2023, Vol. 35
2. 中海石油(中国)有限公司海南分公司, 海口 570311;
3. 中国石化江汉油田分公司 江汉采油厂, 湖北 潜江 433124;
4. 中国地质大学(武汉)构造与油气资源教育部重点实验室, 武汉 430074;
5. 中国地质大学(武汉)资源学院, 武汉 430074
,
HE Shenglin1,2,
YANG Zhaoqiang1,2,
WANG Meng1,2,
ZHANG Ruixue3,
REN Shuangpo4,5
,
ZHAO Xiaobo4,5,
YAO Guangqing4,5
2. Hainan Branch of CNOOC (China) Co., Ltd., Haikou 570311, China;
3. Jianghan Oil Production Plant, Sinopec Jianghan Oilfield Company, Qianjiang 433124, Hubei, China;
4. Key Laboratory of Tectonics and Petroleum Resource, Ministry of Education, China University of Geosciences (Wuhan), Wuhan 430074, China;
5. School of Earth Resources, China University of Geosciences (Wuhan), Wuhan 430074, China
致密砂岩油气作为国内外非常规油气勘探开发领域的重点目标，在我国鄂尔多斯盆地、珠江口盆地、莺歌海盆地、四川盆地、松辽盆地以及准噶尔盆地等多个含油气盆地内广泛分布[1-3]。近年来，莺歌海盆地天然气勘探在底辟波及带LD区中深层取得了重大突破。LD10-1-P/Q井含气显示标志着莺歌海盆地LD区中深层勘探取得初步成功，LD10-1-R井黄二段试气成功证实LD10区高温超压、低孔、低渗储层具有较大的勘探潜力。与国内大多数致密砂岩气藏相比，莺歌海盆地东部LD10区中新统梅山组—黄流组致密砂岩气藏兼具“三低”（低孔、低渗、低含气饱和度）和“三高”（高温、高压、高CO2含量）特征。测试数据显示，LD10区梅山组—黄流组气层具有典型的高温、超压特征，地层温度超过180 ℃、压力系数高达2.19~2.29[4]。试气资料表明，气藏中CO2含量较高，局部CO2体积分数超过70%。
尽管目前已在LD10区取得了较好的勘探成效，且在重力流沉积体系研究方面取得了一系列成果[5-7]，但对于高温、超压、高CO2环境下的流体-岩石相互作用特征及其对储层形成与改造过程中的作用研究尚浅，对储层的成岩演化过程及模式尚未形成共识。基于此，拟对莺歌海盆地LD10区梅山组—黄流组高温、超压、高CO2条件下的成岩作用特征展开研究，以期为进一步确定LD10区中深层有利勘探区带提供一定依据。
1 地质概况莺歌海盆地位于南海西北部，总面积约11.3×104 km2，呈北北西向纺锤状展布，是始新世初期受印度板块俯冲、青藏造山作用与南海海底扩张作用影响而形成的新生代转换-伸展型含油气盆地[8-9]。莺歌海盆地包括中央坳陷、莺东斜坡和莺西斜坡3个一级构造单元（图 1），其中中央坳陷又进一步划分为河内凹陷、临高凸起、中央凹陷和中央底辟带4个二级构造单元。莺歌海盆地具有剧烈沉降、快速充填、高温超压等特征，自新近纪以来，依次发育中新统三亚组、梅山组和黄流组，上新统莺歌海组以及第四系乐东组地层。其中，三亚组—梅山组下部深灰色浅海相泥岩是研究区的主力烃源岩，生烃潜力大，烃源条件较好。梅山组—黄流组重力流水道、海底扇沉积体是研究区中深层最重要的储层，也是研究区天然气勘探的重点区块，岩性以深灰色及灰色泥岩夹泥质粉砂岩和粉砂质泥岩为主，平均地温梯度为3.95 ℃/100 m，平均压力系数为1.96，具有典型的高温超压特征[10-12]。
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下载原图 图 1 莺歌海盆地构造单元划分（a）及研究区岩性地层综合柱状图（b）（据文献[13]修改） Fig. 1 Tectonic units of Yinggehai Basin(a)and stratigraphic column of LD10 area(b) |
本文主要针对莺歌海盆地LD10-1，LD10-2区的新近系梅山组—黄流组储层进行研究。LD10-1区黄流组主要发育海底峡谷限制性重力流水道沉积[14]；LD10-2区梅山组—黄流组主要发育斜坡背景下的海底扇沉积，并受后期改造[5, 7]。研究区梅山组—黄流组地层岩性以中砂岩、细砂岩为主，属于低孔、低渗—特低渗储层。
LD10-1-T井整体以灰色砂岩为主，泥岩相对不发育，块状沉积构造最为发育（图 2a，2b），可观察到典型的鲍玛序列（图 2c）及无定向排列泥砾（图 2a，2d），指示典型的重力流成因。
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下载原图 图 2 莺歌海盆地LD10区新近系梅山组—黄流组重力流水道沉积构造特征 （a）鲍玛序列，自下而上依次为块状含砾中砂岩、平行层状中砂岩、泥质砂岩、砂泥交错层状中砂岩、水平层状泥质粉砂岩，LD10-1-T井，4170.02 m；（b）砂质团块中可见泥砾，最大直径为3.5 cm，LD10-1-T井，4172.37 m；（c）块状构造中可见泥砾，同时中部发育冲刷面，表现为变形构造，LD10-1-T井，4168.74 m；（d）重力流水道沉积块状构造，LD10-1-T井，4170.96 m。 Fig. 2 Sedimentary structure of gravity channels of Neogene Meishan-Huangliu Formation in LD10 area, Yinggehai Basin |
对研究区梅山组—黄流组储层共计299块岩石薄片进行岩石成分统计分析，其中LD10-1区仅有黄二段（5个气组）的岩石薄片样品。根据Garzanti[15-16]提出的砂岩分类方案，LD10区岩石类型主要为长石岩屑石英砂岩，其次为长石石英砂岩，含有少量的岩屑长石石英砂岩（图 3）。
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下载原图 图 3 莺歌海盆地LD10区中新统砂岩组分三角图 lFQ. 岩屑长石石英砂岩；lQF. 岩屑石英长石砂岩；qLF. 石英岩屑长石砂岩；qFL. 石英长石岩屑砂岩；fQL. 长石石英岩屑砂岩；fLQ. 长石岩屑石英砂岩。 Fig. 3 Triangular diagram of Miocene sandstone composition in LD10 area, Yinggehai Basin |
LD10-1区陆源碎屑石英的体积分数平均为65.06%，长石体积分数为10.00%~24.86%，平均为14.15%，岩屑体积分数平均为20.79%；LD10-2区陆源碎屑石英的体积分数平均为65.23%，长石体积分数为10.00%~24.78%，平均为15.15%，岩屑体积分数平均为19.62%；LD10-3区陆源碎屑石英的体积分数平均为78.36%，长石体积分数为10.1%~21.5%，平均为12.3%，岩屑体积分数为6.40%~11.84%，平均为9.35%。砂岩碎屑颗粒分选性较差，磨圆度以次棱—次圆状为主，颗粒之间以线接触为主，颗粒间胶结类型主要表现为压嵌式，岩石成分成熟度和结构成熟度中等。
2.3 储层物性特征莺歌海盆地LD10-1区及LD10-3区以原生粒间孔隙为主，LD10-2区次生孔隙相对发育，占比达57.08%，并以粒内溶孔及长石溶孔为主。LD10区梅山组—黄流组储层实测物性数据显示，研究区储层孔隙度平均为9.76%，渗透率平均为1.49 mD。其中LD10-1区重力流水道储层以中砂岩为主，岩心与壁心的实测孔隙度为1.97%~14.51%，平均为9.34%，渗透率为0.05~33.70 mD，平均为1.79 mD；LD10-2区、LD10-3区海底扇储层壁心实测孔隙度为1.65%~17.51%，平均为10.32%，渗透率为0.05~ 26.38 mD，平均为1.09 mD。总体上研究区储层以特低—低孔、特低渗特征为主。
3 储层成岩作用类型 3.1 机械压实作用机械压实作用是莺歌海盆地LD10区砂岩储层经历的最重要的成岩作用之一，是造成储集性能降低的主要原因。LD10区储层处于强超压背景下[17]，埋深达4 000 m的储层段仍可观察到碎屑颗粒呈点—线接触（图 4a），反映超压在一定程度上抵御了机械压实作用的进行，但机械压实作用会随埋藏深度增大而增强。随着埋藏深度增大，碎屑颗粒之间的接触关系也由点接触过渡至线接触再到凹凸接触（图 4a，4b）；云母等塑性矿物呈压扁状，发生弯曲变形（图 4c，4d），长石、石英等脆性矿物发生破裂、位移（图 4d）；碎屑颗粒呈定向排列（图 4f）。以上信息均表明储层经历了较强的压实作用。
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下载原图 图 4 莺歌海盆地LD10区新近系梅山组—黄流组压实作用微观照片 （a）颗粒为点—线接触，LD10-1-S井，4 109.0 m；（b）颗粒间呈凹凸接触（黄色圈），LD10-2-X井，4 137.9 m；（c）压实作用造成云母呈压扁状（黄色箭头），LD10-1-T井，4 090.0 m；（d）云母弯曲变形，颗粒破裂，发育粒内缝，LD10-1-T井，4 066.3 m；（e）脆性颗粒碎裂，发育粒内缝，LD10-1-T井，4 249.0 m；（f）颗粒定向排列，LD10-1-T井，4 080.0 m。 Fig. 4 Microscopic photos shows the compaction characteristics of Neogene Meishan-Huangliu Formation in LD10 area, Yinggehai Basin |
研究区碳酸盐胶结物体积分数为0~46%，平均为7.48%，主要包括（铁）方解石、（铁）白云石和菱铁矿。菱铁矿作为研究区早期碳酸盐岩胶结物[18-20]，仅在研究区内部分海底扇储层中被观察到。
方解石多以充填粒间孔隙、交代碎屑颗粒边缘的形式产出，多呈基底式胶结（图 5a，5b），铁方解石分布较广，含量相对较高，主要呈基底式胶结（图 5c—5e），形成于成岩中晚期。铁白云石主要呈粉、细晶状零星充填于孔隙中，产出较分散（图 5f—5h），且总体含量低（体积分数普遍低于5%），对储层物性影响较小，形成于成岩中晚期，且与深部热流体有关。当携带有机酸和CO2的高温流体进入储层后，使得部分长石及早期碳酸盐矿物溶解，溶液中Fe2+含量升高，导致铁白云石的沉淀。
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下载原图 图 5 莺歌海盆地LD10区新近系梅山组—黄流组胶结作用微观照片 （a）早期方解石呈孔隙式胶结，LD10-1-S井，4 262.00 m；（b）早期方解石呈基底式胶结，胶结强烈无孔隙，LD10-1-T井，4 186.70 m；（c）可同时见早期方解石胶结和晚期铁方解石胶结，LD10-2-X井，4 110.00 m；（d）铁方解石呈基底式胶结并交代碎屑颗粒，LD10-1-T井，4 170.81 m；（e）铁方解石呈基底式胶结，LD10-1-T井，4 104.00 m；（f）含铁方解石、铁方解石、铁白云石共存，LD10-1-T井，4 165.96 m；（g）白云石早期胶结，之后强烈溶蚀，后期铁白云石化，LD10-1-T井，4 252.00 m；（h）铁白云石充填孔隙，包裹早期含铁方解石，LD10-1-S井，4 149.20 m；（i）发丝状伊利石覆盖、包围铁方解石生长，LD10-1-T井，4 165.62 m；（j）蜂窝状伊蒙混层充填于孔隙，LD10-1-T井，4 171.12 m；（k）石英加大，LD10-1-U井，4 354.00 m；（l）致密胶结样品中石英次生加大，LD10-1-T井，4 165.52 m。 Fig. 5 Microscopic photos show cementation characteristics of Neogene Meishan-Huangliu Formation in LD10 area, Yinggehai Basin |
使用Thermo Finnigan MAT253气体稳定同位素比质谱仪对研究区27个样品进行碳氧同位素分析。首先将岩心样品制作成薄片并进行抛光处理，然后利用接收器采集质量数为45~47的离子，最后将所得离子的δ45和δ46值与标准样品进行对比，并依据国际标准样品Pee Dee belemite（PDB）标定δ13C和δ18O值。碳酸盐胶结物碳氧同位素分析结果显示，δ13C值为-5.58‰~4.54‰，δ18O值基本大于-10‰（图 6），表明碳酸盐的来源主要为成岩碳酸盐和与生物气有关的碳酸盐，说明大部分碳酸盐胶结物形成时间较早，且部分胶结物的成因与甲烷细菌活动生成生物气有关。
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下载原图 图 6 莺歌海盆地LD10区新近系梅山组—黄流组碳酸盐胶结物中碳、氧同位素的交会图 Fig. 6 Crossplot of carbon and oxygen isotopes of carbonate cement of Neogene Meishan-Huangliu Formation in LD10 area, Yinggehai Basin |
为进一步明确形成碳酸盐胶结物的流体来源及自生碳酸盐胶结物的形成时期，在碳、氧同位素测试结果的基础上，利用Keith等[21]提出的经验公式（式1）计算出无量纲Z值，用以粗略判断孔隙流体性质。计算得知LD10区的Z值为112.82~133.32，平均为123.12。根据Keith等[21]，Z值大于120说明形成于偏海水环境（图 7）。
| $ Z=2.048 \times\left(\delta^{13} \mathrm{C}+50\right)+0.498\left(\delta^{13} \mathrm{O}+50\right) $ | (1) |
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下载原图 图 7 莺歌海盆地LD10区新近系梅山组—黄流组碳酸盐胶结物的Z值与沉淀温度交会图 Fig. 7 Crossplot of Z value and precipitation temperature of carbonate cement of Neogene Meishan-Huangliu Formation in LD10 area, Yinggehai Basin |
式中：Z为用来判断成岩水体环境的指标。在盐度不变时，随着碳酸盐胶结物的形成温度升高，δ18O值通常变小。利用Shackleton等[22]提出的古地温计算公式（式2）可推断碳酸盐胶结物的沉淀温度
| $ T=16.9-4.38 \times\left(\delta^{18} \mathrm{O}-\delta^{18} \mathrm{O}_{\mathrm{w}}\right)+0.1\left(\delta^{18} \mathrm{O}-\delta^{18} \mathrm{O}_{\mathrm{w}}\right)^2 $ | (2) |
式中：T为碳酸盐岩胶结物的沉淀温度，℃；δ18Ow为标准样品形成时水介质的氧同位素值，‰。参考Fronval等[23]的研究成果，δ18Ow取值为2‰。
据此计算样品的碳酸盐胶结物的形成温度为46.56~105.32 ℃，且碳酸盐胶结物的沉淀温度存在2个峰值区间，分别为60~70 ℃和80~90 ℃，说明碳酸盐胶结物具有多期次成因的特征。
纵向上，碳酸盐胶结物具有明显的分区分带性（图 8），3 700~3 900 m以及4 000~4 200 m为2个碳酸盐胶结物强发育深度带。对薄片中胶结物含量与生物碎屑含量进行统计可知，二者具有较好的正相关关系（图 9），说明碳酸盐岩胶结物的形成与生物碎屑的分布有关。
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下载原图 图 8 莺歌海盆地LD10区新近系梅山组—黄流组碳酸盐胶结物含量及CO2含量随深度的变化 Fig. 8 Variation of carbonate cement content and CO2 content with depth of Neogene Meishan-Huangliu Formation in LD10 area, Yinggehai Basin |
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下载原图 图 9 莺歌海盆地LD10区LD10-1-T井新近系梅山组—黄流组生物碎屑含量与碳酸盐岩胶结物含量的交会图 Fig. 9 Crossplot of bioclastic content and carbonate cement content of Neogene Meishan-Huangliu Formation of well LD10-1-T in LD10 area, Yinggehai Basin |
富含CO2的高温流体上侵至浅部地层后，形成微酸性环境，使早期方解石发生溶解，同时高温也促进了黏土矿物的快速转化，析出了过量的Ca2+，Fe2+，Mg2+，有利于形成铁方解石等胶结物。此外，Liu等[24]进行了岩石-水-二氧化碳体系高压反应实验，发现CO2注入砂岩后，除少量以气体形式溶解于水，大部分与H2O及砂岩发生反应，以次生碳酸盐矿物形式被“固化”在砂岩中，从而增加了碳酸盐矿物的含量。
3.2.2 黏土矿物胶结根据薄片观察、扫描电镜以及X射线衍射分析可知，研究区目的层段黏土矿物主要包括伊利石、高岭石、绿泥石和伊蒙混层。伊利石最为发育，多以丝状、毛发状贴附于颗粒表面或充填于孔隙中，主要有2种成因：①由云母和长石溶蚀而形成[25]，含量主要受控于沉积物源、陆源区的古气候和构造运动等，在浅部泥岩地层中多见；②进入深埋藏阶段的蒙皂石向伊利石转化[26]。
新近纪，莺歌海盆地经历了大规模的底辟作用和富含CO2高温流体活动[26]，当地层埋藏深度大于3 700 m时，伊利石含量增大的速率显著增大，伊/蒙混层相对含量和绿泥石含量减小的速率均显著增大，说明高温促进了黏土矿物的转化。在莺歌海盆地LD10区，由于高温流体中溶解了大量CO2，导致地下成岩环境变为酸性环境，绿泥石向高岭石转化的自由能远远小于高岭石转化为绿泥石的自由能[27]，导致绿泥石向高岭石转化，并析出了过量的Fe2+和Mg2+，造成了在3 700 m之下地层的绿泥石含量减小和高岭石含量增大的现象（图 10）。
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下载原图 图 10 莺歌海盆地LD10区新近系梅山组—黄流组主要黏土矿物含量及CO2含量随深度的变化 Fig. 10 Variation of main clay mineral content and CO2 content with depth of Neogene Meishan-Huangliu Formation in LD10 area, Yinggehai Basin |
在超压地层中，蒙皂石转化不仅受温度影响，超压也是控制蒙皂石向伊利石转化的另一关键要素[28]。LD10区在2 300 m之上的地层中，黏土矿物转化和常压地层无异，伊蒙混层中蒙皂石的含量（S%）随深度连续变化，单调递减。在接近2 300 m时开始发育超压，S% 随深度的增大呈阶梯状跳跃变化（图 11）。
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下载原图 图 11 莺歌海盆地LD10区新近系梅山组—黄流组伊蒙混层中蒙皂石含量随深度的变化 Fig. 11 Variation of smectite content in illite/smectite mixed layer with depth of Neogene Meishan-Huangliu Formation in LD10 area, Yinggehai Basin |
石英次生加大在LD10区不发育，多以加大边的形式产出，薄片镜下鉴定结果显示石英次生加大的体积分数仅为0~1%。地层温度、硅质来源和流体性质等因素均会影响石英次生加大。通常当地层温度大于80 ℃时，石英次生加大开始大量形成，随着深度的增加和成岩作用的增强，石英次生加大的含量却未呈现增大的趋势，表明超压环境抑制了石英的次生加大[29]。石英次生加大常与长石的溶解作用和黏土矿物转化伴生。由于超压抑制长石溶解和黏土矿物转化，从而减少了SiO2的供应量，进而抑制了石英次生加大。
3.3 溶蚀作用溶蚀作用主要表现为长石、岩屑和碳酸盐胶结物的溶蚀。长石、岩屑可形成铸模孔（图 12a）、粒内溶孔（图 12b），碳酸盐胶结物的溶蚀则常形成粒间溶孔（图 12c）。研究区溶蚀作用具有较强的区域特征，成岩中后期底部CO2的充注造成早期方解石接触式溶蚀（图 12d）。在成岩作用早期，孔隙流体受压实作用从泥岩中排出，溶解的钙离子亦随孔隙流体进入邻近储层孔隙中。新近纪，中央凹陷内发育大规模的底辟活动，富含CO2的高温流体沿凹陷斜坡带隐伏断裂从深部向上运移[13, 30]，与原始地层水相互作用形成偏酸性环境，对致密胶结层产生接触溶蚀作用（溶蚀方解石），使致密胶结层具有一定的渗流能力，常见大量溶蚀残余（图 12c）。
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下载原图 图 12 莺歌海盆地LD10区新近系梅山组—黄流组溶蚀作用微观照片 （a）粒间溶蚀孔，铸模孔，LD10-1-T井，4 058.0 m；（b）致密胶结样品中发育粒内溶孔，LD10-1-T井，4 104.0 m；（c）早期方解石致密胶结被溶蚀形成大量粒间孔隙，同时可观察到大量溶蚀残余再沉淀为碳酸盐岩矿物，LD10-1-T井，4 221.7 m；（d）接触式溶蚀，LD10-1-T井，4 221.7 m。 Fig. 12 Microscopic photos show dissolution characteristics of Neogene Meishan-Huangliu Formation in LD10 area, Yinggehai Basin |
富含CO2的高温流体活动对于储层孔隙度发育具有两面性，既可以通过溶蚀作用形成次生孔隙，也可以形成碳酸盐胶结物，降低孔隙度。在LD10区，碳酸盐胶结造成的减孔作用大于溶蚀作用的增孔作用（图 13），即富含CO2的高温流体活动对储层孔隙度发育整体上表现为负作用。
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下载原图 图 13 莺歌海盆地LD10区新近系梅山组—黄流组胶结与溶蚀作用对孔隙度的改造强度随深度的变化 注：横坐标Δφ为胶结作用减少的孔隙度与溶蚀作用增加的孔隙度之差。 Fig. 13 Variation of the difference between cementation reduced porosity and dissolution increased porosity with depth of Neogene Meishan-Huangliu Formation in LD10 area, Yinggehai Basin |
铸体薄片、扫描电镜、阴极发光等的分析结果表明，LD10区黄流组二段主要成岩事件演化顺序为：菱铁矿胶结→石英次生加大→绿泥石胶结→早期长石溶蚀→高岭石形成→早期方解石胶结→早期白云石胶结→长石溶蚀→方解石溶蚀→伊利石大量生成→晚期铁方解石、铁白云石（图 14）。
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下载原图 图 14 莺歌海盆地LD10区新近系黄流组储层成岩演化序列 Fig. 14 Diagenetic sequence of Neogene Huangliu Formation in LD10 area, Yinggehai Basin |
早成岩A期，古地层温度小于65 ℃，有机质热成熟度（Ro）小于0.35%，成岩环境为弱碱性—酸性。压实作用为主导作用，储层原生孔隙逐渐减少，早期方解石胶结物充填部分孔隙，开放流体环境有利于早期的长石溶蚀及局部碱性条件下的菱铁矿胶结。
早成岩B期，古地层温度为65~85 ℃，Ro为0.35%~0.50%，有机质处于半成熟状态。碳酸盐胶结物如方解石和白云石开始大量沉淀，充填孔隙；黏土矿物以高岭石及伊蒙混层为主。
进入中成岩A期后，地层温度持续升高，Ro增大，Ro为0.5%~1.3%。以Ro=0.7% 为界，中成岩阶段可划分为A1和A2共2个亚期。其中A1期有机质为低成熟，携带有机酸和CO2的高温流体进入储层后，成岩环境逐渐变为酸性，酸性流体与岩石矿物相互作用，大量长石和早期形成的碳酸盐胶结物被溶解，形成次生溶蚀孔隙。中成岩A2期有机酸浓度开始降低，水体环境逐渐变为碱性，铁白云石及铁方解石等碳酸盐胶结物开始沉淀，伊利石大量生成，储层进一步致密化。
当地层埋藏深度超过4 000 m时，地层最高温度大于180 ℃[12]，伊蒙混层比小于15%（参见图 11），表明已达到中成岩B期。
5 成岩作用对储层孔隙度的影响砂岩储层孔隙度主要受沉积作用和成岩作用的影响[31-33]。莺歌海盆地LD10区岩矿成分较为一致，分选系数、粒径、泥质含量等参数差异较小，高温、超压及高CO2背景下的成岩作用对研究区储层孔隙度的保存起决定性作用。
压实和胶结作用是储层孔隙度降低的2种主要因素，机械压实作用减小沉积物的粒间体积，胶结作用往往堵塞孔隙和（或）吼道[34-36]。
为定量评价压实和胶结作用对储层物性的影响，利用研究区299块薄片鉴定分析结果，根据式（3）—（6）计算经压实作用、胶结作用后孔隙度的变化[37]。
| $ \text { 原始孔隙度 }=20.91+\frac{22.90}{S_0} $ | (3) |
| $压实作用减少的孔隙度占比 =\\ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \frac{{原始孔隙体积 - 粒间体积}}{{原始孔隙体积}} \times 100{\rm{\% }} $ | (4) |
| $ 胶结作用减少的孔隙度占比 =\\ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \frac{{胶结物体积分数}}{{原始孔隙度}} \times 100{\rm{\% }} $ | (5) |
| $ 碳酸盐胶结作用减少的孔隙度占比 = \\ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \frac{{碳酸盐胶结物体积分数}}{{原始孔隙度}} \times 100{\rm{\% }} $ | (6) |
原始孔隙度可由式（3）[38]计算得出，式中：S0为Trask分选系数，
计算结果表明，压实作用减少的孔隙度占比为45.30%~62.93%，平均为53.94%；胶结作用减少的孔隙度占比为1.65%~35.01%，平均为24.37%，其中碳酸盐胶结减少的孔隙度占比为0.82%~35.01%，平均为21.46%，占全部胶结物减少孔隙的38.96%~ 100.00%，平均为85.20%。压实作用是造成LD10区梅山组—黄流组储层孔隙度降低的首要因素（图 15），胶结作用在LD10-1，LD10-2及LD10-3区无明显差异（表 1）。
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下载原图 图 15 莺歌海盆地LD10区新近系梅山组—黄流组粒间体积占比与胶结物含量的关系 Fig. 15 Relationships between intergranular volume and cement content of Neogene Meishan-Huangliu Formation in LD10 area, Yinggehai Basin |
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下载CSV 表 1 莺歌海盆地LD10区新近系梅山组—黄流组压实、胶结作用对储层孔隙度的影响 Table 1 Effects of compaction and cementation on porosity of Neogene Meishan-Huangliu Formation in LD10 area, Yinggehai Basin |
超压带内的孔隙流体可以抵消部分上覆地层压力，从而起到保护孔隙空间的作用[39-40]。但是研究区梅山组和黄流组储层在超压形成时的埋藏深度已达2 700~3 000 m，压实程度较高，因此，超压开始形成时储层已经较为致密，超压对储层的保护作用有限[41]。
莺歌海盆地LD10区储层埋藏深度大，压实作用强，孔隙喉道发育程度受到限制。通过大量岩石薄片观察和统计，依据罗静兰等[42]提出的公式计算出储层溶蚀作用使孔隙度增加了0.72%~8.00%，表明溶蚀作用是致密砂岩储层孔隙度改善的重要条件。
6 油气地质意义莺歌海盆地LD10区中深层梅山组—黄流组致密砂岩储层经历了高温-超压-高CO2背景下一系列复杂的成岩作用过程，控制了有利储层的分布。黄流组中下部砂岩储层受到了超压保护和CO2溶蚀作用的双重影响，孔隙度较黄流组中上部储层大，但是考虑到需要规避高CO2风险带，黄流组中上部致密砂岩储层依然可作为下一步勘探开发的重点区域。综合沉积微相、砂体厚度、成岩作用、物性解释以及CO2含量，对储层进行了分类（图 16），Ⅰ类储层为研究区下一步勘探开发的重点区域。
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下载原图 图 16 莺歌海盆地LD10-1区新近系黄流组二段Ⅱ气组储层质量平面分布 Fig. 16 Reservoir distribution of the second gas group of Neogene Huangliu Formation in LD10 area, Yinggehai Basin |
（1）莺歌海盆地LD10区新近系黄二段储层成岩演化序列为：菱铁矿胶结→石英次生加大→绿泥石胶结→长石淋滤溶蚀→高岭石形成→早期方解石胶结→早期白云石胶结→长石溶蚀→方解石溶蚀→伊利石大量生成→晚期铁方解石、铁白云石形成。
（2）成岩作用是LD10区黄流组储层孔隙度的主控因素。其中，压实作用减少的孔隙度占比为45.30%~62.93%，胶结作用减少的孔隙度占比为1.65%~35.01%，溶蚀作用增加了0.72%~8.00%的孔隙度。
（3）高温-超压-高CO2背景下复杂的成岩作用过程控制了LD10区中深层梅山组—黄流组有利储层的分布。黄流组中下部砂岩储层受到了超压保护和CO2溶蚀作用的双重影响，现今孔隙度较黄流组中上部储层更高，但是考虑到需要规避高CO2风险带，黄流组中上部致密砂岩储层依然可作为研究区下一步勘探开发的重点区域。
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