储集岩孔隙演化及其控制因素.doc

储集岩孔隙演化及其控制因素碎屑岩储层及其储集性能既受沉积相的控制，又受到成岩作用的强烈影响。高能环境形成的高渗透砂体由于强烈的成岩作用改造可能变为低渗透砂体甚至为非渗透砂体。因此，在评价和预测碎屑岩储层时，还必须详细研究成岩作用对砂体储集性能的影响及控制成岩作用的地质因素。第一节 碎屑岩成岩作用与孔隙演化根据成岩作用对砂体孔隙演化的影响，可将碎屑岩成岩作用类型分为二大类：(1)降低砂体孔渗性的成岩作用，主要有机械压实作用和胶结作用，其次为压溶作用和重结晶作用；(2)增加砂体孔渗性的成岩作用，主要为溶解作用。交代作用对孔隙的影响不大，但可为后期溶解作用提供更多的易溶物质从而有利于溶解作用的进行。一、成岩作用与孔隙的形成和破坏现代沉积中的陆相沉积砂层，孔隙度一般大于35%，有的可高达50%，但地下碎屑岩的孔隙度都不同程度地低于现代沉积砂层，一般小于25%，有的可低到10%以下，这主要是成岩作用影响的结果，其中主要为压实作用和胶结作用的破坏，在较深层（3000m）还有压溶作用。另一方面，砂体溶解作用又可形成次生孔隙，从而增高孔隙度。1.压实作用及其对孔隙的破坏(1)压实成岩效应机械压实作用是沉积物在上覆重力及静水压力作用下，发生水分排出，碎屑颗粒紧密排列而使孔隙体积缩小、孔隙度降低、渗透性变差的成岩作用。经机械压实作用后，沉积物会发生许多微观变化，主要有：(a).碎屑颗粒的重新排列，从游离状到接近或达到最紧密的堆积状态；(b).塑性岩屑挤压变形；(c).软矿物颗粒弯曲进而发生成分变化；(d).刚性碎屑矿物压碎或压裂。机械压实作用的最终成岩效应是减小粒间体积，使原始孔隙度降低。沉积物被压实固结的程度可称为压实作用强度。定性表征压实作用强度的方法通常是通过岩石薄片观察碎屑颗粒的接触关系。随着压实强度的增大，碎屑颗粒接触依次为点接触、线接触、凹凸接触、缝合接触。压实作用强度也可进行定量表征。表征方法较多，在此介绍二种：A.颗粒填集密度测量一般是在岩石薄片中进行测定、统计和分析。薄片下统计填集密度的公式为：显然，填集密度越大，压实强度也越大。根据颗粒填集密度，按研究区最大原始孔隙度计算压实后损失的孔隙度，并按一定井段间隔计算孔隙压实梯度，以反映压实作用强度。根据这种方法可对压实作用强度进行分级(表31)。表31 压实作用强度分级(引自裘亦楠，1994)压实作用强度弱压实急剧压实强压实颗粒填集密度70%70%90%90%压实后损失的孔隙度10%11%27%27%孔隙压实梯度1%，100m1%，100m0.5%,100mB.压实率通过砂体原始孔隙体积与压实后的粒间体积进行对比，计算压实率。压实率反映了砂体压实后原始孔隙体积降低的百分比。上式中，原始孔隙体积可通过岩石颗粒粒度和分选性应用Sneider图版进行估算，而压实后粒间体积一般是通过薄片估算的。粒间体积包括孔隙体积、胶结物体积和泥质杂基体积。在压实率计算中，最好在每个深度段选择不同岩性进行计算，并建立不同岩性的深度压实率剖面。根据压实率，可对砂体压实作用强度进行评价(表32)。表32 压实作用强度分级压实作用强度弱压实中等压实强压实压实率50%50%70%70%损失的孔隙度10%10%25%25%(2)压实作用的控制因素影响机械压实强度的因素很多，如埋藏深度、沉积物组分、粒度、分选、早期胶结作用、地温梯度、异常高压带等。埋藏深度的影响随埋藏深度增加，压实强度也增加，孔隙度明显降低。Selley(1978)收集了许多地区孔隙度与埋深之间关系的资料，编制了孔隙度与埋藏深度的关系图(图31)。在浅处（500以内），孔隙度急剧降低，压实速率大，然后稳定压实，3000以下压实影响很小。图31 未变质盆地中孔隙度与埋深关系图(据Selley，1978）贝丰等在实验室对干粘土、干纯石英砂及其混合物作了压实模拟实验，并得出不同的压实曲线(图32)。总的来说，孔隙度随着上覆地层压力的增加呈指数形式降低。这种关系可用相应的数学表达式来表示：式中随压力而变化的孔隙度，%；0原始孔隙度，%；p上覆地层压力,10-3mPa；c与压实速率、沉积物粒度等有关的常数。沉积物组分的影响沉积物组分形变特征对压实作用的影响也很大。机械上不稳定的岩石组分(如泥岩岩屑)，在埋藏过程中易压实变形而降低沉积物原始孔隙度。根据碎屑岩组分的形变特点，可分为弹性形变组分和塑性形变组分(表33)，后者对压实作用比较敏感。图32 干粘土及石英砂的压实曲线(据贝丰，1985)A典型干粘土的压实曲线； B干纯石英砂的压实曲线；C干粘土与干砂不同比例混合的压实曲线表33 碎屑岩组分的形变类型形变类型形变特点矿物碎屑岩石碎屑填隙物弹性形变组分去掉载荷可以恢复原形石英、未蚀变长石、晶屑石英岩、燧石、花岗石、片麻岩、碳酸盐岩亮晶方解石及白云石、硬石膏塑性形变组分去掉载荷不能恢复原形蚀变长石、云母及绿泥石等片状矿物泥岩、片岩、喷出岩、凝灰岩泥质杂基、泥灰质杂基、石膏 朱国华(1984)对陕甘宁盆地马岭油田不同物源河道砂岩的压实作用及其对油气储集性的影响进行了研究。在马岭油田南区，侏罗系河道相延10砂岩的沉积物母岩以古老的结晶片岩和结晶岩为主，砂岩中含塑性组分多，低级变质岩屑和绢云母化长石达20%，受机械压实作用影响十分明显，原生粒间孔仅残留1%2，仅有较多的微孔隙，故孔喉和渗透率较小；在马岭油田的中区和北区，河道相砂岩的母岩以沉积岩为主，形成纯石英砂岩，受压实作用影响小，石英次生加大较发育，残留的大孔隙多，微孔隙少，所以孔喉和渗透率均明显地大于含塑性组分较多的砂岩。我国西北侏罗系碎屑岩组分以岩屑为主，且多为易塑性变形的喷出岩和凝灰岩岩屑，因而砂体压实作用强度较大。如在三塘湖盆地，侏罗系埋深超过1500，其压实率便可达到70%以上，达到强压实程度，这与高成分成熟度的砂体压实作用有较大的差别。碎屑分选性和粒度的影响碎屑分选性对压实作用有一定的影响。在其它条件相同的情况下，砂岩的分选愈好，压实作用强度愈低，其孔隙度愈高。砂岩粒度与压实作用也有明显的关系。泥质沉积物压实强度大，而砂层的压实强度相对较小。但砂粒较粗时，压实强度反而较大(图32)。当沉积的粗砂和细砂有相同的孔隙度时，粗砂的机械压实作用比细砂进行得更快。粗砂每单位体积内的接触点要比细砂少，对于几何上相等的排列，每单位体积内，粗砂(粒径d1)和细砂(粒径d2)接触点之比为与之比。粗砂接触点少， 则对于给予接触点上的压力粗砂要比细砂大，其作用于表面的剪切分力也大，它就较易克服摩擦力而移动，使之易于压实。异常压力的影响地层的异常高压能降低作用于岩石的压实强度。因为异常高压带的孔隙水压力超过地层压力，大大降低了砂岩中的有效应力，从而抑制压实作用。李绍光(1982)对北大港构造带及钱凯(1986)对柴达木盆地第三系砂岩压实作用的研究表明，压力系数大于1.34的高异常压力区，深层砂岩孔隙度较高，而在低异常压力区，深层孔隙度较低，表明超高压孔隙流体对砂岩压实及石英次生加大有抑制作用，有利于保存深层孔隙。早期胶结和溶解作用的影响砂体的早期胶结和溶解作用对压实作用强度有很大的影响。砂体的早期胶结，增大了砂体的抗压强度，因而在一定程度上抑制了压实作用，降低压实强度。这些早期胶结物若后期发生溶解，则可形成良好的次生孔隙。因此，早期胶结作用对储层性能的改善起着积极的作用。当然，其前提是早期胶结物不能将孔隙全部填满，否则溶解流体难于渗流其间形成次生孔隙。砂体的早期溶解作用，降低了压实的抗压强度，因而增大了压实作用强度。一般地， 早期溶解作用形成的孔隙很难在深处保存下来，大都被压实作用所破坏。因此，在某种程度上，固结成岩前的早期溶解作用对储层性能的改善不仅不起积极作用，反而起破坏作用。煤系地层中的砂体往往形成低渗储层，其重要原因之一便是由于煤系地层早期酸性水的排出，使得早期胶结作用(特别是碳酸盐胶结作用)弱，且出现早期溶解作用，从而降低了砂体的抗压强度、增大了压实强度，使粒间孔隙度大幅度降低。2.压溶作用随埋藏深度的增加，当上覆地层的压力超过孔隙水所能承受的静水压力时，或者岩石受较强的构造应力作用时，会引起颗粒接触点上晶格变形和溶解，这种局部溶解称为压溶。影响压溶的因素很多，如粒度、粒表水膜和粘土膜、孔隙水的pH值和温度等。石英压溶是最常见的现象，压溶作用会造成石英颗粒之间相互穿插的现象，形成颗粒之间线接触、凹凸接触及缝合线接触，从而降低岩石的孔隙度。同时，压溶作用增加了孔隙水中Si4+的浓度，易形成石英次生加大，亦能降低岩石的孔隙度。压溶作用主要发生于3000米以下。3.胶结作用与孔隙的破坏胶结作用是指矿物质在碎屑沉积物孔隙中沉淀，并使沉积物固结为岩石的作用，它是使储层孔隙度降低的重要因素。胶结作用的成岩效应是堵塞孔隙，但不减小粒间体积，这与压实作用的成岩效应有所差别。胶结物的矿物种类很多(表34)，但就数量而言，主要胶结物为碳酸盐和二氧化硅矿物。而在一些岩屑砂岩、杂砂岩和火山碎屑岩中，其主要胶结物为粘土矿物、沸石和其它硅酸盐矿物；在有的砂岩中氧化铁可能是主要的胶结物；有的砂岩则为石膏和其它蒸发盐矿物所胶结。表34 我国陆相砂岩中的胶结物胶结物种类出现频率胶结产状石英次生加大长石次生加大+ + +加大式碳酸盐类方解石铁方解石白云石铁白云石菱铁矿片钠铝石+ + + + + + + + +孔隙充填(微晶、嵌晶、连晶)孔隙充填孔隙充填孔隙充填孔隙衬边、孔隙充填孔隙充填(见于二氧化碳气层)粘土矿物高岭石绿泥石伊利石蒙脱石伊/蒙混层+ + + + + + +孔隙充填孔隙衬边、孔隙充填孔隙衬边、孔隙桥塞孔隙衬边、孔隙桥塞孔隙衬边、孔隙桥塞、孔隙充填硫酸盐类石膏硬石膏重晶石天青石+ + +孔隙充填孔隙充填孔隙充填孔隙充填沸石类浊沸石方沸石片沸石+ + + +孔隙充填孔隙充填孔隙充填(1)自生胶结物的分布方式自生矿物的胶结方式主要有孔隙充填、孔隙衬边、孔隙桥塞和加大式等类型(图33)。孔隙充填式胶结胶结物分布于颗粒之间的孔隙中，称为孔隙充填物。这是一种最广泛的胶结方式。自生粘土矿物(特别是高岭石)、碳酸盐、硫酸盐、沸石类胶结物多呈这种产状。根据自生矿物晶体的大小，孔隙充填方式又可分为微晶充填、嵌晶充填和连晶充填。孔隙衬边式胶结胶结物分布在颗粒外部，包裹整个颗粒。在颗粒表面垂直生长或平行颗粒分布(切向排列)，贴附在颗粒表面，因此有人也称其为薄膜式胶结。如伊利石、针叶片状绿泥石、菱铁矿等。孔隙桥塞式胶结亦称桥状或搭桥状，多为自生粘土矿物的胶结产状。粘土矿物自孔隙壁向孔隙空间生长，最终达到孔隙空间的彼岸，形成粘土桥。最常见的是多种条片状、纤维状的自生伊利石，它们在孔隙中可形成网络状的分布，分割大孔隙而使其变成微孔隙，使流体流动通道曲折多变(图33)。另外，蒙脱石和混层粘土矿物也可在孔隙喉道处形成粘土桥。加大式胶结主要为石英次生加大和长石次生加大。自生石英在石英颗粒边缘加大式生长，或自生长石在长石颗粒边缘加大式生长。如图33。图33 自生胶结物的产状(2)不同自生矿物的胶结作用下面简单介绍碳酸盐、氧化硅、粘土矿物、沸石及其它自生矿物的胶结作用及其影响因素。碳酸盐胶结作用碳酸盐胶结物种类多，其中方解石是碳酸盐胶结物中最普遍的矿物，其次为白云石、铁白云石和菱铁矿，另外在有些砂岩中还发现菱锰矿结核，在有些岩石中还见有片钠铝石。文石胶结物只在现代砂层中发现，在较老的砂岩中均已转变为低镁方解石。孔隙水中含有一定数量的碳酸盐是碳酸盐胶结物形成的前提，适宜的物理化学条件(尤其是溶液的pH值)是碳酸盐胶结物沉淀的关键。在成岩过程中，碳酸盐胶结物可形成于不同的成岩阶段，并具有不同的特征(表35)。表35 不同成岩期形成的碳酸盐矿物特征(据周自立、朱国华，1992)主要特征早期碳酸盐矿物晚期碳酸盐矿物形成时期主要压实期以前主要压实期以后矿物种类方解石、白云石铁方解石、铁白云石结构特点微晶或环边状中、细晶、嵌晶及连晶分 布少，常呈透镜状呈层状，分布广成岩作用性质砂层孔隙水沉淀埋藏成岩作用 早期沉淀的方解石及白云石，多出现在砂岩顶、底部，形成透镜状非渗透砂体，终止或阻碍其他晚期成岩作用(如石英次生加大等)的进行。早期胶结作用虽然破坏了原生孔隙，但可为后期溶解作用提供易溶物质。晚期铁方解石及铁白云石(包括鞍状白云石)，形成于埋藏成岩作用。随地层埋藏深度增加(或温度增高)，晚期碳酸盐有增多趋势。晚期碳酸盐胶结物的成分主要来自围岩(Frank,1979)。在我国陆相湖盆砂体中，碳酸盐胶结作用具有如下一些特征，即薄层砂层比厚层砂岩中的碳酸盐含量高；厚层砂岩顶底部的碳酸盐含量较中部为高；三角洲前缘分流河道底部含砾或砾状砂岩常被碳酸盐矿物所胶结；开阔湖相页岩中夹的砂岩，含有较多铁白云石胶结物；油页岩中夹的砂岩，含有较多含铁方解石胶结物。由此可见，砂岩中碳酸盐岩胶结物的分布、含量及矿物种类，都直接或间接地受沉积相控制，并与地温变化有关。氧化硅胶结作用氧化硅胶结物可以呈晶质和非晶质两种形态出现。非晶质的为蛋白石A，蛋白石CT，晶质的为玉髓和石英。蛋白石胶结物常与硅质生物溶解和沉淀有关，比较少见。硅质胶结最常见的形式是石英颗粒光性连续增生，即石英次生加大，常形成石英自形晶面，或相互交错连接的镶嵌状结构。通常将石英加大分为四级：级加大：在薄片下见少量石英具窄的加大边或自形晶面。级加大：大部分石英和部分长石具次生加大，自形晶面发育，有的可见石英小晶体。级加大：几乎所有石英和长石具次生加大，且加大边较宽，多呈镶嵌状。级加大：颗粒之间呈缝合接触，自形晶面基本消失。石英次生加大对砂岩孔隙度的影响程度差异很大，这取决于石英次生加大的强度。中国东部中、新生代储油的长石砂岩，一般石英次生加大较弱，仅使孔隙度降低35%，孔喉及渗透率降低并不很大。但在有的盆地或某些深埋的砂体中，石英次生加大很强，使砂岩变为致密层或极低渗透层，失去储集性能。影响石英次生加大的因素很多，既有岩性因素，也有动力因素(表36)。表36 影响石英次生加大强度的因素(据周自立，采国华，1992)影 响 因 素增 强 因 素抑 制 因 素岩性因素支撑方式颗粒支撑杂基支撑石英碎屑含量多少原生孔隙度高低原生孔隙大小大小碎屑薄膜胶结物少多动力因素地温6060地压正常异常压力流体性质水层及油水层油层岩性因素对石英次生加大的影响比较明显，这些岩性因素是碎屑沉积物母岩及沉积环境所决定的。富含石英的河道相砂岩及三角洲前缘相砂岩，一般石英次生加大较强，低能环境形成的富含泥质的砂岩，如河漫滩砂岩和粉砂岩，少见石英次生加大。地层动力因素对石英次生加大的影响也是很重要的，已日益引起重视。地温对石英次生加大有明显影响。以渤海湾盆地为例，石英次生加大出现的最浅深度为1500米，出现于高地热区(地温梯度高达4.6/100米)；在地温梯度较低的地区，石英次生加大出现的深度增加(周自立，1987)。通过计算，石英次生加大的初始形成温度大于60。当地温大于90，石英次生加大普遍。因此，石英次生加大有随砂岩埋藏深度增强的趋势。地层压力变化也影响石英次生加大。异常高压能抑制石英次生加大(李绍光，1982；钱凯，1987)，有利于保存孔隙。砂岩中流体性质变化能影响石英次生加大。陕甘宁盆地马岭油田中北区，在油藏油水边界含水侧的侏罗纪石英砂岩中，石英次生加大很强，常在油藏外围形成一个低渗透带，并伴有硬石膏、白云石、菱铁矿及黄铁矿等自生矿物，影响开发过程中边水能量的补充；在油藏中部，砂岩中石英次生加大比较微弱，因次生加大形成于油气聚集期后，而油气的存在对成岩作用有抑制作用(朱国华，1982)。粘土矿物胶结作用在陆相储油砂岩中，或多或少地存在着粘土矿物，其中包括陆源它生粘土矿物和自生粘土矿物胶结物。自生粘土矿物是成岩矿物，而它生成因的粘土是沉积时期混入砂粒中的粘土。这两类粘土矿物的形态、结构及分布特征均有所差别，可加以区分。常见的自生粘土矿物胶结物有蒙脱石、高岭石、绿泥石、伊利石及伊蒙和绿/蒙混层粘土矿物。这些粘土矿物对油气储集性能有很大的影响。砂岩中自生矿物的生长，反映渗流孔隙水与碎屑颗粒的相互作用。主要控制因素是孔隙水的成分及性质、孔隙水中砂粒的化学稳定性以及砂岩的孔隙度和渗透率。酸性孔隙水有利于形成高岭石类矿物，而碱性孔隙水有利于形成和保存其它粘土矿物。通常最容易与渗流孔隙水起反应的碎屑是火山玻璃、岩屑、长石、铁镁矿物及碳酸盐颗粒。在长石砂岩中易于形成伊利石、高岭石，在岩屑砂岩和杂砂岩中以伊利石为主，而蒙脱石主要形成于火山碎屑岩中。 自生粘土矿物的形成及其所造成的地球化学变化总结于表37。这类地球化学变化，又可使孔隙水化学性质发生变化，因而能进一步引起其它成岩变化。砂岩中先期胶结作用和运移到孔隙中的烃类会阻止自生粘土矿物的形成。在油气成藏期研究中，人们常通过伊利石KAr同位素测年的方法来确定油气侵入储层的时间，其依据便是油气进入储层后，阻碍了储层流体与外界含K+流体的离子交换，因而中止了伊利石的生长过程。因此，油层中最后一期生长的伊利石的年龄便大体相当(略早)于油气侵入储层的时间。沸石类胶结作用沸石类胶结物较为少见，但在某些盆地个别层位的砂岩中可作为主要胶结物出现。较常见的有浊沸石、方沸石、片沸石，它们可以形成于各个成岩阶段。有利于形成沸石的介质条件是pH值高，富含SiO2及钙、钠离子的高矿化度孔隙水及适当的CO2分压。沸石在火山碎屑岩中最为丰富，火山碎屑的蚀变是砂岩中沸石类矿物的主要来源。富含钠长石的砂射，在高pH值的成岩环境中也容易形成浊沸石。表37 粘土矿物的形成、转化及伴生的地球化学变化形成的粘土矿物原始物质成分原成分地球化学变化组分增多组分减少高岭石长石H2OK+,SiO2孔隙水Al2O3,SiO2, H2O伊利石高岭石K+,SiO2Al2O3,H2O,Na+蒙脱石K+SiO2, H2O,Na+Ca2+,Mg2+,Fe2+蒙脱石火山玻璃H2ONa+, K+ ,Ca2+朱国华(1985)对陕甘宁盆地陕北地区延长统的浊沸石的形成进行了深入的研究。该砂岩为长石砂岩(斜长石大于60%)，浊沸石多数呈孔隙充填形式产出，也有少量以交代长石和火山碎屑形式出现。根据该区延长统埋深小于2500米，镜煤反射率0.5%0.88%，估算浊沸石形成温度为5080，显然是在低温下形成。他认为斜长石的压溶及其与孔隙水的相互作用是延长统砂岩中浊沸石形成的主要方式，其反应式为：2CaAl2Si2O3+2Na+4H2O+6SiO2CaAl2Si4O124H2O+2NaAlSi3O8+Ca2+ (钙长石) (浊沸石)(钠长石)该区浊沸石胶结物既起了堵塞孔隙的作用，又起了支撑作用，使骨架颗粒免遭强烈压实，并为后来次生溶蚀孔隙的发育奠定了物质基础。浊沸石次生孔隙砂体成为陕北地区延长统的主要储油砂体。长期以来，很多地质、矿物和岩石学者都把浊沸石的出现作为低变质相的标志，认为浊沸石形成于较高温(200250)条件。按此观点，浊沸石在剖面上的出现就代表了石油的死亡线，这显然与上述的陕甘宁等地区含浊沸石砂体含油气的事实相矛盾。事实证明，浊沸石既可在高温，又可在低温条件下形成，它不仅与温度有关，还取决于岩石成分及孔隙流体的性质。除上述胶结物外，在砂岩中，还有其它一些自生矿物胶结物，如长石、石膏、硬石膏、氧化铁等，它们在数量上并不重要，但它们的存在对于研究成岩历史、推测各种自生矿物的共生和起源有着重要意义。(3)自生胶结物对砂岩储集性能的影响自生胶结物对储层的影响，总的趋势是使孔隙和喉道变小，使孔隙形态复杂化，因而降低了其储集性能，严重的致使岩石丧失储集能力而成为非储层。如一些岩石中的晚期方解石胶结物将孔隙空间全部堵塞，使其成为致密岩石。显然，胶结物含量越多，对储层的储集性能影响越大。在实际工作中，我们常用胶结率来定量表示胶结作用对砂体孔隙性的影响：从上式可以看出，胶结率反映了胶结作用降低砂体原始孔隙体积的百分数，亦即反映了胶结作用的强度。值得重视的是，胶结作用对岩石储集性能的影响最主要的是表现在对渗透率的降低，因为胶结作用直接减小孔隙喉道的大小。岩石孔隙的喉道一般较小，喉道胶结作用则会大大降低岩石的渗透率(因渗透率与喉道半径的平方成反比)，而不同的胶结方式对渗透率的影响有较大的差别(图34)。下面，以自生粘土胶结作用为例，说明胶结作用对岩石储集性能的影响。 对于孔隙充填式胶结，自生粘土以质点方式充填于孔隙度，不仅降低孔隙度，而且使原始粒间孔隙变成被许多的粘土质点所分隔的微细孔隙，从而降低了岩石的渗透性。分散质点状粘土(如高岭石)充填孔隙，最主要的是使岩石渗透率降低，而总孔隙度则变化不大，如北海油田某井侏罗系砂岩储层，高岭石从2.4%增至19%，孔隙度则由24.6%变到22.4%，而渗透率则从140010-3m2降至1510-3m2。可见粘土矿物对渗透率的影响是如此之大。孔隙衬边粘土矿物沿颗粒边缘形成粘土薄膜，从而减小了孔隙的有效半径，并且常常造成孔隙喉道的堵塞。Galloway曾估算，围绕碎屑颗粒的粘土可使颗粒半径增加16%，这时颗粒半径的增加虽然很少，但可大大减小孔隙喉道，因而渗透率降低得更多，且对于细砂岩比中粒砂岩影响更大。孔隙桥塞(搭桥状粘土)，特别是纤维伊利石在孔隙中的搭桥，使砂岩原来的粒间孔隙被肢解切割，变得迁回曲折，大孔隙变成粘土矿物晶间的微孔隙。因此整个岩石的渗透性极低，大都小于110-3m2。对于具有不同粘土产状的砂岩层来说，在颗粒粒径相同和粘土矿物含量相似的条件下，孔隙桥塞粘土对渗透率影响最大，其次是孔隙衬边粘土，而分散质点粘土对渗透率的影响相对较小。而当粘土总含量增加时，储层渗透率均会降低，只不过不同产状粘土使渗透率降低的程度不同而已。在低渗透储层中，微孔隙可占总孔隙体积的40%50%，个别可达80%以上。微孔隙导致比表面增加，使束缚水饱和度增加，因此，微孔隙含量高的储层，不仅有效流动空间少，而且油相渗透率亦大大降低。4.溶解作用与次生孔隙的形成沉积物埋藏后，随着上覆地层的不断叠加(即埋深不断增加)，岩石原始孔隙由于机械压实作用、压溶作用及胶结作用而不断减少，原始孔隙度降低，甚至原始孔隙基本消失。但是，在地下深部，仍可发育良好的油气储层，这主要是次生孔隙发育的缘故，而溶解作用是地下深部碎屑岩次生孔隙发育的最重要的因素。碎屑岩中各种碎屑组分、胶结物及杂基，在特定的成岩环境下都有可能发生溶解作用而形成次生孔隙。以次生孔隙为主的砂体可以构成良好的烃类储集体。 早在1934年，Nutting就发现了次生孔隙的存在，但在相当长的历史阶段，砂岩次生孔隙一直没有受到重视。人们往往把次生孔隙解释为地层出露地表受大气水淋滤溶蚀的结果，而没有认识到地下深部次生孔隙的发育及其对油气聚集的意义。1976年以后，Schmidt、Hayes、Ptiiman等研究了欧美不同地质背景下砂岩次生孔隙的发育情况，认识到地下深部砂岩次生孔隙发育的普遍性和对油气聚集的重要性，从此，砂岩次生孔隙的研究得到了广泛深入的开展。碎屑岩中次生孔隙从成因上讲包括三大类：一是由溶解作用形成的次生溶孔，二是由成岩收缩作用形成的收缩裂缝，三是由构造应力作用形成的构造裂缝(图35)。关于裂缝，将在第五章详细介绍。在此重点介绍溶解作用。岩石的溶解作用包括沉积物的溶解、自生胶结物的溶解和自生交代物的溶解。沉积物溶解产生的孔隙：它是很常见也很重要的一种类型，由可溶性颗粒和可溶性基质(表38)的选择性溶解而形成。这些可溶性性质的溶解可以产生大量的孔隙。自生胶结物溶解产生的孔隙：它可能是最常见的一种次生孔隙类型。溶解的胶结物大多是碳酸盐矿物，如方解石、白云石和菱铁矿，也有绿泥石、蒙脱石、沸石、硬石膏等(表38)。这些胶结物在溶解前，可能存在于任何原生和次生孔隙中，而胶结物的溶解则可使孔隙重新开启和连通。自生交代矿物溶解产生的孔隙：此种孔隙通常在砂岩次生孔隙中占有一定的比例，它们是由交代沉积组分的可溶性矿物，主要是方解石、白云石、菱铁矿等(表38)，经选择性溶解而形成。表38 砂岩中的可溶组分(据Hayes，1979)碎屑类自生类长石(主要为斜长石)黑云母角闪石辉石其他重矿物燧石碳酸盐岩碎屑钙质和硅质的化石碎屑火山玻璃和细粒火山岩碎屑充填孔隙的胶结物，特别是：碳酸盐绿泥石蒙脱石沸石硬石膏交代矿物，特别是：碳酸盐绿泥石混合层粘土沸石碎屑黑云母以成岩作用中蚀变为粘土和碳酸盐的混合物，进而被溶解为特征。图36 混合孔隙发育示意图(据V.Schmidt,1979)有的次生孔隙是复杂成因的，即由几种成因类型的次生孔隙组成。Schmidt(1979)把这种不同成因的次生孔隙组合，以及原生孔隙和次生孔隙的组合，称为“混合孔隙”(图36)。从这种意义上来说，碎屑岩中的孔隙基本上是混合孔隙。二、孔隙演化的地球化学次生溶孔的形成及孔隙的胶结堵塞实际上是化学反应过程。以前人们多着重于从岩石学和无机化学方面来研究孔隙的形成和演化。80年代开始，国外一些学者(如Surdam,Meshri,Crosscy，1982、1984、1985、1989)应用岩石学和有机地球化学相结合的方法，对孔隙演化进行了别开生面的研究，并取得了令人瞩目的成果。理论和实践均表明，应用岩石学和地球化学相结合的方法研究烃源岩/储集岩成岩体系中的有机无机反应机制，可为储层孔隙演化和预测提供一种很有前景的途径。烃源岩/储集岩体系中的有机无机反应控制着砂岩成岩作用。在干酪根大量生烃之前，干酪根的含氧基团因降解作用和(或)矿物氧化剂引起的化学降解作用而断裂，产生大量的有机酸和(或)酚，同时发生的蒙伊粘土矿物转化脱水所产生的水作为载体输入邻近的砂岩，对砂岩中的碳酸盐矿物和铝硅盐矿物进行溶解，便可形成次生孔隙。另外，大气淡水及地下碳酸(有机或无机成因)亦可导致岩石矿物的溶解。1.孔隙中的溶解流体什么样的流体能够溶解岩石矿物呢?一般地，对地下岩石矿物起溶解作用的溶剂主要有大气淡水、有机酸、酚及碳酸。在不同的成岩体系，砂岩孔隙中的流体组成及其水化学性质有较大的差别。大气淡水对岩石矿物的影响主要是在地表和近地表，通过断层和裂缝可延伸至地下深处；有机酸、酚、碳酸则是地下形成的，因而其作用范围主要是在地下地层中。(1)大气淡水在沉积间断和不整合之下的砂体或砂岩，会受到大气淡水的影响，其作用范围主要在浅处地层，但通过断层和裂缝亦可延伸至深达3000m的深处。由于大气淡水为酸性水，含CO2，且pH值低，因而对碳酸盐、长石、黑云母等矿物有溶蚀作用。Krynine(1947)首先提出了次生孔隙的产生与不整合面的关系。他强调，在沉积体抬升和风化期间，砂岩中的碳酸盐胶结物遭受溶蚀。Lundegard认为北海侏罗系Brent砂岩中长石溶解和高岭石沉淀与海平面下降期的侵蚀和雨水作用有密切关系。 我国华北地区石炭系和二叠系砂岩的孔隙分布也明显受不整合面控制。在一直下沉地区或远离剥蚀面的岩层中，由于压实和胶结作用，砂岩孔隙度一般在5%左右，而在古隆起、古风化壳附近，砂岩次生孔隙可达2030%(郑俊茂，1989)。上述次生孔隙基本上是由于大气淡水在沉积间断和不整合面附近的溶解作用形成的，与有机成岩作用无关。在深部地层，次生孔隙的形成则主要与沉积物中有机质演化相关联的溶解作用有着密切关系。其中溶解流体主要为有机酸、酚和碳酸。(2)有机酸和酚有机酸和酚是导致岩石组分溶解的重要溶剂。研究表明，油田水中普遍存在含量较高的短链水溶性的一元、二元羧酸。Surdam等(1984）、Kharaka等（1985）、Donald等（1988）对油田水中各种羧酸的浓度进行了测定和研究(见表39)。从表可以看出，油田水中的主要羧酸类型为乙酸、丙酸、乙二酸和丙二酸。表39 迄今报道的油田水弱酸阴离子的最高浓度(据MacGowan等，1988)羧酸阴离子浓度(mg/L)一元羧酸阴离子甲酸(蚁酸) CHOOH62.6乙酸(醋酸) CH3COOH10000丙酸(初油酸) CH3CH2COOH4400丁酸(酪酸) CH3(CH2)2COOH44.0戊酸(缬草酸) CH3(CH2)3COOH32.01二元羧酸阴离子乙二酸(草酸) HOOCCOOH494丙二酸(缩苹果酸) HOOCCH2COOH2540丁二酸(琥珀酸) HOOC(CH2)2COOH63戊二酸36乙二酸0.5庚二酸0.6辛二酸5.0壬二酸6.0癸二酸1.3ZJ烯二酸(马来酸) HOOCCH=CHCOOH26有机酸和酚主要来自有机质的演化。干酪根的13C核磁共振和红外光谱资料表明，在其大量成烃之前，会释出大量的有机酸。干酪根可通过热降解脱去含氧官团而产生有机酸，也可通过岩石中的矿物氧化剂(粘土矿物中的Fe3+、多硫化物和颗粒表面的氧化剂)的氧化形成有机酸。研究表明，各种类型的干酪根(、型)均可产生有机酸，但型干酪根是产生羧酸的最好原料，其转化率比型和型较高，是十分重要的产生有机酸(和酚)的物质，它产生的二元酸比一元酸要多(Crossey，1985)，而二元酸的溶解能力要比一元酸强。煤岩的有机质类型多为型干酪根，因此煤系地层砂岩的溶解作用十分普遍。在有机质热演化剖面中，有机酸的浓度在80-120时达到最高值，其浓度高峰在80-100温度范围内(图3-7)。在80以下，也有羧酸阴离子生成，但是细菌会消耗这些短链有机基团，使其浓度降低；当温度为80或近80时，羧酸阴离子浓度呈指数增加，这一方面是因为温度达到80之后，有机酸大量生成(由于干酪根热降解作用等)，另一方面是细菌活动减弱了(细菌因温度升高和有机质中毒性酚的释放而消亡)；在120到200温度范围内，羧酸离子会被热脱羧作用破坏掉，因而有机酸浓度降低(图3-7)。图37 油田水中羧酸阴离子浓度与温度的关系 (据Surdam,1989)除羧酸之外，干酪根在温度大于80之后，也产生酚类有机物。酚的产生有二种意义，一是酚作为杀菌剂，抑制了细菌的活动，从而有利于有机酸的保存和增长，另一方面，酚本身也是一种溶剂，它能与金属络合，破坏铝硅酸盐的稳定性，使岩石矿物发生溶解，形成次生孔隙。(3)碳酸碳酸也是一种重要的溶解流体，其作用机理及意义早就被人们所认识，实际上比认识有机酸的作用要早得多。碳酸的形成有二种机理，即有机成因和无机成因。有机成因：人们早就认识到，有机质热演化可形成碳酸。有机酸脱羧基形成CO2，CO2溶于水则生成碳酸。在有机质演化剖面上，CO2含量随埋藏深度(温度)的增加而升高。乙酸 甲烷 二氧化碳二氧化碳 水 碳酸无机成因：Hutcheon(1980)提出了CO2的无机成因，他认为，粘土矿物和碳酸盐反应可形成大量无机CO2。5CaMg(CO3)2 + Al2Si2O3(OH)4 + SiO2 + 2H2O(白云石) (高岭石) (石英)Mg3Al2Si2O10(OH)3 + 5CaCO3 + 5CO2(绿泥石) (方解石)Hutcheon推算，如果砂岩中含有10%上述反应的白云石、高岭石及石英组分，则1m3砂岩将产生大约25800升(T=50，P=1tm)的CO2。这种成因的CO2也是形成次生孔隙的重要物质基础。有机酸和碳酸均是地下砂岩次生孔隙形成的重要溶剂，但有机酸的溶解能力更强。酸的化学活动性可从以下三个方面来衡量：一是酸的化学计量反应能力，主要是贡献H+的能力(反映化学反应能力)，二是化学反应自由能(反映热动力驱动性)，三是与其反应生成的盐类在水中的溶解度。研究表明，有机酸贡献H+的能力是碳酸的6350倍(丙酸、乙酸、甲酸、乙二酸贡献H+的能力分别是碳酸的6、7、20和350倍)，因而具有很强的反应能力；有机酸与碳酸盐和长石反应的自由能比碳酸要低，表明它有更大的热驱动性；有机酸钙盐在水中的溶解度比碳酸钙和碳酸氢钙的溶解度大三个数量级。2.矿物/流体的相互作用下面，着重介绍溶解流体对方解石、长石等矿物的溶解反应过程以及酸的作用机制。(1)方解石溶解反应A.在存在CO2或碳酸的条件下方解石的溶解作用 自由能Gr0 = +11.878 kj/molB.在存在乙酸的条件下方解石的溶解作用 自由能Gr0 = +46.89 kj/mol埋藏过程中碳酸盐矿物的稳定性，取决于pH值、CO2分压(Pco2，等于CO2摩尔百分数与储层压力的乘积)、水溶液中的碳酸盐组分(Ca2+、H2CO3、和CO2)以及有机酸阴离子浓度。它们共同控制着碳酸盐矿物的溶解与沉淀作用过程。一般地，pH值低，Pco2高，CO2含量高，有利于碳酸盐矿物的溶解，但若pH值被有机酸所缓冲，高的CO2含量不仅不使碳酸盐矿物溶解，反而在水溶液中出现碳酸盐沉淀。(2)铝硅酸盐矿物的溶解反应A：斜长石(中长石)向高岭石和石英的转化(Siebert，1984) 2NaAlSi3O8CaAl2Si2O8 + 4H+ + 2H2O(中长石)2Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + 2Na+(溶液) + Ca2+(溶液) (高岭石) (石英) Vs=-14.3% (Vs为反映前后固相摩尔体积的变化)B：钾长石向高岭石的转化 2KAlSiO3 + H2O+2H+ Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + 2K+(钾长石) (高岭石) (石英)Vs=-12.5%对于碳酸，钾长石高岭石转化的自由能Gr0(kJ/mol)为+96.21，对于甲酸为+66.15，对于乙酸为-17.92。可见在乙酸中，钾长石更易向高岭石转化。高岭石在高温条件下是不稳定的，它会发生反应而生成伊利石或伊利石加绿泥石。C：钾长石向伊利石的转化 (钾长石) (伊利石)Vs=-15.3%对于碳酸，自由能Gr0(kJ/mol)为429.57；对于甲酸，Gr0为+400.26，对于乙酸，Gr0为99.35。可见，相对而言，乙酸更有利于钾长石向伊利石的转化。值得注意的是，在上述反应中，长石溶解后又形成了新的自生矿物(如高岭石、伊利石、绿泥石、石英等)。在上述中长石溶解的反应过程(Siebert,1984)中，反应前后净减少的固相体积为14.3%，其余溶蚀部分被析出的高岭石和石英所充填。也就是说，一个长石颗粒被全部(100%)溶解，也只能形成14.3%的孔隙，而不是100%的孔隙，其余部分被高岭石和石英替代，而且由于孔隙被高岭石和石英分隔，而为微孔隙。自生粘土矿物的沉淀需要Al的参与，因此，只有在长石(铝碳酸盐)溶解过程中，Al被迁移带走，不形成或少形成诸如高岭石等矿物相，才能形成有意义的次生孔隙。Curtis及Thomson(1985)的实验表明，在羧酸溶液中，能够有效地增加铝的活泼性，形成溶于水的有机络合物Al(C2O4)2，并发生运移。络合物的稳定性则与pH值有关。如果携带络合物的流体的pH值未发生明显变化，Al被带走，不在原地形成自生矿物相，则可形成有效的次生孔隙；如果pH值发生明显变化(由于遭到高碳酸盐的岩石，脱气，温度变化，或与其它地下水混合)，那么络合物就可能发生稳定作用，沉淀为象高岭石这样的矿物相。另外，孔隙流体中的二元羧酸亦能络合溶解二氧化硅。在水溶液中，有机物与二氧化硅的络合物有利于硅的活化和迁移，从而发生溶解作用。(3)酸的作用机制McDonald(1979)和Meshri等(1986)分别提出了地层中岩石矿物溶解沉淀的碳酸假设和有机酸假设。碳酸假设的理论基础是有机酸脱酸作用(生成CO2)，而有机酸假设的理论基础是有机酸电离作用(产生H+)。碳酸假设有机酸脱羧作用会产生CO2，这种CO2上升进入上覆的砂岩中，溶于水形成碳酸，可使胶结物及碎屑溶解产生次生孔隙，其具体过程为(图3-8)：第一步：被埋藏的富含有机质的泥页岩到达一定深度时，发生有机成岩作用产生CO2： 即 (C0代表碳的轻同位素)第二步：生成的CO2上升到砂岩中，溶于水生成碳酸，碳酸再电离生成第三步：碳酸电离的H+，将溶解邻 近砂岩中的酸溶物质，产生次生孔隙。(Cm代表碳的重同位素)第四步：第二步形成的轻同位素的与第三步形成的重同位素的起进入上升的地层水中，并运移到上覆地层中，与Ca2+结合发生沉淀，形成胶结物。 因此，沉淀的碳酸盐胶结物，比原生海相碳酸盐胶结物的同位素要轻。图38 次生孔隙的形成过程(据Meshri,1986)有机酸假设Meshri(1986)提出了有机酸电离作用形成次生孔隙的假设。第一步：随着富含有机质的沉积物被埋藏至一定深度后，经有机成岩作用，生成有机酸；有机酸电离产生H+：第二步：上述H+会产生酸性水，它随泥岩压实排水进入砂体，与砂体中碳酸盐组分发生溶解反应产生次生孔隙。重碳酸根电离还可产生H+。这样的溶解作用持续进行，直至有机成岩作用产生的H+和重碳酸根电离产生的H+被消耗尽为止。(对于铝硅酸盐的溶解，还涉及到羧酸阴离子对Al的络合和搬运)第三步：由于出现缓冲作用，随着地层水运移到上覆岩层中的与Ca2+相结合形成CamCO3沉淀由此而产生的碳酸盐胶结物，含有与原始沉淀碳酸盐相近似的C13值，另外，地层水中还有有机酸阴离子出现。通过测定C13值的含量及地层水中有无有机酸阴离子的存在，就可确定次生孔隙的具体形成机制。3.无机有机成岩作用模型碎屑岩埋藏成岩过程是十分复杂的，包括复杂的无机成岩作用、有机成岩作用及其相互作用。Surdam和Crossey(1989，1985)通过综合埋藏过程中的重要成岩反应与地下流体中羧酸的分布及其相应的无机有机成岩反应途径，提出了垂直剖面上的成岩作用模型(图39)及成岩反应的共生序列(图310)。在此成岩作用模型中，有四个温度窗或温度带。(1)80温度带在此温度范围内，成岩作用以机械压实作用为主，另外，在成岩早期，可能有粘土渗滤作用，在沉积物表层可能还有生物扰动。地层中有机酸含量低，CO2含量亦较低，碳酸盐系统为内缓冲，碳酸盐矿物稳定性较大。当pH值较低时，容易形成早期碳酸盐胶结物。另外，还可形成粘土膜和早期石英加大。 (2)80120温度带当温度达到80或接近80时，羧酸阴离子浓度呈指数增加，并达到有机质演化剖面上的最高值。地层水碱度由羧酸所控制(pH大体在56之间)，碳酸盐和铝硅酸盐的稳定性下降。这一阶段大体相当于有机质演化的半成熟低成熟期，有机酸浓度最高，对储层的反应最强烈，是一系列矿物溶解和自生矿物折出的主要阶段。Surdam称其为强成岩带。在该阶段，碳酸盐和铝硅酸盐矿物发生溶解，同时还可能有高岭石、绿泥石和石英折出。另外，粘土矿物发生成岩作用，蒙脱石出现第一次迅速转化，大量脱水，变成伊利石。脱水形成的流体有利于携带有机酸进入砂体。在此阶段，可形成一个次生孔隙发育带。图39 成岩作用模型(据Crossey,1985,Surdam,1989)(3)120160温度带在此温度范围内，羧酸发生热脱羧作用转变为烃类和CO2(二元羧酸在100120便开始脱羧，一元羧酸主要在120160温度范围内脱羧），使水溶液中CO2浓度提高，而羧酸浓度降低。在此阶段，羧酸对铝硅酸盐仍有溶蚀作用，且对溶液和pH值仍有缓冲作用，将pH值控制在56之间。此阶段CO2大量生成，Pco2分压较高，但CO2浓度的提高并不使pH继续降低，在pH不变的情况下，CO2浓度的提高使化学平稳向着生成碳酸盐的方向移动，易形成亚铁碳酸盐沉淀。(4)160温度带当温度大于160以后，羧酸通过脱羧而消失，全部转化为CO2，此阶段地层水溶液的pH值重新由CO2控制，CO2浓度的提高可使pH值降低，pco2分压值高，造成碳酸盐溶解，可形成第二个次生孔隙发育带。有人甚至认为，温度130时便开始碳酸盐的溶解(Bonald,1987)。另外，可能发生石英加大。值得注意的是，有的盆地在80和160温