Natural Gas Geoscience >

2022 , Vol. 33 >Issue 7: 1036 - 1048

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2022.02.005

Influencing factors of tight clastic reservoir physical properties and main controlling factors of high-quality reservoirs：Taking the Yingcheng Formation of Longfengshan sub-sag in Changling Fault Depression of Songliao Basin as an example

  • Xiyu QU , 1 ,
  • Changsheng MIAO 2 ,
  • Ruilei LI 3 ,
  • Jianfeng ZHU 3 ,
  • Wen XU 3 ,
  • Yingnan LIU 1
Expand
  • 1. School of Geosciences，China University of Petroleum，Qingdao 266580，China
  • 2. School of Prospecting and Surveying Engineering，Changchun Institute of Technology，Changchun 130021，China
  • 3. SINOPEC Northeast Oil and Gas Branch，Changchun 130062，China

Received date: 2022-01-18

  Revised date: 2022-02-16

  Online published: 2022-07-11

Supported by

The National Natural Science Foundation of Shandong Province, China(ZR2020MD027)

the SINOPEC Key Science and Technology Project(P20060-6)

Fold

Highlights

Taking the tight clastic reservoirs of the Yingcheng Formation in the Longfengshan sub-sag of the Changling Fault Depression in the Songliao Basin as the research object， a variety of techniques and methods are used to study the physical properties and main controlling factors of high-quality reservoirs. The influencing factors of reservoir physical properties of tight clastic rocks include rock type， sedimentary microfacies， sand-mud interface， cementation， dissolution and microfractures. The factors conducive for the accumulation of tight gas are chlorite in the poor lining， dissolution of volcanic rock debris and microcracks. Among them： （1） The pore lining chlorite can protect the primary pores by slowing down compaction and inhibiting cementation， thereby controlling the reservoir quality of the water environment transformation zone； （2） The dissolved pores of volcanic rock debris are the main type of secondary pores， which can control the quality of the reservoir in the acid fluid distribution area； （1） Microfractures caused by hydrocarbon-generating pressurization can increase the permeability of reservoirs， thereby controlling the quality of reservoirs in deep-water depositional areas. The main controlling factor（1） is mainly distributed in the shallow water area at the edge of the basin， the main controlling factor（3） is mainly distributed in the deep water area near the center of the basin， and the main controlling factor（3） is distributed in the whole area. The main controlling factor（2） can be superimposed with （1） or （3） to control the distribution of high-quality reservoirs， and based on this， a plane distribution model of high-quality reservoirs can be established to predict favorable areas and obtain production verification.

Cite this article

Xiyu QU , Changsheng MIAO , Ruilei LI , Jianfeng ZHU , Wen XU , Yingnan LIU . Influencing factors of tight clastic reservoir physical properties and main controlling factors of high-quality reservoirs：Taking the Yingcheng Formation of Longfengshan sub-sag in Changling Fault Depression of Songliao Basin as an example[J]. Natural Gas Geoscience, 2022 , 33(7) : 1036 -1048 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2022.02.005

0 引言

国内外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，也已成为全球非常规油气勘探开发的热点研究领域［1-4］。致密砂岩储层一般具有低孔、低渗、低丰度且非均质性强、砂体平面展布变化大等特点［5］，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［6］。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，对在低孔低渗条件下发育的相对“高孔高渗”储层的特征及成因机制研究日渐深入，并逐渐形成了沉积作用与成岩作用是影响储层物性关键因素的共识［7-10］。但如何在低孔、低渗、低丰度、强非均质性的储层背景下寻找优质储层，明确优质储层形成的主控因素，筛选相对富集区块（“甜点”区）仍是致密气勘探的重点和难点。近几年在松辽盆地长岭断陷致密气的勘探中相继取得突破，陆续在B210井区、B220井区及B5井区等的沙河子组、营城组获得了工业产能的致密气且产量稳定，该套致密气储层的影响因素及主控因素是目前迫切需要解决的问题，也是制约下一步勘探方向选择的重要依据。基于此，以长岭断陷龙凤山次凹营城组致密砂砾岩储层为研究对象，借助偏光显微镜、扫描电镜、图像分析、水岩模拟实验、包裹体测温及古压力恢复等手段和技术对致密储层物性影响因素及优质储层主控因素进行了详细研究。

1 研究区地质概况

龙凤山次凹位于松辽盆地中央坳陷区南部，北邻达尔罕断裂带，南靠长发屯凸起，西接北正镇断裂带，东连东岭断裂带，面积近300 km2（图1）。区域上受北正镇断裂带和东岭断裂带拉张走滑作用影响，断裂活动强烈。
图1 龙凤山次凹构造位置（a）[11]及井位分布图(b)[12]

Fig.1 Longfengshan sub-sag structure location(a)[11] and well location map(b)[12]

龙凤山次凹下白垩统自下而上发育有沙河子组、营城组、登娄库组及泉头组，岩性主要为细砂岩、泥岩及砂砾岩，营城组二段发育玄武岩。上白垩统自下而上发育有青山口组、姚家组、嫩江组等，岩性主要为粉砂岩和泥岩，嫩江组发育小段暗色页岩。
本文研究的目的层位为下白垩统营城组，发育扇三角洲、辫状河三角洲、浅湖及半深湖相沉积，整体上表现为水动力较强的三角洲沉积环境。粒度分布较广，发育中—细砾岩、砂砾岩、中—粗砂岩、细—粉砂岩及泥岩［13］，自上而下可分为7个砂组，其中营Ⅱ段岩性主要为火山岩（安山岩、玄武岩等）、细砂岩、粉砂岩和泥岩，为火山岩盖层［14-15］，营III段砂组、营IV段砂组和营V段砂组是研究区营城组主要的产气层段，岩性多以砂砾岩为主。营城组底部与沙河子组呈假整合接触，顶部发育不同程度的风化剥蚀，与登娄库组底部呈不整合接触［16］。

2 致密储层物性影响因素

2.1　岩石类型对储层物性的影响

研究区储层岩石类型包括中砾岩、细砾岩、（含砾）粗砂岩、（含砾）中细砂岩和粉砂岩。其中，砂岩的骨架颗粒包括石英、长石和岩屑，其平均含量分别为14.2%、14.9%和69.5%，砂岩的岩石类型主要为岩屑砂岩，其次为长石岩屑砂岩（图2）。细砾岩、（含砾）粗砂岩、（含砾）中细砂岩整体物性相对较好，孔隙度分布范围较广，部分样品孔隙度大于6%；中砾岩孔隙度分布较集中，孔隙度均小于6%；（泥质）粉砂岩物性最差，孔隙度均小于4%［图3（a）］。所有样品的渗透率整体偏低，部分中砾岩、细砾岩、（含砾）粗砂岩、（含砾）中细砂岩的渗透率大于0.1×10-3 μm2，部分（含砾）粗砂岩及（含砾）中细砂岩样品的渗透率大于0.5×10-3 μm2。（泥质）粉砂岩渗透率极低，小于0.1×10-3 μm2［图3（b）］。
图2 研究区砂岩岩石类型三角图

Fig.2 Triangulation of sandstone rock types in the study area

图3 研究区不同岩石类型孔隙度（a）和渗透率（b）分布直方图

Fig.3 Distribution histograms of porosity（a） and permeability（b） of different rock types in the study area

2.2　沉积微相对储层物性的影响

龙凤山次凹营城组主要发育扇三角洲相、湖底扇相和湖泊相［17］，主要微相为扇三角洲前缘亚相的水下分流河道微相、河口坝微相以及水下分流河道间微相，湖底扇近端主水道微相。不同的沉积微相代表不同的水动力环境，对储层物性具有不同的影响。
从不同类型沉积微相的孔隙度分布直方图［图4（a）］可以看出，水下分流河道微相孔隙度分布范围相对较广，超过15%的样品孔隙度大于6%，孔隙度大于4%的样品占53%以上，物性最好；河口坝微相物性次之，存在少量孔隙度大于8%的样品，孔隙度主要分布在2%~6%之间；湖底扇近端主水道微相物性相对较差，孔隙度集中在6%以下，且主要分布在0%~4%之间，仅10%左右样品孔隙度大于4%；水下分流河道间微相物性最差，孔隙度小于4%。
图4 研究区不同类型沉积微相的孔隙度分布(a)及孔渗相关性(b)

Fig.4 Porosity distribution(a) and porosity-permeability correlation(b) of different types of sedimentary microfacies in the study area

从不同类型沉积微相的物性分布图［图4（b）］可以看出，水下分流河道微相物性较好，孔隙度高值点主要对应水下分流河道微相，而渗透率高值点除水下分流河道间微相之外，其他微相皆有分布。

2.3　砂泥界面对储层物性的影响

砂泥界面的距离是影响研究区致密碎屑岩储层质量的因素之一，砂泥界面的距离控制着中薄层砂岩的物性。薄层砂砾岩厚度小，泥岩中释放出的Ca2+、Mg2+、Fe2+离子进入砂体内部，与HCO3 -快速发生反应形成碳酸盐胶结［18］，导致砂砾岩体内部形成碳酸盐强胶结，孔喉连通性与物性变差。
砂泥界面的距离同样影响着整个研究区致密碎屑岩储层的质量，当距离砂泥界面小于1 m时，胶结物含量相对较高，基本大于10%，孔隙度整体较小，基本小于5%；当距离砂泥界面介于1~2 m之间时，胶结物含量相对较低，介于5%~10%之间，孔隙度介于2%~6%之间；当距离砂泥界面大于2 m时，胶结物含量相对较低，介于5%~10%之间，孔隙度介于3%~8%之间（图5）。因此，当砂岩层距离砂泥界面大于1 m，即砂岩层厚度大于2 m时，胶结物含量较少，孔隙度相对较大，可能为有效开发层。
图5 研究区孔隙度(a)及胶结物含量(b)与砂泥界面距离关系

Fig.5 The relationship between porosity(a) and cement content(b) in the study area and the distance between sand and mud interface in the study area

2.4　胶结作用对储层物性的影响

龙凤山次凹营城组的胶结物类型包括黏土矿物胶结物、碳酸盐胶结物、硅质胶结物，以及少量的浊沸石、菱铁矿、黄铁矿胶结，含量分别为36.3%、36.2%、15.5%、5.1%、1.9%及0.1%。碳酸盐胶结物包括方解石、白云石和菱铁矿，对储层物性起破坏作用，其发育程度受砂泥界面及其他胶结物的影响。黏土矿物胶结物以绿泥石胶结为主，是研究区最典型的胶结作用类型，也是影响储层物性的主要因素。绿泥石胶结物的产出状态以孔隙衬里绿泥石为主。孔隙衬里绿泥石环绕孔隙呈栉壳状生长，厚度约为5~15 μm，以原生残余粒间孔为主，孔隙形状较为规则，孔隙内存在一定数量的微晶石英［图6（a），图6（b）］。颗粒接触位置孔隙衬里绿泥石基本不发育，绿泥石晶体呈叶片状。原生残余粒间孔的存在可能与孔隙衬里绿泥石的发育有关，如B202井在3 093 m和3 099 m处自生绿泥石的含量分别达到高值6.8%和5.9%，相应的孔隙度、渗透率也在此深度达到最大值，孔隙度最大值为8.8%，渗透率最大值为0.357×10-3 μm2（图7），说明自生绿泥石含量与孔渗存在正相关性，且孔隙衬里绿泥石含量越高对储层物性的保护作用越好。
图6 龙凤山次凹营城组储集空间类型镜下照片

(a)孔隙衬里绿泥石环绕粒间孔,孔隙内充填微晶石英,B202井,3 117.80 m，(-);(b)孔隙衬里绿泥石环绕粒间孔,孔隙内充填微晶石英,B202井,3 098.9 m,SEM;(c)安山岩岩屑内部溶孔,孔隙衬里绿泥石环绕粒间孔,孔隙内充填微晶石英,B202井,3 112.75 m,(-);(d)酸性喷出岩岩屑溶蚀形成铸模孔,B210井,3 948.60 m,(-);(e)长石粒内溶孔,B210井,3 950.9 m,(+);(f)石英粒内溶孔,B210井,4 129.95 m,(+);(g)铸模孔,B202井,3 130.8 m,(-);(h)浊沸石胶结物溶蚀孔,B210井,3 945.95 m,(-);(i)贴粒缝,B206井,3 243.61 m,(-);(j)包络缝,B210井,3 945.08 m,(-);(k)构造缝,B208井,3 261.45 m,(-);(l)贴粒缝溶蚀,B210井,4 127.2 m,(-);(m)裂缝被有机质充填,B203井,3 607.8 m,(-);(n)孔隙衬里绿泥石环绕的原生孔,B202井,3 096.25 m,SEM；(o)流纹岩岩屑内部溶蚀孔,B210井,3 945.95 m,(-)

Fig.6 Microscopic photo of the reservoir space types of Yingcheng Formation in Longfengshan sub-sag

图7 B202井绿泥石含量与孔隙度、渗透率关系

Fig.7 Relationship between chlorite content and porosity and permeability of Well B202

2.5　溶蚀作用对储层物性的影响

龙凤山次凹营城组致密碎屑岩储层中次生孔隙主要由溶蚀作用产生，可分为粒间溶蚀孔隙、粒内溶蚀孔隙和铸模孔等。研究区粒内溶孔主要为火山岩岩屑粒内溶蚀形成，以安山岩岩屑粒内溶孔［图6（c）］和酸性喷出岩岩屑粒内溶孔［图6（d）］为主；长石粒内溶孔次之［图6（e）］；还发育少量石英粒内溶孔［图6（f）］以及铸模孔［图6（g）］；粒间溶孔主要为浊沸石胶结物的溶蚀孔［图6（h）］。安山岩岩屑粒内溶孔多呈蜂窝状微孔，形态不规则，可为绿泥石等含铁胶结物的形成提供物质来源［图6（c）］；酸性喷出岩岩屑粒内溶孔呈连片的微孔，溶蚀较强时可形成铸模孔［图6（d）］；长石及石英颗粒的粒内溶蚀多形成较大的规则溶孔，边缘溶蚀多形成港湾状溶蚀孔［图6（e），图6（f）］；浊沸石胶结物的溶孔形态不规则，多沿浊沸石解理缝溶蚀扩大［图6（h）］。
统计研究区次生溶孔的面孔率发现，火山岩岩屑粒内溶孔占次生孔隙面孔率的72.50%，粒间溶孔占比为22.10%，说明次生溶孔主要由火山岩岩屑粒内溶蚀提供。

2.6　微裂缝对储层物性的影响

龙凤山次凹营城组致密碎屑岩储层中存在一定数量的微裂缝，主要以贴粒缝［图6（i）］、包络缝［图6（j）］的形式存在，少量为构造缝［图6（k）］，还可见沿微裂缝发生溶蚀扩大［图6（l）］及有机质充填［图6（m）］现象。铸体薄片的图像分析结果显示（表1），微裂缝的平均宽度为2.5 μm；薄片内裂缝平均条数为5条左右，最多达36条。裂缝较发育的位置对应渗透率的高值点，如B210井3 945.95 m和3 947.5 m处均发育贴粒缝，其渗透率分别为6.39×10-3 μm2和4.59×10-3 μm2；再如B206井3 243.61 m处裂缝非常发育，其渗透率高达11.40×10-3 μm2，说明微裂缝的存在改善储层的渗透率。
表1 微裂缝图像分析结果统计

Table 1 Statistical table of micro-crack image analysis results

井号 深度/m 裂缝条数/条 裂缝平均开度/μm 裂缝密度 /（mm/mm2） 渗透率 /（10-3 μm2）
B201 3 398.01 3 2.5 0.62 0.049
B202 2 994 5 2.5 0.66 0.048
B202 2 998.75 4 2.5 0.83 0.033
B202 3 087.33 11 2.5 1.39 1.052
B202 3 098.9 3 2.5 1.44 0.048
B202 3 128.6 3 2.5 0.65 0.131
B203 3 317.87 6 2.5 0.5 0.362
B204 2 389.4 4 2.5 0.94 0.372
B204 2 875.4 5 2.5 0.9 0.036
B206 3 237.22 9 3.62 0.28 0.055
B206 3 237.58 5 2.5 1.92 0.053
B206 3 243.61 36 5.99 1.33 2.151
B210 3 945.03 4 2.89 1.13 1.043
B210 3 945.95 12 2.5 0.08 6.389
B210 3 947.5 8 2.5 0.87 4.589
B210 3 950.9 12 2.6 2.5 1.082
B210 3 951.65 5 2.5 0.99 0.084
受母源类型、构造活动、成岩作用及生烃作用的影响，上述6种影响储层质量的影响因素在陆源碎屑沉积盆地会普遍发育，其中岩石类型及沉积微相受母岩类型和构造活动共同控制，砂泥界面、胶结作用及溶蚀作用受成岩作用和生烃作用共同控制，微裂缝受生烃作用和构造活动共同控制，不同沉积及构造背景下的储层质量主控因素会有差异。龙凤山次凹营城组致密碎屑岩储层的储集空间类型包括残余原生孔隙、次生溶蚀孔隙及微裂缝。残余原生孔隙约占总面孔率的38.2%，次生溶蚀孔隙约占总面孔率的60.3%，微裂缝约占总面孔率的1.5%。原生残余粒间孔的保存主要与孔隙衬里绿泥石的发育有关；次生溶孔的形成主要与火山岩的溶蚀有关；微裂缝的形成与烃源岩的生烃作用有关。上述3种孔隙类型的占比及控制因素不同，是研究区致密气有利的储集空间及运移通道，在不同的沉积相带所起的作用也不尽相同，是研究区优质储层的物性主控因素。

3 优质储层主控因素

3.1　孔隙衬里绿泥石保护原生孔隙，是水体环境转化带的储层物性主控因素

3.1.1　孔隙衬里绿泥石的成因

孔隙衬里绿泥石常形成于富铁、镁的弱碱性（pH值为7~9）还原环境［19-21］，形成时间较早，是孔隙保护的重要机制，其形成受源区母岩类型和水体性质的影响。龙凤山次凹营城组沉积期物源区的母岩类型主要为中基性岩浆岩及变质岩［12］，火山岩岩屑、火山碎屑物质以及富铁暗色矿物在水解、溶蚀的过程中产生大量的铁离子，为自生绿泥石的形成提供了物质基础［图6（c）］。
源区提供的铁离子以铁的氧化物和氢氧化物形式通过河流带至入湖、入海口，因湖水和海水与河水盐度的差异，导致在扇三角洲前缘发生铁质絮凝，进而形成孔隙衬里绿泥石［21］。研究区主要发育扇三角洲沉积体系，孔隙衬里绿泥石主要发育于扇三角洲前缘水下分流河道微相中，由于水下分流河道微相水动力条件较强，孔隙流体运移活跃，在颗粒表面局部流速所产生的压力下，絮凝黏土被吸附到颗粒表面形成孔隙衬里绿泥石［22］。随着水体进一步加深，碱性和还原性增强，水动力条件变弱，孔隙流体运移缓慢，孔隙衬里绿泥石变少或不发育，硅质和晚期含铁碳酸盐胶结物开始沉淀并充填粒间孔隙，使物性变差。
上述胶结物的形成受沉积环境的影响较大，与沉积微相的平面分布匹配较好，在河流入湖的浅水区，由于淡水的注入使水体的性质发生改变，地层水呈弱碱性，在扇三角洲平原发育区形成较厚的绿泥石环边；在扇三角洲内前缘发育的过渡区，受河流注入及湖浪的共同作用，随着Mg2+和Fe2+离子的消耗，Ca2+、Na+等碱性金属阳离子增多，初期呈弱碱性地层水，pH值不断升高，达到浊沸石的形成条件，自生绿泥石停止发育；在扇三角洲外前缘发育的深水区，基本不受淡水的影响，地层水的pH值较高，形成浊沸石胶结，孔隙衬里绿泥石减薄甚至不发育［13］。

3.1.2　孔隙衬里绿泥石对储层质量的影响

孔隙衬里绿泥石通过减缓压实作用、抑制石英次生加大和碳酸盐胶结［21］的方式来保护原生孔隙。通过发育孔隙衬里绿泥石样品的图像分析显示：发育孔隙衬里绿泥石的储层具有较高的原生孔面孔率［图6（n）］，其原生孔面孔率占总面孔率的比例为53.31%~83.60%，平均值为65.00%（表2），因此孔隙衬里绿泥石对孔隙的保护作用主要体现在原生孔隙的保存上。
表2 B202井面孔率统计

Table 2 Areal porosity statistics table of Well B202

井号 深度/m

孔隙度

/%

总面孔率

/%

残余原生孔

面孔率/%

 原生面孔率占比/%
B202 2 994 7.57 6.15 4.05 65.85
2 998.75 5.6 5.06 4.23 83.60
3 087.33 8.18 6.79 3.62 53.31
3 098.9 8.75 6.88 3.71 53.92
3 112.75 8.2 6.82 4.03 59.09
3 117.8 7.92 6.49 4.32 66.56
3 128.6 10.26 8.66 6.29 72.63
研究区自生绿泥石含量与碳酸盐胶结物之间存在明显的负相关，当绿泥石含量小于4%时，碳酸盐胶结物含量较高，且随绿泥石含量的增加，碳酸盐胶结物的含量大幅减小，当绿泥石含量大于4%时，碳酸盐胶结物的含量逐渐平稳，基本集中在5%以下（图8）。说明自生绿泥石能够有效抑制碳酸盐胶结作用。
图8 研究区绿泥石含量与碳酸盐胶结物含量关系

Fig.8 Relationship between chlorite content and carbonate cement content in the study area

3.2　火山岩岩屑是次生溶孔的主要贡献者，是酸性流体分布区的储层物性主控因素

3.2.1　火山岩岩屑与溶蚀孔隙的关系

龙凤山次凹营城组砂岩的岩石类型多数为岩屑砂岩，岩屑类型主要为火山岩岩屑（玄武岩、安山岩、酸性喷出岩），约占40.00%，最高为55.30%（表3）；其中酸性喷出岩岩屑和安山岩岩屑含量最多，酸性喷出岩岩屑平均含量为22.52%，安山岩岩屑平均含量为14.66%，可见大量的流纹岩［图6（o）］及安山岩［图6（c）］溶蚀形成的粒内微孔。火山岩岩屑溶孔占次生孔隙面孔率的72.50%，是次生溶孔的主要贡献者。
表3 研究区岩屑类型及含量统计

Table 3 Statistical table of cuttings types and content in the study area

井号 岩浆岩岩屑含量/% 变质岩岩屑含量/%
安山岩 酸性喷出岩 玄武岩 花岗岩 石英岩 片岩 片麻岩 千枚岩 板岩
B201 20.1 25.2 3.0 1.0 7.9 8.8 1.7 0.6 1.3
B202 21.6 24.6 2.4 1.7 7 7.9 3.1 1.4 1.8
B203 15.2 17.5 2.1 1.3 5.2 12.2 1.8 0.8 2.6
B204 15.5 35.3 4.5 1.5 6.6 10.0 3.2 0.8 2.1
B206 13.4 21.1 2.5 2.1 13.4 7.7 3.1 2.1 1.4
B208 7.9 17.6 2.1 0.0 15.7 4.7 3.0 1.0 1.3
B209 16.1 26.1 3.1 0.9 9.0 5.6 1.4 1.1 1.0
B210 25.1 14.8 2.0 1.3 17.6 3.4 5.4 1.5 1.2
B211 8.7 26.0 1.3 3.0 15 15.0 10.0 5.0 0.0
B2 3.0 17.0 1.0 0.0 1.0 2.0 0.0 0.0 0.0

3.2.2　火山岩岩屑的溶蚀特征及作用

借助高温高压反应釜，曹英权等［22］对岩屑的有机酸溶蚀特征进行了实验及验证，最终明确流纹岩、安山岩是最易溶蚀的岩屑类型，其次为花岗岩和片麻岩，板岩及片岩较不易溶蚀，千枚岩最不易溶蚀。该研究成果对于分析母岩类型对储层质量的影响具有很好的判别意义，但岩屑类型还不够全面，尤其是火山岩岩屑的类型。鉴于此，本文研究在不改变实验条件的前提下（相关实验材料及流程见文献［22］），补充了玄武岩的有机酸溶蚀实验，得到了更加全面且适合研究区的岩屑溶蚀实验数据。
基于反应前、后样品质量的变化［图9（a）］、溶液的pH值变化［图9（b）］、溶液总离子浓度变化［图9（c）］可以看出，流纹岩、玄武岩及安山岩反应前、后质量损失百分比最大，花岗岩及片麻岩次之；200 ℃时流纹岩质量损失最大，为2.47%；150 ℃及100 ℃时玄武岩的质量损失最大，分别为1.42%和1.74%。反应前、后溶液的pH值变化规律与质量变化类似，相比于反应前的pH值（3.71），流纹岩、玄武岩、安山岩的pH值变化最大，其中150 ℃和200 ℃时流纹岩反应液的pH值分别为4.70和4.87，玄武岩反应液的pH值分别为4.54和4.83，安山岩反应液的pH值分别为4.60和4.80；100 ℃时流纹岩、玄武岩、安山岩、花岗岩及片麻岩的pH值变化相近，其中玄武岩的pH值为4.42，变化最大。溶液总离子浓度的变化与pH值变化基本一致，玄武岩的总离子浓度数据与流纹岩及安山岩相差无几。
图9 不同温压条件下的质量损失百分比（a）、pH变化（b）及溶出离子浓度（c）折线图［22］

Fig.9 Line graph of mass loss percentage（a）， pH change（b） and dissolved ion concentration（c） under different temperature and pressure conditions［22］

上述实验数据去掉补偿恢复温度（50 ℃）之后，100 ℃代表表生—早成岩期，150 ℃代表早—中成岩期，200 ℃代表中—晚成岩期，可以得到如下认识：①火山岩岩屑更易溶蚀；②在物源区（表生阶段）及早成岩期玄武岩岩屑溶蚀更强；③沉积区及中晚成岩期流纹岩岩屑溶蚀更强。
松南深层发育大量的中基性火山岩（主要为安山岩和玄武岩），可作为源岩提供一定数量的火山岩岩屑及火山碎屑物质。在酸性水介质的作用下，玄武岩岩屑早成岩期的大规模水解，可释放大量的Fe2+、Mg2+等离子，并使水体由酸性逐渐变为弱碱性，为早期绿泥石、沸石的形成创造条件，利于原生孔隙保存和次生溶孔的形成。在中晚成岩期虽然玄武岩的溶蚀依然强烈，但由于早期的大量水解，剩余的玄武岩岩屑不能作为次生孔隙的主要贡献者；而流纹岩及安山岩岩屑强烈溶蚀，是粒内溶孔的主要贡献者。研究区含量最高的岩屑类型为安山岩及酸性喷出岩岩屑，对应模式实验中的安山岩及流纹岩，因此在沉积盆地中酸性流体充注溶蚀的主要对象为安山岩及酸性喷出岩岩屑，其溶蚀形成的次生孔隙呈现“蜂窝状”，既增加了储层的孔隙度、又增加了孔隙的比表面积及迂曲度，既是粒内溶孔的主要贡献者，也是致密气的主要储集空间。

3.3　生烃增压是微裂缝形成的主要动力，是深水沉积区储层质量的主控因素

3.3.1　生烃增压的测井识别

测井曲线组合分析法是超压成因判别的最基本也是最可靠的方法。随埋深增大，若声波时差值增大或速度值降低、电阻率值减小、密度值显著减小，则超压为不均衡压实成因；若声波时差值增大或速度值降低、电阻率值增大、密度值不变或略有减小，则超压可能为生烃膨胀成因；若声波时差值增大或速度值降低、密度值增大，则超压可能为黏土矿物转化成因；若声波时差值正常减小或速度值正常增大、电阻率值和密度值也正常增大，则超压可能为构造挤压成因［23］。对B212井进行超压成因判别（图10）显示，从4 100 m开始泥岩声波时差值明显偏离正常趋势并增大，电阻率值变化不明显，密度值基本保持不变，说明4 100 m以下存在超压，可能为流体膨胀成因。
图10 龙凤山次凹B212井泥岩声波时差（a）、电阻率（b）、密度（c）和井径（d）与深度关系

Fig.10 Mudstone sonic time difference（a）， resistivity（b）， density（c） and borehole diameter（d） and depth relationship diagram of Well B212 in Longfengshan sub-sag

除此之外，还可以依据声波速度—密度关系来判别超压成因［24-25］。如果声波速度值随超压的增大而降低，而密度值保持不变或变化较小，则超压由生气等流体膨胀机制产生；如果密度值随超压而增大，而声波速度值并不降低或降低很小，则超压由黏土成岩作用或化学压实作用形成；如果随超压增强，声波速度值减小而密度值增大，则超压由负荷转移机制或混合机制形成。利用声波速度—密度交会图法（图11）对B212井进行超压成因判别，显示超压部分随声波时差的减小，密度值基本不变，超压点基本落在卸载曲线上，说明B212井的超压可能为流体膨胀成因。
图11 B212井声波速度—密度交会图

Fig.11 Sonic velocity-density intersection diagram of Well B212

3.3.2　包裹体的古压力恢复

由于CH4的拉曼位移值与其内压存在相关性［26］，可利用标样建立拉曼位移值和压力之间的标准曲线，然后将样品中CH4包裹体的实测拉曼位移值投到标准曲线上便可以求出地层古压力。选取微裂缝发育段的岩心样品，利用甲烷包裹体拉曼位移技术计算出捕获压力分别为62.86 MPa、68.74 MPa和68.74 MPa （表4），按照静水压力梯度1 MPa/100 m、古埋深按现今埋深近似计算出古压力系数分别为1.94、1.74和1.66，证明研究区微裂缝发育区确实存在强超压。
表4 甲烷包裹体拉曼位移法古压力计算结果

Table 4 Paleopressure calculation results of methane inclusions by Raman displacement method

井号 深度/m 层位 均一温度/℃ 静水压力/MPa 古压力/MPa 压力系数
B206 3 234.89 营Ⅲ砂组 110 32.35 62.86 1.94
B210 3 945.33 营Ⅵ砂组 130 39.45 68.74 1.74
4 129.65 130 41.3 68.74 1.66

3.3.3　生烃增压分布于深水沉积区，是微裂缝形成的主要动力

研究区存在2期油气充注，对应流体包裹体均一温度分别为90~110 ℃和120~140 ℃［27］，甲烷包裹体测得的均一温度（110 ℃和130 ℃）刚好与2期生烃相匹配，说明在2期生烃期持续期间，干酪根幕式排烃使孔隙内的流体迅速膨胀，产生超压，结合超压的测井识别结果进一步证实研究区的超压为生烃增压成因。由于龙凤山次凹的烃源岩主要为沙河子组和营城组暗色泥岩，处于成熟—高成熟阶段，以生气为主；平面上具有近生烃中心，源储耦合关系好的特点［28］；因此生烃增压作用与烃源岩的分布一致，与沉积中心的位置也基本一致，代表深水沉积环境。
致密储层由于其孔喉细小，毛细管阻力大，浮力运移作用有限，生烃增压是推动油气在致密储层中运移的主要动力已逐渐成为共识［2，29-31］，在烃源岩幕式排烃向外泄压的同时，烃类物质和压力一起进入储集层，形成了生烃增压型的超压。当储层压力超过岩石破裂条件时，就会产生贴粒缝、包络缝等微裂缝，生烃增压是研究区微裂缝发育的主要动力，是深水沉积区的储层物性主控因素，形成的微裂缝不仅连通孔隙、改善储层渗透性，还为后期的压裂施工提供了便利条件。

4 优质储层分布模式及勘探发现

4.1　优质储层分布特征

根据优质储层主控因素将研究区的有利储集空间划分为绿泥石—粒间孔型、酸溶—岩屑孔型和超压—微缝型（图12），绿泥石—粒间孔型和超压—微缝型储层的平面分布具有分区分带性，酸溶—岩屑孔型储层平面分布的规律性不强。
图12 优质储层分布模式

Fig.12 Plane distribution pattern map of high-quality reservoirs

扇三角洲入湖的浅水区利于孔隙衬里绿泥石的形成，其分布受湖岸线—混合水控制，因此在古湖岸线以北的缓坡带主要发育绿泥石—粒间孔。
近烃源岩利于排烃增压改善储层物性，纵向上与优质烃源岩叠置接触的致密碎屑岩层系是古超压—微缝溶孔型储层形成的有利层系。深水沉积区发育厚层深色泥岩，可形成优质烃源岩，考虑烃源岩棑烃能力（烃源岩品质优、厚度大—排烃能力强）与生烃增压的关系，推断凹陷深水沉积区为超压—微缝型储层发育的有利地区。
酸溶—岩屑型储层除了受到酸性流体分布的影响之外，还受到岩屑类型和断裂的影响。龙凤山次凹整体上以火山岩岩屑为主，东部变质岩岩屑含量更低、更有利于形成酸溶—岩屑孔；在沟通烃源岩与储层的断层附近酸溶—岩屑孔也更为发育；因此，酸溶—岩屑型储层在研究区分布较广，经常与其他类型储层共同出现。

4.2　滚动勘探发现

基于上述认识，中国石化东北油气分公司在近凹陷中心设计了2口探井，分别为B220井和B5井，预测其沙河子组烃源岩排烃古压力大于70 MPa，为超压—微缝型储集空间发育有利区；同时处于浅水—扇三角洲前缘亚相沉积区，亦为绿泥石—粒间孔型储集空间发育有利区。钻探结果显示，2口探井沙河子组、营城组钻遇多套油气显示，B220井压裂测试日产天然气8.66×104 m3，测井解释气层23层，总厚度为141.1 m；B5井中途点火成功、取心浸水见气泡，钻遇气层84层，厚度为445 m。

5 结论

（1）松辽盆地长岭断陷龙凤山次凹营城组致密碎屑岩储层物性影响因素包括岩石类型、沉积微相、砂泥界面、胶结作用、溶蚀作用及微裂缝，其中有利于致密气储集的因素为孔隙衬里绿泥石胶结、火山岩岩屑溶蚀及微裂缝。
（2）孔隙衬里绿泥石可以减缓压实作用、抑制石英次生加大和碳酸盐胶结，进而保护原生孔隙，是水体环境转化带的储层物性主控因素。
（3）水岩模拟实验证实火山岩岩屑是次生溶孔的主要贡献者，是酸性流体分布区的储层物性主控因素。
（4）甲烷包裹体拉曼位移技术证实超压存在且为生烃增压成因，生烃增压是微裂缝形成的主要动力，是深水沉积区储层物性的主控因素。
（5）基于优质储层主控因素的认识，建立了龙凤山次凹致密碎屑岩优质储层的平面分布模式，预测了有利目标区并获得了生产验证。

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