煤系烴源巖對砂巖致密化發育的影響

程 娜，韓淑喬，龍 慧

（1.西安石油大學地球科學與工程學院，陜西西安710065；2.中國地質調查局水文地質環境地質調查中心）

大量的勘探實踐發現，在與煤系烴源巖共生的砂巖中，硅質膠結極為普遍，同時發生石英的多期次生加大，導致砂巖致密化嚴重，多形成低孔、低滲的致密砂巖氣儲層。這一現象在我國鄂爾多斯盆地上古生界、四川盆地侏羅系、吐哈盆地侏羅系的砂巖中都很常見［1-4］。本文從煤系烴源巖中有機酸的來源及對不穩定礦物的溶蝕、SiO2膠結及石英次生加大等方面進行論述，探討鄂爾多斯盆地上古生界煤系烴源巖與致密砂巖發育關系。

1 有機流體充注對儲層礦物改造作用

油田水中的有機酸之所以被廣泛關注，主要是由于其可影響礦物的成巖作用，促使不穩定礦物溶解，產生次生孔隙，而次生孔隙的發育狀況是影響儲層物性的主要因素之一。

1.1 有機酸的來源

油田水中的有機酸來源包括：干酪根熱成熟、烴類微生物降解、烴類熱化學硫酸巖還原（TSR）或熱變作用。其作用機理有以下幾種：

（1）有機酸可能是H＋的主要來源和受體，故可以通過直接或間接地控制地下水的pH 值，影響礦物的成巖演化。MacGowan（1990）［5］等認為羧酸陰離子（CAA）緩沖pH 值的能力比任何一種水溶性碳酸鹽都大幾個數量級。

（2）有機酸能夠與金屬（如鋁）或其它無機元素組分形成可溶性絡合物，從而促進這些無機組分的遷移，改變它們的成巖反應。在沉積物逐漸埋藏過程中，孔隙度的增大受孔隙流體搬運鋁的能力的限制，在缺乏絡合物的情況下，當pH 值為4～8時，鋁的溶解度特別低，這樣，任何從礦物顆粒溶解下來的物質都會在顆粒周圍再沉淀，結果造成孔隙度降低，二元酸的存在所引起的鋁的活度因子的增強，使鋁硅酸鹽及碳酸鹽發生大量遷移。

（3）在熱和細菌的促進下，有機酸可以脫羧形成CO2和氣態烴，CO2的溶解，能夠降低地層水的pH值和碳酸根的相對活度，從而引起碳酸鹽和其它礦物的溶解。

（4）有機酸作為還原劑，控制地下水的氧化態（Eh）和多價元素的濃度。

當（含各種陰、陽離子）有機酸、酚及液態烴類的有機流體進入到碎屑巖儲層后，與無機的礦物（石英、長石、綠泥石、云母等）之間發生的相互作用，其結果就是礦物的溶解、交代、重結晶和次生加大。由于煤系烴源巖為富含氧元素的Ⅲ型干酪根在生烴過程中可以形成比Ⅰ、Ⅱ型干酪根更多的有機酸，其進入砂巖儲層后，通常會使長石發生溶解，石英次生加大，同時也會形成高嶺石等粘土礦物。

1.2 有機酸對礦物穩定性的影響

有機酸對礦物穩定性的影響是通過提供H＋、絡合金屬元素，來提高礦物的溶解度。有機酸對石英、長石、碳酸鹽礦物及鋁硅酸鹽礦物等都具有一定程度的溶蝕作用。江陵凹陷新溝嘴組下段砂巖，在晚成巖期時有機質進入成熟階段，釋放出大量的有機酸，溶蝕作用較發育，發生了碳酸鹽、長石、巖屑等的溶蝕［6］。有機酸溶蝕石英、長石，可產生SiO2，形成石英次生加大，使儲層孔隙度大量減少。

1.2.1 有機酸對石英的影響

石英是砂巖中最常見的、含量最多的礦物組分，它的溶解與沉淀對次生孔隙的發育有著重要影響。pH 值是決定石英溶解作用的關鍵因素，Bennett［7］等通過實驗測定了25～70℃時石英在草酸、醋酸等溶液中的溶解速率，發現有機酸溶液中石英的溶解速率取決于溶液的pH 值，當pH 值大于8.5時，有利于SiO2的溶 解，pH 值 大 于9 時，SiO2溶 解 度 會隨著pH 值的增加而迅速增加。另外，大量的實驗研究發現，有機酸的存在基本上不會影響石英的溶解度，但可以影響石英溶解的速率。前人先后通過實驗［7-8］研究了石英與草酸等有機酸作用，認為一般情況下有機酸濃度增大，可以提高石英的溶解速率，但同時他們都發現，有機酸只是對石英溶蝕的速率產生影響，而對石英的溶解度沒有顯著影響。

1.2.2 有機酸對長石的影響

生烴過程中可以產生大量的有機酸，在80～200℃溫度范圍內油田水中的羧酸含量可達8000×10-12以上，含烴熱流體中的有機酸使長石不斷被溶蝕。有機酸對長石的溶解與孔隙流體的pH 值有關，同時長石類型及結構對長石溶解也具有一定影響，在相同的成巖溫壓條件下，鉀長石、鈉長石、鈣長石的穩定性依次減弱，相對來說，鉀長石是長石類礦物在地下水化學作用下最穩定的礦物。且有機酸對粗粒長石溶解程度要遠大于細粒長石。

2 SiO2 膠結及石英次生加大

2.1 SiO2 來源

2.1.1 長石溶解產生

煤系烴源巖中，Ⅲ型干酪根中含氧基團斷裂可以生成大量的有機酸，鄭浚茂等通過對煤及淡水-半咸水泥巖中的有機酸含量進行對比研究，發現煤層所產生的有機酸，要比其它地層高數百倍［1］，是長石等不穩定礦物溶解的主要因素。有機酸促使長石溶解產生高嶺石及SiO2，為石英的次生加大提供了物質基礎，其化學反應方程式（以鉀長石為例）為：

2KAlSi3O8（鉀長石）＋2H＋＋H2O＝Al2Si2O5（OH）4（高嶺石）＋4SiO2＋2K＋。

2.1.2 碎屑石英壓溶作用產生

壓溶作用是指石英顆粒相互接觸處因壓力較大而使其發生溶蝕，致使這些顆粒呈線狀或凹凸狀接觸，溶出的SiO2往往在壓溶顆粒附近的孔隙中沉淀成石英次生加大，壓溶作用使碎屑石英溶解提供SiO2主要發生在較晚的成巖階段。壓溶作用是SiO2的重要來源之一，上覆壓力增加及溫度增加，都會造成SiO2的溶解度增加，溶解的SiO2通過擴散作用在附近的石英表面上沉淀［9］。另外，粘土礦物的轉化，如蒙脫石向高嶺石礦物的轉化也可以生成SiO2［10］。

2.2 SiO2 沉淀及膠結、石英次生加大

2.2.1 SiO2沉淀及膠結

影響SiO2沉淀的因素主要有沉積環境的pH值、溫度及其它因素。當pH 值大于8.5時，有利于SiO2的溶解，大 于9 時，SiO2的 溶 解 度 隨 著pH 值的增大而迅速增加，而當pH 值小于8.5時，則有利于SiO2的沉淀；石英在高溫條件下易于溶解，在低溫條件下易于沉淀，溫度的降低很容易造成石英的沉淀；另外，油氣的充注及顆粒表面特征等因素也會對SiO2的沉淀及膠結作用產生一定影響，例如干凈的顆粒表面有利于石英次生加大的形成，而當顆粒表面被其它礦物（如粘土礦物等）包裹后，則可以明顯抑制石英次生加大。

煤系地層中水介質呈酸性，而在酸性介質條件下，硅質不能遠距離遷移，大部分沉淀，進行著廣泛的硅質膠結。硅質膠結物在鄂爾多斯盆地上古生界的成巖礦物構成中十分常見，含量一般在4%～8%，最高介于12%～15%，平均值高達3.8%［11］。

2.2.2 石英次生加大

SiO2膠結的主要表現形式為石英次生加大，石英次生加大根據發育程度分為4級，其中Ⅰ級加大：少量石英窄加大邊或自形晶面；Ⅱ級加大：大部分石英和少量長石加大，有石英雛晶；Ⅲ級加大：所有石英和長石加大邊，呈鑲嵌狀；Ⅳ級加大：顆粒縫合接觸，自形晶面消失。鄂爾多斯盆地山西組砂巖中石英次生加大現象普遍而且量較多，山西組層段硅質膠結發育，次生加大邊寬0.05～0.10 mm，加大邊連續，再生膠結發育，以石英顆粒次生加大為主要特征，其中山西組氣層石英次生加大膠結普遍，石英次生加大邊多屬II～III級。II級以上加大邊較寬，呈鑲嵌狀接觸，使得粒間孔隙大量減少。

3 成巖過程中孔隙度變化

煤系地層在早期泥炭化過程中，可產生多種酸類，使水介質呈酸性，在早成巖階段，植物遺體被氧化分解，形成大量腐植酸，這種酸性水介質對砂巖顆粒表面及粒間的泥鈣質進行溶解，使得同沉積的泥鈣質很少保留［1］，碳酸鹽膠結物、硅酸鹽膠結物等難以保存，因此在成巖作用早期壓實作用強烈，原生孔隙大量減少，這一階段孔隙中只有少量的石英次生加大邊；在中晚期成巖階段，煤系烴源巖中Ⅲ型干酪根中含氧基團斷裂產生大量有機酸，溶蝕石英、長石等不穩定礦物，產生大量SiO2，另外石英壓溶作用等也可產生SiO2，石英次生加大普遍發育，儲層孔隙度減少。在早成巖階段，因腐殖質氧化產生少量的有機酸，長石等礦物部分被溶蝕產生次生孔隙，硅質沉淀形成Ⅰ級石英次生加大；在中成巖階段因有機質成熟釋放大量的有機酸，形成大量次生孔隙，Ⅱ～Ⅲ級石英次生加大。

在陰極發光下，在上古生界下石盒子組盒8段中可以觀察到大量發棕褐色光的石英，同時具有淺褐色的石英次生加大邊，棕褐色的硅質充填在發褐色光石英顆粒裂縫中，發藍色光的為斜長石，發朱紅色光為鈉長石交代，顆粒間見高嶺石膠結，發靛藍色光。陰極發光分析表明，在砂巖骨架顆粒中長石含量較少，其主要原因是埋藏成巖過程中與煤系地層有關的酸性流體的溶解作用，至少有10%～20%的長石在埋藏成巖過程中溶解，物源和埋藏前的改造并非這些砂巖具有較高成分成熟度的主要原因。

鄂爾多斯盆地上古生界砂巖儲層，在早成巖階段，以壓實作用和蝕變作用為主，經過早成巖期階段的演化之后，其中西部地區盒8、山l段，石英砂巖、巖屑石英砂巖和巖屑砂巖的孔隙度分別減少了18.3%、18.9%和18%，東部地區盒8、山1段儲層中，巖屑石英砂巖和巖屑砂巖的孔隙度分別減少了17%和18.5%；晚期成巖階段，主要以膠結作用和溶解作用為主，同早成巖階段末相比，西部地區盒8、山1段石英砂巖、巖屑石英砂巖、巖屑砂巖的孔隙度分別減少了7.6%、5.6%和5.9%；東部地區盒8、山1段，巖屑石英砂巖、巖屑砂巖的孔隙度分別減少了7.5%和5.8%。

4 致密化發育過程

煤系地層中或與煤系地層相鄰的儲集層，其儲集巖主要由巖屑砂巖、長石巖屑砂巖、巖屑長石砂巖等組成，孔隙度一般在6%～8%之間，滲透率一般在（0.5～1.0）×10-3μm2之間，大部分都屬于致密儲層［12］。這主要是因為煤系地層中富含水生和陸生植物遺體，在早成巖階段，這些植物遺體在微生物和氧的積極參與下，形成大量腐植酸，煤系地層或含煤的泥質地層內的酸性水在壓實作用過程中進入到鄰近的砂巖中，使水介質呈酸性。早成巖階段，在這種酸性介質條件下，孔隙中因缺乏方解石、石膏等膠結物的支撐，壓實作用強烈，原生孔隙大大減少，孔隙喉道變細，滲透率降低，形成小孔微喉型孔隙結構，孔隙度一般小于8%，滲透率小于0.5×10-3μm2［12］，是煤系儲層的主要孔隙結構。在中成巖階段，煤系地層中Ⅲ型干酪根中含氧基團斷裂產生大量的有機酸，煤層中的有機酸濃度要比淡水-半咸水泥巖中有機酸的濃度高數百倍，有機酸主要溶蝕長石、石英等不穩定礦物，產生大量的SiO2，形成石英次生加大，占據了砂巖中大量的孔隙，使得砂巖儲層孔隙度大量減少。另外，由于硅質膠結物難以溶解，在成巖作用后期，也難以溶解產生次生孔隙。有機酸溶蝕長石、石英等礦物產生一定的次生孔隙，即在普遍低孔低滲的儲層中形成大孔細喉型孔隙結構，但由于煤系地層中有機酸形成時，儲層已經受到了強烈的壓實作用，大部分原生孔隙已經消失，儲層物性普遍變差，所以有機酸也只能在原生孔隙保存較多的部位形成溶蝕次生孔隙（圖1）。

通過對山西組石英砂巖儲集層發育特征進一步研究，認為煤系砂巖儲層孔隙水呈酸性，抑制了早期碳酸鹽的膠結作用，降低了儲層的抗壓強度，因壓實作用損失了50%以上的原生孔隙，硅質膠結物損失的平均粒間孔為8.6%，壓實作用和硅質膠結作用是榆林地區山2段石英砂巖致密化的主要原因［13］。另外，在SiO2的形成過程中，產生了大量的高嶺石、伊利石等粘土礦物，這些粘土礦物對巖石的儲集性能影響很大，不僅可以充填、占據砂巖原生孔隙空間，而且可以在很大程度上破壞砂巖儲層的滲透性能，尤其是伊利石的存在會極大地降低儲層的滲透率。這些都對致密砂巖的發育具有一定的影響，因此說，煤系烴源巖與致密砂巖發育是密切相關的。

5 結論

（1）在分析有機酸來源基礎上，詳細探討了有機酸對儲層成巖礦物的改造作用，分析了成巖過程中孔隙度變化及致密化發育過程，認為有機流體充注形成的有機無機相互作用是導致儲層孔隙度的減少，儲層致密化發育的主要原因。

圖1 鄂爾多斯盆地宜川地區山西組砂巖儲集層成巖演化模式

（2）在成巖早期階段，以煤系烴源巖為代表的Ⅲ型干酪根可以生成比Ⅰ、Ⅱ型干酪根更多的有機酸，導致不穩定礦物（長石、巖屑）產生強烈溶蝕，同時形成大量的硅質膠結物和石英多期次次生加大，其結果是使儲層大量原始孔隙被占據，導致孔隙度降低，隨著成烴及成巖演化的進一步發育，儲層逐漸向致密化方向發育。

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