礫巖儲(chǔ)層溶蝕作用對(duì)儲(chǔ)層物性的影響

關(guān)鍵詞 溶蝕作用；物性影響；巖相；礫巖儲(chǔ)層；準(zhǔn)噶爾盆地

0 引言

從20世紀(jì)70年代起，大量學(xué)者開展了溶蝕作用對(duì)儲(chǔ)層物性影響的研究，溶蝕機(jī)理主要為大氣淡水淋濾溶蝕、有機(jī)質(zhì)熱演化產(chǎn)生二氧化碳或有機(jī)酸、深部熱液溶蝕和堿性溶蝕機(jī)制[1?5]。在埋藏過程中成巖地質(zhì)流體及其控制下的礦物溶蝕、溶蝕物質(zhì)運(yùn)移及次生礦物沉淀等一系列復(fù)雜的物理化學(xué)過程對(duì)儲(chǔ)層質(zhì)量具有重要的改造作用[6?8]。礦物溶蝕過程形成黏土礦物、硅質(zhì)膠結(jié)物和方解石膠結(jié)物等減小儲(chǔ)層物性的次生礦物，也形成次生溶蝕孔隙增加儲(chǔ)層孔隙度和滲透率。溶蝕過程中，由于成巖流體性質(zhì)不同，礦物選擇性溶蝕和溶蝕產(chǎn)物沉淀的不確定性使儲(chǔ)層內(nèi)高孔隙度儲(chǔ)層和低孔隙度儲(chǔ)層并存[9?11]，因此，溶蝕作用是否能夠提升儲(chǔ)層物性取決于溶蝕過程中溶蝕副產(chǎn)物能否被有效搬運(yùn)從而離開溶解帶[1，12]。目前溶蝕作用對(duì)儲(chǔ)層物性影響的研究主要集中在長(zhǎng)石等單礦物和溶蝕實(shí)驗(yàn)等方面，將溶蝕過程中礦物溶蝕—流體性質(zhì)—物質(zhì)運(yùn)移和沉淀等物理化學(xué)過程作為一個(gè)整體進(jìn)行的研究較少，給有利儲(chǔ)層預(yù)測(cè)帶來了難度。

準(zhǔn)噶爾盆地瑪湖凹陷百口泉組礫巖儲(chǔ)層近物源、泥砂礫混雜，粒度分布范圍較廣，泥質(zhì)含量較高，礫石內(nèi)部孔隙含量較低且大多連通性差，儲(chǔ)集空間主要位于礫石之間的填隙物內(nèi)，有效儲(chǔ)層體積占比較小，大量的黏土礦物占據(jù)了孔隙體積[13?20]。在百口泉組埋藏成巖階段，構(gòu)造活動(dòng)較為穩(wěn)定，斷層發(fā)育較少，成巖流體主要為繼承性原生沉積水，大氣淡水影響弱，流體主要在儲(chǔ)層孔隙體系中運(yùn)移[21?22]。流體規(guī)模對(duì)流體—巖石體系中礦物溶解量有著重要控制作用。因此，孔喉結(jié)構(gòu)復(fù)雜性和空間分布非均質(zhì)性導(dǎo)致流體性質(zhì)變化和物質(zhì)運(yùn)移規(guī)律研究難度較大，流體作用下礦物化學(xué)溶解強(qiáng)度和溶解物質(zhì)沉淀規(guī)律對(duì)儲(chǔ)層物性起了決定性作用。因此，在常規(guī)砂巖研究方法基礎(chǔ)上，需要建立適合礫巖儲(chǔ)層的物質(zhì)溶蝕—流體運(yùn)移—物質(zhì)沉淀的研究方法，明確成巖流體性質(zhì)和物質(zhì)運(yùn)輸及沉淀規(guī)律，從而有效預(yù)測(cè)深層礫巖有利儲(chǔ)層分布。本文以準(zhǔn)噶爾盆地西北緣黃羊泉地區(qū)百口泉組礫巖儲(chǔ)層為研究對(duì)象，選取不同巖性、巖相、礦物組成和沉積微相類型的礫巖儲(chǔ)層，應(yīng)用薄片觀察及定量統(tǒng)計(jì)、陰極發(fā)光、X射線衍射、掃描電鏡、包裹體和Quemscan礦物分析，明確溶蝕作用類型、單礦物溶蝕量和不同礦物溶蝕量所占比例及其與孔滲的關(guān)系。綜合巖相、沉積環(huán)境和礫石與填隙物匹配關(guān)系的系統(tǒng)研究，建立不同類型礫巖儲(chǔ)層中溶蝕孔隙在埋藏—成巖過程中的演化模式，明確礫巖儲(chǔ)層溶蝕過程中單礦物與沉淀物之間的物質(zhì)遷移模式及其對(duì)孔隙發(fā)育的影響。綜合深層富火山碎屑礫巖儲(chǔ)層孔隙演化研究，明確溶蝕作用與儲(chǔ)層物性的關(guān)系，為預(yù)測(cè)深層富火山巖巖屑礫巖層系的有利儲(chǔ)層提供依據(jù)。

1 研究方法

針對(duì)瑪湖凹陷黃羊泉地區(qū)百口泉組礫巖儲(chǔ)層開展了大量巖石和地球化學(xué)分析測(cè)試。其中物性測(cè)試數(shù)據(jù)和部分巖石成分分析由中國(guó)石油新疆油田分公司勘探開發(fā)研究院提供。X射線衍射、Quemscan礦物分析和流體包裹體均一溫度測(cè)試均委托中石油勘探開發(fā)研究院油氣儲(chǔ)層重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。巖相特征研究中礫石和填隙物含量采用人工臨摹巖心和圖像分析軟件相結(jié)合方法進(jìn)行定量統(tǒng)計(jì)；礦物溶蝕量采用鑄體薄片結(jié)合圖像分析軟件進(jìn)行定量計(jì)算。薄片中若存在原生孔隙、微裂縫等非溶蝕孔隙以及被膠結(jié)物充填的溶蝕孔隙，用CorelDraw人工繪制和圖像分析軟件相結(jié)合方法計(jì)算礦物溶蝕量。

2 地質(zhì)概況

瑪湖凹陷位于準(zhǔn)噶爾盆地陸梁隆起和中央拗陷的西邊，毗鄰中拐凸起、三個(gè)泉凸起、夏鹽凸起和英西凸起，西北上傾方向?yàn)榭税贁嗔褞В睎|方向?yàn)闉跸臄嗔褞А｜S羊泉地區(qū)位于瑪湖凹陷西斜坡，整體為東南傾向的平緩單斜構(gòu)造，地層傾角為1.0°～3.2°，局部發(fā)育鼻狀構(gòu)造[19，23]（圖1a）。瑪湖凹陷百口泉組在早白堊世時(shí)形態(tài)基本形成。克百斷裂帶和烏夏斷裂帶在印支時(shí)期開始運(yùn)動(dòng)，在海西時(shí)期構(gòu)造活動(dòng)慢慢減弱，在早侏羅紀(jì)世最終停止[24?25]。黃羊泉地區(qū)瑪18井區(qū)百口泉組分別發(fā)育早二疊世形成的北西—南東走向和晚二疊世形成的北東—西南走向的兩組斷裂，斷開層位為二疊系風(fēng)成組到三疊系的克拉瑪依組。

瑪湖凹陷三疊系百口泉組整體缺失上烏爾禾組，與下伏中二疊統(tǒng)下烏爾禾組（P2w）呈角度不整合接觸，與上覆克拉瑪依組（T2k）呈整合接觸[14，21，26?27]（圖1b）。研究區(qū)百口泉組上部為褐色泥巖夾灰色砂礫巖，中部為厚層灰色砂礫巖，下部為泥巖和厚層褐色砂礫巖。百口泉組發(fā)育于溫暖潮濕、淡水—微咸水、水體分層不強(qiáng)的弱氧化環(huán)境[28?29]。百口泉組主要發(fā)育扇三角洲平原和扇三角洲前緣亞相，前扇三角洲在研究區(qū)內(nèi)分布較為局限[27]。黃羊泉扇百口泉組整體發(fā)育湖侵退積序列的扇三角洲沉積，以泥巖為主的百口泉組三段是典型的區(qū)域?qū)Ρ葘印Ｉ热侵奁皆瓉喯嘁苑至骱拥莱练e為主，沉積顏色為棕褐色、灰色和灰綠色等，粒度較粗，成分和結(jié)構(gòu)成熟度低，泥質(zhì)含量高，巖心常見洪積層理、疊瓦狀構(gòu)造、塊狀層理以及反映水下沉積特征的板狀交錯(cuò)層理和平行層理。扇三角洲前緣分布面積較大，以多期疊置的水下分流河道為主，部分井可見前緣碎屑流[17，30]。

3 結(jié)果

3.1 巖相特征

以礫石與填隙物的匹配關(guān)系為基礎(chǔ)，結(jié)合巖心的顏色、沉積結(jié)構(gòu)、巖石構(gòu)造和巖石組合特征，將研究區(qū)百口泉組礫巖儲(chǔ)層劃分三種典型的巖相（圖2）。巖相類型Ⅰ以暗紅色（圖2a）或灰色（圖2b）泥質(zhì)雜基支撐為主的中—粗礫巖，少部分為多級(jí)顆粒支撐，分選性和磨圓度均較差，以重力流沉積為主，泥砂礫混雜，雜基支撐為主。巖相類型Ⅰ中礫石占59%，礫石以中礫巖為主（85.7%），礫石直徑分布范圍較大，最大礫石直徑可達(dá)10.2 cm；填隙物占比41%，以泥質(zhì)、泥巖巖屑為主；巖相類型Ⅱ主要為凝灰質(zhì)充填中—細(xì)礫巖（圖2c），分選和磨圓均差，多級(jí)顆粒支撐和泥質(zhì)雜基支撐均存在。巖相類型Ⅱ的礫石占比50%，以中礫為主（84.6%），含有部分細(xì)礫巖，填隙物以凝灰質(zhì)、火山巖巖屑為主，占比50%；巖相類型Ⅲ主要為砂質(zhì)充填礫巖相（圖2d），顆粒支撐為主，分選和磨圓度均相對(duì)較好。巖相類型Ⅲ的礫石占比為57%，其中礫石以中礫為主（93.3%），礫石之間的充填物以中砂為主。

3.2 孔隙特征

瑪湖凹陷黃羊泉地區(qū)百口泉組礫巖儲(chǔ)層的礫石成分以凝灰?guī)r（35.27%）和花崗巖（16.86%）為主；砂巖以巖屑砂巖為主，含有部分長(zhǎng)石巖屑砂巖；雜基主要為伊利石、伊/蒙混層，局部含有高嶺石。研究區(qū)中酸性火山巖巖屑和長(zhǎng)石含量較高，為溶蝕作用提供了較好的物質(zhì)基礎(chǔ)。薄片觀察及孔隙定量統(tǒng)計(jì)可知，孔隙類型主要有原生孔隙（圖3a）、粒內(nèi)溶孔（圖3b）、粒間溶孔（圖3c）和微裂縫（圖3d）等，其中溶蝕孔隙為主要的孔隙類型（81.4%）。在薄片觀察中可見條紋長(zhǎng)石的粒內(nèi)溶蝕孔、長(zhǎng)石顆粒邊緣呈港灣狀的溶蝕孔（圖3c）、可溶巖屑溶蝕孔（圖3b）、凝灰質(zhì)溶蝕孔（圖3e）及黏土礦物的晶間孔等（圖3f，g）。在掃描電鏡下，長(zhǎng)石的溶蝕呈蜂窩狀，在長(zhǎng)石溶蝕的周圍常見高嶺石和次生石英伴生。通過Quemscan的統(tǒng)計(jì)分析，孔隙邊緣的共生礦物主要為石英（21.36%）、鈉長(zhǎng)石（15.33%）、有機(jī)質(zhì)（12.03%）、鉀長(zhǎng)石（11.38%）、綠泥石（11.24%）和黑云母（11.09%），溶蝕孔隙主要與長(zhǎng)石和可溶巖屑溶蝕作用相伴生，也與凝灰?guī)r蝕變有重要的關(guān)系。

3.3 溶蝕作用及溶蝕產(chǎn)物特征

溶蝕作用對(duì)以次生孔隙為主要儲(chǔ)集空間的儲(chǔ)層有十分重要的影響。通過X 射線衍射結(jié)果分析可知，研究區(qū)儲(chǔ)層鈉長(zhǎng)石含量較高（2.1%～35%），鉀長(zhǎng)石含量較少（0～4%），這樣的差異性源于長(zhǎng)石選擇性溶蝕作用，研究區(qū)鉀長(zhǎng)石酸性溶蝕是最主要的長(zhǎng)石溶蝕作用，鈉長(zhǎng)石溶蝕較少[31]。黃羊泉地區(qū)百口泉組以鉀長(zhǎng)石、巖屑和凝灰?guī)r的酸性溶蝕為主。溶蝕作用在不同巖相內(nèi)均有發(fā)育但溶蝕強(qiáng)度不同。巖相類型Ⅰ溶蝕作用較弱，巖相類型Ⅱ局部發(fā)育凝灰質(zhì)溶蝕（圖3e），巖相類型Ⅲ溶蝕作用較強(qiáng)（圖3b）。黃羊泉扇體儲(chǔ)層整體埋深在2 500～4 000 m，孔隙度與深度的關(guān)系表明（圖4a）在3 200～3 400 m 和3 750～4 000 m孔隙度隨著深度的增加而增加，薄片研究表明，這與礦物的大量溶蝕作用相關(guān)（圖5）。地層演化研究表明百口泉組在埋藏期未發(fā)生大規(guī)模的構(gòu)造抬升[28]，長(zhǎng)石溶蝕作用強(qiáng)度隨著深度的增加而增加，鈣質(zhì)膠結(jié)物的溶蝕現(xiàn)象說明百口泉組儲(chǔ)層的溶蝕作用晚于方解石的形成，主要集中在深埋藏階段（地層溫度大于80 ℃）。研究區(qū)百口泉組儲(chǔ)層大規(guī)模溶蝕期的孔隙流體主要為有機(jī)質(zhì)酸，有機(jī)質(zhì)酸大部分來自下部二疊系風(fēng)成組的烴源巖[32]，烴源巖中孔隙水以及黏土礦物轉(zhuǎn)化脫水形成的孔隙水成為有機(jī)酸的載體，在壓實(shí)驅(qū)動(dòng)力的作用下，酸性流體沿著斷層向上運(yùn)移，在運(yùn)移過程中不斷與堿性礦物進(jìn)行化學(xué)反應(yīng)，隨著酸性濃度的不斷降低，從百一段到百三段溶蝕作用有減弱的趨勢(shì)。

大量的水巖作用導(dǎo)致不穩(wěn)定組分溶解并且產(chǎn)生大量離子游離于孔隙水，當(dāng)溶解度達(dá)到沉淀濃度或者成巖環(huán)境發(fā)生改變，會(huì)產(chǎn)生大量自生礦物沉淀[33]。鏡下微觀特征和X射線衍射實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明溶蝕作用副產(chǎn)物為伊/蒙混層（13.13%）、綠泥石（7.07%）、伊利石（4.23%）、高嶺石（2.88%）和次生石英膠結(jié)（lt;1%）；長(zhǎng)石和可溶巖屑溶蝕作用較弱，高嶺石、伊利石等溶蝕副產(chǎn)物的含量也較低（圖5）。黏土礦物在縱向上的分布也具有一定規(guī)律，隨著深度的增加高嶺石平均含量呈逐漸減小的趨勢(shì)，綠泥石和伊/蒙混層含量隨著深度的增加而增加（圖5）。高嶺石呈蠕蟲狀或書頁(yè)狀集合體充填于孔隙（圖3f），少量充填在礦物溶蝕孔中。伊利石含量較高，呈網(wǎng)狀幾何狀或者絲縷狀充填于溶蝕孔隙，或呈薄膜狀包裹在顆粒邊緣（圖3g）。研究區(qū)伊/蒙混層是主要的黏土礦物，大量存在于孔隙之中（圖3h）。在掃描電鏡下可見綠泥石與自生石英共生的現(xiàn)象（圖3i），這與無(wú)序的伊/蒙混層向有序的伊/蒙混層轉(zhuǎn)化有關(guān)，在轉(zhuǎn)化過程中釋放綠泥石。綠泥石呈薄膜式或者襯邊式膠結(jié)在碎屑顆粒周圍（圖3i），厚4～8 μm，也有部分綠泥石呈顆粒狀充填于孔隙，少量綠泥石交代巖石骨架顆粒。

3.4 物性特征

根據(jù)瑪湖凹陷黃羊泉地區(qū)百口泉組14口取心井的孔滲數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)表明，研究區(qū)孔隙度為1.9%～16.8%，平均值為8.48%（圖4b），主要分布范圍為6%～12%（71.47%）；研究區(qū)儲(chǔ)層的滲透率平均值為5.54×10-3μm2，分布范圍較廣（（0.014～954）×10-3 μm2），其中50.19%滲透率值分布在低于1×10-3 μm2（圖4c），研究區(qū)近一半儲(chǔ)層為低孔低滲儲(chǔ)層。

4 討論

4.1 溶蝕副礦物形成機(jī)理

黃羊泉地區(qū)百口泉組儲(chǔ)層中溶蝕作用副產(chǎn)物主要為自生石英和自生黏土礦物[14，34]。研究區(qū)自生石英以石英次生加大邊為主，自生石英顆粒含量較低。研究區(qū)儲(chǔ)層物性非均質(zhì)較強(qiáng)，泥質(zhì)含量高，孔隙結(jié)構(gòu)復(fù)雜，儲(chǔ)層中難以形成動(dòng)力較強(qiáng)且持續(xù)性較好的水動(dòng)力使硅質(zhì)進(jìn)行長(zhǎng)距離搬運(yùn)[7]。研究區(qū)儲(chǔ)層埋藏深度較深且成巖環(huán)境較封閉，硅質(zhì)主要以擴(kuò)散的方式運(yùn)移，儲(chǔ)層中硅質(zhì)膠結(jié)物來源于外部的可能性很小。研究區(qū)百口泉組儲(chǔ)層火山碎屑含量較高，在早成巖階段，火山碎屑易發(fā)生溶蝕作用形成蒙脫石[35]。隨著百口泉組儲(chǔ)層埋藏深度增加和地層溫度不斷升高，蒙皂石向無(wú)序伊/蒙混層、有序伊/蒙混層和伊利石轉(zhuǎn)化[36]。掃描電鏡觀察到自生石英與高嶺石、伊利石和綠泥石共生的現(xiàn)象（圖3i），說明自生石英的生成與黏土礦物的形成相關(guān)。包裹體實(shí)驗(yàn)分析測(cè)試表明石英次生加大邊內(nèi)流體包裹體的均一溫度集中在80.5 ℃～90 ℃和100 ℃～120 ℃（表1）[37]，表明在埋藏成巖階段，發(fā)生兩期溶蝕作用形成的自生石英。根據(jù)自身石英形成溫度及分布位置分析可知，第一期的石英次生加大主要來源于蒙皂石向伊利石的轉(zhuǎn)化（公式（1）），此轉(zhuǎn)化過程的溫度為70 ℃～90 ℃[38?39]。該反應(yīng)產(chǎn)生大量的SiO2，并減少蒙脫石30% 的體積[38]。鏡下觀察可知研究區(qū)儲(chǔ)層內(nèi)大量蒙皂石向伊利石轉(zhuǎn)化，且此反應(yīng)吸收大量鉀離子（1），研究區(qū)鉀長(zhǎng)石的溶蝕作用釋放大量的鉀離子（2），兩種作用互相促進(jìn)，使反應(yīng)持續(xù)地進(jìn)行。

1.5Al2Si4O10（OH）2 （蒙皂石）+K+=KAl3Si3O10（OH）2（伊利石）+3SiO2+H+ （1）

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

研究區(qū)礫巖儲(chǔ)層中蒙脫石向伊利石轉(zhuǎn)化過程中釋放的硅質(zhì)是自生石英的主要來源，此轉(zhuǎn)化的主要地層溫度為70 ℃～90 ℃，當(dāng)?shù)貙訙囟却笥?0 ℃的次生石英有其他物質(zhì)來源。當(dāng)?shù)貙訙囟容^高時(shí)，石英顆粒之間開始了化學(xué)壓實(shí)作用，產(chǎn)生的硅質(zhì)運(yùn)移距離較短[40]，研究區(qū)儲(chǔ)層的黏土礦物含量較高，黏土礦物對(duì)石英顆粒的壓溶作用有促進(jìn)作用[41]，使石英顆粒之間更易發(fā)生壓溶作用，石英的化學(xué)壓溶作用主要發(fā)生在100 ℃～120 ℃[42]。百口泉組儲(chǔ)層研究表明第二期石英次生加大主要來源于石英顆粒間壓溶作用。研究區(qū)礫巖儲(chǔ)層經(jīng)歷了較強(qiáng)的壓實(shí)作用[37]，與部分石英顆粒壓實(shí)作用較強(qiáng)時(shí)，附近有自生石英沉淀的現(xiàn)象相符（圖3i）。

伊利石礦物的邊緣共生礦物主要為石英（40.48%）、鈉長(zhǎng)石（14.76%）、黑云母（13.76%）和綠泥石（9.03%），在一般的酸性條件下，高嶺石相對(duì)穩(wěn)定不易轉(zhuǎn)化，當(dāng)成巖流體pH值增加，在K+存在的條件下，高嶺石向伊利石轉(zhuǎn)化，在Fe2+和Mg2+存在條件下，高嶺石向綠泥石轉(zhuǎn)化。伊利石形成于富鉀堿性環(huán)境[43]，這與研究區(qū)大量的鉀長(zhǎng)石溶蝕和蒙脫石的轉(zhuǎn)化相符。此外，蒙脫石向伊利石轉(zhuǎn)化也是形成伊利石的重要物質(zhì)來源。蒙脫石向伊利石的轉(zhuǎn)化過程中，蒙脫石向伊/蒙混層轉(zhuǎn)化，伊/蒙混層從有序到無(wú)序轉(zhuǎn)化，再最后成為伊利石。綠泥石膜主要發(fā)育在早成巖時(shí)期[44]，且與富鐵鎂的堿性還原環(huán)境有關(guān)[45?46]。研究區(qū)綠泥石膜主要發(fā)育于原生孔隙為主的儲(chǔ)層，主要形成階段為早成巖B期—中成巖A期。顆粒狀綠泥石含量較少，分布在較大的孔隙空間內(nèi)，形成時(shí)間較晚，主要形成于地溫較高的早成巖B期—中成巖B期，這個(gè)時(shí)期的鐵離子和鎂離子的濃度減小，形成綠泥石的速度緩慢，以形成顆粒狀綠泥石為主。綠泥石邊緣的共生礦物主要為石英（29.85%）、伊利石（18.99%）、鈉長(zhǎng)石（16.95%）和黑云母（16.39%），表明形成綠泥石所需鐵離子和鎂離子可能主要來源于研究區(qū)火山碎屑的蝕變和黑云母釋放的鐵離子。研究區(qū)大量火山巖碎屑發(fā)生溶蝕作用之后提供了黏土礦物轉(zhuǎn)換成綠泥石時(shí)所需的鐵離子，促進(jìn)了綠泥石的形成。

4.2 溶蝕作用在不同類型巖相中的差異性

黃羊泉地區(qū)百口泉組儲(chǔ)層整體雜基含量較高，多套礫巖垂向疊置及礫巖和砂巖的疊置，泥巖發(fā)育程度較弱。研究區(qū)扇三角洲平原亞相以巖相類型Ⅰ和巖相類型Ⅱ?yàn)橹鳎瑤r相類型Ⅲ含量相對(duì)較少。扇三角洲平原亞相中—下部以巖相類型Ⅰ為主，溶蝕作用程度較低，部分可見顆粒邊緣的貼粒縫；中上部以巖相類型Ⅱ?yàn)橹鳎糠职l(fā)育凝灰質(zhì)溶蝕孔，儲(chǔ)層物性略為增加，可見油氣充注（圖6），頂部發(fā)育少量的砂巖層和泥巖層。研究區(qū)扇三角洲前緣亞相中巖相類型Ⅲ的含量增多，在相序頂部的巖相類型Ⅲ表現(xiàn)為長(zhǎng)石和巖屑的強(qiáng)烈溶蝕。在相序的中下部，巖相類型Ⅱ的凝灰質(zhì)及長(zhǎng)石顆粒發(fā)生溶蝕，溶蝕作用強(qiáng)度較頂部變?nèi)酰⒃谄淙芪g孔內(nèi)沉淀大量自生黏土礦物，相序中部的巖相類型Ⅰ雜基支撐礫巖則表現(xiàn)為強(qiáng)壓實(shí)作用的特征，整體物性較差（圖6）。

4.3 不同巖相類型儲(chǔ)層中溶蝕作用對(duì)物性的影響

4.3.1 礦物溶蝕量及其副產(chǎn)物

為研究百口泉組礫巖儲(chǔ)層溶蝕作用對(duì)儲(chǔ)層儲(chǔ)集物性的影響，以14口取心井的200多片鑄體薄片為基礎(chǔ)，結(jié)合鏡下觀察和圖像分析軟件統(tǒng)計(jì)了長(zhǎng)石和可溶巖屑的溶蝕量以及黏土礦物含量。研究區(qū)自生石英含量低（lt;1%），不計(jì)入溶蝕副產(chǎn)物的量。礫巖儲(chǔ)層埋藏深度與黏土礦物研究表明，不同類型黏土礦物在深度上的分布特征具有分段性，在3 850 m以上，隨著深度的增加，高嶺石的含量不斷地增加，黏土礦物類型中高嶺石占比較高（圖5）。隨著深度加深和地層溫度的增加，成巖環(huán)境由酸性向堿性轉(zhuǎn)化，高嶺石向伊利石和綠泥石轉(zhuǎn)化，蒙脫石向伊/蒙混層轉(zhuǎn)化；在3 900 m以下伊/蒙混層和綠泥石的含量明顯增加（圖5）。從礦物溶蝕量與黏土礦物含量統(tǒng)計(jì)（圖7）可知，隨著礦物溶蝕量的增加，溶蝕副產(chǎn)物的含量相應(yīng)增加，兩者有較好的相關(guān)性，表明研究區(qū)溶蝕作用發(fā)生在相對(duì)封閉的環(huán)境內(nèi)[37]，溶蝕作用較強(qiáng)的區(qū)域，溶蝕副產(chǎn)物的含量也相對(duì)較高。

4.3.2 溶蝕作用對(duì)不同巖相類型儲(chǔ)層物性的影響

瑪湖凹陷百口泉組儲(chǔ)層溶蝕過程中所需的酸性流體主要來源于烴源巖排出的有機(jī)質(zhì)酸[31]。烴源巖中形成的有機(jī)質(zhì)酸提供氫離子的能力是碳酸的6～350倍，可以溶蝕儲(chǔ)層中大量的長(zhǎng)石、巖屑和方解石等易溶礦物，是大量次生孔隙形成的關(guān)鍵因素[47]。在酸性成巖環(huán)境中，鉀長(zhǎng)石溶蝕形成伊利石和自生石英，增孔率的最大值為15.45%[48]；在缺少斷層和不整合等優(yōu)勢(shì)運(yùn)移通道時(shí)，有機(jī)質(zhì)熱演化過程中釋放的有機(jī)酸溶蝕鋁硅酸鹽礦物形成的孔隙度為4.49%～7.48%[49]。鏡下統(tǒng)計(jì)表明研究區(qū)儲(chǔ)層礦物溶蝕量與儲(chǔ)層物性有一定的相關(guān)性，礦物溶蝕量相對(duì)較高的儲(chǔ)層，對(duì)應(yīng)的孔隙度和滲透率也處于相對(duì)較高值。研究區(qū)礦物溶蝕量達(dá)到13%時(shí)，孔隙度和滲透率達(dá)到14%和38×10-3 μm2（圖5）。包裹體實(shí)驗(yàn)表明，研究區(qū)有兩期自生石英加大邊，表明至少有兩期較大規(guī)模的酸性溶蝕。包裹體的鹽度值較大（表1），表明兩期大規(guī)模溶蝕主要發(fā)生在較為封閉的成巖環(huán)境內(nèi)。溶蝕作用對(duì)儲(chǔ)層物性的影響取決于溶蝕作用過程中溶蝕副產(chǎn)物離開溶解帶還是原地沉淀[12]。研究區(qū)次生石英膠結(jié)物含量低（lt;1%），對(duì)儲(chǔ)層物性影響小。因此，自生黏土礦物的沉淀過程是溶蝕作用能否改善儲(chǔ)層物性的決定性因素。孔隙度與黏土礦物含量分析表明，高嶺石的含量較低時(shí)（lt;2%），對(duì)孔隙度的影響較小，這與高嶺石含大量晶間孔相關(guān)；當(dāng)高嶺石含量較大時(shí)，孔隙度明顯降低（圖8a）。研究區(qū)伊/蒙混層含量較高，主要來源于長(zhǎng)石和凝灰質(zhì)的溶蝕，占據(jù)大量孔隙空間，伊/蒙混層含量增加孔隙度迅速減小（圖8b）。綠泥石薄膜對(duì)原始孔隙的保存具有積極的意義，在綠泥石含量較低時(shí)，孔隙度沒有明顯的變化，綠泥石顆粒占據(jù)大量的孔隙空間，使孔隙度迅速降低（圖8c）。伊/蒙混層最終形成伊利石，伊利石含量增加孔隙度減小（圖8d）。

黃羊泉地區(qū)百口泉組以巖相Ⅰ為主的儲(chǔ)層泥質(zhì)含量較高，溶蝕作用較弱，含部分貼粒縫（圖3d），儲(chǔ)層孔隙度和滲透率整體較低，溶蝕作用形成的黏土礦物等溶蝕副產(chǎn)物含量也相對(duì)較低（圖9）。巖相類型Ⅰ為主的儲(chǔ)層難以形成強(qiáng)度較大的溶蝕作用，儲(chǔ)集空間較小，物性低；溶蝕量和孔隙度較大但滲透率低的樣品主要分布在巖相類型Ⅱ中。部分以巖相類型Ⅱ?yàn)橹鞯膬?chǔ)層形成大量的凝灰質(zhì)溶蝕孔，溶蝕作用強(qiáng)，鏡下定量統(tǒng)計(jì)的溶蝕作用形成的面孔率也較高，但是滲透率低，部分樣品孔隙度達(dá)15.6%，滲透率為0.12×10-3 μm2（圖9）。在埋藏深度3 800 m以下，斷層和不整合面發(fā)育程度較弱，儲(chǔ)層整體處于半封閉—封閉的成巖環(huán)境[50]。以巖相類型Ⅱ?yàn)橹鞯膬?chǔ)層在溶蝕過程中，各類溶蝕副產(chǎn)物處于平衡狀態(tài)，產(chǎn)生大量的伊利石和伊/蒙混層，孔隙結(jié)構(gòu)復(fù)雜，流體運(yùn)移速度減小較快，溶蝕副產(chǎn)物難以運(yùn)移較長(zhǎng)距離，在溶蝕作用帶原地沉淀，溶蝕作用增加了局部孔隙度，但黏土礦物堵塞喉道，整體儲(chǔ)層滲透率降低。因此，以巖相類型Ⅰ和巖相類型Ⅱ?yàn)橹鞯膬?chǔ)層，溶蝕作用對(duì)改善儲(chǔ)層物性的作用較小。以巖相類型Ⅲ為主的儲(chǔ)層儲(chǔ)集類型以長(zhǎng)石和可溶巖屑形成的溶蝕孔隙為主（圖3b，c），礦物溶蝕量較高的樣品，對(duì)應(yīng)的孔隙度和滲透率也相對(duì)較高（圖9）。以巖相類型Ⅲ為主的儲(chǔ)層原始物性較好，分選性和磨圓度均較好，泥質(zhì)含量較低，成巖作用流體相對(duì)于巖相類型Ⅰ和Ⅱ?yàn)橹鞯膬?chǔ)層運(yùn)移速度較大，易將部分物質(zhì)帶離溶蝕帶，使儲(chǔ)層物性提升。以巖相類型Ⅲ為主的儲(chǔ)層，溶蝕作用有利于儲(chǔ)層孔隙度和滲透率的增加。

5 結(jié)論

（1） 黃羊泉地區(qū)百口泉組儲(chǔ)層主要有三種巖相類型；巖相類型Ⅰ主要由以暗紅色或灰色泥質(zhì)雜基支撐為主的中—粗礫巖，溶蝕作用較弱；巖相類型Ⅱ主要為凝灰質(zhì)充填的中—細(xì)礫巖，部分可見凝灰質(zhì)強(qiáng)烈溶蝕作用形成的孔隙，孔隙里有大量伊利石沉淀；巖相類型Ⅲ主要為顆粒支撐為主的砂質(zhì)充填中礫巖，溶蝕作用較強(qiáng)，多見長(zhǎng)石和可溶巖屑的溶蝕孔。

（2） 第一期自生石英主要來源于蒙皂石向伊利石轉(zhuǎn)化釋放的二氧化硅，第二期自生石英主要來源于石英顆粒壓溶作用釋放的二氧化硅；伊利石主要來源于凝灰質(zhì)的溶蝕、高嶺石和蒙脫石的轉(zhuǎn)化；研究區(qū)火山巖碎屑含量較高，溶蝕之后成巖流體內(nèi)形成大量黏土礦物轉(zhuǎn)換成綠泥石時(shí)所需的鐵離子，促進(jìn)了綠泥石的形成。

（3） 以巖相類型Ⅰ為主的儲(chǔ)層溶蝕作用弱，溶蝕作用對(duì)物性影響較小；以巖相類型Ⅱ?yàn)橹鞯膬?chǔ)層凝灰質(zhì)蝕變成伊利石在溶蝕孔隙內(nèi)沉淀，孔隙度略增加，滲透率降低；以巖相類型Ⅲ為主的儲(chǔ)層溶蝕作用較強(qiáng)，對(duì)儲(chǔ)層物性的增加有積極作用。