资源勘查工程专业外文翻译--中国塔里木盆地塔北地区志留系砂岩成岩作用及其对储层性质..docx

1、中国地质大学（北京）本科毕业论文外文资料翻译院（系）： 能源学院 专 业： 资源勘查工程 姓 名： 学 号： 外文出处： Petroleum Science 附 件： 1.外文资料翻译译文；2.外文原文。完成日期： 2011年3月20日 中国地质大学（北京）2011届本科毕业设计(外文翻译) 附件1.外文资料翻译译文中国塔里木盆地塔北地区志留系砂岩成岩作用及其对储层性质的影响摘要：塔里木盆地的塔北砂岩的形成包括压实作用、胶结作用（这是由石英的过度生长、方解石、粘土矿物质、少量黄铁石所致）、长石的分解以及方解石的粘合等成岩作用。由于凝聚作用其多孔性由原先预计的40%减少到22.1%，而硬化作用则

2、使其减少到26.6%.因此，相比硬化作用，凝聚作用使塔北砂石丧失的空隙更多一点。在许多水库里砂石都被中等或深深地掩埋了起来，这些砂石孔率的丧失，主要原因就是石英的胶结作用，尤其是共轴石英的过度生长。方解石的胶结作用则在砂石的多孔性演变中起到了重要作用。在被掩埋的初期，方解石胶状物占据了大部分缝隙，这就导致了砂岩很大的多孔性。从另一方面来讲，早期的多孔性得以保存下来是因为没有得到充分填充或出现了分散的方解石胶状物。除了方解石，一些粘土矿物质包括伊利石和绿泥石，也起到了填充或衬垫缝隙的作用。由于阻止了共轴石英沉淀物的过度生长，绿泥石发挥了保持多孔性的作用。而大部分伊利石就像鱼叉或桥梁周围的毛状边缘

3、出现在孔隙的入口处，造成水库渗透性的很大退化。方解石胶状物的分解是很广泛的，这在很大程度上有助于次生孔隙度的发展。关键词：塔里木盆地，成岩作用，次生孔隙，储层质量1.简介塔里木盆地由天山山脉和昆仑山脉包围，位于新疆维吾尔族自治区南部，是中国最大的沉积盆地，面积560000平方公里。作为一个重要的盆地，塔里木盆地经历了几个时期的构造运动和沉积旋回，烃源岩的部分在不同阶层发展。在志留纪期间，稳定的中央盆地是塔里木板块，该盆地是一个积极的大陆边缘，南部是隆起的阿尔金盆地边缘和昆仑前陆逆冲断裂带。塔北地区位于塔里木盆地的北部。群科裂谷区和阿克苏分别在它的东部和西部。它的北部是Erbatai裂谷，南部是

4、塔中地区的过渡地带。塔里木盆地塔北地区志留系是属于古生代，塔里木盆地志留系自下而上分为了柯坪塔格组（SK）、塔塔埃尔塔格组(ST)和依木干他乌组(Sy)。塔塔埃尔塔格跟柯坪塔格又可以分别进一步的细分为两段，其中塔塔埃尔塔格分为上段跟下段，柯坪塔格分为上段跟中段。柯坪塔格组在塔北地区的大部分都缺失，塔塔埃尔塔格组在部分的塔北地区缺失。依木干他乌组覆在塔塔埃尔塔格组上面，大多由中粗粒砂岩组成，小细砂岩沉积在下游网状平原的环境中。柯坪塔格组大约70到330米厚由细粗砂岩，粗砾岩组成，在SK形成约70厚3.3亿并包括细粗砂岩，粗砾岩。这种沉积构造，我们可以观察到交错层理的结构（图1）。塔北志留系被一辫

5、状河三角洲沉积体系所控制。该系统又分为三个亚相：上辫状三角洲平原，下辫状三角洲平原和水下辫状河三角洲。此外，下辫状三角洲平原包括五个种微相，辫状三角洲河道，分流河口沙坝，远沙坝，席状砂层和天然屏障（图2）。这项研究是基于从位于塔里木盆地北部塔北地 区的7口井(Th1, Ym2, Yw2, Sl1,Cao1, H1 and Yn1)得到的志留系水库样本进行的在这项研究中，扫描电子显微镜，X射线衍射，阴极发光和电子探针分析等方法和大量的可获得的薄片（普通薄片，铸体薄片和阴极发光薄片）被用来研究成岩作用和孔隙类型。基于数据分析，本文对砂岩岩性特征，成岩矿物，成岩演化阶段，储层质量，成因及孔隙度分布有

6、充分的讨论，来说明塔里木盆地北部塔北地区储层砂岩进化模型。2.岩性特征我们在偏光显微镜下观察了代表这七口井的102个薄片以此来探讨岩石的质地和矿物学属性。柯坪塔格组中段是岩屑砂屑岩和亚岩屑砂岩，矿物含量平均值为:石英73%，岩屑25%，长石2%。柯坪塔格组上段是岩屑砂屑岩，亚岩屑砂岩和很少的石英净砂岩（H1井），平均主要由55%的石英，38%的岩屑和7%的长石构成了基本框架（图3）。薄片岩石学表明，几乎所有的志留系砂岩都很精细(0.125-0.25mm)。岩石颗粒的形状从次棱角状至近圆形不尽相同。粒间接触的主要类型是点线接触，主要的胶结类型是通过孔隙。不同组岩石的分类是不同的，柯坪塔格组中段，

7、塔塔埃尔塔格组上段和下段的砂岩都很容易进行分类，而柯坪塔格组上段的砂岩只是一种中介物质而已。 3.砂岩成岩作用及其对储层的影响3.1 压实作用沉积物的压实和胶结作用在减少孔隙率上起到了主要的作用（Fisher, et al., 1999）。机械压实的明显的证据包括石英，长石颗粒的裂缝（通常通过自生石英的合拢）和畸形的韧性颗粒。化学压实是由粒间压溶作用和缝合线构造引起的。在这项研究中，密集砂岩显示了塔北储层三种类型的粒间接触类型，包括点接触，先接触和凹凸接触。压实作用在胶结的成岩前二氧化硅或碳酸盐胶结的砂岩中是有限的。局部的，由微石英胶结形成的砂岩，压溶作用在粒间缝合和并不多见，低振幅凹凸接触（

8、0.1mm）上是有限的。砂岩通过颗粒最初孔率，韧度，和轻微的变形来表明机械压实和化学压实作用的影响。机械压实作用是决定性的过程，然而化学压实作用很少被发现，因为原生孔率的大量减少。在评估原生孔隙的成岩作用上，区分压实作用的影响与胶结作用的影响是非常有用的。这两个过程的相对重要性可以通过埃对伦伯格的（1989）图的使用（图4）观察到。压实作用在胶结的成岩前二氧化硅或碳酸盐胶结的砂岩中是有限的。胶结作用增加了将沉积物的框架强度而且保护了原生孔隙不被压实作用损失。所有时期的沉积物质，干净情节的分好类的砂岩都有一个初始孔率值。这一值被用来假定为被研究砂岩的初始值。经过沉积作用，由于压实作用和交接作用使

9、得孔率减少。砂岩由于压实作用损失的孔率可以用艾伦伯格1989年提出的以下公式给出：由于压实作用减少的孔率=最初孔率（40%）-（100晶容（粒间孔隙度+孔隙充填胶结度）-（最初孔率晶容）（100-晶容）。砂岩由于胶结作用减少的孔率可以由以下公式给出：由于胶结作用减少的孔率=（最初孔率-由于压实作用减少的孔率）CEM晶容。方程的结果表明由于压实作用减少的孔率比由于胶结作用减少的孔率多。平均起来由于压实作用减少的孔率为17.9%，最高可达28%;由于胶结作用减少的孔率为13.4%。最高可达29%。3.2 胶结作用志留系成岩矿物包括石英，方解石，白云石，伊利石，高岭石，绿泥石，黄铁矿，长石等，这些矿

10、物在砂岩中的产生顺序如下（图5）。3.2.1 石英硅质胶结物在这一被研究的地区广泛的开发。石英的次生增长和派生产物的沉淀发生在有效的填埋和压实作用以后。这可以由以下几点表明：（1）石英与纤维质伊利石的共生（2）相对较小的晶容和石英次生增长量（3）部分压实以后被嵌含晶体的石膏所替代。二氧化硅胶结物主要表现为次生增长石英，并且可以用来制作包含石英颗粒的马赛克。硅质胶结物在阴极发光显微镜下是不发光的，它对孔率的损失影响很大石英的次生增长在所研究地区占到1%到8%，甚至在一些样本中占到12%。一般来说，石英次生增长的程度分为五级，根据塔北地区的石英的特点，因素属于第二或第三级。据电子探针分析, 石英的

11、化学成分为: SiO2 98.6 99.32, Na2O 0.140.99, FeO 0.010.03,MgO 0.030.2, CaO 0.190.37，MnO 0.51。普遍认为二氧化硅来源于石英的胶结作用，我们可以找到3种在塔北砂岩石英沉淀物的过度生长的潜在来源：（1）粒间压溶作用和缝合线构造（2）硅酸盐碎屑的溶蚀和蚀变作用，主要是长石（3）自生增长的蒙脱石或高岭石碎屑的伊利石化。二氧化硅的压溶作用是塔北砂岩石英增长的重要来源，屡见不鲜的缝合线粒间接触和离散缝合线可以表明这一点。早期形成的蒙脱石和高岭石的伊利石化可以为中期形成的石英沉淀部分的提供二氧化硅（Madhavaraju, et

12、al., 2002）。假定钾长石是钾最可能的来源，伊利石中的蒙脱石的变化可以这样描述：2KAlSi3O8+2K0.3Al1.9Si4O10(OH)22K0.8Al1.9(Al0.5Si3.5)O10(OH)2+4SiO2 (1)(钾长石) （蒙脱石） (伊利石) (石英)此外，高岭石的伊利石化也可以为中期石英沉淀的形成提供二氧化硅：2K AlSi3O8 + Al SiO5 (OH)4 2KAl3Si3O10 (OH)2+4SiO2+H2O (2)(钾长石) （高岭石) （伊利石) (石英)上述公式表明一摩尔的钾长石与高岭石反应生成一摩尔的砂岩中的伊利石被加热到高达120到140摄氏度。因此，钾

13、长石与高岭石的比率在深埋的砂岩伊利石化以后是否有过剩的钾长石或高岭石是由深浅控制的。正如铸体薄片观察，阴极射线发光特性和X射线衍射分析，质量平衡计算所决定的表明，在塔北的砂岩中碎屑的溶蚀释放出足量的硅来形成石英胶结物。3.2.2 碳酸盐胶结物碳酸盐在被研究地区是一种重要的胶结物，包括方解石，铁白云石，白云石，菱铁矿。方解石胶结物通常是塔北砂岩内生增长最重要的组成部分。方解石胶结物在砂岩中普遍存在，含量从2%到11%不等。方解石的形态有块状的，含嵌晶体的，粒间胶结物，颗粒沉淀。平均大约三分之一的方解石是颗粒状。方解石替换石英和碎屑颗粒，也包括它们的过度生长和岩屑(Carvalho, et al.

14、，1995).方解石的结构和成分变化多样包括：（1）微晶孔隙填充（1-6m）方解石胶结物透镜包含碳酸盐生物碎屑，核形石，内屑。（2）20到30微米后的方解石边缘，出现在生物碎屑和含有晶状胶结物的核形石周围（3）填充溶模孔隙的块状和柱状的方解石通过生物碎屑的选择性溶蚀产生（4）好的假亮晶方解石镶嵌体（10到100m）（5）粗的不含铁的方解石镶嵌体（100m）（5）粗的含铁的方解石镶嵌体嵌含晶的方解石（100到200m）系统的覆盖在早期的粗的不含铁的方解石上。方解石的胶结作用在砂岩孔隙演变过程中起到关键性的作用(Alaa, et al., 2000)。在埋藏的初期，早期的方解石胶结物占据大部分空隙

15、空间，造成了很大的孔隙率。另一方面，一些原生孔隙被保存了下来由于不完全的填充或者是方解石胶结物分散碎片的出现。白云石的产生随着嵌含晶体的减少和菱形晶体的镶嵌结构形成。白云石中铁含量高可以通过铁氰化钾染成蓝色说明，可以通过能散X射线分析确认。铁白云石胶结物在大部分样本中存在。铁白云石呈现出块状到嵌晶矿物结晶形态（0.1-10mm）（图6C），以塔北砂岩粒间的自身替换和位移相变胶结物形式产生。3.2.3 粘土矿物塔北志留系岩层确认的粘土矿物包括伊利石，高岭石，绿泥石，伊-蒙混层等。由X射线衍射分析塔北地区的102个样本表明，伊利石是最常见的粘土矿物，几乎在所分析的所有样本中都存在。高岭石在一些样本

16、中含量很丰富，伊-蒙混层也出现在一些薄片中。绿泥石非常罕见。随着成岩作用的影响，粘土矿物随埋藏深度的变化而改变。伊-蒙混层同埋藏深度起初成很密切的正相关，后来表现为负相关。绿泥石，伊利石同埋藏深度存在密切的相关性。高岭石同埋藏深度之间没有明显的相关性（图7）。（1）伊利石伊利石是该研究地区志留系砂岩中常见的成分。它主要在填隙物质存在，部分在空隙空间存在。伊利石形成通过直接的孔中新生作用和高岭石、蒙脱石前体的置换。伊利石在本区含量约为2%, 在粘土矿物中含量约为25%（可高达40%）。伊利石有三种不同的结构类型：（1）头发放射状排列的晶体（2）纤维状（3）膜状体，孔隙填充和孔衬胶结物形式存在。孔

17、衬状和毛状伊利石已经被报道。内生发状伊利石存在于一些样品中，尽管含量很少超过岩容的1.5%。伊利石生长到孔隙中吞没了白云石和石英。次生孔隙，由于长石颗粒的溶解形成，通常填充着由自生伊利石组成的孔衬胶结物。大量的晚期成岩的纤维状伊利石出现在整个的志留系序列。（图6D）它形成发状或螺旋状的晶体替换或与原来的内生的粘土碎屑共生。它也形成孔桥覆盖，并部分的被石英胶结物包围。伊利石优先替代或与蠕虫状的高岭石共生(Wescott, et al., 1983)。较少见的，自生伊利石呈现出蜂窝状或刺状的形态。蜂窝状的伊利石说明自生伊利石包含一些蒙脱石夹层。未硅化得假基质被伊利石替代。伊利石替代高岭石是一种假象

18、替代，保留了高岭石聚合物的蠕虫状和块状的特征。这种伊利石化的高岭石出现在阐释溶解以后邻近的次生孔隙中。伊利石取代尝试颗粒沿着缝隙边界和双晶面。伊利石组成的电磁脉冲分析：SiO2 5259,Al2O3 2324, K2O 89, FeO 25, MgO 23,CaO 00.27, TiO2 00.24（2）高岭石自生高岭石几乎出现在所有的被研究的砂岩中。高岭石粘土在粘土矿物中总含量平均26（最高可达79%）。这种矿物呈现出四种微形态品种。第一种是以小柱状，相同尺寸的蠕虫状聚集物，在砂岩空的空隙中形成孔衬胶结物为代表。高岭石的第二种类型是以独立的板状体为代表的。它们是后的六方体，在生长的不同阶段最

19、厚可达50毫米。第三种是以多重聚合体为代表。其中一些的形成是由于长石颗粒的蚀变。最后一种师大型柱体，它与硅酸盐颗粒形成掩饰的框架没有直接的关系，但是它们在尺寸上是相似的。自生高岭石以两种生长方式充填孔隙空间：其一是发育良好的全形假六方板状体形成的聚集体，其二是薄的半自形的板状体通常形成蠕虫状体。包含颗粒涂层高岭石的砂岩性对松散，白中略带红色，有较低的大孔隙率和较低的渗透率。(Hiatt, et al.,2003)。高岭石的空隙填充是一个常见的特性，发生在充满没有明显的择优取向的自生高岭石的孔隙空间中。高岭石的空隙填充随着假六方板状体的堆积序列，生长在颗粒碎屑和展示桥梁之间。高岭石替代一般作为长

20、石的替代产物发生。这些砂岩中的高岭石是自生的，包括胶结物和硅酸盐颗粒框架替代。（3）绿泥石绿泥石在塔北地区志留系砂岩大部分的样本中能够观察到。在塔北砂岩中，绿泥石既是一种空隙填充矿物，又是一种矿物颗粒碎屑的替代，例如长石，岩石碎片，次生增长石英，方解石胶结物。绿泥石占岩石体积的3%。空隙填充绿泥石表现为空隙中玫瑰花状或晶体状聚集物(Pimentel, 2002)。绿泥石也切向的生长到颗粒碎屑的表面，形成玫瑰花类型的结构。发育良好的假六面晶体覆盖或被石英的过度生长部分的吞没。根据扫描电镜观察，绿泥石涂层像是垂直于颗粒表面精细的板状晶体。如果石英颗粒被绿泥石完全的包裹，那么将很少或根本没有石英次生

21、增长的现象(Schmid, et al., 2004)。因此，一些原生孔隙由于绿泥石胶结物被保存了下来。在塔北砂岩中，绿泥石环石英颗粒的发育似乎通过阻止石英的过度生长帮助了孔隙度的保存。X射线衍射数据显示这些砂岩中粘土矿物的平均含量为14%（追踪至27%），其中绿泥石占了30%（追踪至71%）。据电子探针分析, 绿泥石的化学成分为: FeO 23.1028.80, Al2O3 13.7020.80,MgO 5.416, Na2O 00.51，TiO2 04.10，SiO2 28.6038.40, K2O 06.10, CaO 0.040.40。（4）伊蒙混层在塔北地区广泛存在伊-蒙混层（图6G

22、）, 这些砂岩的X 衍射可知,在粘土矿物中的含量为22%（最多30%，最少15%）。X射线衍射分析表明，伊蒙混层是有序的，他们是通过生物扰动作用形成或是沉淀物内屑压实作用形成的假基质。在埋藏成岩过程中, 随着埋藏深度的增加蒙脱石逐渐转变为伊-蒙混层(Zhang, 2004)。（5）长石长石胶结物在塔北砂岩中并不多见，但它产生于一些长石颗粒上的共轴过度生长。一个提供钠、钾、硅的环境是长石适宜的化学环境(Haszeldine and Macaulay, 2000)。一般来说，几种溶蚀的特性可以被确认，包括：（1）粒间接触溶蚀（2）碳酸盐替代长石（3）过度生长的钾长石的溶蚀。（6）黄铁矿成岩黄铁矿微

23、球粒经常在砂岩的孔隙中发现。黄铁矿含量普遍较低，但在几个样本中含量很高。黄铁矿在岩床和下部的泥岩中含量丰富，变现为一厘米大小的球状体。基于电子探针分析数据，黄铁矿中铁的含量为46.63%到47.61%，硫的含量为51.99%到52.97%。一般说来，组成成分随着环境的变化而改变。铁与硫的比值表明一些地区的脱氧程度。根据塔北砂岩的铁与硫的比值，黄铁矿形成于一个脱氧的环境。3.2.4硫酸盐胶结物硬石膏和重晶石胶结物在被研究地去也不常见。硬石膏典型表现为100微米嵌晶菱形孔隙填充物，也表现为矿脉填充胶结物(Zhang and Shen, 1990)。硬石膏和重晶石形成所需演的硫酸盐来源于硬石膏的溶蚀

24、，这再志留系下面的蒸发岩层是很丰富的。由于硬石膏和重晶石是晚期形成的矿物，硫酸盐沉淀水就像今天卤水的形成。虽然这些卤水的起源可能是复杂的，它们很高的含盐量表明蒸发岩的溶蚀在它们的形成中扮演了一定的角色。控制塔北砂岩储层质量的主要物质是碳酸盐胶结物，包括方解石，白云石，铁白云石，菱铁矿和所有粘土矿物。相当大一部分在塔北砂岩中确认的方解石胶结物是均匀的分布在砂岩中。基于不同类型教街舞的性质和分布，尤其是方解石，在塔北储层孔率损失中扮演了关键角色。成岩早期形成的方解石胶结物是由于溶蚀作用，在成岩晚期形成的则是由于新方解石胶结物的沉淀。早期的方解石胶结物在孔隙度的保护方面起到了建设性的作用因为它很好的

25、组织力早期的机械压实作用，而在成岩后期它的溶蚀作用可以产生次级孔隙。然而，如果早期胶结物十分丰富几乎完全封闭了原生孔隙，那么后来的溶蚀由方解石重新沉淀补偿，没有新的孔隙产生。相反的，如果早期的方解石胶结物较少，但是足够增强框架强度对抗压实，那么它在孔隙度的保护上是最优的。如果早期方解石胶结物的溶蚀没有被新的胶结物补偿，那么新的孔隙就会产生。然而，在大多数样本中，方解石胶结物只是部分的填充孔隙，余下很多空间，这造成了后来的方解石胶结物的溶蚀。包含塔北砂岩中碳酸盐胶结物在内，碳酸盐胶结物的含量与储层质量之间呈负相关关系（图8）。石英的次生加大是降低深层储层品质的一个重要机制(Wordenand M

26、orad, 2000)。石英胶结物，更具体的共轴适应加大，是中层到深层埋藏的砂岩油气储层孔隙度减少的主要原因。在目前的研究中，石英的次生增长在绿泥石沉淀物成岩阶段以后仍在继续，石英的共轴生长颗粒上面很少或没有绿泥石涂层可以说明这一点。空隙填充绿泥石导致孔率相当大的损失，孔衬绿泥石通过阻止共轴石英加大的沉淀物保护了孔隙度，导致良好的储层质量。这里有一个可以忽略不计存在于绿泥石边缘和表面的孔隙度之间的正相关关系（图9）。3.3 溶蚀作用塔北砂岩的溶蚀作用主要表现为方解石胶结物和长石的溶蚀。溶蚀作用提提高了孔隙度和储层的渗透率。溶蚀的原因是在埋藏期有机物质的煤化作用产生看大量的有机酸和二氧化碳。粘土

27、矿物的脱水作用也可以加速溶蚀。大部分的次生孔隙是由于方解石胶结物的部分或完全的溶蚀形成的（将在次生孔隙起源中详细讨论）。长石碎屑颗粒的溶蚀也会发生。由于长石含量低，并且尝试中产生的孔隙大都在长石颗粒内部，所以碎屑的溶蚀对于储层质量改善的影响不大。溶蚀作用显著改善储层的特性，尤其是形成于深度4500到6300米之间的储层。大多数的次生孔隙在这些深度产生。塔北地区志留系砂岩中由于溶蚀作用产生的孔隙从1%到10%不等。4.成岩阶段图10列出了砂岩成岩过程的序列。由于内源组成成分的复杂性和囿于地热和地史的数据的限制，只能对成岩演化作一个简要的呈现。基于分布和产生的顺序，镜质体反射率的变化，包裹体的温度

28、，混合层矿物相，塔北低俗沙储层经历了早成岩A期和B期。目前，它处在中成岩A期。许多粘土矿物产生于中成岩A期，例如：高岭石，伊利石，绿泥石和伊蒙混层。石英次生增大分为两级，古地温在85摄氏度到140摄氏度之间，镜质体反射率在0.5%到1.3%之间。有机质成熟岩石固化。成岩作用包括长石的溶蚀作用，碳酸盐的胶结作用，石英次生加大，伊利石和绿泥石的胶结作用。一方面，有机物质的成熟和氧化产生二氧化碳和有机酸，除了雨水，可能引起方解石和长石的溶蚀，由此大量的次生孔隙产生。另一方面，粘土矿物迅速排掉层间水形成有序混层矿物。有序混合层占粘土矿物的15-35。蒙脱石矿物的比例为15-50。塔北地区处在砂岩成岩阶

29、段。5.砂岩孔隙类型塔北砂岩孔隙度的值从1%到25%不等，但大多数在9%附近。薄片孔隙被分为五个种类，包括：粒间孔隙、粒内孔、铸模孔、特大孔（比一般的粒间孔大，几乎与颗粒框架那么大）、裂缝孔隙。薄片中平均有9%的孔隙，其中粒间孔占61%，粒内孔占14%，铸模孔占16%（图11）。面孔率（平均9%；最高可达25%），7.7%的是粒间孔。粒间孔指颗粒与颗粒之间所有的孔隙。它是原生孔隙或由于填充胶结物的溶蚀产生的（图12A）(Felixa, et al., 2005)。在所研究的地区基本上所有的粒间孔都看作是原生孔隙。原生孔隙主要是那些在岩石的原生沉积中形成的并一直保存到了现在。原生粒间孔仍受到压实

30、作用。粒间孔一般是由颗粒碎屑（颗粒内的孔隙）的溶蚀形成的（图12B）。铸模孔占面孔的15%，他们主要是由长石碎屑和海绵骨针的溶蚀形成的（图12C）。特大孔是大到能够鉴定的粒间孔和粒内孔，它被看做是颗粒碎屑完全溶蚀的产物（图12D）。裂缝孔隙在砂岩中分布不广（图12E），平均0.1%。孔喉直径小于0.5微米的定义为微孔（图12F），这对渗透性的贡献是不大的。微孔一般产生于变化的长石颗粒，柔软的颗粒，自生粘土聚集粒。微孔不仅依赖于岩石成分总量还依赖于粘土的生长习性。6.次生孔隙的起源在此项研究中我们所说的次生孔隙是指所有的粒内孔，铸模孔，超大孔。次生孔隙与矿物胶结物的溶蚀联系在一起，不管它们是替代

31、还是填充，被定义为胶结物溶蚀孔隙。塔北砂岩中大多数的孔隙为原生孔隙，很小的一部分为次生的粒间孔和粒内孔。志留系砂岩中形成的次生孔隙是由方解石胶结物的溶蚀引起的。志留系砂岩中部分溶蚀的长石表明特大孔主要是由长石颗粒的完全溶蚀形成的（图13）。也可能一些超大孔由于岩石碎屑和不稳定重矿物的溶蚀形成。方解石的胶结作用在砂岩孔隙进化中扮演了重要的角色。岩石学的证据表明，方解石胶结物形成于成岩早起，然后经历溶蚀，接着经历在成岩晚期的新方解石胶结物的沉淀。早期方解石胶结物在保护孔隙方面起扮演了建设性的角色因为它可以大大阻止早期的机械压实，而且它在晚期成岩阶段的溶蚀可以形成次生孔隙。胶结物溶蚀孔隙可以由方解石

32、胶结物和包含不饱和碳酸盐的地下孔隙流体（大气或海洋衍生地层水）的溶蚀产生。当石英胶结物所需的硅提供时尽管有大量的大气降水通过，方解石胶结物尚未沉淀。因此，沉淀石英胶结物的大气降水不可能溶蚀方解石胶结物。归根到底，证据表明一些方解石胶结物是最近才溶蚀的，但具体数量不确定。二氧化碳可能不足以解释由碳酸盐和长石溶蚀形成的次生孔隙的数量。另一方面，有机物质成熟产生的羧酸是碳酸盐和硅铝酸盐溶蚀的高效推动剂。塔北砂岩中部分溶蚀的长石表明超大孔主要是由长石颗粒的完全溶蚀形成的。一些超大孔也可能是由岩石碎屑和不稳定的重矿物的溶蚀形成的。塔北地区孔隙形成的另一过程是浸出。早起的大气降水含有不饱和的碳酸盐和长石，

33、通过植被的分解产生的带一个单位正电荷的氢离子很大程度上对浸出能力负责。这主要影响长石。大部分的这样的长石颗粒没有被完全浸出，但呗高岭石取代，在一定程度上被新生钾长石取代。考虑到与最初的孔隙相比现在的孔隙通过各种方式减少的孔隙总量，浸出在各种减少孔隙的过成中引起的偏差很小。7.结论1）柯坪塔格组中段砂岩是岩屑砂屑和岩亚岩屑砂岩，柯坪塔格组上段砂岩是岩屑砂屑岩、亚岩屑砂岩和稀少的石英净砂岩（H1井），薄片岩石学表明几乎所有的志留系砂岩具有很好的精细度(0.125-0.25mm)。岩石颗粒的形状从次棱角状至近圆形不尽相同。粒间接触的主要类型是点线接触，主要的胶结类型是通过孔隙。不同组岩石的分类是不同

34、的，柯坪塔格组中段，塔塔埃尔塔格组上段和下段的砂岩都很容易进行分类，而柯坪塔格组上段的砂岩只是一种中介物质而已。2）成确认的岩过程包括压实，胶结，替代和溶蚀。志留系成岩矿物包括石英，方解石，白云石，伊利石，高岭石，绿泥石，黄铁矿和长石。塔北储层中由于压实作用损失的孔隙比由于胶结作用损失的多。塔北地区主要控制储层质量的是碳酸盐胶结物和所有粘土矿物。3）基于镜质体反射率的变化，包裹体的温度，混合层矿物相，塔北低俗沙储层经历了早成岩A期和B期。目前，它处在中成岩A期。4）塔北砂岩的大部分孔隙是原生粒间孔隙，很少的孔隙是次生粒间孔隙。塔北砂岩中最常见的次生孔隙类型是由长石的溶蚀产生的。塔北地区孔隙形成

35、的另一过程是浸出，但浸出在各种减少孔隙的过成中引起的偏差很小。致谢这项工作得到了科技部，中国科技大学，和中石油塔里木油田公司的支持。特别感谢中科院院士刘宝珺的认真和建设性的评审，这大大提高了手稿的质量。这项工作得到了科技部与中国技术和塔里木油田公司，中石油。特别是由于确认中国科学院院士刘科学院宝俊他认真和建设性的审查，这大大提高了手稿。我们感谢博士后谢且嗯，他在讨论帮助，以及试点工作的博士。泗荀卿，杨资成刘晓林。我们非常感谢分析设施的扫描电镜，X射线衍射和薄层准备。我们感谢博士后谢君在讨论方面的帮助，也感谢硕士Si Xunqing, Yang Zicheng 和 Liu Xiaolin的实验工

36、作。我们非常感谢准备的扫描电子显微镜，X射线衍射和薄片设备。附件2. 外文原文Diagenesis and Its Effect on Reservoir Quality of Silurian Sandstones, Tabei Area, Tarim Basin, ChinaZhang Jinliang, Jia Ying and Du Guilin(School of Geosciences, Ocean University of China, Qingdao, Shandong 266003, China)Abstract: The diagenetic processes of t

37、he Tabei sandstones in the Tarim Basin include compaction, cementation (quartz overgrowths, calcite, clay minerals and a minor amount of pyrite), and dissolution of the feldspar and calcite cement.Porosity was reduced by compaction from an assumed original 40% to about 22.1%. Cementation reduced por

38、osity to 26.6%. The Tabei sandstones lost a little more porosity by compaction than by cementation. Quartz cementation, especially syntaxial quartz overgrowth, is a major cause of porosity-loss in many reservoirs in moderately to deeply buried sandstone. Calcite cementation played a key role in the

39、porosity evolution of sandstones. At the early stage of burial, the early calcite cement occupied most of the pore spaces resulting in significant porosity. On the other hand, some primary porosity has been preserved due to incomplete filling or the presence of scattered patches of calcite cement. I

40、n addition to calcite, several clay minerals, including illite and chlorite occurred as pore-filling and pore-lining cements. The pore-lining chlorite may have helped in retaining the porosity by preventing the precipitation of syntaxial quartz overgrowths. Illite, which largely occurred as hair-lik

41、e rims around the grains and bridges on the pore throats, caused a substantial deterioration of penetrability of the reservoir. Calcite cement dissolution was extensive and contributed significantly to the development of secondary porosity.Key words: Tarim Basin, diagenesis, secondary pore, reservoi

42、r quality1. IntroductionThe Tarim basin, surrounded by Tianshan Mountains and Kunlun Mountains, is located in the southern part of Xinjiang Uygur autonomous Region and is the largest sedimentary basin in China, covering 56104km2. As an important basin, Tarim Basin experienced several periods of tect

43、onic movement and depositional cycles, with source rock sections developed in different strata. During the Silurian period, the stable central basin was the Tarim plate,the basin was an active continental margin and the southern basin was the Aerjin marginal uplift and the Kunlun foreland thrust fau

44、lted zone. The Tabei area lies in the north of the Tarim basin. The Qunke rift zone and Akesu lie in its east and west, respectively.To the north, it is Erbatai rift and to the south, it is transitional to the Tazhong area.In the Tarim basin, the Silurian in Tabei area is belonged to Palaeozoic Era,

45、 which is divided into: early, middle and late Silurian, corresponding to Yimugantaw (Sy) Formation, Tatairtage Formation (St)and Kalpingtag Formation (Sk) respectively. The St Formation and Sk Formation can be further subdivided into two sub-formations respectively, in the following as, upper St Fo

46、rmation, lower St Formation, upper Sk Formation and middle Sk Formation. The absence of the Sk Formation is observed in most of the Tabei area, partially St Formation in some place of the Tabei area.The Sy Formation overlies the St Formation, which consists mostly of middle-coarse grained sandstone,

47、little fine sandstone deposited in Lower Braided Plain environment. The Sk Formation is about 70-330m thick and comprises fine-coarse sandstone and coarse conglomerate. Sedimentary structure, such as cross-bedding is observed (Fig. 1).The Tabei area in the Silurian was controlled by a braided delta system. This system was subdivided into three subfacies: upper braided deltaic plain, lower braided deltaic plain and subaqueous braided delta. Furthermore, lower braided deltaic plain includes five types of micro