蜀南低陡構(gòu)造區(qū)須家河組儲層砂巖致密化成因機制分析

古 娜，田景春，張 翔，梁宇晨，蘇炳睿

(1.成都理工大學(xué)油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點實驗室，四川成都 610059； 2.成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院，四川成都 610059)

蜀南低陡構(gòu)造區(qū)須家河組儲層砂巖致密化成因機制分析

古 娜1，2，田景春1，2，張 翔1，2，梁宇晨2，蘇炳睿2

(1.成都理工大學(xué)油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點實驗室，四川成都 610059； 2.成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院，四川成都 610059)

為有效探尋并預(yù)測致密砂巖中“甜點”儲層發(fā)育有利區(qū)域，采用鑄體薄片鑒定、掃描電鏡觀察，結(jié)合物性測試資料、流體包裹體均一溫度進(jìn)行綜合分析.結(jié)果表明，蜀南低陡構(gòu)造區(qū)須家河組T3x4、T3x6為典型的致密低滲透氣藏，儲層砂體經(jīng)歷的成巖演化過程可分為以壓實和石英次生加大為主的成巖序列、以綠泥石環(huán)邊為主的成巖序列和以早期方解石膠結(jié)為主的3種演化路徑.分析砂巖致密化成因機制表明：沉積作用是決定儲層砂體物性的先天因素，壓實作用是使儲層致密的主要原因；成巖作用過程中的石英次生加大造成儲層質(zhì)量的致命性破壞，溶蝕程度低是儲層砂巖致密的另一個重要原因；儲層砂巖致密化時間發(fā)生在烴類充注前，石英次生加大邊中發(fā)育的鹽水包體均一溫度分布在82.5～125.1℃之間，集中分布在100～120℃之間，推算儲層砂巖致密化深度介于1 725～2 864 m之間，致密化過程發(fā)生在燕山構(gòu)造活動期間，儲層砂巖致密化時間為1.5×108a左右，致密化過程可劃分為準(zhǔn)同生期—早成巖A期的原生孔隙的迅速破壞階段、早成巖A期—早成巖B期的機械壓實階段、早成巖B期—中成巖A期的膠結(jié)階段等.該研究為在研究區(qū)須家河組進(jìn)行“甜點”儲層預(yù)測提供可靠的地質(zhì)依據(jù).

致密化成因；致密化時間；成巖演化路徑；須家河組；蜀南地區(qū)

0 引言

對于低滲透致密砂巖儲層，探尋具有商業(yè)價值的油氣富集帶在很大程度上依賴于對“甜點”儲層的預(yù)測，但儲層預(yù)測具有很大的風(fēng)險和難度[1].一般情況下，對于連續(xù)沉積或者沉積間斷不明顯的地層，砂巖孔隙度隨著埋深的增加逐漸降低[2].壓實作用是造成沉積物原生孔隙降低的主要控制因素[3]，沉積作用決定碎屑沉積物的碎屑成分、顆粒大小、分選及雜基含量等[4-6].自生礦物的化學(xué)沉淀往往充填占據(jù)孔隙空間，特別是早期發(fā)育的碳酸鹽膠結(jié)物的嵌晶膠結(jié)[7]，造成砂巖儲層的致命性破壞，除非像綠泥石包膜和微晶石英包膜等，能夠在一定程度上降低上覆地層的機械壓實并阻止石英的次生加大[8-10].丁曉琪等證實，即使是在深埋藏(深度大于3 km，地溫超過100℃)的致密砂巖中，也可發(fā)育有孔滲相對高的“甜點”層段[11]，表明儲層質(zhì)量是成巖作用的直接反應(yīng)，正確認(rèn)識成巖作用過程中孔隙演化過程及儲層致密化成因機制是進(jìn)行“甜點”預(yù)測的基礎(chǔ).

丁曉琪等認(rèn)為鄂北上古生界砂巖致密化受膠結(jié)作用的直接控制，后期熱液活動使致密化進(jìn)一步加劇[12]；萬友利認(rèn)為機械壓實是導(dǎo)致塔中S1k瀝青砂巖致密化的主要因素，古油藏破壞形成的瀝青造成已致密的砂巖儲層質(zhì)量進(jìn)一步破壞[13]；林小兵等認(rèn)為川西坳陷T3x5砂巖中碳酸鹽膠結(jié)物的大量發(fā)育是造成儲層砂巖致密化的主要因素[14]；張翔等根據(jù)蜀南觀音場地區(qū)T3x致密氣藏運聚期次提出先成藏后致密的認(rèn)識[15].這些研究表明在不同盆地、不同層系，甚至是在同一盆地、同一層系的不同位置，儲層砂體的致密化成因機制也不盡相同.筆者以四川盆地蜀南低陡構(gòu)造區(qū)須家河組T3x4、T3x6致密氣藏為對象，以成巖作用和孔隙演化為重點，闡述研究區(qū)儲層砂巖致密化成因、時間及致密化過程，為下一步勘探提供地質(zhì)依據(jù).

1 地質(zhì)背景

蜀南低陡構(gòu)造區(qū)位于四川盆地瀘州古隆起及其斜坡地帶上(見圖1)，須家河組在研究區(qū)主要為一套辮狀河三角洲平原亞相發(fā)育的陸源碎屑沉積.受河道頻繁側(cè)向遷移的影響，河道疊置特征明顯，儲層主要發(fā)育在T3x4、T3x6段的分支河道、河口壩砂體中.巖性以中—細(xì)粒長石巖屑砂巖、巖屑長石砂巖和巖屑砂巖為主，巖屑石英砂巖和長石石英砂巖次之，石英體積分?jǐn)?shù)低于75%，長石和巖屑體積分?jǐn)?shù)較高，分別占碎屑成分的10%～18%和10%～30%；巖屑以沉積巖屑為主，有少量變質(zhì)巖屑和火山巖巖屑，填隙物體積分?jǐn)?shù)達(dá)15%，填隙物中雜基體積分?jǐn)?shù)普遍低于8%，總體上儲層具有低成分成熟度和中等結(jié)構(gòu)成熟度特征.前期勘探成果表明，多期次的構(gòu)造演化和復(fù)雜的成巖作用過程，導(dǎo)致研究區(qū)須家河組砂體具有低孔、特低滲的特征，其孔隙結(jié)構(gòu)復(fù)雜、束縛水飽和度高，油氣多充注在低滲透致密砂巖的相對高孔滲部位.

圖1 研究區(qū)區(qū)域位置Fig.1 The location of the research area

2 儲層特征

2.1 儲集空間類型

通過巖心觀察、薄片鑒定和掃描電鏡觀察資料綜合分析表明，研究區(qū)T3x4、T3x6段儲層中的儲集空間類型包括孔隙和裂縫2種，其中孔隙包括殘余原生粒間孔和次生溶蝕孔隙.殘余原生粒間孔一般為有黏土礦物環(huán)邊發(fā)育保存的原生粒間孔(見圖2(a)、(b))，在綠泥石環(huán)邊不發(fā)育部位，原生粒間孔隙被破壞殆盡；次生溶蝕孔隙主要為長石和巖屑的溶蝕(見圖2(a)-(f))，局部發(fā)育有黏土礦物晶間微孔隙(見圖2(d)).裂縫有溶蝕縫(見圖2(e))和構(gòu)造縫2種，構(gòu)造縫多由褶皺和斷裂有關(guān)的擠壓應(yīng)力形成，且構(gòu)造縫張開度不大，但具有較大的線密度和面密度(見圖2(f))，能夠大幅提高儲層的滲透率.

2.2 儲層物性

統(tǒng)計研究區(qū)8口井751件實測物性結(jié)果表明(見圖3)：須家河組儲層孔隙度φ分布在0.94%～17.15%之間，平均孔隙度為5.36%，主要分布在2%～8%之間；滲透率K分布在(0.000 15～125)×10-3μm2之間，平均滲透率為0.611×10-3μm2，主要分布在(0.01～0.1)×10-3μm2之間，為典型的低孔特低滲透性儲層.結(jié)合薄片鑒定表明，滲透率異常高值為裂縫對滲透率的貢獻(xiàn)，并且在垂向上T3x4段儲層的物性要好于T3x6段儲層的.

圖2 研究區(qū)儲層砂體儲集空間特征Fig.2 The characterizes of reservoir space by sandstone

圖3 蜀南低陡構(gòu)造區(qū)須家河組儲層實測物性分布統(tǒng)計Fig.3 Distribution of measured physical properties in Xujiahe formation Shunan area

統(tǒng)計并分析實測物性結(jié)果，蜀南低陡構(gòu)造區(qū)須家河組儲層砂體孔隙度和滲透率具有較好的相關(guān)性，結(jié)合研究區(qū)生產(chǎn)實際對儲層進(jìn)行分類(見圖4)：孔隙度小于4%，滲透率小于0.01×10-3μm2為非儲層；孔隙度為4%～8%，滲透率為(0.01～0.1)×10-3μm2為差儲層；孔隙度為8%～12%，滲透率為(0.1～0.5)×10-3μm2為一般儲層；孔隙度大于12%，滲透率大于0.5× 10-3μm2為優(yōu)質(zhì)儲層(“甜點”儲層).統(tǒng)計結(jié)果表明研究區(qū)儲層砂體物性較差，具有低孔特低滲透的特征，圖3中滲透率大于10×10-3μm2的儲層為微裂隙對滲透率的貢獻(xiàn).

圖4 研究區(qū)須家河組儲層孔滲關(guān)系及儲層分類Fig.4 Reservoir classification and relationships between of porosity and permeability，Xujiahe fomation

3 成巖作用

3.1 類型

根據(jù)薄片鑒定、掃描電鏡觀察結(jié)果，研究區(qū)T3x4、T3x6段砂體經(jīng)歷的成巖作用有壓實、膠結(jié)、溶蝕、交代及破裂等.

壓實作用主要表現(xiàn)為塑性巖屑和云母被壓彎變形(見圖5(a))，局部可見石英顆粒間呈凹凸接觸(見圖5(b))，表明壓實強度中等—強.

膠結(jié)作用以碳酸鹽膠結(jié)物和硅質(zhì)膠結(jié)為主(見圖5(b)-(d))，鏡下可見碳酸鹽膠結(jié)物產(chǎn)狀包括早期發(fā)育的分散裝泥晶方解石和連生膠結(jié)方解石，晚期發(fā)育鐵方解石，鐵方解石一般以交代巖屑的形式產(chǎn)出.硅質(zhì)膠結(jié)在研究區(qū)普遍發(fā)育，且以石英次生加大邊為主，少見自生石英雛晶，在方解石膠結(jié)的部位石英次生加大邊不發(fā)育，表明石英次生加大邊形成時間晚于方解石膠結(jié)，推測石英次生加大邊的硅質(zhì)SiO2來源為石英顆粒的壓溶作用提供的內(nèi)源硅質(zhì)[16].

溶蝕作用主要表現(xiàn)為長石和巖屑的溶蝕，形成主要的儲集空間(見圖2(a)-(f)和圖5(f))，長石和巖屑的溶蝕包括準(zhǔn)同生期有大氣淡水參與的溶蝕，以及埋藏過程中有機質(zhì)熱演化排出的有機酸的溶蝕，因為早期的溶蝕難以保存[17]，因此在研究區(qū)能夠保存下來的溶蝕孔隙，主要由埋藏過程中與有機質(zhì)熱演化有關(guān)的溶蝕形成.

交代作用在薄片觀察時表現(xiàn)為方解石交代石英、長石顆粒或巖屑，張翔等認(rèn)為長石蝕變呈絹云母或者雜基的水云母化也是研究區(qū)典型的交代作用[15].交代作用對研究區(qū)儲層砂體的孔隙度貢獻(xiàn)不大，若將雜基蝕變成水云母也定義為交代作用，因大量的水云母填充并分割孔隙結(jié)構(gòu)，導(dǎo)致滲透率的大幅降低.研究區(qū)儲層砂體自生礦物主要為綠泥石和伊利石(見圖2(b)和圖5(e))，其含量普遍較低，綠泥石以顆粒包殼的形式產(chǎn)出，主要發(fā)育在早成巖A期，伊利石主要為蒙脫石的轉(zhuǎn)化或巖屑的蝕變，與伊利石發(fā)育密切相關(guān)的是鉀長石溶蝕提供足夠的K+，主要形成于中成巖A期.

圖5 顯微鏡和掃描電鏡下儲層砂體主要的成巖現(xiàn)象Fig.5 The diagenetic phenomenon by microscope and SEM of sandstone

對于研究區(qū)儲層砂體，對儲層質(zhì)量具有保持性意義的成巖作用為早期發(fā)育的黏土礦物包膜、微晶石英包膜及分散狀膠結(jié)的碳酸鹽巖礦物，黏土礦物包膜(見圖2(a)-(b))和微晶石英包膜一方面能夠降低上覆地層的機械壓實，另一方面能夠阻止地層水中的SiO2在石英顆粒表面成核，進(jìn)而阻止石英次生加大邊的發(fā)育；同時，若分散狀碳酸鹽膠結(jié)物在后期受到酸性流體溶蝕時，能夠發(fā)育成有效儲層；溶蝕作用和構(gòu)造縫的發(fā)育對儲層具有建設(shè)性意義(見圖2(a)-(f))，壓實(壓溶)和膠結(jié)作用破壞儲層物性(見圖5(a)-(e))，特別是嵌晶狀膠結(jié)的方解石填充占據(jù)大量的儲集空間(見圖5(c))，甚至能夠?qū)⑸皫r孔隙膠結(jié)死，即使后期有酸性流體產(chǎn)生，也因孔隙結(jié)構(gòu)被完全破壞，造成溶蝕性流體無法進(jìn)入，從而阻止溶蝕作用的發(fā)生.沉積巖巖屑和淺變質(zhì)巖巖屑在成巖作用過程中蝕變成假雜基(見圖5(e))，填充分割孔隙，導(dǎo)致儲層的滲透率急劇降低，也是一種破壞性成巖作用[18-20].

3.2 演化路徑

對研究區(qū)大量薄片進(jìn)行統(tǒng)計，可以將須家河組T3x4、T3x6氣藏的儲層砂體成巖演化路徑分為3種類型成巖序列：

(1)以壓實和石英次生加大為主.主要在巖屑砂巖中表現(xiàn)明顯，在機械壓實過程中塑性巖屑發(fā)生變形充填孔隙，破壞儲層的孔隙結(jié)構(gòu)(見圖5(d))，若較強的壓實作用出現(xiàn)在石英顆粒含量高的砂巖中，表現(xiàn)為石英顆粒間的凹凸接觸，并有壓溶現(xiàn)象(見圖5(a)-(c)).這種與壓溶相伴生的石英次生加大邊的硅質(zhì)多來自其本身，非外源成因，根據(jù)石英次生加大邊和碳酸鹽膠結(jié)物的接觸關(guān)系，這種成巖演化序列中碳酸鹽膠結(jié)晚于石英次生加大邊的形成時間，沿著成巖演化路徑形成儲層，往往因為原生孔隙被嚴(yán)重破壞，連通性較差，使得后期溶蝕作用弱，從而發(fā)育致密儲層.

(2)以綠泥石環(huán)邊為主.主要發(fā)育在巖屑長石砂巖、長石石英砂巖及巖屑石英砂巖中，三角洲平原分支河道帶來豐富的Fe2+、Mg2+，能夠與火山巖巖屑轉(zhuǎn)化的蒙脫石在弱堿性環(huán)境中發(fā)育成綠泥石(見圖2(b)).研究區(qū)巖屑以沉積巖巖屑為主，僅含有少量的火山巖巖屑，雖然綠泥石包膜分布廣泛，但其含量低，對石英顆粒表面覆蓋程度也較低，不能有效阻止石英次生加大，對原生孔隙的保存能力有限；相對于以壓實和石英次生加大為主的成巖演化路徑，它能保存更好的孔隙連通性，為后期的酸性流體提供運移通道，有利于溶蝕作用的進(jìn)行.

(3)以早期方解石膠結(jié)為主.主要發(fā)育在早期泥晶方解石或連生方解石膠結(jié)發(fā)育的層段，這類砂巖在壓實作用過程中，因早期膠結(jié)的方解石能夠支撐上覆地層的壓實，降低壓實程度，顆粒間呈點接觸或不接觸，并且?guī)r屑受壓實改造的變形程度較低；若在埋藏過程中受到溶蝕充分可形成有效儲層，甚至能夠形成好的儲層.因它發(fā)育的嵌晶狀方解石完全破壞孔隙結(jié)構(gòu)，成巖流體不能被運移到膠結(jié)致密處，造成溶蝕程度極低；同時推測充填孔隙間的灰質(zhì)主要來自準(zhǔn)同生期和早成巖A期發(fā)生的偏基性長石(如鈣長石)的溶蝕，排出的Ca2+與有機質(zhì)在厭氧菌作用下發(fā)酵釋放出CO2.

4 討論

4.1 致密化成因

受物源區(qū)母巖性質(zhì)和沉積作用的共同控制，決定儲層的發(fā)育位置、砂體碎屑成分、組構(gòu)及砂體疊置樣式，甚至能夠影響到成巖演化路徑，進(jìn)而決定儲層的質(zhì)量，即沉積作用決定儲層砂體的原生孔隙結(jié)構(gòu)，次生孔隙的發(fā)育與保存受沉積和成巖的共同控制.

(1)沉積作用是儲層致密化的先天因素.研究區(qū)須家河組T3x4、T3x6段沉積時的水動力條件決定其碎屑成分中泥質(zhì)含量，即沉積微相決定儲層發(fā)育位置及碎屑成分、碎屑結(jié)構(gòu)及砂體疊置樣式.在水動力條件強的主分支河道中碎屑顆粒粒徑較大，且細(xì)粒物質(zhì)特別是泥質(zhì)雜基含量低，測井響應(yīng)特征為光滑的箱型或鐘型.在次一級的分支河道中水動力條件相對要弱得多，沉積的砂體粒度較細(xì)，且泥質(zhì)雜基含量較高，在測井響應(yīng)上表現(xiàn)為齒化的箱型或鐘型.統(tǒng)計研究區(qū)泥質(zhì)雜基及巖屑蝕變的假雜基與物性關(guān)系表明，在雜基體積分?jǐn)?shù)低于5%時，儲層具有較高的孔隙度；當(dāng)雜基體積分?jǐn)?shù)高于5%時，儲層的孔隙度普遍低于8%，為差儲層甚至為非儲層.在高倍顯微鏡下對雜基的觀察統(tǒng)計表明，不論是沉積作用來源的雜基還是巖屑蝕變的假雜基，均發(fā)育大量的雜基內(nèi)微孔隙，有時甚至能夠達(dá)到砂巖總孔隙的50%(體積分?jǐn)?shù))，其滲透能力極差，即雜基體積分?jǐn)?shù)高于5%的樣品中或許還能夠發(fā)育有較大孔隙度的差儲層，但其滲透率極低.

(2)壓實作用是儲層致密化的主控因素.受物源和沉積共同作用的儲層砂巖碎屑成分中巖屑含量較高，在T3x4、T3x6段進(jìn)入埋藏狀態(tài)以后長期處于淺埋藏狀態(tài)，在石英顆粒含量高的樣品中，可見凹凸接觸，即壓實較強.在巖屑含量高的樣品中，顆粒間點接觸甚至不接觸，說明其壓實程度較弱，但因其巖屑含量較高，壓實作用對巖屑含量高的砂巖原生孔隙的破壞程度較大；同時由于它長期處于淺埋藏狀態(tài)，結(jié)合研究區(qū)埋藏史表明成巖階段到早成巖B期時，埋深已達(dá)2 km，直到中侏羅統(tǒng)末期須家河組埋深才進(jìn)入生烴門限深度，有機質(zhì)開始成熟演化.在漫長的淺埋藏過程中，高含量的塑性巖屑被壓實，或者在泥質(zhì)雜基含量較高的層段，泥質(zhì)雜基一方面受壓實作用變形；另一方面泥質(zhì)雜基在飽水情況下，附著在碎屑顆粒接觸位置，改變碎屑顆粒間的內(nèi)摩擦角，降低摩擦因數(shù)，在壓實過程中碎屑顆粒更易發(fā)生位置的重排，進(jìn)而大幅度破壞原生孔隙結(jié)構(gòu)(見圖6).

圖6 壓實、膠結(jié)對儲層孔隙度的破壞程度Fig.6 Compaction and cementation degree of damage to the reservoir porosity

(3)膠結(jié)作用是對儲層致密化的強化與關(guān)鍵.研究區(qū)須家河組砂巖經(jīng)歷壓實作用后，剩余的原生孔隙又受到石英次生加大、碳酸鹽礦物及部分黏土礦物的充填作用而進(jìn)一步損失，其中以硅質(zhì)膠結(jié)最為明顯，鈣質(zhì)膠結(jié)在大部分層段不發(fā)育，硅質(zhì)膠結(jié)是研究區(qū)砂巖儲層致密化的致命性因素；薄片統(tǒng)計結(jié)果也表明，儲層中石英次生加大邊可占?xì)堄嗔ｉg孔的5%～15%，這相當(dāng)于壓實作用后殘余的粒間體積(見圖6).

(4)溶蝕程度低是儲層致密化重要原因之一.研究區(qū)儲層砂體中溶蝕程度較低是儲層致密的另一個重要原因，僅有少量的長石和巖屑發(fā)生溶蝕，一方面是受壓實作用使大量的原生孔隙被破壞，保存下來的殘余原生孔隙結(jié)構(gòu)較差，阻礙后期溶蝕性流體的進(jìn)入，僅在剛性顆粒含量高的層段保存較好的殘余原生孔隙，有利于溶蝕性流體的進(jìn)入，對長石、巖屑進(jìn)行選擇性溶蝕；另一方面，須家河組進(jìn)入埋藏狀態(tài)后，長期處于淺埋藏狀態(tài)，有機質(zhì)成熟時間較晚，直到晚侏羅系中期才進(jìn)入生烴門限，開始排烴，此時儲層已被壓實致密，即使在生烴過程中排出酸性流體，也難以進(jìn)入已致密的砂體中.

4.2 致密化時間

根據(jù)薄片鑒定結(jié)果，研究區(qū)儲層砂體的致密時間應(yīng)該發(fā)生在烴類充注前，可以通過測試分析石英次生加大邊中鹽水包裹體的均一溫度，進(jìn)而研究烴類充注時間和石英次生加大邊發(fā)育的起止時間.

在音36井的T3x4、T3x6段砂巖中，石英次生加大邊中的鹽水包裹體一般為5～10μm，形狀不規(guī)則，以氣液兩相為主，偶見純液相包裹體.實測均一溫度，石英次生加大邊發(fā)育的溫度在82.5～125.1℃之間，約有60%的包裹體均一溫度集中分布在100～120℃之間，在溫度大于125.1℃后，隨著烴類的充注，水巖反應(yīng)被抑制，石英次生加大邊也停止發(fā)育(見圖7).

觀音場地區(qū)須家河組古地溫梯度為3.74℃/100 m，地表年平均氣溫為18℃[15]，按此推算，石英次生加大的最低溫度為82.5℃，石英膠結(jié)物出現(xiàn)的起始深度為1 725 m；硅質(zhì)膠結(jié)物出現(xiàn)的最高溫度為125.1℃，須家河組砂巖硅質(zhì)膠結(jié)物出現(xiàn)的最大深度為2 864 m，即石英次生加大的時間發(fā)生在燕山構(gòu)造活動期間，儲層致密的時間應(yīng)在1.5×108a左右.

圖7 石英次生加大邊中鹽水包體均一溫度分布頻率Fig.7 The distribution of frequency of uniform temperature in fluid inclusions of quartz overgrowth boundary of brine

4.3 致密化過程

結(jié)合研究區(qū)須家河組儲層成巖演化、孔隙演化及埋藏史，討論其致密化過程，按成巖過程，儲層致密化過程經(jīng)歷3個階段：

(1)準(zhǔn)同生期—早成巖A期階段.隨著埋深的增加，上覆地層的壓力不斷上升，機械壓實逐漸增強，造成原生孔隙結(jié)構(gòu)迅速破壞，特別是在剛性顆粒含量低、分散狀泥晶方解石不發(fā)育的層段，塑性巖屑受壓實作用變形，填充并占據(jù)孔隙空間，這一時期的溶蝕主要以偏基性長石的溶蝕(如鈣長石)為主，且溶蝕產(chǎn)生的孔隙在后期成巖演化過程中幾乎全部被破壞.

(2)早成巖A期—早成巖B期階段.隨著上覆侏羅系不斷沉積，須家河組砂巖經(jīng)歷強烈的機械壓實作用，孔隙度迅速降低，碎屑顆粒之間主要呈點接觸，纖狀綠泥石開始在孔隙中呈環(huán)邊狀定向生長，形成孔隙襯里(有利于孔隙保存)，黏土礦物主要為伊/蒙混層礦物.此階段壓實作用表現(xiàn)最為強烈，為壓實作用減孔階段，未經(jīng)歷明顯的膠結(jié)作用，顆粒間原生粒間孔隙依然可以保留.

(3)早成巖B期—中成巖A期階段.須家河組埋深達(dá)3 km左右，成巖系統(tǒng)封閉，受剛性顆粒和早期碳酸鹽膠結(jié)物的影響，壓實程度降低，但硅質(zhì)膠結(jié)物開始沉淀，形成石英次生加大邊，占據(jù)孔隙空間，使儲層物性進(jìn)一步降低.在此階段有機質(zhì)進(jìn)入生烴階段，煤系烴源巖排出的有機酸沿保存較好的原生孔隙系統(tǒng)進(jìn)入到砂巖地層中，造成局部長石和巖屑的溶蝕，同時釋放出SiO2，為石英次生加大邊的發(fā)育提供硅質(zhì)來源；同時鉀長石的溶蝕為蒙脫石向伊利石轉(zhuǎn)化提供更為豐富的K+源，形成更為有序的伊/蒙混層黏土.到中成巖A階段后期，隨著煤系烴源巖大量排烴，雖然有足夠多的酸性流體進(jìn)入砂巖中，能夠?qū)游镄赃M(jìn)行改善，但烴類充注阻止水巖反應(yīng)的進(jìn)行，造成溶蝕程度不高(見圖8，其中：Dmax為流體包裹體的最大直徑；T為流體包裹體的溫度).

圖8 蜀南低陡構(gòu)造區(qū)須家河組儲層砂巖致密化過程Fig.8 The densification process of the Xujiahe formation in low steep structural zone，southern Sichuan basin

5 結(jié)論

(1)蜀南低陡構(gòu)造區(qū)須家河組T3x4、T3x6儲層平均孔隙度為5.36%，平均滲透率為0.611×10-3μm2，為典型的致密砂巖儲層.

(2)須家河組T3x4、T3x6段砂體主要經(jīng)歷壓實、膠結(jié)、溶蝕、交代及破裂等成巖作用，可進(jìn)一步分為以壓實和石英次生加大為主、以綠泥石環(huán)邊為主和以早期方解石膠結(jié)為主的3種成巖演化路徑.

(3)沉積作用是儲層砂體物性的先天因素，壓實作用是儲層致密的主要原因，成巖作用過程中的石英次生加大造成儲層質(zhì)量的致命性破壞，溶蝕程度低是儲層砂巖致密的另一個重要原因.

(4)儲層致密化時間發(fā)生在烴類充注前，石英次生加大邊中發(fā)育的鹽水包裹體均一溫度集中分布在100～120℃之間，推算致密化深度介于1 725～2 864 m之間，表明致密化過程發(fā)生在燕山構(gòu)造活動期間，儲層致密的時間應(yīng)在1.5×108a左右.

(5)致密化過程劃分為準(zhǔn)同生期—早成巖A期的原生孔隙的迅速破壞階段、早成巖A期—早成巖B期的機械壓實階段、早成巖B期—中成巖A期的膠結(jié)等3個階段.

[1] Taylor T R，Giles M R，Hathon L A，et al.Sandstone diagenesis and reservoir quality prediction：Models，myths，and reality[J]. AAPG Bulletin，2010，94(8)：1093-1132.

[2] Ehrenberg S N，Nadeau P A.Megascale view of reservoir quality in producing sandstones from the offshore Gulf of Mexico[J]. AAPG Bulletin，2008，92(2)：145-164.

[3] Lundegard P D.Sandstone porosity loss：A"big picture"view of the importance of compaction[J].Journal of Sedimentary Petrology，1992，62(2)：250-260.

[4] Weller J M.Compaction of sediments[J].AAPG Bulletin，1959，43(2)：273-310.

[5] Houseknecht D W.Assessing the relative importance of compaction processes and cementation to reduction of porosity in sandstones [J].AAPG Bulletin，1987，71(6)：633-642.

[6] Paxton S T，Szabo J O，Ajdukiewicz J M，et al.Construction of an intergranular volume compaction curve for evaluating and predicting compaction and porosity loss in rigid-grain sandstone reservoirs[J].AAPG Bulletin，2002，86(12)：2047-2067.

[7] Al-Ramadan K A，Hussain M，Imamc B，et al.Lithologic characteristics and diagenesis of the Devonian Jauf sandstone at Ghawar field，eastern Saudi Arabia[J].Marine and Petroleum Geology，2004，21(10)：1221-1234.

[8] Ehrenberg S N.Preservation of anomalous high porosity in deeply buried sandstones by grain-coating chlorite：Examples from the Norwegian continental shelf[J].AAPG Bulletin，1993，77(7)：1260-1286.

[9] Anjos S M C，DeRos L F，Silva C M A.Chlorite authigenesis and porosity preservation in the upper Cretaceous marine sandstones of the Santos basin，offshore eastern Brazil[J].International Association of Sedimentology Special Publication，2003，34(2)：291-316.

[10] Anna B，Susanne G，Peter K.Porosity-preserving chlorite cements in shallow-marine volcaniclastic sandstones：Evidence from Cretaceous sandstones of the Sawan gas field，Pakistan[J].AAPG Bulletin，2009，93(5)：595-615.

[11] 丁曉琪，韓玫梅，張哨楠，等.大氣淡水在碎屑巖次生孔隙中的作用[J].地質(zhì)論評，2014，60(1)：145-158.

Ding Xiaoqi，Han Meimei，Zhang Shaonan，et al.Roles of meteoric water on secondary porosity of siliciclastic reservoirs[J].Geological Review，2014，60(1)：145-158.

[12] 丁曉琪，張哨楠，周文，等.鄂爾多斯盆地北部上古生界致密砂巖儲層特征及其成因探討[J].石油與天然氣地質(zhì)，2007，28(4)：491-496.

Ding Xiaoqi，Zhang Shaonan，Zhou Wen，et al.Characteristics and genesis of the upper Paleozoic tight sandstone reservoirs in the northern Ordos basin[J].Oil&Gas Geology，2007，28(4)：491-496.

[13] 萬友利.低滲透瀝青砂巖儲層致密化成因機制分析——以順托果勒低隆區(qū)志留系柯坪塔格組為例[D].成都：成都理工大學(xué)，2014.

Wan Youli.Cause analysis of the densification of low permeability asphalt Sandstone reservoir：An example from the Kepingtage formation in Silurian Shuntuoguole low-upwelling area，Tarim[D].Chengdu：Chengdu University of Technology，2014.

[14] 林小兵，劉莉萍，田景春，等.川西坳陷中部須家河組五段致密砂巖儲層特征及主控因素[J].石油與天然氣地質(zhì)，2014，35(2)：224-230.

Lin Xiaobing，Liu Liping，Tian Jingchun，et al.Characteristics and controlling factors of tigh sandstone reservoirs in the 5th member of Xujiahe formation in the central of western Sichuan depression[J].Oil&Gas Geology，2014，35(2)：224-230.

[15] 張翔，田景春，杜本強，等.蜀南觀音場地區(qū)須家河組砂巖致密化與成藏匹配關(guān)系[J].石油與天然氣地質(zhì)，2014，35(2)：231-237.

Zhang Xiang，Tian Jingchun，Du Benqiang，et al.Matching between sandstone tightening and hydrocarbon accumulation of the Xujiahe formation，Guanyinchang area in southern Sichuan basin[J].Oil&Gas Geology，2014，35(2)：231-237.

[16] 張金亮，杜桂林.塔中地區(qū)志留系瀝青砂巖成巖作用及其對儲層性質(zhì)的影響[J].礦物巖石，2006，26(3)：85-93.

Zhang Jinliang，Du Guilin.Diagenesis of Silurian asphalt sandstones in Tazhong area and its impact on reservoir quality[J].Journal of Mineralogy and Petrology，2006，26(3)：85-93.

[17] 黃思靜，黃可可，馮文麗，等.成巖過程中長石、高嶺石、伊利石之間的物質(zhì)交換與次生孔隙的形成：來自鄂爾多斯盆地上古生界和川西凹陷三疊系須家河組的研究[J].地球化學(xué)，2009，38(5)：498-506.

Huang sijing，Huang Keke，F(xiàn)eng Wenli，et al.Mass exchanges among feldspar，kaolinite and illite and their influences on secondary porosity formation in clastic diagenesis：A case study on the upper Paleozoic，Ordos basin and Xujiahe formation，western Sichuan depression[J].Geochimica，2009，38(5)：498-506.

[18] 萬友利，張哨楠，古娜，等.塔中地區(qū)順9井區(qū)柯坪塔格組粘土膜成因及其油氣地質(zhì)意義[J].東北石油大學(xué)學(xué)報，2013，37(3)：65-73.

Wan Youli，Zhang Shaonan，Gu Na，et al.Origin and petroleum geological significance of clay minerals membrane in sandstones of Kepingtage formation，well Shun 9，Tarim basin[J].Journal of Northeast Petroleum University，2013，37(3)：65-73.

[19] 呂孝威，王少飛，萬友利，等.鄂爾多斯盆地麻黃山西區(qū)塊延8段成巖相特征及油氣地質(zhì)意義[J].東北石油大學(xué)學(xué)報，2013，37(4)：1-8.

Lv Xiaowei，Wang Shaofei，Wan Youli，et al.Diagenesis facies and significance of petroleum geology in the 8th member of the Yanan formation，west of the Mahuangshan，Ordos basin[J].Journal of Northeast Petroleum University，2013，37(4)：1-8.

[20] 萬友利，馮一波，劉璇，等.麻黃山地區(qū)延安組砂巖儲層孔隙結(jié)構(gòu)特征及其影響因素[J].東北石油大學(xué)學(xué)報，2014，38(3)：1-8.

Wan Youli，F(xiàn)eng Yibo，Liu Xuan，et al.Characteristics of sandstone reservoir pore structure and its affecting factors analysis of the Yan'an formation in Mahuangshan area[J].Journal of Northeast Petroleum University，2014，38(3)：1-8.

TE122.1

A

2095-4107(2014)05-0007-08

DOI 10.3969/j.issn.2095-4107.2014.05.002

2014-07-14；編輯陸雅玲

中國博士后科學(xué)基金項目(2012 M511941)

古 娜(1983-)，女，博士研究生，主要從事儲層沉積學(xué)與儲層地球化學(xué)方面的研究.