烏審召二疊統(tǒng)山1、盒8段成巖作用與孔隙演化

王圣濤，陳　越，楊超輝

烏審召二疊統(tǒng)山1、盒8段成巖作用與孔隙演化

王圣濤，陳越，楊超輝

（陜西延長石油國際勘探開發(fā)工程有限公司，西安710075）

研究鄂爾多斯盆地烏審召地區(qū)上古生界主要含氣層位上二疊統(tǒng)山1、盒8段儲(chǔ)層成巖作用及孔隙演化認(rèn)為，該區(qū)成巖演化階段主要處于晚成巖的B期至C期，儲(chǔ)層受壓實(shí)作用和膠結(jié)作用影響，而重結(jié)晶作用及溶解作用在一定程度上了改善了儲(chǔ)層的物性。該區(qū)東部和西部埋藏條件差異大，孔隙演化特征有較大區(qū)別；西部巖屑砂巖、巖屑石英砂巖、石英砂巖原始孔隙度均值為33.5%、34.2%和35.0%，經(jīng)過早成巖A至晚成巖B－C期后，孔隙度均值為9.8%、10.5%和9.3%；東部巖屑砂巖、巖屑石英砂巖的原始孔隙度均值為34.2%和33.7%，演化至今分別為9.7%和9.4%。

成巖作用；孔隙度；烏審召

通過鑄體薄片的鑒定、陰極發(fā)光、電鏡分析、物性分析分析、砂巖的圖像粒度分析數(shù)據(jù)及相關(guān)公式計(jì)算等分析測試手段，對(duì)烏審召地區(qū)下石盒子組盒8段和山西組山1段儲(chǔ)層砂巖的巖石學(xué)特征、孔隙類型、成巖作用類型、成巖序列、成巖階段等進(jìn)行了研究，對(duì)成巖作用強(qiáng)度做了定量化分析，研究該區(qū)山1和盒8段的孔隙演化。

1　沉積相特征

山1段沉積期，區(qū)內(nèi)發(fā)育廣泛的濕地含煤沼澤相沉積，由于距物源區(qū)較近，水動(dòng)力較強(qiáng)，河流的下切作用明顯，在研究區(qū)發(fā)育了曲流河三角洲沉積環(huán)境。盒8沉積期，由于北部蝕源區(qū)隆升的加劇，陸源碎屑供給更充足，盆地內(nèi)部地勢相對(duì)平坦，烏審召地區(qū)為辮狀河控淺水三角洲平原亞相沉積環(huán)境[1]。

圖1　A烏審召地區(qū)山1段三角圖

　圖1　B烏審召地區(qū)盒8段三角圖

2　儲(chǔ)層巖石學(xué)特征

根據(jù)野外鉆井巖心觀察描述及全區(qū)砂巖鑄體薄片的顯微鏡下詳細(xì)觀察結(jié)果，結(jié)合收集到的薄片鑒定資料，鄂爾多斯盆地上古生界盒8及山1段砂巖類型主要為石英砂巖、巖屑質(zhì)石英砂巖和巖屑砂巖（圖1）。

研究區(qū)盒8和山1段砂巖的碎屑礦物成分主要以石英和巖屑為主，長石含量少，長石多數(shù)已經(jīng)完全高嶺石化。盒8段、山1段砂巖的骨架礦物成分基本相同。其中，盒8段砂巖含石英類32.1%~87.9%，平均63.5%，巖屑0~44%，平均18.7%，長石0~7.3%，平均0.6%；山1段砂巖含石英類32.1%~81.4%，平均60.2%，巖屑3.4%~43.1%，平均21.6%，長石0~5.9%，平均0.2%。

盒8、山1段砂巖的填隙物主要是高嶺石、水云母、碳酸鹽膠結(jié)物和硅質(zhì)，部分層段含凝灰質(zhì)雜基和綠泥石薄膜較多，總量在3.9%~33.2%之間。其中盒8段砂巖填隙物的平均含量15.8%，主要為水云母含量平均6.7%、硅質(zhì)含量平均3.2%，碳酸鹽含量平均2.0%，高嶺石含量平均2.3%，以及少量綠泥石膜含量平均1.0%和凝灰質(zhì)含量平均0.8%；山1段砂巖膠結(jié)物含量平均15.3%，主要為水云母平均含量5.9%，硅質(zhì)含量平均2.5%，碳酸鹽含量平均2.6%，高嶺石含量平均2.5%以及少量綠泥石膜含量平均1.0%和凝灰質(zhì)含量平均0.9%。

3　成巖作用階段劃分結(jié)果

在成巖演化過程中，隨著埋藏溫度、壓力的改變，粘土礦物會(huì)發(fā)生一系列的變化，粘土礦物的演化程度，特別是I/S混層粘土礦物的轉(zhuǎn)化是劃分成巖階段的良好標(biāo)志。

粘土礦物的X－射線衍射分析結(jié)果（表1），表明研究區(qū)盒8段、山1段砂巖的粘土礦物中伊/蒙間層礦物為伊利石，35個(gè)樣品中有34個(gè)樣品的伊/蒙間層比小于10%，僅研究區(qū)東部的一個(gè)樣品的伊/蒙間層比達(dá)到45%。混層粘土中K2O含量大于5%即為有序混層（吳勝和1997伊/蒙混層劃分方案），研究區(qū)除霍2井外，樣品K2O含量均大于5%，已達(dá)到有序混層階段（表2）。因此，可以判斷研究區(qū)進(jìn)入晚成巖B-C期[2][3]。

一般情況下原生孔隙反映，成巖早期砂巖的孔隙特征，成巖中晚期次生孔隙發(fā)育，成巖晚期階段，原生孔隙消失，次生孔隙減少甚至消失，裂縫發(fā)育。盒8段、山1段儲(chǔ)層普遍孔隙度＜10%，以溶孔為主，見少量裂縫。通過對(duì)孔隙類型和孔隙發(fā)育帶的研究，發(fā)現(xiàn)成巖階段已到了晚成巖B-C期［2］［4］。

研究區(qū)盒8段、山1地層埋深一般在2 200m～3 500m之間，Ro值介于1.0~2.2之間，包裹體測溫顯示的均一溫度在130~170℃之間，按照裘亦楠等（1997）成巖階段劃分方案，盒8段和山1段儲(chǔ)層處于晚成巖B－C期[2][5]。成巖演化情況如表3所示。

表1　研究區(qū)盒8段、山1段粘土礦物統(tǒng)計(jì)表（X－射線衍射）

4　成巖作用與孔隙演化

4.1成巖作用強(qiáng)度定量化分析

通過大量鑄體薄片的顯微鏡下定量統(tǒng)計(jì)，計(jì)算了盒8段、山1段砂巖的原始孔隙度、壓實(shí)率、膠結(jié)率、微孔率，以及次生孔隙、剩余原始孔隙的含量。

1）砂巖分選影響原始孔隙度。用beard經(jīng)驗(yàn)公式（1973）計(jì)算其原始孔隙度：原始孔隙度＝20.9+22.91/So。 So＝P25/P75，是特拉斯克分選系數(shù)，其中P25和P75代表累積曲線上25%和75%對(duì)應(yīng)的粒徑。

計(jì)算結(jié)果表明，研究區(qū)山1段儲(chǔ)層的原始孔隙度在29.7%～36.5%間，平均是33.8%，盒8段儲(chǔ)層的原始孔隙度在30.0%～36.2%間，平均是34.1%，結(jié)果表明兩個(gè)層段有相近的原始孔隙度。

2）壓實(shí)率=（原始孔隙體積－壓實(shí)后的粒間孔隙體積－膠結(jié)物體積－雜基含量）/原始孔隙體積×100%計(jì)算結(jié)果表明，盒8段砂巖的壓實(shí)率在15.9%~80.5%之間，平均壓實(shí)率51.6%，山1段砂巖的壓實(shí)率在24.0%~82.0%之間，平均壓實(shí)率為55.6%。

3）膠結(jié)率=膠結(jié)物體積/原始粒間孔隙體積×100%。體現(xiàn)了膠結(jié)作用對(duì)原始孔隙體積影響程度。

盒8段砂巖的膠結(jié)率在16.6%~80.8%之間，平均膠結(jié)率為45.5%，山1段砂巖的膠結(jié)率在16.6%~68.3%之間，平均膠結(jié)率為41.2%。

4）經(jīng)上述計(jì)算，盒8段砂巖剩余原始孔隙含量在0~7.6%之間，山1段砂巖剩余原始孔隙含量在0~3.6%之間。該區(qū)砂巖受到壓實(shí)作用和膠結(jié)作用的影響，原生孔隙基本消失，僅在黏土礦物中存在微孔隙。

微孔隙的含量由微孔率來表示，微孔率＝（孔隙度-面孔率）/孔隙度×100%

經(jīng)計(jì)算可知，研究區(qū)盒8段與山1段砂巖中的平均微孔隙占總孔隙度的75%以上。其中，盒8段砂巖的微孔率22.0%~97.9%之間，平均78.6%，山1段砂巖的微孔率在38.9%~96.3%之間，平均78.7%。說明本區(qū)儲(chǔ)層最主要的儲(chǔ)集空間是微孔隙（晶間孔）。

5）溶解孔隙率＝次生溶孔含量/實(shí)測孔隙度×100%。

表2　盒8、山1段砂巖中伊/蒙混層的氧化物成分和含量

經(jīng)計(jì)算，研究區(qū)盒8段與山1段砂巖中次生溶孔分布不均勻。其中，盒8段砂巖的溶解孔隙率平均13.9%，范圍在0~74.5%，山1段砂巖溶解孔隙率平均12.5%，范圍在0~48.5%。

6） 一般用成巖指數(shù)來判識(shí)成巖強(qiáng)度：成巖指數(shù)=（壓實(shí)率+膠結(jié)率+微孔率）/（面孔率×100%）。其中，壓實(shí)率、膠結(jié)率、微孔率由上述公式計(jì)算，根據(jù)鑄體薄片可以量統(tǒng)計(jì)膠結(jié)物含量和粒間體積定。

計(jì)算結(jié)果顯示，石英砂巖、巖屑石英砂巖和巖屑砂巖的原始孔隙度平均值分別為35.1%、34.2%和33.6%。

4.2 埋藏成巖－孔隙演化歷史分析

根據(jù)上述研究結(jié)果，研究區(qū)盒8段、山1段儲(chǔ)層的成巖階段處于晚成巖B－C階段。其烴源巖生烴門限在晚三疊世－早侏羅世，成熟階段是中、晚侏羅世－早白堊世，高－過成熟階段是早白堊世之后[6]。確定本區(qū)盒8段及山1段現(xiàn)今埋深在2 200~3 500m之間，根據(jù)埋藏史，最大古埋藏深度在2 900m～4 200m之間，最大古地溫在145℃~165℃之間[7][8]。

烴源巖成熟度隨埋深的增加而變化，砂巖成巖環(huán)境也隨之發(fā)生改變，在這個(gè)過程中砂巖經(jīng)歷了成巖作用，生成了成巖礦物，最終形成了目前的巖性、物性特征，埋藏條件深刻影響了砂巖的孔隙演化[9]。依據(jù)研究區(qū)盒8段、山1段砂巖儲(chǔ)層的成巖特征和成巖作用強(qiáng)度定量化研究結(jié)果，結(jié)合盆地?zé)嵫莼芳盁N源巖的生－排烴史，對(duì)砂巖的孔隙演化史進(jìn)行了恢復(fù)。

早成巖期：研究區(qū)盒8段、山1段儲(chǔ)層早成巖期對(duì)應(yīng)二疊紀(jì)到中三疊世或晚三疊世，在這個(gè)時(shí)期盆穩(wěn)定沉降，埋深在1 700m內(nèi)，溫度小于65°，鏡質(zhì)體反射率RO<0.5%，有機(jī)質(zhì)演化處于未成熟階段[10]。機(jī)械壓實(shí)作用使顆粒間趨向緊密排列。隨埋藏深度的逐漸加大和壓實(shí)作用的逐漸增強(qiáng)，原生孔隙含量逐漸減少。

晚成巖A1期：研究區(qū)地區(qū)盒8、山1段儲(chǔ)層進(jìn)入晚成巖A1期的時(shí)期對(duì)應(yīng)晚三疊世早中期，地層埋深在1 700m～2 600m之間，古地溫約90°，鏡質(zhì)體反射率RO<0.6%，已進(jìn)入生烴門限[10]。烴源巖生烴過程釋放CO2，使得孔隙內(nèi)流體偏酸性，砂巖中不穩(wěn)定組分在酸性環(huán)境下溶蝕，形成次生孔隙；次生礦物綠泥石、高嶺石、伊利石充填部分孔隙空間；黑云母的蝕變，加上高嶺石、水云母的催化作用，導(dǎo)致石英顆粒的壓溶作用，石英的次生加大使得原生孔隙減少。孔隙組成類型主要以剩余原生粒間孔隙和次生溶蝕孔為主。

表3　研究區(qū)盒8段、山1段砂巖成巖演化表

晚成巖A2期：在中侏羅到早白堊世研究區(qū)盒8段、山1段儲(chǔ)層進(jìn)入晚成巖A2期，地層埋藏深度為2 600m～3 150m之間，古地溫約110°，鏡質(zhì)體反射率RO<1.2%，有機(jī)質(zhì)達(dá)到成熟階段，是生烴的高峰[10]。在產(chǎn)生的有機(jī)酸作用下，不穩(wěn)定組分進(jìn)一步發(fā)生溶蝕，大量次生孔隙在這個(gè)階段形成，另外生烴釋放的CO2繼續(xù)降低pH值；次生礦物綠泥石、伊利石、高嶺石、微晶石英進(jìn)一步充填孔隙；石英次生加大繼續(xù)生長，充填孔隙并交代粒間高嶺石等。孔隙組成類型主要以次生溶蝕孔隙為主，微裂隙少量發(fā)育。

晚成巖B－C期：研究區(qū)盒8段、山1段儲(chǔ)層進(jìn)入晚成巖B－C期的時(shí)期為早白堊世末期，地層的埋藏在3 150m左右，最深可達(dá)4 100m，古地溫達(dá)140度-170度，鏡質(zhì)體反射率RO在1.2%～2.0%之間，有機(jī)質(zhì)處于高成熟階段[10]。

5　結(jié)論

1）烏審召地區(qū)盒8及山1段儲(chǔ)層砂成巖演化階段主要為晚成巖的B期至C期。

2）烏審召地區(qū)石英砂巖、巖屑石英砂巖、巖屑砂巖的平均原始孔隙度分別為35.1%、34.2%和33.6%；在二疊紀(jì)－晚三疊世的早期成巖階段，平均原生孔隙在機(jī)械壓實(shí)作用下降至16.8%，16.2%和15.6%，孔隙類型仍然以原生孔隙為主；在晚三疊世—中侏羅世的晚成巖A1期，在溶解作用、壓溶作用的影響下，原生孔隙進(jìn)一步減小，孔隙類型以剩余原生孔隙和次生溶孔為主；在中侏羅世—早白堊世的晚成巖A2期，在溶解作用、次生礦物的充填影響下，原生孔隙消失，以次生溶孔為主，發(fā)育少量微裂縫；現(xiàn)今儲(chǔ)層的孔隙度基本與晚期成巖階段末的孔隙度一致。石英砂巖、巖屑石英砂巖、巖屑砂巖在晚期成巖階段末的孔隙度分別為9.2%、10.6%和9.7%。

3）孔隙的形成與演化受到巖性和成巖作用影響。其中，巖屑砂巖的孔隙度最低，石英砂巖的孔隙度較高，巖屑石英砂巖的孔隙度在兩者之間。微孔隙與微裂縫的發(fā)育以及溶解作用的發(fā)生是次生孔隙形成、增加滲透率的關(guān)鍵因素。

[1] 付鎖堂，田景春，等．鄂爾多斯盆地晚古生代三角洲沉積體系平面展布特征[J]．成都理工大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版)，2003，30( 3)：236~ 240

[2] 劉寶珺，張錦泉．沉積成巖作用[M]．北京：科學(xué)出版社，1992．

[3] Gilg H. A., W eber B., Kasbohm J., and Frei. R. Isotope geochem istry and origin of illite-sm ectite and kaolinite from the Seilitz and Kem m litz kaolin deposits, Saxony, Germ any [J]. Clay M inerals, M ar 2003, 38: 95- 112.

[4] Cuadros J. M odeling of sm ectite illitization in burial diagenesis environm ents [J]. Geochim ica et Cosm ochim ica Acta, 2006, 70: 4181～4195.

[5] 任戰(zhàn)利．中國北方沉積盆地構(gòu)造熱演化史研究[M ]．北京：石油工業(yè)出版社，1999．

[6] 李道品，等．低滲透砂巖油田開發(fā)/中國油田開發(fā)叢書[M]．北京:石油工業(yè)出版社，1997．

[7] 劉小洪，羅靜蘭，等．榆林-神木地區(qū)上古生界盒8段及山2段氣層的成巖作用和成巖相[J]．石油與天然氣地質(zhì)，2006，27(2):200～208．

[8] 張福禮，等．鄂爾多斯盆地天然氣地質(zhì)[M]．北京：地質(zhì)出版社，1994．

[9] 羅靜蘭，等．鄂爾多斯盆地周緣及西峰地區(qū)延長組長8、長6沉積物源-來自巖石地球化學(xué)的證據(jù)[J]．地球科學(xué)，2007，37(增刊)：62～72．

[10] 劉成林．鄂爾多斯盆地蘇里格氣田天然氣儲(chǔ)層與輸導(dǎo)體系研究[D]．石油大學(xué)博士學(xué)位論文，2004．

Diagenesis and Porosity Evolution of Shan-1 and He-8 Members in the Uxin Ju Region, Inner Mongolia

WANG Sheng-tao CHEN Yue YANG Chao-hui
（Yanchang International Petroleum Exploration and Development Co.， Ltd.， Xi’an710075）

Study of the diagenesis and pore evolution of the H-8 and Shan-1 reservoir of the Upper Paleozoic indicates that the main diagenesis in the Uxin Ju region， Ordos Basin experienced a diagenetic evolution from early diagenetic B phase to later diagenetic phase C period. The pore evolution between the east and the west are obviously different. The primary porosities of lithic sandstone， lithic quartz sandstone and quartz sandstone in the west are 33.5%， 34.2% and 35.0%， respectively. At present， their mean values are 9.8%，10.5% and 9.3%， respectively. The primary porosities of lithic sandstone and lithic quartz sandstone in the east are 34.3% and 33.6%， respectively. The present mean values are 9.8% and 9.3%， respectively.

diagenesis； porosity； Uxin Ju region

P618.13

A

1006-0995（2015）03-0387-04

10.3969/j.issn.1006-0995.2015.03.017

2014-08-18

王圣濤( 1985- )，男，工程師，四川宜賓人，從事儲(chǔ)層沉積方面的生產(chǎn)和研究工作