川東南小河壩組砂巖成巖作用與孔隙演化

謝 濤 郭英海 沈玉林 連爾剛 邵玉寶

(中國礦業大學資源與地球科學學院)

川東南小河壩組砂巖成巖作用與孔隙演化

謝 濤 郭英海 沈玉林 連爾剛 邵玉寶

(中國礦業大學資源與地球科學學院)

通過普通薄片鑒定、鑄體薄片鑒定、掃描電鏡、X射線衍射以及陰極發光等多種實驗測試手段對川東南地區小河壩組砂巖成巖作用以及孔隙演化進行詳細研究。研究結果表明:研究區小河壩砂巖主要以含泥長石石英粉砂巖為主，少量的長石粉砂巖，碎屑顆粒組合具有高石英、高長石、低巖屑的特點。原生殘余粒間孔和次生溶蝕孔是小河壩砂巖的主要孔隙類型。壓實作用是造成原生孔隙減少的主要因素之一，溶蝕作用改善了砂巖的孔隙度，而膠結作用，尤其是鈣質膠結，造成孔隙度的進一步降低。圖4表3參8

成巖作用 孔隙演化 小河壩組 川東南地區

自20世紀80年代以來，通過地球物理勘探、鉆井工程、地質調查等地質手段的應用，發現川東南地區有充足的氣源(龍馬溪組黑色炭質頁巖)、連片的致密砂巖(小河壩組砂巖)以及穩定的區域性蓋層(韓家店組、秀山組泥巖)，表明了該地區志留系具有良好的天然氣勘探前景。然而迄今為止，對于川東南地區小河壩組砂巖儲集層成巖作用、物性特征的研究程度較低。本文通過野外剖面實測、室內普通薄片鑒定、鑄體薄片鑒定、結合X射線衍射、掃描電鏡、及陰極發光等多種分析測試手段，對川東南地區小河壩組砂巖儲集層的成巖作用、儲層物性特征及成巖作用對孔隙演化的影響進行詳細研究。

1 區域地質背景

研究區位于北緯 28°～30°，東經 106°～109°范圍內，屬于四川盆地東部邊緣，小河壩組砂巖標準出露在南川縣龍骨溪小河壩，其主要分布于南川、石柱一帶，面積約 6000km2，呈北東方向展布［2－5］(圖1)。采用葛志洲的定義，小河壩組包括上下兩部分，下部為灰、灰綠色粉砂巖、細砂巖(“小河壩砂巖”段)，上部為黃綠色頁巖、砂質頁巖夾粉砂巖和生物灰巖透鏡體［6］。研究區小河壩組砂巖之下有下志留統龍馬溪組的黑色炭質頁巖作為良好的烴源巖，之上有韓家店組厚層的泥巖作為良好的蓋層，構成了志留系良好的生儲蓋組合。

圖1 研究區位置圖

2 巖石學特征

根據薄片鑒定結果:研究區小河壩組砂巖巖石類型主要為含泥長石石英粉砂巖，少量的長石粉砂砂巖和石英粉砂巖。碎屑顆粒組合具有高石英、高長石、低巖屑的特點。其中碎屑石英主要為單晶石英，偶見燧石，含量一般為 70% ～85%，平均為81.66%，石英顆粒多呈等軸狀，弱波狀消光及一致消光。巖屑含量很低，一般小于 5%，平均為0.77%，主要為千枚巖屑(圖2A)和板巖巖屑。長石含量一般為5% ～25%，平均為14.91%，主要為酸性斜長石(圖2B)，微斜長石比較少見。另外還含有少量云母、綠泥石以及鋯石、電氣石、金紅石等重礦物。填隙物以雜基、硅質膠結物、鈣質膠結物為主，含量分別為0～40%、1% ～10%、0～20%。碎屑顆粒分選性中等－差，多為次棱角狀，顆粒之間以線接觸為主，膠結類型主要為孔隙式膠結和接觸式膠結。

圖2 礦物成分、成巖作用和孔隙類型照片

3 成巖作用特征

在薄片鑒定的基礎上，結合陰極發光、掃描電鏡、X射線衍射等實驗手段，對研究區小河壩組砂巖的成巖作用進行了系統研究，認為對小河壩組砂巖儲層物性影響明顯的成巖作用類型主要包括:壓實作用、膠結作用、交代作用及溶蝕作用。

3.1 壓實作用

研究區小河壩砂巖中壓實作用很明顯。由于小河壩砂巖中雜基含量較高，碎屑顆粒粒度較細，長石含量較高，巖石的成熟度較低，同時碎屑顆粒呈次棱角狀、分選中等，由于這些條件導致了小河壩砂巖經歷了強烈的機械壓實作用。通過鏡下薄片觀察，小河壩砂巖中碎屑顆粒，尤其是云母、長石等片狀礦物壓實后呈定向排列(圖2C)，同時少量的千枚巖屑、泥板巖屑以及云母壓實后彎曲變形，長石沿解理、雙晶縫裂開，部分泥巖塑性巖屑壓實后呈假雜基狀。泥巖等塑性顆粒發生壓實變形，造成假雜基狀。

3.2 膠結作用

研究區小河壩組砂巖中膠結作用普遍存在，主要為碳酸鹽膠結作用、硅質膠結作用以及粘土礦物膠結作用。

(1)碳酸鹽膠結

碳酸鹽膠結物是研究區小河壩組儲層砂巖中最主要的膠結物之一，含量變化較大，成分上主要以方解石、鐵方解石、鐵白云石為主，且方解石、鐵方解石含量最高。通過研究發現，小河壩砂巖中碳酸鹽膠結物主要形成于混層伊利石/蒙皂石向伊利石轉化，以及斜長石溶解的過程中。在此過程中，粘土礦物將釋放的Ca2+、Fe3+、Mg2+與烴源巖中的有機質成熟產生的CO2反應形成方解石、鐵方解石。鏡下薄片觀察發現，研究區部分小河壩儲層砂巖中見兩期碳酸鹽膠結物，早期形成的方解石膠結物多呈顆粒狀分布于碎屑顆粒之間，局部呈嵌晶式膠結(圖2D)，茜素紅染色后呈紅色，在陰極發光下現亮桔黃色，而晚期形成的方解石膠結物，是在溶蝕作用發生后沉淀形成的，成分上含Fe2+，主要為鐵方解石，常呈交代長石或石英形式出現，茜素紅染色后呈紫紅色，在陰極發光條件下，隨著Fe2+含量的增加而呈現橙紅色、暗橙紅色。

(2)硅質膠結

研究區小河壩組儲層砂巖中硅質膠結物形成與粘土礦物的轉化以及長石的溶解有關。小河壩砂巖中長石含量、粘土礦物含量較高，為硅質膠結物的形成提供了物質保證，研究區小河壩組砂巖埋藏較深，經歷的演化溫度較高，為硅質膠結物的形成提供了條件。鏡下薄片觀察發現，研究區小河壩砂巖硅質膠結主要表現為石英次生加大，多數沿碎屑石英顆粒邊緣生長，形成次生加大邊(圖 2E)，厚約0.01mm～0.02mm，石英加大邊比碎屑石英顆粒更加光潔，且與石英顆粒具有相同的光性，陰極發光下，一般碎屑石英顆粒主要呈現藍紫色，而自生石英加大邊則不發光。同時鏡下可見部分石英加大邊被方解石所交代。

(3)粘土礦物膠結

根據X射線衍射分析，川東南地區小河壩砂巖中自生粘土礦物主要為伊利石和綠泥石(圖2F)，高嶺石和伊蒙混層含量較少。

伊利石主要由鉀長石蝕變而成或由富K+的堿性孔隙水沉淀而成，研究區小河壩組砂巖儲層中伊利石含量較高，含量為38.6% ～59%，平均為50.5%。由于儲層砂巖中長石含量較高，長石的溶解為伊利石的形成提供了豐富的K+。鏡下觀察發現，伊利石主要呈細而薄的鱗片狀或絲縷狀集合體或網狀集合體充填于次生孔隙中，掃描電鏡下呈不規則的鱗片狀或毛發狀附在顆粒表面或充填在孔隙中。

研究區小河壩組儲層砂巖中綠泥石含量僅次于伊利石，含量為28.6% ～42%，平均為36.2%。鏡下觀察發現，綠泥石主要有兩種賦存狀態:①作為孔隙襯邊方式產出的粘土膜;②是充填于孔隙中的填隙物，掃描電鏡下單體呈刃片狀，集合體呈玫瑰花狀。通過鏡下觀察發現研究區小河壩組儲層砂巖中部分碎屑顆粒邊緣發育綠泥石薄膜，使得顆粒之間呈點接觸或線狀接觸。由于綠泥石膜形成能將碎屑與孔隙水隔開，阻止了石英顆粒的次生加大和部分碳酸鹽膠結物的沉淀。鏡下薄片觀察顯示，研究區小河壩組儲層砂巖中綠泥石膜發育區，少見石英次生加大邊和方解石類的膠結物。

3.3 交代作用

根據鏡下薄片觀察發現研究區小河壩組儲層砂巖中交代作用比較常見，主要的交代作用類型有:碳酸鹽交代作用、粘土礦物交代作用。

研究區小河壩組砂巖中的碎屑石英顆粒、長石顆粒等被碳酸鹽交代的現象較常見。交代碳酸鹽礦物主要以晚期的方解石、鐵方解石為主。碳酸鹽礦物常沿著顆粒邊緣、裂縫、解理縫開始交代，使碎屑顆粒邊緣呈鋸齒狀、港灣狀等，也可也可以完全交代碎屑顆粒而保留顆粒的假象。粘土礦物交代現象在碎屑巖中主要表現為酸性環境下粘土礦物對長石顆粒的交代，交代作用總是沿著長石裂縫或解理縫進行。

3.4 溶蝕作用

溶蝕作用在砂巖中較普遍，碎屑顆粒、雜基、膠結物、交代礦物，在一定的成巖環境中都會不同程度的發生溶蝕，形成次生孔隙。研究區小河壩砂巖中溶蝕作用主要體現在對格架顆粒的溶蝕，如對長石的溶蝕，以及對粒間粘土雜基的溶蝕。長石溶蝕多沿解理縫和破裂縫進行，形成粒內溶孔。此外，溶蝕還可沿著粒間孔壁進行，對(方解石、鐵方解石等)顆粒間膠結物及雜基進行溶蝕，形成鋸齒狀、港灣裝、不規則狀溶孔。

4 成巖序列及孔隙演化

4.1 成巖階段確定

成巖作用階段的劃分及其標志的研究與儲層評價密切相關。本文將根據粘土礦物組合及I/S混層粘土礦物、自生礦物組合、有機質成熟度，并依照中華人民共和國石油天然氣行業標準中(SY/T5477－2003)碎屑巖成巖階段劃分規范，認為川東南地區小河壩砂巖儲層成巖作用主要處于中成巖B期—晚成巖階段。

(1)粘土礦物組合及I/S混層粘土礦物

在埋藏成巖過程中，伴隨埋深的增加和溫度壓力的增加，粘土礦物中的蒙脫石會發生一系列的轉變和轉化，從而可以作為儲層成巖階段換分的依據。通過X衍射對粘土礦物，特別是混層粘土礦物定量、定性的分析(表1)，結果表明研究區小河壩組砂巖中粘土礦物主要以伊利石、綠泥石為主，含量分別為38.6% ～59%，28.6% ～42%，平均值分別為50.5%，36.2%;高嶺石和伊蒙混層含量較低，分別為1% ～17.1%，3.9% ～8.0%，平均值分別為6.9%，6.4%。粘土礦物組合形式主要為伊利石+伊/蒙混層+綠泥石。伊/蒙間層比為7%左右，表明成巖作用已進入中成巖B期。

(2)自生礦物組合

通過薄片鑒定、掃面電鏡以及陰極發光分析研究表明小河壩砂巖儲層中主要的自生礦物有石英次生加大邊、鐵方解石和高嶺石、伊利石、綠泥石等粘土礦物。研究區小河壩組砂巖中鐵方解石膠結物含量較高，同時自生粘土礦物以伊利石和綠泥石為主，表明其成巖作用已進入中成巖B期。

表1 小河壩組泥巖中粘土礦相對百分含量

(3)有機質成熟度

沉積巖中普遍存在的干酪根等高分子有機化合物在成巖過程中隨著溫度的升高而表現為鏡質組反射率增高，因此，應用鏡質體反射率可以確定儲層所經受的最高溫度及有機質成熟度，以此來劃分成巖階段。

研究區小河壩組的下伏地層龍馬溪組中鏡質體反射率普遍較高，根據前人的研究資料［7］，并結合自己所完成的實驗結果(表2)可以看出，研究區東南部三泉、三匯、石柱、秀山溶溪一帶 Ro值介于1.41%～3.64%之間，平均值為2.21%，龍馬溪組底部黑色泥頁巖Ro值明顯較高，往上值變小;往研究區南部、西南部地區綦江、興文一帶，Ro值較高，一般介于1.73% ～3.39%，平均值為2.65%。表明有機質成熟度處于高成熟、過成熟期，從而間接說明研究區小河壩砂巖的成巖作用階段主要處于中成巖B期—晚成巖階段。

表2 研究區龍馬溪組泥巖樣品鏡質體反射率RO統計表

4.2 儲層物性特征

通過鑄體薄片以及掃描電鏡的觀察，認為研究區小河壩砂巖儲層普遍較為致密，孔隙不太發育，主要的孔隙類型有:原生殘余粒間孔(圖2G、圖2H)、次生溶蝕孔(圖2I)、晶間孔、粒緣孔及微裂隙等。通過對研究區南川三匯、三泉、石柱打風坳、武隆江口4個剖面的小河壩組砂巖巖石標本的常規物性樣品分析測試結果的統計與整理(表3)表明，小河壩組砂巖孔隙度均小于10%，主要介于1.7%～6%之間，平均值為3.5%，滲透率基本小于0.1mD，主要介于0.01mD－0.130mD之間，平均值為0.036mD，個別樣品孔隙度高達9.4%，而滲透率高達5.190mD，這可能與砂巖中存在裂縫有關(統計時已去除這些樣品)，依據儲層物性參數等級劃分的標準，研究區小河壩組砂巖儲層屬于特低孔、特低滲儲層。同時，從孔隙度與滲透率具正相關性圖(圖3)上可以看出多數樣品具有滲透率隨著孔隙度的增大而增大的趨勢，而從圖中也可看出少部分樣品偏離這種趨勢，主要表現為孔隙度較低的樣品，滲透率卻相對較高，這主要與喉道形態類型及各種作用所形成的裂縫的影響有關。

表3 研究區小河壩組砂巖孔隙度、滲透率統計表

4.3 成巖作用對孔隙演化的影響

(1)原始孔隙度的恢復

恢復砂巖初始孔隙度是定量評價不同成巖作用類型對原生孔隙喪失和次生孔隙產生影響的前提。原始孔隙度恢復的計算公式為:

式中Q1和Q3相當于粒度累計曲線25%和75%處的粒徑大小［8］。通過研究區小河壩組50個砂巖粒度累積曲線圖得出，Q1一般介于0.06mm～0.1mm之間，而Q3介于0.04mm～0.09mm之間，利用公式(2)計算得出分選系數S0為3.51～6.12，說明分選中等—差，再利用公式(1)恢復其原始孔隙度為24.65% ～27.43%。

圖3 研究區小河壩組砂巖孔隙度與滲透率相關性散點圖

(2)成巖序列及孔隙演化

早成巖A期，小河壩組處于淺埋藏期，埋深1200m左右，有機質未成熟，鏡質體反射率 Ro＜0.35%。成巖作用主要表現為機械壓實作用和少量的膠結作用。沉積物受壓實作用影響，顆粒間趨向緊密排列，孔隙水部分排出，塑性巖屑發生水化膨脹和假雜基化充填孔隙。孔隙結構主要表現為原生粒間孔隙不斷減少。I/S混層為無序混層，碎屑顆粒粘土邊形成，早期綠泥石薄膜的析出和初步固結作用，提高了巖石的機械強度和抗壓實能力，抑制了石英膠結作用，有效的保護了砂巖的原生孔隙。

早成巖B期，埋深1600m左右，鏡質體反射率Ro＜0.5%，有機質演化處于半成熟階段。該階段主要的成巖作用表現為壓實作用和膠結作用。隨著埋藏深度的增加，壓實作用逐漸增強，沉積物體積明顯減小，孔隙水大量排出，顆粒受擠壓發生變形，出現少量石英次生加大和碳酸鹽巖膠結物，少量的亮晶方解石充填于殘余粒間孔隙內，使得砂巖孔隙度進大幅度降低。

中成巖A期，埋深1600m～3900m左右，當埋深1900m～2400m左右，Ro為0.5% ～0.7%，有機質成熟度低。有機體，尤其是有機酸的大量釋放，使成巖環境發生改變，導致長石、巖屑及早期的膠結物溶蝕，形成次生孔隙。伴隨著溶解作用，硅質膠結物開始普遍出現。當埋深2400m～3900m，Ro為0.7%～1.2%，有機質成熟并達到生烴高峰。有機酸大量生成，使砂巖中的不穩定組分繼續溶蝕，形成大量次生溶孔。同時，自生石英向孔隙空間生長，充填孔隙并交代粒間高嶺石。

中成巖B期，埋深3900m～6000m左右，Ro為1.2%～2.0%，有機質處于高成熟階段。成巖環境由先前的酸性水介質條件轉變為堿性條件，碳酸鹽巖膠結物開始大量出現，充填先前形成的次生孔隙，石英次生加大普遍，自生石英晶體相互連接使石英顆粒呈鑲嵌狀，降低了砂巖孔隙度。

晚成巖期，埋深6000m～7800m左右，Ro為2.0%～4.0%，有機質處于過成熟階段，含鐵碳酸鹽膠結物普遍出現，顆粒間多呈縫合線狀接觸，粘土礦物基本以綠泥石和伊利石為主，砂巖孔隙度進一步降低。

研究區小河壩砂巖經歷了自早成巖期至晚成巖期的成巖演化過程，孔隙度由最初的24.65% ～27.43%，下降到3.5%左右，結合各期演化特征，建立了小河壩砂巖成巖序列演化與孔隙演化的模式圖(圖4)。

圖4 研究區小河壩組成巖作用演化與孔隙演化模式圖

5 結論

(1)研究區小河壩砂巖主要以含泥長石石英粉砂巖為主，少量的長石粉砂砂巖和石英粉砂巖，碎屑顆粒組合具有高石英、低巖屑的特點，砂巖的成分成熟度和結構成熟度較低。研究區小河壩砂巖成巖作用類型主要有4種，分別為壓實作用、膠結作用、交代作用和溶蝕作用。

(2)研究區小河壩砂巖成巖作用階段處于中成巖B期—晚成巖期，孔隙不發育，主要的孔隙類型為原生殘余粒間孔和次生溶蝕孔。壓實作用和膠結作用是儲層孔隙度降低的主要原因，溶蝕作用是改善儲層孔隙度主要因素。

1 宋文海.川東南下志留統小河壩砂巖含氣地質條件論述—一個未來的勘探區塊［J］.天然氣勘探與開發，1998，2(21):1－5.

2 郭英海，李壯福，李大華，等.四川地區早志留世巖相古地理［J］.古地理學報，2004，6(1):20－28.

3 張林，魏國齊，郭英海，等.四川盆地志留系層序地層及有利儲集層分布［J］.天然氣工業，2005，25(5):6－8.

4 朱志軍，陳洪德，林良彪，等.川東南—湘西地區志留系小河壩組砂巖微量元素地球化學特征及意義［J］.地質科技情報，2010，29(2):25 －30.

5 王勇，施澤進，朱平，等.石柱復向斜及周緣小河壩組致密砂巖儲層控制因素［J］.成都理工大學學報(自然科學版)，2010，37(3):245 －248.

6 林寶玉，蘇養正，朱秀芳，等編著.中國地層典·志留系［M］.北京:地質出版社，1998.

7 馬力，陳煥疆，甘克文，等.中國南方大地構造和海相油氣地質(上)［M］.北京:地質出版社，2004.

8 楊仁超，樊愛萍，韓振作，等.姬源油田砂巖儲層成巖作用與孔隙演化［J］.西北大學學報(自然科學版)，2007，34(4):626－630.

DIAGENESIS AND PORE EVOLUTION OF XIAOHEBA FORMATION SANDSTONE，SOUTHEASTERN SICHUAN BASIN

XIE Tao，GUO Yinghai，SHEN Yulin，LIAN Ergang and SHAO Yubao(School of Resource and Earth Science，China University of Mining and Technology)

Both diagenesis and pore evolution of Xiaoheba Formation sandstone in southeastern Sichuan Basin are studied in detail based on the thin－section and casting thin－section identification，SEM，X－ray diffraction and cathodoluminescence．Results show that:(1)sandstone of study area is mainly composed of quartz siltstone with muddy feldspar，and a little feldspar siltstone;(2)the clastic particles are characterized by rich quartz and feldspar，as well as a little debris;(3)the main pore types include primary residual intergranular pore and secondary dissolution pore;and(4)compaction is one of the main factors to reduce primary pore，and dissolution can improve porosity whereas cementation especially calcareous cementation can further decrease porosity．

diagenesis，pore evolution，Xiaoheba Formation，southeastern Sichuan Basin

謝濤，男，1986年出生，江蘇省鎮江市人，碩士研究生;主要從事沉積地質學方面的研究。地址:(221008)江蘇徐州中國礦業大學(文昌校區)資源學院。電話:15950676491.E－mail:xtxn357@163.com

．NATURALGAS EXPLORATION＆DEVELOPMENT．v．34，no．3 ，pp．16 －20，7/25/2011

(修改回稿日期 2011－01－21 編輯 王曉清)