张凯逊等：深层碎屑岩含油气储层发育特征 ·7· 来源，减缓石英胶结作用02 二氧化碳、有机酸及水一岩反应被认为是溶解作 超压对储层原生孔隙的保存意义取决于砂岩力学 用的重要地化机制.Giles和de Boer国认为在砂岩埋 性质和超压形成的相对时间.当砂岩储层中塑性组分 藏成岩过程中，长石溶蚀不需要异常或特殊的酸性孔 富集时，孔隙被保存下来的潜力较大，这是因为压实作 隙流体参与.在大多数地质情况下，不稳定的长石颗 用对储层质量改善起主导作用.在快速沉降的新生代 粒与孔隙水发生水一岩相互作用产生化学性质较稳定 盆地中，孔隙流体超压发育对储层孔隙的保存具有非 的自生矿物，如钠长石、高岭石及伊利石.当水一岩相 常重要的意义.只有当超压持续发育时，储层中才有 互作用达到平衡时，孔隙水中物质迁移发生，以保持化 一部分原生孔隙被保存下来，否则对储层改善意义不 学反应继续进行.物质迁移的规模决定了储层孔、渗 大.需要指出的是，由于地层压力发育历史的复杂性 条件的改善程度.Taylor等叨认为多数情况下，在碎 和胶结作用对孔隙的破坏，超压对储层孔隙的保存作 屑颗粒溶蚀过程中，砂岩储层孔、渗很少或是几乎没有 用也不一定导致优质储层发育.这是因为，如果石英 净增加.例如在墨西哥湾海域的莫比尔湾(Mobile 等自生矿物的胶结作用发育，那么在足够长的地质时 Bay)油田的侏罗系诺夫利特(Norphlet)组砂岩中，尽 间内和充分的地质热环境下，石英胶结破坏的孔隙度 管地温超过200℃，但没有发现长石蚀变的证据，钾长 将抵消掉孔隙流体超压保存的那部分孔隙. 石自生加大发育切.究其原因是该油田的地层水属 3.4次生孔隙 高度含盐的卤水类型(TDS=~300gL),同时钾离 薄片下常见到长石、岩屑及碳酸盐胶结物发生溶 子质量浓度高，可达13~17gL.这种富钾的孔隙水 蚀产生次生孔隙.Taylor等叨统计分析了发育在不同 与长石达到化学反应平衡，不存在重要的化学驱动 沉积环境、盆地背景、地质时代、地热梯度及热成熟度 力以保证反应继续发生。与长石相似，碳酸盐矿物的 条件下的砂岩储层的薄片总孔隙度和骨架颗粒溶蚀孔 溶解是由水一岩相互反应平衡和孔隙空间物质平衡 隙度（表3），他们发现在一些地质条件下，尽管颗粒溶 两者共同约束.孔隙水与碳酸盐矿物反应易于较快 蚀普遍，但溶蚀孔隙仅占总孔隙体积的一小部分.实 达到化学平衡，考虑到在深层环境中，压实流体流动 际上，镜下溶蚀孔隙的鉴定没有一个统一的标 速率非常有限，炯，碳酸盐矿物的溶解对孔隙度改 准9-0，加之薄片下许多孔径小于薄片厚度(30um) 善的贡献较小 的孔隙被统计为微孔隙（孔径O.5um),结果造成薄片 实际上，在埋藏成岩阶段，储层孔隙度的增加，需 孔隙度计算出现误差 要其中大量矿物发生溶解，且由孔隙水迁移将其产物 Hays和Boles曾提出溶蚀产物的有效物质转化 带出储层.Bjorlykke和Jahren认为在一个封闭的、 或迁移及溶蚀发育规模的问题.实际上，溶蚀及伴随 未受热液活动影响的地化体系中，受控于物质平衡，次 的物质转化或迁移的地化机制一直不清楚®.一种 生溶蚀孔隙发育及储层孔隙度净增加是不可能的.尽 极端情况是骨架颗粒溶解的所有成分，以自生高岭石、 管薄片下见次生孔隙发育，但定量计算成岩某阶段储 伊利石等黏土矿物的形式沉淀在孔隙空间中，导致总 层中有多少物质被溶解多少被沉淀是很困难的.在浅 孔隙度改变，渗透率减小（图6(a)).另一种极端情况 埋藏阶段，受大气水的淋滤作用，整个储集层是属开放 是大多数溶解组分被带出，造成孔隙的净增加，渗透率 的地化体系，但是对于深层封闭体系，目前仍没有一个 没有减小（图6(b)).实际地质情况多数接近第一种 地化模型被提出来能较好地解释其中次生孔隙的形成 情况，第二种情况很少发生 及分布. 表3砂岩储层薄片统计孔隙度数据团 Table 3 Summary of petrographic porosity data 薄片总孔隙度/% 颗粒溶蚀孔隙度/% 砂岩储层 平均 最大 最小 标准差 数量 平均 最大 最小 标准差 墨西哥湾，始新统 17.3 27.0 3.5 6.4 129 1.7 5.0 1.1 北海盆地，侏罗系 19.7 29.6 6.6 5.6 101 0.2 9.3 0.1 2.0 墨西哥湾，中新统1 20.3 33.0 0 7.6 116 1.0 5.3 0 1.1 墨西哥湾，中新统2 14.5 29.6 1.3 7.8 66 1.6 6.3 0 1.4 墨西哥湾，侏罗系 9.2 19.0 0 4.8 63 0.2 2.0 0 0.4 北海，三叠系 12.3 23.0 5.0 4.2 68 1.1 3.3 0 0.9 西非，渐新统 22.8 35.0 12.7 5.3 场 1.2 4.3 0 1.0 北海，二叠系 21.1 25.7 15.3 3.4 13 2.9 5.8 0.4 2.2张凯逊等: 深层碎屑岩含油气储层发育特征 来源，减缓石英胶结作用［20--21］． 超压对储层原生孔隙的保存意义取决于砂岩力学 性质和超压形成的相对时间． 当砂岩储层中塑性组分 富集时，孔隙被保存下来的潜力较大，这是因为压实作 用对储层质量改善起主导作用． 在快速沉降的新生代 盆地中，孔隙流体超压发育对储层孔隙的保存具有非 常重要的意义． 只有当超压持续发育时，储层中才有 一部分原生孔隙被保存下来，否则对储层改善意义不 大． 需要指出的是，由于地层压力发育历史的复杂性 和胶结作用对孔隙的破坏，超压对储层孔隙的保存作 用也不一定导致优质储层发育． 这是因为，如果石英 等自生矿物的胶结作用发育，那么在足够长的地质时 间内和充分的地质热环境下，石英胶结破坏的孔隙度 将抵消掉孔隙流体超压保存的那部分孔隙． 3. 4 次生孔隙 薄片下常见到长石、岩屑及碳酸盐胶结物发生溶 蚀产生次生孔隙． Taylor 等［17］统计分析了发育在不同 沉积环境、盆地背景、地质时代、地热梯度及热成熟度 条件下的砂岩储层的薄片总孔隙度和骨架颗粒溶蚀孔 隙度( 表 3) ，他们发现在一些地质条件下，尽管颗粒溶 蚀普遍，但溶蚀孔隙仅占总孔隙体积的一小部分． 实 际 上，镜下溶蚀孔隙的鉴定没有一个统一的标 准［39--40］，加之薄片下许多孔径小于薄片厚度( 30 μm) 的孔隙被统计为微孔隙( 孔径 0. 5 μm) ，结果造成薄片 孔隙度计算出现误差． Hays 和 Boles［41］曾提出溶蚀产物的有效物质转化 或迁移及溶蚀发育规模的问题． 实际上，溶蚀及伴随 的物质转化或迁移的地化机制一直不清楚［42--46］． 一种 极端情况是骨架颗粒溶解的所有成分，以自生高岭石、 伊利石等黏土矿物的形式沉淀在孔隙空间中，导致总 孔隙度改变，渗透率减小( 图 6( a) ) ． 另一种极端情况 是大多数溶解组分被带出，造成孔隙的净增加，渗透率 没有减小( 图 6( b) ) ． 实际地质情况多数接近第一种 情况，第二种情况很少发生． 二氧化碳、有机酸及水--岩反应被认为是溶解作 用的重要地化机制． Giles 和 de Boer［43］认为在砂岩埋 藏成岩过程中，长石溶蚀不需要异常或特殊的酸性孔 隙流体参与． 在大多数地质情况下，不稳定的长石颗 粒与孔隙水发生水--岩相互作用产生化学性质较稳定 的自生矿物，如钠长石、高岭石及伊利石． 当水--岩相 互作用达到平衡时，孔隙水中物质迁移发生，以保持化 学反应继续进行． 物质迁移的规模决定了储层孔、渗 条件的改善程度． Taylor 等［17］认为多数情况下，在碎 屑颗粒溶蚀过程中，砂岩储层孔、渗很少或是几乎没有 净增加． 例如在墨西哥湾海域的莫比尔湾 ( Mobile Bay) 油田的侏罗系诺夫利特( Norphlet) 组砂岩中，尽 管地温超过 200 ℃，但没有发现长石蚀变的证据，钾长 石自生加大发育［47］． 究其原因是该油田的地层水属 高度含盐的卤水类型( TDS = ～ 300 g·L － 1 ) ，同时钾离 子质量浓度高，可达 13 ～ 17 g·L － 1 ． 这种富钾的孔隙水 与长石达到化学反应平衡，不存在重要的化学驱动 力以保证反应继续发生． 与长石相似，碳酸盐矿物的 溶解是由水--岩相互反应平衡和孔隙空间物质平衡 两者共同约束． 孔隙水与碳酸盐矿物反应易于较快 达到化学平衡，考虑到在深层环境中，压实流体流动 速率非常有限［46，48］，碳酸盐矿物的溶解对孔隙度改 善的贡献较小． 实际上，在埋藏成岩阶段，储层孔隙度的增加，需 要其中大量矿物发生溶解，且由孔隙水迁移将其产物 带出储层． Bjrlykke 和 Jahren［46］认为在一个封闭的、 未受热液活动影响的地化体系中，受控于物质平衡，次 生溶蚀孔隙发育及储层孔隙度净增加是不可能的． 尽 管薄片下见次生孔隙发育，但定量计算成岩某阶段储 层中有多少物质被溶解多少被沉淀是很困难的． 在浅 埋藏阶段，受大气水的淋滤作用，整个储集层是属开放 的地化体系，但是对于深层封闭体系，目前仍没有一个 地化模型被提出来能较好地解释其中次生孔隙的形成 及分布． 表 3 砂岩储层薄片统计孔隙度数据［17］ Table 3 Summary of petrographic porosity data［17］ 砂岩储层 薄片总孔隙度/% 颗粒溶蚀孔隙度/% 平均 最大 最小 标准差 数量 平均 最大 最小 标准差 墨西哥湾，始新统 17. 3 27. 0 3. 5 6. 4 129 1. 7 5. 0 0 1. 1 北海盆地，侏罗系 19. 7 29. 6 6. 6 5. 6 101 0. 2 9. 3 0. 1 2. 0 墨西哥湾，中新统 1 20. 3 33. 0 0 7. 6 116 1. 0 5. 3 0 1. 1 墨西哥湾，中新统 2 14. 5 29. 6 1. 3 7. 8 66 1. 6 6. 3 0 1. 4 墨西哥湾，侏罗系 9. 2 19. 0 0 4. 8 63 0. 2 2. 0 0 0. 4 北海，三叠系 12. 3 23. 0 5. 0 4. 2 68 1. 1 3. 3 0 0. 9 西非，渐新统 22. 8 35. 0 12. 7 5. 3 20 1. 2 4. 3 0 1. 0 北海，二叠系 21. 1 25. 7 15. 3 3. 4 13 2. 9 5. 8 0. 4 2. 2 ·7·