深部储层形成机理与控制因素是当前石油地质学界的研究热点之一^[1-4]。储层质量的预测对研究深层 (埋藏深度大于3 000 m，埋藏温度高于100 ℃) 碎屑岩储层中天然气的富集至关重要^[5-6]。通常情况下，随着埋藏深度的增加，储层物性逐渐变差^[7-8]，然而已有的勘探实践表明，深部碎屑岩中仍存在大量的优质储层^[9-10]。在松辽盆地长岭断陷营城组中就存在类似的情况，在埋藏深度大于3 000 m的地层中，勘探证实局部位置孔隙发育，平均孔隙度及平均渗透率分别为11.6%和5.8 mD，并获得工业油气流。然而，长岭断陷营城组优质储层的形成机理与控制因素尚不明确，制约了进一步的油气勘探和开发。

长岭断陷龙凤山地区营城组共有钻井30口，其中取心井13口，普通薄片142块，铸体薄片70块，CT扫描样品5块，覆压孔渗测试样品20块，恒速压汞样品5块。笔者拟利用以上资料对龙凤山地区营城组储层特征进行综合分析，研究淡水的注入及湖浪作用对储层成岩作用的影响，并分析优质储层形成机理，建立龙凤山地区营城组储层发育模式，对优质储层的分布进行预测，以期为该区下一步油气勘探提供地质依据。

长岭断陷位于松辽盆地中央凹陷区的中南部，是松辽盆地南部面积最大、资源最丰富的断陷盆地，面积约为1.3万km²。长岭断陷内部断裂发育，这些断裂在晚中生代NNE向基底断裂的基础上，经侏罗纪至早白垩世近EW向地壳伸展拆离而形成^[11-12]。龙凤山次凹 (又称长岭南次凹) 位于长岭断陷南部，区域上受到北正镇边界断层的控制，形成北西断、南东超的箕状断陷构造格局 (图 1)。

图 1

Fig. 1

下载eps/tif图 图 1 龙凤山地区位置及区域构造图 Fig. 1 The location of Longfengshan area and regional structure of Songliao Basin

龙凤山地区自下而上发育上侏罗统火石岭组，下白垩统沙河子组、营城组、登娄库组及泉头组，上白垩统青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组、明水组以及第四系等地层，经历了初始断陷期、强烈断陷期和断-坳萎缩期3个演化阶段^[13]。沙河子组和营城组是主要的产气层段。沙河子组沉积时期继承了基底的构造格局，形成了西部凸起、东南部低隆起及中部凹陷的形态，裂陷沉降速度快，在淡水环境及气候潮湿条件下形成了区内最重要的一套煤系烃源岩^[14-15]。营城组沉积时期断陷扩大，在研究区东南部形成鼻状构造，凹陷区向北扩大，沉降和断陷活动均十分强烈，气候演变为半潮湿—半干燥，湖水呈现出半咸水特征^[15]，沉积物供应充分，形成扇三角洲沉积体系^[16]，发育中—细砾岩、砂砾岩、中—粗砂岩、细—粉砂岩及泥岩，其中砂岩中不同程度地含砾。

龙凤山地区营城组砂岩成分成熟度和结构成熟度均较低，颗粒分选及磨圆均较差，多呈次棱角—次圆状，主要为颗粒支撑，颗粒间多为点—线接触。营城组砂岩碎屑组分具有岩屑含量高、长石和石英含量均较低的特点，岩石类型主要为岩屑砂岩，少量长石岩屑砂岩 (图 2)。岩屑以火山岩岩屑为主，体积分数普遍大于55%，最高可达79.2%；变质岩岩屑体积分数多为10%左右，其含量在研究区西部略有增大，体积分数可达20.8%。火山岩岩屑包括大量的安山岩岩屑及玄武岩岩屑，变质岩岩屑主要包括云母石英片岩岩屑、千枚岩岩屑及石英岩岩屑。填隙物中的杂基主要为凝灰质，胶结物主要为伊/蒙混层、绿泥石、伊利石、浊沸石及少量自生石英和碳酸盐矿物，但在不同区域胶结物的成分和含量差异均较大，据此可将储层砂岩划分为压实致密砂岩、绿泥石胶结砂岩及浊沸石胶结砂岩。

图 2

Fig. 2

下载eps/tif图 图 2 龙凤山地区营城组储层砂岩三角分类图 Fig. 2 The triangular diagram of sandstone component of Yingcheng Formation in Longfengshan area Ⅰ.石英砂岩；Ⅱ.长石石英砂岩；Ⅲ.岩屑石英砂岩；Ⅳ.长石砂岩；Ⅴ.岩屑长石砂岩；Ⅵ.长石岩屑砂岩；Ⅶ.岩屑砂岩

浊沸石胶结砂岩中浊沸石含量较高，体积分数一般大于9%，最高可达32%，多呈大片连晶状分布于分选较好且杂基含量较低的中—细砂岩[图 3 (a)]中，其含量低时呈补丁状充填孔隙空间。较早的浊沸石胶结增加了颗粒间的抗压实强度，使颗粒间多呈不接触或点接触，然而浊沸石的大量形成占据了原生粒间孔，导致浊沸石胶结砂岩中粒间孔不发育。后期浊沸石胶结砂岩沿浊沸石解理发生溶蚀，形成大量的溶蚀孔及溶缝，这些溶蚀孔、缝的相互连通，大大改善了储层物性[图 3(b)、图 3(c)]。恒速压汞结果表明：浊沸石胶结砂岩孔隙半径主要为120~200 μm，平均为145.8 μm [图 4 (a)]；喉道半径主要为0.837~3.638 μm，平均为2.142 μm [图 4 (b)]，半径大于2 μm的喉道占66.73%。

图 3

Fig. 3

下载eps/tif图 图 3 龙凤山地区营城组砂岩显微特征 Fig. 3 The microphotograph of sandstone of Yingcheng Formation in Longfengshan area （a）浊沸石呈大片连晶胶结，北201-1井，3 222.96 m，铸体薄片，单偏光；（b）浊沸石胶结砂岩，孔喉的连通性好（从蓝色到红色孔隙体积逐渐增大），北201-1井，3 222.96 m，CT扫描照片；（c）浊沸石沿柱状解理发生溶蚀形成的次生孔隙，北201-1井，3 291.50 m，铸体薄片，单偏光；（d）原生粒间孔，绿泥石包壳较厚，北202井，3 099.45 m，铸体薄片，单偏光；（e）绿泥石胶结砂岩孔喉的连通性较差，北202井，3 128.90 m，CT扫描照片；（f）微孔及孤立粒间孔，北204井，2 390.55 m，铸体薄片，单偏光

图 4

Fig. 4

下载eps/tif图 图 4 龙凤山地区营城组不同类型砂岩孔喉分布特征 Fig. 4 The pore throat distribution for different types of sandstone of Yingcheng Formation in Longfengshan area

绿泥石胶结砂岩常见于粒度较粗的砂岩及砾岩中，以发育绿泥石包壳为典型特征。研究区绿泥石体积分数平均为3.1%，但绿泥石包壳厚度在不同区域差异很大，普遍为5 μm左右，最厚可达10 μm [图 3 (d)]。绿泥石包壳的形成时间较早，前人的研究^[17-18]通常认为其对原生粒间孔具有很好的保护作用，但由于研究区局部绿泥石包壳的厚度较大，充填、分割孔隙，并堵塞喉道，导致孔喉连通性变差[图 3(e)]，对储层物性尤其是渗透率影响较大。尽管如此，绿泥石胶结砂岩仍可为后期酸性水的注入提供通道，形成部分溶蚀孔隙，从而改善储层物性。恒速压汞资料表明：绿泥石胶结砂岩孔隙半径主要为120~200 μm，平均为151.5 μm[图 4(c)]；喉道半径主要为0.2~1.0 μm，平均为0.846 μm[图 4 (d)]，半径大于2 μm的喉道仅占6.6%。

压实致密砂岩成分成熟度和结构成熟度均较低。压实作用除了导致颗粒旋转、重新排列，还导致塑性颗粒形变并占据孔隙空间，在使粒间孔隙缩小的同时造成溶蚀作用变弱^[19]。岩屑虽然发生溶蚀，但溶蚀产物没有被完全带出，喉道基本被假杂基及各种类型的黏土矿物充填而呈不连续状，因此，压实致密砂岩中孔隙多为孤立孔及微孔[图 3 (f)]。

浊沸石胶结砂岩物性相对较好，孔隙度为8%~ 13%，渗透率为0.4~10.0 mD，且渗透率多大于1 mD，在24 MPa覆压条件下，渗透率降至地表渗透率的30%~40%，为0.1~1.0 mD (图 5)；绿泥石胶结砂岩物性相对较差，孔隙度为6%~10%，渗透率为0.005~0.100 mD，在24 MPa覆压条件下，渗透率降至地表渗透率的7%~20%，为0.000 5~0.002 0 mD；压实致密砂岩物性相对最差，在覆压条件下孔隙度和渗透率几乎均为0。结合上文对储层微观孔隙结构特征的分析得出，浊沸石胶结砂岩的溶蚀孔、缝连通性好，且较大喉道占很高比例，因此在覆压条件下厚道不闭合，渗透率下降慢；绿泥石胶结砂岩的孔隙半径分布虽然与浊沸石胶结砂岩相差不大，但由于其小喉道所占比例过高，使得在覆压条件下喉道闭合严重，渗透率下降快。在覆压条件下，浊沸石胶结砂岩和绿泥石胶结砂岩孔隙度的变化均较小，这一方面说明喉道的体积占总孔隙体积的比例较小，另一方面也反映出胶结作用较强。

图 5

Fig. 5

下载eps/tif图 图 5 不同类型砂岩在覆压条件下渗透率的变化 Fig. 5 Relationship between permeability and porosity with different cementation at overburden stress

通过对不同类型砂岩储层特征研究发现，浊沸石胶结砂岩发育大量的次生溶孔，该类砂岩储层为龙凤山地区营城组优质储层。因此，对浊沸石胶结砂岩的形成及溶蚀机理进行分析，并对优质储层的分布进行预测，是下一步勘探与开发的关键。

浊沸石 (CaAl₂ Si₄O₁₂·4 H₂O) 是一种典型的成岩自生矿物，也是松辽盆地深层储层最具特色的胶结物^[20]。根据前人的研究成果^[21-23]，结合研究区的实际情况，认为该区浊沸石主要由火山物质水化蚀变而形成：火山物质水化蚀变析出Ca²⁺，Mg²⁺和Fe²⁺，在火山岩岩屑向浊沸石转化的前期阶段，Mg²⁺和Fe²⁺与硅酸盐发生反应并形成绿泥石衬垫，之后，随着地层温度和压力的增高及pH值和钙离子质量浓度的增大而形成浊沸石。

浊沸石具有遇酸极易溶解的特点^[24-25]。在中成岩期，烃源岩在生烃过程中释放出大量有机酸和CO₂，形成酸性水^[26]，使浊沸石溶蚀并形成次生孔隙，在该溶蚀过程中伴随着高岭石和SiO₂的形成^[27]：

浊沸石的形成和稳定需要较高的pH值 (9.1~ 9.9) ^[28-29]以及较低的CO₂分压等条件，而绿泥石通常形成于pH值为7~9的弱碱性水介质中^[30]，强碱性条件下则难以形成。通过薄片观察、黏土矿物X射线衍射分析发现，在龙凤山地区从物源区到湖盆中心，绿泥石环边的厚度及含量均逐渐减小，浊沸石胶结物含量逐渐增大 (表 1)。因此，可以通过对绿泥石及浊沸石含量变化进行分析，来确定不同类型砂岩的分布，进而预测优质储层发育带。

表 1(Table 1)

表 1 龙凤山地区不同井绿泥石环边厚度、含量及浊沸石含量分布 Table 1 The distribution of chlorite rim content and the laumontite content of different wells in Longfengshan area 沉积相带 井名 绿泥石环边厚度/μm φ(绿泥石)/ % φ(浊沸石胶结物)/% 扇三角洲平原 北202井 10.0 10.00 0 北201井 3.5 3.63 0 扇三角洲内前缘 北201-1 2.0 1.29 15.6 北201-4 2.0 1.20 8.0 扇三角洲外前缘 北201-13 0 0 18.3 北209 0 0 32.0

下载CSV 表 1 龙凤山地区不同井绿泥石环边厚度、含量及浊沸石含量分布 Table 1 The distribution of chlorite rim content and the laumontite content of different wells in Longfengshan area

本次研究选取了距物源较近的北202井和北201井、距物源稍远的北201-1井和北201-4井以及距物源较远靠近湖盆中心的北201-13井和北209井 (参见图 1) 进行分析。其中，北202井区和北201井区沉积物粒度粗，主要为灰白色—浅灰色砾岩、砂砾岩以及含砾粗砂岩，发育扇三角洲平原主河道沉积；北201-1井区和北201-4井区沉积物粒度相对较细，主要为灰色含砾粗砂岩—细砂岩，发育扇三角洲内前缘沉积；北201-13井区和北209井区距物源区较远，沉积物粒度细，多为灰色细砂岩或含砾细砂岩，发育扇三角洲外前缘末端分支河道沉积。

从表 1可以看出，自近物源的扇三角洲平原至远物源的扇三角洲内前缘，绿泥石环边厚度由10 μm减小为2 μm，绿泥石体积分数由10%减小为1.2%，而扇三角洲外前缘未见绿泥石环边。浊沸石在扇三角洲平原不发育，从扇三角洲内前缘至扇三角洲外前缘，其体积分数由8%逐渐增大到32%。通过薄片观察发现，绿泥石多以环边状产出，颗粒间呈点—线接触，而在无绿泥石环边但浊沸石胶结发育的区域，浊沸石的胶结同样使得颗粒呈点接触或不接触，由此可以判断绿泥石胶结物和浊沸石胶结物均形成于机械压实之前的准同生—早成岩阶段。绿泥石与浊沸石2种胶结物这种此消彼长现象的形成机理为：火山岩岩屑的水化蚀变使得研究区成岩水体整体上呈现出高pH值的特征，然而在扇三角洲平原沉积区，由于淡水的注入使地层水的pH值降低，呈弱碱性，为绿泥石的形成提供了必要的水介质条件，同时火山碎屑的蚀变为绿泥石的形成提供了丰富的物质来源，因此，在扇三角洲平原发育较厚的绿泥石环边，形成绿泥石胶结成岩相；在扇三角洲内前缘沉积区，受河流注入及湖浪的共同作用，在火山碎屑蚀变初期地层水呈弱碱性，在这种成岩环境下，火山岩岩屑蚀变形成的Mg²⁺和Fe²⁺与硅酸盐发生反应并形成绿泥石沉淀，随着火山碎屑蚀变程度的增强，地层水pH值不断升高，达到浊沸石形成所需的水介质条件，加之充足的钙离子条件，浊沸石开始大量形成；扇三角洲外前缘沉积区主要受湖水控制，基本不受淡水的影响，在这种条件下，火山碎屑蚀变过程中释放出大量的金属阳离子，使地层水的pH值进一步升高，并形成大量的浊沸石胶结，发育浊沸石胶结成岩相。

根据上述分析，结合研究区实际情况，从湖盆中心向湖岸方向划分为湖水控制区、混合水控制区及淡水控制区 (图 6)，而浊沸石胶结砂岩主要发育在湖水控制下的扇三角洲外前缘沉积区。

图 6

Fig. 6

下载eps/tif图 图 6 龙凤山地区营城组优质储层发育模式 Fig. 6 The development model of high-quality reservoirs of Yingcheng Formation in Longfengshan area

通过分析龙凤山地区营城组砂岩的溶蚀强度发现，在北209井区，浊沸石溶蚀较强，多呈残骸状分布；在北201-1井区，浊沸石溶蚀较弱，局部呈残骸状，但仍可见大片连晶胶结的浊沸石；在北202井区，仅见少量的火山岩岩屑及长石发生溶蚀。这是由于浊沸石胶结砂岩主要发育在研究区北部的扇三角洲外前缘，靠近烃源岩，生烃过程中形成的酸性水优先溶解较近的浊沸石并形成次生孔隙，向湖岸方向浊沸石的溶蚀作用逐渐减弱，因此，推测龙凤山地区营城组北部深凹处仍存在优质储层。

在浊沸石溶蚀孔形成之后，由于溶蚀产物被及时带出了反应体系，并且油气充注与次生孔隙的形成匹配良好，同时未被溶蚀的浊沸石胶结物也起到支撑作用，抵消了部分压实作用，从而使得早期形成的浊沸石溶蚀孔隙得到了很好的保存，在深部形成了局部优质储层发育带。扇三角洲外前缘为浊沸石胶结发育区，也就是后期溶蚀发育区，成为下一步勘探开发的“甜点”区域。后期的勘探开发也证明，北部深水区为优质储层发育区，具有良好的油气勘探潜力。

(1) 龙凤山地区营城组砂岩储层物性主要受成岩作用的控制。根据胶结物的特征可将营城组砂岩分为浊沸石胶结砂岩、绿泥石胶结砂岩及压实致密砂岩，其中浊沸石胶结砂岩后期被溶蚀并形成大量的溶蚀孔隙，且连通性好，形成了研究区的优质储层。

(2) 龙凤山地区营城组储层胶结作用和溶蚀作用均具有明显的分带性，受淡水充注和湖水作用的影响，从扇三角洲平原至扇三角洲外前缘绿泥石胶结逐渐减弱，浊沸石胶结及溶蚀作用逐渐增强。

(3) 浊沸石胶结砂岩溶蚀形成的次生孔隙与油气充注匹配良好，在扇三角洲外前缘形成了优质储层分布区，为龙凤山地区下一步勘探开发的“甜点”区域。