石油天然气地质与勘探

1、.（一）元素组成不同地区，不同时代的石油元素组成比较接近，但也存在一定的差异（表1-1）。组成石油的化学元素主要有碳、氢、氧、硫、氮，其中碳和氢两种元素占绝对优势。（二）石油的化合物组成表1-2 石油的化合物组成烃类烷烃饱和烃环烷烃芳烃不饱和烃非烃类含硫、氮、氧化合物（三）石油的馏分组成表1-3 石油的馏分组成馏分名称沸点碳原子数化合物轻馏分石油气30g/m3）的气藏，即成为凝析气藏，如我国黄骅坳陷板桥油田的凝析气藏。第三节 油 田 水油田水是指油气田范围内直接与油层连通的地下水，即油层水。一、油田水的来源一般认为，油田水的来源主要有4种：沉积水、渗入水、深成水、转化水。二、油田水的矿化度矿化

2、度是指单位体积水中所含溶解状态的固体物质总量。即单位体积水中各种离子，元素及化合物总含量。用g/l、mg/l、ppm（百万分之一）表示。油田水以具有高矿化度为特征。三、油田水的化学组成1无机组成油田水的无机组成主要由Na+（包括K+）、Ca2+、Mg2+和Cl、SO42、HCO3（包括CO32）等阳、阴离子构成，另外还含有几十种微量元素。2有机组成油田水中常见的有机组成有烃类、酚和有机酸。3气体成分水中的气体成分呈溶解状态。油田水中常见的气体有烃气和非烃气两大类，烃类气体以甲烷为主，另外还有乙烷等重烃气体；非烃气种类较多，如二氧化碳、硫化氢等气体。含重烃气体是油田水的主要特征。四、油田水的类型

3、表1-7 苏林的天然水成因分类表（转引自张厚福等，1999）水的类型成因系数（以毫克当量%表示浓度比）Na/Cl（Na-Cl）/SO4（Cl-Na）/Mg大陆水硫酸钠型（Na2SO4型）11110海 水氯化镁型（MgCl2型）101深层水氯化钙型（CaCl2型）11CaCl2型水形成于地壳深部封闭性良好、水体交替停滞、利于油气藏保存的还原环境，油田水往往是高矿化度的CaCl2型水，但其与油气物质间无成因联系。高矿化度NaHCO3型水是油气物质存在的还原环境的产物，成因上与油气田有关，为油田水的基本水型之一。MgCl2型水主要为海水在泻湖中蒸发浓缩所致；大陆淡水溶滤海相沉积岩中所保留的盐分，亦可

4、形成MgCl2型水；或为来自深层的CaCl2型水与上部的NaHCO3型或Na2SO4型低矿化度水掺和产生的。MgCl2型水环境下一般无或少有油气田。Na2SO4型水系地表水中分布最广的一类水，通常表示地壳的水文地质封闭性差，不利于油气藏的保存，其分布带一般无油气藏。第四节 油气中的稳定同位素 油气中稳定同位素众多（表1-8），最常见、最重要的稳定同位素为碳（12C、13C）、氢（1H、2H）。一、油气中的碳稳定同位素1碳稳定同位素的表示方法样品中碳同位素的组成通常用它们的相对丰度比（13C/12C）或13C表示，13C可由下式计算：2油气中的碳稳定同位素的组成和影响因素（1）石油的13C一般为

5、-22-33，其中海相石油13C值高，为-22-27；陆相石油13C较低，一般-29-33。（2）石油的13C随时代变老，显示出轻微降低趋势，即年代越老的石油，12C越富集，13C越少（图1-18）。（3）石油中不同组分的碳稳定同位素组成有差异。一般地，由饱和烃芳烃非烃，13C逐渐增大。分子量小的13C小，分子量大的13C大。（4）天然气各组分13C变化范围很大，CH4为-3.2-100；乙烷为-18.5-44；丙烷为-18-38；丁烷为-23-34。（5）一般低温浅层形成的甲烷中富集C12，具有较低的13C值（-50-100）；高温深层地层较老、在较高温度下形成的天然气，具有较高的13C值（

6、-20-50）。二、油气中的氢稳定同位素第二章 石油和天然气的成因第一节 油气成因概述二、油气有机成因说（一）油气有机成因说的主要依据90%以上的石油产于沉积岩中，而大片岩浆岩、变质岩区无石油产出。从前寒武到第四纪的各时代沉积岩中，都找到了石油，但在各时代地层中分布不均匀，且正比于各时代沉积岩中有机物的总量。在近代海湖相沉积中发现了有机质向石油、天然气转化的过程。各地、各时期，石油既有相似性又有区别。石油具有旋光性。石油烃类中，有一些组分结构与生物某些组分的结构具有相似性。生物标志化合物石油主要分布于地温小于150的中浅层，说明其是在相对低温的条件下形成的。现代油气成因学说（晚期有机成因说）：

7、第二节 生成油气的原始物质油气现代有机成因理论指出，油气起源于生物有机质，生物有机质先经水体分解，进入沉积物，形成沉积有机质，然后在适宜的温压等地质条件下向油气转化。油气仅是这些被保存生物有机质在埋藏演化过程中诸多存在形式的一种。一、生物有机质及其化学组成1脂类 是最重要的生油母质。2蛋白质3碳水化合物4木质素和丹宁二、沉积有机质沉积有机质是生物遗体及生物的分泌物和排泄物随无机质点一起沉积物之后，被直接保存下来或者进一步演化而形成的有机物。丰富的生物有机质的供给、适宜的静水环境以及具有中等沉积速度的细碎屑物质的沉积是富有机质沉积形成的必要条件。三、干酪根（一）干酪根的定义和分布干酪根（Kero

8、gen）是指沉积岩中所有不溶于非氧化性的酸、碱和常用有机溶剂的分散有机质。与其相对应，岩石中可溶于有机溶剂的部分，称为沥青（Bitumen）。（二）干酪根的组成和分类1干酪根的组成（1）干酪根的显微组成（2）干酪根的元素组成化学分析表明，尽管不同地区不同时代岩石中干酪根元素的相对含量不同，但主要是由C、H、O、N、S五种元素组成，其中碳和氢是干酪根的主要组成元素，其次为氧，而氮和硫的含量通常较少。2干酪根的分类（1）显微组分分类腐泥组主要来源于藻类和其它水生生物及细菌。壳质组源于陆生植物的孢子、花粉、角质层、树脂、蜡和木栓层等；镜质组来源于植物的结构和无结构木质纤维；惰质组来源于炭化的木质纤维

9、部分。腐泥组和壳质组生烃潜能高。（2）干酪根的元素组成化学分析表明，尽管不同地区不同时代岩石中干酪根元素的相对含量不同，但主要是由C、H、O、N、S五种元素组成，其中碳和氢是干酪根的主要组成元素，其次为氧，而氮和硫的含量通常较少。2干酪根的分类（2）元素组成分类型干酪根：原始H/C原子比高1.251.75，O/C低0.0260.12；链状结构多，富含类脂和蛋白质分解产物。芳香结构和杂原子键含量低。主要来源于藻类等水生低等生物和细菌遗体，富C12；显微组分主要是腐泥组。生油潜能大，最主要生油母质。型干酪根：原始H/C原子比0.651.25，O/C原子比0.040.13；含大量中等长度直链烷烃和环

10、烷烃，也含多环芳香烃及杂原子官能团。主要来自海相浮游生物、植物和微生物混合有机质；生油潜能中等。型干酪根：原始H/C原子比低0.460.93，O/C高 0.050.30；芳香结构及含氧官能团多；饱和烃很少，只含有少数的脂族结构，且主要为甲基和短链，常被结合在含氧基团上。主要来源于陆地高等植物，富C13 。生烃潜力低，主要可形成煤、芳烃、天然气。（四）干酪根的演化不同类型干酪根的元素含量将随埋藏深度的增加发生有规律的变化。基本对应成岩作用阶段，随深度增加，干酪根的O/C比值迅速下降，H/C比值略有降低。杂原子链破裂CO2、H2O 杂原子化合物。相当于深成作用阶段，干酪根H/C比迅速下降。CC键破

11、裂石油、湿气。相当于变质作用阶段。H/C和O/C比都变得很小天然气（CH4、CO、CO2、H2O）次石墨四、沥青的组成和演化沥青是沉积有机质中可以被有机溶剂溶解的部分 氯仿沥青“A”：岩样未经稀酸（HCl）处理，用氯仿抽提出的产物，称为游离沥青或氯仿沥青“A”。第三节 有机质演化生烃的影响因素与模式一、有机质演化生烃的影响因素1温度和时间对于确定类型的沉积有机质向油气演化的反应，地温是决定反应速度的重要因素。所以可以说温度和时间共同决定着有机质演化的程度，温度与时间可以互为补偿，高温短时间作用与低温长时间作用可能产生近乎同样的效果。当温度升高到一定数值，有机质开始大量转化为石油，这个温度界限称

12、为有机质成熟温度或门限温度，对应的深度称为门限深度，时间在油气生成过程中的补偿作用。2其他条件（1）细菌活动（2）催化作用（3）放射性作用（4）压力的作用二、有机质向油气转化的阶段及一般模式沉积有机质随着埋藏深度逐渐加大，经受地温不断升高，将发生有规律的演化。沉积有机质所处的物理化学条件不同，致使有机质的转化反应及主要产物都有明显的区别，即原始有机质向石油和天然气的转化过程具有明显的阶段性。油气形成过程可以划分为四个逐步过渡的阶段：即生物化学生气阶段、热催化生油气阶段、热裂解生凝析气阶段及深部高温生气阶段（图2-13），分别与沉积有机质演化的未成熟阶段、成熟阶段、高成熟阶段和过成熟阶段相对应。

13、（一） 生物化学生气阶段沉积有机质从形成就开始了生物化学生气阶段。这个阶段的深度范围是从沉积物顶面开始到数百乃至一千多米深处，温度介于1060，与沉积物的成岩作用阶段基本相符，相当于煤化作用的泥炭-褐煤阶段，在浅层以生物化学作用为主，到较深层以化学作用为主。（二）热催化生油气阶段随着沉积物埋藏深度超过15002500m，进入后生作用阶段前期，有机质经受的地温升至60180，相当于长焰煤-焦煤阶段，促使有机质转化的最活跃因素是粘土矿物的热催化作用。在此阶段干酪根中的大量化学键开始断裂，从而形成大量的烃类分子，成为主要的生油时期，为有机质演化的成熟阶段，在国外常称为“生油窗”。（三）热裂解生凝析气

14、阶段当沉积物埋藏深度超过35004000m，地温达到180250，则进入后生作用阶段后期，相当于煤化作用的瘦煤-贫煤阶段，为有机质演化的高成熟阶段。此时残余干酪根继续断开杂原子官能团和侧链，生成少量水、二氧化碳、氮和低分子量烃类。同时由于地温升高，在前期已经生成的液态烃类变得不再稳定，也开始裂解，主要反应是大量C-C键断裂，包括环烷的开环和破裂，导致液态烃急剧减少，C25以上高分子正烷烃含量渐趋于零，只有少量低碳原子数的环烷烃和芳香烃可以稳定存在；相反，低分子正烷烃剧增，主要是甲烷及其气态同系物。（四）深部高温生气阶段当深度超过60007000m，沉积物已进入变生作用阶段，达到有机质转化的末期

15、，相当于半无烟煤-无烟煤的煤化阶段，为有机质演化的过成熟阶段。温度超过了250，以高温高压为特征，干酪根的裂解反应继续进行，由于氢以甲烷的形式脱除，干酪根进一步缩聚，H/C原子比降到很低，生烃潜力逐渐枯竭。三、油气成因理论的几个相关问题（一）低熟油现有研究成果表明低熟油是在生物甲烷气生烃高峰之后，烃源岩中某些特定有机质，在埋藏升温达到干酪根晚期热降解大量生油高峰以前，经由不同生烃机制的低温生物化学或低温化学反应生成并释放的烃类，包括凝析油、轻质油、正常石油、重油和高凝固点油等。低熟油生烃阶段相应的源岩镜质体反射率大体上在0.200.70%范围内，相当于干酪根生烃模式的生物化学生气阶段晚期和（或

16、）热催化生油气阶段早期。（二）煤成油问题大量有机岩石学分析表明腐殖煤的主要显微组分是镜质组，可含有相当数量的壳质组，而腐泥组和惰质组含量较低。目前有机岩石学家和石油地球化学家普遍认为，煤究竟生气还是生油及其生成液态烃的能力大小，与煤的类型和显微组分组成密切相关。富含富氢显微组分（无定形体、藻质体和壳质组）的煤，均有生成液态烃的能力；而富含贫氢显微组分（镜质组和惰质组）的煤，与III型干酪根相似，以生气为主。在很大程度上，煤的液态烃生成潜力取决于富氢组分壳质组含量的多少。煤作为有机质的一种，其随埋藏的演化符合有机质演化的一般规律。但由于有机组成的特殊性，与腐泥型有机质的生烃演化也存在明显的差异（

17、图2-10）。煤成岩成烃的演化特征表现如下几个方面：（1）煤成油范围较宽而复杂，不同显微组分生烃高峰出现的条件不同（2）腐泥型烃源岩只在生烃晚期阶段才生成热降解凝析油，而煤的某些壳质组分，如树脂体形成凝析油可以发生镜质体反射率仅为0.5的低成熟阶段。（3）煤成气范围亦较宽而不存在明显的生气高峰。第四节 天然气的成因类型及特征一、天然气的成因类型从形成天然气的基本物质着眼可将天然气划分为有机成因和无机成因两大类（表2-3）。无机成因气按其来源和气体形成特点划分为两大亚类，幔源气和岩石化学反应气。二、生物气1.生物气生物气指在成岩作用或有机质演化早期阶段，沉积有机质通过微生物的发酵和合成作用形成的

18、以甲烷为主的天然气。或称之为细菌气、沼气、生物化学气或生物成因气等。3.生物气的特点生物化学气的成分主要是甲烷，可高达98%以上，重烃气(C2+)含量极低，一般2%，干燥系数(C1/C2+)在数百以上，属于干气。 三、油型气1.油型气油型气系指腐泥型沉积有机质进入成熟阶段以后所形成的天然气，它包括伴随生油过程形成的湿气，以及高成熟和过成熟阶段由干酪根和液态烃裂解形成的凝析油伴生气和裂解干气。2.油型气的形成过程包括两个演化途径：一是干酪根热解直接生成气态烃；另一为干酪根热降解为石油，在地温继续增加的条件下，石油可以裂解为气态烃。3.油型气的特点各种油型气是在干酪根不同热演化阶段的产物，其化学成

19、分存在差别。石油伴生气和凝析油伴生气的共同特点是重烃气含量高，一般超过5%， 四、煤型气1.煤型气由各种产出状态的腐殖型有机质在热演化过程中形成的天然气，称为煤型气。3煤型气的特点 煤型气普遍含有一定量的非烃气，但其含量很少达到20%，由于有机母质原因，与煤型气一起形成的凝析油中，常含有较高的苯、甲苯以及甲基环己烷和二甲基环戊烷。六、不同成因类型天然气的识别1无机和有机成因甲烷的判别有机成因和无机成因两大类型天然气划分、判识的最主要标志是甲烷的碳同位素组成特征。通常将13C-20作为无机成因甲烷的标志之一。甲烷同系物碳同位素间关系也是两大类烷烃气划分的重要依据，通常有机成因气具有13C13C2

20、13C3的特征，而无机成因则具有倒转序列，即13C13C213C3。3区分有机和无机成因CO2有机和无机成因CO2的主要区分标志是碳同位素组成。我国有机成因CO2的13C区间值在-8至-39，主频率段在-12到-17；无机成因CO2的13C区间值一般在+7至-10，主频率段在-3至-6。第五节 烃源岩评价一、烃源岩的基本概念烃源岩：已经生成并排出足以形成商业性油气聚集的烃类的岩石。在进行研究的初期，尚未确定研究对象是否有大量烃类的生成和排出时，可称之为可能烃源岩。由烃源岩组成的地层称为烃源岩层。在一定地质时期内，具相同岩性-岩相特征的若干烃源岩层与其间非烃源岩层的组合，称为烃源岩层系。二、烃源

21、岩的地质特征（一）烃源岩的岩性特征烃源岩形成于低能静水环境，呈暗色、细粒、富含有机质和微体生物化石，常见分散状原生黄铁矿或菱镁矿，偶尔可见原生油苗。主要包括粘土岩和碳酸盐岩两大类。粘土岩类烃源岩包括主泥岩、页岩、油页岩、粉砂质泥岩。富含有机质及低价铁化合物，形成于低能乏氧的稳定水体。碳酸盐岩类烃源岩包括生物灰岩、泥灰岩、隐晶灰岩等。隐晶-粉晶结构，颗粒少，灰泥为主。多呈厚层-块状，水平层理或波状层理发育。含黄铁矿及生物化石，偶见原生油苗，有时锤击可闻到沥青臭味。（二）烃源岩的沉积环境形成烃源岩最有利的沉积环境是浅海、三角洲和深水-半深水湖泊。三、烃源岩的地球化学特征（一）有机质的丰度烃源岩中的

22、有机质是形成油气的物质基础，有机质在岩石中的含量，是决定岩石生烃能力的主要因素。有机质在岩石中的相对含量称为有机质的丰度，目前常用的丰度指标主要包括有机碳含量(TOC)、氯仿沥青“A”、总烃(HC)含量和岩石热解生烃潜量（S1+S2）等。（二）有机质的类型烃源岩中有机质的类型是其质量指标，不同类型的有机质具有不同的生油气潜力，形成不同的产物（图2-19）。烃源岩有机质的类型研究一般分两个方面：干酪根和可溶有机质的类型研究。（三）有机质成熟度有机质的成熟度是指烃源岩中有机质的热演化程度。利用干酪根的组成特征和性质研究有机质的成熟度。（）镜质体反射率(Ro)（）热变指数（TAI）（）干酪根的元素组

23、成利用烃源岩可溶有机质的组成特征研究成熟度（）氯仿沥青“A”的在剖面上组成特征和含量变化（）正烷烃分布特征和奇偶优势比时间-温度指数（TTI）法根据温度与时间是石油生成过程中的一对互为补偿的重要因素这一原理， 假设成熟度与时间呈线性变化关系、与温度呈指数变化关系。第六节 油源对比油源对比是依靠地质和地球化学证据，确定石油和烃源岩间成因联系的工作。油源对比实际上包括了油(气)与源岩之间以及不同储层中油气之间的对比两个方面。通过对比研究可以判断油气运移的方向和距离以及油气的次生变化。从而进一步圈定可靠的油源区，确定勘探目标，有效地指导油气的勘探和开发工作。一、应用正构烷烃分布特征进行油源对比 二、

24、碳同位素组成应用于油源对比 三、应用生物标志化合物进行油源对比第三章 储集层和盖层第一节 储集层的岩石物性参数储集岩必备的两个特性为孔隙性和渗透性。岩石的孔渗性是反映岩石储存流体和运输流体的能力的重要参数。一、储集岩（层）的孔隙性岩石的孔隙性即岩石具备由各种孔隙、孔洞、裂隙及各种成岩缝所形成的储集空间，其中能储存流体。岩石孔隙性的好坏直接决定岩层储存油气的数量。1.孔隙和喉道孔隙（Pore）：空隙中的粗大部分，既影响储存流体的数量，也影响岩石渗滤能力；喉道（Throat）：沟通孔隙的通道，主要影响岩石渗滤流体能力（图3-1）。2.孔隙的类型（1）依据孔隙成因，将沉积岩石的孔隙划分为原生孔和次生

25、孔两种。原生孔是沉积岩经受沉积和压实作用后保存下来的孔隙空间；次生孔是指岩层埋藏后受构造挤压或地层水循环作用而形成的孔隙。（2）依据孔隙相互之间关系，将储层孔隙分为相互联通的孔隙和孤立孔隙（图3-2）。（3）根据岩石中的孔隙大小及其对流体作用的不同，可将孔隙划分为三种类型：超毛细管孔隙、毛细管孔隙、微毛细管孔隙。超毛细管孔隙：孔隙直径大于0.5mm，裂缝宽度大于0.25mm，重力 作用下流体在其中自由流动。毛细管孔隙：孔径0.5-0.0002mm，裂缝宽0.25-0.0001mm，外力大于毛细管阻力时，流体可流动。微毛细管孔隙：孔径小于0.0002mm，裂缝宽度小于0.0001mm，流体在其中

26、不能流动。（4）按其对流体渗流的影响，岩石中的孔隙可分为二类：有效孔隙和无效孔隙。其中有效孔隙为连通的毛细管孔隙和超毛细管孔隙，而无效孔隙有二种，一为微毛细管孔隙，另一为死孔隙或孤立的孔隙（图3-2）。3.总孔隙度与有效孔隙度岩样中所有孔隙空间体积之和与该岩样总体积的比值，称为总孔隙度(率)，又称为绝对孔隙度。岩样中能够储集和渗滤流体的连通孔隙体积（有效孔隙度体积）与岩样总体积的比值称为有效孔隙度(率)或连通孔隙度。在生产实践中，连通孔隙度才具有实际意义，因为它们不仅能储存油气，而且在一般压力条件下可以允许流体在其中流动。三、储集岩（层）的渗透性一定压力差下，岩石本身允许流体通过的能力称为岩石

27、的渗透性。渗透性的好坏控制了储集层内所含油气的产能。岩石渗透性的好坏，以渗透率的数值大小来表示，有绝对渗透率、有效渗透率和相对渗透率三种表示方式。1.绝对渗透率：K2.相渗透率（有效渗透率）岩石孔隙中多相流体共存时，岩石对其中每相流体的渗透率，称相渗透率。分别用Ko、Kg、Kw表示。相渗透率不仅与岩石本身性质有关，而且与其中的流体性质及它们的数量比例也有关。3.相对渗透率：Ko/K、Kg/K、Kw/K有效渗透率与绝对渗透率的比值即相对渗透率，变化值在01之间。三、岩石孔隙度与渗透率的关系岩石的孔隙度与渗透率之间通常没有严格的函数关系，渗透率一般随有效孔隙度的增大而增大，但具体情况视岩性、储层类

28、型的不同而不同四、流体饱和度油、气、水在储层孔隙中的含量分别占总孔隙体积的百分数称为油、气、水的饱和度（So、Sw、Sg）。第二节 碎屑岩储集层一、碎屑岩储集层的孔隙类型碎屑岩储集空间按形态分为孔、缝、洞三大类。按孔隙的成因，分为原生孔隙和次生孔隙两大类、12个亚类（表3-1）。1.碎屑岩原生孔隙类型主要包括正常粒间孔隙、残余粒间孔隙、粒内孔隙和矿物解理缝、杂基内微孔隙、层理层间缝等（图3-8）。碎屑岩储集空间以粒间孔隙为主（包括原生粒间孔隙和次生粒间孔隙），其它类型的孔隙相对较少，但在有的储集岩中可成为主要储集空间。2.砂岩次生孔隙次生孔隙是指沉积作用过程之后，岩石成岩作用中所形成的孔隙，包

29、括颗粒及粒内溶孔、粒间溶孔、铸模孔、超粒孔、晶间孔等。广义的次生孔隙还包括裂缝，如构造裂缝、成岩裂缝、溶洞等。（1）次生孔隙的形成机制 溶蚀作用是形成次生孔隙的主要成岩过程。次生孔隙的成因有四种溶解作用、岩石破裂作用、颗粒破裂作用、收缩作用。砂岩次生孔隙主要是其非硅酸盐组分（以碳酸盐矿物为主）溶解的产物。二、碎屑岩储集层的孔隙结构岩石所具有的孔隙和喉道的几何形状、大小、分布及其连通关系，称孔隙结构。孔隙结构是影响储集岩渗透能力的主要因素，喉道的形状、大小则控制着孔隙的储集和渗透能力。1.碎屑岩储集层的喉道类型孔隙喉道的大小及形态主要取决于颗粒的接触类型和胶结类型以及砂岩颗粒本身的形状、大小、圆

30、度等。在具有不同接触类型和胶结类型的砂岩中常见四种孔隙喉道类型：（1）喉道是孔隙的缩小部分（2）可变断面收缩部分是喉道（3）片状或弯片状喉道（4）管束状喉道排驱（替）压力（Pd）：非润湿相开始（大量）注入岩样中最大连通喉道时所需克服的毛细管压力。Pd越小，说明岩样中最大连通孔喉越大，大孔喉越多，孔隙结构越好。三、碎屑岩储集体类型及其特征碎屑岩储集层以砂岩为主，其次为砾岩等。主要有冲积扇砂砾岩体、河流砂岩体、三角洲砂岩体、滨浅湖相砂岩体、滨海砂岩体、浅海砂岩体、深水浊积砂岩体和风成砂岩体等类型。由于沉积条件的差异，不同环境下形成的各类砂岩体，在形态、规模、颗粒大小、矿物成分、分选和磨园程度等方面

31、，都存在较大差异，在储集物性方面差异也较大。世界上产油最多的砂岩储集层是三角州分流河道和河口坝砂岩，往往多期叠加，纵向厚度很大；其次是滨浅海相砂体。我国主要含油气盆地的碎屑岩储集层多为陆相，绝大部分属浅湖相、滨湖相、河流（扇）三角洲相及半深湖-深湖相浊积扇相等沉积(表3-4)。表3-4 我国主要含油气盆地碎屑岩储集层的岩相特征（张厚福，1999）盆 地主要碎屑岩储集层时代岩相特征松辽盆地下白垩统浅湖相、三角洲相济阳坳陷下第三系沙河街组浅湖相、三角洲相黄骅坳陷下第三系沙河街组沿岸砂堤、三角洲相四川盆地中侏罗统自流群凉高山组浅湖相陕甘宁盆地下侏罗统延安组河流三角洲相、滨湖相准噶尔盆地上三叠统，中侏

32、罗统冲积扇，河流三角洲吐哈盆地中侏罗统辫状河三角洲相、冲积扇酒泉盆地第三系白杨河群滨浅湖相柴达木盆地中新统-上新统三角洲相、河流相塔里木盆地石炭系、三叠系、侏罗系滨海相、潮滩、三角洲、河流相、滨湖相四、碎屑岩储集层储集物性的影响因素碎屑岩储集层是由成分复杂的矿物碎屑、岩石碎屑和一定数量的胶结物所组成。其储集空间主要是碎屑颗粒之间的粒间孔隙，其储集性质好坏主要取决于下列因素的影响：1.沉积因素的控制作用（1）碎屑颗粒的矿物成分 碎屑岩的矿物成分主要以石英、长石为主，还有一些云母、重矿物、岩屑。碎屑岩矿物成分对孔隙度和渗透率的影响，主要表现在两方面：一是矿物颗粒的耐风化性，即性质坚硬程度和遇水溶解

33、及膨胀程度；二是矿物的润湿性，矿物颗粒与流体的吸附力大小，即憎油性和憎水性。一般性质坚硬、遇水不溶解不膨胀、遇油不吸附的碎屑颗粒组成的砂岩，储油物性好；反之则差。因此相同情况下，石英砂岩储性比长石砂岩好。（2）碎屑颗粒的粒度和分选程度颗粒的粒径与岩石孔隙大小成正比，而渗透率与孔隙大小的平方成正比，因此，颗粒粒度与岩石渗透率呈正相关关系，分选程度一定时，渗透率与粒度中值成正比。但当岩石中含较多的泥质时，岩石孔渗性会大大降低。颗粒的分选性是控制岩石原始孔渗性的最重要因素之一。一般情况下，粒度一定时，颗粒的分选程度愈好，孔隙度和渗透率也愈大（图3-16）。（3）碎屑颗粒的排列方式和圆球度碎屑颗粒的排

34、列方式很复杂，假设颗粒为均等小球体，则可排列成三种理想的形式(图3-15)：(c)表示立方体排列，堆积最疏松，孔隙半径大，连通性好，孔隙度、渗透率大。(a)、(b)代表斜方体排列，孔隙半径较小，连通性较差，渗透率较低，其中(a)型排列最紧密，孔隙度最小，(b)型排列的紧密程度介于(a)与(c)之间。岩石碎屑颗粒的排列方式，主要决定于沉积条件。若沉积时的水介质较平静，颗粒多呈近立方体排列；若水介质活动性较大，颗粒多呈斜方体堆积。实际组成岩石的碎屑颗粒往往凹凸不平，形状极不规则，常发生镶嵌现象，相互填充孔隙空间，结果使孔隙度、渗透率降低，一般颗粒圆球度愈好，孔隙度、渗透率愈大。（4）杂基含量杂基含

35、量对砂体原始孔渗性（尤其是渗透率）影响很大。杂基含量多的砂体，孔渗性较低，一般当杂基含量大于5时，粘土杂基含量与孔隙度和渗透率成反比；杂基含量小于5时，原始孔隙度和渗透率很高。总的说来，岩石颗粒的粒度适中、分选好、圆球度较高，杂基含量低，则孔渗性较好；而颗粒粒径、分选、圆球度和杂基含量均受控于沉积环境和沉积作用。（5）沉积构造层理明显的砂岩，往往是砂、泥交互成层的薄层，泥质含量较高，储集性质不好；平行于层面的水平渗透率较大，垂直于层面的垂直渗透率较小。砂岩中若含有泥质条带也会影响储集性质，尤其使垂直渗透率变小。碎屑岩的沉积构造对储层含油性也有明显的影响。2.成岩作用导致孔渗性能降低的成岩作用主

36、要有压实作用用和胶结作用，改善岩石储集性能的成岩作用主要为溶解作用。（1）机械压实作用成岩早期的机械压实：随埋深增加，岩石所受的压实强度增大，岩层由松散变得致密，孔隙度明显降低，储性变差。成岩后期的压溶作用：高压下造成颗粒接触点（压力传递点）或边缘溶解，使颗粒镶嵌接触，石英发生次生加大，储集物性变差。（2）胶结作用胶结作用是指在温度和压力升高的条件下，孔隙水中过饱和成分发生沉淀。其成岩效应是堵塞孔隙，使孔隙度降低。主要表现在胶结物的成分、含量及胶结类型、产状对储集性能的影响。从胶结物成分看，泥质胶结的砂岩较为疏松，渗透性较好；而钙质、硅质、铁质胶结较致密，渗透性较差。胶结物含量高，粒间孔隙多被

37、它们充填，孔隙间的连通性变差，导致储集性质变坏。根据胶结物含多少及其在颗粒之间分布的状况，并结合颗粒的接触型式，可将碎屑岩胶结类型区分为四种：基底式胶结、孔隙式胶结、接触式胶结、杂乱式胶结（图3-18）。胶结物产状类型、产状的不同决定了其对孔隙喉道的堵塞程度，从而不同程度地降低岩石的渗透率（图3-19）。（3）溶解作用在地下深处，由于地层水成分的改变，可导致一些岩屑、胶结物、长石的溶解，形成次生溶蚀孔隙，促使储集物性变好。次生溶孔的形成可表现为对碎屑颗粒的溶解、对填隙物的溶解和对自生交代矿物的溶解（表3-2）。Surdam(1989)将成岩作用划分为三个成岩作用带（表3-5），在不同作用带影响

38、储层孔隙度的成岩作用类型有所差异，因此，成岩环境对储层特征的影响也是我们研究的重要内容。3.成岩环境成岩作用受岩性、流体、温度和压力等介质及环境的影响。（1）地温梯度温度对成岩作用的影响主要表现在4个方面：影响矿物的溶解度，多数矿物的溶解度随温度增加而增大；影响矿物的转化；影响孔隙流体和岩石的反应，一般温度增大，成岩反应速率增大；控制有机质的成岩演化。图3-19是具有不同地温梯度的两口井的砂岩孔隙度-深度关系图。具有较高的地温梯度的井相对较低地温梯度的井孔隙度较低，在7000ft深度，二者孔隙度相差10（Wilson，1994）。（2）异常流体压力当孔隙流体压力等于上覆静水柱重量时，称为静水压

39、力；当孔隙流体压力不等于静水压力时，称为异常流体压力。超压对储层物性有重要的影响，主要表现在三个方面：超压通过减缓压实作用，有效保护已形成的孔隙（图3-20）。超压可延缓或抑制石英加大等胶结作用的进行（图3-21）。超压改变了岩石破裂时的应力条件，导致泥岩、碳酸盐岩产生超压裂缝同时也能维持已有的成岩收缩裂缝等，为烃类聚集提供良好的渗流通道及储集空间。（3）埋藏时代及埋藏史年代效应：孔隙度的变化主要与埋藏时代、石英含量、最大埋藏深度、分选系数等有关，砂岩孔隙度一般随地质年代损失。埋藏史对储层性质的影响：埋藏史的差异可以导致储层物性存在显著差别。在一定深度，低热成熟度地区的孔隙度比高热成熟度地区的

40、高得多；长期浅埋后期快速深埋的储层可以保存大量的原生孔隙（图3-23）。4构造因素（1）构造作用控制着沉积环境和成岩作用，宏观上控制着岩石的储集性能。（2）构造变动剧烈地区易产生裂隙，有利于储集性能的改善。断裂作用对储层的储集性有重要的影响。开放性断层使油气不能很好地保存，遮挡性的断层则可以产生油气圈闭。断裂发育带往往伴生裂隙的发育，有利于孔隙水和地下水的活动及溶蚀孔隙的发育。总的来说，控制碎屑岩储集性能的最主要地质因素是沉积因素，其次是成岩作用，构造改造作用的影响相对较小。第三节 碳酸盐岩储集层一、碳酸盐岩储层的孔隙类型碳酸盐岩的储集空间，通常分为原生孔隙、溶洞和裂缝三类。与砂岩储集层相比，

41、碳酸盐储集层储集空间类型多、次生变化大，具有更大的复杂性和多样性（表3-6）。结合我国普遍应用的孔隙类型的形态及成因分类，可将孔隙类型分为原生孔隙和次生孔隙两大类（表3-7）。表3-7 碳酸盐岩储层孔隙类型表类亚 类原生孔隙孔受组构控制的粒间孔、粒内孔、壳体掩蔽孔隙、生物骨架孔隙、晶间孔非组构控制的生物钻孔、砾间孔、鸟眼孔隙缝受组构控制的矿物解理缝、收缩缝次生孔隙孔受组构控制的粒间或晶间溶孔、粒内溶孔、晶间孔铸模孔（粒模、晶模、生物模）、窗格孔隙、岩溶角砾孔隙洞非组构控制的溶沟、溶洞、洞穴缝非组构控制的古风化缝、成岩收缩缝、压溶缝、构造缝、区域裂缝1.原生孔隙碳酸盐岩原生孔隙类型包括粒间孔隙、

42、粒内孔隙(生物体腔孔隙)、生物骨架孔隙、鸟眼孔隙和晶间孔隙等类型（图3-24）。原生孔隙的发育是受岩石的结构和沉积构造控制的。粒间孔隙：粒内孔隙(生物体腔孔隙)：生物骨架孔隙：鸟眼孔隙： 晶间孔隙： 2.次生孔隙（溶孔）包括溶蚀孔隙和溶洞、重结晶孔隙、白云岩化孔隙等，其中以溶蚀孔隙和溶洞最发育。 溶蚀孔隙是碳酸盐矿物或伴生的其它易溶矿物被地下水、地表水溶解后形成的孔隙，包括粒内溶孔、铸模孔隙、粒间溶孔、溶沟、溶洞。在溶孔或溶洞的内壁上，常沉淀有晶簇状的方解石或其它矿物的晶体，因此又称为晶洞孔隙。 3.裂缝依据成因，裂缝有构造缝、成岩收缩缝、压溶缝等类型。构造裂缝：构造应力超过岩石弹性限度后破裂

43、而成的裂缝，是最主要的裂缝类型。边缘平直、延伸较远、具有一定的方向和组系。成岩裂缝：由于上覆岩层的压力和本身的失水收缩、干裂或重结晶等作用形成的裂缝。分布受层理限制，不穿层，多平行层面，缝面弯曲，形状不规则。压溶裂缝：上覆地层静压力下，富含CO2的地下水沿裂缝或层理流动时对成分不均的石灰岩发生选择性溶解而成，如缝合线。4.储集空间组合及储层类型按照储集空间及其组合类型，可将碳酸盐岩储层大体分为五种基本类型：孔隙型储层：储集空间以各种类型的孔隙为主。包括各种粒间孔隙、晶间孔隙、生物骨架孔隙等。裂缝型储层：储集空间以裂缝为主，孔隙和溶洞较少。裂缝既作为主要的油气储集空间，又是油气渗滤通道。裂缝孔隙

44、型储层：储集空间为各类孔隙和裂缝。孔隙和裂缝形成复杂的孔-缝网络,是碳酸盐岩中分布较广泛的一类储层。裂缝溶洞型储层：储集空间以各种大小不同的溶洞为主，孔隙不发育，但裂缝发育。溶洞是主要的储集空间，裂缝为渗流通道。这类储层与古岩溶作用有关，常分布于不整合面及大断裂附近。孔洞缝复合型储层：储集空间为各种成因的孔隙、溶蚀洞穴和裂缝。孔隙、溶洞为主要的油气储集空间，裂缝主要发挥渗流通道作用，构成统一的孔隙-溶洞-裂缝系统。二、碳酸盐岩储层的喉道类型在碳酸盐岩储层中常见的喉道类型有三种（图3-25）。管状喉道：孔隙与孔隙之间由细而长的管子相连，其断面接近圆形（图3-25a）。孔隙缩小部分成为喉道：孔隙与

45、喉道无明显界限，扩大部分为孔隙，缩小的狭窄部分即为喉道（图3-25b）。片状喉道：碳酸盐岩中最常见的喉道类型，一般很窄，只有几微米到十几微米，为矿物晶体间的缝隙，连通着多面体或四面体孔隙（图3-25c）。三、碳酸盐岩储层储集物性的影响因素碳酸盐岩的储集物性主要取决于其储集空间和渗滤通道的发育程度。1.碳酸盐岩孔隙（洞）发育的主要影响因素（1）沉积环境对原生孔隙发育的控制 原生孔隙的发育与岩性有关。岩性主要受沉积环境控制，决定于沉积环境水动力的高低。粒间孔隙发育在外陆架等高能条件下的生物礁和浅滩环境形成的颗粒石灰岩中，其孔渗性与颗粒大小，分选程度正相关，与基质含量负相关；晶间孔隙大小与晶粒大小及

46、均匀性关系密切；各种生物孔隙的大小与生物个体大小和排列状况有关。图3-26表示不同沉积环境下的碳酸盐岩储集层平均渗透率与沉积环境的关系图，最高孔隙度和渗透率值处于与浅滩环境有关的岩相。3.成岩作用的影响使孔渗性能降低的成岩作用主要有胶结作用、压实作用、压溶作用和充填作用。有利于孔隙形成的成岩作用主要为白云石化作用和溶解作用，高压异常同样有利于原生孔隙的保存。（1）碳酸盐岩溶蚀孔隙的形成碳酸盐岩溶孔和溶洞的发育程度，主要决定于岩石本身的溶解度和地下水的溶解能力。碳酸盐岩的溶解度在地下水富含CO2的一般情况下，碳酸盐岩溶解度与Ca2+/Mg2+比值成正比关系，即石灰岩比白云岩易溶。而在富含SO42

47、-水中则相反。质纯者易溶解。碳酸盐岩的溶解度随粘土含量的增加而减小，因此，碳酸盐岩溶解度按下列顺序递减：石灰岩白云质灰岩灰质白云岩白云岩含泥石灰岩泥灰岩。岩石的组构溶解度有影响。一般随着颗粒变小，溶解度降低。粗粒结构的碳酸盐岩粘土含量少，粒间孔或晶间孔较大，地下水比较容易通过，易于产生溶蚀孔洞。地下水的溶解能力当地下水中含有CO2时、或温度升高时，地下水的溶解能力增大。地貌、气候和构造的影响碳酸盐岩出露于气候温暖的河谷近湖（海）岸、剥蚀区、多裂缝或断层区时，更易被溶蚀。（2）其他成岩作用白云岩化作用：一般来说，石灰岩被白云岩化作用以后，晶粒增大，岩性变疏松，孔隙度和渗透率大为增加。当白云石含量

48、再增加的时候，则孔隙度和渗透率相对地衰减（图3-27）。重结晶作用：碳酸盐岩在成岩后生作用阶段，因温度和压力不断增加，会发生重结晶作用，结果晶体变粗，孔径增大，使晶间孔隙变大，有利于形成溶蚀孔隙。去白云石化作用：当含硫酸钙的地下水经过白云石发育地区时，将交代白云石，产生次生方解石，形成去白云岩化的次生石灰岩。其中方解石晶粒变粗，孔隙度增大，但分布比较局限，常呈树枝状或透镜状出现于白云岩中。（3）成岩阶段对储层特征的影响早成岩阶段：从沉积作用结束到沉积物被埋藏到不受地表作用影响以前。碳酸盐岩矿物的沉淀作用降低孔隙度（图3-28,A）。中深成岩阶段：主要成岩作用为胶结作用，孔隙度降低（图3-28,B、C）。表生成岩阶段：碳酸盐岩抬升到地表浅层时，沿不整合面形成侵蚀作用。大气水溶蚀形成孔隙，由溶蚀产生的沉积物沉淀和胶结作用对孔隙起破坏作用（图3-31,D、E）。3.碳酸盐岩裂缝发育的主要影响因素（1）裂缝发育的岩性因素 内因裂缝发育的内因主要决定于岩石的脆性。脆性大的岩层裂缝发育。各类碳酸盐岩和化学岩的脆性由大到小的顺序为：白云岩或泥质白云岩石灰岩、白云质灰岩泥灰岩盐岩石膏。碳酸盐岩中泥质含量高者脆性小，硅质含量高者脆性大；质纯粒粗者更易产生裂缝；层厚者裂缝密度小但规模大，层薄者相反。（2）裂缝发育的构造因素外