随着常规油气资源的增储上产难度越来越大，人们开始聚焦于非常规油气资源的勘探和开发。致密低渗透油气、页岩油气、煤层气等非常规油气资源，为全球油气资源带来了第二次扩展^[1-2]。国内的低渗透油气藏储量非常丰富，约占全球储量的2/3以上。近年来我国发现的油气藏中，有一半以上为低渗透非常规油气藏。因此，低孔低渗油气田逐渐成为油气勘探开发的主战场。

西湖凹陷中央反转构造带渐新统花港组砂岩储层，是近年来发现的少有的单套砂体厚度可达百米厚的储层。研究区位于中央反转带中北部的宁波构造带上，储层物性较差，大部分的储层属于致密含气层。美国联邦能源管理委员会于20世纪70年代提出，将“孔隙度低于10%，含水饱和度高于40%，空气渗透率小于1×10^-3 μm²的含气砂岩”归为致密含气砂岩储层。我国于2014年实施的《致密砂岩气地质评价方法》 ^[3](GB/ T 30501—2014)中也明确指出：致密砂岩含气层为覆压基质渗透率小于等于0.1×10^-3μm²的砂岩气层。目前，对致密砂岩储层的划分一般以9%~12%的孔隙度和1.0×10^-3μm²的空气渗透率为界，有效物性范围为3%~12%的孔隙度和1.0×10^-3μm²~0.000 1×10^-3μm²的渗透率^[1]。研究区总体的孔隙度范围在5.56%~15%之间，渗透率在0.05×10^-3μm²~9.72×10^-3μm²之间，根据其孔渗组合关系，可将大部分的小层归为致密砂岩储层。在本次分析过程中，针对研究区储层致密性的特征，在岩石学、储层物性、微观特征分析基础上，利用数学地质的手段，定量化估算了各类成岩作用对储层致密性的影响，成果对于分析研究区致密性储层成因及分级评价有重要的借鉴意义。

1 区域地质概况

西湖凹陷位于东海陆架盆地东北部，东邻钓鱼岛隆褶带，西接海礁隆起及渔山隆起，北、南分别与福江凹陷和钓北凹陷相连^[4]。由西向东可划分为西部缓坡(斜坡)带、中央反转构造带和东部陡坡断隆带三个次级构造单元，且中央反转构造带自北而南又可进一步划分为嘉兴构造带、宁波构造带、黄岩构造带、天台构造带和基隆构造带；东部陡坡断隆带则包括北部的宁波边缘断隆带、中部的黄岩边缘断隆带和南部的天台构造带。本次研究区为中央反转带中北部，重点构造带宁波构造带上的某构造(图 1)。

2 砂岩储层致密性特征

研究区目前的钻井，均只钻遇到了花港组上段以及下段部分地层。上段分为6个砂组H1~H6，下段仅钻遇一套砂组。整体来看，渐新统花港组上段的平均井深在3 100~4 500 m之间，储层砂体发育，厚度大。其中，砂体厚度较厚的小层为花港组上段的H3、H4、H5小层(图 2)。

通过对X-1井与X-3井的分析，花港组的岩性可以分为上下两个岩性段：H1-H3中部为一岩性段，其岩性厚度较薄，不连续，主要为中到薄层的灰色泥岩、灰色粉砂质泥岩和黄色细砂岩互层；H3中部—H6为一岩性段，其岩性较厚且连续，主要为厚层的黄色细砂岩与中到厚层的灰色泥岩互层。

为了判定储层级别，对4口钻井储层物性进行了分析(图 3)。研究区的孔隙度和渗透率普遍偏低。孔隙度主要集中在5%~15%之间，而渗透率则主要在0~1×10^-3 μm²之间，其中，H1小层和H3小层渗透率较高，H1小层部分渗透率在2×10^-3 μm²~9×10^-3 μm²之间，H3小层的渗透率甚至会高达15×10^-3 μm²。参照《中华人民共和国地质矿产行业标准——海上石油天然气储量计算规范》^[5](DZ/T 0252—2013)中规定的储层分类标准，认为其属于典型的低孔低渗—特低孔特低渗储层。

此外，不同层段储层的致密性特征也有差异。按照判别标准，H1、H3为低孔低渗储层，H2为低孔特低渗储层，H4、H5为特低孔特低渗储层，H6为超低孔超低渗储层，在垂向上具有明显的分级特征。但是H3时期的物性具有明显的异常，表现为渗透率异常增大，可达19.09×10^-3 μm²，孔隙度为12.74%，体现了较好的储集性能(图 4)。

3 花港组储层岩石学特征 3.1 岩石类型及其组分

在对666个岩石薄片鉴定资料的碎屑成分含量统计基础上，从4口不同的井中挑选出部分花港组上段，孔渗较低的致密层段的岩石薄片鉴定结果，采用赵澄林(2001)的砂岩分类方案^[6]进行了三角分类图投点(图 5)，可以看出，研究区花港组的岩石类型虽然多样，但是主要以长石岩屑质石英砂岩为主，含少量的长石质石英砂岩、岩屑质长石砂岩、长石质岩屑砂岩和长石砂岩。

据薄片鉴定结果的统计显示(图 6)，已经钻遇的H1-H6砂岩储层的长石和岩屑含量较高，平均为22.34%和17.63%。长石含量最高为H3小层，可达26.47%，岩屑含量最高为H1小层，可达18.73%。石英含量相对较低，平均约为64.83%，最低为63%。各小层的岩石组分含量相差并不大，表明它并不是直接导致各小层存在孔渗差异性的直接原因，但是其存在的高岩屑含量的特征或许是使得花港组上段整体较为致密的原因。除此之外，花港组上段的高长石、高岩屑含量的特征，也表明其受富集长石和岩屑物源的影响。

3.2 岩石结构特征

花港组储层砂岩的平均粒度值为0.15~0.45 mm，为细—中砂岩，碎屑的分选性中等—好；碎屑的磨圆度以次棱—次圆为主，没有呈现出特别好的磨圆度(表 1)。这反应了物源区距离沉积地点较为适中，结构成熟度中等偏好的特点。

3.3 填隙物特征

研究区以泥质杂基为主，胶结物主要有方解石、白云石、硅质、高岭石和极少量的绿泥石等，表 2为各小层主要的杂基、胶结物含量。整体上看，填隙物的总量较高，可能是造成各小层整体孔渗较低的原因之一。各小层均存在着泥质胶结、硅质胶结、方解石胶结的情况(图 7)，使得储层的物性变差。其中，通过薄片观察在H3小层中发现的绿泥石环边，也可能对抗压实起一定的作用，导致其具有较好的孔渗组合关系

4 储集空间特征

通过对西湖凹陷宁波构造带花港组储层岩石薄片镜下观察，其储集空间类型有原生孔、粒间溶孔、粒内溶孔、铸模孔和微裂缝(图 8)。其原生孔隙从沉积到成岩的过程当中，经历了一系列的后生改造，最终形成了不同的孔隙组合类型。例如原生粒间孔与粒间次生溶孔的组合形式(图 8b)、局部溶蚀铸模孔与原生孔的组合形式(图 8c)、被碳酸盐岩交代的孔隙组合(图 8d)等。孔薄片观察的统计结果显示，总的说来花港组的孔隙组合以次生孔隙为主，即粒间溶孔、粒内溶孔和铸模孔，约占总面孔率的81.4%；原生孔隙次之，约占总面孔率的18.2%；含有少量的微裂缝，约占总面孔率的0.004%(表 3)。不同井的花港组储层中次生孔隙的含量均比原生孔隙的含量要高，微裂缝只占很少的一部分，几乎不可见。并且随着层位的加深，总原生孔隙的含量是逐步在减少的，而裂缝只在H1、H3、H5和H6小层能够观察到。

5 控制花港组致密砂岩储层发育的因素 5.1 花港组主要的成岩作用及影响

(1) 压实作用

压实作用通常情况下会导致碎屑颗粒重排(图 9a)或者挤压变形(图 9b)，如果上覆载荷与构造应力过强甚至会把颗粒压碎或者压裂(图 9c)。随着深度的增加，岩层所受到的压实作用会越来越强。根据图 4的孔渗分布直方图可以直观地看到，随着深度的增加H1-H6小层的孔隙度在逐渐的减少，渗透率整体上也存在着逐渐减少的趋势。通过薄片的观察也能发现，图 8a-图 8c随着深度的增加，碎屑颗粒之间的孔隙也在逐渐的减少，由初始的游离型变为紧密型，一直到最后甚至被压裂。因此，压实作用为破坏性成岩作用，是导致孔隙减少，使得储层致密的一个主要因素^[7]。

(2) 胶结作用

西湖凹陷宁波构造带花港组砂岩中自生矿物主要有碳酸盐矿物(方解石、铁方解石、白云石、铁白云石)、硅质(以自生石英为主)和黏土矿物(高岭石、绿泥石)。

碳酸盐胶结是研究区花港组砂岩储层当中主要存在的胶结类型，根据统计结果，碳酸盐矿物在胶结物中的含量最多，平均为1.62%(表 2)，占了胶结物总量的一半以上，典型的方解石胶结如图 9d所示。除了方解石胶结之外，还存在少量的铁方解石、白云石和铁白云石胶结。这些方解石矿物常充填于粒间孔与次生溶孔中，使得储层的原生孔隙与次生孔隙均显著的降低，从而使储层的物性变差，属于破坏型成岩作用。

硅质胶结物在含量中仅次于碳酸盐胶结物，根据花港组的薄片样品的统计结果，硅质胶结物在岩石中的平均含量为1.03%，H1~ H6小层中均存在大量的硅质胶结物。研究区常见的硅质胶结方式为石英次生加大的方式(图 9e)，其主要发生在原生孔隙之间，使得原生孔隙减少。在石英含量高的位置，石英次生加大可以完全堵塞孔隙，含量低的除了降低孔隙度外，还会大大降低流体的渗流能力，使物性变差^[8-10]。

自生黏土矿物在花港组中主要有高岭石和绿泥石，它们均属于泥质胶结物，形成泥质胶结(图 9f)。泥质胶结物虽然所占的比重较低，但对于储层物性的好坏也有着重要的影响。其中高岭石较为常见，根据花港组的薄片样品统计结果，高岭石主要出现在H1、H2小层，通常是在酸性条件下由钾长石、钠长石和钙长石转化而成^[11-13]。除此之外，研究区还存在极少量的绿泥石，绿泥石在砂岩中大多呈颗粒的包膜或孔隙衬边的形式产出，也有充填孔隙形式。早期颗粒表面的绿泥石薄膜胶结能够抑制石英的次生加大，对储层孔隙具有保护作用^[14]。

(3) 溶解作用

溶解作用受控于化学、物理化学和生物化学条件的变化^[15]。西湖凹陷宁波构造带的花港组砂岩储层中的溶解作用非常发育，主要表现为铝硅酸盐矿物的溶解^[13-14]。其中，最主要的被溶解的矿物是长石，长石常沿其解理面、双晶缝或边缘被溶解，形成粒内溶孔，如果溶蚀作用强烈甚至会形成铸模孔或导致整个颗粒消失。除此之外，也能见到溶蚀扩大的次生溶蚀孔隙，形态多具不规则状(图 9g，图 9h，图 9i)。溶解作用属于建设性成岩作用，它形成的粒内溶孔、粒间溶孔和铸模孔会使储层的次生孔隙增加。此外，除了溶解大量的长石矿物之外，少量的早期碳酸盐胶结物也会成为溶蚀作用的对象，形成局部的蜂窝状的次生溶孔。因此，溶解作用是改善储层物性，使得孔渗增加的主要控制因素。

5.2 成岩作用参数的定量计算

为了定量分析压实、胶结和溶解作用对储层孔隙的具体的影响，将三种影响因素均视为相对独立的过程，引入了相应的计算公式(宋成辉，2004)^[15]进行研究，具体过程如下：

原始孔隙度指沉积物刚开始固结的孔隙度，砂质沉积物的原始孔隙度一般为38~42%，本文取40%作为原始孔隙度ϕ1的值；压实作用后的孔隙度为ϕ2；胶结作用导致减少的孔隙度为ϕ3；溶蚀作用而增加的次生孔隙度为ϕ4；平均孔隙度为ϕ5；计算公式如下(吴小斌等，2011)^[16]：

$ \phi 2 = W + ({\mathit{P}_1} \times \mathit{PM/PT}) $

(1)

$ \phi 3 = {P_1} \times PM/PT $

(2)

$ \phi 4 = {P_2} \times PM/PT $

(3)

式中：W为胶结物的质量分数，%；P₁为残余粒间孔面孔率，%；P₂为溶蚀孔粒间孔面孔率，%；PM为实测平均孔隙率，%；PT为总面孔率，%。

计算结果见表 4。可知研究区未固结砂岩在机械压实后，其保留下来的孔隙度最大为8.67%，最小为7.65%，平均为8.23%。与原始孔隙度相比，80%左右的孔隙被压实损失；而在胶结过程当中，胶结物含量越多，孔隙降低程度越大。根据样品计算，胶结作用的平均减孔率为7%，经过压实、胶结作用之后保存下来的孔隙度平均为5.23%；溶蚀作用可以使得孔隙度增加，物性变好，在酸性介质的作用下，长石、岩屑等易溶蚀矿物被溶解，形成大量的次生孔隙，通过相应的公式计算可知，溶蚀作用增加的孔隙度在1.66%~ 4.25%之间，平均为2.78%(图 10)。

5.3 定量计算后的误差分析

在对研究区花港组进行定量分析时，把压实、胶结和溶解作为相对独立的过程，认为其原始孔隙度经历了压实损失—胶结—溶蚀增加这三个过程，然而在计算当中，忽略了微裂缝所贡献出来的孔隙，会存在相应的误差。通过上述的计算我们得出，压实作用为该地区影响最大的破坏性成岩作用，压实后的孔隙度ϕ2为8.23%，减孔率达到了79%；在经历了胶结作用之后，孔隙度ϕ3为5.23%，减孔率仅为7%，对储层的影响不是很大；最后经历过溶蚀作用，使得孔隙度ϕ4增加了2.78%，增孔率为7%，经过这三个视为相对独立的过程最后所得到的计算结果ϕ5(ϕ5=ϕ3+ϕ4)为8.02%。与相对应的相同深度样品的物性分析孔隙度ϕ 6的对比分析，物性分析孔隙度均值8.34%，绝对误差为ϕ0为0.32，相对误差为3.84%，研究结果有一定的可靠性。

6 结论

(1) 西湖凹陷渐新统花港组上段绝大部分的小层均可定义为致密砂岩含气储层，岩性上下分段，花港组各小层的孔渗均比较低，根据储层分类标准，属于典型的低孔低渗—特低孔特低渗储层。

(2) 研究区的主要岩石类型以长石岩屑质石英砂岩为主，大多数砂岩粒度为中—细粒，分选性中等到好，磨圆程度以次棱—次圆为主。研究区的储集空间类型有原生孔、粒间溶孔、粒内溶孔、铸模孔和微裂缝，以次生孔隙为主约占81.4%，原生孔隙次之为18.2%，微裂缝最少仅为0.004%。

(3) 研究区花港组储层经历的主要的成岩作用类型有压实作用、胶结作用和溶解作用。对储层影响最大的是压实作用，为破坏性成岩作用，大约有80%以上的孔隙损失与压实作用有关；胶结作用为破坏性成岩作用，平均减孔率为7%；溶解作用为建设性成岩作用，增孔率平均为2.78%。