西湖凹陷属于东海陆架盆地浙东坳陷，是一个新生代沉积盆地，钻遇地层自下而上依次为古近系始新统宝石组、平湖组、渐新统花港组，新近系中新统龙井组、玉泉组、柳浪组，上新统三潭组和全-更新统东海群^[1-3]。主力油气产层位于始新统平湖组和渐新统花港组，油气藏类型以构造油气藏为主。受限于研究区内钻井资料偏少，前人针对3 000 m以下储层的相关讨论较少，因此有必要重新排查已钻井的岩心、壁心、测井等分析化验资料，总结深部储层的物性特征及其影响因素，为下一步油气勘探提供理论依据。

1 区域地质概况

西湖凹陷是一个古近系含油气凹陷，呈北北东向展布，又可划分为多个次级构造单元，自西向东依次是：保俶斜坡带、三潭深凹、中央背斜带、白堤深凹及天屏断阶带（图 1）^[4]。从已钻井的烃源分析看，保俶斜坡带自埋深3 000 m以下进入生烃门限（R_o=0.55%），埋深3 600 m以下进入排烃门限（R_o =0.70%），故西湖凹陷已发现的高产油气藏埋深均大于3 000 m。保俶斜坡带已揭示的油气藏多位于平湖组，平下段沉积砂体以潮道砂、潮坪砂为主，岩性表现为分选好、质地纯的中细砂岩，单套砂体厚度多不超过50 m；平中上段沉积时期，海平面逐渐下降，受潮汐作用影响强，主要发育受潮汐影响的三角洲前缘河道砂体，砂体多为灰色含砾中砂岩、细砂岩，砂体内部多见向上变细的正韵律特征；渐新世是西湖凹陷的初始沉降期，区域内广泛发育大型的辫状河、辫状河三角洲沉积，三潭深凹的主力油气藏基本位于花港组，岩性多属于多套灰色中砂岩、灰色中粗砂岩、灰色含砾粗砂岩叠置，属辫状河河道沉积。

2 储层的基本特征 2.1 岩石学特征

保俶斜坡带的取心段主要位于平湖组，三潭深凹的取心段多位于花港组。从岩石学特征看（仅统计3 000 m以下），均以长石岩屑质石英砂岩（图 2）为主，成分成熟度中等。保俶斜坡带平湖组砂岩石英的含量一般为43% ~ 85%，平均为67.3%；长石含量为2%~35%，平均为13.7%；岩屑含量为5%~ 40%，平均为19.0%。三潭深凹花港组砂岩石英含量一般为40%~ 80%，平均为65.6%；长石含量为8%~37%，平均为16.3%；岩屑含量为8%~ 30%，平均为18.1%。中央背斜带中北部G构造花港组石英含量平均为64%；长石含量为18%；岩屑含量平均为18%。砂岩粒度以细-中粒为主，分选以好为主，中等次之，磨圆以次棱-次圆状为主，次圆-次棱次之（图 3），结构成熟度较高。

从岩石学统计资料看不稳定成分很高。平湖组（保俶斜坡带）长石含量平均为13.7%、岩屑为19%，合计达32.7%。而花港组在三潭深凹的Q构造长石平均为16.3%、岩屑为18.1%，合计达34.4%；在中央背斜带的G构造长石平均为18%、岩屑为18%，合计达36%；大部分成分落点在长石岩屑质石英砂岩（图 2），这样的成分构成为后期成岩作用溶蚀改造提供了巨大的潜力。

2.2 孔隙类型及特征

从薄片及电镜资料看，西湖凹陷3 000 m以下主要砂岩储层的孔隙类型以次生孔隙（包括粒间溶孔、粒内溶孔）为主，占比约70%，保存有一定量的原生孔（图 4a、图 4b），局部发育铸模孔（小于10%），其中粒间溶孔、粒内溶孔和铸模孔均属于次生孔隙。粒间溶孔是围绕原生粒间孔的颗粒（或杂基和胶结物）部分被溶蚀而形成的孔隙^[5-6]；粒内溶孔是砂岩组分颗粒内部部分被溶蚀而形成的孔隙，多见于长石颗粒内（图 4b、图 4c）。当颗粒溶蚀程度极为强烈时，则形成铸模孔。

2.3 储层物性特征

西湖凹陷许多钻井的物性资料，均有整体上储层的孔隙度及渗透率随深度的增加呈递减趋势，但局部层段存在变好的特征：在物性与深度关系上（图 5），孔渗曲线存在凸出的峰值或是明显的拐点^[7]。以保俶斜坡带K3井平湖组某段薄层砂体为例（图 5a），岩心实测孔隙度主要分布在10%~15%区间，而岩心实测渗透率在4 108 ~4 012 m之间仍出现了（10~ 100）×10^-3µm²的峰值，反映了平湖组深部薄层仍发育次生溶蚀带。中央背斜带G2井花港组则显示出厚层砂体中次生溶蚀现象（图 5b），岩心实测孔隙度主要分布在5%~10%与10%~ 15%两个区间，10%以下较少；岩心实测渗透率分布在（10~ 100）×10- 3µm²区间的基本对应着孔隙度10%~15%，大部分（1~10）×10^-3µm²区间的值点对应着孔隙度5%~10%。从这段约120 m的厚层砂体看（夹泥岩薄层），花港组砂体在3 700 ~3 800 m埋深处仍发育良好的次生溶蚀带。整体而言，西湖凹陷无论平湖组或花港组，深部储层仍然存在局部储层物性变好的层段。

2.4 储层分类评价

参考DZ/T 0252—2013《石油天然气储量计算规范》中的储层物性划分标准（表 1），依据储层的孔隙度和渗透率，对研究区内储层分类。保俶斜坡带储层，整体低孔、低渗的背景中发育中孔、中渗储层；三潭深凹和中央背斜带储层，以特低孔、低渗储层为主，其次是低孔、中渗储层。

3 储层的影响因素

沉积物成岩演化特征是受沉积物成分、组构、沉积环境、沉积盆地性质及盆地演化、古气候等诸多因素所制约。在沉积、成岩演化过程中所发生的各种成岩作用既可对储层形成起建设作用，也可对已形成的储层起破坏作用。

3.1 沉积微相

对西湖凹陷平湖组-花港组沉积相研究表明，不同的沉积环境，砂岩储层的岩性、岩石组分、结构和成熟度等方面有明显差异，直接影响储层原始孔隙的大小及后期的成岩作用^[8-9]。

平湖组沉积时期，水体经历了浅-深-浅的过程，沉积相剖面也表现了三角洲前缘-潮间潮下带潮坪-三角洲前缘的沉积演化特征，砂岩储层的沉积微相以前缘分流河道、潮汐砂坝为主。以保俶斜坡K2井为例，砂层组厚度多在10~30 m，最大可达50 m，孔隙度主要范围是10.4%~20.5%，渗透率主要范围（4.7~37.0）×10^-3µm²，属于中孔中渗储层。平湖组发育优质储层的沉积微相主要是潮汐砂坝、三角洲水下分流河道，同一层位自西向东，随着物源供给减少，水动力条件变弱，粒度变细、砂体泥质含量增加，物性变差。

花港组沉积时期，盆地由断陷期进入拗陷期，盆地内主要发育湖泊－辫状河河流相沉积体系，砂岩储层的沉积微相以辫状河水下分流河道为主。以三潭深凹Q2井为例，砂层组厚度多在30~ 50 m，最大可达80 m，孔隙度主要范围是7.7%~13.7%，渗透率主要范围（0.3~ 12.4）×10^-3µm²，属于低孔、中低渗储层。花港组优质储层的沉积微相多为辫状河水下分流河道，与平湖组类似，距物源供给区越远，水动力条件越弱，粒度变细、砂体泥质含量增加，物性变差。

3.2 机械压实及压溶作用

机械压实及压溶作用是同一物理-化学作用的两个不同阶段。机械压实作用是通过松散沉积物重新排列、塑性碎屑变形、刚性碎屑破裂，而使沉积物体积缩小、原始粒间孔隙缩小、减少、孔隙度降低的一种成岩作用，对储层形成起破坏作用。压溶作用发生在沉积物固结成岩之后，既有物理成因又有化学成因，但最主要的还是物理成因^[6]。西湖凹陷不同构造带的平湖组和花港组压实强度差异较大，这与埋藏深度及岩石类型有关^[10]，比如石英砂岩的抗压实作用强，而长石岩屑砂岩、岩屑长石砂岩的抗压实作用就弱，保俶斜坡带平湖组压实作用中等，颗粒呈线-凹凸接触（图 6a、图 6b），三潭深凹带压实压溶作用最强，大部分颗粒为凹凸接触，局部有缝合线接触（图 6c）。

3.3 溶蚀作用

砂岩储层中，通常次生孔隙发育的层段，长石和岩屑的含量较高，在扫描电镜及铸体薄片下可以观察到大量长石被溶蚀形成的次生孔隙（图 4b、图 4c），故溶蚀作用是研究区储层发育的重要因素之一。溶蚀作用的形成机理主要有两个方面，一是有机质在成熟过程中生成的有机酸和二氧化碳酸性水溶液对砂岩的可溶性组分的溶解，该溶蚀作用具有普遍性。二是深部（热液）酸性流体对可溶组分的溶蚀作用，热液流体导致地温梯度升高，烃源岩热演化程度加快，释放出大量的有机酸和CO₂，对大量长石和火山岩岩屑进行溶蚀作用，但是区域有所限制，主要是分布在火山岩分布区及断裂带附近。经薄片和扫描电镜鉴定，西湖凹陷花港组和平湖组砂岩储层发生两期溶蚀，第一期溶蚀作用主要发生在同生-早成岩期，第二期溶蚀作用发生在中成岩期。斜坡带溶蚀作用发生的最为强烈，其砂岩储层内被溶蚀沉积组分有黏土杂基、长石、火山岩屑、含云母变质岩屑、千枚岩屑等，因此形成大量的溶蚀孔隙，形成次生孔隙发育带，推测为早期的溶蚀作用占优势；中央背斜带和三潭深凹带溶蚀作用较弱，仅见长石粒内溶孔和粒间杂基溶蚀孔（图 4b、图 4c）。

3.4 地层构型

平湖组和花港组地层构型差异明显，这一差异明显控制着垂向次生溶蚀带的发育。

简单说，地层构型是指地层中不同类型岩石的空间交互方式。从平湖组和花港组的钻井垂向剖面看，地层构型可区分为“泥包砂”垂向交互方式（平湖组）、“旋回式”侧向交互方式（花港组）。

（1）“泥包砂”垂向交互方式

平湖组的地层构型由其岩相构成所决定。平湖组的潮汐三角洲、潮间潮下带潮坪、潮道砂体厚度多在10 ~ 30 m，最大可达50 m。从保俶斜坡带K3井的岩性组合剖面看（图 7a），平湖组泥岩以三角洲前缘泥岩，泻湖泥岩，潮坪沼泽含煤泥岩为主，分布在海进-海退旋回的不同微相组合之中，在弱氧化-弱还原的沉积环境中富含有机质且有利于有机质保存。这样的地层构型促使“泥包砂”构型中的薄砂体易于受到相邻富含有机质的泥岩在热演化过程中所排出的有机酸侵入，促使砂岩中不稳定矿物的溶蚀改造，次生溶蚀作用增强。

平湖组砂地比约20%~ 30%，这类砂泥岩互层的地层结构，垂向上可发育多个物性改善的次生溶蚀带，纵向上形成了多套自生自储的储盖组合。

（2）“旋回式”侧向交互方式

从花港组地层构型看（G2井，图 7b），垂向上花上段，花下段均为一个三级层序，砂地比约35%~50%，具有下粗上细的正向旋回特征。而岩相上为湖泊－辫状河河流相沉积体系，砂岩储层的沉积微相从斜坡向盆内逐步分布着斜坡高部位的辫状水道，低部位辫状河三角洲、分流河道，巨厚的湖湘泥岩、三角洲前缘泥岩分布在深洼。

从中央背斜带G2井花港组巨厚砂岩的物性垂向分布看（图 5b），次生溶蚀作用以砂体底部最为强烈，这不仅是因为砂体底部在沉积旋回上沉积较粗，而是在侧向砂泥交互的构型中以底部为同期深洼泥岩热演化有机酸优选侵入方向。而花港组的陆盆沉积特征，决定了与巨厚砂体相夹的泥岩有机质不仅含量低且保存能力较差，唯有深水泥岩（岩相配置位于巨厚砂体前方）才有条件保存有机质，并在埋藏过程中向地层上倾方向排出有机酸，引发次生溶蚀作用。

4 结论

（1）西湖凹陷平湖组砂岩属潮汐三角洲前缘分流河道、潮汐砂坝，在“泥包砂”的地层构型中，具有发育地层油气藏的有利条件。花港组砂体系辫状河道、辫状分流河道微相，砂体分布广，具有形成大型油气藏的有利条件。

（2）受物源碎屑岩的成分影响，西湖凹陷砂岩储层的岩石成分相对较杂、类型多、成熟度中等，但是长石、岩屑等可溶性成分含量高，易被溶蚀形成大量次生孔隙，对储层物性有积极改善作用。

（3）依据西湖凹陷的储层分类评价，认为保俶斜坡带平湖组主要发育中孔、中渗储层，三潭深凹和中央背斜带多发育低孔、低渗储层。

（4）保俶斜坡带平湖组地层构型系“泥包砂”垂向交互方式，在深部有利于形成多期次次生孔隙带；中央背斜带花港组系“旋回式”侧向交互方式，一整套下粗上细的地层结构，在与深洼泥岩连通的方向上有利于厚层砂体的溶蚀改造。