0 引言
随着浅层勘探程度的加深，中深层储层逐渐成为油气勘探的主战场。渤海湾盆地古近系沙河街组广泛发育近源扇体，近年来在东营凹陷[1]、秦南凹陷[2]、渤中凹陷[3]等发现了一批大中型油气田。砂砾岩体由于近物源、快速混杂堆积，加之埋藏时间较长，储层非均质性较常规砂岩复杂很多[4-7]，给储层预测及油气勘探工作带来极大的挑战。
近年来，国内外学者从不同角度对砂砾岩体储层进行了刻画：基于微观特征分析，结合埋藏史、区域构造史、热史，分析主力储集空间、成岩作用类型及特征，建立了储层成岩演化序列并提出优质储层成因机制[5, 7, 8-11]；依据沉积相、成岩相及物性等详细解剖砂砾岩体的分带、分区特征，探讨了优质储层主控因素，并总结了优质储层的二维、三维发育规律[6, 12-15]；利用压汞、试油及测井资料对砂砾岩有效储层物性下限及控制因素进行了研究[16]。此外还从野外露头、岩心、薄片、测井、地震等多重尺度对裂缝展开了研究，对裂缝走向等基本属性、成因及类型、形成时间、有效性及控制因素、裂缝对储层的改造等方面有了比较深入的认识[1, 17-22]。利用压汞资料[23]、核磁测井及实验[24]等定量表征裂缝油藏双重孔隙结构，提出了基于核磁资料计算岩石渗透率的Timur-Coates模型(自由流体模型)[25]和SDR(Schlumberger-Doll Research)模型(平均T2值模型)[26-27]，并取得了较好的应用效果。但以上研究主要以构造缝为主，局部或区域构造活动成为储层成缝的必要因素。
加强研究区砂砾岩储层成岩演化、优质储层成因及主控因素的研究，对指导下一步勘探工作具有重要意义。同时，研究区砂砾岩发育非构造缝，这相较于已见报道[1, 16-17]的其展现了一定的特殊性，对丰富业界关于裂缝性储层的认识具有一定的意义。
1 地质背景辽东湾坳陷包括2凸3凹共5个次级构造单元，自西向东依次是辽西凹陷、辽西凸起、辽中凹陷、辽东凸起和辽东凹陷(图 1)，呈北东—南西向条带状展布。研究区位于辽东凹陷，长兴岛凸起西侧斜坡带上。新生代经历古近纪裂陷和新近纪—第四纪后裂陷两个阶段，古近系沉积了孔店组、沙河街组和东营组3套地层。其中：仅局部发育孔店组，由老到新细分为孔三段(E1-2k3)、孔二段(E1-2k2)、孔一段(E1-2k1)，沙河街组由老到新细分为沙四段(E2s4)、沙三段(E2s3)、沙二段(E2s2)、沙一段(E2s1)，东营组由老到新细分为东三段(E3d3)、东二段(E3d2)、东一段(E3d1)。研究区沙二段发育辫状河三角洲，亚相以辫状河三角洲前缘为主，沙一段和沙三段发育湖相泥岩。郯庐断裂带贯穿辽东湾地区，新生代具有早断早衰的特点，受其影响，研究区古近系局部发育火山岩，如LD29-3井沙二段顶部钻遇26.88 m厚火山岩，岩性为玄武岩(图 1)。
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| 图 1 研究区位置及地层柱状图 Fig. 1 Location of the study area and stratum histogram |
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通过70颗井壁取心及73块铸体薄片观察，研究区沙二段储层岩性以砾岩、砂砾岩为主，局部为含砾泥岩、粉—细砂岩(图 2)。岩石结构以砾状结构、砂砾状结构为主，砾石体积分数为10%~90%。砾石呈漂浮状—点接触，颗粒分选中等—差，磨圆较差，颗粒呈次棱角状—次圆状。砾石粒径变化较大，介于2~25 mm之间，总体以10~20 mm为主。砾石岩性主要为变余石英砂岩(图 2d，f)，原岩为石英砂岩，石英颗粒多在0.1~0.2 mm之间，经后期变质作用，导致颗粒接触关系极为紧密，呈凹凸接触，砾石碎裂强烈，内部含有大量裂缝(图 2e，g，h)。少量砾石岩性为泥岩(图 2a)，少见或未见其他岩性砾石。砾石间填隙物主要为泥质和砂质，泥质体积分数较高，为11%~70%，平均值为28.9%，砂质体积分数为8%~70%，平均值为30.1%。多数样品胶结物(不含泥质)体积分数较低，平均值为5.7%，包括方解石(图 2h)、白云石、铁白云石(图 2i)和硅质。
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| a.LD29-2井，2 570 m，砂砾岩，红色砾石为泥质，砾石间呈点接触，井壁取心；b.LD29-1井，2 344 m，砂砾岩，砾石呈飘浮状，砾石内具裂缝，井壁取心；c.LD29-3井，2 713 m，砂砾岩，砾石呈漂浮状，井壁取心；d.LD29-2井，2 570 m，岩性为变余石英砂岩，内部发育裂缝，正交，普通薄片；e.LD29-2井，2 594 m，砂砾岩，混杂堆积，砾石破碎但保存较好形态，单偏光，铸体薄片；f.LD29-4井，2 465 m，岩性为变余石英砂岩，正交，普通薄片；g.LD29-2井，2 570 m，砾石间充填泥质，砾石内部发育裂缝，单偏光，铸体薄片；h.LD29-2井，2 573 m，砾石内部裂缝呈未充填状，局部可见方解石充填，单偏光，铸体薄片；i.LD29-2井，2 523 m，局部见到铁白云石充填，单偏光，铸体薄片。Cal.方解石；Ank.铁白云石。 图 2 研究区井壁取心及薄片照片 Fig. 2 Sidewall cores and thin section photograph of the study area |
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将储层储集空间按大小和形状划分为孔隙和裂缝，空隙长宽之比为1:1~10:1者为孔，大于10:1者为裂缝[28]。对旅大29构造沙二段砂砾岩储层73块铸体薄片及25块SEM(扫描电镜)照片统计发现，储层次生孔隙不发育，储集空间以原生孔隙和裂缝为主(图 2)。局部可见砾石内部溶蚀孔(图 2g)和杂基溶蚀孔(图 2e)。裂缝主要发育于砾石内部，局部形成溶蚀扩大现象(图 2h)。储层实测孔隙度值为3.6%~19.0%，均值为11.4%，总体上属于低孔—特低孔储层(图 3)。
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| 图 3 旅大29构造沙二段储层孔隙度与深度关系 Fig. 3 Porosity versus depth correlation of Lüda-29 structure |
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对研究区3口钻井的实测Ro(镜质体反射率)、Tmax(最大热解峰温)、S(泥岩X衍射黏土伊/蒙混层中蒙脱石体积分数)和IS.C.(孢粉颜色指数)分析发现，沙二段0.35% < Ro < 0.50%、Tmax < 435.0 ℃、S=60.0%(2个实测点)、IS.C. < 2.5(图 4)，成岩阶段处于早成岩B期[28]，成岩强度较弱。
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| 图 4 旅大29构造储层成岩阶段分析结果 Fig. 4 Diagenetic stage analysis of Lüda-29 structure |
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泥岩地层在埋藏阶段主要受机械压实作用的影响[29]，泥岩声波时差数据用于研究地层压实状态的方法已较为普遍[30-32]。对研究区3口钻井泥岩声波时差数据分析发现，沙二段泥岩声波时差相比正常压实曲线出现异常高值(图 5)，表明沙二段处于欠压实状态。
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| a.LD29-1井；b.LD29-2井；c.LD29-4井。3口井泥岩声波时差值在沙二段均出现异常高值。 图 5 旅大29构造钻井泥岩声波时差 Fig. 5 Mud sonic time difference of Lüda-29 structure |
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此外，微观薄片也显示出压实程度较弱的特征，砾石内部十分破碎，但仍保持了较完整的形态(图 2e，g)，颗粒排列松散呈点接触，部分颗粒呈漂浮状(图 2e，g)，砾石内部和杂基泥质中发育开启裂缝(图 2h)。
3.1.2 局部溶蚀增孔关于渤海湾盆地油气晚期成藏的报道已经很多[33-34]。研究区沙二段包裹体均一温度与单井埋藏史叠加分析(表 1)表明，研究区的油气充注时间为2.2 Ma(明下段晚期)至现今，油气主充注时间为1.2 ~0.3 Ma(第四纪)。烃类流体携带的有机酸会对储层中的易溶矿物进行溶解，从而形成次生溶蚀孔隙[35]，因此油气的主充注时间即为溶蚀作用发生的主要时期。研究区岩石组分中长石、酸性火山岩岩屑等易溶矿物较少，因此仅在局部形成溶蚀孔隙，铸体薄片统计溶蚀面孔率为3.25%(样品数=12)。Bennett等[36]、Blake等[37]、万友利等[38]通过实验手段证实有机酸特别是草酸、柠檬酸可以加速石英的溶解速率，裂缝作为烃类流体的优势运移通道，在地层温度条件下，有机酸对石英岩砾石进行了溶蚀，从而形成了溶蚀扩径现象(图 2h)以及砾内局部溶蚀孔隙(图 2g)。
| 井号 | 深度/m | 赋存矿物产状 | 测温包裹体类型 | 共生类型 | 大小/ μm | 气液比/% | 均一温度/℃ | 盐度/% |
| LD29-1 | 2 278.5 | 石英颗粒 微裂隙 |
含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 10×15 | ≤5 | 90 | 0.88 |
| 含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 6×4 | ≤5 | 92 | 22.38 | |||
| 含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 3×4 | ≤5 | 89 | 20.67 | |||
| 含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 4×4 | ≤5 | 90 | 20.67 | |||
| 含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 1×5 | ≤5 | 92 | 18.80 | |||
| 含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 3×6 | ≤5 | 94 | 18.80 | |||
| 2 344.0 | 缝洞中方解石 | 含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 6×12 | ≤5 | 109 | 17.08 | |
| 白云石 | 含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 2×3 | ≤5 | 97 | 16.43 | ||
| 晶粒微裂隙 | 含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 4×2 | ≤5 | 99 | 16.43 | ||
| 2 427.5 | 切穿石英颗 粒的微裂隙 |
含烃盐水包裹体 | 重质油包裹体 | 6×10 | ≤5 | 85 | 1.23 | |
| 含烃盐水包裹体 | 重质油包裹体 | 4×2 | ≤5 | 86 | 1.23 | |||
| 砂岩粒间方 解石胶结物 |
含烃盐水包裹体 | 重质油包裹体 | 3×7 | ≤5 | 85 | 5.86 | ||
| 含烃盐水包裹体 | 重质油包裹体 | 5×11 | ≤5 | 124 | 10.61 | |||
| LD29-2 | 2 567.0 | 切穿石英 颗粒的微 裂隙 |
含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 2×2 | ≤5 | 120 | 20.07 |
| 含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 3×4 | ≤5 | 116 | 19.37 | |||
| 含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 4×20 | ≤5 | 113 | 18.22 | |||
| 含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 3×6 | ≤5 | 122 | 11.10 | |||
| 含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 2×5 | ≤5 | 125 | 11.10 | |||
| 含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 4×4 | ≤5 | 110 | 9.86 | |||
| 含烃盐水包裹体 | 油气包裹体 | 3×5 | ≤5 | 111 | 11.22 |
铸体薄片及SEM照片表明，研究区沙二段储层自生胶结物主要以方解石、铁白云石为主(图 2h、i)。胶结物体积分数较低，铸体薄片鉴定胶结物体积分数平均值为5.7%。
方解石内包裹体均一温度显示沙二段储层存在两期方解石胶结物(表 1)：第一期方解石包裹体均一温度较高(109和124 ℃)、盐度(w(NaCl))也较高(17.08%和10.61%)；第二期方解石包裹体均一温度较低(85 ℃)、盐度也较低(5.86 %)。单井埋藏史分析表明研究区沙二段历史时期所能达到的古地温最高仍小于100 ℃，达不到第一期方解石的形成温度，推测第一期方解石是在沙二段同沉积喷发玄武岩形成的热水作用下结晶。此外, LD29-2井包裹体均表现为高温(均一温度均大于110 ℃)、高盐度(均值为14.5%)(表 1)，也为热液流体的存在提供了证据。将第二期方解石均一温度值与单井埋藏史叠合，显示其形成时间为1.2 Ma，与油气主充注期相对应。铸体薄片中方解石充填于溶蚀孔隙中(图 2h)，表明方解石沉淀比有机酸溶蚀存在一定时间的滞后。
沙二段储层局部见到了铁白云石胶结(图 2i)，(铁)白云石晶内包裹体测温结果分析(表 1)表明，(铁)白云石的结晶时间较晚，接近现今时间，是在封闭碱性水条件下结晶形成的，对储层影响不大。
3.2 裂缝发育改善储层物性利用铸体薄片、SEM等手段，发现研究区储层裂缝发育(图 6a)，包含原生缝和成岩缝两类裂缝。其中:原生缝普遍发育，对储层影响较大；成岩缝包含压裂缝和收缩缝两类，压裂缝的发育范围和规模有限，对储层影响较小，收缩缝对于沟通原生缝起到了至关重要的作用。统计发现，未充填裂缝比例为56.2%，半充填裂缝比例为35.3%，完全充填裂缝比例为8.5%(图 6b)。裂缝充填程度较弱，以半充填—未充填为主(图 6b, 图 7a、b)，有效性较好，是重要的储集空间及流体流通通道。
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| a.含裂缝薄片；b.裂缝充填程度；c.裂缝开度。铸体薄片样品数量=30。 图 6 裂缝属性统计图表 Fig. 6 Statistical diagrams of fractures attributes |
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| a.LD29-2井2 594 m，砾石发育砾内缝，未充填，单偏光；b. LD29-2井2 594 m，方解石局部充填砾内缝，单偏光；c.LD29-1井2 344 m，砾石内部发育微裂缝；d-1. LD29-2井2517 m，砾石内部发育3期裂缝，均为原生砾内缝，单偏光；d-2. d-1素描图；e-1. LD29-2井2 517 m，砾石内部发育3期裂缝，均为原生砾内缝，单偏光；e-2. e-1素描图；f-1. LD29-2井2 524 m，砾石内部发育裂缝，单偏光；f-2. f-1素描图，砾内缝方向杂乱，砾内缝与收缩缝贯通形成复合缝；g. LD29-2井2 594 m，相邻2颗砾石具不同方向砾内缝，单偏光；h. LD29-1井2 322 m，砾石发育砾内缝，未充填；i-1. LD29-2井2 522 m，压裂缝向砾石内逐渐分散、分叉，单偏光；i-2. i-1素描图；j. LD29-2井2 590 m，泥质收缩缝，单偏光；k. LD29-2井2 590 m，泥质收缩缝，单偏光；l. LD29-1井2 605 m，泥质收缩形成基质缝和砾缘缝，单偏光。Cal.方解石；Q.石英。 图 7 研究区储层裂缝微观特征 Fig. 7 Microscopic features of fracture in the study area |
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研究区原生缝主要是指砾石在沉积之前形成的砾内缝(图 7a、b、c)。研究区原生缝较好地保留了源区特征，方向性较为明显，同一砾石内部发育至少3期砾内缝(图 7d-1、2，7e-1、2，7f-1、2)，同一期次裂缝平行分布(图 7a、b)，不同砾石内部裂缝具有不同方向(图 7g)。缝面呈弯曲状，但曲度较小。裂缝延伸长度受砾石粒径限制，裂缝开度较小(图 7c、h)，多数<50 μm(图 6c)，裂缝局部存在明显的溶蚀扩大现象，裂缝开度>50 μm。部分砾石破碎严重(图 7a)，内部裂缝极其发育，但砾石仍保留较为完整的形态。
3.2.2 成岩缝成岩缝是指岩石在埋藏成岩过程中，由于压实作用、压溶作用、组分体积收缩等作用而形成的裂缝[1]。研究区砂砾岩储层主要发育压实作用形成的压裂缝和泥岩收缩形成的收缩缝。
压裂缝。研究区压裂缝主要表现为垂直于砾石边界的砾内缝(图 7f-1、2)及由砾石边界向内部逐渐分叉的微裂缝(图 7i-1、2)。压裂缝是砾石在上覆地层以及围岩的挤压作用下破裂而形成的，砾石粒径较大，使其所承受的压强比细粒级颗粒大，有利于砾石压裂缝的形成。压裂缝发育规模较小，对储层的影响较小。
收缩缝。收缩缝主要是砾石间泥质杂基在埋藏过程中早成岩阶段脱水收缩而形成的。根据其分布位置，可进一步分为基质收缩缝(图 7j、k)和收缩砾缘缝(图 7l)。基质收缩缝即分布在泥质杂基内部，缝面弯曲，逐渐分叉。收缩砾缘缝即分布在杂基与砾石交界面处，沿砾石边缘分布，缝面呈弧形。由于收缩缝并非在外力作用下产生，因此其并不具有明显一致的方向性。单一基质收缩裂缝开度较小，为0~60 μm，而单一收缩砾缘缝开度相对较大为150~300 μm。收缩缝延伸长度较短为毫米级。
如果将单一砾石视为一个储集单元，那么收缩缝的存在可以沟通彼此孤立不连通的砾石，从而形成有效的储集体。
3.2.3 裂缝改善储层物性的定量评价利用面孔率定量评价裂缝贡献。统计27块铸体薄片面孔率，估算面孔率平均值为10.8%，估算砾内(孔)缝(不含溶蚀孔)所占面孔率为4.3%(比例为39.8%)，收缩缝所占面孔率为1.8%(比例为16.7%)。与常规构造缝储层中裂缝的孔隙贡献较少不同[39]，研究区砾内(孔)缝是十分重要的孔隙来源。
基于核磁测井定量评价裂缝贡献。镜下观察发现，LD29-3井沙二段储层砾内缝以及收缩缝均欠发育，可以与LD29-2井沙二段作为对比，从而说明砾内缝以及收缩缝对储层物性的改善贡献。
SDR模型用于解释低孔隙度样品的核磁渗透率与实测渗透率有相对较好的一致性[40]。因此，本文选用SDR模型对岩石渗透率进行计算。结果显示，核磁测井渗透率与实测孔隙度之间存在较好的相关性(图 8a)。LD29-2井储层自由水孔隙度值显著大于LD29-3井(8.0%>4.7%)，LD29-2井储层有效孔隙度值显著大于LD29-3井(11.6%>7.9%)。毛管束缚水与自由水孔隙度的比值，可以代表储层小孔吼孔隙比例，LD29-2值明显小于LD29-3井(0.52 < 1.29)，表明LD29-2井小孔喉孔隙相对较少，孔隙结构好于LD29-3井(图 8b、c)。
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| a.实测孔隙度与核磁测井渗透率关系图；b.LD29-2井综合柱状图；c.LD29-3井综合柱状图；d.LD29-2井核磁渗透率；e.LD29-3井核磁渗透率。KSDR.基于SDR模型解释渗透率。 图 8 LD29-2井与LD29-3井核磁测井解释及分析对比图 Fig. 8 NMR logging and analysis of Well LD29-2 and Well LD29-3 |
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LD29-2井储层核磁测井渗透率明显高于LD29-3井(图 8d、e)。LD29-2井中，k<10×10-3μm2仅占10%，而10×10-3μm2≤k<50×10-3μm2占44%，50×10-3μm2≤k<500×10-3μm2占46%。LD29-3井中，k<10×10-3μm2占79.7%，10×10-3μm2≤k<50×10-3μm2占20.3%。
4 优质储层控制因素 4.1 源—汇过程形成原生缝研究区原生缝(砾内缝)仅在砾石内部发育、延伸长度受粒径限制、相邻砾石具不同方向裂缝的特征, 说明砾内缝的成因是非构造成因的，而更多地保留了源区特征。物源区以元古宙变余石英砂岩及中生代泥岩为主，砾石来自于元古宙物源[41]。砾石在物源区经受强烈的变质作用、构造活动和淋滤作用等之后，其内部已经具有大量的微裂缝或薄弱面，在搬运过程中，砾石相互碰撞、强烈挤压[42]，使得微裂缝或薄弱面进一步发展、演化，直至在沉积区最终定型。
4.2 岩石组分抑制胶结物产生、促进收缩缝形成 4.2.1 石英为主的矿物成分抑制碳酸盐胶结物形成壁心、铸体薄片及X衍射全岩测试资料(图 2、表 2)显示，储层砂砾岩砾石以变余石英砂岩为主，砾石间以泥质杂基为主。泥质杂基较为致密、与流体反应不充分。砾石虽然能与流体充分接触，但它所能提供的溶解物质较少，释放的Ca2+、Mg2+、Fe2+、Fe3+等离子较少，形成的碳酸盐类胶结物体积分数也较低。
| 井号 | 深度/m | 岩性 | $φ$B/% | ||||||||
| 石英 | 钾长石 | 斜长石 | 方解石 | 白云石 | 黄铁矿 | 铁白云石 | 石盐 | 黏土矿物 | |||
| LD29-1 | 2 322.0 | 砂砾岩 | 29 | 2 | 3 | 1 | 0 | 0 | 0 | 0 | 65 |
| 2 343.5 | 砂砾岩 | 17 | 5 | 6 | 1 | 0 | 0 | 11 | 0 | 60 | |
| LD29-4 | 2 520.0 | 砂砾岩 | 15 | 7 | 21 | 9 | 16 | 0 | 0 | 3 | 29 |
泥岩收缩缝实质上是泥质快速脱水收缩的结果，泥质脱水体积缩小率大于上覆地层压实作用使地层体积减小的速率。正常情况下，岩层脱水速率与压实作用处于平衡，不会形成体积缩小差，即不会形成收缩缝。但是如果存在暴露、盐度变化、地震触发、岩浆烘烤等[43-44]，会使得岩层脱水加速，从而形成体积缩小差，产生收缩缝。研究区泥质收缩缝中局部充填方解石，证明收缩缝是真实存在的，而非后期取心、磨片等人为因素造成。LD29-1、LD29-2井仅钻遇部分凝灰质泥岩，而靠近火山口的LD29-3井沙二段钻遇27 m玄武岩，但其收缩缝并不发育，证明火山的热烘烤作用不是收缩缝形成的原因。此外，沙二段沉积时期环境呈较为稳定的干旱环境[45]，断层活动也较弱[46]，均不是收缩缝成因。
研究区的2个重要特征促进了泥质排水收缩的进程，降低了泥质排水收缩的门限，即矿物成分贫K+和砾石砾内缝的发育。J.F.Burst[47]的水下收缩缝实验证明，蒙脱石(膨胀黏土)的体积分数影响收缩缝的发育，蒙脱石体积分数越高，越有利于收缩缝的形成。实测X衍射全岩数据(表 2)表明，沙二段砂砾岩层含K+矿物(钾长石等)体积分数较低，不利于伊/蒙混层随埋深增加向伊利石转化。实测泥岩X衍射黏土测试数据(图 9)表明，沙二段蒙脱石体积分数相较于邻近地层出现异常高值，平均值为47.6%，蒙脱石膨胀—收缩过程促进了泥质收缩缝的形成。由于砾石发育丰富的原生砾内缝，作为排水通道有利于附近泥质的排水过程。因此在泥质孔隙水压力一定的情况下，降低了泥质快速排水收缩随p(上覆岩层+水体)与p(泥质孔隙水)之差的要求，即降低了p(上覆岩层+水体)的减小值，从而降低了收缩缝形成的门限。
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| 图 9 LD29-2井黏土矿物体积分数-深度图 Fig. 9 Clay content versus depth of Well LD29-2 |
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结合盆地演化、区域构造运动、泥岩声波时差、泥岩黏土矿物及微观图像分析，提出研究区泥质收缩缝的形成模式为：研究区沙二段处于快速裂陷期(图 1)，水流携带的大量砾石、砂质和泥质在三角洲前缘快速堆积，泥质富含孔隙水，同时沉积水体较厚，p(上覆岩层+水体)≥p(泥质孔隙水)，泥质孔隙水排出不畅，逐渐形成异常高孔隙压力(泥岩声波时差异常高，图 5)；东营组末期—馆陶组早期，凹陷逐渐转变为裂后坳陷期，在喜山运动Ⅰ幕的影响下，发生构造抬升，水面下降、上覆岩层和水体压力值降低，p(上覆岩层+水体)与p(泥质孔隙水)之差缩小，当p(上覆岩层+水体)<p(泥质孔隙水)时，泥质开始快速排水，收缩缝开始形成，直至重新恢复压力平衡。
5 成藏—成岩演化史与孔隙演化史 5.1 成藏—成岩演化史依据岩相学和上述成岩矿物的包裹体等特征确定各成岩矿物形成时期，依据裂缝成因大致确定其形成时间，可以反推研究区沙二段储层的成岩演化序列(图 10)为：早期方解石胶结—机械压实—压裂缝形成—收缩缝(砾缘缝)形成(喜山运动Ⅰ幕)—早期方解石溶蚀—石英次生加大—有机酸溶蚀(早期方解石、长石、石英溶蚀)—石英次生加大—晚期铁白云石、方解石胶结。
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| 图 10 LD29-1井埋藏史及旅大29构造成岩-孔隙演化史 Fig. 10 Burial history of Well LD29-1 and diagenesis-porosity evolution history of Lüda-29 structure |
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同沉积阶段：水体呈碱性[45]，在同沉积火山作用的影响下，发育砾内缝的砂砾岩体内沉淀形成少量的早期方解石胶结。同时黏土矿物中绿泥石和伊蒙混层体积分数高。
机械压实阶段：快速损失孔隙，岩石逐渐紧密，砾石内部形成压裂缝。
构造抬升阶段：受区域喜山运动Ⅰ幕的影响，形成构造抬升，地层压力降低、孔隙回弹，形成泥岩收缩缝，储层地层水矿化度逐渐降低。在此驱使下，早期方解石逐渐溶解，产生少量次生加大石英。
烃类充注阶段：在烃类有机酸的作用下，早期方解石、长石和石英发生溶蚀，产生次生孔隙，早期裂缝形成溶蚀扩径，伴随石英次生加大、晚期铁白云石和方解石胶结。
5.2 孔隙演化史综合“反演回剥法”[48-49]和“成岩作用效应模拟法”[50]，对沙二段储层的孔隙度演化进程进行了恢复。
1) 统计27片铸体薄片面孔率，得到面孔率与实测孔隙度的关系曲线。2)原始孔隙度的计算，需要考虑砾内缝所提供的储集空间，$φ$1=20.91+22.9/S0+$φ$inner(式中$φ$1为原始孔隙度，S0为分选系数，$φ$inner为砾内缝提供孔隙度)。估算砾内缝所提供面孔率，得到砾内缝提供孔隙度$φ$inner =5.7%，进而得到$φ$1=33%(均值)。3)估算各胶结物薄片面积，得到其实际体积，硅质为2.4%、早期碳酸盐为3.2%、晚期方解石为0.8%、铁白云石为1.7%。4)估算收缩缝、溶蚀孔面孔率，得到收缩缝孔隙度为2.5%、溶蚀增孔为3.8%。5)估算构造抬升造成的孔隙回弹为1.0%(1.0%为计算最大值，便于图像显示)[51]。6)综上，可以得到$φ$真实减孔=$φ$1+$φ$溶蚀+$φ$收缩缝-$φ$现今=27.9%(式中，$φ$溶蚀为溶蚀孔孔隙度，$φ$收缩缝为收缩缝孔隙度，$φ$现今为现今孔隙度，$φ$真实减孔为考虑溶蚀增孔和收缩缝增孔后的实际孔隙度减少量，$φ$现今=11.4%/均值)，$φ$压实减孔=$φ$真实减孔-$φ$胶结=19.8%(压实减孔率=71.0%)。
将孔隙度增—减进程、成岩演化史、埋藏史三者结合，得到沙二段储层孔隙度演化曲线(图 10)。可知，沙二段在演化为低孔储层后再成藏。
6 结论1) 沙二段储层成岩强度较弱，储层处于欠压实带、局部溶蚀增孔、胶结程度较弱以及裂缝的发育(主要为原生砾内缝和收缩缝)，是形成优质储层的原因。原生裂缝及收缩缝不仅是重要的储集空间(孔隙度)，也极大地改善了储层孔隙结构、提高了储层的渗透率(50×10-3μm2≤k<500×10-3μm2占46%)。
2) 源—汇过程是形成原生缝的成因，原生缝保留了沉积前的面貌，而非埋藏过程中产生。构造抬升过程中，贫K+泥岩促进收缩缝形成，砾石原生缝的发育促进了泥岩排水、降低了收缩缝成缝门限深度；而缺少Ca2+、Mg2+、Fe2+、Fe3+等离子的岩石组分促使未能出现大面积胶结物充填，保护了孔缝的有效性。
3) 储层成岩演化史为：早期方解石胶结—机械压实—压裂缝形成—收缩缝(砾缘缝)形成(喜山运动Ⅰ幕)—早期方解石溶蚀—石英次生加大—有机酸溶蚀(早期方解石、长石、石英溶蚀)—石英次生加大—晚期铁白云石、方解石胶结。孔隙度演化史表明储层为先低孔化再成藏。
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