准噶尔盆地吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组混积岩成因及其孔隙发育特征

2022-07-23李二庭张宝真

石油实验地质 2022年3期

王剑，袁波，刘金，李勇，李二庭，马聪，张宝真

1.中国石油新疆油田分公司实验检测研究院，新疆克拉玛依 834000；2.新疆页岩油勘探开发实验室，新疆克拉玛依 834000；3.西南石油大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室，成都 610500；4.中国石油新疆油田分公司勘探开发研究院，新疆克拉玛依 834000；5.中国石油新疆油田公司风城作业区，新疆克拉玛依 834000

MOUNT于1984年首次提出“混合沉积物”这一概念[1]，准确表述混合沉积过程及其产物。国内学者在1990年提出“混积岩”的概念，其中狭义的混积岩是指陆源碎屑与碳酸盐组分在同一岩层内混积形成的沉积岩，而广义的混积岩则包括陆源碎屑岩、碳酸盐岩与同时含有陆源碎屑及碳酸盐组分的岩石在层间混合沉积而形成的混积层系[2-3]。但混积岩并不包括经成岩作用或后期改造而形成的假混合[4]。混合沉积在古代和现今海洋和湖泊等沉积环境中均广泛分布[5-6]。众多学者对混积岩成因开展过系统研究，并认为气候变化、季节性河流碎屑物质注入、海平面变化、构造作用、风暴和潮汐作用、生物扰动等作用过程对于混积岩的形成均具有重要意义。而混合沉积的类型包括间断混合、相混合、原地混合、母源混合等[7-8]。目前混合沉积岩分类多以陆源碎屑、黏土矿物和碳酸盐类矿物为三端元作为分类依据[9-10]，但部分学者选择以砂、异化粒、灰质和泥质四端元进行分类[11]。近年来，随着混积岩型储层油气勘探的不断突破，与混积岩相关的非常规致密油气逐渐成为油气勘探的研究热点，而针对混积岩储层的研究对于明确非常规油气富集机理及富集过程具有重要意义[12-15]。

吉木萨尔凹陷芦草沟组是典型的混积岩型页岩油储层，前人针对芦草沟组储层岩性、成岩作用、微纳米孔隙类型、储层成因及分类等方面做了大量的研究工作[16-27]，并认为该套混积岩储层形成主要受古气候、构造运动、湖平面升降与物源供给控制。目前，混积岩储层的形成机理仍存在较大争议，部分学者认为次生孔隙起决定作用，但部分学者则坚持储层质量受控于原生孔隙的保存[28-29]。

本次研究运用铸体薄片、扫描电镜、阴极发光等实验测试手段，对吉木萨尔凹陷芦草沟组混积岩的物质组成、类型及成因进行精细研究，在毫米—微米—纳米等不同尺度下对储层孔隙类型进行鉴定分析，并参考压实模拟实验成果，阐明芦草沟组混积岩储层成因及孔隙发育的控制因素。

1 研究区概况

图1 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组厚度等值线图(a)、连井地震剖面图(b)及地层综合柱状图(c)

2 混积岩物质组成

根据岩石薄片鉴定、全岩X射线衍射分析、黏土矿物X射线衍射分析及扫描电镜分析结果发现，芦草沟组混积岩的主要混积端元组分包括陆源长英质碎屑、盆地内碎屑、火山岩碎屑、碳酸盐类矿物和黏土矿物。

2.1 陆源长英质碎屑

陆源长英质碎屑是芦草沟组混积岩主要的碎屑成分(图2a,3a-c)。芦草沟组陆源长英质碎屑主要成分为石英和长石，岩屑含量较少，粒级主要集中在粉砂级，其次为细砂级。石英碎屑主体为棱角状—次棱角状结构，反映结构成熟度较差。此外，石英颗粒边缘多具有“港湾状”溶蚀特征，表明储层曾经历过碱性成岩作用过程，使得石英碎屑发生溶解。而长石碎屑以斜长石为主，多具卡氏双晶特征。钾长石含量较斜长石低(图2a)，但钾长石在后期成岩埋藏过程中多经历了酸性溶蚀作用，甚至溶蚀彻底而形成铸模孔。

图2 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组混积岩全岩矿物组成特征(a)及黏土矿物特征(b)

2.2 盆地内碎屑

盆地内碎屑指在沉积盆地或沉积环境内所形成的碳酸盐颗粒。芦草沟组混积岩内部盆地内碎屑主要成分为白云岩岩屑，单偏光下白云岩岩屑一般呈褐色—褐黑色，具泥晶结构，白云岩岩屑粒度变化范围较大，从砾屑—粉屑均有分布，主体以细砂—粉砂级为主，主要发育于砂屑云岩及云屑砂岩中，主体磨圆呈圆状—次圆状，部分具有棱角状(图3a,b,d,e)，为湖盆边缘同沉积期所形成的白云岩经过高能水动力破坏，反复淘洗磨圆，最终沉积形成。

2.3 黏土矿物

芦草沟组黏土矿物整体含量较低，平均为13.3%(图2a)，成分以伊/蒙混层和绿/蒙混层为主，含量分别为40.3%和27.6%，而高岭石含量极少，仅占0.5%(图2b)。伊/蒙混层比值分布范围较大，主要介于70%～100%之间，平均为56.7%，而绿/蒙混层比值主要介于20%～40%。芦草沟组黏土矿物来源主要有3种，分别为机械沉积成因、火山物质蚀变成因和孔隙水结晶成因，其中机械成因的黏土矿物以不规则状的伊/蒙混层矿物为主，主要发育于泥质粉砂岩和粉砂质泥岩中；火山物质蚀变成因的黏土矿物主要为绿/蒙混层矿物和伊/蒙混层矿物，但伊/蒙混层矿物中Fe、Mg比例较高；而孔隙水结晶成因的黏土矿物主要为蜂巢状伊/蒙混层矿物，并主要发育于长石溶蚀孔隙中。

2.4 火山碎屑

芦草沟组储层火山碎屑物质含量主要在0～25%之间，少数可达75%以上，一般呈纹层状和分散状存在，以基性的玻屑、长石和石英晶屑组分为主，为季风或水流携带中基性火山物质在湖盆中沉积形成。长石晶屑以具双晶的钠长石为主，较为干净，颗粒较小(图3a)；石英晶屑较为干净，以斑晶形态分布于火山灰中或存在于岩屑中，这与具有一定的磨圆的陆源石英碎屑颗粒具有较大区别；玻屑呈长条形，显示了沉积时和沉积后具有一定的塑性变形，玻屑极易发生溶解，对次生孔隙的形成具有重要意义。

2.5 碳酸盐类矿物

芦草沟组储层内碳酸盐类矿物主要有方解石、白云石及(含)铁白云石(图2a)。白云石主要赋存于云质岩屑内，同时还可以自生白云石沉淀以及云泥等形式产出。芦草沟组沉积期气候炎热，咸化的湖水环境有利于沉积泥晶白云石，沉积期或同沉积期形成的白云石晶体大小一般为泥粉晶，部分为中—细晶，同时还可伴生有少量的黏土杂质。扫描电镜下，这一成因类型白云石的自形程度较差，多具有溶蚀特征，且晶间孔隙较发育(图3f)。白云石形成的另一种重要方式与藻类相关，即可形成藻云岩[30-31]，镜下观察这一成因的白云石主要为微晶及泥微晶。

图3 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组混积岩类型及孔隙特征

此外，芦草沟组参与混积的还有有机质碎屑，主要来源于高等植物、双壳类及菌藻类等水生生物[32]。其中高等植物经过腐殖化作用，主要演变为惰质组和镜质组，而菌藻类经过地质演化和生烃，现今多演变为沥青质体[33]。

3 混积岩类型与成因

3.1 混积岩类型

二叠系芦草沟组为陆源碎屑、碳酸盐及火山物质组成的混合沉积，由各端元组分直接构成的储层占比很低，大部分储层均由三者混合而成，且三者之间相互过渡，并无截然的界限[34]。将火山碎屑、细砂、粉砂和异化颗粒(白云岩岩屑)统称为颗粒组分，并与黏土矿物和碳酸盐类矿物共同作为三端元组分进行岩性划分，每种岩性可根据内部火山物质含量而进一步细分。研究发现，芦草沟组“甜点段”混积岩类型主要有凝灰质砂屑云岩、凝灰质长石岩屑粉细砂岩、凝灰质云屑砂岩及凝灰质云质粉砂岩，而生物沉积仅在富有机质泥岩中发育。

凝灰质砂屑云岩是芦草沟组上甜点段主要岩性类型，约占15%，白云石为主要矿物成分，其含量一般在60%～80%之间，最高达95%，其次为长石和石英，方解石含量较低(表1)。碎屑组分主体为白云岩岩屑、云质砂屑与粉砂级陆源长英质碎屑的混合，碎屑颗粒间为粉—细晶白云石充填，凝灰质呈分散状分布，且多被白云石交代，其中，云质砂屑磨圆较好，而陆源碎屑磨圆较差，呈次棱角—次圆状，但当陆源长英质碎屑含量增高时，逐渐向云屑砂岩过渡。凝灰质砂屑云岩发育剩余粒间孔、长石及凝灰质溶蚀孔及白云石晶间孔，是上甜点段主要的岩石类型之一。

凝灰质长石岩屑粉细砂岩是芦草沟组上甜点段主要岩石类型，其碎屑颗粒粒度相对较粗，主体为细砂级，其次为粉砂级。这种岩性与常规的细砂岩储层相当，但凝灰质含量较高。碎屑颗粒以凝灰质碎屑、陆源石英和长石为主，含量基本在90%以上，但其中凝灰质碎屑含量一般小于35%(表1)，长石含量异常高(大于50%)，因此除陆源长石碎屑外，火山碎屑中长石的供给也是其主要的来源。此外，这类储层内部泥质含量较低，一般低于5%，同时白云石含量也相对较低，多低于10%。但相较于其他岩性，凝灰质长石岩屑粉细砂岩中发育大量粒间孔和粒内溶孔(图3d)，含油性好，是上甜点段主要的产层。

凝灰质云屑砂岩也是芦草沟组上甜点段主要岩性类型，具有白云岩岩屑、凝灰质和陆源碎屑颗粒混合沉积的特征(图3a)。白云石含量在45%～60%之间，长石和石英总含量在25%～50%之间，而黏土矿物相较于(含)凝灰质砂屑云岩较高，一般在0.4%～4.0%之间，平均2%(表1)。显微镜下云屑颗粒多较大，粒径多在0.1～0.5 mm之间，且云屑主要由泥晶白云石组成，成分较纯，磨圆相对较好，反映其沉积之前经历了较强的改造作用，而凝灰质含量在0～30%之间变化。凝灰质云屑砂岩中主要发育溶蚀孔和晶间孔，并可见剩余粒间孔、溶蚀孔和白云石晶间孔。

表1 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组主要岩性全岩X射线衍射分析

凝灰质云质粉砂岩在芦草沟组广泛发育，是下甜点段的主要岩石类型，其内部碎屑颗粒以陆源长英质碎屑为主，其次为火山碎屑。白云石含量在20%～35%之间，黏土矿物含量相对较高，在4.0%～6.0%之间，平均4.7%(表1)。各成分碎屑颗粒主要呈棱角状，分选较好(图3c)。镜下可见火山碎屑与粉砂级碎屑颗粒分散混积，并且当凝灰质含量增多时，逐渐过渡为沉凝灰岩，但随着陆源石英和长石含量的增加，白云石含量减少，逐渐过渡为凝灰质含云质粉砂岩。凝灰质云质粉砂岩发育溶蚀孔和白云石晶间孔，白云石晶间孔呈典型的三角形状。

3.2 混积岩成因

吉木萨尔凹陷芦草沟组为咸化湖—三角洲相沉积，沉积期气候以炎热干旱条件为主，但间歇性出现温暖湿润的特征[35]。岩层厚度薄、纵向变化快，且岩性多变。从岩石粒度角度来看，主体粒度集中在粉细砂级以下，属于细粒混积岩[36]。

混积岩岩性分布与沉积相带和水动力条件密切相关。而黏土基质含量反映了沉积环境的水动力条件，砂岩中黏土基质含量高意味着重力流或浊流沉积，粉砂岩中黏土含量高则意味着向低能的静水沉积过渡。狭义的混合沉积主要发育于碳酸盐岩浅滩与混合坪，表现为火山物质、陆源碎屑和盆地内碎屑3种来源碎屑的混积。异化颗粒等同于石英、长石、岩屑等砂—粉砂级的碎屑颗粒，这些颗粒通常形成于高能环境。芦草沟组混积岩中含有大量的内源碎屑颗粒，同时含有大量的陆源母岩风化成因的长石和石英碎屑，说明研究区既有较多陆源碎屑颗粒的供给，也存在较强的内源化学沉积作用。而火山物质参与混积通常反映事件性和间歇性沉积特征，其中凝灰质砂屑云岩、凝灰质云屑砂岩及凝灰质长石岩屑粉细砂岩分选较好，通常反映沉积环境的水动力条件相对较大，为滩坝—水下扇前缘等相对高能环境的产物(图4)。泥质粉砂岩、灰质泥岩、云质泥岩和粉砂质泥岩主要发育于低能环境的浅湖—半深湖沉积区(图4)。

在凝灰质含量较高的粉—细砂岩中，碱性长石、石英晶屑含量较高，粒度多以泥—细粉砂级为主，这些降落型火山物质由于重力作用或风携带进入湖盆[37]。由于经过较少的搬运磨圆，晶屑多呈尖棱角状。岩石整体为颗粒支撑结构，颗粒间接触关系以点—线、线接触为主。受湖盆中热液及凝灰质影响，咸化湖盆中藻类勃发为有机质大量生成及沉积提供了条件。由于湖盆底层卤水不易与空气接触，因此有机质得以较好保存，是盆地内主要的烃源岩发育位置。

广义上混合沉积主要表现为相缘混合，是指不同沉积微相接触带或过渡区所发生的混合沉积。在吉木萨尔凹陷芦草沟组内部则主要表现为各类岩性在垂向上复杂的薄互层(图4)。

图4 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组混积岩沉积模式

4 混积岩储层孔隙发育特征及影响因素

4.1 混积岩孔隙特征

根据岩石中孔隙发育的部位，芦草沟组混积岩孔隙类型可划分为粒间孔、粒内溶孔和晶间孔。铸体薄片结果显示，芦草沟组微米级以上孔隙主要有剩余粒间孔、粒间溶孔及粒内溶孔。而扫描电镜下，微纳米孔隙主要包括无机矿物晶间孔和有机质孔[38]。

粒间孔铸体薄片下多呈边缘弯曲的三角形(图3d，e)，粒间孔边缘由于参与堆积的长石和凝灰质碎屑发生溶蚀，导致粒间孔隙扩大，形成粒间孔隙与溶蚀孔隙叠加的混合孔隙(图3b)。芦草沟组储层经历了复杂的酸性和碱性溶蚀作用[30]。碱性溶蚀作用主要表现为石英颗粒边缘的溶蚀。酸性溶蚀主要体现在长石和凝灰质碎屑内部形成的溶蚀，部分颗粒由于溶蚀完全而形成铸模孔，并且孔隙中常见有板状钠长石晶体充填(图3g，h)。白云石晶间孔孔径主要分布在200 nm～3 μm之间，并由菱形白云石晶体搭建而成，多呈三角状(图3g)，这一类型晶间孔主要为准同生期后泥晶灰质成分向微晶、细晶转化的过程中体积逐渐减小，白云石晶体呈格架状接触形成。依据孔隙形态，研究区黏土矿物晶间孔分为2类，分别为片状伊/蒙混层矿物晶间缝和蜂巢状伊/蒙混层矿物晶间孔，黏土矿物晶间缝主要由片状伊/蒙混层矿物形成，呈细窄的长条形或狭缝形(图3i)，广泛发育于泥岩、泥质粉砂岩及粉砂质泥岩；蜂巢状伊/蒙混层矿物主要形成黏土矿物晶间孔，为亚微米—纳米级，呈似圆孔形，由似蜂巢状伊/蒙混层矿物晶体形成，常见于溶蚀孔隙中。

凝灰质砂屑云岩发育于远砂坝与云坪过渡的混合相带，碎屑颗粒含量在55%～70%之间，储集空间为剩余粒间孔隙及少量溶蚀孔隙，储层物性好，孔隙度在6.0%～12.0%之间，平均为7.6%，平均渗透率为0.027×10-3μm2，平均孔喉半径0.16 μm，而直径大于0.074 μm以上的孔喉占比达63.8%，为研究区内含油性好的一种岩相类型(图5a，b，表2)。凝灰质长石岩屑粉细砂岩发育于远砂坝和席状砂微相，受事件性火山喷发影响较大，碎屑颗粒含量在80%～95%之间，颗粒支撑作用相对最强，粒间孔隙在压实作用下保存最好，加上溶蚀作用的改善，使得储集空间主体为剩余粒间孔隙及溶蚀孔隙，其孔隙度平均为11.02%，渗透率为0.05×10-3μm2，平均孔喉半径0.36 μm，是研究区物性及含油性最好的储层(图5c，d，表2)。凝灰质云屑砂岩储集空间为剩余粒间孔隙及少量溶蚀孔隙，物性特征整体与凝灰质砂屑云岩大致相同，直径在0.074 μm以上的孔喉占比为22.0%，整体以微纳米级孔喉为主(表2)。凝灰质云质粉砂岩碎屑颗粒含量在45%～65%之间，泥质含量相对较高，储层发育剩余粒间孔隙及少量溶蚀孔隙，储层物性相对较差，平均孔喉半径0.09 μm(表2)。

图5 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组混积岩储层物性特征

表2 准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组混积岩物性特征

4.2 碎屑颗粒含量对孔隙发育的影响

吉木萨尔凹陷芦草沟组储层中粉细砂—异化颗粒(白云岩碎屑)—火山碎屑等颗粒组分相互支撑形成大量直径大于10 μm的粒间孔隙，这些孔隙即使经历了压实作用也大量存在，使得其在铸体薄片中就能较好地识别。但如果储层主要由黏土矿物或泥晶碳酸盐组成，则储层储集空间将以微孔为主，并只能依靠扫描电镜识别。本次研究基于基质和球形碎屑颗粒的混积岩概念模型，探讨其内部宏孔和微孔的成因，碎屑颗粒包括粉细砂、砂屑和火山碎屑，基质包括泥晶碳酸盐和黏土矿物。当混积岩中的碎屑颗粒含量为0时，其孔隙度等同于基质的孔隙度。随着水动力条件的逐渐增强，颗粒含量增加，细粒混积岩孔隙度将逐渐减少。当石英颗粒含量为10%时，颗粒间充填黏土矿物和泥晶碳酸盐，此时泥页岩孔隙主要为黏土矿物微孔隙和碳酸盐晶间孔，孔隙度为7.2%；颗粒含量达到20%，细粒混积岩仍以黏土矿物微孔隙为主，孔隙度为6.4%。若假设颗粒以立方体堆积，则在颗粒含量低于52.4%时，碎屑颗粒难以接触，无法形成粒间孔隙，孔隙类型主要为黏土矿物微孔隙和碳酸盐晶间孔。由此可见，当混积岩中黏土基质或碳酸盐泥晶占主体时，碎屑颗粒百分含量(X)与孔隙度(Φmud)具有明显的线性负相关关系，即随着颗粒含量的增加，泥页岩的孔隙度逐渐减小。当碎屑颗粒达到立方体堆积时，杂基含量最高为47.6%(图6a-c)。

Φmud=(1-X)×Φmatrix

随着水动力条件的增强，杂基含量逐渐降低，粒间孔隙逐渐发育，岩石孔隙度逐渐增大。因而，在形成粒间孔隙之前，混积岩孔隙度会降低到一个最小值，即当颗粒含量达到52.4%时，粒间全部为黏土矿物和泥晶碳酸盐充填，仅发育黏土矿物微孔隙和碳酸盐晶间孔，岩石孔隙度处于最小值。经过上述临界状态后，当颗粒含量高于52.4%时，按照国内的碎屑岩类型划分标准，实际上已经属于粉砂岩范畴。假如杂基含量进一步降低，岩石的碎屑颗粒之间开始逐渐发育粒间孔隙，这时碎屑颗粒百分含量(X)与细粒混积岩孔隙度(Φmud)具有明显的线性正相关关系，即随着颗粒含量的增加，混积岩的孔隙度逐渐增大。随着沉积环境水动力条件的增强，杂基含量减少到一定程度，最终会发展为杂基含量很低的净砂岩沉积。当陆源碎屑、白云岩碎屑和火山碎屑颗粒之间无杂基充填时，粒间孔隙最为发育，岩石孔隙度达到最大值。此时，如果碎屑颗粒为立方体堆积，孔隙度最大值为47.6%；若碎屑颗粒为菱面体堆积，孔隙度为26%(图6d-f)。

图6 不同水动力条件下颗粒分散状细粒混积岩碎屑含量变化与孔隙特征

概念模型是一种理想状态，需要根据岩石结构进一步具体分析。但它较好地阐释了混积岩中的宏孔成因，对探讨颗粒含量与孔隙度的相关性仍具有指导意义。如果在数值模拟的基础上，开展混积岩孔隙演化的物理模拟，系统观测压实过程中孔隙类型和孔隙结构的变化，将有助于加深理解混积岩的孔隙发育机理。

从碎屑颗粒含量与储层孔隙度和渗透率的相关性来看，随着凝灰质碎屑、长石、石英等碎屑颗粒含量的增加，储层物性变好，反映了碎屑颗粒含量增加，颗粒支撑作用加强，粒间孔隙越发育(图7a，b)。凝灰质砂屑云岩、凝灰质长石岩屑粉细砂岩由于所处的水动力环境较强，颗粒之间的泥质组分或泥晶基质含量较低，颗粒堆积的初始阶段孔隙度较高，粗孔隙发育，而且抗压实的能力较强，容易形成大孔隙；而泥晶白云岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩等其他类型细粒沉积岩，由于碎屑颗粒含量较低，一般在20%～45%之间，在后期压实的过程中，孔隙度迅速衰减，不容易形成大孔隙。介于二者之间的云屑砂岩及云质粉砂岩，孔隙发育特征具有过渡特征。

4.3 易溶组分对孔隙发育的影响

芦草沟组页岩储层镜质体反射率(Ro)值分布在0.7%～1.3%之间，目前成岩阶段主体处于中成岩阶段A期。在粉细砂、白云岩碎屑、火山碎屑等刚性颗粒组分相互支撑和抗压实下，沉积初始孔隙度虽经历了较强的机械压实，但粒间孔隙仍可保存在6%～12%。在压实减孔之后，酸性溶蚀对于储层物性进行了有利的改善，碱性溶蚀相对于酸性溶蚀作用弱，基本可忽略。芦草沟组混积岩酸性溶蚀作用以碱性长石和凝灰质的溶蚀为主，并伴随少量碳酸盐的溶蚀。火山物质中含有较多的易溶组分，在有机酸的作用下，可以发生大量的溶蚀，有利于形成次生孔隙[39-40]。有机质达到成熟阶段，干酪根的脱羧作用早期生成的有机酸和晚期生成的碳酸等是研究区酸性流体的主要来源。受两期酸性流体作用，储层中岩屑及长石碎屑受溶蚀作用显著。在铸体薄片下，长石碎屑内部或边缘均不同程度受溶蚀影响，形成粒间溶孔和粒内溶孔。扫描电镜下，长石的酸性溶蚀主要沿解理进行，并有沿解理逐渐扩大溶蚀的特征。碳酸盐类矿物的溶蚀作用仅在局部白云岩层段中发育。

在溶蚀改善之下，吉木萨尔凹陷芦草沟组粒间溶孔和粒内溶孔广泛发育。储层现今长石类型以钠长石为主，粒内溶孔中常见有自生钠长石和似蜂巢状伊/蒙混层矿物等，将孔隙分割成多个微米级的小孔隙(图3g)。凝灰质含量与储层的孔隙度和渗透率主体呈正相关关系(图7c，d)，反映了凝灰质中易溶组分的溶解产生的次生孔隙对于混积岩储层整体物性的改善和提升。从溶蚀改善效果来看，原始沉积成因的粒间孔较为发育的凝灰质砂屑云岩、凝灰质长石岩屑粉细砂岩孔隙度将增加2%～4%，而泥质粉砂岩、云质泥岩由于粉细砂、白云岩碎屑、火山碎屑等刚性颗粒组分含量少，易溶组分含量少，沉积成因的粒间孔发育差，溶蚀流体很难进入，基本未发生易溶组分的溶蚀，溶蚀改善作用弱(图8)。