东海陆架盆地西湖凹陷北部已经进入深层勘探探索阶段，深部储层物性问题已经成为深层成藏机制中主控因素。2013~2014 年间，凹陷中央背斜带中北部GZZ 构造钻井四口，并在渐新统花港组上段底部巨厚的湿地扇砂体中测试获得工业气流，主力气层位即位于深部储层次生溶蚀带（埋深3 700~3 900 m 之间），这一勘探成果为西湖凹陷深部天然气资源勘探展示了宽阔的前景，也引发了对深部储层物性改善机制研究热点，丰富了深部储层的认识，从而推动深层天然气资源勘探。

1 西湖凹陷渐新统花港组地质背景

西湖凹陷是一个从古近纪到新近纪，由断陷转入坳陷的大陆边缘盆地，沉积中心在坳陷阶段不断向北转移。古新世~始新世，西湖凹陷为陆缘海陆过渡相断陷盆地，沉积充填受海平面升降控制。渐新世进入陆相坳陷充填阶段，直到中新世末期构造挤压（龙井运动）形成现今纵贯凹陷中央的背斜带，也定型了一大批背斜、断背斜构造圈闭。GZZ 构造是位于坳陷深部的背斜构造（图 1），现有四口钻井，揭示了凹陷东坡沿岸短轴冲积体系内部沉积层序的复杂变化，而有利储层出现在渐新统花港组湿地扇巨厚砂体中，现今埋深3 600 m 以下。

西湖凹陷渐新统花港组系内陆坳陷结构中充填的一套湿地扇、辫状河三角洲、湖泊相岩相组合，侵蚀基准面升降背景下，发育了两套三级层序，分别为上段、下段。

（1）花港组下段

花下段与下伏平湖组呈角度不整合关系。花下段沉积时，整个西湖凹陷冲积扇、河流活动强烈，湖泊局限。钻井揭示了一套湿地扇、辫状河三角洲沉积，岩性下粗上细呈正向沉积韵律，其底部往往具冲刷面，冲刷面之上为灰白色的砂砾岩。该层序下部中砂岩、细砂岩，可见大型板状、槽状交错层理。自下而上粒径逐渐变细，岩性为细砂岩和粉砂岩，可见小型交错层理和波状层理；其中间互深灰色、灰色湖进泥岩，以水平层理为主。

（2）花港组上段

花上段沉积时，地貌趋向平坦，湖盆逐步扩大。层序下部仍为湿地扇、辫状河三角洲沉积，上部为三角洲/ 湖泊相交互沉积。三角洲砂体以细-中砂岩为主，砂体分选好，分布较稳定，湖泊相泥岩可形成很好的盖层。

2 深部储层次生溶蚀带分析

对于GZZ 构造而言，3 600 m 以下储层处于什么样的成岩阶段？综合以下有机质演化，黏土转化以及石英包裹体等多方面资料相互验证，可以确定GZZ 构造深部次生溶蚀带处于晚成岩A-B阶段^[1]。

（1）物性资料所反映的深部压实、溶蚀现状（图 2），次生溶蚀带向深部演化情况表明深部次生孔隙迅速减少。

（2）GZZ-1 井3 862~3 872 m 之间泥岩夹层镜质体反射率（R_o）平均值0.742%，表明该套地层正处于生烃高峰期，而伴随有机质成熟窗口的酸性溶蚀阶段为深层储层改造创造了有利条件。

（3）GZZ 构造钻井揭示砂岩石英次生加大包裹体均一温度主要发生在125~150 ℃，成岩深度大约3 050~3 750 m（以现今地温梯度3.5 ℃ /100m 测算）；部分层段样品达到160 ℃，对应成岩深度达到4 050 m（图 3）。

（4）砂岩黏土杂基的X 衍射资料中，伊蒙混层（I/S）中的蒙脱石（S）质量分数在深层台阶式减少，3 600 m 之下为15%~20%，4 000 m 之下为10%~15%；而高岭石在3 600 m 之下明显减少，伊利石、绿泥石则显著增多（图 4）。

成岩过程始终贯穿着压实与抗压实、溶蚀与胶结两条主线。当同期地层埋深至有机质演化成熟门限（理论上R_o ＞ 0.5%，埋深超过2 500 m），原生孔隙大量消失的同时（压实作用），储层成岩环境因为酸性溶蚀作用出现，发育部分次生孔隙，使深部储层储集条件得以改善。

花港组砂岩主要由长石砂岩、岩屑砂岩构成，统计四口钻井3 000~4 700 m 井段薄片资料，石英质量分数为64%、长石为18%、岩屑为18%，这样的成分构成中有36% 的不稳定碎屑可能转化为溶蚀孔隙。随着埋深加深，压实作用逐步主控着深部储层整体物性特征，而次生溶蚀作用仅仅在特定条件下改善了局部层段的物性条件，形成所谓“深部甜点”。从GZZ 构造物性资料汇总看（图 2），深部储层从3 700 m 到4 300 余米出现了强弱不等的三个次生溶蚀带，综合薄片、X 衍射、电镜、包裹体等资料分析，可以确定GZZ 构造次生溶蚀带发育受益于以下两点。

2.1 石英次生加大增强抗压实能力

汇总四口钻井薄片资料，从接触关系分析（图 5），从3 100 m 至4 700 m，以线接触为主，其中3 500~4 400 m 井段，即便在4 000 m 之下，仍保留一定数量的线-点、点-线接触关系。如果对应物性资料（图 2），分三个深度段统计，线-凹凸接触关系向深层没有明显增多，而3 950~4 700 m井段的线-点、点-线成倍增加，线接触明显减少，显示了抗压实能力。

至此，4 000 m 之下储层的物性特征与颗粒接触方式似乎矛盾，但是，X 衍射资料中（图 4、图 6）碳酸盐和黏土向深部均没有明显增多，仅伊利石含量略有增多；反观包裹体温度资料，碱性环境下仍有自生石英生长，X 衍射资料则表明石英含量向深部增多。这些证据表明：石英次生加大或许成为堵塞孔隙、喉道的主要原因。

2.2 酸性溶蚀作用主导次生溶蚀带

成岩作用主要经历了碱性胶结、酸性溶蚀、碱性交代三个阶段。成岩作用类型的变化反映了成岩环境酸碱性的转化^[2-3]。

理论上讲，成岩环境包括储层矿物组成、温度、压力以及水介质化学性质等多方面^[4]。成岩环境随埋藏深度的变化必然导致陆源碎屑的稳定性的变化，并由此对储层性质造成影响。但水介质化学性质的变化往往具有主导作用，目前所认识的主要成岩类型，自生矿物，黏土转化等都反映了水介质化学性质的变化决定了成岩作用过程中的水-岩反应的发展方向。酸性或碱性成岩环境中，石英、长石等主要碎屑矿物以及碳酸盐矿物、黏土矿物等主要填隙物都具有不同的形态和行为。

结合西湖凹陷区域研究成果，不同成岩阶段酸碱性成岩环境变化及成岩特点归纳如下：

2.2.1 早成岩阶段——碱性成岩环境

孔隙-基底、基底-孔隙、基底式胶结类型，以碳酸盐胶结（粉晶-细晶）、泥质胶结为主，都是大规模压实效应之前的胶结类型。

早成岩阶段碱性成岩环境主要受沉积水体影响，浅埋藏阶段（地温低于80 ℃），细菌等微生物非常活跃，低熟有机质或可生成少量有机酸但很快被细菌消耗^[5]。浅埋藏阶段，泥质沉积物可在上覆地层压力下快速脱水，泥岩中的Ca²⁺、Mg²⁺和Fe²⁺ 等碱离子进入砂岩，使地层水趋于弱碱性，这些条件都有利于方解石沉淀。早期碱性成岩环境中大量出现的Mg²⁺ 和Fe²⁺ 离子也解释了碎屑表面常见的绿泥石膜，无论是薄片中的压嵌（或接触）-薄膜胶结类型，还是电镜资料，都可以证实这一点。

2.2.2 晚成岩A-B 阶段——酸性成岩环境

这是次生溶蚀的重要阶段，也是有机质演化，泥岩脱水协同成岩作用的重要时期。

从物性改造角度看，这一阶段酸性溶蚀作用表现强烈，尤其集中在镜质体反射率为0.4%~0.7%，有机质已经进入到成熟窗口，伴随发生的CO₂ 和有机酸使得孔隙流体呈酸性，为碎屑组分的溶蚀提供了必要条件。薄片镜下观察发现，早期碳酸盐胶结严重，堵塞了孔隙水的流通，或导致次生孔隙不发育；而在碳酸盐胶结较弱的部分，溶蚀作用很明显。

（1）长石等硅酸盐矿物的溶蚀

薄片和电镜资料，均发现大量溶蚀现象。

薄片中长石的溶蚀特征为：部分长石颗粒边缘被溶蚀，粒间孔扩大，溶蚀的长石与周围颗粒呈不接触状态；部分长石颗粒发生粒内溶蚀，单一长石颗粒内部可见几个小的溶孔；也有的长石颗粒沿节理溶蚀，颗粒未溶部位与粒内孔相间呈现栅状。

电镜下长石溶蚀后，多数粒间孔中存在长石被溶蚀之后形成伊利石、绿泥石、高岭石、自生石英的共生现象。有机酸对长石的溶蚀主要是针对Al³⁺ 展开。在孔隙水溶液中，有机酸阴离子与Al³⁺ 结合形成络合离子，降低了溶液中Al³⁺ 的有效浓度，从而促使了长石的溶蚀。另外，长石在有机酸及CO₂ 作用下会发生蚀变而生成高岭石，使长石体积减小，孔隙增大。

（2）碳酸盐矿物的溶蚀

碳酸盐在孔隙水中存在电离平衡，因此碳酸盐的溶蚀受控于孔隙水中的H⁺ 和CO₂ 的浓度。而在早期碳酸盐胶结致密处，孔隙水运移缓慢，CO₂分压很快便超过碳酸盐溶解的平衡常数，从而造成碳酸盐溶解停滞甚至重新沉淀。

而在早期碳酸盐胶结较弱，或者后期压实产生裂缝的地区，有机质成熟过程中释放出的大量有机酸随着黏土脱水作用进入储层，使孔隙水中H⁺ 浓度增大，pH 值降低，首先造成了早期碳酸盐的溶解。

碳酸盐的沉淀与溶解取决于孔隙溶液中CO₂分压，这是一个动态平衡反应。只要CO₂ 分压值没有超过碳酸盐溶解时所需的平衡常数，碳酸盐将持续溶解^[6-7]。

（3）石英次生加大

石英次生加大现象普遍存在，从包裹体资料分析（图 3），125~150 ℃为主要均一温度区间，这个温度区间表明晚成岩A-B 阶段为主要酸性成岩阶段，与GZZ-1 井同期泥岩夹层中的R_o 达0.74%相互验证。

而150~160 ℃之间的少量数据点，表明有机酸演化进入后期，除各种成岩反应消耗外，自身热演化的脱羧基作用使有机酸迅速减少^[8]，成岩环境转入碱性，石英次生加大作用减少。

（4）蒙脱石伊利石化

酸性溶蚀环境中，蒙脱石经伊-蒙混层向伊利石转化。

蒙脱石伊利石化的控制因素是温度、压力、时间、孔隙流体化学性质以及原始化学构成。作为砂岩中黏土构成的蒙脱石在渗透性良好的深度段更易于伊利石化。

蒙脱石经伊-蒙混层形成伊利石的过程是一个由Si⁴⁺，Na⁺，H₂O 的带出和K⁺，Al³⁺ 带入的过程，也是黏土脱水过程。从本质上说，还是蒙脱石溶解和伊利石重结晶的过程。因此，是一个次生孔隙增加的过程。

从X 衍射资料看，伊蒙混层中蒙脱石质量分数从25%，20%，15% 台阶式减少均伴随脱水效应（图 4），因此，脱水深度大致在3 600、4 000 m。考虑到泥岩中蒙脱石伊利石化由于压力抑制因素以及渗透性较差，转换深度比砂岩中黏土杂基稍晚，伊蒙混层中蒙脱石质量分数从25% 到20% 的转换深度与有机质成熟深度及温度基本重叠，这一脱水效应造成了储层酸性溶蚀环境。

2.2.3 晚成岩阶段Ⅳ幕——碱性交代阶段

酸性溶蚀环境的进一步演化必然进入碱性交代阶段，因为：

（1）随着H⁺ 的消耗、CO₂ 分压升高，弱酸根的水解，孔隙溶液转向碱性。

（2）泥岩中的伊-蒙混层中S 的质量分数从20% 减少至15% 伴随有脱水效应，酸性溶蚀产生的碱金属离子、碱土金属离子的水解促使地层水pH 值升高，碱性增强。

伊-蒙混层转化的过程是蒙脱石不断溶解，而伊-蒙混层脱水并释放大量的Fe³⁺ 和Mg²⁺，成为晚期铁方解石和铁白云石形成的重要物质来源。

高岭石在酸性孔隙水介质中稳定，随着水介质转变为碱性并加上Fe²⁺，Mg²⁺ 离子的局部富集，高岭石就会向绿泥石转变，如果水介质富K⁺ 离子，高岭石就会向伊利石转变。由此可见，碱性条件有助于高岭石向绿泥石、伊利石转化。当泥岩脱水将富含铁或镁的流体带入相邻地层时，促使原来的层状硅酸盐（伊利石、高岭石和蒙脱石）转化成绿泥石，如果转化速度快，绿泥石常常保留原有黏土矿物的结构特征。而晚期碳酸盐胶结、交代作用以及自生黏土的出现对储层物性极为不利。

（3）晚期连晶碳酸盐，交代碳酸盐。碱性成岩环境导致晚期连晶状碳酸盐胶结和碳酸盐交代作用明显增加。对于碱性成岩环境而言，泥质、隐微晶长英质杂基和岩屑以及石英颗粒和加大边都是溶蚀的对象。而前期酸性溶蚀作用为进一步碱性环境中的碳酸盐交代作用提供了良好的“通道”条件，晚期碳酸盐大部分含铁，阴极发光显示具云质环边。

（4）孔隙内衬绿泥石。富含Fe³⁺ 和Mg²⁺ 的碱性孔隙溶液有利于绿泥石自生析出。自生绿泥石呈玫瑰花状或分散片状，充填在渗流性良好的孔隙空间。孔隙内衬绿泥石占据大孔隙、大吼道空间，导致储层质量下降，这一观点已有探讨^[9]。

（5）伊利石。伊利石大量转化发生在碱性成岩环境，常见转化中的伊利石、高岭石、I/S 混层共生现象，伊利石保留着高岭石外形。需要注意的是，粒间孔之间的自生伊利石桥式生长破坏了孔隙渗流性。

3 结论

综上论述，西湖凹陷北部花港组深层储层物性主控因素有两点：

（1）砂岩成分构成既提供了次生溶蚀改造空间，也具备一定抗压实能力。

花港组长石砂岩、岩屑砂岩中不稳定碎屑质量分数达到36%，为后期成岩阶段储层改造提供了空间，溶蚀过程伴生的自生石英增强了岩石抗压实能力。

（2）酸碱性成岩环境转换决定了溶蚀与胶结的动态平衡。

GZZ 构造物性资料显示出渐新统花港组深部次生溶蚀作用大致出现在三个层段（一个强溶蚀带和两个弱溶蚀带），根据各种成岩现象汇总分析，深部次生溶蚀机制与成岩环境酸碱性转换相关。

以石英次生加大为标志的酸性溶蚀带与黏土脱水深度、有机质成熟初期有机酸排出深度相重叠，这是深部次生溶蚀带的主要成因；而酸性成岩环境的发展必将导致大量碱金属、碱土金属离子水解，促使孔隙溶液向碱性转化。

从GZZ 构造钻井所揭示次生溶蚀带纵向分布看，溶蚀带发育受控于酸性溶蚀环境，而溶蚀带能否保存受控于碱性成岩环境。GZZ 构造物性资料所显示的花港组深部次生溶蚀带三个层段中，石英次生加大盐水包裹体资料显示共同的温度段为125~150 ℃，即便在最强溶蚀带也出现了灰质、云灰质交代长石、石英的现象，表明碱性成岩环境已经出现。

GZZ 构造3 980 m 以下两个弱溶蚀带表明孔渗整体变差。从石英次生加大的盐水包裹体温度资料看，该深度段（石英次生加大温度段）所代表的酸性溶蚀环境已逐步远离现今实测地温梯度线，表明已经经历了相当长地史时期的碱性成岩环境。

3 900 m 以下石英含量持续增多，表明深部黏土转换机制中继续新增自生石英，也表明碱性环境中灰质、云灰质交代石英所引发的石英溶蚀极为有限。而方解石交代、重结晶、连晶胶结所形成的孔喉堵塞效应明显。因此，两个弱溶蚀带的物性基本呈现特低孔特低渗。