(1)上覆应力对渗透率的影响
对于致密砂岩气藏，应力是孔隙度和渗透率的重要影响因素。然而，同一应力场下孔隙度的变化要比渗透率的变化小得多(Rushing等，2008)。也就是说，对于致密砂岩气藏，上覆应力对渗透率的影响更大。它显示的是不同上覆应力条件下各岩样孔隙度和渗透率的变化，表明了上覆应力变化对孔隙度和渗透率的影响。随着上覆应力增加，低渗透率储层渗透率显著下降，而且，这种效应在储层渗透率为0.5×10-3μm2或者更小的时候更明显。
在一项对应力影响渗透率的研究中，Davies(1999)对比了未固结的高孔渗砂岩和低渗透含气砂岩。在未固结的砂岩储层中，随着上覆应力增加，渗透率降低最明显的是孔隙度渗透率初始值最高的砂岩。在低渗透含气砂岩中，随上覆应力增加，渗透率主要受到孔隙影响下降较快。Byrnes和Keighin(1993)发现在低渗透率储层中，孔隙喉道随着上覆应为增加可以减少50%～70%。
(2)含水饱和度对渗透率的影响
在上覆应力作用下，低渗透砂岩储层中，气体的渗透率比常规储层小很多，只有(0.001～0.01)×10-3μm2，同样，地层水有效渗透率也是如此，因为在高含水饱和度的低渗透储层中水是不能够流动的。低渗透储层与常规储层有如此大的差别，因此，用于常规储层的临界水饱和度(水停止流动时的饱和度)、临界气饱和度(气体开始流动的饱和度)以及束缚水饱和度(增加孔隙压力时含水饱和度变化很小时的饱和度)等概念都需要进行重新定义。对于低渗透储层中气体相对渗透率的研究发现，在含水饱和度为40%～50%时，气体的渗透率下降得最快。在低渗致密砂岩气层中，气水都不能流动的含水饱和度范围比较广。
对常规储层和致密砂岩储层的性质进行了比较。在常规储层中，如果以相对渗透率2%作为基准，其大于2%的单相或者两相流体的渗透率变化范围很大，临界水饱和度和束缚水饱和度的值几乎是一样的，在这种情况下，很少有被水开采出，这说明储层是处于或者接近束缚水饱和度。然而在低渗透储层中含水饱和度的变化范围却很大，对于相对渗透率小于2%的流体，其临界水饱和度和束缚水饱和度的值相差很大。在这种储层中，缺少水的产出不能够推断出储层处于束缚水饱和度状态(Shanley等，2004；Naik，2010)。事实上，Byrnes早在1994年就已经提出了用“渗透率盲区”的概念用来描述气水渗透率不能被忽略的含水区域。然而，由于对这种关系缺乏深入的研究，导致了对低渗透储层中烃类系统研究的误解。
以上研究表明：低渗透储层中缺少水的产出不能推断出储层处于束缚水饱和度状态，只能说明含水饱和度低于临界水饱和度。低渗透储层中含水饱和度的变化范围很大；气体相对渗透率的曲线很陡，含水饱和度很小的变化都会导致相对渗透率发生明显的改变；含水饱和度超过50%的地区不可能有很高的气体渗透率；由于这些渗透率关系，在能够证明岩石渗透率的变化影响测试结果之前，试井都要认真仔细地进行。没有产出流体的试井中，孔隙度和渗透率与那些产出大量气体的储层是相同的；由于低渗透储层在高含水饱和度时对有效渗透率的影响很小，这些高含水储层中产出的天然气不能成的资源。当然，由于对低渗透储层有效渗透率的特殊性质缺乏认识，有可能会导致一从而不能够很好地了解地下信息。
(3)复杂的气水关系
致密砂岩储层气水关系非常复杂，一般来说，存在4种类型气水关系：上气下型、下气上水型、气水界面倾斜型和气水混杂型(邹才能，2009)。在这些低孔渗储层气水关系类型中，“上气下水”是正常的气水关系，多见于低孔渗背景中相对高孔渗部位或凹陷中心围的上倾部位高孔渗段。在致密砂岩气藏中，典型的是下气上水型，即气水倒置型的上倾方向气水关系倒置、下倾方向无气水接触(无底水)。天然气储集在地层下倾较低部位，而上倾较高部位是水，两者之间不存在一般意义上的封堵或遮挡条件，也没有明显的气水界面，而是存在一定宽度的气水过渡带。在这个过渡带中，储层和流体的性质逐渐变化，如沿上倾方向，地层渗透率增大、地层水矿化度明显降低、地层电阻率明显减小等。而且，由于致密砂岩储层中复杂的气水关系，可能导致圈闭中为纯气、纯水、气水混杂或干层，这也使得在勘探过程中出现高低产井并存的现象。
(4)胶结物和黏土矿物
致密含气砂岩相对丰富的小孔隙也是其低渗透性的原因。其中，黏土矿物的存在是形成小孔隙的因素之一，同时大范围的胶结作用也是形成低孔渗的重要原因。因此，要明确致密含气砂岩中胶结物、黏土矿物的成分及其来源，这可以很大程度上提高对致密砂岩储层的认识并提高成功勘探及开发钻井方案的成功率。
1)胶结物。在致密砂岩储层中，胶结物的主要成分有硅质、钙质和自生黏土。当砂岩中的胶结物由自生黏土组成时，其基质渗透率会极低，并处于微达西级别(Naik，2010)。致密砂岩储层中硅质的胶结作用较为普遍，其主要以石英次生加大的形式存在(如图3.3)。胶结物对裂缝的孔隙大小有着较大的影响，成岩作用过程中，石英胶结物和岩石裂缝之间有着复杂的关系，石英胶结物影响着岩石裂缝系统形成过程中的岩石力学属性，从而影响裂缝开度的分布和簇状聚集。另外，胶结物还通过部分或完全堵塞运移通道，影响着裂缝系统内流体流动状态。
具体来讲，在部分胶结裂缝中发现的高度非均质的石英胶结物厚度是石英晶体生长速率的函数(Lander等，2008)。石英晶体生长速率不仅表现出明显的各向异性，同时石英生长速率还与温度有关。石英生长速率与裂缝开启速率的相互制约关系决定了胶结物能否完全充填裂缝，并且能够决定石英胶结桥能否部分充填偶尔撑开的裂缝(图3.4)。所有这些可能性都可以在地下或露头中的富石英砂岩标本中见到(Olson等，2009)，在致密砂岩中更能出现这种现象。
图3.3 石英次生加大堵塞孔隙
图3.4 张开裂缝间的石英胶结桥
2)黏土矿物。低渗透致密砂岩储层中的泥质含量较高，并且伴随着大量的黏土矿物。其中，黏土矿物可分为两种类型：碎屑黏土矿物(随碎屑颗粒一起沉积)和自生黏土矿物(成岩过程中从地层水中沉淀出或由碎屑黏土蚀变而成)。致密砂岩孔隙喉道中黏土的组成、分布和结构对致密砂岩的渗透率影响很大。致密砂岩储层中黏土矿物的存在会减小渗透率和原生孔隙度，而减小程度取决于黏土类型、结构以及在孔隙中位置(Aguilera，2008；Shahamat和Gerami，2009)。
碎屑黏土在致密含气砂岩中以层状，碎屑状，颗粒包壳，洞穴充填或孔壁附着，及分散状等形式出现。一般只有后3种形式会降低渗透率。颗粒包壳一般会部分或全部的覆盖着厚度不规则的黏土层的边缘；洞穴充填或孔壁附着黏土会部分充填孔隙，并不规则地分布在砂岩中；分散黏土一般作为孔隙充填物会分布在整个砂体中，通过堵塞砂岩的喉道从而降低砂岩的孔隙度和渗透率。
在致密含气砂岩中，常见的自生黏土矿物有绿泥石、层间蒙脱石和伊利石等。自生绿泥石一般形成于富铁环境中，属于孔壁附着或包壳黏土矿物。因为这些黏土没有完全覆盖住碎屑颗粒表面，于是就会在许多颗粒上形成石英次生加大，这会降低原生孔隙度。一般情况下，绿泥石在单晶间存在高的微孔隙度。随着地层的埋深、温度的增加，原来由蒙脱石组成的孔壁附着黏土会转化成层间蒙脱石或伊利石，如果埋深继续增大，它会完全转化成伊利石矿物。伊利石也可以从高岭石转化而成，实际上，伊利石既不是由母岩碎屑也不是由自生黏土形成的。伊利石晶粒可以是纤维状的、片状的或盘状结构。伊利石纤维很容易打破并在孔喉中聚集，从而使渗透率降低。片状或盘状结构的伊利石通过阻塞孔喉也会降低渗透率。与绿泥石类似，伊利石也有微孔隙，它能增加总的孔隙体积(Rushing等，2008)
尽管发生成岩作用的黏土矿物仅仅组成了致密砂岩的一小部分，但是由于它们比表面积高，对致密砂岩储层也造成了很大影响(Stroker和Harris，2009)。一般可以通过薄片岩石物理分析、X射线衍射、显微扫描和K-Ar年代测定技术对其进行分析和研究。
(5)储层中的裂缝
裂缝既是致密砂岩中流体运移的主要通道，也是主要的油气储集空间，因此裂缝不仅控制着油气藏的分布，而且是致密砂岩油气藏开发方案研究的重点内容。下面主要对致密砂岩储层裂缝与应力的关系、微裂缝的特征和成因以及如何通过地质力学和成岩作用来描述裂缝进行说明。
A.应力引起裂缝形成和变化
岩石中的裂缝是由超过岩石破裂压力的应力所引起的。储层局部地区因区域变形而产生自然应力聚集和扰动，从而形成天然裂缝。同时，占应力对天然裂缝的产生起着较大的作用，古应力的方向与大小可以随时间而改变。地壳运动引起的褶皱、断裂和上覆岩层的剥蚀使得其上的岩层膨胀、抬升都是使应力最小面发生破裂的原因；而页岩失水、火成岩冷却、沉积岩变干燥、古喀斯特作用和溶蚀垮塌所引起的岩石体积收缩等因素也都诱使了天然裂缝的产生(Aguilera，2008)。天然裂缝对流体流动会产生影响，但在致密砂岩中，其作用往往是有利的。
地层中的天然裂缝可分为构造型(褶皱或断层)、区域型和收缩型裂缝。其中，构造型裂缝是由施加在岩石上的外力产生的，属于天然裂缝的主要类型。经过多年的勘探开发发现，致密砂岩气藏中天然气主要来自构造型裂缝。而收缩型裂缝是由内应力的变化形成的。
内应力来自周围沉积环境的改变，包括由热-弹性收缩引起的应力变化。如果致密砂岩体没有发生较大的构造运动，只是发生了微弱的变形而产生裂缝，这些裂缝则是由砂岩体内应力所产生的。图3.5描述了致密砂岩中的收缩裂缝和缝状孔隙形成过程。图3.5b展示了砂岩颗粒受到压实作用直至达到最大埋深，整个过程孔隙几乎全部被损坏，剩余的孔隙是孤立的。在这个非弹性形变过程，净平均应力连续增加，其中砂岩脱水、孔隙度和渗透率降低、有烃的产生和运移。图3.5描述的过程开始于地层抬升作用，最终使砂岩层形成了致密砂岩储层。在抬升过程中由冷凝作用引起颗粒半径减小了0.04%。该过程以弹性作用为主，净平均应力连续降低，并在易碎岩石中形成断层和裂缝，从而导致圈闭几何形态的改变和渗透率的增加。以上过程解释的是在由褶皱和断层引起的构造裂缝范围内的收缩型裂缝的形成。同时，在致密含气砂岩中也常见这种裂缝。
图3.5 致密砂岩中热膨胀内应力循环形成收缩裂缝示意图
(据Aguilera，2008)
a—原始颗粒充填状态；b—当埋深最大时数孔隙被破坏；c—岩石冷却和地层抬升产生颗粒边缘裂缝
以上说明应力可以产生裂缝，但是应力的作用也可以造成对有效的裂缝的破坏。单钰铭(2010)通过对含裂缝致密砂岩的力学变形和渗透能力的实验，分析了不同类型裂缝的变形规律和渗透率变化特征。结果发现应力作用下致密砂岩的裂缝变形特征与裂缝类型及其表面结构有关，裂缝面的结构也同时控制了裂缝渗透率的量级及其变化规律。此外，裂缝变形有明显的塑性特征并与受载历史有关，裂缝闭合变化有不可逆性。实验结果表明，在致密砂岩储层中，对含不同充填物的裂缝，其渗透能力依各自的特征随应力增大而变差。
B.微裂缝特征和成因
按规模可将低渗透砂岩储层中的裂缝分为宏观裂缝和微观裂缝两种类型(曾联波，2007)。宏观裂缝是指可以在岩心上直接观察和描述的裂缝，其张开度通常大于50μm；微观裂缝需借助于显微镜来观察和描述，其张开度通常小于50μm，主要在20μm以内。微观裂缝的开度与孔喉直径处于同一量级，虽然其渗流作用不如宏观裂缝，但它却极大地改善了储层的孔隙结构和整体性能，对特低渗透致密砂岩储层的储渗具有重要意义。微观裂缝一般用测井等常规手段无法识别而被忽视，但从裂缝的演化来看，微观裂缝可能是宏观裂缝的雏型，制约着宏观裂缝的形成与扩展。因此，研究微观裂缝的分布特征及其发育规律，对低渗透致密砂岩储层评价及宏观裂缝发育规律的认识具有重要指导作用。
根据微观裂缝分布特征，可将微裂缝分成三种类型：粒内缝、颗粒边缘缝和穿粒缝(Zeng，2010)。表3.6对这三种裂缝的分布、长度范围、开度范围和成因进行了说明。在对四川盆地上三叠系致密砂岩储层中的微裂缝研究时发现几乎所有钻井薄片中都发育粒内缝和粒缘缝，而且两种微裂缝具有较高的裂缝密度和较小的尺寸，虽对渗透率的影响相对较小，但提供了主要的储集空间(Zeng，2010)。
表3.6 致密砂岩中不同类型微裂缝特征
(据Zeng，2010)
粒内缝主要为石英裂纹缝和长石的解理缝，在石英或方解石矿物颗粒内发育没有切过矿物颗粒边缘(图3.6)。此类裂缝的规模小，在局部高密度发育。粒缘缝与颗粒边缘伴生或共生，一般发育在矿物颗粒之间，沿着矿物颗粒边缘分布，其两侧的颗粒呈线性接触，因而通常也称为粒间缝。该类裂缝规模小，延伸短，开度一般小于10μm，在一些溶蚀处可达20μm。粒内缝和粒缘缝不但是主要的气体存储空间，也是连通微孔隙的通道，这有助于增加超低渗透性存储的连通性。和粒内缝和粒缘缝相比，穿粒缝的规模较大延伸较长，它不受矿物颗粒限制，通常穿越数颗矿物颗粒以上(图3.7)。穿粒缝的开度一般小于40μm，主要为10～20μm，当溶蚀发育后的开度可达40μm以上。
图3.6 薄片中的粒内缝和粒缘缝
(据Zeng，2010)
图3.7 薄片中的穿粒缝
(据Zeng，2010)
图3.6中，A为粒内缝，位于破碎石英颗粒内部；B为粒缘缝，沿着颗粒边缘分布三种微裂缝的成因不完全相同。粒内缝和粒缘缝为强烈的机械压实作用和后期构造挤压作用形成的。穿粒缝的成因包括构造作用、成岩作用及异常高压等三种成因类型。从上述成因来看，构造作用是微裂缝形成的主要成因，在构造作用下形成的微裂缝广泛分布在各种岩性的岩石当中，方向性明显，并常有矿物充填与异常高压有关的微裂缝主要表现为延伸短、中间宽、向两侧尖灭的透镜状，通常被沥青质或碳质充填；成岩作用形成的微裂缝主要发育在岩性界面上，尤其在泥质岩类界面发育，通常顺层面分布，并具断续、弯曲、尖灭、分支等特征。
(6)地质力学和成岩作用对裂缝的影响
如何对致密砂岩储层中裂缝特征进行描述一直是地球科学家们长期面临的挑战。在二维或多维空间，露头模拟可以较完整地观察裂缝网络的几何形态(Hennings等，2000；IAubach和Ward，2006)。另外，还有多种裂缝诊断技术建立在钻井数据之上，包括从传统的裂缝岩心描述(Nelson，1985)到微裂缝的岩心薄片观察(Laubach，1997；Laubach和Gale，2006)，再到较大规模裂缝的电阻率和声波测井响应(Zemanek等，1970；Asquith和Krygowski，2004；Barton等，2009)。在地球物理方面，可从裂缝对波传播的影响推断裂缝性质(Sayers，2007)。在某些情况下，对应力状态的量化(大小和方向)分析也可用来描述裂缝特征。
Olson等(2009)把力学机制和成岩作用结合起来描述裂缝特征，发现在远低于上覆应力的孔隙压力下以及很小的拉伸应变下都可产生开启型裂缝，从而形成具有一定的流动能力和低裂缝孔隙度的裂缝网络，而且在小的地质事件中便可以形成这些裂缝，若不是观察到这些裂缝，这些地质事件多数不会被注意到。此外，这些裂缝是否保持开启以及裂缝中流体的可流动性很大程度上由成岩作用的热驱动沉淀反应所决定，而不一定是由现今应力状态所决定。
图3.8是通过对裂缝力学分析之后所建立的裂缝延伸模型模拟的结果，它模拟的是胶结良好的砂岩。其中图3.8a～c阐释了负载方向的轻微改变所导致的裂缝几何模式的多样性。图3.8d～f是对这三个不同的模拟中裂缝开度分布的描述。在这三种情况中裂缝总数为100条，初始0.1m，然后受到双轴应变而延伸。模拟结果中，裂缝的几何形态可为随机多边形模式(图3.8a，d)，也可为网格状模式(图3.8b，e)，或为一组平行的裂缝模式(图3.2.8c，f)。这三个模拟结果之间的差异，是由于初始水平应变改变而形成的各向异性导致的。在这三种情形中y方向的初始应变皆为零，但x方向的初始应变有差异。图3.8a，d中x方向的初始应变为零，图3.8b，e中x方向的初变为-1×10-4，图3.8c，f中x方向的初始应变为-2×10-4。结果表明应变状态的微小差异(10-4应变级别)就可很大程度地改变裂缝几何形态(Olson等，2009)。
模拟结果同时说明延伸的开启型裂缝模式也可由很小的应变增量(10-4数量级)产生，如果不是根据所产生的裂缝模式，如此小的应变会很难被察觉到。模拟得到的裂缝所受到的应变，与致密砂岩中实测的小裂缝对应的应变是一致的(Hooker等，2009)。
对于上述模拟结果，为了研究不同裂缝模式对流体流动性质的影响，运用有限差分法把x和y方向的有效渗透率定量化，计算的结果表明在部分充填的裂缝中极不均匀的石英胶结物厚度与石英晶体生长速率息息相关。为了估计石英胶结物生长速率对裂缝渗透率的影响，Laubach(2003)提出了一个在许多富石英砂岩中的经验观察的门限值，如果动态开度低于此门限，裂缝会被胶结物完全充填并堵塞；如果高于此门限，裂缝仅被部分胶结或完全开启。该门限值也可以通过选取石英的最小生长速率来估算，这样如果裂缝张开速率大于石英晶体最大生长速率的裂缝段，仅会形成自形石英薄层。为了证明准动态胶结(synkinetic cement)对流体流动的影响，Olson等(2009)还在特定的门限值范围内重新计算了网格状裂缝模式(图3.8e)的渗透率，发现由于裂缝开度大小不同，导致在较高门限值下渗透率急剧下降，而且，尽管渗透率下降了将近三个数量级，但是x方向的有效渗透率仍然明显的高于基质渗透率。这些考虑了准动态胶结作用得到的渗透率值在致密砂岩或致密的裂缝型碳酸盐岩中更具有代表性(Philip，2005)。这样通过地质力学原理进行了裂缝延伸模拟，再结合致密砂岩层中裂缝内的石英胶结作用，可以更好地来描述其中的裂缝特征。
虽然明确了天然裂缝的成因及其特征，并且肯定天然裂缝对致密砂岩气藏至关重要，但是关于天然裂缝在低渗透致密砂岩气藏开采中是否增加天然气产量的研究还很不充分。比如，在Piceance和San Juan盆地，多位研究者收集了很多的资料证明天然气产量和天然裂缝系统间存在积极的关系。而在其他盆地，例如Greater Green River盆地，这种作用却不是很明显。也就是说，在Greater Green River盆地，无法建立气体产量和天然裂缝之间的相关关系。虽然如此，但是许多研究中证实了天然裂缝确实增加了水流速率，而且会影响会力压裂所产生的裂缝位置(Shanley等，2004；Aguilera，2008)。正如 Shahamt和Aguilera(2008)所说，尽管天然裂缝使得对致密储层的地质分析和试井解释变得更困难，但是由半无限弹性介质中100条初始裂纹产生的垂直裂缝网络，(xy)面积大小为7.2m×7.2m，图3.8a-c中实线为裂缝类型区域边界；裂缝限制在6m×6m的网格内；仿照较薄厚度的实际地层，裂缝的固定高度限制为1m，但模型在x方向厚度不限。轮廓图(3.8a～c)和裂缝三维分布图(3.8d～f)是根据初始应变各向异性的三种不同条件下得到的结果。其中图(3.8a，d)为各向同性的初始应变；图(3.8b，e)为平行x方向的约束应变εx＝-1×(10-4；图3.8c，f为初始应变εxx＝-2×10-4。裂缝开度分布图3.8d～f以每个裂缝单元的中心为中心，并以平均开度为直径进行绘制。图中比例尺见每个图左下角的四分之一圆，其直径代表1×10-3m，约比实际放大150倍。它们的存在确实对生产有至关重要的作用，在对低渗透致密砂岩气藏的开发过程中不应该被忽略掉，而且对其研究任重而道远。
图3.8 裂缝网络形成的模拟结果
(据Olson，2009)
(7)毛管压力
低渗透致密砂岩储层一般有较高的毛管压力，束缚水饱和度变化也比较大，其主要是由于致密砂岩中复杂而微细的孔喉结构造成的。在润湿相饱和度达50%情况下，通过压汞法、高速离心(水浸)法测得的毛管压力一般大于1000psi(6.9MPa)，表明岩石具有很小的孔隙喉道，大部分孔喉直径小于0.1μm(Shanley等，2004)。在原始地层条件下，高毛管压力一般导致中等偏高的含水饱和度。不论是在致密砂岩储层还是在常规储层中，高的含水饱和度都会减少或者阻塞油气流。
毛管压力的测量对研究孔隙结构和孔喉的分布是有利的，特别是在致密砂岩储层中。对于常规储层，通常采用多孔板法、高速离心法和高压汞注入法(MICP)来测量毛管压力。但是，由于致密含气砂岩的毛管压力一般较高，不适宜采用多孔板法和高速离心法。另外，虽然高压汞注入法的速度快且能很好地确定岩石孔喉尺寸和分布效果，但是该方法使用接触角和表面张力参数来测量毛管压力，这对于极低含水饱和度和极高毛管压力的致密含气储层也是不合适的。于是研发了蒸汽解吸附法来测量致密砂岩储层中的毛管压力。通过用由蒸汽解吸附法、离心法、多孔板法和MICP法对Bossier致密含气砂岩的毛管压力进行测量，结果发现蒸汽解吸附法是在高毛管压力致密砂岩气储层中获得精确低含水饱和度的可靠方法(Dernaika，2010)。
通过以上对致密砂岩储层的孔渗性、胶结物和黏土矿物、裂缝及毛管压力等的研究总结出致密砂岩储层的基本地质特征，并使之与常规储层进行了对比，总结于表3.7。
表3.7 致密砂岩储层的基本地质特征及其与常规储层的对比
(据张哨楠，2008，修改)