蜀南低陡构造区须家河组储层砂岩致密化成因机制分析

古 娜，田景春，张 翔，梁宇晨，苏炳睿

(1.成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室，四川成都 610059； 2.成都理工大学沉积地质研究院，四川成都 610059)

蜀南低陡构造区须家河组储层砂岩致密化成因机制分析

古 娜1，2，田景春1，2，张 翔1，2，梁宇晨2，苏炳睿2

(1.成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室，四川成都 610059； 2.成都理工大学沉积地质研究院，四川成都 610059)

为有效探寻并预测致密砂岩中“甜点”储层发育有利区域，采用铸体薄片鉴定、扫描电镜观察，结合物性测试资料、流体包裹体均一温度进行综合分析.结果表明，蜀南低陡构造区须家河组T3x4、T3x6为典型的致密低渗透气藏，储层砂体经历的成岩演化过程可分为以压实和石英次生加大为主的成岩序列、以绿泥石环边为主的成岩序列和以早期方解石胶结为主的3种演化路径.分析砂岩致密化成因机制表明：沉积作用是决定储层砂体物性的先天因素，压实作用是使储层致密的主要原因；成岩作用过程中的石英次生加大造成储层质量的致命性破坏，溶蚀程度低是储层砂岩致密的另一个重要原因；储层砂岩致密化时间发生在烃类充注前，石英次生加大边中发育的盐水包体均一温度分布在82.5～125.1℃之间，集中分布在100～120℃之间，推算储层砂岩致密化深度介于1 725～2 864 m之间，致密化过程发生在燕山构造活动期间，储层砂岩致密化时间为1.5×108a左右，致密化过程可划分为准同生期—早成岩A期的原生孔隙的迅速破坏阶段、早成岩A期—早成岩B期的机械压实阶段、早成岩B期—中成岩A期的胶结阶段等.该研究为在研究区须家河组进行“甜点”储层预测提供可靠的地质依据.

致密化成因；致密化时间；成岩演化路径；须家河组；蜀南地区

0 引言

对于低渗透致密砂岩储层，探寻具有商业价值的油气富集带在很大程度上依赖于对“甜点”储层的预测，但储层预测具有很大的风险和难度[1].一般情况下，对于连续沉积或者沉积间断不明显的地层，砂岩孔隙度随着埋深的增加逐渐降低[2].压实作用是造成沉积物原生孔隙降低的主要控制因素[3]，沉积作用决定碎屑沉积物的碎屑成分、颗粒大小、分选及杂基含量等[4-6].自生矿物的化学沉淀往往充填占据孔隙空间，特别是早期发育的碳酸盐胶结物的嵌晶胶结[7]，造成砂岩储层的致命性破坏，除非像绿泥石包膜和微晶石英包膜等，能够在一定程度上降低上覆地层的机械压实并阻止石英的次生加大[8-10].丁晓琪等证实，即使是在深埋藏(深度大于3 km，地温超过100℃)的致密砂岩中，也可发育有孔渗相对高的“甜点”层段[11]，表明储层质量是成岩作用的直接反应，正确认识成岩作用过程中孔隙演化过程及储层致密化成因机制是进行“甜点”预测的基础.

丁晓琪等认为鄂北上古生界砂岩致密化受胶结作用的直接控制，后期热液活动使致密化进一步加剧[12]；万友利认为机械压实是导致塔中S1k沥青砂岩致密化的主要因素，古油藏破坏形成的沥青造成已致密的砂岩储层质量进一步破坏[13]；林小兵等认为川西坳陷T3x5砂岩中碳酸盐胶结物的大量发育是造成储层砂岩致密化的主要因素[14]；张翔等根据蜀南观音场地区T3x致密气藏运聚期次提出先成藏后致密的认识[15].这些研究表明在不同盆地、不同层系，甚至是在同一盆地、同一层系的不同位置，储层砂体的致密化成因机制也不尽相同.笔者以四川盆地蜀南低陡构造区须家河组T3x4、T3x6致密气藏为对象，以成岩作用和孔隙演化为重点，阐述研究区储层砂岩致密化成因、时间及致密化过程，为下一步勘探提供地质依据.

1 地质背景

蜀南低陡构造区位于四川盆地泸州古隆起及其斜坡地带上(见图1)，须家河组在研究区主要为一套辫状河三角洲平原亚相发育的陆源碎屑沉积.受河道频繁侧向迁移的影响，河道叠置特征明显，储层主要发育在T3x4、T3x6段的分支河道、河口坝砂体中.岩性以中—细粒长石岩屑砂岩、岩屑长石砂岩和岩屑砂岩为主，岩屑石英砂岩和长石石英砂岩次之，石英体积分数低于75%，长石和岩屑体积分数较高，分别占碎屑成分的10%～18%和10%～30%；岩屑以沉积岩屑为主，有少量变质岩屑和火山岩岩屑，填隙物体积分数达15%，填隙物中杂基体积分数普遍低于8%，总体上储层具有低成分成熟度和中等结构成熟度特征.前期勘探成果表明，多期次的构造演化和复杂的成岩作用过程，导致研究区须家河组砂体具有低孔、特低渗的特征，其孔隙结构复杂、束缚水饱和度高，油气多充注在低渗透致密砂岩的相对高孔渗部位.

图1 研究区区域位置Fig.1 The location of the research area

2 储层特征

2.1 储集空间类型

通过岩心观察、薄片鉴定和扫描电镜观察资料综合分析表明，研究区T3x4、T3x6段储层中的储集空间类型包括孔隙和裂缝2种，其中孔隙包括残余原生粒间孔和次生溶蚀孔隙.残余原生粒间孔一般为有黏土矿物环边发育保存的原生粒间孔(见图2(a)、(b))，在绿泥石环边不发育部位，原生粒间孔隙被破坏殆尽；次生溶蚀孔隙主要为长石和岩屑的溶蚀(见图2(a)-(f))，局部发育有黏土矿物晶间微孔隙(见图2(d)).裂缝有溶蚀缝(见图2(e))和构造缝2种，构造缝多由褶皱和断裂有关的挤压应力形成，且构造缝张开度不大，但具有较大的线密度和面密度(见图2(f))，能够大幅提高储层的渗透率.

2.2 储层物性

统计研究区8口井751件实测物性结果表明(见图3)：须家河组储层孔隙度φ分布在0.94%～17.15%之间，平均孔隙度为5.36%，主要分布在2%～8%之间；渗透率K分布在(0.000 15～125)×10-3μm2之间，平均渗透率为0.611×10-3μm2，主要分布在(0.01～0.1)×10-3μm2之间，为典型的低孔特低渗透性储层.结合薄片鉴定表明，渗透率异常高值为裂缝对渗透率的贡献，并且在垂向上T3x4段储层的物性要好于T3x6段储层的.

图2 研究区储层砂体储集空间特征Fig.2 The characterizes of reservoir space by sandstone

图3 蜀南低陡构造区须家河组储层实测物性分布统计Fig.3 Distribution of measured physical properties in Xujiahe formation Shunan area

统计并分析实测物性结果，蜀南低陡构造区须家河组储层砂体孔隙度和渗透率具有较好的相关性，结合研究区生产实际对储层进行分类(见图4)：孔隙度小于4%，渗透率小于0.01×10-3μm2为非储层；孔隙度为4%～8%，渗透率为(0.01～0.1)×10-3μm2为差储层；孔隙度为8%～12%，渗透率为(0.1～0.5)×10-3μm2为一般储层；孔隙度大于12%，渗透率大于0.5× 10-3μm2为优质储层(“甜点”储层).统计结果表明研究区储层砂体物性较差，具有低孔特低渗透的特征，图3中渗透率大于10×10-3μm2的储层为微裂隙对渗透率的贡献.

图4 研究区须家河组储层孔渗关系及储层分类Fig.4 Reservoir classification and relationships between of porosity and permeability，Xujiahe fomation

3 成岩作用

3.1 类型

根据薄片鉴定、扫描电镜观察结果，研究区T3x4、T3x6段砂体经历的成岩作用有压实、胶结、溶蚀、交代及破裂等.

压实作用主要表现为塑性岩屑和云母被压弯变形(见图5(a))，局部可见石英颗粒间呈凹凸接触(见图5(b))，表明压实强度中等—强.

胶结作用以碳酸盐胶结物和硅质胶结为主(见图5(b)-(d))，镜下可见碳酸盐胶结物产状包括早期发育的分散装泥晶方解石和连生胶结方解石，晚期发育铁方解石，铁方解石一般以交代岩屑的形式产出.硅质胶结在研究区普遍发育，且以石英次生加大边为主，少见自生石英雏晶，在方解石胶结的部位石英次生加大边不发育，表明石英次生加大边形成时间晚于方解石胶结，推测石英次生加大边的硅质SiO2来源为石英颗粒的压溶作用提供的内源硅质[16].

溶蚀作用主要表现为长石和岩屑的溶蚀，形成主要的储集空间(见图2(a)-(f)和图5(f))，长石和岩屑的溶蚀包括准同生期有大气淡水参与的溶蚀，以及埋藏过程中有机质热演化排出的有机酸的溶蚀，因为早期的溶蚀难以保存[17]，因此在研究区能够保存下来的溶蚀孔隙，主要由埋藏过程中与有机质热演化有关的溶蚀形成.

交代作用在薄片观察时表现为方解石交代石英、长石颗粒或岩屑，张翔等认为长石蚀变呈绢云母或者杂基的水云母化也是研究区典型的交代作用[15].交代作用对研究区储层砂体的孔隙度贡献不大，若将杂基蚀变成水云母也定义为交代作用，因大量的水云母填充并分割孔隙结构，导致渗透率的大幅降低.研究区储层砂体自生矿物主要为绿泥石和伊利石(见图2(b)和图5(e))，其含量普遍较低，绿泥石以颗粒包壳的形式产出，主要发育在早成岩A期，伊利石主要为蒙脱石的转化或岩屑的蚀变，与伊利石发育密切相关的是钾长石溶蚀提供足够的K+，主要形成于中成岩A期.

图5 显微镜和扫描电镜下储层砂体主要的成岩现象Fig.5 The diagenetic phenomenon by microscope and SEM of sandstone

对于研究区储层砂体，对储层质量具有保持性意义的成岩作用为早期发育的黏土矿物包膜、微晶石英包膜及分散状胶结的碳酸盐岩矿物，黏土矿物包膜(见图2(a)-(b))和微晶石英包膜一方面能够降低上覆地层的机械压实，另一方面能够阻止地层水中的SiO2在石英颗粒表面成核，进而阻止石英次生加大边的发育；同时，若分散状碳酸盐胶结物在后期受到酸性流体溶蚀时，能够发育成有效储层；溶蚀作用和构造缝的发育对储层具有建设性意义(见图2(a)-(f))，压实(压溶)和胶结作用破坏储层物性(见图5(a)-(e))，特别是嵌晶状胶结的方解石填充占据大量的储集空间(见图5(c))，甚至能够将砂岩孔隙胶结死，即使后期有酸性流体产生，也因孔隙结构被完全破坏，造成溶蚀性流体无法进入，从而阻止溶蚀作用的发生.沉积岩岩屑和浅变质岩岩屑在成岩作用过程中蚀变成假杂基(见图5(e))，填充分割孔隙，导致储层的渗透率急剧降低，也是一种破坏性成岩作用[18-20].

3.2 演化路径

对研究区大量薄片进行统计，可以将须家河组T3x4、T3x6气藏的储层砂体成岩演化路径分为3种类型成岩序列：

(1)以压实和石英次生加大为主.主要在岩屑砂岩中表现明显，在机械压实过程中塑性岩屑发生变形充填孔隙，破坏储层的孔隙结构(见图5(d))，若较强的压实作用出现在石英颗粒含量高的砂岩中，表现为石英颗粒间的凹凸接触，并有压溶现象(见图5(a)-(c)).这种与压溶相伴生的石英次生加大边的硅质多来自其本身，非外源成因，根据石英次生加大边和碳酸盐胶结物的接触关系，这种成岩演化序列中碳酸盐胶结晚于石英次生加大边的形成时间，沿着成岩演化路径形成储层，往往因为原生孔隙被严重破坏，连通性较差，使得后期溶蚀作用弱，从而发育致密储层.

(2)以绿泥石环边为主.主要发育在岩屑长石砂岩、长石石英砂岩及岩屑石英砂岩中，三角洲平原分支河道带来丰富的Fe2+、Mg2+，能够与火山岩岩屑转化的蒙脱石在弱碱性环境中发育成绿泥石(见图2(b)).研究区岩屑以沉积岩岩屑为主，仅含有少量的火山岩岩屑，虽然绿泥石包膜分布广泛，但其含量低，对石英颗粒表面覆盖程度也较低，不能有效阻止石英次生加大，对原生孔隙的保存能力有限；相对于以压实和石英次生加大为主的成岩演化路径，它能保存更好的孔隙连通性，为后期的酸性流体提供运移通道，有利于溶蚀作用的进行.

(3)以早期方解石胶结为主.主要发育在早期泥晶方解石或连生方解石胶结发育的层段，这类砂岩在压实作用过程中，因早期胶结的方解石能够支撑上覆地层的压实，降低压实程度，颗粒间呈点接触或不接触，并且岩屑受压实改造的变形程度较低；若在埋藏过程中受到溶蚀充分可形成有效储层，甚至能够形成好的储层.因它发育的嵌晶状方解石完全破坏孔隙结构，成岩流体不能被运移到胶结致密处，造成溶蚀程度极低；同时推测充填孔隙间的灰质主要来自准同生期和早成岩A期发生的偏基性长石(如钙长石)的溶蚀，排出的Ca2+与有机质在厌氧菌作用下发酵释放出CO2.

4 讨论

4.1 致密化成因

受物源区母岩性质和沉积作用的共同控制，决定储层的发育位置、砂体碎屑成分、组构及砂体叠置样式，甚至能够影响到成岩演化路径，进而决定储层的质量，即沉积作用决定储层砂体的原生孔隙结构，次生孔隙的发育与保存受沉积和成岩的共同控制.

(1)沉积作用是储层致密化的先天因素.研究区须家河组T3x4、T3x6段沉积时的水动力条件决定其碎屑成分中泥质含量，即沉积微相决定储层发育位置及碎屑成分、碎屑结构及砂体叠置样式.在水动力条件强的主分支河道中碎屑颗粒粒径较大，且细粒物质特别是泥质杂基含量低，测井响应特征为光滑的箱型或钟型.在次一级的分支河道中水动力条件相对要弱得多，沉积的砂体粒度较细，且泥质杂基含量较高，在测井响应上表现为齿化的箱型或钟型.统计研究区泥质杂基及岩屑蚀变的假杂基与物性关系表明，在杂基体积分数低于5%时，储层具有较高的孔隙度；当杂基体积分数高于5%时，储层的孔隙度普遍低于8%，为差储层甚至为非储层.在高倍显微镜下对杂基的观察统计表明，不论是沉积作用来源的杂基还是岩屑蚀变的假杂基，均发育大量的杂基内微孔隙，有时甚至能够达到砂岩总孔隙的50%(体积分数)，其渗透能力极差，即杂基体积分数高于5%的样品中或许还能够发育有较大孔隙度的差储层，但其渗透率极低.

(2)压实作用是储层致密化的主控因素.受物源和沉积共同作用的储层砂岩碎屑成分中岩屑含量较高，在T3x4、T3x6段进入埋藏状态以后长期处于浅埋藏状态，在石英颗粒含量高的样品中，可见凹凸接触，即压实较强.在岩屑含量高的样品中，颗粒间点接触甚至不接触，说明其压实程度较弱，但因其岩屑含量较高，压实作用对岩屑含量高的砂岩原生孔隙的破坏程度较大；同时由于它长期处于浅埋藏状态，结合研究区埋藏史表明成岩阶段到早成岩B期时，埋深已达2 km，直到中侏罗统末期须家河组埋深才进入生烃门限深度，有机质开始成熟演化.在漫长的浅埋藏过程中，高含量的塑性岩屑被压实，或者在泥质杂基含量较高的层段，泥质杂基一方面受压实作用变形；另一方面泥质杂基在饱水情况下，附着在碎屑颗粒接触位置，改变碎屑颗粒间的内摩擦角，降低摩擦因数，在压实过程中碎屑颗粒更易发生位置的重排，进而大幅度破坏原生孔隙结构(见图6).

图6 压实、胶结对储层孔隙度的破坏程度Fig.6 Compaction and cementation degree of damage to the reservoir porosity

(3)胶结作用是对储层致密化的强化与关键.研究区须家河组砂岩经历压实作用后，剩余的原生孔隙又受到石英次生加大、碳酸盐矿物及部分黏土矿物的充填作用而进一步损失，其中以硅质胶结最为明显，钙质胶结在大部分层段不发育，硅质胶结是研究区砂岩储层致密化的致命性因素；薄片统计结果也表明，储层中石英次生加大边可占残余粒间孔的5%～15%，这相当于压实作用后残余的粒间体积(见图6).

(4)溶蚀程度低是储层致密化重要原因之一.研究区储层砂体中溶蚀程度较低是储层致密的另一个重要原因，仅有少量的长石和岩屑发生溶蚀，一方面是受压实作用使大量的原生孔隙被破坏，保存下来的残余原生孔隙结构较差，阻碍后期溶蚀性流体的进入，仅在刚性颗粒含量高的层段保存较好的残余原生孔隙，有利于溶蚀性流体的进入，对长石、岩屑进行选择性溶蚀；另一方面，须家河组进入埋藏状态后，长期处于浅埋藏状态，有机质成熟时间较晚，直到晚侏罗系中期才进入生烃门限，开始排烃，此时储层已被压实致密，即使在生烃过程中排出酸性流体，也难以进入已致密的砂体中.

4.2 致密化时间

根据薄片鉴定结果，研究区储层砂体的致密时间应该发生在烃类充注前，可以通过测试分析石英次生加大边中盐水包裹体的均一温度，进而研究烃类充注时间和石英次生加大边发育的起止时间.

在音36井的T3x4、T3x6段砂岩中，石英次生加大边中的盐水包裹体一般为5～10μm，形状不规则，以气液两相为主，偶见纯液相包裹体.实测均一温度，石英次生加大边发育的温度在82.5～125.1℃之间，约有60%的包裹体均一温度集中分布在100～120℃之间，在温度大于125.1℃后，随着烃类的充注，水岩反应被抑制，石英次生加大边也停止发育(见图7).

观音场地区须家河组古地温梯度为3.74℃/100 m，地表年平均气温为18℃[15]，按此推算，石英次生加大的最低温度为82.5℃，石英胶结物出现的起始深度为1 725 m；硅质胶结物出现的最高温度为125.1℃，须家河组砂岩硅质胶结物出现的最大深度为2 864 m，即石英次生加大的时间发生在燕山构造活动期间，储层致密的时间应在1.5×108a左右.

图7 石英次生加大边中盐水包体均一温度分布频率Fig.7 The distribution of frequency of uniform temperature in fluid inclusions of quartz overgrowth boundary of brine

4.3 致密化过程

结合研究区须家河组储层成岩演化、孔隙演化及埋藏史，讨论其致密化过程，按成岩过程，储层致密化过程经历3个阶段：

(1)准同生期—早成岩A期阶段.随着埋深的增加，上覆地层的压力不断上升，机械压实逐渐增强，造成原生孔隙结构迅速破坏，特别是在刚性颗粒含量低、分散状泥晶方解石不发育的层段，塑性岩屑受压实作用变形，填充并占据孔隙空间，这一时期的溶蚀主要以偏基性长石的溶蚀(如钙长石)为主，且溶蚀产生的孔隙在后期成岩演化过程中几乎全部被破坏.

(2)早成岩A期—早成岩B期阶段.随着上覆侏罗系不断沉积，须家河组砂岩经历强烈的机械压实作用，孔隙度迅速降低，碎屑颗粒之间主要呈点接触，纤状绿泥石开始在孔隙中呈环边状定向生长，形成孔隙衬里(有利于孔隙保存)，黏土矿物主要为伊/蒙混层矿物.此阶段压实作用表现最为强烈，为压实作用减孔阶段，未经历明显的胶结作用，颗粒间原生粒间孔隙依然可以保留.

(3)早成岩B期—中成岩A期阶段.须家河组埋深达3 km左右，成岩系统封闭，受刚性颗粒和早期碳酸盐胶结物的影响，压实程度降低，但硅质胶结物开始沉淀，形成石英次生加大边，占据孔隙空间，使储层物性进一步降低.在此阶段有机质进入生烃阶段，煤系烃源岩排出的有机酸沿保存较好的原生孔隙系统进入到砂岩地层中，造成局部长石和岩屑的溶蚀，同时释放出SiO2，为石英次生加大边的发育提供硅质来源；同时钾长石的溶蚀为蒙脱石向伊利石转化提供更为丰富的K+源，形成更为有序的伊/蒙混层黏土.到中成岩A阶段后期，随着煤系烃源岩大量排烃，虽然有足够多的酸性流体进入砂岩中，能够对储层物性进行改善，但烃类充注阻止水岩反应的进行，造成溶蚀程度不高(见图8，其中：Dmax为流体包裹体的最大直径；T为流体包裹体的温度).

图8 蜀南低陡构造区须家河组储层砂岩致密化过程Fig.8 The densification process of the Xujiahe formation in low steep structural zone，southern Sichuan basin

5 结论

(1)蜀南低陡构造区须家河组T3x4、T3x6储层平均孔隙度为5.36%，平均渗透率为0.611×10-3μm2，为典型的致密砂岩储层.

(2)须家河组T3x4、T3x6段砂体主要经历压实、胶结、溶蚀、交代及破裂等成岩作用，可进一步分为以压实和石英次生加大为主、以绿泥石环边为主和以早期方解石胶结为主的3种成岩演化路径.

(3)沉积作用是储层砂体物性的先天因素，压实作用是储层致密的主要原因，成岩作用过程中的石英次生加大造成储层质量的致命性破坏，溶蚀程度低是储层砂岩致密的另一个重要原因.

(4)储层致密化时间发生在烃类充注前，石英次生加大边中发育的盐水包裹体均一温度集中分布在100～120℃之间，推算致密化深度介于1 725～2 864 m之间，表明致密化过程发生在燕山构造活动期间，储层致密的时间应在1.5×108a左右.

(5)致密化过程划分为准同生期—早成岩A期的原生孔隙的迅速破坏阶段、早成岩A期—早成岩B期的机械压实阶段、早成岩B期—中成岩A期的胶结等3个阶段.

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TE122.1

A

2095-4107(2014)05-0007-08

DOI 10.3969/j.issn.2095-4107.2014.05.002

2014-07-14；编辑陆雅玲

中国博士后科学基金项目(2012 M511941)

古 娜(1983-)，女，博士研究生，主要从事储层沉积学与储层地球化学方面的研究.