致密砂岩气藏储层成岩作用及其演化

致密砂岩气藏储层成岩作用及其演化
1致密砂岩气藏的概念
致密含气砂岩的概念最早出现于美国。

美国早在年在天然气政策法案规定,砂岩储层对天然气的渗透率等于或小于0.1×10-3μm2时的气藏才可以被定义为致密砂岩气藏。

美国联邦能源委员会也把致密含气砂岩定义为空气渗透率小于0.1×10-3μm2的砂岩[1]。

Spencer[2]根据储层孔隙度的大小将致密储层划分为高孔隙度致密储层和低孔隙度致密储层。

高孔隙度致密砂岩储层指岩性为粉砂岩和细砂岩、粉砂岩中孔隙度变化范围为10%~30%，细砂岩隙度为25%~40%，但是渗透率都小于0.1×10-3μm2;低孔隙度致密砂岩储层指孔隙度范围在3%~12%之间，渗透率一般都小于0.1×10-3μm2
Stephen A. Holditch[3]认为致密含气砂岩是一种不经过大型改造措施(水力压裂)或者是不采用水平井、多分支井，就不能产出工业性气流的砂岩储层。

因此就不存在典型的致密含气砂岩。

致密含气砂岩埋藏可以很深，也可以很浅;可以是高压，也可以是低压;可以是低温，也可以是高温;可以是单层，也可以是多层;可以是均质的，也可以是非均质的。

关德师等[4]认为致密砂岩气是指孔隙度低(<12% )、渗透率比较低(0.1×10-3μm2),含气饱和度低(<60% )、含水饱和度高(>40% )、天然气在其中流动速度较为缓慢的砂岩层中的非常规天然气。

李道品[5]根据油层平均渗透率把低渗透油田分为一般低渗透油田、特低渗透油田和超低渗透油田等三类，它们对应油层平均渗透率分别为50×10-3 ~10.1×10-3μm2, 10×10-3μm2~1.1×10-3μm2;和1.0×10-3~0.1×10-3μm2。

王允诚等[6]根据储层物性将低渗透性储层的孔隙度划分为8%~15%、渗透率为10×10-3~0.1×10-3μm2，致密储层的孔隙度为2%~8%、渗透率为0.1×10-3~0.001×10-3μm2。

由此可见,各家对于天然气致密砂岩储层的划分,对于储层孔隙度的标准相差较大,、而对于渗透率的划分标准却基本一致。

在天然气致密储层划分的认识上不同地区具有不同标准,但是都强调了致密砂岩储层的渗透率特征,亦即致密砂岩储层的致密与否与孔隙度的关系并不大,主要取决于储层的渗透率。

总之,对致密含气砂岩界定,世界上并无统一的标准和界限。

不同的国家是根据不同时期的石油资源状况和技术经济条件来制定其标准和界限的,而在同一国家、同一地区,随着认识程度的提高,致密含气砂岩的概念也是在不断的发展和完善的。

2 致密砂岩气藏特征及成因
由于致密砂岩储层低孔低渗的特点,导致此类型气藏一般具有以下特征[8-9]气藏构造平缓、埋藏较深致密气层非均质性强,岩性不稳定,井间小层对比困难岩性致密、低孔渗、次生孔隙溶蚀相对较发育含水饱和度高、束缚水饱和度高、电阻率较低、沉积物成熟度低、成岩成熟度高、高毛细管压力气水关系复杂、无明显的气水界面、有的出现明显的气水倒置现象
常具异常压力地质储量可观、产量较低分布隐蔽,常规的勘探方法难以发现等。

低渗致密砂岩气藏的一个突出特点就是自然产能低,需要采取某种增产措施和特殊的钻井和完井方法才能达到工业开采的要求。

从地质成因出发,对致密砂岩天然气储层形成过程进行系统研究,掌握储层成因及分布规律对天然气勘探具有重要意义。

从储层的成因演化上看,低渗透储层的形成与沉积作用,成岩作用和构造作用密切相关。

杨晓宁[7]认为由于机械压实作用,砂质岩的孔隙和喉道被网格状粘土矿物和次生加大矿物充填成微细孔喉状结构时,形成具有较高毛细管压力的致密砂岩。

Frederic Leder[10]认为砂岩孔隙度的重要影响因素依次是:埋藏速率、形成时间、初始孔隙度、流体动力学、地温梯度等。

Scherer[11]将砂岩埋深、形成时间、分选和石英颗粒含量等4项作为影响孔隙度的一级参数，列出公式，并计算了不同深度、年龄的孔隙度。

杨晓萍等[12]认为致密砂岩有三个主要成因:①沉积作用;②成岩作用;③构造作用。

其中沉积作用是形成低渗透储层的最基本因素，它决定了后期成岩作用的类型和强度;成岩作用是形成低孔渗储层的关键;构造作用一般是将致密砂岩储层改造为低孔低渗透或低孔高渗透储层。

致密含气砂岩的成因是多方面的,起主导作用的是沉积作用和成岩作用。

致密砂岩形成的早期主要以沉积作用为主,而中、后期则主要以成岩作用为主[9]。

所以何东博[13]根据低渗透储层形成过程中不同地质因素的控制作用大小,将低渗透砂岩储层分为:原生低渗透储层,次生低渗透储层和裂缝性低渗透储层三类。

并分析了三类储层的控制因素及主要特征
①原生低渗透储层---沉积型低渗透储层
这类储层主要控制因素是沉积作用。

沉积物粒度细、泥质含量高,分选差是形成储层低渗透的原因,这类储层一般发育在沉积体系的起始端或末端。

以原生孔为主,由沉积作用形成,而由成岩作用产生的次生孔所占比例很少。

通常,储层埋藏较浅,且大多未经受过强烈的成岩作用,岩石脆性较低,裂缝相对不发育。

研究这类储层的基本思路应该是从沉积相分析入手,分析岩石相、沉积微相及砂体分布,建立起它们与储层物性参数的对应关系。

②次生低渗透储层---成岩型低渗透储层
成岩作用是次生低渗透储层的主要控制因素。

这类储层原来被定义为常规储层。

孔隙度和渗透率的降低是由于机械压实作用,自生矿物充填,胶结作用及石英次生加大作用,使得原生孔隙残留很少,形成致密储层有时为非储层。

后期有机质热演化作用产生的酸性水可使碳酸盐、沸石、长石等矿物溶蚀而产生次生孔隙,因而储层孔隙度和渗透率增加,形成低渗透储层。

所以研究次生低渗透储层,应该从成岩作用事件和成岩作用史入手,以原生孔隙的消亡和次生孔隙的分布规律为重点,进行有效储层预测和评价。

③裂缝性低渗透储层---构造型低渗透储层
低渗砂岩储层,特别是次生低渗储层,岩石致密程度相应增加,脆性更大,在构造运动等外力作用下,易发育裂缝,形成裂缝性低渗透储层。

我国油田已发现了大量的这类储层,如克拉玛依油田,丘陵油田等等均属此类。

以裂缝研究为中心开展裂缝性低渗透储层研究,是构造型低渗储层研究的基本思路。

从岩心裂缝观察和露头调查入手,以构造发育史及古应力场特征分析为基础,结合测井及动态资料,对储层中裂缝性质、规模、产状、地下状态、裂缝渗透率及可能对油田开采带来的后果进行详细的分析解剖,由此建立符合实际的裂缝地质模型是裂缝性低渗透储层研究技术的关键。

3 致密储层有效储层成因与控制因素
3.1 沉积作用对储层的控制作用分析
不同的沉积相类型具有不同的水动力特征,所形成的砂体在岩相组成、厚度、内部非均质性以及砂岩碎屑成分组成、泥质含量、颗粒的粒度、分选等多方面各具特点,造成不同沉积相所形成的砂体间具有不同的原始孔隙度和渗透率。

虽然成岩作用对沉积物原始孔隙度的改造较强,但是成岩作用是在沉积作用的基础上进行的,因而早期的成岩作用也受到沉积环境的影响,从而影响进一步成岩作用的类型、强度,直至对砂岩的孔隙演化起一定的影响作用。

由于沉积环境的不同主要表现在砂岩的碎屑成分组成、杂基含量、颗粒粒度、砂体厚度等方面的不同。

下面就从这几个方面来讨论沉积相对储层物性的影响。

沉积相对于储集体的展布及其非均质性起着非常重要的控制作用。

因此,沉积微相分析是研究储层渗透性好坏的一条有效途径。

通过对沉积微相的分析可以从沉积机理上解释储层所具有的非均质特性特征。

因此,正确认识储集层的沉积环境、沉积微相类型及其特征,对于正确分析储层物性好坏及其成因,正确预测目的层油层分布范围和有效厚度,合理制定开发方案,提高采收率等都有十分重要的意义。

3.2 成岩作用对储层的控制作用分析
沉积物沉积之后,由于上覆沉积物的不断堆积,沉积物被埋藏,在埋藏的过程中经历了各种成岩作用,孔隙体积的变化主要取决于沉积物所经历的这些成岩作用的类型和强度,所以成岩作用就直接决定了砂岩的孔隙演化过程,因此成岩作用是影响砂岩储集空间类型和物性的最直接的因素。

3.2.1 压实作用对储层物性的影响
压实作用系指沉积物在上覆水体和沉积物负荷压力下，不断排出水分，体积缩小，孔隙度降低的过程。

随着孔隙度降低，相应地引起沉积层渗透率降低。

如压实是由碎屑颗粒滑动、转动、位移、变形、破裂等物理作用引起的称为机械压实作用，习惯上简称压实作用。

如压实是由碎屑颗粒接触部位发生溶解、嵌合引起的称为压溶作用。

随着压实作用强度增加，碎屑颗粒之间由点接触变为线接触，再变为凹凸接触，最后是缝合接触。

压实作用包括机械压实和化学压溶两种类型
随深度的增加,孔隙度略呈减小的趋势,说明压实作用对孔隙度的有一定的影响
压实作用损失的孔隙可以用下式计算出：
压实损失孔隙度=原始孔隙度-胶结物含量-现存孔隙度
3.2.2 胶结作用对储层物性的影响
胶结作用是碎屑岩中主要的成岩作用之一,是指矿物质胶结物从孔隙溶液中沉淀出,将松
散的沉积物固结起来的作用。

胶结作用是沉积物转变成沉积岩过程中的重要成岩作用,也是沉积层中孔隙度和渗透率降低的主要原因之一,可发生在成岩作用的各个时期,为破坏性的成岩作用。

方解石、铁方解石、白云石等碳酸盐矿物的胶结现象较常见,方解石多呈斑点状胶结,在部分层位也可见连片嵌晶式胶结。

白云石常呈菱形自形晶体, 分散充填于孔隙中。

方解石胶结物一般形成于成岩早期,晚成岩阶段所形成的碳酸岩,主要为方解石的白云石化,晶形规则,晶粒较大,多为微-粗晶。

碳酸岩胶结物会对孔隙起堵塞作用,使有些粒度较粗、分选良好的砂岩成为低孔低渗砂岩。

但碳酸盐胶结物也有其有利的一面,在成岩早期有抗压实的作用,进入成岩晚期的时候,随着溶解、溶蚀作用的发生,又可以产生次生溶蚀孔隙,对储层的性能有良好的改善作用。

硅质胶结物主要包括两种类型,一是石英颗粒的自生加大,这种现象非常普遍,但加大的幅度较低,另一种是硅质沉淀结晶充填孔隙或呈分散状单个石英晶体充填孔隙。

粘土矿物为的重要胶结物,其成因包括陆源的和成岩自生的两种类型,由于陆源的在成岩期或发生了转变或结晶,实际上,已不同于沉积时期的机械充填了,而起着胶结作用。

粘土矿物主要有高岭石、绿泥石、伊利石以及伊蒙混层,其中绿泥石含量在不同井中略有差别,可能由于其所属沉积环境不同所致,通常绿泥石含量占粘土矿物总量的百分数在30%~80%之间,最高可达100%。

其次为伊蒙混层,伊蒙混层粘土矿物在不同井中差别较大,伊利石含量在各井中差别也较大,从1%~48%之间均有分布,但主要集中在10%,可见伊利石含量占粘土矿物总量的比例较少。

高岭石在粘土矿物总量中的比例不大,一般＜20%。

虽然粘土矿物占岩石总量中的比例很小,但直接影响了储层物性,因其成岩时间不同,以及在岩石孔隙中的赋存状态存在差异,因而对孔隙变化的影响也不同。

3.2.3 溶蚀及交代作用
溶蚀作用是储集岩中常见的一种成岩作用，也是重要的对储层起建设性的成岩作用。

被溶蚀的碎屑主要有长石和以中基性火山岩岩屑为主的火山岩岩屑；泥岩和粉砂岩岩屑、石英、燧石、泥质杂基和碳酸盐胶结物也有被溶蚀的现象，但其溶蚀程度和重要性远不如长石和中基性火山岩岩屑。

根据Hoffman 和Hower（1979）研究，在60～100℃温度下，蒙皂石和其混层矿物会变得不稳定，以如下方式变成伊利石。

钾长石溶解：蒙皂石＋钾长石→伊利石＋绿泥石＋石英
高岭石在120～150℃的温度下变得不稳定，变成伊利石：
3Al2Si2O5(OH)4+KAlSi3O8=KAl3SiO10(OH)2+2SiO2+H2O
长石的溶解需要酸性的物理化学条件。

在海相孔隙水中以及含有高浓度的碱和氧化硅的大陆大气中，长石基本上是稳定的。

大部分学者认为有三种情况可以产生酸性条件，使长石溶解：①大气淡水的淋滤作用，②由于干酪根的成熟所形成的CO2而产生的淋滤作用，③蒙皂石和高岭石向伊利石的转化。

根据我国地质学家研究，煤系地层在早期成岩作用就具有酸性介质条件，在晚期成岩作用过程中又有大量有机酸产生。

上覆煤系地层产生的酸性水均可向下渗透，引起长石和浊沸石的溶解。

水解引起长石的溶解作用发生在酸性和中性水中。

碎屑颗粒沉积后，长石可以与流过碎屑的孔隙水反应。

长石水解的速度取决于：长石的成分、
粒度、破裂度、沉积前长石的变化、孔隙水的酸度、孔隙水的流动速度和流动持续的时间。

大气淡水的淋滤作用仅在早期成岩作用阶段，促进溶蚀作用，蒙皂石和高岭石向伊利石的转化也主要发生在早期成岩作用阶段。

这两种作用不可能影响浊沸石的溶解。

干酪根成熟产生的酸性水和煤系地层产生的酸性水的下渗对长石碎屑和浊沸石胶结物的溶解均有重要作用。

交代作用是指一种矿物代替另一种矿物的现象。

交代作用过程中，通过物质的进入和带出而使沉积物在成分上发生变化，其实质是被交代矿物的溶蚀和交代矿物的沉淀同时进行并进而导致替代现象的发生。

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；也可以交代碎屑颗粒的内部成分，以至完全交代碎屑颗粒，从而成为它的假象。

交代彻底时甚至可以使被交代的矿物影迹消失，沉积物面目全非，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。

交代作用主要表现为长石的高岭石化、伊利石化、绢云母化、方解石化、钠长石化，云母的绿泥石化。

交代矿物一般小于1%，对岩石的储集性能影响不大。

3.2.4 粘土矿物的转化作用
粘土矿物提供了沉积岩埋藏和地热史信息，这些信息对油气藏的勘探、开发和评价是有用的。

随着埋藏深度的增加，压力和地温增高，层间水的释放及阳离子的移出，会引起粘土矿物的重结晶及粘土矿物的转化。

在浅埋藏条件下，粘土矿物可出现高岭石和蒙皂石；而在深埋藏条件下，这些矿物消失而转化成伊利石和绿泥石。

在表生或风化作用阶段，高岭石是借助于稀释酸性介质的水与长石及其它铝硅酸盐反应而生成，或者由蒙皂石退化成高岭石。

如果孔隙水的pH 值仍保持为酸性介质，则高岭石将稳定存在。

随着埋藏深度的增加和温度的增高，高岭石将转化为结构有序度较高的同族矿物，向地开石转化。

从理论上讲，高岭石随着埋藏深度和地温的增加可向同族矿物珍珠陶土转化。

由于高岭石的转化往往受转化温度和介质条件改变等因素的影响，常在这种转化之前即行消失。

高岭石在成岩作用的早、中期含量高，在成岩作用的晚期往往缺失。

当温度高于100℃时，高岭石溶解或转变成其它矿物。

当孔隙水溶液的[K+]/[H-]增高时，高岭石伊利石化。

当[K+]/[H-]等于106，高岭石在100℃转变为伊利石。

而当[K+]/[H-]等于103，同样的转变需要200℃的温度。

3.2.5 成岩作用演化
成岩作用分为早成岩作用阶段和晚成岩作用阶段。

早成岩作用阶段是指沉积物沉积之后，尚未固结之前的浅埋藏阶段。

晚成岩作用阶段是指沉积物固结成为岩石之后，埋藏较深的阶段。

压实作用是重要的，对储集空间影响大的成岩作用，从沉积物进入成岩作用开始到早成岩作用阶段末沉积物的体积和孔隙大大减小。

由于含有大量泥岩岩屑，压实作用除了直接使沉积物的体积和孔隙减小，还产生假杂基。

进入晚成岩作用阶段早期，压实作用还会对沉积岩进一步施加影响，假杂基继续产生，岩石的体积和孔隙进一步减小，但其强度明显降低。

微晶石英的沉淀，绿泥石包壳和衬边的形成均发生在早成岩作用阶段的早期。

长石和中基性火山岩岩屑的溶蚀从成岩作用的初期持续至晚成岩作用阶段的早期，但强度逐渐减弱。

碳酸盐的沉淀是最常见的胶结作用，从成岩作用阶段的初期至晚成岩作用阶段的早期均可发生，
以早成岩作用阶段的晚期最发育。

对储集性能影响最大的作用是压实作用，碳酸盐、硅质、绿泥石等自生粘土矿物的沉淀，长石和中基性火山岩岩屑的溶蚀。

近年来成岩作用的研究表明,自生矿物的形成与分布、包裹体均一温度、粘土矿物组合及伊蒙混层粘土矿物的转化、岩石结构及孔隙结构及孔隙类型、有机质成熟度、埋藏史及古温度等多项指标有关,可成功地用于成岩阶段的划分。

沉积物沉积之后，随着埋藏深度的加大，压实作用使得原来松散的沉积物逐渐固结，在这一过程中沉积物颗粒接触越来越紧密，排列方式也发生了相应的调整，颗粒呈长轴水平方向的定向排列，并破裂产生裂缝，颗粒的接触关系会由不接触-点接触-线接触-凹凸接触-缝合接触方向发展。

在压实作用发展的过程中，岩石孔隙会发生显著的变化，可见压实在成岩过程中起着重要的作用。

在沉积后不久，粘土矿物就开始结晶并附着在颗粒表面，绿泥石粘土矿物环边的形成对储层物性的变化有着重要的影响，绿泥石环边可阻止自生石英生长，或减小石英生成的数量，达到保护孔隙的作用。

粘土薄膜形成后碳酸盐胶结物开始出现，但相对较少，同时石英开始发生次生加大，且十分强烈，多为II -III级胶结，并呈多期发育的特征，强烈的石英次生加大使得部分颗粒之间呈镶嵌接触。

随着埋藏深度的增加，有机质热成熟阶段产生的各种有机酸，使得岩石中长石质岩屑、碳酸盐胶结物等可溶物质发生溶蚀，产生次生孔隙。

溶蚀后，粘土矿物再次沉淀，主要为高岭石、绿泥石和伊蒙混层矿物，粘土矿物的出现使得岩石孔隙进一步降低，也是导致区内储层低孔、低渗的另一重要因素。

交代作用发生于成岩作用晚期，通常为方解石交代岩石颗粒。

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