致密砂巖儲層成因類型分析
——以蘇北盆地高郵凹陷阜一段為例

于雯泉

(中國石化江蘇油田分公司勘探開發研究院，江蘇 揚州 225009)

致密砂巖儲層通常是指儲層滲透率極低的砂巖儲層，由于不同學者所研究的對象和角度不同，對致密砂巖的定義也不相同，目前一般認為覆壓基質滲透率小于或等于0.1×10-3μm2的砂巖儲層(地面測量滲透率往往小于1×10-3μm2)，與常規砂巖儲層相比具有特殊的微觀特征[1-3]，其孔隙較小且喉道狹窄，成因較為復雜。早期的學者將其分為三種成因類型，即由自生黏土礦物沉淀造成的巖石孔隙堵塞的致密砂巖儲層、由于自生膠結物的堵塞而改變原生孔隙的致密砂巖儲層和由于沉積時雜基充填原生孔隙的泥質砂巖[4]，近期也有一些學者再次細化了這種分類，例如有學者認為致密砂巖儲層從成因上可以分為為四種類型:由自生黏土礦物的大量沉淀所形成的致密砂巖儲層，由膠結物的晶出改變原生孔隙形成的致密砂巖儲層，高含量塑性碎屑因壓實作用形成的致密砂巖儲層和粒間孔隙被碎屑沉積時的泥質充填形成的致密砂巖儲層[5]。這些成因分類較為復雜，表述上也較為繁贅，筆者通過對蘇北盆地的致密砂巖分析認為，致密砂巖儲層成因類型可以歸納為沉積時期粒度較細而主導的原生成因和成巖時期壓實、膠結等作用主導的次生成因兩大類型，又可以進一步細分為四種小類，下面就以高郵凹陷阜寧組一段(E1f1)致密砂巖儲層為例來論述。

高郵凹陷E1f1是蘇北盆地重要的勘探領域之一，該層段具有滿盆皆砂的特點，但該層段儲層多為低滲、特低滲儲層，而且超過半數的實鉆井數據表明該層段在斜坡帶的中內坡及南部斷階帶部分地區多為致密砂巖[6]。據統計，高郵凹陷E1f1致密砂巖主要分布在高郵凹陷的深凹帶、北斜坡沙花瓦中內坡、車邏地區和南斷階的低臺階地區，其中在北斜坡中內坡到車邏一帶，主要分布在埋深大于2 800 m的范圍內(圖1)。從其分布的地區可見E1f1致密砂巖儲層橫跨斜坡帶和斷裂帶兩個構造單元，并涵蓋了北部物源的三角洲沉積體系和南部物源的扇三角洲沉積體系，而且其成巖特征多樣，雖然以壓實和膠結作用為主，但是殘存的原生孔隙及溶蝕作用形成的次生孔隙仍然能讓其成為有效的油氣儲層[6-9]。

圖1 高郵凹陷E1f1致密砂巖分布

1 沉積與成巖作用特征

E1f1沉積時期，高郵凹陷是一個多物源多水系的匯水盆地，分為北部的淺水三角洲和南部的扇三角洲，沉積環境為陸上至淺水充氧陸源湖泊。巖性主要為長石砂巖和長石巖屑砂巖，分選中等—偏差，磨圓中等，多呈次圓狀—次棱角狀，結構成熟度差[10-11]。碎屑間以線—凹凸接觸為主，粒間主要為方解石、鐵方解石、及黏土共同膠結和充填。

1.1 沉積體系

E1f1沉積時期，高郵凹陷存在兩個沉積，斜坡帶廣大地區為淺水三角洲沉積體系，物源來自于西部及西北方向，淺水三角洲特征明顯有別于阜三段(E1f3)時期正常類型的大型細粒三角洲，其沉積特點為三角洲前緣水下分流河道微相組成了砂體展布骨架，縱向上疊置，橫向上連片，河口壩不發育，沉積物粒度相對南部斷裂帶較細，多為細砂巖和粉砂巖。

以該段鉆遇井最多的一亞段(E1f11)為例，該時期沉積環境為淺水充氧，古地貌地形西北高東南低，北部斜坡帶表現為明顯的緩坡特征，而南部斷階帶表現為明顯的陡坡地形特征。在此背景下，來自西、西北方向的物源在斜坡帶形成了寬緩的淺水型三角洲沉積，在韋莊以西可能發育三角洲平原亞相沉積，微相類型主要為多期水道疊加的分流河道和間灣，砂巖呈厚層塊狀為主；以東為廣泛的三角洲前緣亞相沉積，微相類型以多次疊加的水下分流河道、席狀砂及分流間灣為主，缺乏浪基面以下沉積特征及前三角洲亞相。由于斜坡帶上缺乏前三角洲亞相，因此砂體連片分布，呈朵葉狀-席狀自西向東覆蓋了整個斜坡帶地區。砂巖百分含量在西部的秦欄地區最高為55%，往東逐漸減小，低值區主要位于東部瓦莊西-荻垛-博鎮一帶，砂巖百分含量約為20%。南部斷裂帶地區受斷裂活動的控制，形成了扇三角洲沉積體系，物源來自通揚隆起，沉積物中礫砂泥混雜；該扇三角洲覆蓋整個斷裂帶地區，向北最遠可能延伸至HSX1井附近，沉積微相類型也是以水下分流河道為主。南部斷裂帶砂巖厚度富集的現象在百分含量圖上并不突出，砂巖含量為35%～45%，說明南部提供的物源是短而急促的(圖2)。

1.2 成巖特征

整體而言高郵凹陷E1f1埋深較大，埋藏時間較長，成巖作用十分顯著，尤其是在中內坡，壓實與膠結作用表現得非常明顯，由于E1f1儲層的碳酸鹽膠結物含量較高，儲層中的碳酸鹽含量大多超過10%，甚至多見超過20%的情況，導致壓實作用被這些填充物所抵制，致使礦物顆粒之間的接觸關系多為點到點—線接觸，凹凸—縫合接觸相對較少，且礦物破裂也較少，只有碳酸鹽含量低的部位，壓實作用才表現強烈。而在南部斷階帶上，現今的埋深較淺，但是壓實作用依然十分強烈，表明其最大古埋深遠大于現今埋深[6-7,12-14]。高郵凹陷E1f1的膠結物主要是碳酸鹽巖，包括(泥晶)方解石、白云石、鐵方解石及鐵白云石等，鐵質碳酸鹽分布廣泛，硅質膠結含量0.5%～1%，自生黏土礦物相對較少。高郵凹陷E1f1致密砂巖儲層的溶蝕現象也十分豐富，且E1f1早期碳酸鹽膠結強烈，為后期次生孔隙的形成也提供了條件。在深凹-內坡帶，溶蝕孔隙相對較多，但多受到后期壓實與膠結作用的影響，溶蝕孔連通性較差，而在南部斷裂帶，溶蝕孔的體積相對較大，且連通性較好，但是總體數量相對較少。對高郵凹陷E1f1的成巖特征可參見筆者其他文章[6]。

圖2 高郵凹陷E1f11沉積相

2 致密砂巖儲層的成因類型

從成因上來講，致密砂巖儲層的形成主要是兩大類型：原生型和次生型，分別受到沉積作用與成巖作用的控制。

2.1 原生型致密砂巖儲層

原生型是指由于沉積砂體的粒度或分選而導致砂體本身物性較低，隨著埋藏過程而逐漸致密化的致密砂巖。其受到沉積作用的影響較大，可以再細分為細粒型與混雜型。

(1)原生細粒型:是指由于沉積粒度較細而導致致密化的致密砂巖。通過對蘇北盆地E1f的588個低滲儲層物性數據進行不同粒徑與深度的分析(為排除成巖作用的影響，將碳酸鹽含量大于10%的數據點去除)發現，粒徑小于0.05 mm的儲層孔隙度明顯差于粒徑大于0.05 mm的儲層，且多為致密砂巖儲層，而0.1 mm的粒徑區分性則不明顯(圖3)。因此，認為當致密砂巖的粒度小于0.05 mm時，其受到原生沉積作用的影響更大。通過對原生細粒型致密砂巖儲層的分析，其儲集空間以粒間孔、粒內溶孔和晶間微孔為主(圖4a)。

圖3 不同粒徑儲層孔隙度與埋深關系

(2)原生混雜型:是指由于沉積分選較差而導致后期易致密化的致密砂巖，主要是由于泥質含量較多，或砂、礫、泥混雜，其原始物性本就相對較差，經過壓實與膠結作用后更易致密化。其多為重力流混雜沉積，泥質含量多大于5%，儲集空間以殘余原生粒間孔、粒間溶孔和微裂縫為主(圖4b)。

2.2 次生型致密砂巖儲層

次生型是指沉積砂體原物性較高，但由于后期的成巖改造而導致致密化的致密砂巖。可以細分為膠結型與壓實型。

(1)次生膠結型:是指由于膠結作用強烈而導致致密化的致密砂巖。這類致密砂巖往往壓實作用一般而膠結作用十分強烈，發育有多期碳酸鹽膠結，碳酸鹽含量多大于15%，常見鐵方解石或鐵白云石，儲集空間以粒間溶孔、粒內溶孔和晶間微孔為主(圖4c)。

(2)次生壓實型:是指由于壓實作用強烈而導致致密化的致密砂巖。這類致密砂巖往往發育在埋深較大的區域，其壓實作用強烈，碳酸鹽含量基本小于15%，儲集空間以粒內溶孔和晶間微孔為主(圖4d)。

圖4 致密砂巖儲層成因類型微觀特征

3 E1f1致密砂巖儲層類型分布與特征

高郵凹陷E1f1致密砂巖儲層孔隙演化過程中由于上覆鹽城組沉積時期發生構造掀斜，導致沉降中心發生遷移，所以不同地區受到的成巖作用不同，整體上表現為晚期膠結作用強烈，而局部壓實作用較強。另外，南部斷階帶地區雖然現今埋深較淺，但是古埋深較大[6-7]，且發育有南部物源的扇三角洲沉積體系。因此，高郵凹陷E1f1致密砂巖儲層在不同地區分布有不同的四種成因類型：原生細粒型分布在南斷階方巷地區，原生混雜型分布在南斷階許莊-竹墩地區，次生膠結型分布在北斜坡中內坡-車邏2 800～3 500 m埋深范圍內，次生壓實型分布在北斜坡內坡大于3 500 m埋深范圍(圖1)。

3.1 南部斷裂帶

南部斷裂帶整體上是以原生型致密砂巖儲層為主，這是由于該地區主要發育扇三角洲沉積體系，近源特征明顯(圖2)，砂礫泥混雜(圖4b)，相變快(方巷地區的粒度很細)，導致該地區E1f1砂巖自身物性原本就較差(圖5a)，經過后期的壓實與膠結作用，很容易致密化。其孔隙以原生孔隙與粒間溶蝕孔隙為主，孔隙發育程度較高，孔徑和喉道較大(例如許莊地區的XQ1-21井2 317.2 m處主流喉道半徑達1.38 μm，方巷地區F4-1井2 050 m處主流喉道半徑達0.78 μm)，孔喉連通性好(平均配位數大于0.1)(圖5b)，孔隙度峰值與滲透率峰值一致(圖5c)，表明受后期成巖作用影響相對較弱。可動流體含量較高(例如方巷地區的F4-1井2 050 m處E1f1儲層物性雖然較差，但可動流體達63.74%)，表明孔隙度雖然不高，但連通性很好，后期成巖作用未能徹底改變原始孔喉的連通狀態(圖5d)。該地區的原生型致密砂巖儲層具有相對較低的排驅壓力，例如F4-1井2 050 m處排驅壓力僅0.48 MPa，XQ1-21井2 317.2 m處排驅壓力僅0.32 MPa，表明其經過改造后具有較好的產液能力。

3.2 北斜坡中內坡地區

北斜坡中內坡地區基本以次生型致密砂巖儲層為主，該地區沉積體系為來自西-西北部物源的淺水三角洲體系(圖2)，砂巖的分選相對較好(圖6a)，原始孔隙度較大，但因為埋深較大，壓實與膠結作用強烈，成巖作用導致砂巖在后期致密化。其孔隙以粒間溶蝕孔隙為主，孔隙發育程度較低，喉道較小(例如內坡的FSX1井4 042.9 m處主流喉道半徑為0.1 μm，中坡地區H16井2 566.45 m處主流喉道半徑為0.082 μm)，連通性差(平均配位數為0.02～0.07)(圖6b)，孔隙度峰值滯后于滲透率峰值(圖6c)，表明受后期成巖作用影響強。可動流體含量較低(例如內坡地區的HSX1井4 280.3 m處E1f1儲層物性雖然較好，但是可動流體僅37.15%)，表明孔隙雖大，但是連通性很差，后期的成巖作用將喉道封閉，形成很多的無效孔隙(圖6d)。該地區的次生型致密砂巖儲層具有相對較高的排驅壓力，例如H16井2 566.45 m處排驅壓力為2.92 MPa，HX33井3 204.4 m處排驅壓力為3.13 MPa，這表明其產液能力較差，儲層改造后的穩產性也較差，實際生產狀況也證明這一特征。

圖5 南部斷裂帶致密砂巖儲層微觀特征

圖6 北斜坡中內坡致密砂巖儲層微觀特征

4 討論與結論

(1)根據形成的主要因素可以將致密砂巖儲層分為原生型與次生型兩大類，原生型受沉積物自身粒度、分選等因素影響較大，次生型受后期成巖作用改造較強。但并不是認為原生型不受成巖作用的影響或次生型跟沉積物粒度等無關，而是指在致密化中何種因素占據相對主導地位。

(2)原生型致密砂巖儲層可再細分為細粒型與混雜型。其區別在于細粒型是由于沉積物粒度細(多為粉砂級)導致儲層致密，而混雜型則是由于分選差(砂、礫、泥混雜)導致儲層致密，這表明細粒型多發育在前緣席狀砂或灘砂等相帶，而混雜型則易在重力流沉積體中發育，當然后期的成巖作用也會加速其致密化過程。值得討論的是原生型致密砂巖實際上依然受到后期成巖作用的影響(筆者認為幾乎所有的致密砂巖都是在成巖作用的影響之下形成的)，但是正是由于其更多受到沉積作用的控制而造成早期物性較差、后期更易致密化的特點，從而與次生型有所區分。

(3)次生型致密砂巖儲層可再細分為壓實型與膠結型。其實這兩種成巖過程往往是相伴而生的，只是由于兩者的發育程度不同而分為兩種。就高郵凹陷E1f1致密砂巖儲層而言，壓實型主要是發育在埋深大于3 500 m的內坡區，這里的溫度與壓力都很高，碳酸鹽膠結作用也較為強烈，但是壓實作用明顯超過了膠結作用對儲層的影響，粒間孔隙保留的更少。

(4)在其他學者的研究中，認為自生黏土礦物形成的包殼是儲層致密化的一個重要因素(或過程)，而高郵凹陷E1f1儲層中自生黏土礦物相對較少，埋深較大的地區還有一定量的綠泥石，但基本沒有形成包殼。所以本文沒有關于自生黏土礦物型的分類，但其實自生黏土礦物也可以認為是一種膠結，其他地區的這種致密砂巖儲層是可以劃分入次生膠結型的。

(5)兩種類型的致密砂巖儲層雖然物性都較差，但是原生型因為保存了一定的原生孔隙，喉道受到的后期成巖作用影響較少，從而具有較高的孔喉連通性，其蘊含的流體可動性較強。次生型致密砂巖儲層可能會有相對較高的孔隙度(溶蝕作用形成的)，但喉道受后期成巖作用影響較大，孔喉連通性較差，其含油飽和度可能會很高，但是流體的可動性較差，后期的產液能力較弱。因此原生型致密砂巖儲層成藏后經壓裂等改造會具有較好的產液能力，而次生型則由于無效孔隙較多而穩定產液能力較弱。