煤系烃源岩对砂岩致密化发育的影响

程 娜，韩淑乔，龙 慧

（1.西安石油大学地球科学与工程学院，陕西西安710065；2.中国地质调查局水文地质环境地质调查中心）

大量的勘探实践发现，在与煤系烃源岩共生的砂岩中，硅质胶结极为普遍，同时发生石英的多期次生加大，导致砂岩致密化严重，多形成低孔、低渗的致密砂岩气储层。这一现象在我国鄂尔多斯盆地上古生界、四川盆地侏罗系、吐哈盆地侏罗系的砂岩中都很常见［1-4］。本文从煤系烃源岩中有机酸的来源及对不稳定矿物的溶蚀、SiO2胶结及石英次生加大等方面进行论述，探讨鄂尔多斯盆地上古生界煤系烃源岩与致密砂岩发育关系。

1 有机流体充注对储层矿物改造作用

油田水中的有机酸之所以被广泛关注，主要是由于其可影响矿物的成岩作用，促使不稳定矿物溶解，产生次生孔隙，而次生孔隙的发育状况是影响储层物性的主要因素之一。

1.1 有机酸的来源

油田水中的有机酸来源包括：干酪根热成熟、烃类微生物降解、烃类热化学硫酸岩还原（TSR）或热变作用。其作用机理有以下几种：

（1）有机酸可能是H＋的主要来源和受体，故可以通过直接或间接地控制地下水的pH 值，影响矿物的成岩演化。MacGowan（1990）［5］等认为羧酸阴离子（CAA）缓冲pH 值的能力比任何一种水溶性碳酸盐都大几个数量级。

（2）有机酸能够与金属（如铝）或其它无机元素组分形成可溶性络合物，从而促进这些无机组分的迁移，改变它们的成岩反应。在沉积物逐渐埋藏过程中，孔隙度的增大受孔隙流体搬运铝的能力的限制，在缺乏络合物的情况下，当pH 值为4～8时，铝的溶解度特别低，这样，任何从矿物颗粒溶解下来的物质都会在颗粒周围再沉淀，结果造成孔隙度降低，二元酸的存在所引起的铝的活度因子的增强，使铝硅酸盐及碳酸盐发生大量迁移。

（3）在热和细菌的促进下，有机酸可以脱羧形成CO2和气态烃，CO2的溶解，能够降低地层水的pH值和碳酸根的相对活度，从而引起碳酸盐和其它矿物的溶解。

（4）有机酸作为还原剂，控制地下水的氧化态（Eh）和多价元素的浓度。

当（含各种阴、阳离子）有机酸、酚及液态烃类的有机流体进入到碎屑岩储层后，与无机的矿物（石英、长石、绿泥石、云母等）之间发生的相互作用，其结果就是矿物的溶解、交代、重结晶和次生加大。由于煤系烃源岩为富含氧元素的Ⅲ型干酪根在生烃过程中可以形成比Ⅰ、Ⅱ型干酪根更多的有机酸，其进入砂岩储层后，通常会使长石发生溶解，石英次生加大，同时也会形成高岭石等粘土矿物。

1.2 有机酸对矿物稳定性的影响

有机酸对矿物稳定性的影响是通过提供H＋、络合金属元素，来提高矿物的溶解度。有机酸对石英、长石、碳酸盐矿物及铝硅酸盐矿物等都具有一定程度的溶蚀作用。江陵凹陷新沟嘴组下段砂岩，在晚成岩期时有机质进入成熟阶段，释放出大量的有机酸，溶蚀作用较发育，发生了碳酸盐、长石、岩屑等的溶蚀［6］。有机酸溶蚀石英、长石，可产生SiO2，形成石英次生加大，使储层孔隙度大量减少。

1.2.1 有机酸对石英的影响

石英是砂岩中最常见的、含量最多的矿物组分，它的溶解与沉淀对次生孔隙的发育有着重要影响。pH 值是决定石英溶解作用的关键因素，Bennett［7］等通过实验测定了25～70℃时石英在草酸、醋酸等溶液中的溶解速率，发现有机酸溶液中石英的溶解速率取决于溶液的pH 值，当pH 值大于8.5时，有利于SiO2的溶 解，pH 值 大 于9 时，SiO2溶 解 度 会随着pH 值的增加而迅速增加。另外，大量的实验研究发现，有机酸的存在基本上不会影响石英的溶解度，但可以影响石英溶解的速率。前人先后通过实验［7-8］研究了石英与草酸等有机酸作用，认为一般情况下有机酸浓度增大，可以提高石英的溶解速率，但同时他们都发现，有机酸只是对石英溶蚀的速率产生影响，而对石英的溶解度没有显著影响。

1.2.2 有机酸对长石的影响

生烃过程中可以产生大量的有机酸，在80～200℃温度范围内油田水中的羧酸含量可达8000×10-12以上，含烃热流体中的有机酸使长石不断被溶蚀。有机酸对长石的溶解与孔隙流体的pH 值有关，同时长石类型及结构对长石溶解也具有一定影响，在相同的成岩温压条件下，钾长石、钠长石、钙长石的稳定性依次减弱，相对来说，钾长石是长石类矿物在地下水化学作用下最稳定的矿物。且有机酸对粗粒长石溶解程度要远大于细粒长石。

2 SiO2 胶结及石英次生加大

2.1 SiO2 来源

2.1.1 长石溶解产生

煤系烃源岩中，Ⅲ型干酪根中含氧基团断裂可以生成大量的有机酸，郑浚茂等通过对煤及淡水-半咸水泥岩中的有机酸含量进行对比研究，发现煤层所产生的有机酸，要比其它地层高数百倍［1］，是长石等不稳定矿物溶解的主要因素。有机酸促使长石溶解产生高岭石及SiO2，为石英的次生加大提供了物质基础，其化学反应方程式（以钾长石为例）为：

2KAlSi3O8（钾长石）＋2H＋＋H2O＝Al2Si2O5（OH）4（高岭石）＋4SiO2＋2K＋。

2.1.2 碎屑石英压溶作用产生

压溶作用是指石英颗粒相互接触处因压力较大而使其发生溶蚀，致使这些颗粒呈线状或凹凸状接触，溶出的SiO2往往在压溶颗粒附近的孔隙中沉淀成石英次生加大，压溶作用使碎屑石英溶解提供SiO2主要发生在较晚的成岩阶段。压溶作用是SiO2的重要来源之一，上覆压力增加及温度增加，都会造成SiO2的溶解度增加，溶解的SiO2通过扩散作用在附近的石英表面上沉淀［9］。另外，粘土矿物的转化，如蒙脱石向高岭石矿物的转化也可以生成SiO2［10］。

2.2 SiO2 沉淀及胶结、石英次生加大

2.2.1 SiO2沉淀及胶结

影响SiO2沉淀的因素主要有沉积环境的pH值、温度及其它因素。当pH 值大于8.5时，有利于SiO2的溶解，大 于9 时，SiO2的 溶 解 度 随 着pH 值的增大而迅速增加，而当pH 值小于8.5时，则有利于SiO2的沉淀；石英在高温条件下易于溶解，在低温条件下易于沉淀，温度的降低很容易造成石英的沉淀；另外，油气的充注及颗粒表面特征等因素也会对SiO2的沉淀及胶结作用产生一定影响，例如干净的颗粒表面有利于石英次生加大的形成，而当颗粒表面被其它矿物（如粘土矿物等）包裹后，则可以明显抑制石英次生加大。

煤系地层中水介质呈酸性，而在酸性介质条件下，硅质不能远距离迁移，大部分沉淀，进行着广泛的硅质胶结。硅质胶结物在鄂尔多斯盆地上古生界的成岩矿物构成中十分常见，含量一般在4%～8%，最高介于12%～15%，平均值高达3.8%［11］。

2.2.2 石英次生加大

SiO2胶结的主要表现形式为石英次生加大，石英次生加大根据发育程度分为4级，其中Ⅰ级加大：少量石英窄加大边或自形晶面；Ⅱ级加大：大部分石英和少量长石加大，有石英雏晶；Ⅲ级加大：所有石英和长石加大边，呈镶嵌状；Ⅳ级加大：颗粒缝合接触，自形晶面消失。鄂尔多斯盆地山西组砂岩中石英次生加大现象普遍而且量较多，山西组层段硅质胶结发育，次生加大边宽0.05～0.10 mm，加大边连续，再生胶结发育，以石英颗粒次生加大为主要特征，其中山西组气层石英次生加大胶结普遍，石英次生加大边多属II～III级。II级以上加大边较宽，呈镶嵌状接触，使得粒间孔隙大量减少。

3 成岩过程中孔隙度变化

煤系地层在早期泥炭化过程中，可产生多种酸类，使水介质呈酸性，在早成岩阶段，植物遗体被氧化分解，形成大量腐植酸，这种酸性水介质对砂岩颗粒表面及粒间的泥钙质进行溶解，使得同沉积的泥钙质很少保留［1］，碳酸盐胶结物、硅酸盐胶结物等难以保存，因此在成岩作用早期压实作用强烈，原生孔隙大量减少，这一阶段孔隙中只有少量的石英次生加大边；在中晚期成岩阶段，煤系烃源岩中Ⅲ型干酪根中含氧基团断裂产生大量有机酸，溶蚀石英、长石等不稳定矿物，产生大量SiO2，另外石英压溶作用等也可产生SiO2，石英次生加大普遍发育，储层孔隙度减少。在早成岩阶段，因腐殖质氧化产生少量的有机酸，长石等矿物部分被溶蚀产生次生孔隙，硅质沉淀形成Ⅰ级石英次生加大；在中成岩阶段因有机质成熟释放大量的有机酸，形成大量次生孔隙，Ⅱ～Ⅲ级石英次生加大。

在阴极发光下，在上古生界下石盒子组盒8段中可以观察到大量发棕褐色光的石英，同时具有浅褐色的石英次生加大边，棕褐色的硅质充填在发褐色光石英颗粒裂缝中，发蓝色光的为斜长石，发朱红色光为钠长石交代，颗粒间见高岭石胶结，发靛蓝色光。阴极发光分析表明，在砂岩骨架颗粒中长石含量较少，其主要原因是埋藏成岩过程中与煤系地层有关的酸性流体的溶解作用，至少有10%～20%的长石在埋藏成岩过程中溶解，物源和埋藏前的改造并非这些砂岩具有较高成分成熟度的主要原因。

鄂尔多斯盆地上古生界砂岩储层，在早成岩阶段，以压实作用和蚀变作用为主，经过早成岩期阶段的演化之后，其中西部地区盒8、山l段，石英砂岩、岩屑石英砂岩和岩屑砂岩的孔隙度分别减少了18.3%、18.9%和18%，东部地区盒8、山1段储层中，岩屑石英砂岩和岩屑砂岩的孔隙度分别减少了17%和18.5%；晚期成岩阶段，主要以胶结作用和溶解作用为主，同早成岩阶段末相比，西部地区盒8、山1段石英砂岩、岩屑石英砂岩、岩屑砂岩的孔隙度分别减少了7.6%、5.6%和5.9%；东部地区盒8、山1段，岩屑石英砂岩、岩屑砂岩的孔隙度分别减少了7.5%和5.8%。

4 致密化发育过程

煤系地层中或与煤系地层相邻的储集层，其储集岩主要由岩屑砂岩、长石岩屑砂岩、岩屑长石砂岩等组成，孔隙度一般在6%～8%之间，渗透率一般在（0.5～1.0）×10-3μm2之间，大部分都属于致密储层［12］。这主要是因为煤系地层中富含水生和陆生植物遗体，在早成岩阶段，这些植物遗体在微生物和氧的积极参与下，形成大量腐植酸，煤系地层或含煤的泥质地层内的酸性水在压实作用过程中进入到邻近的砂岩中，使水介质呈酸性。早成岩阶段，在这种酸性介质条件下，孔隙中因缺乏方解石、石膏等胶结物的支撑，压实作用强烈，原生孔隙大大减少，孔隙喉道变细，渗透率降低，形成小孔微喉型孔隙结构，孔隙度一般小于8%，渗透率小于0.5×10-3μm2［12］，是煤系储层的主要孔隙结构。在中成岩阶段，煤系地层中Ⅲ型干酪根中含氧基团断裂产生大量的有机酸，煤层中的有机酸浓度要比淡水-半咸水泥岩中有机酸的浓度高数百倍，有机酸主要溶蚀长石、石英等不稳定矿物，产生大量的SiO2，形成石英次生加大，占据了砂岩中大量的孔隙，使得砂岩储层孔隙度大量减少。另外，由于硅质胶结物难以溶解，在成岩作用后期，也难以溶解产生次生孔隙。有机酸溶蚀长石、石英等矿物产生一定的次生孔隙，即在普遍低孔低渗的储层中形成大孔细喉型孔隙结构，但由于煤系地层中有机酸形成时，储层已经受到了强烈的压实作用，大部分原生孔隙已经消失，储层物性普遍变差，所以有机酸也只能在原生孔隙保存较多的部位形成溶蚀次生孔隙（图1）。

通过对山西组石英砂岩储集层发育特征进一步研究，认为煤系砂岩储层孔隙水呈酸性，抑制了早期碳酸盐的胶结作用，降低了储层的抗压强度，因压实作用损失了50%以上的原生孔隙，硅质胶结物损失的平均粒间孔为8.6%，压实作用和硅质胶结作用是榆林地区山2段石英砂岩致密化的主要原因［13］。另外，在SiO2的形成过程中，产生了大量的高岭石、伊利石等粘土矿物，这些粘土矿物对岩石的储集性能影响很大，不仅可以充填、占据砂岩原生孔隙空间，而且可以在很大程度上破坏砂岩储层的渗透性能，尤其是伊利石的存在会极大地降低储层的渗透率。这些都对致密砂岩的发育具有一定的影响，因此说，煤系烃源岩与致密砂岩发育是密切相关的。

5 结论

（1）在分析有机酸来源基础上，详细探讨了有机酸对储层成岩矿物的改造作用，分析了成岩过程中孔隙度变化及致密化发育过程，认为有机流体充注形成的有机无机相互作用是导致储层孔隙度的减少，储层致密化发育的主要原因。

图1 鄂尔多斯盆地宜川地区山西组砂岩储集层成岩演化模式

（2）在成岩早期阶段，以煤系烃源岩为代表的Ⅲ型干酪根可以生成比Ⅰ、Ⅱ型干酪根更多的有机酸，导致不稳定矿物（长石、岩屑）产生强烈溶蚀，同时形成大量的硅质胶结物和石英多期次次生加大，其结果是使储层大量原始孔隙被占据，导致孔隙度降低，随着成烃及成岩演化的进一步发育，储层逐渐向致密化方向发育。

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