成岩作用阶段及孔隙演化

克夏地区火山岩成岩作用与孔隙演化~

1.克夏地区火山岩成岩作用类型及特征
克夏地区火山岩及火山碎屑岩典型的成岩作用类型包括压实作用、 冷凝收缩、交代和蚀变作用、胶结及充填作用、溶蚀作用等。 不同成岩作用具有不同的形成条件及特征, 对储层物性的影响各不相同。
(1) 压实作用和冷凝收缩
压实作用是一种对储层物性具有破坏性的成岩作用。分选相对较好的中粗火山角砾岩抗压实能力较强, 可以保留一定的原生砾 (粒) 间孔。 冷凝固结的成岩方式控制原生气孔的形成。
火山碎屑岩的成岩方式不同于其他岩石。 向熔岩过渡的火山碎屑熔岩类, 由熔浆胶结, 主要是由熔浆冷凝固结而成。 而向沉积岩过渡的火山碎屑岩, 则为黏土物质、 化学沉积物及火山灰次生变化产物——蒙脱石、 绿泥石、 沸石等胶结、压实方式成岩。 正常的火山碎屑岩主要是压紧固结, 部分有火山灰分解产物或化学沉积物胶结。 镜下观察表明, 火山碎屑岩的机械压实作用主要表现为塑性颗粒间因缝合接触而变形, 片状矿物如黑云母被压弯压折, 刚性颗粒间以漂浮、 点、 线接触为主。 凝灰岩 (主要为晶屑岩屑凝灰岩) 机械压实作用较强, 表现为晶屑的脆性破裂和塑性岩屑间呈凹凸接触和缝合线接触。
火山熔岩的冷却成岩阶段是原生储集空间的形成阶段。熔浆喷出地表冷凝收缩, 气体膨胀逸出, 发生结晶作用, 形成气孔、 冷凝收缩缝、 晶间和晶内孔缝。 小的气孔多为圆一椭圆形, 大的气孔为云朵状、 长条形、波浪形到不规则形。水下喷出的气孔小, 大陆喷发的形状较复杂。 基性喷出岩中气孔形态较规则, 孔壁较平整, 酸性熔岩内由于熔浆黏度大、气体不易逸去, 气孔多为不规则状。 这些气孔常被充填成杏仁构造, 气孔-杏仁构造常位于单喷溢漩回的上部。 研究区内这些杏仁构造主要在安山岩中, 其次为流纹岩和玄武岩。
(2) 蚀变及交代作用
克夏地区下二叠统火山岩储层中, 火山物质蚀变对储层质量具有重要的影响, 从成因机制上控制优质火山岩储层发育, 主要体现在以下几个方面: ①蚀变形成沸石类矿物, 后期溶蚀, 显著提高储层质量。 ②蚀变形成方解石, 后期富镁卤水交代, 形成白云石, 是研究区云质岩类的最主要成因类型。 ③蚀变形成的方解石, 后期溶蚀, 形成一定量的溶蚀孔隙, 改善储层质量。 岩心和镜下区别于杏仁体的溶蚀。 ④蚀变形成黏土矿物, 后期转化为大量的绿泥石。 ⑤蚀变形成的绿泥石、方解石和沸石类自生矿物是区内裂缝和气孔主要的充填物。 ⑥孔隙水性质受火山物质蚀变控制, 受外源地层水影响较小。
研究区内凝灰岩中存在玻屑和火山灰的片沸石化、方沸石化和绿泥石化、方解石化、钠长石化和硅化, 长石以及角闪石晶屑的绿泥石化。其中片沸石化不利于次生溶蚀,方沸石化利于次生溶蚀, 也存在铁方解石交代片沸石、长石和岩屑。火山角砾岩中火山灰和玻屑发生绿泥石化、方解石化、浊沸石化、方沸石化和硅化, 方沸石化有利于次生溶蚀, 浊沸石化不溶, 长石晶屑绿泥石化。
沉凝灰岩和沉火山角砾岩常片沸石化或被铁方解石交代。
熔岩中的交代蚀变作用主要有以下几种形式: 基性斜长石、橄榄石及辉石等矿物十分不稳定,橄榄石变成伊丁石或蛇纹石, 辉石变成绿泥石、绿帘石、碳酸盐等; 钾、钠、硅化学成分的带入形成不同的交代蚀变作用,其中绢云母化、 白云母化、钾长石化、黑云母化反映了钾质的介入,硅化、次生石英岩化反映了硅质的带入;钠长石化、钠云母化反映了钠质的带入。此外, 由于CO2、 H2O、 H2S的作用可形成碳酸盐等矿物。
研究区内玄武岩的交代蚀变作用主要表现为岩石的碳酸盐化和长石的片沸石化, 安山岩主要表现为岩石的碳酸盐化、绿泥石化和帘石化, 其中帘石化在气孔和收缩缝附近尤其强烈; 英安岩和流纹岩主要表现为岩石碳酸盐化、硅化, 长石斑晶方解石化和高岭石化、基质钠长石化、硅化和方沸石化。
(3) 胶结及充填作用
研究区火山岩和火山碎屑岩储层中的胶结物和充填物与火山物质蚀变关系密切, 同时与火山热液具有成因联系。 气孔和裂缝中常见的充填矿物为绿泥石、沸石和方解石, 其次为硅质。充填气孔的矿物有单成分或复成分,一般中心常形成晶洞或晶簇。有些气孔充填物与岩石蚀变形成的矿物组合比较相近, 可能是岩石在地表冷却后遭受热液交代, 引起岩石中组分的移动填充气孔形成了杏仁; 也有的充填物比较简单,可能是由于岩浆结晶时保存在气孔中的热液冷却形成。
根据岩心观察结合岩石薄片研究结果, 克夏地区断裂带附近火山岩胶结作用普遍发育, 孔隙、裂缝基本全部被胶结物充填。但是各断裂的成岩胶结物类型不同, 存在多种各具地质意义的成岩胶结矿物相带, 主要表现为克百地区克拉玛依断裂的绿泥石-浊沸石相带、南白碱滩断裂及426井断裂的方解石 (早期碳酸盐) 相带、 百口泉断裂的方解石 (早期碳酸盐) -黏土矿物相带、西百乌断裂的方解石 (早期碳酸盐) -铁方解石(晚期碳酸盐) 相带和乌夏地区夏红北断裂的沥青-铁白云石 (晚期碳酸盐) -菱铁矿相带。
1) 克拉玛依断裂带
通过对钻遇克拉玛依断裂的古25和547井岩心观察发现,该断裂带内胶结作用强烈,诱导裂缝带内裂缝发育且普遍被胶结物充填 (图4-28, 图4-29)。

图4-28 古25井综合柱状图及岩心照片


图4-29 547井综合柱状图及岩心照片

进一步通过岩石薄片观察发现古25井断裂带内岩性主要为玄武岩。 斑状间隐间粒结构, 胶结致密。 岩石中斑晶含量约20%～40%, 由板柱状基性斜长石和辉石组成。 基质由细小柱状斜长石组成格架, 格架间分布粒状辉石和玻璃质, 玻璃质脱玻具铁质析出。 岩石中较均匀分布有约3%～5%的杏仁体, 杏仁体较为细小, 外形极不规则, 由绿泥石充填形成。 接近断裂核心部位岩石受压扭性构造应力作用具强的挤压碎裂, 岩石后期具绿泥石化和不均匀浊沸石化 (图4-30)。

图4-30 古25井岩石薄片照片

钻遇克拉玛依断裂的547井断裂诱导裂缝带内岩性主要为安山岩, 交织结构, 岩石中杏仁体中早期充填绿泥石, 晚期充填浊沸石。 基质斜长石间充填的隐晶质具脱玻现象。 岩石中见大量微裂缝, 缝中充填绿泥石和浊沸石 (图4-31)。

图4-31 547井岩石薄片照片

通过岩石薄片分析表明, 克拉玛依断裂诱导裂缝带内岩性主要为玄武岩、 安山岩。 岩石后期具绿泥石化和浊沸石化现象及脱玻现象, 杏仁体被绿泥石、 浊沸石充填。 岩石受应力破碎, 裂缝发育, 缝中充填绿泥石、 浊沸石。 因此, 克拉玛依断裂带胶结物类型属于绿泥石-浊沸石相带。
2) 南白碱滩断裂带及426井断裂带
对钻遇南白碱滩断裂及其分支断裂426井断裂的415井、 416井、 417井、 426井、435井、 439井和534井的岩心观察发现, 南白碱滩断裂带内胶结作用强烈, 诱导裂缝带内裂缝普遍被胶结物充填 (图4-32, 图4-33)。

图4-32 439井综合柱状图及岩心照片


图4-33 417井综合柱状图及岩心照片

进一步通过岩石薄片分析发现, 417井钻遇南白碱滩断裂带内主要为安山质岩屑凝灰岩, 岩屑凝灰结构, 胶结致密。 岩石中主要由安山岩岩屑组成, 岩石由火山灰胶结, 后期具绿泥石化和方沸石化现象。 受构造应力作用, 构造破裂缝发育, 破裂缝中充填方解石和方沸石。 接近断裂核心部位可见碎裂化火山凝灰岩和碎裂化安山岩, 碎裂缝中充填方解石。 偶见杏仁体也由方解石充填且具有绿泥石化现象 (图4-34)。

图4-34 417井岩石薄片照片

岩石薄片分析发现439井钻遇南白碱滩断裂带内主要为玄武岩、 安山岩, 胶结致密。岩石中长石格架间玻璃质均已脱玻蚀变为绿泥石, 并具微粒状铁质析出。 岩石受构造应力作用具挤压破裂, 破裂缝中充填方解石。接近断裂核心部位见硅化粉砂质泥岩。 岩石具强的硅化, 受构造应力作用具挤压破裂, 破裂缝中充填方解石、 硅质 (图4-35)。

图4-35 439井岩石薄片照片

426井钻遇的南白碱滩断裂分支断裂-426井断裂诱导裂缝带中岩性主要为火山灰凝灰岩。 火山灰凝灰结构, 胶结致密。 岩石受构造应力作用具挤压破裂, 破裂缝呈羽状排列, 缝中充填方解石 (图4-36)。

图4-36 426井岩石薄片照片

通过岩石薄片分析表明, 南白碱滩断裂及426井断裂带内岩性主要为安山岩、 火山灰凝灰岩。 岩石受构造应力作用破裂缝发育, 主要为方解石充填, 其次为方沸石、 硅质充填。 火山灰胶结物具绿泥石化和方沸石化, 玻璃质脱玻蚀变成绿泥石, 方解石胶结物交代泥质杂基。 因此, 南白碱滩断裂带胶结物类型属于方解石 (早期碳酸盐) 相带。
(4) 溶蚀作用
溶蚀作用和火山物质蚀变控制研究区优质火山岩储层发育。 溶蚀作用是本区火山岩储集层发育的建设性成岩作用。 有两类: 第一类发生在火山喷发间歇期, 在地表或近地表条件下, 各种风化淋滤作用使火山岩中气孔、原生裂缝等被溶蚀。 气孔溶蚀扩大并与溶蚀裂缝相连通。 薄片中见到的溶蚀孔隙边缘黑色氧化铁泥质膜是地表、 近地表氧化环境风化淋滤作用的结果, 还可见辉石和长石斑晶的晶内溶孔。 第二类是沿后期构造裂缝发生的广泛而强烈的溶蚀作用, 形成溶蚀裂缝、溶孔和溶洞。 岩心中常见大的溶缝和溶洞。 第三类是地下酸性流体作用造成的溶蚀, 在薄片中见到溶孔中含油现象和溶孔发育附近有较多沥青充填缝。
研究区内玄武岩溶蚀作用整体不强, 仅少量辉石和长石溶蚀, 以及少量基质孔; 流纹岩发育较少, 主要为长石斑晶的溶蚀。 安山岩溶蚀作用较强, 主要为长石和角闪石选择性溶蚀, 气孔溶蚀扩大, 呈不规则状, 尤以482井2332～2349m井段的碎裂英安岩溶蚀强烈, 次生孔面孔率在3%～5.5%之间; 在克81井3891～3893.6m井段的玄武岩杏仁体强烈溶蚀, 形成大量的溶蚀孔洞。
研究区火山岩溶蚀作用发育强度主要受断裂、 不整合面或风化壳、 岩石类型和围岩四个因素控制。
1) 断裂
靠近断裂, 杏仁体充填程度高, 后期溶蚀程度也高。 酸性地层水或大气淡水易沿着断层进入岩层, 发生溶蚀。
2) 不整合面或风化壳
靠近不整合面或风化壳, 受地层水或大气淡水影响明显, 杏仁体大量溶蚀。 在克81井残留的风城组二段顶部发育一期喷溢相泛流玄武岩, 与上覆夏子街组碎屑岩呈不整合接触。 玄武岩中发育大量的杏仁体, 后期地层水沿不整合面运移进入玄武岩地层, 杏仁体大量溶蚀, 形成大小不等的溶蚀孔洞 (图4-37)。

图4-37 不整合面对杏仁体溶蚀的影响 (以克81井风城组为例)

3) 岩性
远离断裂、 不整合面或风化壳的熔岩以及冷凝固结的火山碎屑岩, 微裂缝不发育, 岩石致密, 酸性流体难以进入岩层发生溶蚀。 通常, 压实固结、 分选相对较好的中粗火山角砾岩溶蚀作用较强, 储层物性较好。
4) 围岩
沉积围岩的影响如烃源岩层排酸、渗透层地层水渗入等, 利于火山岩溶蚀作用的发生。
2.克夏地区火山岩孔隙演化规律及成岩序列
(1) 火山碎屑岩
空落的火山碎屑岩和正常压实、碎屑流成因的火山碎屑岩孔隙演化过程明显不同于熔岩类和冷凝固结的火山碎屑岩类。 正常压实固结成岩的火山碎屑岩、 原生砾 (粒) 间孔的发育有利于后期溶蚀作用的进行。 砾 (粒) 间孔和后期形成的微裂缝是酸性流体进入岩石内部的通道, 在后期构造作用形成的微裂缝不发育的情况下, 火山碎屑岩中砾 (粒) 间孔的重要性凸显出来。 火山角砾岩经过砾 (粒) 间孔压实缩孔、 胶结充填、 胶结物和颗粒溶蚀等成岩变化后, 储集空间组合变成粒内溶孔+ (剩余) 粒间孔 (图4-38), 可能含有一定量的微裂缝。 凝灰岩主要的储集空间类型为基质溶孔和微裂缝。

图4-38 火山角砾岩中的剩余原生砾 (粒) 间孔颗粒间孔, 沉火山角砾岩, 596井, 2472.69m, 左:(-); 右 (+)

火山角砾岩中含有大量的凝灰岩岩屑、 安山岩岩屑等。 这些火山凝灰物质是形成沸石矿物的主要物质基础。 沸石形成于低温、 强碱性环境中。 由于火山凝灰岩粒度细, 并含有大量低温时不稳定的矿物, 在受溶液作用迅速分解后可放出大量K+、 Na+、 Ca2+、Mg2+等离子, 使溶液呈强碱性, 很有利于沸石的形成。 低温条件下, 沸石矿物从高pH值和高盐度的溶液中沉淀出来, 充填粒间孔隙或交代凝灰岩岩屑以及以斜长石为主的中基性火山岩。 当沸石化作用强烈发生时, 岩石中大部分的有效原生孔隙已丧失, 只剩下沸石矿物的晶间孔。
(2) 熔岩
熔岩类、 熔结火山碎屑岩类和火山碎屑熔岩类为冷凝固结成岩, 原生孔隙的发育直接受冷凝固结控制。 同时, 冷凝固结的成岩方式, 使岩石致密, 渗透性较差, 在没有后期微裂缝改造的情况下, 酸性流体很难进入岩石内部使其溶蚀。 冷凝固结熔岩类孔隙的发育演化过程为: 气孔和收缩缝的形成、胶结充填-后期构造微裂缝的改造-杏仁体和斑晶、 基质溶蚀等, 储集空间组合为 (少量) 剩余原生气孔+杏仁体溶蚀孔+斑晶和基质溶孔+微裂缝。
熔岩中气孔和裂缝的充填物主要来自火山物质 (包括基质和斑晶) 蚀变, 同时也有冷凝早期地表热液作用的产物。 岩心和薄片观察, 充填具有多期性, 每一期充填物质有所不同 (图4-39)。

图4-39 火山岩储层气孔多期充填

随着地质历史的演变、构造作用的更替和成岩作用的演化，上古生界碎屑岩储层的演化特征主要体现在孔隙的时空演化上。
1.成岩作用阶段的划分
中国石油天然气总公司1991年审定的碎屑成岩阶段划分规范，选用的划分成岩阶段的几个参数为：古地温、有机质成熟度和自生矿物的演变程度。通过对阳泉、义和庄、平顶山、周口等地的古地温、镜质体反射率（Ro）和I/S中I的含量，发现华北地区石炭-二叠系地层大部分处于晚成岩A期，少数进入晚成岩B—C期。以苏桥地区成岩程度最低，义和庄、东濮、淮南、平顶山全部转变为伊利石，上限温度为137℃。山西阳泉、河南太康成岩程度最高，可在晚成岩C期（表3-3-7）。
表3-3-7 华北地区石炭-二叠系砂岩成岩阶段划分


2.砂岩孔隙的时空演化
鄂尔多斯盆地上古生界砂岩孔隙的时空演化比较特征：
（1）早成岩及晚成岩A期酸性成岩环境下的孔隙演化：埋深在2939.5m以上，相应的时期为海西期—印支期，表现在原生孔隙定型，次生孔隙发育极盛。
（2）晚成岩B期深埋碱性成岩环境下的孔隙演化：古埋深为2939.5～3884.0m，需晚成岩B期，中侏罗世—现今。在碱性环境控制下的各种含铁碳酸盐交代作用，对原生孔隙基本没有影响，使之仍然保持定型状态为0.7%，而对次生孔隙却损失了1.7%，还保存3.1%（据长庆油田）。这一时期为原生孔隙继续定型，次生孔隙保存，微裂缝发育时期（表3-3-8）。
华北地区，由于构造沉降作用和热演化等与鄂尔多斯盆地有较大的差异，表现出的孔隙时空演化有明显的差别。
（1）印支运动末期
沁水盆地、南华北盆地太康隆起及济源等地热演化度高，Ro值在1.43%～2.7%之间，相应温度在140℃以上，相当于晚成岩B—C期水平，次生孔隙减少，裂缝发育。而在渤海湾盆地演化程度低，Ro值在0.6%～1.3%之间，多数地区在0.8%以下，属早成岩—晚成岩A期。
（2）燕山运动时期
临清坳陷、济源凹陷及阜阳凹陷等地侏罗-白垩系地层沉积较厚，古生界地层埋深加大，热演化加深，Ro值增高，孔隙演化可能达到晚成岩B期甚至更高。这个时期也出现一些古隆起，上古生界地层遭受不同程度的剥蚀，如沧县隆起东部、武城凸起附近，冀中背斜、陈家庄凸起、埕宁隆起、鲁西隆起、内黄隆起等。与这些凸起过渡的古斜坡地带则是受大气水等的淋滤改造，次生孔隙发育。如苏桥、文安斜坡等。
（3）喜马拉雅运动时期
由于差异升降运动强烈，孔隙演化更为复杂。
从对苏桥和义和庄各地取心井的实测孔隙度资料的统计表明，孔隙度变化与砂岩现今埋深的关系不大，而与不整合面关系十分密切。在不整合面下50～100m之间，其孔隙度一般为20%；在不整合面下100～200m之间，其孔隙度一般为15%～20%；距不整合面200m以下，砂岩的孔隙度一般都在10%左右。在孔隙度与深度的关系曲线上，显示出孔隙度由上向下急剧变小的指数曲线（图3-3-8）。
表3-3-8 鄂尔多斯地区下古生界奥陶系碳酸盐岩的储层分类表



图3-3-8a 义和庄地区二叠系砂岩孔隙分布图


图3-3-8b 苏桥地区二叠系砂岩孔隙分布图

孔隙度的变化与上覆地层的时代也有一定关系，石炭-二叠系地层之上残留有中生界地层，则其孔隙度较小，一般为10%～15%，而且曲线变化平直；而与第三系直接接触的各井的孔隙度一般均较大，其变化幅度也较大。
在平面上，石炭-二叠系的孔隙度与古构造关系十分密切。在苏桥地区，所作出的上石盒子组下段声波时差等值线图（图3-3-9）表明，整个地区按声波时差大小可分为三个带：东部带的声波大于260μm/s，是时差值最大的地区，它位于整个潜山的最高部位；西部带的声波时差也大于260μm/s，为石盒子组上倾尖灭带；中部带属于相对下凹地区，其上覆有中生代地层，其声波时差值较小，小于240μm/s。以上这些表明，古构造对砂岩孔隙度具明显的控制作用。

图3-3-9 苏桥地区上二叠统上石盒子组下段声波时差等值线图

在义各庄地区，同一构造不同部位砂岩的储集性也有差别。通过义古76井—义古72井剖面孔隙度的变化则反映出这种差别，位于构造高处的义古72井，其上中生界已全部剥蚀，上石盒子组孔隙度略高（15%），而其他各井相对略低。
同样，在苏-3、苏-20井的剖面上，苏20井的孔隙度为15%～20%，而下降盘的苏3井，孔隙度也略小（15%左右）。
综上所述，石炭-二叠系砂岩孔隙度在垂向上及平面上都有较为明显的分带性，而这种分带性与离剥蚀的远近有着密切关系，离剥蚀面越远，砂岩的孔隙度愈小，表明后生淋滤溶解作用对次生孔隙的分布起着主要控制作用。

1.成岩作用阶段

关于成岩作用阶段的划分方案，不同学者意见有分歧，归纳起来如表4-13所示。关于各个阶段的成岩作用特征，不同学者的意见大体一致。

表4-13 不同学者对成岩作用阶段划分对比

高瑞祺等(1997)根据砂岩各种自生矿物的成岩作用和有机质成岩作用特征，将松辽盆地成岩作用(埋深500m以下)划分为两个阶段5期。其中早成岩阶段分为A、B和C3期，晚成岩A期又分为A₁和A₂两期。各阶段砂岩的成岩作用特征如下:

早成岩A期:最大埋藏深度小于700m，镜质体反射率R_o小于0.35%，砂岩弱固结-半固结，以机械压实作用为主，碎屑颗粒多呈点接触，孔隙为原生粒间孔，黏土矿物主要有蒙脱石、高岭石、伊利石组合。

早成岩B期:最大埋藏深度700～1300m，地温小于70℃，R_o值为0.5%，有机质为半成熟阶段，砂岩呈半固结—固结状态，颗粒仍为点接触，以原生孔隙为主，并产生少量次生孔隙，硅质(SiO₂)和方解石呈早期充填，黏土矿物呈高岭石、伊利石组合面貌。

晚成岩A期:最大埋藏深度1300～2200m，古温度70～100℃，R_o值为0.5%～1.3%，有机质为成熟阶段，砂岩已固结成岩，颗粒为点-线接触，石英开始呈晚期次生加大，次生孔隙大量产生，黏土矿物为混层、绿泥石、伊利石(自生)组合，高岭石逐渐消失。

晚成岩B期:最大埋深2200～2900m，古温度100～120℃，颗粒线-点接触，孔隙以缩小粒间孔为主，黏土矿物为绿泥石、伊利石(自生)组合，混层矿物开始消失。R_o值为0.3%～2.0%，有机质为高成熟阶段。

晚成岩C期:最大埋藏深度大于2900m，古温度大于120℃，R_o值为2.0%，为有机质过成熟阶段。

松辽盆地各含油气组合中的储集层由于经历的最大埋深不同，所以相应所处的成岩阶段也不同。油气组合和成岩阶段划分的关系如表4-14所示，其中扶余油层、杨大城子油层成岩阶段属于晚成岩A₁和A₂期。需要强调的是，埋藏深度是指储集层所经历的最大埋藏深度而不是现今的埋藏深度。如朝阳沟和长春岭等地区，扶杨油层现今埋藏深度只有几百米，但是根据有机和无机成岩作用的标志，属晚成岩A₁期。现今埋藏深度是该区抬升后的深度，据古地温研究认为，该区可能抬升了500～900m。

表4-14 松辽盆地砂岩储集层的成岩作用

(据高瑞祺等，1997)

所采集的11个样品研究结果表明，扶杨砂岩储集层已进入晚成岩A期，其主要特征为:

一是砂岩储集层以线接触为主，不存在缝合接触;二是镜质体反射率在0.5%～1%范围内;三是黏土自生矿物以伊利石和绿泥石为主，高岭石和蒙皂石含量少，甚至高岭石消失，伊蒙混层矿物中蒙皂石含量减至20%～30%，未出现沸石;四是原生粒间孔隙很少，主要为次生溶解孔隙。

2.孔隙演化

关于砂岩成岩作用的类型及其对孔隙变化的影响，孙永传等(1996)曾总结如表4-15所示。

研究区11个样品的成岩作用研究成果表明，不同成岩作用对孔隙增大和减少的程度是不同的，起主要作用的是:压实作用，使孔隙减少;胶结作用，方解石、硫酸盐、黄铁矿的充填式胶结和石英颗粒次生加大使孔隙减少;次生溶解作用使孔隙增加。

这3类作用在不同成岩阶段对孔隙减少或增大影响也是不同的。一般趋势是:在早成岩作用阶段，由于压实和胶结作用，原生孔隙减少，在晚成岩作用早中期，次生孔隙发育。

由于沉积条件、构造环境和水文条件在不同地区的差异，砂岩成岩作用及其对孔隙变化的影响也有差异，主要表现为:一是沉积环境不同，储集层中黏土含量不同，如前所述，黏土含量高的粉砂岩要比低的砂岩压实程度高;二是黏土含量低的砂岩与高含量比较，一般总孔隙度要高，微孔隙比例要小，孔径要大，连通程度要好，因而颗粒间孔隙的流体流动程度高，导致淡水方解石和矿化度高的水溶液中硬石膏等胶结物沉淀(M.A.S.Moraes等，1991);三是晚成岩期古构造环境决定了油田水的运移方向，青山口组含有机酸和CO₂的水溶液一般从凹陷向其边缘扶杨油层组成的隆起或反转构造转移，因而在凹陷边缘和隆起处储层的次生孔隙发育程度比凹陷中心相对要高。

表4-15 砂岩成岩作用类型划分及对孔隙的影响

在11个样品中，可根据成岩作用及孔隙变化的差异将储集岩划分为3种类型:

Ⅰ类:如1、6、9号样，黏土含量分别为12.2%、27%和14.7%。原生粒间孔隙发育，但方解石等胶结物没有或少量，次生孔隙发育，这意味着沉积时黏土含量低，粒间孔隙发育;早成岩期淡水流动程度高，亮晶方解石等胶结物发育;晚成岩A期油田水进入储层，溶蚀程度高，方解石等胶结物被溶去。

Ⅱ类:如2、5号样，黏土含量少，分别为17.7%和25%。原生粒间孔隙发育，充填亮晶方解石胶结物发育，含量分别为14%和4%。这意味着早成岩期孔隙内淡水流动程度高，方解石沉淀;次生溶蚀孔隙不发育，表明晚成岩A期油田水未进入储层。

Ⅲ类:如3、4、7、8、11号样，黏土含量高，分别为35.3%、30.2%、37.8%、32.5%和37.3%。推测原生粒间孔隙较前两类差，流体流动程度低，充填亮晶方解石少，分布不均，最高达4%;次生溶蚀孔隙不发育，表明晚成岩A期油田水未进入储层。

3.次生孔隙发育影响因素

1)次生孔隙的分布与砂体所处的沉积相带和岩石类型密切相关。在研究区辫状河三角洲体系中，分流河道和河口坝微相中发育的砂体分选较好，泥质含量少，连通性孔隙比较发育，有利于深埋过程中酸性水溶解进入其中，溶解岩石矿物颗粒间方解石胶结物，形成次生溶蚀孔隙。相反，分流河道间湾微相粉砂岩泥质含量少，发育微孔，酸性水不易在其间流动，粒间和粒内溶蚀次生孔隙不发育。

2)在溶解作用过程中，岩石类型对次生孔隙发育也有一定的影响。本区岩石类型主要为长石岩屑砂岩，比石英砂岩容易遭受溶蚀。长石和火山岩岩屑在溶解过程中形成高岭石和蒙脱石，高岭石、蒙脱石在埋藏过程中易变为绿泥石、伊利石和伊蒙混层，如上述黏土矿物不被移走，会堵塞孔隙，次生孔隙并不发育。相反，如移走他处，则有利于次生孔隙的发育。从可动流体饱和度、次生溶孔数量与X-衍射分析获得的黏土含量之间的关系看(表4-16)，溶蚀次生孔隙度大和黏土含量低的储层，可动流体饱和度较高(如7、8号样);溶蚀次生孔隙度低和黏土含量高的储层，可动流体饱和度低(如2、4和5号样)。

表4-16 岩样次生溶孔与黏土含量、可动流体饱和度

3)将储层中黏土矿物和方解石矿物含量，对应编制成图4-29。由图可见，按其分布可划分为3个区:一是高含量方解石(占17.6%～21.0%)分布区(3、10和11号样)，显孔隙度小于0.1%、2.5%和6%，比较低;二是高含量黏土矿物区(占24.9%～38.8%)(1、2、4、5、6、14、18、20和22号样)，除14号样外(显孔隙度为8%)，显孔隙度较低者为1%、1.4%、1%、3%、<0.1%、6%、3.5%、4%和6%;三是低含量方解石(<0.1%)和较低含量黏土矿物(<25%)分布区，除19号样外，其他7、8、12、13、15、16、21号样，显孔隙度均比较高，为7%～9%。

图4-29 方解石对应黏土矿物含量图

4)酸性水的分布范围和流动程度:次生孔隙带常常邻近坳陷中心酸性水分布地区，酸性水从坳陷中心高势能地区运移至低势能地带，开始为侧向运移，而后为垂向运移。砂层和断层常常是地下酸性水溶液的通道，因而在深层酸性水经过而且比较活跃的地区，如斜坡上分布的砂体连片地带和断层附近的砂层容易产生次生孔隙。

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