随着油气勘探开发的逐渐深入，深层致密砂岩油气藏所占比例越来越高。致密砂岩油气藏勘探中寻找优质储层是勘探取得突破的关键，而致密砂岩中优质储层的形成机理与成岩过程中黏土矿物有着密切的关系。致密砂岩储层中常见的黏土矿物主要有高岭石、绿泥石、伊利石和混层黏土，黏土矿物的类型及含量对储层的物性有明显的控制作用^[1-6]。高岭石作为砂岩储层中常见的黏土矿物，其形成机理及后续演化过程的不同，将导致储层孔渗演化的差异；绿泥石也是砂岩储层中较为常见的一种黏土矿物，其含量和产状对储层粒间孔隙保存有极其重要的作用^[7-9]，在致密砂岩储层中，相当比例的优质储层均与绿泥石环边有关；当古地温超过65 ℃后，蒙脱石基本消失，伊/蒙混层开始发育，直至最终演化为伊利石，伊利石对储层渗透率具有明显的降低作用，根据产状可分为片状和纤维状伊利石。

本文通过对大量样品的实验和观察，分析Y构造花港组致密砂岩储层中黏土矿物种类、数量及产状，研究其演化过程中伴随的次生孔隙的形成及渗透率变化，试图对优质储层形成规律进行探讨，从而为优质储层的预测提供一定的借鉴。

1 地质背景

西湖凹陷为东海陆架盆地东部坳陷中北部的一个第三系含油气凹陷，属于陆源裂谷型盆地，呈北北东向展布，其西接虎皮礁、海礁及鱼山凸起，东邻钓鱼岛岩浆岩带，北端和南端通过一个高鞍部分别过渡到福江凹陷和基隆凹陷。西湖凹陷又可划分为多个次级构造单元：西部保俶斜坡带、三潭深凹、中央反转背斜带、白堤深凹及东部天屏断阶带。Y构造是位于西湖凹陷三潭深凹内的低隆起，构造内花港组埋深较大（图 1）。钻井揭示的花港组砂岩储层埋深超过4 200 m，最深超过5 200 m，孔隙度分布范围1.9%~11.7%，平均值7.3%，孔隙度主要分布在5%~9%之间；渗透率为（0.01~333）×10^-3 μm²，平均值3.25×10^-3 μm²，主要分布区间为（0.2~1）×10^-3 μm²，占79.04%，属于特低孔特低渗－特低孔超低渗储层。

通过对Y构造已钻井资料进行分析：从岩心上看，花港组砂岩粒度偏细，以中－细粒为主，分选和磨圆相对较好，局部冲刷面明显，发育底砾岩（图 2a）；从粒度特征上看，滚动次总体相对不发育，而悬浮次总体含量高达20%，甚至更高（图 2b）；C-M图显示牵引流特征，其中递变悬浮沉积段相对发育，且一定程度上发育滚动搬运，分流河道砂体的沉积特征明显，是较为典型的辫状河三角洲平原河道沉积，主要集中在H3~H9砂层组（图 2c）。岩性特征方面，花港组砂岩类型主要为长石岩屑石英砂岩，部分为长石岩屑砂岩，长石和岩屑含量高，为黏土矿物的次生演化提供了一定的基础（图 2d）；成岩作用方面，通过各类薄片观察确定成岩矿物的先后序次、包裹体均一温度确定古地温、黏土矿物含量、类型及有机质成熟演化（R_o值），综合确定Y构造花港组储层主要处于中成岩B期（表 1）。

2 黏土矿物特征

黏土矿物由于其种类多样，成岩转化多样性导致其对储层物性的影响具有多样性。Y构造H3~H9砂层组50个样品X衍射资料显示，Y构造花港组储层黏土矿物中绿泥石含量为10%~74%，平均值为43.36%；伊利石含量为7%~61%。平均值为28.86%；其次为伊/蒙混层，含量为5%~43%，平均值为24.04%，其中伊/蒙混层中蒙脱石含量为15%~20%；高岭石最少，含量为2%~11%，平均值为5.94%。从黏土矿物含量来看，绿泥石和伊利石含量总和普遍超过70%，是主要的黏土矿物类型（图 3）。

2.1 绿泥石

前人研究指出，以孔隙衬里产出的自生绿泥石是海水影响下的三角洲（如分流河道）沉积环境的良好标志^[10-11]。本次研究中砂岩储层为辫状河三角洲河道沉积，有利于绿泥石的形成，扫描电镜也证实绿泥石大量发育（图 4）。

沉积初期，绿泥石往往形成于水动力较强的沉积环境中，极细的黏土粉尘无法沉淀下来，但可以在颗粒表面发生吸附，慢慢形成一层等厚环边层（图 4a）；在成岩早期，由于上覆地层的压力，颗粒之间接触处受力会加大，使得颗粒之间受力处的黏土膜损耗或者流动，造成颗粒接触处没有黏土膜或不发育（图 4b），之后在富含铁离子的液体作用下，颗粒表面环边胶结物中黏土矿物会发生绿泥石化，形成的自生绿泥石会在表面发生吸附，形成孔隙衬里绿泥石（图 4c）；成岩后期，自生绿泥石继续形成，往往呈晶型粗大的竹叶状或簇状绿泥石（图 4d）。

2.2 伊利石

一般情况下，伊利石与砂岩孔渗呈负相关性。粒表-粒间的自生丝状伊利石与粒表他生片状伊利石相比，前者与孔、渗负相关系数明显高于后者，自生纤维状伊利石愈长，其负相关系数也愈高。这是由于伊利石的丝愈长，其在砂岩孔隙与喉道中弯曲度愈高，使砂岩大孔隙变成微孔隙、粗喉道变为微细喉。发育在孔喉中的丝状伊利石，成搭桥式生长，连接孔喉两侧的颗粒，孔喉减小，排替压力增大，渗透率变低。研究区伊利石发育三种形态，分别为叶片状、蜂窝状，絮状、短纤维状，纤维状、发丝状（研究区大量发育）（图 5）。

2.3 其他黏土矿物

伊/蒙混层（I/S）中蒙脱石相对含量（S%）可以一定程度上反应成岩演化阶段，一般来说，当I/S中S%含量超过70%时，与早成岩阶段A期对应；I/S中S%含量为70%~50%时，与早成岩阶段B期对应；当I /S中S%含量为50%~15%时，与中成岩阶段A期对应；当I/S中S%含量小于15%时，往往反映成岩阶段达到中成岩阶段B期。Y构造花港组储层I /S中S%含量为20%~15%，反映储层达到中成岩B期成岩阶段。

X衍射中发现高岭石含量较少，普遍在10%以下，总体约5%，单从薄片和扫面电镜中几乎难以发现高岭石胶结物的存在，分析认为一是由于沉积环境影响，花港组储层为辫状河三角洲平原河道沉积，砂体之间连通性差，导致砂体早期成岩环境相对封闭，流体循环不畅^[7]，在这种相对封闭环境长石和云母可能蚀变为蒙脱石而非高岭石^[12]。另一种可能是随着地层温度升高成岩作用的加深，高岭石转化为伊利石，如反应式（1），储层中若富含钾长石或者钾离子，高岭石可在K⁺的参与下转化为伊利石，持续消耗下含量减小。

$ \begin{array}{l} \;\;\;\;\;\;3{\rm{A}}{{\rm{l}}_2}{\rm{S}}{{\rm{i}}_2}{{\rm{O}}_5}{\left( {{\rm{OH}}} \right)_4}\left( 高岭石 \right) + {\rm{2}}{{\rm{K}}^{\rm{ + }}}\\ \to {\rm{2KA}}{{\rm{l}}_{\rm{3}}}{\rm{S}}{{\rm{i}}_{\rm{3}}}{{\rm{O}}_{{\rm{10}}}}{\left( {{\rm{OH}}} \right)_{\rm{2}}}\left( {\rm{伊利石}} \right){\rm{ + 2}}{{\rm{H}}^{\rm{ + }}}{\rm{ + 3}}{{\rm{H}}_{\rm{2}}}{\rm{O}}\left( {\rm{中}} \right.\\ \left. {{\rm{成岩A期}}} \right){\rm{或}}\\ \;\;\;\;\;\;{\rm{KAlS}}{{\rm{i}}_{\rm{3}}}{{\rm{O}}_{\rm{8}}}\left( {\rm{钾长石}} \right){\rm{ + A}}{{\rm{l}}_{\rm{2}}}{\rm{S}}{{\rm{i}}_{\rm{2}}}{{\rm{O}}_{\rm{5}}}{\left( {{\rm{OH}}} \right)_{\rm{4}}}\left( {\rm{高岭石}} \right)\\ \to {\rm{KA}}{{\rm{l}}_{\rm{3}}}{\rm{S}}{{\rm{i}}_{\rm{3}}}{{\rm{O}}_{{\rm{10}}}}{\left( {{\rm{OH}}} \right)_{\rm{2}}}\left( {\rm{伊利石}} \right){\rm{ + 2Si}}{{\rm{O}}_{\rm{2}}}{\rm{ + }}{{\rm{H}}_{\rm{2}}}{\rm{O}}\left( {\rm{中成}} \right.\\ \left. {{\rm{岩B期}}} \right) \end{array} $

(1)

3 黏土矿物演化对储层物性的影响 3.1 黏土矿物演化指示次生溶蚀孔隙的形成

同生到埋藏成岩作用的初期阶段就会造成长石等铝硅酸盐矿物的广泛溶解，该机理已被不同学者的研究所证实，在开放—半开放环境中，该阶段主要以偏基性的斜长石的溶蚀为主，主要产物为高岭石，钾长石和偏酸性的斜长石溶蚀作用较弱，但该阶段形成的次生孔隙很难保存到埋藏成岩作用的晚期^[13-15]。花港组辫状河三角洲砂体流体循环可能受到限制，成岩环境相对封闭，长石蚀变产物可能以蒙脱石为主，高岭石含量可能较低。两种产物的差异使随后长石的溶蚀机理产生差异，进而次生溶蚀孔隙的发育程度产生差异。

早成岩阶段B期始（埋藏成岩作用初期）到中成岩阶段A期末（120~140℃），该阶段的长石溶解存在两种不同的状况，一是偏酸性的斜长石继承性持续溶解；一是以钾长石溶解为主，斜长石溶解虽受到一定的缓冲，但促进了次生孔隙的发育^[16]。后者溶蚀过程中若无蒙脱石，只有地层中K⁺/H⁺离子活度高于钾长石饱和点且有高岭石参与，才能保证钾长石的不断溶蚀；若地层中有足够的蒙脱石，蒙脱石伊利石化可不断消耗K⁺离子，该反应是一个低耗能的自发反应，使地层中K⁺/H⁺离子活度低于钾长石饱和点，不断促进钾长石溶蚀，出现斜长石的钠长石化或者自生钠长石沉淀，该阶段黏土矿物参与形成的钾长石次生溶蚀孔隙能够得到有效的保存。从图 3中可以看出，研究区内花港组储层中具有一定量的伊/蒙混层，并且在Y1井和Y3井扫描电镜中可以发现大量的自生钠长石（图 6），证明研究区存在蒙脱石参与的钾长石溶解，有利于次生孔隙的发育。但储层中钾长石仍具有一定含量，且存在一定差异，Y1井中为3.7%~12.7%，Y2井中为1.3%~12.6%，由此推测钾长石溶蚀并不充分，可能是由于蒙脱石含量相对较少。因而，储层中蒙脱石（或者同期火山物质）含量越多，钾长石在此阶段的溶蚀可能越充分，次生孔隙可能更发育，孔隙度相对较好。埋深4 275~5 097 m的50块样品中实测（溶蚀残留）钾长石的含量越少的样品其孔隙度相对越大，进一步证实了这一溶蚀过程的发生（图 7）。

中成岩B期以后（120~140 ℃古地温以后），可以认为大部分地层基本处于封闭状态，因而此阶段的溶解作用依靠外部离子补充的反应几乎很难进行。但该阶段温度已经达到高岭石伊利石化的启动温度^[17]，钾长石溶解（提供钾离子）成为高岭石伊利石化的必须伴随反应式（1），因而碎屑组分中高岭石含量越高越有助于次生孔隙的产生。反应中高岭石和钾长石具有相同的分子数量时反应进行最充分，从H3~H9砂层组50块样品中实测的现存钾长石和高岭石相对含量来看，钾长石含量是高岭石的10余倍，反映该阶段研究区储层内高岭石明显不足（图 8），钾长石溶蚀不充分，因而，研究区储层内早期形成高岭石含量越高，钾长石溶蚀越充分，形成的次生孔隙可能相对越发育。

3.2 黏土矿物演化对储层渗透性的控制作用

随着成岩演化的加深，黏土矿物的演化也在发生改变。Y构造花港组储层中绿泥石在演化过程中可识别出三个期次，分别为附着于颗粒表面生长的准同生期混层绿泥石（绿泥石环边，图 4a）、成岩期垂直颗粒表面生长的绿泥石与成岩后期充填孔隙呈簇状的绿泥石（图 4b和图 4d）。不同期次绿泥石的发育对储层具有截然不同的影响。伊利石在演化过程中随着成岩演化的加深，地层温度的升高，纤维状、发丝状伊利石更加发育，对储层的渗透性影响明显。

YY1井中4 275~5 097 m深的59块样品分析测试数据显示，绿泥石和伊利石相对含量对储层孔隙度都没有明显的影响，但对渗透率影响相对较明显。随着伊利石和绿泥石含量的增加，储层渗透率下降明显，当渗透率降低到0.1×10^-3 μm²后，黏土矿物含量增加对渗透率影响开始减弱（图 9）。但是，两者之间也存在细微的差异，同等含量的伊利石增加使渗透率下降更明显，这是由于伊利石生成过程中往往伴随着硅质胶结的增加，石英次生加大明显，对渗透率影响明显，并且搭桥状的伊利石对渗透率的影响也更加突出，而绿泥石的生成往往是从环边结构和衬里结构开始的，在绿泥石含量增加的同时，对石英的自生加大也具有一定的抑制作用。

YY1井和YY2井中4 287~5 094.2 m的12块样品覆压渗透率和孔隙度数据显示，当覆压达到36.52 MPa时（接近地层压力），覆压孔隙度较常压孔隙度减小小于10%，主要是因为研究区内储层本身压实作用已经很强烈，砂岩储层内的孔隙主要是以溶蚀孔隙和粒间微孔为主，覆压条件对岩石孔隙体积减小的影响不明显；但覆压条件下渗透率的变化则非常明显，覆压渗透率/常压渗透率值变化范围较大，且变化受黏土含量控制明显，黏土含量越大渗透率降低越明显，最差仅达到常压渗透率的5.4%，最好为56.9%（图 10）。分析认为主要是因为储层中孔隙和喉道中分布的黏土矿物——伊利石（搭桥状）和绿泥石（绒球状）在覆压作用下变形严重，使孔隙喉道堵塞更加明显，致使渗透率损失明显。

通过对Y构造花港组致密储层中黏土矿物特征及其对储层发育控制作用的分析研究，可以推测，优质储层可能发育在早期蒙脱石含量（或者同期火山物质）相对较多的沉积层段中，或者流体循环相对开放且基性斜长石发育的储集体中，前者有利于中成岩A期钾长石溶蚀形成次生孔隙，后者有利于早期高岭石的沉淀形成，为后期成岩阶段高岭石伊利石化伴随的钾长石溶蚀提供物质基础。此外，Y构造花港组储层内伊利石和绿泥石高演化阶段对储层渗透率影响明显，若有裂缝的存在可以大大消除这一弊端。因而，Y构造花港组致密砂岩储层中次生溶蚀孔隙和裂缝发育形成的优势储集层段，可作为油气充注的优势通道，促进致密储层中天然气的富集程度，是下步勘探的有利目标。

4 结论

（1）早成岩阶段B期始（埋藏成岩作用初期）到中成岩阶段A期末（120~140℃），蒙脱石参与的钾长石溶蚀过程，可能是Y构造花港组储层中次生溶蚀孔隙发育的主要机理。中成岩B期以后（120~140 ℃古地温以后），高岭石伊利石化过程中，钾长石伴随溶蚀，高岭石含量的多少决定了钾长石进一步溶蚀的程度，是次生溶蚀孔隙发育的重要补充阶段。

（2）伊利石和绿泥石对储层孔隙度变化的控制作用不明显，但是对渗透率影响明显。随着伊利石和绿泥石含量的增加，储层渗透率下降明显，覆压条件下（模拟地层压力大小），储层渗透性进一步变差。