四川盆地蜀南地区上三叠统须家河组低孔低渗储层特征及形成机理①

祝海华 钟大康 李其荣 杜本强 隆 辉 马彦良 吴连波 姜 楠

(1.中国石油大学(北京)地球科学学院 北京 102249;2.油气资源与探测国家重点实验室 北京 102249;3.西南油气田分公司蜀南气矿 四川泸州 646001;4.西南石油大学 成都 610500)

研究区地理位置横跨川南宜宾—江津地区，构造上位于川东南中隆高陡构造群西南部，西北为华蓥山大断裂，东为娄山关褶皱带，南至梁董庙构造，是川东平行褶皱带向西南延伸的低缓构造群的一部分，面积约10 000 km2(图1)。研究区须家河组属于一套辫状河三角洲平原沉积［1～4］，其砂体纵向厚度大，横向分布稳定，泥岩发育少，多以夹层形式出现。岩性以岩屑砂岩、长石岩屑质石英砂岩、岩屑质石英砂岩为主。前人对须家河组储层的认识多集中于川西地区，其次为川中地区，而对蜀南地区研究少，对须家河组储层低孔低渗成因、物性控制因素研究程度低。前人的研究普遍认为须家河组低孔低渗的主要原因是强烈成岩作用的结果，尤其是压实—压溶作用、胶结作用影响最大［5～8］。但是目前研究区须家河组埋深较浅，甚至出露地表，最深才至2 673 m，大部分地区埋深均小于2 000 m，为什么在较浅埋藏条件下会出现强烈的压实—压溶作用，什么因素导致强烈的压实作用?相对于我国东部、西部其他盆地埋藏更深的碎屑储层，研究层段物性为何要差许多?构造背景、沉积环境、埋藏过程等其他因素对储层物性是否有影响?前人的研究几乎都没有对这些问题进行深层次的探讨。

本文从岩石学特征出发，分析储层的成分和结构特点，进而研究成岩作用特征，分析不同成岩作用所代表的成岩环境，对孔隙演化的影响，然后确定成岩序列。最后结合大地构造背景、沉积环境、目的层埋藏过程系统地分析储层孔隙演化的控制因素，提出研究区须家河组低孔低渗储层的形成机理。

1 岩石学特征

根据岩芯和薄片观察，研究区须家河组储层为一套中—低成分成熟度和中等结构成熟度的砂岩。岩芯上整体呈现暗灰色，黄褐色，岩屑含量较高。根据7口井400余张镜下薄片分析，认为储层总体上以中粒、中细粒岩屑砂岩为主，以中粒岩屑砂岩最为发育，其次为中粒长石岩屑质石英砂岩、中细粒岩屑质石英砂岩、少量细粒钙质砂岩以及少量粉砂岩(图2)。大部分样品岩屑含量为20% ～40%，而且类型丰富，最常见为泥岩、千枚岩、板岩和石英岩岩屑(图4a，b)。

图1 研究区位置及构造纲要图Fig.1 Location and structural outline map of the study area

根据镜下统计，须家河组80%以上是中粒和细粒砂岩，分选中—低，磨圆度以次棱角状、次棱角—次圆状为主，平面上在靠近物源方向的梁董庙地区分选、磨圆明显变差，向盆内方向分选变好，次棱角—次圆状颗粒也有所增加。

图2 须家河组储层岩石组分三角图Fig.2 Composition plot of the 4th member of Xujiahe Formation(Q-quartz，F-fledspar，R-lithic)

2 主要成岩作用类型及特点

通过大量的岩石薄片和扫描电镜分析，认为研究区须家河组在埋藏过程中经历的主要成岩作用包括压实作用、胶结作用、溶蚀作用及交代作用，其中前三种成岩作用对储层物性影响最大。

图3 胶结物占全岩含量的分布比例Fig.3 Distribution of total amount of cement mineral

2.1 压实作用

研究区须家河组砂岩在埋藏过程中遭受强烈的压实作用，颗粒之间以线接触、凹凸接触为主。以塑性岩屑压实变形最为常见，常形成假杂基。石英、岩屑及长石等脆性颗粒常破裂形成粒内缝。

2.2 胶结作用

研究区须家河组胶结作用常见，但是胶结物(硅质、钙质及黏土矿物)总含量较少(图3)，平均为5.8%。胶结类型包括硅质胶结、碳酸盐胶结、黏土胶结、铁质胶结。其中硅质胶结最为常见。

图4 研究区须家河组典型的成岩现象Fig.4 Typical diagenetic types of Xujiahe Formation in the study area

(1)硅质胶结作用

硅质胶结或者石英次生加大几乎在所有的镜下薄片中均有发育，含量2.0% ～14.3%，平均4.0%，加大级次为Ⅱ-Ⅲ级。

根据特征可分为压溶前和压溶石英次生加大。前者发生于浅埋期，石英颗粒在未被完全压实之前发生次生加大，因此颗粒常呈点—线接触。而压溶成因石英次生加大发生时期较晚，为石英颗粒因压溶作用发生溶解、转移、再沉淀而成，此时粒间孔隙基本因压实作用而消失殆尽，因此颗粒常呈线—凹凸接触，研究区的石英加大多为压溶成因。

(2)碳酸盐胶结作用

研究区碳酸盐胶结现象常见，但含量较少，大部分含量小于2.5%，个别可达28%，平均1.6%。胶结物类型包括方解石胶结、铁方解石胶结和白云石胶结。早期为基底式方解石胶结，晚期为孔隙式方解石胶结、含铁方解石胶结和白云石胶结。根据镜下薄片统计，85%的薄片见到了碳酸盐胶结，其中14%为基底式胶结，86%为孔隙式胶结，这说明大部分的碳酸盐胶结发生于晚期(图4b)。

垂向上，由砂—泥岩界面向砂岩内部，碳酸盐胶结逐渐减少，变化规律明显。在砂—泥岩界面处常发生基底式方解石胶结，发育岩性为细粒、中细粒岩屑砂岩。在砂层内部发育孔隙式碳酸盐胶结，发育岩性以中粒岩屑砂岩为主，但偶尔也见薄层的细粒岩屑砂岩发生基底式方解石胶结。

与石英次生加大对孔隙破坏不同，碳酸盐胶结不但会充填原生粒间孔隙，对早期形成的粒内溶孔也具有破坏作用，这些早期的溶孔常被碳酸盐矿物充填殆尽。但由于储集砂体碳酸盐胶结物含量少，因此碳酸盐胶结并非破坏孔隙的主要因素。

(3)黏土胶结作用

须家河组砂岩的黏土胶结作用中等—弱，根据X射线衍射分析结果，黏土矿物含量不超过2.5%，平均含量1.39%(表1)。黏土矿物类型为伊利石和绿泥石胶结，未见高岭石。伊利石胶结物通常呈颗粒包膜或孔隙衬边形式出现，扫描电镜下发育蜂窝状状、发丝状(图4d)。绿泥石胶结物则以孔隙衬边形式出现(图4c)，扫描电镜下呈绒球状、玫瑰花状集合体，具有多期生长的特征。

2.3 溶蚀作用

须家河组溶蚀作用总体较弱，溶蚀对象主要以长石和岩屑为主(图4e，f)，其次是少量杂基及胶结物，因溶蚀作用而增加的溶蚀孔隙度一般小于3%，但最高也可达5%。根据溶蚀特征可以识别出早晚两期的溶蚀作用，其中早期溶蚀作用以原生孔隙作为溶蚀流体通道，形成的粒内溶孔多被方解石充填;晚期溶蚀以微裂缝作为通道，溶蚀孔隙未被充填，且常沿微裂缝分布(图4f)。

3 孔隙类型和物性特征

3.1 孔隙类型

根据镜下50块铸体薄片观察，须家河组砂岩孔隙总体不发育，孔隙类型包括原生粒间孔、杂基微孔、粒内溶孔、粒间溶孔、铸模孔(图4c，e，f)。由于后期未能发生大规模的溶蚀作用，孔隙类型以原生粒间孔为主，其次是粒内溶孔和杂基微孔(图5)。原生粒间孔一般具有绿泥石环边，常见少量磁铁矿充填。粒内溶孔多形成于晚期，沿裂缝分布，溶蚀对象为长石和岩屑。受辫状河水动力条件不稳定的影响，须家河组含较多杂基，因此杂基微孔也是重要孔隙类型，但由于孔喉细小，一般小于0.005 mm，对物性贡献较小。

3.2 物性特征

根据2 030个岩芯样品的孔隙度和渗透率测试数据表明:研究区须家河组砂岩岩芯孔隙度最大为12.5%，最小为0.08%，平均4.64%，大部分集中于2% ～8%(占82%)。渗透率最小0.003×10-3μm2，最大为7.05×10-3μm2，平均0.147 ×10-3μm2。具有明显的低孔低渗特征。

表1 研究区部分井砂岩X射线衍射分析黏土矿物含量Table 1 Clay mineral content from the X-ray diffraction analysis in sandstone from wells in the study area

图5 研究区储层孔隙类型及比例Fig.5 Porosity categories and proportion of reservoir in the study area

平面上，研究区的东南部靠近物源，物性最差，平均孔隙度为1.63%，平均渗透率0.014×10-3μm2，向盆地内部，物性变好，平均孔隙度可达8.53%，平均渗透率可达1.65×10-3μm2。

4 储层物性控制因素和低孔低渗形成机理

储层的物性受多种因素的影响，包括沉积条件、成岩作用、构造运动、油气充注、异常高压等，其中沉积条件和成岩作用是最主要的影响因素［9～12］。而不同地区主控的影响因素也不同，有的主要受沉积条件控制，有的主要受后期成岩作用改造影响［13～15］。

对研究区须家河组而言，沉积条件和成岩作用对储层物性都有影响，而成岩作用是造成低孔低渗的主要原因。

不同沉积微相砂体物性有所差异(图6)。研究区须家河组砂体主要为辫状河三角洲平原的主分流河道、次级分流河道及前缘的水下分流河道沉积。根据镜下观察，沉积水动力相对较强的砂体如主河道砂体粒度粗于水动力弱的沉积砂体，分选也较好，因此物性略好。但不同河道砂体物性差别较小，平均孔隙度差异＜1.7%，平均渗透率差异0.1×10-3μm2。这说明原始沉积条件对储层物性的影响随着后期的埋藏演化而被削弱。

根据大量的镜下观察，低孔低渗是强烈破坏性成岩作用的结果，而在破坏性成岩作用中，压实作用对孔隙的破坏要大于胶结作用。通过对粒间总孔隙度和胶结物含量的统计可见所有的样品都落入强压实的范围(图7)。如果认为原始孔隙度45%，压实作用损失的孔隙度大部分集中于30%～40%。为何在浅埋条件(800～2 000 m)下会出现如此强烈的压实作用?为何后期溶蚀作用的对储层的改善不明显?通过分析认为须家河组强烈的成岩作用是大地构造背景、沉积环境、埋藏过程等多方面因素综合作用的结果。

4.1 大地构造背景控制了沉积环境和物源特征

区域构造研究表明，三叠纪晚期，四川盆地的沉积中心位于川西地区，龙门山活动较强烈，盆地自西向东构造活动逐渐减弱［17～23］。研究区位于四川盆地东南部，须家河组沉积时构造相对稳定，地势较为平缓。这种宽缓稳定的地质条件有利于辫状河及辫状河三角洲的发育。

三叠纪末期四川盆地刚刚由海变陆，海水自东向西退出盆地［17］，盆地周缘早期沉积的海相地层在抬升后最先出露，为盆地提供了大量的沉积岩岩屑和浅变质岩岩屑。根据镜下观察，沉积岩岩屑以泥岩为主，其次是碳酸盐岩屑和砂岩岩屑;变质岩岩屑以变质程度较低的千枚岩岩屑为主，其次是中低级变质程度的云母石英片岩、片麻岩、变质砂岩岩屑，这些岩屑塑性均较强，容易压实变形。

图6 不同微相砂岩孔隙度和渗透率特征Fig.6 Physical properties of sandstones from different depositional microfacies

图7 须家河组压实作用和胶结作用对孔隙度损失的比较Fig.7 Comparison of porosity reduction of Xujiahe Formation between compaction and cementation

4.2 辫状河的沉积特征控制了储层的组分特征

辫状河相对近源，水动力不稳定，以沉积速率快，侧向改道迅速为特征。因此河道间沉积的泥岩、粉砂岩常因河道改道而被冲蚀，形成大量的撕裂屑，同时也导致砂泥混杂沉积，分异程度差。镜下观察，须家河组砂岩中常含较多的网状充填黏土杂基，含量5.0% ～14.5%，平均7.5%。同时由于相对近源，泥岩、千枚岩等塑性岩屑易被保存下来，含量普遍大于20%。这种杂基含量较高，含大量塑性岩屑的组分特征是导致强烈压实的原因之一。

4.3 持续的埋藏最终导致强烈的压实作用

目前须家河组埋深普遍小于2 000 m，甚至出露地表，但根据对董11井、董15井、丹浅001-2井地层埋藏史的分析，须家河组在沉积之后发生了持续性的埋深，埋深过程一直持续到白垩纪末期，新生代以来才开始抬升。以董11井为例(图8)，在晚三叠世须家河组沉积之后就经历了一期非常短期的约300 m的快速埋藏过程，此后在中侏罗世须家河组开始了长期的持续性的埋藏过程:前期埋深了930 m，埋藏速率高达51.6 m/Ma;后期埋深了2 790 m，埋藏速率为29.7 m/Ma。持续性的埋藏不利于形成早期的碳酸盐胶结，加之须家河组塑性岩屑和杂基含量高的组分特征最终导致了强烈的压实作用。因此强烈的压实对原生孔隙的损失起到了决定性的作用。

4.4 中晚期的胶结作用导致孔隙继续损失

低孔低渗的另一原因是经过强烈压实作用后剩余的原生孔隙又受到石英次生加大和碳酸盐胶结作用进一步损失。

石英压溶作用出现在压实作用的中后期，溶解硅质转移至压实残余孔隙中沉淀形成硅质胶结。岩屑砂岩中塑性岩屑、杂基含量较多，压实之后剩余孔隙损失严重，因此石英次生加大规模较小。而在岩屑石英砂岩和长石岩屑质石英砂岩中由于塑性岩屑含量较少，石英的次生加大发育。石英次生加大之后，如果还有剩余孔隙，则还可以继续发生碳酸盐胶结继续充填孔隙(图4b)。总体来看，石英加大对孔隙的进一步破坏要强于碳酸盐胶结。

图8 董11井须家河组埋藏史曲线图Fig.8 Burial history of the 4th member of Xujiahe Formation of Well Dong11 in the study area

4.5 埋藏后期溶蚀作用弱次生孔隙不发育

须家河组整体溶蚀作用比较弱，溶蚀孔隙不发育，导致溶蚀作用弱的原因主要有3点:(1)研究区远离沉积中心，缺少溶蚀酸性水;(2)早期致密化严重，流体进入砂岩内部困难;(3)缺少可溶组分，早期碳酸盐胶结微弱。

区域位置上，研究区位于四川盆地南部，远离须家河组沉积时盆地的沉积中心，加之盆地中部构造相对稳定，自三叠纪之后未发生强烈的构造变形，地层平缓，断裂不发育［18～24］，因此盆地中心的酸性水很难经过长距离横向运移到达研究区对目的层段进行溶蚀。

其次，须家河组在早期发生了持续快速埋深，加之塑性组分含量多，导致了强烈的压实作用，压实剩余孔隙又被之后的石英次生加大所充填，所以埋藏至中晚期时，须家河组储层已经非常致密，有机质成熟形成的酸性水很难进入砂岩内部进行溶蚀。由于孔渗条件差，即使发生微弱的溶蚀之后，溶解物质也很难被带出，这就导致了先形成的溶蚀孔隙在后期抬升过程中因流体温压条件变化而被再次充填的现象。

缺少可溶组分也是须家河组溶蚀作用弱的另一原因。可溶物质如长石颗粒、可溶性岩屑和碳酸盐胶结物等是晚期溶蚀作用发生的物质基础。须家河组碎屑颗粒主要为石英和岩屑，长石含量少，普遍小于5%，岩屑类型多以泥岩、千枚岩等难溶岩屑为主，可溶性的岩屑如火山岩岩屑含量少，此外碳酸盐胶结作用较弱，含量少(平均1.6%)，而且多形成于中晚期。这种组分特征不利于溶蚀作用的发生。

5 结论

综上所述，蜀南地区须家河组低孔低渗砂岩的成因可以归结为:在靠近物源而远离沉积中心的古地理背景下，辫状河道沉积的须家河组砂岩含有大量的塑性岩屑，加之早期持续性的埋深导致强烈的机械压实作用，原生粒间孔隙消失殆尽，残余原生孔隙又被石英次生加大所占据。埋藏后期缺乏可溶矿物和溶蚀流体，溶蚀流体难以进入已致密化的砂岩，导致后期溶蚀孔隙不发育，最终导致须家河组形成低孔低渗砂岩。

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