川南地区三叠系须家河组致密砂岩孔隙类型及物性控制因素

祝海华，钟大康，张亚雄，孙海涛，杜本强，孟 昊，张春伟，杨 喆

(1.中国石油大学 油气资源与探测国家重点实验室，北京 102249； 2.中国石油大学 地球科学学院，北京 102249； 3.中国石化 石油勘探开发研究院，北京 100083； 4.中国石油 西南油气田分公司蜀南气矿，四川 泸州646000)

川南地区三叠系须家河组致密砂岩孔隙类型及物性控制因素

祝海华1,2，钟大康1,2，张亚雄3，孙海涛1,2，杜本强4，孟 昊1,2，张春伟1,2，杨 喆1,2

(1.中国石油大学 油气资源与探测国家重点实验室，北京 102249； 2.中国石油大学 地球科学学院，北京 102249； 3.中国石化 石油勘探开发研究院，北京 100083； 4.中国石油 西南油气田分公司蜀南气矿，四川 泸州646000)

通过普通及铸体薄片、扫描电镜、岩心物性及压汞数据等资料，研究了川南地区须家河组致密砂岩储层的孔隙类型和物性特征，并探讨了孔隙发育类型、孔-渗关系控制因素及砂岩物性空间变化与沉积条件的关系。结果表明，川南地区须家河组以原生粒间孔发育为特征，次为溶蚀孔隙和晶间微孔，渗透率随孔隙度增加呈迅速增加—稳定—再次增加的三段式分布，主要原因是绿泥石、伊利石胶结物的生长抵消了孔隙度增加对渗透率的贡献。平面上，砂岩物性的变化与沉积条件密切相关：短距离搬运或沉积水动力弱的砂岩成分及结构成熟度差，物性差；长距离搬运且沉积于强水动力条件的砂体孔隙发育。纵向上，单一河道砂体的中-中下部物性好于顶、底部，原因是河道沉积时水动力由强变弱，砂体中部成分、结构成熟度好于顶、底部，这也导致了砂体内部成岩作用的非均质性，并最终影响了孔隙的纵向分布。

孔隙类型；物性特征；致密砂岩；须家河组；四川盆地

川南地区油气勘探始于20世纪50—60年代(主力目的层为嘉陵江组和茅口组)。前期须家河组由于是非勘探目的层而一直未受到重视，经过近年来的勘探才发现了丹凤场等一批具有商业开发价值的气藏。前人对四川盆地须家河组储层特征的研究主要集中于川西、川中和川中-川南过渡带。一般认为强水动力环境砂体物性较好[1-2]，强烈压实作用、石英次生加大破坏了大量的孔隙；长石、岩屑溶解是次生孔隙的主要来源[3-6]。绿泥石薄膜阻止加大边生长有利于粒间孔隙保存[7-11]；也有学者认为绿泥石环边保护孔隙能力有限，甚至会充填孔隙，降低物性[12-14]。

本文通过川南地区不同位置的7口井722块普通薄片、80块铸体薄片、40个样品的扫描电镜资料结合压汞资料、岩心物性测试数据的分析，研究了川南地区须家河组孔隙类型、孔渗关系，侧重于讨论在宽缓古地貌背景下须家河组孔隙发育的控制因素以及绿泥石等粘土胶结如何影响孔渗关系。

1 地质背景

研究区位于四川盆地南部，构造上属于川东南中

隆高陡构造带(图1)。目的层须家河组厚度258～694 m，总体趋势由东南向西北增厚，现今埋深主要分布于800～2 000 m。四川盆地须家河组自下而上可划分出6段，其中须六段又可分为3个亚段。川南地区在雷口坡期地貌较高[15-20]，在须家河组沉积早期为物源区，地层发育不全，缺失下部须一段、须二段及须三段下部地层，到须三段中、晚期才被超覆并接受沉积，只发育须三段至须六段。

川南地区须家河组是一套在宽缓地貌背景下形成的一套辫状河三角洲和正常湖泊沉积[20]，其物源主要来源于盆地东南部的江南古陆[21]。纵向上须家河组以发育大套砂岩夹薄层泥岩为特征。其中须四段和须六1亚段沉积时以辫状河三角洲平原河道为特征，沉积厚层砂岩[1-2]，须三段、须五段及须六2亚段沉积期发生湖侵，湖相泥岩发育，储层主要发育于须四段和须六1亚段。

2 岩石学特征

根据7口井400余张镜下薄片分析，研究区须家河组储层为一套中-低成分成熟度和中等结构成熟度的砂岩，粒度以中粒、中-细粒为主，分选中-低，磨圆度以次棱角状、次棱角-次圆状为主。岩石类型以岩屑砂岩最为发育，次为长石岩屑质石英砂岩、岩屑质石英砂岩、少量细粒钙质砂岩及粉砂岩(图2)。平面上近物源的梁董庙构造几乎全部为岩屑砂岩，且分选较差，向盆内的丹凤场地区，长石岩屑质石英砂岩、岩屑质石英砂岩比例增加。

图1 研究区构造纲要Fig.1 Structure outline map of the study area

图2 须家河组储层岩石组分三角图Fig.2 Composition triangle diagram of Xujiahe Formation

3 孔隙类型及物性特征

3.1 孔隙类型

对碎屑岩储集空间的分类，依照分类依据具有多种划分方案，如Schmidt等根据孔隙成因把孔隙分为原生、次生和混合成因，也可以根据孔隙大小分为超毛细管孔隙和微毛细管孔隙[22]。本文根据孔隙成因将须家河组储集空间分为原生孔隙和次生孔隙，并根据产状等特征进一步细分(表1)。

原生孔隙的主要为压实或胶结残余的粒间孔，压实残余孔没有胶结物充填，边缘平直，形状规则，更为常见的是压实之后的胶结残余孔隙，孔隙中常充填的胶结矿物包括石英次生加大和绿泥石环边(图3a，b)。

表1 研究区须家河组孔隙分类

粒间溶孔主要为碳酸盐胶结物、杂基溶蚀形成，由于溶蚀程度不均一，粒间溶孔常表现为孔隙边缘不规则(图3c，d)。粒内溶孔主要为长石、岩屑颗粒不稳定成分溶蚀而成，长石的溶蚀一般沿解理发生，溶蚀孔隙沿解理缝分布，单个溶孔形状较为规则(图3e)，当溶蚀完全时形成铸模孔(图3f)。

晶间微孔主要包括粒间杂基粘土重结晶形成的微小孔隙以及自生粘土胶结矿物之间的孔隙(图3g，h)。这类孔隙过于细小，渗透能力差，对物性贡献小。

微裂缝一般为构造成因，常切穿碎屑颗粒、胶结物(图3i)。微裂缝可作为溶蚀流体的通道，因此常见溶蚀孔隙分布于微裂缝周围，同时微裂缝的渗透能力强，对砂体物性有很好的改善作用。

根据80个铸体薄片资料统计，川南地区须家河组孔隙类型以原生粒间孔为主，占51%，其次为粒内溶孔等各种溶蚀孔隙，占37%，杂基微孔含量占12%。孔隙比较发育的样品主要分布于靠近盆地内部丹凤场地区的丹001-1，丹001-2及丹浅1井，平均面孔率为2.80%，盆地边缘的董11、董15井孔隙基本不发育，面孔率小于1.0%。

3.2 物性特征

研究区19口井2 030个样品的孔渗数据显示须家河组砂岩岩心孔隙度最大为12.5%，最小0.08%，平均4.09%；渗透率最大7.05×10-3m2，最小0.003×10-3m2，平均0.11×10-3m2，具有明显的低孔、低渗特征。并且不同岩性孔隙度不同，其中钙质砂岩、粉砂岩及杂砂岩物性最差，孔隙度普遍小于2.00%，岩屑质石英砂岩物性最好，平均孔隙度5.93%，次为长石岩屑质石英砂岩和岩屑砂岩，平均孔隙度分别为4.98%和3.65%。

孔-渗关系显示渗透率随孔隙度增加而变化，具有明显的分带性，呈台阶式分布(图4)：孔隙度从1%增至3%时，渗透率迅速变高为0.01×10-3μm2，甚至更高；孔隙度从3%增加至7%时，大部分样品渗透率位于0.01×10-3～0.1×10-3m2，且整体上并未随孔隙度增加而增加。当孔隙度高于7%时，随着孔隙度增加，渗透率再次增加。

4 孔隙及物性控制因素

储层的物性受多种因素的影响，包括沉积条件、成岩作用、构造运动、油气充注、异常高压等，其中沉积条件和成岩作用是最主要的影响因素[23-25]。对研究区须家河组而言，沉积条件和成岩作用对储层物性都有影响，其中成岩作用是造成低孔、低渗的主要原因，而沉积条件在空间上影响孔隙及物性的变化。

图4 研究区孔隙度与渗透率分布Fig.4 Porosity versus permeability for Xujiahe Formation

4.1 成岩作用对孔隙发育的影响

4.1.1 早期压实、后期胶结及弱溶蚀导致孔隙整体不发育

研究区须家河组在沉积之后便经历了快速的埋藏。根据对丹浅001-1和董11等多口井地层埋藏史的分析，须家河组在沉积之后发生了持续快速的埋深，以丹浅001-1井为例(图5)，晚三叠世须家河组沉积之后就经历了持续性的埋藏，至白垩纪末期埋深至最深，达4 340 m，平均埋藏速率为31.6 m/Ma。持续性快速的埋藏导致须家河组压实强烈(图5)。

在经历早期快速埋藏之后，须家河组砂岩又发生了硅质、钙质及少量粘土胶结(平均含量5.8%)，受到须家河组煤系地层酸性环境的影响，碳酸盐胶结较少[26](平均含量1.6%)，胶结物以硅质胶结为主(平均含量4.0%)。根据石英次生加大的流体包裹体测温显示，硅质胶结大多发生于80～100 ℃(图6)，对应埋藏深度为2 000～3 000 m。说明以硅质为主的胶结作用对储层孔隙的充填主要发生于2 000 m之后，2 000 m之前主要为压实损孔作用。

图5 丹浅001-1井埋藏史Fig.5 Burial history of Well Danqian001-1

假设现今的残余原生孔隙=孔隙度×原生孔比例=4.09%×51%=2.09%，当早期埋藏至2 000 m时(Ro：0.4%～0.5%)，此时有机酸溶蚀开始发生，而硅质胶结作用并未大量出现，砂岩古孔隙度可估算为胶结物损孔量(所有胶结物平均含量)+残余孔隙度=5.80%+2.09% =7.89%，但实际上，由于在2 000 m之前仍会出现部分硅质、钙质及粘土胶结，因此当埋藏至2 000 m时，砂岩古孔隙度应低于7.89%，参考现今的孔渗关系，此时砂岩的渗透率应普遍小于0.3×10-3μm2，因此经过早期的埋藏之后须家河组已经致密。

图6 石英次生加大边流体包裹体均一温度分布Fig.6 Homogenization temperature distribution of fluid inclusions in quartz cement

溶蚀作用可以形成次生孔隙，研究区须家河组溶蚀对象主要为长石和岩屑，但强度较弱，多为部分溶蚀，溶孔比例较低(37%)，导致溶蚀作用弱的原因包括3个方面：①酸性水缺乏，须家河组沉积时，沉积中心位于川西地区[16-17]，远离研究区，盆地中心的酸性水很难经过长距离横向运移之后对目的层段进行溶蚀。而纵向上研究区须家河组本身烃源岩不发育，因此不能产生大量的有机酸；②缺少可溶矿物，须家河组碎屑颗粒主要为石英和岩屑，长石含量普遍小于10%，岩屑多以泥岩、千枚岩和石英岩等难溶岩屑为主，易溶岩屑含量少；③早期致密化严重，须家河组砂岩在烃源岩开始产生有机酸时，已经发生强烈的压实作用，早期的致密化会阻碍酸性水进入厚层砂体内部发生溶蚀。

4.1.2 绿泥石环边胶结利于原生孔隙保存

强烈压实作用后剩余的原生孔隙会因为石英次生加大和碳酸盐胶结作用而进一步损失，但如果砂岩发育绿泥石环边胶结，残余原生孔隙便会得到较好的保存(图7)。统计显示绿泥石含量与岩心孔隙度存在较好的正相关性(图8a)。

一般认为自生绿泥石胶结有利于原生的孔隙的保存[7,27-29]：一方面自生绿泥石胶结可以提高砂岩的机械强度，对压实压溶有一定抑制作用，镜下也显示这类砂岩的压实程度相对于无绿泥石胶结砂岩要弱。更重要的是绿泥石环边胶结有效的抑制了压实之后方解石、硅质的胶结，统计显示，绿泥石环边对方解石胶结具有明显的抑制作用，随着绿泥石含量的增加，方解石胶结迅速减少(图8c)；而绿泥石与硅质胶结含量的关系呈规律变化，当绿泥石含量小于1%时，两者呈一定的正相关性，大于1%时呈负相关性(图8d)，说明在绿泥石环边相对发育的砂岩中，硅质胶结受到了一定的抑制。绿泥石对方解石和硅质胶结的抑制对压实残余孔隙的保存至关重要。

图7 绿泥石胶结砂岩孔隙发育情况与无绿泥石胶结砂岩对比Fig.7 Pore abundance comparison between sandstones with and without chlorite coating cementationa.丹浅001-1井,1 569.90 m，单偏光，绿泥石胶结，残余原生孔隙发育；b.丹浅001-1井,1 464.26 m，正交光，绿泥石环边不发育，粒间全部被石英加大充填Qc.石英；Ch.绿泥石

图8 须家河组绿泥石含量与物性、硅质、方解石胶结关系(薄片个数200个)Fig.8 Chlorite content vs.porosity,permeability,quartz and calcite cementation of Xujiahe Formation(based on 200 thin sections)

4.2 沉积条件对孔隙发育的影响

沉积条件决定了砂岩沉积时的搬运距离和水动力条件，从而决定了砂岩的岩石学特征进而影响空间上孔隙的发育程度。

川南地区物源来自于江南古陆，碎屑沿东南向西北盆内方向搬运[21]，物性数据显示搬运距离短的砂岩物性差于长搬运距离的砂岩。以埋藏史相似的梁董庙和丹凤场地区为例，梁董庙地区现今埋深1 500～1 800 m，该区砂体发育，厚度大，但物性差，平均孔隙度2.00%，渗透率普遍小于0.1×10-3μm2，主要原因是靠近物源区，搬运距离短，水动力不稳定，碎屑颗粒常大小混杂，泥岩、板岩和千枚岩等塑性岩屑含量高(平均18.6%)，不利于孔隙的保存(图9)。而研究区靠盆内的丹凤场、中兴场地区，由于搬运距离增加，碎屑分选变好，不稳定的塑性碎屑减少(平均含量10.5% )，物性明显变好，其砂岩平均孔隙度5.5%，平均渗透率0.23×10-3μm2。再至川中南的河包场地区，由于搬运距离更远，其岩石类型以石英砂岩、岩屑石英砂岩、长石石英砂岩为主，加之靠近沉积中心的烃源岩，次生孔比例增加，孔隙类型以残余孔和次生溶孔为主，平均孔隙度达6.08%[30]。

随着搬运距离增加，物性的差异则更多受控于水动力条件，岩心物性统计显示主分流河道物性最好，平均孔隙度6.10%，平均渗透率0.22×10-3m2，其次为次级河道和水下分流河道，平均孔隙度分别为4.5%和5.59%，平均渗透率为0.19×10-3m2和0.07×10-3m2，而河道间砂岩及滩坝砂岩物性最差，平均孔隙度均小于3%，平均渗透率小于0.05×10-3m2。主要原因为沉积水动力较弱的河道间及滨浅湖滩坝砂体粒度偏细，杂基含量高，且由于围岩泥岩发育，碳酸盐岩胶结严重，物性一般较差，如南井地区的滩坝砂体(图9)。而沉积水动力较强的砂体如丹凤场地区须四段主河道砂体粒度粗、分选好、杂基含量少，孔隙相对发育(图10)。

在单一河道砂体内部，仍可以观察到物性具有一定差异，呈现出三段式分布(图10)，砂体中-中、下部的孔隙度好于顶部和底部。这种分布的成因包括两个方面：①沉积水动力条件的变化，即河道沉积过程中，河流对早期泥岩的冲蚀导致河道底部分选较差，随着河道迁移，水动力减弱，至砂体顶部多为低水动力的细粒沉积，因此纵向上，砂岩中部的结构和成分成熟度要好于顶底部，利于原生孔隙保存；②纵向岩石学特征变化引起的成岩作用差异。砂体顶、底部由于粒度细、杂基含量高或分选差，在埋藏过程中更易被压实，同时受相邻泥岩影响，也易发生较强的碳酸盐胶结，孔隙不发育。河道砂体中-中下部由于粒度粗、分选好，压实程度相对低，早期就出现的绿泥石环边胶结也多发育于砂体内部，利于孔隙保存，物性较好。

图10 丹浅001-1井须四段主河道砂体物性变化特征(井位见图9)Fig.10 Heterogeneity of porosity and permeability within a fluvial sandstone of the 4th Member of XujiaheFormation from Well Danqian 001-1(see Fig.9 for well location)[最顶部砂岩发生早期方解石胶结；向下第二样品粒度细，压实强；而最底部砂岩分选较差，且也发生了方解石胶结。只有河道中部砂岩成分、结构成熟度高，原生孔隙保存最好(孔隙充填浅红色铸体)。]

4.3 孔、渗关系控制因素

孔、渗关系显示不同孔隙度条件下，渗透率具有不同的分布特征和变化规律。这种台阶式孔、渗关系是岩石学特征与成岩作用共同作用的结果。

孔隙度小于3%的样品在压汞曲线上表现为排驱压力高，大于2 MPa(图11a)，孔喉中值半径小，小于0.2 μm(图11b)，这类砂岩主要为近物源分选较差的岩屑砂岩以及弱水动力环境的细粒岩、粉砂岩，经历强烈成岩作用后，孔隙几乎损失殆尽，孔喉半径小，孔隙即是吼道(图12a)，孔隙度略微增加时，渗透率便会快速增加。

当孔隙度为3%～7%时，渗透率变化小，主要分布于0.01×10-3～0.1×10-3μm2，压汞排驱压力降低，主要分布于0.5～2 MPa，孔喉中值半径增大，主要为0.2～0.8 μm，且排驱压力和中值半径随孔隙度增加变化较小(图11)。由于渗透率主要受控于喉道半径，因此孔隙度为3%～7%的砂岩孔喉变化较小，是渗透率相对稳定的直接原因，结合薄片及扫描电镜资料认为这主要由两个方面因素造成。

第一，孔隙度为3%～7%的砂岩其孔隙及吼道偏小，绿泥石环边虽然对孔隙保存有利，但对细小孔隙和吼道的充填仍会损害渗透能力。以图12样品b和c为例，样品c孔隙度(7.03%)高于样品b(5.01%)，但因样品c孔隙中存在绿泥石环边及部分伊利石胶结，其渗透率(0.050 5×10-3μm2)要小于样品b(0.076 3×10-3μm2)。绿泥石含量与物性关系也显示随绿泥石含量增加砂岩孔隙度增大，而渗透率并未随之增加(图8)，这也反应绿泥石胶结物利于孔隙保存，但对喉道的充填会抵消孔隙度增加对渗透率的贡献。由于原生粒间孔是研究区主要孔隙类型(平均含量51%)，因此绿泥石胶结对孔喉的充填是导致渗透率未随孔隙度增加而增大的主要原因。

其次，须家河组砂岩由于溶蚀作用弱且不均一，孔喉弯曲度大，连通性差，同时长石的溶蚀常伴随着发丝

状自生伊利石的沉淀，堵塞孔隙和喉道。此外，杂基粘土矿物重结晶或蚀变后会形成的部分微孔隙(比例12%)，但渗透性同样很差，因此粒内溶孔、粘土微孔虽然可以提高孔隙度，但对渗透率影响小。

当孔隙度较高时(>7%)，此时随孔隙度增加，排驱压力减小，一般小于1 MPa，中值半径快速增大(>0.8 μm)，薄片及扫描电镜显示此类砂岩孔隙保存较好，孔喉较粗且直径大于绿泥石环边厚度(图12d)，因此随孔隙度增加，渗透率又开始增高，此时绿泥石环边的作用主要为抑制钙质、硅质胶结和保护孔隙，对渗透率的损害较小。

5 须家河组孔隙及物性变化模式

通过分析近物源的梁董庙地区，到靠研究区东北部的丹凤场，再到川中-川南过渡带的荷包场地区可以发现，这些地区须家河组沉积时物源、构造背景及埋藏过程相似：均为东南物源供源，沉积时构造宽缓，早期沉积之后便持续快速埋藏至最大深度(4 200～4 900 m)，在喜马拉雅期才抬升至现今埋深。因此这些地区须家河组储层特征具可对比性，储层孔隙和物性随搬运距离、沉积水动力条件的变化表现出一定的规律性(图13)：近物源的梁董庙地区砂岩塑性岩屑、杂基含量高，分选差，埋藏过程中易发生强烈压实，孔隙不发育，随着搬运距离增加，强水动力条件的河道砂岩成分及结构成熟度变好，压实程度降低，绿泥石胶结发育，原生孔隙保存好，如研究区丹凤场河道砂岩。再至川中南过渡带的荷包场地区，成分及结构成熟度更好，加之靠近沉积中心，溶蚀孔隙比例增加，孔隙类型以原生和次生孔隙为主[30]，物性最好。

6 结论

1) 川南地区须家河组孔隙发育程度低，孔隙类型以残余原生粒间孔为主，次为溶蚀孔隙和晶间微孔。

图11 须家河组压汞参数与孔隙度变化特征Fig.11 Plot of porosity versus median size of pore throat and displacement pressure of Xujiahe Fomation

图12 不同孔隙度样品的吼道特征Fig.12 Pore throat characteristic of sandstone samples with different porositya.低孔隙度条件下，孔隙与吼道均细小，渗透率低；b,c.粘土矿物对孔隙的充填抵消了孔隙度增加对渗透率的贡献；d.孔隙度继续增加，粘土矿物对渗透率影响减弱

孔隙发育程度受控于成岩作用和沉积条件。早期持续快速压实，后期胶结及溶蚀弱导致研究区须家河组孔隙整体不发育，绿泥石环边胶结对原生孔隙的保存使得残余原生孔是研究区主要孔隙类型。

2) 空间上，砂岩物性的变化与沉积条件密切相关，短距离搬运或沉积水动力弱的砂岩成分及结构成熟度差，物性差，长距离搬运且沉积于强水动力条件的砂体孔隙发育，有利储层主要分布于具一定搬运距离的主河道砂体中。

3) 纵向上，单一河道砂体内部物性呈顶底差而中-中下部好的三段式分布，原因是沉积时水动力由强变弱，砂体中部成分、结构成熟度好于顶底部，利于孔隙保存，岩石学特征的差异在埋藏过程中又进而影响砂体不同部位的成岩强度并最终导致了孔隙的三段式纵向分布。

4) 渗透率随孔隙度增加呈迅速增加—稳定—再次增加的三段式分布，这与不同孔隙度条件下砂岩喉道半径变化有关，低孔隙度时，孔喉细小，孔隙即为喉道，随孔隙度增加渗透率快速增加，当孔隙度为3%～7%时，渗透率未随孔隙度增加的主要原因为绿泥石等自生粘土矿物对孔喉的充填有关，而当孔隙度大于7%时，孔喉半径大于粘土环边厚度，渗透率随孔隙度增加再次增加。

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(编辑 张亚雄)

PoretypesandcontrollingfactorsonporosityandpermeabilityofUpperTriassicXujiahetightsandstonereservoirinSouthernSichuanBasin

Zhu Haihua1,2,Zhong Dakang1,2,Zhang Yaxiong3,Sun Haitao1,2,Du Benqiang4,Menghao1,2,Zhang Chunwei1,2,Yang Zhe1,2

(1.StateKeyLabofPetroleumResourceandProspecting,ChinaUniversityofPetroleum，Beijing102249,China;2.SchoolofEarthScience,ChinaUniversityofPetroleum，Beijing102249,China;3.ExplorationandProductionResearchInstitude,SINOPEC,Beijing100083,China;4.LuzhouGasDistrict,SouthwestOilandGasFieldCo.,Ltd.,PetroChina，Luzhou，Sichuan646000,China)

Based on thin sections,scanning electron microscopy(SEM),core porosity and permeability data,and mercury injection data,this paper summarized the pore types,physical property of tight sandstone of the Xujiahe Formation and discussed the controlling factors on pore types,poroperm relationship and spatial change of physical property.The result shows that the rapid compaction process and minor dissolution resulted in the relative abundant of primary pore followed by dissolution pore and intergrannular micropore.As the porosity increases,the permeability change shows a three-stage pattern,namely rapid increasing first,then getting stabilized and increasing again.This distribution pattern is mainly controlled by pore throat filling authigenic chlorite and illite which offset the increases in permeability due to the increase of porosity.The poor connectivity of dissolution pore and micropore also influence the permeability of sandstone.The spatial change of physical property of sandstone is controlled by sedimentary condition.The relative short transport distance or low energy environment resulted in low compositional and textural maturity and poor physical property.Only the sandstone with long transport distance and high energy environment are abundant in porosity.The physical quality in middle and lower part of single fluvial sandstone is better than that of the upper and bottom parts.The major reason is that the decreases of energy during fluvial sandstone deposition result in higher compositional and textural maturity of the middle part and lead to the diagenetic heterogeneity within a single sandstone.

pore type,porosity and permeability,tight sandstone,Xujiahe Formation,Sichuan Basin

2013-10-20;

：2013-12-20。

祝海华(1987—)，男，博士研究生，储层地质学。E-mail：retinaabcd@163.com。

国家重点基础研究发展计划(“973”计划)项目(2011CB201104)；国家自然科学基金项目(41302108)。

0253-9985(2014)01-0065-12

10.11743/ogg20140109

TE122.2

：A