鄂爾多斯盆地西南部長7和長6-3致密砂巖成巖作用與成巖相

馮　旭, 劉洛夫, 竇文超, 萬青青, 徐正建, 吉海濤

(油氣資源與探測國家重點實驗室(中國石油大學)，北京 102249)

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鄂爾多斯盆地西南部長7和長6-3致密砂巖成巖作用與成巖相

馮旭, 劉洛夫, 竇文超, 萬青青, 徐正建, 吉海濤

(油氣資源與探測國家重點實驗室(中國石油大學)，北京 102249)

研究鄂爾多斯盆地西南部長7和長6-3致密砂巖成巖作用，探討有利成巖相，為油氣勘探開發提供理論依據。通過掃描電鏡、流體包裹體、鑄體薄片和X射線衍射分析等手段，結合埋藏史研究，結果表明：長7和長6-3砂巖儲集空間以石英、長石等溶孔和殘余粒間孔為主；為低孔-超低滲大孔微喉型儲層；影響儲層物性最主要的成巖作用是壓實作用和膠結作用，其次是溶蝕作用和云母的蝕變膨脹；主要成巖序列為：壓實作用-云母蝕變、綠泥石膜沉淀、石英次生加大-方解石和白云石膠結-石英溶蝕-長石溶蝕、石英和伊利石膠結-高嶺石膠結-含鐵碳酸鹽、黃鐵礦膠結。優質儲層展布受沉積相和成巖相展布控制。最有利的成巖相是粒間孔-綠泥石膜膠結相；其次是溶蝕孔-長石石英溶蝕相。這2個成巖相疊合的相帶是最有利的成巖儲集相帶。由于長7和長6-3段砂巖緊鄰烴源巖，受有機酸的影響，溶蝕孔-長石石英溶蝕相最發育(溶蝕孔隙占全部孔隙的72.4%)。微裂隙-強壓實相是相對不利的成巖儲集相帶。由于研究區云母和塑性巖屑含量較高，而機械壓實使塑性巖屑變形甚至假雜基化，導致儲層變得非常致密。微孔-碳酸鹽膠結相和微孔-伊利石膠結相物性最差，是最不利的成巖儲集相帶。

成巖序列；成巖相；致密儲層；物性；鄂爾多斯盆地

鄂爾多斯盆地三疊系延長組長7和長6-3段砂巖非均質性強，沉積成巖過程復雜，是中國典型的致密油發育區[1]。成巖相是成巖環境的物質表現[2]，與構造相、沉積相共同決定優質儲層和含油有利區的分布位置[3,4]。本區構造相的影響并不明顯[5]，并且致密砂巖中物性相對好的區域與成巖作用有關[6,7]。因此，在高勘探程度下繼續尋找具有較好勘探和開發潛力的儲層并預測儲層儲集性能的變化，有必要進行成巖作用和成巖相的研究。但是，以往的研究主要是針對延長組致密砂巖成巖作用的定性分析，對埋藏史、成巖相、云母的蝕變與伊利石膠結對儲層影響的研究不夠深入[8-11]。本文通過鑄體薄片、掃描電鏡、X射線衍射等分析測試手段，結合包裹體資料和埋藏史，對巖石中各組分，包括膠結物的含量、溶蝕量、壓實損孔量等進行統計，對研究區致密儲層的成巖作用和成巖相及其對儲層質量的影響進行研究，確定儲層成巖演化序列以及有利的成巖相。

1　地質概況

研究區位于鄂爾多斯盆地西南部(圖1)。盆地為多期發育的大型多旋回克拉通盆地[12]。晚三疊世鄂爾多斯盆地受印支運動的影響而形成西南部陡、東北部緩的具有多物源、多水系及碎屑組分分帶性明顯的特征[13]。長7和長6砂體多為三角洲前緣及半深湖—深湖重力流沉積。東北地形寬緩、構造條件穩定，發育曲流河三角洲；西南地形略陡，形成辮狀河三角洲(圖1)。湖盆的西岸以濁積巖和三角洲沉積為主。長7湖相沉積在晚三疊世相序中達到了鼎盛，“張家灘頁巖”廣泛分布，是延長組最重要的生油層系。長6期深湖區面積大幅度減少，三角洲沉積體系極為發育。長7和長6-3小層在湖盆中心發育一套濁積巖致密儲層，屬于典型的陸相碎屑巖沉積體系，儲層砂體以湖盆中心的砂質碎屑流沉積為主，部分為濱淺湖中發育的水下分流河道砂，是中國典型的致密油儲層[14]。

圖1　研究區地理位置及沉積相圖Fig.1　Location of the study area and deposition facies diagram

1.1巖石學特征

根據研究區240塊鑄體薄片統計資料，長6-3和長7段砂巖結構成熟度較低，主要為細粒砂巖(平均為76.3%)，其次為中-細粒砂巖(平均為17.1%)和不等粒砂巖(平均為6.7%)。大部分碎屑顆粒磨圓度較差，呈棱角狀—次棱角狀；分選性中等—好；顆粒之間主要為線接觸,其次為凹凸接觸;膠結類型主要為孔隙-薄膜式、孔隙式膠結。

長6-3和長7砂巖的成分成熟度也較低，大多為巖屑質長石砂巖(平均質量分數為41.7%)和長石質巖屑砂巖(平均質量分數為33.9%; 圖2-A)。巖屑以變質巖屑和火山巖屑為主；塑性巖屑含量很高，以云母、千枚巖、噴發巖為主(圖2-B)。雜基以黏土礦物為主，還含有少量凝灰質。膠結物主要組分有碳酸鹽、伊利石(水云母)、硅質和黏土礦物。

圖2　鄂爾多斯盆地西南部長7和長6-3段砂巖組分特征Fig.2　The component characteristics of Chang 7 and Chang 6-3 sandstones in southwestern Ordos Basin(A)礦物成分三角圖(按Folk砂巖分類[15]); (B)碎屑成分含量圖；(C)填隙物成分含量圖。Ⅰ.石英砂巖；Ⅱ.長石質石英砂巖；Ⅲ.巖屑質石英砂巖；Ⅳ.長石砂巖；Ⅴ.巖屑質長石砂巖；Ⅵ.長石質巖屑砂巖；Ⅶ.巖屑砂巖

1.2物性特征

長6-3和長7儲集空間以石英、長石、巖屑溶蝕孔(面孔率為0.5%～3.5%，均值為1.0%)和殘余粒間孔(面孔率為0.5%～3%，均值為0.68%)為主，其次還有少量的膠結物溶孔和雜基溶孔、微量的沸石溶孔、微裂縫及晶間孔。

長6-3和長7總體上物性相差不大，孔隙度(q)主要為8%～12%，滲透率(K)主要為(0.1～0.3)×10-3μm2(圖3)。整體上長6-3和長7段砂巖孔隙度和滲透率都比較低，屬于典型的低孔低滲致密儲層。

2　成巖作用類型

2.1壓實作用

由于上覆巖層的壓力，壓實作用開始于沉積之初，所能影響的最大深度可以分為2種情況：①西南部長7和長6-3最大埋深<3 km。沒有大量的碳酸鹽、硅質和黏土膠結物的情況下，長7和長6-3段砂巖的壓實作用持續至今。②機械壓實作用在大量甚至全部的原生孔隙被碳酸鹽、硅質和黏土等膠結物填充后會被抑制。壓實作用主要的表現形式有:①云母和塑性巖屑被壓實變形、重新排列，有的甚至假雜基化，呈定向或半定向排列(圖4-A)。②石英等脆性礦物顆粒被壓裂。壓實作用產生的微裂縫雖然對孔隙度的影響不大，卻 極大地提高了滲透率。③壓溶作用，由于高壓應力使得顆粒接觸位置發生溶解，溶解的顆粒邊緣發生物理或化學作用后再沉淀，從而使得礦物顆粒呈凹凸接觸(圖4-A)。

圖3　鄂爾多斯盆地西南部長7和長6-3段砂巖孔隙度和滲透率分布圖Fig.3　Distribution of porosity and permeability diagram of Chang 7 and Chang 6-3 sandstones in southwestern Ordos Basin

圖4　鄂爾多斯盆地西南部長7和長6-3段致密砂巖成巖作用Fig.4　Diagenesis of Chang 7 and Chang 6-3 tight sandstone reservoirs in southwestern Ordos Basin(A)微裂隙-強壓實相，壓實作用使黑云母呈半定向-定向排列，黑云母水解和蝕變導致體積膨脹并占據周圍的孔隙，有的黑云母裂成薄片狀，形成了層間微裂縫，黃47井，深度2 517.5 m； (B)泥晶碳酸鹽膠結物交代石英、長石和巖屑，黃鐵礦析出，微孔-碳酸鹽膠結相，里47井，深度1 913.3 m；(C)自生硬石膏呈連晶狀充填大部分粒間孔隙，安205井，深度2 437.7 m；(D)鐵白云石呈嵌晶狀充填孔隙，微孔-碳酸鹽膠結相，莊188井，深度1 826.6 m； (E)鐵方解石，元63井，深度2 194.5 m； (F)長石石英溶蝕相，寧33井，深度1 716.2 m; (G, H)次生針葉狀的綠泥石環邊膠結，綠泥石膜厚約4～5 μm，均勻分布，粒間孔-綠泥石膜膠結相，胡218井，深度2 135.8 m； (I)粒間呈手風琴狀的高嶺石，黃47井，深度2 457.5 m； (J，K)粒間片絲狀伊利石呈搭橋狀充填粒間孔隙，里89井，深度2 284.5 m； (L)伊蒙混層(I/S)，元63井，深度2 194.5 m。Bi.黑云母; Py.黃鐵礦; Anh.硬石膏; Ank.鐵白云石; Fer.鐵方解石; Qd.石英溶蝕; Fd.長石溶蝕; Chl.綠泥石; Kln.高嶺石; Ill.伊利石; I/S.伊/蒙混層

2.2膠結作用

2.2.1碳酸鹽的膠結作用

研究區碳酸鹽的膠結作用非常普遍(圖4-B、D、E)。鐵白云石和鐵方解石含量最多，它們填充孔隙或交代礦物顆粒，所占的比例為0.4%～38%。這是因為研究區的火山巖、變質巖碎屑含量很高(圖2)，提供了形成鐵白云石和鐵方解石所需的Fe2+和Mg2+[16]。在淺埋藏的早成巖階段，某些樣品中，早期的碳酸鹽膠結過于強烈，原生孔隙被阻塞，因此溶解作用難以發生(圖4-B)。在大部分樣品中，早期碳酸鹽膠結物僅填充了部分孔隙，余下的孔隙就可為后期碳酸鹽膠結物的溶解提供通道。因此，早期的碳酸鹽膠結物對孔隙的保存是有利的，因為早期的方解石和黏土膜膠結物，使沉積物避免了進一步被壓實；而在后期方解石膠結物又被溶蝕，產生次生孔隙[17]。

2.2.2黏土礦物的膠結作用

研究區的黏土膠結物主要包括伊利石、綠泥石、伊蒙混層(I/S)、高嶺石。黏土礦物充填于顆粒之間，使原生孔隙變為晶間微孔隙，不僅使孔隙度大幅度降低，并且嚴重降低了滲透率。

綠泥石一般形成于富鐵的弱堿性環境中，火山巖蝕變和黑云母水解為形成綠泥石提供鐵離子[18]。而研究區火山巖碎屑含量很高，云母含量高且普遍發生水解(圖4-A)，因此綠泥石膜膠結很普遍。綠泥石在早期以顆粒包膜的形式生長(圖4-G、H)，并阻止后期的石英次生加大和碳酸鹽膠結[19]，因此對孔隙的保存有一定意義。

自生高嶺石形成于酸性環境，主要充填在孔隙和裂縫中。高嶺石沿著顆粒以孔隙襯里的方式向外生長，充填了大部分甚至整個粒間孔，晶間孔發育[8](圖4-I)。但高嶺石含量不多，晶間孔對整個研究區儲層物性意義不大。伊利石也被稱為水白云母或水云母[20]，在本區普遍存在，分布廣、含量高，平均質量分數為7.5%，掃描電鏡下呈絲狀、毛發狀和搭橋狀以孔隙襯邊和充填孔隙的形式存在(圖4-J、K)。偏光顯微鏡下伊利石呈分散污濁狀[20](圖4-J)。伊利石含量較高，是因為長6-3和長7沉積時期盆地周緣強烈的火山活動提供了充足的火山物質，并在成巖期轉化成蒙脫石，并最終轉化成伊利石[20]。伊蒙混層表現出典型的薄層形態，以充填孔隙的形式存在(圖4-L)。

2.2.3硅質膠結作用

砂巖中石英膠結需要的溫度為75～165℃，并且隨著溫度的升高，石英次生加大更加強烈[21]。從研究區地層的埋藏史可看出，西南部長6-3和長7砂巖所經歷的最大埋深是3 km，且經歷的最高溫度是125℃；在晚侏羅世—上新世，砂巖經歷的溫度為75～125℃(圖5)。這說明長7地層經歷了石英次生加大所需的溫度，所以次生石英很普遍。石英加大嵌合使石英顆粒彼此鑲嵌在一起。

硅質膠結作用形成于酸性環境，通常石英沿著原生石英顆粒形成加大邊。在粒間孔和長石溶孔中，常見自生自形的錐柱狀微晶石英垂直于石英顆粒表面生長。

2.2.4其他自生礦物

研究區黃鐵礦和鈦鐵礦含量雖少卻普遍存在，質量分數為0.1%～1%。它們通常是以分散的次立方體晶體、微球體和分散的簇狀充填在孔隙中，或交代云母及其他礦物(圖4-B)。黃鐵礦化作用經常發生在裂縫附近，可能由流經裂縫系統的成巖流體中沉淀出來的，形成于還原環境[22]。

2.3溶蝕作用

溶蝕作用是研究區主要的增孔作用，與孔隙 流體、流體的流動性和可溶礦物有關。石英和長石的溶蝕作用是次生孔隙形成的主要原因，長6-3和長7砂巖中石英、長石的溶解很普遍，是研究區的主要儲集空間。由于長7和長6-3砂巖富含云母、火山巖碎屑，它們的蝕變使沉積環境呈堿性[8]。堿性環境下，大量硅質被溶解，溶蝕后的石英邊緣呈不規則狀或港灣狀，表面則凹凸不平(圖4-F，圖6-A)。長7和長6-3段砂巖緊鄰烴源巖，因此在早成巖晚期和晚成巖早期來自烴源巖富含有機酸的溶液大量侵入[11]，因此堿性環境變為酸性環境，長石、巖屑和碳酸鹽膠結物等組分被溶蝕，從鑄體薄片中可見大量長石溶蝕孔(圖6-B)。其次是巖屑和碳酸鹽膠結物等組分的溶解，但它們所產生的次生孔隙非常有限。碎屑顆粒不僅沿著殘余粒間孔進行溶蝕，還通過微裂縫溶蝕顆粒的內部(圖6-A、B)，并且微裂縫被溶蝕加寬，因而孔隙間連通性較好(圖6-C、D)。溶蝕作用使致密砂巖物性有了好轉。

圖5　鄂爾多斯盆地西南部延長組長7和長6段地層埋藏史[9]Fig.5　Burial history of Chang 7 and Chang 6 Formation in southwestern Ordos Basin[9]

2.4云母蝕變

研究區砂巖云母的含量很高，質量分數為3%～30%，平均為6.2%。云母晶粒一般呈片狀或條帶狀，含云母細砂巖占總樣品數的4.6%。由于強烈的壓實作用，云母呈半定向-定向排列(圖4-A)。并且云母普遍發生蝕變，膨脹并充填周圍孔隙，使砂巖的滲透率和孔隙度大幅度降低，是本區砂巖致密的重要原因。部分云母沿著劈理裂開成薄片狀，形成了層間微裂縫，后經過有機酸的溶蝕，裂縫被加寬，在一定程度上提高了致密砂巖的滲透率(圖4-A，圖6-D)。

3　成巖演化序列

3.1成巖演化階段

參考《碎屑巖成巖階段劃分標志》[10,11]，結合X射線衍射資料、自生礦物分布及形成順序等，可

圖6　鄂爾多斯盆地西南部長7和長6-3段致密儲層溶蝕作用Fig.6　Dissolution of Chang 7 and Chang 6-3 tight sandstone reservoirs in southwestern Ordos Basin(A)石英被溶蝕，莊10井，深度1 744 m；(B)長石被溶蝕，元63井，深度2 194 m；(C)沿著裂縫石英、長石等顆粒被溶蝕，西79井，深度1 927 m；(D)裂縫被溶蝕加寬，黃136井，深度2 524 m

知研究區長6-3和長7段砂巖主要處于中成巖A階段末期。

3.2成巖序列分析

根據鑄體薄片及掃描電鏡下觀察，成巖演化序列為：壓實作用—長石次生加大、綠泥石膠結、石英次生加大、云母蝕變膨脹—泥晶方解石和白云石膠結，混層黏土膠結—伊利石膠結、石英溶蝕—長石、巖屑和方解石溶蝕、石英晶粒和沸石析出—硬石膏膠結、高嶺石膠結—含鐵碳酸鹽膠結、黃鐵礦膠結(圖7、圖8)。

3.3各成巖階段主要特征

早成巖階段A期：盆地處于穩定下沉階段，中-細砂巖排列疏松，并且有大量的原生孔隙。壓實強烈，早期的方解石、伊蒙混層膠結、石英長石次生加大，不僅使孔隙度損失嚴重，而且阻礙了后期酸性流體進入，從而影響了后期的溶蝕作用。在石英加大邊發現大量烴類包裹體。將各期均一溫度投影到埋藏史圖(圖5)上，石英次生加大邊內側分布的鹽水包裹體的均一溫度主峰為64～70℃，對應于距今155～148 Ma的晚侏羅世早期，對應的古埋深為1.4～1.5 km。

早成巖階段B期：機械壓實作用強烈。石英被溶蝕，伊利石膠結，石膏在該階段析出，石膏中的鹽水包裹體的均一溫度主峰為66～105℃，對應于距今144～116 Ma的早白堊世早期—早白堊世中期，對應的古埋深為1.4～2.3 km，證明石膏形成于早成巖階段B—中成巖階段A1期。

中成巖階段A1期：古地溫為85～110℃，由于研究層位緊鄰烴源巖，有機酸使成巖環境變為酸性。長石和巖屑在酸性環境下被強烈溶蝕。據與烴類包裹體共生的鹽水包裹體資料可知，長6-3和長7段儲層油氣充注的古地溫為100～120℃，根據埋藏史圖，對應的沉積時間為距今130～97 Ma，古埋深為2.19～2.7 km。這與付金華提出的主要成藏期——早白堊世末期一致[23]。同時，發生硅質膠結，石英晶體析出。石英晶體邊部鹽水包裹體的均一溫度主峰為90～98℃，對應于距今129～124 Ma的早白堊世中期，對應的古埋深為1.91～2.09 km。

圖7　鄂爾多斯盆地西南部長7和長6-3段致密儲層的成巖序列證據[9]Fig.7　Evidence of diagenetic sequences of Chang 7 and Chang 6-3 Formation in southwestern Ordos Basin(A)石英次生加大略早于綠泥石膜膠結，白云石膠結晚于綠泥石膜膠結； (B)石英次生加大略晚于綠泥石膜沉淀，早于白云石膠結，胡218井，深度2 135 m； (C)長石溶蝕發生在綠泥石膜膠結之后，隨后石英顆粒析出，元63井，深度2 194.5 m； (D)綠泥石膜膠結，其次是白云石沉淀，隨后是石英溶蝕，莊10井，深度1 744.7 m； (E，F)綠泥石膜膠結后的碳酸鹽膠結物被溶蝕，元63井，深度2 194.5 m； (G)長石溶蝕后析出濁沸石，黃47井，深度2 457.5 m； (H)長石溶蝕后，沉淀高嶺石，晶間孔發育，胡218井，深度2 135 m； (I)粒間孔中膠結的早期白云石溶蝕后，鐵白云石沉淀，寧180井，深度1 495.6 m。Fsp.長石; Dol.白云石; Chl.綠泥石; Q.石英; Qd.石英溶蝕; Dd.白云石溶蝕; Lte.濁沸石; Fd.長石溶蝕; Kln.高嶺石; Fd.長石; Ank.鐵白云石

圖8　鄂爾多斯盆地西南部長7和長6-3段致密儲層成巖演化序列Fig.8　Diagenetic sequences of Chang 7 and Chang 6-3 tight sandstone reservoirs in southwestern Ordos Basin

中成巖A2期：隨著烴源巖進入大量生烴階段，產生的有機酸較少，孔隙水呈弱堿性[8]。地層由于抬升，壓實作用減弱，但壓實損失的孔隙度具不可逆性。鐵白云石、鐵方解石和黃鐵礦等膠結物充填孔隙或交代其他礦物顆粒，并可見微裂縫。

4　成巖相類型

成巖相的分類目前仍未有統一的標準[24]。 因為儲層物性主要是由沉積作用和成巖作用決定[3-5]，并且不同成巖作用及其產物形成不同的成巖相類型[5]。根據反映物性的“儲集類型+物性主控因素”，可將研究區長6-3和長7致密砂巖儲層成巖相分為以下5種成巖相帶(按物性由好到差排序)。

4.1原生粒間孔-綠泥石膜膠結相

主要分布在研究區東北邊的定邊—吳起地區，三角洲前緣相的分支水道間微相，形成了長6-3和長7普遍致密的儲層中物性相對較好的成巖區。主要的巖石類型為細粒巖屑長石砂巖(53.8%)，綠泥石的平均質量分數(w)為4.5%。主要的膠結類型是薄膜-孔隙膠結，綠泥石膜沿著顆粒邊緣垂直向孔隙內部生長，形成顆粒包膜。研究區的綠泥石膜的厚度一般為3～5 μm(圖4-G、H)。該相物性主要受控于壓實作用和綠泥石膜的含量，綠泥石膜膠結增強了儲層抗壓實能力，使原生孔隙得到很好的保存(主要儲集空間為粒間孔)[19]。并且，從表1中可以看出，該相物性最好，膠結物的含量相對較低，是因為碳酸鹽、次生石英和伊利石的膠結作用在一定程度上被綠泥石膜阻止[19]，只有部分殘余粒間孔被自生石英晶粒和高嶺石充填；因此，綠泥石膜-粒間孔膠結相是該區最有利的成巖相帶。

4.2溶孔-長石石英溶蝕相

主要分布在研究區北邊的吳起—定邊和南邊的慶城—慶陽—合水地區，一般見于深湖—半深湖相水下分流河道砂體和重力流復合水道微相[25]的細粒巖屑長石砂巖和長石巖屑砂巖中。膠結類型以孔隙膠結為主。物性的主要影響因素是沉積作用、壓實作用、溶蝕作用。早成巖階段B期，在堿性環境下，大部分石英被溶蝕。中成巖階 段A1期，長7和長6-3段砂巖緊鄰烴源巖，古地溫為85～110℃，該溫度范圍使有機酸得到較好的保存[26]，并且有機質在該期進入成熟階段。有機酸使成巖環境變為酸性，長石被大量溶蝕，巖屑和膠結物等組分被輕微溶蝕。因此，該成巖相最重要的儲集空間類型是石英和長石溶蝕孔。溶蝕作用使孔隙間連通性變好，儲層儲集空間增大，為擴容性成巖相，易于油氣的充注。從表1中可看出，該相溶蝕孔隙發育，細—微細喉道發育，孔喉連通性好，滲流能力最好，孔隙內的油氣極易通過喉道被開采出來，為有利成巖相帶分布區，是油田開發的主力產層。

表1　鄂爾多斯盆地西南部長7和長6-3段致密儲層各成巖相的特征Table 1　Characteristics of each diagenetic facies of Chang 7 and Chang 6-3 tight sandstone reservoirs in southwestern Ordos Basin

4.3微裂隙-強壓實相

該成巖相主要分布在研究區中部和南部的華池—慶城—正寧地區的半深湖和深湖相，巖性主要為極細-細粒巖屑長石砂巖和長石巖屑砂巖。由鑄體薄片資料可知，機械壓實、壓溶作用使原生孔隙度損失近18.3%，影響物性的主要因素是沉積作用和壓實作用。該成巖相在云母和塑性含量高的區域尤其發育，典型的特征是：塑性巖屑含量高，粒度細，膠結物含量相對較少。形成強壓實相的原因是：①石英等抗壓能力強的礦物顆粒含量少，石英平均質量分數僅為35.2%，長石平均質量分數為28.7%，而巖屑以塑性巖屑為主(圖2-B)，因此壓實作用的效果相對增強，塑性碎屑被擠壓彎曲變形；又由于長6-3和長7砂巖緊鄰烴源巖，生烴時排出的有機酸與這些塑性組分發生化學反應，因此，這些巖屑水化膨脹或假雜基化，充填在孔隙中，使得儲層孔隙急劇減小。②砂巖的粒度細，主要粒徑區間為0.1～0.2 mm，最大粒徑平均值為0.3 mm。

由于強烈的壓實作用，從鑄體薄片和SEM圖像中可看到微裂隙和微裂縫，有的甚至貫穿石英、長石等顆粒；縫內一般較干凈，因為酸性流體的溶蝕作用，部分微裂隙被延伸擴大形成溶蝕縫(圖6-C、D)。微裂縫系統有助于提高致密油的有效滲透率，從SEM圖像中可以清楚地觀察微裂縫系統，可以看出砂巖結構較致密，微孔縫很多，平均寬度<1 μm，主要長度為2～17 μm。雖然該相的孔隙度最低，但滲透率卻相對較好(表1)，這是因為微裂縫溝通了孔隙，使物性變好。綜上所述，微裂隙-強壓實相是不利的成巖相。

4.4微孔-碳酸鹽膠結相

研究區碳酸鹽膠結相在平面上的分布沒有規律。一般見于分支水道間微相，以細粒長石巖屑砂巖和巖屑長石砂巖為主。物性的主要影響因素是膠結作用。從鑄體薄片中，可以看到被連晶碳酸鹽膠結的地區普遍發育高嶺石膠結物，因此該相儲集空間以自生高嶺石膠結物的晶間微孔隙為主，孔徑很小(5.6～9.0 μm)，微孔隙間的連通性不好。

該相形成的原因有2種：①早期的方解石、白云石以連晶狀態充填在孔隙之中(圖4-B)，因而阻礙了流體的交換，阻止了溶蝕作用，使儲層幾乎喪失儲集性能。②在溶蝕作用發生之后，儲層沒有油氣的充注，但這些孔隙均被含鐵方解石和鐵白云石(質量分數均值為14.1%)以連晶狀態充填在孔隙之中(圖4-D)?？紫恫话l育，喉道細小且連通性很差，是不利的成巖相帶。

4.5微孔隙-伊利石膠結相

該相在研究區中南部的華池—合水地區最發育，物源主要來自盆地東北和西南方向，為半深湖-深湖相分支水道間微相。最顯著的特點是伊利石膠結物含量高，質量分數均值為16.8%，有效孔隙少。伊利石多呈毛發狀、卷曲片狀、纖維狀搭橋式充填粒間孔隙并交代碎屑顆粒；隨著埋藏進一步加深，伊利石被擠壓變形充填在孔隙中并分割孔隙(圖4-J、K)。因此，雖然該成巖相微孔隙發育，但孔隙連通性差，是物性最差的成巖相。

5　結 論

a.鄂爾多斯盆地西南部長6-3和長7段砂巖剛性顆粒含量較少，塑性巖屑含量高，而填隙物以伊利石和碳酸鹽膠結物為主，主要的孔隙類型為殘余粒間孔和溶蝕孔，平均孔隙度為9.6%，平均滲透率為0.2×10-3μm2，屬于典型的低孔-超低滲致密儲層。

b.壓實作用和膠結作用是研究區砂巖變得致密的決定性因素，其次是云母的蝕變膨脹和石英次生加大。壓實作用是三疊系砂巖孔隙減少的代表性作用。由于塑性巖屑含量較高，壓實作用使塑性巖屑變形充填在孔隙之中，因此儲層變得更加致密。膠結作用特別是晚期的鐵方解石和鐵白云石膠結作用對物性有決定性的影響；黏土礦物特別是伊利石的沉淀使得孔隙度進一步降低，并且嚴重損害了儲層的滲透能力；少量的微裂縫對孔隙度的影響不大卻使滲透率有了提高，而早期綠泥石膜的形成有利于原生孔隙的保存。其次，石英的次生加大、高嶺石的沉淀，濁沸石、菱鐵礦、黃鐵礦等的充填使得儲層更加致密。但是，長石、石英和巖屑的溶蝕使儲層質量變好。

c.成巖演化序列為：壓實作用—長石次生加大、綠泥石膠結、石英次生加大、云母蝕變膨脹—泥晶方解石和白云石膠結，混層黏土膠結—伊利石膠結、石英溶蝕—長石、巖屑和方解石溶蝕、石英晶粒和沸石析出—硬石膏膠結、高嶺石膠結—含鐵碳酸鹽膠結、黃鐵礦膠結。

d.優質儲層展布受沉積相和成巖相控制，平面上，最有利的成巖相是粒間孔-綠泥石膜膠結相；其次是溶蝕孔-長石石英溶蝕相。由于儲層砂巖緊鄰烴源巖，受有機酸的影響，該成巖相最發育。二者的疊加和改造部位是致密儲層油發育的成巖相帶。微裂隙-強壓實相是不利的成巖儲集相帶；而微孔-碳酸鹽膠結相和微孔-伊利石膠結相物性最差，油氣難以通過微孔隙，采收率低，是最不利的成巖相帶。

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Diagenesis and diagenetic facies of the Chang 7 and Chang 6-3 tight sandstone reservoirs in southwestern Ordos Basin, China

FENG Xu, LIU Luo-fu, DOU Wen-chao, WAN Qing-qing,XU Zheng-jian, JI Hai-tao

StateKeyLaboratoryofPetroleumResourcesandProspecting,ChinaUniversityofPetroleum,Beijing102249,China

Rock thin section observation, scanning electronic microscopy (SEM), X-ray diffraction analysis and other analysis technologies are used, combined with the analysis of burial history, diagenesis and diagenetic facies of Chang 7 and Chang 6-3 tight reservoir beds, so as to provide theoretical basis for petroleum exploration and development of Chang 7 and Chang 6-3 tight sandstone in southwestern Ordos Basin. It shows that the main reservoir spaces of sandstones are quartz and feldspar dissolution pores and residual intergranular pores. The sandstones of Chang 7 and Chang 6-3 are characterized by low porosity, ultralow permeability, macropore, and micro-throat. It reveals that the main diagenesis affecting the reservoir physical properties is compaction and cementation, followed by dissolution and mica swelling and alteration. The main diagenetic sequences are compaction-mica alteration, chlorite cementation, quartz overgrowth-calcite and dolomite cementation-quartz dissolution-feldspar dissolution, quartz and illite cementation-kaolinite cementation-iron-bearing carbonate and pyrite cementation. Distribution of high quality reservoir is controlled by sedimentary facies and diagenetic facies. The most favorable diagenetic facies are intergranular pore-chlorite cementation facies, following by dissolved pore-feldspar and quartz dissolution facies. Chang 7 and Chang 6-3 sandstones are adjacent to source rocks and affected by organic acids, dissolved pore-feldspar and quartz dissolution facies are well developed (dissolution pores account for 72.4% of the total pores). The superimposed or transformed area of these two facies is the most favorable diagenetic reservoir facies, while the microcrack-strong compaction facies is relatively unfavorable diagenetic reservoir facies. The contents of mica and plastic fragments are very high in the study area. Some mica and plastic fragments even underwent plastic deformation and filled into intergranular volume and became false matrices. Compaction plays a more important role in destroying the primary porosity, starting at the beginning of deposition and continuing to the present. Micropore-carbonate cementation facies and micropore-illite cementation facies are the most unfavorable diagenetic facies which result in the worst quality reservoir.

diagenetic sequence; diagenetic facies; tight sand reservoir; properties; Ordos Basin

10.3969/j.issn.1671-9727.2016.04.12

1671-9727(2016)04-0476-11

2016-04-30。

國家自然科學基金(41372143)及教育部高等學校博士學科點專項科研基金(20130007110002)聯合資助。

馮旭(1988-)，女，碩士研究生，主要從事儲層沉積與成巖作用研究, E-mail: fxx085@163.com。

劉洛夫(1958-)，男，博士，教授，主要從事石油地質學的研究, E-mail: liulf@cup.edu.cn。

P588.2

A