储层沉积学课件

第一章储层沉积学的现状及发展趋势

§1沉积学导论

1、沉积学（Sedimentology）

沉积学是研究沉积物和石化沉积物沉积过程和机制的学科。沉积物：未石化的机械沉

淀物质、化学沉淀物质和生物生命活动所形成的物质。

2、沉积作用

广义指造岩沉积物质进行堆积和形成岩石的作用。包括母岩的解离（提供沉积物质）、

解离物质的搬运和在适当场所的沉积、堆积，以及经物理的、化学的和生物的（成岩的）

变化，固结为坚硬岩石的作用。狭义的指沉积物进行沉积的作用。更为狭义的指介质（如

水）中悬浮状物质的机械沉淀作用。

在沉积学中，常使用比较狭义的概念，把沉积作用定义为沉积物质在地表温度及大气

压力下以成层方式进行堆积或形成的作用及过程，包括沉积物埋藏以前（即成岩作用开始以

前）自风化、搬运以至堆积的全过程。很多人使用广义的沉积作用的概念，如矿床学中常把

沉积演化过程中形成的矿床统称为沉积矿床，这是相对岩浆作用或变质作用等与内动力有

关的作用而言的。

3、沉积环境

在物理上、化学上和生物上有别于相邻地区的一块地球表面

物理条件——气候（温度、降水量、湿度）一沉积物搬运介质（风、波浪、流水）

速度、方向。

化学条件——水的成分，汇集区岩石的地球化学性膜等

生物条件——动物和植物

大陆环境：河流、湖泊、沼泽、沙漠、冰川、洞穴；

海洋环境：滨海、浅海、半深海、深海。

过度环境：河口、三角洲。

4、沉积相

沉积相是沉积环境的物质表现

■陆相：冲积扇相、河流相、湖相、沼泽相、沙漠相、冰川相

■海陆过渡相：三角洲相、河口相

碎屑海：有障壁海岸、无障蔽海岸、浅海陆棚、半深海、深海

碳酸盐海（威尔逊模式）：台地蒸发岩、局限台地、开阔台地、台地边缘浅滩、台地边缘生物

礁、台地前斜坡、深海陆棚边缘、陆棚、盆地

5、沉积模式

模式：

认识复杂自然现象和过程的简化形式

沉积模式：

■描述了再现的沉积作用面貌（Pettijohn等，1963）

■是对沉积环境的综合地质特征、发展演化及其空间组合形式进行的全面概括（Roger

等，1978）

■一定环境下形成的沉积岩或沉积构造的纵向序列模式

沉积模式的作用（Roger等，1984）：

①在对比中起标准作用；②观察中起指导作用；③对新区起预测作用；⑥水动力解释起基

础作用。

6、成岩作用

目前的分歧

A、广义的理解：

成岩作用是发生在沉积物沉积之后变质和风化之前发生的所有作用。

B、狭义的理解

成岩作用是发生在沉积物沉积之后至固结之前

二、沉积学基本理论

1、表述1：今天是了解过去的钥匙(将今论古)

原文：todayisthekeyofthepast属于莱伊尔均变论的组成部分莱伊尔的均变论：

A自然规律在时间上和空旬上是恒定的；

B应该援引现在影响地球表面的过程解释过去的事件(时间均变)；

C地球变化是缓慢的、逐渐的和稳定的，不是剧烈或爆炸性的(速度均变)；

D地球形成以来基本一致(外貌均变)。

——地质学原理(莱伊尔，1830)

2、沉积相律

只有横向相依的相，才能在纵向上相互叠置而没有沉积间断

三、沉积学概念体系

曾允孚和覃建雄的概念体系(1999)

层序地层学、储层沉积学、大地构造沉积学、事件沉积学、全球旋回地层学、实验沉

积学、矿床沉积学、资源沉积学一储层沉积学、环境沉积学、大陆动力沉积学、全球变化

沉积学

何起祥(2003)的概念体系

理论沉积学沉积地球科学

沉积地球科学

应用沉积学事件沉积学

实验沉枳学

§2储层沉积学的研究内容与发展趋势

一、定义与相关概念

1、储层沉积学(Reservoirsedimentology)

储层沉积学是应用各种资料研究和解释油气储集体。所形成的沉积环境、成岩作用及其

形成机制，分析与确定储层的地质信息，高油气勘探与开发效果的一门综合性科学，是油

藏描述与储层表征研究的基础。

2、油藏描述(Reservoirdescription)

油藏描述以沉积学、构造地质学和石油地质学的理论为指导，利用地质、地震、测井

及计算机手段，定性分析和定量描述油藏三度空间特征的一种综合研究方法体系。

其研究内容包括油藏的类型、储层内部结构、外部几何形态、沉积体与油藏规模大小、

储层参数变化和流体分布状况等。

3、储层表征(Reservoircharacterization)

储层表征是指，储层的性质、地质信息及空间变化的量化特征，研窕内容包括储层的物理

特征和几何特征。

储层的物理特征：孔渗饱参数一储层非均质性

储层的几何特征：沉积微相的空间展布一储层各相异性

二、研究任务、目的与研究内容

1、研窕任务；建立相应的沉积模式与地质模型

2、研究目的

广义上：预测有利储集相带、提高采收率、为储量计算提供数据、信息

狭义上：确定储层分布范围与物性变化、布置加密井、确定外延井

3、研究内容

①储层的物理特征：储层非均质性一物性+成岩作用

②储层的几何特征：储层各向异性一沉积微相+展布

三、发展趋势

1、从宏观到微观

储层的宏观非均质性：

不同沉积环境形成的砂体的空间展布、几何学特征一单个砂体的几何学特征与连续性

储层的微观非均质性：储层的孔隙结构、粘土矿物类型与储层敏感性；储层内部的非均质

性，次生空隙的分布与成因流动单元。

2、从定性到定量

地质模型、数学模型、数值模拟技术

第二章碎屑岩储层的基本特征

§1储层岩石类型§2储层的物理特征§3储层的几何特征

储集岩/储层

凡是能够储存油气并在其中渗滤流体的岩石称为储集岩，其三维展布为储层。

分类标准分类结果分类标准分类结果

碎屑岩储层孔隙型储层

岩性碳酸盐岩储层洞穴型储层

其它岩类储集空间裂缝性储层

高孔储层孔洞性储层

孔隙度中孔储层缝洞性储层

低孔储层稠油储层

高渗储层常规油储层

中渗储层油气性质

物性煤成油储层

渗透率

低渗储层

储层砂体类型：

冲积扇一辫状河一曲流河一三角洲一斜坡扇一湖底扇

扇三角洲一斜坡扇一湖底扇

§1储层岩石类型

一、砾岩（＞2mm）

二、砂岩（2。063mm）与粉砂岩（0.063-0.004）

0。分一洋,，；ii)

86-2松£［盆旭白受££希炎空三外削

石英

10

图6-1砂岩类型三角比

1一沌石英眇岩；2一石英砂岩；3一次氏右右屑砂岩:

4一岩屑砂岩；5一岩屑长石秒方；6—氏石岩野砂岩;

?一£石砂岩

岩屑

长石砂岩:松辽盆地、渤海湾盆地、大港油田、西】井三间房蛆、西山窗蛆口关

辽河油田等;

岩屑砂岩:吐哈盆地、准格尔盆地等;

石英砂岩:鄂尔多斯盆地。

R<J

图6-8苏怖地区二叠系砂岩类型二角国

三、碳酸盐岩

灰岩：CaCO3白云岩：CaMg(CO3)2

四、火山碎屑岩

碎屑熔岩类：凝灰熔岩；正常火山碎屑岩类：熔结角砾岩、熔结凝灰岩、凝灰岩、火

山角砾岩；火山一沉积岩类：沉凝灰岩、沉火山角砾岩、凝灰质砂岩、凝灰质粉砂岩、凝

灰质泥岩、凝灰质砾岩(或角砾岩)。

§2储层的物理特征

一、储集空间

储集空间:岩石中未被团体物质充填的部分

1、孔隙类型

孔隙成因类型孔隙产状类型特征

粒间孔隙碎屑颗粒之间的孔隙

粒内孔隙碎屑颗粒内部保留的原生孔隙

原生孔隙

填隙物内孔隙杂基与胶结物之中保留的原生孔隙

裂缝孔隙穿切颗粒的裂缝

溶蚀粒间孔隙相应原生孔隙的溶蚀改造

溶蚀粒内孔隙

次生孔隙

溶蚀填隙物内孔隙

溶蚀裂缝孔隙-

二、孔隙度、渗透率

储集层具有孔隙性和渗透性两大基本特性。这两大特性是衡量储集层性能好坏的基本

参数。

（一）储集层的孔隙性

储集层的孔隙是指岩石中未被固体物质充填的空间。

地壳中没有孔隙的岩石是不存在的，只是不同的岩石的孔隙大小、形状和发育程度

不同而已。

超毛细管孔隙:指管形孔隙直径大于0.5mm或

裂缝宽度大于0・25mm。在该类孔隙中，流

体可自由流动（在重力作用下）。

按孔隙毛细管孔隙:管形孔隙直径介于050.0002mm

大小,之间。裂缝宽度介于0・25・0.0001mm之间

岩石的者。在该类孔隙中，若要使液体流动，需

孔隙分用超过重力的外力去克服毛细管力。

为:微毛细管孔隙:管形孔径小于0.0002mm者，或

裂缝宽度小于0.0001mm者。在该类孔隙中,

若要使液体流动，需要很大的压力梯度。

度量岩石孔隙度发育程度的参数是孔隙度（或孔隙率）：

孔隙度：总孔隙度、有效孔隙度（孔隙度）。

1、总孔隙度

总孔隙度就是指岩石中的总孔隙和岩石总体积之比：Vp/VtX100%

其中，①t：总孔隙度；Vp总孔隙体积；Vt岩石总体积

微毛细管孔隙和孤立的孔隙对油气储集是毫无意义的。只有那些彼此连通的超毛细管孔

隙和毛细管孔隙才是有效的油气储集空间，即有效孔隙。

2、有效孔隙度

有效孔隙度是指岩石中相互连通的孔隙体积（Ve）和岩石总体积（Vt）之比。

Oe=Ve/VtX100%

习惯上：有效孔隙度又简称为孔隙度。

一般砂岩孔隙度变化在5・30%之间，多为1010%之间，而碳酸盐岩储集层的孔隙度

一般小于5%。

莱复生将砂岩孔隙度分为5个等级:

级别岩石孔隙度（％）评价

120—25很好

215—20好

310—15中等

45—10差

50—5无价值

3、孔隙度影响因素

（1）岩石的矿物成分

在其它条件相同时，一般情况下，石英砂岩储油物件好，这主要是由于长石的亲油、

亲水件比石英强。

当被油、水润湿时，长石表面所形成的液膜一般是不移动的、它在一定程度上减少了

孔隙的流动截面和储集体积。此外，粘土矿物遇水膨胀也对孔隙度和渗透率等造成较大的

影响。

⑵颗粒的粒径与分选性

①粒径

孔隙度随着粒径增大而减小，这是因为细粒碎屑磨圆度差，呈棱角状，颗粒支撑时比

较松散，因此，它比圆度好的较粗砂粒有更好的孔隙度；

②分选

分选差时，小颗粒碎屑充填了颗粒间的孔隙和喉道，会降低孔隙度和渗透率。

（3）埋藏深度

沉积岩随着上覆岩层的加厚、埋深的加大，地层静压力和温度也随之增大，使得岩石

排列更加紧密，颗粒间发生非弹性的、不可逆的移动，使孔隙度迅速下降

孔隙度（porosity）随深度降低的趋势

A泥质沉积物的原始孔隙度为70%・90%,随埋藏深度的增加，大约在埋深300-500m深处

孔隙度即迅速降低，到埋藏深度大于500m时，孔隙度则降低较慢。在2000m深处孔隙度

为10%・20%左右，到4000m深处，孔隙度为540%,达6000m深处时仅为3%・3.5%；

B砂质沉积物的原始其孔隙度为40%（恩格尔特，1977）,随埋深增加，孔隙度迅速降低,

在变质之前消失殆尽；

C在相似埋藏深度范围之内，泥质沉积物的孔隙度降低幅度大于砂质沉积物。

D孔隙度随深度的变化为：

①=（I）0e-cz

①0为埋深为。时（z=0）时的岩石孔隙度；①为埋深为z时的岩石孔隙度Z:沉积物埋

深（m）；C:常数

■天然的未固结、均匀分散的砂粒的孔隙度是在0.40・0.45%,

随埋深增加，孔隙度迅速降低

不同岩石类型对压实作用的响应程度

砂粒在沉积时排列就比较紧密，因此，即使埋藏很深，压实量也不会很大。

颗粒状的碳酸盐沉积物与砂沉积类似，压实作用通常也不显著。

泥质沉积物和泥状的碳酸盐沉积物，会受到强烈的压实作用

4、孔隙度测定方法

（1）实验室测定；（2）根据铸体薄片求取面孔率；（3）测井解释（利用实验室测定数

据约束）；（4）地震解释（利用测井解释与约束）。

(二)储集层的渗透性

储集层的渗透性是指在一定压差下，岩石允许流体通过其连通孔隙的性质。

渗透性有好坏之别，对那些在地层压力条件下，流体比较快地通过其连通孔隙的岩石

称为渗透性岩石。如砂岩、砾岩、裂隙灰岩、白云岩等。

对那些流体通过速度慢、通过量有限的岩石称为非渗透性岩石。如泥岩、石膏、硬石

膏等等。

对于单相流体充满岩石孔隙，岩石不与流体发生任何物理或化学反应，此渗透率称之

为岩石的绝对渗透率。

目前主要采用空气测定储集岩的绝对渗透率。所以又称气测渗透率。

.捷奥多罗维奇按渗透率大小将储集层分为五级:

级别渗透率(md)评价

I>1000渗透性极好

n1000〜100好

m100〜10中等

IV107差

V1-0.1不渗透

VI0.1致密层

渗透率的单位：

单位为达西(D)：当粘度为粘度为IcP的lcm3流体，通过横截面为lcni2的孔隙介质,

在压力差为IxlO5Pa时，1s内流休流过的离为1cm时，该孔隙介质的渗透率为1D。

实际应用中，这个单位太大，常用毫达西(mD)表示，达西等于lOOOmD)。

在标准化计量中，渗透率单位为Um2,或10-3Um2,lJm2=1.03D,

1X10-3Um2=1.03mD

自然界中，储集层的渗透非常复杂，储集层内常有两相甚至三相(油、气、水)。岩石

对其中每种相的渗透作用与单相渗透有很大区别，为此提出了有效渗透率和相对渗透率的

概念。

所谓有效渗透率是指储集层中有多相流体存在时，岩石对其中每一相流体的渗透率。

并分别用KO、Kg、Kw表示油、气、水的有效渗透率.而把每一相流体局部饱和时的有

效渗透率与全部饱和时的绝对渗透率之比值，称为相对渗透率。并分别以Kg/K、K

0/K、Kw/K表示气、油、水的相对渗透率。

3、渗透率影响因素

⑴岩石特征

岩石的粒度、分选、胶结物和层理等对渗透率均有影响。

■疏松砂的粒度越细，分选越差，渗透率越低；

■在具正韵律的沉积岩层中，粒度向上逐渐变细，渗透率也相应降低

(2)孔隙结构

一般而言，绝对渗透率不仅与孔隙度有关，主要还取决于孔隙结构。凡影响岩石孔隙

结构的因素都影响渗透率。

此外，孔隙的连通性、迁曲度、内壁粗糙度等对绝对渗透率也有一定影响。

⑶压力和温度

温度不变时，渗透率随静压力的增大而相应减小，当压力超过某一数值时，渗透率就

急剧下降。泥质砂岩比砂岩渗透率减小得更快

三、流体饱和度

油气储层的孔隙通常为油、气、水三相所饱和，在压力高于饱和压力的油藏中，则为

油水两相所饱和。所饱和的油、气、水含量分别占总孔隙体积的百分数称为油、气、水的

饱和度。

倘若储层中含油、气、水三相，则:

vv

含油饱和度：=右2=/X100%

含气饱和度:与二春二干乂100%

含水饱和度：S=芥v

w\:wxi00%

vpvf

此时，S,、十Sg+，w=l

式中Vo.vg.vw——油、气、水在油层孔隙中所占体积;

vp——孔隙体积;

§3储层的几何特征

一、砂体的剖面几何特征

1、顶平底凹型透镜体

通常为各种水道沉积砂体横剖面的主要特征和各种充填沉积的结果。

特点：

①在纵向上多为向上变细的正韵律结构，其底部常具有冲刷面；

②测井曲线上多表现为钟形，或低幅锯齿状钟形，个别情况下为箱形（辫状河）；

③其宽厚比的大小取决于不同的水道或河流性质。

2、底平项凸型透镜体

为前积作用形成的，如三角洲沉积、沿岸坝、斜坡扇、水下扇等的剖面形态。

特点：

①在垂向上为向上变粗的反韵律结构；

②测井曲线上则多表现为漏斗型；

③其宽/厚比的大小，主要取决物源供给和地形坡度的陡缓。

3、顶凸底凹型透镜体

此种形态类型的单个砂体并不多见，通常是一些小规模沉积砂体，如三角洲前缘的指

状砂体。

特点：①砂体的宽厚比较小。

4、楔形砂体

平行于流水方向（纵向）的各类扇体，如冲积扇或盆底扇砂体的纵向剖面特点：

①向盆地方向砂体的厚度变小。

5、板状砂体

一般为河道砂体的纵剖面和滩砂沉积横向剖面。特点：

①测井曲线多为箱形；

②板状砂体的宽/厚比通常大于3：1,小于20：1

6、条带状砂体

三角洲前缘席状砂与河道堤岸沉积的产物特点：

①宽厚比大于20：1;②粒度细

二、砂体的平面几何特征

1、席状

L（长）=VV（宽）＞100T（厚）2、朵状L（长）=W（宽）＞100T（厚）

3、椭圆状

L（长）＞W（宽）＞100T（厚）4、线状L（长）＞10W（宽）＞300T（厚）

5、指状

L（长）＞10W（宽）＞100T（厚）

6、低弯曲蛇状7、高弯曲蛇状

三、砂体的叠置与成因

1、多边式：河道分叉与迁移形成

2、单边式：河道单向迁移形成

3、多层式；河道流动与合并形成

孔隙度的保存及其影响因素的判断

岩石类型

火山碎屑岩物性好于砂岩物性，其中又以凝灰岩的物性最好

凝灰质成分的溶解

凝灰质成分易于发生溶解形成次生孔隙

包壳的保护作用：绿泥石包壳，伊利石包克，微晶石英包壳。

第三章碎屑岩储层形成的沉积作用

§I牵引流沉积作用

一、概念

1、牵引流（tractivecurrent）

牵引流是使碎屑颗粒主要呈推移状态搬运的流体，包括各种流水（河流、波浪、潮汐

流、沿岸流、滨岸流）和风。

2、牵引流的搬运能力

在牵引流中，碎屑颗粒的搬运或沉积取决于作用于有效重力、推力（牵引力）、上举力

和粘结力。有效重力为颗粒重力减去浮力。

上举力和推力是促使颗粒运动的力，而有效重力和粘结力是阻止颗粒运动的阻力。

3、牵引流的沉积分异作用

随着水流速度降低和能量减弱而出现自下而上由粗到细的“沉积分异作用”。

4、牵引流沉积作用方式

垂向加积侧向加积

二、垂向加积作用（vertialaccretion）:沉积物的垂向堆积作用

1、越岸沉积物（洪泛平原）

洪水期间洪水携带的悬浮物质沉积的产物，主要由泥质粉砂和粉砂质质泥组成。越岸

沉积又称洪泛沉积。发育块状、波状层理、水平层理、干裂、雨痕、植物根叶。

2、天然堤

洪水期河水漫出河岸沉积的产物，以粉砂和泥为主，形成远离河道厚度变薄的楔状沉

积体。发育砂纹层理和水平层理、干裂、虫孔。

3、决口扇

洪水期河水冲破天然堤形成的扇状沉积体，由细砂和粉砂组成，其分布方向垂直于河道。

发育砂纹层理、中型交错层理、波状层理、冲刷充填构造。

三、侧向加积作用（Lateralaccretion）

在河流迁移和弯曲过程中，在河湾内侧发生的沉积作用称为侧向加积作用。

当水流从直道进入弯道时，由于离心力的影响偏向河弯的凹岸，造成横向水位差,从而形

成单向环流。环流的表流侵蚀凹岸冲顶的下段，环流的底流将侵蚀下来的沉积物带到河港凸

岸堆积下来，形成点砂坝（边滩），构成侧向加积作用。

1、点砂坝沉积（pointbardeposits）

点砂坝：河流迁移河弯曲过程中在河湾内侧形成的侧向加积体。

沉积物以砂（砂岩）为主，以发育板状交错层理为特征，也见有平行层理和槽状交错层

理。

四、前积作用

河流所携带的沉积物在遇到地形突然开阔、地形变陡时所发生的卸载并向前推进或堆积

作用，一般发育于三角洲、辫状河心滩前端。

§2重力流沉枳作用

一、概念

重力流是水中含有大量弥散沉积物的高密度流。常见于陆上和海洋坡折带（如山麓、深

湖盆、大陆斜坡等）。

重力流包括泥石流、颗粒流、液化沉积物流和浊流四类，其中以浊流最为常见。

重力流沉积的特点为：粗细混杂、分选较差。

一般术语沉积物重力流

.I..

IIII

浊流液2沉颗粒流泥石流

特殊术语积物流

沉双期支撑机理

与积物

运基近基与沉枳某些滑锦质

浊积T浊枳岩的砾看动浊积界混岩

/、以育邯仅科东什

未固结的颗粒沉积物（物质基础），斜坡（部位），地震和风暴（诱发因素）。颗粒的扩散应

力使沉积物“液化%未固结的主要是砂（高能产物），在斜坡、地震、风暴的参与下，形成

颗粒流。

3、形成机理：颗粒相互碰撞，传递剪切力，产生扩散应力而支撑和搬运沉积物（颗粒的

相互碰撞所产生的向上支撑应力，阻止了颗粒从流动中沉积下来）。

4、沉积特征:粗大颗粒（砾石）分散地“漂浮”在砂粒中，常形成砾状砂岩或砾岩。

四、液化沉积物流（fluidizedsedimentflow）

1、定义

由颗粒之间空隙中液体（孔隙水）的向.上流动而支撑颗粒，并在重力作用下呈块体

运动的重力流；

2..发育部位和条件

未固结的颗粒沉积物（物质基础），斜坡（部位），地震或风暴（诱发因素〉；

3、形成机理

正常沉积的未固结的颗粒沉积物中，空隙压力（沉积物的重力）与空隙流体（孔隙

水）静压力相等（保持稳态），当快速堆积时（或沉积物受到振动时），可造成沉积物孔隙压

力大于静水压力，使流体向上流动，并使颗粒呈悬浮状（液化），从而形成了液化流。

4、沉积特征：近基浊积岩、再沉积的砾岩、块状砂岩。如碟状构造、砂火山等。

五、浊流

■浊流是混有大量碎屑悬浮物质的紊流状态的高密度流体；

■在浊流中支撑颗粒的力足涡流的浮力；

■浊流搬运的物质注往是再沉积的或液化的沉积物转化而来；

■重力推动，呈涌浪状推进；

■具有巨大的搬运能力和切蚀能力；

■浊流的触发机制为地震等地质作用；

■往往形成于深水盆地的斜坡带。

（一）浊流与浊积岩研究历史

（二）浊流形成过程

■沉积物在三角洲、陆棚、陆坡上部和海底峡谷源头大量堆积；

■在地震、海啸、暴风浪、洪泛等触发机制下，沉积物液化，向坡下滑动；

■沉积物与水未完全混合，粗粒沉积物向滑动体头部集中，开始流动；

■沉积物与水完全混合形成浊流。

（三）浊积岩特征

1、Bouma序列

E段：泥岩段，由块状泥岩组成，与下伏D段呈过渡关系。有时顶部分布有页岩或泥灰岩;

D段：为水平层理段（上部平行纹理段），由泥质粉砂岩和粉砂质泥岩组成。具有清晰的水

平层理。与下伏C段界线清晰；

C段：波状层理段（流水波状纹理段），由细砂岩和粉砂岩组成。以发育小型波状层理为特

征，有时见有包卷层理。与下伏B段呈突变接触；

B段：为平行层理段（下部平行纹理段），由细砂或中砂岩组成。与下伏A段为渐变关系；

A段：递变层理段或块状层理段，主要由砂岩组成，底部含砾，向上粒度变细，反映浊流

能量逐渐减弱的过程。底面发育冲刷一充填构造。A段厚度比其他岩相单元厚度大，为递

变悬浮沉积的产物。

2、浊积岩的识别标志

■岩性：陆源碎屑岩、碳酸盐岩、火山碎屑岩；

■粒度：泥级一砂级，少量砾级；

・颗粒分选：差一中等；

■纵向层序：完整或不完整的匏玛序列；

■单个层序厚度：一般为5—30cm；

■顶底面接触界线：底突变，顶渐变；

■粒序：正粒序。

§3深水牵引流沉积作用

一、等深流沉积作用

1、研究历史

20世纪30年代德国物理学家GeorgeWust提出了底流具有搬运沉积物的能力的观点：

1966年Heezen等在北大西洋陆隆研究的基础上提出等深流和等深流沉积概念；

随着深海钻探计划（DSDP）和大洋钻探计（OPP）证实了等深流和等深流沉积的存在,

等深流和等深岩开始为人们所接受。

中国古等深流沉积（等深岩）开始于20世纪80年代，

代表性研究：珠穆朗玛峰地区中侏罗世地层中等深流沉积广西钦洲志留系等深岩

皖中下志留等深岩湘西黔东下寒武统等深岩湘北九溪下奥陶统等深岩

2、等深流特征

（1）等深流：由于地球旋转而形成的平行海底等深线的温盐环流；

（2）等深流流速；5-20cm/s

3、等深流沉积的识别标志

（1）形成于深水环境；（2）组成包括陆源碎屑、碳酸盐岩、火山物质；（3）粒度由泥级.粉沙

级；（4）分选好一极好；（5）具有流水形成的侵蚀面、流水层理、组构优选；（6）流动方向

平行于斜坡；（7）纵向具有细.粗.细的反粒序层序；⑻生物扰动强烈

4、等深岩的纵向序列

典型等深岩序列：

自下而上具有细一粗一细剖面结构

顶底为深水背景沉积（均一泥岩相）

细粒部分：粉砂•泥岩相

粗粒部分：粉砂岩、砂岩相

二、内波、内潮汐沉积作用

1、定义

（1）内波

一种水下波，存在于两个不同密度水层界面处，或存在于具有密度梯度的水层之内。

（2）内潮汐：当内波的周期与海面潮汐的周期相同时，则称为内潮汐。

（3）分布在所有大洋中均有内波存在在200-250H1的深水区内潮汐表现明显

（4）流动特征双向交替

（5）流速20-50cm/s

2、研究历史

海洋调查早已发现海洋中内波和内潮汐是重要的地质营力，但没有引起人们注意；

20世纪90年代高振中和Erikkson在阿巴拉契亚的Fincastle地区奥陶系进行研究时,

才在地质记录中识别出该类沉积。

3、内波、内潮汐沉积的识别标志

■组成：中细砂岩一粉砂岩、泥岩、颗粒灰岩；

■背景：深水原地沉积；

■结构：极细砂一中砂为主，分选中一好；

■沉积构造：发育沿水道向上和向下方倾斜的交错层理或交错层、脉状层理、波状

层理、透镜状层理。

4、内波、内潮汐沉积纵向序列：

（1）双向递变层序（2）单向递变层序（3）对偶双向递变层序

<4）泥岩一鳍粒灰岩一泥岩层序

§4火山碎屑沉积作用

一、岩石类型

二、火山碎屑坠落沉积

1、火山碎屑坠落的控制因素

（1）物质的飘浮高度；（2）颗粒的沉降速度；（3）风的强度和方向

2、坠落沉积物特征

（1）主要由玻屑、炸裂和具有熔蚀的晶屑组成（2）横向分布广泛

（3）厚度局部均匀（4）正粒序（5）晶屑和玻屑随机定向

三、火山碎屑流与火山涌流沉积

（一）火山碎屑流及其沉积物

1、火山碎屑流

在火山喷发的剧烈时期，高温气体与大量火山碎屑的混合物从火山口形成喷发柱，当

上升到一定高度时（数百米到上千米），火山柱崩塌形成的“流体”称为火山碎屑流。

2、火山碎屑流沉积物

火山碎屑流沉积物是具有高位势能的火山碎屑流沿火山斜坡快速流动，远离火山口堆

积形成的沉积物。

3、火山碎屑流的岩石类型

熔结凝灰岩

特征：

A由于上下部散热快、中部散热慢，因此各部位的熔结程度差异明显；

B能量大的火山碎屑流在长距离的搬运过程中，塑性玻屑定向拉长，形成似流动构造

C、流动构造稳定、清晰、浮岩含量高、个体粗大。浮岩为条带状、饼状、两端具有撕

裂状

D、与破火山作用密切相关，体积一般巨大

（二）火山涌流及其沉积物

1、火山涌流

指在火山喷发的早期或间歇性喷发的初期，由于岩浆房中积聚了大量的高温气液

体，喷出地表时，形具有较高前锋的炽热的火山涌浪流。其后叠加熔岩流。

2、火山涌流沉积物

在火山涌浪流流动过程中，携带细粒的火山碎屑随着能量耗尽而沉积下来而形成

的沉积物

3、火山涌流的岩石类型

熔结凝灰岩

A熔结程度变化小

B变形不强烈

C刚性岩屑呈次圆一次棱角状，浮岩岩屑为丝带状，绕晶屑、刚性岩屑分布，具有梳状边

结构

D、与层火山岩、锥火山岩等规模相对较小的火山共生

四、水携沉积物沉积

(一)水携沉积物的特征

火山碎屑在流水中搬运(滚动、跳跃)并沉积下来所形成的沉积物为水携沉积物，其

特征为：

1、发育表征流水搬运的沉积构造，如，大型斜层理、波痕等；

2、具有表征火山喷发来源的组分，如，玻屑、暗化的黑云母、角闪石、新鲜的环带长石、

熔蚀成因的圆化石英等；

3、成分成熟度低

4、分选较差

5、总体圆度低

五、水下火山碎屑流

(-)水下喷发密度流的类型

1、水下火山碎屑流

2、以喷发作用为物质来源的浊流

3、以熔岩为物质来源的密度流

(二)水下火山碎屑流的沉积特征

1、夹在连续的水下沉积层序中例如，上覆地层和下伏地层为黑色页岩、泥岩；

2、具有熔结结构

3、分选差

4、块状构造

5、碎屑具有热磁场定位现象

第四章碎屑岩储层的成岩作用

A、广义的理解：

成岩作用是沉积物沉积之后，变质和风化之前发生的所有作用。

B、狭义的理解

成岩作用是发生在沉积物沉积之后至固结之前的作用。

成岩作用的研究意义

科学意义一探索地球物质的演化规律

经济意义一石油与天然气勘探、开发

§1成岩作用类型

一、压实作用(compaction)

压实作用是指沉积物在上覆水体和沉积物的负荷压力下，水分排出、孔隙度降低及体

积缩小的过程。

按照压实作用机制，压实作用可分为机械压实作用(Mechanicalcompaction)和化学压实

作用(chemicalcompaction)两种类型。

天然的未固结、均匀分散的砂粒的孔隙度是在0.4。-0.45%,随埋深增加，孔隙度迅

速降低(Szalay,1982)

1、机械压实作用主要表现为刚性颗粒的重新排列，塑性变形和破裂。

2、化学压实作用亦称压溶作用，是指压力点处矿物的选择性溶解

3、压实程度的度量

(1)刚性颗粒之间的接触强度接触强度=1a+2b+3c+4d/a+b+c+d

式中a,b,c,和d分别表示点接触，线接触，凹凸接触和缝合接触的颗粒数。随埋深增加,

刚性颗粒的接触强度增加。

(2)去胶结物孔隙度(MinusCementProsity)将胶结物全部去掉以后所得的孔隙度

MCP=现有孔隙度+胶结物所占据的孔隙度

MCP=现有孔隙面积+胶结物面积

由于砂质沉积物的初始沉积物为40%左右，这样砂质沉积物的初始孔隙度(6D与去

胶结物孔隙度(6m)之差,则大致代表了砂质沉积物经压实作用减少的孔隙度(6c),即:

4)c=4)I-4)m

当6c为零或很小时，说明沉积物几乎没有经过压实作用，或只经过轻微的压实作用，

便被胶结起来。

当6c为负值时，则说明砂岩可能遭受了强烈的交代作用。

二、胶结作用(cementation)

胶结作用是指从孔隙溶液中沉淀出矿物质(即胶结物)，将松散的沉积物粘结成坚硬岩

石的过程。基本上是化学和生物化学作用，是中粗粒陆源碎屑岩(如砾岩和砂岩)和粒屑

内源岩的主要成岩作用类型。

1、常见自生矿物

常见自生矿物非常见自生矿物

硅酸盐矿物：长石类：沸石类：铁的氧化物：

蛋白石-A钾长石浊沸石赤铁矿

蛋白石-CT钠长石方沸石针铁矿

玉髓粘土矿物：硫酸盐矿物：

石英高岭石石膏钛矿物：

碳酸盐矿物：伊利石硬石膏锐钛矿

方解石蒙皂石重晶石板钛矿

白云石绿泥石

铁白云石伊/蒙混层其他矿物：

菱铁矿伊/绿混层电气石

铁方解石钻石

2、碳酸盐矿物的胶结作用

(1)常见矿物

方解石、白云石、铁白云石、文石、菱镁矿、菱铁矿等，其中以方解石最为常见

文石仅见于现代沉积物中，在古代砂岩中文石已转变成方解石。

(2)结构

①方解石

方解石一般为孔隙充填和嵌晶结构。一般情况下，浅部埋深的方解石为无铁方解石，

深部埋深的方解石为铁方解石。

②白云石

白云石一般呈菱形，粒状结构。当白云石为他形时在偏光显微镜下与方解石不易区

分。

白云石也具有无铁白云石和铁白云石两种类型。这时可以采用铁氟化物与茜素红

—S混合染色剂对不加盖玻璃的薄片染色来鉴定。用该染色剂染色后，白云石无色，而不含

铁方解石表现为很淡的粉红色至红色：随含铁量的增加，铁方解石从紫红色到紫色甚至为蓝

色，铁白云石从苍白色到深蓝绿色(Dickson,1966)。

(3)钙质来源

早期成岩胶结作用中碳酸盐胶结物主要来自如下几个方面：

■镁方解石和文石的溶解

■通过溶解下部碳酸盐化石的平流孔水的向上运移

■萨布哈和蒸发盐卤水中白云石的沉淀；

■先前流经镁铁质火山岩的平流孔隙水层导致PH值增加，从而引起沉淀作用

■有机质的氧化作用和降解作用形成的CO2,作用于碳酸盐使其溶解，并在合适的地

方又沉淀下来

在深埋条件下，碳酸盐主要来自：

■先前流经镁铁质火山岩的平流孔隙水中PH值增加引起的胶结作用

■有机质氧化和降解的效应

■碎屑颗粒和自生硬酸盐的压溶作用

■在高温条件下，碳酸盐的溶解性降低最终沉淀下来

■蒙皂石转变成伊利石和钙斜长石的溶解释放出的Ca2+、Fe2+、Mg2+重新组合形成

白云石和铁白云石。

■在隆起到近地表的条件下，下渗的酸性土壤水可以使碳酸盐发生溶解，并在合适的

地方沉淀下来。

（4）方解石形成条件

酸性条件：溶解碱性条件：沉淀

由热到冷的热对流过程：溶解由冷到热的热对流过程：沉淀

3、石英的胶结作用

（1）胶结矿物石英

（2）结构

①次生加大石英

石英胶结物以碎屑石英加大边的形式胶结砂岩。次生加大边与碎屑核心在光性上完全一

致。一般在次生加大边与碎屑核心之间存在着粘上线。灰尘线是在次生加大之前存在于颗粒

表面的粘土矿物或赤铁矿，无灰尘线存在时，可根据次生加大边中无包裹体或包裹体稀少的

特征来识别。在阴极发光显微镜下，白生石英不发光，而碎屑来源的石英则发光。

②微晶石英孔隙充填

③微晶石英包壳

（3）石英胶结物的来源

早期成岩作用生物（蛋白石）碎屑，硅酸盐矿物的溶解

埋藏成岩作用生物（蛋白石）碎屑，硅酸盐矿物的溶解,蛋白石一石英，压溶作

用提供的SI,M・I释放出的Si,热对流61质深溶、浅沉

隆升风化作用

（4）石英胶结物形成的流体条件

T>70°CpH<7埋深22km

4、粘土矿物的胶结作用

（1）胶结矿物类型

蒙皂石伊利石高岭石绿泥石伊/蒙混层伊/绿混层

①粘土矿物晶体结构

硅氧四面体

铝氧八面体

蒙皂石为2:1型粘土矿物，即由两层四面体层夹一层八面体层构成。层间为H2O,Ca,Na

伊利石为2：1型粘土矿物，即，由两层四面体层夹一层八面体层构成。层间为K、OH、

Fe、Mg等

高岭石为1：1型粘土矿物，即，由一层四面体层和一层八面体层构成。层间有或无H2O。

绿泥石为2：1型粘土矿物，即由两层四面体层夹一层八面体层构成。层间为氢氧化物

为什么蒙皂石能够转变成伊利石？

①晶体结构相似：都由两个四面体层和一个八面体层组成

②层间充填的水可为钾离子取代蒙皂石层间充填的是水分子伊利石层间充填的是钾离子

蒙皂石转变成伊利石的首要条件：

在钾离子存在的条件下脱去水层，其反应式如下：

A、钾长石+装脱石伊利石+石英

B、K++蒙脱石-伊利石+绿泥石+石英+H+

蒙皂石转变成伊利石

K+/H+>6,Log（H4SiO4）<10-4,碱性条件温度:100—130'C

富含AI3+和K+流体如果流体中富含Fe3+和Mg2+时，转变成绿泥石

（2）结构

①栉状（包壳、包膜）②孔隙充填（发丝状、搭桥状）③裂缝充填④交代假相

三、溶解作用

溶蚀、溶解作用是指在成岩作用过程中，由于盆地流体物理化学性质的改变或注入引起

碎屑物质或填隙物溶解形成次生孔隙的成岩作用过程。

1、盆地流体的主要类型

盆地内部流体：盆地内部产生和流动的流体

盆地外部流体：产生于外部而进入盆地的流体外部流体

盆地流体类型流体的成因

内部流体

A地层水包括沉积物沉积时圈闭微积襁水和蒙皂石转变成

伊利石释放的层间水

B生油岩在一定温度范围内产生的临界流体，包括石

（110-16000和天然气（140-250°0

外部流体

C大气水来自盆地雕和盆地中地形高地的大气降水

D深部流体包括变质流体、岩浆踊和地幔流体（水和甲烷）

2、溶解作用的类型

（1）一致溶解作用指的是在溶解过程中，固相部分均匀溶解，而未溶部分总是保持着新鲜

面。例如纯的NaCIxSiO2和CaCO3的溶解等。

（2）不一致溶解作用是一种选择性溶解作用。在溶解作用过程中，由于仅矿物晶体的某

些部分被淋滤到溶液中，因而剩余部分的成分通常与其原始固相成分不一致。

例如，长石和高镁方解石的溶解。此外，在重结晶作用，交代作用过程中，也往往伴

随着不一致溶解作用

长石溶蚀形成高岭石

4KA1S13O8+2CO2+4H2——AI4（Si4O10）（OH）8+8SiO2+K2CO3

4NaAlSi3O8+2CO2+4H2——A14（Si4O10）（OH）8+8SiO2+Na2CO3

溶解条件：酸性流体、流体流动通畅

溶解物质去向：K+随流体流走SiO2形成次生加大或自生石英晶体

固体的产物：高岭石

在地质条件下，长石会向高岭石转化，为什么？

在任何PH值的情况下,长石的溶解度都大于高岭石

从热力学的角度来看，常温压下长石有向高岭石转化的趋势

3、溶解作用的结果一形成次生孔隙

四、交代作用

交代作用系指成岩作用过程中，沉积物（岩）中某种矿物被化学成分不同的另一种矿

物取代的现象，如石灰岩的白云岩化，硅化等都属于交代作用的范畴。在砂岩中，石英颗

粒往往被方解石交代。

值得注意的是，在大部分砂岩中，当一种矿物为另一种矿物取代时，岩石的体积并未

发生变化。并且在作用发生过程中，颗粒（和任何胶结物）相互接触，继续支撑着岩石而

不发生垮塌。这就要求被交代矿物的溶解和交代矿物的沉淀，是在两相之间极薄的膜中进

行的。膜的厚度一般在0.1mm以下，有时甚至仅数umo溶解的物质通过溶液膜的搬运作

用被带出，交代的物质由附近孔隙水中通过薄膜溶液进入并代替被溶解的物质而沉淀。

在孔隙水对石英不饱和但对方解石饱和的情况下，石英表面首先溶解，溶解的氧化硅

水化为H4SiO4分子，致使薄膜溶液H4SiO4的浓度增加，它们必然要向薄膜外运移，最终

将导致CaCO3按下面的反应式沉淀：Ca2++2HCO-=CaCO3+H+HCO-

按照上述反应式，石英不断溶解，方解石不断沉淀，这样便完成了方解石对石英的交代。

（一）交代作用机理

被化学成分不同的另一种矿物取代

颗粒接触界面之间存在溶液膜（物质带出带入）

流体物化条件发生改变

溶解和沉淀几乎同时发生

（-）交代作用组构

1、部分交代

交代矿物沿被交代矿物的解理、裂缝或边缘部分地占据了被交代矿物的位置，被交代

矿物的结构和成分仍清晰可见例如，方解石交代长石、方解石交代石英等

2、交代残留

被交代矿物支离破碎，且被交代矿物包裹，但转动物台时却同时消光。由于未被交代

部分还保留着原来的成分和结构，因而成为交代残留结构。

3、交代幻影

4、交代假象

交代矿物具有被交代矿物的假象，矿物的原生部分已被交代，但其结晶习性仍得到了

完好的保存。被溶解和所形成的矿物没有化学组分不同

（三）常见的交代矿物

1、碳酸盐矿物：方解石铁方解石白云石铁白云石菱铁矿

2、石膏、硬石膏3、石英4、粘土矿物

（四）砂岩中常见的交代作用

1、方解石交代石英2、方解石交代粘土矿物（pH=8,Ca离子浓度较高）

3、氧化硅交代粘土矿物〔硅化）玉髓或隐晶石英的小颗粒散布在粘土基质中

4、粘土矿物交代石英

碎屑颗粒之间存在的粘土薄膜富含二氧化硅的水

游离出K2CO3溶解接近粘土薄膜处的的石英

5、方解石（白云石）交代长石等

6、铁方解石交代方解石白云石交代方解石铁白云石交代白云石

7、长石的高岭石化8、长石的钠长石化

钾长石和钠长石在适当的条件下，均可发生钠长石化。

斜长石的钠长石化起因于长石结构中的K+为钠离子所取代。

五、重结晶作用：矿物蛆分以溶解一再沉淀方式，使得细小晶粒集合成粗大晶粒的过程。

其主要特征是小晶体重新组合和结晶成大晶体。

胶体脱水，并转变成结晶物质的现象，称为胶体陈化。胶体陈化也是一种重结晶作用。

燧石中微石英重结晶成粗粒石英，石灰岩中泥晶方解石重结晶为粗晶方解石等，都是

重结晶作用。

文石一方解石

（1）文石的矿物学特征

一种碳酸盐矿物。成分为Ca[CO3Jo又称霰石，与方解石等成同质多象。斜方晶系，

晶体呈柱状或矛状，常见假六方对称的二连晶。集合体多呈皮壳状、稣状、豆状、球粒状

等。通常呈白色、黄白色。玻璃光泽，断口为油脂光泽。具不完全的板面解理。贝壳状断

口。

在自然界文石不稳定，常转变为方解石。

文石一方解石的重结晶机制

通过晶体间的溶液薄膜进行的

文石在极小的范围内溶解和立刻沉淀出方解石而完成的

转化过程中还发生了微量元素锯的丢失，是一种湿态过程

蛋白石一玉髓——石英

（I）蛋白石

天然二氧化硅胶凝体。含水量不定，通常为3%—9%,最高达20%以上，属吸附水性

质；但也有少量以（OH）.形式存在。非晶质或超显微晶质矿物。通常呈冻状或葡萄状、钟

乳状皮壳玻璃光泽，但带树脂光泽，有的还呈柔和淡蓝色调的所谓蛋白光。贝壳状断口。

颜色多样，普通蛋白石无色或白色，含杂质时可呈浅的灰、黄、蓝、棕、红等色，

蛋白石形成于地表或近地表富水的地质条件下，存在于各种类型岩石的空洞和裂隙

中，尤以火山岩和热泉活动的地区为常见。在第三纪及近代的海洋沉积物中也常见。

蛋白石暴露于干热的大气中时，可逐渐脱水而慢慢失去光泽，并最终转变为石髓。

（2）玉髓

玉髓的原子排列与石英完全一样，是一种隐晶、微晶状的石英变种，具有充填水的超

微孔（O.lnm）,比石英合有更多的杂质，常呈细小粒状、纤维状及放射状球粒。纤维状视延

性的不同，分为正玉髓和负玉髓，硅质岩中负玉髓居多，正玉髓常与蒸发岩共生。

（3）微晶石英

微晶石英，通常10—常常等粒镶嵌，出于晶体的生长干涉形成弯曲的晶面。

古代的硅质岩主要是微晶石英和天髓组成，蛋白石仅出现于中生代和新生代的硅质岩中。

（4）重结晶顺序

蛋白石一A（硅质生物软泥）==蛋白石—A'（次生非晶质氧化硅）--蛋白石—CT

再有序的蛋白石一CT…玉髓…微晶石英

蛋白石一CT是a一方石英（低温方石英）和a—鳞石英，无序混层构成

§2成岩共生序列与孔隙流体演化

一、概述

1、概念

（1）成岩共生序列

在成岩作用过程中，成岩作用方式（成岩作用类型）形成的先后顺序。

（2）成岩共生组合

形成于同一成岩物理化学环境中的一组自生矿物或成岩作用方式（成岩作用类型）。

2研究思路：定序；定组合；定流体；定时

3研究目的和意义

目的：整合成岩作用方式（成岩作用现象）

意义：成岩阶段划分的依据；成岩流体研究的基础.

二、确定成岩共生顺序

1、定序准则

（1）由孔隙边部向孔隙中央，由老到新

（2）早期自生矿物限制晚期自生矿物生长

（3）交代矿物晚于被交代矿物

（4）压溶作用与次生加大石英准同时

（5）长石溶蚀与高岭石沉淀准同时

（6）如果去胶结物孔隙度小于其初始孔隙度，那么，压实作用早于胶结作用

（7）如果去胶结物孔隙度与其初始孔隙度差不多，则胶结作用可能早于压实作用

2、综合分析

3、成岩共生序列表示方法

二、确定成岩共生组合

事件早期------------------------------------------>晚期

蒙脱石（:]

微晶方解石।

石英次生加大c

长石次生加大

高岭石

自生石英

黄铁矿

三、确定孔隙流体性质及其演化

1、固化的古流体物理化学一自生矿物组合

♦自生石英

酸性条件：沉淀碱性条件:溶解

由热到冷的热对流过程：沉淀