大牛地氣田上古生界儲層埋藏
—成巖演化過程

徐寧寧　邱隆偉　高青松　宋　璠　劉緒鋼　張向津　姜　維

(1.中國石油大學(華東)地球科學與技術學院　山東青島　266580；2.中國石化華北油田分公司勘探開發研究院　鄭州　450006；3.天津方聯科技發展有限公司　天津　300280；4.中石化華北油田分公司第一采氣廠　鄭州　450000)

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大牛地氣田上古生界儲層埋藏
—成巖演化過程

徐寧寧1邱隆偉1高青松2宋璠1劉緒鋼2張向津3姜維4

(1.中國石油大學(華東)地球科學與技術學院山東青島266580；2.中國石化華北油田分公司勘探開發研究院鄭州450006；3.天津方聯科技發展有限公司天津300280；4.中石化華北油田分公司第一采氣廠鄭州450000)

綜合運用鑄體薄片、掃描電鏡、包裹體測溫和拉曼分析等資料和方法，從地層埋藏歷史、地溫、壓力、儲層成巖特征、儲層流體差異和物性演化等方面對大牛地氣田上古生界致密砂巖儲層成巖—成藏過程進行細致解剖。研究表明：大牛地氣田上古生界儲層埋藏成巖過程可劃分為強機械壓實階段、復雜成巖演化階段、儲層定型階段和抬升—弱改造階段。四者對應的典型特征分別為儲層強烈減孔(壓實率約22.2%～97.5%)；發生兩期油氣充注(距今約200 Ma和180 Ma)，同時成巖演化類型多樣，深刻影響儲層物性；發生第三期油氣充注(距今約150 Ma)，并且多數儲層達到致密化程度(孔隙度小于10%)；構造大幅度抬升，張裂縫弱發育。油氣充注早于儲層致密化，微裂縫的發育可能為儲層滲透率提升的關鍵。

鄂爾多斯盆地大牛地氣田致密砂巖成巖演化流體充注

0　引言

致密砂巖儲層因其巨大的油氣儲量成為非常規能源中的主力部分，對其研究也日趨成熟。但由于其特殊的地質條件對諸如油氣充注機制、油氣運移模式和儲層物性下限等一些問題，常規儲層研究方法的運用效果并不顯著。典型致密砂巖如鄂爾多斯盆地上古生界砂巖儲層、四川盆地上三疊統儲層因其在生儲蓋等方面的相似性同時被賦予“大氣區”或“大氣田”的概念[1-2]。此概念的提出便于針對致密砂巖這一特殊地質概念給予充分的解釋空間和特定處理方式，也是針對一些懸而未決之問題的更合理化解釋。盡管如此，致密儲層埋藏成巖過程依舊是諸多問題研究的前提和基礎。因其對儲層物性演化的影響、對成巖—成藏耦合關系的判定有重要意義，細致解剖和精確解釋尤其是對典型致密砂巖而言顯得更加重要。

近幾年對致密儲層埋藏成巖過程研究成果較多[3-4]，主要集中于對成巖階段劃分[5-7]和成巖環境的演化[8-10]的總體把握。但對于是否可將埋藏成巖過程進行階段性劃分，以及相對應的階段性劃分方法及劃分依據和地質條件還沒有較為確切的結論和系統詳細的闡述。本文主要以鄂爾多斯盆地北部大牛地氣田上古生界致密砂巖儲層為例，立足于地層埋藏過程中的各種先決地質條件如溫度、壓力、流體等的變化，從成巖演化、流體充注及儲層孔隙度演化等角度對致密砂巖的埋藏成巖過程進行詳細解剖，力圖恢復鄂爾多斯盆地致密儲層的形成過程。

1　地質背景

大牛地氣田位于鄂爾多斯盆地北部伊陜斜坡東段(圖1)，為一平緩的西傾單斜構造。其氣源巖主要為石炭系和二疊系厚層泥巖及煤層，儲集層段主要為石炭系太原組和二疊系山西組、下石盒子組，蓋層主要為區域性分布的石炭系和二疊系泥巖，垂向上構成自生自儲型及近源型天然氣藏[11]。沉積環境為海相、海陸過渡相到陸相沉積；儲層巖石類型總體表現為低長石含量、高石英含量以及高成分成熟度，其中太原組巖石類型主要為石英砂巖和巖屑石英砂巖，山西組和下石盒子組則以巖屑砂巖和巖屑石英砂巖為主；孔隙類型以次生溶蝕孔隙為主[12]。

圖1　大牛地氣田構造地理位置(據文獻[13]，有修改)Fig.1　Tectonic setting of Daniudi gas field

2　地層埋藏史及溫壓場演化

前人對鄂爾多斯盆地地層埋藏過程及熱演化史研究成果較多[4,14-17]。自中生代以來的構造演化大體經歷了中三疊世平緩構造發育(印支運動期)、晚三疊世—早白堊世古隆起發育(燕山運動期)和現今斜坡形成(喜山運動期)3個階段[13, 18]。其中快速沉降階段發生在中—晚三疊世，在早白堊世晚期地層達到最大埋深之后，又經歷了抬升過程[19]。

從圖2中可以看出上古生界地層沉積后，大致經歷了快速埋藏(距今300～210 Ma，列為Ⅰ階段)和多次小幅短期抬升—再沉降(距今210～140 Ma，列為Ⅱ階段)、二次快速沉降(距今140～95 Ma，列為Ⅲ階段)和后期大幅抬升(距今95 Ma～現今，列為Ⅳ階段)。伴隨著地層的沉降變化，地溫梯度整體有先升后降的趨勢。其中晚古生代至中生代早期(Ⅰ階段)為2.2～2.4℃/100m，中生代晚期地溫梯度3.4～4.5 ℃/100m(Ⅱ和Ⅲ階段)，新生代以來降至2.2～3.2 ℃/100m(Ⅳ階段)[14]。

石炭—二疊系烴源巖內自晚三疊世初開始出現超壓，距今205 Ma(中三疊世末—晚三疊世早期)出現較為明顯異常高壓。晚三疊世末過剩壓力出現5～10 Ma的第一個高峰，之后至晚侏羅世逐漸降低。從早白堊世開始，過剩壓力復增加，至早白堊世末(距今110 Ma)形成10～20 Ma的第二個高峰。在晚白堊世末降為常壓，并一直保持至今[20]。由此，整個壓力演化可分為超壓出現階段(距今300～210 Ma)、超壓高峰一期(距今210～140 Ma)、超壓高峰二期(距今140～95 Ma)和常壓保持階段(距今95 Ma～現今)。

圖2　大牛地氣田埋藏史圖(據文獻[11]，有修改)Fig.2　Bruial history and division of burial diagenesis of Daniudi gas field

3　儲層成巖演化及流體環境

大牛地氣田上古生界致密砂巖儲層屬煤系地層，埋藏深度大約在2 357～2 920 m。其所處的伊陜斜坡地層鏡質體反射率Ro值集中于0.5%～2.0%[14]。按照碎屑巖成巖階段劃分標準(SY/T 5477—2003)，其現今成巖階段主要處于中成巖B期。由圖2中熱演化史(地溫等值線)和有機質成熟史(Ro等值線)可以看出，上古生界地層自沉積以來先后經歷早成巖階段(Ro<0.5%，0℃～85℃，距今300～220 Ma)、中成巖A1階段(0.5%

3.1成巖作用類型

壓實作用工區儲層歷史最大埋深曾達4 000 m，經歷過長期強烈的壓實作用。宏觀特征表現為鉆井巖芯致密普遍物性較低，微觀特征上則表現更為明顯。云母、泥巖及片巖、糜棱巖等淺變質巖屑顆粒可產生拉伸、彎曲、被剛性顆粒嵌入等效果；碎屑顆粒分布呈壓實定向排列；顆粒間呈線接觸或凹凸接觸(圖3a)；部分剛性顆粒表面可見壓裂紋。對儲層壓實作用進行量化計算，壓實率約在22.2%～97.5%之間。儲層因壓實作用而損失的孔隙在7.56%～33.15%之間，平均為25.3%。

膠結作用發育于成巖作用的各個階段，且類型多樣。其常見類型主要有碳酸鹽礦物、硅質膠結物、自生黏土礦物和黃鐵礦等。交代作用主要有石英和碳酸鹽礦物及黏土礦物之間的相互交代，如石英交代黏土礦物、碳酸鹽礦物交代石英及碳酸鹽礦物之間的相互交代作用等。

碳酸鹽膠結交代作用大牛地儲集層碳酸鹽礦物的膠結交代作用發育。早期碳酸鹽膠結物以方解石為主，多以填充粒間孔隙的形式產出，有的呈連生式膠結，碎屑顆粒呈漂浮狀分布(圖3b)；局部地區發育菱鐵礦，但含量較少。晚期碳酸鹽膠結物有鐵方解石、白云石和鐵白云石等，晶粒較大，常以交代碎屑顆粒或者自生黏土礦物、充填粒間孔隙的形式產出。

硅質膠結作用不穩定的鋁硅酸鹽礦物的溶蝕作用及黏土礦物間的轉化會生成大量的SiO2。這些含SiO2的流體進入儲層并達到過飽和時易在孔隙中沉淀下來，形成硅質膠結物。硅質膠結在研究區普遍發育，含量在0～15%之間，主要有石英次生加大邊和自生石英晶體兩種產出形式，其常與高嶺石膠結相鄰發育。顯微鏡下可見明顯的多期次石英次生加大邊，其常呈等厚環邊狀半包裹或包裹碎屑石英顆粒，與原生石英顆粒之間可看到黏土或雜質成分的塵線。研究區可石英發育三期次生加大(圖3c)，其中大部分石英次生加大邊為Ⅱ—Ⅲ級。自生石英晶體主要發育于粒間孔或溶蝕孔內，呈零星狀分布，單體呈柱狀，晶粒粗細均有，最大粒徑可達70 μm，其在太原組純石英砂巖中比較發育(圖3d)。其形成時間最晚，經包裹體分析其均一溫度可達160℃[21]。

黏土礦物膠結作用黏土礦物膠結物主要有高嶺石、伊利石、綠泥石及伊/蒙混層，主要生長于孔隙中或繞于顆粒邊緣呈環邊，其晶體形態以及賦存狀態各不相同。

高嶺石根據顆粒形態、結晶程度等可分兩類，蝕變高嶺石和自生高嶺石。蝕變高嶺石一般由長石蝕變而來，呈片狀或蠕蟲狀分布在顆粒表面，晶形較差，重結晶后堆積緊密，晶間孔不發育，形成時間比較早；自生高嶺石呈典型的書頁狀充填粒間孔隙，晶形較好，堆積松散，保留有良好的晶間孔(圖3i、圖4c)，是重要的儲集空間類型。高嶺石是在酸性地層水條件下形成的，與長石、巖屑等酸性不穩定礦物的溶解作用有關。

伊利石分布廣泛，常以鱗片狀、發絲狀分布在粒間孔隙或者以顆粒包膜分布于顆粒邊緣(圖3e)。在掃描電鏡下常見到絲縷狀的伊利石形成搭橋堵塞喉道。綠泥石形成時間較早，呈環邊包裹顆粒(圖3f，i)，掃描電鏡下呈玫瑰花狀或絨球狀，可一定程度上抑制石英次生加大的發生，同時具有一定的抗壓實性。

溶蝕作用工區儲層發生多期不同程度的溶蝕作用，所形成的次生孔隙對改善儲集層物性有積極作用。薄片觀察和激光拉曼光譜分析發現，研究區經歷了酸堿交替的成巖環境。不僅有長石、巖屑等酸性不穩定礦物的溶蝕(圖3 h)，也有石英溶蝕為代表的堿性溶蝕現象，此種現象在前人的研究中也得到了印證[22-24]。大牛地氣田儲層中堿性溶蝕程度相對較高，標志主要有石英顆粒邊緣的不規則或港灣狀溶蝕、石英次生加大邊的溶蝕和石英質巖屑被溶蝕成蜂窩狀孔隙(圖3g)。而且石英顆粒發生溶蝕的部位碳位碳酸鹽膠結物并不發生溶蝕，這同時可作為酸堿環境判別的證據[25]。

圖3　大牛地氣田上古生界儲層成巖作用特征CAL.方解石；QOG.石英次生加大邊；AQ.自形石英晶體；HYD.水云母；CHL.綠泥石；PER.條紋長石；KAO.高嶺石a.顆粒間緊密接觸，大18井，2 771.20 m，C3t，×100(+)；b.方解石膠結充填粒間，大49井，2 662.59 m，P1x，×50(-)；c.石英三期次生加大邊，大28井，2 535.85 m，P1x，×200(+)；d.自形石英晶體，大47井，2 438.15 m，C3t，×50(-)；e.粒間水云母分布，大28井，2 554.26 m，P1x，×200(+)；f.綠泥石包膜，大26井，2 404.90 m，P1x，×110；g.石英顆粒發育溶蝕，大61井，2 652.60 m，P1x，×100(-)；h.條紋長石被交代鈣質，大47井，2 420.50 m，C3t，×200(+)；i.綠泥石包膜及高嶺石膠結，DK13井，2 663.72 m，P1x，×400；j.大49井，2 662.59 m，裂縫切穿粒間方解石膠結物，無充填物，開度約35 μm，P1x，×50(-)；k.大23井，2 657.90 m，裂縫切穿石英顆粒，無充填物，開度約15 μm，P1s，×50(-)；l.大24井，2 667.65 m，裂縫切穿粒石英顆粒及塑形巖屑顆粒，無充填物，開度約15 μm ，P1x，×50(-)。其中f和i為背散射照片，j和l為為普通偏光薄片照片，其余為鑄體薄片照片。Fig.3　Characteristic of diagenesis on Upper Paleozoic reservoir in Daniudi gas field

裂縫發育大牛地上古生界地層在早白堊世經歷最大埋深之后發生大幅度的構造抬升作用，抬升距離約為1 000 m。儲層在抬升過程中因壓力部分釋放而產生張裂縫，在微觀特征上有明顯體現(圖3j，k，l)。但裂縫的產狀有較大差異，普遍表現為剛性顆粒如石英、變質巖巖屑的開度較小的粒內裂紋。而對儲層物性特征有明顯改善的開度較大、延伸距離較長的裂縫則發育相對較少。

3.2成巖序列與成巖演化

通過觀察儲層中不同自生礦物的相互接觸關系及共生組合關系，以及溶蝕充填特征來判定成巖序列是被普遍采用的簡單易行方法[25-26]。鄂爾多斯盆地上古生界系煤系地層，可參考石油天然氣行業標準碎屑巖成巖階段劃分(SY/T 5477—2003)中對于酸性水介質(含煤地層)碎屑巖各成巖階段所發育的現象。

現今的高成分成熟度的儲層巖石特征是成巖期長石大量溶解殆盡的結果[27-28]。部分粗碎屑以及絕大部分細粒高雜基含量碎屑巖中仍可觀察到殘余長石的形態。如圖4a中長石顆粒發生溶蝕形成次生孔隙，以及圖4b呈短柱狀形態的長石發生整體溶蝕而形成的似鑄模孔，孔內所分布的高嶺石膠結有可能即為長石溶蝕的產物。同時流體可在粒間形成晶間孔式高嶺石膠結(圖4c)。高嶺石的主要成因為長石類礦物的酸性溶蝕[27-29]。早期方解石膠結外圍分布有晶間孔式高嶺石膠結(圖4d)，石英次生加大邊外緣分布有方解石膠結，同時方解石內部整體呈原始顆粒狀的晶間孔式高嶺石膠結群體分布(圖4e)，通過這些現象可判定其成巖作用先后順序為早期方解石膠結—早期高嶺石膠結—石英次生加大—方解石膠結—晚期高嶺石膠結。圖4f中石英次生加大邊最先發育，其次方解石膠結包裹的石英顆粒發生部分溶解，這說明成巖作用的先后順序為石英次生加大/長石溶解—方解石膠結—石英溶解。圖4g中整體晶間孔式高嶺石膠結包圍方解石膠結和自生石英晶體，同時方解石有溶蝕現象，則成巖作用順序為自生石英晶體—方解石膠結—高嶺石膠結。圖4h中方解石膠結外緣為鐵白云石，然后是黃鐵礦膠結。成巖作用先后為方解石膠結—鐵白云石膠結—黃鐵礦膠結。圖4i中綠泥石薄膜的外圍分布有呈書頁狀形態的自生高嶺石礦物。成巖作用先后為綠泥石薄膜—高嶺石。因此，通過上述的判定儲層成巖綜合序列應為綠泥石薄膜/菱鐵礦膠結—早期石英加大/自生高嶺石—早期方解石膠結—長石溶解—石英次生加大/高嶺石膠結—方解石膠結—硅質部分溶蝕—白云石/鐵白云石膠結—自生石英晶體—黃鐵礦膠結。

圖4　大牛地氣田上古生界儲層不同自生礦物間接觸關系a.溶蝕殘余的斜長石顆粒，大69井，2 559.48 m，P1x，×50(+)；b.綠泥石包膜及分布其間的鑲嵌接觸式高嶺石膠結，DK13井，2 678.24 m，P1x，×100(-)；c.粒間晶間孔式高嶺石膠結，DK18井，2 689.10 m，P1x，×50(-)；d.方解石膠結及高嶺石膠結，大4井，2 745.75 m，P1x，×230；e.石英次生加大邊及方解石膠結，且后者被溶蝕之部位分布有晶間孔式高嶺石，大50井，2 662.60 m，P1x，×100(+)；f.石英顆粒的溶蝕與粒間大面積方解石膠結，大50井，2 662.60 m，P1x，×100(-)；g.高嶺石、自形石英及方解石膠結，大36井，2 473.11 m，P1x，×200(-)；h.方解石、鐵白云石及黃鐵礦膠結，大23井，2 772.30 m，C3t，×50(-)；i.綠泥石及高嶺石膠結，DK13井，2 663.72 m，P1x，×400。其中d和i為背散射照片，其余均為普通鑄體薄片所攝制照片。Fig.4　Contacting relationship between different authigentic minerals in Daniudi gas field

圖5　大牛地氣田上古生界成巖共生序列圖Fig.5　Diagenesis sequence of Upper Paleozoic reservoir in Daniudi gas field

按照成巖演化的順序，不同自生礦物組合和表現特征具有階段性特征(圖5)。其中早成巖B期早期的煤系地層導致弱酸性—酸性的成巖環境，基性斜長石發生早期溶解，隨后由于長期而緩慢的成巖消耗，酸性減弱而堿性增強。成巖序列為綠泥石薄膜/菱鐵礦膠結—早期石英加大/自生高嶺石—早期方解石膠結，此一階段對應于強機械壓實期；而至中成巖A1期則成巖表現較為復雜。成巖序列表現為長石溶解—石英次生加大/高嶺石膠結—方解石膠結—硅質部分溶蝕，多期膠結和溶蝕作用對儲層改造作用明顯，此一階段為復雜成巖演化階段；至中成巖A2期，長時間成巖消耗導致流體逐漸呈現弱堿性—堿性。成巖序列以白云石/鐵白云石膠結—自生石英晶體—黃鐵礦膠結，此一階段為儲層定型階段，多數儲層地質特征已趨于穩定；至中成巖B期，成巖特征已無明顯改變，因抬升而形成的微裂縫較為顯著，此為抬升—弱構造階段。

3.3成巖流體與成巖環境

包裹體測溫和激光拉曼光譜測定成為研究儲層成巖作用和成巖流體的有效方法。通過透射光和熒光顯微鏡對發育于石英次生加大邊和石英微裂隙中的包裹體進行巖相觀察并測定其均一溫度。包裹體均一過程采用英國Linkam公司TS2600冷熱臺，可測溫度范圍為-196℃～600℃。經標準樣品校正，100℃ 以下誤差為0.1℃，以上誤差為0.5℃。

鏡下所觀察到的包裹體主要賦存于石英微裂隙和石英加大邊中，尤以前者居多。其種類以鹽水包裹體、氣態烴包裹體、液態烴包裹體和CO2包裹體為主。其中鹽水包裹體，個體較小，呈串珠狀分布于石英顆粒裂隙中。直徑約3～13 μm，透射光下無色，形態以圓形或不規則形狀為主(圖6a，b)；液態烴包裹體透射光下多呈現褐色，主要分布于石英加大邊中，直徑范圍5～12 μm，熒光下呈藍白光(圖6c，d)；氣態烴包裹體透射光下多呈現褐色，主要有沿石英顆粒裂隙分布和分布于石英加大邊中的包裹體群，粒徑范圍3～10 μm，有熒光顯示但強度較弱(圖6e)。CO2包裹體由氣態CO2、液態CO2和鹽水溶液組成，主要分布于石英次生加大邊中，常呈現灰黑色，半透明—不透明(圖6f)。

圖6　大牛地氣田上古生界儲層包裹體顯微照片a.大8井，2 749.95 m，微裂縫內鹽水包裹體，熒光下無反應；b.大15井，2 767.0 m，鹽水包裹體；c.大50井，2 638.80 m，含液態烴包裹體；d.大15井，2 767.2 m，含液態烴包裹體；e.大28井，2 539.85 m，微裂縫內氣態烴包裹體；f.大15井，2 695.90 m，石英加大邊中CO2三相包裹體。Fig.6　Micrograph of fluid inclusion of Upper Paleozoic reservoir in Daniudi gas field

對146個包裹體進行其均一溫度的測定并統計其數據分布，發現大致存在88℃～96℃、100℃～108℃和112℃～120℃三個溫度區間(圖7)。結合地層埋藏史及熱史曲線，可推測所對應的地質時間分別為距今距今約200 Ma、180 Ma和150 Ma。由此可見，儲層埋藏過程中大致存在三期顯著的流體充注事件，前兩期集中于復雜成巖演化階段而第三期集中于儲層定型階段。

對儲層成巖環境的判定一方面可通過總結反映其變化的一系列成巖礦物的形成與消亡現象；另一方面可通過激光拉曼光譜的方法直接測定流體包裹體中的流體成分。實驗所采用法國J.Y.公司LabRam—010激光拉曼光譜儀，該儀器采用顯微共焦系統和CC信號檢測系統，其光學分辨率約1.5 cm-1。實驗所用激光光源波長為514.5 nm，共焦孔為1 000 μm，狹縫400 μm，積分時間為50 s，積分次數為5次，實驗環境溫度為19℃。

按照前述埋藏—成巖階段劃分結果，發現不同階段具不同的流體充注特征。隨演化程度增加，煤成熟過程中依次產生CO2、C2+烴類和甲烷[10]。整體具早期CO2充注(強機械壓實階段)，中期高碳飽和烴充注(復雜成巖演化階段)和晚期甲烷氣體充注(儲層定型階段)的特征，與前人研究成果相一致[9-10]，充注時間集中于早三疊世、侏羅世和早白堊世。如圖8所示，其中a為早期石英加大邊內包裹體的拉曼光譜圖，其均一溫度約為83.2℃，顯示主要充注成分為CO2；b為石英微裂隙中包裹體拉曼圖譜，其均一溫度為95.92℃，有機組分以高碳飽和烴為主；c為石英微裂隙中包裹體拉曼圖譜，其均一溫度為113.1℃，充注成分主要為CH4。

圖7　大牛地氣田上古生界儲層包裹體均一溫度分布直方圖Fig.7　Distribution of homogenization temperature of Upper Paleozoic reservoir in Daniudi gas field

圖8　大牛地氣田上古生界儲層激光拉曼分析譜圖a：DK18井，2 694.30 m，液態含CO2包裹體，P1x； b：DK22井，2 734.64 m，液態烴類包裹體，C3t；c：大8井，2 749.95 m，氣態烴類包裹體，C3t。Fig.8　Laser Raman resonant measurements on Upper Paleozoic reservoir in Daniudi gas field

4　儲層致密化

不同成巖相類型的儲層其后期埋藏過程中孔隙—成巖演化有別，雜基含量、分選、粒度及原始組分等對其影響較大，前人針對鄂爾多斯上古生界致密砂巖提出過中粗粒巖屑砂巖之強機械壓實、中粗粒巖屑石英砂巖之強硅質膠結較強機械壓實以及細粒(長石)巖屑砂巖之強壓實較強硅質膠結的致密化模式[30]。本文以強機械壓實強硅質膠結的細粒砂巖為例，對其孔隙—成巖演化過程進行說明(圖9)。

大牛地氣田致密砂巖儲層從沉積埋藏開始到三疊紀中期，處于快速埋藏強機械壓實階段，隨埋藏深度增加，儲層所經受的壓實程度不斷增強，原生孔隙迅速大量減少，物性明顯降低；同時該階段處于早成巖B期，早期膠結作用較弱，主要是碳酸鹽及黏土包殼膠結，使原生孔隙體積進一步減小。根據Beard和Weyl對不同分選的儲集砂巖的初始孔隙度計算關系式φ原=20.91+22.90/S0[31]計算得原始孔隙度在35.22%左右，早期快速壓實使原始孔隙度下降了22%以上。

從三疊紀晚期開始，儲層進入中成巖A期，即復雜成巖演化階段。有機質演化至低熟—成熟階段，熱脫羧作用產生的有機酸進入地層。成巖環境由此呈現酸性，長石、巖屑、早期碳酸鹽膠結物等不穩定礦物發生溶蝕，孔隙度大幅度增加。后期堿性溶蝕加強，產生一定量的次生孔隙。溶蝕作用使孔隙度增加約5%，儲層物性得到有效改善。儲層定型階段以晚期膠結作用為主導致了儲層物性持續降低。至最后抬升—弱改造階段，儲層局部發育裂縫，一定程度上改善儲層物性。

5　結論

根據前述對儲層埋藏過程、儲層成巖演化、儲層物性的研究，認為大牛地氣田上古生界致密砂巖儲層成巖—成藏過程可劃分為四個階段。分別為強機械壓實階段、復雜成巖演化階段、儲層定型階段和抬升—弱改造階段。判定的依據主要有埋藏過程及溫壓場、儲層成巖特征和成巖流體和孔隙度等。各節點的選取主要依據埋藏史曲線斜率、有機質演化程度、溫壓場和成巖—孔隙過程的變化。

(1) 強機械壓實階段經歷中三疊世印支運動，屬快速埋藏過程；時間跨度為距今300～210 Ma，地溫梯度2.2～2.4 ℃/100m，地溫范圍0℃～85℃，同時超壓呈醞釀與蓄勢狀態；處早成巖期，有機質處未成熟—低熟階段(Ro<0.5%)；成巖序列以強壓實和早期弱硅質膠結為主，儲層孔隙度發生大幅度減少，壓實率約在22.2%～97.5%之間。

圖9　大牛地氣田致密砂巖儲層成巖—孔隙演化史圖Fig.9　Evolution of tight sandstone porosity in Daniudi gas field

(2) 復雜成巖演化階段經歷晚三疊世—晚侏羅世早中期燕山運動，地層多次小幅抬升并再沉降；時間跨度為距今210～140 Ma，地溫梯度3.4～4.5 ℃/100m，地溫范圍85℃～110℃，出現第一次超壓高峰；主要處于中成巖A1期，經歷多期油氣充注和復雜的成巖演化過程，酸堿成巖環境交替出現，儲層孔隙度繼續減少但幅度變小。

(3) 儲層定型階段經歷早白堊世中晚期燕山運動，地層出現二次穩定沉降；時間跨度為距今140～95 Ma，地溫梯度3.4～4.5 ℃/100m，地溫范圍110℃～160℃，出現第二次超壓高峰；主要處于中成巖A2早中期，晚期碳酸鹽膠結發育，成巖環境轉為弱堿性，儲層孔隙度逐漸達至致密化(小于10%)。

(4) 抬升—弱改造階段經歷晚白堊世以來喜山運動，地層大幅度抬升；時間跨度為95 Ma～現今，地溫梯度2.2～3.2 ℃/100m，地溫大于160℃，屬常壓保持階段；主要處于中成巖A2晚期和中成巖B期，儲層孔隙度沒有發生顯著變化。致密儲層整體格局形成，地層抬升過程中形成的微裂縫有可能成為儲層滲透率顯著提升的關鍵。

大牛地上古生界致密儲層先后經歷強機械壓實階段、復雜成巖演化階段、儲層定型階段和抬升—弱改造階段。每個階段地層埋藏過程、溫壓場特征、成巖表現特征、成巖流體與成巖環境以及儲層物性有顯著性差異。尤其在復雜成巖演化階段，多數儲層經歷多期流體充注同時逐漸致密化。對于深刻認識致密儲層形成過程中的多種地質屬性及特征的演化過程有重要意義。

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Research on Evolution of Burial Diagenesis of Tight Reservior of the Upper Paleozoic in Daniudi Gas Field

XU NingNing1QIU LongWei1GAO QingSong2SONG Fan1LIU XuGang2ZHANG XiangJin3JIANG Wei4

(1. School of Geoscience,China University of Petroleum(Huadong), Qingdao, Shandong 266580,China;2. Petroleum Exploration and Production Research Institute of the North China Oil and Gas Company of SINOPEC, Zhengzhou 450006, China;3. Tianjin Fanglian Technology Development Co.Ltd, Tianjin 300280, China;4. The First Gas Recovery Plant, Huabei Oil field Company, SINOPEC Co.Ltd, Zhengzhou, 450000, China)

Based on casting thin sections, scanning electron microscope, clay mineral X-ray diffraction, cathodeluminescence, fluid inclusion and laser-raman spectrum, the paper reveals the process of evolution of burial diagenesis of tight reservoir of the Upper Paleozoic in Daniudi Gas Field from aspects including burial history, temperature, pressure, diagenetic feature of reservoir, diagenesis fluid and porosity evolution of reservior. The research shows the process of burial diagenesis can be divided to four stages. They are rapid burial stage (a) in which the effect of decreasing of primary porosity was remarkable(compaction rates ranged from 30% to 97.5%), complexly diagenetic stage(b) in which there were two phases of gas charging (B.P. 200 Ma and B.P 180 Ma) ; definition stage for reservoir characteristic (c) when there was one phase of gas charging (B.P. 140 Ma) and reservoir tended towards stability and tight and stage of being weak-reworked for reservoir (d) when amplitude of tectonic uplift was about one kilometer and tension fissure weakly developed. Porosity of most reservoir decreased to 10%, and became tight. With several times of gas charging, the reservoir appeared to present the diagenetic and accumulational model of being tight when gas charging. Hydrpcarbon-changing happened before reservoir's being tight. Microfractures may be the key factor for improving reservoir's permeability.

Ordos Basin; Daniudi gas field; tight sandstone; diagenetic evolution; fluid charging

A

1000-0550(2016)04-0735-12

10.14027/j.cnki.cjxb.2016.04.014

2015-07-31； 收修改稿日期： 2015-11-14

國家油氣重大專項(2011ZX05009-002)[Foundation: Major Project of National Oil and Gas, No.2011ZX05009-002]

徐寧寧男1988年出生博士研究生油氣儲層地質學E-mail：december_13000@126.com

邱隆偉男教授E-mail：qiulwsd@163.com

TE122.2