中部砂体岩石相互作用及储层效果

优质油气储层的形成和分布主要受控于早期沉积环境和后期成岩环境的改造，就河流—湖泊—三角洲沉积体系而言，有利的沉积相带主要由水动力强的心滩、边滩、滨岸砂、水下分流河道和河口坝等沉积微相组成，由于沉积介质能量大，形成的沉积物通常磨圆度高、分选好，具有相对较高的结构成熟度，在进入埋藏成岩环境之前，这类砂质沉积物具有很高的初始孔隙度，从而为优质储层的形成打下基础。总之，水动力强的沉积砂体，即使经历了中—晚期成岩作用的改造，仍可保留较多原生粒间孔隙，为流体活动和次生孔隙产生创造条件，因此这类砂体中往往发育次生孔隙，表现出显著的继承性特点。以牵引流为形成机制的三角洲前缘分流河道砂体主要分布在研究区北部。

目前已在湖盆中心白豹、合水等地延长组长6层段发现了数亿吨级的勘探储量规模，与此同时，湖盆中心厚层块状含油砂体的成因也引起了沉积学家的普遍关注。归纳起来，前人对这种块状砂岩基本存在两种认识：一种认为它是三角洲前缘水下分流河道砂体或叠置的水下分流河道砂体；另一种认为是厚层块状浊积岩、或滑塌浊积岩、或滑塌浊积扇、或滑塌浊积扇与坡移浊积扇等。通过对湖盆中心白豹与合水地区几十口钻井岩心的详细观察和分析测试，认为这些块状砂岩并非水下分流河道砂体，主体上属于重力流沉积成因的砂质碎屑流和部分浊积岩类。砂质碎屑流是一种界于低密度浊流和泥质碎屑流之间的黏滞性流体（图7-1），其流体具塑性特征，在湖底呈层状、块状流动。其沉积物支撑机制受基质强度、分散压力和浮力控制，顶部具或不具有紊流云团；砂质碎屑流的形成阶段被界定于滑塌变形碎屑形成期与真正低密度浊流期之间（图7-2）。

图7-1　沉积物重力流分类三角图

图7-2　深海重力、牵引搬运作用简化模式

砂质碎屑流形成的砂体具有以下特征：①岩性为中—细粒长石砂岩、岩屑长石砂岩，块状层理，厚度较大，砂岩内部不具粒序递变层理和其他沉积构造，砂岩底面平坦，不具有侵蚀作用面，顶面与泥岩呈突变接触；②砂岩内部偶见零散分布的泥岩碎片／泥砾，直径长度2～6cm，呈悬浮状，且有拖长变形现象；③单砂体厚度大于0.5m，最大可达几十米，横向变化快；④填隙物主要为杂基（水云母），白豹地区平均含量5%左右，合水地区9%左右；⑤粒度资料分析显示既有重力流特征，又有牵引流特征。因此，砂质碎屑流沉积可以保留部分上游三角洲分流河道砂体的绿泥石黏土膜。

通常浊积岩砂岩体内具有明显正粒序结构和底部侵蚀冲刷现象，这是与砂质碎屑流最为关键的区别。此外还发育正粒序的砂岩，可与上覆具平行层理、沙纹层理、包卷层理和水平纹层的细砂岩、粉砂岩和泥岩一起构成完整或不完整的鲍马序列。砂岩底部不平整，岩性突变，常有较清楚的重荷模、沟模及槽模等多种底模构造和一些砂球、火焰构造等。由于浊流内部的颗粒是由水流扰动来支撑的，当浊流速度减缓或内部水流扰动强度降低时，内部的颗粒将发生沉积。在重力作用下，大和重的颗粒首先沉降，然后是细或轻的颗粒，从而在其沉积物中产生正粒序。对于上述砂岩中观察到的鲍马序列，目前尚存在众多不同解释。鲍马序列B和C段发育平行层理和沙纹状交错层，说明它们是牵引流的产物，一种可能的解释是：当浊流中悬浮负荷转为底负荷后，浊流密度降低或被稀释，从而演变为一种低密度的流动而具有牵引流的性质，从而形成了B和C段中的平行层理和沙纹状交错层。虽然它们不能归因于浊流沉积，但总体上应是在一次浊流沉积事件过程中形成的。

以重力流为沉积机理的湖底砂质碎屑流和浊流砂体主要分布在研究区南部。

7.1.2　成岩作用因素

随着上覆沉积物的不断堆积，早期形成的沉积物开始进入埋藏成岩环境，接受成岩改造，这时影响储层孔隙演化的主要因素为有效负荷压力、温度和流体—岩石相互作用。在早期成岩阶段，机械压实和早期碳酸盐岩胶结作用是孔隙损失的最主要原因，孔隙损失常达到50%～80%，而在成岩中—晚期，各种化学胶结作用如黏土矿物高岭石、绿泥石、伊利石形成、石英次生加大、晚期含铁方解石和白云石充填和交代，对储层砂岩孔隙进一步破坏，这时损失的孔隙度通常可达到20%～40%。当然，在烃源岩成熟前，可形成大量富含有机酸的流体对储层砂岩中的易溶组分进行溶蚀改造，形成次生溶蚀孔隙，从而有效地改善储层孔渗面貌，这是增加的孔隙度通常为1%～10%。

碎屑物质在沉积之后和岩石变质之前，与孔隙流体之间会发生各种可能的物理、化学反应，反应的方式、过程及其程度随着岩石的成分、流体性质、温度和压力的变化而改变。也就是说，岩石、流体、温度和压力是发生各种成岩作用的基本要素。此外，盆地的水动力特征可划分为压实驱动流、重力驱动流和滞流3种水动力类型。压实驱动流是指在上覆沉积物的负载下，由压实作用挤出流体，使流体从盆地中心向盆地边缘或从深部向浅部的流动形式；重力驱动流是指由于地形高差引起重力作用时，流体从高势区向低势区的流动形式；而滞留是指不存在任何流动的状况（表7-1）。

表7-1　不同流体动力系统的特征、演化方式、成岩环境及对成岩的影响

续表

根据以上特征，结合华庆地区的区域地质背景，可以断定工区流体动力系统属于压实驱动型。

4个基本要素决定了可能发生的各种成岩作用。但不同的成岩作用其控制因素不同。下面就研究区内主要的成岩作用控制因素进行讨论。

7.1.2.1　压实作用的控制因素

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得孔隙体积缩小，孔隙度降低，渗透性变差的成岩作用。影响碎屑岩的压实作用主要有颗粒的成分、粒度、分选、磨圆度、埋深及地层压力等。

工区内颗粒的成熟度较低，岩屑和长石含量较高，其中塑性岩屑压实变形和假杂基化非常普遍；粒度普遍较细，以粉砂岩和细砂岩为主；在埋藏历史上，曾经埋深超过3000m；在浊流和砂质碎屑流地区，颗粒分选不是很好。以上作用，使得工区岩石的颗粒接触以线接触为主，压实强度较大。但有少部分地区由于早期碳酸盐胶结，使得颗粒之间呈悬浮或点接触，压实程度较轻。砂体的厚度和规模不是压实作用的控制因素。

7.1.2.2　胶结作用的控制因素

胶结作用是指矿物质在碎屑沉积物孔隙中沉淀，形成自身矿物并使沉积物固结为岩石的作用，它是使储层孔隙度降低的主要因素。胶结作用的成岩效应是堵塞孔隙，但不减少粒间体积。沉积物刚沉积，孔隙水就和颗粒发生反应。到底是矿物颗粒发生溶解，还是沉淀自生矿物，决定因素有两个：一是矿物质的饱和度，涉及孔隙流体和岩石颗粒的成分；二是矿物质和孔隙水之间的反应速率，受控于温度和压力。

（1）碳酸盐胶结物。碳酸盐溶解度对溶液的pH极其敏感，随着pH的升高，其溶解度降低而发生碳酸盐沉淀；pH的升降常与岩层中有机质在埋藏时被喜氧或厌氧细菌分解形成的CO2有关。溶液的温度及其中的CO2的分压对碳酸盐的沉淀也有很大的影响，温度升高，CO2的分压降低，有利于碳酸盐沉淀。含碳酸盐的地表水，在地下深处会由于温度升高，pH增加，CO2压力降低而使其中碳酸盐沉淀。

由于钙长石的溶解和黏土矿物的形成，导致Ca2+活度的增加，从而引起方解石的沉淀，钙长石高岭石化的变化所示：

CaAl2Si2O8+H++H2O→Ca2++Al2Si2O5（OH）4

该反应同时也提高了pH，而使方解石的溶解度降低。此外，在富含NaCl的孔隙水中，钙长石向钠长石转化所发生的离子交换，也能增加Ca2+活度。

在长63的碳酸盐成岩相图中可以看到碳酸盐胶结物的分布和含量直接或间接地受到沉积相的控制。通过碳氧同位素的示踪，可以认识到有机酸和有机成因CO2从湖心向湖盆边缘的运移过程，以及碳酸盐胶结物与沉积相的关系（图7-3）。(www.xing528.com)

图7-3　有机酸和有机成因CO2从湖中心向湖边缘的运移过程

砂体的分布对碳酸盐胶结物有一定的影响。因为CO2在孔隙流体中是密度最轻的成分，因此相对容易进入薄层砂体和孔隙较差的砂体发生胶结，在较厚的砂体中也往往在顶部容易发生胶结。

（2）硅质胶结物。硅质胶结最常见的形式是石英颗粒光性连续增生，即次生加大，常形成石英自形晶面，或相互交错连接的镶嵌状结构。

影响石英次生加大的因素很多，既有岩性因素，如岩石矿物成分与结构，也有成岩环境和动力因素，如温度、压力和流体。

工区内岩石成分成熟度较低，石英颗粒成分相对于其他地区明显偏低，颗粒粒度较细，原生孔隙度较小。这些因素抑制了石英次生加大，含量一般不超过3%。

（3）黏土矿物。黏土矿物是砂岩的主要胶结物，几乎所有的砂岩都有一定量的黏土填隙物，常见黏土矿物胶结物有高岭石、伊利石、蒙脱石和绿泥石等，它们分为自生的和他生的两种。他生的指来源于母岩的黏土矿物，自生的指就地生成或再生的黏土矿物，它们之间成分、结构及分布都有明显的差异。

自生黏土矿物的生长，反映渗流孔隙水与碎屑颗粒的相互作用，主要控制因素有孔隙水的成分及性质，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他黏土矿物。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和高岭石，在岩屑砂岩和杂砂岩中容易以伊利石为主，而蒙脱石主要形成于火山碎屑岩中。

根据本次研究所采集的53个样品的X-衍射分析结果统计（图7-4、图7-5），可见延长组长6油层自生矿物总量为11.53%，以方解石和高岭石居多，其他次之；而长8油层自生矿物总量为5.8%，则以高岭石和伊利石为主，其他次之。延长组长6油层自生矿物南北区自生矿物有差异，黏土矿物南区比北区偏多，而碳酸盐矿物北区较多。在东西分带上，西部碳酸盐较低，可能与样品较少有关或者整体碳酸盐就较少（图7-6、图7-7）。

图7-4　延长组长6油层自生矿物含量直方图

图7-5　延长组长8油层自生矿物含量直方图

图7-6　延长组长6油层自生矿物含量直方图

图7-7　延长组长6油层自生矿物含量直方图

在工区内的砂岩中可以看到自生高岭石晶体和绿泥石。自生高岭石呈树叶状或蠕虫状分布在粒间孔隙或溶蚀孔中；绿泥石有两种形态，一种是孔隙衬垫型产出，一种是绒球状产出的晚期绿泥石。颗粒表面的绿泥石黏土膜在工区有一定的独特性，就其形成机制值得讨论。

从绿泥石黏土膜的形成过程可知（图7-8），绿泥石黏土膜是较强水动力的沉积相在微观上的标志之一。绿泥石黏土膜发育的砂体，粒度相对较粗，分选较好，磨圆也较高，原始物性较好。因为粒度较粗，颗粒之间的支撑作用就较强，因此压实作用对其影响要小，保留下来的孔隙较多，后期的酸性流体也容易运移进来对储层进行改造。因此绿泥石黏土膜发育的砂体一般物性较好。

图7-8　华庆地区绿泥石黏土膜形成模式

在绿泥石黏土膜发育的砂体中，各种成岩作用都很容易见到，包括粒间孔隙中的碳酸盐胶结、浊沸石胶结和硅质胶结，以及溶蚀作用，因此前人认为绿泥石黏土膜能够起到阻止成岩作用进行导致物性较好的说法，明显缺乏说服力。绿泥石黏土膜仅仅是沉积相的微观相标志而已。

Ehrenberg和Baker在研究北海油田的储层砂体中的绿泥石黏土膜时，也作为三角洲分流河道的环境沉积的标志。因此把绿泥石黏土膜发育的砂体物性较好的原因归因于其能够阻止成岩作用的进行，不如归因于颗粒分选较好，粒度较粗，抗压实作用较强，更合理。

7.1.2.3　溶蚀作用的控制因素

溶蚀作用的强弱主要受成岩作用、被溶蚀组分物理化学性质和溶解液性质的控制。一般来说，储层中的流体主要是由地下深处流体顺断层或砂体运移过来或盆地边缘大气渗流水沿区域不整合面和孔隙性砂层渗透到储层中，改变了原有地层水的饱和度，使颗粒和填隙物发生溶蚀，形成次生孔隙。在碎屑岩储层中发生溶蚀作用需要具备3个基本要素：①碎屑岩中存在可溶组分。②酸性流体的来源。③酸性流体输导体系。

通过大量的普通薄片和铸体薄片镜下观察，结合前人工作基础和研究成果，发现工区具备储集层系形成次生孔隙的物质基础（可溶组分和酸性流体）和地质条件（输导体系）。