0 引言
近年来，随着国内油气勘探程度的不断加大，深层碎屑岩成为日益重要的油气勘探领域，成为研究和勘探热点[1-2]。相较于浅层，深层碎屑岩储层由于受到更为复杂和长时期的成岩作用改造，导致储层孔-喉结构复杂化，储层物性变差，许多地区甚至出现致密砂岩[2-4]，限制深层油气勘探。一般认为碎屑岩储层物性受岩性、沉积相、成岩作用共同影响，而成岩作用对于深层碎屑岩储层物性起着至关重要的控制作用。对于碎屑岩储层而言，最主要的成岩作用包括压实作用、胶结作用、溶蚀作用等，自生矿物一方面作为这些成岩作用的产物而存在，另一方面对各类成岩作用的加强或者抑制具有重要影响，进而控制了深层碎屑岩储层孔隙的演化。因此，对深层储层中自生矿物进行研究，明确深层储层中自生矿物特征及其对储层演化的影响，有助于在深部致密地层中寻找优质储层，对于深层油气勘探具有重要意义[3-6]。
前人针对自生矿物对储层物性的影响做了大量研究，并取得了丰硕成果。例如：张航等[6]认为白云石、硅质矿物和黏土矿物等自生矿物胶结对砂岩储层整体起负面效应，是导致砂岩储层致密化的主要因素之一；黄思静等[7]认为，胶结作用并非人们传统认为的具破坏性成岩作用，而是对深埋砂岩孔隙保存具有积极的建设作用；孙治雷等[8]、李云等[9]认为绿泥石包膜和微晶石英包膜能有效抑制次生石英加大和增强储层抗压实能力，对于深层砂岩储层的原生孔隙保存具有积极意义；杨威等[10]认为绿泥石包膜并不能明显抑制石英的次生加大；伏万军[11]、陈鑫等[12]认为黏土矿物组合类型差异对砂岩储层物性具有不同影响, 以高岭石组合为主的砂岩物性最好, 以伊利石组合为主的砂岩物性最差；远光辉等[13]总结了近些年全球范围内深层碎屑岩异常高孔带的研究现状，认为颗粒外围自生矿物包膜等保孔型成因机制和碳酸盐胶结物溶蚀等增孔型成因机制分别促进了深层碎屑岩储层原生孔隙型异常高孔带和次生孔隙型异常高孔带的发育。从前人研究的结果来看，目前对于自生矿物在深层碎屑岩储层孔隙演化中所起的作用并未取得一致认识，且对于各类自生矿物的物质来源、成因机理及其对储层成岩作用和物性的影响尚未完全明确。
侏罗系碎屑岩是渤海海域歧南断阶带最主要的油气勘探层系，在该地区多个构造侏罗系碎屑岩地层中已获得了良好的油气发现，其中在歧口A79构造侏罗系碎屑岩潜山发现的厚层油层，经过测试获得了高产工业油流，展示出巨大的勘探潜力。但是，由于该地区侏罗系地层埋藏较深，现今平均埋深在2 500 m以下，经历了多期深埋和构造抬升，储层条件十分复杂，严重制约了下一步油气勘探，因此对该地区深层侏罗系碎屑岩储层展开研究具有实际意义。本文以研究区侏罗系碎屑岩为例，通过岩心、薄片、扫描电镜、电子探针、同位素、包裹体及X衍射分析等手段，对深层碎屑岩储层自生矿物的类型、特征、物质来源、形成机理及对优质储层发育的控制作用进行深入的分析，以期为深层碎屑岩油气勘探提供借鉴。
1 区域地质概况歧口凹陷位于渤海湾盆地黄骅坳陷中部，是黄骅盆地中最大的早古近纪凹陷构造单元。歧南断阶带位于歧口凹陷东南斜坡，由北向南依次被海一断层、海四断层、羊二庄断层等大断裂切割成逐块抬升的3个构造台阶，具有明显的南北分带的特点(图 1)，整个断阶带东西长约50 km，南北宽约27 km，面积约1 200 km2[14]。
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| 图 1 歧南断阶带位置图(a)和区域构造图(b) Fig. 1 Location(a) and structural(b) map of Qinan fault step belt |
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渤海海域侏罗系碎屑岩地层分布十分局限，主要分布于歧口凹陷。海西运动之后，中生代渤海湾盆地整体抬升为陆地，出现了东隆西坳的构造格局，早-中侏罗纪时期，只有现今渤海海域西部地区发生挠曲沉降，形成了大量的内陆坳陷局限湖泊，即“渤西湖”，沉积了厚层河流-三角洲-湖泊相砂岩、砂砾岩、泥岩夹煤层[15-16]，目前钻遇揭示侏罗系的钻井主要集中于歧口凹陷南部的歧南断阶带。
2 岩石学及储层物性通过对研究区5口井110块岩心样品和11口井300余块岩石薄片鉴定和统计分析认为：研究区侏罗系碎屑岩岩性主要为岩屑长石砂岩和凝灰岩，其体积分数分别为35.34 %、18.10 %；其次为长石岩屑砂岩、砂砾岩/含砾砂岩，体积分数分别为16.38 %、15.52 %；凝灰质砂岩、长石砂岩和岩屑砂岩相对较少，仅为5.00 %左右(图 2a)。该套碎屑岩地层下部夹多套煤层，属于煤系地层。各类砂岩的碎屑组分包括石英、长石和岩屑，平均体积分数分别为35.08 %、31.28 %和31.42 %(图 2b)，差异不大。岩屑类型以岩浆岩为主，颗粒间填隙物以硅质、碳酸盐胶结物和凝灰质、泥质杂基为主，整体分选中等-好，磨圆以次棱-次圆状为主，结构成熟度中等。胶结物以孔隙式胶结为主，颗粒接触方式主要为点-线接触和线接触，砂岩压实作用中等。
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| a. 侏罗系碎屑岩岩性类型；b. 侏罗系各类砂岩碎屑组分特征。 图 2 歧南断阶带侏罗系碎屑岩岩石学特征 Fig. 2 Petrological characteristics of Jurassic clastic reservoirs in Qinan fault step belt |
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研究区侏罗系碎屑岩储层孔隙类型以残余原生粒间孔、粒间和粒内溶孔、高岭石晶间孔为主，并发育少量裂缝。通过对研究区钻井岩心实测物性数据进行统计分析表明，研究区侏罗系碎屑岩储层孔隙度整体较高且分布跨度大，主要分布范围在10 %~15 %、15 %~25 % 之间，分别占总样品数的28.81 %、56.78 %左右，孔隙度均值为16.59 %；渗透率较低，主要分布在0.1×10-3~ 1.0×10-3 μm2之间，总体以中孔-低渗储层为主，且非均质性较强，纵向上渗透率差异巨大，中段渗透性最好，平均渗透率可达11.15×10-3 μm2，上段次之，平均渗透率为1.06×10-3 μm2，下段渗透率较低，平均渗透率仅为0.36×10-3 μm2。
3 主要自生矿物类型及特征研究区侏罗系碎屑岩中主要自生矿物包括硅质矿物、碳酸盐矿物、黏土矿物3类，此外还偶见黄铁矿、褐铁矿、硬石膏等(图 3)。
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| a. A861井，3 413.50 m，微晶石英衬垫(红色箭头所示)沿矿物颗粒和粒间孔隙周围发育，单偏光；b. A791井，2 845.50 m，被微晶石英衬垫包围的粒间孔，单偏光；c. AS822井，3 170.00 m，石英自生加大充填孔隙，致密，单偏光；d. A791井，2 849.60 m，扫描电镜，石英自生加大和少量高岭石、绿泥石充填粒间孔隙；e. A861井，3 828.40 m，扫描电镜，自生石英和丝缕状伊利石充填粒间孔隙(蓝色箭头所示)；f. A861井，3 940.00 m，(铁)白云石、方解石胶结充填粒间孔，正交偏光；g. A861井，3 940.00 m，阴极发光，方解石胶结物发光弱或不发光(蓝色箭头所示)，铁白云石胶结物、交代白云石发光暗红色(红色箭头所示)；h. A793井，2 409.10 m，扫描电镜，白云石；i. A791井，2 847.50 m，粒间方解石胶结物被溶蚀形成溶孔(红色箭头所示)，单偏光；j. A793井，2 421.47 m，高岭石充填粒间(红色箭头所示)，单偏光；k. A791井，2 849.70 m，扫描电镜，书页状高岭石和伊利石充填粒间孔隙；l. A793井，2 216.44 m，扫描电镜，微晶石英、叶片状绿泥石；m. A793，2 411.74 m，颗粒表面绿泥石衬垫(红色箭头所示)，单偏光；n. A791井，2 701.20 m，扫描电镜，凝灰质杂基蚀变为丝片状伊/蒙混层；o. A793井，2 218.01 m，黄铁矿，反光褐色(红色箭头所示)，单偏光。 图 3 歧南断阶带侏罗系碎屑岩储层自生矿物类型及特征 Fig. 3 Types and characteristics of authigenic minerals in Jurassic clastic reservoirs in Qinan fault step belt |
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硅质胶结物是研究区侏罗系碎屑岩中最重要的胶结物类型，其显微赋存状态可分为微晶石英衬垫、石英自生加大和孔隙充填石英3类，不同的赋存状态对储层孔隙度有不同的影响。其中：微晶石英衬垫主要生长在碎屑石英颗粒表面上，由生长方向随机、长短不一、形状多样的的棱柱状石英晶体构成，整体呈略等厚包膜状包裹颗粒(图 3a，b)，其厚度在1~80 μm之间，最厚可达100 μm，其与宿主石英颗粒不具有光学和结晶学连续性；石英自生加大在微晶石英衬垫欠发育的石英颗粒外围大量发育，与微晶石英衬垫相反，其晶体生长方向与碎屑石英颗粒相同，并与宿主石英颗粒的光学和结晶学具有连续性，这些石英晶体最终连接形成一个大的“加大边”并堵塞一部分孔隙(图 3c，d)；孔隙充填石英，多以分散的他形不规则粒状微晶形式充填于粒间或长石溶解形成的次生孔隙中(图 3e)。
3.2 碳酸盐矿物研究区侏罗系碎屑岩储层中主要的自生碳酸盐矿物类型有白云石、铁白云石，其次为方解石等。白云石、铁白云石大多自形程度较好, 呈不均匀状分布在碎屑颗粒间，主要占据粒间孔隙而不占据长石溶解形成的次生孔隙(图 3f-h)，还有一些铁白云石形成较晚，表现为交代碎屑颗粒；方解石体积分数较少，且分布极不均匀，表现形式主要有早期粒状和连晶胶结，后期被大量溶蚀形成溶蚀孔(图 3i)；还有一种是晚期交代杂基、碎屑颗粒或充填在粒间及长石溶孔中，阴极发光下可见长石被交代后的少量残留物。
3.3 黏土矿物薄片、扫描电镜观察以及黏土矿物的X-射线衍射分析结果显示，研究区侏罗系碎屑岩储层常见的自生黏土矿物主要有高岭石、伊利石、绿泥石及伊/蒙混层。高岭石充填在残余粒间原生孔、粒间溶蚀扩大孔中，呈书页状和蠕虫状，少量生长在粒内溶孔中(图 3j，k)；伊利石主要附着在高岭石和自生石英晶体等表面(图 3k)；另外见少量绿泥石和伊/蒙混层，研究区储层中绿泥石在扫描电镜下呈叶片状、针叶状集合体(图 3l), 多以充填粒间孔隙和衬垫方式分布于颗粒表面(图 3m)；伊/蒙混层主要呈丝片状或蜂窝状集合体分布于粒间孔隙中，可能由砂岩中较多的凝灰质火山灰蚀变形成(图 3n)。
4 自生矿物形成机理在油气勘探过程中，自生矿物对储层影响的研究越来越受到国内外学者的重视，自生矿物的物质来源、成因机理、形成时间等对油气储层研究具有重要意义(图 4)。
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| a. AS822井，3 164.50 m，凝灰质填隙物溶蚀形成粒间溶蚀孔(红色箭头所示)，单偏光；b. A793井，2 709.00 m，扫描电镜，凝灰质溶蚀；c. A891井，3 080.00 m，火山玻璃脱玻化作用(红色箭头所示)，正交偏光；d. A861井，3 437.50 m，钾长石高岭石土化(红色箭头所示)，正交偏光；e. A793井，2 214.60 m，长石颗粒蚀变，绢云母化(红色箭头所示)，正交偏光；f. A793井，2 409.01 m，铁方解石交代(红色箭头所示)，单偏光；g. A791井，2 701.20 m，扫描电镜，长石沿解理风化溶蚀向丝片状伊利石转化；h. A891井，3 233.40 m，绿泥石薄膜(红色箭头所示)，正交偏光；i. A793井，2 217.12 m，泥质绿泥石化，单偏光。 图 4 歧南断阶带侏罗系碎屑岩储层自生矿物赋存关系及成因机理 Fig. 4 Occurrence relationship and genetic mechanism of authigenic minerals in Jurassic clastic reservoirs in Qinan fault step belt |
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研究区侏罗系碎屑岩有利储层主要分布在微晶石英衬垫发育的砂岩中，而石英自生加大和孔隙充填石英主要表现为对孔隙的破坏，不利高孔隙储层发育，因此本次研究主要讨论微晶石英衬垫的形成机理。微晶石英衬垫的细小晶粒形态通常是硅离子在过饱和溶液中快速结晶的结果[9, 17-18]，研究区侏罗系碎屑岩中微晶石英衬垫发育的硅质来源主要包括凝灰质溶蚀作用和火山物质的脱玻化作用及长石、铁镁暗色矿物的溶蚀作用两方面，并以前者为主要硅质来源。
4.1.1 凝灰质溶蚀作用和火山物质的脱玻化作用研究区侏罗系沉积时火山活动频繁，地层中含大量的凝灰质、火山玻璃等中基性火山物质，同生-早成岩阶段大气淡水和煤系地层中的酸性流体对凝灰质的溶蚀作用及火山玻璃的脱玻化作用为孔隙流体提供了较高的硅离子浓度(图 4a-c)[19]，成为形成微晶石英衬垫的硅的主要来源。通过对相同深度微晶石英衬垫、凝灰质杂基、石英加大等微成分进行电子探针分析，结果表明微晶石英衬垫与石英加大成分差异明显，前者FeO质量分数较高、SiO2质量分数较低，而后者FeO质量分数极低、SiO2质量分数极高，这种完全相反的微成分特征表明微晶石英衬垫与后期形成的加大石英不具有亲缘关系。石英加大与长石矿物FeO和MgO质量分数均较低，同时，岩石薄片和扫描电镜显示石英加大硅质颗粒往往与长石溶蚀现象相伴生，且石英加大形成时期相对较晚，与长石被有机酸大量溶蚀阶段较一致，因而推测二者具有一定的亲缘性。同时，凝灰质杂基的SiO2质量分数与微晶石英衬垫类似，且二者都具有较高的FeO、MgO质量分数和类似的Na2O和K2O质量分数(表 1)，表明微晶石英衬垫与砂岩中凝灰质杂基具有明显的继承性。同时，通过镜下观察和对比，凝灰质质量分数较高的层段或者地区，储层中微晶石英衬垫一般也更发育，且可以观察到微晶石英颗粒与凝灰质溶蚀现象相伴生，说明凝灰质杂基为砂岩中的微晶石英衬垫提供了主要物质来源，促进了微晶石英形成。
| 井号 | 井深/m | wB/% | 检查物质 | ||||||||||
| SiO2 | FeO | Na2O | K2O | MgO | Al2O3 | TiO2 | CaO | Cr2O3 | MnO | NiO | |||
| A793 | 2 415 | 81.38 | 4.85 | 0.57 | 1.42 | 1.64 | 3.41 | 0.06 | 4.71 | 0.01 | 0.12 | 0.01 | 微晶石英衬垫 |
| A793 | 2 415 | 61.99 | 0.10 | 8.57 | 1.35 | 0.00 | 23.56 | 0.01 | 4.41 | 0.02 | 0.00 | 0.00 | 方解石交代钠长石 |
| A793 | 2 415 | 59.57 | 11.28 | 1.28 | 7.39 | 3.28 | 14.78 | 0.46 | 1.84 | 0.02 | 0.10 | 0.00 | 钾长石 |
| A793 | 2 415 | 72.27 | 6.78 | 0.86 | 5.00 | 2.75 | 12.80 | 0.18 | 0.55 | 0.03 | 0.01 | 0.00 | 凝灰质杂基 |
| A793 | 2 443 | 53.37 | 0.08 | 0.24 | 0.19 | 0.03 | 46.00 | 0.00 | 0.04 | 0.02 | 0.00 | 0.04 | 凝灰质杂基 |
| A793 | 2 443 | 99.75 | 0.07 | 0.03 | 0.00 | 0.00 | 0.10 | 0.01 | 0.02 | 0.03 | 0.00 | 0.00 | 石英自生加大 |
| A793 | 2 443 | 65.10 | 0.09 | 0.87 | 14.90 | 0.00 | 19.02 | 0.01 | 0.01 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 钾长石溶蚀残余 |
| A793 | 2 443 | 65.49 | 0.06 | 1.92 | 13.32 | 0.00 | 19.14 | 0.00 | 0.01 | 0.03 | 0.01 | 0.02 | 钾长石溶蚀残余 |
| A793 | 2 443 | 67.55 | 0.14 | 11.02 | 0.09 | 0.01 | 20.65 | 0.00 | 0.45 | 0.00 | 0.01 | 0.04 | 钠长石未溶 |
| A793 | 2 443 | 64.20 | 0.00 | 10.47 | 0.07 | 0.00 | 22.47 | 0.07 | 2.71 | 0.00 | 0.00 | 0.01 | 钠长石溶蚀残余 |
| A793 | 2 443 | 65.66 | 0.17 | 0.40 | 14.65 | 0.01 | 19.11 | 0.00 | 0.01 | 0.00 | 0.00 | 0.01 | 钾长石溶蚀残余 |
| A793 | 2 443 | 54.02 | 0.13 | 0.29 | 0.19 | 0.03 | 45.17 | 0.00 | 0.11 | 0.03 | 0.02 | 0.01 | 长石高岭石化 |
| A793 | 2 443 | 65.73 | 0.11 | 0.25 | 14.89 | 0.00 | 18.70 | 0.09 | 0.18 | 0.00 | 0.01 | 0.02 | 钾长石黏土化 |
钙长石、钠长石、钾长石，特别是偏酸性的斜长石的溶解都可以产生相当数量的游离硅[20-21]。研究区侏罗系砂岩中长石和铁镁暗色矿物溶蚀较为常见，部分碎屑长石在表生作用或者浅埋藏成岩过程中发生溶解和风化(图 4d)、铁镁暗色矿物水化、黏土矿物的转化等释放出部分硅离子，也为微晶石英衬垫的形成提供了物质来源。电子探针分析表明，研究区砂岩中部分长石与其边缘发育的微晶石英衬垫都具有类似的FeO、MgO、CaO等微成分质量分数(表 1)，反映二者具有相关性。同时，高岭石化长石与新鲜长石相比SiO2明显变少，推测长石在高岭石化过程中同样释放出了硅离子，为微晶石英衬垫的形成提供了次要物质来源。
研究区侏罗系碎屑岩中非晶质富硅火山玻璃、凝灰质在相对低温条件下发生溶解，加上表生期或者浅埋藏时期长石和铁镁暗色矿物的溶解和黏土矿物的转化，可以提供大量的游离硅，保持地层孔隙流体中溶解硅浓度的升高和过饱和。当硅浓度超过临界饱和度时，无定形硅首先在石英颗粒表面形成50~100 nm厚的硅质薄膜(图 5a)，控制了后来的流体接近颗粒的通道；随着这些早期形成的无定形硅部分发生结晶作用，在无定形硅内部形成玉髓，其快速生长轴与颗粒表面垂直(图 5b)，即无定型硅是宿主颗粒发育微晶石英衬垫过程中的起点和中介；之后，伴随着溶解硅不断沉淀，微晶石英在玉髓层上成核(图 5c)，并围绕这些核利用玉髓晶体结构和方向(平行于颗粒表面)继续随机生长，逐渐在石英颗粒表面形成微晶石英衬垫(图 5d)，随着硅浓度的降低和微晶石英晶体相互侵入，晶体生长受到抑制而逐渐停止[9, 18, 22]。
研究区侏罗系碎屑岩中碳酸盐胶结物形成机理主要包括(铝)硅酸盐矿物的水化作用、黏土矿物的转换和碳酸盐岩屑的溶解再沉淀作用3类，并以(铝)硅酸盐矿物的水化作用为其主要物质来源，其他两类次之。
4.2.1 (铝)硅酸盐矿物的水化作用研究区侏罗系所含的火山物质首先发生铁镁暗色矿物的水化作用，如黑云母向白云母转变，辉石、角闪石等矿物中的金属阳离子的析出。继铁、镁暗色矿物水化作用之后便是长石等浅色矿物的水化作用，浅色矿物水化首先析出的是K+、Na+等碱金属离子，而后是Ca2+、Mg2+等碱土金属离子。镜下长石表面的绢云母化(图 4e)、各种暗色矿物的褪色现象均与水化作用有关，水化作用的发生使成岩作用早期的孔隙流体由中性或中偏碱性向碱性转变，并提供各种金属离子，如Fe3+、K+、Na+、Ca2+、Mg2+等。因此(铝)硅酸盐矿物水化和蚀变都可以为孔隙流体提供铁、镁等离子(图 4f)，这可能是研究区早期铁白云石胶结物形成的主要物质来源。
4.2.2 黏土矿物的转换一般认为陆相砂岩中的早期碳酸盐胶结物的物质来源在很大程度上与黏土矿物的演化有关，在成岩过程中，地层中蒙皂石或伊利石体积分数相对较低的伊/蒙混层逐渐向伊利石层体积分数相对较高的伊/蒙混层及伊利石转化并释放大量的Ca2+、Fe3+和Mg2+离子，随着这些离子不断富集，就有可能形成铁白云石胶结物。
4.2.3 碳酸盐岩屑的溶解再沉淀作用前人[7]研究显示，碳酸盐胶结物的沉淀与碳酸盐岩岩屑的溶解有关，碳酸盐胶结物以白云石为主(尤其是铁白云石)，它们的同位素组成接近于碳酸盐岩屑所处时代海水的同位素组成，其溶解常与不整合面附近开放体系中大气水或其他酸性介质的溶解相关。研究区侏罗系砂岩含有较多的碳酸盐岩岩屑，且岩屑中的矿物组成主要为白云石和铁白云石，镜下这些岩屑有明显的溶蚀现象，主要表现为颗粒边缘不平整，在其外围有(铁)白云石衬垫或充填，推测碳酸盐岩屑在早期遭受大气水淋滤或其他酸性流体溶蚀，释放出Fe2+、Mg2+、Ca2+、CO32-等离子。因白云石溶解度一般随温度升高而降低[23]，所以随着埋深增大和温度升高，地层流体中Fe2+、Mg2+、Ca2+、CO32-等离子逐渐达到过饱和而形成(铁)白云石胶结物。
4.3 黏土矿物研究区侏罗系储层中伊利石是在较低气温下由长石、云母等铝硅酸盐矿物经风化脱钾而成的[24]，是研究区侏罗系碎屑岩储层中分布最广泛的黏土矿物(图 4g)。自生高岭石成因主要有两种：一种是成岩期从孔隙溶液中直接沉淀形成的高岭石，其晶形发育较好；另一种自生高岭石来源于长石等矿物的溶蚀转化，镜下多与自生石英共生并伴有长石溶蚀及向高岭石蚀变的现象(图 4d)，反映了这些深部自生高岭石的形成多与有机酸对长石等矿物的溶蚀转化有关，研究区自生高岭石以该种成因为主。绿泥石在研究区侏罗系中体积分数较少，可在部分颗粒表面形成绿泥石薄膜(图 4h)，这些绿泥石是由地层中高岭石与泥岩水溶液中携带的Fe2+、Mg2+在弱碱性的水介质中反应生成的[25](图 4i)。孔隙中少量分布的伊/蒙混层是成岩过程中由蒙脱石转化形成的，由此导致研究区侏罗系碎屑岩储层中蒙脱石质量分数较小。
4.4 主要自生矿物形成时期本文主要利用自生矿物中包裹体和碳-氧同位素资料，通过确定自生矿物形成温度，结合矿物间相互赋存关系确定自生矿物形成时期。根据前人研究，可将碎屑岩成岩阶段划分为早、中、晚3个成岩阶段[4]。早成岩阶段可分为A、B两期，一般认为早成岩阶段A期古温度小于65 ℃，B期古温度范围为65~85 ℃；中成岩阶段A期古温度范围为85~140 ℃，B期古温度范围为140~175 ℃；晚成岩阶段古温度范围为175~200 ℃。以此为标准，划定各类自生矿物形成时所处成岩阶段。
硅质矿物 镜下研究区侏罗系砂岩中微晶石英衬垫发育的地方碎屑颗粒以点、点-线接触为主，甚至为漂浮状，推测这些微晶石英衬垫形成于成岩早期。由于微晶石英晶体细小，难以在其中找到可以测定均一温度的气液两相包裹体，为进一步确定其形成时期，通过分析微晶石英与其他自生矿物的相互赋存关系，借助其他自生矿物的形成时期来推断微晶石英的形成时期。根据相互赋存关系，颗粒外围的微晶石英衬垫较充填于粒间孔隙的方解石胶结物形成更早，由此选取了同样为成岩早期形成但仍晚于微晶石英衬垫的粒间方解石胶结物进行碳-氧同位素测定(图 6)。根据测定的碳-氧同位素值计算得出这些粒间方解石胶结物的形成温度在60~70 ℃之间[26]，因此微晶石英衬垫形成温度必然不高于该温度范围，其形成时期更早，大概于早成岩阶段(浅埋藏时期)形成。石英加大和充填石英形成温度来自于其中赋存的气液两相包裹体，测定的均一温度主要集中110~145 ℃温度区间，可判别这些石英胶结物是在中成岩阶段A期沉淀的。
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| 图 6 歧南断阶带侏罗系碎屑岩方解石碳、氧同位素特征 Fig. 6 Carbon and oxygen isotopic characteristics of calcite cement in Jurassic clastic reservoirs in Qinan fault step belt |
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(铁)白云石 镜下显示，研究区侏罗系碎屑岩中白云石发育部位的颗粒以点接触和较短线接触为主，而线接触部位白云石不发育，即白云石形成于线接触之前。说明(铁)白云石的胶结作用是在较早的成岩阶段发生的，有效压实作用发生在铁白云石胶结作用以后。与连晶方解石胶结物不同的是，(铁)白云石胶结作用发育的岩石中存在长石的溶解现象，但镜下很少见到(铁)白云石胶结物占据长石溶解空间的现象，说明(铁)白云石胶结作用发生的时间在长石溶解之前，其物质来源与长石溶解关系较小。
方解石 根据薄片观察、包裹体及同位素分析结果，研究区存在两期方解石胶结物，早期方解石主要为连晶方解石，晚期方解石主要为交代杂基、碎屑颗粒或充填在粒间及长石溶蚀孔隙中的胶结物。早期连晶方解石具有相对较高的δ13CPDB值，其变化范围在3.52 ‰~4.23 ‰之间，平均值为3.92 ‰，表明其形成与有机质的脱羧基作用关系不大；其δ18OPDB值较晚期方解石偏正，分布在-9.20 ‰~-7.97 ‰之间，平均为-8.43 ‰(图 6)，其形成温度在60~70 ℃之间，因此这些方解石形成较早，于早成岩阶段B期形成。与早期连晶方解石相比，交代、充填方解石的δ13CPDB值较低，分布范围主要在-13.82 ‰ ~-8.51 ‰之间，平均值为-11.53 ‰，说明其与有机碳的关系密切[27]，是在有机质演化到脱羧基作用阶段，大量有机酸形成或更晚的时间沉淀的。镜下深埋阶段长石溶蚀形成的孔隙中无早期方解石充填，但有晚期方解石充填，也说明这些晚期方解石沉淀时间晚于长石的溶蚀，物质来源与长石等铝硅酸盐矿物的溶解有关。另外，这期方解石δ18OPDB值较早期方解石偏负，大多在-13.89 ‰~-13.32 ‰之间，平均为-13.64 ‰(图 6)，其形成温度主要分布在100~110 ℃之间，说明交代、充填方解石是在相对较晚的中成岩阶段A期形成的。
5 自生矿物对储层物性的影响 5.1 自生矿物对储集性能的影响研究表明，在三类主要的自生矿物中，硅质矿物和碳酸盐矿物主要控制研究区侏罗系碎屑岩储层孔隙的发育和演化，而黏土矿物对储层渗透性具有重要影响。
研究区深层发育以原生孔隙为主和以次生溶蚀孔隙为主的两种不同类型的高孔隙储层，Ⅰ类储层中发育微晶石英孔隙衬垫(图 7a)，而Ⅱ类储层中则具有碳酸盐胶结物的广泛溶蚀现象(图 7b)，两类储层具有不同的孔隙演化特征。Ⅰ类以原生孔隙为主的高孔隙储层的发育与早期微晶石英衬垫产生的抗压实作用和对石英次生加大的抑制作用有关[9, 28]。一方面，颗粒外围不规则生长的微晶石英晶体相互接触，对粒间空间起到支撑作用，大大抵御了埋藏过程中地层的压实效应，使深部储层仍得以保存大量原生孔隙；另一方面，早期微晶石英衬垫对后期石英次生加大胶结具有明显的抑制作用。镜下观察对比发现，微晶石英衬垫发育的砂岩具有明显较低的石英自生加大体积分数和较高的残余粒间孔隙度(图 7a)，而缺乏微晶石英衬垫的砂岩则具有较高的石英自生加大体积分数和较低的粒间残余孔隙度。微晶石英衬垫的存在对孔隙的保存和物性的改善具有重要意义，有利于形成Ⅰ类以原生孔隙为主的有利储层。Ⅱ类以次生溶蚀孔隙为主的高孔隙储层与早期(铁)白云石和方解石胶结物发育密切相关。一方面，这些形成于有效压实作用发生之前的碳酸盐胶结物占据了粒间的原生孔隙(图 7c)，减弱了压实作用对粒间原生孔隙的破坏[29]；另一方面，这些占据粒间空间的早期碳酸盐胶结物在研究区构造抬升期和埋藏期分别遭受强烈的表生风化淋滤作用和有机酸的强烈溶蚀[15-16]，形成大量次生粒间溶蚀孔隙，储层物性得到极大提升(图 7b，d，e)。储层中被溶矿物的矿物学特征、阴极发光特征和电子探针成分分析等也证实，主要的被溶物质之一便是早期(铁)白云石、方解石胶结物。而早期碳酸盐胶结物不发育的砂岩，则由于在压实过程中没有胶结物的支撑，颗粒多会因压实成为线接触，颗粒间孔隙因压实损失巨大，后期即使暴露地表，也没有可以被溶蚀的碳酸盐胶结物；因此难以形成发育的次生孔隙，反而形成碳酸盐严重胶结的致密层(图 7f)[30]。
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| a. A791井，2 834.50 m，Ⅰ类储层发育自生微晶石英衬垫(蓝色箭头所示)和被微晶石英衬垫保护的粒间残余原生孔隙(红色箭头所示)，单偏光；b. A793井，2 422.72 m，Ⅱ类储层粒间溶蚀孔隙发育(红色箭头所示)，单偏光；c. A861井，3 139.00 m，颗粒间被方解石胶结(红色箭头所示)，抑制压实作用，颗粒以点接触为主，正交偏光；d. A791井，2 830.40 m，颗粒间碳酸盐岩胶结充填(红色箭头所示)，部分碳酸盐胶结物发生溶蚀形成溶蚀孔(蓝色箭头所示)，单偏光；e. A791井，2 855.60 m，颗粒间铁白云石胶结物溶蚀形成溶蚀孔隙(红色箭头所示)，单偏光；f. A793井，2 218.56 m，碳酸盐胶结物不发育，颗粒以线接触为主，压实作用较弱，致密，单偏光。 图 7 歧南断阶带侏罗系碎屑岩有利储层成因 Fig. 7 Genesis of Jurassic clastic favorable reservoirs in Qinan fault step belt |
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通过对研究区侏罗系碎屑岩中自生黏土矿物体积分数与储层物性相关性进行统计分析表明，自生黏土矿物体积分数控制了储层渗透性差异，而与孔隙度无明显相关性(图 8)。统计结果显示，随着伊利石和绿泥石体积分数增加，孔隙度和渗透率均无明显变化；而高岭石体积分数虽然与孔隙度无明显相关性，但随着高岭石体积分数增加，储层渗透率明显增大，说明研究区侏罗系储层渗透率与高岭石体积分数呈正相关关系(图 8b)。镜下这些自生高岭石结晶程度较好，晶间孔隙大量发育(图 3d)，连通性较好，而被伊利石、伊/蒙混层和绿泥石等黏土矿物充填的孔隙连通性相对较差。另外，这些自生高岭石的形成与长石类矿物的溶蚀转化有关(图 4d)，自生高岭石的富集也反映了储层溶蚀作用的增强和溶蚀孔隙的大量产生。因此，自生高岭石富集的层段储层物性(特别是渗透性)往往优于其他自生黏土矿物充填的层段。
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| a、b. 高岭石; c、d. 伊利石; e、f. 绿泥石。 图 8 歧南断阶带侏罗系碎屑岩黏土矿物体积分数与储层物性关系图 Fig. 8 Correlation of relative content of clay minerals with physical properties of Jurassic clastic reservoirs in Qinan fault step belt |
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镜下观察和黏土X衍射分析表明，研究区侏罗系储层中自生高岭石等黏土矿物相对体积分数纵向分布具有显著差异，上段储层孔喉中充填物主要以伊利石、伊/蒙混层为主，中段储层孔隙充填物主要为自生高岭石、次生石英、铁白云石、方解石等矿物，下段储层充填物主要是伊利石和绿泥石(图 9)，即自生高岭石富集带主要分布于侏罗系中段。纵向上，自生高岭石体积分数与储层渗透率变化规律一致，具有良好的对应关系(图 10)，因此侏罗系中段自生高岭石富集带也是优质碎屑岩储层发育主要层段。
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| VSP. 自然电位；GR. 自然伽马；RD.深侧向电阻率；RS. 浅侧向电阻率。 图 9 歧南断阶带侏罗系碎屑岩储层纵向黏土矿物序列 Fig. 9 Vertical sequence of clay minerals of Jurassic clastic reservoirs in Qinan fault step belt |
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| 图 10 歧南断阶带侏罗系碎屑岩储层高岭石体积分数和渗透率纵向分布特征 Fig. 10 Vertical distribution properties of relative content of kaolinite and permeability of Jurassic clastic reservoirs in Qinan fault step belt |
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通过对研究区侏罗系深层碎屑岩储层成岩作用类型、各类成岩作用发生的先后顺序及其对孔隙的定量影响、主要成岩矿物的形成时期及其微成分特征等进行分析，可确定其成岩作用序列及其控制的孔隙演化特征[31-32]。结果显示，研究区侏罗系碎屑岩大多进入中成岩A期，并有少部分进入中成岩B期。研究区两种不同类型的有利储层(Ⅰ类储层和Ⅱ类储层)孔隙演化存在明显差异，Ⅰ类储层质量优于Ⅱ类储层。
5.2.1 同生期据前人[31]研究，分选好的表层石英砂岩初始沉积期孔隙度约为40%。针对研究区，应用Scherer[33]根据Beard和Weyl湿砂填集实验资料所建立的原始孔隙度与分选系数的定量关系拟合公式，恢复研究区侏罗系砂岩原始孔隙度，公式为
式中：P0为原始孔隙度；S0为Trask分选系数。计算得到研究区侏罗系砂岩中原始孔隙度为38.93 %~ 40.85 %，平均为39.64 %。由此综合分析认为研究区侏罗系储层的初始孔隙度在40 %左右。同生期经历的成岩作用主要为铝硅酸盐骨架颗粒及同期火山物质的水化作用，特别是侏罗系上部地层中含有较多的凝灰质杂基，因此其水化作用特别明显，使孔隙流体具有较为丰富的Si4+、Ca2+、Fe3+、Mg2+等离子。
5.2.2 早成岩阶段早成岩A期，古温度一般小于65 ℃。该阶段地层中的铝硅酸盐矿物和火山物质的水化作用继续发生，并随着地层埋藏加深和古温度上升，Si4+、Ca2+、Fe3+、Mg2+等离子浓度进一步升高形成微晶石英衬垫、部分早期方解石和(铁)白云石等胶结物。在该阶段，机械压实作用对储层孔隙的破坏作用十分强烈，造成原生孔隙大量损失，是导致该阶段孔隙度显著降低的最主要因素。同时，长石等易溶矿物和凝灰质被含煤地层生成的少量酸性流体溶蚀形成部分次生孔隙，在此过程中析出的阳离子也为微晶石英衬垫和铁白云石等碳酸盐矿物的形成进一步提供离子。该阶段微晶石英衬垫的形成强化了颗粒间的支撑性，对埋藏过程中的机械压实作用具有抑制性，使后期机械压实作用对原生孔隙的破坏量明显减弱，导致早成岩A期末Ⅰ类储层与Ⅱ类储层的孔隙度出现明显差异。镜下Ⅰ类储层的颗粒接触关系明显较弱，孔隙度在该阶段末仅减少到17.0 %，而Ⅱ类储层颗粒接触关系较强，孔隙度降低更明显，只有11.0 %(图 11)。
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| 图 11 歧南断阶带侏罗系碎屑岩储层自生矿物成岩序列和孔隙演化过程 Fig. 11 Diagenetic sequences of authigenic minerals and porosity evolution process of Jurassic clastic reservoirs in Qinan fault step belt |
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早成岩B期，古温度介于65~85 ℃之间，有机质进入半成熟演化阶段。由于温度的升高，成岩早期流体中Ca2+、Fe3+、Mg2+等离子的浓度进一步升高并达到过饱和，形成了颗粒间广泛发育的(铁)白云石、方解石等碳酸盐胶结物，原生孔隙大量减少。同时，与煤系地层腐植型有机质有关的酸性流体和有机质成熟形成的有机酸使地层流体pH值进一步降低，大量长石、岩屑和凝灰质等易溶铝硅酸盐组分发生溶蚀形成次生孔隙，溶解作用向孔隙流体提供Na+、Ca2+、Fe3+、Mg2+、K+和Si4+离子，促使该阶段晚期部分自生石英、碳酸盐矿物、黏土矿物形成。在此阶段，虽然形成了溶蚀孔隙，但由于进一步的压实作用影响，溶蚀孔隙(特别是粒间溶孔)最终保存下来的较少，孔隙度由于溶蚀作用增大后又快速减少至10.0 %左右。Ⅰ类储层由于微晶石英衬垫更为发育，遭受的压实作用较Ⅱ类储层更弱，到该阶段末，Ⅰ类储层孔隙度变为16.5 %。对于Ⅱ类储层，虽然粒间开始大量发育的碳酸盐胶结物抵御了部分压实作用，但这些胶结物同时也占据了较多的粒间孔隙，因而孔隙度降低较Ⅰ类储层更明显，该阶段末降至9.0 %(图 11)。不过，这些占据粒间孔隙的碳酸盐胶结物也为后期溶蚀改造形成溶蚀孔隙提供了空间和物质基础。
5.2.3 中成岩阶段研究区侏罗系碎屑岩现今大多处于中成岩A期(古温度介于85~140 ℃)。该阶段，随着有机质演化逐渐成熟，地层中有机酸大量产生并促使钾长石、钠长石、岩屑等易溶物质发生溶解形成次生溶蚀孔隙，储层物性得到改善，Ⅰ类储层和Ⅱ类储层孔隙度都有所增加，最高分别达到19.0 %和13.0 %。在该阶段晚期，溶蚀作用释放出的Na+、Ca2+、Fe3+、Mg2+和Si4+等离子的浓度进一步升高，形成部分石英、绿泥石、伊利石和晚期碳酸盐胶结物等充填孔隙，导致到本阶段末期，Ⅰ类储层孔隙度降为16.0 %，Ⅱ类储层孔隙度降为8.0 %。同时，自生高岭石、绿泥石、伊利石等黏土矿物的大量生成和差异分布也导致储层渗透率差异增大，非均质性增强。
5.2.4 表生期受燕山运动影响，研究区侏罗系在晚燕山期遭受了长达20 Ma的构造抬升剥蚀[15]。在表生风化淋滤作用下，部分侏罗系储层中广泛分布的形成于成岩早期的粒间(铁)白云石、方解石等碳酸盐胶结物发生剧烈溶蚀，形成大量粒间溶蚀孔隙，储层孔隙度显著提升。同时，由于研究区位于羊二庄、海四大断裂附近，在构造应力作用下，其储层中发育了大量的构造缝和微裂缝，为大气淡水进入地层长时期对碳酸盐进行溶蚀创造了有利条件。而对于早期碳酸盐胶结物不发育或者体积分数较低的储层，则溶蚀作用很弱，储层物性改善有限。因此，Ⅱ类储层优于表生期碳酸盐胶结物的溶蚀作用，孔隙度由中成岩阶段的8.0 %提高到15.0 %，可在靠近风化壳的部位形成有利储层(图 11)，而Ⅰ类储层孔隙度几乎与中成岩阶段时的孔隙度相近，为17.5 %。
6 结论1) 歧南断阶带深层侏罗系碎屑岩以岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩为主，局部含有大量火山物质，下部夹煤层，整体属于中孔-低渗储层，非均质性强，纵向渗透率变化大。该区自生矿物主要为以微晶石英衬垫、石英加大、孔隙充填石英形式产出的硅质矿物，以铁白云石、白云石、方解石胶结物形式赋存的碳酸盐矿物及高岭石、伊利石、绿泥石、伊/蒙混层等黏土矿物3大类。
2) 微晶石英衬垫形成于成岩早期，物质来源主要为凝灰质溶蚀作用、火山物质的脱玻化作用及长石、铁镁暗色矿物等的溶蚀；碳酸盐胶结物包括早期形成的方解石、(铁)白云石和晚期方解石胶结，成因主要包括(铝)硅酸盐矿物的水化作用、黏土矿物的转换及碳酸盐岩岩屑的溶解再沉淀；伊利石由长石、云母等铝硅酸盐矿物风化脱钾而成，高岭石来自于孔隙溶液的直接沉淀及长石等矿物的溶蚀转化，绿泥石由地层中高岭石与水溶液中金属离子反应生成，少量分布的伊/蒙混层由成岩过程中蒙脱石转化而来。
3) 硅质矿物和碳酸盐矿物控制了研究区侏罗系储层孔隙的发育和演化，早期微晶石英衬垫和早期碳酸盐胶结物具有抗压实作用，抵御了碎屑颗粒的压实，保存了部分原生孔隙。同时，早期碳酸盐胶结物占据了一定的原生孔隙空间，为后期成岩过程中碳酸盐胶结物发生溶蚀形成次生溶孔、改善储层物性提供了物质基础。黏土矿物控制了储层渗透性差异，储层渗透率与自生高岭石体积分数呈正相关性，较高渗透率储层分布于侏罗系中段高岭石富集带内。
4) 受自生矿物发育的影响，研究区侏罗系碎屑岩发育两种不同类型的有利储层，即原生孔隙体积分数高、发育微晶石英衬垫的Ⅰ类有利储层和粒间溶蚀孔隙较为发育、具有显著表生期成岩作用特点的Ⅱ类有利储层。前者主要受早-中成岩期微晶石英衬垫抗压实作用和对石英加大的抑制作用控制，原生孔隙保存较好；后者主要受表生期风化淋滤作用控制，可在风化壳附近形成优质储层，整体上Ⅰ类储层物性优于Ⅱ类。
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