砂泥岩交互地层，不是两种不同的成岩系统的简单交互，而是一个统一的砂—泥岩协同成岩系统，“协同成岩作用”正是这样一种整体观。

因此，如果要探讨砂岩成岩、储层物性、有利次生空隙带，就有必要了解砂泥岩协同成岩作用在不同埋深、不同温压条件、不同酸碱性成岩环境下的内在联系（图 1）。

协同成岩作用所关注的，在传统的储层研究之外，侧重于相邻泥岩所发生的成岩作用，以及泥岩中有机质热演化过程，为探讨储层成岩环境、孔隙演化、自生矿物注入新的思想和内容。

1 有机质演化的协同成岩作用

早在1989年，Surdam和Crossey通过实验发现，有机质演化经历三个阶段^[1]：

（1）对应于油气大量生成时期（80~120℃），泥岩中干酪根脱去含氧官能团形成大量的有机酸，这些有机酸促进了砂岩中的铝硅酸盐的溶解，也促进了碳酸盐的溶解，这一阶段溶液的pH值一般在5~6之间。

（2）当温度达到120~160℃之间时，有机酸开始脱羧变成烃类和CO₂，有机酸浓度逐渐降低，CO₂大量生成。这一阶段除对铝硅酸盐有溶蚀作用外，不断增强的CO₂浓度有可能使碳酸盐向生成碳酸盐的方向移动：

因此，这个阶段是长石被溶解和碳酸盐胶结物沉淀共存的阶段。

（3）当温度进一步升高（大于160℃），有机酸将全部分解产生CO₂和烃：

此时，高浓度CO₂使溶液pH值持续降低至2，这种酸性溶液有利于碳酸盐矿物溶蚀，从而形成深层次生孔隙。

勘探实践已经证实，在生油窗、生油高峰期，有机质热演化、降解生烃的同时，可生成有机酸和CO₂，可以有效地溶蚀储层中的长石类和碳酸盐类矿物，形成次生孔隙。因此，大量有机酸的产生时期一般对应着酸性次生溶孔发育的阶段。

油气注入储层后，可形成油气包裹的惰性成岩场，导致成岩作用的终止。但是，惰性成岩场是短暂的，已经有实验证实：进入储层中的原油在热解作用下仍能形成大量有机酸。

有机质演化的三阶段论与盆地的热演化差异相结合，必然在深层空间给成岩作用差异增添变数。以西湖凹陷区域镜质体反射率资料看（图 2），有机质热成熟差异在不同构造区带之间，差别较大。

（1）不同构造带R_o垂向分布特征的差异反映了凹陷不同地区地温梯度差异较大，但在2 500 m深度同时出现R_o拐点，斜坡地区拐点R_o大致在0.5%，中央背斜带南部、北部拐点R_o值都在0.6%，向深部发展，中央背斜带北部尤为异常。

（2）成熟度的差异不仅反映了有机质演化过程的差异，也反映了泥岩成岩演化的区块差异。这一因素必然也包含了区域性流体势动力学特征差异。

1.1 有机酸对长石的溶蚀作用 1.1.1 西湖凹陷长石溶蚀现象

西湖凹陷储层中长石（斜长石及钾长石）普遍存在溶蚀现象，或边缘溶蚀，或节理溶蚀，或粒间孔扩大，或粒内溶蚀，颗粒未溶部位与粒内孔相间呈现栅状，窗格状、蜂巢状、残骸状、肋条状（图 3-1），形成铸模孔、粒内孔、粒间扩大孔（图 3-2）。

1.1.2 溶蚀机理

据于川淇等研究^[2]，长石溶解分3种情况：（1）溶解物质全部随溶液迁移它处；（2）仅K和Na等元素溶出，SiO₂和Al₂O₃等在附近形成高岭石（图 3-3），或进一步溶蚀形成伊利石等黏土矿物；（3）仅剩下SiO₂形成硅质填隙物，同时出现自生钠长石。

有机酸溶蚀长石是通过Al³⁺与有机酸阴离子络合反应实现的，由于有机酸阴离子与Al³⁺结合形成的络合离子在溶液中比较稳定，加大了矿物元素进入溶液的速率^[3]，反应式为：

特别需要注意，长石蚀变生成高岭石有利于孔隙增大。长石蚀变为高岭石的反应式为：

因此，从有机酸大量出现深度开始，长石就长期处于溶解和转化的状态之中。西湖凹陷宝云亭1、2井资料揭示了长石、高岭石含量随深度变化的相互关系即验证了这一点（图 4）。当长石随深度减少时，高岭石含量不断增高。

1.2 有机酸与黏土矿物的相互作用

目前，有机酸与黏土矿物相互作用的研究还很薄弱。

由于黏土矿物化学组成复杂、结构多变，黏土演化过程中存在多种歧化反应。PITTMAN等人^[4]认为：黏土矿物与有机酸之间的反应包括吸附、催化两个方面，吸附过程将减少流体中有机酸离子，从而抑制对长石等矿物的溶解；而催化反应所引发的脱羧基过程，降低了地层水中有机酸离子浓度，同样抑制长石等矿物的溶解。

从上述两点可以看出：

（1）黏土矿物与有机酸的相互作用有降低地层水有机酸离子浓度的作用；而有机酸作为有机质演化的阶段性产物，与黏土矿物的作用结果必定随埋深促成酸性成岩环境的强弱变化，以及酸性与碱性成岩环境的相互转化。

（2）当有机酸大量出现时，黏土矿物作用微弱，不会影响酸性溶蚀带出现；当有机酸含量较低时，黏土矿物主导着地层水的碱性属性，储层进入碱性溶蚀阶段。

（3）当泥岩演化酸性环境强烈时，排出酸性地层水的同时自身容易形成硅质胶结；而碱性环境强烈，排出碱性地层水的同时，自身形成钙质胶结。

1.3 有机酸对碳酸盐岩的溶蚀、沉淀作用

泥岩成岩早期的碳酸盐胶结现象与浅埋藏阶段发酵细菌在还原环境中分解有机质有关，致使残余HCO₃^-与岩石中钙离子相结合形成。而砂岩早期的碳酸盐胶结其成因是相似的，氧碳稳定同位素资料已经证实了这一点。

而砂岩成岩演化进入晚成岩阶段后（80℃），相邻泥岩中有机质释放大量有机酸进入储层，促使早期碳酸盐溶解，这一过程可以表达为：

这是一个由CO₂分压控制的平衡反应，因此，这一阶段碳酸盐溶解、沉淀或可并存（图 3-4）。

当成岩温度升至100℃后，砂岩中晚期碳酸盐胶结物的形成则与有机酸的脱羧作用有关，有机酸脱羧形成CO₂，其化学反应式如下：

CH₃COOH → CH₄+CO₂；

或：CH₃COO^-+H₂O → CH₄ +HCO₃^-

虽然脱羧反应生成的CO₂使CO₂分压升高，有机酸大量减少，而弱酸根水解大于电离，碳酸根、碳酸氢根的水解呈碱性：

因此，100~200℃之间成岩环境偏向碱性，使碳酸盐矿物变得稳定^[1]，从而导致碳酸盐矿物沉淀，这就是晚期碳酸盐的重结晶现象（图 3-5）。

随着成岩阶段的深入，地层温度持续升高致使有机质脱羧作用产生的CO₂愈来愈多，地层溶液酸性提高又将造成晚期碳酸盐的溶解。

有机酸对碳酸盐的影响是通过调节流体pH值实现的，有实验发现证明：有机酸提供H⁺的能力是碳酸的6~350倍，有机酸钙的溶解度比碳酸钙高大约3个数量级^[5]。

综上，可以分析两点：

（1）有机酸和CO₂分压是控制孔隙溶液pH值的两大主要因素^[6]。但是有机质演化过程决定了两大因素又有主导先后差异。有机酸显然侧重于晚成岩A期（图 1），CO₂分压则在有机酸减少之后晚成岩B、C阶段。

（2）比较CO₂分压在相对封闭和开放的成岩体系中的作用，可以解释相对封闭的成岩环境孔隙水运移缓慢，很容易造成碳酸盐溶解停滞甚至重新沉淀，钙质胶结致密；而开放的、流动畅通的成岩环境导致碳酸盐被大量溶蚀。

2 黏土矿物演化的协同成岩作用 2.1 黏土脱水

地层中的黏土矿物，如高岭石、蒙脱石、绿泥石等，多属于层状或层链状硅酸盐结构。它是由一个四面体的（Si，Al）O₄^-层和一个八面体的（Al，Mg）(OH)₆^-层按不同规律（有序或无序）呈层状或层链状组合起来的一种结构。

当晶层作层状或层链状重复堆迭时，相邻晶层之间的空隙一般含有水和各种阳离子。因此，黏土矿物一般都具有含水的特性。

层间域中水的结合方式也有不同，吸附水是由吸附作用而保留在层间域中的水分，结合力最弱，一般100℃左右即可脱出；层间结合水是以吸收作用保存在层间域中近层面处呈规则配位排列的水分，它的结合力较强，脱水温度一般为100~200℃。而以(OH)^-的形式存在于晶体结构八面体中的结构水则是由化合作用结合在晶格中的水分，结合力最强，一般> 500℃才能脱出。

常见黏土矿物层间水脱水温度的100~200℃之间（表 1），如果考虑到埋藏条件的时间因素，该脱水温度窗口将向低温方向移动。对比图 1可见，层间水脱出与运动将参与有机质演化、储层演化以及油气运移驱动的完整过程。

从浅埋藏至深埋藏阶段，黏土脱水分三个阶段：

（1）压实脱水，这部分脱水约占沉积物含水30%，其中多数为半固化层间水状态，发生在埋深千米左右。

（2）层间水脱出，水的运动总量是压实体积数量的10%~15%，既有黏土矿物结构转换的因素，也有低温脱水反应。

（3）结构水脱出，深部埋藏阶段的高温脱水反应。

其实最具有石油地质意义的是第二个脱水阶段，其发生的深度段不仅与主要生油气阶段相交，并表现为一种重要的流体驱动载体，还能使地下流通物质重新分布，深刻影响着相邻储层的成岩作用方式和内容。

综上所述，黏土脱水有两点值得关注：

（1）脱水与生烃基本同步

成岩过程中黏土矿物和有机质随着埋深同时发生演变，这种演变必然会相互影响。黏土矿物的成岩演化不但能促进有机质向石油的转化，而且脱水过程中析出的层间水为油气初次运移提供了介质和动力。油气窗口与脱水窗口的部分叠合，表明油气初次运移必以混相方式。

（2）脱水存在“渐进渗透”和“幕式爆发”两种方式

由温度控制的层间水脱水，必定存在温度窗口内爆发式脱水现象。而黏土结构转化过程的脱水，则受黏土成岩后生过程控制，这一过程伴随着埋藏缓慢发生。

“幕式爆发”脱水方式，往往容易在脱水窗口深度形成欠压实现象。以西湖凹陷宝云亭4井为例：黏土脱水在2 000 m左右就开始了，多幕并存则说明地层封闭条件下“幕式爆发”脱水方式的存在（图 5）。

2.2 黏土矿物转换

西湖凹陷最常见的黏土矿物转化关系就是高岭石向伊利石、绿泥石转化，以及蒙脱石经由伊蒙混层向伊利石转换的过程。

2.2.1 高岭石向伊利石、绿泥石转化

高岭石在富钾水介质中向伊利石转化过程中可产生H⁺，其表达式为：

高岭石向绿泥石转化出现在水介质富铁、镁的情况下。高岭石向绿泥石转化释放出H⁺：

转化过程脱出的层间水中H⁺增多有利于酸溶性矿物的溶解，而碱性成岩环境有利于推动这一转化过程。

高岭石向绿泥石蚀变转化，通常保持了原高岭石聚片蠕虫状的颗粒聚集特征，颗粒形状为六角板状（图 3-6）。

2.2.2 蒙脱石转化

蒙脱石经由伊蒙混层向伊利石转换的过程，发生在黏土矿物成岩至后生阶段。

蒙脱石族矿物是2:1型的层状硅酸盐，层间含有不定量的水。蒙脱石层间水的稳定性受层间电荷、层间阳离子种类、温度以及介质溶影响。

导致黏土转化的主要因素是埋藏条件下的离子交换。如果体系中有K⁺存在，在一定浓度下则会取代蒙脱石层间的阳离子，因其离子半径小，可进入晶体格架中，可导致蒙脱石的吸附性降低。如果溶液中也存在着Al³⁺，则会取代蒙脱石晶体格架四面体中的Si⁴⁺离子，使晶体的层间电荷增大，进一步促进K⁺对层间阳离子的取代^[7]。

转化过程中，蒙脱石脱去层间水和吸附水，并在层间吸附更多的钾离子；同时，四面体中失去一定量的硅，相对富集钾和铝。因此，蒙脱石向伊利石转化是一个脱水、加钾、加铝、去硅的反应过程。

蒙脱石经由伊蒙混层向伊利石转换过程经历两个阶段，文献资料表明：在美国墨西哥湾沿岸高地温梯度区（31℃ / km），蒙脱石向伊蒙混层转化的温度界面为90℃，进一步向伊利石转化的温度界面为130℃；而沿岸低地温梯度区（24℃ / km）分别为90℃和145℃。国内研究资料中，渤海湾盆地歧口凹陷分别为95℃和130℃；东营凹陷分别为90℃和125℃；下辽河凹陷分别为90℃和138℃^[8]。

这两个温度界面与有机质演化亦存在对应关系，但各个盆地略有差异。马来群岛加里曼丹岛东部马哈卡姆新近纪三角洲盆地短有序I/S矿物出现于镜质体反射率0.42%~0.47%的深度，苏北盆地大部分地区有序I/S矿物出现于镜质组反射率0.5%~0.55%的深度^[8]。

而伊利石含量急剧升高的温度界面，不同盆地间相差甚远。

统计西湖凹陷孔雀亭1井的泥岩X衍射资料，伊蒙混层猛增的界面大约在1 500 m，而急剧消失的界面大约在3 500 m，对应于R_o分别在0.4%和0.7%（图 6）。

3 结论

本文从有机质演化、黏土脱水及转化问题引入砂岩储层的“协同成岩”概念，揭示有机酸热演化过程产生的有机酸、CO₂以及油气对储层成岩环境的影响，揭示泥岩成岩后生过程中，黏土脱水、转化与储层之间产生的物质交换，为深部储层物性分布研究开拓思路，深化认识。

综合分析有机质及黏土演化过程中的几种重大成岩事件，协同成岩可归结并延伸的认识有：

（1）富含有机质的生油岩热演化过程必定为成岩环境提供大量有机酸和CO₂，由于伴随有黏土脱水现象，有机酸和CO₂主导着地层水的酸碱性。

（2）泥岩演化过程中，地层水酸化与去酸化因素多样并存，此消彼长的平衡关系决定了成岩环境在深度上酸碱性交替的局面。

（3）预测有利的深部储层应尽可能靠近生油岩地层，最大的发挥酸性溶蚀对深部储层的改造作用。

（4）有机质干酪根热演化决定了有机酸产量，这是预测纵向次生孔隙带之关键。

（5）黏土脱水使泥岩中大量地层水参与到砂岩的成岩后生过程。而溶液中各种酸、盐，各种阴、阳离子参与的水—岩反应，决定了对应深度成岩环境中胶结与溶蚀的总体走向。

（6）黏土脱水是一种流体驱动机制，不仅在渗透性地层中有利于溶解物质的搬运，而且扩大了泥岩协同成岩的影响范围，使储层认识深化理解在从微观到宏观的联系中。