次生孔隙形成.doc

次生孔隙形成的原因主要有哪些？

次生孔隙：指岩石形成之后，经历各种次生变化，如溶解作用、重结晶作用、白云岩化及构造应力作用等所产生的孔隙或裂缝。包括溶蚀孔隙、多数的晶间孔隙。构造缝、层间缝、亚溶缝及角砾孔隙等。
次生孔隙在不同成岩后生阶段的差异
不同成岩后生阶段所形成的次生孔隙在数量上差异很大：一般后生阶段中期可以形成大量次生孔隙，后生阶段早期和晚期则形成较少；晚期主要为裂缝，中期主要是溶蚀孔隙；表生作用阶段也是次生孔隙形成的重要阶段，风化剥蚀和大气渗水的淋滤可形成区域性风暴不的风化壳次生孔隙发育带。
次生孔隙形成的主要原因
砂岩的次生孔隙绝大部分是由溶蚀作用造成的，除溶蚀作用外，方解石交代难溶硅酸盐、胶结物和基质中的重结晶作用、成岩圈闭造成、生物作用、砂岩中的碳酸盐胶结物在上升期和风化期受溶解以及岩石组分的破裂和收缩也可以使砂岩产生重要的次生孔隙。
一、溶蚀作用造成的次生孔隙
在底下深处，由于孔隙水成分的改变，导致长石、火山岩屑、碳酸盐岩屑和方解石、硫酸盐等胶结物的大量溶解，形成次生溶蚀孔隙，使储集层孔隙度增大。这种次生溶蚀孔隙对改善储集层物性的重要性近来受到越爱越多的重视。
石油生成之前有机质的早期成熟作用产生了酸以及溶解状态的有机络合物和为流体移提供部分驱动压力的甲烷。蒙托石与伊利石的转化可提供作溶剂的载体自由水, 水溶剂溶液排进相邻的砂岩, 造成溶解作用。这一部分溶液被进一步从砂岩中带走, 就形成次生孔隙。在溶解作用中, 骨架颗粒的溶解和迁移尤为重要, 而骨架颗粒的溶解和迁移要求: ① 必须有可以利用的水和足够的压力梯度, 把水从页岩中迁移到砂岩和排出砂岩。② 必须有发生溶解反应所需的离子来源。③ 被释放到溶液中的离子, 不能以任何方式沉淀在砂岩孔隙中。首先, 水的主要来源可以有两部分: 大气水和页岩水。页岩压实(D ick in son, 1953) 和热膨胀(Barker, 1972)、蒙托石向伊利石的转化放出吸附水(Barst, 1969) 以及碳氢化合物形成时期, 页岩中固体干酪根转化为液态碳氢化合物(尤其是天然气的形成) 所引起的体积膨胀(Hedbu rg, 1924) 都可产生页岩水。很显然, 地下存在足够的压力梯度, 从而页岩水被排挤出来, 使它成为溶解物质迁移或扩散的动力学营力。另外, 由于水的向下流动有一个高于海平面的水压头, 所以通常只有由大气水形成的孔隙水才能向下运动, 流动的驱动力是高于海平面的淡水柱形成的水压头, 流动会沿着垂直于等势线的方向发生, 而且同从水文边界上的盆地中排出的孔隙水相遇, 从而参加溶解作用和物质迁移过程。
至于H+ 的来源, 前面已经谈到, 在此就不再赘述。下面讨论铝的迁移问题。因为从砂岩中迁移的铝量与作为溶剂的有效水量的关系, 铝的络合物浓度高于100×10- 6, 才能利用大多数盆地中有效的水量将铝从砂岩中迁移出去。早期有机质成熟阶段产生了酸和有机络合剂, 它们皆可络合铝。含有H+ 和络合剂的溶液被排入到砂岩中, 在这里由于不稳定长石使铝的活度被高度地缓冲了, 因而提供了较高浓度的络合铝, 这种溶液溶解了长石和其他铝硅酸盐组分,而且络合了大量由此而产生的铝, 并搬运出砂岩, 从而形成次生孔隙。
影响溶解作用的因素
１、母岩
　　若母岩石可以溶解的岩石，则溶解会产生大量的次生孔隙；若母岩石非可溶岩石（如硅酸盐）则不能产生次生孔隙。如表１.
成岩
作用
岩石
破裂
作用
颗粒
破裂
作用
收缩
作用
溶解作用
方解石
白云石
菱
铁
矿
硫
酸
盐
其他
蒸发
岩
硅
酸盐
其他
非硅
酸盐
形成的次生孔隙
较少
较少
较少
较多
较多
较多
较少
较少
很少
很少

表１　岩石产生次生孔隙的成岩作用
２、酸性水
　　　在深部发生溶蚀作用所需的大量酸性水介质的形成与油气的生成过程和粘土矿物的转化有密切的关系。
　　与粘土矿物有关的次生孔隙的生成
　　① 粘土- 碳酸盐的反应, 在深埋地质作用时期提供CO 2 从而溶解碳酸盐矿物(Hu th2heon 等) 。
5 CaM g(CO 3) 2+ Al2Si2O 5 (OH) 4+ SiO 2+ 2H2O = M g5A l2Si3O
白云石 高岭石 绿泥石 10(OH) 8+ 5 CaCO 3+ 5 CO 2
方解石
　② 粘土中孔隙水的活力对于砂粒的离子溶解作用亦可形成次生孔隙, 这些孔隙水的来
源及其活化的因素可以归结为: 酸性大气水及地表水的渗入; 碱性蒸发岩的卤化; 成岩作用
释放的水、压实水及粘土矿物本身的“反馈水”等。影响活度的因素, 则一般可由: 水的活度随t℃、含盐度的升高而减少; 水的活度随压力增大而增加。
至于在成岩过程中发生的反应, 诸如: H+ 、OH- 、CO 2的释出, 造成介质pH 值的变化,以及H2S、有机酸分离物等亦均影响到pH 值与Eh 值的变化, 即如CO 2的出现就至少有利于Fe2+ —Fe3+ 的转化。CO 2 的来源是多方面的。例如: 有机质的氧化、火山活动、变质作用、细菌对硫酸盐矿物进行的还原作用、生物的发酵作用、热脱羧作用、矿物氧化还原反应、碳酸盐矿物的热分解(菱铁矿的分解) 等等均可生成CO 2, 而可能导致次生孔隙的生成。
　　③ 粘土矿物转化产生的氢离子可降低间隙水的pH 值, 导致酸溶性矿物溶解。
　3 Al2Si2O 5 (OH) 4+ 2K+ →2K A l3Si3O 10(OH) 2+ 3 H2O + 2H+
高岭石 伊利石
315Fe2+ + 315M g2+ + 9H2O + 3 Al2Si2O 5 (OH) 4→Fe315M
高岭石
g315A l610 Si610O 20 (OH) 16+ 14H
绿泥石
3、温度和压力
① 温度和压力的变化也可影响矿物的溶解度。矿物溶解度的变化可能导致次生孔隙的生成, 如当间隙水从静水压力场运移进地质带后, 由于压力增大使碳酸盐在水中成低饱和状态而具有溶解碳酸盐的能力, 除少量矿物外, 随温度升高, 矿物的溶解度也增大。另外, 当温度和压力都不变时, 间隙水的稀释或不同离子比的变化可引起矿物的溶解。
②通过温度的下降和后生的与碳酸盐有联系的不饱和液在上升断块或者由于压实作用在大断裂带上流动而产生的淋滤作用导致次生孔隙的生成。成岩流体的流动方式与次生孔隙的分布有关, 常见的流动方式有下降流、上升流和热循环对流。下降流主要指大气降水通过渗透性单元向下流动, 特别在地形起伏较大地区, 此种流体可在浅部岩层中形成淋滤次生孔隙发育带; 上升流指地层流体从盆地凹陷负向构造单元部位向上或向外侧运移, 其动力主要来自压实作用、粘土矿物脱水及流体的膨胀作用, 主要发生在盆地的中- 浅部位; 流体的热循环对流通称贝纳德·雷利热循环对流, 是最有说服力的一种深部地层中搬运溶解物机制。借鉴这一理论(Wood 和Su rdam , 1978, 1982) 用来解释东部深部次生孔隙发育带的形成已见效果。有许多证据表明, 在我国东部深层碎屑岩储集层中确实存在热循环对流, 并且在深部产生了次生孔隙发育, 形成了成岩圈闭。而流体的形成和运移与温度、压力都有很大的关系。
二、胶体水矿物的转变而造成次生孔隙
在深埋过程中: 蛋白石A →蛋白石eT → 燧石
(原始无效孔) (出现次生有效孔, 孔隙率达10%～ 20% )
三、成岩圈闭造成的次生孔隙带的形成
深层储集层中, 由于超压带和封闭性断层的存在以及压实流体和粘土矿物脱水的消耗, 使储集层中上升流的流动趋于终止。而在地层倾角较大的部位, 如负向构造单元向正向构造单元过渡的部位和盆地的斜坡带, 流体的流动以热循环对流方式为主, 造成构造翼部碳酸盐胶结物被携至构造顶部发生沉淀, 形成致密带或遮挡层, 从而形成深部成岩圈闭。深层成岩圈闭内岩屑、长石含量较高, 它们易被酸性流体溶解, 从而形成次生孔隙。
总之, 次生孔隙的形成是多样的, 也是复杂的。它可以是以上述的某一机制为主形成, 也可能是多种原理共同作用形成。可以看出, 造成次生孔隙生成的主要原因是溶解作用, 而溶解物质如果未曾被迁移出去, 则只会造成孔隙的再分配, 可能对孔隙度的增大效果不佳, 所以下面讨论溶解作用和溶解物质的迁移：
四、与生物作用有关的次生孔隙的生成
　　生物对碳酸盐的分解也有很大作用, 直接作用有穴居和钻孔生物; 间接作用有生物死亡
被细菌分解, 产生H2S 溶解碳酸盐。间隙水中硫酸盐在脱硫细菌参与下, 有机质存在的条件下发生还原反应而产生H2S:
N a2SO 4+ 2 H2O+ 2C→2N aHCO 3+ H2S
该反应本身就是一种能使硫酸盐矿物溶解的作用, 反应产生的H2S 溶于水中也具有溶解
碳酸盐等矿物的能力, 另外, 火山活动也是H2S 的一个重要来源。
五、砂岩中的碳酸盐胶结物在上升期和风化期受溶解产生的次生孔隙
这主要是由于在淡水循环期间造成大规模离子(K+ 、Fe2+ 、Ca2+ 、Si2+等) 移, 另外,在地层中的不整合面地段, 斜长石因受到充满CO 2 的酸性大气水的侵蚀而产生次生孔隙(Sommer 等)。

2N aA l Si3O 8+ 2CO 2+ 11H2O =Al2Si2O 5 (OH) 4+ 2N a+ + 2HCO -3
钠长石 高岭石
+ 8H4SiO 4
4K A l Si3O 8+ 4 CO 2+ 22 H2O = A l4Si4O 10(OH) 8+ 4K+ + 4HCO -3
钾长石 高岭石
+ 8H4SiO 4
六、岩石组分的破裂和收缩形成的孔隙度
与有机质有关的次生孔隙的生
　 ① 烃类物质的转化造成的影响也可形成次生孔隙, 如: 固态干酪根→液态油+ 气态气时, 体积膨大而形成次生孔隙。有机质成熟释放CO 2, 溶解碳酸盐矿物产
生次生孔隙(Schm idt 等)。
　 ②干酪根热降解生成CO 2+ 石油+ H2O + N 2 CaCO 3+ CO 2+ H2O= Ca2+ + 2HCO3
　③ 间隙水中的羧酸能导致砂岩中酸溶性组合, 特别是硅酸盐的溶解。Caro thers(1978) 等指出在800～ 200℃的温度范围内, 油田水中所含醋酸根可达5000×10- 6～ 1 000×10- 6, 羧酸也是沉积物中有机质热演化过程中的产物, Su rdam (1982) 等证明, 与油田水相同温度和相同浓度范围内的草酸溶液可使铝的溶解度增加一个数量级, 而草酸溶液能使铝的溶解度增加3 个数量级。溶解铝能以有机络合物〔A l (C2O 4) -2 〕的方式迁移。

举例
鄂尔多斯盆地上古生界天然气储集层长石的溶蚀与次生孔隙的形成
鄂尔多斯盆地北部的榆林地区和乌审旗地区上古生界探明和控制天然气地质储量超过2 X 10" M3111，中部地区已发现多个储量规模在百亿立方米以上的气田川。
1、关于次生孔隙的成因
前人研究认为主要是凝灰质火山物质被溶蚀导致的川。凝灰质主要由玻屑、晶屑‘石英、钾长石、黑云母、角闪石等)组成困。但在岩石薄片鉴定中，没有发现晶屑和玻屑的溶蚀现象，大量的岩相学证据和物性特征表明，次生孔隙主要是长石的溶蚀造成的。传统的成岩作用研究侧重于现象描述，对长石溶蚀作用的评价往往是定性的或带有主观性仁7“’〕。本文着重讨论长石溶蚀的热力学趋势、体积效应和酸的可能来源。0.4-0.5mm，次生加大的石英含量可高达18%一200o，加大的石英间一般呈贴面结合或凸凹接触。除上述碎屑矿物外，砂岩中含有一定数量的杂基，成分主要为高岭石、伊利石、伊/蒙混层，还有少量绿泥石及黑云母。胶结物主要为Si0:和碳酸盐，胶结类型主要为孔隙式一接触式，偶见基底式。
2、孔隙类型与物性特征
本区的上古生界储集层属于低孔一低渗致密性砂。储集层岩石学特征（见图1)表现为:成分成熟度高，碎屑颗粒主要是石英仁占57%一9200)和岩屑(占8环一41%，平均23%)，长石含量极少((0-5%)，主要为微斜长石、条纹长石;结构成熟度低，分选性不好，呈次圆一次棱角状;石英次生加大普遍发育(相对于非储集层)，次生加大石英呈等厚环边状包绕碎屑颗
粒，加大边宽度一般为0. 2 mn:左右，最宽可达见图1

鄂尔多斯盆地山曲组、勺盒寸xH 71W ;r} is fi/l 'I -7 ;ff 1w PA n不尔国

图1 孔隙类型与物性特征
3、石油勘探与开发·石油地质研究
Vol. 32 No.岩，孔隙度与渗透率强烈地依赖于碎屑岩的成分(见图1)。从图1可见，储集层的孔隙度与石英(包括碎屑石英、次生加大的石英和硅质胶结物)含量、高岭石硅质胶结物的含量呈正相关关系，而与方解石的含量呈反 铸体薄片的观察表明，该区储集层的原生孔隙主要表现为经石英加大后保存下来的孔隙，形态规则，多呈三角形、四边形，孔中干净，孔的大小和分布较均匀，连通性好。次生孔隙主要有两种，一种见于长石与岩屑颗粒中，为微斜长石、条纹长石沿解理发生溶蚀，受溶者一般呈蜂窝状，保留了长石的主体;另一种为高岭石的晶间微孔隙，扫描电镜与铸体薄片的观察和分析能够清晰地看到自形的高岭石呈书页状、叠层状，孔径大小不等，一般为零至几毫米。铸体薄片观察发现，若原生孔隙保留较多，次生孔隙相对发育;如果原生孔隙非常少见，次生孔隙也不发
生加大边也较发育，可见到游离的石英颗粒(见图2c) o3长石的溶蚀与次生孔隙的形成次生孔隙的形成除了与物源、沉积环境和搬运介质有关外，还与成岩阶段长石的溶蚀作用有关。 铸体薄片提供了存在长石溶蚀作用很好的岩石学证据。在天然气储集层中，可见到沿微斜长石、条纹长石的双晶面或解理面发生的溶蚀(见图2a)，且交代物保留长石的双晶和外形(见图2d);在好的储集层中，高岭石的晶间微孔隙普遍发育(见图2b)，同时，石英的次(a)胜1井，3-1(表示第3次取心的第1块岩心，下同).钾长石沿其解理缝 发生部分溶蚀;(b)陕207井3-11-1单偏光，石英次生加大十分普遍， 原生、次生孔隙均发育;(c)陕207井，3-11.1，单偏光，高岭石的次 生晶间微裂隙和游离的石英颗粒;(d)苏6井，1-128,正交光，保留长石的外形和双晶。
图2长石成岩阶段溶蚀反应的岩石学证据

4、长石溶蚀的热力学原理
根据长石溶蚀岩石学证据，可建立如表1所示化学反应式。成岩阶段发生长石溶蚀，还必须满足两个准则:要有较大的热力学趋势;溶蚀必然导致净体积的减少。反应能否进行，必须依据热力学第三定律仁1‘J，根据自由能变的值来确定反应进行的方向与热力学趋
势。表1长石溶蚀反应的化学反应式及热力学参数3种长石的溶蚀反应化学式vH岁。

Gibb、自由能变是利用热力学函数嫡和烩来计算△G' (T) _ AH'oc, - TOS';,x (2)
的。恒温状态下反应的△G表示为:
,AG=,AH-TpS (1)式中△G一反应自由能，J/(mol " K);OG'()-r)一标
压力状态下，温度为T时反应自由能的变化量，J/其中△H=I(H)生成物一E(H)反成物(mol " K) ; OH烩的改变量，kJ/mol; pHz,)H—标OS=I(S)生成物一I(S)反成物准压力状态下，温度为298K时反应的烩变化量，kJ/在101.325kPa压力条件下，有:mol; OS嫡的改变量，J/ (mol·K) ; As, 99H—标准。
5、鄂尔多斯盆地上古生界天然气储集层长石的溶蚀与次生孔隙的形成
状态下，温度为298K时反应的嫡变化量,J/(molK); T—反应的热力学温度，Ko 因为△H和△S在相当大的温度范围内基本上是常数[11-13I，因此(1)式计算所得△酬:可适用于地质意义温度范围的固一固反应，但对于有流体参与的反应来说，只要温度为200-300 C'也可适用「11-13}。当△以7小于0时，反应可以自发进行;当△以T。等于。时，反应达到平衡状态;当△G'('TT，大于。时，反应不能自发进行[1’〕。
根据文献[131]公布的热力学数据，在101. 325kPa压力、不同温度条件下，对表1所示3种长石溶蚀化学反应式的△G''和标准状态下△Vz',(反应前后的体积差)进行了计算。计算结果(见表1)表明:3种长石中，钙长石在酸性介质中最不稳定，且在温度较低条件下最容易发生溶蚀，但是反应前后的体积基本没变化，说明钙长石溶蚀提供的次生孔隙微乎其微;钾长石在酸J胜介质中自由能随着温度的增加而增加，在100 -200 C时容易发生溶蚀，且反应前后体积变化很大，说
明钾长石的溶蚀具有提供较多次生孔隙的潜在营力;钠长石自由能随着温度变化的变化不大，反应前后体积差较钙长石的要大，但不如钾长石的。综合考虑溶蚀的温度、反应的热力学趋势、体积的减小等因素，砂岩中钾长石的大规模溶蚀应是储集层中形成次生孔隙
的主要因素。
6、酸的来源及长石溶蚀的温度条件
次生孔隙主要是酸性流体对矿物颗粒及填隙物的溶解所产生的L 15. 161。本区储集层中杂基基本不含蒙脱石，豁土矿物主要由US混层矿物、伊利石、高岭石和绿泥石组成(见表2)。因为随着地层埋深的加大、温度升高，蒙脱石会发生脱水反应，脱水反应需要K十的参与，而长石溶蚀反应可以释放部分的K十，因此长石的溶蚀与蒙脱石的转变是相辅相成的。
表2鄂尔多斯盆地天然气砂岩储集层孙土矿物平均含量统计

氧令吃壮< 100 100-120 120-140 }> 140温度(℃)
图3研究区上古生界砂岩储集层中石英次生加大边中的
流体包裹体均一温度直方图本区上古生界在纵向煤系、砂泥岩交互，随着地层埋深不断加大温度升高，产生大量有机酸，为长石的溶蚀提供了前提条件，同时蒙脱石脱水反应释放的水成为运载有机酸的有效载体。含有机酸的流体的存在可以造成储集层的异常高压仁2叼，抑制压实作用，这就是原生孔隙保留较好的砂岩次生孔隙也相对发育的原因。伴随微斜长石的溶蚀作用，虽有二氧化硅充填、石英的次生加大、自生高岭石的形成，但溶蚀产生的次生孔隙仍然有利于改善储集层物性。盆地内盒8段和山2段砂岩虽然石英次生加大和高岭石普遍发育，但孔隙度较高，是上古生界天然气的优质储集层。
结论
钾长石在有机酸参与的成岩阶段的大规模溶蚀是鄂尔多斯盆地天然气储集层次生孔隙形成的主要因素。次生孔隙的形成是复杂的物理化学过程，涉及到地层水性质、流体成分、成岩阶段的温度、压力等多种因素，次生孔隙的形成机制还需要进一步详细地研究。 石英内流体包裹体均一温度的研究表明，本区主要成岩阶段集中在100-120'C的温度范围(见图3)0据镜质体反射率与成岩阶段的对应关系推断，微斜长石的大规模的溶蚀可能发生在古埋深达1900-3900m的晚成岩阶段。60一140'C是干酪根热解形成短链酸的主要温度区间[i7-i91，对于砂岩的溶蚀作用来说，温度为80-1200C埋藏深度段起重要作用。

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