蜀南低陡構(gòu)造區(qū)須家河組儲層砂巖致密化成因機(jī)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(jī)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(jī)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(jī)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(jī)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(jī)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(jī)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(jī)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(qiáng)度中等—強(qiáng).

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(jī)質(zhì)熱演化排出的有機(jī)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(jī)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?；驇r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(jī)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(jī)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(qiáng)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(jī)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(qiáng)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(qiáng).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(jī)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(qiáng)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(jī)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(jī)械壓實逐漸增強(qiáng)，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(qiáng)烈的機(jī)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(qiáng)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(jī)質(zhì)進(jìn)入生烴階段，煤系烴源巖排出的有機(jī)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(jī)械壓實階段、早成巖B期—中成巖A期的膠結(jié)等3個階段.

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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；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.