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user: 4. 成岩作用特征 4.1. 自生矿物产状 通过对研究区沙河街组砂岩常规薄片、铸体薄片、阴极发光薄片、扫描电镜等的观察和描述，主要成岩作用类型包括压实作用、自生矿物的析出、溶蚀作用，其他成岩作用现象较少见。 4.1.1. 压实作用 压实作用在沙河街组砂岩储层中的表现具有较大的差异，在杂基含量少、粒度较粗、分选较好的砂岩中的压实作用并不强烈，主要表现为点~线接触，部分仅为点接触，但在杂基含量高、粒度细、分选差的砂岩中，压实对孔隙的破坏作用较大。根据粒间体积~负胶结物孔隙度关系分析表明，沙河街组砂岩遭受的压实破坏差异较大，较多物性差的储层遭受的压实破坏大，如含泥不等粒长石岩屑砂岩，粗-中粒岩屑长石砂岩普遍表现为遭受的压实破坏较弱(图5)。 4.1.2. 自生矿物析出 自生矿物的析出主要取决于孔隙流体的成分浓度、PH值、温度以及压力等条件。研究区沙河街组砂岩的自生矿物类型主要为碳酸盐矿物，如(铁)方解石、(铁)白云石，以及高岭石，少量其他胶结物，如自生石英、黄铁矿、伊利石、绿泥石等(图6)。 图3. 不同类型孔隙的面孔率 图4. 砂岩孔隙类型 1) 石英 主要以孔隙充填、次生加大边的形式产出(图7(a)，图7(b))。自生石英晶体较为细小，晶面较完整、洁净、晶棱清晰，常呈它形粒状以集合体的形式产出；受偏光显微镜分辨率的影响，在偏光显微分析中容易低估其含量，然而扫描电镜下可以明显观察到砂岩孔隙中有大量的自生石英晶体。在石英含量高的显微薄片中，常可见石英次生加大边，但未见完整发育的次生加大边，主要为Ⅱ~Ⅰ级加大边，加大边薄，分布不连续，仅部分发育，多存在于颗粒不接触部位，表明次生加大作用主要形成于颗粒点~线接触之后。 2) 碳酸盐矿物 自生碳酸盐矿物在研究区沙河街组砂岩中普遍存在，但分布不均，主要有(铁)方解石、(铁)白云石，少量菱铁矿。早期方解石呈孔隙式和连晶式产出(图7(c))，沉淀于岩石大规模压实作用之前，往往具有很大的负胶结物孔隙度，导致后期流体活动受到极大限制，几乎不发生溶蚀作用 [ 13 ] 。中晚期碳酸盐胶结物多呈分散状充填于粒间孔及粒内溶孔中(图7(d))，使砂岩孔隙度降低，储层质量变差，是储层致密的重要影响因素之一。 图5. 砂岩粒间体积–负胶结物孔隙度关系图 图6. 胶结物平均含量分布直方图 3) 粘土矿物 自生粘土矿物较发育，主要是高岭石，少量伊利石，偶见绿泥石。 ① 自生高岭石 铸体薄片和扫描电镜下，常见自生高岭石与长石溶蚀相伴生，显示二者成因上的联系。在显微镜和扫描电子显微镜下，高岭石呈假六方片状，集合体呈书页状或蠕虫状，富含晶间孔隙，主要以充填粒间孔、粒内溶孔的方式产出(图7(e)~(f))。 图7. 自生矿物类型及赋存方式、溶蚀作用 ② 自生伊利石 研究区自生伊利石主要呈丝发状、卷曲片状充填于孔隙及喉道中(图7(g)~(h))，部分充填状伊利石为高岭石伊利石化的产物，部分自生伊利石为蒙脱石向伊利石转化的产物，呈蜂巢状以颗粒包膜的形式产出。 4) 黄铁矿 沙河街组砂岩中的黄铁矿主要为莓球状，少量为晶粒状(图7(i)~(j))。莓球状黄铁矿主要与同生期和成岩早期的厌氧还原条件下的细菌硫酸盐还原作用有关；晶粒状黄铁矿呈立方体状、八面体状等，是温度、压力进一步升高的成岩环境中的产物，主要产于后生成岩阶段，其形成与热硫酸盐还原作用有关 [ 14 ] 。 4.1.3. 溶蚀作用 研究区沙河街组砂岩内骨架颗粒的溶蚀主要表现为碎屑长石和岩屑中铝硅酸盐矿物的溶蚀(图7(k)~(l))。长石的溶蚀最为明显，主要是钾长石和钠长石的溶蚀，表现为沿颗粒边缘和解理缝的溶蚀，部分长石被溶蚀成窗格状，溶蚀程度更高的表现为铸模孔。岩屑的溶蚀则主要表现为岩屑中的铝硅酸矿物等易溶矿物(如长石等)遭受选择性溶蚀，常形成粒内溶孔。填隙物的溶蚀主要表现为少量的方解石、白云石等碳酸盐矿物的溶蚀。 4.2. 成岩演化序列 4.2.1. 成岩现象的先后次序 自生矿物的赋存关系是指岩石中自生矿物的产出状态，也直接反映了自生矿物形成的先后顺序，因此是研究成岩演化、建立成岩演化序列的基础。由于自生矿物形成及颗粒溶蚀均需漫长的地质时间，各成岩现象必然出现重叠 [ 15 ] 。 碳酸盐矿物(主要是方解石)有两种赋存状态，一种是呈连晶状分布于粒间孔隙中(图7(c))，颗粒呈点接触，是显著压实作用前的自生矿物，属于早期自生矿物；另一种为充填溶蚀孔隙以及交代碎屑颗粒(图7(d))，说明形成于岩屑、长石溶蚀之后。 自生石英有两种赋存形式(图7(a)、图7(b))，一种是早期沿着石英颗粒边缘呈Ⅱ~Ⅰ级次生加大，也可呈充填状石英晶体出现，形成时间早。连晶方解石充填严重地区不发育自生石英，可见连晶充填方解石早于自生石英的形成。另一种自生石英充填于溶蚀孔隙中，比溶蚀作用稍晚。由于自生石英的沉淀需要酸性环境，因此，可以推测自生石英主要形成于早成岩早期相对开放的环境以及有机酸大量生成时期。 自生粘土矿物主要为高岭石，此外还见有少量的伊利石。高岭石主要有两种产出形式，一是充填于粒间孔隙中(图7(f))，形成时间较早，扫描电镜下可见自生石英晶体之上生长高岭石，表明高岭石形成晚于早期自生石英；二是充填于岩屑、长石溶蚀孔隙中，形成于颗粒溶蚀之后(图7(e))。伊利石存在三种赋存方式：1) 呈蜂巢状包覆于颗粒之上；2) 呈丝缕状或卷曲片状充填于孔隙内(图7(j))；3) 表现为高岭石局部伊利石化(图7(i))。蜂巢状伊/蒙混层由蒙脱石伊利石化转化而来，形成最早；充填于粒间的伊利石可由钾长石溶蚀和高岭石伊利石化形成，其形成时间晚于钾长石溶蚀及高岭石形成；高岭石伊利石化需要的较高的温度，一般需大于120℃~140℃，因此，其形成时间最晚. 研究区自生黄铁矿主要呈莓球状、晶粒状，二者的形成机制不同。莓球状主要形成于同生期至早成岩阶段，与还原环境下的还原硫酸盐菌的作用有关，扫描电镜下可见莓球状黄铁矿被高岭石包裹(图7(g))，说明早期黄铁矿形成早于早期高岭石。溶蚀孔隙中充填的黄铁矿常与沥青质伴生，说明黄铁矿的形成与油气充注具有密切的相关关系，形成较晚。 综合上述现象，可以归纳出研究区沙河街组砂岩主要成岩现象发生的大致先后顺序(由早到晚)如下：水解作用→莓球状黄铁矿→连晶方解石→早期自生石英、石英次生加大→早期溶蚀→早期高岭石→晚期溶蚀→晚期高岭石→晚期石英→充填、交代状方解石→晚期黄铁矿→伊利石。 4.2.2. 最晚成岩演化阶段 通过对区内6口井岩屑、岩心采样进行粘土矿物X衍射分析发现，粘土矿物包括伊利石、高岭石、伊/蒙混层，自870~3300 m粘土矿物中伊/蒙混层占60%~90%伊利石，3300 m后伊/蒙混层急剧向伊利石转化，储层发育段粘土矿物伊-蒙混层中的蒙皂石层含量介于5%~20%之间，处于有序混层带~超点阵有序混层带；通过泥岩有机质镜质体反射率测定，镜质体反射率值介于0.5%~1.0%之间，有机质演化处于成熟阶段。从部分自生矿物中获得的包裹体温度数据可知，最高均一温度分布在自生石英中，为石英颗粒的加大边，其最高均一温度为149℃；其次是自生方解石，最高均一温度为147℃。因此，综合判定研究区沙河街组砂岩储层经历了由同生期→早成岩期→中成岩期的演化，目前主要储层处于中成岩A期，部分已经到达中成岩B期。 4.2.3. 成岩演化序列 根据成岩作用类型及其相互关系、成岩作用温度和有机质成熟度等，依照石油行业碎屑岩成岩阶段划分标准 [ 15 ] 将研究区沙河街组砂岩成岩阶段划分为同生阶段、早成岩阶段、中成岩阶段A期，局部地区进入中成岩B期，并建立了成岩演化序列(图8)。 1) 同生阶段 同生阶段是指沉积物沉积以后，到沉积物完全被新的沉积物覆盖而与水体脱离接触之前的，温度为古常温。河流带来陆源碎屑沉积物，以及Fe、Mn等淡水中最为丰富的元素在孔隙中沉淀。岩石固结程度极低，原生粒间孔隙大量发育。该阶段所经历的主要成岩作用为铝硅酸盐骨架颗粒及同期火山物质的水化水解作用。 2) 早成岩A期 早成岩A期是各种成岩作用现象最为发育的成岩阶段，铝硅酸盐骨架颗粒及同期火山物质的水化水解作用继续发生，莓球状黄铁矿则在细菌硫酸盐还原作用下发生沉淀，生物气阶段细菌作用产生少量有 图8. 成岩序列与孔隙演化图 机酸并形成CO 2 生成的早期高峰以及早期沉积流体溶解的CO 2 对岩石碎屑造成早期溶蚀，为成岩流体介质提供Ca、Mg、K、Na、Fe等金属离子以及Si等非金属离子。在酸性条件下，粘土杂基蚀变成高岭石。在pH值相对较高的环境中，发生早期方解石胶结作用，形成大量的连晶方解石胶结物。沉积流体中溶解的、岩石碎屑水化作用以及溶解产生的Si在早期酸性环境中达到饱和而形成早期硅质胶结物，主要以颗粒接触部位的石英次生边的形式产出。 压实作用使原生粒间孔隙度迅速降低，在缺乏早期胶结作用的层段，压实作用是该阶段孔隙降低的主要因素。一些塑性颗粒含量较高的砂岩因压实而变得致密，致使水岩比很低而导致之后的胶结、溶蚀等化学成岩作用几乎不发育。早期连晶方解石使岩石的抗压实能力增强，富含早期连晶方解石的砂岩表现为具有较高的负胶结物孔隙度。 3) 早成岩B期 早成岩B期古温度为65℃~85℃，Ro为0.35%~0.5%。岩石进一步被压实，塑性颗粒进一步变形，颗粒呈点~线接触，压实作用明显减弱，化学成岩作用变得更为重要。由于早成岩A期孔隙流体的大量排出，水化作用及有机质低成熟阶段排出的少量有机酸对长石等碎屑的溶蚀，蒙脱石开始通过伊/蒙向伊利石转化，成岩流体中Ca 2+ 、Mg 2+ 、K + 、Na + 、Fe 2+ 等离子浓度的升高，出现与埋藏成岩作用有关的自生石英及石英次生加大、碳酸盐等自生矿物的沉淀。本阶段碎屑的溶蚀产生少量次生溶孔，但是因后期胶结物的大量沉淀而难以保存；同时，胶结作用也使后期压实作用趋缓。 4) 中成岩A期 研究区凉上段、沙一段该阶段的古温度为85℃~140℃；Ro为0.5%~1.30%，有机质处于成熟阶段。岩石固结程度较高，岩石变得致密，压实作用对粒间孔隙的影响趋缓，压实作用的影响相对减小，胶结作用是该阶段孔隙度降低的主要原因。中成岩A期有机质进入成熟阶段，生成大量有机酸，使孔隙流体在一定程度上偏酸性，主要成岩作用为不稳定组分的溶蚀，对矿物颗粒和易溶胶结物产生一定的溶蚀作用，对储层物性有一定的改善。硫酸盐与烃类发生氧化还原反应生成H 2 S与Fe 2+ 结合形成晶粒状黄铁矿。发生长石等铝硅酸盐矿物发生溶蚀，释放的K + 加之较高的成岩温度，蒙脱石伊利石化速度加快，并产生高岭石的伊利石化。当铝硅酸盐矿物溶蚀使孔隙流体中Ca 2+ 浓度提高时，加之蒙脱石伊利石化向孔隙流体提供的Ca 2+ 、Fe 2+ 、Mg 2+ 等离子，造成碳酸盐矿物的沉淀及其对长石、岩屑等颗粒的交代。长石等铝硅酸盐矿物的溶蚀以及蒙脱石伊利石化使孔隙流体中Si 4+ 浓度增加，产生自生石英的沉淀，主要以充填状石英晶体为主。 5) 中成岩B期 部分自生石英、自生方解石包裹体均一温度大于140℃及泥岩镜质体反射率Ro大于1.3%，表明研究区部分地区凉上段开始进入中成岩B期。持续的埋藏压实使储层进一步变得致密，同时，硅质胶结物和晚期碳酸盐胶结物继续沉淀，使储层物性进一步降低。 4.3. 孔隙演化特征 选择40%作为研究区砂岩初始孔隙度 [ 16 ] 。沉积埋藏早期，由于机械压实作用和早期碳酸盐矿物的充填，使得孔隙度迅速减小至30%左右，之后由于颗粒中的长石、岩屑中的长石斑晶等的水化、溶蚀等使得孔隙度略有增加，之后由于长石溶解产物石英、高岭石等的充填，进一步的机械压实破坏等，孔隙度进一步减小到约25%，到早成岩B期末，由于有机质演化形成的酸性条件，导致部分长石进一步溶解，产生少量的溶蚀孔隙，孔隙度略有上升，但随后形成的石英、高岭石对孔隙进行了一定的破坏，直到有机质成熟的中成岩A期，较多长石的溶解进一步有效提高了孔隙度，溶蚀期末孔隙度接近30%，之后形成石英、高岭石、方解石、白云石、伊利石以及黄铁矿等自生矿物进一步减小了孔隙度，使得最后砂岩孔隙度接近21% (图8)。