成岩作用类型

主要成岩作用类型及其特征~

根据对砂岩孔隙演化和物性变化的不同影响，富县地区延长组储层成岩作用可分为破坏性和建设性两大类，下面分别加以论述。
（一）破坏性成岩作用主要类型及特征
1.压实、压溶作用
压实、压溶作用是使岩石密度增大、原生孔隙度大幅降低的主要成岩作用。压实作用的强弱主要与岩石埋深、地温及碎屑矿物组分等有关（郑浚茂等，1989；刘宝珺等，1992），浅埋藏时以机械压实作用为主，随着埋深加大代之而发育压溶作用。
富县地区延长组砂岩中，石英含量相对较低（平均在42%以下），而“抗压实性”差的塑性碎屑长石、岩屑等含量较高，这在很大程度上导致压实作用极为强烈。主要表现为云母、长石等片柱状矿物明显的定向排列（图版Ⅳ-3，Ⅳ-4），泥质、黑云母等塑性碎屑发生弯曲变形、波状不均匀消光，长石双晶纹弯曲、断裂、错位，部分石英颗粒波状消光，以及少量云母挤入碎屑颗粒间成假杂基，杂基致密，颗粒间普遍为线接触。而部分碎屑颗粒呈镶嵌接触、凹凸接触（图版Ⅳ-1—Ⅳ-3，Ⅳ-6，Ⅶ-8），是压溶作用使岩石组分发生重新分配的结果。总之，本区强烈的压实作用对延长组储层物性变差影响极大。
2.胶结作用
胶结作用是物质沉积后因自生矿物在孔隙中的沉淀而导致沉积物固结的成岩作用（刘宝珺等，1992），它是一种极其重要的破坏性成岩作用。本区延长组砂岩胶结作用类型众多且强烈，根据胶结物成分主要可划分为粘土矿物、碳酸盐和硅质3种胶结作用。
1）粘土矿物胶结作用。区内延长组粘土矿物胶结作用主要为绿泥石胶结、次为伊利石、伊/蒙混层（含量为5%～30%）及少量高岭石胶结（表6-3～6-5）。
其中，绿泥石胶结物特别普遍（含量为60%以上），它是由黑云母等陆源碎屑风化产物结合而成。单个自生绿泥石晶体呈微粒状、针状、针叶状附着在碎屑颗粒边缘，形成薄膜状胶结和粘土衬边；集合体则呈“绒毯状”附着在碎屑颗粒之上，垂直孔隙壁生长并对碎屑颗粒有不同程度的交代（图版Ⅴ-4，Ⅴ-5）。据其产状判断，绿泥石胶结主要有早晚两期：早期绿泥石薄膜平行碎屑颗粒边缘分布；晚期则多形成于石英次生加大边之后呈栉壳状环边生长，薄膜一般厚2～5μm。局部可见绿泥石薄膜的菱铁矿化（图版Ⅳ-6）或向伊利石转化。
表6-3 富县地区延长组砂岩电子探针测试结果（wB/%）


续表


伊利石常呈毛发状，伊/蒙混层呈网格状生长（图版Ⅳ-6，Ⅳ-7）。此外，局部可见长石风化后形成的书页状高岭石（含量为3%～15%）（图版Ⅴ-8，Ⅵ-1）充填孔隙。
绿泥石、伊利石在孔隙中以孔隙衬垫、孔隙充填式为主，主要形成晶间束缚孔隙（图版Ⅳ-7），孔径小于 1μm且连通性差。因此，粘土矿物胶结极大地影响了储层的物性条件。
2）碳酸盐胶结作用。本区延长组砂岩碳酸盐胶结物主要有方解石、白云石、铁方解石、铁白云石及少量菱铁矿显微晶集合体等（图版Ⅲ-4-6，Ⅵ-3，Ⅵ-4，Ⅵ-6；表6-3）。它们常以基底式、孔隙式胶结类型出现，且以前者为主。按照形成时间先后，碳酸盐胶结物主要可划分为早、晚两期。早期碳酸盐胶结物，主要形成于早成岩期、表生或浅埋藏期，多为泥晶方解石和泥晶白云石，充填于碎屑颗粒间，对溶蚀作用特别敏感而普遍被强烈溶蚀，因而一般含量不高。晚期（浅埋晚期—深埋期）碳酸盐胶结物，是最主要的和保存尚好的一类碳酸盐胶结物，包括（含）铁方解石、（含）铁白云石，含量一般为5%～10%，最大可达30%以上，遭受的溶蚀作用不强烈。（含）铁方解石一般呈中细晶他形粒状，充填于粒间孔隙中，发橙红色光（图版Ⅲ-4—Ⅲ-7）；常常伴随胶结过程而交代碎屑颗粒及其次生加大边和早期碳酸盐矿物，尤其易于交代斜长石和中基性喷出岩岩屑；当含铁方解石胶结交代作用强烈时，可形成假基底式胶结，大大降低孔隙度。含铁白云石既有自形晶，也有半自形晶，多充填孔隙；常交代碎屑颗粒、胶结物和基质；可见含铁白云石包围白云石或方解石，说明它形成于二者之后。
3）硅质胶结作用。本区硅质胶结物有石英次生加大和他形自生石英两种，以前者为主。石英加大边含量一般较少，部分可达 1%～3%，多见Ⅰ—Ⅱ级次生加大边，局部见Ⅲ级（图版Ⅵ-8，图版Ⅶ-1）。石英的次生加大边常比原颗粒光洁，两者的界限可借助于石英颗粒边缘的粘土薄膜或氧化铁等杂质来确定，也可在阴极发光或扫描电镜下进行区分（图版Ⅴ-5—Ⅴ-7，图版Ⅵ-8，图版Ⅶ-1）；石英次生加大强烈时，可使颗粒恢复其面平棱直的规则几何外形。石英次生加大边又见被溶蚀成港湾状，或被含铁方解石、含铁白云石交代。石英次生加大的强度与粘土矿物和石英碎屑粒度大小等关系密切，过厚的粘土薄膜会阻碍石英次生加大，因此一般泥质砂岩很少有石英次生加大；细粒石英的次生加大强于粗粒，是因为细粒棱角多、较粗糙，比表面大，有利于石英自生加大的发生。由于石英次生加大造成石英碎屑呈镶嵌接触，从而导致岩石致密化，严重堵塞孔隙、喉道，使喉道变成弯片状或缝状，极大地降低了储层孔渗性。
4）长石胶结作用。本区长石胶结作用不如硅质胶结作用强烈，长石胶结物含量极少（一般均小于1%），主要为长石的次生加大，次为自生加大的钠长石（表4-3）。其次生加大边较光洁，可见次生加大边被溶蚀呈锯齿状、港湾状，使碎屑颗粒由原来的点接触变成线接触，甚至凹凸镶嵌接触，大大降低储层孔渗性。
5）浊沸石胶结作用。浊沸石是火山岩屑等颗粒蚀变的产物。在鄂尔多斯盆地陕北斜坡北部靖边—安塞等地延长组砂岩中沸石含量较高，其形成可能主要与盆地北部阴山褶皱带和北东东部吕梁山古陆，从二叠纪末一直到三叠纪所发生的强烈火山和岩浆活动关系密切。由于火山和岩浆活动的影响，在钻井剖面上延长组下部夹有多层中酸性火山碎屑岩、凝灰岩，为沸石的形成及其胶结作用奠定了物质基础（孙肇才等，1974）。由于沸石胶结作用和溶蚀作用明显，溶蚀形成的粒间孔大大改善了储层。
表6-4 富县地区延长组砂岩 X射线衍射测试结果


表6-5 富县地区延长组泥岩 X射线衍射测试结果


但是，本区延长组中沸石含量不高，仅部分样品可见沸石胶结和溶蚀现象（表6-3），这可能与本区延长组物源主要来自于盆地东南部边缘隆起区等因素有关。本区所见的沸石，或呈斑状分布或呈孔隙充填式产出，对孔隙起阻塞作用，但又起到支撑作用，使颗粒免遭强烈压实，为后来次生孔隙的发育提供物质基础。总体上，本区延长组砂岩浊沸石胶结作用较弱，对孔隙演化影响不大。
综上所述，本区延长组砂岩强烈的胶结作用、尤其是强烈的碳酸盐胶结作用，严重降低了储层孔渗性。但同时也应客观评价早期胶结作用（石英次生加大、方解石胶结等）的积极意义，它一方面减小了孔隙空间，另一方面又阻碍了早期胶结后压实作用的继续，还为晚期溶蚀孔的形成提供了物质基础。
（二）建设性成岩作用主要类型及特征
1.溶蚀作用
溶蚀作用是砂岩中非常普遍的一种成岩作用，也是砂岩次生孔隙形成的主要作用，因而成为储层改善的重要原因。砂岩中的任何碎屑、杂基、胶结物等，包括最稳定的石英和其他硅质胶结物，都可在一定条件下发生不同程度的溶解，而且溶蚀作用可贯穿准同生期直至抬升暴露表生成岩期的全过程。
富县地区延长组砂岩溶蚀作用，大致可分为3个时期：①准同生期，石英、长石、岩屑等碎屑边缘微弱溶蚀成港湾状，但溶蚀形成的空间因压实作用而被挤入的泥质杂基所充填而失去意义。②浅埋藏期，因温度、压力升高，原生孔隙减少而孔隙流体沿颗粒边缘加速运动，使颗粒边缘不同程度溶蚀而形成粒间溶蚀扩大孔隙，但又常被后来的方解石、白云石胶结物所充填而失去有效性，还有填隙物（粘土杂基、碳酸盐矿物、自生矿物）及少量石英次生加大边被溶解，使颗粒形成不规则边缘、溶解残余结构及粒间溶孔；③深埋期（侏罗纪晚期—白垩纪早期），因有机质演化成烃而释放大量羧基和酚基，它们溶于地层水形成大量羧酸，对长石、方解石等碎屑颗粒和胶结物产生溶蚀作用而形成粒间溶孔、粒内溶孔、溶蚀缝、铸模孔、晶间溶孔等次生孔隙（图版Ⅴ-4—Ⅴ-6，Ⅶ-1，Ⅷ-6），孔隙大小一般为0.05～0.25 mm，含量为 3%～5%，但这类孔隙又多被后期（铁）方解石、（铁）白云石或沥青所充填。
总体上，本区延长组砂岩中，对孔隙建设性意义最大的溶蚀作用主要是发生于深埋期、与烃源岩有机质成熟期相匹配的溶蚀作用，由此形成的部分溶孔因被沥青或原油充填而成为有效孔隙，而其他时期的溶蚀作用所形成的孔隙因后期的胶结物充填而失去意义。由于延长组中因溶蚀作用形成的孔隙保存下来的较少，因此很大程度上导致了本区延长组特低渗砂岩储层的形成。
2.交代作用
交代作用是一种矿物替代另一种矿物的现象，可出现在成岩作用的各个阶段甚至表生期，常常伴随溶蚀作用而发生。区内常见的交代作用有：①方解石沿碎屑颗粒边缘、解理缝边缘交代长石、石英及其次生加大边及岩屑，使碎屑颗粒边缘不规则，甚至有些长石颗粒大部分或全部被交代，方解石交代石英成孤岛状，最常见的是含铁方解石对碎屑颗粒的交代作用。②碳酸盐矿物之间的相互交代，含铁白云石交代含铁方解石、方解石、白云石，或白云石交代方解石，即白云石化作用。③碳酸盐矿物交代其他矿物，碳酸盐矿物交代粘土矿物（主要发生于成岩晚期），自生高岭石被含铁白云石交代。偶见白云石交代长石、石英等。④粘土矿物交代碎屑等矿物，常见粘土矿物（泥质）部分交代长石、石英，可见长石被高岭石化、绢云母化、绿泥石化、伊利石化（图版Ⅴ-7）等，少量高岭石交代石英。由于交代作用过程中遵循体积保持定律和质量守恒定律，因此它对岩石的孔隙度和渗透率的影响不会很大。
3.破裂作用
构造缝、层间张裂缝、压裂缝、扭裂缝等多种裂缝，可以大大地改善储层砂岩孔渗性。但是，由于富县地区长期处于构造活动相对稳定区，岩石中塑性碎屑颗粒较多，因此延长组砂岩中破裂作用不普遍。尽管露头剖面、岩心及显微镜下局部可见一些层间裂缝、压裂缝等类型的裂缝，但多为微细裂缝并常被方解石充填（图版Ⅰ-5，Ⅰ-12，Ⅱ-5，Ⅳ-3，Ⅶ-8，Ⅷ-7）。因此，区内较弱的破裂作用对延长组储层没有太大的改造意义。

一、压实作用
泥屑灰岩和砂屑灰岩在沉积以后具有与黏土、粉砂及砂相似的孔隙度。在圆筒压实实验中，由于方解石的强度比较低，因此，碳酸盐沉积物的机械压实作用是伴随着大量的破裂和塑性流动进行的(恩格尔哈特，1977)。这一点与陆源碎屑岩不同。在陆源碎屑岩中，石英和硅酸盐碎屑沉积物的压实作用主要是颗粒的重新定向造成的。
机械压实作用主要发生在未胶结的碳酸盐沉积物中，而化学压实作用则主要发生于已被胶结的碳酸盐沉积物中。
1.机械压实组构碳酸盐沉积物的机械压实组构包括塑性变形和脆性破裂两种类型(表15－1)。
表15－1 碳酸盐沉积物的压实组构


2.化学压实组构
化学压实组构亦称为溶解压实组构，是化学压实作用的产物。缝合线是溶解压实组构的唯一表现形式(参见图11－24)。
二、胶结作用
在碳酸盐岩中，胶结作用仅发生于粒屑灰岩中。碳酸盐岩的胶结作用速度比陆源碎屑岩快得多。例如，在博奈尔岛，现代沙滩沉积物正在成岩，Strombus的介壳被胶结成岩;另外，许多介壳具有渔民采用留下的孔，推测应该是现代的生物;有些玻璃瓶子的碎片已被胶结，据此判断，胶结作用不过是一二十年间的事。因此碳酸盐岩胶结作用的一个特点是胶结作用与沉积作用可视为同步进行(何起祥，1978)。
1.常见的胶结物与胶结组构
碳酸盐岩的胶结物主要为碳酸盐类矿物，有四种主要类型，即方解石(低镁方解石)、文石、镁方解石(高镁方解石)和白云石。
碳酸盐胶结物主要有三种结晶形态，即泥晶、纤维晶和较粗晶。现代的泥晶胶结物由方解石或文石、镁方解石和白云石组成。在扫描电镜下，它们常呈细针状、菱面体、陡斜菱面体或偏三角面体等结晶形态。古代灰岩的泥晶胶结物则为多面体或圆形的粒状方解石。纤维状是文石的特有形态，有时高镁方解石也呈纤维状。粒状是白云石和方解石胶结物的特征，但有时也可呈自形菱面体，半自形、刃状或他形等多种形态。
碳酸盐岩的胶结组构包括:
◎针状:胶结作用早期，砂屑灰岩被纤维状文石晶体部分胶结，文石从碎屑颗粒的表面向外生长。
◎粒状:砂屑灰岩中腕足类介壳碎屑及内碎屑被等粒状方解石胶结。
◎等轴生长:在砂屑灰岩中海百合为干净的方解石所环绕，形成共轴生长边。
◎嵌晶:包含数个颗粒的粗晶或连片胶结物。
2.碳酸钙胶结物的沉淀作用
碳酸钙胶结物的沉淀作用主要受溶解离子、结晶速度、底质的矿物成分及晶体结构的控制和影响，其主要特征如下:
(1)溶解离子
在地质环境中，碳酸盐胶结物矿物的晶体形态主要受Mg2+和Na+的影响，其次为Sr2+和SO2－4等。
在水溶液中沉淀的碳酸钙矿物的类型主要受Mg2+/Ca2+比值的影响。在Mg2+和Ca2+富集的海水中，碳酸钙主要结晶成文石，其次为高镁方解石，一般不形成低镁方解石。这是因为方解石的结晶速度比文石的慢。在富镁环境中，Mg2+易于进入晶格。所以在海水中，除形成文石外，形成的方解石必然是富镁的方解石，其形态主要为泥晶或纤维晶。
镁方解石的纤维状结晶习性与Mg2+的侧向“毒害”效应有关(福克，1974)。众所周知，方解石晶格是由CO2－3和Ca2+层交替组成，结晶C轴与离子交替层垂直。假如溶液中的Mg2+进入正在生长的晶体顶端的Ca2+层内部占据了某一Ca2+的位置，当晶体继续生长，其上很快被一个新的Ca2+生长层覆盖。晶体沿着被掩埋的C轴方向继续生长，会把晶体构造中的缺陷隐藏下来，以这种方式进入方解石晶格的少数Mg2+对晶体的生长并无影响。但在另一种情况下，假如Mg2+正好进入Ca2+层的裸露的边缘位置，由于Mg2+具有较小的离子半径，当晶体继续生长时，其上覆和下伏的CO2－3层将向Mg2+方向收敛并把它包围起来，会导致晶体构造发生变形。当晶体进一步生长时，离子半径比较大的Ca2+再也不能进入这一Ca2+层。由于这一原因，晶体的侧向生长受到限制，但这时沿C轴方向的生长并未受到Mg2+的“毒害”，因而生长迅速。这样便形成了数微米宽的纤维状或泥晶陡斜菱面体高镁方解石(图15－1)。

图15－1 镁方解石形成平行C轴的纤维状或陡斜菱面体示意图(福克，1974)

SO2－4和Fe2+对方解石的生长也具有选择性的“毒害”效应，但它们的含量微少，估计其影响不如Mg2+那样重要，所以生成的铁方解石大多数是等粒状的。
地表淡水含Mg2+和Ca2+极少，所以在淡水中没有Mg2+的“毒害”，因而生长的碳酸钙矿物都是低镁方解石，常具有菱面体晶形。深埋的地下水，由于较浅处发生了白云岩化作用和黏土矿物对Mg2+的选择性吸附作用，也显示缺镁的特征，缺镁的地下水没有Mg2+的“毒害”，因而生成的碳酸盐胶结物为粗粒镶嵌结构的方解石(图15－2)。如果沉淀速度快，形成泥晶结构;如果沉淀速度慢，则为粒状镶嵌组构。

图15－2 Mg2+/Ca2+比值影响方解石结晶习性(福克，1974)

根据实验资料，在富镁环境中，碳酸钙主要呈文石产出，所以海水中形成的碳酸钙矿物以文石最为发育。Bunn(1933)认为，在结晶出文石的溶液中有Sr2+存在时，不仅会使CO2－3层的间距改变，而且还会引起CO2－3层的变形。由于这种形变的影响，晶体的侧向生长受到“毒害”，最终将使文石结晶成平行C轴的纤维晶。
(2)结晶速度
结晶速度控制着晶体的大小和形态。结晶作用和成核作用速度缓慢，有利于较大晶体如纤维晶和粒状晶体的形成。结晶速度快，往往形成泥晶结构。在极度低镁的环境中，如在淡水中，快速的沉淀作用使方解石形成六边形的板状晶体或矮胖状六方柱晶体。
(3)底质矿物成分与晶体结构
胶结物依附于颗粒表面结晶生长，因而胶结物的结晶习性常受底质物质(简称底质)的矿物成分和晶体结构的控制和影响。
◎底质与胶结物成分相同时的胶结特征:当底质为干净的微粒多晶矿物时，胶结伊始，胶结物与底质共轴生长，形成微粒镶嵌结构。尔后的竞争生长将产生胶结物生长的优选方位。优选方位表现为胶结物的C轴或最长形晶轴与底质表面垂直，从底质表面向孔隙中心呈现晶体数量减少和个体增大的特征。
当底质为大的单晶时，胶结物与单晶底质呈明显的共轴生长。方解石的增生晶与原来的棘屑结合成一个大的晶体。在正交偏光镜下呈现一致消光，形成“次生加大边”，或“共轴环边”。棘屑，特别是海百合茎的共轴生长过程(Evamy＆Shearman，1965，1966)首先沿棘屑方解石的C轴方向生长。由于海百合茎板多孔且茎轴与晶体C轴平行，所以胶结物生长时，首先充填茎板孔隙，然后再沿C轴形成锥状体。当增生晶体继续发育时，锥面个数逐渐减少，锥面生长加快，最终胶结物沿C轴方向延长增生。
◎底质与胶结物成分不同时的胶结特征:当方解石胶结物在文石或石英颗粒表面生长时，胶结物的结晶形态仍为微粒结构，但在孔隙系统中所占体积较小，显得不发育。
◎同质多象矿物———文石和方解石底质上的胶结作用:在文石和方解石两种底质共存的情况下，文石胶结物趋向在文石底质上生长，方解石胶结物易在方解石底质上生长。
(4)胶结物的世代
充填孔隙的胶结物往往有两个或两个以上世代组成。在古代石灰岩中，早期胶结物一般垂直于粒屑的边部生长，具有栉状结构特征。晚期胶结物多为具镶嵌结构的粒状方解石，一般认为早期方解石胶结物可能系海水成因的文石或高镁方解石经成岩变化而成，晚期的胶结物可能为淡水(Lindholm，1974)，也可能为深埋的地下水或原生水(Folk，1974)所形成。
(5)碳酸钙胶结物的来源
现代碳酸盐沉积物中的孔隙度为40%～70%，而相应石灰岩中的孔隙小于10%，一般只有1%～2%。许多古代石灰岩的压实作用并不明显。研究表明，古代石灰岩中孔隙降低的主要原因是碳酸钙胶结物的充填作用。因此，碳酸钙胶结物的来源是石灰岩成岩作用的主要问题之一。归纳起来，碳酸钙的来源有以下5种:①海水来源，沉积物中的孔隙水通过海水的补给，不断形成碳酸钙的沉淀。这是碳酸钙胶结物的主要来源。②成岩过程中文石和高镁方解石发生溶解，溶解的碳酸钙可再沉淀为低镁方解石胶结物。③化学压实作用(压溶作用)提供的碳酸钙。④地下水来源，地下水通过毛细管浓缩作用，向近地表处搬运碳酸钙溶液，浓缩后以胶结物形式沉淀下来。⑤淡水将上覆沉积层中的碳酸盐溶解后向下淋滤，为下伏层位的沉积提供钙质胶结物。
三、溶解作用
在碳酸盐岩中，碳酸盐沉积物或碳酸盐岩中孔隙水的性质发生变化，就会引起碳酸盐矿物或质点的溶解。为了保持长期而稳定的溶解过程，孔隙水既不能饱和又要有流动性。只有这样的水，才能既使碳酸盐溶解，又能将溶解的物质带走。碳酸盐岩或碳酸盐沉积物的溶解一般属于一致溶解的范畴，溶解作用最终会产生次生孔隙(溶解孔隙)。
由溶解作用形成的次生孔隙主要有以下几种类型:
◎晶间孔隙:发育于晶体之间，主要见于次生白云岩中。在交代成因的次生白云岩中，晶间孔隙的形成是由于菱形的白云石晶体的随机生长，并伴随着粒间未被交代部分的溶解作用而形成的。
◎溶膜孔隙:是由于沉积物或岩石中原生组分的选择性溶解而形成的。这些原生组分包括鲕粒、介壳和蒸发盐等。
◎孔洞和溶沟:这种孔隙是与原生结构无任何关系的溶解作用造成的。
四、重结晶作用和矿物多相转化作用
1.重结晶作用单纯的重结晶作用是指，在成岩过程中矿物的晶体形状和大小发生变化，而主要矿物成分不发生改变的作用。一般将晶体趋于加大的现象称为“进变新生变形作用”，将晶体趋于缩小的现象称为“退变新生变形作用”。这两种作用的代表性产物分别为“微亮晶”和“微泥晶”。
◎微亮晶:一些古代灰岩，由大于3μm(常为5～10μm)的方解石晶粒组成，福克(1974)将其称为“微亮晶”。它是在成岩过程中通过与Mg2+的迁移有关的重结晶作用形成的。一般而言，海相碳酸盐泥由文石或高镁方解石组成。它们在埋藏条件下发生渐进成岩作用时，通过矿物的转化和重结晶作用，都会转变成低镁方解石。若为高镁方解石，转化时还将伴随着Mg2+的溶出。在一般情况下，已溶出的Mg2+并没有被带走，而是保留在晶体间隙中，并在细小的方解石周围形成“镁膜”，它们妨碍了晶体的进一步重结晶，使方解石的晶粒只有2～3μm大小。当Mg2+为低镁微咸水的淋滤，或为淡水下渗时淋滤，或被碳酸盐层中的黏土矿物吸收，或为雨水的冲洗作用所迁移走时，方解石晶体就从“镁膜”的束缚中解放出来，重结晶作用就会使晶体增长至5～10μm大小的微晶(图15－3)。

图15－3 微亮晶形成过程示意图(福克，1974)

◎微泥晶:在古代石灰岩中常常可以发现一些有孔虫、珊瑚、藻类和粪球粒等，都是由粒径仅为1μm左右的泥晶方解石组成。其特征在透射光下不透明，在反射光下略带白色，福克(1974)将其称为“微泥晶”。微泥晶的原始成分可能也是镁方解石，在成岩作用过程中，由于富镁孔隙水产生的“毒害”效应，阻碍了晶体的重结晶长大，最终只能形成极小的微晶结构。
2.矿物的多相转化作用众所周知，现代浅海的碳酸钙沉积物主要是由文石、高镁方解石和低镁方解石组成。但在相应环境中形成的古代石灰岩却是由低镁方解石组成的。这一现象说明，文石和高镁方解石在成岩过程中都已转变成为低镁方解石。现代碳酸盐沉积物的研究表明，碳酸钙矿物的转化是在常温常压下进行的湿态转变。
文石向方解石转化是通过晶体间的溶液薄膜进行的，包括湿态的同质多象转变和湿态重结晶作用，其转化过程可能是通过文石在极小的范围内溶解和立刻沉淀出方解石而完成的，实质上相当于一种就地交代作用。在这一转化过程中还发生了微量元素锶的丢失，这说明文石向方解石转化是一种湿态过程。
五、交代作用
碳酸盐沉积物或碳酸盐岩中的交代作用十分活跃，常见的交代作用包括白云岩化、去白云岩化、硅化、硫酸盐化、菱铁矿化和黄铁矿化等。
1.白云岩化的形成机制
白云岩的形成机制是碳酸盐岩中最复杂、争论时间最久、最难解决的问题之一(曾允孚，1984)。争论的焦点是有无原生白云岩(何起祥，1977)。目前大多数研究者认为，自然界既存在原生白云岩，也存在着次生成因的白云岩。白云岩的形成机制主要有以下几种:
(1)原生沉淀作用在近现代碳酸盐沉积物中，是否有真正的原生白云石，即是否真正有化学沉淀方式从水中直接沉淀出来的白云石，这是众多学者关心的问题。现在，在常温常压的条件下，在实验室中尚未合成出真正的化学计量的白云石。
澳大利亚南部考龙潟湖中存在原生白云岩。这里的白云岩是在水很咸、pH值很高、植物很茂盛的条件下形成的。通过植物的光合作用，植物从水中吸取CO2，从而使水的pH值升高，这就促使了白云石的沉淀。
(2)渗滤回流作用
Adams＆Rhodes(1960)利用该模式来解释美国得克萨斯二叠纪白云岩的分布。他们认为海岸潟湖的强烈蒸发作用使海水浓缩，石膏沉淀，Ca2+从水中移走，这样富Mg2+的残留卤水就比潟湖之下沉积物中充填的正常海水要重，因而向下渗流，结果富Mg2+的大量水体就流经了先期沉淀的碳酸盐沉积物，引起白云岩化作用(图15－4)。

图15－4 渗滤回流白云岩化模式(K.S.Deffeyes，1965)

Deffeyes et al.(1965)报道了南Carbbean Bonaire的现代富镁卤水与盐湖(石膏正在沉积)具有成因联系。这使渗透回流模式受到了普遍认可。通过湖水化学的研究，他们预测较重的卤水应沉入湖底，会在湖底之下形成白云石。然而，当Lucia于1967年重返该地区钻探验证渗透回流模式时，在预期的深度并未发现白云岩，粒间水的化学成分也与正常海水无异。该钻探活动使渗透回流模式受到了挫折。
(3)溶解－自白云岩化作用
这一模式主张含镁的碳酸盐沉积物在一定的条件下发生溶解，然后重新沉淀下来，Mg2+和Ca2+结合形成白云石。毫无疑问，这一模式能够解释某些白云岩的成因。然而正如Landetal.(1975)指出，这是一种自我消耗，在邻近组分未发生溶解的情况下，不可能为厚层碳酸盐的白云岩化提供大量的Mg2+。
(4)混合白云岩化作用
渗透回流作用和原生沉淀作用机制都有一个共同点，即都需要干热的气候，都需要高Mg/Ca比的盐水，都把白云石当作一种“蒸发”矿物看待。然而，这些模式都不能解释广泛分布的与陆表海陆棚或构造高地共生的白云岩，无蒸发岩共生的白云岩和非潮湿环境的白云岩。
针对这一问题，Hanshaw et al.(1971)和Land(1973)提出了一个新的白云岩化机制，即大气水(淡水)与海水混合的白云岩化机制来解释美国佛罗里达和牙买加第四纪灰岩中的白云岩成因。按照该模式，正常海水与淡水混合形成半咸水，这种盐水对于方解石不饱和，但对于白云石饱和(图15－5)。尔后Badiozmani(1973)接受和应用了该模式。

图15－5 混合白云岩化模式(Badiozmani，1973)

在实验研究中，Badiozmani(1973)验证了大气水(淡水)与正常海水的混合液对方解石和白云石的饱和程度的影响。Badiozmani(1973)用这一混合白云岩化作用机制解释了美国威斯康星的中奥陶统白云岩的成因，得到了满意的结果(图15－6)。

图15－6 地下水与海水混合液对方解石和白云石饱和程度的影响(Badiozamani，1973)海水为正常海水，地下水为墨西哥尤卡坦的地下水

(5)深埋白云岩化作用
Illing(1959)在研究加拿大西部晚泥盆世的礁体时，提出了地下水白云岩化模式。他认为，在埋藏过程中，礁体下部或礁体周围的沉积物排出同生水。这些同生水可能已受到蒙脱石转变成伊利石的影响，因而具有高的Mg/Ca值。当这些同生水流经礁体时，便对礁体产生了白云岩化作用。
Illing(1959)的埋藏白云岩化作用得到了Mattes＆Mountjoy(1980)的支持。在加拿大艾伯塔Jaspar国家公园中的泥盆纪Miette建隆的白云岩化研究中，他们不仅识别出与压溶作用有关的深埋白云岩化作用，而且也识别出几种其他的与埋藏有联系的白云岩。例如，由于受相邻或其上部排出的碱性、富镁流体的影响，从而形成了浸染状的白云石。
(6)蒸发泵吸作用
许靖华等(1969)对波斯湾萨布哈潮上区的白云岩化作用进行了研究，并提出了蒸发泵作用机理(图15－7)。他们认为，海水是由于萨布哈上面的蒸发作用从潟湖侧向被吸至潮上沉积物内(它不是毛细管作用使沉积物孔隙充满水)，这种强烈的蒸发作用也提高了孔隙水的Mg/Ca比值(通过文石和石膏的沉淀消耗了海水中的钙)，因而引起白云岩化作用。在主要的海退期起作用的潮上蒸发白云岩作用，可以产生广泛的白云岩层。

图15－7 潮上萨布哈蒸发泵白云岩化机理(许靖华等，1969)

(7)生物白云岩化作用
这是一个最新的研究成果，Vasconcelos＆Mackenzie(1997)通过研究巴西LagoaVermelha盐碱滩中还原硫酸盐细菌成因的白云石而提出来的(图15－8)。该模式中，沉积物表面缺氧的混浊层创造了一个特殊环境，光合作用产生的有机物可以被还原硫酸盐细菌循环利用，并伴随着方解石和白云石的沉淀。该模式要求有一个持续的硫酸盐供应来沉淀白云石。

图15－8 生物白云岩化作用模式图(Vasconcelos＆Mackenzie，1997)

2.去白云岩化作用
方解石交代白云石的作用称做去白云岩化作用，交代完全时可形成交代石灰岩。去白云岩化岩石的主要特征为(方少仙，1981):
(1)方解石晶体含有未交代完全的白云石残余，形成特征的“嵌晶组构”。但交代完全时，原岩将变为一种细－粗晶的镶嵌组构石灰岩。
(2)方解石常呈白云石菱面体的假象存在，但有时菱面体是由许多方解石聚合而成，即聚合菱面体。
(3)常常保存白云石的残余组构的痕迹，如出现白云石菱面体的氧化铁交代的残余痕迹，或白云石菱面体的痕迹。
去白云岩化一般仅见于地表露头中，在深井中同层位的白云岩往往不发生交代作用，这说明，去白云岩化是在近地表条件下发生的。去白云岩化的交代作用主要是在富含硫酸盐的地下水作用下完成的，硫酸根离子能从白云石中吸取镁离子形成硫酸镁和方解石，其反应式如下:

岩石学

这一反应主要发生于含石膏的白云岩或有石膏夹层的白云岩地区。石膏受淡水溶解后渗入白云岩孔隙，从而引起去白云岩化作用。在白云石被方解石交代的同时，石膏的溶膜孔隙还可被方解石填充。去白云岩化也可以发生在不含石膏的地区，这时硫酸根离子可能是由黄铁矿或其他硫化物的氧化而成。
根据实验(Groot，1967)，去白云岩化是在高Ca/Mg比值情况下，当溶液中CO2分压小于0.05MPa和温度低于50℃的条件下完成的。
3.石膏化和硬石膏化
石膏和硬石膏交代碳酸盐矿物或组分的现象叫石膏化或硬石膏化。该作用的发生可能与含硫酸盐的孔隙水的活动有关。碳酸盐矿物或组分在地下被石膏或硬石膏交代。
交代的石膏和硬石膏一般都具有被交代矿物或颗粒的假象。交代不完全时，晶体中保留有残余颗粒的包体，这种包体在反射光下常呈混浊状，显褐色。
4.去石膏化作用
硬石膏或石膏被碳酸盐矿物交代的作用叫去石膏化作用。去石膏化常与地表淡水和细菌的作用有关。在地下还原硫细菌与硫酸盐产生下列反应:

岩石学

此外，在地表去白云岩化时，也可伴有去石膏化作用。
5.硅化作用
当pH相对较低，且孔隙水的SiO2呈饱和时，碳酸盐常常发生硅化。

岩石学

硅化作用具有明显的选择性。生物组分最易发生硅化，形成硅质内模。其他常见的交代产物有硅质结核和硅质条带。硅化产物常常保留原有的沉淀构造(如细纹理和生物的微构造等)。

6.5.1.1 破坏性成岩作用

（1）压实作用

压实作用是松散沉积物在上覆水体和沉积物负荷压力作用下发生总体积缩小和孔隙度 降低的一种成岩作用方式，也是储层形成过程中不可避免的一种破坏性成岩作用。压实作 用在岩石学特征上表现为碎屑粒间孔隙变小和减少，塑性碎屑的变形作用和刚性碎屑的碎 裂作用。在被强烈压实的砂岩中，如果塑性碎屑多，杂基含量高，常因压实强，流体无缝 隙进入砂层，形成无溶蚀、无蚀变的致密层。按常用压实强度分级方案见表6-14）。本区 珠海组及恩平组为深部储集砂岩，井深在3710～4620m，普遍表现为受压实作用的强度 为中-强和强的压实特点；碎屑多呈点线接触，在含有较多塑性碎屑的砂岩中，碎屑以线 接触为主，大多数砂岩中的粒间孔减少、减小，呈现出细小粒间孔的特征，其内充填的少 量泥质杂基溶蚀后可形成次生粒间孔，这特点在HZ19-2-1、HZ19-1-1、HZ23-2-1井区范 围的部分层段内普遍存在，砂体内因受强烈压实作用的影响而形成的无孔无缝致密层段较 少出现（图版V-3），从总体上看，研究区珠海组和恩平组储集砂岩都属于中-强压实强 度，其中恩平组储集砂岩的压实作用更强一些。

表6-14 机械压实作用强度分级

（2）胶结作用

胶结作用是影响该区储层物性好坏的重要因素之一，在很大程度上因占据了较多的粒 间孔隙空间而明显减小了储层的原始孔隙度和渗透率。在各种胶结物类型中，除了杂基对 岩石起胶结作用外，还有较多的自生矿物先后出现，如自生高岭石、自生伊利石，硬石 膏、硅质、铁白云石、方解石等碳酸盐矿物（图版V-4、V-5），此外还可见有少量的自 生菱铁矿和黄铁矿。但统计数据中没有出现绿泥石或其他（混层粘土）薄片分析中难于 定量的粘土矿物，仅在扫描电子显微镜下可见到少量的自生绿泥石，这些粘土矿物和自生 矿物在成岩作用和孔隙演化过程中起着非常重要的作用。

（3）交代作用

交代作用是一种矿物在溶解的过程中被新生矿物置换，从而形成的新矿物与被溶解矿 物具有不同的化学成分的作用。本区交代作用主要发生在碎屑与碎屑之间，填隙物与填隙 物之间。最常见的有泥晶菱铁矿交代千枚岩屑及云母碎屑，高岭石交代伊利石，硬石膏交 代长石碎屑，白云石交代石英长石碎屑等（图版Ⅵ-1、Ⅵ-2）。

（4）石英加大作用

惠州凹陷的珠海组和恩平组储层砂岩中硅质胶结物的平均含量为1.45％，尽管其含 量不高，但硅质仍然是研究区砂岩储层中最为常见的胶结物之一，尤其是当砂岩中粘土含 量较低时，硅质沉淀的作用会造成孔隙的局部封堵；部分岩石中硅质胶结物的含量相对较 高，可达3％以上，当压实较强时，岩石的粒间孔隙体积已减小，硅质的沉淀作用也成为 部分砂岩致密化的主要原因之一。从产状上看，大多数硅质胶结物以围绕碎屑石英的边缘 生长的方式存在，并堵塞一部分粒间孔隙（图版Ⅵ-3）。

（5）自生矿物

狭义自生矿物是表征成岩微物化环境的标志，研究区具有这种指示作用的自生矿物有 两类，自生粘土矿物与非粘土矿物。常见自生粘土矿物有伊利石、淀高岭石；非粘土矿物 有自生黄铁矿、自生白云石、自生菱铁矿及自生石英等（Ⅵ-4），由于充填各种孔隙中的 自生矿物占据一定的空间，将其归为胶结物或显示独立矿物形态组分。

6.4.1.2 建设性成岩作用

（1）溶蚀作用

溶蚀作用是产生次生溶蚀孔隙，使储集层孔隙结构得到改善的一种重要作用。珠海组 和恩平组碎屑中的易溶组分主要是钾长石、杂基、泥岩、千枚岩屑等，它们在酸性水作用 下会发生溶蚀；但它们之间存在被溶蚀的难易差异，所以被溶蚀的强度差异大，从而形成 的孔隙从粒间溶孔、粒内微孔、蜂窝状溶孔到铸模孔均有（Ⅵ-5、Ⅵ-6）。经HZ19-1-1井 的几十个铸体薄片观察的结果表明，珠海组和恩平组的溶解作用的差异性大，以埋藏相对 较浅的海相珠海组砂岩的溶解作用明显强于埋藏相对较深的陆相恩平组砂岩为主要特征，总的来说，砂岩储层中的溶解作用中等偏强，与溶解作用有关的储层以溶孔型储层为主。

（2）破裂作用

破裂作用恩平组强于珠海组，沿裂缝往往进一步发育溶解作用，从而形成溶蚀裂缝- 孔隙型储层。裂缝对改善砂岩储层的孔渗性有重要贡献，如在19-1-1井3913.1m井段珠 海组砂岩中见有黑色沥青沿裂缝进入储集砂岩粒间孔，呈浸染状分布于粒间孔壁，个别长 石中也见有高岭石或硬石膏及黑色沥青沿解理缝或破裂缝充填（Ⅵ-6）。反映裂缝对改善 砂岩储层孔渗的有效性。

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