2-1砂岩次生孔隙13

生有机酸
注：＋表示成岩作用弱，＋＋作用中等，＋＋＋作用强，＋＋＋＋作用很强
朱筱敏，2005
成岩序列与次生孔隙发育带
次生孔隙分布规律
孔隙垂向分布 深度
10
20
30
40
50
原
压缩 原生
500
生 孔隙
孔
1000
隙
胶余 原生
孔隙
1500
混合孔隙
2000
次
2500
生
孔
3000
隙
3500
第二 次生孔隙带？
++
+++
+++ +++(溶) +++ ++
2200~2800 0.~0.7
低熟
产生大量有机酸
++++
++++
++++(溶) +++(沉)
++ ++
+++ ++
2800~3400 0.7~1.1 成熟
有机酸裂解
+++
++++(沉) ++++ +++(溶)
+ +
++ +++
产生 CO2，
>3400
>1.1 高成熟 石油分解产 +++
裂缝发育井
裂缝欠发育井
中坝气田各井SQ·裂缝发育程度度与产能关系 图
一、碎屑岩次生孔隙类型与识别
显微镜下次生孔隙的识别
二、次生孔隙的成因类型
三、溶蚀孔隙形成机理
• 有机质成熟作用和脱碳酸化作用 （G.shanmugam,1984;Schmidt,1979)
• 大气水淋滤作用（BjØlykke,1982) • 有机无机反应作用（Siebert,1982) • 无机反应（Hutcheon,1980)
• 如东营凹陷Y554砾岩体
石英在碱性介质中的溶解机理
• 随着埋深的增加以及古地温的升高,储层经历了从早成岩 A期到早成 岩 B期的演化阶段。在此过程中,碱金属离子和碱土金属离子的活度 加大并随矿物水解进入地层水中, 使溶液的 p H值进一步升高、 碱 性程度进一步增强。在早成岩 B期的晚期以及其后的晚成岩各阶段的 成岩作用过程中,主要有两种可以促使地层水向酸性转化的趋势：
–铝必须络合成100ppm以上才有可能被带走， 泥岩生烃和蒙脱石向伊利石转化的H+和水释放 到砂岩中，增大了孔隙流体压力，溶解的物质 随之被地下水带走。
• 一般次生孔隙发育的砂岩，硅质颗粒常受 到大量溶解，而方解石溶解现象少见。
观点2：砂泥界面碳酸盐胶结严重，物性致密
当埋藏深度大于2450m时，泥岩中的粘土矿物主要为低混 层比的粘土矿物和少量蒙脱石，此时期混层矿物进一步向 伊利石转化，释放出Na2+、Si4、Ca2+、Mg2+、Fe2+，
– 二是晚成岩 B期以后有机质过成熟和粘土矿物转化而产生的 CO2和 H+, 由于此时生油岩埋深较大(大于 4 000 m ) ,基本处于异常高压带,属封 闭的水动力环境, 加上碳酸为弱酸, 因而 CO2的影响不会很强,并且其影 响也是局部的。不过, 由于成岩晚期胶结物大量沉淀, 导致地层水碱度 总体程减弱趋势。
压实作用、胶结作用使各储层段原生孔隙几乎完全 损失，大部分样品只有少量残余原生孔隙
地区
川中
层段
须六
须四
压实 孔隙度(%) 作用 损失 百分比
胶结 孔隙度(%)
作用 损失
百分比%
34.5
72.593.75/86.65
4.83 6.2527.5/12.63
33.8
6093.75/84.6
5.1 6.2540/12.18
3.2 有机质演化产生的有机酸和碳酸 是次生孔隙形成的重要机制
干酪根成熟前就可大量释放有机酸
温度超过80度羧酸阴离子表现出数量级的增加
一元羧酸脱羧
低温阶段
80-120度： 干酪根脱羧和 脱酚基
120-200度： 二元羧酸转变为一 元羧酸或CO2
不同干酪根产生有机酸数量不同
羧酸和酚基影响成岩作用过程和次生孔隙的形成
带约 8 5 一115℃ ,与蒙脱石向伊利石转化的第一迅速反应带和有机质演化中的生油主 带相对应。按照Su r d am 等（1 9 8 9 ),处于该带的次生溶蚀孔隙与有机酸(尤双叛酸) 的大量产出密切相关; • 然而,由于如下三方面因素导致了文留地区 SA 带主要呈现碳酸盐胶结物而非铝硅酸盐 (如骨架长石)矿物的溶蚀:
– 一是晚成岩 A期有机质演化所伴生的有机酸, 它对储层中地层水的性质 产生一定的影响,使其 p H 值降低, 并导致石英次生加大、 长石溶解。 然而,有机质演化过程中释放的有机酸和 H+一方面要受到生油岩本身所 含碱性地层水的改造;另一方面也在石英次生加大和长石溶解过程中不断 消耗;同时,地层水在向上运移以及侧向运移过程中, 还要受到地层中碱 层的强烈影响而被中和;这些因素必将导致地层水很快回复碱性, 造成石 英质颗粒及其加大边的溶解。如此周而复始, 地层水性质在弱酸-碱性之 间频繁交替。
– (1 ) 对碱性沉积环境的继承使得本区砂岩中早期碳酸盐胶结物极为发育,孔隙水具有较高的钙镁 离子含量,其干扰因素明显阻碍或降低了有机酸对铝硅酸盐的 溶 解 能 力(Me sh ri,1 9 8 6 ) ;
– (2) 本区泥岩中表面积很大的粉粒级碎屑长石含量较高,其消耗了部分有机酸,因而有机酸不能有 效地从泥岩中注人砂岩 ;
– (3 ) 较好的地层封闭性和温度的升高(> 1 0 0 ℃),双羧酸热稳定性降低并发生脱梭作用,使得有 机酸对铝的络合能力总体下降(参 s t o e s s en 等,1 9 9 0 ) ;
– 因此,SA 带砂岩次生孔隙的成因基本可归结为有机酸和少量碳酸对碳,酸盐胶 结 物的溶蚀,以及 早期有机酸对铝硅酸盐矿物的局部溶蚀。
长石与石英矿物的溶解与沉淀（胶结）模式
• 薄板状热对流单元 是深层常见的循环热对流方式,它使砂 层中上部沉淀了粘土矿物和少量石英,碳酸盐矿物溶解, 次生孔隙发育, 储层的渗透性较好;向砂层底部碳酸盐胶 结物增多, 充填孔隙,储层物性变差。
• 这种循环模式意味着构造高部位不一定是有利的油气聚集 场所, 而构造翼部则是有利的孔隙保存带,是油气富集的 有利部位。
3.3 长石溶解作用的热动力学
碳酸与有机酸活性的比较
3.4 石英的溶解
• 石英作为碎屑岩储层中一种非常稳定的碎屑组分,普遍认 为它很难溶解形成次生孔隙。
• 学者们对石英颗粒溶解的可能性探讨都认为 pH 值大于 8.5时有利于石英的溶解, pH 值大于9时 SiO2的溶解度随 pH值的增大而迅速增高.
须家河组储层
构造裂缝提高了储层的渗透性
构造应力作用下岩石变形破碎形成大量构造裂缝，极大改善储层物性，增加 孔隙连通性；裂缝对储集性能有决定性影响
线密度（条/米）
7
6
5
4wenku.baidu.com
平落3井
3 平落6井
2 平落7井
1 平落5井
0
0
20
平落1井
40
60
80
产能（104m3/d)
平落2井
100
120
平落坝气田各井SQ3裂缝密度与产能关系图
• 袁静（2007）在研究胜坨地区沙三段下部和沙四段发现了 广泛发育的石英、 石英加大边和石英质岩屑溶解形成的 粒间和粒内孔隙,认为是:碱溶性孔隙。
有机酸对石英的溶蚀作用
石英作为常见的砂岩矿物组分, 其溶解行为对次生孔隙 的发育有着重要影响。但已有的研究成果表明, 通过对石 英的溶蚀而促进次生孔隙发育的是其它组分,并非有机酸。
有机酸的存在可加快石英的溶蚀速率,但基本不会增加 石英的溶解度。多数的实验只是揭示了有机酸对石英溶蚀 速率所产生的影响。
石英溶解的识别标志
• 袁静（2007）总结出石英溶解的几种识别标志,具体判识 时需要综合运用:
– ( 1)石英悬浮颗粒、 不规则不均匀加大边和长石较完整加大边的 共生组合;
– ( 2)石英颗粒边缘港湾状溶解和石英颗粒接触缝的溶蚀扩大; – ( 3)石英加大边被溶解与少量自形晚期碳酸盐胶结物共生的组合; – ( 4)石英质岩屑及燧石中的蜂窝状溶解孔隙; – ( 5)石英颗粒强烈溶蚀与碳酸盐岩屑完好保存的共生组合; – ( 6)自生石英被溶蚀与钠长石组合 。
晚期含铁碳酸盐胶 结，自生粘土矿物 （绿泥石）、石英 次生加大
有机酸形成与储层成岩演化
埋藏深度 m Ro
有机质演 化阶段
有机酸分布
石英次 长石 方解石 伊/蒙 次生
生加大 溶蚀 溶蚀
孔隙
<1500
未成熟
很低
+
+ +++(沉) ++++ +
1500~2200
<0.5
临近成熟 开始生成有机酸
++ +++
问题思考：
1、自生矿物沉淀与溶解在纵向的变化规律 2、纵向地层成岩环境的改变，长石、方解石、石英矿物溶解 与沉淀的消长关系
2、烃源岩附近的砂岩胶结物以什么为主？储层次生孔隙多还 是更致密？
3.5 砂泥岩界面处储层胶结物和物性
观点1：烃源岩接触的砂岩次生孔隙发育
• 砂岩中不稳定颗粒溶解会产生铝，但，次 生孔隙发育部位，通常没有足够数量的自 生粘土矿物。说明铝被带走；
东营凹陷深层碱性环境的证据
• 东营凹陷沙四、 孔店沉积时期处于干旱- 半干旱 气候条件,湖盆水体盐度较大, 沿北部同生断层上 涌的深层卤水加剧了水体的咸化,使得在凹陷中北 部沉积了大量的白云岩、 泥质白云岩、 膏盐岩, 为埋藏成岩过程中碱性成岩环境的形成奠定了良 好的物质基础。
• 刘宝珺认为方解石的沉淀需要 pH较高的碱性环境, 其 p H值大于 8~ 9。胜坨地区沙四段砂砾岩层中 广泛发育的颗粒方解石泥晶包壳就是储层中原始 地层水为碱性环境的重要证据。
须二
34.07
51.2593.75/85.56
4.81 6.2543.75/11.81
川西 南部 须二 34.2
85.5
5.8 14.5
四川盆地中西部须家河组储层 孔隙类型分布
川中粒内溶孔
川西北部粒间孔
溶蚀作用形成次生 溶孔，控制优质储 层发育
川中-过渡带粒内及粒间溶孔
川西中部粒内溶孔
川中粒内及残余原生粒间孔 川中残余原生粒间孔
80
测试产能
66%% 70
60
50
94%94%
40
裂缝发育井产能总和
裂缝欠发育井产能总和 30
20
10
0
井号 中19 中37 中63 中64 中39 中3 中4 中20 中27 中28 中43 中49 中50 中55 中60 中65
各井产能 34.42 70.16 33.65 8.81 9.30 16.97 69.69 7.81 0.001 0.001 0.10 0.76 0.001 0.008 0.001 5.51
• 应该指出的是 ,由于有机酸的大量产出,致使碳酸盐处于外部缓冲条件,因而随后期二氧 化碳分压的增大(脱羧反应),体系的 pH 值并不降低,相反碳酸盐溶解度将趋于减小(su r d am 等,1 9 8 9 ),并在一定部位发生沉淀,这可能是本区晚期碳酸盐胶结的一种重要成 因(延至 S B 带) 。
因此在砂泥岩的界面处越接近泥岩的地带，碳酸
盐胶结越强，物性越差 。
朱筱敏，2005
Na,Ca,Mg,Fe,Si 少量层间水脱出
强胶结带 弱胶结带
强胶结带
2Na,Ca,Mg,Fe,Si 少量层间水脱出孔隙水
长石 石英
石英 石英
长石
石英
石英 石英
深埋藏（>2450m）砂泥岩 互层条件下储层变化 —第 二次胶结
4.5K++8Al3+蒙脱石=伊利石+Na++Ca2++Mg2++Fe3++Si4++H2O
Ca2+、Mg2+、Fe2+与有机质成熟产生的CO2一起在砂岩中
形成晚期的含铁方解石和含铁白云石胶结，Si4+形成石英 次生加大或自生石英小晶体，部分Fe3+、Mg2+形成绿泥石， 粘土矿物的转化所排出的流体主要以沉淀为主。
4000
四、次生孔隙储层演化实例
东濮凹陷深部次生孔隙成因与储层演化研究
东濮凹陷具有三个明显可分的次生 储集带 (S A 、S B、SC ),各带中 储层次生孔隙的生成和保存机制各 异 ,但相互间又有着连续演化的成 因关系。
• SA带： • 该带延深厚度约 8 0 0 一 10 0 0 m,是本区深部最早发育的包含次生孔隙的储集带。该
3.1 酸性溶剂的来源
地表环境 浅层环境 深层环境
有机反应 无机反应
– 有机酸脱羧产生CO2 – 有机酸解离出H+ – 有机质的氧化产生碳酸 – 细菌对硫酸盐的还原产生CO2 – 生物发酵产生CO2 – 热脱羧基 – 碳酸盐矿物分解产生CO2 – 深层高岭石转化为绿泥石产生CO2 – 深层伊利石蚀变为长石或绿泥石产生CO2 – 硫酸盐（与烃类）还原反应 – 地表水中的CO2 – 土壤中的草酸 – 长石风化成高岭石产生的CO2
砂岩次生孔隙的形成
高先志 中国石油大学（北京）
2013年3月
概述
• 次生孔隙普遍存在；次生孔隙在砂岩孔隙 中占有较大比例
• Schmidit 认为，可占1/3。次生孔隙与原生 孔隙在结构上很相似，所以常被看错。
• 例如：普拉德霍湾油田、北海油田、塔里 木盆地东河砂岩、四川须家河组砂岩
实例
四川盆地须家河组储层