储层物性演化的主控因素分析

储层发育的主控因素~

塔中Ⅰ号带良里塔格组礁滩灰岩优质储层发育的主控因素可以概况为: 礁滩沉积微相与同生-准同生期大气淡水溶蚀作用是形成准 (似)层状孔隙型储层的基础, 并为以后扩溶形成优质孔隙型储层提供了先决条件; 表生期大气淡水溶蚀作用对形成石油储层具有决定性作用; 埋藏热流体溶蚀和晚期构造破裂作用进一步增强了储集物性。
(一)礁滩微相是形成准 (似)层状孔隙型储层的基础
沉积相带为储集空间的形成提供了岩性基础。不同礁 (丘)滩复合体类型决定了孔洞型或孔隙型储层的形成与分布, 如①在灰泥丘建造之上多发育砂屑滩、鲕粒滩, 经暴露并接受大气淡水溶蚀后, 多形成孔隙型储层; ②在复合灰泥丘上多发育生屑滩、生屑砂砾屑滩, 暴露并经大气淡水溶蚀后, 其中的高镁方解石及文石胶结物较易遭受选择性溶蚀,形成孔洞型储层;③台缘礁丘顶部及侧翼多发育生物砂砾屑滩, 生物砂砾屑滩与礁核、礁前生物砾屑灰岩、角砾岩遭受暴露溶蚀,形成孔洞型优质储层 (王振宇, 2007)。
从沉积微相与常规物性的统计关系来看, 储层孔隙度、渗透率在不同井区有一定的差异,但总体上是以礁 (礁翼、礁坪、礁核)、滩 (生屑滩、生物砂砾屑滩)为最好; 中低能砂屑滩的物性相对较差; 灰泥丘和滩间海的泥质泥晶灰岩的孔隙度最低, 物性最差, 一般为非储层。
滩体(生物滩、生物砂砾屑滩、鲕滩、砂屑滩等)沉积, 在走向上和倾向上, 至少在一定范围内,是呈准 (似)层状发育的。 而且在沉积完后的同生期、准同生期, 它们又都整体隆升抑或海平面下降, 由此导致暴露而遭受大气淡水的溶蚀作用, 因而必然形成具准 (似)层状体态的孔隙型储层。
(二)同生-准同生期岩溶作用造就了准 (似)层状孔隙型储层
国内外的研究成果均表明,碳酸盐礁滩迅速而间歇性地增生, 可能大多伴随着许多大气渗透成岩作用。 当海平面下降时,碳酸盐岩沉积作用可以使广阔的大陆架或礁滩迅速地上升到海平面和海平面以上, 所形成的沉积物必然在湿热或温暖湿润古气候背景下遭受大气淡水或大气淡水-海水混合水的溶蚀作用, 或在干热古气候背景下受超盐水作用而白云石化。 由此, 可以形成准 (似)层状的孔隙型储层, 并为以后扩溶形成优质孔隙型储层提供了先决条件。
1. 多期礁滩体营建和海平面下降, 实质上造就了向上变浅序列, 从而为同生—准同生期岩溶作用发生提供了条件
位于Ⅰ号带外带台缘高能相带的塔中44井, 其高能相带以加积-进积准层序组为特征。 自下而上,标志五级海平面上升半旋回的退积、退积-加积准层序组逐渐变薄; 代表五级海平面下降半旋回的加积-进积准层序组, 即礁滩体的厚度逐渐变大。很显然, 五级海平面下降半旋回控制了礁滩体的发育; 而礁滩体的层数及其厚度, 又以四级海平面下降半旋回的高位域最发育。塔中地区Ⅰ号带上奥陶统良里塔格组沉积期多期礁滩体的营建和海平面下降, 事实上造就了向上变浅序列, 这方面非常类似于北美明根群岛中上奥陶统明根组的向上变浅序列。
2. 同生—准同生期岩溶在垂向上形成多旋回的大气淡水透镜体溶蚀作用
大气淡水透镜体或称岛屿水文学模式, 可能是最明了的水文学模式。在世界许多地方对其特性已进行了研究, 并且对其水动力学和水地球化学已进行了相当详细的描述(图4-3-2)。
对于大气淡水透镜体系统可以做出两个重要的结论,第一个是最富侵蚀性的水产生于透镜体系统的潜流带, 此处不同化学性质或不同温度的水混合,并就方解石来说混合水是不饱和的。这些部位:①靠近透镜体顶部, 即淡水潜流环境的上部;②在沿岛屿海岸线流出地区,此处透镜体水与海水被紊流和潮汐流混合(图4-3-2, B,2带);③在位于透镜体之下的过渡带,它标志着淡水与同生盐水大体上由于离子扩散作用而混合(图4-3-2,B,3带);④在渗流带上部靠近地表岩石中,是降水、地表温度及植物的代谢与腐烂而不是水的混合控制渗流水的演变和侵蚀性(图4-3-2, B,4带)。第二个普遍规律是: 因侵蚀性水流而发育的溶洞一般沿水流方向伸长。在垂直渗流带,溶洞趋于直立, 而发育在透镜体上部的溶洞趋于水平伸长并具有板状或交叉状的几何形态。
在垂向上, 由于多期礁滩体向上营建和多期海平面下降,从而造就了多期向上变浅序列, 由此必然导致多旋回大气淡水透镜体溶蚀作用的发生。在塔中Ⅰ号带, 良里塔格组礁滩体中发育与高频层序旋回有关的同生—准同生期岩溶作用,特别是四级层序Ⅱ的海平面下降旋回。 由此可见,不同级别的高频层序旋回控制了不同级别的高能礁滩体沉积与优质储层段的形成。

图4-3-2 以水流、强化溶解带及预计在石灰岩岛屿之下可能发育的溶洞来表示的岛屿水文学模式图

(三)表生期岩溶作用形成了具强非均质性的大型溶洞型储层
表生期岩溶作用造就了拥有巨大储集空间和具强非均质性的大型溶洞, 这对石油储层、高产稳产井和富集高产区块形成具有决定性作用。其形成模式,属于一般意义上的风化壳岩溶,尽管其暴露时间不一定很长,像北美明根群岛中上奥陶统明根组灰岩内的区域古岩溶不整合一样, 也无大量古风化壳土壤发育。
厘定表生期风化壳岩溶的本质证据有三项:
(1)它一定发生于后生成岩作用后, 即浅埋藏甚至中—深埋藏成岩作用后, 由于构造抬升而重新进入表生带。
(2)由于其作用对象已经完全成岩固结,所以对碳酸盐岩岩石类型的选择性不大,而往往选择碳酸盐岩中最薄弱的部位-断裂裂缝发育带进行。这一点,完全不同于同生期对较疏松颗粒灰岩的“均匀” 溶蚀作用, 也不同于准同生期的对半固结-固结状态的颗粒灰岩的面状溶蚀。
(3)作用时间固然重要, 但不是决定性因素。 因为岩溶作用强度, 一是取决于断裂裂缝发育强度; 二是古气候是否湿热, 降水是否丰沛; 三是人们往往忽视的大气淡水的酸度, 即腐蚀性强度。 因此, 只要断裂裂缝发育, 大气淡水具强的侵蚀性, 即使是较短的时间, 也足以形成地表岩溶地貌和大规模的地下溶洞系统, 北美明根群岛中上奥陶统明根组内的区域古岩溶不整合, 以及塔中地区中加里东晚期古岩溶不整合, 特别是与之相伴生的地下溶洞系统, 就是这样的典型实例。

（一）岩性圈闭储层物性分布特征
东营凹陷古近系作为一个完整的沉积旋回序列，在湖盆演化不同阶段发育了不同成因类型的储集砂体，主要包括冲积扇、近岸水下扇、扇三角洲、三角洲、深水浊积扇、三角洲前缘滑塌浊积扇以及滨浅湖滩坝和河流相砂体，岩石类型主要是砾岩、含砾砂岩、中粗砂岩、细砂岩及粉砂岩。不同成因类型储层的岩石学特征不同，它们的物性特征也不同。河流相、（扇）三角洲前缘水下分流河道及河口坝砂体物性最好，其次为（扇）三角洲前缘席状砂及滨浅湖滩坝砂体，近岸水下扇和浊积扇砂体的物性较差（孙梦如等，2003）。对于岩性圈闭来说，孔隙度主要分布在15%～25%之间，其中15%～20%之间分布频率最大，达到58.8%；其渗透率值在（10～50）×10-3-μm2范围分布频率最大为53.1%。
不同地区不同井的砂岩物性相差很大，与碳酸盐胶结物的密切相关，含量越高其物性越差，但是碳酸盐胶结物被溶解有利于次生孔隙发育。
（二）砂体储层物性与充满度关系
关于储层物性对含油性的控制作用，陈章明等（1999）在实验基础上得出：粒径大的砂体含油气性好，粒度细的砂体可能没有油气聚集；曾溅辉（2000）等在进行岩性砂体成藏实验时，发现只有砂体的粒径达到一定的临界值后才能聚集油气。东营凹陷的岩性砂体统计实例表明，圈闭的充满度随孔隙度、渗透率的增加，圈闭充满度有逐渐增加的趋势（图4-44）。滑塌浊积、深水浊积及近岸水下扇3种主要类型砂体各自的孔渗物性与充满度的正相关性要比混在一起明显得多。

图4-44 岩性圈闭储层物性与充满度关系图

值得注意的是，纵向上相邻储层的渗透率差异（层间渗透率级差）同样对砂体含油气性具有控制作用。厚层间渗透率级差反映了层间非均质性的强弱，级差越大，则砂层间渗透率非均质性越强。在非均质储层内，高渗透层的渗透率越高，相对于低渗透层的渗透率差异越大，对低渗透层的屏蔽作用也就越大，层间干扰程度越强，油气进入低渗层的难度也越大。当级差大于一定值时（即圈闭内最高渗砂层的渗透率与低渗层渗透率的比值大于一定值时），低渗层便无油气进入。从图4-45牛35井砂体物性与含油性关系中可以明显看出，渗透率级差对含油性的控制作用，紧挨高渗透储层的低渗透带往往受到屏蔽作用，出现干层。
（三）砂体厚度、面积与充满度的关系
统计结果显示，砂体的充满度随着砂体厚度的增加，表现出先增加再减小的趋势（图4-46）。当砂体厚度＜2m时，储层物性比较差，油气难以突破砂体的临界条件而成藏，因此小于2m的砂层基本是干层；当砂体厚度2～5m时，砂体平均充满度持续增加，高达51.54%。砂体个数在5～10m之间最多，占32%，随厚度的增加，砂体个数逐渐减少。可见，砂体厚度在2～10m之间对岩性油气藏成藏是最有利的。
从图4-47中可以看出，圈闭充满度随着砂体面积的增大，呈现先增加再降低然后又增加的波动，但波动范围变化不是很大。这主要是由于不同沉积类型砂体的面积与充满度影响因素不同导致。
（四）砂体形态对含油气性的影响
东营凹陷岩性圈闭的砂体展布方向与物源方向一致，倾向受地层倾斜方向的控制，在平面上有扇形、土豆状、椭圆状、脚足状或呈不规则分布，在剖面上一般为透镜状，中间厚，向两端尖灭。构造－岩性类型的圈闭在侧向被断层封堵，或高部位或低部位，另一侧岩性尖灭。不同的砂体形态对油气充注的影响是不同的。假设存在一球形和一椭球形两均质砂体，它们的体积（V）、油气充注条件和储集物性均相同（图4-48），由于椭球形砂体的表面积大于球形砂体的表面积，故在相同时间内源岩注入前者内的油气多，造成前者的充满度高于后者。

图4-45 东营凹陷牛35砂体物性与含油性剖面图


图4-46 东营凹陷岩性油气藏砂体厚度与圈闭充满度关系


图4-47 东营凹陷岩性油气藏砂体圈闭面积与圈闭充满度之间的关系


图4-48 砂体形态与表面积的关系

文东油田沙三中储层孔隙类型主要是次生孔隙，原生孔隙所占比例很少。研究储层物性演化的主控因素就是研究次生孔隙的控制因素^[50-53]

（一）次生孔隙分布

次生孔隙在纵向上的分布是不均匀的。原生孔隙随埋深的增加逐渐减少，其变化趋势基本为一条直线。文东地区次生孔隙分布（图2-4-2）表明，该区总体上有两个次生孔隙发育带，第一个发育带位于2500～3500m，相当于成熟A期；第二个发育带位于3500～4500m，相当于成熟B期。两个次生孔隙发育带的存在揭示了该区的多次溶解作用。这种次生孔隙的多期发育可以从孔隙结构演化图（图2-4-3）反映出来。原生孔隙从未成熟期到半成熟期基本降到了不可压缩的程度。次生孔隙从半成熟期开始生成至R_o值为0.5～1.0，即低成熟阶段达到第一高峰；至R_o值为1.0～1.3，即成熟阶段达到第二高峰；当然，第二高峰值要比第一高峰值低得多。

图2-4-2 文东地区次生孔隙分布

（二）次生孔隙成因

次生孔隙的形成主要依靠颗粒、胶结物及其交代物的溶解。这就需要酸性物质的不断补充。

1.酸性介质的形成

这里主要指形成CO₂的作用，有两种机制。

（1）有机成因

文东地区有机质研究表明，2000～4000m进入有机质脱羧和干酪根生油阶段，干酪根热解形成Co₂，反应式为干酪根→ CO₂+H₂O+N₂＋油气＋有机残余物。

图2-4-3 文东地区孔隙结构演化示意图

（2）无机成因

1）碳酸盐的水解

文东地区薄片鉴定和扫描电镜观察，发现粘土中存在分散状碳酸盐，其含量甚为丰富，可达20%～30%。主要成分是铁方解石和铁白云石。

2）粘土矿物的反应

在成岩作用的深埋阶段，粘土矿物与碳酸盐反映，可生成大量无机成因的CO₂，主要是高岭石的消失、绿泥石的生成，并同时见到白云石和石英的溶蚀。其反应方程式为：

深层高压低渗透油田开发：以东濮凹陷文东油田沙三段油藏为例

濮深7井粘土矿物含量随深度的变化（图2-4-4）表明，绿泥石第二高峰值区正好与高岭石的低谷值区相对应。图中反映出3400～3600m井段的绿泥石还与高岭石呈消长关系。

2.组分的溶解

上述研究表明，地层中的CO₂酸性水和有机溶剂是形成砂岩中次生孔隙的重要溶蚀营力，其作用结果使不同颗粒发生程度不一的溶解。文东地区次生孔隙的形成主要是由于下列溶解作用的发生：

（1）碳酸盐类矿物的溶解

在酸性介质中，碳酸盐类矿物依下述反应溶解：

深层高压低渗透油田开发：以东濮凹陷文东油田沙三段油藏为例

方解石的溶解在镜下可以观察到，作为早期胶结物的铁方解石溶解性更大。

图2-4-4 濮深7井粘土矿物含量分布图

（2）长石矿物的溶解

长石，特别是斜长石的化学分解是产生次生孔隙的一个重要原因，长石的分化产物是高岭石，其反应方程：

深层高压低渗透油田开发：以东濮凹陷文东油田沙三段油藏为例

扫描电镜下可清楚观察到长石的选择性溶蚀。

（3）岩屑的溶解

文东地区沙三段岩屑成分复杂，泥质岩岩屑、变质岩岩屑也可以被溶解。燧石和石英有时也被溶解，压溶现象就是证据之一。最易溶解的组分是碳酸盐砂屑和鲕粒。

（4）鲕粒和砂屑的溶解

鲕粒、砂屑的成分是方解石和白云石，它们是最易溶解的组分，特大孔隙的形成常与这类组分的溶解直接有关。

（三）次生孔隙控制因素

次生孔隙的发育主要受成岩背景的控制。这里成岩背景是对成岩环境要素的综合概括。其中包括构造演化、沉积物特征、埋藏史、热演化史和流体史以及研究区储层特有的异常高压等因素^[54-58]。

1.构造演化

燕山运动晚期，渤海湾盆地经历了白垩纪末至新近纪的剥蚀后，发生了强大的区域性裂陷作用，进入新生代裂陷旋回，东濮凹陷就是该期裂陷作用的产物。东濮凹陷的形成和发展主要经历了裂陷初张期、加强期、强烈期、衰减期和拗陷期。渐新世早期是裂陷强烈期，其中

沉积时，张扭作用达到强度极限，使得统一的中央隆起带逐渐形成，为东濮凹陷的基本构造格局奠定了基础。渐新世末期，应力场由张扭转化为压扭，导致了区域性抬升，相应的裂陷作用处于衰减期。文东油田位于文留构造东翼，为一北窄南宽、北东向延伸的狭长形逆牵引背斜，是文东大断层逆牵引形成的构造带。在不到3km的范围内发育文13，文16两个高点。文13构造高点处于一个被断层复杂化了的逆牵引短轴背斜构造，文16构造高点处于一个向南西倾没的鼻状构造。区内胡状集－文留构造在东西不到25km的范围内横跨了西部斜坡、西部洼陷和中央隆起3个构造单元，故其沉积和成岩作用因受构造演化的影响具有明显差异。

断裂作用形成有利于水介质流动的微裂隙，形成”应力活跃区”。这与平面上次生孔隙的发育规律紧密相关。文西断层、文东断层和徐楼断层的持续活动，使得沿断层活动区形成了一系列有利的次生孔隙发育带，目前发现的沙三中期高产断块油田沿断层分布就是有力的证据。

2.沉积特征

东濮凹陷主要沉积期裂陷活动强烈，内部构造分异极强，这就导致沉积相带的急剧变化和沉积中心的频繁迁移，为后期成岩作用的多种演化途径提供了必要物质基础（图2-4-5）。

图2-4-5 胡状集－文留地区古近系沙三段沉积断面图

对比胡状集和文留地区。

期，胡状集为相对深陷区，早期发育了一套细碎屑岩夹膏泥岩的湖相沉积；后期则演变为以扇三角洲为特征的陆源粗碎屑沉积岩，厚度达1000m以上。相应的文留地区则发育岩盐、膏盐及半深湖－深湖相泥岩和浊积岩

期，水体变浅，中央隆起带已具雏形，胡状集地区发育了一套厚400～700m以三角洲相为特征的砂泥岩互层沉积组合；而文留地区则以一套细、粉砂岩为主的浅湖滩坝沉积为特征。

受控于上述构造、沉积格局，致使沉积物表现出不同的矿物学、岩石学和地球化学特征：①胡状集砂岩以岩屑石英砂岩和岩屑砂岩为主（图2-4-6），矿物成熟度低，粒度粗，杂基含量高（8%～14%）；文留地区则以长石石英砂岩和石英砂岩为主，矿物成熟度相对高，粒度细，杂基含量低（3%～10%）。②胡状集地区含砂率高（20%～50%），分层系数小；文留地区含砂率较低（10%～30%），分层系数大。③胡状集地区泥岩中富碎屑矿物，而文留地区相对较纯或含有一定量的白云岩和膏盐矿物。前者富Fe,Si等元素，而后者Ca,Mn和Sr等元素相对较高。

图2-4-6 胡状集和文留地区储层砂岩类型

1 石英砂岩；2—长石质石英砂岩；3—岩屑质石英砂岩；4—长石岩屑质石英砂岩.5 长石砂岩.6—岩屑质长石砂岩；7—长石质岩屑砂岩；8—岩屑砂岩

沉积微相决定砂岩的结构和成分，这对于次生孔隙的发育起着控制作用。泥质含量较少的砂岩往往对于次生孔隙的形成是有利的，泥质是导致储层低孔低渗的重要原因。

3.埋藏史和热演化史

埋藏史和热演化史是对构造活动控制下的地层温度、压力及其有效作用时间等成岩作用参数的综合概括。裂陷盆地的内部构造分异导致了不同区块有着各具特色的埋藏和热演化过程：①快速沉降阶段。该阶段对应干裂陷作用的强烈期

，其中尤以

沉积时沉降最快。该阶段末，目的层在文留区埋深较胡状集稍大，以

为例，此时可超过2500m（约90℃）。②缓慢沉降阶段。该阶段对应于裂陷作用衰减期（Ed），即应力场从张扭向压扭体制转换的时期。该阶段与西部洼陷带相比，胡状集和文留区均表现为相对隆升、基底沉降缓慢且趋于回返。③强烈抬升阶段。该阶段大致对应于东营组（Ed）沉积末期至上部馆陶组（Ng）沉积前，其延续时间尚难确定。总体上，胡状集抬升较文留区大，目的层埋深和地温显著减小。这次构造回返导致了区域性地层剥蚀，尤其是胡状集区抬升剥蚀可达1000m以上，局部目的层暴露于地表。④晚期稳定沉降阶段。该阶段与古近－新近纪拗陷期相对应，延续时间约20Ma，表现为稳定而缓慢的沉降，内部构造分异较弱，最终导致目的层再次深埋，地温再次增大。

4.流体演化史

研究区原生水受控于沉积环境，即由胡状集到文留，孔隙水盐度增大，相应地Ca,Sr,Mn等元素含量增高。在埋藏和封闭过程中，随着温度和压力的增大，原生孔隙水受压实水和温压水以及水静或地静压力下的内循环型压挤式水交替作用的影响，导致矿化度增大，碱性趋于增强。但在生油窗内，由于干酪根脱羧基作用，孔隙水变为以酸性为主，而伴随着成岩反应中对酸的消耗（如溶蚀作用），孔隙水又将变为以碱性为主。另外，古近纪末期的抬升剥蚀作用，致使大气水成为改造目的层孔隙流体的重要因素，即在水静压力下产生外循环型渗入式水交替作用。研究表明，大气水主要以顺层注入方式对胡状集区进行淡化改造，同时碱性减弱。但该过程对文留区目的层影响甚微。上述演化过程最终导致了文留区目的层具有高矿化度、强碱性的特征，而胡状集则表现为相对低矿化度和弱碱性特征（图2-4-7）。

图2-4-7 胡状集－文留地层水矿化度特征

5.异常高压

异常高压是控制含油气盆地中孔隙流体活动，成岩作用和烃类运移的重要因素。与沉积盆地中异常高压有密切关系的高压振荡流体活动会快速改变高压储层内外孔隙介质流体的物理－化学、压力条件，改变正常的成岩过程，从而对异常高压盆地中储层的成岩作用产生重要影响^[59-64]。

（1）异常高压与压实成岩作用

东濮凹陷砂岩储层沉积成岩作用的基本特点是砂层薄、粒度细、沉积非均质性显著；埋藏深度大于3000m，压实作用、早期碳酸盐胶结作用、晚期自生伊利石－绿泥石和二氧化硅胶结作用强。但不同的构造单元成岩作用的差别也非常明显（表2-4-3），以下分析异常高压及流体活动对上述成岩作用差异的贡献。

深层高压低渗透油田开发：以东濮凹陷文东油田沙三段油藏为例

1）压实量的比较

异常高压可以通过减少砂岩中颗粒间相互接触处的应力大小来抑制粒间压溶作用的进行。这里选择PS7,Q24井样品进行压实量比较，其碳酸盐胶结物的含量不超过7%；杂基含量控制在5%左右；样品深度局限于4000～4200m之间，埋藏史相似且处于地史上最大深度；平均粒径在0.08～0.10mm之间，属于同一沉积相。这样，压溶量统计结果主要反映颗粒间相互作用的应力大小，通过计算压溶的体积/颗粒体积的百分比就可以反映出异常高压对颗粒压实作用的影响。在统计压溶量时，所需考虑的组分主要包括石英叠覆、长石－石英之间的叠覆。对于结构成熟度较差的砂岩，由于颗粒形状不规则和磨圆度较差，增加了确定叠覆颗粒体积的复杂性，但仍是估计被粒间压溶作用所溶解的颗粒体积的有效方法。以上方法，最大限度地消除了其他因素（如颗粒粒径，早期胶结物及埋深）对粒间压溶作用的影响，粒间压溶量将反映颗粒间相互作用应力和异常高压的相对大小。

图2-4-8 PS7、Q24井砂岩压溶量差异比较

2）压实－胶结相对关系

图2-4-9 PS7井和Q24井砂岩压实－胶结关系图

砂岩压实和胶结前的孔隙度取文东地区值36.75%

分析文东、桥口地区

亚段压实－胶结作用的相对强弱（图2-4-9）。所选样

选择Q24,PS7井砂岩薄片进行粒间压溶量统计结果表明（图2-4-9），PS7井的粒间压溶体积较Q24井粒间压溶体积小，PS7井4000～4200m之间平均压溶体积1.762%，而Q24井平均压溶体积2.125%，表明了PS7井的异常高压较Q24井高，这与压力模拟结果及现压力实测结果吻合。从图2-4-8可以看出，颗粒之间的叠覆体积最大尚不到颗粒体积的3%，远小于其他学者统计的在相当深度下10%左右的压溶量值。此外，发现

亚段砂岩石英增生含量由大到小的顺序是桥口、白庙，文东（表2-4-3），与异常高压成负相关关系，可能是异常高压抑制压实作用导致石英颗粒间压溶作用减弱的又一佐证。品颗粒分选好，粒度大多为中细砂岩，杂基含量在5%左右。PS7井，压实作用与胶结作用对孔隙度减少的影响基本对等；Q24井，绝大部分样品落在左上方，表明压实作用在孔隙度减少方面起决定性作用，即PS7井所经历的压实作用弱于Q24井所经历的压实作用，PS7井压实过程中受到了较Q24井高的异常高压抑制作用。

3）砂岩沉积参数与孔隙度关系

砂岩粒间孔隙结构最初受沉积参数控制，随埋藏深度加大，特别是对碎屑颗粒结构起破坏作用的压溶、胶结－交代和颗粒溶蚀的加强，沉积参数对孔隙度的控制关系逐渐减弱。因此，通过选择胶结－交代和颗粒溶蚀作用较弱、埋藏深度相当的样品进行沉积参数与孔隙度之间相关性的研究，可以对储层压实（溶）作用进行定量分析。

研究表明，PS7井粒度参数如分选系数、粒度中值与孔隙度之间存在明显的线性关系，其线性相关程度明显比Q24井强。说明PS7井砂岩粒间孔隙结构仍受沉积参数控制，而Q24井受压实（溶）作用影响较强。

（2）异常高压与溶蚀－胶结成岩作用

1）异常高压及相关流体活动特征

研究表明，盆地热沉降过程中压实水流非常缓慢，不可能引起有意义的温度场扰动和成岩－成矿作用。异常高压重复开－合过程所引起的振荡（脉冲）流体却是沉积地壳乃至岩石圈演化过程中经常发生的地质事件。这种自组织动力机制极可能在较大尺度上对溶蚀－胶结成岩过程和成岩带结构产生制约^[59-65]。

研究区埋藏成岩过程中异常高压发育，并对砂岩压实作用产生重要影响。研究区石英自生加大边中流体包裹体记录的均一温度大部分在105～145℃之间，包裹体均一温度的频数呈多峰式展布，显示了高压幕式流体即高压振荡流体活动的效应。许化政等研究表明^[5]，处于异常高压带内的泥岩薄片中存在较高比例的微渗漏空间，而微渗漏空间中最常见的是微裂隙，微裂隙目前大部分被黄铁矿或碳酸盐充填，并可见到沿微裂隙扩散的油迹污染，以及一定量的吸附烃。这种现象说明微裂隙曾经是流体运移的通道，有可能表明泥岩曾经经历了超压盆地的泥岩幕式压裂及流体排放作用。

2）胶结－溶蚀成岩作用效应

异常高压的存在可以促使CO₂在孔隙水介质中的溶解度增大，孔隙水介质的酸性增强，使储层溶蚀作用增强。

高压泥岩的幕式流体排放作用可能对储层物性起到破坏作用。异常高压泥岩频繁发生水力压裂及幕式流体活动，使得进入砂岩的流体压力迅速降低，流体体系中CO₂分压也迅速降低，并导致pH值在内部缓冲条件下急剧增大。最终，致使被流体注入的储层（低压区）发生（晚期）碳酸盐的沉淀和胶结作用，储集性能变差。这可能是研究区晚期碳酸盐胶结作用极为发育不可忽视的重要原因^[66]。

6.碳酸盐胶结物

次生孔隙发育与保存的最终程度主要取决于晚期胶结物的数量。文东地区碳酸盐含量与物性关系曲线表明（图2-4-10），碳酸盐含量与孔隙度呈明显的负相关关系。碳酸盐的胶结明显降低了储层孔隙度。只有通过溶解作用，将碳酸盐物质带出，才能形成储集油气的有利孔隙空间。

深层高压低渗透油田开发：以东濮凹陷文东油田沙三段油藏为例

图2-4-10 文东沙三中油藏物性与碳酸盐含量关系曲线

7.孔隙流体性质

酸性介质是促使易溶组分溶解的必要条件。水介质的变化可以使一处溶解，另一处沉淀。即离子的迁移导致了次生孔隙平面分布的不均一性。

孔隙流体流动经过多孔介质时除了化学沉淀外还会有机械滞留作用。当含有溶解物质的流体通过多孔介质时，分子直径小于孔隙入口而大于出口的，溶解物质将在多孔介质中产生机械滞留，引起孔隙的缩小。低渗透储层中的机械滞留捕集效应比中、高渗透层更为突出。研究区低孔、低渗层的形成，不能排除机械滞留的作用。主要原因是颗粒较细，多属粉砂级；流体浓度高，该区矿化度一般在（20～30）×10⁴ppm

lppm=10^-6。之间。

8.自生矿物

自生矿物既有破坏次生孔隙的一面，也有保存次生孔隙的一面。高岭石等自生矿物作为孔隙充填使储层性质变差。而绿泥石可以在成岩早期沉淀于砂粒表面，从而阻止石英的次生加大，提高了粒间孔隙的保存潜势。薄片镜下观察发现，具有泥质薄膜的石英次生加大很弱。但泥质薄膜有时也会起到堵塞孔隙的作用。

9.高孔隙带与成岩作用的关系

文东地区储层纵向上产生多个高孔隙发育带，原因主要是典型盐湖沉积环境中特殊的成岩作用。

（1）碳酸盐充填丰富

储集层成岩早期的碳酸盐充填丰富，不仅减弱了压实作用，而且为后期成岩阶段（大致在早成岩B期及晚成岩A期）高矿化度介质溶蚀产生大量溶蚀孔隙提供物质基础，产生的第一孔隙发育带是东濮凹陷主力油气储集层分布带。

（2）区域性膏盐层

区域性膏盐层的存在，有利于形成深层异常高压的“封存箱”，减缓压实作用，保存原有孔隙，也有利于后期成烃过程（相当于中成岩A期和B期）中富含有机酸及CO：的地下水活动，形成大量溶蚀型次生孔隙。这是研究区第二次生孔隙发育带广泛分布的主要原因。

（3）粘土矿物转化

粘土矿物的成岩变化中，蒙脱石向伊利石转化可以释放较多束缚水。东濮凹陷晚成岩A期粘土矿物中伊利石含量比较高，文留、卫城、濮城地区分别为67%～80%,36%～69%和33%～84%，这意味着在相应深度段蒙脱石已大量转化为伊利石，必然能提供较多呈酸性水溶解碳酸盐胶结物，有利于形成第二次生孔隙发育带。

储层成岩作用及孔隙演化史分析表明，文东油田沙三中储层具有以下特征：

a.埋藏深度大，构造复杂，非均质性强，顶底有大套膏盐岩层存在。

b.压实作用是砂岩物性衰减的主要因素。

c.碳酸盐胶结强烈，以含铁方解石、含铁白云石和白云石为主，多呈交代碎屑颗粒及其他胶结物形式存在。

d.硅质胶结是造成储层致密和低渗的重要因素之一。

e.溶蚀作用大大改善储层性质，形成次生孔隙发育带（2500～3300m）；受异常高压条件的影响，3300～3800m间为高压区孔渗保存带。

沉积物埋藏成岩过程中，碎屑矿物的成岩演化及演化程度受控于不同因素，表现出不同的成岩效果。各种因素归纳起来主要有两个方面。

1）内因

包括沉积微相、砂岩类型、砂岩成分及组构特点、杂基含量、胶结物类型及数量、胶结期次[6⁷]。

2）外因

指在成岩过程中沉积物所经受的外部环境因素，包括温度、压力、孔隙水性质及烃类的影响。当然，这些因素又与埋藏深度、埋藏速度及区域构造条件有关。

文东地区沙三段砂岩研究表明，内因因素中杂基含量对砂岩成岩特征影响较大。平行层理粉－细砂岩和块状砂岩多为净砂岩，杂基含量少于10%。它们经受的主要成岩作用是胶结作用。颗粒间充填的胶结物常是碳酸盐矿物，其次是以次生加大方式产出的石英胶结物。杂基含量大于10%的杂砂岩中主要成岩变化是压实作用，明显的机械压实使杂基间的碎屑颗粒发生机械转动，从而形成定向成岩组构，同时石英的次生加大现象表现微弱。杂砂岩中胶结作用弱，这是因为粘土杂基限制了孔隙水的循环，使砂岩中的组分难以带出，外部组分也不易带入。而在净砂岩中连续通畅的粒间孔隙大大有利于携带溶解组分的粒间水的循环。随着水性质的变化会在粒间促成沉淀或溶解。文13断块区是高压异常油田，其原始地层压力大大高于相应层位的静水压力，各砂层组的压力系数及地层压力梯度亦各不相同（图1-2-2）。

在外因条件中，温度是最重要的成岩因素。温度在埋藏成岩过程中的作用有：

a.影响矿物的溶解度。温度升高会增加组分的溶解度，存在温度梯度可以促成溶液迁移；

b.影响（OH）－的活度。研究表明，温度每升高10℃反应速率提高一倍。

c.促成有机质分解。使有机质逐渐转变为复杂的碳氢化合物。

d.降低离子的水化作用。使在地表温度下强烈水化的离子Fe²⁺,Mg²⁺等与碳酸根结合形成碳酸盐矿物。

e.使含水矿物脱水。如粘土矿物和沸石矿物在温度升高时会脱水，从而转化为更为稳定的矿物相。

经实际测量井温可知，文东地区沙三中地温梯度为4.96℃/100m（图1-2-3）。尽管这是今地温，与古地温有一定差别，但仍有重要的参考价值。以将今论古的原则，中期成岩阶段的成熟A期（h=2500～3500m,R₀=0.5%～1.0%），地温已达到1 10～140℃。这样的温度对于颗粒的化学溶解、各种自生矿物的形成、粘土矿物的成岩演化及有机质的热解均能产生重大影响。

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