砂岩储集层凝灰质溶蚀作用的差异性及其物性响应——以珠一坳陷惠州—陆丰地区古近系文昌组为例

靳子濠，远光辉,2，张向涛，操应长,2，丁琳，李晓艳，傅筱涵

（1.中国石油大学（华东）深层油气重点实验室，山东青岛 266580；2.海洋国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室，山东青岛 266071；3.中海石油（中国）有限公司深圳分公司，广东深圳 518067）

0 引言

与泥质杂基相比，凝灰质杂基具有类型多样、成分复杂的特点[1-6]，且凝灰质在成岩演化过程中极易发生溶蚀，既能增孔，也能为自生矿物的沉淀提供物质基础[4,7-10]。前人研究证实，碎屑岩中凝灰质的成因类型、成分、含量等均能对其溶蚀作用产生不同影响[4-5]，且凝灰质的溶蚀在不同埋藏阶段与成岩环境中存在较大差异[6-8]，对碎屑岩孔隙发育的影响也不尽相同[9-11]。因此，粒间凝灰质的溶蚀强度及自生矿物沉淀规律，决定了凝灰质的溶蚀作用能否有效改善储集层物性。

珠江口盆地惠州凹陷和陆丰凹陷始新统文昌组沉积期火山事件频发，粒间凝灰质成因复杂、类型多样[9-12]。前人研究认为，该地区储集层中凝灰质溶蚀能够形成次生孔隙，一定程度改善储集层物性[9]。但这一认识只探讨了凝灰质溶蚀增孔对储集空间的影响，并未系统讨论自生矿物与凝灰质溶蚀的成因联系，以及溶蚀演化过程中储集层储集性能的变化。实际上，惠州凹陷和陆丰凹陷文昌组六段—三段砂岩储集层中，凝灰质溶蚀现象普遍[9,13]，可见自生高岭石、浊沸石和磷灰石等蚀变产物，且不同类型凝灰质的溶蚀作用强度及其产物组合存在差异。因此，系统研究凝灰质的蚀变演化路径及其孔隙演化规律对深化研究区油气储集层的认识具有重要意义。

本文以珠江口盆地珠一坳陷的惠州凹陷和陆丰凹陷古近系文昌组六段—三段的砂岩储集层为研究对象，侧重分析研究区凝灰质砂岩储集层中自生矿物与凝灰质溶蚀的成因关系，建立不同类型凝灰质的溶蚀演化路径，并探讨凝灰质溶蚀作用的储集层物性响应，以期为凝灰质砂岩储集层的质量评价提供依据。

1 地质背景

惠州凹陷和陆丰凹陷位于珠江口盆地珠一坳陷东部，凹陷之间被惠陆低凸起分隔（见图1），整体呈北东东向展布，是珠一坳陷重要的油气富集区[9,13-19]。本次研究的重点层系为文昌组，该组自下而上可细分为六段（文昌组六段—一段），分别对应盆地裂陷旋回的初始裂陷、强烈裂陷和萎缩阶段[14,18]（见图1）。文昌组六段沉积期对应裂陷初始期，盆地在此期间遭受抬升剥蚀，同时伴随强烈岩浆活动，仅零散发育小型扇三角洲和辫状河三角洲[13-14]；文昌组五段—四段沉积期对应裂陷扩张-强烈期，湖盆迅速扩张，发育大型辫状河三角洲沉积[19-20]；文昌组三段沉积期对应裂陷转变期，受惠州运动影响，基底隆起及岩浆底辟广泛发育，惠州—陆丰过渡位置等地区发生强烈隆升并伴随文昌组下段的大量剥蚀[14]；文昌组二段—一段沉积期对应裂陷收缩-萎缩期，湖盆水体变浅，小型辫状河三角洲沉积再次星散分布[13,20]。整体上，文昌组沉积期伴随多期火山活动，由于火山活动强度、期次及岩浆性质的变化，不同洼陷带砂岩储集层中凝灰质杂基类型多样且含量分布不均[9,12]。

2 样品与分析方法

样品取自惠州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、陆丰13洼的LF-13-A井和 LF-13-B井、陆丰 15洼的 LF-15-A井（见图1）。薄片样品的显微特征观察与面孔率定量统计均在中国石油大学（华东）深层油气重点实验室完成，检测室内温度为23 ℃，相对湿度为50%，所用仪器分别为ZEISS AxTo Scope A1 APOL型偏光显微镜、CL8200 MK5型阴极发光仪及ZEISS Crossbeam 550双束扫描电镜。挑选凝灰质溶蚀作用相对不发育的样品，进行原位微区主量、微量元素测试，明确未蚀变凝灰质的元素地球化学特征。对凝灰质溶蚀作用相对发育的样品，明确溶蚀作用特征与自生矿物的元素地球化学组成。其中，电子探针的主量元素分析在中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室完成，采用JXA-8230电子枪，测试电压为15 kV，电流为20 nA，测试点直径为5 μm。微区原位微量元素分析在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成，元素分析设备包括 GeoLasPro型激光系统和Agilent 7700x型电感耦合等离子体质谱仪，测试束斑直径为50 μm。

图1 珠江口盆地惠州凹陷与陆丰凹陷文昌组沉积期洼陷划分图及地层综合柱状图[14-15]

3 储集层岩石学特征

3.1 碎屑组分

据研究区193个样品的铸体薄片与矿物X射线衍射全岩分析统计，不同凹陷文昌组岩石组分存在明显差异（见图2）。其中，惠州凹陷文昌组砂岩储集层主要受中生界花岗岩影响[13,21]，整体以低石英含量、高岩屑和长石含量的岩屑砂岩和长石岩屑砂岩为主（见图2a），岩屑主要由花岗岩岩屑和石英岩屑组成，长石以钾长石为主。而陆丰凹陷文昌组砂岩主要受中生代沉积物源的影响[22-23]，整体以高石英含量、低长石和岩屑含量的长石石英砂岩、岩屑长石砂岩、岩屑石英砂岩和岩屑砂岩为主（见图2a），其岩屑类型以石英岩和喷出岩岩屑为主，长石以钾长石为主。

图2 研究区文昌组岩石组分三角图与填隙物类型及平均含量柱状图

3.2 填隙物

据铸体薄片和矿物X射线衍射黏土分析统计，惠州25洼陷带以凝灰质杂基为主，平均为11.19%，黏土杂基含量平均为3.88%，胶结物以自生高岭石和碳酸盐胶结物为主，含少量自生石英（见图2b）。惠州26洼陷带凝灰质杂基含量相对较低，平均为6.13%，黏土杂基含量平均为3.24%，胶结物以浊沸石为主，可见少量自生石英及碳酸盐胶结物（见图2b）。陆丰13洼陷带凝灰质杂基平均含量为 8.33%，黏土杂基含量平均为3.27%（见图 2b）。其中，LF-13-A井中凝灰质杂基含量相对较高，自生高岭石、磷灰石及自生石英发育，LF-13-B井中填隙物含量整体偏低，以自生石英为主；陆丰15洼陷带以凝灰质杂基为主，平均含量为6.79%，黏土杂基平均为2.88%，自生石英相对发育，其他类型胶结物含量较低（见图2b）。

3.3 凝灰质类型与特征

与黏土杂基相比，凝灰质杂基粒度更细且往往呈不规则团块状，正交光下无明显光性（见图3a、图3b）。研究区未发生明显溶蚀的凝灰质杂基相对致密，仅可见孔径小于1 μm的微孔隙（见图3c）。其中，惠州25洼陷带未蚀变凝灰质呈玻璃质，部分凝灰质受成岩流体改造发生蚀变（见图 3a、图 3b），单偏光下呈棕黄色，在正交光下具有蚀变产物的光性特征（见图3b）。惠州26洼陷带未蚀变凝灰质同样呈玻璃质，但伴随铁质矿物沉淀（见图3d）。陆丰15洼陷带与陆丰13洼陷带的未蚀变凝灰质具有相似特征，且易沿凝灰质溶蚀孔边缘发生蚀变（见图 3e—图 3h）。仅通过显微特征观察难以准确划分凝灰质类型，因此挑选各洼陷带中未发生明显溶蚀的凝灰质，对比其元素组成，并综合利用 TAS判别图版和不活泼微量元素比值（Zr/TiO2和Nb/Y）划分凝灰质类型[24-27]（见图4）。共获得了主量元素数据54个，微量元素数据33个（见表1）。

表1 研究区文昌组未蚀变凝灰质的主量元素与稀土元素组成

图3 研究区文昌组凝灰质杂基微观特征

图4 研究区文昌组凝灰质杂基类型划分

惠州25洼陷带凝灰质主要分布于指示酸性岩浆来源的流纹岩-流纹英安岩区域[25]（见图 4），具有高硅低碱质的酸性特征[25]，SiO2含量平均为 67.93%，（Na2O+K2O）含量平均为3.38%，相对富钾（见表1）。而惠州26洼陷带凝灰质主要分布于指示基性岩浆来源的粗安岩-粗面岩区域[25]（见图4），具有低硅高碱质的基性特征，SiO2含量平均为48.29%，（Na2O+K2O）含量平均为6.47%，相对富钠（见表1）。陆丰15洼陷带和陆丰13洼陷带的凝灰质样品主要分布于指示中性岩浆来源的安山岩-玄武安山岩区域（见图4），SiO2含量平均为59.02%，（Na2O+K2O）含量平均为 3.76%，相对富钾（见表1）。而陆丰13洼陷带的LF-13-A井部分凝灰质样品分布于偏碱性的粗面安山岩和玄武粗安岩区域（见图4），SiO2含量平均为57.16%，（Na2O+K2O）含量平均为8.39%，相对富钠，还具有较高的CaO和P2O5含量，平均含量分别为3.25%和8.13%（见表1），指示其为碱性岩浆来源[24]。

4 凝灰质溶蚀作用

4.1 凝灰质溶蚀成孔

惠州凹陷和陆丰凹陷文昌组砂岩储集层整体处于中成岩A1期—中成岩A2期，以酸性溶蚀作用为主[9,13,28]。前人研究证明，珠一坳陷始新统在沉积初期均经历不同程度的抬升剥蚀作用[13-14,18]，是大气淡水溶蚀的主要时期。同时由于火山喷发强烈，大气中二氧化碳浓度相对较高[29]，为文昌组储集层中凝灰质的溶蚀提供了稳定的酸性流体。此后，始新世进入持续深埋阶段，酸性大气水的下渗深度有限，不再作用于储集层产生溶蚀作用[13]。随着埋藏深度与温度的增加，干酪根热演化生成的有机酸及有机酸脱羧形成的 CO2进入储集层，为凝灰质杂基的溶蚀提供了酸性流体来源[13,30]。镜下微观特征表明，惠州25洼陷带的酸性凝灰质溶孔相对较少，以沿颗粒边缘或凝灰质微裂缝的溶蚀扩大为主（见图5a），难以产生大规模有效连通的粒间溶孔，且凝灰质溶孔附近常发生凝灰质的蚀变（见图 5b）。HZ26洼陷带的基性凝灰质溶蚀强度相对较高，粒间凝灰质溶孔相对发育，溶孔中凝灰质溶蚀残余相对较少（见图5c、图5d），而陆丰15洼陷带和LF-13-B井中的中性凝灰质溶孔中具有大量凝灰质溶蚀残余（见图5e、图5f）。LF-13-A井中偏碱性的凝灰质可发生大规模溶蚀，形成粒间溶孔，溶孔边缘常伴随磷灰石的棒状或柱状晶体沉淀（见图5g、图5h）。

图5 研究区文昌组不同类型凝灰质的溶蚀成孔特征

4.2 凝灰质蚀变产物特征

4.2.1 自生黏土矿物

自生黏土矿物与凝灰质溶蚀关系密切，以惠州25洼陷带中的自生高岭石为例，凝灰质溶蚀成因高岭石晶形普遍较小（直径小于10 μm），多生长于凝灰质与颗粒接触边缘（见图5b）或呈团块状被凝灰质所包裹（见图6a、图6b）。与长石溶蚀相伴生的高岭石相比，其晶间孔因被凝灰质充填而不发育（见图6b）。此外，凝灰质溶蚀成因高岭石与凝灰质溶蚀残余有类似的稀土元素配分模式（见图7a），均具有Eu弱负异常特征（见表1），Eu/Eu*平均值为0.92，而与长石颗粒或长石溶孔附近的自生高岭石不具有同源性（见图7b）。绿泥石则多与基性凝灰质相伴生[5]，集中发育于HZ26洼陷带，且常伴随自生石英微晶沉淀（见图6c）。伊利石在各洼陷带内均有发育，生长于凝灰质溶蚀粒间孔附近，可见粒间凝灰质沿颗粒接触边缘发生伊利石化（见图6d、图6e），且早期沉淀的自生高岭石、绿泥石等，也可向伊利石转化[31]（见图6c、图6f）。

4.2.2 自生石英

自生石英在文昌组储集层中普遍发育，不同类型凝灰质溶蚀均可沉淀自生石英，依据产状不同可分为微晶石英颗粒和石英加大 2类（见图 6g、图 6h）。其中，自生石英加大常充填凝灰质溶孔或附近的粒间孔（见图6g），厚度多为10～80 μm，最厚可达200 μm。微晶石英颗粒生长方向随机、长短不一，常呈带尖顶的柱状晶体（见图6h）。与石英颗粒相比，充填凝灰质溶孔的微晶石英颗粒或石英加大均相对富集 Al和 Fe等主量元素（见图8a）。此外，自生石英中仍含有一定量的轻稀土元素（见图8b），稀土元素均表现出Eu弱负异常（见表1），而与长石颗粒存在区别（见图7b），证明其更可能为粒间凝灰质溶蚀副产物[32-33]。

图6 研究区文昌组凝灰质蚀变产物的微观特征

图7 文昌组不同成因自生高岭石与长石、凝灰质溶蚀残余的稀土元素配分模式图

图8 文昌组凝灰质蚀变成因自生石英的元素地球化学特征

4.2.3 浊沸石

前人研究表明，沸石的沉淀与原始物质组成有关，并受到孔隙水化学性质等因素的控制[5,34-35]。研究区浊沸石集中发育于惠州26洼陷带，且与粒间基性凝灰质的溶蚀相关。可见浊沸石呈板状和条状晶体以半充填或全充填的方式生长于凝灰质成岩收缩缝中（见图6i）。也可见粒间基性凝灰质的强烈溶蚀，浊沸石呈连生状晶体充填粒间凝灰质溶孔，浊沸石晶体内部或边缘有凝灰质未完全蚀变的残余（见图6j）。此外，浊沸石也可发生不同程度的溶蚀，溶孔发育（见图6k）。粒间浊沸石与凝灰质溶蚀残余的主量元素相比，SiO2与CaO含量更高，而Al2O3和K2O含量略低于蚀变凝灰质（见图9）。此外，与惠州26洼陷带未发生明显蚀变的凝灰质相比，浊沸石包裹的凝灰质溶蚀残余CaO含量相对较低（见图 9），因此可能存在基性凝灰质的溶蚀，并向浊沸石提供部分钙质[5,25]。

图9 文昌组凝灰质蚀变成因浊沸石主量元素特征（样品点位见图6j）

4.2.4 磷灰石

磷灰石是 LF-13-A井文昌组储集层中独有的自生矿物，依据其显微形态及阴极发光特征，可划分为球粒状集合体和针棒状、板柱状的两期磷灰石（见图6l—图6p）。早期磷灰石呈球粒状星散分布于碱性凝灰质中（见图6l），或沿颗粒边缘及凝灰质溶孔生长，阴极发光下呈黄褐色（见图 6m）。扫描电镜下可见球粒状磷灰石集合体由具有相同生长核心的纤维针状磷灰石单晶组成，沿核心呈放射状向外生长（见图6n）。在球粒状磷灰石外边缘可见晚期针棒状磷灰石沿溶孔边缘生长，具有荧光绿色的阴极发光特征（见图 6m）。部分深度段粒间凝灰质溶蚀作用较强，早期球粒状磷灰石不发育，粒间以晶形相对较好的针棒状或板柱状磷灰石为主（见图 6o、图 6p），磷灰石晶间孔中充填黄铁矿颗粒。主量元素分析表明，粒间残余凝灰质中Ca和P元素含量低于未蚀变的碱性凝灰质（见图10、表1），表明碱性凝灰质的溶蚀能够为磷灰石的沉淀提供物质基础。此外，磷灰石中F元素含量也是划分期次的重要指标[36]，早期球粒状磷灰石F元素含量相对较低，平均含量仅为1.08%，而晚期针棒状磷灰石和板柱状磷灰石F含量分别为5.68%和5.34%（见图10）。部分柱状磷灰石晶体中不发育核心或核心边缘不规则，也可证明早期磷灰石发生了不同强度的溶蚀作用[37]（见图6p）。

图10 研究区文昌组凝灰质蚀变成因磷灰石主量元素特征

4.3 凝灰质溶蚀量与蚀变产物含量

为定量表征研究区文昌组中凝灰质溶蚀量与蚀变产物含量的关系，利用图像分析软件，采用面积分数法定量统计了不同类型凝灰质的溶蚀量、溶孔面孔率及蚀变成因的自生高岭石、自生石英、浊沸石和磷灰石含量（见图11）。由于绿泥石和自生伊利石通常以黏土包壳或交代凝灰质溶蚀残余的方式产出，难以统计其含量，故未单独讨论。随着酸性凝灰质溶蚀量的增加，自生高岭石含量呈线性增加，导致凝灰质溶孔含量普遍小于2%，且仅在高岭石含量相对低值处溶孔面孔率相对较高（见图 11a）。当基性凝灰质溶蚀量小于4%时，自生矿物含量相对较低，溶蚀粒间孔发育。随着基性凝灰质溶蚀量的增加，浊沸石含量与基性凝灰质的溶蚀量呈正相关关系，但由于浊沸石的溶蚀，导致部分凝灰质溶蚀量高值区浊沸石含量降低（见图11b）。中性凝灰质溶蚀产物以自生石英为主，自生石英未完全充填粒间孔，因而凝灰质溶蚀孔与凝灰质溶蚀量呈良好的线性正相关（见图 11c）。磷灰石的含量与碱性凝灰质的溶蚀量呈正相关关系，部分磷灰石沿凝灰质溶孔边缘大量沉淀，导致凝灰质溶蚀量高值区凝灰质溶蚀孔与磷灰石含量显著升高（见图11d）。

图11 凝灰质蚀变量与蚀变产物及凝灰质溶孔含量关系图

5 凝灰质溶蚀演化及成储效应

5.1 凝灰质溶蚀演化路径

受控于凝灰质类型及其化学性质，凝灰质的溶蚀程度及蚀变产物组合发生分异[5,9]。结合研究区储集层成岩演化过程，建立了不同类型凝灰质的溶蚀演化路径（见图12）。其中，酸性凝灰质溶蚀程度弱，以沿凝灰质脱水收缩缝及颗粒边缘的溶蚀扩大为主（见图3a、图5a），凝灰质溶蚀粒间孔相对孤立（见图5a）。凝灰质在溶蚀过程中易形成高岭石团块[5]（见图6a、图6b、图 12）和自生微晶石英[5,33]，随着埋深的增加，粒间残余凝灰质将发生伊利石化（见图 6d、图 12）。基性凝灰质更易形成粒间凝灰质溶孔[5,9,25]（见图 5c、图5d），伴随凝灰质的溶蚀，残余凝灰质蚀变为绿泥石等矿物，并伴随自生石英微晶的沉淀（见图6c、图12）。此外，也可见板状或条状浊沸石充填凝灰质溶孔（见图6i），或呈孔隙式致密胶结（见图6j、图12）。随着埋藏深度及温度的增加，浊沸石等不稳定矿物发生溶蚀而形成次生孔隙[4,34]（见图6k、图12），绿泥石和粒间凝灰质溶蚀残余也将发生伊利石化（见图6e）。中性凝灰质溶蚀演化路径与酸性凝灰质溶蚀演化路径类似（见图12），但溶蚀作用更强，蚀变产物含量较低，粒间凝灰质溶蚀孔相对发育（见图5e—图5f）。碱性凝灰质受酸性流体淋滤，产生溶蚀孔隙[24,37]（见图5g、图5h），并释放Ca、P等强活动性元素，导致早期球粒状磷灰石沿碱性凝灰质溶孔边缘沉淀（见图6m、图6o、图12），并伴随自生石英的沉淀（见图6h）。随着流体的持续作用，粒间凝灰质溶孔发生溶蚀扩大，早期磷灰石发生溶蚀[37]，并在凝灰质溶孔边缘沉淀针棒状的晚期磷灰石晶体（见图6m、图12）。部分层段碱性凝灰质表现为强溶蚀作用，颗粒边缘残存的凝灰质发生强烈蚀变作用，沉淀晚期短柱状的磷灰石晶体（见图6p）。

图12 凝灰质的溶蚀演化模式图

5.2 凝灰质溶蚀的储集层物性响应

依据不同类型凝灰质溶蚀演化路径，可以将凝灰质的溶蚀作用划分为 3种类型，对储集层物性产生了差异性影响。

①Ⅰ类，凝灰质强蚀变，蚀变产物难溶蚀。以惠州25洼陷带酸性凝灰质为代表，储集层中酸性凝灰质难以发生大面积溶蚀产生有效连通的溶蚀粒间孔[5]（见图 5a、图 5b）。随着储集层中凝灰质溶蚀量的增加，大量自生高岭石近原地堆积沉淀（见图 11a），凝灰质溶孔转化为高岭石晶间孔，并在埋藏演化中遭受压实破坏（见图 6a、图 6b），导致储集层物性非但不能得到提高，还不利于后续酸性流体的溶蚀改造[5,31]。此外，蚀变成因高岭石难以再次发生溶蚀改造，而是发生伊利石化（见图6d），进一步堵塞孔隙喉道[31]。整体上，富含酸性凝灰质的储集层中，凝灰质的溶蚀作用以强蚀变作用为主，蚀变产物的大量沉淀并不利于储集层物性的提高。

②Ⅱ类，凝灰质强溶蚀，残余凝灰质强蚀变。以LF-13-B井和LF-15-A井的中性凝灰质为例，中性凝灰质受酸性流体的影响发生溶蚀而形成粒间溶孔[5]（见图3e、图5e）。储集层中溶蚀副产物以自生石英为主，且自生石英面孔率普遍较低（见图6g、图11c），仍可保留大量溶蚀粒间孔。但由于凝灰质的不完全溶蚀，部分溶蚀粒间孔中有凝灰质溶蚀残余（见图5f、图6g），并在成岩演化过程中发生伊利石化（见图6e），导致孔喉连通性受阻。在 LF-13-A井碱性凝灰质发育的储集层中，粒间凝灰质也同样发生强烈溶蚀作用，颗粒边缘沉淀短柱状磷灰石晶体（见图 5h、图 6p），部分粒间溶孔被针棒状磷灰石充填，磷灰石呈架状支撑（见图 5g、图 6o），仍可保留部分粒间溶孔，但不利于储集层渗透率的提高。因此，中性凝灰质和碱性凝灰质主导的凝灰质蚀变作用能够有效增孔，但难以提高储集层渗透率。

③Ⅲ类，凝灰质强溶蚀、强蚀变，蚀变产物强溶蚀。以惠州26洼陷带的基性凝灰质为例，储集层中凝灰质较易发生溶蚀，凝灰质溶孔发育（见图5c—图5d、图11b），并伴随绿泥石、浊沸石等自生矿物的沉淀（见图 6c、图 6i—图 6k）。浊沸石的沉淀一定程度减缓了埋藏过程中的压实作用，且随着埋深的增加，酸性流体又能导致浊沸石发生溶蚀，形成不同规模的溶蚀粒间孔[4,34]（见图9k）。基性凝灰质的大规模溶蚀作用既能保留大量溶蚀粒间孔，蚀变产物也能再次发生溶蚀改造，显著提升储集层的物性。

结合研究区文昌组砂岩储集层物性特征，以Ⅲ类凝灰质溶蚀演化作用对储集层物性的改造最明显，主要发生于基性凝灰质富集的惠州26洼陷带，平均孔隙度为 14.88%，平均渗透率为24.63×10-3μm2（见图13、表 2）。储集层中凝灰质溶孔及浊沸石溶孔发育，孔喉连通性相对较好。其次为Ⅱ类凝灰质溶蚀演化作用，集中发育于中性或碱性凝灰质富集的陆丰13洼陷带和LF15洼陷带，平均孔隙度为 13.85%，平均渗透率为2.69×10-3μm2（见图 13、表 2）。粒间凝灰质溶蚀粒间孔发育，且未被自生矿物大量充填，能够有效连通粒间溶孔与原生孔，提高储集性能。但发生蚀变的凝灰质溶蚀残余及自生石英、磷灰石等堵塞孔隙喉道，使得这种凝灰质蚀变演化作用发育的储集层渗透率相对较低。而Ⅰ类凝灰质溶蚀演化作用使储集层在埋藏演化过程中沉淀大量自生高岭石，难以再溶蚀改造，反而在埋藏压实过程中晶间孔遭受破坏，此类凝灰质蚀变作用对储集层物性的改善效果并不理想，平均孔隙度为11.37%，平均渗透率为4.13×10-3μm2（见图13、表 2）。

图13 3类凝灰质溶蚀演化作用的孔隙度-渗透率关系图

表2 3类凝灰质溶蚀演化作用的储集层物性特征

6 结论

惠州凹陷和陆丰凹陷文昌组砂岩储集层中主要发育酸性、中性、基性和碱性 4类凝灰质杂基，凝灰质类型决定其溶蚀成孔能力与蚀变产物类型，是造成凝灰质差异溶蚀演化的根本原因。其中，酸性凝灰质较难溶蚀成孔，以蚀变为自生高岭石、伊利石为主；中性凝灰质在埋藏过程中不稳定，易形成溶孔，常见自生石英沉淀，粒间凝灰质溶蚀残余向黏土矿物转化；基性凝灰质同样易形成溶蚀孔，溶蚀残余发生绿泥石化，部分层段基性凝灰质蚀变为浊沸石，为晚期自生矿物的溶蚀提供物质基础；碱性凝灰质则易于在凝灰质溶孔附近发生蚀变，沉淀磷灰石，并随着凝灰质溶孔的溶蚀扩大，在溶孔边缘沉淀晶形更好的晚期自生磷灰石晶体。

依据各洼陷带中不同类型凝灰质的溶蚀演化路径与蚀变产物的沉淀量，可将凝灰质溶蚀作用划分为 3类，对储集层的物性影响也各不相同。以基性凝灰质为主的凝灰质强溶蚀，蚀变产物强溶蚀型，其演化路径对储集层物性的建设性意义最大，储集空间以溶蚀粒间孔为主，孔喉结构最好，凝灰质溶蚀作用可有效提高储集层孔隙度与渗透率；中性和碱性凝灰质主导的凝灰质强溶蚀，残余凝灰质强蚀变型次之，以溶蚀粒间孔及原生孔为主，但自生石英与伊利石、磷灰石等蚀变产物一定程度堵塞孔隙喉道，凝灰质溶蚀作用整体表现出增孔降渗的储集层物性特征；酸性凝灰质主导的凝灰质强蚀变、蚀变产物难溶蚀型溶蚀演化路径，以沉淀晶间孔不发育的自生高岭石为主，不利于储集层物性的改善。