1、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。
2、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
3、，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： %10测 量 长 度颗 粒 截 距 总 长 度填 集 密 度 显然，填
4、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。 原 始 孔 隙 体 积 粒 间 体 积原 始 孔
5、 隙 体 积 压 实 后压 实 率 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
6、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： cpe0式中 随压力而变化的孔隙度，%； 0原始孔隙度，%；p上覆地层压
7、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
8、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
9、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
10、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21/d2/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
11、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
12、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
13、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
14、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 方解石 + + + 孔隙充填(微晶、酸盐类铁方解石白云石铁白云石菱铁矿片钠铝石+ + + + + + +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 石膏 + + 孔隙充填酸盐类硬石膏重晶石天青石+ +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
15、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
16、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、
17、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 呈层状
18、，分布状 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
19、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
20、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 素支撑方式颗粒支撑杂基支撑岩性因
21、 石英碎屑含 多 少量原生孔隙度 高 低原生孔隙大小大 小素碎屑薄膜胶结物少 多地温 60 60地压 正常 异常压力动力因素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
22、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
23、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
24、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
25、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原成分地球化学变化形成的粘土矿物原始物质成分 组分增多 组分减少长石 H2O K+,SiO2高岭石孔隙水 A
26、l2O3,SiO2, H2O高岭石 K+,SiO2 Al2O3,H2O,Na+伊利石蒙脱石 K+ SiO2, H2O,Na+Ca2+,Mg2+,Fe2+蒙脱石 火山玻璃 H2O Na+, 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： 2
27、CaAl2Si2O3+2Na+4H2O+6SiO2CaAl 2Si4O124H2O+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
28、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图 34 具 不 同 产 状 粘 土 矿 物 的 砂 岩 孔 渗 关 系 (据 陈 永 生 ， 193) 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： %10原 始 孔 隙 体 积胶 结 物 含 量胶 结 率 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
