砂巖儲集層凝灰質溶蝕作用的差異性及其物性響應
——以珠一坳陷惠州—陸豐地區古近系文昌組為例

靳子濠，遠光輝,2，張向濤，操應長,2，丁琳，李曉艷，傅筱涵

（1.中國石油大學（華東）深層油氣重點實驗室，山東青島 266580；2.海洋國家實驗室海洋礦產資源評價與探測技術功能實驗室，山東青島 266071；3.中海石油（中國）有限公司深圳分公司，廣東深圳 518067）

0 引言

與泥質雜基相比，凝灰質雜基具有類型多樣、成分復雜的特點[1-6]，且凝灰質在成巖演化過程中極易發生溶蝕，既能增孔，也能為自生礦物的沉淀提供物質基礎[4,7-10]。前人研究證實，碎屑巖中凝灰質的成因類型、成分、含量等均能對其溶蝕作用產生不同影響[4-5]，且凝灰質的溶蝕在不同埋藏階段與成巖環境中存在較大差異[6-8]，對碎屑巖孔隙發育的影響也不盡相同[9-11]。因此，粒間凝灰質的溶蝕強度及自生礦物沉淀規律，決定了凝灰質的溶蝕作用能否有效改善儲集層物性。

珠江口盆地惠州凹陷和陸豐凹陷始新統文昌組沉積期火山事件頻發，粒間凝灰質成因復雜、類型多樣[9-12]。前人研究認為，該地區儲集層中凝灰質溶蝕能夠形成次生孔隙，一定程度改善儲集層物性[9]。但這一認識只探討了凝灰質溶蝕增孔對儲集空間的影響，并未系統討論自生礦物與凝灰質溶蝕的成因聯系，以及溶蝕演化過程中儲集層儲集性能的變化。實際上，惠州凹陷和陸豐凹陷文昌組六段—三段砂巖儲集層中，凝灰質溶蝕現象普遍[9,13]，可見自生高嶺石、濁沸石和磷灰石等蝕變產物，且不同類型凝灰質的溶蝕作用強度及其產物組合存在差異。因此，系統研究凝灰質的蝕變演化路徑及其孔隙演化規律對深化研究區油氣儲集層的認識具有重要意義。

本文以珠江口盆地珠一坳陷的惠州凹陷和陸豐凹陷古近系文昌組六段—三段的砂巖儲集層為研究對象，側重分析研究區凝灰質砂巖儲集層中自生礦物與凝灰質溶蝕的成因關系，建立不同類型凝灰質的溶蝕演化路徑，并探討凝灰質溶蝕作用的儲集層物性響應，以期為凝灰質砂巖儲集層的質量評價提供依據。

1 地質背景

惠州凹陷和陸豐凹陷位于珠江口盆地珠一坳陷東部，凹陷之間被惠陸低凸起分隔（見圖1），整體呈北東東向展布，是珠一坳陷重要的油氣富集區[9,13-19]。本次研究的重點層系為文昌組，該組自下而上可細分為六段（文昌組六段—一段），分別對應盆地裂陷旋回的初始裂陷、強烈裂陷和萎縮階段[14,18]（見圖1）。文昌組六段沉積期對應裂陷初始期，盆地在此期間遭受抬升剝蝕，同時伴隨強烈巖漿活動，僅零散發育小型扇三角洲和辮狀河三角洲[13-14]；文昌組五段—四段沉積期對應裂陷擴張-強烈期，湖盆迅速擴張，發育大型辮狀河三角洲沉積[19-20]；文昌組三段沉積期對應裂陷轉變期，受惠州運動影響，基底隆起及巖漿底辟廣泛發育，惠州—陸豐過渡位置等地區發生強烈隆升并伴隨文昌組下段的大量剝蝕[14]；文昌組二段—一段沉積期對應裂陷收縮-萎縮期，湖盆水體變淺，小型辮狀河三角洲沉積再次星散分布[13,20]。整體上，文昌組沉積期伴隨多期火山活動，由于火山活動強度、期次及巖漿性質的變化，不同洼陷帶砂巖儲集層中凝灰質雜基類型多樣且含量分布不均[9,12]。

2 樣品與分析方法

樣品取自惠州25洼的HZ-25-A井和HZ-25-B井、惠州26洼的HZ-26-A井和HZ-26-B井、陸豐13洼的LF-13-A井和 LF-13-B井、陸豐 15洼的 LF-15-A井（見圖1）。薄片樣品的顯微特征觀察與面孔率定量統計均在中國石油大學（華東）深層油氣重點實驗室完成，檢測室內溫度為23 ℃，相對濕度為50%，所用儀器分別為ZEISS AxTo Scope A1 APOL型偏光顯微鏡、CL8200 MK5型陰極發光儀及ZEISS Crossbeam 550雙束掃描電鏡。挑選凝灰質溶蝕作用相對不發育的樣品，進行原位微區主量、微量元素測試，明確未蝕變凝灰質的元素地球化學特征。對凝灰質溶蝕作用相對發育的樣品，明確溶蝕作用特征與自生礦物的元素地球化學組成。其中，電子探針的主量元素分析在中國海洋大學海底科學與探測技術教育部重點實驗室完成，采用JXA-8230電子槍，測試電壓為15 kV，電流為20 nA，測試點直徑為5 μm。微區原位微量元素分析在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室完成，元素分析設備包括 GeoLasPro型激光系統和Agilent 7700x型電感耦合等離子體質譜儀，測試束斑直徑為50 μm。

圖1 珠江口盆地惠州凹陷與陸豐凹陷文昌組沉積期洼陷劃分圖及地層綜合柱狀圖[14-15]

3 儲集層巖石學特征

3.1 碎屑組分

據研究區193個樣品的鑄體薄片與礦物X射線衍射全巖分析統計，不同凹陷文昌組巖石組分存在明顯差異（見圖2）。其中，惠州凹陷文昌組砂巖儲集層主要受中生界花崗巖影響[13,21]，整體以低石英含量、高巖屑和長石含量的巖屑砂巖和長石巖屑砂巖為主（見圖2a），巖屑主要由花崗巖巖屑和石英巖屑組成，長石以鉀長石為主。而陸豐凹陷文昌組砂巖主要受中生代沉積物源的影響[22-23]，整體以高石英含量、低長石和巖屑含量的長石石英砂巖、巖屑長石砂巖、巖屑石英砂巖和巖屑砂巖為主（見圖2a），其巖屑類型以石英巖和噴出巖巖屑為主，長石以鉀長石為主。

圖2 研究區文昌組巖石組分三角圖與填隙物類型及平均含量柱狀圖

3.2 填隙物

據鑄體薄片和礦物X射線衍射黏土分析統計，惠州25洼陷帶以凝灰質雜基為主，平均為11.19%，黏土雜基含量平均為3.88%，膠結物以自生高嶺石和碳酸鹽膠結物為主，含少量自生石英（見圖2b）?；葜?6洼陷帶凝灰質雜基含量相對較低，平均為6.13%，黏土雜基含量平均為3.24%，膠結物以濁沸石為主，可見少量自生石英及碳酸鹽膠結物（見圖2b）。陸豐13洼陷帶凝灰質雜基平均含量為 8.33%，黏土雜基含量平均為3.27%（見圖 2b）。其中，LF-13-A井中凝灰質雜基含量相對較高，自生高嶺石、磷灰石及自生石英發育，LF-13-B井中填隙物含量整體偏低，以自生石英為主；陸豐15洼陷帶以凝灰質雜基為主，平均含量為6.79%，黏土雜基平均為2.88%，自生石英相對發育，其他類型膠結物含量較低（見圖2b）。

3.3 凝灰質類型與特征

與黏土雜基相比，凝灰質雜基粒度更細且往往呈不規則團塊狀，正交光下無明顯光性（見圖3a、圖3b）。研究區未發生明顯溶蝕的凝灰質雜基相對致密，僅可見孔徑小于1 μm的微孔隙（見圖3c）。其中，惠州25洼陷帶未蝕變凝灰質呈玻璃質，部分凝灰質受成巖流體改造發生蝕變（見圖 3a、圖 3b），單偏光下呈棕黃色，在正交光下具有蝕變產物的光性特征（見圖3b）?；葜?6洼陷帶未蝕變凝灰質同樣呈玻璃質，但伴隨鐵質礦物沉淀（見圖3d）。陸豐15洼陷帶與陸豐13洼陷帶的未蝕變凝灰質具有相似特征，且易沿凝灰質溶蝕孔邊緣發生蝕變（見圖 3e—圖 3h）。僅通過顯微特征觀察難以準確劃分凝灰質類型，因此挑選各洼陷帶中未發生明顯溶蝕的凝灰質，對比其元素組成，并綜合利用 TAS判別圖版和不活潑微量元素比值（Zr/TiO2和Nb/Y）劃分凝灰質類型[24-27]（見圖4）。共獲得了主量元素數據54個，微量元素數據33個（見表1）。

表1 研究區文昌組未蝕變凝灰質的主量元素與稀土元素組成

圖3 研究區文昌組凝灰質雜基微觀特征

圖4 研究區文昌組凝灰質雜基類型劃分

惠州25洼陷帶凝灰質主要分布于指示酸性巖漿來源的流紋巖-流紋英安巖區域[25]（見圖 4），具有高硅低堿質的酸性特征[25]，SiO2含量平均為 67.93%，（Na2O+K2O）含量平均為3.38%，相對富鉀（見表1）。而惠州26洼陷帶凝灰質主要分布于指示基性巖漿來源的粗安巖-粗面巖區域[25]（見圖4），具有低硅高堿質的基性特征，SiO2含量平均為48.29%，（Na2O+K2O）含量平均為6.47%，相對富鈉（見表1）。陸豐15洼陷帶和陸豐13洼陷帶的凝灰質樣品主要分布于指示中性巖漿來源的安山巖-玄武安山巖區域（見圖4），SiO2含量平均為59.02%，（Na2O+K2O）含量平均為 3.76%，相對富鉀（見表1）。而陸豐13洼陷帶的LF-13-A井部分凝灰質樣品分布于偏堿性的粗面安山巖和玄武粗安巖區域（見圖4），SiO2含量平均為57.16%，（Na2O+K2O）含量平均為8.39%，相對富鈉，還具有較高的CaO和P2O5含量，平均含量分別為3.25%和8.13%（見表1），指示其為堿性巖漿來源[24]。

4 凝灰質溶蝕作用

4.1 凝灰質溶蝕成孔

惠州凹陷和陸豐凹陷文昌組砂巖儲集層整體處于中成巖A1期—中成巖A2期，以酸性溶蝕作用為主[9,13,28]。前人研究證明，珠一坳陷始新統在沉積初期均經歷不同程度的抬升剝蝕作用[13-14,18]，是大氣淡水溶蝕的主要時期。同時由于火山噴發強烈，大氣中二氧化碳濃度相對較高[29]，為文昌組儲集層中凝灰質的溶蝕提供了穩定的酸性流體。此后，始新世進入持續深埋階段，酸性大氣水的下滲深度有限，不再作用于儲集層產生溶蝕作用[13]。隨著埋藏深度與溫度的增加，干酪根熱演化生成的有機酸及有機酸脫羧形成的 CO2進入儲集層，為凝灰質雜基的溶蝕提供了酸性流體來源[13,30]。鏡下微觀特征表明，惠州25洼陷帶的酸性凝灰質溶孔相對較少，以沿顆粒邊緣或凝灰質微裂縫的溶蝕擴大為主（見圖5a），難以產生大規模有效連通的粒間溶孔，且凝灰質溶孔附近常發生凝灰質的蝕變（見圖 5b）。HZ26洼陷帶的基性凝灰質溶蝕強度相對較高，粒間凝灰質溶孔相對發育，溶孔中凝灰質溶蝕殘余相對較少（見圖5c、圖5d），而陸豐15洼陷帶和LF-13-B井中的中性凝灰質溶孔中具有大量凝灰質溶蝕殘余（見圖5e、圖5f）。LF-13-A井中偏堿性的凝灰質可發生大規模溶蝕，形成粒間溶孔，溶孔邊緣常伴隨磷灰石的棒狀或柱狀晶體沉淀（見圖5g、圖5h）。

圖5 研究區文昌組不同類型凝灰質的溶蝕成孔特征

4.2 凝灰質蝕變產物特征

4.2.1 自生黏土礦物

自生黏土礦物與凝灰質溶蝕關系密切，以惠州25洼陷帶中的自生高嶺石為例，凝灰質溶蝕成因高嶺石晶形普遍較?。ㄖ睆叫∮?0 μm），多生長于凝灰質與顆粒接觸邊緣（見圖5b）或呈團塊狀被凝灰質所包裹（見圖6a、圖6b）。與長石溶蝕相伴生的高嶺石相比，其晶間孔因被凝灰質充填而不發育（見圖6b）。此外，凝灰質溶蝕成因高嶺石與凝灰質溶蝕殘余有類似的稀土元素配分模式（見圖7a），均具有Eu弱負異常特征（見表1），Eu/Eu*平均值為0.92，而與長石顆?；蜷L石溶孔附近的自生高嶺石不具有同源性（見圖7b）。綠泥石則多與基性凝灰質相伴生[5]，集中發育于HZ26洼陷帶，且常伴隨自生石英微晶沉淀（見圖6c）。伊利石在各洼陷帶內均有發育，生長于凝灰質溶蝕粒間孔附近，可見粒間凝灰質沿顆粒接觸邊緣發生伊利石化（見圖6d、圖6e），且早期沉淀的自生高嶺石、綠泥石等，也可向伊利石轉化[31]（見圖6c、圖6f）。

4.2.2 自生石英

自生石英在文昌組儲集層中普遍發育，不同類型凝灰質溶蝕均可沉淀自生石英，依據產狀不同可分為微晶石英顆粒和石英加大 2類（見圖 6g、圖 6h）。其中，自生石英加大常充填凝灰質溶孔或附近的粒間孔（見圖6g），厚度多為10～80 μm，最厚可達200 μm。微晶石英顆粒生長方向隨機、長短不一，常呈帶尖頂的柱狀晶體（見圖6h）。與石英顆粒相比，充填凝灰質溶孔的微晶石英顆?；蚴⒓哟缶鄬Ω患?Al和 Fe等主量元素（見圖8a）。此外，自生石英中仍含有一定量的輕稀土元素（見圖8b），稀土元素均表現出Eu弱負異常（見表1），而與長石顆粒存在區別（見圖7b），證明其更可能為粒間凝灰質溶蝕副產物[32-33]。

圖6 研究區文昌組凝灰質蝕變產物的微觀特征

圖7 文昌組不同成因自生高嶺石與長石、凝灰質溶蝕殘余的稀土元素配分模式圖

圖8 文昌組凝灰質蝕變成因自生石英的元素地球化學特征

4.2.3 濁沸石

前人研究表明，沸石的沉淀與原始物質組成有關，并受到孔隙水化學性質等因素的控制[5,34-35]。研究區濁沸石集中發育于惠州26洼陷帶，且與粒間基性凝灰質的溶蝕相關?？梢姖岱惺拾鍫詈蜅l狀晶體以半充填或全充填的方式生長于凝灰質成巖收縮縫中（見圖6i）。也可見粒間基性凝灰質的強烈溶蝕，濁沸石呈連生狀晶體充填粒間凝灰質溶孔，濁沸石晶體內部或邊緣有凝灰質未完全蝕變的殘余（見圖6j）。此外，濁沸石也可發生不同程度的溶蝕，溶孔發育（見圖6k）。粒間濁沸石與凝灰質溶蝕殘余的主量元素相比，SiO2與CaO含量更高，而Al2O3和K2O含量略低于蝕變凝灰質（見圖9）。此外，與惠州26洼陷帶未發生明顯蝕變的凝灰質相比，濁沸石包裹的凝灰質溶蝕殘余CaO含量相對較低（見圖 9），因此可能存在基性凝灰質的溶蝕，并向濁沸石提供部分鈣質[5,25]。

圖9 文昌組凝灰質蝕變成因濁沸石主量元素特征（樣品點位見圖6j）

4.2.4 磷灰石

磷灰石是 LF-13-A井文昌組儲集層中獨有的自生礦物，依據其顯微形態及陰極發光特征，可劃分為球粒狀集合體和針棒狀、板柱狀的兩期磷灰石（見圖6l—圖6p）。早期磷灰石呈球粒狀星散分布于堿性凝灰質中（見圖6l），或沿顆粒邊緣及凝灰質溶孔生長，陰極發光下呈黃褐色（見圖 6m）。掃描電鏡下可見球粒狀磷灰石集合體由具有相同生長核心的纖維針狀磷灰石單晶組成，沿核心呈放射狀向外生長（見圖6n）。在球粒狀磷灰石外邊緣可見晚期針棒狀磷灰石沿溶孔邊緣生長，具有熒光綠色的陰極發光特征（見圖 6m）。部分深度段粒間凝灰質溶蝕作用較強，早期球粒狀磷灰石不發育，粒間以晶形相對較好的針棒狀或板柱狀磷灰石為主（見圖 6o、圖 6p），磷灰石晶間孔中充填黃鐵礦顆粒。主量元素分析表明，粒間殘余凝灰質中Ca和P元素含量低于未蝕變的堿性凝灰質（見圖10、表1），表明堿性凝灰質的溶蝕能夠為磷灰石的沉淀提供物質基礎。此外，磷灰石中F元素含量也是劃分期次的重要指標[36]，早期球粒狀磷灰石F元素含量相對較低，平均含量僅為1.08%，而晚期針棒狀磷灰石和板柱狀磷灰石F含量分別為5.68%和5.34%（見圖10）。部分柱狀磷灰石晶體中不發育核心或核心邊緣不規則，也可證明早期磷灰石發生了不同強度的溶蝕作用[37]（見圖6p）。

圖10 研究區文昌組凝灰質蝕變成因磷灰石主量元素特征

4.3 凝灰質溶蝕量與蝕變產物含量

為定量表征研究區文昌組中凝灰質溶蝕量與蝕變產物含量的關系，利用圖像分析軟件，采用面積分數法定量統計了不同類型凝灰質的溶蝕量、溶孔面孔率及蝕變成因的自生高嶺石、自生石英、濁沸石和磷灰石含量（見圖11）。由于綠泥石和自生伊利石通常以黏土包殼或交代凝灰質溶蝕殘余的方式產出，難以統計其含量，故未單獨討論。隨著酸性凝灰質溶蝕量的增加，自生高嶺石含量呈線性增加，導致凝灰質溶孔含量普遍小于2%，且僅在高嶺石含量相對低值處溶孔面孔率相對較高（見圖 11a）。當基性凝灰質溶蝕量小于4%時，自生礦物含量相對較低，溶蝕粒間孔發育。隨著基性凝灰質溶蝕量的增加，濁沸石含量與基性凝灰質的溶蝕量呈正相關關系，但由于濁沸石的溶蝕，導致部分凝灰質溶蝕量高值區濁沸石含量降低（見圖11b）。中性凝灰質溶蝕產物以自生石英為主，自生石英未完全充填粒間孔，因而凝灰質溶蝕孔與凝灰質溶蝕量呈良好的線性正相關（見圖 11c）。磷灰石的含量與堿性凝灰質的溶蝕量呈正相關關系，部分磷灰石沿凝灰質溶孔邊緣大量沉淀，導致凝灰質溶蝕量高值區凝灰質溶蝕孔與磷灰石含量顯著升高（見圖11d）。

圖11 凝灰質蝕變量與蝕變產物及凝灰質溶孔含量關系圖

5 凝灰質溶蝕演化及成儲效應

5.1 凝灰質溶蝕演化路徑

受控于凝灰質類型及其化學性質，凝灰質的溶蝕程度及蝕變產物組合發生分異[5,9]。結合研究區儲集層成巖演化過程，建立了不同類型凝灰質的溶蝕演化路徑（見圖12）。其中，酸性凝灰質溶蝕程度弱，以沿凝灰質脫水收縮縫及顆粒邊緣的溶蝕擴大為主（見圖3a、圖5a），凝灰質溶蝕粒間孔相對孤立（見圖5a）。凝灰質在溶蝕過程中易形成高嶺石團塊[5]（見圖6a、圖6b、圖 12）和自生微晶石英[5,33]，隨著埋深的增加，粒間殘余凝灰質將發生伊利石化（見圖 6d、圖 12）?；阅屹|更易形成粒間凝灰質溶孔[5,9,25]（見圖 5c、圖5d），伴隨凝灰質的溶蝕，殘余凝灰質蝕變為綠泥石等礦物，并伴隨自生石英微晶的沉淀（見圖6c、圖12）。此外，也可見板狀或條狀濁沸石充填凝灰質溶孔（見圖6i），或呈孔隙式致密膠結（見圖6j、圖12）。隨著埋藏深度及溫度的增加，濁沸石等不穩定礦物發生溶蝕而形成次生孔隙[4,34]（見圖6k、圖12），綠泥石和粒間凝灰質溶蝕殘余也將發生伊利石化（見圖6e）。中性凝灰質溶蝕演化路徑與酸性凝灰質溶蝕演化路徑類似（見圖12），但溶蝕作用更強，蝕變產物含量較低，粒間凝灰質溶蝕孔相對發育（見圖5e—圖5f）。堿性凝灰質受酸性流體淋濾，產生溶蝕孔隙[24,37]（見圖5g、圖5h），并釋放Ca、P等強活動性元素，導致早期球粒狀磷灰石沿堿性凝灰質溶孔邊緣沉淀（見圖6m、圖6o、圖12），并伴隨自生石英的沉淀（見圖6h）。隨著流體的持續作用，粒間凝灰質溶孔發生溶蝕擴大，早期磷灰石發生溶蝕[37]，并在凝灰質溶孔邊緣沉淀針棒狀的晚期磷灰石晶體（見圖6m、圖12）。部分層段堿性凝灰質表現為強溶蝕作用，顆粒邊緣殘存的凝灰質發生強烈蝕變作用，沉淀晚期短柱狀的磷灰石晶體（見圖6p）。

圖12 凝灰質的溶蝕演化模式圖

5.2 凝灰質溶蝕的儲集層物性響應

依據不同類型凝灰質溶蝕演化路徑，可以將凝灰質的溶蝕作用劃分為 3種類型，對儲集層物性產生了差異性影響。

①Ⅰ類，凝灰質強蝕變，蝕變產物難溶蝕。以惠州25洼陷帶酸性凝灰質為代表，儲集層中酸性凝灰質難以發生大面積溶蝕產生有效連通的溶蝕粒間孔[5]（見圖 5a、圖 5b）。隨著儲集層中凝灰質溶蝕量的增加，大量自生高嶺石近原地堆積沉淀（見圖 11a），凝灰質溶孔轉化為高嶺石晶間孔，并在埋藏演化中遭受壓實破壞（見圖 6a、圖 6b），導致儲集層物性非但不能得到提高，還不利于后續酸性流體的溶蝕改造[5,31]。此外，蝕變成因高嶺石難以再次發生溶蝕改造，而是發生伊利石化（見圖6d），進一步堵塞孔隙喉道[31]。整體上，富含酸性凝灰質的儲集層中，凝灰質的溶蝕作用以強蝕變作用為主，蝕變產物的大量沉淀并不利于儲集層物性的提高。

②Ⅱ類，凝灰質強溶蝕，殘余凝灰質強蝕變。以LF-13-B井和LF-15-A井的中性凝灰質為例，中性凝灰質受酸性流體的影響發生溶蝕而形成粒間溶孔[5]（見圖3e、圖5e）。儲集層中溶蝕副產物以自生石英為主，且自生石英面孔率普遍較低（見圖6g、圖11c），仍可保留大量溶蝕粒間孔。但由于凝灰質的不完全溶蝕，部分溶蝕粒間孔中有凝灰質溶蝕殘余（見圖5f、圖6g），并在成巖演化過程中發生伊利石化（見圖6e），導致孔喉連通性受阻。在 LF-13-A井堿性凝灰質發育的儲集層中，粒間凝灰質也同樣發生強烈溶蝕作用，顆粒邊緣沉淀短柱狀磷灰石晶體（見圖 5h、圖 6p），部分粒間溶孔被針棒狀磷灰石充填，磷灰石呈架狀支撐（見圖 5g、圖 6o），仍可保留部分粒間溶孔，但不利于儲集層滲透率的提高。因此，中性凝灰質和堿性凝灰質主導的凝灰質蝕變作用能夠有效增孔，但難以提高儲集層滲透率。

③Ⅲ類，凝灰質強溶蝕、強蝕變，蝕變產物強溶蝕。以惠州26洼陷帶的基性凝灰質為例，儲集層中凝灰質較易發生溶蝕，凝灰質溶孔發育（見圖5c—圖5d、圖11b），并伴隨綠泥石、濁沸石等自生礦物的沉淀（見圖 6c、圖 6i—圖 6k）。濁沸石的沉淀一定程度減緩了埋藏過程中的壓實作用，且隨著埋深的增加，酸性流體又能導致濁沸石發生溶蝕，形成不同規模的溶蝕粒間孔[4,34]（見圖9k）?；阅屹|的大規模溶蝕作用既能保留大量溶蝕粒間孔，蝕變產物也能再次發生溶蝕改造，顯著提升儲集層的物性。

結合研究區文昌組砂巖儲集層物性特征，以Ⅲ類凝灰質溶蝕演化作用對儲集層物性的改造最明顯，主要發生于基性凝灰質富集的惠州26洼陷帶，平均孔隙度為 14.88%，平均滲透率為24.63×10-3μm2（見圖13、表 2）。儲集層中凝灰質溶孔及濁沸石溶孔發育，孔喉連通性相對較好。其次為Ⅱ類凝灰質溶蝕演化作用，集中發育于中性或堿性凝灰質富集的陸豐13洼陷帶和LF15洼陷帶，平均孔隙度為 13.85%，平均滲透率為2.69×10-3μm2（見圖 13、表 2）。粒間凝灰質溶蝕粒間孔發育，且未被自生礦物大量充填，能夠有效連通粒間溶孔與原生孔，提高儲集性能。但發生蝕變的凝灰質溶蝕殘余及自生石英、磷灰石等堵塞孔隙喉道，使得這種凝灰質蝕變演化作用發育的儲集層滲透率相對較低。而Ⅰ類凝灰質溶蝕演化作用使儲集層在埋藏演化過程中沉淀大量自生高嶺石，難以再溶蝕改造，反而在埋藏壓實過程中晶間孔遭受破壞，此類凝灰質蝕變作用對儲集層物性的改善效果并不理想，平均孔隙度為11.37%，平均滲透率為4.13×10-3μm2（見圖13、表 2）。

圖13 3類凝灰質溶蝕演化作用的孔隙度-滲透率關系圖

表2 3類凝灰質溶蝕演化作用的儲集層物性特征

6 結論

惠州凹陷和陸豐凹陷文昌組砂巖儲集層中主要發育酸性、中性、基性和堿性 4類凝灰質雜基，凝灰質類型決定其溶蝕成孔能力與蝕變產物類型，是造成凝灰質差異溶蝕演化的根本原因。其中，酸性凝灰質較難溶蝕成孔，以蝕變為自生高嶺石、伊利石為主；中性凝灰質在埋藏過程中不穩定，易形成溶孔，常見自生石英沉淀，粒間凝灰質溶蝕殘余向黏土礦物轉化；基性凝灰質同樣易形成溶蝕孔，溶蝕殘余發生綠泥石化，部分層段基性凝灰質蝕變為濁沸石，為晚期自生礦物的溶蝕提供物質基礎；堿性凝灰質則易于在凝灰質溶孔附近發生蝕變，沉淀磷灰石，并隨著凝灰質溶孔的溶蝕擴大，在溶孔邊緣沉淀晶形更好的晚期自生磷灰石晶體。

依據各洼陷帶中不同類型凝灰質的溶蝕演化路徑與蝕變產物的沉淀量，可將凝灰質溶蝕作用劃分為 3類，對儲集層的物性影響也各不相同。以基性凝灰質為主的凝灰質強溶蝕，蝕變產物強溶蝕型，其演化路徑對儲集層物性的建設性意義最大，儲集空間以溶蝕粒間孔為主，孔喉結構最好，凝灰質溶蝕作用可有效提高儲集層孔隙度與滲透率；中性和堿性凝灰質主導的凝灰質強溶蝕，殘余凝灰質強蝕變型次之，以溶蝕粒間孔及原生孔為主，但自生石英與伊利石、磷灰石等蝕變產物一定程度堵塞孔隙喉道，凝灰質溶蝕作用整體表現出增孔降滲的儲集層物性特征；酸性凝灰質主導的凝灰質強蝕變、蝕變產物難溶蝕型溶蝕演化路徑，以沉淀晶間孔不發育的自生高嶺石為主，不利于儲集層物性的改善。