(a)海百合碎片上共轴增生的方解石(美国俄克拉荷马州中–上奥陶统Oil Creek组); (b)保留原始结构的颗粒重结晶(美国墨西哥湾上侏罗统Smackover组); (c)泥微晶重结晶后的亮晶方解石(美国阿肯色州上侏罗统Smackover组)
图1 碳酸盐岩矿物的重结晶作用[18]
Fig. 1 Recrystallization of minerals in carbonate rocks[18]
北京大学学报(自然科学版) 第60卷 第5期 2024年9月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 60, No. 5 (Sept. 2024)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2024.065
收稿日期: 2023–09–19;
修回日期: 2024–04–22
摘要 为探究碳酸盐岩重结晶作用的微观机理及其储层地质意义, 基于碳酸盐岩重结晶作用相关理论和最新研究成果, 探讨温度、压力和流体成分等因素对矿物晶体–孔隙流体反应的影响, 并构建地质–数学模型来阐明重结晶作用与碳酸盐岩物性参数间的关系。结果表明, 碳酸盐岩重结晶作用是一系列微观尺度的溶解–再沉淀以及岩石矿物相趋于稳定的过程, 受温度、压力和流体溶质等多种因素的影响。重结晶作用通过改变碳酸盐矿物的粒度及自形程度来调整孔隙迂曲度和孔喉半径比等孔隙结构参数, 从而达到改善岩石多孔介质渗流能力的效果。此外, 基于不同成岩环境条件构建重结晶–岩石物性协同演变模式, 发现流体压力是影响重结晶作用过程中孔隙结构保存及调整的关键因素, 表现为封闭的流体超压体系中碳酸盐矿物在重结晶作用下趋于形成自形晶体结构, 岩石孔隙保存较好; 开放的流体常压体系中碳酸盐岩趋于形成致密镶嵌的岩石结构, 孔隙结构和储渗能力均遭到破坏。
关键词 碳酸盐岩; 重结晶; 流体压力; 孔隙演化
随着深层–超深层碳酸盐岩油气勘探不断取得新的发现, 其优质规模储层的形成和保存机理成为学术界关注的热点问题[1–5]。成岩作用改造是影响古老深层碳酸盐岩储层发育的关键因素之一, 重结晶作用则是碳酸盐岩埋藏过程中一种普遍的非常重要的成岩作用。勘探实例表明, 由重结晶作用形成的发育晶间孔的晶粒白云岩以及保留粒间孔的重结晶颗粒灰岩或白云岩都是极其优质的碳酸盐岩储层类型。但是, 经历过重结晶作用的地层也存在因岩石致密而不具备储集物性的情况[6–7], 故不同条件下的碳酸盐岩重结晶作用会导致储集物性相异的地层发育模式。因此, 厘清影响碳酸盐岩重结晶作用的因素, 探究有利于储层发育的重结晶作用条件, 对深部碳酸盐岩储层的优选具有重要意义。
重结晶作用(recrystallization)这一概念由 Sorby[8] 1880 年提出, 指系统中已经存在的一种矿物或金属组分的重新组织, 包括同位素交换和离子交换、矿物交代反应以及次生矿化等其他过程, 也包括原子交换反应及其相伴的矿物结构或形态的变化。重结晶作用这一术语后来在地球科学和冶金学的多个领域(如岩石学、同位素地球化学和材料合成等)广泛应用, 并被赋予不同的内涵[9–10]。
在地质学中, 重结晶作用通常指在地质过程中矿物晶体结构保持稳定但晶体大小或化学成分发生改变的过程[9]。在结晶学中, 变质重结晶作用有两种含义: 1)由于物理化学条件的变化, 已形成的晶体部分熔融或溶解, 然后重新结晶生长; 2)受温度和压力的影响, 已形成的晶体在固态下再次生长, 矿物成分保持不变, 结晶颗粒由细变粗(如石灰岩变质成大理岩)。发生变质重结晶作用时, 往往具备极高的温度压力条件(T>230℃, P>0.3 GPa), 远远超出沉积岩成岩作用的范畴。在研究沉积岩的成岩作用时, 用重结晶作用一词来描述成分相同的矿物晶体增生过程[10]或通过溶蚀–沉淀反应形成新矿物相的过程[11]。大量事实证明, 重结晶作用广泛存在于沉积岩的成岩过程中, 特别是海相成因碳酸盐岩(如文石质生物骨骼转化为方解石, 高镁方解石转化为低镁方解石)[12–15]。对特定碳酸盐岩的成岩作用而言, 重结晶作用也泛指碳酸盐矿物稳定化的过程[11]。重结晶作用除在沉积岩成岩作用中的用法和定义外, Gorski 等[16]从同位素地球化学角度提出“稳定矿物重结晶作用”这一术语来描述稳定矿物与溶液之间的“深度阳离子交换”过程, 强调在化学平衡条件下, 矿物结构、形态和颗粒大小没有发生明显变化, 但矿物与溶液之间发生明显的离子交换或同位素交换。
本文中, 重结晶作用指在沉积岩埋藏过程中受控于温度和压力的流体–岩石反应, 该反应一方面改造碳酸盐岩矿物的晶体结构, 另一方面重塑矿物晶体之间由流体占据的孔隙空间。因此, 重结晶作用对碳酸盐岩储层孔隙度及孔隙结构的保存和调整具有重要意义。本文梳理碳酸盐岩矿物典型的重结晶作用类型, 基于物理化学原理刻画重结晶作用的微观反应过程, 并基于前人的实验研究, 总结影响碳酸盐矿物重结晶作用的主要因素, 旨在厘清有利储层发育的重结晶作用条件, 为深部碳酸盐岩油气勘探提供一定的指导。
碳酸盐沉积物的重结晶作用主要表现为碳酸盐矿物晶体的大小、形状和晶格排列方式发生变化, 矿物成分则保持稳定。碳酸盐沉积物的重结晶作用有进变重结晶和退变重结晶两种趋势, 一般情况下表现为晶体增大的进变重结晶, 特殊条件下存在晶体变小的退变重结晶[17]。重结晶作用通常指进变重结晶, 主要指沉积物埋藏以后, 由于温度和压力不断增大, 各种沉积组分(灰泥、胶结物及颗粒)结晶程度增高、晶粒增大的过程。
碳酸盐岩矿物进变重结晶作用表现为以下几种类型。1)共轴交代边: 如海百合碎片交代周围基质, 形成交代边, 并仍然埋置于基质之中(图 1(a))。2)颗粒重结晶: 可破坏原始结构及构造, 晶粒增大, 如放射状球粒(原为泥晶结构)以及具粒状结构的软体动物贝壳碎片(原为泥晶, 同心状构造)等都是颗粒重结晶的结果(图 1(b))。3)灰岩中的粒状镶嵌方解石斑块: 晶粒内常含基质矿物包体, 颜色较浑暗, 边界弯曲, 很少见贴面结合, 常破坏颗粒边界, 不具世代结构。4)微亮晶灰岩: 海成灰泥受淡水的冲洗和淋滤作用, 文石和高镁方解石全部转化并重结晶为微亮晶方解石, 形成微亮晶灰岩(图 1(c))。5)生物碎屑重结晶: 由于组成生物骨骼的矿物成分及内部结构不同, 对重结晶的敏感性也不同, 重结晶从易到难的顺序为珊瑚→绿藻→软体动物→远洋有孔虫、纺锤虫、海百合和红藻。6)假斑状结构: 泥晶灰岩中比表面积大的微小矿物受应力后溶解, 晶粒较大的矿物或结晶骨片则继续生长, 形成假斑状结构[19]。
(a)海百合碎片上共轴增生的方解石(美国俄克拉荷马州中–上奥陶统Oil Creek组); (b)保留原始结构的颗粒重结晶(美国墨西哥湾上侏罗统Smackover组); (c)泥微晶重结晶后的亮晶方解石(美国阿肯色州上侏罗统Smackover组)
图1 碳酸盐岩矿物的重结晶作用[18]
Fig. 1 Recrystallization of minerals in carbonate rocks[18]
图2 方解石溶解过程中物质传输过程与化学反应示意图(修改自文献[21])
Fig. 2 Schematic diagram of material transport process and chemical reaction in calcite dissolution process (modified from Ref. [21])
修改自文献[22–23]。(a)溶解过程: ①位错溶解, ②二维缺陷溶解, ③三维均匀溶解; (b)沉淀过程: ①螺旋位错沉淀, ②二维层状沉淀, ③岛状沉淀
图3 碳酸盐岩矿物溶解–沉淀微观表面反应机制
Fig. 3 Microscopic surface reaction mechanism diagram of mineral dissolution-precipitation in carbonate rock
Putnis[11]提出一种广泛发生于风化作用、成矿作用和交代作用等诸多地质过程中的分子水平控制的流体介导反应类型, 即流体驱使下的母相溶解, 子相再沉淀过程, 往往导致产物在结构上具有多样性。当不饱和流体与矿物接触时, 矿物开始溶解, 在流体与固体的界面处, 由于溶质增加, 溶液相对于更稳定的产物相变得过饱和, 从而使新的产物相可以在母相的表面成核和生长, 当母相的溶解过程与产物相的沉淀过程在空间和时间上具有耦合关系时, 便会发生等体积的置换反应——耦合溶解–再沉淀反应(coupled dissolution-reprecipitation reaction, CDR)[11,20]。CDR 的发生往往具有以下特征: 1)溶解过程和沉淀过程由固–液界面局部控制, 紧密耦合; 2)反应界面与流体之间形成化学势梯度, 驱使物质在反应前沿交换, 直至形成最终稳定的产物相; 3)反应过程中会产生互连的次生孔隙, 有利于晶粒溶解–沉淀的再次平衡。
从微观层面, 可以将碳酸盐岩矿物的重结晶作用划分为溶解和再沉淀两个主要过程。溶解过程包含表面化学反应及物质传输两个步骤, 由 3 个不同但串联进行的作用复合构成(图 2)。以方解石溶解为例, 首先是反应物(如 H+, H2CO3 和 CO2)向方解石表面的扩散以及溶解产物(如 Ca2+, CO32−和 HCO3−)向溶液中的扩散; 然后通过反应 H2O+CO2=H++ HCO3−, CO2 转换成具有侵蚀性的 H+和 HCO3−; 最后从固体相中释放 Ca2+和 CO32−, 这是一个非均相化学过程, 其反应速率在某种程度上取决于反应界面上反应物和产物的活度。
从表面化学和界面反应的角度看, 碳酸盐岩矿物的溶解并非在所有暴露表面上都发生, 而是在晶体中具有过剩表面能的位置(如位错、台阶、扭结及化学杂质等晶格畸变产生过剩应力能的位置)优先发生[22](图 3(a))。同时, 在位错位置的四周将产生微孔, 使得有额外的表面参与到与流体的反应中去。当矿物接触流体时, 这些高应力表面区域为矿物溶解提供良好的场所。从能量的角度来看, 溶解就是过剩能量的释放, 沉淀则是能量的重新获得。产物相沉淀过程中, 新增的孔隙和晶粒边界导致多余的能量以新的表面能形式储存(图 3(b))。封闭体系中, 系统向平衡态移动时, 通过减少多余的表面积来降低表面能, 驱动产物结构达到新的平衡[22]。碳酸盐岩矿物的沉淀和生长需要大量 Ca2+, Mg2+和 CO32−等离子以及有效的流体流动机制来触发, 受到以下因素影响[24–26]: 1)流体的成分; 2)反应界面的孔隙结构和渗透率; 3)离子量和碳酸盐矿物的补给量; 4)流体的盐度及 Mg/Ca 比值(若 Mg/Ca 值低, 方解石容易形成较大的等轴粒状晶体; 若 Mg/ Ca 值高, 方解石和文石的侧向生长受到抑制, 形成纤维状、针状、似球粒晶体乃至泥晶); 5)界面的矿物成分; 6)颗粒内部及表面的有机质组分; 7)微生物活动。
从微观层面看, 碳酸盐岩矿物重结晶作用的实质就是固体表面的矿物成份与溶液中的离子相互作用的过程, 固–液界面的物理化学条件改变打破原有的平衡体系, 驱使离子交换反应沿化学势梯度从固–液接触面向矿物内部扩散, 直至达到新的平衡。从宏观层面看, 碳酸盐岩矿物重结晶作用表现为小颗粒矿物的溶解及大颗粒矿物的生成。重结晶作用过程中形成的晶间孔也为溶液提供良好的通道, 利于反应的进行, 直至再次达到固–液平衡。因此, 碳酸盐岩矿物的重结晶作用本质上是一种耦合的溶蚀–再沉淀反应过程。
碳酸盐岩重结晶作用遵循基本的物理化学原理。给定初始矿物成分和结构情况下, 流体性质、温度压力条件决定重结晶作用是否发生以及发生的程度。从化学反应机理的角度看, 重结晶作用主要是同类矿物的溶解、组分迁移和再次沉淀结晶, 而不是新矿物的形成。碳酸盐岩成岩过程的普遍性变化趋势是, 在沉积物成分和流体成分确定的情况下, 温度和压力升高促进碳酸盐矿物的重结晶。
固溶体中多相结构随时间变化的现象用 Ost-wald 熟化(Ostwald ripening)这一概念来描述。当某相从体系中析出时, 一些具有高能的因素会导致大颗粒的析出物长大, 小颗粒的析出物萎缩。Ost-wald 熟化的过程中, 小于一个临界尺寸的颗粒溶解, 质量转移到大于这个临界尺寸的颗粒上。Ostwald熟化强调的是小颗粒的溶解, 大颗粒依靠摄取小颗粒的能量来生长[27]。溶液中较小的晶体微粒曲率较大, 能量较高, 会逐渐溶解到周围的介质中, 然后在相对较大晶体微粒的表面重新析出。表面能驱使这一过程的发生, 通过减小单位质量的比表面能, 使得系统总的自由能降低。
碳酸盐岩重结晶作用实际上是矿物颗粒表面自由能降低的过程, 符合 Ostwald 熟化的规则。同种矿物粒度越小, 其表面自由能就越高, 在相同的温度压力条件下, 较小的颗粒稳定性较差, 易溶解, 溶解后的组分经迁移后, 聚集成同种矿物较大的晶体, 或在原来较大的颗粒表面继续生长, 晶体变得越来越大。通过这一过程, 原来粒度很细或粗细不均匀的岩石变成粒度相对较大、结构较均匀的岩石。碳酸盐岩矿物重结晶作用就是 Ostwald 熟化规则控制下的矿物颗粒增生过程, 表现为方解石晶体或白云石晶体的粒度增大化及晶体结构均一化, 是一个复杂的传热、传质过程, 受到温度、压力和溶液性质等多种因素影响[28–29]。
2.2.1 温度因素
Arrhrnius 公式可以直观地描述反应速率与温度之间的关系:
lnk = lnA – Ea/RT,
其中, A是指前因子, Ea 是活化能, k是反应速率, R是气体常数(8.314 J/(mol·K)), T是绝对温度(K)。
从上述等式可以看出, 碳酸盐矿物的反应常数k与温度成指数关系。根据前人实验结果[30], 3 种晶型的碳酸盐岩矿物(球霰石(Ⅰ)、文石(Ⅱ)和方解石(Ⅲ))的 lnk与 T 的关系式为
ln(kⅠ)=1.767−6872/T,
ln(kⅡ)=12.605−10416/T,
ln(kⅢ)=−2.446−6650/T。
图 4 展示温度与反应速率的动力学曲线。可以看出, 常温下球霰石成核速率最快(有限成核); 温度超过 330K(约 56.85℃)后, 文石的成核速率和反应速率最快; 随着温度升高, 3 种矿物的反应速率均呈现指数级增长趋势。基于动力学原理, 体系温度在一定范围内升高, 对碳酸盐岩矿物的重结晶生长极为有利。
图4 碳酸钙不同晶型矿物的反应动力学曲线
Fig. 4 Reaction kinetics curves of different crystal types of calcium carbonate minerals
Malone 等[31]有关白云石重结晶的实验结果表明, 200℃条件下, 白云石在 286 小时内完全重结晶, 而在 50℃条件下, 336 天后重结晶率低于 30%。Kaczmarek 等[32]和 Kim 等[33]通过提升温度来加速反应进程, 也证明温度是影响碳酸盐岩矿物重结晶速率及反应程度的重要因素。
2.2.2 压力因素
压力对重结晶作用的影响体现在两个方面。一方面, 在颗粒接触的高应力位置, 矿物更易溶解, 并转移到低应力位置重结晶[34]。另一方面, 压应力引起原始矿物晶格发生应变, 矿物内部出现裂纹及晶格结构位错, 这些位置有利于新晶核的生长, 有时候错位后的几部分之间嵌合成一个新的晶体并继续生长, 形成更大的晶体[35]。因此, 应变自由能的释放是控制重结晶作用过程的主要因素。
反应体系中的有效流体压力也会导致产物相出现截然不同的结构, Duan 等[36]以冰洲方解石和富Mg 流体为原始反应物, 在 185℃, 20MPa 条件下进行不同孔隙流体压力下方解石溶蚀–再沉淀的实验研究, 结果表明, 当流体压力小于 1MPa 时, 产物相呈致密的板片状, 堵塞方解石周围的孔隙; 当流体压力大于 1MPa 时, 产物相晶体自行程度好, 且与方解石之间的孔隙度较大。两种条件下实验结果的差异性指示孔隙流体压力在流体–岩石反应体系中产物结构和孔隙度演化方面起到关键作用[36–37], 高的孔隙压力在重结晶作用中有助于形成粗粒的自形生长的子晶, 从而保留更好的孔隙结构。
2.2.3 其他因素
重结晶过程中, 首先是组分从矿物颗粒表面溶解, 转入孔隙流体中, 然后通过扩散作用迁移到正在生长的矿物颗粒表面, 因此与沉积物一起进入成岩阶段的流体成分也会影响碳酸盐岩矿物的重结晶。此过程中, 孔隙流体起到溶剂的作用, 在充当离子搬运介质的同时, 也提供大量外源物质。Jonas等[38]的实验结果表明, 流体中 Na+和 K+等阳离子会阻碍碳酸盐矿物的重结晶。Avrahamov 等[39]也发现, 淡水中方解石的重结晶速率大约是高盐度卤水的 10 倍, 归因于盐类离子抑制了矿物表面 CO32−的迁移, 从而减缓溶解速率。这种解释也被富 Mg 流体中方解石重结晶速率明显变缓的现象印证[40]。除流体中离子的种类外, 不同离子含量的比值也会影响碳酸盐矿物的重结晶作用。Perdikouri 等[41]的文石重结晶实验中, 当 Ca2+:DIC(dissolved inorga-nic carbon, 溶解无机碳) = 1 时, 文石重结晶作用明显, 新生成的方解石晶体颗粒较大, 自行程度好; 当 Ca2+:DIC 比值偏离 1 时, 文石重结晶程度明显受限, 生长率显著降低(图 5)。可见, 流体的组成在碳酸盐岩重结晶过程中发挥着不可忽视的作用。
碳酸盐岩沉积物中的非碳酸盐组分也会对碳酸盐岩重结晶作用产生影响, 如过高的黏土矿物含量会阻碍重结晶作用的发生。这是由于黏土矿物会对溶液中 Ca2+和 Mg2+等关键离子产生吸附作用, 进而延缓碳酸盐矿物与流体的离子交换过程[42–44]。
前人对碳酸盐岩重结晶作用的研究集中于反演其成岩环境和成岩演化过程[45–46], 或讨论重结晶过程中的动力学机制和结晶行为[28,47], 鲜有从储层地质意义出发, 讨论重结晶过程与孔隙演化关系的研究。重结晶作用直观地改造矿物晶体的大小、形态及排列方式, 相应地, 矿物晶体之间由流体占据的孔隙空间也得到重塑。对碳酸盐岩油气勘探而言, 孔隙结构是决定储层质量的首要因素, 而重结晶作用对碳酸盐岩储层的发育和保存是不可或缺的。前人的研究仅从改造结果的角度阐述重接晶作用对孔隙空间的双向性影响, 即一定程度的重结晶会形成晶间孔发育的岩石结构, 改善岩层的渗流性能, 但是, 当重结晶作用达到一定的强度时, 孔隙空间也会因为矿物颗粒的过度生长而被充填, 形成致密岩层[6–7,48]。显然, 重结晶作用如何影响储层的渗流性能以及在什么条件下会对储层的改造起到正向作用, 亟待进一步的深入研究。
3.1.1 颗粒粒径
Freeze 等[49]在描述储层流体传导系数与渗透率关系时, 认为理想孔隙介质的渗透率与储层中矿物直径的平方成正比。因此, 重结晶作用导致的碳酸盐岩矿物生长对储层渗流性能的改善起到不可忽视的作用。通过将孔隙结构简化为球粒立方体模型, 可以阐明上述优化作用的物理机理。在分选程度较差的介质中, 孔隙介质由大小不一的颗粒组成, 孔隙的大小往往由最小颗粒的直径决定, 颗粒分选程度越差的介质, 大颗粒之间往往被小颗粒填充。在该系统中, 流体的渗流能力主要受到黏滞力 Fn 的限制, 根据牛顿内摩擦定律, Fn的计算公式为
(a) Ca2+:DIC=1 条件下, 较大方解石晶体在外表面生长; (b) Ca2+:DIC 偏离 1 条件下, 较小方解石晶体覆盖在外表面
图5 不同流体条件下的文石重结晶作用结果对比[41]
Fig. 5 Comparison of recrystallization results of aragonite under different fluid conditions[41]
式中, μ 为流体黏滞系数; d 为颗粒粒径; M 为孔隙介质比表面积;
为流速梯度, 其中 u 为流速, n 为出现流速差的液面间的距离。
根据渗流力学原理, 比表面积和流速梯度与孔隙介质颗粒的直径均成反比[50], 颗粒粒径越大, 比表面积和流速梯度越小。根据上述方程, Fn 与颗粒粒径的平方成反比, 当孔隙断面平均流速相同时, 孔隙介质的颗粒直径越大, 比表面积和平均流速梯度越小, 黏滞力也越小, 介质具有更优的渗流性能。碳酸盐岩重结晶作用能直接调整矿物颗粒的粒径, 使其粒度变大, 分选程度变好。所以, 经历一定程度重结晶作用后的地层渗流能力增强, 储层物性得以优化。
3.1.2 孔喉比及孔隙迂曲度
孔隙结构非均质性是影响储层质量和油气渗流性能的关键因素, 更是生产方案调整的重要参考依据之一[51]。重结晶作用对碳酸盐岩储层的孔隙结构非均质性具有一定的改善作用[7,52], 主要调整孔喉比(孔隙与喉道半径之比)及孔隙迂曲度(图 6)。
图6 重结晶作用对孔喉比及孔隙迂曲度的影响
Fig. 6 Effect of recrystallization on pore throat ratio and pore tortuosity
孔喉比对储层渗透率有影响的明显, 如果孔喉比较大, 对储层的渗透性具有严重的破坏作用。地层中孔隙越大, 渗透率就越高。但是, 如果喉道很小, 大孔隙也无法产生高的地层渗透率, 这就是地层岩石中的“瓶颈”效应[53]。重结晶作用通过调整矿物粒度, 使粒径趋于均匀, 改善储层孔隙结构的非均质性, 孔喉比也随之降低, 从而优化地层的渗透性能。
(a)四川盆地二叠系长兴组, 元坝 11 井, 细晶白云岩, 6312m, 孔隙发育较好; (b)四川盆地二叠系长兴组, 元坝 9 井, 6538m, 细晶白云岩; (c)塔里木盆地寒武系肖尔布拉克组, 巴探 5 井, 5784m, 细晶白云岩; (d)塔里木盆地奥陶系蓬莱坝组, 柯坪水泥厂剖面, 中细晶白云岩; (e)鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组马五段, 桃 38 井, 3631.06m, 细晶白云岩; (f)鄂尔多斯盆地奥陶系克里摩里组, 梁探 1 井, 5068.5m, 中细晶白云岩
图7 不同条件下的碳酸盐岩重结晶作用导致的孔隙结构差异
Fig. 7 Differences of pore structure caused by recrystallization of carbonate under different conditions
流体平均有效流动路径长度与流动方向直线长度的比值定义为迂曲度, 常用于反映多孔介质中渗流通道的曲折程度, 是表征多孔介质运输性质的重要参数之一[54]。油气储层中, 由于复杂的孔隙形态、孔隙结构的各向异性和非均质性以及微纳孔隙的发育, 往往具有较高的孔隙迂曲度[3,55], 平直的孔隙通道一般具有更优的渗流性能。重结晶作用使得孔隙通道更平直, 孔隙迂曲度降低, 从而有效地改善储层的渗透性能。
重结晶作用形成的晶间孔发育较好的晶粒白云岩, 或保留粒间孔的重结晶颗粒灰岩或白云岩, 都是具有优质储集能力的深层碳酸盐岩储层类型。Ahr[56]将自形程度良好的晶间孔型白云岩储层定义为典型的成岩储层。但是, 同样经历深埋重结晶作用的白云岩, 有的发育良好的晶间孔(图 7(a), (c)和(e)), 有的则因为重结晶作用过于强烈, 致使岩石致密, 造成孔隙消失或成孤立状态存在(图 7(b), (d)和(f)), 地层的储集性能被破坏。因此, 厘清重结晶作用差异性结果的地质控制因素不仅对储层分布预测大有裨益, 也能有效地解决储层非均质性建模中的部分难题。勘探结果表明, 发育孔隙体系的重结晶碳酸盐岩储层往往存在因致密层封盖导致的流体超压情况。例如, 四川安岳气田震旦系灯影组气藏是高压泥页岩封盖下的超大型气田[57]; 东岳寨构造飞仙关组、长兴组以及之下的龙潭组和茅口组地层为超压–强超压系统, 压力系数大于 1.5[58]; 柴达木盆地西区发育晶间孔的微生物白云岩储层也普遍具有超压特征[59]; 鄂尔多斯盆地马家沟组及塔里木盆地肖尔布拉克组晶粒白云岩储层同样存在致密膏盐岩层的封盖[60]。
可见, 致密层封盖导致的流体超压条件是重结晶作用正向改造碳酸盐岩储层的关键因素之一, 在限定重结晶作用的发生程度时起到重要作用。本文以塔里木盆地寒武系盐下肖尔布拉克组晶粒白云岩储层为参照对象, 基于是否存在膏盐岩层封盖条件, 阐述 3 种体系下的储层演化模式(图 8)。
右列图中虚线表示初始值
图8 不同流体压力条件下碳酸盐岩重结晶作用导致的储层物性变化
Fig. 8 Physical property changes caused by recrystallization process of carbonate under different fluid pressures
初始沉积期, 沉积物为大量碳酸盐岩泥晶–微晶颗粒, 粒度极细, 分选程度不一, 具有抗压实的颗粒支撑结构, 发育较好的原生孔隙, 孔隙度能达到 30%左右[61]。颗粒间细小的粒间孔组成沉积期–同生期优质的孔隙系统, 为成岩期成岩流体的沟通交流提供了良好的基础。
准同生至早成岩期, 发生早期白云岩化作用。相对于泥微晶灰岩, 白云岩具有更强的抗压实能力, 有利于原生孔隙的保存。该阶段同时叠加早期重结晶以及埋藏压实等成岩作用的改造。当上覆膏盐岩层封盖时, 理想条件下会形成完全封闭的体系, 孔隙内部的流体随着埋藏加深过渡到超压状态, 有效地抑制了进一步的压实压溶作用, 膏盐岩层较高的热导率也有效地降低了下伏白云岩层的成岩温度, 在某种程度上抑制了破坏性成岩作用的强度[62],使得原始孔隙空间得到较好的保存。同时, 重结晶作用受地温的增加而进行, 晶体有充足的空间自形生长, 且没有外源物质的持续补充, 最终形成孔隙保存度高且连通性好的晶粒型白云岩储层, 对应塔里木盆地寒武系盐下肖尔布拉克组晶粒白云岩储层的发育模式。当不存在膏盐岩层封盖时, 中–深埋藏期的压实、压溶作用进一步使孔隙度降低, 构造断层及大规模的岩浆活动为流体的沟通运移提供了良好的条件。理想状态的开放体系中, 流体可发生完全自由的交换, 深部热源流体导致强烈的重结晶作用及胶结作用, 早期孔隙结构被严重破坏, 孔隙度直线下降, 最终形成致密镶嵌的晶体结构, 基本上不具备储层性质, 对应寒武系盐上环境中下丘里塔格组的白云岩发育模式。当流体沟通条件处于封闭体系与开放体系的中间态时, 虽然重结晶作用及后期的胶结充填作用发生程度受限, 但在漫长地质时间的条件下, 一般也不会发育优质储层。
基于上述影响储层渗透性的因素及孔隙度变化趋势, 可以优选出具备最好储集物性的碳酸盐岩重结晶作用发育条件(图 8)。得益于封闭体系流体超压的抗压实抗压溶作用, 且理想条件下的封闭体系中无外源流体进入, 故储层孔隙度保存情况最好, 重结晶作用调整孔隙结构, 使其孔隙通道趋于平直, 孔隙非均质性减弱, 孔隙迂曲度及孔喉比都显著降低。综合而言, 有致密层封盖的碳酸盐岩经重结晶作用改造后, 保留较高的孔隙度及较强的渗流能力, 具备最优的储层物性。不同流体超压程度下的碳酸盐岩重结晶效应是否有所不同, 超压程度与孔渗参数间有怎样的量化关系, 这些问题有待进一步的模拟实验研究。
本文系统地梳理了碳酸盐岩重结晶作用相关理论和最新研究进展, 从微观层面解释碳酸盐岩重结晶作用的过程和机理, 并通过构建地质模型, 阐明特定地质背景下碳酸盐岩埋深–重结晶–孔隙结构协同演化关系, 得到以下结论。
1)碳酸盐岩重结晶作用在微观尺度上是一个溶解–再沉淀的过程, 表现为小粒径矿物的溶解以及大粒径矿物的生成, 趋势是整个矿物体系达到更高的结构稳定性。该过程是一个复杂的传热、传质过程, 受温度、压力和溶质性质等多种因素影响。
2)重结晶作用直观地改造了碳酸盐岩储层的孔隙结构, 从储层物性的角度来看, 改造结果具有双向性。一定条件下的重结晶作用会形成晶间孔发育的孔隙结构, 因此探明影响重结晶作用正向改善储层物性的先决条件具有重要的地质意义。
3)重结晶作用可以通过调整矿物颗粒粒径、孔喉比以及孔隙迂曲度等因素来优化储层的渗透性能, 存在流体超压条件的碳酸盐岩地层经历重结晶作用后往往保存更好的孔隙结构。流体超压能够有效抑制压实、压溶等作用, 并为矿物自形生长提供足够的空间, 是碳酸盐岩地层经历重结晶作用后保存良好储集物性的重要先决条件。
参考文献
[1] 马永生, 蔡勋育, 赵培荣. 深层–超深层碳酸盐岩油气储层形成机理研究综述. 地学前缘, 2011, 18(4): 181–192
[2] 杨云坤, 刘波, 秦善, 等. 碳酸盐矿物随埋深增加的溶蚀响应机制及其储层意义. 北京大学学报(自然科学版), 2013, 49(5): 859–866
[3] Wang Z Y, Jin X, Wang X Q, et al. Pore-scale geometry effects on gas permeability in shale. Journal of Natural Gas Science and Engineering, 2016, 34: 948–957
[4] 寿建峰, 佘敏, 沈安江, 等. 深层条件下碳酸盐岩溶蚀改造效应的模拟实验研究. 矿物岩石地球化学通报, 2016, 35(5): 860–868
[5] 郑剑锋, 沈安江, 黄理力, 等. 基于埋藏溶蚀模拟实验的白云岩储层孔隙效应研究——以塔里木盆地下寒武统肖尔布拉克组为例. 石油实验地质, 2017, 39(5): 716–723
[6] 苏中堂, 陈洪德, 朱平等. 鄂尔多斯盆地南部马家沟组孔隙类型及其演化. 海相油气地质, 2010, 15(4): 6–13
[7] Zhang Yinggang, Pan Wenqing, Zhu Bi, et al. Recry-stallization of dolostones in the Cambrian Xiaoerbrak Formation, Tarim Basin and possible link to reservoir development. Marine and Petroleum Geology, 2022, 136: 105452
[8] Sorby H C. On the structure and origin of non-calca-reous stratified rocks. Proceedings of the Geological Society London, 1880, 36: 46–92
[9] Spry A. Metamorphic textures. Oxford: Pergamon Press, 1969: 114–185
[10] Yund R A, Tullis J. Compositional changes of minerals associated with dynamic recrystallization. Contribu-tion to Mineralogy and Petrology, 1991, 108(3): 346–355
[11] Putnis A. Mineral replacement reactions: from macro-scopic observations to microscopic mechanisms. Mi-neral Mag, 2002, 66: 689–708
[12] Mcgregor H V, Gagan M K. Diagenesis and geoche-mistry of Porites corals from Papua New Guinea: imp-lications for paleoclimate reconstruction. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2003, 67(12): 2147–2156
[13] Sexton P F, Wilson P A Pearson P N. Microstructural and geochemical perspectives on planktic foraminife-ral preservation: ‘‘Glassy” versus ‘‘Frosty”. Geoche-mistry Geophysics Geosystems, 2006, 7(12): 1–29
[14] Fantle M S, Maher K M, Depaolo D J. Isotopic ap-proaches for quantifying the rates of marine burial diagenesis. Reviews of Geophysics, 2010, 48(3): 1–39
[15] 王瑞, 余克服, 王英辉, 等. 珊瑚礁的成岩作用. 地球科学进展, 2017, 32(3): 221–233
[16] Gorski C A, Fantle M S. Stable mineral recrystallize-tion in low temperature aqueous systems: a critical review. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2017, 198: 439–465
[17] Folk R L. Carbonate petrography in the post-Sorbian age. Baltimore, MD: Johns Hopkins University Press, 1973: 118–158
[18] 彼得 A 肖勒, 达娜 S 厄尔默–肖勒. 碳酸盐岩岩石学——颗粒、结构、孔隙及成岩作用. 姚根顺, 沈安江, 潘文庆, 等, 译. 北京: 石油工业出版社, 2010
[19] 戎昆方, 戎庆, 刘志宇. 研究岩溶的新观点: 以贵州独山南部、织金洞为例. 北京: 地质出版社, 2009
[20] Qian G, Brugger J, Skinner W M, et al. An experi-mental study of the mechanism of the replacement of magnetite by pyrite up to 300°C. Geochimica et Cos-mochim Acta, 2010, 74: 5610–5630
[21] White S. Geological significance of recovery and recrystallization processes in quartz. Tectonophysics, 1977, 39: 143–170
[22] Naviaux J D, Subhas A V, Rollins N E, et al. Tempera-ture dependence of calcite dissolution kinetics in sea-water. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2019, 246: 363–384
[23] Williams A A, Pring A, Ngothai Y, et al. Textural and compositional complexities resulting from coupled dissolution-reprecipitation reactions in geomaterials. Earth-Science Reviews, 2015, 150: 628–651
[24] 陈安超. 不同温度、镁钙比对微生物成因碳酸盐矿物沉淀的影响[D]. 成都: 成都理工大学, 2020
[25] 魏铭聪, 许天福, 贝科奇, 等. 富含微生物体系内温压条件对自生碳酸盐岩和铁硫化物形成的影响. 沉积学报, 2018, 36(4): 664–673
[26] 郝雁, 张哨楠, 张德民. 微生物碳酸盐岩研究现状及进展. 成都理工大学学报(自然科学版), 2018, 45(4): 415–427
[27] Ratke L, Voorhees P W. Growth and coarsening: Ost-wald ripening in material processing. Berlin: Springer, 2002: 117–118
[28] 伍坤宇, 熊鹰, 谭秀成, 等. 储层孔隙系统“水–岩”反应结晶动力学研究进展. 沉积学报, 2022, 40(4): 996–1009
[29] Brugger J, McFadden A, Lenehan C E, et al. A novel route for the synthesis of mesoporous and low-thermal stability materials by coupled dissolution-reprecipita-tion reactions: mimicking hydrothermal mineral for-mation. Chimia Int J Chem, 2010, 64: 693–698
[30] Bergwerff L, Paassen L A. Review and recalculation of growth and nucleation kinetics for calcite, vaterite and amorphous calcium carbonate. Crystals, 2021, 11: 13–18
[31] Malone M J, Baker P A, Burns S J. Recrystallization of dolomite: an experimental study from 50–200℃. Geo-chimica et Cosmochimica Acta, 1996, 60: 2189–2207
[32] Kaczmarek S E, Sibley D F. Direct physical evidence of dolomite recrystallization. Sedimentology, 2014, 61: 1862–1882
[33] Kim J, Kimura Y, Puchala B, et al. Dissolution enables dolomite crystal growth near ambient conditions. Sci-ence, 2023, 382: 915–920
[34] Hellmann R, Renders P, Gratier J P, et al. Experimental pressure solution compaction of chalk in aqueous solutions part 1. deformation behavior and chemistry. Mineralium Deposita, 2002, 7: 129–152
[35] Baker P A, Kastner M, Byerlee J D, et al. Pressure solution and hydrothermal recrystallization of carbo-nate sediments — an experimental study. Marine Geo-logy, 1980, 38(1/2/3): 185–203
[36] Duan G, Brugger J, Etschmann B, et al. Formation of Mg-carbonates and Mg-hydroxides via calcite replace-ment controlled by fluid pressure. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2020, 176: 1–14
[37] Jonas L, John T, King H E, et al. The role of grain boundaries and transient porosity in rocks as fluid pathways for reaction front propagation. Earth and Planetary Science Letters, 2014, 386: 64–74
[38] Jonas L, Muller T, Dohmen R, et al. Hydrothermal replacement of biogenic and abiogenic aragonite by Mg-carbonates — relation between textural control on effective element fluxes and resulting carbonate phase. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2017, 196: 289–306
[39] Avrahamov N, Sivan O, Yechieli Y, et al. Carbon isotope exchange during calcite interaction with brine: implications for 14C dating of hypersaline groundwater. Radiocarbon, 2013, 55(1): 81–101
[40] Mozeto A A, Fritz P, Reardon E J. Experimental obser-vations on carbon isotope exchange in carbonate-water systems. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1984, 48 (3): 495–504
[41] Perdikouri C, Kasioptas A, Geisler T, et al. Experi-mental study of the aragonite to calcite transition in aqueous solution. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2011, 75: 6211–6224
[42] Bausch W M, Recent developments in carbonate sedimentology in Central Europe. Berlin: Springer, 1968
[43] Liu D, Xu Y Y, Papineau D, et al. Experimental evi-dence for abiotic formation of low-temperature proto-dolomite facilitated by clay minerals. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2019, 247: 83–95
[44] 白璇, 钟怡江, 黄可可, 等. 白云石重结晶作用及其地质意义. 岩石矿物学杂志, 2022, 41(4): 804–817
[45] Su Zhongtang, Ma Hui, Hu Sunlong, et al. Early dolomitization and subsequent recrystallization of Middle Ordovician carbonates in the western flank of the Ordos Basin, Northern China: implications for hydrocarbon exploration. Journal of Asian Earth Scien-ces, 2022, 233: 105241
[46] Guo Chuan, Chen Daizhao, Qing Hairuo, et al. Early dolomitization and recrystallization of the Lower-Middle Ordovician carbonates in western Tarim Basin (NW China). Marine and Petroleum Geology, 2020, 111: 332–349
[47] Pearce M A, Timms N E, Hough R M, et al. Reaction mechanism for the replacement of calcite by dolomite and siderite: implications for geochemistry, micro-structure and porosity evolution during hydrothermal mineralization. Contrib Mineral Petrol, 2013, 166: 995–1009
[48] 莫静, 王兴志, 谢林, 等. 川中震旦系灯影组碳酸盐岩成岩作用及储层孔隙演化. 石油天然气学报, 2013, 35(8): 32–38
[49] Freeze R A, Cherry J A. Groundwater. Englewood Cliffs: Prentice-Hall, 1979: 15–75
[50] 黄琨. 孔隙介质渗流基本方程的探索[D]. 武汉: 中国地质大学(武汉), 2012
[51] 梅青燕, 邹成, 杨山, 等. 孔隙结构特征和非均质性对碳酸盐岩气藏开发的影响. 天然气地球科学, 2020, 31(12): 1757–1765
[52] Abdolmaleki J, Tavakoli V, Asadi-Eskandar A. Sedi-mentological and diagenetic controls on reservoir pro-perties in the Permian-Triassic successions of Western Persian Gulf, Southern Iran. J Petrol Sci Eng, 2016, 141: 90–113
[53] 李传亮. 孔喉比对地层渗透率的影响. 油气地质与采收率, 2007, 68(5): 78–79
[54] Ahmadi M M, Mohammadi S, Hayati A N. Analytical derivation of tortuosity and permeability of monosized spheres: a volume averaging approach. Physical Re-view E: Statistical Nonliner and Soft Matter Physical, 2011, 83(2): 026312
[55] 杨峰, 宁正福, 胡昌蓬, 等. 页岩储层微观孔隙结构特征. 石油学报, 2013, 34(2): 301–311
[56] Ahr W M. Geology of carbonate reservoirs: the iden-tification, description, and characterization of hydro-carbon reservoirs in carbonate rocks. Hoboken: John Wiley & Sons, 2008
[57] 李伟, 喻梓靓, 王雪柯, 等. 中国含油气盆地深层、超深层超压盖层成因及其与超大型气田的关系. 天然气工业, 2020, 40(2): 11–21
[58] 王存武. 川东北地区碳酸盐岩层系超压发育演化与成因机制[D]. 武汉: 中国地质大学(武汉), 2008
[59] 张汪明. 柴达木盆地西部地区流体动力特征与油气成藏[D]. 北京: 中国石油大学(北京), 2016
[60] 魏天媛, 蔡春芳, 扈永杰, 等. 塔里木盆地下寒武统肖尔布拉克组储层成因. 沉积学报, 2023, 41(2): 527–544
[61] Heydari E. Porosity loss, fluid flow, and mass transfer in limestone reservoirs: application to the Upper Jura-ssic Smackover Formation, Mississippi. AAPG Bulle-tin, 2000, 84(1): 100–118
[62] 刘丽红, 高永进, 王丹丹, 等. 塔里木盆地寒武系膏盐岩对盐下白云岩储层的影响. 岩石矿物学杂志, 2021, 40(1): 109–120
Diagenetic Recrystallization of Carbonate and Its Significance for Reservoir
Abstract In order to investigate the micro-mechanism of carbonate recrystallisation and its reservoir geological significance, based on the theory of carbonate recrystallisation and the latest research results, the effects of tempe-rature, pressure and fluid composition on the mineral crystal-pore fluid reaction are investigated, and a geological-mathematical model is constructed to elucidate the relationship between recrystallisation and the physical parame-ters of carbonate rocks. The findings unveil the recrystallization in carbonate rocks as a microscopic process cha-racterized by dissolution-precipitation and the stabilization of rock mineral phases. This process is markedly in-fluenced by various factors, including temperature, pressure, and fluid solutes. By modulating the grain size and morphology of carbonate minerals, recrystallization plays a pivotal role in adjusting pore structure parameters, such as pore tortuosity and pore-throat radius ratio, ultimately enhancing the permeability of the rock porous medium. Moreover, this study introduces a recrystallization-rock property co-evolution model, delineating the impact of different diagenetic environmental conditions. Notably, fluid pressure emerges as a pivotal factor governing the preservation and adjustment of pore structure during the recrystallization process. In closed fluid overpressure systems, recrystallization tends to yield euhedral crystal structures in carbonate minerals, thereby favoring better preservation of rock porosity. Conversely, open fluid normal pressure systems tend to induce the formation of dense interlocking rock structures, leading to the impairment of pore structure and seepage capacity.
Key words carbonate rock; recrystallization; fluid pressure; pore evolution
国家自然科学基金(U19B6003)和长庆油田公司重大科技专项(ZDZX2021)资助