张鹏辉 Lee Yong Il 张金亮 梁 杰 武英利 袁 勇 王晋晨 刘璐晨 王正云 付俊杰

1.河海大学海洋学院 2.青岛海洋科学与技术国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室3.School of Earth and Environmental Sciences,Seoul National University 4.北京师范大学资源学院5.中国地质调查局青岛海洋地质研究所 6.中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所7.中国石油化工股份有限公司上海海洋油气分公司 8.中石化海洋石油工程有限公司上海物探分公司

0 引言

砂岩在埋藏成岩过程中，通常情况下孔隙度会随深度增加而减小，压实作用（主要为机械压实）和胶结作用（主要为石英胶结）是引起孔隙度减少的主要影响机制[1-2]。砂岩孔隙发育受控于沉积、早期成岩及中晚期成岩过程，是颗粒粒度、分选性、组分、成岩作用及埋藏演化史共同作用的结果[2-3]。自20世纪70年代以来，深埋藏砂岩中出现异常高孔隙度的现象逐渐为石油地质学者所重视。近年来发现的深层常规、非常规油气藏与这一类异常高孔隙度的砂岩储层相对应，反映出孔隙保存与油气富集的密切联系。已知的对孔隙保存起关键作用的因素包括颗粒包膜发育、孔隙流体超压、与外来盐体有关的热流扰动以及烃类充注等4种因素[4-7]。上述因素通过抑制压实作用和（或）石英增生影响粒间孔隙的保存，进而影响砂岩储集层的储层质量。

对于埋藏深、温度高（通常大于100 ℃）的砂岩储层，特别是碎屑石英含量相对较高的砂岩储层，目前对其孔隙保存的研究在保存机理、适用条件、实验模拟等方面取得了一些重要进展，但仍然面临着诸多挑战、存在不少争议[4-6]。因此，笔者引入和总结了国内外学者近年来在砂岩粒间孔隙保存方面的研究进展以及笔者在该方面的研究成果，阐述了颗粒包膜（绿泥石膜、伊利石膜和微晶石英膜）发育、孔隙流体超压、与外来盐体有关的热流扰动以及烃类充注等4种因素对储层质量的影响，明确了孔隙保存机制的认识，并指出异常高孔隙度砂岩储层的预测和模拟是未来的研究趋势和难点，以期有助于形成并完善砂岩储层孔隙保存机制的研究体系，为含油气盆地深部砂岩油气藏勘探开发提供理论支撑。

1 颗粒包膜发育

砂岩储层中孔隙度减少主要原因之一是石英增生（石英胶结作用）[8-16]，除黏土矿物、微晶石英等常见的可有效保存（原生）粒间孔隙的颗粒包膜外，羟基氧化铁和沸石等颗粒包膜也被认为具有相似的孔隙保存机制[5-6]。黏土矿物颗粒包膜多与深层储层孔隙保存密切相关，其对原始孔隙的有效保存是颗粒包膜形成于石英胶结作用开始之前。黏土矿物颗粒包膜可以是碎屑成因也可为自生成因[4-6,17]，其以绿泥石为主，也可以是伊利石和混层黏土矿物，同时还需满足两个条件：①达到一定厚度[18-19]；②较高的粒表覆盖率[3-6,20]。

1.1 绿泥石膜

作为深埋藏砂岩中最为常见的孔隙保存机制，绿泥石膜在碎屑石英含量相对较高的砂岩中主要通过减少石英颗粒的表面积来有效抑制石英增生。在绝大多数情形下，富绿泥石膜砂岩中石英胶结物的含量低。

绿泥石可由非绿泥石源物质（如颗粒早期的黏土包壳、早期绿蒙黏土矿物、高岭石等）转化形成，或在成岩阶段直接从富铁或富镁的孔隙水中新生沉淀而来[3-5,10,17]。早期报道的与深层粒间孔隙保存密切有关的富铁绿泥石膜广泛分布于美国墨西哥湾白垩系Tuscaloosa组河流相和浅海相砂岩、挪威北海陆架侏罗系海相砂岩、巴基斯坦Sawan气田白垩系砂岩、我国四川盆地上三叠统须家河组砂岩、鄂尔多斯盆地上三叠统延长组砂岩以及松辽盆地下白垩统登娄库组砂岩等；富镁绿泥石膜有助于保存孔隙的例子可见于美国莫比尔湾侏罗系Norphlet组风成砂岩和德国北部二叠系风成砂岩等，但其分布远不及富铁绿泥石膜普遍。铁离子的主要来源有：①高能沉积环境下河水中溶解的铁离子[21]；②大气淡水流入伴随的富铁离子活动，多为菱铁矿沉淀[22]；③火山岩岩屑蚀变[10,23]等。镁离子可能来源于碎屑颗粒中的早期黏土和铁氧化物以及矿化度盐水的相互作用[24]或者火山岩岩屑蚀变[25]等。

Dowey等[26]统计了54个发育绿泥石膜的研究区，统计结果表明绿泥石膜可存在于不同的沉积相，其中三角洲相（44%）最为发育，河流相（19%）次之，构成了绿泥石膜最易发育的两类沉积相带（图1-a）；发育绿泥石膜的沉积地质年代主要集中在白垩系（26%）（图1-b）。其分布的纬度介于60°N～60°S，表明温带和热带气候有利于绿泥石膜的形成。

砂岩中自生绿泥石以孔隙环边衬里为主要赋存状态（图2-a）。绿泥石是我国鄂尔多斯盆地延长组砂岩中主要的自生矿物之一，且绿泥石膜普遍发育[27-32]，尽管延长组砂岩储层较为致密，但绿泥石膜较为发育的强水动力条件下的砂岩具有较好的物性和孔喉连通性，原生粒间孔隙保存较好，这类砂岩构成了主要的油气聚集场所。巴基斯坦白垩系Goru组下段砂岩中自生绿泥石膜厚度介于5～10 μm，其形态类型可分为内层晶形较差的绿泥石和外层晶形较好的绿泥石两类[23]（图2-b），前者为早期成岩阶段形成，后者垂直于环边表层生长且形成于中晚期成岩阶段。这种双层结构的绿泥石膜在鄂尔多斯盆地延长组砂岩中也较为常见[28-29]。Bloch等[4]通过对北海盆地Haltenbanken地区侏罗系富含绿泥石环边胶结物的砂岩统计发现，当砂岩粒度中值大于0.45 mm时，砂岩孔隙度较高（普遍大于18%），只有少数岩样的孔隙度因碳酸盐胶结、分选较差或低绿泥石膜粒表覆盖率而相对较低，表明砂岩粒度在绿泥石膜对孔隙保存的有效性上具有较好的控制作用。

图1 不同条件下的富绿泥石膜对砂岩储层质量影响的频率图（据本文参考文献[26]修改）

图2 绿泥石膜微观特征照片

笔者对松辽盆地长岭断陷登娄库组气藏研究时发现致密砂岩中广泛发育富铁绿泥石膜[3]，绿泥石是登娄库组砂岩中含量最多的黏土矿物（图2-c），约占岩石含量的9.7%。对自然样品和乙二醇样品的X射线衍射分析可知，其类型为14-Å绿泥石，未发现混层黏土矿物存在。颗粒接触处绿泥石缺失现象结合X射线衍射形态分析未发现早期绿泥石成因的证据，表明登娄库组致密气砂岩储层中的绿泥石膜为自生成因。镜下观察显示构成自生绿泥石膜的铁离子主要来自火成岩岩屑转化（图2-d）。压实作用及随后中成岩阶段的碳酸盐胶结作用是登娄库组致密气砂岩孔隙变差的主要因素。在绿泥石膜粒表覆盖率较高且碳酸盐胶结物含量较低的样品中，粒度是粒间孔隙保存的主控因素。辫状三角洲前缘河口沙坝上部、分流河道下部以及辫状河道下部粒度较粗的砂岩储层中，绿泥石膜较为连续且具有较高的粒表覆盖率，同时石英胶结和碳酸盐胶结较为局限，一些粒间孔隙和较大孔径的孔喉得以保存（图3-a、b），使得该类砂岩储层具有较其他类型储层更好的物性条件；粒度较细且高绿泥石膜粒表覆盖率的砂岩不利于粒间孔隙的保存，这主要是由于过于密集的绿泥石膜会严重堵塞孔隙结构，粒间孔隙很难保存，过厚的绿泥石膜吸附较多水并降低孔隙系统的连通性（图3-c、d），这类较差储层主要分布于辫状三角洲前缘河口沙坝、漫溢和沙席下部、分流河道和河道沙坝上部，以及辫状河道和河道沙坝上部砂岩。

图3 松辽盆地登娄库组致密砂岩孔隙系统图

Ajdukiewicz和Larese[6]对美国墨西哥湾白垩系Tuscaloosa组砂岩进行热液反应实验，展示了绿泥石膜随热演化程度的升高对石英胶结的抑制作用过程：从埋藏开始至115 ℃，石英胶结物的新生成核作用受到绿泥石膜的抑制；随着温度的升高（115～164 ℃），石英胶结物在石英表面与黏土矿物颗粒间成核，开始充填绿泥石膜之间的微孔隙；伴随着温度的进一步升高，石英胶结物的生长会在黏土矿物颗粒边界处停止，只在绿泥石膜不完整处会继续生长，进而侵入到主要的粒间孔隙空间（图4）。

上述演示过程进一步说明了绿泥石膜抑制石英增生而使得深埋藏砂岩中粒间孔隙得以保存。

1.2 伊利石膜

伊利石膜对于孔隙的保存作用未引起太多关注。与孔隙保存机制密切相关的伊利石膜可见于美国莫比尔湾侏罗系Norphlet组风成砂岩、美国西部内陆侏罗系Nugget/Navajo组的部分风成砂岩、德国北部二叠系风成砂岩、巴西侏罗系Sergei组河流相砂岩、中东二叠系Unayzah组砂岩、挪威近海侏罗系Garn组砂岩等。

Ajdukiewicz和Larese[6]利用热液反应实验验证Tuscaloosa组砂岩中伊利石膜抑制石英胶结作用，并评价了其抑制机制。将碎屑石英颗粒与表面的伊利石膜分开，将伊利石膜剥离的碎屑石英置于能够发生石英增生的实验条件下24 h，实验结束后在石英表面观察到广泛、明显的石英加大现象，而在同样的实验条件下未剥离伊利石膜的样品只能在包膜覆盖不连续的表面观察到石英胶结现象，验证了伊利石膜对石英胶结的抑制作用。进一步对比分析发现，在其他条件相同的前提下，伊利石膜在较高温度下抑制石英增生的效果要弱于绿泥石膜[6]。

值得一提的是，我国川西地区须家河组四段及松辽盆地南部登娄库组致密砂岩储层中也能观察到很好的伊利石膜保存原生孔隙的现象[3,33]，但由于伊利石膜发育有限，其孔隙保存在上述地区不显著。

1.3 微晶石英膜

微晶石英膜是沉积盆地砂岩中一种抑制石英增生的有效机制。其厚度通常介于0.1～15.0 µm，微晶石英的C轴取向具有随机性[5,16,34-35]，石英胶结物在晶体学和光学取向上与碎屑石英颗粒具有一致性[9]。

北海盆地侏罗系和白垩系砂岩、巴西西部泥盆系砂岩、法国巴黎盆地渐新统Fontainebleau组砂岩等均发现微晶石英膜，且富集微晶石英膜的砂岩较缺乏微晶石英膜的砂岩具有更高的粒间孔隙度和较低的石英胶结物。如北海盆地南Viking地堑侏罗系砂岩中微晶石英膜粒表覆盖率较高的砂岩，其石英胶结物含量平均值为5%～10%，对应高孔隙度砂岩（孔隙度主要介于20%～30%），而在缺乏微晶石英膜发育的砂岩中孔隙度小于7%[36]。砂岩中富含生物硅特别是硅质海绵骨针在浅埋过程中发生溶解被认为是微晶石英形成的最主要来源。此外，富硅火山玻璃溶解产生的过饱和硅可能是微晶石英形成的另一潜在来源 [4-5,16,36-37]。

电子背散射衍射分析显示微晶石英颗粒较之碎屑石英颗粒呈现出多种颜色，能够进一步确认微晶石英与碎屑石英颗粒在晶体光学取向不同（图5-a）[16]。微晶石英的C轴取向形成一个环（图5-a中的红线标明其轨迹），和碎屑石英颗粒的边界平行，但是这个环有一个变化的范围，与碎屑石英颗粒表面（边界）有±15°的角度[16,21]，表明微晶石英沿C轴且平行于碎屑石英颗粒表面生长，但是微晶石英在碎屑石英颗粒表面分布是随机的，并且绕着它们各自的C轴的旋转角度也是随机的。高分辨二次电子成像显示，德国Subhercynian盆地上白垩统Heidelberg组砂岩和法国巴黎盆地渐新统Fontainebleau组砂岩中微晶石英膜厚度约为1 µm，碎屑石英颗粒和微晶石英之间存在一定厚度的薄层[16,37]（图5-b）；利用透射电子显微镜和聚焦离子束扫描电镜对该薄层观察发现，该纳米薄层包含共生的玉髓和无定形硅[16,37]。Worden等[16]进一步提出微晶石英的形成机理，即SiO2浓度的逐渐降低，由最初的无定形硅纳米薄层沿垂直于碎屑石英颗粒表面的方向逐步形成玉髓，由玉髓层沿C轴取向生成微晶石英。无定形硅、玉髓与微晶石英的集合共同抑制了石英胶结物的生长，无定形硅和玉髓的纳米薄层遮盖了碎屑石英中可以发生石英加大的成核位点，同时平行于碎屑石英颗粒表面的微晶石英又可以阻止向孔隙方向的石英增生[16]，双重作用共同保证了深层砂岩储层中粒间孔隙的保存。

图5 微晶石英膜微观镜下特征照片（据本文参考文献[16]、[37]修改）

2 孔隙流体超压

机械压实作用可使砂体孔隙度由初始的孔隙度40%～50%降为固结作用时的孔隙度25%～32%[38-40]，随埋藏深度增加，上覆载荷增加，导致有效压力增加，从而构成了沉积物形成初期最主要的孔隙减少机制。有效压力是砂岩压实作用的重要控制因素，而流体超压可以减少垂直有效压力，减少粒间、颗粒与胶结物之间的负荷来实现减缓机械压实速率[5]，从而使砂岩储层的孔隙空间得以保存。

流体超压对于孔隙保存作用在快速沉积形成的新生界等浅部砂岩地层中最为显著[4,7]，可以总结为3种机制：①流体超压使得低垂直有效压力环境下压实作用受到抑制，开放性的原生孔隙得以保存[4]；②流体超压通过抑制粒间压溶作用来抑制或阻止较为显著的石英胶结作用[41-42]；③流体超压导致潜在的次生孔隙发育，在快速沉降时期超压泄露处的压力所产生的垂直流体流动导致长石溶蚀的产物搬运出储层，形成次生孔隙[43-45]。

流体超压发育时间是影响孔隙保存的主要因素，早期超压能够提供一个潜在的孔隙保存深度窗[4-5]，晚期超压特别是对应于石英增生显著的地层温度（大于90 ℃）时，对孔隙保存的影响要弱得多。除此之外，对应刚性颗粒与韧性颗粒含量不同的砂岩也影响了孔隙保存。刚性颗粒为主的砂岩可以保存约6%的孔隙度，韧性颗粒为主的砂岩孔隙保存度更高[4]。值得指出的是，在许多前新生代盆地中容易受到深部有机和无机反应的影响，如烃类反应或石英胶结等[4]，这种情形下流体超压对于孔隙的保存不显著。

3 与外来盐体有关的热流扰动

与外来盐体有关的热流扰动能够潜在地影响成岩变化（特别是石英胶结）的速率，进而影响孔隙的保存。墨西哥湾Green Canyon 640区块的Tahiti井，外来盐体厚度为3 000 m，盐下钻遇中新统砂岩（大于7 000 m）孔隙度介于21%～24%，石英胶结物含量仅为1%～2%；墨西哥湾Mississippi Canyon 727区块的Poseidon井无基性盐或盐体厚度较小，该井与Tahiti井相距超过200 km，其中新统砂岩与Tahiti井相似，在相同深度处，其地层温度高40 ℃，对应的孔隙度仅为12%～17%，石英胶结物含量介于2%～7%[5]。孔隙度差异主要是由石英胶结物含量导致的，是差异性热演化史的结果[5,46]。这主要归因于盐体的热导率是砂岩、泥岩热导率的2～4倍，使得下伏地层的热量能够更快传导到盐体之上的地层[5]。因而在厚层盐体序列下往往出现温度抑制（相对低温）区[47]。通过对墨西哥湾多口井埋藏热演化史分析，中新统砂岩中有无外来盐体对其影响较为显著，盐体侵位发生在距今9.4～9.2 Ma，在侵位初期古地温呈现出不同的演化路径，其中没有盐体侵位的古地温要高出23 ℃且孔隙度要低5%～7%[5]。

外来盐体的厚度及盐体侵位时间也影响古地温演化及粒间孔隙的保存。对于盐体侵位时间相同的不同厚度盐体，3 000 m 厚的盐体较 1 500 m 厚的盐体会导致砂岩更低的石英增生差值（3%～5%）和更高的粒间孔隙；对于盐体厚度相同（1 500 m）的情况下，盐体侵位时间较早（距今15.6～14.8 Ma）较之侵位时间较晚（距今9.4～9.2 Ma）的砂岩对应相对较低的石英增生差值（1%～2%）和相对较高的粒间孔隙[5]。

4 油气充注

最初，石油地质学家普遍认为早期油气充注可以有效抑制石英胶结从而很好地保存砂岩原生孔隙。在低含水饱和度、束缚水饱和度砂岩中硅扩散路径呈现出更长且曲折的趋势，硅的扩散速率也随含油饱和度的升高和含水饱和度的降低而逐渐减慢[14,48]。早期油气充注在没有其他因素（颗粒包膜、流体超压、盐体侵位、次生孔隙发育）影响的前提下能够抑制砂岩中胶结作用的进行从而有利于孔隙保存。澳大利亚西北陆架Brewster-1井上侏罗统—下白垩统砂岩、鄂尔多斯盆地侏罗系和三叠系砂岩、北海SØgne盆地中侏罗统砂岩等均证实该认识。

近年来，陆续出现了油气充注对于孔隙保存机制的反对观点，反对观点主要基于纯油层和无油带孔隙减少的差别甚微这一认识[49]。Marchand等[50]对北海盆地Miller地区侏罗系Brae组砂岩成岩作用的研究发现，在结构和组分相似的情况下，含油砂岩石英胶结物含量平均值为6%，含水砂岩中石英胶结物含量平均值高达13.2%。随后的研究工作[5,51]则反驳了这一观点，通过岩心样品的分析测试发现在含油砂岩及含水砂岩中均可见较高含量的石英胶结物，影响孔隙保存的主要因素是微晶石英膜的存在。在石英胶结物中存在含油流体包裹体表明石英胶结作用仍可在许多油气充注砂岩中持续进行[51-54]。

对于油气充注历史、岩石结构及组分、烃类类型及饱和度、岩石润湿性、石英胶结形成时期、烃源岩成熟度等因素很难协同考量[4-5]，就目前而言，很难明确限定油气侵位对砂岩胶结作用及孔隙演化的影响程度，需要对特定研究区的砂岩储层的孔隙保存情况进行更为严格的评价。

5 孔隙保存机制研究趋势与展望

随着分析技术的革新和成岩数值模拟等新技术的应用，为区域上预测异常高孔隙度的砂岩储层提供了可行的思路。提高预测的可靠性，有助于更好地构建含油气盆地砂岩储集层粒间孔隙保存机制理论和预测方法，对于油气富集机理的认识和成藏理论的完善具有重要的科学意义，可为（深层）砂岩油气藏高效勘探开发提供理论指导。但是，粒间孔隙保存机制研究仍需要在以下几个方面开展进一步的探索。

1）绿泥石膜对砂岩储层质量的影响到底是积极作用、复合作用、还是无作用，需要甄别。对绿泥石膜的预测和模拟仍是一个难点，尽管已有部分研究尝试用沉积环境来开展初步预测[3]，但需要指出的是这必须建立在绿泥石是由非绿泥石源物质经埋藏成岩转化而来的基础之上[26]。不同产状的绿泥石膜的时空分布规律及其形成模式仍有待进一步探究。而伊利石膜的成因机制及分布规律应开展更为系统的研究，其对砂岩储层孔隙保存的影响也需要更为深入的认识。发展成岩响应特征模拟技术，如开发实现黏土矿物颗粒包膜对储层质量的影响等响应的模块，是储层成岩数值模拟技术未来攻关的一个主要方面[55-56]。

2）对于微晶石英形成所需的无定形硅，其可能为生物成因，也可能为非生物成因，其成因机制也有待更深入研究。特别是对于生物成因的无定形硅的预测受控于层序、古沉积环境和古纬度，是建立微晶石英膜识别模型的基础[16]，需要更深入的研究和更好识别/预测微晶石英膜发育的孔隙保存层位。

3）现有的流体超压识别技术尚不成熟。例如反射地震资料分析等识别方法建立在不均衡压实的基础上，然而该识别方法却无法运用于流体超压发育在正常压实作用之后的情形[4]；流体超压的发育可能伴随蒙脱石伊利石化、生烃、石油裂解等因素的干扰[4]，这也导致流体超压的预测模拟仍处于探索阶段。

4）油气侵位对孔隙保存的影响及效果仍然存在争议[5,57]，其保存机制有待进一步剖析和更多岩心分析测试资料的佐证。

5）对于存在多因素共同影响储层质量时，孔隙保存机制研究更为复杂，增加了数值模拟和分析预测的难度和挑战，需要更有说服力的例证来支撑。因而，孔隙度演化模拟技术会成为重要的技术攻关方向，这对重塑砂岩储层的形成演化过程及探索油气富集规律具有重要意义。