砂巖儲集層粒間孔隙保存機制

張鵬輝 Lee Yong Il 張金亮 梁 杰 武英利 袁 勇 王晉晨 劉璐晨 王正云 付俊杰

1.河海大學海洋學院 2.青島海洋科學與技術國家實驗室海洋礦產資源評價與探測技術功能實驗室3.School of Earth and Environmental Sciences,Seoul National University 4.北京師范大學資源學院5.中國地質調查局青島海洋地質研究所 6.中國石化石油勘探開發研究院無錫石油地質研究所7.中國石油化工股份有限公司上海海洋油氣分公司 8.中石化海洋石油工程有限公司上海物探分公司

0 引言

砂巖在埋藏成巖過程中，通常情況下孔隙度會隨深度增加而減小，壓實作用（主要為機械壓實）和膠結作用（主要為石英膠結）是引起孔隙度減少的主要影響機制[1-2]。砂巖孔隙發育受控于沉積、早期成巖及中晚期成巖過程，是顆粒粒度、分選性、組分、成巖作用及埋藏演化史共同作用的結果[2-3]。自20世紀70年代以來，深埋藏砂巖中出現異常高孔隙度的現象逐漸為石油地質學者所重視。近年來發現的深層常規、非常規油氣藏與這一類異常高孔隙度的砂巖儲層相對應，反映出孔隙保存與油氣富集的密切聯系。已知的對孔隙保存起關鍵作用的因素包括顆粒包膜發育、孔隙流體超壓、與外來鹽體有關的熱流擾動以及烴類充注等4種因素[4-7]。上述因素通過抑制壓實作用和（或）石英增生影響粒間孔隙的保存，進而影響砂巖儲集層的儲層質量。

對于埋藏深、溫度高（通常大于100 ℃）的砂巖儲層，特別是碎屑石英含量相對較高的砂巖儲層，目前對其孔隙保存的研究在保存機理、適用條件、實驗模擬等方面取得了一些重要進展，但仍然面臨著諸多挑戰、存在不少爭議[4-6]。因此，筆者引入和總結了國內外學者近年來在砂巖粒間孔隙保存方面的研究進展以及筆者在該方面的研究成果，闡述了顆粒包膜（綠泥石膜、伊利石膜和微晶石英膜）發育、孔隙流體超壓、與外來鹽體有關的熱流擾動以及烴類充注等4種因素對儲層質量的影響，明確了孔隙保存機制的認識，并指出異常高孔隙度砂巖儲層的預測和模擬是未來的研究趨勢和難點，以期有助于形成并完善砂巖儲層孔隙保存機制的研究體系，為含油氣盆地深部砂巖油氣藏勘探開發提供理論支撐。

1 顆粒包膜發育

砂巖儲層中孔隙度減少主要原因之一是石英增生（石英膠結作用）[8-16]，除黏土礦物、微晶石英等常見的可有效保存（原生）粒間孔隙的顆粒包膜外，羥基氧化鐵和沸石等顆粒包膜也被認為具有相似的孔隙保存機制[5-6]。黏土礦物顆粒包膜多與深層儲層孔隙保存密切相關，其對原始孔隙的有效保存是顆粒包膜形成于石英膠結作用開始之前。黏土礦物顆粒包膜可以是碎屑成因也可為自生成因[4-6,17]，其以綠泥石為主，也可以是伊利石和混層黏土礦物，同時還需滿足兩個條件：①達到一定厚度[18-19]；②較高的粒表覆蓋率[3-6,20]。

1.1 綠泥石膜

作為深埋藏砂巖中最為常見的孔隙保存機制，綠泥石膜在碎屑石英含量相對較高的砂巖中主要通過減少石英顆粒的表面積來有效抑制石英增生。在絕大多數情形下，富綠泥石膜砂巖中石英膠結物的含量低。

綠泥石可由非綠泥石源物質（如顆粒早期的黏土包殼、早期綠蒙黏土礦物、高嶺石等）轉化形成，或在成巖階段直接從富鐵或富鎂的孔隙水中新生沉淀而來[3-5,10,17]。早期報道的與深層粒間孔隙保存密切有關的富鐵綠泥石膜廣泛分布于美國墨西哥灣白堊系Tuscaloosa組河流相和淺海相砂巖、挪威北海陸架侏羅系海相砂巖、巴基斯坦Sawan氣田白堊系砂巖、我國四川盆地上三疊統須家河組砂巖、鄂爾多斯盆地上三疊統延長組砂巖以及松遼盆地下白堊統登婁庫組砂巖等；富鎂綠泥石膜有助于保存孔隙的例子可見于美國莫比爾灣侏羅系Norphlet組風成砂巖和德國北部二疊系風成砂巖等，但其分布遠不及富鐵綠泥石膜普遍。鐵離子的主要來源有：①高能沉積環境下河水中溶解的鐵離子[21]；②大氣淡水流入伴隨的富鐵離子活動，多為菱鐵礦沉淀[22]；③火山巖巖屑蝕變[10,23]等。鎂離子可能來源于碎屑顆粒中的早期黏土和鐵氧化物以及礦化度鹽水的相互作用[24]或者火山巖巖屑蝕變[25]等。

Dowey等[26]統計了54個發育綠泥石膜的研究區，統計結果表明綠泥石膜可存在于不同的沉積相，其中三角洲相（44%）最為發育，河流相（19%）次之，構成了綠泥石膜最易發育的兩類沉積相帶（圖1-a）；發育綠泥石膜的沉積地質年代主要集中在白堊系（26%）（圖1-b）。其分布的緯度介于60°N～60°S，表明溫帶和熱帶氣候有利于綠泥石膜的形成。

砂巖中自生綠泥石以孔隙環邊襯里為主要賦存狀態（圖2-a）。綠泥石是我國鄂爾多斯盆地延長組砂巖中主要的自生礦物之一，且綠泥石膜普遍發育[27-32]，盡管延長組砂巖儲層較為致密，但綠泥石膜較為發育的強水動力條件下的砂巖具有較好的物性和孔喉連通性，原生粒間孔隙保存較好，這類砂巖構成了主要的油氣聚集場所。巴基斯坦白堊系Goru組下段砂巖中自生綠泥石膜厚度介于5～10 μm，其形態類型可分為內層晶形較差的綠泥石和外層晶形較好的綠泥石兩類[23]（圖2-b），前者為早期成巖階段形成，后者垂直于環邊表層生長且形成于中晚期成巖階段。這種雙層結構的綠泥石膜在鄂爾多斯盆地延長組砂巖中也較為常見[28-29]。Bloch等[4]通過對北海盆地Haltenbanken地區侏羅系富含綠泥石環邊膠結物的砂巖統計發現，當砂巖粒度中值大于0.45 mm時，砂巖孔隙度較高（普遍大于18%），只有少數巖樣的孔隙度因碳酸鹽膠結、分選較差或低綠泥石膜粒表覆蓋率而相對較低，表明砂巖粒度在綠泥石膜對孔隙保存的有效性上具有較好的控制作用。

圖1 不同條件下的富綠泥石膜對砂巖儲層質量影響的頻率圖（據本文參考文獻[26]修改）

圖2 綠泥石膜微觀特征照片

筆者對松遼盆地長嶺斷陷登婁庫組氣藏研究時發現致密砂巖中廣泛發育富鐵綠泥石膜[3]，綠泥石是登婁庫組砂巖中含量最多的黏土礦物（圖2-c），約占巖石含量的9.7%。對自然樣品和乙二醇樣品的X射線衍射分析可知，其類型為14-?綠泥石，未發現混層黏土礦物存在。顆粒接觸處綠泥石缺失現象結合X射線衍射形態分析未發現早期綠泥石成因的證據，表明登婁庫組致密氣砂巖儲層中的綠泥石膜為自生成因。鏡下觀察顯示構成自生綠泥石膜的鐵離子主要來自火成巖巖屑轉化（圖2-d）。壓實作用及隨后中成巖階段的碳酸鹽膠結作用是登婁庫組致密氣砂巖孔隙變差的主要因素。在綠泥石膜粒表覆蓋率較高且碳酸鹽膠結物含量較低的樣品中，粒度是粒間孔隙保存的主控因素。辮狀三角洲前緣河口沙壩上部、分流河道下部以及辮狀河道下部粒度較粗的砂巖儲層中，綠泥石膜較為連續且具有較高的粒表覆蓋率，同時石英膠結和碳酸鹽膠結較為局限，一些粒間孔隙和較大孔徑的孔喉得以保存（圖3-a、b），使得該類砂巖儲層具有較其他類型儲層更好的物性條件；粒度較細且高綠泥石膜粒表覆蓋率的砂巖不利于粒間孔隙的保存，這主要是由于過于密集的綠泥石膜會嚴重堵塞孔隙結構，粒間孔隙很難保存，過厚的綠泥石膜吸附較多水并降低孔隙系統的連通性（圖3-c、d），這類較差儲層主要分布于辮狀三角洲前緣河口沙壩、漫溢和沙席下部、分流河道和河道沙壩上部，以及辮狀河道和河道沙壩上部砂巖。

圖3 松遼盆地登婁庫組致密砂巖孔隙系統圖

Ajdukiewicz和Larese[6]對美國墨西哥灣白堊系Tuscaloosa組砂巖進行熱液反應實驗，展示了綠泥石膜隨熱演化程度的升高對石英膠結的抑制作用過程：從埋藏開始至115 ℃，石英膠結物的新生成核作用受到綠泥石膜的抑制；隨著溫度的升高（115～164 ℃），石英膠結物在石英表面與黏土礦物顆粒間成核，開始充填綠泥石膜之間的微孔隙；伴隨著溫度的進一步升高，石英膠結物的生長會在黏土礦物顆粒邊界處停止，只在綠泥石膜不完整處會繼續生長，進而侵入到主要的粒間孔隙空間（圖4）。

上述演示過程進一步說明了綠泥石膜抑制石英增生而使得深埋藏砂巖中粒間孔隙得以保存。

1.2 伊利石膜

伊利石膜對于孔隙的保存作用未引起太多關注。與孔隙保存機制密切相關的伊利石膜可見于美國莫比爾灣侏羅系Norphlet組風成砂巖、美國西部內陸侏羅系Nugget/Navajo組的部分風成砂巖、德國北部二疊系風成砂巖、巴西侏羅系Sergei組河流相砂巖、中東二疊系Unayzah組砂巖、挪威近海侏羅系Garn組砂巖等。

Ajdukiewicz和Larese[6]利用熱液反應實驗驗證Tuscaloosa組砂巖中伊利石膜抑制石英膠結作用，并評價了其抑制機制。將碎屑石英顆粒與表面的伊利石膜分開，將伊利石膜剝離的碎屑石英置于能夠發生石英增生的實驗條件下24 h，實驗結束后在石英表面觀察到廣泛、明顯的石英加大現象，而在同樣的實驗條件下未剝離伊利石膜的樣品只能在包膜覆蓋不連續的表面觀察到石英膠結現象，驗證了伊利石膜對石英膠結的抑制作用。進一步對比分析發現，在其他條件相同的前提下，伊利石膜在較高溫度下抑制石英增生的效果要弱于綠泥石膜[6]。

值得一提的是，我國川西地區須家河組四段及松遼盆地南部登婁庫組致密砂巖儲層中也能觀察到很好的伊利石膜保存原生孔隙的現象[3,33]，但由于伊利石膜發育有限，其孔隙保存在上述地區不顯著。

1.3 微晶石英膜

微晶石英膜是沉積盆地砂巖中一種抑制石英增生的有效機制。其厚度通常介于0.1～15.0 μm，微晶石英的C軸取向具有隨機性[5,16,34-35]，石英膠結物在晶體學和光學取向上與碎屑石英顆粒具有一致性[9]。

北海盆地侏羅系和白堊系砂巖、巴西西部泥盆系砂巖、法國巴黎盆地漸新統Fontainebleau組砂巖等均發現微晶石英膜，且富集微晶石英膜的砂巖較缺乏微晶石英膜的砂巖具有更高的粒間孔隙度和較低的石英膠結物。如北海盆地南Viking地塹侏羅系砂巖中微晶石英膜粒表覆蓋率較高的砂巖，其石英膠結物含量平均值為5%～10%，對應高孔隙度砂巖（孔隙度主要介于20%～30%），而在缺乏微晶石英膜發育的砂巖中孔隙度小于7%[36]。砂巖中富含生物硅特別是硅質海綿骨針在淺埋過程中發生溶解被認為是微晶石英形成的最主要來源。此外，富硅火山玻璃溶解產生的過飽和硅可能是微晶石英形成的另一潛在來源 [4-5,16,36-37]。

電子背散射衍射分析顯示微晶石英顆粒較之碎屑石英顆粒呈現出多種顏色，能夠進一步確認微晶石英與碎屑石英顆粒在晶體光學取向不同（圖5-a）[16]。微晶石英的C軸取向形成一個環（圖5-a中的紅線標明其軌跡），和碎屑石英顆粒的邊界平行，但是這個環有一個變化的范圍，與碎屑石英顆粒表面（邊界）有±15°的角度[16,21]，表明微晶石英沿C軸且平行于碎屑石英顆粒表面生長，但是微晶石英在碎屑石英顆粒表面分布是隨機的，并且繞著它們各自的C軸的旋轉角度也是隨機的。高分辨二次電子成像顯示，德國Subhercynian盆地上白堊統Heidelberg組砂巖和法國巴黎盆地漸新統Fontainebleau組砂巖中微晶石英膜厚度約為1 μm，碎屑石英顆粒和微晶石英之間存在一定厚度的薄層[16,37]（圖5-b）；利用透射電子顯微鏡和聚焦離子束掃描電鏡對該薄層觀察發現，該納米薄層包含共生的玉髓和無定形硅[16,37]。Worden等[16]進一步提出微晶石英的形成機理，即SiO2濃度的逐漸降低，由最初的無定形硅納米薄層沿垂直于碎屑石英顆粒表面的方向逐步形成玉髓，由玉髓層沿C軸取向生成微晶石英。無定形硅、玉髓與微晶石英的集合共同抑制了石英膠結物的生長，無定形硅和玉髓的納米薄層遮蓋了碎屑石英中可以發生石英加大的成核位點，同時平行于碎屑石英顆粒表面的微晶石英又可以阻止向孔隙方向的石英增生[16]，雙重作用共同保證了深層砂巖儲層中粒間孔隙的保存。

圖5 微晶石英膜微觀鏡下特征照片（據本文參考文獻[16]、[37]修改）

2 孔隙流體超壓

機械壓實作用可使砂體孔隙度由初始的孔隙度40%～50%降為固結作用時的孔隙度25%～32%[38-40]，隨埋藏深度增加，上覆載荷增加，導致有效壓力增加，從而構成了沉積物形成初期最主要的孔隙減少機制。有效壓力是砂巖壓實作用的重要控制因素，而流體超壓可以減少垂直有效壓力，減少粒間、顆粒與膠結物之間的負荷來實現減緩機械壓實速率[5]，從而使砂巖儲層的孔隙空間得以保存。

流體超壓對于孔隙保存作用在快速沉積形成的新生界等淺部砂巖地層中最為顯著[4,7]，可以總結為3種機制：①流體超壓使得低垂直有效壓力環境下壓實作用受到抑制，開放性的原生孔隙得以保存[4]；②流體超壓通過抑制粒間壓溶作用來抑制或阻止較為顯著的石英膠結作用[41-42]；③流體超壓導致潛在的次生孔隙發育，在快速沉降時期超壓泄露處的壓力所產生的垂直流體流動導致長石溶蝕的產物搬運出儲層，形成次生孔隙[43-45]。

流體超壓發育時間是影響孔隙保存的主要因素，早期超壓能夠提供一個潛在的孔隙保存深度窗[4-5]，晚期超壓特別是對應于石英增生顯著的地層溫度（大于90 ℃）時，對孔隙保存的影響要弱得多。除此之外，對應剛性顆粒與韌性顆粒含量不同的砂巖也影響了孔隙保存。剛性顆粒為主的砂巖可以保存約6%的孔隙度，韌性顆粒為主的砂巖孔隙保存度更高[4]。值得指出的是，在許多前新生代盆地中容易受到深部有機和無機反應的影響，如烴類反應或石英膠結等[4]，這種情形下流體超壓對于孔隙的保存不顯著。

3 與外來鹽體有關的熱流擾動

與外來鹽體有關的熱流擾動能夠潛在地影響成巖變化（特別是石英膠結）的速率，進而影響孔隙的保存。墨西哥灣Green Canyon 640區塊的Tahiti井，外來鹽體厚度為3 000 m，鹽下鉆遇中新統砂巖（大于7 000 m）孔隙度介于21%～24%，石英膠結物含量僅為1%～2%；墨西哥灣Mississippi Canyon 727區塊的Poseidon井無基性鹽或鹽體厚度較小，該井與Tahiti井相距超過200 km，其中新統砂巖與Tahiti井相似，在相同深度處，其地層溫度高40 ℃，對應的孔隙度僅為12%～17%，石英膠結物含量介于2%～7%[5]?？紫抖炔町愔饕怯墒⒛z結物含量導致的，是差異性熱演化史的結果[5,46]。這主要歸因于鹽體的熱導率是砂巖、泥巖熱導率的2～4倍，使得下伏地層的熱量能夠更快傳導到鹽體之上的地層[5]。因而在厚層鹽體序列下往往出現溫度抑制（相對低溫）區[47]。通過對墨西哥灣多口井埋藏熱演化史分析，中新統砂巖中有無外來鹽體對其影響較為顯著，鹽體侵位發生在距今9.4～9.2 Ma，在侵位初期古地溫呈現出不同的演化路徑，其中沒有鹽體侵位的古地溫要高出23 ℃且孔隙度要低5%～7%[5]。

外來鹽體的厚度及鹽體侵位時間也影響古地溫演化及粒間孔隙的保存。對于鹽體侵位時間相同的不同厚度鹽體，3 000 m 厚的鹽體較 1 500 m 厚的鹽體會導致砂巖更低的石英增生差值（3%～5%）和更高的粒間孔隙；對于鹽體厚度相同（1 500 m）的情況下，鹽體侵位時間較早（距今15.6～14.8 Ma）較之侵位時間較晚（距今9.4～9.2 Ma）的砂巖對應相對較低的石英增生差值（1%～2%）和相對較高的粒間孔隙[5]。

4 油氣充注

最初，石油地質學家普遍認為早期油氣充注可以有效抑制石英膠結從而很好地保存砂巖原生孔隙。在低含水飽和度、束縛水飽和度砂巖中硅擴散路徑呈現出更長且曲折的趨勢，硅的擴散速率也隨含油飽和度的升高和含水飽和度的降低而逐漸減慢[14,48]。早期油氣充注在沒有其他因素（顆粒包膜、流體超壓、鹽體侵位、次生孔隙發育）影響的前提下能夠抑制砂巖中膠結作用的進行從而有利于孔隙保存。澳大利亞西北陸架Brewster-1井上侏羅統—下白堊統砂巖、鄂爾多斯盆地侏羅系和三疊系砂巖、北海S?gne盆地中侏羅統砂巖等均證實該認識。

近年來，陸續出現了油氣充注對于孔隙保存機制的反對觀點，反對觀點主要基于純油層和無油帶孔隙減少的差別甚微這一認識[49]。Marchand等[50]對北海盆地Miller地區侏羅系Brae組砂巖成巖作用的研究發現，在結構和組分相似的情況下，含油砂巖石英膠結物含量平均值為6%，含水砂巖中石英膠結物含量平均值高達13.2%。隨后的研究工作[5,51]則反駁了這一觀點，通過巖心樣品的分析測試發現在含油砂巖及含水砂巖中均可見較高含量的石英膠結物，影響孔隙保存的主要因素是微晶石英膜的存在。在石英膠結物中存在含油流體包裹體表明石英膠結作用仍可在許多油氣充注砂巖中持續進行[51-54]。

對于油氣充注歷史、巖石結構及組分、烴類類型及飽和度、巖石潤濕性、石英膠結形成時期、烴源巖成熟度等因素很難協同考量[4-5]，就目前而言，很難明確限定油氣侵位對砂巖膠結作用及孔隙演化的影響程度，需要對特定研究區的砂巖儲層的孔隙保存情況進行更為嚴格的評價。

5 孔隙保存機制研究趨勢與展望

隨著分析技術的革新和成巖數值模擬等新技術的應用，為區域上預測異常高孔隙度的砂巖儲層提供了可行的思路。提高預測的可靠性，有助于更好地構建含油氣盆地砂巖儲集層粒間孔隙保存機制理論和預測方法，對于油氣富集機理的認識和成藏理論的完善具有重要的科學意義，可為（深層）砂巖油氣藏高效勘探開發提供理論指導。但是，粒間孔隙保存機制研究仍需要在以下幾個方面開展進一步的探索。

1）綠泥石膜對砂巖儲層質量的影響到底是積極作用、復合作用、還是無作用，需要甄別。對綠泥石膜的預測和模擬仍是一個難點，盡管已有部分研究嘗試用沉積環境來開展初步預測[3]，但需要指出的是這必須建立在綠泥石是由非綠泥石源物質經埋藏成巖轉化而來的基礎之上[26]。不同產狀的綠泥石膜的時空分布規律及其形成模式仍有待進一步探究。而伊利石膜的成因機制及分布規律應開展更為系統的研究，其對砂巖儲層孔隙保存的影響也需要更為深入的認識。發展成巖響應特征模擬技術，如開發實現黏土礦物顆粒包膜對儲層質量的影響等響應的模塊，是儲層成巖數值模擬技術未來攻關的一個主要方面[55-56]。

2）對于微晶石英形成所需的無定形硅，其可能為生物成因，也可能為非生物成因，其成因機制也有待更深入研究。特別是對于生物成因的無定形硅的預測受控于層序、古沉積環境和古緯度，是建立微晶石英膜識別模型的基礎[16]，需要更深入的研究和更好識別/預測微晶石英膜發育的孔隙保存層位。

3）現有的流體超壓識別技術尚不成熟。例如反射地震資料分析等識別方法建立在不均衡壓實的基礎上，然而該識別方法卻無法運用于流體超壓發育在正常壓實作用之后的情形[4]；流體超壓的發育可能伴隨蒙脫石伊利石化、生烴、石油裂解等因素的干擾[4]，這也導致流體超壓的預測模擬仍處于探索階段。

4）油氣侵位對孔隙保存的影響及效果仍然存在爭議[5,57]，其保存機制有待進一步剖析和更多巖心分析測試資料的佐證。

5）對于存在多因素共同影響儲層質量時，孔隙保存機制研究更為復雜，增加了數值模擬和分析預測的難度和挑戰，需要更有說服力的例證來支撐。因而，孔隙度演化模擬技術會成為重要的技術攻關方向，這對重塑砂巖儲層的形成演化過程及探索油氣富集規律具有重要意義。