成岩作用对储层孔隙演化和储集性的影响

1. 成岩作用对储层孔隙演化和储集性的影响

在埋藏成岩过程中，成岩作用对沉积岩石的物性、结构乃至成分都产生了深刻的影响，其中最突出的表现之一，就是使岩石的孔、渗性及孔隙结构发生了显著的变化。
（一）成岩作用对储层的影响
1.较强的压实作用是导致本区延长组储层物性变差的主要地质因素
晚三叠世延长期沉积时，富县地区处于均匀补偿或欠补偿缓慢沉积期，沉积速率仅为0.078 mm/y（吴崇筠等，1992）。延长组沉积后又历经较长的埋藏过程，加之岩石中抗压实能力较弱的长石、岩屑等塑性碎屑颗粒含量较高（一般大于 50%）。这些因素共同作用，导致岩石经历了充分的、较强的压实作用，因此常见塑性颗粒定向排列、弯曲变形、线接触-凹凸接触等明显的压实成岩现象。同时，延长组压实作用强度与其埋深关系明显，导致岩石的孔渗性和孔隙结构随着埋深的增加而急剧变差（图6-12），浅部长2、长3油层组物性条件明显优于埋深大的深部长4+5、长6、长8油层组，也表明随埋深加大、日益增强的压实作用对岩石物性产生的负面影响越大。
2.较强的胶结作用严重影响了储层的储集性能
一般都把胶结作用归类于破坏性成岩作用。其实，胶结作用对储层的影响不能一概而论，不同时期的胶结作用对物性的影响有别。
1）早期胶结作用对孔隙演化的影响。早成岩期胶结作用对储层的影响，既有破坏性又有一定的建设性。胶结物一方面由于占据了一部分粒间孔隙空间而导致原始孔隙、喉道遭受到不同程度的损害；另一方面，正是早期胶结物的形成，加强了岩石内部的支撑性，而一定程度上抑制、减缓、削弱因随埋藏加深而引起的强烈压实作用对储层的进一步破坏，使部分原始孔隙得以保存并更有利于晚期被溶蚀形成与发育各种次生孔隙。

图6-12 延长组储层砂岩孔隙度和渗透率与埋深关系图

2）晚期胶结作用对孔隙演化的影响。真正严重破坏储层物性的当属晚期胶结作用，因为晚期胶结物被溶蚀形成次生孔隙的机会大大减少，反而对原生孔隙、次生孔隙造成伤害的机率极大地增加，可使小孔以上的孔隙消失殆尽而残留微孔，同时又可能因其堵塞喉道而使渗透率急剧下降，形成低孔低渗致密储层甚至隔层。
同时，不同类型的胶结作用对储层的破坏程度不等。
1）自生粘土矿物对储层物性的影响。本区延长组砂岩中广泛发育的绿泥石胶结物，以孔隙衬边或孔隙充填物的形式极大地影响了储层的物性，造成的孔隙损失量估计为 1%～4%（图6-13），同时还因其缩小或堵塞喉道而极大地降低了岩石渗透率。区内含量较少的毛发状伊利石附于碎屑颗粒之上，对孔隙的损失量仅为 1%～2%或更小。其他粘土矿物较少，对物性的影响不突出。总之，自生粘土矿物对区内延长组岩石孔隙度、渗透率及孔隙结构造成了明显的破坏性效应。
2）碳酸盐胶结物对储层物性的影响。碳酸盐胶结物是本区延长组砂岩中一种主要胶结物，它对区内延长组储层岩石物性和孔隙结构的影响明显表现为孔隙度、渗透率、退汞率、最大压汞饱和度及中值喉道半径均随碳酸盐含量的增加而降低或减小（图 6-13，6-14），排驱压力随碳酸盐含量的增加而升高。
区内延长组砂岩碳酸盐胶结物含量为0.16%～35.7%，平均值为2.48%～8.04%（表6-13），且随层位变老（即长8、长6、长2油层组）而增加，表明碳酸盐胶结作用随年代变老而增强。尽管碳酸盐胶结物具易于溶蚀的属性，但区内碳酸盐胶结物主要形成于晚成岩期，没能发生强烈的溶蚀作用，它造成的原始孔隙度损失量平均可达8%以上，最大可达30%。
表6-13 重点油层组砂岩碳酸盐胶结物含量与孔隙度、渗透率统计表



图6-13 长2、6、8油层组砂岩碳酸盐胶结物含量与孔隙度、渗透率关系

3）石英、长石次生加大对储层物性的影响。石英和长石的次生加大边因填塞孔隙和喉道而使孔隙结构变差。区内延长组砂岩中石英和长石的次生加大胶结作用不强烈，一般多见Ⅰ—Ⅱ级，含量一般仅为1%～4%，因此对孔隙度的损失低于4%（图6-13）。
总之，富县地区延长组砂岩从早成岩期至今，持续经历了多期次、多类型的胶结作用，所形成的广泛分布的粘土矿物（以绿泥石为主）、碳酸盐矿物（以方解石为主）、自生石英、长石及少量沸石等胶结物，对岩石的孔隙度、渗透率均造成了极大的伤害。
3.较弱的溶蚀作用未能明显地改善储层的储集条件
溶蚀作用是次生孔隙形成的最主要成岩作用，其作用机理是通过溶蚀流体部分或全部溶蚀岩石中易溶组分而形成一定数量的次生孔隙。
富县地区延长组砂岩溶蚀现象较为普遍，溶蚀流体主要为下渗大气水和晚期有机质热成熟过程中衍生的酸性有机热液，尤其是晚期酸性流体对次生孔隙的形成极为重要；被溶蚀的易溶组分主要是碎屑长石、方解石及少量浊沸石等胶结物，有强弱不等的早晚两期溶蚀作用。

图6-14 富县地区延长组砂岩储层成岩-孔隙演化示意简图

早期溶蚀作用形成的孔隙因后期胶结物的充填而基本上失去意义，仅据溶蚀的残余结构可以判断它曾经发生过。
然而据显微镜下的观察，区内延长组砂岩中的晚期溶蚀作用并非很强烈。其原因可能在于：鄂尔多斯克拉通沉积盆地内部缺乏深大断裂及火山活动，盆地古地温梯度较低（仅2.9℃/100 m），导致生油岩有机质成熟产生酸性水的时间延迟到早白垩世末期，而此时延长组砂岩因长期（约100 Ma）的压实-胶结作用已经变得非常致密，影响了酸性水的渗透扩散，错过了溶解作用的最佳时机；早白垩世后，由于盆地抬升，导致延长组晚期溶蚀作用进行得不彻底，持续时间较短，因而延长组砂岩所经历的晚期溶蚀作用较弱。尽管本区延长组储层晚期溶蚀作用相对较弱，但它对区储层的改善仍是功不可没。晚期溶蚀作用所形成的各类溶孔和溶缝，不仅扩宽了砂岩的喉道，大大改善储层的渗流条件，而且扩大了砂岩孔隙。根据邻区前人研究资料和本次的观察、测试分析得出，晚期溶蚀作用所增加的次生孔隙度在2%～10%、平均5%以上（图6-13）。但是，与许多学者对其他盆地和其他地层碎屑岩储层次生孔隙的研究得出的数据相比，本区延长组储层次生溶蚀孔隙度相对偏低，表明晚期溶蚀作用不强。
综上所述，富县地区延长组砂岩富含陆源碳酸盐岩碎屑、长石、岩屑等不稳定组分，早成岩期较强、较长时间的压实-胶结作用使物性变差，而在晚成岩期，溶解作用的广泛进行而形成了一定数量的次生溶蚀孔隙，但较晚、较弱的有机酸溶蚀作用对储层没能起到极为显著的改善作用；同时岩石中的陆源碳酸盐岩碎屑及其成岩演化又成为晚期碳酸盐胶结物形成的主要物质来源，形成强烈的晚期碳酸盐胶结作用，因而导致了其较差的储层物性，形成压实-胶结型低孔渗储集砂体。
（二）成岩-孔隙演化模式
前人曾根据鄂尔多斯盆地延长组砂岩碎屑粒度累计曲线上求得分选系数（Trusk分选系数），按照比尔德和韦尔（1973）提出的原始孔隙度计算式[Φ=20.91+（22.9/Trusk分选系数）]，计算出延长组原始孔隙度平均值约为35%（朱国华，1982）。而本次研究得出，现今富县地区延长组砂岩平均孔隙度仅为9.4%。由此可见，本区延长组砂岩从早成岩期到晚成岩A—B期的成岩演化过程中，经历的复杂的成岩作用与多阶段的成岩演化极大地影响了岩石的孔渗性（图6-13）。大体上可分为3个成岩-孔隙演化阶段。
1.机械压实和化学压溶孔隙缩小期
主要发生于早成岩阶段，机械压实和化学压溶作用使原生孔隙大量减少。
早期机械压实作用是砂岩在成岩期孔隙度降低的主要地质营力（朱国华，1982），其次是压溶作用随埋深变大而发生发展并导致早期石英次生加大、早期碳酸盐胶结作用，它们在该阶段造成的大量孔隙遭受损失。据估算，孔隙度损失量为 15%～25%，平均 20%左右（图6-13），其中以机械压实作用损失最大（减少的孔隙度最大可达16%）（朱国华，1985）。
2.溶蚀作用孔隙扩大期
主要发生于晚成岩A亚期，此时有机质热演化成熟开始生烃，产生大量CO2和脱羧基的有机酸酸性水，使储层中不稳定组分如长石、岩屑、沸石及早期碳酸盐胶结物、浊沸石等不同程度溶解，形成一定数量次生孔隙，增大了砂岩孔隙度。当储层内酸性水体大量减少，地层水渐趋碱性时，可为石英溶蚀创造条件而形成粒内溶孔、晶间溶孔。但是，延长组砂岩中溶蚀作用较弱，且伴随溶蚀作用而发生的交代充填作用又部分地抵消了溶蚀作用对孔渗性改造的积极意义。据估算，延长组储层最终因溶蚀作用而增加的次生孔隙度约为2%～10%。
3.胶结充填孔隙缩小期
主要发生于晚成岩A亚期，因铁方解石、硅质、铁白云石、沸石胶结物及自生粘土矿物的大量形成并充填残余粒间孔隙，且交代其他碎屑矿物。尤其是pH值升高，最后形成晚期方解石胶结物，从而进一步降低岩石孔隙度，使岩石孔隙度达到孔隙演化史上的最低值。据估算，本区延长组中胶结作用使原始孔隙度的损失量可高达10%以上，其中硅质胶结作用损失孔隙度小于3%；方解石胶结失去孔隙度2%～10%，最高可达30%以上；白云石胶结造成的孔隙损失量约1%～5%；而自生粘土矿物引起的孔隙损失量可能为2%～8%。

2. 成岩作用对储层储集性质的影响

老451地区沙二段、沙三段发育的岩石类型包括泥岩、页岩（及油页岩）、粉砂岩、砂岩、砂砾岩等。其中，可作为储集岩的岩石类型以长石岩屑（杂）砂岩为主，此外，还有粉砂岩、砂砾岩等。局部出现的颗粒灰岩也可能成为有利储层。
（一）成岩作用类型
老451地区的成岩作用类型主要有：胶结作用、溶解作用、交代作用、压实作用等；次要的成岩作用类型有：粘土矿物转变、重结晶作用、压溶作用等。
1.压实作用
压实作用是指沉积物沉积后，由于上覆沉积物不断加厚，在重荷压力下所发生的作用。通过压实作用沉积物发生脱水，孔隙减少，孔隙度降低、体积缩小、密度增大，而变致密的成岩作用。机械压实作用使孔隙水排出，碎屑颗粒紧密排列，孔隙度降低，渗透性变差。压实作用在工区主要表现在以下几个方面：
（1）碎屑颗粒的成岩定向组构现象
物理压实会造成长形碎屑的转动，使其转至接近于垂直应力的方向，从而形成颗粒定向组构。这种现象在工区普遍存在，在杂基支撑的岩石中更加典型。例如，老451井2780.9m处的粉砂岩中，生物碎屑、矿物屑具明显的定向排列特征（图版Ⅱ－17）。
（2）颗粒破碎、变形
压实作用可使粘土岩岩屑、碳酸盐岩岩屑及富碳酸盐矿物的碎屑颗粒发生形变。压实作用强烈时，可使其挤入孔隙中形成假杂基。研究区鲕粒因压实而发生形变的情况见图版Ⅱ－18。
（3）层理变形
由于岩石组成不均一，在压实作用过程中，较刚性的部分与软组分的变化情况不一致，沉积时形成的层理可因此发生弯曲、形变（图版Ⅱ－19）。
2.胶结作用
胶结作用是指矿物质在碎屑沉积物孔隙中沉淀，并使沉积物固结为坚硬岩石的作用。老451地区碎屑岩胶结作用很发育。胶结物由多种矿物组成，其中，以碳酸盐胶结物最为多见，其次是粘土矿物、氧化硅、黄铁矿等成岩自生矿物。
（1）碳酸盐胶结作用
碳酸盐胶结成岩现象在老451地区非常普遍，胶结矿物种类，以方解石、铁方解石、铁白云石较为多见，白云石亦可见。它们多以部分充填粒间孔隙的方式存在，胶结作用较强时，碳酸盐胶结物可完全充填粒间孔，甚至呈基底式胶结（图版Ⅱ－20）。部分充填孔隙的碳酸盐矿物，由于有充分的生长空间，常发育菱面体状的晶形。
老451地区岩心中碳酸盐胶结物的形成，总体上有一定的先后顺序。一般而言，方解石、含铁方解石在先，白云石、铁白云石在后。在方解石或含铁方解石的外围，常见铁白云石出现。推测其形成过程是：在方解石胶结物被溶解之后，形成粒间缝，此后，孔隙水性质发生变化，铁白云石形成。
（2）硅质胶结作用
氧化硅胶结物以非晶质和晶质两种矿物形态存在于碎屑岩中。非晶质氧化硅胶结物为蛋白石，在老451地区砂体取心段少见。晶质硅质胶结物常为石英、玉髓等。薄片中见到的硅质胶结大多表现为石英加大边。当颗粒周围自由空间充分时，石英通过加大增生或从溶液中结晶等形式，可形成自形晶体。石英形成所需要的硅质，可能来自于碎屑岩中长石的高岭石化及粘土矿物之间的转变，也可能是在成岩过程中，当地层水中的硅质以由某种通道渗入砂体孔隙中结晶形成。
在成岩后期，大部分孔隙被占据，石英次生加大边表现为充填部分剩余孔隙而不规则。当岩石中存在粘土矿物或碳酸盐矿物时，通常见石英次生加大边被交代成不规则的港湾状。
老451地区沙二段、沙三段石英次生加大现象较明显，同时伴有长石的强烈溶蚀现象。扫描电镜分析发现，有些样品中长石溶解显著，甚至变成残骸状，从而具有丰富的晶内溶孔（图版Ⅱ－5）。这种现象可解释为长石在酸性溶液中溶解，形成钾离子、铝离子，进而生成高岭石及SiO2沉淀。这种SiO2将进一步变为碎屑石英的次生加大边或老化结晶成新的石英晶体。即，石英的自生加大和长石的溶解是同步进行的。长石溶解提供了石英加大所需的物质来源，其化学反应式为（以钾长石为例）：
2K[AlSi3O8]+16H2O→2K++2Al3++8(OH)-+6H4SiO4→Al2[Si2O5]+4SiO2+2K++2(OH)-+13H2O
(3）粘土矿物的胶结作用
粘土矿物是老451地区沙二段、沙三段碎屑储集岩的又一重要的胶结物类型。工区碎屑储集岩中粘土矿物含量普遍较丰富。常见的粘土矿物类型有伊利石－蒙脱石间层矿物、高岭石、伊利石，其表现为它生和自生两种类型。
按照严格定义，常见粘土矿物中只有自生粘土矿物属于胶结物，但他生粘土矿物往往也能起固结岩石的作用，而且，在埋藏成岩环境中，他生粘土矿物往往不能稳定存在，并向其他粘土矿物类型转变，因此，可将碎屑储集岩中的粘土矿物统一视为胶结物。
粘土矿物在孔隙中的分布往往表现出一定的规律性，它们一般是从颗粒表面向孔洞中部排布，即围绕碎屑颗粒形成粘土包壳（图版Ⅱ－3,4），也有独立存在于碎屑颗粒间孔隙内的情况（Ⅱ－8中书册状及片状等形态的自生高岭石）。他生的粘土矿物一般继承了沉积定向排列特征，自生粘土矿物通常构成不规则分布的凝块。
高岭石形成于酸性介质环境，在富钾的碱性条件下易转变为伊利石，在富钙的碱性环境中易转变为蒙脱石；蒙脱石得到大量的钾离子时，也会转变为伊利石；在低氧化电位、富Fe2+,Fe3+＋及SiO2很少时，高岭石、伊利石也可向绿泥石转变。老451地区沙二段、沙三段碎屑储集岩中粘土矿物X射线衍射物相分析资料有限，但其邻区部分井的岩心样的X射线衍射分析资料（表6-7）反映，随埋深加大，高岭石及伊利石－蒙脱石间层矿物中蒙脱石组分的含量逐渐减少，直至消失，伊利石含量逐渐增加。
表6-7 研究区储集岩石类型表


续表


3.溶解作用
老451地区沙二段、沙三段储层埋深较大，溶解成岩作用较普遍。碎屑储集岩中的碎屑颗粒、碳酸盐胶结物和粘土杂基及颗粒灰岩中的颗粒和胶结物等，均可能被溶解，产生次生孔隙。
（1）碎屑岩中碎屑颗粒溶解
碎屑储集岩中的长石等不稳定组分在孔隙水成分适宜时，极易发生溶解，形成丰富的粒内孔隙。长石的溶解作用往往在其晶体外表面及沿解理缝、双晶缝方向进行得较快。溶解强烈时，长石可呈残骸状。有时见到石英等稳定组分呈现溶蚀（交代）产生的港湾状边缘。
（2）颗粒灰岩中的颗粒溶解
工区颗粒灰岩溶解作用强烈。以老451井2752.1m处的鲕粒灰岩为例（图版Ⅱ－9），其鲕核被完全溶解的现象非常普遍。一些生物碎屑被溶解掉后形成铸模孔隙。
（3）碳酸盐胶结物溶解
碳酸盐胶结物溶解，并留下特征的溶蚀颗粒残余结构和孔隙空间充填残余物（图版Ⅱ－9、21），这种作用又称为去胶结作用。碳酸盐胶结物发生溶解，是由于地层水pH 值、温度和盐度等变化使其溶解度增大。例如，有机质分解产生CO2可促进方解石溶解。
老451地区沙二段、沙三段储集岩埋深较大，原生孔隙保留少，碳酸盐是主要的胶结物类型，因此，碳酸盐胶结物溶解对改善储层物性的意义很大。物性好的储层，其碳酸盐胶结物的溶解也强。例如，老451井2750.7m 和2752.1m等处含油较好的储集岩样品，其中的碳酸盐胶结物已溶解殆尽。
总之，碳酸盐胶结物的溶解作用是工区储集岩次生孔隙产生的主要原因。成岩期孔隙水性质的变化是溶解作用发生的主要因素。储层中早期形成的次生孔隙，可被后来的胶结物充填；而新形成的胶结物，可能又一次被溶解。
4.交代作用
交代作用是指某些矿物溶解的同时，其所在位置被从孔隙中沉淀出来的新矿物所置换，且新生成的矿物与被溶解的矿物的化学成分不同。工区常见的交代现象介绍如下：
（1）碳酸盐交代碎屑颗粒
表现为长石、石英、岩屑的边缘呈港湾状或鸡冠状的蚕食交代现象（图版Ⅱ－19）。有时，交代矿物一直深入到碎屑颗粒内部（图版Ⅱ－22）。当压实作用较强时，碳酸盐胶结物可沿碎屑颗粒内的裂缝进行交代。另外，碳酸盐胶结物呈基底式胶结，也是碳酸盐组分边交代、边充填的结果，大量分布的胶结物使颗粒呈现漂浮状，也抑制了压实作用的发生。
（2）粘土矿物交代碎屑颗粒
粘土矿物交代长石、岩屑和石英的现象普遍，其表现特征与上述碳酸盐交代现象类似。粘土矿物交代长石的现象又称为长石的高岭土化。扫描电镜下的表现见Ⅱ－6等；岩石薄片中则表现为长石晶体表面呈云雾状。钾长石和斜长石高岭土化的化学反应式分别如式（6-1）、式（6-2）所示：
2KAlSi3O8+16H2O→Al2(OH)4Si2O5（高岭石）＋4SiO2+2K++20H-+13H2O　　　(6-1)
2CaAl2Si2O 8+2CO2+4H2O→Al2(OH)4Si205（高岭石）＋2CaCO3 (6- 2）
钾长石高岭石化过程中所产生的K＋为蒙脱石转化为伊利石提供了物源，SiO2则为石英次生加大的物源。斜长石的高岭土化产生了一部分钙质。
（3）粘土矿物之间的转化
根据扫描电镜、岩石薄片观察并参考邻区有关资料（表6-7）发现，老451地区沙二段、沙三段碎屑储集岩中存在多种粘土矿物，主要有伊蒙间层矿物、伊利石、高岭石等。高岭石呈书册状、片状等形态（图版Ⅱ－6）。伊利石及伊蒙间层矿物呈丝缕状、弯曲片状等形态（图版Ⅱ－23）。结合表6-7资料发现，随着砂体埋深增加，高岭石及伊蒙间层矿物中蒙脱石间层比显著降低。
5.重结晶作用
主要发生在碎屑岩的填隙物中，表现为小晶体长大或组合成大的晶体。研究区砂体中常见粘土矿物的重结晶。即在成岩物理化学条件下，压应力造成粘土杂基定向重结晶。粘土矿物重结晶主要沿垂直压力的方向进行，因而，重结晶后的粘土矿物排列表现出一定的定向性（图版Ⅱ－24）。此外，作为胶结物的碳酸盐矿物也常发生重结晶现象。
一般情况下，重结晶作用会使储层的孔隙度和连通性变差，特别是碳酸盐胶结物的重结晶。但是，粘土杂基定向重结晶产生的片理，可能有利于地层水流通并溶解碎屑和胶结物，产生次生孔隙。
（二）成岩演化及成岩阶段的确定
沉积成岩过程从本质上说是一系列复杂的流体－岩石相互作用过程。有关研究主要围绕两个方面的内容进行，即：①成岩过程中的流体－岩石相互作用机理及产物（包括矿物、孔隙等）；②沉积体系中流体的理化性质演化及其对沉积成岩作用的影响。其中，矿物的变化是流体性质、流体－岩石相互作用机理的最直接标志，因此，岩石矿物成分变化研究始终被作为成岩作用研究的基础工作。
根据所掌握的资料，在对工区碎屑岩进行成岩阶段的确定主要依据4个方面：①自生矿物、形成顺序；②粘土矿物组合及伊蒙间层矿物的间层比；③岩石的结构、构造特点及孔隙类型；④成岩温度。
（1）成岩温度
老451地区沙二段、沙三段砂体（取心段）埋深2600～2800m，该地区地温梯度约3.7℃/100m。因此，碎屑岩成岩温度约为96～105℃。
（2）自生矿物
铁方解石、铁白云石等晚期含铁碳酸盐类胶结物较常见（图版Ⅱ－20、22及图版Ⅱ－25），特别是铁白云石，常呈微晶－粉晶，以交代、加大或胶结充填形式出现。
（3）岩石的结构、构造特点及孔隙类型
工区碎屑岩中的长石等碎屑颗粒普遍遭受溶解，形成一定量的粒内孔隙（图版Ⅱ－8）。碳酸盐胶结物常被溶解，有的可见溶解残余，并形成大量次生孔隙（图版Ⅱ－9,25）。
（4）粘土矿物组合及伊蒙间层矿物的间层比
老451地区沙二段、沙三段碎屑岩中可见书册状、片状自生高岭石（图版Ⅱ－8）和丝缕状、弯曲片状伊利石、伊蒙间层矿物（图版Ⅱ－23）。由表6-7可知，老河口地区沙河街组地层所含伊蒙间层矿物的间层比随埋深增加有比较规律性的变化，相当于老451块沙二段、沙三段埋深的砂体，其所含伊蒙间层矿物的间层比约为25左右。
根据上面分析，将老451地区沙二段、沙三段碎屑岩所处的成岩作用阶段定为晚成岩阶段A期（中华人民共和国石油天然气行业标准SY/T5477-92）。
（三）成岩作用影响因素
根据上述成岩作用类型、成岩阶段等的研究，认为老451地区沙二段、沙三段储层成岩作用主要受砂体埋深影响。此外，碎屑岩的成分、结构、构造等因素对成岩作用的影响也很显著。而区域构造背景、构造活动则主要是在更高层次上控制着砂体的成岩演化。简介如下：
（1）埋藏深度对成岩作用的影响
砂体埋藏深度决定了其所处的地温和压力。地温对有机质演化、地下流体与岩石的相互作用过程有制约作用；压力则决定了机械压实甚至压溶作用的强度。因此，埋藏深度对工区成岩作用的影响非常显著。例如，粘土矿物的变化规律（表6-7）与深度表现出明显的相关性。老19-2井取心段的沙四段埋深浅（不足1500m），碎屑岩所含粘土矿物中的高岭石量普遍较高（多在30%以上），伊蒙间层矿物的间层比也很大（均在70%以上）。又如，根据岩石薄片鉴定，老45，老46，老451三口井在2750m左右的深度均有铁白云石胶结物大量出现（图版Ⅱ－25,26）。
（2）碎屑岩的成分、结构、构造等因素对成岩作用的影响
碎屑岩的成分、结构、构造等与其形成时的沉积作用或沉积环境关系密切。因此，碎屑岩的成分、结构、构造对成岩作用的影响也可表述为沉积作用或沉积环境对成岩作用的影响。
工区碎屑岩中长石碎屑等不稳定组分含量较高，为溶解作用提供了物质基础。粘土杂基对成岩作用的影响也比较明显。当粘土含量很少时，碎屑岩中常见早期胶结现象发育。这是因为粘土含量少，在早期微压实、孔隙连通良好的情况下，便于流体运移，常出现早期碳酸盐胶结。如果这种早期碳酸盐胶结物含量很高，甚至形成基底式胶结，后期成岩作用改造不强，则形成致密储层（图版Ⅱ－20）。如果碳酸盐胶结物经溶解等后期成岩改造，原来被碳酸盐胶结物占据的大量空间变成有效储集空间，则可形成非常有利的储层（图版Ⅱ－9,25及21）。
碎屑岩中碎屑颗粒的分选及粒度对成岩作用也有一定的影响。本区碎屑岩的颗粒分选及磨圆程度普遍较差，原生孔隙易被压实消除，不利于形成良好储层。
总之，老451地区沙二段、沙三段的有利储层主要发育在杂基含量少，早期碳酸盐胶结强烈且后期溶解成岩作用显著的层段。杂基含量高的碎屑岩，虽然早期碳酸盐胶结物可达到一定含量，但因岩性致密，不利于流体进入溶解，多为不利储层（图版Ⅱ－27）。
（3）构造活动对成岩作用的影响
构造活动除了通过控制沉积作用间接影响成岩作用外，不同规模的构造裂隙还通过控制地层流体运移，较直接地影响成岩作用。此外，构造对粘土杂基重结晶等成岩作用的影响已如前述。

3. 变质岩储层成因机理

变质岩的储集类型多样，在已发现的变质岩储层中，储层的主控因素为裂缝系统，但是真正储集油气的空间为构造运动造成的破碎孔隙以及微裂缝、微孔隙，构造裂缝控制油气在变质岩潜山中的分布，是油气渗流的主要通道。一个相互连通的裂缝系统即为一个储集体，裂缝系统的大小和规模决定了变质岩储集体的连续性，裂缝对于变质岩储层能否高产起着决定性作用。
一、变质岩储层裂缝成因类型及特征
1.变质岩储集空间类型及特征
变质岩储层无论在岩石类型、储集条件还是储集结构演化等方面均与碎屑岩储层有较大差别，主要表现在3个方面:
1)我国变质岩油气藏储层主要是太古宙的区域变质岩和混合岩类，裂缝发育和经过碎裂化的刚性变质岩储集体性能最佳，主要分布在断裂带及其附近，受构造断裂带控制显著。
2)变质岩油气藏的储集空间类型是裂缝、粒间孔、晶间孔、溶蚀孔和喀斯特溶孔、溶洞，其中，构造裂缝-溶蚀孔隙是最佳的储集空间类型。
3)变质岩古潜山储层具有很强的非均质性，纵向上可以划分为风化破碎带、裂缝发育带和致密带。储层主要分布在风化破碎带和裂缝发育带中，而后者往往比前者具有更好的储集性能，更易获得高产。
按成因来分，变质岩储层的储集空间可分为结晶成因、构造成因、物理风化成因和化学淋溶成因，这4类成因的储集空间可形成不同的孔隙和裂缝类型(表8-4)。
表8-4 变质岩储集空间类型


(据刘孟慧，1994，有修改)
2.变质岩裂缝类型及特征
按成因可将变质岩裂缝分为4种类型，即风化淋滤裂缝、层间裂缝、构造裂缝和微裂缝。
(1)风化淋滤裂缝
由于变质岩古潜山长期暴露地表遭受风化剥蚀，从而导致风化裂缝的形成，其分布杂乱无章，纵横交错，形状奇异，常被充填。这类裂缝对变质岩储层物性影响不大，多分布于潜山顶部。如鸭儿峡志留系变质岩钻井揭示，厚度一般小于30m，岩心容易破碎，破碎率约10～120块/m(表8-5)。
表8-5 鸭儿峡志留系变质岩风化裂缝厚度


(2)层间裂缝
层间裂缝是因岩层受力后层面发生错动而形成，其特征是裂缝延伸方向与层面相平行，在岩心薄片中均可见到这类平行或微细层理发育的层间裂缝。
(3)构造裂缝
构造裂缝是岩石在构造应力作用下破裂而成。这类裂缝规模大，影响深，方向性强，成组出现，是油气运移的有利通道和主要的储集空间。按产状可分为斜交、垂直和水平等。如鸭儿峡志留系变质岩潜山以斜交裂缝为主，垂直裂缝次之，水平裂缝发育最差(表8-6)。
表8-6 鸭儿峡志留系变质岩构造裂缝特征


(4)微裂缝
微裂缝须借助显微镜才可清晰识别，其开度一般小于40μm，而大于毛细管孔隙半径，这类裂缝的存在大大改善了储集层的整体性能，对油气的储集起重要作用。微裂缝又可分为矿物晶内缝和矿物晶间缝两类，晶内缝的发育程度远远大于晶间缝，晶内缝的面密度可达10～15mm/mm2，而晶间缝平均面密度为0.03mm/mm2。
矿物晶内缝，主要分布在长石、石英、黑云母等矿物晶体内，不穿过晶体边界。按其性质及成因，可分为解理缝和裂纹缝两种。解理缝主要发育于长石类及黑云母矿物中;裂纹缝主要发育于石英、长石等矿物中，与解理缝相比，这类裂缝分布不规则，不平直，无等距性。
矿物晶间缝分布不受矿物晶体限制，一般绕过或切过矿物颗粒延伸，表现为张性裂缝，其延伸较远，开度较大。根据分布特征，矿物晶间缝又可分为3种:①混合花岗岩与黑云母斜长片麻岩中不受矿物成分限制的裂缝;②黑云母斜长片麻岩浅色矿物中，严格受浅色矿物限制的裂缝，垂直片麻理方向，类似于沉积岩中受岩性控制且与层面垂直的裂缝;③少量分布在黑云母斜长片麻岩中与片麻理方向平行的裂缝，它们一般分布在浅色矿物与暗色矿物的界面上，沿片麻理方向延伸，类似于沉积岩中沿层面分布的顺层裂缝。
3.裂缝系统的形成期次
以辽河坳陷大民屯凹陷曹台变质岩潜山为例，通过岩心观察、薄片鉴定、阴极发光分析等，结合充填于裂缝中的方解石中碳、氧同位素组成分析，傅强等(2003)认为曹台潜山变质岩发育多期次裂缝，具有充填和后期改造的显著特征，至少存在3期重要裂缝系统(图8-2)。这3期裂缝系统有3种切割关系:早期(Ⅰ)构造碎裂缝被中期(Ⅱ)、晚期(Ⅲ)裂缝切割;中期(Ⅱ)剪切构造缝被晚期(Ⅲ)裂缝切割;晚期(Ⅲ)裂缝切割早期(Ⅰ)、中期(Ⅱ)的裂缝(表8-7)。

图8-2 曹台变质岩潜山储集层裂缝发育模式

表8-7 曹台变质岩潜山不同期次裂缝特征


4.变质岩裂缝后期充填特征
变质岩储集层有效裂缝是现今保存下来的裂缝，后期充填作用对有效裂缝的影响较大，主要充填物包括方解石、绿泥石、石英、铁质、原岩细碎屑及泥质等。
在岩石薄片及扫描电镜下可见到一部分裂缝被绿泥石充填(图8-3a);构造破碎带及风化壳原岩破碎缝隙及碎裂颗粒粒间被原岩细碎屑及泥质充填(图8-3b)，有些碎屑物质重结晶、硅化，堵塞储集空间，使储集性能变差。方解石及长石主要充填于张开裂缝及长石等矿物解理缝中(图8-3c);石英充填在一些裂缝中，通过石英晶体的部位往往发生硅化弥合(图8-3d);铁质充填是黄铁矿充填于岩石受应力作用被压碎形成的缝隙中，使其不具储集性。

图8-3 辽河变质岩裂缝充填特征

二、变质岩储层裂缝发育的控制因素
变质岩储层储集空间的形成和演化主要受控于变质、构造、古物理风化和化学淋滤等作用以及矿物充填及原岩性质等(高世臣等，2008)，其中构造、古物理风化、化学淋滤等都对储集空间的形成起着积极作用。同时，变质岩储集层经历了成岩、前埋藏、抬升剥蚀、褶皱断裂、表生、后埋藏多个阶段(图8-4)，构造、表生期风化淋滤和油气充注期有机酸溶解等作用，对变质岩储集层的形成与演化具有重要影响。

图8-4 辽河坳陷太古宇变质岩储集层演化

1.变质作用
原岩在遭受复杂变质作用过程中，由于重结晶、变质结晶、变质分异和交代等作用，使原岩矿物成分、结构、构造发生一系列变化，并有孔隙和裂缝形成。在超变质过程中，随着液体物质的参与及大部分固态岩石的重熔，有结晶和碎裂成因的孔、缝液体相物质渗入、充填，最后结晶，而堵塞了裂缝。
2.构造作用
构造作用是变质岩有效储集空间形成的有利因素。在地壳浅层，由于温度和压力较低，许多岩石具有较大的脆性，当应力超过一定限度时，就会发生碎裂变质。碎裂强度主要取决于应力性质、强度、作用时间长短等因素。碎裂对油气运移具有十分重要的影响。若是受作用强度较大的压扭性应力作用，就会使岩石碎粒化或糜棱化，甚至重结晶，引起裂缝堵塞，影响油气移聚;在张应力作用下，碎裂使岩石呈角砾结构和碎裂结构，成为油气储集的有利场所和运移的良好通道。碎裂变质所形成的裂缝不仅可以形成储集空间，更重要的是能形成酸性水溶液和油气运移的通道，并与其他储集体连通，形成高产稳产油气藏。
控制裂缝发育的因素，取决于作用力性质、强弱、受力次数和变形环境。主要有下列几种情况:①裂缝在正向构造上的分布与褶皱类型有关。国内、外研究资料表明，对狭长形背斜，裂缝沿长轴分布，高点处最为发育，以纵向张性缝为主，也有层间脱空;不对称背斜，纵向张性裂缝发育带偏向侧翼，横向张性缝则发育在轴向扭曲处外侧;短轴背斜裂缝沿轴向分布，高点最发育;穹窿背斜裂缝集中在顶部。不管构造部位和地层倾角大小怎样，大部分裂缝倾角都集中在60°～90°之间。②裂缝在负向构造上的分布。向斜中裂缝的分布规律恰好与背斜相反，背斜的上部以张扭缝为主，下部以压扭缝为主，而向斜上部压扭缝发育，下部张扭缝发育。③断层对裂缝的控制。由于断层的位移和滑动，就会在紧靠断层面一带产生新的裂缝，此类裂缝对区域性裂缝不产生重大影响，主要是在离断层不远的数十米或数百米地带内，产生新的共轭羽状裂缝，一般是离断层越近，裂缝密度越大。断层影响的范围主要与断层性质和断距有关，一般说来扭性断层比张性断层影响范围大，断距大者影响范围大(图8-5)。

图8-5 鸭儿峡志留系变质岩油藏开口裂缝、含油裂缝与断层关系

3.风化淋滤作用
风化淋滤作用是指地质历史时期各种外来地质营力对古地貌山施加的一系列物理作用和化学作用。其中的淋滤溶蚀作用会使岩石裂缝开度加大，增加了裂缝的有效性。这种作用仅发生在重力渗流带和水平溶蚀带，并受当时地貌山相对高差及潜水面深度的控制，因此影响程度有限。由于水的不断流动，这两个带中相对易溶解于水的矿物质不断地从裂缝中被带走，并在水平溶蚀带以下的滞流带的裂缝中结晶沉淀。所以在滞流带及其以下的裂缝易被矿物质填充，从而减小裂缝的有效性。
风化作用对于变质岩形成孔隙和裂缝起到了积极的推动作用，长期裸露地表的岩石经物理风化作用遭受剥蚀和破碎，特别是构造裂缝发育部位和抗力性差的岩石中，物理风化作用更显著;潜山顶部和平缓的山坡上易形成厚度很大的岩屑型风化壳，在风化壳的残余物中发育大量储集空间。
化学淋滤作用是继构造作用和物理风化作用之后，又一有利于储集空间发育的重要因素。淋滤的结果是加大了裂缝的开度，使储层原始的孔隙度、渗透率得到改善，有利于油气的储集和运移。
4.矿物充填作用
岩石中形成的储集空间常被充填，对岩石储油物性产生不利影响，使岩石的孔隙度和渗透率变差，且不同环境下形成的变质岩潜山的充填特征不同，在干旱环境下容易形成碳酸盐充填，如鸭儿峡变质岩储集层;潮湿环境中易形成方解石充填，如辽河变质岩储集层。
从鸭儿峡志留系变质岩岩心及裂缝中不同的充填物质和交切关系可看出，该区裂缝为多期形成，充填物质的先后顺序依次为硅质—石膏或碳酸盐—含铁泥土，及各种薄膜充填或无充填的开口裂缝，这一顺序与构造发展史密切相关。古潜山在地史时期中大体上经历了加里东-华力西期、燕山期、喜马拉雅期等3个主要构造期，加里东-华力西期盆地为海相及海陆交互相沉积;燕山期为潮湿气候下的湖相沉积，化学作用强烈，适于硅质和铁质形成，此时期产生的裂缝多被硅质、铁质充填;喜马拉雅期属干燥环境下沉积，裂缝易被石膏、碳酸盐类充填，此期充填较前为差，据Ⅱ4井薄片观察得知，方解石仅局部充填于裂缝之中，裂缝末端一般多具开口缝隙;喜马拉雅期末，构造运动强，形成盆地现今面貌，古潜山基本定型。此时上覆白垩纪、古近-新近纪地层很厚，业已成岩。因此，喜马拉雅期产生的裂缝充填差、开口多，构造运动又使先期充填裂缝重新开口，使之成为油气储集的有利空间。
傅强等(2003)对辽河曹台潜山变质岩裂缝中的方解石进行了同位素分析，其δ18O值和δ13C值均偏负(表8-8)。曹702井880m、曹6井1000m和曹18井1303m深度岩心样品的方解石δ13C值偏负，可能与烃类浸染有关，其余的数据表明，这些方解石是淡水非海相环境的产物;用基恩-韦伯公式(式(8-1))计算的沉积环境指示系数Z值均小于120，也指示它们是淡水成因的沉淀碳酸盐矿物。这与曹702井800m深度处岩心方解石包裹体低含盐度的测试结果一致，表明裂缝中充填的方解石是中生代以后陆相湖盆发展阶段地质作用的产物。

非常规油气地质学

此外，裂缝中充填的方解石δ18O值随埋深增加而急剧变轻，反映高负值的δ18O是温度增高引起氧同位素分馏的结果，说明裂缝中的方解石是在深埋高温环境中沉淀而成。以大民屯凹陷地层恒温带的温度29.5℃为标准，用Epastein公式(式(8-2))计算的古温度表明(表8-8)，曹台变质岩储集层裂缝中的方解石形成时的温度范围为75.9～112℃;若用曹台潜山现今地热梯度3.23℃/100m近似代表古地热梯度，则方解石形成时的埋藏深度为2040～3158m，因此，这些充填于裂缝中的方解石是深埋条件下热液沉淀的结果。另一个证据是方解石中有晶形完整的粗大铁方解石，属典型晚期结晶产物。“深埋沉淀”发生的时期是沙二段东营组沉积的重新沉降期，热液沉淀的空间主要是曹台潜山在沙三段沉积期末形成的新的具有剪切性质的裂缝，也有部分早期碎裂缝，与沙三段沉积期末抬升剥蚀有关的土壤风化作用和沉积岩压实成岩过程中释放的水为CaCO3的沉淀提供了Ca2+，深部CO2和部分烃类则为CaCO3沉淀提供了碳源。

非常规油气地质学

表8-8 曹台太古宇变质岩潜山裂缝中方解石的碳、氧同位素分析


注:T—形成温度;Z—沉积环境指示系数。(据傅强等，2003)

图8-6 变质岩潜山矿物含量与储集性能关系

5.原岩性质
变质岩的储集空间具有强非均质性，原岩性质对其形成有重要影响，无论是结晶、构造作用还是化学淋滤作用形成的储集空间，无一不与原岩矿物成分、变质程度、混合岩化程度等有关。通过对辽河坳陷变质岩古潜山油藏的研究，认为裂缝性储层发育裂缝遵循优势岩性的序列(图8-6)，即在同样构造应力的作用下，暗色矿物含量高的岩性塑性较强，不易产生裂缝，难以成为储集岩;暗色矿物含量较少的岩性塑性较弱，容易产生裂缝而成为储集岩。按照各种岩性中暗色矿物含量的多少对变质岩古潜山中的岩性排序，形成岩性序列，暗色矿物含量少、在岩性序列中排列靠前的岩性就是优势岩性(图8-7)(孟卫工等，2007;单俊峰，2008;刘兴周，2009)。

图8-7 变质岩矿物与储层关系

显然，变质岩储集层中混合花岗岩所含脆性成分最高，长石、石英含量达90%～95%;其次是黑云斜长片麻岩，其石英、长石含量为70%～85%;而辉绿岩中含脆性组分最低，因而混合花岗岩中构造裂缝比黑云斜长片麻岩中发育，而辉绿岩中构造裂缝发育程度最差。碎裂岩、混合花岗岩、片麻岩及辉绿岩的裂缝发育指数分别为1.61、1.40、1.21、1.12，呈现出依次减小的规律，反映出这三者储层裂缝发育程度也依次降低。
6.埋藏深度
随深度的增加，地层压力升高，储集层裂缝开度减小。岩石处于地下深处时，承受周围岩体及上覆岩体静岩压力。岩石所处深度越大，围压越高，岩石的塑性越大。对某些花岗岩进行试验表明，当围压增大至23.8MPa时，岩石开始表现为塑性。这就是说，在地表附近，大多数结晶岩石表现为脆性;但当处于地壳深处时，结晶岩石就会变为有高度塑性的物质，乃至呈现黏性流动———蠕变。其结果会使岩石裂缝开度逐渐随着深度的增加而变小以至趋于闭合，即裂缝的有效性随着深度的增加而变差乃至最后失效。

4. 第三系沉积相及储层研究

目前，柴达木北缘已发现的具一定规模的油气藏多为侏罗系生、第三系储的次生油气藏。构造因素自然是第三系次生油气藏形成的主控因素，但储层存在与否、储层与中和下侏罗统烃源岩的配置关系、储盖组合特征也是油气藏形成并具一定规模的重要因素。因而以层序地层划分及对比为基础，研究第三系的充填演化特征、储集体分布及生、储、盖的配置，对于寻找第三系次生油气藏十分重要。
一、钻井层序地层划分
根据录井剖面和测井曲线组合系列（自然电位、电阻率、自然伽马）特征可将老第三系划分为7个长期基准面旋回（图 3-4）。其大致相当于第三系传统地质分层上的“组”，但具体分层界线有较大区别。
LSC1（相当于路乐河组E1+2l）：底界面为与下伏中生界不整合面；顶界面为较明显的河道下切冲刷面；底界面之上底砾岩发育，以厚层砂砾岩发育为特征。该层序下部以砂砾岩为主，上部变细，为含砾砂岩与砂质泥岩或砂岩、粉砂岩与泥岩互层。内部沉积作用的旋回性十分清楚，每个旋回均表现为冲积扇的退积作用。总体表现为由于冲积扇辫状河的叠置退积作用形成的明显正旋回，反映由于盆地基底沉降造成基准面的区域抬升。电性总体特征为：下部表现出显著的高阻、低自然伽马特征，向上电阻逐渐降低、自然伽马值增高。可大致分为两段：上段为起伏不大的平直段，是上部泥质岩增多的反映；下段起伏较大，表明粗碎屑岩层增加。至底部100～200 m出现高阻层段，为E1+2底部厚层砂砾岩发育的反映。

图3-4 深86井第三系层序地层划分与生储盖组合分析综合图

LSC2（相当于下干柴沟组下段E3x1）：该界面底部河道下切作用明显，顶界面为较明显的河道冲刷作用产物。底界面之上在北缘地区普遍发育一套砂砾岩（粒度总体向上变细），或砂泥岩薄互层，或以泥岩、砂质泥岩为主夹砂、粉砂岩。颜色以棕红色为特征。盆地边缘地带上部则为砂砾岩与砂质泥岩不等厚互层。该旋回主要形成于辫状河道与辫状河道溢岸相沉积作用。电性特征：底部砂砾岩对应明显的高阻层，向上电阻率值逐渐减小。古生物：E3x1顶部附近出现标准化石光滑南星介。
LSC3（大致相当于下干柴沟组上段 E3 x2）：该旋回底界面在潜西、马海与南八仙地区以明显河道作用为特征，其上发育厚层砂砾岩夹泥岩或与泥岩不等厚互层。在冷湖地区河道作用减弱，有时表现为与下部旋回沉积作用的转换面。该旋回砂岩层较下部旋回相对发育，为较厚层砂砾岩与泥岩不等厚互层或以砂砾岩为主。电性：底部发育中、高阻、低自然伽马段（数十米），向上电阻降低、自然伽马值增高（潜西地区）。冷湖四、五号地区岩性变细，但该界面上部电阻率值也明显高于其下伏地层（如冷科1井、深86井等）。南八仙、马海与北陵丘地区自然电位表现出高渗透层集中发育特征。该旋回常含有干柴沟组常见的轮藻组合：中华梅球轮藻-杨氏厚球轮藻组合及青海扁球轮藻亚组合。如南八仙地区该旋回中青海扁球轮藻、中华梅球轮藻、微小钝头轮藻、红三旱培克轮藻、梨形克氏轮藻、长卵形粒形轮藻集中发育。
LSC4（大致相当于上干柴沟组N1s）：该旋回底界面在潜西地区、南八仙为河道下切作用产物，其上发育厚度不大的砂砾岩与泥岩互层段，向上粒度变细，以基准面上升半旋回为主。电阻值低于下部旋回，呈台阶状降低。在近盆地中心地区由于岩性变细，界面不太清楚。但该旋回多为全井较细粒段，颜色也相对较深，出现滨浅湖相灰或浅灰色泥岩层（如鄂2井、冷科1井、陡2井等）。有时要靠古生物介形类组合（如中星介、隆壳半美星介和轮藻组合）与岩性特征综合确定。如南八仙地区，该旋回常含半美星介，底界面附近开始出现青海扁球轮藻、张巨河东明轮藻。
LSC5（大致相当于下油砂山组N2y1）：底界面之上多为河道作用相对发育段。整体也为各井岩性相对较细层段。近中心的钻井表现为泥岩与粉砂岩、砂岩薄互层，下部颜色较深，出现滨浅湖相灰色泥岩发育段（如鄂2井、葫深1井等）。与下伏旋回不同，该旋回多为对称旋回（即下降半旋回发育），表明盆地坳陷作用开始减弱。
LSC6（大致相当于上油砂山组N2y2）：底界面多位于电阻较明显的抬升处。在边缘或物源供给充分区，该界面有时表现为岩性、电性特征反映出的地层叠加样式的转换（如昆1井、陡2井等）。近中心部位岩性较细，电阻率稍低于下伏旋回。
LSC7（相当于狮子沟组N2s3）：北缘地区钻遇该旋回的井较少。钻遇井电性特征也不太明显，主要根据地震、岩性等资料综合确定。边缘部位底界面表现出明显的不整合特征，界面之上厚层砾岩发育（如昆1井）。近盆地中心部位岩性细，底界面多位于电阻较明显的抬升处（如北1井）。
二、地震层序地层划分
盆地北缘第三系内部各组地层在北缘主体部位多为整合或假整合接触关系，仅在边缘地区才能确定界面之间的接触关系。第三系主要发育的地震反射界面有以下几个：
TR：为第三系底界面，特征清楚（前已述及）。
T5：为路乐河组（E1+2l）与下干柴沟组下段（E3x1）之间的界面，能量强，连续性好。全区稳定，易于识别、追踪，是E3x1底部的砂砾岩与下伏砂泥岩间的反射，为区域的平行不整合界面。
T4：为下干柴沟组上、下段（E3x2和E3x1）之间的界面，该界面特征不太清楚。主要根据钻井剖面上的界面标定，为一规模较大的进积和退积作用的转换面。
T3：为下干柴沟组上段（E3x2）和上干柴沟组（N1s）之间的界面，能量中等。连续性较好，与上、下地层平行，为一整合界面。
T2：为上干柴沟组（N1s）和下油砂山组（N2y1）之间的界面，能量不强。连续性中等，与上、下地层平行，为整合界面。
T′2：为下油砂山组（N2y1）和上油砂山组（N2y2）之间的界面，能量中等。连续性较好，为与上、下地层平行的整合界面。
T1：为上油砂山组（N2y2）和狮子沟组（N2s3）之间的界面，由2～3个连续的强相位组成。全区稳定，易于识别追踪。界面上、下见有上超和削截现象，为局部的不整合面。
T0：为狮子沟组（N2s）和第四系（Q）之间的界面，有一组连续的强反射。全区稳定，易于识别追踪，可见界面下的削截和界面上的上超现象，为一区域的不整合面。
根据上述8个界面，可将第三系划分为7 个地震层序。根据井-震对比，分别对应钻井 LSC1、LSC2、LSC3、LSC4、LSC5、LSC6、LSC7旋回。
上新世末期的晚期喜马拉雅构造运动幕使柴达木盆地结束了坳陷发展阶段，盆地褶皱上升，第三系遭受不同程度剥蚀，因此盆地北缘第三系保存程度区域差异性十分明显。如冷湖构造带，地层保存程度明显不一：第三系自西北向东南层位逐渐变新，保存程度变好；南八仙地区中新统N2y2以下地层均得到保存；红山断陷E3以上地层多被剥蚀；马海构造上升盘仅保存部分N1及以下地层。鉴于上述，地层对比多选择在地层保存程度相近的二级构造单元内。至于较高分辨率层序地层对比，由于受钻井分布的不均匀性（区域钻井稀少）、地震资料品质差、高分辨率地震资料缺乏等条件的限制，仅在二级构造单元内或相邻构造单元之间进行。
以钻井、测井、地震资料为基础，通过层序界面的识别并与临近构造单元的钻井反复对比，提供了北缘地区主要钻井分层数据表。
三、第三系地层层序的建立
根据钻井层序地层与地震地层划分结果，将北缘地区新生界划分为两个构造基准面旋回。构造基准面旋回的形成与发育与盆地构造-沉积演化阶段相对应，一般以区域分布的不整合为界。其内部又可进一步划分为7个长期基准面旋回。长期基准面旋回的形成与地区性或局部构造运动有关，或以局部不整合为界或表现为较明显的沉积作用转换面。其内部又可以划分出更次一级的基准面旋回，这里称其为“中期基准面旋回”。中期旋回的形成与发育除与局部构造运动或断裂活动有关外，还受沉积物补给量变化的制约，因而常表现为沉积体的进积或退积作用。旋回特征在构造单元的边缘地区尤为明显。上述多级次基准面旋回运动，导致与其相对应的多级次沉积旋回的形成（表3-2）。

表3-2 第三系地层层序划分

（1）下部构造旋回：形成于早期喜马拉雅运动构造幕。旋回底界面为晚期燕山运动形成的第三系与中生界之间广泛发育的削截不整合。顶界面为早期喜马拉雅运动形成的渐新统（E3）与古始新统（E1+2）之间的不整合，在北缘地区多表现为假整合。该构造旋回发育于柴达木盆地中、新生界盆地性质的转换期，由长期基准面旋回LSC1（路乐河组E1+2l）构成。总体分布特征，表现为对中生代末期构造运动造成的古地形的填平补齐作用。内部又可以识别出4个中期基准面旋回，中期旋回在同一构造单元或相邻构造单元同一沉积体系中可以对比。
（2）上部构造旋回：形成于喜马拉雅运动中期。底界面为与下伏旋回之间的假整合界面，顶界面为晚期喜马拉雅运动形成的第四系（Q1+2）与上新统（N2s）之间的削截不整合。该旋回形成于盆地整体坳陷作用期，表现为一个大规模的对称旋回。由长期基准面旋回LSC2（下干柴沟组下段E3x1，其内部又可以进一步划分出两个中期基准面旋回）、LSC3（下干柴沟组上段E3x2）、LSC4（上干柴沟组N1s）、LSC5（下油砂山组N2y1）、LSC6（上油砂山组N2y2）和LSC7（狮子沟组N2s）组成。基准面上升期由下干柴沟组上段E3x2与上干柴沟组N1s组成；基准面下降期由下油砂山组N2y1、上油砂山组N2y2与狮子沟组N2s组成。基准面上升与下降的转换位置约发育在N1s上部～N2y1下部。
四、沉积体系与储层分布
自古始新世以来，印度板块与亚洲板块接触、碰撞所形成的喜马拉雅运动及其构造幕（喜马拉雅运动早、中、晚期）使柴达木盆地第三纪湖盆的沉积演化经历了发生、发展、消亡三大阶段。老第三纪古、始新世—渐新世沉积早期：印度板块开始向欧亚板块俯冲，昆仑山与阿尔金山强烈抬升，盆地基底沉降。在早侏罗世断陷盆地填平补齐后，沉积范围扩大，老第三纪湖盆开始发育。古新世—始新世早期，由于气候干旱，盆地北缘和西部地区均沉积了一套以红色粗碎屑岩为主的沉积建造。始新世中晚期—渐新世、中新世沉积时期：气候略变潮湿，盆地坳陷作用增强，湖盆水域范围明显扩大，在昆仑山与阿尔金山的夹持地带形成了盆地的沉降中心与沉积中心，盆地西部的茫崖坳陷发育了以厚层灰色泥岩、钙质泥岩、泥灰岩为主的较深水湖相沉积。与此同时，盆地北缘边缘地区老第三纪沉积了一套以洪积-冲积边缘相为主的地层，以红色为主，岩性相对较粗。进入中新世后，盆地沉积中心才向东、向北迁移。因而，北缘地区中新统明显变细，以河流冲积平原相为主，近盆地中心位置则发育滨浅湖相。中新世晚期—上新世沉积时期：湖盆开始收缩，盆地西部和北缘地区沉积中心明显向东迁移。西部沉积了一套含膏盐类的湖相蒸发盐建造，北缘则形成逐渐向上变粗、冲积相为主的沉积序列。至第四纪沉积时期，盆地沉积中心已转移到东部三湖坳陷区。
北缘第三纪沉积时气候较为干旱，沉积古地形总体表现为向南倾的缓坡，因而广泛发育以河流-洪泛平原红色碎屑岩为主的沉积，局部出现滨浅湖相。根据地质、测井、地震资料为基础的沉积相综合分析，在北缘识别出受北部山系补给控制的五大物源体系，分别是来自西北方向经昆1井的冲积扇体系（该物源体系影响范围较局限）；以小赛什腾山为物源的冲积扇-辨状河沉积体系（主要发育并影响潜西、冷湖三、四、五号地区）；以赛什腾山为物源的冲积扇-辫状河沉积体系（其前缘部位可达冷湖五、六、七号及以南地区）；发育在赛什腾山东侧、经尕西地区进入盆地的河流-冲积平原-三角洲沉积体系；可能以绿梁山为物源区、经尕丘南及至马海地区的河流-冲积平原-三角洲体系（在第三纪早期为冲积扇体系，构成马海、南八仙、北陵丘地区的物源补给）。上述几大物源体系在第三纪中早期多继承性发育，由此控制着北缘中西部地区不同时期储集体的时空展布。
1.路乐河组（LSC1）沉积体系与储层分布
该组地层厚度自赛什腾山前地带向西南方向北缘主体部位逐渐加厚。冷湖构造带以北最大厚度为500～1400 m左右，在昆特依凹陷以南的鄂博梁-葫芦山一带厚度可达2000 m。
该时期为第三纪坳陷作用早期，气候干旱，沉积体系以冲积扇、辫状河-洪泛平原为主。近山前地带主要为冲积扇体系，如潜西地区。扇前方辫状河-洪泛平原体系发育，如冷湖四和五号地区、南八仙、马海地区。鄂博梁二、三号地区岩性较细，主要为洪泛平原相沉积。该组地层纵向上表现为大套棕褐色或棕红色砂质泥岩、泥岩与棕红色砂砾岩不等厚互层沉积。整体表现为粒度下粗上细，但内部具显著的旋回性特征。由于盆地整体处于沉降早期，冲积扇的退积叠加特征明显，特别是在盆地近边缘部位。从潜西地区与冷湖构造四号对比剖面中（潜深11井-潜参2井-赛深1井-深86井-深17 井）可以清楚地看出该时期沉积特征。
该组地震反射特征表现为：下部为一套连续、强振幅地震相，根据井-震标定结果应代表一套砂砾岩为主的辫状河沉积；上部为一套较连续、弱反射地震相，反映为一套泥质为主的洪泛平原沉积。盆地边部发育有冲积扇体，在地震剖面上表现为前积反射特征（230测线）。
上述沉积特征决定路乐河组沉积时期除北缘中心部位岩性较细外，大部分地区岩性较粗。储层主要成因类型为冲积扇碎屑岩、辫状河道和扇缘席状砂等。冲积扇砂砾岩体主要分布在潜西地区、赛什腾山前缘地带；冲积扇辫状河砂砾岩体分布在冷湖三、四、五号地区；辫状河道与溢岸砂砾岩体主要分布在南八仙-马海地区。储层物性也差，如潜深11井孔隙度一般为8.2%～12.2%；渗透率最小3.8×10-3μm2，最大162.7×10-3μm2，一般为11.9×10-3μm2～34.6×10-3μm2。为低孔低渗储层。
2.下干柴沟组（LSC2+LSC3）沉积体系与储层分布
与下伏路乐河组相比，下干柴沟组地层最大厚度分布区向北迁移。总体在向南缓倾的斜坡背景下厚度由北向南加厚。冷湖构造带以北斜坡地形十分平缓，地层厚度1000～1600 m。最大厚度分布在昆特依凹陷和冷湖六、七号以南及鸭湖以北的地区，达2000～3000 m。
（1）下干柴沟组下段（LSC2）沉积体系与储层分布。基准面上升时期表现为冲积扇体系的退积作用，粒度粗，但相带较窄。基准面下降期冲积扇的进积作用较强，对盆地粗粒陆源碎屑供应显著增强。由于气候较干旱，研究区除边缘地带冲积扇发育外，大范围内仍为辫状河-洪泛平原沉积，基本不发育湖区。由于较大水系不发育，河流溢岸频繁，洪泛平原沉积作用明显，为大套红色泥质岩夹砂岩、粉砂岩沉积。该时期发育的冲积扇体系主要分布在昆特依凹陷石深 15-昆 1 井井区、小赛什腾山前缘潜西-冷湖四号地区（172 测线），以及赛什腾山东段山前（230测线上前积反射）和马海地区东侧（85320 测线上见前积反射）。其余大部地区为辫状河流-洪泛平原沉积（鄂 3 井 3071 m洪泛平原；潜参 1 井1333 m洪积扇；北1井3673 m辫状河道）。沉积体系特征决定该组沉积物较下伏地层粒度细。储层仍以辫状河道砂岩为主，但主要分布在该区。
（2）下干柴沟组上段（LSC3）沉积体系与储层分布。盆地气候略转潮湿，盆地基底持续沉降，在阿尔金山和昆仑山山前强烈沉降的西部地区湖区范围扩大，并出现水体较深的微咸水湖区。盆地北缘南部也见湖区，但水体较浅，以滨浅湖为主。如鄂博梁地区沉积了一套以紫灰色或灰色泥岩和砂质泥岩、灰色或棕色粉砂岩和泥质粉砂岩为主，夹少量灰色泥灰岩、灰质砂岩及砂质灰岩沉积，偶见炭质泥岩、泥质白云岩。盆地边缘地带（如昆1井井区、小赛什腾山前缘的潜西地区、赛什腾山东段山前地带）继承性发育冲积扇。扇体之间及扇体与湖相沉积之间为辫状河-洪泛平原发育区，局部低洼处出现泛滥盆地（如鹊参1井井区）。盆地东侧则出现来自东北方向的大型河流-冲积平原体系，并在南八仙地区入湖形成三角洲（仙3井2900～2910 m）。地震相与钻井相分析表明，河流分别从东北和偏东两个方向进入湖区。河流具曲流河-低弯度河特征（1001 测线）（马参 1-仙 3 井对比图）。北陵丘地区由于湖水对入湖砂体的改造作用而形成滨浅湖-沙滩（北1井）。

图3-5 柴北缘西段下干柴沟组下段（E3x1）沉积相分布示意图


图3-6 柴北缘西段下干柴沟组上段（E3x1）沉积相分布示意图


图3-7 柴北缘西段上干柴沟组上段（N1s）沉积相分布示意图

3.上干柴沟组（LSC4）沉积体系与储层分布
北缘该组沉积厚度一般为1000～1800 m。冷湖构造带上地层厚度较薄为800～1000 m，向南北两侧增厚，最大厚度区仍为昆特依凹陷和冷湖六、七号以南地区。
该组沉积物粒度较下伏地层明显变细。湖盆范围进一步扩大，为柴北缘第三纪的最大湖泛时期。滨浅湖湖区主体部位与下干柴沟组沉积时期大致吻合，但进一步向北、东扩展，主要发育在昆特依凹陷中东部、巴龙马海湖及南八仙、马海地区。东部大型河流三角洲体系继承性发育，南八仙的河流三角洲沉积也进一步向北东方向退缩至马海凸起西南部。南八仙地区出现三角洲与滨浅湖交替沉积（仙3 井1920 m，仙9 井1710 m）（951183测线N1 具三角洲前积反射特征、961177测线上272～276桩号之间具典型的水下网状河道地震反射特征）。三角洲的分布范围广，且水上三角洲部分发育（1183 河流冲积平原与水上三角洲具不同的地震反射特征）。北陵丘-南八仙附近仍发育有滨湖滩砂沉积。中北部的西段北侧边缘部位发育的冲积扇体进一步向后退缩，扇体之间及扇体与湖相沉积之间仍为辫状河-洪泛平原发育区，局部为泛滥盆地。研究区北东部仍为大面积的河流-冲积平原发育区，地震剖面上见曲流河沉积的透镜状、叠瓦状、S 形斜列的反射特征（811001 测线288～300桩号之间为曲流河反射）。
4.下油砂山组（LSC5）沉积体系与储层分布
该组地层分布总体特点是西薄东厚，中部构造带部位薄，南北两侧厚。冷湖三、四号构造和五号构造西端下油砂山组被剥蚀，冷湖六、七号至南八仙构造沉积也较薄，约600～1000 m。较大厚度区分布在冷湖七号-南八仙构造南北两侧，北侧厚度1000～1400 m，南侧1000～2000 m。
下油砂山组沉积早期北缘仍有湖区发育，分布范围仍在冷湖构造带和南八仙以南地区，但湖区面积略有缩小，湖盆范围向南迁移。湖区主体大致分布在鄂博梁、葫芦山、鸭湖和南八仙地区及以南地带。南八仙地区自渐新世以来长期发育的河流-三角洲作用减弱，逐渐被洪泛滨浅湖相及至近岸冲积平原相所代替。该组沉积晚期湖盆充填作用明显，盆地边缘相向中心推进，如冷湖六号地区冲积扇-辫状河的进积作用十分明显。
中新世中期以后，在青藏高原的持续隆升中盆地西部基底上升幅度相对较大。在总体由西北向东南缓倾的古地形背景上，上油砂山组地层厚度向东南方向加厚，一般厚度600～1500 m。在赛什腾凹陷东部和冷湖六号、七号以南有两个大厚度分布区，地层厚可达2000 m。
至狮子沟组沉积时期，地层厚度仍呈西北薄东南厚的特点。一般厚度 400～1000 m。最大厚度1600～1800 m。由于北缘西北端的进一步抬高，最大厚度分布区向东南方向迁移，分布在赛什腾凹陷东部和冷湖七号-南八仙一线以南地区，可达1800 m厚。冷湖构造带上该组地层全部剥蚀。

5. 《储层地质学》2011年春学期在线作业（一）

1.  通过观察和描述探井岩心，能够获取到（ ）等地下地质信息。 A. 古生物特征
B. 生油情况
C. 岩性特征
D. 沉积构造
E. 地层时代
正确答案：ACDE      满分：5  分  得分：5

2.  在钻井过程中，如果井下出现泥浆漏失现象，可能预示着钻遇（ ）。 A. 致密粉砂岩
B. 低压异常带
C. 油页岩
D. 断层
正确答案：BD      满分：5  分  得分：5

3.  下列几项中，压力降落法计算天然气储量时所需要的参数为（ ）。 A. 累计产气量
B. 地层压力
C. 折算压力
D. 异常压力
正确答案：AB      满分：5  分  得分：5

4.  现代录井方法很多，常用的几种钻井地质录井方法有（ ） 。 A. 岩心录井
B. 岩屑录井
C. 气测录井
D. 钻时录井
E. 钻井液录井
正确答案：ABCDE      满分：5  分  得分：5

5.  油气田地质剖面图是沿某一方向切开的垂直断面图，它可以反映地下（ ）等地质特征。 A. 岩性特征
B. 构造特征
C. 油气水分布
D. 地层厚度及接触关系
正确答案：ABCD      满分：5  分  得分：5

6.  油田一经开采后，必须计算（ ）后方能确定流体的流向。 A. 异常压力
B. 目前油层压力
C. 折算压力
D. 原始油层压力
E. 静水压力
正确答案：C      满分：5  分  得分：5

7.  下列给出项中，（ ）是油层对比的成果图。 A. 栅状图
B. 岩相图
C. 小层平面图
D. 油砂体连通图
E. 古地质图
正确答案：ACD      满分：5  分  得分：5

8.  油层划分和对比的主要依据有（ ）等。 A. 岩性特征
B. 储集单元
C. 地球物理特征
D. 沉积旋回
正确答案：ACD      满分：5  分  得分：5

9.  下列给出条件中，（ ）属于碎屑岩的储集空间。 A. 粒间溶孔
B. 鸟眼孔隙
C. 裂缝
D. 生物骨架孔隙
正确答案：AC      满分：5  分  得分：5

10.  含油气盆地内的地温场是很不均一的，（ ） 是影响地温场的主要因素。 A. 大地构造性质
B. 基底起伏
C. 岩浆活动
D. 岩性
E. 断层
正确答案：ABCDE      满分：5  分  得分：5

6. 碳酸盐岩储层特征与有效储层的预测

碳酸盐岩储层是海相层序中最常见的一类储层，也是海相层序在石油地质条件上有别于陆相层序的一个重要方面。海相碳酸盐岩作为储层的最大特点是储集物性的非均质性强。由这类储层产生的圈闭和形成的相关油气藏有较大的隐蔽性，对其分布的预测难度较大。最近10年来，随着在鄂尔多斯盆地中部发现靖边古生界大气田，在塔里木盆地发现塔河、塔中与和田河奥陶系大中型油田和气田，在四川盆地石炭系、二叠系与三叠系发现相国寺、傅家庙、渡口河、阳高寺与磨溪等一系列碳酸盐岩气田，使对碳酸盐岩储层特征的认识与有效储层的预测技术有了很大进展。
（一）碳酸盐岩储层发育特征与分布规律
碳酸盐岩储层在我国海相层序中分布的时代从前寒武系到中新生界共10个系21个地层组（表1-1），时代跨度很大。碳酸盐岩作为储层，一类是原生的，包括颗粒碳酸盐岩
表1-1 中国海相碳酸盐岩油气层分布表


（如生物灰岩、鲕滩灰岩、原生白云岩）、礁体等。这类储层以原生孔隙为主，或在原生孔隙基础上，经过一定程度的溶蚀加大而保存下来者，一般多以粒间孔、粒（体）内孔为主，晶间孔次之。对原生型碳酸盐岩储层分布的预测首先需要搞清沉积背景和沉积环境，在此基础上，借助钻井揭示的蛛丝马迹，通过与地震资料结合达到对储集体的有效预测。
四川盆地川东北部地区三叠系飞仙关组鲕滩灰岩储层属于原生型碳酸盐岩储层。它主要是孔隙性鲕粒白云岩，已获天然气探明地质储量336.06×108 m3 ，其中渡口河气田探明天然气地质储量271.65×108 m3 ，单井日产气可达111.47×104 m3 （铁山11井），成为川东继石炭系之后重要的接替层系。鲕滩灰岩储层的发育主要受沉积背景、沉积相带和成岩作用控制。三叠纪早期飞仙关组沉积时期，古地貌和构造格局存在差异性，由此造成飞仙关组地层厚度、岩性、结构在横向上均有较大差别。海槽中鲕粒灰岩不发育，泥质增多，形成泥晶及细粉晶白云岩。渡口河气田处在海槽边缘浅滩这样的地貌高带上发育了厚度达100 m、呈条带状、错落叠置分布的滩相鲕粒灰岩。处在该位置的鲕滩灰岩储层，受海水较频繁进退、间歇性海水盐度变化及间断暴露出海平面的作用，使早期白云岩化得以进行，并发生溶蚀作用，故形成了孔隙性较理想的储渗体（图1-8）。鲕滩灰岩储层以鲕粒溶孔云岩、残余鲕粒灰质云岩为主，粒内、粒间溶孔最多，约占全部孔隙的 80%；原生粒间、粒内孔次之，约占15%；晶间孔、铸模孔等约占全部孔隙的5%。渡口河气田飞仙关组鲕滩灰岩储层孔隙度值分布在0.53%～25.22%，一般6.5%～12.3%，平均孔隙度达9.0%。有效厚度15～70 m不等，储集性能优良。

图1-8 开江-梁平海槽剖面示意图

近年来，在南海北部大陆架东沙隆起碳酸盐岩台地上发现了礁（滩）型油气田，其第三系海相生物礁及生物滩储层是我国最年轻的原生型的极其重要的碳酸盐岩储层，其中流花11-1油田是储量逾2×108 t的大油田。这些礁（滩）的分布具有以下特点：海侵期是礁的繁盛期；海平面上升速率超过或与礁的生长速率同步时，有利于礁的生长；随海侵范围扩大，生物礁由隆起边缘向高部位逐渐发展；生物礁分布受古地貌控制，多发育于古地形高处（断层上升盘、地垒和古潜山等）。礁（滩）储层受成岩改造后，以粒间溶孔、粒内溶孔等为主，次为溶缝、缝合线、裂缝及晶间孔，储层物性好。孔隙型储层孔隙度大于20%，渗透率大于300×10-3μm2 ，是高孔隙、高渗透性的优质储层，与强溶解、强白垩化作用有关；裂缝-孔隙型储层孔隙度10%～25%，渗透率（100～300）×10-3μm2 ，与中等胶结、弱溶解、弱白垩化有关；孔隙-裂缝型储层，孔隙度小于 10%，渗透率小于100×10-3μm2 ，受极少溶解、强胶结和无白垩化作用控制。
另一类碳酸盐岩储层主要受成岩后生作用控制，即孔隙的增加是由于各种成岩作用造成的，如果没有这些次生作用，就不能形成有效的储层（图1-9）。这种储层在中国海相碳酸盐岩储层中占主导地位。促进碳酸盐岩储层孔隙增加的成岩作用主要有溶解作用（其中又包括非岩溶化溶解作用和岩溶化溶解作用）、断裂作用、白云岩化作用等。在其中一种或多种作用控制下，形成了不同类型的碳酸盐岩储层，如主要受风化壳岩溶和非岩溶化溶蚀作用形成的鄂尔多斯盆地中部奥陶系大气田储层；主要受溶蚀作用和白云岩化作用形成的川东石炭系气田储层；主要受风化壳岩溶和破裂作用控制形成的轮南地区奥陶系油气田储层、和田河气田储层；主要受埋藏溶蚀作用和断裂作用控制的塔中地区奥陶系储层。
对于鄂尔多斯盆地中部气田奥陶系储层的形成，沉积相带是基础，风化壳岩溶和同生岩溶作用等是关键。早奥陶世马家沟期，盆地中部普遍发育蒸发潮坪沉积。不同潮坪微相中岩性组合和次生孔隙组合不同。在含膏云坪、藻泥云坪微相带中的白云岩，是发育溶蚀孔洞的主要岩石组合；在云坪、灰云坪微相带中的白云岩是发育晶间孔、晶间溶孔的主要岩石组合；在云灰坪、泥云坪微相带中的白云岩是发育晶间孔、晶间溶孔的主要岩石组合。它们在盆地中部形成了一个南北长约200 km、宽约30～40 km的有利微相带，奠定天然气储层大面积发育的基础。在此基础上，由于先后发育的同生岩溶、风化壳岩溶和埋藏岩溶作用的叠加，造就广泛分布的风化壳储集体。在潮坪环境发育过程中，由于周期性暴露，含膏云坪微相带中产生同生岩溶；奥陶系沉积后，加里东运动使盆地整体抬升，奥陶系经历长达1.3亿年的风化剥蚀，形成对储层发育有重要意义的风化壳及其古岩溶体系。大气淡水的长期淋滤，导致碳酸盐岩和蒸发岩类的强烈溶蚀，在同生岩溶的基础上，进一步发育溶孔、溶洞和岩溶管道。处于隆、坳过渡带的岩溶台地孔、洞、缝网络广泛发育，风化壳深度稳定，垂向分带性明显，垂直岩溶带溶蚀孔洞发育，是气藏主力气层发育段。在风化壳进入深埋藏阶段，有机质脱羧基作用产生的压实水进入风化壳，进行溶蚀改造。上述风化壳储层储集空间以溶蚀孔为主，其次为晶间、膏模孔等，裂缝为岩溶缝等。主要储层类型为裂缝溶孔型白云岩，孔隙度平均值5.3%～6.7%，渗透率一般 1×10-3μm2 左右，高者可达62×10-3μm2。
川东地区发育的石炭系藻白云岩、角砾状白云岩夹生物灰岩储层分布广，是一系列大中型气田的重要储层。其发育特征与鄂尔多斯盆地中部大气田奥陶系相似。该地区上石炭统白云岩储层形成于潮坪环境，同生成岩过程中经历多次暴露、淡水淋滤溶解、白云岩化作用；沉积后抬升，遭受长期风化剥蚀和淋滤溶解，溶洞、溶孔较为发育。有利储层包括溶孔砂屑白云岩、生物碎屑白云岩、粉晶白云岩、角砾状白云岩等。川东地区孔隙度大于3%的上石炭统有效储层厚度一般为 10～34 m，为大面积连片分布的裂缝-孔隙型储层，是大中型气田群的主要产层。
轮南地区油气田（藏）（包括塔河油田）、和田河气田的奥陶系储层是由于风化壳岩溶作用和破裂作用造成的缝洞型碳酸盐岩储层。

图1-9 缝洞系统演化模式图

轮南地区（包括塔河油田）奥陶系碳酸盐岩储层中发现了一系列油气藏，特别是发现了塔河亿吨级油田，成为极其重要的储层。其主要岩石类型为台地边缘、开阔台地相粒屑灰岩、生屑灰岩等。由于长期的成岩作用，其基质孔隙度和渗透率都很低，破裂作用形成的构造裂缝及风化壳岩溶作用形成的溶孔、溶洞和溶缝是最重要的储集空间，储层非均质性强，储层类型主要是孔洞-裂缝型和裂缝-孔洞型。对这套储层的形成，高能环境下形成的粒屑灰岩是有利条件，风化壳岩溶作用和破裂作用是关键。轮南地区奥陶系一间房组和大湾组为沉积于台地边缘浅滩和台地内斜坡浅滩的粒屑灰岩、生屑灰岩，质纯，有利于风化壳溶蚀和裂缝发育。油气的主要储集空间———溶蚀孔洞的发育与风化壳岩溶作用有关。轮南地区奥陶系灰岩在海西早期运动被剥露地表前已成致密灰岩。早海西运动抬升，形成潜山，在泥盆纪晚期—石炭纪初期岩溶作用形成大量次生溶蚀孔洞；石炭纪初期（杜内期）海侵过程中，在稍高层位发育另一岩溶带；海西运动末期至印支运动初期，潜山除再次遭受抬升、剥蚀和发生岩溶外，构造变形形成一系列断裂和裂缝（图 1-10）。溶蚀孔洞的发育在垂向上受岩溶分带的制约，横向上与岩溶古地貌关系密切。距风化壳顶面100 m范围内是岩溶最发育的层段；平面上，岩溶斜坡、岩溶高地边缘、岩溶残丘是岩溶带最厚、溶蚀孔洞较发育的地区，是优质储层形成的有利地带。在中新生代的埋藏过程中，有机质热演化产生的酸性水可沿裂缝和孔隙渗入，使原有的孔、洞、缝发生扩溶，进一步改善储层。裂缝发育程度一方面决定岩溶发育的初始条件，其次是将孔、洞串联起来，成为油气渗滤通道，它的形成主要与构造应力作用有关。

图1-10 轮南地区奥陶系风化壳形成模式示意图

塔里木盆地塔中Ⅰ号断裂带奥陶系碳酸盐岩储层发育不同于风化壳储层的发育，主要与埋藏溶蚀、断裂作用有关（图1-11）。塔中Ⅰ号断裂是塔中凸起与其北侧满加尔凹陷的分界，长期发育并控制奥陶系沉积相的展布。Ⅰ号断裂上盘发育有利的台地边缘（陆棚）礁滩沉积相带，虽在后期成岩作用中原生孔隙已消失殆尽，但这种原始沉积相带有利于溶蚀作用和破裂。在中深埋藏阶段，来源于深部及凹陷方向的CO2、有机酸和 H2 S，沿断裂带运移，使奥陶系灰岩发生溶蚀。溶蚀作用主要有 3 期，与 3 次油气运移事件相一致，形成裂缝-孔洞型储层和孔隙-裂缝型储层，目前已发现以此为储层的多个油气藏。

图1-11 塔中地区中上奥陶统碳酸盐岩埋藏期酸性流体运移模式示意图

可以看出，中国海相碳酸盐岩储层因时代较老，以次生型为主，且成因类型多样，非均质性强，隐蔽性大，预测难度也大，而时代较新的碳酸盐岩可发育原生型储层，受原始沉积相控制程度较高，预测相对较易。
（二）碳酸盐岩有效储层的预测技术
碳酸盐岩储层以其后生改造作用显著、非均质性和隐蔽性强为鲜明特点，因此对其预测一直是一项难度很大的课题。近年来通过攻关，已取得长足进展。
碳酸盐岩储层预测方法和技术可以概括为两大类，即地质分析法和地球物理探测法，近年来又逐渐表现为由这两种技术相结合而发展起来的地质-地球物理综合预测技术。
1.地质分析法
地质分析法即是依据碳酸盐岩储层发育的主控因素，预测有利储集体的分布，它包括沉积相分析、成岩相分析、构造裂缝分析。
沉积相分析是碳酸盐岩储层预测的基础。原生孔隙发育及有利于后期次生孔隙发育的相带为有利储层发育带。碳酸盐岩沉积相分布，在台地边缘为高能碳酸盐砂或礁发育区，向台地内部和盆地方向则分别变为潮坪、萨布哈及坡前碎屑流等环境。中国已发现的碳酸盐岩储层发育的主要沉积相包括：潮坪相，如四川盆地震旦系、石炭系，鄂尔多斯盆地奥陶系，塔里木盆地石炭系，渤海湾盆地的中新元古界、奥陶系，它们频繁暴露于大气环境，处于变盐度环境，有利于同生溶蚀作用改造，改善储层；礁（滩）相，如四川盆地东部二叠系长兴组陆棚边缘礁、点礁，三叠系飞仙关组鲕滩灰岩，塔里木盆地塔中Ⅰ号断裂带上盘奥陶系礁滩灰岩、轮南潜山奥陶系粒屑、生屑灰岩，东沙隆起第三系礁滩，它们形成于相对高能环境，质纯，原生孔隙发育，当原生孔隙消失时仍有助于后期的溶蚀作用和破裂作用。
成岩相即成岩环境的“物质表现”。碳酸盐岩储层性质受成岩作用影响极大。通过对成岩作用的分析，可以预测有利成岩相的发育，进而预测有利储集体的分布。促使孔隙度增加的成岩作用主要有同生期溶蚀作用、风化壳岩溶作用、埋藏岩溶作用、白云岩化作用。同生期溶蚀作用与沉积物间歇性暴露于大气水环境有关，主要发生在潮上、潮间以及台缘、台内的礁（滩）相，从而形成粒间、粒内溶孔；由于构造抬升、剥蚀、淋滤而发生的风化壳岩溶作用，在中国古老碳酸盐岩储层形成中极为重要，也较普遍。有效储层的分布垂向上具分带性，平面上受岩溶地貌单元控制。通过岩溶体系研究，可以较好地预测有利岩溶储层分布，例如：利用层拉平技术和三维可视化技术将轮南奥陶系潜山顶面沿上覆石炭系双峰灰岩（标志层）拉平，此时的奥陶系顶面可视为海西早期岩溶发育时的古地貌，进一步标定古水系展布，为预测岩溶储层发育奠定了基础。
白云岩化作用可发生于潮坪环境、埋藏环境等，其中潮坪或浅水礁（滩）沉积物的白云岩化作用对改善储层意义较大。
构造裂缝分析包括根据裂缝形成机理及通过应力场分析再现裂缝发育规律。构造裂缝形成与局部构造的形态、岩石物理性质、地层厚度以及地层埋藏深度等相关。裂缝通常在构造的端部最发育，它可以出现在陡窄背斜的顶部，或高点复杂化的宽缓背斜的顶部或不对称背斜的陡翼上。张裂缝发育程度与地层变形曲率成正比。依据这些特点可以预测裂缝带集中分布的部位。对裂缝的研究可以通过岩心观察、地表露头研究以及微裂缝研究去进行。近年来，国内预测碳酸盐岩裂缝发育还采用了有限元应力场数值模拟及差异应力场分析方法，通过获得最大、最小主应力和剪应力分布，预测裂缝发育级别和裂缝密集带分布。
2.地球物理探测法
1）据地震反射特征识别碳酸盐岩储集体
对于一些原生性质的礁、滩储集体，它们在地震反射剖面上具有独特的反射结构。
生物礁在地层中往往呈岩隆状凸起，因而在时间剖面上呈丘状凸起，轮廓清楚，顶部具强反射，内部为杂乱反射或无反射，两侧有向岩隆上超反射结构，上覆沉积常见披覆构造，当礁岩与下伏围岩声速差异较大时，底面反射同相轴可能上提或下拉。据此，在南海北部陆架第三系碳酸盐岩台地边缘发现了一系列礁体。在塔里木盆地某地区也发现了一系列为礁丘反映的“丘状异常体”（图1-12），礁丘发育时代为中奥陶世，呈丘状或金字塔状外形，内部反射结构杂乱，翼部具有向“丘状异常体”超覆减薄现象。
川东三叠系飞仙关组鲕滩地震反射特征亦很清晰。在渡口河地区，飞仙关组储层段与非储层段声波时差有明显差异，平均相差达1660 m/s，由此形成强振幅反射，即亮点。区内鲕滩灰岩储层即表现为，在弱或极弱反射背景下出现了强或较强的反射段。
对于像塔河油田奥陶系那样由孔、洞、缝构成的储层，其在地震响应上也有相应的特征。①缝洞系统对地震波有较强的吸收和衰减作用：地震波通过缝洞系统尤其是其充满天然气后，会出现频率降低、振幅减弱的地震异常；②缝洞系统是一个地震低速异常体：缝洞系统及其被油、气、水充填后，相对于致密基质岩块来说，是一地震低速异常体或低阻抗体；③缝洞系统为地震波的散射和绕射创造了条件：在地震剖面上，缝洞系统常表现为相干性差、反射杂乱、同相轴时强时弱、断续出现或存在复合波等异常特征；④纵波的各向异性：利用纵波不同方位的振幅特性可判断裂缝的走向；⑤横波分裂：根据快、慢横波的时差、波形、振幅衰减、频率变化等研究裂隙的方位。

图1-12 塔里木盆地某地区“丘状异常体”典型剖面

2）测井信息与地震处理结合，形成的储层预测技术
近年来，在塔里木盆地轮南奥陶系碳酸盐岩风化壳油气藏（包括塔河油田）勘探过程中，逐渐形成了一套先进的碳酸盐岩储层预测技术系列，包括碳酸盐岩储层地震资料精细成像处理技术、储层预测的地震技术、储层识别与评价的测井技术等（据99—111项目研究成果）。
（1）利用碳酸盐岩储层精细成像处理技术对塔河油田进行三维连片精细处理，对奥陶系风化面进行了精细刻画。
（2）在轮南潜山（包括塔河油田）采用的碳酸盐岩储层预测技术，具体包括地震属性提取技术、三维地震相干体技术、三维可视化解释技术、地震测井联合反演技术和检测裂缝及溶洞VSP技术。
a.地震属性参数提取：为了消除地震反射振幅本身存在的差异对振幅属性分析的影响，应用振幅横向变化率来预测储层，结果表明振幅横向变化率较大的区域与裂缝带或溶洞的发育有关。
b.三维地震相干体分析技术：利用联片三维地震资料相干数据分析表明，裂隙、溶洞发育，矿物、泥质和碎屑充填程度低，而产量和储量丰度较高的地区，处于相干性较弱的区域。
c.三维可视化解释：利用三维可视化技术和地震数据体层拉平（古构造近似恢复）技术相结合的方法，对古地貌、古水系的恢复，为古岩溶体系的展布及有利储层的预测、储层地质模式的建立提供了可靠依据。
d.地震测井联合反演技术：利用钻井资料和联片三维地震保幅数据体针对奥陶系碳酸盐岩储层进行反演处理研究。通过地震测井联合反演波阻抗结果预测，下奥陶统储层发育与上、下岩溶带有关，储层主要分布在风化面以下 150～200 m范围以内（图 1-13），主要储集体和油气产层多发育在下奥陶统顶部风化面以下60～90 m。

图1-13 轮南地区奥陶系风化壳油气藏模式示意图

（3）碳酸盐岩储层识别与评价的测井技术
主要包括声波电视成像测井技术和长源距声波全波测井技术等。
a.声波电视成像测井技术：通过对塔河油田声波电视测井数据处理，将声波电视幅度图像和传播时间图并排显示，可进行与井眼相交的倾斜裂缝、张开裂缝、闭合裂缝对比分析，根据从声波电视图像上提取的各井裂缝倾向、倾角信息，作出各井奥陶系井段的裂缝产状施密特图，较客观地描述裂缝-孔洞型储层特征。
b.长源距声波全波测井技术：运用长源距声波全波测井测得的一段数据，编辑“裂缝指示”曲线，建立塔河油田综合裂缝概率模型。
3）碳酸盐岩储层油气判别技术
对塔河油田碳酸盐岩储层的含油气性，主要利用模式识别、稳健烃类检测系统、多参数聚类分析技术进行了研究探索。
（1）模式识别预测含油气性：利用模式识别处理技术进行碳酸盐岩储层含油气性预测，预测成功率为60%左右。本模式识别方法只是二维油气预测，预测精度受到一定限制。
（2）稳健烃类检测系统应用：通过对已知钻井的分析和预测井的验证，“稳健烃类检测系统”反映下奥陶统碳酸盐岩储层含油性最敏感的特征参数 F w，其响应特征为：对于高产油井，Fw存在良好的低异常；对于干井，Fw 为高值；对于低产井或中等偏低产量的井，Fw存在不显著的低异常。
（3）多参数聚类分析技术：利用二维交会的方式，将沿层任意两种地球物理参数进行分析，如平均相干、振幅的二维交会图，或利用三种参数进行交会分析，如平均相干、波阻抗、振幅的三维交会图，进行含油气性预测，也取得了较好效果。
（4）碳酸盐岩储层含油气性综合预测：充分利用模式识别、烃类检测的二维预测结果，综合利用振幅、振幅变化率、相干、波阻抗、层速度等多种参数平面分布特征与油气的对应关系，结合已完钻井油气成果与古地貌、古水系的对比研究成果，综合判识储层含油性，效果更加明显。
（5）碳酸盐岩储层识别技术：这一预测技术经过在塔河油田的探索性研究、应用，已初见成效。主要是多方位地震资料各向异性处理技术、构造应力场分析技术和频率差异分析溶蚀识别技术。
通过这一技术的探索应用和上述各种地球物理参数的分析评价，综合钻井、岩心等资料，可预测碳酸盐岩裂缝及溶洞型储层的有利发育区带，进而对储层的区域分布进行综合评价预测。
4）非地震技术
在判别塔里木盆地“丘状异常体”地质属性为“火成岩”、“礁丘异常体”、“局部发育的砂体”中，采用了高精度航磁资料进行正演计算及数据处理，排除了其为火成岩体的可能性。再结合速度分析，认为这些异常体为礁丘的反映。
除此之外，高精度重力勘探、重力测井技术、遥感技术在碳酸盐岩储层及储集体预测中亦具有一定的应用价值。
上述分析表明，碳酸盐岩储层具有显著的非均质性和隐蔽性，预测难度较大。其分布受原始沉积相带及成岩后生作用控制。原生性的储层受沉积相带的控制较明显，通过沉积相研究并结合地震预测可以较好地圈定其分布范围。而在海相碳酸盐岩储层中占主导地位的，主要是由成岩和后生作用形成的储层，预测难度就很大。对其分布范围的客观预测除要寻找有利于后期储层发育的高能沉积相带外，还要找寻溶解作用、断裂作用和白云岩化作用的有利区带，由于这些作用时空上的不均一性，因而要完全掌握它的规律难度很大，甚至在有些情况下还不可能。这就只能依靠综合研究的不断深化和新技术的应用，逐步去逼近客观实际。碳酸盐岩储层的预测技术正在不断发展中。通过地震反射特征、地震属性分析、测井信息评价、测井-地震联合反演以及非地震技术，预测有利储层的分布。但应该承认，目前技术还只能对碳酸盐岩非均质储层的分布给出轮廓性的预测，要描述储层发育的细节，一方面要提高预测的精度，另一方面要想方设法描述空间分布的连续性。应该说，发展碳酸盐岩储层预测技术还任重而道远。

7. 　储层成岩作用特征

一、成岩作用类型
1.压实作用
压实作用系指沉积物埋藏后，随着埋藏深度的增加，在上覆水层或沉积物的重荷下或构造形变应力的作用下，发生水分排出、孔隙度降低、体积缩小的作用，与此同时沉积物的密度增加。机械压实的主要标志有：
（1）随着压实作用的加强，颗粒间的接触关系变化趋势是：点→线→凹凸→缝合线接触（图10-1A）。
（2）刚性颗粒发生脆性变形，如石英、长石等刚性颗粒的脆裂，长石沿解理缝的张开等。
（3）塑性颗粒发生塑性变形，如云母、岩屑等的变形，云母常发生弯曲，泥质岩屑可发生假杂基化等。
（4）颗粒发生压实定向。这种现象在杂基支撑砂岩中最常见，长条形颗粒发生有限旋转，转至与压力方向垂直或近于垂直的位置上。
本区由于碎屑储集岩的埋藏深度差别较大，所以所受的压实程度也各不相同。如临58区压实程度低，碎屑颗粒间以点—线接触为主，大芦家沙三段由于埋藏深、压实程度高，缝合线接触成为颗粒主要接触形式。
2.压溶作用
当上覆地层压力或构造应力超过孔隙水所能承受的静水压力时，会引起颗粒接触点上晶格变形或溶解，这种局部溶解称为压溶。压溶作用在石英、长石等碎屑颗粒中都可出现，但本区石英压溶较常见，表现为颗粒间的凹凸接触或缝合线接触。石英压溶后，溶解作用把可溶的SiO2溶入到孔隙水中，使孔隙水变得过饱和，致使SiO2沉淀为加大边。在扫描电镜下，这和加大边常在碎屑颗粒表面沉淀大量的自生石英小晶体或使碎屑颗粒恢复其规则的几何外形。有些砂岩在偏光镜下，石英颗粒不显加大痕迹，颗粒间紧密镶嵌，以往把这些现象看作是压溶作用的结果。而在阴极光显微镜下，可清楚看到碎屑石英之间并不连接，大部分“悬浮”在胶结物之中，或仅仅是点接触。因此，这种现象都不完全是压溶作用所造成，也可能是硅质溶液所造成的自生石英胶结、或压实压溶等几种作用的综合结果（图10-1B）。
3.胶结作用
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。胶结作用是沉积物转变成沉积岩的重要作用，也是沉积层中孔隙度和渗透率降低的主要原因之一。胶结作用可以发育于成岩作用的各阶段中胶结物可被溶解或部分溶解，形成次生孔隙。

图10-1　中央隆起带储层成岩作用及孔隙特征

A—岩屑石英粉砂岩，压实压溶作用及溶蚀作用明显，（一）×198，临10-1井3109m;B—含铁云质长石岩屑粗砂岩，石英加大，加大边被溶蚀，长石被溶成骸晶状，（+）×198，田5-7井2944m;C—岩屑粗砂岩，含铁方解石强胶结，石英加大边未见被含铁方解石交代痕迹，（一）×198，盘深1井4020m;D—岩屑粗砂岩，含铁方解石强烈交代斜长石，（+）×198，盘深1井4020m;E—岩屑中砂岩，长石加大边被含铁方解石交代，（一）×79，商10-8井1756m;F—岩屑粗砂岩，自生高岭石被含铁白云石交代，（+）×198，田5-7井2955.86m;G—岩屑石英粉砂岩，溶孔呈不规则形态，颗粒边缘被溶蚀成不规则状或锯齿状，（+）×198，临10-1井3190m;H—岩屑粗砂岩，长石的蜂窝状粒内孔隙，（+）×198，田27井2679.9m;I—岩屑细砂岩，粒间溶孔发育，孔隙连通较好，（+）×296，商25-34井2128m;J—岩屑中砂岩，超粒大孔隙，（一）×198，商10-8井1756m;K—岩屑细砂岩，微裂缝内被黄铁矿充填，（一）×198，临10-1井3179.3m
对于本区，碎屑岩中出现的胶结作用主要有碳酸盐矿物胶结和硅质胶结两类。
（1）碳酸盐胶结
碳酸盐胶结物的类型及分布　本区碎屑岩中碳酸盐矿物胶结作用期次多，出现的类型也多，主要有方解石胶结、含铁方解石胶结、白云石胶结及含铁白云石胶结等。
在埋藏成岩过程中，碳酸盐胶结物形成时间大体上可分为泥晶碳酸盐矿物及早、晚期碳酸盐矿物等，并具有不同的特征。泥晶碳酸盐矿物主要为泥晶方解石、泥晶白云石，它们充填于碎屑颗粒间，对溶蚀作用很敏感，但对其它成岩作用则相对较不敏感。在填集、压实较紧密的位置，孔隙发育程度差，在深达3000m时仍可见泥晶碳酸盐胶结物，如临深1井在3046m的深度仍发育有大量泥晶碳酸盐矿物。早期碳酸盐胶结物主要为方解石和白云石，常呈晶粒较粗大的他形晶等形态出现，碎屑颗粒呈漂浮状稀疏地分布于晶内，呈嵌晶式胶结（图10-1C）。早期胶结物主要形成于早成岩晚期，总体上数量较少，但也常见由早期碳酸盐矿物形成的强胶结砂岩。晚期碳酸盐矿物主要是（含）铁方解石、（含）铁白云石，数量变化较大，它们多形成于石英加大之后，主要形成于晚成岩阶段。
含铁方解石一般呈中细晶他形粒状，充填粒间孔隙，并常常伴随胶结过程而交代碎屑颗粒及早、中期碳酸盐矿物，尤其是易交代斜长石和中基性喷出岩屑，当含铁方解石胶结、交代作用强烈时，可形成假基底式胶结，使储层孔隙大为降低（图10-1D）。偏光镜下常看到含铁方解石包围和交代方解石的现象，可以说明含铁方解石形成于方解石之后。
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。镜下常可见到含铁白云石包围白云石或方解石，说明含铁白云石形成于两者之后。
碳酸盐矿物的来源　湖泊和流动的孔隙水能持续地带入溶解的碳酸盐，是碳酸盐胶结物的主要来源。孔隙水溶解碎屑沉积物中的介壳和碳酸盐颗粒，溶解的物质又作为成岩期的胶结物沉淀下来，或通过热对流循环向砂层上下的碎屑岩地层渗透，这是较深处碳酸盐胶结物的主要来源之一。深层次生孔隙带被溶解的碳酸盐，可向上运移，部分可作为层位较高的砂岩的碳酸盐胶结物的来源。
影响碳酸盐的溶解及沉淀的因素　化学结构可影响碳酸盐的溶解度，以致影响胶结作用。如砂岩中含有足够易溶的生物介壳等碳酸盐碎屑，将使得孔隙水的碳酸盐趋于饱和，而促使亮晶方解石的沉淀。
碳酸盐溶解度对溶液的pH值极为敏感，随pH值升高，其溶解度降低而发生碳酸盐沉淀。溶液中的CO2及其温度对碳酸盐的沉淀也有很大影响，含碳酸盐的地表水，在地下深处会由于温度升高、pH值增加、CO2压力降低而使其中的碳酸盐沉淀。
地层中矿物组分的成岩变化以及地层水成分等也可以对碳酸盐矿物的溶解与沉淀产生影响，如钙长石蚀变过程中，由于钙长石的溶解和粘土矿物的形成，导致Ca2＋活度的增加，也有利于方解石的沉淀：
2Ca[Al2Si2O8]+2H2O→2Ca2++Al4[Si4O10]（OH）8
该过程趋于提高孔隙水的pH值，而使方解石的溶解度降低。而Ca2+与Mg2+比值及温度将影响方解石与白云石间的交生关系。在较低温度下，与方解石处于平衡的溶液中，当温度升高时有利于白云石形成，比值增大则有利于方解石沉淀。
（2）硅质胶结作用
胶结物类型及分布　本区硅质胶结的主要形式是石英颗粒的自生加大，以及由其进一步发育而形成的石英碎屑间的镶嵌接触。
在偏光显微镜下石英的自生加大边常表现得比原颗粒光洁，两者的界限一般可借助于原石英颗粒边缘的杂质（粘土或氧化铁，粘土薄膜较常见）来确定（图10-1B）。有时颗粒边缘分界线很难辨认，在阴极发光或扫描电镜下却表现得很清楚。加大强烈者可使颗粒恢复其面平棱直的规则几何外形。石英加大边可被溶蚀或被含铁方解石或含铁白云石交代。加大边的宽窄不均一，多数加大边宽度小于50μm，有时可达80μm，而临深1井3159m处的岩屑细砂岩中，石英加大边竟达100μm。
硅质胶结物的形成条件及硅质来源　石英次生加大的基本条件是酸性介质与丰富的SiO2来源，据本区的具体情况，孔隙水中SiO2可有以下来源：①来源于地表水和地下水。地表水的SiO2平均含量为13×10-6，地下水则可比之高几十倍，并可循环到几百米至上千米深处。②来源于石英压溶作用。压溶作用溶出的SiO2往往在受压颗粒附近的孔隙水中沉淀成石英次生加大边。在本区深部储层中，压溶作用和石英次生加大相伴出现，表明石英的压溶作用对SiO2来源起着重要作用。③来源于水下火山喷发。水下火山喷发可直接提供大量的SiO2，中央隆起带地区火山活动较多，石英加大相对发育。④粘土矿物的成岩转化可提供SiO2。⑤硅酸盐矿物的不一致溶解，以长石尤为重要。长石风化变为高岭石以及地层水作用下的不一致溶解都可放出SiO2，以钾长石为例，其反应式为：
4K[AlSi3O8]+8H2O→Al10[Si402]（OH）8+8SiO2+4K++4OH-+2H2O
影响SiO2溶解度的化学条件　①pH值小于9时，石英在溶液中稳定，当pH增高到9～9.5以上时，石英的溶解度急剧增加，在此过程中SiO2的溶解度也相应发生变化。②温度对硅质胶结作用的影响较为复杂。随温度升高，非晶质氧化硅溶解度直线上升，而石英溶解度增加缓慢，因此温度升高，非晶质氧化硅大量溶解，使孔隙水SiO2饱和，形成有利于SiO2沉淀的条件。
从总的趋势上看，石英的自生加大是随埋深增加而增加，石英胶结作用是埋藏深度的标志。石英自生加大与颗粒表面性质也有一定关系。过厚的粘土膜会阻碍石英自生加大，粘土含量多时，有碍于硅质溶液的交替和沉淀。所以，通常泥质砂岩很少有石英自生加大。此外，一般细粒石英的自生加大要比粗粒发育，这是因为粒细棱角多、也比较粗糙，有利于石英自生加大的发生。
（3）长石胶结
在研究区较少见，主要以长石次生加大的形成出现。镜下加大边常很光洁，有时加大边又被溶蚀使边缘呈锯齿状或港湾状（图10-1E）。在扫描电镜下能谱分析表明，自生加大长石的钠长石为主要成分。
有利于形成自生长石的条件，除孔隙溶液中有足够的SiO2外，还必须是Al2O3浓度高、Na+/H+和K+/H+的活度比高、以及比较高的温度。
（4）铁质胶结
本区所见的铁质胶结物主要为黄铁矿。黄铁矿主要以三种形式产出：分散粒状、团斑状、脉状充填。另外，在商743井中还见到因受侵入岩烘烤而形成的顺层分布的黄铁矿。
黄铁矿可形成于成岩作用的各个阶段，是强还原介质条件下的产物。黄铁矿的生成与沉积物中所含有机质有关，有机质常含硫和碳，碳常被氧化，同时提供电子使铁转变成二价铁，并与硫结合成黄铁矿。
（5）粘土矿物胶结
砂岩中粘土胶结物主要是在成岩过程中形成的粘土矿物。本区砂岩中，粘土胶结出现较少。粘土矿物胶结总体随埋深的增加而有减少的趋势，但有时在深埋藏（>3000m）下仍可出现较多，如盘深1井中沙三段储层在4015m左右存在10%～15%的粘土胶结物，这些粘土矿物以伊利石为主。
4.交代作用
交代作用是指一种矿物代替另一种矿物的现象。交代作用可以发生于成岩作用的各个阶段乃至表生期。交代矿物可以交代颗粒的边缘，将颗粒溶蚀成锯齿状或港湾状等不规则边缘，也可以完全交代碎屑颗粒，从而成为它的假像。晚期的胶结物可以交代早期的胶结物，交代彻底时甚至可以使被交代的矿物影迹消失，沉积物的面目全非，岩石的结构亦发生变化。与此同时，岩石的孔隙度和渗透率也会发生相应的变化。当交代过程中发生原地转化，新形成的矿物保持原有矿物的假像时，交代过程服从体积保持定律及质量作用定律。这种情况对孔隙度和渗透率的影响不大。
根据矿物的交代关系，可以确定矿物形成的顺序：①矿物假像：矿物的原始组分均已被交代，但其结晶习性得到完好的保存，交代矿物具有被交代矿物的假像。②幻影结构：矿物受到强烈交代作用，原生颗粒只留下模糊的轮廓叫幻影。③交叉切割现象：碎屑颗粒或自生的矿物被片形晶体或镶嵌结构的晶体所切割，被切割的颗粒是被交代的。④残留的矿物包体：中间被包裹的矿物为被交代矿物。
本区碎屑岩中常见的交代作用有以下几种：①碳酸盐胶结物交代石英、长石及岩屑颗粒，使颗粒边缘呈不规则状，甚至有些长石颗粒大部分或全部被交代（图10-1C、D）。其中，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，或白云石交代方解石，即白云化作用。含铁白云石交代白云石也较常见。③碳酸盐矿物交代粘土矿物，含粘土基质的砂岩，其粘土矿物常被碳酸盐矿物交代，这种交代主要发生在成岩晚期。本区可见到自生高岭石被含铁白云石交代（图10-1F）。
以上的交代作用中，以第一种最为普遍且意义最大，因为这种交代作用使难溶的硅酸盐矿物颗粒变小或减少，而相应地易溶碳酸盐增加，为后期形成溶解孔隙打下基础。
5.重结晶作用
重结晶作用主要发生在碎屑岩胶结物及杂基中，其特征是小晶体结晶长大而形成大晶体。这种作用只在那些非常细粒的物质中发生。重结晶中形成的大晶体，它们是识别重结晶的重要标志。
本区沙河街组地层中重结晶作用总体较弱，主要有泥晶碳酸盐矿物及粘土矿物的重结晶作用。前者形成细—粉晶碳酸盐矿物，后者主要是泥质杂基重结晶，使得部分原杂基变为正杂基，在偏光镜下晶片较粗，表现一定的干涉色。泥晶碳酸盐矿物的重结晶，在侵入岩围岩中也出现，如商743井，由于辉绿岩的侵入对围岩发生烘烤，使得泥灰质页岩中的泥晶碳酸盐矿物重结晶形成粉晶或细晶碳酸盐矿物。
重结晶作用可严重影响砂岩的储集性，使孔隙性及连通性变差，但同时也往往造成丰富的微裂隙。由于本区沙河街组储层中重结晶作用总体较弱，因此重结晶作用并未对储层物性造成大的损害。
6.溶解作用与次生孔隙的形成
砂岩中的任何碎屑颗粒、杂基、胶结物等，包括最稳定的石英和其它硅质胶结物，在一定的成岩环境中都可以不同程度地发生溶解作用。本区被溶解的碎屑组分主要是长石，胶结物中主要溶解对象是碳酸盐矿物。次生孔隙也包括少量由破裂作用和机械收缩作用形成的微裂隙。
如果溶解作用仅仅是砂岩中的原生胶结物被全部溶解掉，那么所形成的次生孔隙结构特征与原生孔隙完全一致；但如果碎屑颗粒与自生矿物溶解或部分溶解，则所形成的次生孔隙结构与原生孔隙有很大差别。形成早的次生孔隙，又可被后来的胶结物充填，交代矿物又可对碎屑颗粒和自生矿物进行再交代，以后可再度发生溶解。这样，砂岩的孔隙结构可以发生极大的变化。
长石的溶解在整个埋藏过程中均可发生，只是溶解程度不同。斜长石溶蚀现象主要位于中、深层碎屑岩中，有的斜长石普遍被溶蚀且很强烈，被溶的斜长石往往具有港湾状边缘，有的沿解理进行溶解，形成锯齿状边缘，具有聚片双晶的斜长石可被选择性地溶去其中一组。强烈溶解的斜长石可呈残骸状，甚至铸模状（图10-1B）。而碳酸盐矿物的溶蚀是深层溶蚀作用造成的，其中又以含铁方解石最为多见，被溶蚀的碳酸盐胶结物呈港湾状溶蚀边。大量的次生孔隙主要发生在晚成岩期A亚期，形成次生孔隙发育带。在成岩作用的其它阶段也可或多或少地发生碳酸盐和颗粒溶解，形成一定量的次生孔隙。
通过大量薄片的镜下观察，对惠民凹陷中央隆起带下第三系砂岩次生孔隙总结了以下几种成岩标志：
（1）部分溶解　可溶组分碳酸盐及斜长石等矿物部分溶解，孔隙边缘多呈不规则状或港湾状，残留物常具有溶蚀的外貌（图10-1B）。
（2）铸模孔隙　这是一种较多见的成岩标志，它是沉积颗粒、胶结物或交代物被完全溶解后保留了原颗粒形貌的一种孔隙结构。
（3）溶蚀颗粒　与孔隙相邻的石英、长石颗粒，其边缘常被溶蚀成不规则状或锯齿状（图10-1G）。
（4）伸长状孔隙　存在于碳酸盐矿物胶结的砂岩中，它是跨越多个颗粒的粒间孔隙，常呈不规则条状、折线状，常与局部溶解、溶蚀残骸、残余胶结物共存（图10-1G）。
（5）排列的不均一性　不均一性表现在同一薄片中的颗粒排列紧密、疏松不一致，甚至出现“漂浮状”颗粒。这是原生碳酸盐或成岩早期形成的碳酸盐胶结物分布不均匀造成的。
（6）组分内孔隙　在内部具有孔隙的组分中间，蜂窝状颗粒表明，在沉积后曾发生过淋滤作用（图10-1H）。
（7）贴粒孔隙　是在碳酸盐胶结的砂岩中紧靠陆源碎屑出现的一种孔隙，常呈叶片状、透镜状或串珠状分布于颗粒周围，它不可能是碳酸盐矿物沉淀时留下的孔隙，而是地下深处的酸性水溶液沿颗粒与胶结物之间的薄弱环节，把紧靠砂粒的碳酸盐胶结物溶去后形成的次生孔隙。
（8）特大孔隙　是指那些明显地大于孔隙周围最大颗粒的孔隙，边部往往留有难溶的“漂浮”颗粒存在（图10-1J）。
（9）破碎颗粒及张开的裂缝　这些现象在薄片中常可看到（图10-1K），它们无疑都是次生形成的。
7.粘土矿物的成岩转变
在沉积岩成岩过程中，随着埋深和温度的增加以及水介质条件的变化，会促使粘土矿物转变为新的矿物（表10-1）。各粘土矿物随埋深的增加其含量总体如下规律：高岭石、绿泥石以及伊/蒙混层粘土矿物趋于减少，伊利石则趋于增加（表10-1）。

表10-1　中央隆起带砂岩中粘土矿物X射线衍射分析成果表

二、成岩作用阶段划分
根据石油天然气总公司碎屑岩储层成岩阶段划分规范（应风祥，1992），结合本区具体情况，对本区碎屑岩储层成岩作用阶段进行了划分（表10-2）。
1.早成岩A期
埋深小于1500m，古地温小于70℃，Ro＜0.2，有机质未成熟。岩石疏松，弱固结—半固结，原生孔隙发育，主要成岩作用是机械压实和少量早期方解石胶结。机械压实使原生孔隙不断减少，砂质岩和泥质岩中，粘土矿物以高岭石和蒙脱石为主，Ⅰ/S混层中蒙脱石层的含量一般大于70%。
2.早成岩B期
埋深1500～2200m，古地温70～90℃，Ro为0.2～0.4，有机质半成熟，由于压实及碳酸盐胶结，岩石半固结—固结，孔隙类型为原生孔隙及少量次生孔隙。泥岩中的粘土矿物，蒙脱石开始明显向I/S层转化，蒙脱石在I/S混层中占50%～70%，处于无序混层状态。成岩作用以化学胶结作用为主，方解石及白云石是该阶段主要的成岩产物，压实作用退居次要地位，而碳酸盐矿物的交代作用也开始成为本阶段重要的成岩现象。
3.晚成岩A1期

表10-2　惠民凹陷西部中央隆起带成岩作用阶段划分表

埋深2200～3000m，古地温为90～120℃，Ro为0.4～0.75，处于有机质演化的成熟阶段。含铁方解石及含铁白云石逐渐成为该阶段主要的成岩产物，同时，交代作用占明显的主导地位。在此阶段，溶蚀作用也较强，长石、碳酸盐溶解，产生大量的次生孔隙，同时有石英沉淀。泥岩中的Ⅰ/S混层粘土矿物中蒙脱石占40%～30%。
4.晚成岩A2期
埋深3000～3600m，古地温为120～135℃，Ro为0.75～1.0，处于有机质演化的成熟阶段后期。长石、碳酸盐的溶解作用连续发生，自生石英、含铁方解石、含铁白云石仍为该阶段主要的成岩产物；石英的次生加大较强，局部出现不同碎屑颗粒的“焊合”现象，使孔隙度进一步减小。泥岩中的I/S混层粘土矿物，蒙脱石层仅占30%～15%。
5.晚成岩B期
埋深3600～3800m以下，古地温135～140℃以上，Ro＞1.0，有机质处于高成熟阶段。溶解作用较微弱，自生（含）铁白云石大量出现，石英加大属Ⅲ极，薄片下石英、长石加大边宽且较普遍，次生孔隙进一步减少，裂缝局部发育。泥岩中粘土矿物以伊利石及I/S混层等为主，I/S混层粘土矿物中蒙脱石层含量＜15%。

8. 储层成岩作用的研究方法

储层成岩作用研究的一般过程为［3］：首先，对成岩作用的产物进行研究，包括系统地对储层岩心进行详细观察、薄片鉴定和分析测试，特别要注意储层孔隙在时间和空间上的变化，以此获得较准确的岩性资料、各种成岩现象和孔隙变化的特征，推测可能经历的成岩作用过程；其次，根据孔隙流体温度、压力等成岩参数，从物理化学和热力学等角度探讨成岩反应的机理；最后，结合盆地的地层、构造、沉积等资料，建立储层成岩模式和孔隙演化模式。
储层成岩作用研究需要应用各种手段进行综合性分析，除了岩石学中的常规方法外，还涉及许多先进的测试技术。常用的研究方法和手段包括：
1）薄片和铸体薄片鉴定：用以研究岩石成分和结构、胶结成分和类型、孔隙大小、类型和结构等。
2）阴极发光显微镜观察：是研究矿物成分、胶结世代、岩石结构和构造的主要手段，特别是对于一般显微镜难以解决的钙质及硅质胶结现象和某些重结晶现象有较大的作用。
3）扫描电镜观察：放大倍数高、分辨率高，可以观察到细微的粘土矿物、微孔隙和喉道等。扫描电镜对矿物鉴定的基本根据是形貌和晶形，对于晶貌相似的矿物需要配上能谱仪，可以把形貌分析和成分分析结合起来。
4）X-射线衍射分析：能进行粘土矿物的定性、定量分析，计算混层比，及自生矿物的鉴定和全岩定量分析等。
5）电子探针分析：特点是灵敏度高、不破坏样品、分析元素的范围大。主要是对岩石和矿物进行化学成分分析。
6）气液包裹体显微镜分析：主要获得古地温和古盐度参数。
7）有机质成分和成熟度分析：获取有机-无机组分及反应的资料和古地温数据。
8）同位素分析：获取古地温、自生矿物形成顺序等资料。
9）镜质体反射率测定：有助于分析成岩阶段和油气生成的匹配关系，因为镜质体反射率与古地温及有机质成熟度有密切的关系。
对成岩产物进行系列分析和测试都是为了确定成岩过程和成岩参数，最终目的是建立成岩阶段、成岩序列、成岩模式和成岩相，用以预测孔隙演化和孔隙发育带。