14 油田新技术

成岩作用及其对油藏质量的影响

从沉积物沉积时起，就会受到物理、化学和生物作用的影响，

而这些作用力最终会决定岩石的类型。埋藏作用、生物扰动作用、

压实作用以及岩石、流体和有机物之间的化学反应共同被称为成

岩作用，这些作用的结合将最终确定油藏的商业开发可行性。

Syed A. Ali美国得克萨斯州Sugar Land

William J. ClarkWilliam Ray Moore美国科罗拉多州丹佛

John R. Dribus美国路易斯安那州新奥尔良

早期的油气藏勘探重点是先对

区域地质构造进行全面分析，然后更

详细地评价局部构造和地层情况。然

而，目前对油气藏质量的研究要求我

们以成岩作用为重点研究对象。

从最广义上来讲，成岩作用包含

从沉积作用开始，经过压实作用、

岩化作用等其他作用，至变质作用

开始之前，沉积物所经受的全部自

然变化 [ 1 ]。就压力或温度而言，成

岩作用和变质作用之间的界限不清

晰，并且成岩作用和风化作用之间

也没有明显的界限 [2]。因此，模糊的

成岩作用范围介于风化作用浅层不

易确定的边缘区域和低级变质作用

深层区域之间。这些沉积后蚀变作

用发生在相对较低的压力和温度条

件下，这些条件普遍存在于地球岩

石圈中的近地表环境下[3]。

成岩作用包含将原始沉积物转变

成沉积岩的全部过程 [4]。这是一个持

续活跃的过程，通过这一过程，沉积

矿物组合发生反应，以在压力、温度

和化学性质不断变化的环境中重新获

得平衡。这些反应能够增加、改变或

者破坏地层的孔隙度和渗透率。

在成岩作用开始之前，孔隙度和

渗透率由在沉积作用中占优势的沉积

物组分和条件所控制。即使在沉积物

颗粒沉降前，在其起源点（无论是受

到大块岩石体的侵蚀还是通过一些生

在编写本文过程中得到以下人员的帮助，谨表谢意：沙特阿拉伯宰赫兰的Neil Hurley；美国Athens乔治亚大学的L. Bruce Railsback。

1. 1868年，C.W. von Gumbel为了解释沉积物在沉积后的非变质变化作用，最先提出了成岩作用这一术语，经过多年的发展演变，并未达成对该术语准确定义的普遍认可。有关该术语的详细讨论，请参见：de Segonzac DG：“The Birth and Development of the Concept of Diagenesis（1866-1966）”，Earth-Science Reviews，4卷（1968年）：153-201。

2. Sujkowski Zb L：“Diagenesis”，美国石油地质学家协会通报，42卷，第11期（1958年11月）：2692-2717。

3. Krumbein WC：“Physical and Chemical Changes in Sediments After Deposition”，Journal of Sedimentary Petrology，12卷，第3期（1942年12月）：111-117。

4. W o r d e n R H 和 B u r l e y S D：“S a n d s t o n e Diagenesis：The Evolution of Sand to Stone”，Burley SD和Worden RH（编辑）：Sandstone Diagenesis：Recent and Ancient。美国马萨诸塞州Malden：Wiley-Blackwell出版公司，国际沉积学家协会再版系列，4卷（2003年）：3-44。

5. 术语“最终沉积”是指在沉积物最终埋藏前，刚刚发生的沉积作用，与早期阶段的沉积作用、侵蚀作用、再造作用和再沉积作用形成对比。有关最终沉积的更多信息，请参见：Choquette PW和Pray LC：“Geologic Nomenclature and Classification of Porosity in Sedimentary Carbonates”，美国石油地质学家协会通报，54卷，第2期（1970年2月）：207-250。

6. 在沉积物当前的侵蚀、搬运和沉积周期最后停止后，才开始成岩作用的初级阶段。认为在最终沉积前发生的变化或蚀变是颗粒对所处环境的调整，而非成岩作用。关于成岩作用初级阶段的更多信息，请参见：Shepard FP和Moore DG：“Central Texas Coast Sedimentation：Characteristics of Sedimentary Environment，Recent History，and Diagenesis：Part 1”，美国石油地质学家协会通报，39卷，第8期（1955年8月）：1463-1593。

7. Krumbe in WC和Sloss LL：St rat igraphy and Sedimentation，第二版。旧金山：WH Freeman，1963年，de Segonzac引用，参考文献1。

物作用形成）和最终沉积点之间也会

发生一些变化 [5]。搬运沉积物的水、

冰或风根据沉积颗粒的大小、形状和

密度，也选择性地对其进行分选和沉

积，并带走可溶性组分。在到达最终

沉积点之前，沉积物可以被沉积、再

悬浮和多次再沉积。

在沉积物颗粒最终沉积后，便开

始了成岩作用 [6]。沉积后变化的性质

和速度既取决于沉积介质，也取决于

沉积的沉积物类型 [7]。当一层特定的

沉积薄层沉降后，它变成了搬运介质

和已沉积物质间的分界面，于是清晰

地分成了两个不同的物理化学区域。

在新的环境中，沉积物包含在局部环

境下达到或未达到化学平衡的各种矿

物，并且孔隙水组分、温度或压力的

变化能够引发沉积物矿物成分的化学

变化。

在该新地层的表面或下面，由于

有机物掘穴、摄食或以其他活动使沉

积物重新分布，并且有时会受到细菌

演化作用的影响，沉积物可在局部重

新改造。随着沉积作用的继续，该沉

积层埋藏在沉积界面下方，形成较深

的地层，在此，该沉积层会受到连续

增加的压力和温度的影响，同时还会

处在不断变化的化学和生物环境下。

这些新的环境进一步促进了松软沉积

物的固化和胶结作用，并最终形成岩

化岩石[8]。

152010 年夏季刊 15152010 年夏季刊

16 油田新技术

影响成岩过程的重要因素被归类

为沉积因素或环境因素。沉积因素包

括颗粒大小、流体含量、有机质含量

和矿物成份。环境因素包括温度、压

力和化学条件 [9]。沉积层中的颗粒受

到以下作用的影响：

● 压实作用：在压力的作用下，颗粒

向邻近颗粒移动，实现更紧密的接

触。

● 胶结作用：颗粒被沉淀物质覆盖或

包裹。

● 再结晶作用：颗粒在大小和形状上

发生变化，而组分不变。

● 交代作用：颗粒组分发生变化，而

大小和形状不变。

● 差异溶解作用：部分颗粒全部或部

分溶解，而其他颗粒保持不变。

● 自生作用：化学变化引起大小、形

状和组分的改变。

上述任何一个变化作用都能显

著影响孔隙度和渗透率，从而改变油

藏储量和产量。因此，石油地质学家

和工程师在努力优化生产的过程中，

对这些影响产生了极大的兴趣。实际

上，钻井和生产工程师必须解决类似

现象，消除流体不配伍性、粘土运移

和油藏压实作用的影响。本文讨论了

成岩作用对常规油气藏的影响，主要

着眼于硅质碎屑岩和碳酸盐岩中孔隙

低潮位期海平面

低潮位期海平面

高潮位期海平面

盆底扇

分流河道

冲积河道高潮位期低潮位期

度和渗透率的变化。

基础条件

在沉积阶段，孔隙度和渗透率最

初受到沉积条件的控制，但随后会在

成岩作用下发生改变。沉积环境为其

后的成岩过程创造了条件。对于形成

砂岩的硅质碎屑沉积物而言，其沉积

环境完全不同于形成石灰岩的碳酸盐

沉积环境。这些岩石对环境变化的反

应也不尽相同。

硅质碎屑主要为母源岩侵蚀作用

的产物。这些碎屑通过一些媒介（淡

水、海水、冰或风）运移至它们的沉

积地。砂岩沉积受到沉积物补给的控

制，尤其是粗颗粒的补给要受到搬运

介质能量的影响。对于水驱系统而

言，能量主要由海平面决定。在相对

较低的海平面或低潮位状态下，粗粒

沉积物可被搬运至大陆架以外，沉积

到海相盆地环境中。反之，在海平面

上升或高潮位期，多数粗粒碎屑被河

系滞留或沉积在海滩上，而非沉积在

深海环境中（上图）。低潮位环境是

造成多数粗粒硅质碎屑沉积在深水石

油盆地的原因[10]。

相比之下，多数碳酸盐岩的沉积

主要由海洋生物活动控制，海洋生物活

动仅出现于有限的环境范围内，包括一

定的光线、养分、矿化度、温度和浑浊

度条件。这些条件往往将多数碳酸盐

岩限定在相对较浅的热带海洋沉积环

境中。由于碳酸盐岩沉积受到浅海台地

海侵的影响，因此多数碳酸盐岩沉积物

生成于海平面的高潮位期，并在低潮位

期出现数量减少的情况[11]。

硅质碎屑和碳酸盐岩沉积情况的

这些差异，最终能够影响油藏质量。

砂沉积在高潮位期会受到侵蚀，并在

低潮位期向下流运移。相比之下，在

高潮位期沉积的碳酸盐岩会在低潮位

期露出水面，暴露在大气流体中，从

而发生化学变化、再沉积以及孔隙度

变化（如喀斯特）等现象。

关于各种岩层露头和它们独特

的成岩环境，已存在广泛的研究和介

绍，因此可帮助地质学家识别各种

环境间的相似性。已开发了多套方

案，来对各种成岩作用进行分类。由

Machel提出的一种方法可适用于各

类岩石[12]。这种分类方法集成了碎屑

岩和碳酸盐岩的矿物、地球化学及水

文地质判定标准。该方法分为多个阶

段，包括近地表、浅层、中层和深埋

成岩环境，以及裂缝和油气污染地幔

中的各种作用[13]。

Fairbridge在1966年提出了一种不

同的成岩作用模型。该模型强调了成

^ 海平面变化。海平面的上升和下降影响碎屑沉积物的沉积位置，控制碳酸盐岩的形成环境。随着海平面的降低，高能水流能够向盆地搬运沉积物，最终将其沉积在低潮位期的盆底扇复合体中。相反，海平面升高会将海岸线向陆移动，使得沉积作用靠近海岸线。

172010 年夏季刊

岩作用的地球化学特性，并确认三个

不同的阶段：早期成岩作用、中期成

岩作用、晚期成岩作用。上述每个阶

段都趋向于平衡，直到其后的环境参

数发生变化，平衡才被打破[14]。

另一种通用的分类方法，是将碳

酸盐岩的成岩作用与沉积盆地的演化

过程联系起来（右图）。该分类法最

初由Choquette和 Pray提出，现在也逐

渐应用到碎屑岩研究流程中[15]。它分

为三个阶段，部分阶段可越过，也可

重复再作用。

早期成岩阶段是成岩作用的最

初阶段，在该阶段中，由于沉积后期

作用接近地表，因此会受到显著的影

响。在这一阶段，原生孔隙水的化学

性质主要控制着化学反应。早期成岩

带的上界限通常为沉积界面，但也可

作为短期非沉积作用或侵蚀作用的表

面。下界限同下一阶段共享一个分级

界限，由于地面相关作用的有效性随

深度的增加而逐渐减弱，并且许多此

类作用在不同的深度处都能发挥作

用，因此不能明确地确定下界限。然

而据预计，早期成岩阶段的最大限界

为1－2公里（0.6－1.2英里），或20°C－30°C（68°F－86°F）[16]。碳酸盐岩或

蒸发岩矿物胶结作用导致的孔隙度降

低可能是早期成岩带中最大的变化。

中期成岩阶段是沉积物或岩石被

埋藏到一定深度，不再受地面直接相

关作用控制的阶段。这一阶段有时指

深埋成岩作用，时间范围介于埋藏初

期与晚期成岩作用开始之间。在中期

成岩带上，胶结作用被认为是影响孔

隙度的主要作用，而溶解作用可能是

次要作用。

晚期成岩阶段是指长期埋藏的岩

石在受到抬升和侵蚀相关作用影响的

一段时间内，发生的一系列变化。晚

期形成孔隙度主要与不整合面有关。

晚期成岩带的上界限是侵蚀界面。下

界限是分级界限，位于侵蚀作用几乎

可忽略的深度处。当存在地下水位

时，晚期成岩带的下界限延伸至该

点，该点通常充当一些风化作用的有

效下界限。大气降水的溶解是晚期成

岩带的主要孔隙形成作用。

与上述方法一样，多数成岩作用

分类法都建立在广泛基础之上。部分

分类法会与其他分类法重合，并且所

有方法都包含各种例外情况。

引发变化的各种因素

新沉积的沉积物（化学不稳定矿

物与碎屑物的混合物）是成岩作用的

原材料，而水和有机物则相当于推动

这一过程的燃料。

在沉积体系内，温度和压力的变

化能够导致不稳定混合物中不同化合

物的分离。不稳定物质从一个区域释

放出来，进入另一区域。在成岩过程

中，水扮演了一个重要的角色，它可

溶解一种颗粒并水化其他颗粒。随着

时间的推移，化学活性甚至可能改变

水介质本身的性质[17]。

水仅仅是促进成岩作用的诸多因

素之一。在各种分解状态下，富含有

机质的沉积物引入了大量化学反应和

细菌活动，这些反应和活动消耗了一

切可以利用的氧。这样就会相应地形

成一个化学还原环境。在压力下，分

解的气体使水富含二氧化碳及少量甲

烷、氮气和其他可溶有机物。这种富

含大量物质的水变成一种强溶剂，增

加了碳酸盐岩的溶解度，并在某些情

况下同砂岩中的硅起反应[18]。

新

沉积的沉积物

海平面

盐水

盐水

形成时期较早的碳酸盐岩

抬升

淡水

中期成岩带

早期成岩带

变质带

晚期成岩带淡水

埋藏地下水位

^ 成岩方式。最初的成岩阶段出现在早期成岩带中。早期成岩带中的沉积物在近地表作用下发生蚀变，如大气溶蚀作用，该作用可发生在陆上，也可存在于地下一定距离处，甚至可延伸至海平面以下。进一步的埋藏作用将会促使这些沉积物进入中期成岩带，在此处，沉积物将不再受到地面直接相关作用的控制。在持续埋藏作用下，岩石将发生变质。然而，在充分的抬升作用下，岩石将进入晚期成岩带，在此它将再次受到大气降水作用的影响。（根据Mazzullo的资料改编，参考文献41）。

8. Krumbein，参考文献3。

9. Krumbein，参考文献3。

10. Kupecz JA，Gluyas J和Bloch S：“Reservoir Quality Prediction in Sandstones and Carbonates：An Overview”，Kupecz JA，Gluyas J和Bloch S（编辑）：Reservoir Quality Prediction in Sandstones and Carbonates。塔尔萨：美国石油地质学家协会，AAPG Memoir 69（1997年）：vii-xxiv。

11. Kupecz等人，参考文献10。

12. Machel HG：“Effects of Groundwater Flow on Mineral Diagenesis，with Emphasis on Carbonate Aquifers”，Hydrogeology Journal，7卷，第1期（1999年2月）：94-107。

13. Machel HG：“Investigations of Burial Diagenesis in Carbonate Hydrocarbon Reservoir Rocks”，Geoscience Canada，32卷，第3期（2005年9月）：103-128。

14. Fairbridge RW：“Diagenetic Phases：Abstract”，AAPG Bulletin，50卷，第3期（1966年3月）：612-613。

15. Choquette 和Pray，参考文献5。

16. Worden和Burley，参考文献4。

17. Sujkowski，参考文献2。

18 油田新技术

10 µm

20 µm

絮凝粒分散基质

夹层薄层

碎屑云母

渗滤残余物

泥岩碎屑

生物成因粘土

生物泥粒（可变成海绿石）

在成岩作用过程中，粘土也发

挥十分重要的作用。粘土是形成易压

缩颗粒、胶结物和孔隙堵塞晶体的原

因。部分粘土在沉积之前形成，并在

沉积期间或在沉积后，立即与砂级矿

物颗粒混合，其他粘土则是在埋藏后

形成于砂层内。上述粘土分别被归类

为外源粘土和内源粘土。

外源或称碎屑粘土形成于分散

的基质或者砂粒至粗砾大小的泥岩或

页岩碎屑[19]。这些颗粒可在向下或横

向运移的孔隙水的作用下运移，渗入

到先前沉积的砂层中。单个的粘土颗

粒可遍布整个砂层，也可聚集形成薄

层。粘土还能够聚集成砂粒大小的凝

聚体[20]。另一类凝聚体是先前沉积层

侵蚀形成的粘土或泥岩“冲裂”碎

屑。形成时间较早的页岩或泥岩的再

沉积碎屑拥有相似的作用机理，这些

碎屑会沉积为砂粒大小或更大的凝聚

体。外源粘土也能通过有机物的摄食

和排泄，以生物泥粒的形式进入砂

层。这些泥粒可滞留在掘穴中，也可

以碎屑颗粒的形式运移。生物活动倾

向于使泥岩和砂层均质化（上图）。

各类粘土都能以碎屑组分的形式

存在。生物搅动作用、重力流和松软

沉积物的形变作用是粘土进入海相砂

岩结构的其他形式，而机械渗入是粘

土进入陆相砂岩的形式。各种矿物化

学成份的碎屑粘土，以微小、不规则

磨蚀颗粒的形式存在，并自然聚集在

在孔隙内，形成切向的颗粒包层和桥

状孔隙结构。

不同于外源粘土，内源粘土形

成于埋藏后的砂层内。孔隙水化学性

质和岩石组分严重影响内源粘土的发

育。随着时间的推移，由于新水的汇

入、矿物的溶解或沉淀以及阳离子交

换作用，原生水的化学性质会发生改

变[21]。岩石的各种组分，如岩屑、长

石、火山玻璃和铁镁矿物（含有铁和

镁的矿物）等，会同孔隙水发生反

应，生成粘土矿物，这些粘土矿物进

而会经历后续的变成作用，形成其他

更稳定的粘土形态。可通过其不存在

沉积物运移的微妙形态识别内源粘土

（左下图）。砂岩中的内源粘土通常

具备四种形式[22]：

● 除了颗粒与颗粒接触点外，粘土包

层能够沉积在骨架颗粒的表面。在

颗粒间的空隙内，包层起到孔壁附

着粘土的作用。在其后的胶结作用

中，长石和石英的过度生长能够包

围这些粘土。绿泥石、伊利石、蒙

脱石和混合层粘土通常以孔壁附着

层的形式存在。孔壁附着层从颗粒

^ 桥状孔隙结构粘土。在该电子显微镜扫描图像中，颗粒接触面由混层伊利石-蒙脱石粘土桥接（如圈中所示）。块状石英过度生长覆盖了邻近的颗粒表面。（图片由S. A. Ali提供）。

^ 外源粘土。砂岩可被各类碎屑粘土渗入。（根据Wilson和Pittman的资料改编，参考文献19；经由SEPM（沉积地质学协会）的许可转载）。

^ 内源粘土。与高岭石的块状形态（右）相比，绿泥石（左）以微小的薄片形态生长。（图片由W. J. Clark提供）。

192010 年夏季刊

石英

石英

高岭石

20 µm40 µm

基质

颗粒

孔隙

胶结物

表面向外生长，并且在桥状孔隙结

构中，经常同反向颗粒的附着层结

合（前一页，右下图）[23]。

● 单层粘土薄片或薄片凝聚体能够堵

塞隙间孔隙。相对于骨架颗粒表面

而言，这些孔隙充填薄片未显示出

明显的定向性（上图）。

● 粘土矿物可部分或完全替换碎屑颗

粒或者充填骨架颗粒溶解所遗留的

空隙，有时可保留被其替换的主颗

粒结构（右上图）。

● 粘土能够充填孔洞孔隙和裂缝。

在砂岩和石灰岩孔隙中，粘土、

有机物和水之间的相互作用变得十分

重要。

砂岩的成岩作用

新沉积的砂层（砂岩的前身）

包含随当地源岩和沉积环境变化的矿

物组合（右图）。在沉积时，砂级颗

粒产生一个自我支撑的骨架结构，微

小的粒子形成碎屑基质，剩余的体积

为孔隙空间。骨架颗粒是碎屑颗粒，

主要砂粒直径在0.0625毫米（0.0025英寸）和2毫米（0.08英寸）之间，通常

由石英、长石和岩石碎屑组成。碎屑

基质由机械搬运的微粒组成，该微

粒是一种尺寸小于0.03毫米（0.001英寸）的颗粒，大部分为粘土矿物[24]。

该矿物组合中的矿物是在特定范围的

温度、压力、PH值和氧化态条件下形

成的。这些条件与该矿物组合的物理

化学稳定性有关。

成岩作用开始于沉积介质与先前

沉积层之间的界面。当该界面埋藏在

沉积盖层的下方时，成岩作用会发生

改变。随着时间的推移，砂层在变化

的压力、温度和孔隙流体化学性质下

发生反应，最终形成砂岩，虽然降低

了部分原生孔隙，但或许会获得次生

孔隙颗粒。

所有砂岩的粒间孔隙度都随成岩

作用发生变化：大孔隙变成微孔隙；矿

物溶解并产生孔隙。其他矿物溶解，随

^ 高岭石图。可以看到结构完整的高岭石叠层可作为孔隙充填物质，以及少量石英增生胶结物。高岭石叠层易于发生运移并堵塞孔喉。（图片由S. A. Ali提供）。

^ 除砂粒外，砂岩组成还可包括骨架颗粒、粒间碎屑基质、孔隙充填胶结物和孔隙空间。

^ 部分颗粒溶解。该薄片图突出显示了在这个分选较差、包含从极细粒到中粒颗粒的砂岩中，储层的孔隙度情况（蓝色）。长石颗粒（蓝色晶体，如圈内所示）显示出部分颗粒溶解的迹象。在该结构中，次生孔隙度能够一定限度地提升储层产能。（图片由S. A. Ali提供）。

18. Sujkowski，参考文献2。

19. Wilson MD和Pittman ED：“Authigenic Clays in Sandstones：Recognition and Influence on Reservoir Properties and Paleoenvironmental Analysis”，Journal of Sedimentary Petrology，47卷，第1期（1977年3月）：3-31。

20. Pryor WA和Van Wie WA：“The ‘Sawdust Sand’－An Eocene Sed iment o f F loccu le Origin”，Journal of Sedimentary Petrology，41卷，第3期（1971年9月）：763-769。

21. 原生水在岩石形成时被圈闭在岩石孔隙内。而相比之下，地层水或孔隙水是发现在岩石孔隙内的水，当岩石形成时，它们可能还未曾存在。原生水可比海水具有更高的密度和含盐度。

22. Wilson 和Pittman，参考文献19。

23. Neasham JW：“The Morphology of Dispersed Clay in Sandstone Reservoir and Its Effect on Sandstone Shaliness，Pore Space and Fluid Flow Properties”，SPE 6858，发表在SPE年度技术大会暨展会上，丹佛，1977年10月9-12日。

24.任何通过颗粒大小和矿物组分之间的二重性对砂岩和粘土进行的讨论都是复杂的。砂粒的直径范围在0.0625毫米至2毫米之间。无论沉积物颗粒的组分如何，直径在该范围内的颗粒均可称作砂粒。然而，绝大多数砂粒的组分是石英（二氧化硅），因此除非有其他特殊说明（如碳酸盐砂岩），否则砂粒这一术语通常指石英颗粒。粘土是直径小于0.0039毫米的细小颗粒。最常见的粘土矿物包括绿泥石、伊利石、高岭石和蒙脱石。

20 油田新技术

后以胶结物的形式沉淀出来，该胶结物

可部分或全部封闭孔隙空间。原始孔

隙度可高达55%。孔隙空间被流体（如

水、矿物溶液或者二者的混合物）充

填。部分孔隙流体呈现惰性，而其他孔

隙流体会同先前沉淀的胶结物、骨架颗

粒或岩石基质起反应。

对于成岩作用的发展及其对储集

岩的影响来说，孔隙度和渗透率都是

十分重要的参数。水或其他流体的数

量及其通过孔隙网络的流量决定着溶

解和沉淀的矿物类型和数量，进而能

够改变流动路径和流量。在成岩作用

下，砂岩孔隙度降低或发生改变的情

况概括如下：

石英

石英缝合接触面

未变化的颗粒边缘

石 英

C

1 2 3 4

准同期的孔隙度降低－这些发生

在沉积后和围岩固结前的过程，被称

为准同期作用。某些作用，如生物扰

动作用、滑塌和成壤作用，均属于此

类。尽管在大范围内，这些作用可能

不是重要因素，但它们可成为局部砂

岩孔隙度降低的原因。 动植物群的活动，如植物根系、

蠕虫或者双壳类，能够打乱沉积物的

原生组构。根系的生长和化学物质的

吸收，以及动物群的行走、掘穴和进

食活动，都将导致沉积物的重新分

布。更缓慢的沉积速率为有机物重新

打造沉积层提供了更充裕的时间。与

其他环境相比，在海洋环境中的生物

扰动作用趋向于产生更大的影响。

滑塌或者大规模的滑坡运动能够

导致沉积物形成均质性。相比于原生

砂层而言，这一新形成的砂层和粘土

的混合体拥有相当低的孔隙度。

在一定的环境下，例如冲积扇、

点沙坝和三角洲平原，土壤的形成可

成为重要的成岩介质。土壤覆盖有助

于增加渗滤向下到达下伏岩石的大气

降水的酸性。在土壤形成过程中产生

的粘土颗粒可被大气降水搬运至悬浮

液中，并渗入前期沉积的砂层中。在

此处，单个的粘土颗粒可遍布整个砂

岩层、堆积形成薄层或作为粘土包层

附着在骨架砂粒上。

埋藏期间孔隙度降低－深埋伴随

有压实作用和胶结作用的产生，而这

两个作用是引起孔隙度降低的主要原

因[25]。压实作用可减少孔隙空间并降

低砂层厚度（左图）。胶结作用能够

减少孔隙空间，也可抑制颗粒接触面

的砂层压实和溶解作用。

压实作用过程中，在上覆岩层重

力或构造应力的作用下，砂粒彼此间接

触更加紧密，这一过程破坏了现有的

孔隙并排出孔隙流体。与更稳定的颗粒

（如石英）相比，化学和力学性能不稳

定的颗粒（如粘土和火山岩碎屑）趋向

于快速压实。压实作用机理包括颗粒

旋转和滑移、形变及压力溶解。

颗粒滑移和旋转是典型的受力反

应，轻微的颗粒旋转或移动都会允许

未变形的颗粒边缘滑过邻近的颗粒边

缘，形成一个更致密的充填结构。降

低的孔隙度数值在一定程度上取决于

^ 颗粒接触。在持续受压下，颗粒间的接触面（上）从相切（1）发展为扁平（2）、凹凸（3）和缝合（4）。四幅图片相同的大小强调了压实作用导致沉积物体积和孔隙度降低的情况。从粗粒砂岩的显微图（下）中可以发现，石英颗粒同时存在缝合接触面和未变化的颗粒边缘。碳酸盐胶结物（C）也促进了该砂岩的岩化作用。（根据“An Atlas of Pressure Dissolution Features”改编，http://www.gly.uga.edu/railsback/PDFintro1.html（2010年6月16日浏览）。经由乔治亚大学地质学系L. B. Railsback的许可转载）。

25. Rittenhouse G：“Mechanical Compaction of Sands Containing Different Percentages of Ductile Grains：A Theoretical Approach”，美国石油地质学家协会通报，55卷，第1期（1971年1月）：92-96。

26. Wilson TV和Sibley DF：“Pressure Solution and Porosity Reduction in Shallow Buried Quartz Arenite”，美国石油地质学家协会通报，62卷，第11期（1978年11月）：2329-2334。

27. Rittenhouse，参考文献25。

28. 缝合面是波形或齿状咬合的压实面，常见于包含集中不溶解残余物（如粘土矿物和氧化铁）的碳酸盐岩和富石英岩石中。

212010 年夏季刊

颗粒种类、圆度和上覆压力。根据对

岩层露头的各种研究，预计压实作用

导致孔隙度降低的数值范围在12%至

17%之间[26]。

韧性颗粒变形－当韧性颗粒在载

荷的作用下变形时，韧性颗粒的形状

或体积会发生改变。在沉积时，原生

的球形或卵形韧性颗粒在较稳定的骨

架颗粒间挤压，并形变进入邻近的孔

隙空间内。这将在减小地层厚度的同

时，降低孔隙度[27]。压实程度和孔隙

度降低范围取决于韧性颗粒的数量和

施加的载荷。

压实诱导变形也会受到胶结作

用、时间和超压作用的影响。若包含

韧性颗粒的砂岩在埋藏超过数米之前

胶结，或在超压地下环境中受到强大

的孔隙流体支撑压力，则该砂岩将经

历相对较小的压实作用。由于通常通

过粒间接触传递超压所产生的载荷，

因此在超压环境下，部分应力在孔隙

系统内转移至流体。通常在增加的压

力下被排出的流体会被截留，并携带

部分载荷。

在一定的载荷下，脆性化石沉积

物也会发生变形。来自动物群的微小骨

骼颗粒（如三叶虫、腕足动物和瓣腮动

物），会因其长度而受到弯曲应力的作

用。当这些颗粒破碎时，就会允许上覆

层颗粒下陷进入较致密的充填结构。

压力溶解－矿物颗粒间的接触点易

于溶解，且通常为上覆岩层重量引发的

溶解作用。存在于颗粒接触面的较高压

力会局部增加矿物溶解度。缝合面是这

一过程最常见的结果（右上图）[28]。

压力溶解能够减少总体积，进

而降低孔隙度。通过流动的孔隙水，

溶解物质可从地层中运移出来，或者

也可在相同的地层中，以胶结物的形

式沉淀下来。由方解石、石英、白云

岩、黑硅石和长石组成的颗粒经常会

受到压力溶解作用。

交代作用－这一过程同时包含

一种矿物的溶解和另一种矿物的沉淀

（右图）。在这个对隙间物理化学条

件作出的反应中，溶解的矿物同孔隙

流体间不再处于平衡状态，而沉淀的

矿物则与孔隙流体相平衡。这种交代

作用通过移除不稳定矿物并替换为较

稳定的矿物，从而改变原始沉积物的

矿物组分。在之后的生成过程中可出

现这一平衡作用，通过生成过程，一

种矿物可随着环境条件的改变而生成

另一种矿物。

交代作用为各类孔隙度和渗透

率变化提供了条件。例如，在碳酸盐

矿物交代硅酸盐骨架颗粒后，紧接着

就是碳酸盐矿物的溶解过程，最终获

方解石

硬石膏

白云石

500 µm

球状泥粒灰岩

藻粒

缝合面

500 µm

^ 石灰岩沿着缝合面的压力溶解作用。缝合面上方是大粒圆形藻粒（通常由碳酸钙组成的增生体）；下面是微小的球状泥粒灰岩。每个藻粒有一大半都已被溶解，但缝合面两边缺失部分的准确数量还是未知数。沿着缝合面的黑线代表不可溶物质。（图片由W. J. Clark提供）。

^ 矿物交代作用。充填白云石孔隙空间的粗晶方解石（上部的白云石晶体）被硬石膏交代。硬石膏在显微镜的交叉偏振光镜下高度双折射，显示出明亮的淡蓝色和黄色。（图片由W. J. Clark提供）。

得的孔隙度要高于原始沉积物的孔隙

度。另一方面，由于韧性粘土矿物容

易压实并挤入颗粒间的孔喉，因此用

其交代刚性长石矿物，就会降低孔隙

度和渗透率。

一些矿物特别容易发生交代作

用。而其他矿物，如黄铁矿、菱铁矿

和铁白云石，则属于另一极端：它们

交代其他胶结物或骨架颗粒。

矿物对交代作用的敏感度通常遵

循一个有规则的矿物稳定系，在该稳

定系内，从稳定区域析出的矿物易于

22 油田新技术

被交代（上图）。然而，即使最稳定

的矿物，如白云母或石英，也不能避

免交代作用的影响。

胶结作用－胶结物是由孔隙流体

中化学沉淀的矿物质组成的。胶结作

用几乎能够影响所有砂岩，同时还是

砂层岩化为砂岩的主要方法（但是不

是唯一的方法）。

在砂岩进一步受到压实作用之

前，如果胶结作用能够支撑骨架，则

胶结作用可提升孔隙度。在这种情况

下，剩余孔隙度不因压实作用而降

低，并且能够在一定深度下保持良好

的储层性质。然而，由于胶结作用的

响应速度通常随温度的增加而增加，

因此其后的深度增加可推动胶结作

用，并相应地推动孔隙度随深度增加

的降低情况。另一方面，胶结作用能

够固定地层内的细粒颗粒，防止其在

流动过程中运移，否则这些颗粒的移

动会堵塞孔喉并降低渗透率。砂岩中

胶结物的数量和类型主要取决于孔隙

流体的组分和流体流经孔隙的流量，

也取决于胶结作用的有效时间和胶结

沉淀反应的动力。

在砂岩中，由某些矿物形成胶

结物是很常见的。已确定有40多种矿

物可作为胶结物，但最常见的是方解

石、石英、硬石膏、白云石、赤铁

矿、长石、菱铁矿、石膏、粘土矿

物、沸石和重晶石（右表）。

同白云石和菱铁矿一样，方解石

也是一种常见的碳酸盐胶结物。碳酸

盐岩屑骨架颗粒通常作为种晶，开始

方解石胶结作用。

石英通常在骨架石英颗粒上形成

胶结物增生，并且常常在温度大于70°C（158°F）的深埋成岩作用中发育[29]。

如果有足够的增大空间，增生晶体将

继续生长，直到完全遮盖主颗粒表

面。邻近的颗粒争夺逐渐缩小的孔隙

空间，互相干扰，并且通常产生不规

则的共界，形成一个包含骨架颗粒及

其增生的相互咬合镶嵌结构。

内源长石存在于各类砂岩中，主

要以碎屑长石主颗粒周围的增生形式

存在，但有时也可在没有长石主颗粒

的情况下，以胶结物或新形成晶体的

形式存在。虽然长石胶结物常见，但

其数量却少于碳酸盐、石英和粘土胶

结物的数量。

内源粘土胶结物常见于所有沉积

环境中的储集岩。最常见的粘土矿物胶

结物衍生于高岭石、伊利石和绿泥石。

Fe2+3Mg1.5AlFe3+

0.5Si3AlO12(OH)6(Fe, Mg, Al)6(Si, Al)4O10(OH)8

Al2Si2O5(OH)4(K,Na)(Fe3+,Al,Mg)2(Si,Al)4O10(OH)2

(K,H3O)(Al,Mg,Fe)2(Si,Al)4O10[(OH)2•(H2O)]

Al2Si2O5(OH)4KAl7Si11O30(OH)6

鲕绿泥石

绿泥石

地开石

海绿石

伊利石

高岭石

蒙脱石

内源粘土胶结物

NaAlSi2O6•(H2O)

CaAl2Si4O12•6(H2O)

(Na2,K2,Ca)3 Al6Si30O72•24(H2O)

(Na2,K2,Ca)2 Al4Si14O36•15(H2O)

(Ca,Na)2-3Al3(Al,Si)2Si13O36•12(H2O)

Ca(AlSi2O6)2•4(H2O)

(Ca,Na2,K2)Al2Si10O24•7(H2O)

(Ca,K,Na)2(Si,Al)8O16•6(H2O)

方沸石

菱沸石

斜发沸石

毛沸石

片沸石

浊沸石

丝光沸石

钙十字沸石

沸石胶结物

CaCO3

CaMg(CO3)2FeCO3

方解石

白云石

菱铁矿

碳酸盐胶结物

KAlSi3O8

NaAlSi3O8

正长石

斜长石

长石胶结物

FeS2

FeS2

二硫化铁

黄铁矿

硫化物胶结物

FeO(OH)

Fe2O3

Fe2O3•H2O

针铁矿

赤铁矿

褐铁矿

氧化铁胶结物

SiO2

SiO2•n(H2O)

SiO2

黑硅石（微晶石英）

蛋白石

石英

二氧化硅胶结物

CaSO4

BaSO4

CaSO4•2H2O

硬石膏

重晶石

石膏

硫酸盐胶结物

最先形成的矿物

高 温 最不稳定的矿物

橄榄石 富钙斜长石

钙钠斜长石辉石

角闪石

黑云母

钠钙斜长石

富钠斜长石

钾长石白云母石英最后形成的矿物

低 温 最稳定的矿物

^ 矿物的风化作用。可利用鲍文反应系列绘制某些硅酸盐矿物风化作用图。高温矿物越远离其形成条件，就会越不稳定。因此在近地表环境下，形成于高温环境下的矿物要比低温下形成的矿物更容易受到风化作用的影响。

^ 常见的砂岩胶结物。其中一些胶结物同样出现在碳酸盐岩中。

砂岩胶结物

砂岩孔隙度的增加

所有砂层最初都拥有粒间孔隙。

沉积物沉积时存在的原生孔隙度，会

在埋藏过程中频繁地遭到破坏或大幅

下降。然而，也可存在其他有效的成岩

232010 年夏季刊

作用，部分成岩作用也能增加孔隙度。

在沉积之后发育的孔隙度，被称

作次生孔隙度。次生孔隙通常在裂缝

形成、胶结物搬运或骨架颗粒浸出的

过程中产生，甚至能在存在原生孔隙

的情况下发育。次生孔隙能够相互连

通或隔离，相互连通的孔隙构成了有

效孔隙度，进而影响渗透率。在部分

储层中，次生孔隙可能是有效孔隙度

的主要形式。

次生孔隙度是含油气系统远景中

十分重要的一个因素。大多数油气的

产生和初次运移发生在有效原生孔隙

度的深度范围下。通常由次生孔隙度

的分布情况决定初次运移路径和油气

聚集情况[30]。

在成岩作用的三个阶段中，任

何一个阶段都可发育次生孔隙：埋藏

前、有效变质作用上部地层的埋藏过

程和随后的抬升过程。然而，深埋成

岩作用是大多数次生孔隙形成的主要

原因。在砂岩中，次生孔隙通常形成

于碳酸盐胶结物或颗粒的交代作用，

更常见的是形成于孔隙流体冲刷（以

搬运溶解物质）之后的溶解作用。通

过硫酸盐矿物（如硬石膏、石膏、天

青石等）的浸出作用也可产生少量的

孔隙。一般来说，次生孔隙形成于下

述五个过程[31]：

● 由构造力或岩石组分收缩引起的压

裂作用而产生的孔隙：这些裂缝随

后会被胶结物充填，而胶结物可被

交代或溶解，从而形成二次循环裂

缝孔隙。

● 由泥岩脱水作用和矿物（如海绿石或

赤铁矿）再结晶引发的收缩作用而产

生的孔隙：收缩作用可影响颗粒、基

质、内源胶结物和内源交代矿物。通

过收缩作用产生的孔隙，其大小在数

微米至邻近的砂粒大小之间。

● 通过沉积颗粒和基质的溶解，产生

孔隙：易溶解组分通常由碳酸盐矿

物组成。溶解产生各种孔隙结构，

孔隙大小变化各异，小到亚微观孔

隙，大到超过邻近颗粒的孔洞。

● 之前交代沉积物组分或自生胶结物

的自生矿物的溶解作用：这一过程

可产生大量次生孔隙。交代矿物通

常为方解石、白云石、菱铁矿、沸

石和混合层粘土。

● 自生胶结物的溶解：同溶解的颗粒

一样，虽然其他矿物在局部地区也

会发挥重要作用，但大多数溶解的

胶结物是由碳酸盐矿物组成的：方

解石、白云石和菱铁矿。这些胶结

物可以填满原生和次生孔隙。这或

许是最常见的次生孔隙形成原因。

在砂岩储层中，孔隙的大小、形

状和分布影响产出流体的类型、流量

和流速。三类孔隙会明显影响砂岩储

层的产量：

粒间孔隙形成于碎屑砂粒之间。

部分最高产的砂岩储层主要由粒间孔

隙组成。

溶蚀孔隙在碳酸盐、长石、硫酸

盐或其他可溶物（如碎屑颗粒、自生

矿物胶结物或交代矿物等）的移除过

程中产生（右上图）。当溶蚀孔隙同

粒间孔隙相连通时，可提升孔隙系统

的有效性。许多极好品质的储层都是

已溶蚀形成次生粒间孔隙的碳酸盐岩

的产物。然而，如果没有相互连通和

有效的孔隙度，只有隔离的孔隙，就

不具备适当的基岩渗透率。

微孔隙包含孔隙、缝隙或孔喉，其

半径小于0.5微米。在砂岩中，极小的孔

吼与微孔隙有关，而具有极小孔喉的较

大孔隙却并非罕见。微孔隙也存在于

各种粘土中，且不管粘土的成因是内源

还是碎屑，泥质砂岩通常都具有有效

的微孔隙[32]。除非砂岩具有适当的基岩

渗透率，否则较小的孔隙开口和大的表

面积会产生高束缚水饱和度，这种情

况常见于致密气砂岩中。

在特定储层内，很少具备均一的

孔隙。在储层的垂直范围内，经常可

以发现不同类型的孔隙。

碳酸盐岩成岩作用

大多数碳酸盐沉积物都产生于浅

层温暖的海洋中，由海洋生物构成，

海洋生物的骨骼或壳体则由从海水中

分离出的碳酸钙构成。与碎屑砂岩沉

积不同，碳酸盐沉积物通常不会远离

发源地，因此它的大小、形状和种类

与搬运系统能量没有太大关系。碳酸

盐沉积物中孔隙的大小和形状，会受

到骨骼物质的更大影响，骨骼物质可

随着形成骨骼物质的有机物聚集体的

变化而变化（请参见“解决碳酸盐岩

评价复杂难题”，第40页）。

主要组分是方解石、文石（方解

石的一种较不稳定的晶体变种或多形

晶），含镁方解石或白云石的碳酸盐沉

积物，是由极易受化学变化影响的矿物

构成[33]。受生物和物理沉积作用以及亚

稳定化学沉积物成岩叠加作用的共同

影响，碳酸盐岩要比砂岩拥有更不均匀

的孔隙度和渗透率分布（下一页表）。

事实上，在正常地面环境下，碳酸钙在

淡水中的溶解速度是石英溶解速度的

数百倍。碳酸钙的溶解和沉淀受到各

种因素的影响，包括流体化学性质、流

100 µm

29. Worden RH和Burley，参考文献4。

30. Schmidt V和McDonald DA：Secondary Porosity in the Course of Sandstone Diagenesis。塔尔萨：美国石油地质学家协会，AAPG进修课程讲义系列第12期（1979年）。

31. Schmidt和McDonald，参考文献30。

32. 术语“泥质”用于描述包含小于0.625毫米的粉砂颗粒或粘土颗粒的岩石或沉积物。大多数泥质岩石或沉积物都拥有较高的粘土矿物含量。

33. Kupecz等人，参考文献10。

^ 溶蚀。在内生绿泥石粘土边缘下，长石部分溶蚀。绿泥石覆盖所有颗粒。（图片由W. J. Clark提供）。

24 油田新技术

体流速、晶体大小、矿物成分和二氧化

碳分压等[34]。

浅水沉积环境可增强矿物不稳

定性对孔隙的影响，尤其是在海平面

涨落期间，高潮位期碳酸盐岩体系暴

露出来时。多数成岩作用都发生在沉

积物与空气、淡水或海水之间的界面

附近。几乎在所有的岩石中，海水和

大气降水的重复冲刷作用都是促进成

岩变化的一个因素，特别是当不同温

度、矿化度或二氧化碳浓度的溶液在

其孔隙内混合时。

在近地表海洋成岩方式下，孔隙

度很大程度上取决于流经沉积物的水

的流动情况。浅埋成岩作用受到压实

和胶结作用的支配，这些作用可降低孔

隙度和渗透率。中埋至深埋成岩方式

以进一步的压实作用和其他作用（如溶

解、重结晶和胶结作用）为特征。 近地表成岩方式－多数碳酸盐岩

拥有40%－45%的原生孔隙度，海水首

先充填这些孔隙空间。由层内沉积物

和海洋碳酸盐胶结物充填原生孔隙是

该环境下成岩作用的主要形式，并且

会导致孔隙度的显著降低[35]。

随着海洋环境的上升，海岸区提

供了一个海水和淡水混合的环境。在

这些地表水混合和分散的区域，碳酸

盐岩溶蚀产生孔隙，增加了孔隙度和渗

透率，有时进一步发展形成岩洞。其他

作用的影响较小，如白云石化作用以及

文石、方解石或白云石胶结物的形成。

在较远的内陆地区，大气降水是

近地表成岩作用的推动力，这些大气

降水通常不被碳酸盐所饱和。因为溶

解了大气中的二氧化碳，雨水通常呈弱

酸性。在拥有重要土壤盖层的地层中，

植物和微生物活动能够增加向下渗滤

的雨水中的二氧化碳分压。这增加了上

层几米埋藏层的溶蚀作用，从而增加了

渗流带岩石的孔隙度和渗透率。

在蒸发环境中，超盐度成岩作

用的驱动力是地表淡水或已搁浅在陆

地表面上的风暴驱动海水。这些水渗

入地层，并在向海流动，经过碳酸盐

沉积物的近地表层段时，受到蒸发作

用。当水蒸发超出石膏的饱和点时，

就会形成细晶白云石胶结物或交代矿

物。在部分含油气系统中，这些回流

白云石形成薄层，作为阻挡运移的屏

障及圈闭油气的密封层[36]。

浅埋成岩方式－近地表成岩作

用能够扩展到浅埋环境中，但压实作

用是该环境的主要成岩作用。埋藏会

引发压实作用的产生，进而排出水并

降低孔隙度。压实作用迫使沉积颗粒

重新组合形成自我支撑的骨架结构。

进一步埋藏会导致颗粒形变，随后出

现早期化学压实作用，在该作用下，

矿物溶解度随压力的增加而增大。这

样，施加到颗粒接触面的载荷会引发

压力溶蚀作用。排出的流体将同周围

的岩石发生反应。

中埋至深埋成岩方式－随着深

度的增加，多种成岩作用开始发挥作

用。载荷的增加导致化学压实作用更

加普遍。根据组分的不同，碳酸盐岩

基质中的粘土矿物可提高或降低碳酸

盐岩的溶解度。孔隙水组分、矿物成

分和有机物的存在进一步影响了压力

溶蚀作用。若不能通过孔隙流体冲刷

的方式移除溶解在颗粒接触面的物

质，则该物质将以胶结物的形式沉淀

在邻近低压力区域内[37]。

溶蚀作用不仅仅是一个压力驱动

过程，它也能在形成酸性环境的矿物

反应中产生。在生油窗附近的埋藏环

境中，溶蚀作用活跃，脱羧作用导致

二氧化碳的生成，并在有水的环境下

形成碳酸。随后，酸性水会同碳酸盐

发生反应。如果溶蚀产物从系统中冲

刷出来，则这一过程能够产生附加孔

隙和次生孔隙。

随着埋藏深度的增加，温度和

压力逐渐增大，地表水组分也发生改

变。胶结作用是对温度升高、流体混

合及化学压实作用的反应，它是该环

境常见的溶蚀沉淀产物。碳酸盐岩中

埋藏的胶结物主要由方解石、白云石

和硬石膏组成。在这些变化的条件

下，形成于较浅深度处的基质、颗粒

和胶结物变为热动力亚稳定状态，导

致不稳定矿物的重结晶或交代作用的

产生。在碳酸盐岩中，常见的交代矿

物是白云石、硬石膏和黑硅石。

白云石交代作用可显著影响储层

质量，虽然在部分储层中，它会对生

产产生不利影响。一些地质学家认为

白云岩的孔隙度延续了其石灰岩前身

的孔隙度，而其他地质学家则认为由

于白云石比方解石的摩尔体积小，因

此石灰岩向白云岩的化学转化使孔隙

度增加了12%[38]。碳酸盐岩或沉积物的

渗透率、溶解度和原始沉积结构，以

及白云岩化流体的化学性质、温度和

流量，都可影响白云岩储层质量。

在化学还原环境下，深埋成岩作

用能够通过胶结物沉淀的形式，或通

类 别 砂 岩 碳酸盐岩

^ 孔隙度对比。在砂岩和碳酸盐岩中，成岩作用都显著影响孔隙度，或许碳酸盐岩中影响会更大。（根据Choquette和Pray的资料改编，参考文献5）。

252010 年夏季刊

过交代之前形成于渗透层段（该层段

受到从温到热的富镁盆地水和热水的

冲刷）中的亚稳定矿物，来生成白云

岩[39]。60°C－70°C（140°F－158°F）的

温度范围足够用于生成深埋白云岩，

并且通常在地表以下数千米范围内就

可具备这些条件。在深层地下环境

中，由于孔隙流体和离子会在持续的

压实作用下逐渐消失，因此认为该区

域不具备大规模的白云岩化作用。

目前即使有，也只有很少的碳酸

盐岩能以其最初的沉积形式存在（右

图）。大多数碳酸盐岩都是一个或多

个成岩作用阶段的结果[40]。

碳酸盐岩中的次生孔隙

同砂岩一样，碳酸盐岩中的成岩

作用也可通过形成次生孔隙来改善储

层性质。可通过沉积后溶蚀作用来增

加石灰岩和白云岩中的孔隙度。在早

期成岩或晚期成岩环境中，由淡水引

发了溶蚀作用。在中期成岩环境中，

溶蚀作用起始于深埋环境中有机质熟

化作用而产生的地下流体[41]。

在早期成岩阶段，许多作用都有

助于次生孔隙的发育。由不被碳酸钙所

饱和的大气降水控制溶蚀作用。然而，

由其他因素决定溶蚀作用范围，如沉积

物或岩石的矿物成分、原有碳酸盐岩

的孔隙和裂缝范围以及水的酸性和它

在成岩体系中的移动速度等[42]。

在晚期成岩阶段，抬升作用将形

成时间较早的早期深埋碳酸盐岩暴露

到大气降水中，但相比于早期成岩阶

段来说，其影响较小。此时，从前的

碳酸盐沉积物已经熟化、压实并岩化

成石灰岩或白云岩。在这些较早形成

的岩石中，大多数已实现了矿物稳定

性。早期沉积物的易溶成份（如鲕粒

或由文石组成的珊瑚和贝类碎片）很

可能已经溶解于早期成岩阶段。有些

岩石朝着低溶解度的低镁方解石矿物

演化，与早期成岩阶段的母岩相比，

这些岩石更耐溶蚀。进一步的溶蚀作

用需要将岩石暴露到那些不被方解石

所饱和的流体中。当具备这些条件

孔隙的破坏

地质时代

孔隙的形成

孔隙度

后期深埋成

岩作用

重结晶作用

上覆岩层和区域地质构造作用

原始孔隙

1.

冲蚀孔隙

4.

早期成岩孔隙

2.

压力和温度相关孔隙

3.

压力溶蚀

压实

构造活动

裂缝

淡水

方解石

海水

文石镁方解石

高能

构架孔隙粒间孔隙粒内孔隙

低能

格状孔隙内微晶灰岩

掘穴生物

沉积环境

胶结物

灰泥微小碎屑球粒

微晶灰岩

同沉积期胶结物

内沉积作用

胶结物

早期成岩作用穿孔生物

重结晶

晶间孔隙

充填

方解石

溶蚀

裂隙晶洞岩洞

溶蚀

溶洞通道

裂缝

角砾岩接合点

^ 碳酸盐岩孔隙度。在生成、沉积和成岩阶段，碳酸盐岩承受了一系列变化，增加或降低了储层的孔隙度。随着地质时代的发展，这些作用可重复多次，并会在抬升阶段不时地中断（图中未显示），它们有时能够增加孔隙度。（改编资料来自Akbar M，Petricola M，Watfa M，Badri M，Charara M，Boyd A，Cassell B，Nurmi R，Delhomme J-P，Grace M，Kenyon B和Roestenburg J：“Classic Interpretation Problems：Evaluating Carbonates”，Oilfield Review，7卷，第1期（1994年1月）：38-57）。

34. Longman MW：“Carbonate Diagenetic Textures from Near Surface Diagenetic Environment”，美国石油地质学家协会通报，64卷，第4期（1980年4月）：461-487。

35. Machel，参考文献13。

36. Machel HG和Mountjoy EW：“Chemistry and Environments of Dolomitization－A Reappraisal”，Earth-Science Reviews，23卷，第3期（1986年5月）：175-222。

37. Machel，参考文献13。

38. 有关白云岩更多的信息，请参见：Al-Awadi M，Clark WJ，Moore WR，Herron M，Zhang T，Zhao W，Hurley N，Kho D，Montaron B和

Sadooni F：“白云岩油气藏评价”，《油田

新技术》，21卷，第3期（2009年秋季刊）：31-44。

39. Land LS：Dolomitization。塔尔萨：美国石油地质学家协会，AAPG进修丛书，第24期（1982年）。

40. Land，参考文献39。

41. Mazzullo SJ：“Overview of Porosity Evolution in Carbonate Reservoirs”，Search and Discovery，文章编号40134（2004年），h t tp : / /www.searchanddiscovery.net/documents/2004/mazzullo/index.htm（2010年5月28日浏览）。

42. Longman，参考文献34。

26 油田新技术

时，就可形成晶洞和溶洞。

类似的作用可在一定程度上解释

部分白云石中的次生孔隙形成方式。

当部分白云石化的灰岩经历晚期成岩

作用时，大气流体会溶解岩石基质中

残余的方解石或其组分颗粒。与白云

石相比，这些方解石组分更容易受到

淡水溶蚀作用的影响，在溶蚀的地方

留下了新的孔隙。

然而，许多形成于深水中的碳酸

盐岩储层还尚未被抬升或暴露在大气

水中，即使未经历早期成岩作用和晚

期成岩作用，这些储层仍具备多孔性

和渗透性。但是溶蚀作用要求碳酸盐

岩暴露在碳酸钙的不饱和流体中。然

而，在深层环境中的大多数原生流体

都被碳酸钙所饱和，使其无法溶解碳

酸盐岩并产生次生孔隙。事实恰恰相

反：这些流体易于沉淀方解石或白云

石胶结物，甚至在一些情况下能够实

现白云石化作用[43]。在中期成岩区域

形成次生孔隙需要不同的溶蚀模式。

随着埋藏深度的增加，源岩中的

有机物逐渐成熟并最终转化成油气。

在这一过程中，有机酸、二氧化碳和

硫化氢从源岩中排出，这些气体与地

下水结合，分别形成碳酸和硫酸[44]。

这些酸性物质横向和纵向运移，沿着

运移通道溶解碳酸盐岩并产生孔隙。

一旦这些酸性物质被耗尽，这些流体

就会沉淀碳酸盐胶结物[45]。

不同规模的成岩作用

不能正确认识成岩作用对孔隙

度的影响，就会在储层储量计算中出

现严重的错误，并影响产量的预测结

果。可在井场识别并在实验室研究成

岩作用的不同特征。测井技术的发展

不断地提高了电缆测井和随钻测井数

据的精度，对于那些应在实验室中进

一步研究的高质地层层段来说，这些

数据具有重要的价值。在这一方面，

测井数据能够很好地提供井眼长度范

围内详细的岩性分布情况。在实验室

中利用超显微镜研究极小的层段，通

常为岩心或地层钻屑样本。

在井场，各种成岩作用的复杂性

最终会形成一个核心问题：孔隙度。

尤其是次生孔隙的识别能力，该能力

在地层评价的过程发挥着关键作用。

依据连通范围，次生孔隙能够增加或

降低储层产能。 虽然无法通过常规孔隙度测井

直接测量次生孔隙度，但测井分析师

能够利用一种替代方法来获得此类信

息。如果获得了中子、密度和声波数

据，就可检测并量化不连通的次生孔

隙。中子和密度孔隙度测井一起不仅

可测量原生孔隙和粒间基质孔隙，还

可测量次生孔隙、孔洞孔隙和裂缝孔

隙。然而，这些方法不能区分原生和

次生孔隙。可选择的声波纵波慢度测

量法只响应于原生孔隙度[46]。

处理后，可对孔隙度数据进行比

较。针对环境影响和基质条件校正中

子和密度孔隙度测井数据，然后计算

交会孔隙度。利用在中子-密度数据

评价过程中使用的相同岩石和流体性

质数据，计算出声波测井仪的声波孔

隙度。声波和交会孔隙度数值间的差

异，代表了无效的次生孔隙部分（左

图）。然而，如果次生孔隙是连通

的，则声波孔隙度和中子-密度孔隙度

数值通常是一致的，因此这种方法不

能区分两者之间的差异。

另一方面，在测定和评价次生孔

隙方面，拥有一整套十分成熟的现代

测井系列。井眼成像测井技术能够提

供次生孔隙的类型和分布情况。核磁

井径

in. 166

自然伽马

gAPI 1000

浅电阻率

ohm.m 2,0000.2

中电阻率

ohm.m 2,0000.2

深电阻率

ohm.m 2,0000.2

中子-密度交会孔隙度

%

次生孔隙度

–1030

声波孔隙度

% –1030

中子孔隙度

% –1030

密度孔隙度

% –1030

43. Mazzullo，参考文献41。

44. Mazzullo，参考文献41。

45. Burruss RC，Cercone KR和Harris PM：“Timing of Hydrocarbon Maturation－Evidence from Fluid Inclusions in Calcite Cements，Tectonics and Burial History”，Schneidermann N和Harris PM（编辑）：Carbonate Cements。塔尔萨：沉积地质学协会，SEPM专刊，36卷（1985年）：277-289。

46. 例如在具有孔洞孔隙的岩石中，声波在地层基质中的传播速度要比其在孔洞流体中的传播速度快得多。

47. 有关计算层析成像技术在岩心分析中的应用更多的信息，请参见：Kayser A，Knackstedt M和Ziauddin M：“详细研究孔隙几何形状”，

《油田新技术》，18卷，第1期（2006年春季刊）：4-13。^ 声波差异图。在第3道中对中子-密度交会（黑色曲线）和声波纵波（绿色曲线）孔隙度测量结果

进行了比较，表明差异由次生孔隙度产生（浅蓝色曲线）。

272010 年夏季刊

共振（NMR）测井技术可用于确定孔

喉尺寸和连通性，并从这些关系中推

断次生孔隙。利用NMR数据计算出的

总孔隙度通常与基质无关，而且表明

中子-密度和声波孔隙度测井输入的

基质数据并不一致。多维电阻率测井

仪能够测量垂直和水平方向的各向异

性，用于推测次生孔隙度。偶极和多

阵列声波测井数据也有助于评价弹性

各向异性和储层的连通性。能谱测井

数据能够识别岩性，划定次生孔隙地

层，因此为孔隙度计算提供了有效的

基质密度或颗粒密度数据。

在实验室中，通过各种形式的

显微技术或化学分析，可获得大部分

胶结、溶蚀和其他成岩作用的详细情

况。通常同时采用薄片研究和电子扫

描显微技术（SEM）来评价不同的孔

隙类型、确定岩石结构并预测潜在的

储层问题。

薄片岩石学是检测岩石中矿物颗

粒结构特征的一项基本技术。为了更

好地鉴定孔隙度，岩石样品被磨成极

薄的薄片，并使用染色的环氧树脂抛

光并浸渍。利用偏光显微镜，将这些

岩石样品的薄片载玻片放在过滤的偏

光下研究。地学家采用偏光显微镜观

察由各向异性材料引发的光学性质，

揭示出关于岩石结构和组分的详细情

况。在一些情况下，染色应用有助于

测定像长石颗粒和碳酸盐胶结物这样

的矿物成份（左下图）。

薄片测定通常采用其他先进的技

术作为补充，包括电子扫描显微技术

（SEM）、X射线衍射技术（XRD）和

阴极发光技术（CL）等。SEM分析将

焦点的最大深度同各种放大率联系起

来，以确定矿物组成或研究孔隙形状

和孔吼几何形态。利用SEM技术，地

学家能够获得碎屑和内源矿物的分布

图，并能够研究胶结物和颗粒包层对

孔隙度的影响。

利用X射线衍射技术，能够获得

有关泥岩和砂岩及其粘粒部分的晶体

结构和化学组分的更多信息。该技术

的工作原理是每种结晶质都会产生其

独特的衍射图谱。当岩石被磨成粉末

时，每种组分都会产生一个与其他组

分无关的独特图谱，形成一个包含各

个组分的图谱，从而能够确定样品的

矿物组成。

此外，当受到高能电子碰撞时，

沉积岩中的石英、长石和碳酸盐矿物

能够发射出可见光、紫外光和红外

光。阴极射线显微镜或偏光显微镜能

够捕获这些射线，并以彩色图像的形

式显示出来。CL成像结果有助于地学

家评价碎屑矿物颗粒的来源。

其他化学研究方法，如稳定同位素

分析法，可促进对孔隙水及其对沉积岩

中胶结矿物影响的研究。例如，地学家

可通过分析碳、氧和硫同位素的浓度，

来确定孔隙水的海相或陆相成因。

长期以来，勘探与生产公司一直采

用岩心分析与岩石物理常规测试法。通

过这些研究，取得了众多成果，包括改

善的钻井液，配伍的完井液和一系列增

产处理酸液，所有这些都专门设计用于

应对成岩胶结物的影响。

其他先进的地层评价技术尽管用

得不多，但仍在逐步进军油气行业。

其中一项先进的技术是X射线计算层

析成像技术（CT） [47]。通过将X射线

聚焦光束瞄准岩样，地学家可获得分

辨率在微米级的“虚拟薄片”（上

图）。作为一种研究工具，显微CT扫描技术常用于描述孔隙空间特征。作

为无损测试中日益重要的一种工具，

可将该技术的应用延伸到疏松或易碎

地层样品的实验室测试中。利用显微

CT成像技术，最终可更准确地预测孔

隙度-渗透率趋势关系，并计算毛细压

力、相对渗透率和残余流体饱和度。

自19世纪60年代以来，成岩作用

就一直是一项研究和讨论的课题，从

20世纪40年代起，油气行业对这一课

题的兴趣与日俱增。在成岩作用研究

领域，勘探与生产公司通过采用基于

SEM、XRD和CL分析法的评价技术，

取得了巨大的进展。作业者正逐渐接

受并应用这些评价技术和其他一些新

技术，以采集更多的信息，从而对油

气藏有更加深入的了解。 －MV

1.0 mm

D

500 µm

^ 砂岩孔隙和胶结物。在CT扫描中应用不透明滤光器，从而获得风成砂岩的不同特征数据。浅绿色的石英颗粒（左上部分）被移除，仅显示蓝色孔隙空间（右上部分）。水平薄片显示出石英（灰色），孔隙空间（蓝色），晚期成岩重晶石胶结物（红色）和碳酸盐胶结物（橙色）等。（Kayser等人，参考文献47）。

^ 在薄片岩相评价中，运用染色技术识别矿物。粉色染色区域将方解石胶结物同未染色的白色白云石（D）区分开来。在该样品中，最初的方解石发生了白云岩化作用，随后被方解石胶结。利用平面偏光对该薄片进行成像。（图片由W. J. Clark提供）。