特殊的孔隙演化模式， 此模式下古近系可形成“改造型”優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層。如文昌組沉積時(shí)位于古隆地貌背景的HZ3井， 由于受強(qiáng)水動(dòng)力改造， 泥質(zhì)含量低， 巖石成分成熟度與結(jié)構(gòu)成熟度較高， 成巖早期石英顆粒表面形成的綠泥石包膜、油氣早期充注也能進(jìn)一步抑制壓實(shí)和膠結(jié)作用(圖5h、5i)， 使原生孔隙大量保存(圖5g)， 且溶蝕產(chǎn)物少， 孔隙結(jié)構(gòu)好， 可形成中孔中滲優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層(圖6)。

4 優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層差異發(fā)育的主控因素

惠州地區(qū)和陸豐地區(qū)是珠江口盆地珠一坳陷古近系勘探的主戰(zhàn)場， 是目前揭示古近系儲(chǔ)層特征最廣的兩個(gè)地區(qū)。母巖成分、巖石組分、成巖特征、孔隙演化等方面的地區(qū)性差異能夠總體反映出珠一坳陷優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層發(fā)育所必需的條件。綜合前面研究認(rèn)為， 珠一坳陷古近系優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層發(fā)育受母巖成分、沉積改造、成巖作用等多因素控制。

4.1 母巖成分決定儲(chǔ)層的先天優(yōu)勢

沉積物中的巖屑成分能明顯區(qū)分源區(qū)母巖成分供應(yīng)的差異。從陸豐地區(qū)與惠州地區(qū)文昌組礦物組成成分來看， 惠州地區(qū)文昌組沉積物巖屑類型主要為花崗巖巖屑， 綜合鋯石年齡信息來看， 其母巖主要來源于中生代花崗巖； 陸豐地區(qū)文昌組沉積物巖屑類型主要為石英巖巖屑， 結(jié)合鋯石定年的年齡譜特征， 認(rèn)為其母巖主要來源于沉積巖母巖區(qū)。在文昌組碎屑組分中， 可見石英巖顆粒具有較好磨圓， 有可能經(jīng)歷了碎屑物質(zhì)再旋回過程， 使得保留下來的石英組分較純， 因而陸豐地區(qū)古近系文昌組巖石組分總體上具有石英含量高、長石含量低的特征， 成分成熟度高， 抗壓實(shí)能力強(qiáng)， 原生孔為主， 孔喉連通性好。鉆井也證實(shí)， 古近系相同埋深下， 受沉積巖物源影響為主的陸豐地區(qū)的儲(chǔ)層孔隙類型及滲透率要明顯優(yōu)于受花崗巖物源影響為主的惠州地區(qū)。

4.2 沉積改造改善儲(chǔ)層的初始物性

惠州地區(qū)母巖屬于花崗巖母巖區(qū)， 以長英質(zhì)為主， 沉積區(qū)長石含量較高， 抗壓實(shí)作用不強(qiáng)?；葜莸貐^(qū)大部分古近系鉆井顯示， 文昌組儲(chǔ)層長石及巖屑含量高， 且具有強(qiáng)溶蝕現(xiàn)象， 自生高嶺石大量富集， 孔隙類型為原生孔與次生溶蝕孔的混合孔， 且以次生溶蝕孔為主， 孔喉結(jié)構(gòu)非均質(zhì)性強(qiáng)， 導(dǎo)致滲透率低， 總體產(chǎn)能不高。但在強(qiáng)水動(dòng)力條件改造下， 儲(chǔ)層原始物性會(huì)得到改善?；葜莸貐^(qū)文昌組沉積時(shí)期處于古隆起背景的HZ3井， 在3 415.2 m深度處， 文昌組孔隙度達(dá)20%， 滲透率高達(dá)415 mD， 表現(xiàn)為中孔中滲儲(chǔ)層特征， 產(chǎn)能較高， 表明在惠州地區(qū)古近系也存在具有商業(yè)產(chǎn)能的好儲(chǔ)層。

4.3 成巖差異影響儲(chǔ)層的質(zhì)量好壞

不同母巖類型儲(chǔ)集體的成巖演化差異影響著孔隙演化(Bloch， 1991； 黃潔等， 2007)， 進(jìn)而影響了不同地區(qū)古近系儲(chǔ)層質(zhì)量的好壞。陸豐地區(qū)文昌組受沉積巖母巖影響較明顯， 由于沉積巖母巖中石英質(zhì)顆粒的再旋回作用， 儲(chǔ)層中石英質(zhì)顆粒含量高， 砂巖較為純凈， 具有較強(qiáng)的抗壓實(shí)能力； 由于其長石及巖屑含量低， 溶蝕產(chǎn)物較少； 另外， 早期油氣充注也阻止了膠結(jié)和壓實(shí)作用， 因而陸豐地區(qū)古近系文昌組較易形成原生型優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層?；葜莸貐^(qū)文昌組受長英質(zhì)花崗巖母巖影響， 儲(chǔ)層長石及巖屑含量高， 抗壓實(shí)能力較弱， 當(dāng)埋深超過3 700 m時(shí)， 儲(chǔ)集體原生孔減孔率高， 盡管后期溶蝕作用下能形成大量次生孔隙， 具有一定增孔作用， 但溶蝕產(chǎn)物大量堵塞在孔喉處， 使得儲(chǔ)層致密化， 只有在沉積改造的古隆起部位才有利于形成改造型優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層。這種原生型優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層和改造型優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層一般具有很好的物性條件， 是目前珠一坳陷古近系具商業(yè)產(chǎn)能的主要類型。

5 結(jié)論

(1) 惠州地區(qū)和陸豐地區(qū)文昌組儲(chǔ)層母巖組分具有顯著差異， 惠州地區(qū)主要受中生代花崗巖影響， 向沉積區(qū)提供長英質(zhì)顆粒， 文昌組礦物組分以低石英、高長石為特征； 而陸豐地區(qū)文昌組受中生代沉積巖物源影響較明顯， 向沉積區(qū)提供了高質(zhì)量的再旋回石英質(zhì)顆粒， 礦物組分以高石英、低長石為特征。

(2) 惠州地區(qū)和陸豐地區(qū)成巖期主要發(fā)生酸性溶蝕， 且溶蝕礦物以長石為主， 碳酸鹽礦物溶蝕少見， 具有明顯礦物選擇性溶蝕特征。

(3) 惠州地區(qū)和陸豐地區(qū)古近系儲(chǔ)層具差異成巖現(xiàn)象， 惠州地區(qū)以強(qiáng)壓實(shí)-長石強(qiáng)溶蝕-大量黏土礦物-大量石英膠結(jié)物為特征， 孔隙類型為混合孔， 且以次生孔隙為主， 表現(xiàn)為中孔低滲儲(chǔ)層特征， 受強(qiáng)水動(dòng)力改造可形成以原生孔為主的優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層； 陸豐地區(qū)以弱壓實(shí)-長石弱溶蝕-少量黏土礦物-少量石英膠結(jié)物為特征， 孔隙類型以原生孔為主， 表現(xiàn)為低孔中高滲優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層特征。

(4)惠州地區(qū)與陸豐地區(qū)古近系文昌組優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的發(fā)育受控于母巖性質(zhì)、沉積改造和成巖差異等因素。