川东北元坝地区三叠系须三段沉积特征及成岩作用

2021-06-06郑荣臣李宏涛史云清肖开华

岩性油气藏 2021年3期

郑荣臣，李宏涛，史云清，肖开华

（1.中国石化石油勘探开发研究院，北京 100083；2.中国石化海相油气藏开发重点实验室，北京 100083）

0 引言

近年来，四川盆地东北部元坝地区多口井在上三叠统须家河组三段（须三段）钙屑砂岩测试获中—高产商业气流，如元陆12 井、元陆7 井测试产量分别为86.2 万m3/d 和120.86 万m3/d，展示了良好的勘探开发前景，已成为元坝地区中浅层天然气藏勘探开发的重点对象［1-5］，然而对须三段储层发育控制因素尚缺乏清晰的认识［6］，制约了其进一步的勘探开发部署。一般认为，有利的沉积相控制储层的发育［6-10］，但该区沉积相类型、展布及如何控制储层发育还有待深入研究；而且，钙屑砂岩的碎屑颗粒以碳酸盐岩岩屑为主，含少量硅质碎屑岩岩屑或矿物，在成岩演化过程中更易受多类型、多期次成岩作用的改造和叠加［11-12］，因此，对于这种特殊类型的钙屑砂岩，成岩作用也是控制储层发育的重要因素之一［11-12］。相对而言，前人已做过大量关于碳酸盐岩和碎屑岩的成岩作用的研究［10-13］，但对钙屑砂岩成岩作用却少有研究者提及［14-15］。具体到元坝地区须三段储层成岩作用的研究，何曼如等［16］仅讨论了成岩作用对储层发育的影响，但未涉及成岩序列演化及其对孔隙发育影响的分析。针对元坝须三段储层储集空间类型、孔隙演化等方面的分析，唐自成等［17］认为微孔隙、溶孔和微裂缝为最重要的储集空间类型，然而，如元陆7 井在须三段长期试采稳产，累计产气量均超过1.3 亿m3，表明基质储层具有稳定的供气能力［18］，也有研究者认为元坝须三段钙屑砂岩储集空间以粒间溶孔、粒内溶孔及裂缝为主［6］，物性相对高的优质储层和裂缝共同控制了天然气的富集与气井高产［18］。勘探开发实践表明，钙屑砂岩具有溶蚀孔隙比较发育的特征［19-20］。因此，通过储层沉积和成岩作用研究，明确储集空间类型，分析沉积、成岩对储层物性的控制作用，尤其重要。

笔者在岩心、薄片详细观察和分析的基础上，宏观与微观相结合，开展沉积学、岩石学、矿物学等多学科联合攻关，即通过储层沉积与成岩作用研究，开展储层发育的控制因素分析，以期为该区进一步的储层评价、地球物理解释与预测提供地质依据［20］，并为四川盆地或其他地区类似气藏的勘探开发提供借鉴［13-15，21］。

1 地质背景

元坝气田构造上位于龙门山背斜、池溪凹陷和苍溪—巴中低缓构造带结合部位，整体为低缓负向构造。西北部为构造高部位，即九龙山背斜构造西南翼部分，在元坝地区表现为近北东向鼻状构造侵末端，是钙屑砂岩储层测试效果最好的区域，南部为巴中低缓构造带的北侧斜坡，东北部是池溪凹陷西南方向的末端，为北西走向的低幅度构造（图1）［2］。

图1 川东北构造区划（a）、元坝地区须三段顶面构造特征（b）Fig.1 Structural division of northeastern Sichuan（a），top structural characteristics of the third member of Xujiahe Formation in Yuanba area（b）

中三叠世末期海水逐渐退出上扬子地台，晚三叠世四川盆地须家河组逐渐转变为海陆交互相和湖相沉积，自下而上依次沉积了须一段—须五段地层。须三段主要为三角洲—滨浅湖沉积环境［2］。据前人物源分析研究结果，盆地边缘西北部隆起区为元坝地区西部的须三段提供了大量碳酸盐岩碎屑［22-25］。元坝地区须三段由北西向南东厚度分布变化较大（介于110～330 m），具有北西厚南东薄的特征［22-25］。

2 须三段沉积特征

川东北地区须三段厚度为110～330 m，总体呈“（西）北厚（东）南薄”进积特征［图2（a）］，自上而下可划分为T3x35，T3x34，T3x33，T3x32，T3x31共5 个砂层组。须三段在北西—南东平行物源方向震剖面上可见明显的三角洲沉积体前积的地震反射结构［图2（b）］。岩性组合主要为钙质砾岩、钙质含砾细砂岩、灰色钙屑砂岩和深灰色泥岩、灰黑色炭质泥岩构成的互层不等厚叠置，局部夹黑色薄煤层。本文所述的钙屑砂岩是指主要由碳酸盐岩岩屑所组成的碎屑岩［图3（a）—（c）］［25-27］，其明显区别于由石英、长石和硅质岩屑所构成的常规砂岩。

须三段沉积可见典型的冲刷-充填构造的河道滞留（砂）砾岩［图3（d）］发育于深灰色泥岩或细砂岩之上，砾岩、砂砾岩中砾石的磨圆、分选都相对较好，砾石间也可见方解石胶结、充填［图3（e）］，表明其经过了一定距离的搬运，表现出牵引流特征。（砂）砾岩之上常发育中、细粒钙屑砂岩，分选中等，但磨圆较差，沉积构造以块状层理为主［图3（f）］，反映河道载荷颗粒入湖后快速沉积的特征，也可见河道侧向加积作用形成的交错层理［图3（g）］等，局部夹有厘米或毫米级薄煤层。显然，其为河床亚相的滞留砂砾岩、心滩或边滩沉积，明显构成河流或分流河道“二元结构”的下部沉积，而“二元结构”的上部沉积主要发育深灰色泥岩、黑色炭质泥岩，局部夹煤层、煤线、薄层粉细砂岩等，在泥岩岩心断面处可见炭屑及植物茎叶化石，在部分砂泥岩中也可见虫孔和同生变形构造、生物扰动及陆上暴露结核等三角洲相的相标志［图3（h），（i）］。

图3 元坝地区须三段部分样品岩石薄片和岩心照片（a）以碳酸盐岩岩屑为主的钙屑砂岩，石英颗粒分散分布，元坝101 井，T3x32，4 833.10 m，单偏光，普通薄片；（b）部分钙屑砂岩中可见方解石胶结物，元陆12 井，T3x33，4 314.50 m，单偏光，染色普通薄片；（c）碳酸盐岩砾，元坝101-1 井，T3x32，4 823.62 m，单偏光，普通薄片；（d）冲刷面河道滞留沉积物，元坝702 井，T3x32，4 443.60 m；（e）砾岩支撑，可见砾间方解石胶结，元陆702 井，T3x34，4 446.80 m；（f）块状钙屑砂岩，元坝101-1 井，T3x32，4 826.00 m；（g）钙屑砂岩槽状交错层理，元坝101 井，T3x32，4 823.00 m；（h）砂岩中碳屑及煤线较发育，元坝101-1 井，T3x32，4 831.00 m；（i）岩心断面可见植物碳屑，元陆702 井，T3x34，4 451.00 mFig.3 Thin section and core photos of some samples from the third member of Xujiahe Formation in Yuanba area

通过以上沉积特征分析，结合须三段沉积时期，元坝地区远离盆地边缘断裂带［21］，受米仓山、大巴山造山影响较弱，地形平缓；地震剖面上的席状-前积地震反射结构规模可达30～50 km，规模较大。因而，须三段应主要为进积式辫状河三角洲沉积［25，28-31］，而非扇三角洲沉积。

须三段辫状河三角洲河道由三角洲平原分流河道和前缘水下分流河道构成［图4（a）］。分流河道特征与河流相辫状河沉积相似，即河道的底部滞留砾石沉积发育良好，厚度较大，砾石以碳酸盐岩砾为主，与下伏泥岩突变接触，之上亦有细砂岩发育，但厚度相对较小，岩相以块状层理细砾岩相（Gm）为主，在平面上，发育在研究区的西北部。三角洲前缘水下分流河道为平原分流河道入湖后的水下延伸，岩性以灰色细粒岩屑砂岩为主，局部含有砾石沉积，水下分流河道砂体岩相以块状层理细砂岩相（Sm）和交错层理细砂岩相（St）为主，反映沉积速率较快，流水作用较强，在研究区大面积分布。总体上，为北西—南东向长条朵状、发散状分布，河道宽约1.5～8.0 km，溢岸砂则沿三角洲前缘水下分流河道道间分布，主要为被湖浪改造的结果，河口坝不发育［图4（b）］。

3 储层特征

川东北元坝地区须三段的岩石类型包括砾岩、砂砾岩、钙屑砂岩、粉砂岩等。对元坝地区须三段气藏10 口取心井156 块岩心实测孔隙度、渗透率进行详细地统计、分析，结果显示，孔隙度为0.19%～6.42%，平均值为1.93%，表明储层物性较差，孔隙度＞2%的样品仅占43.6%（图5）。渗透率为0.001～533.580 mD，变化范围较大，平均值5.74 mD，但渗透率＜0.1 mD 的样品可达总数的88.7%（图5），为典型特低孔-致密的储集岩特征。中细粒钙屑砂岩和砂砾岩物性相对较好，孔隙度平均值分别为2.64%和1.98%。砂砾岩渗透率较其他岩性明显升高1～2 个数量级，应该为微裂缝的影响。

图5 元坝地区须三段储层渗透率与孔隙度相关关系图Fig.5 Relationship between permeability and porosity of the third member of Xujiahe Formation in Yuanba area

研究区须三段气藏主要的储集空间类型包括：①侵染状粒间-粒内溶蚀微孔。孔隙直径多低于0.05 mm，多呈侵染状分布于（含砾）钙屑砂岩的粒内，少部分发育于钙屑颗粒的粒间［图6（a）］，约占总孔隙体积的25%～35%，多分布在（水下）分流河道钙屑砂岩沉积的中上部，为较差储层的重要储集类型。②粒间溶孔。非选择性溶蚀明显切割了砂屑颗粒，孔隙直径介于0.01～0.50 mm［图6（b）］，约占总孔隙空间的20%～30%，多在物性好的储集岩中发育。在测井曲线上，密度曲线突然降低，声波时差加大，计算的三孔隙度曲线差异明显，通常分布于（水下）分流河道钙屑砂岩沉积的中下部。③黏土矿物及白云石晶间（溶）孔。在一些钙屑砂岩粒间溶孔充填的自生高岭石晶体之间常发育黏土矿物孔隙［图6（b）］，少部分存在于伊利石黏土矿物中，约占总孔隙体积的15%～20%，通常分布于（水下）分流河道中部的中等物性储层内，尽管这部分孔隙类型相对前2 种孔隙类型少，但在以碳酸盐岩成分为主的岩性中，自生高岭石黏土矿物的存在一定程度指示了酸性流体（特别是有机酸）溶蚀作用的发生［32-37］；粉晶白云石晶间孔，大小相对均匀，部分经酸性流体后期溶蚀扩大，形成大小不等的晶间溶孔［图6（c）］，孔径介于0.01～0.05 mm，这种类型孔隙相对较少，仅在少部分白云岩岩屑中发育，约占总孔隙空间的5%。④（微）裂缝。裂缝以低角度斜交缝（倾角＜45°）为主，占所观察裂缝总数的80%左右；高角度斜交缝（倾角＞45°）相对较少。有效裂缝（未充填或半充填裂缝）与全充填裂缝数大致相当，裂缝有效率约为50%。微裂缝常发育于砾石边缘，少部分发育于砾石内部，因此在砂砾岩及砾岩中较发育［图6（d）—（f）］，为砂砾岩储层的重要储集空间类型，也可见部分微裂缝切割砾石。（微）裂缝在钙屑砂岩中较发育，常与薄煤层伴生，有效裂缝面孔率通常低于0.5%，约占总孔隙空间的5%～10%，（微）裂缝的存在可明显提高样品的渗透率。⑤溶洞。岩心上以孤立溶洞出现，仅局部发育，孔径通常＜1.5 cm，＜总孔隙体积的5%，为次要的储集空间类型。

图6 元坝地区须三段钙屑砂岩储层岩性与储集类型（a）侵染状微孔不均匀分布，元坝2 井，T3x33 砂组，4 372.5 m，铸体薄片（红色），单偏光；（b）粒间溶孔普遍发育，可见书页状高岭石充填于溶蚀孔隙中，元坝2 井，T3x33 砂组，4 380.0 m，铸体薄片（红色），单偏光；（c）碎屑颗粒粒间孔充填物中，晶间孔隙发育，元陆11 井，T3 x32，4 372.4 m，扫描电镜；（d）砾内中少量的侵染状粒间溶孔及微裂缝，元陆702 井，T3 x32，4 410.7 m，铸体薄片（蓝色），单偏光；（e）岩心表面分布有高角度方解石充填—半充填缝，元陆7 井，T3x34，3 518.0 m，岩心直径10 cm；（f）岩心表面分布有水平缝，切割砾石，元陆11 井，T3x33，4 356.0 m，岩心直径10 cmFig.6 Lithology and reservoir types of calcarenaceous sandstones of the third member of Xujiahe Formation in Yuanba area

须三段储集岩样品压汞曲线的排驱压力高，可达到10 MPa 以上，毛管压力曲线呈向右略凹的缓坡状，细歪度，最大进汞饱和度主要介于50%～70%，反映储集性能、孔喉连通程度均较差，为微孔-微喉型为主的孔隙结构类型。

须三段储层样品的孔隙度多介于2%～6%，以小孔—微孔-微喉为主，连通程度较差，局部发育中孔-中细喉的相对优质储层。应说明的是，以上岩心分析样品受到取心数量与取心位置等的限制，并不能完全反映整个储层的物性特征，但作为基础数据标定测井解释［38］，仍具有重要意义。

4 成岩作用类型

川东北元坝地区须三段储集层成岩类型包括压实-压溶、胶结充填、溶蚀、重结晶、破裂作用等。就对储层物性的影响而言，溶蚀为孔隙型储层最主要的建设性成岩作用，破裂作用对改善储层渗透率效果更加明显，压实和方解石胶结则是主要的破坏性成岩作用。

（1）压实-压溶作用。该作用在研究区须三段钙屑砂岩中普遍发育，是岩石孔隙度迅速降低的主要原因，灰岩岩屑、石英颗粒之间多呈凹凸接触或缝合接触［图7（a）—（b）］。

（2）胶结-充填作用。研究区钙屑砂岩的胶结-充填作用也极其发育，特别是方解石胶结作用也是本区岩石致密的主要因素之一。以胶结物和充填物矿物成分为划分依据，胶结充填类型可分为以下几种：①碳酸盐胶结作用。以方解石胶结为主，呈颗粒状分布于岩屑或石英颗粒的粒间孔隙中，不同胶结期次所产生的多期世代结构不明显，阴极发光下较明亮［图7（c）—（d）］，应为成岩早中阶段的产物，早中期方解石胶结物胶结物占总方解石胶结物体积分数的90%以上。偶见深埋藏成岩时期方解石、铁方解石或白云石胶结物［图7（e）］，阴极发光昏暗或不发光［图7（c）—（d）］［39］，占比通常低于方解石胶结物总体积分数的5%～10%。方解石胶结物可占总胶结充填物体积分数的90%～95%。②黏土矿物充填作用。以高岭石充填为主，可占到黏土矿物总含量的80%～90%以上，多呈蠕虫状、书页状充填于粒间溶孔中［图7（f）—（g）］，部分可见微弱的暗蓝色阴极发光。虽然高岭石体积分数占钙屑砂岩总矿物组成的5%以下，但在以碳酸盐成分为主的岩石类型中，它们的存在通常指示了酸性流体在地层中运移，并导致溶蚀和沉淀［32-37］，或是交代不稳定长石或硅质岩屑的产物。另外，伊利石、蒙脱石等其他少量黏土矿物在扫描电镜下可以被发现，但整体占比一般不超过黏土矿物总体积分数的10%。③硅质胶结作用。主要表现在少量石英颗粒边缘可见自生加大［图7（h）—（i）］，硅质胶结所占总填隙物体积分数比例通常在3%以下。

（3）交代作用。主要表现为石英颗粒边缘被方解石交代而形成的不规则形状［图7（j）——（k）］，研究区石英颗粒50%以上都有被交代的特征，结合前述胶结物以方解石为主，说明了整个埋藏成岩时期碱性流体较酸性流体占优势地位。

（4）溶蚀作用。根据溶蚀流体性质以及溶蚀孔隙边缘特征，可以看出，本区溶蚀作用以非选择性埋藏溶蚀为主，而（准）同生期溶蚀作用基本不发育。表现在溶蚀作用切割颗粒或基质特征明显，或沿成岩中晚期微裂缝发育［图7（l）—（n）］，而选择性（准）同生期溶蚀不发育。部分埋藏非选择溶蚀孔隙是对（准）同生期或埋藏早期的粒间孔隙的进一步溶蚀，因为这部分孔隙边缘，早期方解石胶结物也被溶蚀，这部分孔隙约占总溶蚀孔隙的20%～30%。一些埋藏溶蚀孔隙则以长石或岩屑颗粒粒内溶孔或铸模孔的形式出现，或者以侵染状微溶蚀孔隙出现［图7（o）—（p）］，这部分孔隙约占总溶蚀孔隙的25%～5%，研究区大部分地区以这种孔隙类型为主。薄片观察结果显示，现今长石体积分数通常低于岩石矿物组成的5%，因此，也可能是部分被溶蚀的结果。

（5）重结晶作用。这种成岩作用类型通常在极差储层或非储层中出现，可能为方解石胶结作用极其发育，受其交代作用，以及压实-压溶作用、构造应力和温度压力升高的影响下，原来的碳酸盐岩岩屑边界不清晰，颗粒中或颗粒间出现渐变过渡的粉—细晶或细—中晶斑块，部分颗粒仅可以看到岩屑的残余结构。该作用的出现，表明了须三段溶蚀与沉淀作用的交替出现。

（6）破裂作用。研究区的构造破裂而形成的构造裂缝与微裂缝在（砂）砾岩中发育，（微）裂缝以低角度为主，少量高角度。本区构造（微）裂缝至少发育3 期，早期多数被方解石充填，成为无效裂缝，成像测井多呈亮条带状，常规测井电阻率曲线则出现高阻的尖峰。中、晚期则绝大多数为半充填—未充填，从而成为储集空间类型的一种［图7（q）］。部分砾石内部也可见未被充填的微裂缝发育［图7（r）］。裂缝的形成和发育受到岩性、岩层厚度、构造作用和断层等多种因素控制，即钙屑砂岩脆性大、岩层厚度较薄、构造变形强烈和断层发育带，裂缝较为发育。

图7 元坝地区须三段成岩作用特征（a）灰岩岩屑颗粒密集堆积，元陆12 井，4 402.00 m，染色薄片，正交偏光；（b）石英碎屑颗粒缝合接触，元陆10 井，4 146.00 m，染色薄片，单偏光；（c）方解石胶结作用强烈，元陆20 井，4 137.96 m，染色薄片，正交偏光；（d）方解石胶结作用强烈，元陆20 井，4 137.96 m，阴极发光照片，元陆20 井，4 137.96 m，普通薄片，单偏光；（e）方解石和白云石胶结物较均匀地分布，白云石具铁云质环边，元陆7 井，3 516.10 m，染色薄片，单偏光；（f）书页状高岭石集合体充填于粒间孔中，元陆20 井，4 139.92 m；（g）高岭石充填于溶孔之中，元陆7 井，3 462.00～3 463.00 m，普通薄片，正交偏光；（h）石英自生加大，元陆20 井，4 138.35 m，普通薄片，单偏光；（i）石英自生加大，元陆20 井，4 138.35 m，阴极发光；（j）碳酸盐胶结物交代碎屑，元陆7 井，3 516.30 m，水下分流河道微相，染色薄片，正交偏光；（k）方解石交代石英颗粒，元陆20 井，3 470.00 m，水下分流河道微相，染色薄片，单偏光；（l）粒间溶蚀孔隙发育，元坝2 井，4 380.00 m，水下分流河道微相，红色铸体薄片，单偏光；（m）高岭石及溶孔，元坝2 井，4 380.00 m，水下分流河道微相，红色铸体薄片，单偏光；（n）沿微裂缝发育的溶孔及其中的高岭石，元陆12 井，4 402.00 m，分流河道微相，普通薄片，正交偏光；（o）微孔呈侵染状分布，元坝2 井，4 372.00 m，水下分流河道微相，红色铸体薄片，单偏光；（p）重结晶作用，元陆11 井，4 370.70 m，普通薄片，正交偏光；（q）高角度直立缝切割砾石，元陆702 井，4 412.00 m，分流河道微相，岩心直径10 cm；（r）砾岩微裂缝发育，元陆11 井，4 357.00 m，分流河道微相，岩心直径10 cmFig.7 Characteristics of diagenesis of the third member of Xujiahe Formation in Yuanba area

5 成岩序列与孔隙演化讨论

以古地温、有机质热演化程度（镜质体反射率Ro）等为成岩阶段划分的主要参考因素，即以有机质半成熟—成熟阶段的Ro≈0.5%为界限，划分为早成岩阶段和晚成岩阶段［40］。根据以上成岩类型及其定量描述，川东北元坝地区须三段钙屑砂岩胶结作用最主要一期为颗粒间粒状方解石胶结，多呈明亮阴极发光，应该形成于早中期埋藏成岩富锰还原环境，其钙离子和碳酸根离子来源于钙屑砂岩的压溶及溶蚀作用；另一期主要为连晶方解石胶结，阴极发光通常昏暗或者不发光，可能是深埋成岩作用条件下Fe3+逐渐还原为Fe2+，然后进入方解石晶格的结果［39］。多数钙屑砂岩胶结物以早中期粒状方解石为主，晚期连晶状方解石较少。方解石对石英的交代作用发生时间应与方解石胶结同期或稍晚于方解石胶结。

前述成岩作用类型描述表明，非选择性深埋溶蚀是本区须三段最主要的溶蚀作用，须三段煤系烃源岩及部分薄煤层，随着埋藏逐渐加深，在热演化过程中释放的有机酸等酸性流体为埋藏溶蚀作用提供了物质来源。黏土矿物高岭石则是埋藏溶蚀作用阶段的重要产物［32-37］，因此，二者均主要形成于埋藏早成岩B 时期。重结晶作用常常为早成岩中晚期埋藏成岩作用的重要标志，因此通常在埋藏早成岩B 晚期及其以后发育。破裂作用也主要形成于埋藏成岩时期，早期破裂作用形成的裂缝基本被方解石充填，中期半充填，晚期则多未充填。岩心观察和薄片鉴定结果显示，中、晚期裂缝断面见有机质或黏土矿物富集，因此，部分（微）裂缝可能是油气运移的通道。

按照未固结砂地表条件下的分选系数与孔隙度的关系，砂岩原始孔隙度计算公式［41-42］为

式中：Φo为砂体原始孔隙度，%；So为分选系数。

薄片镜下观察表明，须三段钙屑砂岩的分选系数约为2.5，相对较小。因此，研究区须三段原始孔隙度约为30%。

恢复压实作用使孔隙度减小的量可利用下列关系式［43］表示

式中：Φ压为压实作用使孔隙度减小的量，%；Φ粒为压实后粒间剩余孔隙度，%；Φ粒=Φ胶损+Φ胶粒，其中Φ胶损=胶结损失的孔隙度，约等于胶结物的体积分数，%；Φ胶粒=胶结后原始粒间孔隙度，%；Φ现今为岩石现今孔隙度，%；Φ溶蚀为溶蚀孔隙度，%；Rsp溶孔为溶孔面孔率，%；P溶孔为溶孔体积分数，%。

根据岩石薄片观察分析数据，研究区压实作用使孔隙度减小15.6%～24.7%，平均减小18.9%。

进一步根据粒间方解石胶结充填物所占矿物的体积分数，计算胶结充填作用减小的孔隙度约为6.1%～13.4%，平均减小10.2%。

通过压实-压溶与胶结充填成岩作用，原生孔隙度几乎损失殆尽。晚成岩早期阶段，发生有机酸的溶蚀，增加孔隙度0.5%～4.6%，平均增加1.9% 左右；后期构造作用产生裂缝增加孔隙度约0.1%～0.4%，平均增加0.2%。

根据以上各个成岩类型的先后顺序判断，结合自生矿物间的相互切割、交代关系［44-45］，元坝地区须三段的成岩序列及孔隙的演化规律如图8 所示。可以看出，对储层发育具有重要建设性成岩作用主要为溶蚀作用，破裂作用产生的（微）裂缝对储层质量，无论是对储层储集空间的增加，还是渗透性的改善都具有重要的积极意义。

图8 元坝地区须三段钙屑砂岩成岩序列及孔隙演化特征Fig.8 Diagenetic sequence and pore evolution characteristics of calcarenaceous sandstones of the third member of Xujiahe Formation in Yuanba area

6 沉积、成岩对储层发育的控制

从成岩序列与孔隙演化的关系可以看出，钙屑砂岩经历的强烈压实-压溶作用不仅可以直接减少孔隙空间，而且在压溶过程中产生的过饱和钙离子、碳酸根离子，在孔隙空间流体中重新结合，形成大量的方解石胶结物［33］，进一步使孔隙度降低。这是因为，钙屑砂岩主要由碳酸盐岩岩屑组成，在溶蚀与压实-压溶作用下，钙离子、碳酸根离子的来源显然较常规硅质砂岩更加丰富。因此，钙屑砂岩经早成岩早中期的压实-压溶与方解石胶结后，原始孔隙度快速降低。

溶蚀作用是明显的有利于储层物性增加的成岩作用。钙屑砂岩岩心或薄片镜下观察均未发现（准）同生期早期溶蚀作用的标志，早成岩阶段早中期以压实-压溶和方解石胶结充填作用为主，而溶蚀作用主要发生于早成岩晚期和晚成岩早期的中深埋藏阶段。溶蚀作用所需要的酸性流体主要与须三段的煤系地层有机质的埋藏热演化相关，有机质在大规模生排烃之前或排烃过程中均可生成大量各种类型的有机酸等酸性流体，而且煤系烃源岩中沉积的腐殖型有机质，为Ⅲ型干酪根的形成提供了主要来源，而Ⅲ型干酪根在生烃演化过程中可形成比Ⅰ，Ⅱ型干酪根更多的有机酸，是产生大量有机酸最有利的干酪根类型［46］。有机酸等酸性流体进入钙屑砂岩孔隙空间后，碳酸盐成分的钙屑更易被溶蚀［47-51］，形成粒间及粒内溶孔，不稳定的长石、硅质岩屑等矿物也可被溶蚀形成新的孔隙，如部分溶孔中常见高岭石分布。自生高岭石通常是含油气酸性流体与砂岩中碱性长石发生水岩反应的产物［32，37］，而成岩流体始终保持酸性也是形成自生高岭石的必要和有利条件［36］。因此，元坝地区须三段钙屑砂岩溶蚀孔隙中大量充填的自生高岭石，应该为有机酸等酸性流体溶蚀的重要证据［参见图7（c）］［32-33］。

破裂作用也是本区的建设性成岩作用之一。破裂作用不仅形成少量的储集空间，而且破裂作用形成的（微）裂缝也是酸性流体和天然气重要的运移通道［51］。这种致密钙屑砂岩溶孔和微裂缝相互沟通，往往是本区测试获得高产的关键因素之一。

从沉积角度来看，辫状河三角洲沉积的（水下）分流河道过渡位置不仅是煤系地层发育的有利场所，也是钙屑砂岩发育的有利场所。这是因为，辫状河三角洲（水下）分流河道处的钙屑砂岩砂体厚度相对较大，水动力相对较强，沉积物粒度较粗，原始粒间孔隙度较高；在该位置的钙屑砂岩储集层中薄煤层和煤线相对发育［52］，有利于在其中形成裂缝，进而可形成裂缝-孔隙型储层，如元陆7 井、元陆12 井须三段钙屑砂岩储层中经测试，均获得80万m3/d 以上的高产工业气流，而研究区西北部的三角洲平原的粗砾砂砾岩更加发育，有利的钙屑砂岩储层厚度减小，导致储集体相对欠发育；研究区东南部位于水下分流河道的下游，远离物源，钙屑砂岩中钙屑等岩屑和相对不稳定矿物的含量降低，而稳定矿物石英等含量增加，水动力变弱导致颗粒粒度变细，而且从须三段顶面构造图上［参见图1（b）］也可以看出，该地区目的层埋藏深度更大，受压实-压溶、胶结、重结晶等成岩作用影响更加强烈，因此储集体亦欠发育。