摘要：東海陸架盆地麗水西凹古新統發育多種類型儲層，通過4口典型井的巖心薄片鑒定、物性測試、碳氧同位素測試等手段，對麗水西凹古新統砂巖儲層成巖作用、成巖演化和孔隙演化進行了研究。結果表明：①麗水西凹古新統砂巖儲層以淺海-三角洲相中細粒巖屑砂巖為主，成分成熟度與結構成熟度較低，礦物組成以巖屑為主，石英、長石次之;②砂巖經歷了機械壓實、碳酸鹽巖與黏土礦物膠結膠結、長石溶蝕等成巖作用，靈峰組下段砂巖儲層碳酸鹽膠結物形成于淡水成巖環境，明月峰組及靈峰組上段砂巖儲層碳酸鹽膠結物形成于混合水成巖環境，恢復的成巖溫度介于76~141℃之間;③古新統明月峰組下段及靈峰組上段砂巖處于早成巖B期，靈峰組下段及月桂峰組砂巖處于中成巖A期;④砂巖儲層經歷了壓實減孔(-18.3%)、早期膠結減孔(-3.9%)、溶蝕增孔(+4.8%)、晚期膠結減孔(-6.7%)的孔隙演化過程，各套砂巖儲層經歷了差異化的成巖演化過程，分別發育以機械壓實作用、碳酸鹽巖與黏土礦物膠結作用、不穩定碎屑溶蝕作用為主要特征的成巖演化類型。明月峰組下段及靈峰組上段砂巖發育優質儲層，靈峰組下段和月桂峰組砂巖以尋找致密砂巖儲層為主，研究成果對深入認識麗水西凹古新統砂巖儲層，指導油氣勘探具有重要意義。

　　關鍵詞：東海盆地;麗水西凹;古新統;成巖作用;成巖演化

　　引言

　　成巖作用研究是尋找不同類型儲層的重要基礎，近年來關于成巖作用的研究取得了良好的進展，主要集中在以下3個方面：流體與巖石的相互作用對成巖作用的影響(Yangetal.,2017;胡賀偉等，2020)、油氣充注與儲層致密化的關系(Naderetal.,2016;李杪等，2016)、高溫高壓對成巖演化的影響(李文等，2018;孟康等，2019)。同時，成巖作用研究也由定性向定量方向發展。

　　壓實作用和膠結作用是造成深層碎屑巖儲層孔隙度和滲透率降低的主要因素，溶蝕作用雖然能在一定程度上增加儲層的孔隙度，但對儲層改造的貢獻仍有爭議(Bjorlykkeetal.,2012;張振宇等，2019)，因此，明確儲層成巖演化，開展儲層成巖作用與孔隙演化的定量化研究對在深層致密砂巖儲層中尋找“甜點”具有非常重要的意義(楊平，2021)。東海陸架盆地是我國近海發育的一個大型中新生代含油氣盆地，其中麗水凹陷深層古新統油氣資源潛力巨大，具有良好的勘探前景(劉歡等，2021;陳志勇等，2000)。然而受砂巖儲層物性下限的影響，導致麗水凹陷勘探層系向深部拓展的難度加大，因此尋找深部古新統優質儲層是麗水凹陷油氣勘探的關鍵(Wangetal.,2021;牛斌等，2017)。前人對麗水西凹古新統砂巖儲層的成巖作用進行過相關的研究，這些研究表明麗水西凹古新統砂巖儲層主要的自生礦物是碳酸鹽巖，其中有機酸對長石溶解及次生溶蝕孔隙的發育具有重要的作用，膠結作用則會充填孔隙，從而使次生孔隙減少(張敏強等，2007;趙燚林等，2019)。

　　目前關于東海陸架盆地古新統膠結作用、壓實作用等成巖作用與儲層致密化的關系尚不完全清楚，砂巖儲層的成巖演化對儲層物性的影響有待加強，這些問題直接影響了對該地區古新統儲層的認識。本文在前人研究基礎上，利用薄片鑒定、砂巖碳酸鹽膠結物碳氧同位素和物性測試等方法，對麗水西凹古新統砂巖儲層的成巖作用、成巖階段與孔隙演化進行了研究。

　　分析了古新統砂巖儲層的各類成巖礦物的成因，明確了麗水西凹古新統砂巖成巖作用類型、成巖階段對孔隙演化的影響，為麗水西凹古新統砂巖多種類型儲層研究以及下一步勘探提供了重要地質依據。

　　1區域地質概況

　　東海陸架盆地是在中生代殘留盆地基礎上發育起來的“東斷西超”新生代斷陷盆地，面積約1.46×104km2。麗水凹陷位于盆地西南部，可劃分為4個構造單元，分別為麗水西凹、麗水東凹、靈峰低凸起和麗水南凹，其中麗水西凹面積約9800km2，沉積最厚處達12000m。

　　麗水36-1氣田的發現是麗水西凹油氣勘探的重大突破，該氣田是構造和巖性共同控制的復合型圈閉氣藏，探明天然氣儲量40.02×108m3，控制儲量23.30×108m3。麗水凹陷內發育一系列NE-NNE向正斷層，斷層傾向以NW向為主、SE向為輔，這奠定了凹陷“東斷西超、東陡西緩”的半地塹特征(牛杏等，2021)。

　　東海陸架盆地麗水西凹在白堊紀-古新世表現為明顯的斷陷盆地沉積序列(張武等，2020)。麗水西凹勘探范圍較廣，含油氣層系以古新統月桂峰組(E1y)、靈峰組(E1l)及明月峰組(E1m)為主，是東海陸架盆地勘探潛力區之一(郭永華等，2003;蘇奧等，2014)。

　　按照前人對麗水西凹沉積相研究的認識(梁建設等，2012;田楊等，2016)和沉積相劃分方案的建議(牟傳龍，2022)，認為麗水西凹古新統月桂峰組以湖相灰白色粉砂巖及黑色泥巖為主，靈峰組以淺海相薄層淺灰色粉砂巖與厚層灰黑色泥巖為主，明月峰組分為上、中、下三段主要為三角洲相，發育三角洲前緣亞相的水下水流河道和分流間灣等次相。

　　古新統月桂峰組深湖亞相形成的黑色泥巖平均有機碳含量TOC為2.1%，鏡質體反射率RO為1.8%，有機質類型以Ⅱ1-Ⅱ2為主(田楊等，2016)，屬于高效氣源巖(殷世艷等，2014)，月桂峰組頂部淺湖亞相粉砂巖是孔滲較低的致密砂巖儲層，本組沉積地質年齡距今66.0Ma(Zhaoetal.,2021)。

　　靈峰組淺海陸棚相泥巖鏡質體反射率在1.0%-1.3%之間，平均有機碳含量為2.0%，處于生油窗，沉積地質年齡距今59.2Ma(Zhaoetal.,2021);明月峰組分為上、中、下三段，三角洲前緣發育的水下分流河道砂體構成了麗水36-1氣田的主力儲層，其底界年齡距今56.0Ma(Zhaoetal.,2021)。因此，麗水西凹古新統縱向上構成了以靈峰組與月桂峰組黑色泥巖為烴源巖，月桂峰組、靈峰組粉砂巖及明月峰組細砂巖為儲層的生儲蓋組合。

　　2儲層基本特征

　　2.1巖石學特征

　　前人研究表明，麗水西凹古新統月桂峰組至明月峰組無論海相還是陸相沉積，其主要物源均來自西側的閩浙隆起，具有近源快速堆積特征，砂巖的結構成熟度與成分成熟度均較低;而東側的靈峰凸起帶西側經地震解釋僅發育小規模的水下扇沉積(蔡坤等，2020;田兵等，2012)。在詳細的巖心觀察基礎上，對麗水西凹古新統四口井(A、B、C和D井)和137張薄片進行了巖石組成統計，結果顯示：麗水西凹古新統各層系主要發育兩種巖石類型：巖屑砂巖與長石質巖屑砂巖。其中，巖屑砂巖為主要類型，超過樣品總量的95.0%，其巖石組分以巖屑為主，平均含量為59.8%，其次為石英，平均含量為19.0%，長石為13.4%。

　　明下段與靈峰組砂巖中巖屑相對含量主要大于75%，而月桂峰組砂巖巖屑相對含量跨度大，相對含量均大于50%。碎屑粒徑主要分布在0.01~0.55mm之間，以中—細粒為主，呈次棱—次圓狀，分選中等，磨圓度較差。填隙物成分主要為碳酸鹽膠結物、黏土雜基、自生石英等。碳酸鹽膠結物含量平均為6%，主要為方解石、鐵方解石和片鈉鋁石;黏土雜基含量平均為2.1%，以伊利石為主，高嶺石次之;自生石英主要以石英次生加大的形式產出，含量平均為1.2%。

　　2.2儲集物性與孔隙類型

　　通過鉆取常規巖心柱，利用氦氣法對麗水西凹古新統砂巖儲層樣品進行物性測試，測試結果表明：受沉積相、巖性、樣品粒度粗細的差異和后期成巖作用的綜合影響，麗水西凹古新統砂巖孔隙度差異非常大，總體分布于0.90%~29.50%之間，平均為12.60%，不同孔隙度分布頻率在4%~25%之間。

　　樣品的空氣滲透率為0.01×10−3~97.62×10−3μm2，平均為7.32×10−3μm2，40%的樣品低于1×10−3μm2，不同滲透率分布頻率在0.5%~30%之間，其中A，B井明月峰組孔隙度分布于1.97%~29.50%之間，平均為14.16%，滲透率分布于1.94×10-3μm2~97.62×10-3μm2之間，平均為26.73×10-3μm2，屬于中孔中滲儲層。

　　C井靈峰組孔隙度分布于0.90%~14.50%之間，平均為11.24%，滲透率分布于0.01×10-3μm2~17.52×10-3μm2之間，平均為1.48×10-3μm2，屬于中孔低滲儲層;月桂峰組只有D井鉆遇，其孔隙度分布于2.98%~10.02%之間，平均為8.17%，滲透率分布于0.01×10-3μm2~0.49×10-3μm2之間，平均為0.15×10-3μm2，屬于低孔低滲儲層。孔滲交匯表明，麗水西凹古新統砂巖儲層的孔隙度(Φ)和滲透率(K)具有良好的正相關性(Φ=3.1861×K-27.926，R2=0.7171)，說明砂巖的滲透性受到連通的孔隙空間的影響。巖石薄片統計結果表明，麗水西凹古新統砂巖儲層孔隙以原生孔隙為主，次生孔隙次之，偶見微裂縫發育。

　　原生孔隙以殘余粒間孔為主，次生孔隙主要為粒間溶孔和粒內溶孔。粒間溶孔常與粒內溶孔伴生，在明月峰組較為典型，一般由長石和巖屑等不穩定碎屑組分溶蝕形成，偶見石英顆粒發生微弱的溶蝕形成粒間溶孔，被溶蝕的顆粒往往具有港灣狀邊緣;碳酸鹽膠結物的溶蝕是粒間溶孔的另一個來源，其溶蝕程度往往較低，但該類型粒間孔隙的膠結物充填程度較高，導致喉道堵塞，形成大量孤立無效的粒間溶孔。

　　粒內溶孔主要由長石和巖屑等不穩定組分發生粒內溶蝕形成，在靈峰組與月桂峰組較為發育。因溶蝕程度不一，長石的粒內溶孔的形態也存在明顯差異，可見散珠狀、串珠狀、窗格狀、斑狀、團塊狀及不規則狀等。麗水西凹古新統砂巖儲層原生孔隙占總面孔率的30%~80%，平均60.5%，次生孔隙占總面孔率20%~40%，平均為39.5%。

　　3成巖作用與成巖演化

　　3.1成巖作用類型

　　基于對巖石薄片、掃描電鏡等資料分析，麗水西凹古新統砂巖儲層主要發育壓實作用、溶蝕作用和膠結作用三種成巖作用。由于碎屑沉積物粒度較細，巖屑含量高，壓實作用在明月峰組下段表現為碎屑顆粒的重新排列，在深部的靈峰組則表現為巖屑顆粒的塑性變形，以及隨壓實作用增強趨于緊密，甚至由于塑性巖屑變形使得碎屑顆粒部分呈鑲嵌接觸，同時石英顆粒等剛性碎屑在應力作用下形成碎裂。麗水西凹古新統砂巖膠結作用普遍發育，其中以碳酸鹽膠結和黏土礦物膠結為主，是影響儲層物性的重要因素。

　　碳酸鹽膠結物類型在淺海相沉積的靈峰組砂巖中以方解石為主、三角洲相沉積的明月峰組砂巖發現的片鈉鋁石則與巖漿成因(幔源)CO2熱流體的上涌有關(蘇奧等，2014)。黏土礦物膠結物主要見于明下段砂巖中，主要為高嶺石和伊利石，伊利石多呈絲狀、纖維狀、薄片狀以及絲片狀，兩種黏土礦物平均含量分別為0.6%和1.5%。

　　古新統砂巖由于壓實和膠結作用造成了原生孔隙的損失，溶蝕作用極大地改善了麗水西凹古新統砂巖儲層物性，次生溶蝕孔隙的形成促進了砂巖儲層孔隙的發育。溶蝕作用主要表現為長石顆粒溶蝕、巖屑溶蝕及膠結物溶蝕，其中，長石顆粒溶蝕現象最為常見，常沿解理發生溶蝕形成粒內孔，或是沿顆粒邊緣溶蝕形成粒間孔。

　　經各層系成巖作用對比顯示，麗水西凹古新統明月峰組以及靈峰組上段受機械壓實作用和溶蝕作用影響強烈;靈峰組下段及月桂峰組埋藏較深，壓實作用強烈，同時也存在中成巖A期的晚期的碳酸鹽膠結和黏土礦物膠結作用，使得巖石的原生孔隙大幅降低，而次生孔隙的形成主要與生烴充注有關。

　　3.2成巖環境與成巖階段

　　碳酸鹽膠結是麗水西凹古新統砂巖儲層的重要成巖作用，為了進一步分析碳酸鹽膠結對儲層物性的影響，確定麗水西凹古新統砂巖的成巖環境及成巖階段，利用德國賽默飛公司的MAT252&KielIII設備(13C同位素的測試精度為0.04‰，18O同位素測試精度為0.07‰)對麗水西凹4口井23塊砂巖樣品碳酸鹽膠結物進行碳、氧穩定同位素測試。

　　測試結果顯示：麗水西凹古新統砂巖樣品δ18O值的分布范圍為−16.79‰~−8.65‰，δ13C值的分布范圍為−5.65‰~−1.16‰。前人研究表明，隨埋藏深度與地層溫度的增加，孔隙水受到流體—巖石相互作用的影響而表現具有較低的δ18O值(KaufmanAJetal.,1995;寧括步等，2018)。

　　作為主力烴源巖層且埋深超過3000m的D井靈下段測得的δ18O值明顯低于其它三口井，說明D井靈下段砂巖中碳酸鹽膠結物受到更加明顯的埋藏增溫影響，并且碳酸鹽膠結物中的碳同位素與烴源巖早期生烴釋放的有機酸碳同位素發生了一定程度的交換(FisherJBetal.,1990)。

　　3.3成巖序列與孔隙演化

　　結合巖石薄片鑒定、成巖作用特征及成巖環境分析，利用成巖礦物之間相互關系，得出麗水西凹古新統砂巖儲層主要經歷了淺層早期機械壓實、早期泥晶方解石沉淀膠結、中期成巖流體酸化、中晚期石英次生加大、晚期鐵質碳酸鹽膠結物重結晶充填等成巖序列，不同成巖作用在不同的成巖階段對儲層孔隙具有不同的影響，成巖早期主要發生壓實作用，儲層孔隙度減少;膠結作用主要發生在成巖中期，儲層孔隙進一步降低，而溶蝕作用則有效地改善了儲層孔隙。

　　砂巖儲層孔隙經過古地溫、沉積流體等成巖環境的變化以及各種成巖作用的改造演變成現今的儲集空間。巖石中雜基含量與巖石碎屑組成對壓實作用產生重要影響，碎屑巖中石英等穩定礦物含量越高，碎屑巖在成巖過程中則會保持相對穩定的物性;反之，在壓實作用下儲層的孔隙度整體上隨深度的增加而迅速減小(代靜靜等，2020)。

　　膠結作用對儲層物性的影響主要反映在膠結物含量變化對儲集物性的影響，古新統砂巖的膠結物主要有黏土礦物和碳酸鹽礦物，總體上隨著黏土礦物和碳酸鹽礦物含量的增加，孔隙度有減小的趨勢(張敏強等，2007;趙燚林等，2019)。麗水西凹古新統砂巖儲層孔隙演化主要受壓實作用、膠結作用、溶蝕作用等成巖作用的影響。經詳細計算，壓實作用損失的孔隙度平均為18.3%，碳酸鹽、黏土礦物膠結損失的孔隙度平均為10.6%，麗水西凹古新統砂巖儲層壓實作用減小的孔隙度明顯大于膠結作用所減小的孔隙度，長石、巖屑顆粒以及成巖礦物的溶蝕對孔隙改善的平均幅度為4.8%。

　　3.4成巖演化對儲層的影響

　　基于巖心鑄體薄片、掃描電鏡等資料，考慮各種成巖礦物的形態類型、結構特點以及孔隙分布特征，總結出麗水西凹古新統砂巖儲層的3種成巖演化類型，明確了成巖演化對儲層的影響。

　　類型一：以機械壓實作用為主。主要分布于埋深2500m以上的明月峰組砂巖，成巖溫度在76~92℃之間，處于成巖早期，砂巖顆粒疏松，原生孔隙保存良好。隨著埋藏加深，顆粒的排列逐漸緊密，原生孔隙被自生黏土礦物充填，儲層變得致密。隨著成巖作用的繼續進行，長石等不穩定碎屑顆粒受到輕微的溶蝕;部分剛性顆粒被壓裂，該類成巖演化類型對應的儲層性能較差。

　　類型二：以不穩定碎屑溶蝕作用為主。這種類型主要分布于埋深2200~2700m的明月峰組下段及靈峰組上段，成巖溫度在89~99℃之間，處于成巖早期。該類成巖作用發生在顆粒直徑較大，分選較好，孔滲性能較好的儲集層中，經歷的壓實作用較弱，原生孔隙保存較好，溶蝕作用較強，儲層物性較好。沉積早期，砂巖顆粒疏松，雜基及塑性巖屑含量高，主要的成巖礦物為方解石和長石溶蝕伴生的高嶺石，它們僅充填于儲層中少量的孔隙，對儲層的孔滲影響不大。

　　類型三：以碳酸鹽巖與黏土礦物膠結作用為主。該類型在埋深超過3300m的靈峰組下段砂巖中較為發育，成巖溫度較高，分布于120~141℃之間。成巖作用類型主要為碳酸鹽巖與黏土礦物膠結，孔隙充填物以方解石、鐵方解石、片鈉鋁石、高嶺石與伊利石為主。次生溶蝕孔隙數量極少，少量殘余原生孔隙和長石溶孔為主要的儲集空間。因原生孔隙絕大部分被膠結物所充填，且溶蝕程度較低，只能依靠長石等不穩定碎屑的次生溶孔和殘余原生孔隙提供有限的儲集空間，故該成巖演化類型的儲層的孔滲性能相對較差)。

　　巖石論文范例：地質巖石礦物分析測試技術研究

　　4結論與地質意義

　　(1)麗水西凹古新統砂巖以淺海-三角洲相中-細粒巖屑砂巖為主，成分成熟度與結構成熟度較低，礦物組成以巖屑為主，石英、長石次之，明月峰組形成以原生孔隙為主，次生孔隙發育的中孔中滲儲層，月桂峰組則發育低孔低滲致密砂巖儲層。

　　(2)麗水西凹古新統砂巖經歷了機械壓實、碳酸鹽巖和黏土礦物膠結、長石溶蝕等成巖作用，靈峰組下段砂巖儲層碳酸鹽膠結物形成于淡水成巖環境，明月峰組及靈峰組上段砂巖儲層碳酸鹽膠結物形成于混合水成巖環境，恢復的成巖溫度介于76~141℃之間。明月峰組下段及靈峰組上段砂巖處于早成巖B期階段，靈峰組下段及月桂峰組砂巖處于中成巖A期。

　　(3)麗水西凹古新統砂巖儲層經歷了壓實減孔(−18.3%)、早期膠結減孔(−3.9%)、溶蝕增孔(+4.8%)、晚期膠結減孔(−6.7%)的孔隙演化過程。各套儲層經歷了差異化的成巖演化過程，分別發育以機械壓實作用、碳酸鹽巖與黏土礦物膠結作用、不穩定碎屑溶蝕作用為主要特征的成巖演化類型，其中不穩定碎屑溶蝕作用有利于形成優質儲層。明月峰組下段及靈峰組上段砂巖發育常規優質儲層，靈峰組下段和月桂峰組砂巖以尋找致密砂巖儲層為主。

　　參考文獻(References)：

　　BjorlykkeK,JahrenJ,2012.Openorclosedgeochemicalsystemsduringdiagenesisinsedimentarybasins:Constraintsonmasstransferduringdiagenesisandthepredictionofporosityinsandstoneandcarbonatereservoirs[J].

　　AAPGBulletin,96(12):2193-2214.Curtis,C.D.,1978.

　　PossibleLinksbetweenSandstoneDiagenesisandDepth-RelatedGeochemicalReactionsOccurringinEnclosingMudstones.JournaloftheGeologicalSociety,135(1):107-117.135.1.0107FisherJB,BolesJR,1990.Water-rockinteractioninTertiarysandstones,SanJoaquinBasin,California,USA:Diageneticcontrolsonwatercomposition[J].

　　ChemicalGeology,82:83-101.FolkR.L.,AndrewsP.B.&LewisD.W,1970.DetritalsedimentaryrockclassificationandnomenclatureforuseinNewZealand.N.Z.J[J].

　　Geol.Geophys,13:937-968.HouseknechtDW,1983.Probabilityofencounteringcoalbeddiscontinuitiesduringverticalandhorizontalboreholedrilling:USBureauofMinesreportRI8665,1982,21P[J].

　　lnternationaljournalofRockMechanicsandMiningSciences&GeomechanicsAbstracts,20(1):25-26.

　　作者：卞雅倩*1，傅強1，劉金水2，馬文睿2，趙世杰1，秦婷婷1