胶结作用特征

胶结作用是指从孔隙溶液中沉淀出的矿物质将松散的沉积物固结起来的作用，是指孔隙流体某种物质含量达到过饱和而在孔隙中发生沉淀，致使岩石固结的作用，是使沉积层中孔隙度和渗透率降低的主要原因之一。 通过孔隙溶液沉淀出胶结物的种类很多，但就数量而言，主要的胶结物有二氧化硅和碳酸盐两类。 胶结物的生长方式多种多样，可以以次生加大形式出现（如二氧化硅在碎屑石英颗粒表面上形成次生加大边），也可以在颗粒间的孔隙中沉淀，如碳酸盐的粒间胶结。

胶结作用可以发生在成岩作用的各个阶段，不同时期的成岩环境中孔隙水的物理化学性质（如盐度、温度、p H值、氧化-还原电位、微量元素种类和含量等）不同，形成的胶结物世代和特征也不同。 后期形成的胶结物可以交代早期的胶结物，也可以发生胶结物的溶解即去胶结作用，形成次生孔隙。 研究区常见的胶结作用主要有硅质胶结和不同期次碳酸盐胶结，黏土矿物胶结包括绿泥石黏土膜胶结作用、伊利石沉淀充填、高岭石沉淀充填作用等浊沸石胶结（图版4）。

（1）硅质胶结

当孔隙流体中Si O2含量达到过饱和而在孔隙中发生沉淀，称之为硅质胶结作用，它是化学成岩作用的主要类型之一。 硅质胶结作用在研究区砂岩中分布普遍，但含量较少（1％～3％）。硅质胶结主要表现形式：呈晶形完美的六方双锥晶体赋存在粒间孔中（图3-7）；以雏晶状分布在颗粒表面（Ⅰ级加大），或在颗粒表面连接成较大晶面（Ⅱ级加大），甚至包裹颗粒表面，形成完整晶面（Ⅲ级加大）等形式出现。 常与自生绿泥石集合体共生。

图3-7 硅质胶结作用显微特征

通常可将硅质胶结分为：早、中、晚三期，不同期次的硅质胶结有不同的发育特征与不同的物质来源。

早期硅质胶结主要形成于成岩早期，以早期石英加大边形式出现，主要的物质来源为：①压实过程中，周边泥岩中含有Si O2的孔隙水不断供给给砂岩，在埋藏较浅的酸性环境中沉淀；②不稳定硅酸盐矿物早期风化释放的硅。 这类硅质胶结因其形成于开放低温低压的开放体系中，产生量少，对储层物性没有影响。

中期硅质胶结主要形成于成岩中A期，以自生石英微粒形式出现，主要的物质来源为：①长石等易溶硅酸盐组分在有机酸的溶解下释放的硅；②火山物质蚀变产生的硅质。 这种硅质胶结伴随有机酸对易溶矿物的溶蚀而产生，成岩环境处于相对半开放程度，不易形成大规模胶结，对储层没有明显影响，但可作为酸性成岩环境与油气注入前的标志。

（钾长石） （高岭石）

晚期硅质胶结主要形成于中成岩B期到成岩晚期，以孔隙充填或加大边的形式出现，Si O2主要来源于黏土矿物转化所析出的硅。这期硅质胶结形成于高温高压条件相对封闭的成岩环境中，成岩流体流通不畅，容易形成大规模的胶结而堵塞孔隙，降低储层物性。

研究区由于原始矿物成分及黏土膜抑制的因素，整体硅质胶结弱发育，个别地区较为发育粒间自生石英，结合研究区碎屑岩成分成熟度较低和长石岩屑等溶蚀普遍的现象，以及硅质胶结的主要类型，可以判断盆地内以中期硅质胶结为主，长石类酸不稳定矿物的溶解为硅质胶结物的形成提供了物质来源。 主要是酸性流体侵入产生的p H值变化而产生的，80℃后，细菌对有机酸的破坏能力大幅降低，有机羧酸含量急剧增高， p H降低，因此硅质胶结的相对强弱可作为酸性流体侵入而形成局部酸性成岩环境的标志。

（2）碳酸盐胶结

碳酸盐胶结在研究区延长组砂岩中非常普遍，主要呈粒间胶结物、交代物或溶蚀孔隙内填充物形式出现，常见微晶状、晶粒状或连晶状产出，成分上主要以方解石、铁方解石、白云石、含铁白云石、铁白云石及菱铁矿为主，并且具有明显的多期次形成特征。 从碎屑沉积物沉积埋藏到固结成岩的整个过程中都伴随有碳酸盐的胶结作用。 碳酸盐胶结物在不同成岩阶段均有析出，只是在晶形和成分上有较大差异，这主要受控于不同成岩阶段中流体-岩石相互作用的效应和成岩流体酸碱度、氧化还原电位等成岩环境参数控制。 研究区内碳酸盐胶结作用普遍存在，主要可分为早、中、晚三期。

①早期碳酸盐胶结物

早期的泥晶碳酸盐主要呈孔隙填充物形式沉积下来，晶形通常为泥晶、微晶，是直接从砂层孔隙水中沉淀形成的，这时的温度、压力接近常温常压，当孔隙水中溶解的碳酸盐物质达到过饱和时，就可以直接沉淀出来。它们与沉积水介质中Ca CO3在碱性条件下达到过饱和沉淀有关。 研究区内早期碳酸盐胶结物多以泥晶团块或灰泥基质形式充填在颗粒之间。 早期碳酸盐胶结物含量较高，变化在10％～30％之间，多形成钙质砂岩。 另外还可见亮晶方解石呈连晶式胶结，使碎屑颗粒“漂浮”在胶结物中，粒间体积大，碎屑颗粒未遭受压实改造，说明形成时期较早。 早期碳酸盐胶结物一般不交代碎屑颗粒，而且可提高砂岩抗压实能力，为后期溶蚀作用的发生提供溶蚀物质，并产生次生孔隙，因此，在这种意义上说，早期碳酸盐胶结作用是一种建设性的成岩作用。 其形成时间主要于早成岩阶段，一般发生在主要压实期以前。

②中期碳酸盐胶结物

随着埋深加大，温度升高、p H值增大、CO2分压降低，溶解的碳酸盐可以发生重结晶作用，形成自形的细晶方解石胶结物。 这类胶结物多呈斑状、分散晶粒状分布，可见交代或包裹早期泥微晶碳酸盐胶结物现象，因此可以判断其形成时间晚于早期碳酸盐。

研究区内中期碳酸盐胶结物多呈分散状孔隙式胶结物出现，充填在颗粒之间，成分多为（含铁）方解石，多呈洁净、大晶粒状，含量较高，变化在2％～20％之间，多形成含钙砂岩。 中期碳酸盐充填在剩余粒间孔中，碎屑颗粒之间多呈线接触，表明砂岩已遭受压实改造，因此这类胶结物形成时期较晚。 形成时间在主要压实期之后和油气侵入之前，成岩阶段主要在中成岩阶段A2期。

③晚期碳酸盐胶结物

在成岩晚期，由于地层埋藏深度大，温度和压力增高，在相对高温、高压、缺氧还原条件下，孔隙水中含大量的由黏土矿物或黑云母转化而产生的Fe2＋和Mg2＋，当CO2分压降低时，这些离子很容易结合到方解石或白云石的晶格中去，形成含铁的晚期碳酸盐矿物。 在研究区主要是铁方解石和少量的铁白云石。

在成岩晚期，特别是在中成岩阶段B期，由于地层埋藏深度大，温度和压力增高，在高温缺氧的还原环境下，形成含铁的晚期碳酸盐矿物，主要为铁方解石，少量为铁白云石。多呈洁净、大晶粒状，含量不高，变化在1％～3％之间。 晚期铁白云石多充填在剩余粒间孔中，并强烈交代石英和长石等骨架颗粒，形成时间为油气侵入之后的中成岩阶段A2期～B期。

碳酸盐胶结物是区内最主要胶结物类型，其分布特征直接制约了优质储层的发育，因此对其形成环境与分布规律的研究具有重要的意义。

碳酸盐胶结物主要来自有机酸脱羧释放的CO2，地温在80℃以前，有机质在演化过程中形成的有机酸大都被细菌所破坏，形成CH4和CO2，CO2分压增高，含有大量HCO3-、CO32-、Ca2＋及Fe2＋的地层水由于泥岩的压实作用而被排除，进入附近砂岩层中，形成Ca CO3沉淀，且有部分Fe2＋参与晶格，形成含铁方解石大量沉淀。

碳酸盐胶结形成的温度主要以83～128℃为主，根据成岩阶段划分标准判断，说明当时正处于中成岩阶段A期，是含亚铁碳酸盐胶结物大量沉淀时期，说明碳酸盐胶结形成后经历了后期的重结晶作用，而使结晶程度更高，即表现为镜下亮晶的特征，阴极发光特征为暗黄色与橙红色。

碳酸盐胶结物在全区作为破坏性的成岩作用而使储层孔渗降低。

（3）绿泥石黏土膜胶结作用

延长组砂岩中绿泥石黏土膜最主要的赋存状态是作为孔隙衬里方式产出，其成分多为陆源黏土，以绿泥石为主，属于早期成岩作用的产物，呈等厚薄膜状覆盖在颗粒表面。 有油气充注的砂岩中，黏土膜与油气发生浸染，呈黑色；没有油气充注的砂岩中，黏土膜呈黄褐色。 在粒间孔中也可见到绒球状产出的晚期绿泥石，一般不以黏土膜的方式存在。 电镜和探针分析表明，靠近碎屑颗粒的早期薄膜状绿泥石较为富铁，自形程度较低。 靠近孔隙边缘的晚期薄膜状绿泥石含铁量相对较低，自形程度较高呈针叶状、片状，表明是在同生成岩阶段陆源绿泥石沿孔隙环边沉淀后，在埋藏成岩阶段继续生长而形成的，绿泥石黏土膜主要形成于成岩早期。 目前的绿泥石黏土膜是不同世代混合的产物。

绿泥石黏土膜主要发育在三角洲前缘的分流河道沉积微相。 粒度相对较粗，压实程度较低，物性相对较好。 绿泥石黏土膜发育元素分析以Si、Al、Fe为特征。

①绿泥石黏土膜赋存特征

通过铸体薄片、X衍射和扫描电镜等技术手段，对鄂尔多斯盆地上三叠统延长组储层砂体孔隙中的绿泥石黏土膜的赋存方式进行了总结，主要有以下几个特点：绿泥石黏土膜通常在三角洲前缘分流河道砂体中发育；颗粒表面的绿泥石黏土膜近于等厚；绿泥石黏土膜通常呈双层结构，里层环边状胶结物致密，外层绿泥石晶形好，呈树叶状或针状，垂直于环边层向孔隙中生长。 在颗粒接触处，绿泥石胶结物较少，或者直接以颗粒之间接触。 绿泥石黏土膜发育的砂体的颗粒接触关系主要为点接触和线接触。 存在绿泥石黏土膜的砂岩，通常具有比较低的压实强度，与经历类似压实经历而不发育绿泥石砂岩颗粒间的线接触-凹凸接触形成鲜明对比。 在绿泥石黏土膜发育的地方，自生石英一般以雏晶形式存在。 绿泥石环边经常在溶解的骨架颗粒的边界上形成一种绿泥石环边包围孔隙的结构，该特征类似于铸模孔。 绿泥石黏土膜发育的砂体粒间孔隙中能够发育连晶状分布的浊沸石和碳酸盐胶结物。 绿泥石可围绕自生石英生长，并逐渐包裹石英，说明绿泥石环边形成后继续生长的时间至少持续到了自生石英沉淀作用开始以后的成岩阶段。

②绿泥石黏土膜的形成机理

根据鄂尔多斯盆地延长组三角洲砂岩中绿泥石黏土膜的赋存状态、岩石学特征，本书对绿泥石黏土膜的形成机理，以及对砂岩孔隙保存方面影响及其主要控制因素加以详细讨论。

Baker等（2000）指出以孔隙衬里产出的自生绿泥石是海水影响下的三角洲（如分流河道）沉积环境的良好的标志。刘金库等（2009）在研究川中-川南包界地区须家河组砂体时发现，绿泥石环边胶结物的发育受沉积环境控制较为明显，主要发育在三角洲前缘的水下分流河道和河口坝区域，类似的研究成果在新疆彩南侏罗系辫状河三角洲储层和川西三叠系须家河组三角洲砂体中也有报道。

在本次研究中也发现沉积相与绿泥石黏土膜具有一定的耦合关系。 绿泥石黏土膜最发育的砂体、沉积相基本都是三角洲前缘分流河道微相，因为前缘水下分流河道是三角洲前缘地区水动力条件最强的地方，在这种环境下极细的黏土颗粒无法沉淀下来，但可以在颗粒表面发生吸附，慢慢形成一层薄薄的等厚环边层，其形成机理类似于碳酸盐台地边缘鲕粒灰岩中颗粒鲕的形成，在强水动力搅动环境中，陆源碎屑颗粒或生物化石颗粒表面可以吸附细微的胶体物质，粘结黏土或碳酸盐微粒，并逐渐形成等厚环边层，形成同心圆状环边结构。 在三角洲前缘是河水和湖水介质交汇的地方，由于两种水介质中电解质、胶体性质和载荷物质组成的差异，很容易使陆源黏土物质以化学方式吸附在颗粒表面，形成初期的黏土质膜，这类现象在鄂尔多斯盆地三叠系三角洲砂岩中屡见不鲜。 这个等厚环边层是绿泥石黏土膜形成的基础，主要构成黏土膜的里层。 如果水动力较弱时，黏土颗粒会直接沉淀下来，形成黏土杂基并充填于颗粒之间的孔隙中。 由此可见，较强的水动力应该是形成绿泥石黏土膜的必要条件，在此可以认定绿泥石黏土膜是强水动力条件的微观相标志。

综上所述，绿泥石黏土膜比较发育的砂岩，通常形成于水动力条件较强的水下分流河道、河口坝等沉积环境中，水中携带的悬浮状、细粒黏土碎屑在沉积物沉积后，可以以碎屑颗粒表面为基底，呈凝絮状，缓慢堆积在颗粒表面，形成厚度均匀的薄膜。 后期的绿泥石黏土矿物发生沉淀，在表面呈树叶状分布。 盆地内绿泥石膜发育的层段都不同程度的有原生粒间孔发育，而且还与自生石英伴生，说明绿泥石黏土膜发育区应是相对酸性成岩环境保持区。结合薄片鉴定报告分析，绿泥石膜在全盆中都有不同程度的发育（图3-8），三角洲平原分流河道与前缘水下分流河道相对强发育，靠近湖盆中心区发育较弱。 绿泥石黏土膜在平面上的分布规律与原生残余粒间孔的平面分布密切相关，进一步说明绿泥石膜是原生粒间孔发育的主导因素之一。

图3-8 绿泥石黏土膜胶结显微特征

（4）高岭石的沉淀充填作用

由于长9段砂岩的成分成熟度较低，骨架颗粒中含有大量的长石和含长石的火山岩屑。 这些颗粒中的长石成分，在酸性环境下，极易发生溶蚀，并产生自生高岭石矿物，与石英次生加大和各类溶蚀孔隙密切共生。 自生高岭石形成机理主要与长石等铝硅酸盐的溶解有关，无论是钾长石、钠长石还是钙长石，其溶解的主要产物均有高岭石，基本反应方程是：

自生高岭石在研究区内的存在形式：第一，分布于长石溶解后的次生孔隙（溶蚀扩大粒间孔）中，说明自生高岭石被流体搬运的距离较短；第二，长石溶解后的自生高岭石多呈书页状、蠕虫状集合体赋存在粒间孔隙中，自生高岭石被流体搬运距离相对较远（图3-9）。

图3-9 黄64井长9自生高岭石沉淀显微特征

高岭石转化消失的深度区间可从数百米至数千米，温度区间也较大，其稳定性并非严格地受温度和压力的控制，更重要的是与介质的地球化学环境即p H值及离子浓度有关。在酸性介质中，高岭石保持稳定，即使温度升高、压力增大，也不会向蒙脱石、伊利石转化。若p H值增大，从酸性介质到碱性介质，高岭石的稳定性减小，若有K＋离子存在，则转化为伊利石；若有Ca2＋、Mg2＋、Na＋离子存在，则转化为蒙脱石或绿泥石。因此，高岭石、伊利石和绿泥石含量的相对变化可以判断储层所处的成岩环境特征。

高岭石主要呈孔隙充填状分布于长石大量溶蚀区；可作为长石大量溶蚀与酸性成岩环境持续的标志。

（5）伊利石沉淀充填作用

自生伊利石在研究区多呈搭桥状、丝缕状赋存在粒间孔中，集中分布时形成网状对储层孔道减小和渗透率降低起破坏性作用。 伊利石也称水云母或水白云母，其化学成分中的钾含量较云母低而水含量则较之为高，是介于云母和高岭石及蒙脱石之间的中间矿物，当水白云母呈胶体分散状时，称为伊利石。

鄂尔多斯盆地延长组长9储层中自生伊利石的产状与赋存状态可分为三种：长石水解伊利石；蒙脱石化伊利石；高岭石化伊利石。 成岩早期各种矿物的演化处于低级阶段，钾长石极易水解形成伊利石，扫描电镜下长石溶蚀孔中可见丝状伊利石，但考虑到伊利石沉淀的动力学机制、成核动力学屏障，应该不会发生大规模的伊利石沉淀。 地球化学模拟表明，高岭石的伊利石化作用存在一个120～140℃阈值，在该阈值以下，由于反应速率低，高岭石的伊利石化作用不明显，研究区总体处于中成岩A-B期，从形成温度的角度讲，不易形成高岭石的大量伊利石化。 大量的伊利石是由蒙脱石成岩转化形成，扫描电镜下在卷曲片状伊／蒙混层矿物的表面见发丝状的伊利石。 根据世界不同地区、不同深度钻孔对蒙脱石、伊利石相对丰度变化的研究证实，随埋藏深度的增加，蒙脱石向伊利石转化。实验研究也证明，温度在100～130℃，K＋与H＋比率接近海水时，蒙脱石失去层间水而向伊利石转化。 但蒙脱石不能简单地通过离子交换转变成伊利石，原因是蒙脱石是一种典型的以水合阳离子及水分子作为层间物的3:1型黏土矿物，随着埋深的增加、温度的升高、压力的加大，蒙脱石将有一部分层间水脱出，造成了某些层间塌陷，导致了晶格的重新排列和碱性阳离子的吸附，首先形成蒙脱石-伊利石混层矿物，进而转变为伊利石。

一般认为蒙脱石向蒙脱石-伊利石混层矿物转化的深度范围应在1200～3500m之间。值得注意的是，蒙脱石向伊利石或绿泥石转化的重要条件是孔隙水为碱性性质，如果孔隙水为酸性，蒙脱石将向高岭石转化。此外，蒙脱石在转化过程中，孔隙水中富含K＋离子时，就向伊利石转化；如果有Fe2＋和Mg2＋离子存在，则首先转化为蒙脱石-绿泥石混层，进而再转化为绿泥石。

鄂尔多斯盆地延长组长9储层中各类自生黏土矿物发育，主要为绿泥石、高岭石与伊利石，蒙脱石的含量因为成岩演化而含量很少，绿泥石以颗粒包膜的形式成为储层原生孔隙保存的有效控制因素已为共识。 高岭石以溶蚀产物的形式广泛发育在盆地西北体系的姬塬地区，充填在溶蚀孔内或原生粒间孔中，尽管一方面堵塞了孔隙而降低物性，但更重要的是它的产生和存在也正是酸性成岩环境持续的标志。 伊利石主要发育在薄层水下分流河道砂体泥砂交汇处或远砂坝砂体中，因其靠近分流间湾泥岩而有充足的物质供应，一方面在孔隙中大量充填而使储层物性降低；另一方面，它的大量出现也是碱性成岩环境的标志。

综合上述研究区发育的各类主控成岩作用，按照其对储层物性的影响可分为建设性成岩作用与破坏性成岩作用。 伊利石沉淀充填作用和碳酸盐胶结作用与储层物性的大小呈负相关；绿泥石黏土膜胶结作用、高岭石充填作用和溶蚀作用与储层物性的大小呈正相关。