四川盆地蜀南地區上三疊統須家河組低孔低滲儲層特征及形成機理①

祝海華 鐘大康 李其榮 杜本強 隆 輝 馬彥良 吳連波 姜 楠

(1.中國石油大學(北京)地球科學學院 北京 102249;2.油氣資源與探測國家重點實驗室 北京 102249;3.西南油氣田分公司蜀南氣礦 四川瀘州 646001;4.西南石油大學 成都 610500)

研究區地理位置橫跨川南宜賓—江津地區，構造上位于川東南中隆高陡構造群西南部，西北為華鎣山大斷裂，東為婁山關褶皺帶，南至梁董廟構造，是川東平行褶皺帶向西南延伸的低緩構造群的一部分，面積約10 000 km2(圖1)。研究區須家河組屬于一套辮狀河三角洲平原沉積［1～4］，其砂體縱向厚度大，橫向分布穩定，泥巖發育少，多以夾層形式出現。巖性以巖屑砂巖、長石巖屑質石英砂巖、巖屑質石英砂巖為主。前人對須家河組儲層的認識多集中于川西地區，其次為川中地區，而對蜀南地區研究少，對須家河組儲層低孔低滲成因、物性控制因素研究程度低。前人的研究普遍認為須家河組低孔低滲的主要原因是強烈成巖作用的結果，尤其是壓實—壓溶作用、膠結作用影響最大［5～8］。但是目前研究區須家河組埋深較淺，甚至出露地表，最深才至2 673 m，大部分地區埋深均小于2 000 m，為什么在較淺埋藏條件下會出現強烈的壓實—壓溶作用，什么因素導致強烈的壓實作用?相對于我國東部、西部其他盆地埋藏更深的碎屑儲層，研究層段物性為何要差許多?構造背景、沉積環境、埋藏過程等其他因素對儲層物性是否有影響?前人的研究幾乎都沒有對這些問題進行深層次的探討。

本文從巖石學特征出發，分析儲層的成分和結構特點，進而研究成巖作用特征，分析不同成巖作用所代表的成巖環境，對孔隙演化的影響，然后確定成巖序列。最后結合大地構造背景、沉積環境、目的層埋藏過程系統地分析儲層孔隙演化的控制因素，提出研究區須家河組低孔低滲儲層的形成機理。

1 巖石學特征

根據巖芯和薄片觀察，研究區須家河組儲層為一套中—低成分成熟度和中等結構成熟度的砂巖。巖芯上整體呈現暗灰色，黃褐色，巖屑含量較高。根據7口井400余張鏡下薄片分析，認為儲層總體上以中粒、中細粒巖屑砂巖為主，以中粒巖屑砂巖最為發育，其次為中粒長石巖屑質石英砂巖、中細粒巖屑質石英砂巖、少量細粒鈣質砂巖以及少量粉砂巖(圖2)。大部分樣品巖屑含量為20% ～40%，而且類型豐富，最常見為泥巖、千枚巖、板巖和石英巖巖屑(圖4a，b)。

圖1 研究區位置及構造綱要圖Fig.1 Location and structural outline map of the study area

根據鏡下統計，須家河組80%以上是中粒和細粒砂巖，分選中—低，磨圓度以次棱角狀、次棱角—次圓狀為主，平面上在靠近物源方向的梁董廟地區分選、磨圓明顯變差，向盆內方向分選變好，次棱角—次圓狀顆粒也有所增加。

圖2 須家河組儲層巖石組分三角圖Fig.2 Composition plot of the 4th member of Xujiahe Formation(Q-quartz，F-fledspar，R-lithic)

2 主要成巖作用類型及特點

通過大量的巖石薄片和掃描電鏡分析，認為研究區須家河組在埋藏過程中經歷的主要成巖作用包括壓實作用、膠結作用、溶蝕作用及交代作用，其中前三種成巖作用對儲層物性影響最大。

圖3 膠結物占全巖含量的分布比例Fig.3 Distribution of total amount of cement mineral

2.1 壓實作用

研究區須家河組砂巖在埋藏過程中遭受強烈的壓實作用，顆粒之間以線接觸、凹凸接觸為主。以塑性巖屑壓實變形最為常見，常形成假雜基。石英、巖屑及長石等脆性顆粒常破裂形成粒內縫。

2.2 膠結作用

研究區須家河組膠結作用常見，但是膠結物(硅質、鈣質及黏土礦物)總含量較少(圖3)，平均為5.8%。膠結類型包括硅質膠結、碳酸鹽膠結、黏土膠結、鐵質膠結。其中硅質膠結最為常見。

圖4 研究區須家河組典型的成巖現象Fig.4 Typical diagenetic types of Xujiahe Formation in the study area

(1)硅質膠結作用

硅質膠結或者石英次生加大幾乎在所有的鏡下薄片中均有發育，含量2.0% ～14.3%，平均4.0%，加大級次為Ⅱ-Ⅲ級。

根據特征可分為壓溶前和壓溶石英次生加大。前者發生于淺埋期，石英顆粒在未被完全壓實之前發生次生加大，因此顆粒常呈點—線接觸。而壓溶成因石英次生加大發生時期較晚，為石英顆粒因壓溶作用發生溶解、轉移、再沉淀而成，此時粒間孔隙基本因壓實作用而消失殆盡，因此顆粒常呈線—凹凸接觸，研究區的石英加大多為壓溶成因。

(2)碳酸鹽膠結作用

研究區碳酸鹽膠結現象常見，但含量較少，大部分含量小于2.5%，個別可達28%，平均1.6%。膠結物類型包括方解石膠結、鐵方解石膠結和白云石膠結。早期為基底式方解石膠結，晚期為孔隙式方解石膠結、含鐵方解石膠結和白云石膠結。根據鏡下薄片統計，85%的薄片見到了碳酸鹽膠結，其中14%為基底式膠結，86%為孔隙式膠結，這說明大部分的碳酸鹽膠結發生于晚期(圖4b)。

垂向上，由砂—泥巖界面向砂巖內部，碳酸鹽膠結逐漸減少，變化規律明顯。在砂—泥巖界面處常發生基底式方解石膠結，發育巖性為細粒、中細粒巖屑砂巖。在砂層內部發育孔隙式碳酸鹽膠結，發育巖性以中粒巖屑砂巖為主，但偶爾也見薄層的細粒巖屑砂巖發生基底式方解石膠結。

與石英次生加大對孔隙破壞不同，碳酸鹽膠結不但會充填原生粒間孔隙，對早期形成的粒內溶孔也具有破壞作用，這些早期的溶孔常被碳酸鹽礦物充填殆盡。但由于儲集砂體碳酸鹽膠結物含量少，因此碳酸鹽膠結并非破壞孔隙的主要因素。

(3)黏土膠結作用

須家河組砂巖的黏土膠結作用中等—弱，根據X射線衍射分析結果，黏土礦物含量不超過2.5%，平均含量1.39%(表1)。黏土礦物類型為伊利石和綠泥石膠結，未見高嶺石。伊利石膠結物通常呈顆粒包膜或孔隙襯邊形式出現，掃描電鏡下發育蜂窩狀狀、發絲狀(圖4d)。綠泥石膠結物則以孔隙襯邊形式出現(圖4c)，掃描電鏡下呈絨球狀、玫瑰花狀集合體，具有多期生長的特征。

2.3 溶蝕作用

須家河組溶蝕作用總體較弱，溶蝕對象主要以長石和巖屑為主(圖4e，f)，其次是少量雜基及膠結物，因溶蝕作用而增加的溶蝕孔隙度一般小于3%，但最高也可達5%。根據溶蝕特征可以識別出早晚兩期的溶蝕作用，其中早期溶蝕作用以原生孔隙作為溶蝕流體通道，形成的粒內溶孔多被方解石充填;晚期溶蝕以微裂縫作為通道，溶蝕孔隙未被充填，且常沿微裂縫分布(圖4f)。

3 孔隙類型和物性特征

3.1 孔隙類型

根據鏡下50塊鑄體薄片觀察，須家河組砂巖孔隙總體不發育，孔隙類型包括原生粒間孔、雜基微孔、粒內溶孔、粒間溶孔、鑄模孔(圖4c，e，f)。由于后期未能發生大規模的溶蝕作用，孔隙類型以原生粒間孔為主，其次是粒內溶孔和雜基微孔(圖5)。原生粒間孔一般具有綠泥石環邊，常見少量磁鐵礦充填。粒內溶孔多形成于晚期，沿裂縫分布，溶蝕對象為長石和巖屑。受辮狀河水動力條件不穩定的影響，須家河組含較多雜基，因此雜基微孔也是重要孔隙類型，但由于孔喉細小，一般小于0.005 mm，對物性貢獻較小。

3.2 物性特征

根據2 030個巖芯樣品的孔隙度和滲透率測試數據表明:研究區須家河組砂巖巖芯孔隙度最大為12.5%，最小為0.08%，平均4.64%，大部分集中于2% ～8%(占82%)。滲透率最小0.003×10-3μm2，最大為7.05×10-3μm2，平均0.147 ×10-3μm2。具有明顯的低孔低滲特征。

表1 研究區部分井砂巖X射線衍射分析黏土礦物含量Table 1 Clay mineral content from the X-ray diffraction analysis in sandstone from wells in the study area

圖5 研究區儲層孔隙類型及比例Fig.5 Porosity categories and proportion of reservoir in the study area

平面上，研究區的東南部靠近物源，物性最差，平均孔隙度為1.63%，平均滲透率0.014×10-3μm2，向盆地內部，物性變好，平均孔隙度可達8.53%，平均滲透率可達1.65×10-3μm2。

4 儲層物性控制因素和低孔低滲形成機理

儲層的物性受多種因素的影響，包括沉積條件、成巖作用、構造運動、油氣充注、異常高壓等，其中沉積條件和成巖作用是最主要的影響因素［9～12］。而不同地區主控的影響因素也不同，有的主要受沉積條件控制，有的主要受后期成巖作用改造影響［13～15］。

對研究區須家河組而言，沉積條件和成巖作用對儲層物性都有影響，而成巖作用是造成低孔低滲的主要原因。

不同沉積微相砂體物性有所差異(圖6)。研究區須家河組砂體主要為辮狀河三角洲平原的主分流河道、次級分流河道及前緣的水下分流河道沉積。根據鏡下觀察，沉積水動力相對較強的砂體如主河道砂體粒度粗于水動力弱的沉積砂體，分選也較好，因此物性略好。但不同河道砂體物性差別較小，平均孔隙度差異＜1.7%，平均滲透率差異0.1×10-3μm2。這說明原始沉積條件對儲層物性的影響隨著后期的埋藏演化而被削弱。

根據大量的鏡下觀察，低孔低滲是強烈破壞性成巖作用的結果，而在破壞性成巖作用中，壓實作用對孔隙的破壞要大于膠結作用。通過對粒間總孔隙度和膠結物含量的統計可見所有的樣品都落入強壓實的范圍(圖7)。如果認為原始孔隙度45%，壓實作用損失的孔隙度大部分集中于30%～40%。為何在淺埋條件(800～2 000 m)下會出現如此強烈的壓實作用?為何后期溶蝕作用的對儲層的改善不明顯?通過分析認為須家河組強烈的成巖作用是大地構造背景、沉積環境、埋藏過程等多方面因素綜合作用的結果。

4.1 大地構造背景控制了沉積環境和物源特征

區域構造研究表明，三疊紀晚期，四川盆地的沉積中心位于川西地區，龍門山活動較強烈，盆地自西向東構造活動逐漸減弱［17～23］。研究區位于四川盆地東南部，須家河組沉積時構造相對穩定，地勢較為平緩。這種寬緩穩定的地質條件有利于辮狀河及辮狀河三角洲的發育。

三疊紀末期四川盆地剛剛由海變陸，海水自東向西退出盆地［17］，盆地周緣早期沉積的海相地層在抬升后最先出露，為盆地提供了大量的沉積巖巖屑和淺變質巖巖屑。根據鏡下觀察，沉積巖巖屑以泥巖為主，其次是碳酸鹽巖屑和砂巖巖屑;變質巖巖屑以變質程度較低的千枚巖巖屑為主，其次是中低級變質程度的云母石英片巖、片麻巖、變質砂巖巖屑，這些巖屑塑性均較強，容易壓實變形。

圖6 不同微相砂巖孔隙度和滲透率特征Fig.6 Physical properties of sandstones from different depositional microfacies

圖7 須家河組壓實作用和膠結作用對孔隙度損失的比較Fig.7 Comparison of porosity reduction of Xujiahe Formation between compaction and cementation

4.2 辮狀河的沉積特征控制了儲層的組分特征

辮狀河相對近源，水動力不穩定，以沉積速率快，側向改道迅速為特征。因此河道間沉積的泥巖、粉砂巖常因河道改道而被沖蝕，形成大量的撕裂屑，同時也導致砂泥混雜沉積，分異程度差。鏡下觀察，須家河組砂巖中常含較多的網狀充填黏土雜基，含量5.0% ～14.5%，平均7.5%。同時由于相對近源，泥巖、千枚巖等塑性巖屑易被保存下來，含量普遍大于20%。這種雜基含量較高，含大量塑性巖屑的組分特征是導致強烈壓實的原因之一。

4.3 持續的埋藏最終導致強烈的壓實作用

目前須家河組埋深普遍小于2 000 m，甚至出露地表，但根據對董11井、董15井、丹淺001-2井地層埋藏史的分析，須家河組在沉積之后發生了持續性的埋深，埋深過程一直持續到白堊紀末期，新生代以來才開始抬升。以董11井為例(圖8)，在晚三疊世須家河組沉積之后就經歷了一期非常短期的約300 m的快速埋藏過程，此后在中侏羅世須家河組開始了長期的持續性的埋藏過程:前期埋深了930 m，埋藏速率高達51.6 m/Ma;后期埋深了2 790 m，埋藏速率為29.7 m/Ma。持續性的埋藏不利于形成早期的碳酸鹽膠結，加之須家河組塑性巖屑和雜基含量高的組分特征最終導致了強烈的壓實作用。因此強烈的壓實對原生孔隙的損失起到了決定性的作用。

4.4 中晚期的膠結作用導致孔隙繼續損失

低孔低滲的另一原因是經過強烈壓實作用后剩余的原生孔隙又受到石英次生加大和碳酸鹽膠結作用進一步損失。

石英壓溶作用出現在壓實作用的中后期，溶解硅質轉移至壓實殘余孔隙中沉淀形成硅質膠結。巖屑砂巖中塑性巖屑、雜基含量較多，壓實之后剩余孔隙損失嚴重，因此石英次生加大規模較小。而在巖屑石英砂巖和長石巖屑質石英砂巖中由于塑性巖屑含量較少，石英的次生加大發育。石英次生加大之后，如果還有剩余孔隙，則還可以繼續發生碳酸鹽膠結繼續充填孔隙(圖4b)。總體來看，石英加大對孔隙的進一步破壞要強于碳酸鹽膠結。

圖8 董11井須家河組埋藏史曲線圖Fig.8 Burial history of the 4th member of Xujiahe Formation of Well Dong11 in the study area

4.5 埋藏后期溶蝕作用弱次生孔隙不發育

須家河組整體溶蝕作用比較弱，溶蝕孔隙不發育，導致溶蝕作用弱的原因主要有3點:(1)研究區遠離沉積中心，缺少溶蝕酸性水;(2)早期致密化嚴重，流體進入砂巖內部困難;(3)缺少可溶組分，早期碳酸鹽膠結微弱。

區域位置上，研究區位于四川盆地南部，遠離須家河組沉積時盆地的沉積中心，加之盆地中部構造相對穩定，自三疊紀之后未發生強烈的構造變形，地層平緩，斷裂不發育［18～24］，因此盆地中心的酸性水很難經過長距離橫向運移到達研究區對目的層段進行溶蝕。

其次，須家河組在早期發生了持續快速埋深，加之塑性組分含量多，導致了強烈的壓實作用，壓實剩余孔隙又被之后的石英次生加大所充填，所以埋藏至中晚期時，須家河組儲層已經非常致密，有機質成熟形成的酸性水很難進入砂巖內部進行溶蝕。由于孔滲條件差，即使發生微弱的溶蝕之后，溶解物質也很難被帶出，這就導致了先形成的溶蝕孔隙在后期抬升過程中因流體溫壓條件變化而被再次充填的現象。

缺少可溶組分也是須家河組溶蝕作用弱的另一原因。可溶物質如長石顆粒、可溶性巖屑和碳酸鹽膠結物等是晚期溶蝕作用發生的物質基礎。須家河組碎屑顆粒主要為石英和巖屑，長石含量少，普遍小于5%，巖屑類型多以泥巖、千枚巖等難溶巖屑為主，可溶性的巖屑如火山巖巖屑含量少，此外碳酸鹽膠結作用較弱，含量少(平均1.6%)，而且多形成于中晚期。這種組分特征不利于溶蝕作用的發生。

5 結論

綜上所述，蜀南地區須家河組低孔低滲砂巖的成因可以歸結為:在靠近物源而遠離沉積中心的古地理背景下，辮狀河道沉積的須家河組砂巖含有大量的塑性巖屑，加之早期持續性的埋深導致強烈的機械壓實作用，原生粒間孔隙消失殆盡，殘余原生孔隙又被石英次生加大所占據。埋藏后期缺乏可溶礦物和溶蝕流體，溶蝕流體難以進入已致密化的砂巖，導致后期溶蝕孔隙不發育，最終導致須家河組形成低孔低滲砂巖。

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