作为改造储层质量的“后天”关键因素，成岩作用一直是沉积学及含油气盆地研究的前沿领域^[1-5]。国内外众多学者针对成岩作用进行了大量的研究^[6-11]，但这些结果多是基于现今成岩作用特征的表征，分析不同成岩作用对储层质量的影响。尽管能够为勘探开发提供较为可靠信息，但将现有研究成果推广应用到其它盆地及层位时，却不能很好地解释高孔高渗“甜点”储层的成因机制。本质上，成岩作用是流体—岩石物理化学反应过程，不同成岩作用及成岩产物之间相互联系、相互影响，将不同成岩作用割裂开来单独进行分析不能真正理解成岩过程中流体—岩石相互作用的复杂性。采用成岩体系或者系统的观点，从相对较大尺度上来整体分析微观成岩作用更具科学性，才能从本质上明确成岩流体来源、成岩物质交换与迁移以及成岩产物形成与分布^[12-13]，进而从根本上有效重建成岩过程。因此，开展成岩体系对储层质量的控制研究，深入剖析成岩作用过程及驱动机制，对明确优质储层形成机理及分布具有重要的理论和生产意义。所谓成岩体系，是指成岩作用发生时所处成岩环境的物理化学条件，包括影响矿物溶蚀和沉淀的地层温度、孔隙水组成、pH值和Eh值等多种因素形成的地球化学体系，以及在此体系下一系列成因上密切关联的成岩产物的综合^[12-13]。依据成岩体系内部成岩物质与外界交换特征及对储层质量影响效应的不同，成岩体系可划分为开放体系和封闭体系^[13-14]。

前人针对不同成岩体系对储层质量的影响做了一定工作，发现开放体系下成岩物质以平流方式迁移，与外界能够有效地进行物质交换，多易受大气水影响；而封闭体系下成岩物质主要以扩散方式迁移，与外界物质交换不畅，且不受大气水影响^[13,15-18]。以上有关成岩体系理论的研究多以常规砂岩、泥岩和碳酸盐岩为例，极少有针对致密砂岩储层进行研究^[14,19]。同时，现有研究成果在埋藏成岩环境下其化学成岩作用发生时间、体系封闭性及成岩物质转化与迁移机制等方面仍然存在一些争议^[13]：部分学者认为埋藏成岩环境主要为封闭体系，成岩流体不能发生规模性流动，成岩矿物转化之间遵循物质平衡原理，成岩产物主要以扩散的方式发生近于原地沉淀^[20]；另一部分学者则认为埋藏成岩环境仍为开放体系，成岩流体可以平流或对流的方式发生大规模的流动，成岩产物可以长距离迁移，被有效带出储层，发生异地沉淀^[21]。此外，前人研究发现砂岩沉积物在准同生阶段和表生阶段容易因暴露而受大气淡水影响^[22-23]，在古老的深埋砂岩储层中，因构造抬升及边界断层的活动，仍然可见大气淋滤现象，说明深埋地层仍可处于开放成岩体系中^[24]，且不饱和大气水可渗入碎屑岩地层接近2 000 m^[25]。以上研究表明，在不同的成岩和埋藏阶段，砂岩储层的成岩体系也可能存在开放性和封闭性的交替演化，仅考虑单一体系对储层质量的影响有失偏颇，需结合实际地质条件充分考虑成岩体系的演化。

本次研究以四川盆地处于勘探早期的中台山地区须家河组须二段致密砂岩为例，综合运用岩心、铸体薄片、阴极发光、X衍射、扫描电镜、包裹体分析、孔渗和三维地震等资料，在表征储层基本特征的基础上，分析须二段成岩作用特征及成岩体系类型，探讨成岩体系对中台山地区须二段致密砂岩储层质量的控制，进而明确储层成因机制，为四川盆地须家河组致密砂岩天然气藏勘探提供理论指导。

四川盆地位于上扬子地台西北部，是在前震旦系变质岩基底发育起来的大型叠合含油气盆地，其中震旦纪—中三叠世主要发育海相碳酸盐岩地层，晚三叠世—始新世转变为陆相碎屑岩沉积^[26-27]。整体上，盆地可划分为5个一级构造带：川西中新坳陷低陡带、川北古中坳陷低缓带、川中古隆中斜平缓带、川南古坳中隆低陡穹形带和川东古斜中隆高陡断褶带^[28]（图1）。本次研究的中台山地区位于川北古中坳陷低缓带，面积约1 600 km²。截至目前，研究区共钻探井六口，仅中台1井和文探1井钻获须二段岩心（图1）。试气结果显示，中台1井和中台H103井须二段获工业气流，日产天然气分别为41.94×10⁴ m³和80.16×10⁴ m³。

图  1  研究区位置、四川盆地构造分区及须家河组地层剖面图

Figure 1.  Location of the study area, tectonic units of the Sichuan Basin and stratigraphic columns of the Xujiahe Formation

研究区在晚三叠世须家河组时期处于辫状河三角洲—湖泊沉积环境，须家河组自下而上可分为须一、须二、须三、须四、须五和须六段^[6,29]。其中，须一、须三和须五段构造活动相对平静，以灰黑色、黑色页岩为主夹灰色、深灰色灰质粉砂岩、煤层及煤线，为主要的烃源岩层；须二、须四和须六段构造活动相对强烈，以辫状河三角洲沉积为主，岩性主要发育浅灰色、灰白色细—中粒长石石英砂岩，局部夹黑色页岩及煤线，为主要的储集层^[28]（图1）。

研究区须二段岩性主要为长石石英砂岩和岩屑石英砂岩（图2），石英含量为71.1%~80.5%（平均为76.3%），长石含量为2.3%~16.8%（平均为9.0%），岩屑含量为6.9%~24.4%（平均为14.7%）。石英颗粒以单晶石英为主；长石主要为斜长石和钾长石，且钾长石略多于斜长石；岩屑含量主要以火成岩岩屑为主（平均为8.3%），次为变质岩岩屑（平均为2.8%）和沉积岩岩屑（平均为3.6%）。由粒度分析可知，须二段砂岩颗粒以细—中粒为主，分选中等—好，磨圆度为次棱角—次圆状，结构成熟度和成分成熟度中等。

图  2  四川盆地中台山地区须二段砂岩储层岩性三角图

Figure 2.  Classification ternary diagram of Xu2 member sandstone in Zhongtaishan area, Sichuan Basin

通过铸体薄片镜下观察发现，研究区须二段储集空间类型极少见原生孔隙，主要为次生孔隙，局部裂缝发育。其中，次生孔隙主要为长石粒内溶孔和岩屑粒内溶孔，偶见少量晶间孔。

研究区须二段砂岩储层广泛发育火成岩岩屑、变质岩岩屑以及少量的沉积岩岩屑。在成岩过程中，当成岩流体因CO₂混入或有机质成熟生烃脱羧排出有机酸时，岩屑中的铝硅酸盐矿物或碳酸盐矿物在酸性条件下不稳定而发生溶蚀，产生粒内溶蚀（图3a）。研究区岩屑粒内溶孔普遍发育，为须二段主要的储集空间类型。

图  3  四川盆地中台山地区须二段砂岩储层储集空间类型（蓝色为铸体薄片孔隙）

Figure 3.  Types of reservoir space in Xu2 member sandstone in Zhonagtaishan area, Sichuan Basin (pore spaces shown in blue)

与岩屑类似，当成岩流体呈酸性时，长石会发生溶蚀作用形成粒内溶孔。一般情况下，长石颗粒多沿解理缝发生溶蚀（图3b）。研究区长石粒内溶孔普遍发育，为须二段主要的储集空间类型。

三叠纪末期须家河组沉积时，四川盆地正处于晚印支构造运动幕，断裂活动强烈，此后进一步受燕山运动和喜山运动改造，不同时期的断裂普遍发育^[30]。因此，研究区须家河组裂缝主要为构造成因，且多与断层相伴生。裂缝发育对砂岩储集性能具有较大影响，裂缝在形成初期处于开启状态，不仅能直接改善储层渗透性，还可为成岩流体提供迁移通道，有利于胶结、溶蚀等作用发生；当裂缝逐渐被胶结物充填转变为闭合状态时，既可阻止成岩作用继续进行，又能增加岩石强度，进而减小构造作用对储层的影响。中台山地区须二段岩心及镜下薄片观察发现，裂缝主要集中分布在被断层切割的中台1井，而在未见断层的文探1井不发育（图3c）。

研究区须二段储层中可见中—粗晶石英晶体半充填—完全充填裂缝，石英晶体之间可见晶间孔（图3d），该类型孔隙由于多与裂缝相伴生，仅在中台1井发育。

研究区须二段储层孔隙度主要分布在2%~10%之间，平均孔隙度为5.8%，其中2%~4%的样品占样品总数5.8%，4%~6%的样品占58%，6%~8%的样品占29%，8%~10%的样品占7.2%；渗透率分布范围为（0.000 7~87.3）×10^-3 µm²，平均渗透率为5×10^-3 µm²，其中小于0.1×10^-3 µm²的样品占样品总数的63.8%，（0.1~1）×10^-3 µm²的样品占14.5%，（1~10）×10^-3 µm²的样品占10.1%，大于10×10^-3 µm²的样品占11.6%（图4）。结果表明，须二段储层孔隙度主要分布在小于8%的区间，渗透率主要分布在小于1×10^-3 µm²的区间，表现为致密砂岩储层。

图  4  四川盆地中台山地区须二段砂岩储层物性分布直方图

Figure 4.  Porosity and permeability distribution of Xu2 member sandstone in Zhogntaishan area, Sichuan Basin

整体上，研究区须二段砂岩储层孔隙度与渗透率呈现出正相关关系，随孔隙度的增加，渗透率呈线性增加，但在孔隙度大于6%的区域，渗透率由于受裂缝的影响表现出一定程度的增大（图5）。因此，研究区须二段致密砂岩储层总体上表现为孔隙型储层，局部发育裂缝—孔隙型储层。

图  5  四川盆地中台山地区须二段砂岩储层孔隙度—渗透率关系图

Figure 5.  Relationship between porosity and permeability of Xu2 member sandstone in Zhongtaishan area, Sichuan Basin

综合铸体薄片、阴极发光和扫描电镜分析，研究区须二段砂岩储层成岩作用类型有压实作用、胶结作用、溶蚀作用和交代作用，其中胶结作用可见硅质胶结、碳酸盐胶结和伊利石、绿泥石等黏土矿物胶结。

研究区须二段致密砂岩储层整体上压实程度相对较弱，压实作用主要以机械压实作用为主，由于砂岩储层普遍发育硅质胶结物和碳酸盐胶结物充填粒间，导致颗粒主要呈点—线接触（图6a），局部因基底式胶结可见颗粒近漂浮状（图6b）。

图  6  四川盆地中台山地区须二段致密砂岩储层成岩作用特征（蓝色为铸体薄片孔隙）

Figure 6.  Diagenetic characteristics of Xu2 member sandstone in Zhongtaishan area, Sichuan Basin (pore space shown in blue)

研究区须二段储层胶结作用较为发育，主要发育硅质胶结、钙质胶结和黏土矿物胶结。胶结作用是导致研究区须二段致密砂岩储层储集空间减少最主要的成岩作用。

研究区硅质胶结较为发育，主要表现为石英次生加大边和自生石英晶体。其中石英次生加大边主要围绕石英颗粒共轴生长，与石英颗粒间可见清晰的“尘线”（图6c）；自生石英晶体主要充填粒内溶孔（图6d）和粒间孔（图6e），并常见自生石英晶体充填裂缝（图3d、图6f），镜下单偏光及扫描电镜下自生石英均可见清晰六方锥晶形（图6e，f）。

依据硅质胶结物中盐水包裹体均一温度测定发现，研究区存在早、晚两期硅质胶结。早期硅质胶结主要为粒间的石英次生加大边，均一温度分布范围为71.1 ℃~126.6 ℃（主要分布区间为70 ℃~90 ℃）；晚期硅质胶结主要为晚期裂缝中充填的中—粗晶自生石英，均一温度分布范围为102.7 ℃~155.8 ℃（主要分布区间为100 ℃~120 ℃）（图7）。其中，早期硅质胶结在中台1井和文探1井均普遍发育，晚期硅质胶结仅在中台1井可见。

图  7  四川盆地中台山地区须二段硅质与方解石胶结物盐水包裹体均一温度分布直方图

Figure 7.  Distribution of homogenization temperature of aqueous inclusions in quartz and calcite cements of Xu2 member sandstone, Zhongtaishan area, Sichuan Basin

研究区碳酸盐胶结主要以方解石胶结为主，与硅质胶结类似，方解石胶结物根据包裹体均一温度可分为早、晚两期。早期方解石均一温度分布范围为86.8 ℃~124.6 ℃（主要分布区间为90 ℃~110 ℃）（图7），主要形成于压实强度较弱的埋藏早期，以基底式胶结充填粒间孔（图6b）和粒内溶孔（图6g）；晚期方解石均一温度分布范围为103.1 ℃~138.7 ℃（主要分布区间为100 ℃~140 ℃）（图7），主要表现为中—粗晶且充填裂缝，阴极发光下主要呈橙黄—橙红色光（图6h）。其中，早期方解石胶结物主要分布在文探1井，晚期方解石仅在中台1井可见。

此外，为分析碳酸盐胶结物来源，本次研究对中台1井和文探1井须二段致密砂岩样品进行了碳氧同位素分析。为剔除样品中普遍存在的白云岩岩屑对粒间方解石胶结物碳氧同位素测试的干扰，首先将岩石薄片置于双目镜下识别出粒间方解石胶结物，然后利用20 μm牙钻在镜下将粒间方解石挑出制成粉末，利用磷酸与方解石胶结物粉末反应生成CO₂，进而通过同位素质谱仪分析生成的CO₂来测定碳氧同位素值。研究发现，中台1井方解石胶结物碳同位素δ ¹³C_V-PDB分布范围为-1.66‰~1.33‰，氧同位素δ ¹⁸O_V-PDB分布范围为-18.19‰~-9.17‰；文探1井解石胶结物碳同位素δ ¹³C_V-PDB分布范围为-3.15‰~2.49‰，氧同位素δ ¹⁸O_V-PDB分布范围为-15.94‰~

-3.98‰（图8）。与须家河组时期海水碳氧同位素值相比^[31]，文探1井主要表现为C、O同位素均略微负偏，而中台1井除部分样品表现出与文探1井相同的略负偏特征外，另一部分样品表现为C、O同位素均较大幅度负偏（图8）。以上分布特征表明，文探1井方解石胶结主要与大气淡水溶蚀有关，而中台1井方解石沉淀同时受大气淡水和有机质脱羧产生的有机酸影响。

图  8  四川盆地中台山地区须二段砂岩储层方解石胶结物碳氧同位素特征

Figure 8.  Characteristics of carbon and oxygen isotopes in calcite cements of Xu2 member sandstone, Zhongtaishan area, Sichuan Basin

研究区黏土矿物胶结类型主要为伊利石和绿泥石。扫描电镜下，伊利石主要表现为丝状或纤维状充填于粒间孔和粒内溶孔，且多与硅质胶结相伴生（图6e，i）；绿泥石主要表现为针状，在颗粒表面形成黏土包膜和环边（图6j）。

由前述碳氧同位素分析可知，研究区文探1井主要经历早期的大气淡水溶蚀，中台1井同时遭受早期的大气水溶蚀和晚期的有机酸溶蚀（图8）。研究区须二段砂岩溶蚀作用主要表现为长石、岩屑中铝硅酸盐矿物和碳酸盐矿物的酸性溶蚀（图3a，b、图6g），且次生溶蚀产物主要为硅质、黏土和方解石胶结物。其中，黏土和早期硅质胶结物在中台1井和文探1井粒间孔、粒内溶孔普遍发育，早期方解石主要分布在文探1井中充填粒间孔和粒内溶孔，而晚期中—粗晶方解石和石英胶结物主要发育在中台1井充填晚期规模较大的裂缝。

研究区交代作用明显，主要表现为方解石和黏土矿物交代石英次生加大边（图6k，l），表明粒间黏土矿物和早期方解石均形成于早期石英胶结之后，与包裹体均一温度分布特征一致（图7）。

本次研究综合断裂发育及次生溶蚀产物分布特征、成岩流体古盐度，分析研究区中台1井和文探1井须二段致密砂岩储层成岩体系类型。

中台1井在地震剖面上可见须二段被断层切割（图9a），且岩心裂缝普遍发育（图9b）。依据镜下裂缝与石英胶结物关系，可将中台1井发育裂缝划分为三期：第一期裂缝在成岩早期便已存在，可见裂缝被成岩早期的自生石英晶体半充填（图6f）；第二期裂缝切穿早期的石英次生加大（图6c）；第三期规模相对较大的裂缝被晚期中—粗晶自生石英晶体充填—半充填（图3d）。断裂发育特征表明，中台1井因晚印支构造运动幕在成岩早期产生断层和裂缝。此时，由于埋藏较浅处于成岩初期，砂岩压实强度弱且粒间孔喉条件好。因此，粒间孔隙与上述形成初期处于开启状态的断裂，可作为成岩流体运移通道与外界自由进行物质交换，表现为开放成岩体系。

图  9  四川盆地中台山地区文探1井与中台1井须二段断裂发育特征

Figure 9.  Development of faults and fractures in Xu2 member in well Wentan 1 and well Zhongtai 1, Zhongtaishan area, Sichuan Basin

在此条件下，砂岩中的长石和岩屑因早期大气溶蚀产生的液态SiO₂、Al³⁺等，可通过粒间孔隙和断裂向外迁移。但由于在孔隙流体中的溶解度极低且成岩流体含量十分有限^[14,32]，次生溶蚀产物（尤其是液态SiO₂）在向砂岩外部迁移过程中会逐渐沉淀析出，并胶结充填粒间孔隙与裂缝（图6c，f），进而降低了成岩流体运移条件。在此情况下，成岩流体逐渐不能与外界进行自由的物质交换，表现为封闭性成岩体系。此时，成岩流体在储层内部达到溶蚀—胶结平衡，形成的次生溶蚀产物不能有效向储层外部迁移，主要胶结充填储层内部孔隙空间，因而可见次生溶蚀产物伊利石与石英胶结物多伴生出现且充填粒间孔（图6e）。此外，尽管砂岩局部因发育晚期规模较大的裂缝而有利于成岩作用进行，但由于成岩体系表现为封闭性，晚期有机酸不能进入储层内部仅作用在裂缝附近，且与早期大气溶蚀类似，裂缝会逐渐被晚期硅质和方解石充填—半充填（图3d、图6h），进一步加剧了成岩体系的封闭性。整体上，中台1井由早期开放成岩体系逐渐演变为晚期封闭体系。

文探1井地震剖面上表现为须二段地层未被断层切割，岩心及镜下观察也无裂缝发育（图9c，d）。尽管早期大气水溶蚀可通过粒间孔隙进行砂岩内外成岩物质交换，但由于无断裂分布且白云岩岩屑大量发育，粒间孔隙迅速被以早期方解石为代表的次生溶蚀产物胶结充填（图6b），导致粒间孔喉条件变差，不利于成岩流体向砂岩外部迁移。在此情况下，方解石多与溶蚀的白云岩岩屑伴生出现，且主要充填粒间孔、长石和白云岩岩屑粒内溶孔（图6g），同时还可见石英和伊利石胶结物相伴生且充填岩屑粒内溶孔（图6i）。以上现象说明长石和岩屑的次生溶蚀产物在形成之后未进行长距离迁移，多以离子形式随成岩流体在储层内部进行短距离迁移甚至无迁移近原地沉淀，在储层粒间或溶蚀颗粒内部直接析出，充填粒间孔和粒内溶孔^[16,19]，最终达到溶蚀—胶结平衡状态。研究表明文探1井成岩流体与外界无明显物质交换，整体上主要表现为封闭成岩体系。

前人研究发现：随埋深增加，深部地层与外界进行物质交换越来越困难，表现为现今地层水盐度随埋深增加呈逐渐增大的趋势^[14]。相应地，成岩体系也逐渐由浅层开放体系转变为深层封闭体系^[13]。但若地层在成岩过程中断裂普遍发育，则断裂可作为流体迁移通道，有利于浅部的低盐度地层水甚至是地表大气淡水进入深部地层，导致深部地层水盐度显著降低，成岩体系也相应表现为开放体系^[24]。因此，地层水盐度与成岩体系类型密切相关，可通过分析成岩过程中孔隙流体的古盐度来反映成岩期成岩体系类型：成岩流体盐度越大，说明成岩期孔隙流体与外界缺少物质交换，成岩作用发生在封闭体系中^[14]；成岩流体盐度越小，表明成岩期有外界流体混入（如大气淡水），孔隙流体能与外界物质自由交换，表明为开放体系^[24]。通过对砂岩储层胶结物中所含盐水包裹体冰点温度测定，并将冰点温度与古盐度进行换算，可得到成岩期孔隙流体古盐度^[33]。

本次研究选取早期胶结物（粒间方解石和石英次生加大边）与晚期胶结物（充填晚期规模较大裂缝的中—粗晶方解石和自生石英）内部盐水包裹体进行冰点温度测定，并分别计算中台1井和文探1井成岩流体古盐度。研究发现，文探1井主要发育粒间方解石和石英次生加大边等早期胶结物，包裹体冰点温度分布范围-23.7 ℃~-12.7 ℃，计算求得成岩流体古盐度分布范围为16.6%~24.8%，其中古盐度>20%样品占77.8%；中台1井早、晚期胶结物均有分布，包裹体冰点温度分布范围为-23.7 ℃~-8.5 ℃，计算求得成岩流体古盐度分布范围为12.3%~24.8%，其中早期胶结物中包裹体古盐度<20%样品占83.9%，晚期胶结物中包裹体古盐度>20%样品占76.7%（图10）。

图  10  四川盆地中台山地区文探1井与中台1井须二段成岩流体古盐度分布图

Figure 10.  Distribution of diagenetic fluid salinity of Xu2 member sandstone in well Wentan1 and well Zhongtai1, Zhongtaishan area, Sichuan Basin

由此可见，尽管同为早期胶结物中的盐水包裹体，文探1井计算得出的古盐度整体上较中台1井高；虽然同为中台1井须二段砂岩储层胶结物，早期胶结物中包裹体古盐度整体比晚期胶结物中包裹体古盐度低。根据以上现象推测，文探1井在成岩早期处于封闭条件下，其成岩流体与外界物质交换微弱，此时几乎无外界流体混入，成岩流体盐度相对较高。而中台1井在成岩早期处于开放条件下，其成岩流体能自由与外界进行物质交换，此时外源流体能进入储层孔隙作为成岩流体的一部分，因而成岩流体盐度相对较低；但随着成岩作用阶段深入，在成岩晚期中台1井逐渐转变为封闭条件，此时成岩流体特征与文探1井早期类似，盐度相对较高。因此，中台1井须二段成岩早期处于开放体系，晚期转变为封闭体系，而文探1井自成岩早期开始即表现为封闭体系。

综上所述，文探1井须二段致密砂岩储层在成岩过程中主要表现为封闭成岩体系，而中台1井须二段致密砂岩储层在成岩早期为开放成岩体系，在晚期逐渐转变为封闭成岩体系。

本次研究基于中台1井和文探1井所发育次生溶蚀产物类型存在差异的特征，以早期大气淡水溶蚀为例，定量分析次生溶孔与次生溶蚀产物之间的关系，探讨不同成岩体系对溶蚀作用的影响，进而明确成岩体系对储层质量的控制机理。

本次研究通过分析文探1井和中台1井溶蚀孔隙与次生溶蚀产物含量的差值，来定量分析成岩体系对储层质量的影响。尽管研究区须二段致密砂岩储层中石英、方解石和黏土胶结物为长石与岩屑的次生溶蚀产物，但由于砂岩储层岩石学组成不同，中台1井和文探1井次生溶蚀产物发育类型存在差异。

四川盆地须二段沉积时期，研究区主要存在北西方向的龙门山物源和北东方向的米仓—大巴山物源^[30]。通过岩心观察发现，文探1井岩心可见富含碳酸盐岩砾石的砾岩段（图9d），整体分选相对较差，且镜下薄片观察白云岩岩屑普遍发育（图6g），表明为来自碳酸盐岩地层的近源沉积。这一现象与须二段时期川西龙门山地区逆冲推覆导致三叠系碳酸盐岩遭受剥蚀的地质背景一致^[30]，由此推测文探1井物源主要来源于西北部龙门山地区。中台1井岩心整体为中—细砂岩，分选相对较好（图9b），表明为相对远源沉积，同时镜下薄片观察发现以火山岩和变质岩岩屑为主，无碳酸盐岩岩屑发育。因此，中台1井物源主要来源于盆地东北部米仓—大巴山地区。

在此基础上结合前述分析可知，文探1井砂岩富含白云岩岩屑，早期大气淡水导致长石和岩屑颗粒溶蚀。由于文探1井主要处于封闭体系，早期的次生溶蚀产物不能有效迁移到砂岩外部，主要在粒间胶结充填（图6b，g，k）。后期有机酸因这些早期胶结物堵塞孔喉，同时缺乏断裂等通道的有效沟通，导致不能进入砂岩内部对储层进行改造。因此，文探1井须二段砂岩主要发育因早期大气溶蚀产生的方解石、石英和黏土胶结物。中台1井在早期大气淡水溶蚀时因断裂的存在，处于开放体系下，尽管部分次生溶蚀产物能迁移到砂岩外部，但镜下特征表明仍有部分早期次生溶蚀产物在粒间和裂缝胶结充填（图3c、图6f）。同时，随着成岩过程的深入，粒间及裂缝充填的早期次生溶蚀产物逐渐阻碍了砂岩内外的物质交换，尽管晚期存在规模较大的裂缝以及有机酸溶蚀，但总体上也无法对储层内部进行有效改造，因而晚期次生溶蚀产物在砂岩内部不发育，主要在晚期裂缝中充填—半充填（图3d、图6h）。因此，中台1井须二段砂岩内部主要发育因早期大气淡水溶蚀形成的硅质和黏土胶结。

基于以上分析，本次研究分别统计文探1井和中台1井须二段现今溶蚀孔隙度、硅质胶结物、黏土胶结物和早期方解石胶结物的含量，计算现今溶蚀孔隙度与硅质胶结物、黏土胶结物和早期方解石胶结物总含量的差值^[14,16]，发现文探1井孔隙度变化为-6.95%~1.50%（平均值为-2.85%），而中台1井孔隙度变化为-3.05%~5.54%（平均值为1.06%）（图11）。以上结果说明经过早期大气水溶蚀作用改造，文探1井产生的次生溶蚀产物含量较溶蚀孔隙略高，而中台1井次生溶孔含量相对次生溶蚀产物略高，表明不同成岩体系作用下，溶蚀作用对研究区须二段致密砂岩储层质量的影响存在较大差异。

图  11  四川盆地中台山地区中台1井与文探1井须二段砂岩储层溶蚀孔隙与次生溶蚀产物含量垂向分布图

Figure 11.  Vertical distributions of content of feldspar dissolution porosity, clay, quartz cement and early calcite and their values from thin sections of Xu2 member sandstone in well Zhongtai1 and well Wentan1, Zhogntaishan area, Sichuan Basin

为深入分析产生此差异原因，本次研究基于成岩体系整体还原成岩物质来源、迁移、溶蚀与沉淀过程，探讨成岩体系对储层质量的控制机理。

如前所述，文探1井须二段主要表现为封闭成岩体系，在成岩早期埋深较浅，压实程度弱，原生粒间孔隙发育（图12a）。早期大气淡水在普遍发育的原生粒间孔中运移，使砂岩内部长石与岩屑颗粒产生大量溶蚀，次生溶蚀产物以离子形式进入孔隙水中，为后续胶结物沉淀提供充足的物质来源。同时，由于孔隙水含量较少且液态SiO₂、Al³⁺等溶解度较低，次生溶蚀产物不能进行长距离迁移，溶蚀产生的石英、黏土和方解石等胶结物在砂岩内部经较短距离搬运后析出或直接近原地沉淀。因此，文探1井须二段次生溶蚀产物不能向砂岩外部有效迁移，只能在储层内部再沉淀并胶结充填粒间孔和粒内溶孔（图12b）。在此成岩改造过程中，由于成岩流体不能与外界进行自由物质交换，仅能在砂岩储层内部达到溶蚀—胶结平衡。尽管有溶蚀作用发生并产生次生溶孔，但伴生的次生溶蚀产物同时会占据粒间孔和粒内溶孔导致部分孔隙空间丧失，本质上只是孔隙空间由原生粒间孔向粒内溶孔和黏土矿物晶间孔转变的再分配^[14,29]。基于物质平衡原理分析，储层孔隙度无净增量，储层质量几乎不变或略有降低。

图  12  四川盆地中台山地区成岩体系控制须二段致密砂岩储层质量模式图

Figure 12.  Model of diagenetic system control on reservoir quality of Xu2 member tight sandstone, Zhongtaishan area, Sichuan Basin

中台1井在成岩早期为开放体系，此时埋藏浅、压实强度弱，砂岩除内部粒间孔隙普遍发育外还存在早期裂缝（图12c），可为流体运移提供有利通道。在此条件下，长石和岩屑颗粒遭受大气淡水溶蚀，产生的大量次生溶蚀产物离子溶于成岩流体中，为随后的胶结充填提供充足的成岩物质来源。同时，由于存在粒间孔隙和早期裂缝两种运移通道，成岩流体能与外界自由进行物质交换，次生溶蚀产物可在浓度差的驱动下持续向储层外部迁移。因此，中台1井早期大气水溶蚀作用产生了次生溶孔并形成石英和黏土胶结物，且部分次生溶蚀产物能有效向外搬运，进而在此过程中能产生孔隙度净增量，储层质量得到一定程度改善（图12d）。但随着成岩过程不断深入，次生溶蚀产物向外迁移过程中逐渐充填粒间孔和早期裂缝，成岩体系逐渐转变为封闭体系。此时，次生溶蚀产物不能向外界有效迁移，而只能在储层内部达到溶蚀—胶结平衡，导致孔隙空间再分配，本质上储层质量几乎无变化（图12e）。尽管晚期规模相对较大的裂缝发育且有机质成熟脱羧形成有机酸，但有机酸因无运移通道不能进入砂岩内部对储层进行有效改造，仅能在近裂缝处产生溶蚀，且晚期次生溶蚀产物石英和方解石胶结物逐渐充填晚期裂缝及附近次生溶孔（图12f）。此时储层质量虽不能进一步有效改善，但有利于前期大气溶蚀所改善储层质量的保存。

综合以上分析可知，开放体系有利于储层质量改善，封闭体系下储层质量无明显变化；储层质量本质上受成岩体系及其耦合方式的控制，早期开放体系有利于成储，晚期封闭体系有利于早期储层的保存，开放—封闭成岩体系耦合模式是中台山地区须二段致密砂岩储层形成和保存的控制因素；研究区裂缝的开启与封闭是影响成岩体系演化的关键要素。

随着非常规油气勘探的快速发展与深入，以非常规油气沉积学为代表的非常规油气地质理论体系逐步构建并完善。作为非常规油气沉积学的三大关键科学问题之一，优质储层发育机制一直是非常规油气沉积学的核心研究内容^[34]。如本文前言所述，致密砂岩储层作为一种典型的非常规储层，多沿用常规碎屑岩储层研究思路及方法，并未体现其作为非常规储层的特殊性与复杂性，因此所得研究成果较为局限而不能有效推广与应用。本次研究基于成岩体系理论，采用“非常规”的研究思路及方法对致密砂岩储层进行研究，从化学反应物质交换守恒的本质出发，整体把握储层岩石—流体作用过程中不同成岩作用之间的相互制约关系，重建储层质量演化过程。以此进一步分析特定区域（板块、盆地、凹陷等）致密砂岩对与其相对应的全球性、区域性、盆地级甚至更小级别等不同尺度地质事件的响应，更深层次的探究致密砂岩成储机制，进而对处于不同级别或尺度的致密砂岩储层分布进行准确预测。除致密砂岩储层外，其它类型的非常规储层如页岩和致密碳酸盐岩储层，成岩期流体—岩石相互作用机制本质上与致密砂岩储层一致。因此，基于成岩体系理论分析优质储层发育机制的研究思路及方法，可推广应用于页岩和致密碳酸盐岩等其它非常规油气储层。

（1） 四川盆地中台山地区须二段致密砂岩储层岩性主要为长石石英砂岩和岩屑石英砂岩，储集空间以岩屑粒内溶孔、长石粒内溶孔和晶间孔等次生孔隙为主，局部裂缝发育，储层孔隙度为2%~10%（平均5.8%），渗透率为（0.000 7~87.3）×10^-3 µm²（平均5×10^-3 µm²），主要表现为孔隙型和裂缝—孔隙型致密砂岩储层。

（2） 须二段砂岩储层经历了压实作用、胶结作用（硅质胶结、碳酸盐胶结、黏土胶结）、溶蚀作用（长石溶蚀、岩屑溶蚀）和交代作用等复杂的成岩改造。

（3） 文探1井须二段主要表现为封闭成岩体系，次生溶蚀产物不能向外迁移，仅在储层内部胶结充填，本质上为储层孔隙空间再分配，储层无孔隙度净增量，因而储层质量无实质影响。

（4） 中台1井早期表现为开放成岩体系，成岩流体可通过断裂与外界进行物质交换，次生溶蚀产物能有效迁移到储层外部，储层孔隙度存在净增量，因此储层质量得到有效改善；随着次生溶蚀产物逐渐沉淀析出充填裂缝，中台1井晚期表现为封闭成岩体系，此时次生溶蚀产物与文探1井类似，主要在储层内部胶结充填，储层质量在前期开放体系基础上无明显改善，但有利于前期开放体系下形成孔隙空间的保存，整体上中台1井成岩体系早期开放晚期封闭使储层质量得到一定程度改善。

（5） 中台山地区须二段致密砂岩储层本质上受成岩体系演化的控制，早期开放成岩体系和晚期封闭成岩体系耦合有利于储层形成和保存，裂缝的开启与封闭是影响成岩体系的关键因素。