东濮凹陷濮卫地区是中原油田油气勘探开发的重点区域，目前已发现濮城、卫城、文明寨等油田，探明石油地质储量约为2.15×10⁸t，占东濮凹陷总量的44%，其中沙三段探明石油地质储量为1.23×10⁸t，占整个地区的57.4%，具有良好的含油气性，勘探潜力巨大。研究区沙三段上部主要发育中、高孔渗常规储层，下部以中低孔、低渗的非常规储层为主，地质构造复杂，断裂发育，油气分布非均质性强，油气勘探预测存在较大困难，有利储层的评价与预测，致密储层的演化是目前研究的重要问题^[1-2]。孔隙度作为研究储层的重要参数，对有利储层分布预测具有重要意义^[3-4]，可以通过模拟孔隙在地史时期的演化来研究致密储层的演化^[5-9]。但前人对东濮凹陷濮卫地区储层孔隙研究甚少，主要是通过分析成岩作用来进行定性或者半定量研究，无法进行孔隙度钻前预测及模拟孔隙演化史^[10-14]。

孔隙的演化过程较为复杂，国内学者对此做过大量研究，主要有以几大类方法：基于多参数逐步回归模型的建立^[15-18]，这类方法求得的是现今孔隙度，无法对其地史过程中演化进行模拟；基于成岩作用分不同阶段的孔隙度预测^[19-27]，这类方法基本是半定量的，一般只能求得不同成岩阶段孔隙度大小，不能具体到某个地史时刻；基于成岩指数进行孔隙度预测^[28-29]，此种方法不能表征成岩过程中的增孔过程。本文以现今孔隙度为切入点，采用大量的岩心、薄片数据及测井数据，综合考虑储层埋藏过程中历经的各种成岩作用并结合埋藏史，定量模拟出孔隙在地史中的演化过程。

1 沉积背景和储层特征 1.1 沉积背景

濮卫地区指东濮凹陷北部隆起带文留至文明寨之间区域，西接柳屯洼陷，东邻濮城—前梨园洼陷，是一个由濮城断裂和马寨断裂形成的负向构造单元，大致呈北北东走向，勘探面积约为150km²(图 1)。东濮凹陷内新生代地层自下而上依次发育古近系孔店组、沙河街组、东营组，新近系馆陶组、明化镇组以及第四系平原组，沉积厚度可达8000m^[30]。沙河街组可划分为4段，沙三段主要发育半深湖—浊积扇、浅湖—三角洲、盐湖等沉积体系，高频湖平面变化造成砂泥薄互层频繁发育，垂向上砂体多层叠置、平面上广覆连片分布^[31-33]。其中沙四段岩性为棕红色、紫红色砂泥岩互层；沙三段整体为灰色砂泥岩互层，中部夹有膏盐；沙二段为浅灰色砂泥岩互层；沙一段以灰色砂泥岩为主，上部发育膏盐。

1.2 储层特征 1.2.1 岩石学特征

通过分析大量的薄片和岩心资料，发现濮卫地区沙三段以岩屑长石砂岩、长石岩屑砂岩为主，此外发育少量岩屑砂岩、长石砂岩、含长石石英砂岩、含岩屑石英砂岩。在砂岩的成分组成中，含量最多的为石英，一般为40%~70%，平均约为57.2%；长石含量为5%~40%，平均为21.5%；岩屑含量处于3%~39%之间，平均约为15%，以变质岩岩屑和沉积岩岩屑为主，含少量火成岩岩屑。填隙物为杂基和胶结物，杂基含量变化范围较大，为1%~26%, 平均约为5.4%，以黏土矿物为主，主要成分为高岭石、蒙脱石和伊利石；胶结物含量一般小于34.5%，平均约为10.1%，胶结物以碳酸盐为主，其次为自生黏土矿物和白云石，并含有少量硬石膏及硅质等（图 2）。研究区沙三段岩石以粉砂岩为主，其次是细砂岩，分选较好，颗粒主要为次棱角状—次圆状。

1.2.2 储层物性特征

濮卫地区沙三段储层物性随埋深的增加逐渐变差。沙三上亚段储层孔隙度主要分布在10%~20%之间，占75.5%；沙三中亚段储层孔隙度主要分布在10%~15%之间，孔隙度小于15%的储层占77.4%；沙三下亚段储层孔隙度主要小于10%，占80%（图 3）。渗透率分布也有相类似特征，沙三上亚段发育中高渗储层，渗透率在10mD以上的储层占40.43%, 1mD以下占14.9%；沙三中亚段储层渗透率为0.1~10mD的占66.3%；而沙三下亚段主要为低渗储层，渗透率在1mD以下的储层占93.5%（图 4）。总体来看，沙三段在低孔渗背景下含有高孔渗储层，且孔隙度与渗透率相关性较好（图 5）。储层空间类型以粒间混合孔隙为主，其次为粒间溶孔、粒内溶孔^[13]。

1.3 成岩作用特征

通过岩心及镜下薄片观察，濮卫地区储层在成岩过程中经历了压溶压实、胶结、交代以及溶蚀等成岩作用。压实作用主要表现为颗粒之间的紧密接触，柔性成分的变形，以及部分颗粒的定向排列（图 6a）；压溶作用表现为颗粒之间的线—凹凸接触（图 6b）；胶结作用是研究区常见的现象，发育最普遍的是碳酸盐胶结，主要是方解石、铁白云石等（图 6c），其次发育自生黏土矿物，自生高岭石较为常见，伊利石较少，其他自生矿物可见钠长石以及浊沸石。碳酸盐胶结是造成该区孔隙损失的主要因素之一。该区还存在交代作用，主要为碳酸盐交代石英、长石、岩屑（图 6d）。溶蚀作用在沙三段很常见，主要发生在长石和岩屑颗粒中（图 6e、f）。总体上看，研究区储层最终孔隙大小受制于沉积和成岩作用，沉积作用决定储层的先天属性，而成岩作用在储层演化过程中对其的改造起着关键性作用。

2 孔隙度演化模型

成岩作用是孔隙演化过程中的决定性因素。早在1930年Athy等就提出砂岩孔隙度随埋深变化的演化模型^[34]，其后Baldwin和Schmoker等都提出过类似的模型^[35-36]，随着埋深的增加，在上覆压力作用下，压实作用不断增强导致孔隙度不断减小。研究表明，在砂岩演化过程中，压实作用是导致孔隙损失的最主要因素。储层所经历的时间也会对孔隙度造成影响，相同情况下，储层年龄越大，其孔隙度越小。此外胶结作用也会造成孔隙损失，而溶蚀作用则起主要的增孔效应。刘震等指出在压实和胶结阶段，孔隙演化是时间和埋深的双元函数^[37]。根据成岩序列分析，可以发现胶结作用在早成岩A期就已经存在，并贯穿于储层整个埋藏史，次生孔隙的形成主要出现于早成岩B期至中成岩A2末期。通过现今孔隙度剖面的成岩作用及储层成岩序列的研究，研究区成岩作用对孔隙度的影响可以分为4段：浅部压实作用阶段、压实胶结作用阶段、有机酸溶蚀作用阶段、深部压实胶结作用阶段。本文基于不同成岩作用对孔隙度的影响，将孔隙演化分为增孔和减孔两个大过程，建立了储层孔隙演化的定量模型。

2.1 储层原始孔隙度

现今的孔隙空间都是由砂岩沉积以后的初始孔隙经过成岩演化等改造作用形成的剩余孔隙，未固结砂岩原始孔隙度的最主要影响因素为砂岩的分选系数，Scherer建立了分选系数与原始孔隙度的公式^[16]:

$ {\phi _0}{\rm{ = }}20.91{\rm{ + }}22.9{\rm{/}}{S_0} $

(1)

式中 ϕ₀—砂岩原始孔隙度；

S₀—Trask分选系数。

根据濮卫地区23口井240个数据的分析结果，可以恢复其原始孔隙度ϕ₀平均值为35.37%，此原始孔隙度值偏低说明储层粒径偏细。由研究区实际资料分析，可知濮卫地区砂岩粒度相对较小，岩性主要为粉砂岩，其次为细砂岩，含少量不等粒砂岩（图 7）。实际粒度情况与恢复的原始孔隙度代表的储层粒径具有一致性，表明该方法结果可靠。

2.2 成岩过程中孔隙度减小模型

研究区胶结作用及压实作用是造成孔隙损失的最主要原因。在砂岩压实过程中，埋深较浅时，胶结作用不存在或几乎非常弱小，此时可以不考虑胶结作用造成的孔隙损失，Athy等建立了孔隙度与深度的指数关系^[34]。埋深增加到一定程度时，胶结和压实共同作用控制了砂岩孔隙损失，可以建立孔隙度与深度、时间的双元指数模型^[37-38]。根据成岩序列，可以确定浅部压实作用大概处于深度小于400m范围内，次生孔隙最早出现在1800m左右。本文统计了研究区还未发生溶蚀作用的上覆地层相应深度区间内6口井的储层孔隙度、深度、埋藏时间数据，将数据代入Athy提出的孔隙度模型以及双元指数模型，分别进行多元回归，得到:

$ {\phi _1} = {\phi _0}{{\rm{e}}^{ah}} $

(2)

$ {\phi _2} = {\phi _0}{{\rm{e}}^{(bh + ct + dht)}} $

(3)

式中 ϕ₁—浅部压实阶段孔隙度；

ϕ₂—压实、胶结作用阶段孔隙度；

a、b、c、d—待定常数；

h—地史时期埋藏深度，m；

t—埋藏时间，Ma。

根据上述孔隙度减小模型，结合储层埋藏史（图 8），可以对孔隙演化进行模拟。

2.3 成岩过程中孔隙度增加模型

濮卫地区沙三段次生孔隙主要是由于有机酸溶蚀碳酸盐胶结物和长石骨架颗粒形成^[39-41]。Surdam等通过实验证明，有机质演化过程中会脱去含氧官能团，形成大量的草酸、醋酸和酚等，这些物质可以促进碳酸盐和铝硅酸盐的溶解^[42]。建立孔隙度增加模型需要弄清次生孔隙形成到结束的作用时间。

2.3.1 溶蚀作用窗口温度的确定

濮卫地区成岩序列表明，次生孔隙最早形成于早成岩B亚期，此时岩石处于半固结—固结状态，原生孔隙发育，古地温处于65~85℃之间，对应早期生油阶段；中成岩A1亚期古地温处于85~110℃，此时有机质成熟度较低，有机酸产量高，为次生孔隙较发育阶段；中成岩A1亚期末期至中成岩A2亚期，古地温处于110~140℃，R_o处于0.7%~1.3%之间，有机质大量转化为油气，油气大量向储层进行充注，导致有机酸浓度急剧降低，显著抑制溶蚀作用，次生孔隙几乎停止形成。

通过成岩序列和次生孔隙成因分析，确定溶蚀作用窗口温度区间为70~100℃，低于70℃，几乎没有有机酸的生成，储层中无法发生显著的溶蚀作用而形成次生孔隙；温度高于100℃，油气位侵储层，使得有机酸含量降低，溶蚀作用微弱^[38]。

2.3.2 孔隙度增加模型

孔隙度增加是由于岩石颗粒的溶蚀，而矿物的溶蚀是一种化学反应，遵循化学反应的一般定理，其溶蚀速率与有机酸的浓度成正比，而矿物的溶蚀量等于孔隙度的增加量，故可得下式：

$ \frac{{{\rm{d}}{\phi _{\rm{s}}}}}{{{\rm{d}}t}} = kC + D $

(4)

式中 ϕ_s—溶蚀作用中增加的孔隙度；

C—有机酸浓度；

k—比例系数；

D—有机酸浓度，mol/L。

Carothers等研究发现油田水中，有机酸浓度与地层温度存在二次函数关系^[43]：

$ C = {a_1}{T^2} + {a_2}T + {a_3} $

(5)

式中 a₁、a₂、a₃—待定常数;

T—地层温度。

综合公式（4）和公式（5），可以得到孔隙度变化率模型：

$ \frac{{{\rm{d}}{\phi _{\rm{s}}}}}{{{\rm{dt}}}} = {k_1}{t^2} + {k_2}t + {k_3} $

(6)

式中k₁、k₂、k₃—待定常数。

设t₁为溶蚀作用刚刚开始的时刻, 对应储层温度首次达到70℃的埋藏时间（Ma）；t₂为溶蚀作用结束时刻，对应储层温度首次达到100℃的埋藏时间（Ma）。则边界条件为t=t₁，ϕ_s=0，即溶蚀作用刚开始时孔隙度增量为0；t=t₂，ϕ_s=Δϕ，即整个溶蚀作用中孔隙度增量为Δϕ。对公式（6）进行求解，可得溶蚀作用阶段孔隙度增加函数模型：

$ {\phi _{\rm{s}}} =-\frac{{2\Delta \phi }}{{\Delta {t^3}}}{(t-{t_1})^3} + \frac{{3\Delta \phi }}{{\Delta {t^2}}}{(t-{t_1})^2} $

(7)

其中

$ \Delta t = {t_2}-{t_1} $

根据公式(3)可以计算经过压实、胶结作用后的孔隙度ϕ₂，现今实测孔隙度与ϕ₂差值就是溶蚀作用过程中孔隙度增量Δϕ，若Δϕ大于零则存在次生孔隙，若其小于零则不存在次生孔隙。在此阶段孔隙度模型可以用以下公式表示：

$ {\phi _3} = {\phi _0}{{\rm{e}}^{(bh + ct + dht)}}-\frac{{2\Delta \phi }}{{\Delta {t^3}}}{(t-{t_1})^3} + \frac{{3\Delta \phi }}{{\Delta {t^2}}}{(t-{t_1})^2} $

(8)

式中 ϕ₃—溶蚀作用构成的增孔过程中储层孔隙度。

2.4 越过溶蚀作用窗口以后孔隙度演化模型

在越过溶蚀作用窗口以后，由于油气的大量充注，次生孔隙几乎停止发育。由于上覆压力的存在，压实作用仍然继续。从成岩序列中可以发现自生黏土矿物的形成仍在继续，不过此时由于孔隙流体主要为烃类物质，胶结作用对孔隙的影响较弱。此阶段压实、胶结作用孔隙演化趋势与第二阶段压实、胶结作用大致相同^[44]，孔隙度演化模型可以表示为:

$ {\phi _4} = {\phi _0}{{\rm{e}}^{(bh + ct + dht)}} + \Delta \phi $

(9)

式中 ϕ₄—越过溶蚀作用窗口后压实、胶结作用过程中储层孔隙度。

2.5 总孔隙度演化模型

综上所述，孔隙度演化模型可以由增孔、减孔两大类4段函数组成，浅部压实作用对应埋藏经历的时间可以根据成岩序列从埋藏史读取（图 8），400m处对应地史时间约为42.5Ma；压实、胶结作用时间也可以从埋藏史上读出，根据溶蚀作用窗口温度，可以知道溶蚀作用地史时间为42.5—34.5Ma；根据溶蚀作用窗口对应温度可知溶蚀作用发生在34.5—29.5Ma；越过溶蚀作用窗口后的压实、胶结作用发生在29.5Ma至今。其分段函数如下：

$ \left\{ \begin{array}{l} {\phi _0}{{\rm{e}}^{ah}}\;\;\;\;浅部压实阶段\\ {\phi _0}{{\rm{e}}^{(bh + ct + dht)}}\;\;\;\;压实、胶结阶段\\ {\phi _0}{{\rm{e}}^{(bh + ct + dht)}}--\frac{{2\Delta \phi }}{{\Delta {t^3}}}{(t-{t_1})^3} + \frac{{3\Delta \phi }}{{\Delta {t^2}}}{(t -{t_1})^2}\;\;({t_1} \le t \le {t_2})\;\;溶蚀阶段\\ {\phi _0}{{\rm{e}}^{(bh + ct + dht)}} + \Delta \phi \;\;\;({t_2} \le t)\;\;溶蚀结束后压实胶结阶段 \end{array} \right. $

(10)

式中，a=-0.00032，b=-0.0000809，c=-0.0378，d= -0.00000061；ϕ₀=35.57%。

3 实例分析

以研究区濮140井为例，其埋深3170.3m处实测孔隙度为10.3%，用上述公式结合埋藏史进行孔隙度演化模拟，结合图 8和图 9可以看出，在45Ma时，储层开始沉积，其原始孔隙度为35.37%；其后继续沉积，处于浅层正常压实状态，在距今42.5Ma时埋深约400m，其孔隙度减小为31.2%；此后，储层处于压实、胶结过程中，孔隙度持续减小，到距今34.5Ma，其埋深到达1400m，孔隙度减小为21.04%；在距今34.5—29.5Ma，有机酸大量产生，次生孔隙发育，增孔量达到5.1%；29.5Ma至今，地层先发生抬升剥蚀，在抬升过程中，由于上覆压力的存在，时间效应持续作用，之后又沉积埋深，此过程中孔隙度不断减小，至今孔隙度减小为10.06%，与实际孔隙度相比误差较小，考虑到地质条件较为复杂，此误差可以接受。

4 结论

(1) 濮卫地区破坏性成岩作用主要有压实作用、胶结作用、交代作用，建设性成岩作用主要为溶蚀作用，根据成岩序列及溶蚀作用温度区间，并结合埋藏史，可知溶蚀作用发生的地质时间为35—29Ma。

(2) 以现今孔隙度为约束，基于成岩序列及埋藏史，建立了基于时间、深度的孔隙度演化模型，根据实例分析，可以看出其实际应用效果较好，符合地质实际。对发育不同成岩作用的地区，其分段模型可能有所不同，例如对于溶蚀作用不发育的地区，可以建立浅部压实及压实胶结的两段模型；对于发生两期主要溶蚀作用地区可以建立包含两期溶蚀的多段模型。

(3) 该模型可以推广到具有相似地质条件的区域研究孔隙演化。但是对于经历过多期地层抬升剥蚀作用的地区，由于孔隙回弹作用影响较大，该模型需要进一步修正；对于碳酸盐岩、火山岩等双重介质储层，由于裂缝空间产生机制和发育规律与孔隙空间不同，故并不适用当前模型。