莺歌海盆地黄流组是中深层天然气勘探的重要层系，近年来在乐东、东方等地区已钻获多口工业气流井，展现出良好的资源潜力（裴健翔等，2011；范彩伟等，2021；吴克强等，2023）。黄流组储层以重力流水道、海底扇等深水沉积的中—粗砂岩、含砾砂岩和细砾岩为主（吴克强等，2023；王艳忠等，2025）。莺歌海盆地新近系普遍具有高地温梯度（4.0~4.5 ℃/100 m）、快速沉积与强构造活动等特征。在上述背景下，欠压实与生烃增压共同作用，形成了显著的中—强超压体系（最大压力系数可达2.3），并伴生泥—流体底辟等超压疏导通道，从而构成了该区典型的高温—超压地质背景（张伙兰等，2013；张旭友等，2024）。这一系列地质过程不仅影响了成岩演化路径，也为深层碎屑岩优质储层的形成提供了有利的构造—热力—流体耦合条件（谢玉洪等，2012；张伙兰等，2013；张旭友等，2024）。

目前，对莺歌海盆地深水沉积体系演化、异常高压形成机制以及深层储层致密化过程已展开初步探索，并在沉积体系展布、压力演化过程及储层孔隙结构变化等方面取得了阶段性认识（谢玉洪等，2012；王华等，2015；廖计华等，2018；尤丽等，2019）。但是，对于黄流组储层特征以及优质储层成因模式缺乏系统性和针对性的研究。一方面，在超压背景下，压实、胶结与溶蚀等多种成岩作用如何与流体活动耦合、共同控制储集空间的演化，目前仍缺乏清晰认识，直接影响了对优质储层形成机理的系统阐释（税蕾蕾等，2021；沈娇等，2025）；另一方面，现有成果多聚焦于单一地质因素或局部区域分析，难以从整体上揭示储层物性差异的形成机制与优质储层的主控因素（张伙兰等，2014；曹江骏等，2022；李华等，2023；杨路等，2025）。此外，目前研究尚未将沉积相类型、成岩演化、流体活动与古压力演化进行有效整合，未能建立成熟的“沉积—成岩—流体”耦合控制下优质储层成因模式，从而制约了深层碎屑岩储层综合评价与有利区优选工作的科学性与准确性。

本研究聚焦两个核心问题：在高温—超压背景下，岩相—成岩—超压三要素如何定量耦合并共同主控深层优质储层的形成与保存；超压如何具体抑制压实与早期碳酸盐/石英胶结，从而解释深层仍以原生孔隙为主的区域特征。为解决上述问题，以莺歌海盆地乐东区黄流组碎屑岩为研究对象，综合岩心观察、铸体薄片与阴极发光薄片鉴定、扫描电镜观察、流体包裹体均一温度测温、PVTsim软件模拟和公式法恢复古压力、压实模拟实验等多种方法，系统研究储层基本特征，揭示压实、胶结、溶蚀等成岩作用对储层物性演化的控制作用，明确超压流体对原生孔隙保存的作用机制，厘清优质储层的控制因素，最终建立深层优质储层的成因演化模式。研究成果有助于深化对莺歌海盆地深层碎屑岩储层形成机制的理解，提升深水区深层碎屑岩优质储层预测与评价能力，为南海深水区深层天然气藏预测与勘探部署提供理论支撑。

莺歌海盆地是我国南海北部海域的一个新生代转换—伸展盆地，面积约为11×10⁴ km²，呈北西—南东向菱形展布（郝芳和董伟良，2001；王艳忠等，2025）。其东北侧毗邻北部湾盆地，东侧沿1号断裂与琼东南盆地分隔，西侧与越南昆嵩隆起相接，东西两端分别为海南岛和印支半岛（图1）（朱伟林等，2010；肖坤泽等，2025）。莺歌海盆地内部由河内凹陷、临高凸起、莺歌海凹陷、莺东斜坡带和莺西斜坡带等五大构造单元组成，其中莺歌海凹陷为已证实的有效勘探区，进一步可细分为中央底辟带和凹陷斜坡带两大勘探区带，研究区位于莺东斜坡带和中央坳陷带东南部的乐东区（图1）。莺歌海盆地新近系自下而上发育三亚组、梅山组、黄流组和莺歌海组（黄保家等，2010；范彩伟等，2022a），整体具有沉积速率快、地温梯度高（4.0~4.5 ℃/100 m）、地层压力异常高（最大压力系数可达2.3）等显著地质特征（Luo et al.，2003；Huang et al.，2019）。研究区黄流组主要发育浅海大型重力流水道砂岩储层，具有较高的孔隙度和渗透率（张建新等，2015；Zhao et al.，2022）。莺歌海盆地在右旋走滑伸展张应力的区域构造地质背景和快速沉积充填的巨厚欠压实海相泥岩作用下，中央底辟带泥—流体底辟构造发育，其形态包括近南北、北西和北东向的条带状和近圆形，整体呈五排雁行式分布（图1），这些泥—流底辟体的空间展布与超压发育深度和强度密切相关（何家雄等，2006；韩光明等，2012；杨金海等，2025）。

图  1  莺歌海盆地区域构造图

Figure 1.  Regional tectonic framework of the Yinggehai Basin

选取中海石油（中国）有限公司湛江分公司7口井68块岩心样品，样品规格分别为5 cm×3 cm×3 cm柱塞样和4 cm×4 cm×4 cm块样。在中国石油大学（华东）深层油气全国重点实验室，采用蔡司Axioscope A1 APOL偏光显微镜对铁氰化钾和茜素红混合溶液染色的铸体薄片进行观察，识别岩石成分、孔隙类型与成岩作用特征，使用Axio Vision Software Rel.软件定量圈绘次生孔隙和原生孔隙面积，计算其面孔率；使用配备CL8200-MKSCL系统的蔡司光学显微镜开展碳酸盐胶结物阴极发光分析，厘定胶结物期次；通过Quanta 200扫描电子显微镜观察矿物形貌，揭示成岩过程中关键矿物的溶蚀特征。对流体包裹体进行岩相学观察，划分包裹体组合，并利用荧光显微镜区分盐水包裹体和烃类包裹体，依据循环测温流程，利用经校准的Linkam THMSG600型冷热台（配备50×物镜与10×目镜）测定包裹体的均一温度，测量精度控制在±1 ℃以内；结合均一温度和计算获得的盐度数据，依据Zhang and Frantz（1987）提出的经验公式对古压力进行定量恢复，并借助PVTsim软件对典型包裹体体系开展相图模拟，分析多期烃类流体充注过程中的压力演化特征。

为探讨地层超压对孔隙保存的控制作用，采集海南岛地表未受人工影响的散沙样品，开展2组高温高压物理压实模拟实验。选取粒径为0.25~0.50 mm的石英和长石颗粒，配置纯石英和长石颗粒的散沙，进行压实模拟实验。以莺歌海盆地东缘W6井黄流组底部为例，模拟从地表压实至5 000 m的地层。为了计算静水压力，结合莺歌海盆地乐东区W3、W5、W6等13口井的实测地层水密度分析结果，取0~2 000 m地层水密度为1.01 g/cm³；2 000~3 000 m地层水密度为1.02 g/cm³；3 000~5 000 m地层水密度为1.03 g/cm³。结合W1、W2、W4等8口井地层密度随深度的变化，以深度每增加500 m为界限，取密度平均值代表该段地层密度（表1）。此外，根据吴峰（2019）对南海北部表层水体的温度分析，取地表温度为27 ℃，地温梯度为乐东区的地温梯度变化。为了对比不同压力状态下储层孔隙的保存情况，共设置2组实验，实验过程中1 d代表2 Ma，实验流体采用去离子水。实验一：采用分选良好的石英—长石中沙，模拟正常压实条件下埋藏至5 000 m的地层压实过程（表2）。实验二：同样使用石英—长石中沙，实验自2 300 m起超压，平均压力系数设定为1.79，模拟地层埋深至5 000 m（表3）。

莺歌海盆地乐东区黄流组深层碎屑岩储层主要由细砾岩、砾质砂岩、粗砂岩、中砂岩、细砂岩与粉砂岩组成。细砾岩砾石以次圆—次棱角为主，分选较好，多呈块状构造（图2a）；砾质砂岩砾石间由砂质杂基支撑，分选较差，多呈块状构造（图2b）；粗砂岩与中砂岩多呈浅灰色，分选较好，颗粒磨圆次棱角状—次圆状，普遍以块状构造为主（图2c）；中砂岩分选好、颗粒磨圆次棱角状—次圆状，以块状构造为主（图2d）；细砂岩亦多为浅灰色，常发育平行层理（图2e）；粉砂岩多呈灰色，以块状构造为主（图2f）。黄流组以重力流水道相主水道亚相为主，水道主体微相岩性以细砾岩、砾质砂岩、粗砂岩以及中砂岩为主（图2a~c）；水道侧缘微相岩性以细砂岩、粉细砂岩、泥岩为主（图2d，f）。

图  2  莺歌海盆地乐东区黄流组深层碎屑岩储层岩石学特征

Figure 2.  Petrological characteristics of deep clastic rock reservoirs in the Huangliu Formation, Ledong area, Yinggehai Basin

黄流组深层碎屑岩砂岩储层岩石类型以长石质石英中砂岩为主，成分成熟度较高，石英颗粒平均含量大于70%；岩屑颗粒平均含量小于10%，以变质岩岩屑为主、火山岩岩屑极少；长石颗粒平均含量小于25%，以钾长石及斜长石为主（图3）。砂岩分选差—中等，颗粒磨圆为次圆状—次棱角状；杂基含量较低，一般为2%~10%；胶结物主要为硅质胶结物和碳酸盐胶结物，平均含量分别为8.3%和17.48%。

图  3  莺歌海盆地乐东区黄流组深层碎屑岩储层岩石成分三角图

Figure 3.  Ternary diagram of deep clastic reservoir compositions in the Huangliu Formation, Ledong area, Yinggehai Basin

莺歌海盆地乐东区黄流组地层埋深普遍大于3 500 m，压实作用较强，以中等压实至强压实为主，颗粒以线接触为主、局部凹凸接触（图4a），可见云母等塑性颗粒弯曲变形（图4b）等现象。

图  4  莺歌海盆地乐东区黄流组深层碎屑岩储层压实作用特征

Figure 4.  Characteristics of compaction in deep clastic reservoirs of the Huangliu Formation, Ledong area, Yinggehai Basin

莺歌海盆地乐东区黄流组深层碎屑岩储层主要发育碳酸盐胶结与硅质胶结。方解石是最主要的碳酸盐胶结物，可观察到两期方解石胶结物，在阴极发光下分别呈现暗色与亮色（图5a），晶形较好，多充填颗粒间孔隙及溶蚀孔隙（图5b）。铁方解石为次要的碳酸盐胶结物，常呈交代方解石（图5c），此外，有少量白云石胶结物发育（图5d）。硅质胶结物主要是石英次生加大边，可见两期石英加大边（图5e）：第一期石英次生加大边在阴极发光下呈棕色，发育程度较弱；第二期石英次生加大边在阴极发光下呈黑色，为主要的硅质胶结物（图5f）。

图  5  莺歌海盆地乐东区黄流组深层碎屑岩储层胶结作用特征

Figure 5.  Characteristics of cementation in deep clastic reservoirs of the Huangliu Formation, Ledong area, Yinggehai Basin

莺歌海盆地乐东区黄流组深层碎屑岩储层中，溶蚀作用总体较弱，表现为长石颗粒粒内和粒缘溶蚀（图6a~c）。长石溶蚀现象在不同样品中均有零星发育，在碳酸盐强胶结储层中，仍可观察到保存良好的长石溶蚀孔隙以及方解石充填长石溶蚀孔隙的现象（图6d），表明长石溶蚀作用发生于方解石胶结物沉淀之前。相比之下，碳酸盐胶结物、石英颗粒及其加大边未见明显的溶蚀特征，说明溶蚀作用主要发生于早成岩期。

图  6  莺歌海盆地乐东区黄流组深层碎屑岩储层溶蚀作用特征

Figure 6.  Characteristics of dissolution in deep clastic reservoirs of the Huangliu Formation, Ledong area, Yinggehai Basin

莺歌海盆地乐东区黄流组碎屑岩储层储集空间以原生孔隙为主，可见少量次生孔隙；原生孔隙边缘平直，形态规则（图7a）。深层碎屑岩储层孔隙内充填不规则形态的方解石（图7b），扫描电镜下方解石晶体自形、边界清晰，未见明显溶蚀特征（图7c），说明该类孔隙属于原生孔隙中的胶结残余空间，而非次生溶蚀孔隙。同时，在局部可见生物体腔孔，生物骨骼由方解石组成，腔体内形成孔隙（图7d）。次生孔隙发育较少，主要是长石溶蚀孔隙，孔隙边缘不规则，常呈港湾状、锯齿状或蜂窝状（图6）。

图  7  莺歌海盆地乐东区黄流组深层碎屑岩储层原生孔隙特征

Figure 7.  Characteristics of primary porosity in deep clastic reservoirs of the Huangliu Formation, Ledong area, Yinggehai Basin

莺歌海盆地乐东区黄流组碎屑岩储层实测物性数据统计表明：孔隙度介于1%~28%，以特低孔（5%~10%）、低孔（10%~15%）为主（图8a）；渗透率介于（0.001~300）×10^-3 μm²，以超低渗、特低渗为主（图7b）。随着深度的增加，储层孔隙度、渗透率和面孔率逐渐降低。3 300 m为研究区储层压实作用减孔的转折深度，埋深超过3 300 m，随深度增加储层物性降低趋势显著减缓（图8c~e），埋深大于4 000 m的储层储集空间仍以原生孔隙为主（图8e）。这一发现表明，深部仍可有效保存大量原生孔隙，从而显著拓宽了莺歌海盆地深部碎屑岩储层勘探的深度范围。

图  8  莺歌海盆地乐东区黄流组深层碎屑岩储层物性特征

Figure 8.  Petrophysical characteristics in deep clastic reservoirs of the Huangliu Formation, Ledong area, Yinggehai Basin

古地层压力恢复需要先在显微镜下确定流体包裹体组合，找到与烃类包裹体同期的盐水包裹体。莺歌海盆地乐东区黄流组碎屑岩储层石英愈合缝中发育多种流体包裹体类型，包括气液两相烃类包裹体、气液两相盐水包裹体和气包裹体，其中，气包裹体最为发育。气液两相烃类包裹体的直径为3~5 μm，多呈椭圆形，单偏光下表现为灰色、棕色和灰黑色，荧光下发黄色荧光，整体发育较少（图9a，b）；气液两相盐水包裹体直径主要介于3~6 μm，多呈规则椭圆形、不规则四边形和多边形，单偏光下无色或呈浅灰色，无荧光，常与气包裹体和油包裹体共生，形成流体包裹体组合（FIA）。单一气相包裹体直径一般不超过20 μm，形状以椭圆形和不规则多边形为主，单偏光下呈灰色、深灰色，无荧光（图9c，e），激光拉曼光谱显示气相包裹体中存在甲烷、氮气、二氧化碳三种成分（图9d，f）。包裹体显微测温结果显示，与黄色荧光油包裹体同期的气液两相盐水包裹体均一温度介于150 ℃~160 ℃，冰点温度介于-4.2 ℃~-0.6 ℃（表1）；与单一气相包裹体同期的气液两相盐水包裹体均一温度介于150 ℃~160 ℃和160 ℃~ 180 ℃，冰点温度介于-12.2 ℃~-0.1 ℃和-13.5 ℃~0.1 ℃（表1）。激光拉曼光谱显示两期天然气充注，一期天然气为甲烷与氮气伴生，另一期天然气以二氧化碳为主。

图  9  莺歌海盆地乐东区黄流组深层碎屑岩储层中流体包裹体组合特征

Figure 9.  Characteristics of fluid inclusion assemblages in deep clastic reservoirs of the Huangliu Formation, Ledong area, Yinggehai Basin

通过现今储层原油组分，将气液两相烃类包裹体均一温度输入PVTsim软件进行模拟，以室温下气液两相烃类包裹体气液比进行校准，求得烃类包裹体形成时的古地层压力，最后通过埋藏史图确定包裹体对应的古埋深（图10），将古埋深h代入公式（1）（张俊武等，2015），由此得到莺歌海盆地乐东区黄流组古压力系数（表4）及古压力演化特征（图11）。其中，古压力系数计算公式如下：

图  10  莺歌海盆地乐东区黄流组深层碎屑岩储层埋藏史及油气充注史（W6井）

Figure 10.  Burial history and hydrocarbon charging events in deep clastic reservoirs of the Huangliu Formation (well W6), Ledong area of the Yinggehai Basin

式中：P表示捕获压力；P₀表示古静水压力（单位：Mpa）；h代表古埋深，由与烃类包裹体同期气液两相盐水包裹体均一温度结合埋藏史确定（单位：m）；ρ表示盐水包裹体的流体密度（单位：g/cm³）。

式中：T_h表示均一温度，℃；A，B，C分别为盐度的函数，为无量纲常数；其中，A=A₀+A₁·w+A₂·w₂；B=B₀+B₁·w+B₂·w₂；C=C₀+C₁·w+C₂·w₂；w为盐度，当盐度介于1%~30%时：A₀=0.993 531，A₁=8.721 47×10^-3，A₂=-2.439 75×10^-5；B₀=7.116 52×10^-5，B₁=-5.220 8×10^-5，B₂=1.266 56×10^-6；C₀=-3.499 7×10^-6，C₁=2.121 24×10^-7，C₂=-4.523 18×10^-9。

图  11  莺歌海盆地乐东区黄流组单井古地层压力系数演化特征（W6井）

Figure 11.  Characteristics of paleo⁃formation pressure coefficient evolution in the Huangliu Formation, Ledong area of the Yinggehai Basin (well W6)

为定量恢复流体包裹体捕获时的地层压力，本文采用 PVTsim 软件模拟，结合 Zhang and Frantz（1987）提出的经验公式，依据包裹体均一温度（T_h）及盐度（w）计算捕获压力（P）。计算公式如下：

式中：A₁和A₂分别为温度与盐度相关的系数，具体表达式为：

式中：P代表古压力（单位为bar，1bar=0.1 MPa）；T代表流体包裹体捕获温度（℃），可通过气液两相盐水包裹体的均一温度校正曲线确定（陈勇等，2006）；T_h代表流体包裹体均一温度（℃）；m=1 000w/[M×（100-w）]，为质量摩尔浓度，M为NaCl的摩尔质量（g/mol）；w为包裹体的盐度（%）；在NaCl-H₂O系统中，a₁=2.873×10¹，a₂=-6.477×10^-2，a₃=-2.009×10^-1，a₄=3.186×10^-3。

通过公式法计算的古压力结果与PVTsim 相图模拟结果具有良好一致性（如W2井与W6井，分别为33~35 MPa和60 MPa左右）（表5、图12），两种方法相互验证，显著提升了古地层压力恢复的准确性与可信度。莺歌海盆地乐东区黄流组经历了第1期黄色荧光油、甲烷与氮气天然气充注以及第2期以二氧化碳为主的天然气充注：第1期黄色荧光油、甲烷与氮气天然气在1.5~1.0 Ma时充注（图10），地层压力介于67.35~72.76 MPa，古地层压力系数介于1.62~1.84，为强超压，对应于中新统梅山组和三亚组主力烃源岩晚期生烃且快速生气阶段（Zhang et al.，2016）（图11）；第2期以二氧化碳为主的天然气在0.7~0.3 Ma充注（图10），地层压力介于51.67~61.03 MPa，古地层压力系数介于1.36~1.42，为中超压，可能指示CO₂充注之后，存在天然气泄漏的现象，使储层压力在降低（范彩伟等，2022b）（图11）。

图  12  基于气液两相烃类包裹体PVTsim的古压力恢复相图

Figure 12.  Phase diagram of paleopressure reconstruction based on PVTsim of vapor⁃liquid two⁃phase hydrocarbon inclusions

研究区黄流组深层碎屑岩不同岩性在颗粒粒径、杂基含量与刚性颗粒比例上的差异，直接决定初始孔隙度与抗压实能力。中—粗粒砂岩分选相对较好、杂基偏低、刚性颗粒发育，具备更高的初始孔隙度与更强的抗压实能力；细砂岩与粉砂岩因粒度细、杂基偏高，初始孔隙度低并且抗压实能力弱。由不同岩性孔隙度与渗透率分布直方图可知（图13）：粗砂岩、中砂岩中孔隙度大于10%的储层占52%，孔隙度大于15%的储层占20%，渗透率在（1~10）×10^-3 μm²的储层占34%。细砾岩与含砾砂岩中，孔隙度大于15%的储层占18%，渗透率在（1~10）×10^-3 μm²的储层占25%。细砂岩中，孔隙度超过15%的储层仅占8%，渗透率在（1~10）×10^-3 μm²的储层占4%。粉砂岩中，孔隙度大于15%的储层仅占1%，渗透率在（1~10）×10^-3 μm²的储层占10%。

图  13  莺歌海盆地乐东区深层碎屑岩黄流组各类岩性孔隙度—渗透率分布直方图

Figure 13.  Porosity⁃permeability distribution histograms of different lithology in deep clastic reservoirs of the Huangliu Formation, Ledong area, Yinggehai Basin

在不考虑成岩作用影响情况下，储层质量的岩性排序近似为：粗砂岩、中砂岩最优，其次为含砾砂岩/细砾岩，粉砂岩最差。这一事实说明：岩性控制初始孔隙度与抗压实能力，决定了储层的物性基础。值得注意的是，即使在粗砂岩和中砂岩等优势岩性中，也存在物性较差的储层（图13），这表明后期成岩作用对储层分异具有进一步的改造和控制作用。

成岩作用在储层分异过程中起到关键控制作用，其中压实作用与胶结作用是破坏莺歌海盆地乐东区黄流组储层质量的最主要因素。研究区发育原生孔隙主导型储层，溶蚀作用弱，增孔能力有限。根据减孔率大于30%、介于30%~10%和小于10%，分别将压实作用和胶结作用强度划分为强、中、弱三个等级，同时综合成岩作用类型与成岩作用强度（谢宁等，2019），研究区可识别出四类成岩相类型：中等压实中等胶结相、强压实相、强压实中等胶结相和强胶结相，这些成岩相储层中，孔隙度大于15%的储层比例依次递减，分别为43%、20%、8%和7%（图14）；渗透率大于1×10^-3 μm²的储层比例亦呈相似递减趋势，分别为55%、18%、3%和0.5%（图14）。因此，中等压实中等胶结相为优质储层最有利的成岩相类型，而强胶结成岩相和强胶结中等压实相则是优质储层最不利的成岩相类型。

图  14  莺歌海盆地乐东区黄流组深层碎屑岩四类成岩相孔隙度—渗透率分布直方图

Figure 14.  Porosity⁃permeability distribution histograms of four diagenetic facies in deep clastic reservoirs of Huangliu Formation, Ledong area, Yinggehai Basin

在相同岩性（中—粗砂岩）内，渗透率随孔隙度升高而整体增加，但不同成岩相之间物性差异显著（图15）：其中，中等压实中等胶结成岩相储层质量最好，孔隙度分布在8%~17%，渗透率介于（0.3~30）×10^-3 μm²；强压实成岩相次之，孔隙度介于5%~14%；强压实中等胶结相储层质量较差，孔隙度介于5%~13%，渗透率小于0.5×10^-3 μm²；强胶结成岩相储层质量最差，孔隙度一般小于5%，渗透率大多小于0.1×10^-3 μm²（图15）。这些结果共同指向：在岩相相同的条件下，压实与早期碳酸盐胶结是储层质量变差的主要原因；相比之下，溶蚀作用总体较弱，主要表现为局部长石溶蚀，对区域尺度的物性提升贡献有限。

图  15  莺歌海盆地乐东区黄流组深层中、粗砂岩不同成岩相物性特征

Figure 15.  Petrophysical characteristics of medium⁃to coarse⁃grained sandstones with different diagenetic facies in the deep clastic in reservoirs of the Huangliu Formation, Ledong area, Yinggehai Basin

莺歌海盆地乐东区黄流组储层质量受岩性—成岩作用与超压系统共同控制，其中新近纪以来的强烈构造活动通过影响超压形成与成岩路径，对储层演化起到了关键作用。该区超压主要来源于：（1）中新统烃源岩快速埋藏与生烃增压，叠加上新世—第四纪快速沉积导致的地层欠压实（朱芳冰，2000；朱伟林等，2010；冯冲等，2013）；（2）深部高温高压流体沿底辟带或断裂向上注入，改造浅层压力系统（Jin et al.，2021；Zhao et al.，2022；张旭友等，2024）；（3）高地温梯度背景下的水热增压可能也贡献了部分超压（殷秀兰和李思田，2000；周文等，2014）。在此构造活跃背景下，超压系统通过降低有效应力抑制压实作用与颗粒压溶，并抑制了成岩流体迁移及碳酸盐胶结（郝芳等，2000，2001，2002；Zhao et al.，2022），从机理上实现对原生孔隙的保护效应，而非直接增孔（朱伟林等，2010；文龙等，2025；杨路等，2025）。同时，深层封闭体系中长石溶蚀多呈“接力式”进行，主要改善孔隙结构而非大幅增加孔隙度，且伴生黏土矿物可能降低渗透率，进一步印证了在强构造—热背景下“保孔重于生孔”的认识（操应长等，2018，2022）。因此，新近纪的强烈构造活动不仅控制了超压体系的形成与演化，也通过调控成岩路径与流体活动，深刻影响了优质储层的发育与分布。

在该认识框架下，中粗砂岩是黄流组最具储集潜力的岩性，其储层物性受成岩演化路径控制显著（郝芳等，2001；李华等，2023）。研究区中、粗砂岩中孔隙度大于10%的样品占比达52%，以原生孔隙为主（图13），中等压实中等胶结成岩相的孔隙度集中在10%~20%，渗透率多大于0.1×10^-3 μm²（图14），体现典型深层优质储层特征。在超压背景下，黄流组储层质量主要取决于原生孔隙的长期保存：成藏早—中期两期超压烃类流体充注使最大地层压力系数达1.86（图11），尽管第二期压力系数有所降低，但均有效抑制了压实与胶结作用，颗粒间以点—线接触为主。

压实模拟实验深刻揭示了超压对储层保护的机制。压实位移反映了颗粒在压实过程中发生的重排与接触方式转变所导致的垂向形变量，是衡量储层压实强度与孔隙度损失的重要指标。在相同地温梯度和加压条件下，常压压实实验中颗粒重排导致压实位移达1.2 mm，而超压条件下位移仅为0.5 mm（图16）；压力系数为1.79的压实模拟实验，压实位移明显减小，反映压实作用显著减弱。根据前人研究及本次实验设定（毛倩茹等，2022；张旭友等，2024），乐东区超压约始于6 Ma，对应于W6井2 300 m深度（图10）。实验2从2 300 m起施加超压（压力系数1.79），样品在4 200 min附近压实趋于停滞，出现拐点（图16），对应实际地层6 Ma时的埋深。在常压条件下，有效应力随埋深持续增大，颗粒重排和压溶作用得以延续，拐点出现较晚（图16）；而超压条件下，高孔隙流体压力显著降低有效应力，机械压实在浅埋阶段即被抑制，拐点提前出现（图16），从而有效保存原生孔隙。结合孔隙度—深度曲线拐点及机械压实极限判断，超压自2 300 m（约6 Ma）开始发育，但物性仍随埋深总体降低；至3 300 m后进入强超压阶段，高温作用下的有机质生烃作用使储层经历了两期超压充注，物性下降速率显著减缓。结合埋藏史分析，黄流组底部在6 Ma以来埋深达到约2 300 m（图16），进一步证实超压延缓了储层物性变差。本实验定量表明，超压通过降低有效应力、抑制颗粒重排，有效减少孔隙损失，与乐东区实际的储层物性特征吻合良好，保持了较高的孔隙度。压实模拟与孔隙度—深度趋势的耦合关系，充分证明了“超压保孔”在深层优质储层形成中的关键作用（图8，16）。

图  16  不同压力情况下压实模拟实验的压实位移随时间变化过程

Figure 16.  Experimental comparison of diagenetic displacements from compaction⁃simulation tests conducted under different pressure conditions

依据岩性和成岩相组合，可将研究区主要储层划分为四种综合相类型。结合油气充注与超压过程的影响，这四种类型表现出不同的孔隙保存能力，其储集性能依次递减（图17，18）。综合相类型Ⅰ：以中、粗砂岩为主，分选较好、杂基含量低，颗粒间以点—线接触为主，中等胶结中等压实，孔隙度与渗透率均较高，是最优质的储层类型（图17）；该类储层普遍未遭受早期强胶结改造，且经历两期中—强超压烃类流体充注，分别为黄色荧光油、甲烷与氮气天然气充注和二氧化碳为主的天然气充注（图10），显著抑制了压实与胶结过程，孔隙保存较好（图18）。代表性井如W6井，位于重力流主水道沉积相，试采结果表现为高产气层或差气层，体现出良好储集性能，孔隙度主要介于10%~20%，渗透率大于1×10^-3 μm²。综合相类型Ⅱ：主要发育于细砾岩、含砾砂岩，粗、中、细砂岩以及粉砂岩中，通常受强压实作用控制，颗粒间以线接触和凹凸接触为主，孔隙保存能力明显减弱；但在局部中—粗粒砂岩中，若原始组分较好，仍可局部保留部分原生孔隙或形成部分溶蚀孔隙，表现为次优储层（图17），该类储层虽具备良好的分选特征以及较粗的粒度，但缺乏早期超压流体有效保护，仅经历第二期以CO₂为主的中超压天然气充注，缺乏第一期烃类及天然气超压充注，以此在成岩早期未能显著削弱强压实过程，孔隙度中等至偏低；对于杂基含量高、分选差且刚性颗粒比例较低的储层，由于其原始组分较差，在强压实作用下孔隙几乎完全消失，为研究区最差的储层类型之一（图18）。W2井即为典型代表，位于海底扇中扇辫状水道沉积微相，虽然中、粗砂岩仍保留一定孔隙度，但细砾岩受强压实控制，整体储层物性较差，试采结果多为水层或低产气层。综合相类型Ⅲ：发育于细砾岩、含砾砂岩，粗、中、细砂岩以及粉砂岩中，压实与胶结叠加控制物性，前期强压实导致孔隙降低，碳酸盐和石英加大边等胶结物充填进一步破坏储集空间，物性显著降低（图17）。早期未发生黄色荧光油充注，遭受了中等胶结作用改造，孔隙空间在成岩早期被方解石、铁方解石等胶结物充填，孔隙度大幅度降低，后期即使有超压流体充注，也难以显著改善孔隙结构。此类储层常见于砾质砂岩、细砾岩层段，普遍表现为孔渗性差、储集能力低，是物性较差的储层类型之一（图18）。综合相类型Ⅳ：主要出现于细砾岩、砾质砂岩、粗砂岩、中砂岩、细砂岩中，成岩过程中早期碳酸盐强胶结占主导，阻碍了超压流体的进入，孔隙大多遭受破坏，代表了研究区内最差的储层类型（图17，18）。典型表现为碳酸盐强胶结，孔隙度低于10%，渗透率小于0.01×10^-3 μm²（图13，14），几乎不具备开发价值。

图  17  莺歌海盆地乐东区黄流组深层碎屑岩储层综合相类型及特征

Figure 17.  Comprehensive facies classification and characteristics in deep clastic reservoirs of the Huangliu Formation, Ledong area of the Yinggehai Basin

图  18  莺歌海盆地乐东区黄流组深层碎屑岩储层成因演化模式

Figure 18.  Genetic evolution model of deep clastic reservoirs in the Huangliu Formation, Ledong area, Yinggehai Basin

综上所述，莺歌海盆地乐东区黄流组深层优质储层的形成受岩性、成岩作用和超压综合控制，其成因模式可概括为“岩性为基础—成岩促分异—超压保孔隙”（图18）。首先，中粗砂岩分选较好、杂基含量低、刚性颗粒含量高，具有较高的初始孔隙度和较强的抗压实能力，为优质储层形成奠定了基础（图17，18）。其次，成岩作用导致储层在相同岩性内表现出显著差异，压实和胶结是深层储层质量破坏的主控因素（图4，5），长石的局部溶蚀虽可形成一定的次生孔隙，但整体上增孔贡献有限，更多表现为改变孔隙类型和局部储集性能（图8，18）。第三，流体包裹体古压力恢复和压实模拟实验表明，自约2 300 m起发育的中—强超压油气充注有效降低了地层有效应力，显著抑制了颗粒重排和胶结物沉淀，延缓了压实与胶结作用（图11，16），使得埋深超过4 000 m的砂岩储层仍以原生孔隙为主，孔隙度仍保持在10%~15%（图8）。

（1） 乐东区黄流组深层碎屑岩储层以长石质石英砂岩为主，经历中—强压实、两期方解石及两期石英加大边胶结，溶蚀作用弱。储集空间以原生孔隙占主导，3 300 m以深储层物性下降速率显著减缓，深层仍具备优质储层发育潜力。

（2）压实模拟实验定量揭示了超压通过降低有效应力、抑制颗粒重排显著削弱压实作用，从而有效保存孔隙，这一结果与孔隙度—埋深曲线拐点（3 300 m）相吻合，验证了超压保孔是深层优质储层形成的核心机制。

（3）莺歌海盆地乐东区黄流组深层优质储层的形成受“岩性—成岩—超压”耦合控制。中—粗砂岩具备较高的初始孔隙度和较强的抗压实能力，是优质储层发育的前提；压实与胶结是导致储层致密化的主控因素；埋深大于3 300 m的储层先后经历两期超压流体充注，分别对应生烃高峰期和一期CO₂充注，有效抑制了原生孔隙的损失。