随着油气勘探程度的不断提高，油气勘探目标已经从盆地中浅层转向盆地深层，Bloch et al. ^[1]对全球范围内的含油气盆地研究表明，在一定的地质条件下，深层仍然可以发育异常高孔隙度储层，形成具有商业价值的油气田；深层砂岩也成为了油气勘探与开发的研究热点^[2]。此外，国内外的油气勘探与开发实践证实致密砂岩油气是非常规油气中最有潜力的勘探方向，也己成为全球非常规油气勘探开发的热点研究领域^[3-6]。致密砂岩的物性特征是油气勘探开发过程中最受关注的研究内容之一，主要控制了致密砂岩油气的成藏过程、分布规律及产出能力等特征^[7-9]。前人关于致密砂岩储层物性的研究主要聚焦于物性分布与演化的影响因素方面，并且逐渐形成了沉积作用与成岩作用是影响储层物性的关键因素的共识^[10-13]。川东北元坝西地区须二下亚段砂岩是我国典型的深埋藏（最大埋深超过6 km）陆相致密气砂岩储层，孔隙度和渗透率都很低，并且具有复杂的成岩历史和强烈的非均质性^[14-17]。前人通过研究四川盆地中部和西部须家河组岩相学特征发现，机械压实作用、石英胶结、碳酸盐胶结、自生粘土胶结和溶蚀作用等成岩作用是影响四川盆地须家河组砂岩储层质量的主要因素^[18-23]，但针对川东北元坝西地区须二下亚段这种深层致密砂岩储层微观特征研究较少^[14-15]，尤其是储层物性控制因素尚无系统研究。

因此，笔者通过川东北元坝西地区10口钻井须二下亚段砂岩取心的379个孔渗测试数据，190块铸体薄片观察，结合氩离子抛光扫描电镜分析和压汞测试等手段，研究了川东北元坝西地区须二下亚段砂岩的岩石学特征、成岩作用及成岩演化过程、孔隙类型和物性特征，分析了沉积条件和成岩作用对储层物性的影响，最终确定优质储层的发育位置。这项研究结果不仅能为深层致密砂岩物性控制因素提供新认识，也能广泛用于四川盆地须家河组储层评价、模拟和勘探，降低油气勘探风险。

四川盆地是扬子古板块上的一个多旋回沉积盆地，震旦纪—中三叠世为海相沉积。中三叠世末发生的印支早幕运动使上扬子海盆结束了自震旦纪以来大规模海域分布的历史，特提斯海水逐渐退出四川盆地，川西地区雷口坡组遭受不同程度的剥蚀。同时，中三叠世末发生的印支早幕挤压构造运动，使龙门山岛链开始缓慢上升，由海盆逐渐转变为陆盆^[24-25]。川东北地区上三叠统是在中、下三叠统碳酸盐岩之上沉积的一套以砂、泥岩为主的陆源碎屑煤系地层^[26-28]。研究区北临米仓山—大巴山推覆构造带，西临龙门山推覆构造带，地理上属于四川盆地北部的中、高山区，研究区范围面积2 100 km²（图1）^[29-30]。目的层须家河组厚度419~803 m，现今埋深主要在4 000~5 000 m之间。

图  1  研究区地理位置及须二下亚段沉积相平面图（据文献[29⁃30]修改）

Figure 1.  Structural location and sedimentary facies of the Xu⁃2 member in the Yuanba area, the Sichuan Basin (modified from references [29⁃30])

研究区四川盆地须家河组自下而上可划分出五段，其中须一、三、五段岩性主要为泥岩，须二、四段岩性主要为砂岩和砂砾岩^[27-28]。在须二段沉积过程中，四川盆地发生了一次大规模的湖泛，在川东北地区沉积一套10~40 m“腰带子泥页岩”，以此标志层将须二段分为上、下两套砂岩，此次研究层位是“腰带子泥页岩”之下的须二下亚段砂岩，其物源主要来源于盆地西北部的龙门山褶皱带，沉积时以发育辫状河三角洲前缘水下分流河道为特征，沉积厚层砂岩（图1）^[29-30]。

通过对元坝西须二下亚段190块铸体薄片的观察和鉴定（国家标准SY/T 5368—2000），元坝西须二下亚段主要为岩屑砂岩，少量长石岩屑砂岩，成分成熟度较低，平均骨架颗粒组分为Q_52.8F_8.8R_38.4（图2）。碎屑石英含量在21.5%~71.4%之间，平均含量为42.2%；长石含量在0~16%之间，平均含量为7.0%，以钾长石为主；岩屑含量在18.5%~48.3%之间，平均含量为30.7%。岩屑主要以变质岩岩屑为主（6.2%~26.1%，平均16.6%），次为沉积岩岩屑（1.0%~38.3%，平均10.5%）和岩浆岩岩屑（0~7.0%，平均3.6%），高含量的变质岩岩屑主要由龙门山浅变质岩母岩提供^[26]；变质岩岩屑以板岩（6.3%）和千枚岩岩屑（5.8%）为主，发生了明显的假杂基化（图3a），其次为变质石英岩岩屑（4.5%）；沉积岩岩屑以泥页岩（3.3%）和粉砂岩岩屑（2.6%）为主，少量白云岩（1.9%）、灰岩岩屑（1.7%）和硅质岩（1.0%）；火山岩岩屑以喷出岩岩屑为主（3.0%），少量花岗岩岩屑（0.6%）；在全部岩屑中，塑性岩屑（板岩岩屑、千枚岩岩屑、泥页岩岩屑和粉砂岩岩屑）的平均绝对含量为18.0%。填隙物包括杂基和胶结物，杂基含量低，平均含量为1.3%，以伊利石化黏土为主；胶结物平均含量为10.5%（0~25.0%），包括方解石、硅质和绿泥石膜等自生矿物。须二下亚段致密砂岩结构特征主要表现为中粒（46.4%），其次为细粒度（33.7%），分选中等（57.5%），磨圆次棱状（61.3%），点接触（47.5%）和孔隙式胶结（54.1%）。

图  2  元坝西须二下亚段砂岩储层岩石成分三角图

Figure 2.  Detrital composition of the Xu⁃2 tight sandstones

图  3  元坝西须二下亚段砂岩成岩作用特征及孔隙类型

Figure 3.  Diagenesis and pore types of the Xu⁃2 tight sandstones

基于铸体薄片鉴定和氩离子抛光扫描电镜观察，元坝西须二下亚段砂岩经历的成岩作用包括压实作用、胶结作用和溶蚀作用，未观察到明显的交代作用和重结晶作用。

须二下亚段砂岩中碎屑颗粒接触关系以点接触和点—线接触为主，云母强烈弯曲变形，板岩和千枚岩岩屑假杂基化显著（图3a）。根据Beard et al.^[31]提出的以Trask分选系数计算初始孔隙度的公式：

ϕ ₀—初始孔隙度，S ₀—Trask分选系数

须二下亚段砂岩的初始孔隙度在34.6%~37.7%之间。须二下亚段砂岩压实作用比较强烈（图4），压实减孔量在13.5%~37.5%之间，这也说明压实作用是导致须二下亚段砂岩初始孔隙度迅速减小、形成致密储层的主要原因。胶结物主要发育在碎屑颗粒接触位置之外的地方，说明压实作用主要发育在胶结作用之前。

图  4  元坝西须二下亚段砂岩压实减孔量和胶结减孔量对比图（压实减孔量和胶结减孔量计算公式据文献[32⁃33]）

Figure 4.  Plot of indices for compactional porosity loss versus cementational porosity loss

研究区须二下亚段砂岩主要经历的胶结作用有绿泥石胶结、硅质胶结和方解石胶结，高岭石胶结和伊利石胶结不太发育。胶结作用导致须二下亚段砂岩孔隙度进一步减少，是形成致密储层的重要因素（图4）。

绿泥石胶结主要以绿泥石膜产出（图3b），含量为0~7.0%，平均为1.6%。绿泥石膜在颗粒紧密接触处缺乏，主要发育在颗粒与孔隙接触的地方，多见于岩屑溶孔周围（图3c），与溶孔相伴生（图3d，e），厚度为3~8 μm。绿泥石膜的形成与岩屑和假杂基溶蚀有关，火山岩岩屑中的钙长石（图3f）、碎屑长石溶蚀（图3g）和板岩千枚岩岩屑及其假杂基化后析出的Al³⁺，Si⁴⁺，Fe³⁺，Mg²⁺进入孔隙中发育了绿泥石沉淀。此外，许多明显的绿泥石膜被晚期粒间充填的硅质胶结（图3h）或者方解石胶结（图3i）覆盖，说明绿泥石膜形成时间较晚，晚于溶蚀作用，但要早于硅质胶结和方解石胶结。由埋藏史可知（图5），绿泥石形成之后，须二下亚段砂岩仍在持续埋藏，氩离子抛光扫描电镜观察发现绿泥石膜在埋藏压实过程中发生了明显弯曲变形（图3b，c），说明砂岩在埋藏至2 500 m之后，压实作用仍在继续。这与国际上普遍认为的埋藏压实的下限深度为2 000~2 500 m的观点不一致^[34-35]，原因可能是须二下亚段的岩屑砂岩塑性板岩和千枚岩岩屑含量高（最高可达26.1%），继续深埋过程中会继续假杂基化，碎屑颗粒会进一步重新排列（重新定向和重新组合）。

图  5  元坝西须二下亚段砂岩埋藏史及成岩演化过程

Figure 5.  Diagram of the paragenetic sequence and burial history of the Xu⁃2 tight sandstones

硅质胶结含量在0~11.5%之间（平均为3.6%），镜下可识别两期胶结，早期的石英次生加大基本不发育（图3a），主要表现为晚期充填孔隙（图3b，d，h），分布于粒间孔或者粒间溶孔中，主要在绿泥石膜之后形成。与粒间硅质胶结物共生的盐水包裹体均一温度的显微测温分布在110 ℃~170 ℃，也反映了硅质胶结形成于成岩晚期^[36]。

方解石胶结含量0~25.0%，平均为5.3%，主要表现为晚期充填粒间孔或者粒间溶孔中（图3i），在绿泥石胶结和硅质胶结之后形成。方解石胶结含量比硅质胶结高，是导致砂岩孔隙度进一步降低的重要因素。薄片观察发现（图6），绿泥石膜和硅质胶结发育的地方，方解石胶结不发育，反映绿泥石膜和石英与方解石可能存在竞争关系，竞争结晶基底，绿泥石膜和硅质胶结抑制方解石胶结发育。

图  6  绿泥石膜、硅质胶结和方解石胶结接触关系

Figure 6.  Contact relationship between chlorite coatings, quartz cementation, and calcite cementation

元坝西须二下亚段砂岩主要是板岩、千枚岩岩屑中的铝硅酸盐矿物和碎屑长石颗粒发生溶蚀（图3），方解石胶结物不溶蚀。薄片观察还发现，发育绿泥石膜砂岩的孔隙基本上都是溶蚀孔隙，这些溶孔不是被晚期硅质胶结充填（图3c，d），就是被晚期方解石胶结充填（图3i）。因此，从孔隙的分布位置与成因可以发现，溶蚀作用发生的时间晚，发生在岩石岩屑颗粒被压实及假杂基化形成之后，但是早于绿泥石膜胶结、硅质胶结和方解石胶结。根据前人研究，研究区构造稳定，深大断裂不太发育^[15]，大气水中的二氧化碳无法进入到元坝西须二下亚段砂岩中，因此推测溶蚀机理为有机酸溶蚀而不是大气水溶蚀^[37-38]。

结合研究区的构造埋藏史，确定元坝西须二下亚段砂岩的成岩演化（图5）：首先早成岩阶段（晚三叠世—中侏罗世），砂岩持续埋藏至2 500 m，主要是压实作用减孔阶段，早期胶结都不发育；然后晚成岩阶段（中侏罗世—中白垩世），随着有机质成熟生烃，发生有机酸溶蚀作用，溶蚀之后的物质在孔隙中沉淀，依次发育绿泥石膜胶结、硅质胶结和方解石胶结；此外，在这一阶段，埋藏压实仍在进行，持续深埋至6 500 m；最后构造抬升阶段（中白垩世—现今），主要是发生构造压实作用，由于元坝西地区处于陆相弱变形区，因此构造压实的强度低；大量薄片观察发现基本不发育微裂缝，也印证了构造压实作用弱^[15]。

元坝西须二下亚段砂岩孔隙类型主要以次生孔隙为主；原生孔隙少，只在少数井中发育（图3d）；点计数的原生孔平均面孔率为0.2%（0~3.3%），次生孔平均面孔率为1.5%（0~8.9%）。次生孔隙主要包括板岩、千枚岩岩屑及其假杂基化后的溶孔（图3a，c~e），其次是火山岩岩屑溶孔（钙长石溶蚀）（图3f）、碎屑长石溶孔（图3g）和绿泥石晶间微孔（图3b，c）等。图7反映了面孔率小于2%时，砂岩中存在着大量的微孔，而当面孔率大于2%时，孔隙度和面孔率的差距在缩小，也表明微孔孔隙度的量在减少。图中绿色趋势线表明当砂岩面孔率为0时，微孔孔隙度平均约为5.0%。

图  7  元坝西须二下亚段砂岩气测孔隙度和面孔率的关系

Figure 7.  Core⁃analysis porosity compared to point⁃count porosity of the Xu⁃2 tight sandstones

须二下亚段砂岩孔隙度和渗透率之间的关系展示在图8中。岩石物性测试数据表明，须二下亚段砂岩为低孔中低渗储层，孔隙度为0.99%~10.53%，平均值为4.19%，渗透率为（0.003 6~1.41）×10^-3 μm²，平均为0.09×10^-3 μm²。孔渗关系表现为“分层”特征，根据致密砂岩划分标准^[3]，以渗透率0.1×10^-3 μm²为界可以分成两个区域，两个区域的砂岩样品都表现为线性正相关，上、下两个区域的相关系数0.80和0.19。

图  8  须二下亚段砂岩孔渗关系及其与粒度、分选、（假）杂基和塑性岩屑含量的关系

Figure 8.  Porosity⁃permeability plots for the Xu⁃2 tight sandstones with the trendline of the sandstones plotted for the purpose of comparison

对于研究区须二下亚段辫状河三角洲水下分流河道相的岩屑砂岩而言，可以通过图7和图8分析对比，以孔隙度5%（图7中绿色趋势线与X轴的交点），渗透率0.1×10^-3 μm²为界限，将研究区的孔渗关系图分为3个区域，划分出3类储层：一类（①区）为低孔中渗储层，其渗透率范围为（0.1~1.41）×10^-3 μm²，二类（②区）为低孔低渗储层，其孔隙度范围为5%~10.53%，渗透率小于0.1×10^-3 μm²，三类（③区）为特低孔低渗储层，其孔隙度范围为0.99%~5%，渗透率范围为（0.003 6~0.1）×10^-3 μm²。

储层的物性受沉积条件、成岩作用、构造运动、油气充注、异常高压等多种因素的影响，其中沉积条件和成岩作用是最主要的影响因素^[11,39-41]。储层物性特征是沉积条件和成岩作用的综合响应，对于研究区须二下亚段辫状三角洲水下分流河道相的砂岩而言，不同类型砂岩的储层物性受沉积条件和成岩作用共同控制，沉积条件决定了砂岩的岩石学特征（粒度、分选、（假）杂基，塑性岩屑等），进而对成岩作用产生重要影响，影响孔隙的发育程度并且形成不同的孔隙类型；成岩作用的非均质性最终决定了储层物性的差异。

将图8中的点对应到薄片上进行分析可知，一类（①区）的砂岩储层，孔渗关系具有很好的相关性（0.80），具有较粗的粒度和较好的分选，杂基和塑性岩屑的含量也很低，这样的砂岩初始孔隙度高，埋藏过程中会有一部分原生孔隙保留下来（图3d）或者后期溶蚀作用强烈，岩屑溶孔发育（图9a），面孔率一般大于2%（图7），孔隙类型以岩屑溶孔为主，压汞测试结果也显示其孔径大，孔喉连通性好（图10a）。二类（②区）的砂岩尽管孔隙度与一类的砂岩粒度、分选和（假）杂基含量相似，但是其中有一部分塑性岩屑含量高，压实作用比较强，大量原生孔隙损失（图3e、图9b），另一部分尽管塑性岩屑含量与一类大致相同，但是其胶结作用（硅质胶结和方解石胶结）较强（图3h~i、图9c），面孔率一般小于2%（图5），孔隙类型以绿泥石晶间微孔为主，孔喉连通性差，孔径小（图10b，c）。三类（③区）的砂岩粒度细，分选差，并且杂基含量和塑性岩屑的含量都比较高，这种砂岩抗压能力差导致早期压实作用强，原生孔隙损失殆尽，这也导致了后期砂岩中的流通性差，溶蚀作用弱，薄片下几乎看不到孔隙，孔喉连通性最差（图9d、图10d）。

图  9  不同物性特征储层砂岩的镜下典型特征

Figure 9.  Thin⁃section photos for the Xu⁃2 tight sandstones with different physical properties

图  10  不同物性特征储层砂岩的典型压汞曲线特征

Figure 10.  Capillary drainage curves for the Xu⁃2 tight sandstones with different physical properties

因此，对研究区须二下亚段深层致密砂岩来说，粒度、分选、（假）杂基和塑性岩屑含量对储层物性有重要控制作用，中粒度，中分选，（假）杂基含量低（<3%）和塑性岩屑含量低（<5%）的砂岩储层物性最好。

元陆6井须二下亚段砂岩发育3种不同类型的储层（图8），并且在垂向上表现为强烈的储层非均质性（图11）。图11中的红色趋势线反映了须二下亚段砂岩孔隙度随深度增加整体呈下降的趋势，也进一步说明了埋藏压实作用是储层致密的主要原因，也是影响储层物性的主要因素。

图  11  元陆6井须二下亚段储层综合柱状图

Figure 11.  Distribution characteristics of diagenetic minerals from the Xu⁃2 tight sandstones in well YL6

进一步对比研究发现，这些物性好的层段均为岩屑溶蚀段（厚度2~3 m），且大多为中粒砂岩，岩屑溶蚀段的相邻（中粒和细粒）砂岩中发育硅质胶结段（厚度2~4 m），硅质胶结段上下发育有方解石胶结段（主要为细粒砂岩，厚度2~3 m）。在元陆6井的取心段可以发现6个岩屑溶蚀段（绿泥石膜胶结段）—硅质胶结段—方解石胶结段的成岩组合序列。

基于前文沉积条件和成岩作用的研究，可以对此元陆6井垂向非均质性做出以下解释：在生烃期携带有机酸的流体主要在具有较高初始孔隙度的相对较粗粒度的河道砂体中心运移，岩屑溶蚀相对更加发育，而且还能运移溶解产物（Al³⁺，Si⁴⁺，Fe³⁺，Mg²⁺，Ca²⁺），在经过路径上或者相邻的砂体中发生绿泥石膜和硅质胶结沉淀；由于Ca²⁺在溶液中的溶解度最高^[42]，能够运移最远，所以在河道边缘的细粒砂体中沉淀，在河道砂体中心（岩屑溶蚀段）方解石胶结不发育；并且在细粒度的砂岩中，碎屑颗粒的比表面积较大，需要更多的绿泥石膜和硅质胶结占据结晶基底，而这些细粒度砂岩中绿泥石膜和硅质胶结的含量不高（<5%），因此方解石胶结也更多。这种现象也说明溶蚀作用和胶结作用的韵律性发生导致了储层物性垂向上的差异。

综上，在川东北元坝西地区须二下亚段砂岩发育多期次的辫状三角洲水下分流河道的沉积背景下，最好的储层质量主要分布在发育强烈溶蚀作用河道砂体中部的中粒（长石）岩屑砂岩中。

（1） 元坝西须二下亚段砂岩主要为辫状河三角洲水下分流河道相的岩屑砂岩，经历的成岩作用主要包括机械压实作用、溶蚀作用、绿泥石膜胶结、晚期硅质胶结和晚期方解石胶结作用。

（2） 元坝西须二下亚段砂岩以次生孔隙为主，主要包括板岩、千枚岩岩屑及其假杂基化后的溶孔，其次是火山岩岩屑溶孔（钙长石溶蚀）、碎屑长石溶孔和绿泥石晶间微孔。

（3） 元坝西须二下亚段砂岩为低孔中低渗储层，孔隙度为0.99%~10.53%，渗透率为（0.003 6~1.41）×10^-3 μm²，孔渗关系表现为“分层”特征，根据孔渗关系可将储层分为3类：一类为低孔中渗储层，二类为低孔低渗储层，三类为特低孔低渗储层。

（4） 不同类型砂岩的储层物性受沉积条件和成岩作用共同控制，沉积条件决定了砂岩岩石学特征，进而对成岩作用产生重要影响，成岩作用的非均质性最终决定了储层物性的差异。

（5） 元坝西须二下亚段砂岩垂向上发育岩屑溶蚀段（绿泥石膜胶结段）—硅质胶结段—方解石胶结段的成岩组合序列，最好的储层质量主要发育在溶蚀作用强烈的河道砂体中部。