烏爾禾—風南地區百口泉組碎屑巖儲層成巖作用及孔隙演化

許 同, 劉洛夫, 汪 洋, 季煥成, 宋光建, 萬青青, 羅澤華,李曉中, 李林澤, 李婧儀

( 1. 中國石油大學(北京) 油氣資源與探測國家重點實驗室,北京 102249; 2. 中國石油大學(北京) 地球科學學院,北京 102249; 3. 中國石油新疆油田分公司 風城油田作業區,新疆 克拉瑪依 834000 )

0 引言

成巖作用對碎屑巖儲層物性演化有重要影響，是當今沉積學方向研究較為活躍的領域之一[1-3]。成巖作用研究主要采用鑄體薄片、碳氧同位素、掃描電鏡、XRD等測試分析方法。碎屑巖自沉積埋藏之后經歷的成巖演化過程對儲層孔隙的保存與改造有重要影響，加強成巖作用研究對深化碎屑巖儲層形成和演化的認識具有重要意義[4-5]。

孔隙度在埋藏成巖過程中是一個連續變化的過程，主要受到沉積、構造、成巖等方面作用的影響[6-7]，恢復一個地區的儲層孔隙演化過程是研究油氣成藏過程及儲層發育特征的重要內容。目前，孔隙演化研究的主要方法有經驗統計法[8]、鑄體薄片加成巖序列法[9-10]及數值模擬方法[11]。

烏爾禾—風南地區是新疆風城油田、風南油田作業區油氣勘探工作的重點區塊，其三疊系百口泉組是研究區的主要油氣產層之一，深化層位的研究對準噶爾盆地油氣的進一步勘探開發具有重要意義。目前,對烏爾禾—風南地區百口泉組的研究主要針對其沉積相、成巖相分布及構造演化等方面[12-18]，對該地區儲層孔隙演化的研究較為薄弱。筆者采用鑄體薄片加成巖序列法，以鑄體薄片鏡下觀測結果為依據，對各種成巖作用對孔隙的影響進行定量評價，再結合成巖演化序列對各孔隙變化量進行歸位，重建孔隙演化過程，恢復結果相較其他方法更為準確。

1 區域地質概況

準噶爾盆地是我國西北部重要的大型含油氣疊合盆地，其西北緣是國家重要的油氣資源富集區之一，已經發現克拉瑪依、風城等重要的工業油氣田。烏爾禾—風南地區隸屬于準噶爾盆地西部隆起帶，以烏夏斷裂帶為北界，克烏斷裂帶為西界，東南部為瑪湖坳陷，總面積約為600 km2(見圖1)。區域地層發育較為齊全，基底為海西期結晶基底及石炭系早期褶皺基底組成的雙基底構造，蓋層發育石炭系至白堊系沉積物。其中二疊系風城組(P1f)、夏子街組(P2x)和烏爾禾組(P3w)是區域主力烴源巖；三疊系百口泉組(T1b)、克拉瑪依組(T2k)，以及二疊系風城組(P1f)、烏爾禾組(P3w)為區域主要儲集層[13-20]。

研究區百口泉組碎屑巖儲層距西北部火成巖物源區較近，主要為砂巖和砂礫巖，整體粒度較粗，分選差，巖屑含量較高。百口泉組與上覆克下組為連續沉積，與下伏烏爾禾組為角度不整合接觸。區域不整合面較為發育，是油氣輸導的良好通道[17,20-21]。

2 儲層基本特征

2.1 巖石學

圖2 烏爾禾—風南地區百口泉組碎屑巖儲層巖性成分三角圖Fig.2 Lithologic composition triangle plot of Baikouquan formation clastic reservoir in Wuerhe-Fengnan area

百口泉組(T1b)碎屑巖儲層整體為一套扇三角洲平原及前緣亞相的粗碎屑巖沉積物[16]，埋深在700～3 800 m之間，沉積厚度為100～200 m，垂向上可劃分為3個正韻律砂層組，整體具有向上粒度變細、泥質含量增加、平原亞相縮小、前緣亞相增加的趨勢，表現為湖侵進積的沉積特點[19-20]。

百口泉組碎屑巖儲層大多數為巖屑砂巖，其次為長石巖屑砂巖(見圖2)。其中石英碎屑體積分數為1.0%～45.7%，平均為10.6%；長石體積分數為1.0%～35.0%，平均為5.6%；巖屑體積分數為27.0%～97.3%，平均為83.8%，主要為凝灰質、流紋質等火山巖巖屑，其次為泥質巖屑；碎屑巖成分成熟度(Q/(R+F))低，為0.06～0.62，平均為0.14，顆粒分選差，大小混雜，磨圓為次圓狀—次棱角，表現為近物源快速堆積的特點[13]。

2.2 物性

研究區百口泉組碎屑巖孔隙度為3.2%～27.8%，平均為14.8%，滲透率為1.50×10-5～0.96 μm2，平均為72.76×10-3μm2，屬于低孔—中滲儲層(見圖3)，滲透率在一定程度上受控于孔隙度參數，但兩者相關性較差，相關因數為0.19，與儲層收縮縫及微裂縫的發育有關。高壓壓汞實驗結果表明，百口泉組碎屑巖儲層排驅壓力中等，介于1.36～10.88 MPa，平均為5.35 MPa；分選因數平均為1.78，相對較高，分選較差，儲層孔隙喉道分布不均勻，整體非均質性較強。

圖3 烏爾禾—風南地區百口泉組碎屑巖儲層孔隙度及滲透率頻率直方圖

2.3 孔隙類型

烏爾禾—風南地區百口泉組碎屑巖儲層的孔隙類型包括殘余粒間孔(見圖4(a))、長石—石英—巖屑粒內溶孔(見圖4(b-d)、黏土礦物收縮縫(見圖4(e))及構造微裂縫(見圖4(f))。其中以粒內溶孔和殘余粒間孔最為發育，分別占總孔隙的38%和29%；其次為構造微裂縫和黏土礦物收縮縫，分別占總孔隙的18%和14%。雖然黏土礦物收縮縫和構造微裂縫在總孔隙的占比相對較少，但可極大提高儲層的滲流能力，并對溝通孔隙流體及后期成巖改造具有重要意義[22]。

圖4 烏爾禾—風南地區百口泉組碎屑巖儲層儲集空間類型Fig.4 Reservoir space types of Baikouquan formation clastic reservoir in Wuerhe-Fengnan area

3 成巖作用類型及特征

研究區百口泉組發育的成巖作用類型主要有壓實—壓溶作用，鈣質、硅質、泥質膠結作用，長石、巖屑、石英的溶蝕作用，構造裂縫作用及烴類侵位作用等。

3.1 壓實—壓溶作用

研究區百口泉組儲層最大埋深可達3 800 m，遭受壓實作用較強，隨埋深增加巖石孔滲明顯下降，壓實作用是導致原生孔隙減少的重要原因。鏡下薄片觀察可見碎屑顆粒接觸緊密，以點—線狀接觸為主；由于顆粒長期處于高應力狀態，在部分顆粒的結合處發生壓溶現象，顆粒邊緣溶解后再沉淀，從而使礦物顆粒間呈凹凸接觸(見圖5(a-b))，石英、長石壓溶釋放的SiO2是儲層重要的硅質來源；部分剛性顆粒在應力作用下發生破裂(見圖4(f))，提高儲層的孔滲條件；塑性組分(部分巖屑、云母)受到擠壓作用而彎曲變形、重新排列，充填粒間孔隙而形成假雜基化(見圖5(c))。壓實作用在研究區普遍發育，盡管壓實強度隨碎屑巖組分及深度不同而有差異，但整體表現為中—強壓實，原生孔隙的減少很大程度上受到強烈壓實作用的控制。

3.2 膠結作用

百口泉組儲層經歷的膠結作用主要包括方解石膠結，伊/蒙混層、高嶺石、伊利石等黏土礦物膠結，硅質膠結及部分黃鐵礦膠結。

3.2.1 黃鐵礦膠結

鏡下觀察可見黃鐵礦為不透明礦物，在單偏光及正交偏光下呈黑色(見圖5(d))，反射光下呈淺黃銅色，具金屬光澤，外形呈瘤狀或草莓狀。黃鐵礦膠結是區域較為次要的膠結物，體積分數較小(1.00%～6.00%)，平均為2.13%，但對反映成巖環境具有重要意義，百口泉組成巖早期可能處于較強的還原成巖環境[23-24]。

3.2.2 方解石膠結

百口泉組鈣質膠結物較為發育，主要為方解石和含鐵方解石，還有少量白云石、鐵白云石。百口泉組碎屑巖儲層中鈣離子的來源主要有兩種[25]：一是來自內部火山巖巖屑釋放的Ca2+，二是來自臨近泥巖層，由泥巖中有機質通過多種方式產生Ca(HCO3)2，經流體攜帶進入儲層中并沉淀[26]。方解石膠結是研究區百口泉組儲層中最主要的膠結類型，體積分數為1.00%～20.00%，平均為4.50%，鏡下觀察主要呈基底式膠結(見圖5(e))而充填于粒間孔隙，以早期泥晶方解石及中期(含)鐵方解石膠結物為主，后期部分碳酸鹽巖膠結物被溶蝕，形成膠結物內溶蝕孔隙。

3.2.3 硅質膠結

百口泉組硅質膠結較為常見，占總礦物體積分數的1.00%～8.00%，主要來源于早期地層水中SiO2局部達到過飽和狀態后的沉淀，其次還存在壓溶作用及硅酸鹽礦物溶解釋放的SiO2。儲層硅質膠結物以石英次生加大邊和自生石英顆粒為主，長石質膠結物極少。石英次生加大邊主要為Ⅰ級、Ⅱ級，沿石英顆粒邊緣生長，厚度為20～80 μm，和主礦物之間可見明顯的顆粒線(綠泥石膜等)(見圖4(a、e)、圖5(b-c))，掃描電鏡下可見自形晶面發育(見圖6(a))。石英次生加大邊整體發育程度較低，往往發育不完全，很少有環邊狀，鏡下可見部分被溶蝕呈不規則港灣狀(見圖4(a))，少數為Ⅲ級加大邊，寬度為50～100 μm；自生石英相對較少，且個體較小，鏡下可觀察到較為完整的六方雙錐晶形(見圖6(b))。

圖6 烏爾禾—風南地區百口泉組碎屑巖儲層黏土礦物掃描電鏡照片Fig.6 Scanning electron microscopy image of clay minerals of Baikouquan formation clastic reservoir in Wuerhe-Fengnan area

3.2.4 黏土礦物膠結

百口泉組碎屑巖儲層XRD測試結果表明，黏土礦物占總礦物體積分數的4.00%～8.00%，平均為6.23%，主要為伊/蒙混層、高嶺石、伊利石和綠泥石。

伊/蒙混層是儲層最主要的黏土礦物，呈孔隙襯邊式膠結，外形為蜂窩狀或棉絮狀(見圖6(c-d))，占總黏土礦物體積分數的23.00%～87.00%，平均為52.56%。隨埋深和地溫增大，伊/蒙混層(I/S)中蒙皂石層的體積分數逐漸減小(見圖7)，為14.00%～81.00%，后期伊/蒙混層逐漸向伊利石轉化。

其次為高嶺石，鏡下可見沿顆粒表面呈書頁狀或蠕蟲狀排列(見圖6(b、e))，占總黏土礦物體積分數的5.00%～58.00%，平均為21.25%。隨埋深增大，呈現先減小后增加的趨勢，根據高嶺石多附著于長石質顆粒表面的特點(見圖5(f))，其成因主要與長石和巖屑內硅鋁質組分蝕變有關。

綠泥石占總黏土礦物體積分數的0.30%～46.00%，平均為13.45%，包括早期表生綠泥石(見圖5(c))和晚期自生綠泥石，以晚期自生綠泥石為主，多分布于儲層和泥巖接觸區域，可能與臨近烴源巖排出的富鐵鎂流體有關[24]；表生綠泥石體積分數較低，主要為顆粒沉積時表面附著的綠泥石膜。

伊利石在鏡下呈針狀或葉片狀(見圖6(f))，占總黏土礦物體積分數的5.00%～19.00%，平均為7.61%。隨埋深增大呈上升趨勢。伊利石除由伊/蒙混層轉化外，還可能源于成巖作用后期鉀長石和高嶺石的反應[22]。

圖7 蒙皂石層在伊/蒙混層中比例隨深度變化關系Fig.7 Diagram of the proportion of the smectite layer in the I/S mixed layer with depth

顆粒間發育的黏土礦物膠結物填充粒間孔隙、堵塞喉道，但早期的黏土礦物膠結對減緩壓實作用,以及后期黏土礦物脫水收縮產生的大量收縮縫(成巖裂縫)對改善儲層條件具有重要意義[27-28]。

3.3 溶蝕作用

研究區百口泉組儲層中長石、石英及巖屑粒內溶蝕現象較為常見，其次為方解石膠結物溶蝕。長石、石英被流體溶蝕而形成粒內溶孔(見圖5(a、f))甚至鑄模孔(見圖4(b-c))；方解石膠結物溶蝕形成少量粒間膠結物溶孔。長石溶蝕是研究區最常見的溶蝕類型，鏡下可見長石顆粒沿邊緣、解理面或雙晶結合面等較薄弱的部位開始溶蝕，形成粒內溶孔(見圖5(f))。研究區石英溶蝕在區域較為常見，鏡下可見石英粒內溶孔和石英次生加大邊不規則溶蝕，甚至整個石英顆粒被強烈溶蝕而形成鑄模孔(見圖4(c))。

研究區巖屑粒內溶蝕現象發育，其溶蝕機理主要分為兩種，分別對應鋁硅酸鹽礦物和硅質礦物的溶蝕過程(見圖4(d)、圖5(d))。由于研究區巖屑類型以凝灰質、流紋質等火山巖巖屑為主，巖屑內部包含很多長石和石英顆粒，在相應的流體環境下與外界長英質物質同時受到溶蝕，形成粒內次生孔隙[29-30]。

3.4 烴類侵位作用

百口泉組是研究區重要的油氣產層，緊鄰二疊系烴源巖層且存在深大斷裂溝通深部烴源巖[13,15]，儲層巖石薄片中可以觀察到大量的殘余瀝青(見圖8(a-b))，顯示經歷過烴類物質的侵入過程。百口泉組儲層早期烴類物質充注早于巖屑、長石溶蝕(見圖8(c-d))，有機質生烴的早期產生大量的有機酸，低濃度高活性的酸性流體進入儲層后對百口泉組儲層改造產生重要影響，可以極大地促使碳酸鹽巖膠結物、長石及部分鋁硅酸鹽巖屑等易溶礦物發生溶蝕[31]，現今儲層殘余瀝青附近可見溶蝕作用發育(見圖8(c-d))。

3.5 構造裂縫作用

受印支運動和燕山運動的影響，準噶爾盆地西北緣褶皺山系受到持續的推覆作用，百口泉組碎屑巖儲層處于較強的應力環境[15]。隨埋深逐漸增大，應力逐漸積累，當應力超出顆粒破裂極限時，部分剛性礦物顆粒發生破裂，產生構造裂縫，百口泉組儲層滲透率明顯提高(見圖4(f))，也有利于后期流體的溝通改造。鏡下觀察到，部分早期形成的裂縫受后期火山巖巖屑蝕變及流體改造作用影響，沉淀形成石英等膠結物充填裂縫，呈脈狀展布(見圖5(f))。

4 成巖演化序列

烏爾禾—風南地區百口泉組碎屑巖儲層埋深多為700～3 800 m，壓實—壓溶作用較強，顆粒間主要呈線狀接觸，鈣質膠結物以方解石和含鐵方解石為主，發育Ⅰ和Ⅱ級石英次生加大邊及自生石英，可見大量的儲層殘余瀝青。根據研究區烴源巖埋藏史—熱史研究結果，百口泉組有機質鏡質體反射率Ro為0.3%～1.2%，有機質大多已演化到成熟階段[18,22]，蒙皂石層在伊/蒙混層中比例為14.0%～81.0%，碎屑巖儲層目前處于早成巖階段B期—中成巖階段A期。

根據大量的鑄體薄片觀察，分析不同成巖礦物之間的空間占位關系及溶蝕情況：(1)早期烴類物質侵入晚于石英次生加大邊(見圖8(a))，早于長石、巖屑、石英溶蝕作用(見圖8(b-d))；(2)早期綠泥石黏土膜發育早于石英次生加大邊。在石英次生加大邊和主礦物之間可以觀察到明顯的綠泥石黏土膜(見圖8(e))；(3)石英次生加大邊早于泥質膠結。泥質膠結物覆蓋在石英次生加大邊外圍，說明先發生石英次生加大邊，后發生泥質膠結(見圖8(f))；(4)黃鐵礦膠結早于泥質膠結。碎屑顆粒表面先附著黃鐵礦膠結物，被泥質膠結物包裹，說明黃鐵礦膠結早于泥質膠結(見圖8(g))；(5)泥質膠結早于方解石膠結。顆粒邊緣為黏土礦物，外緣為方解石膠結物，粒間方解石膠結物幾乎被黏土礦物完全包裹，說明先發生泥質膠結，后發生方解石膠結(見圖8(h-i))；(6)方解石膠結早于溶蝕作用。方解石幾乎充填所有的粒間孔，沒有在石英、長石溶孔中沉淀，說明先發生方解石膠結，后發生石英、長石溶蝕(見圖8(j-l))。

圖8 烏爾禾—風南地區百口泉組碎屑巖儲層成巖演化序列鏡下照片Fig.8 Evidence of diaganetic sequences of Baikouquan formation clastic reservoir in Wuerhe-Fengnan area

長石溶蝕一般在酸性或弱酸性環境下發生，溶蝕作用多沿解理面發育(見圖4(b-c))，由于長石溶蝕提供K+，常伴隨自生高嶺石的生成(見圖5(f))；石英在酸性條件下較為穩定，其溶蝕一般發生在中性至堿性環境下，主要為局部成巖環境的變化及其他成巖反應(如黏土礦物轉化)對流體中SiO2的消耗引起的，鏡下觀察到石英的邊緣呈港灣狀溶蝕(見圖4(a-b))或整體被大范圍溶蝕為鑄模孔(見圖4(c))。

百口泉組現今地層水介質為中性偏堿，且酸性流體侵入發生于長石溶蝕之前，因此推斷長石溶蝕及高嶺石生成發生較早；后期隨成巖作用增強、酸性流體消耗，逐漸轉化為中性至偏堿性環境，石英在中性至(弱)堿性環境下發生溶蝕。

因此，烏爾禾—風南地區百口泉組碎屑巖儲層的成巖演化序列為：綠泥石膜膠結—黃鐵礦膠結—石英次生加大邊—黏土礦物膠結—方解石膠結—長石溶蝕及高嶺石膠結—石英溶蝕(見圖9)。

圖9 烏爾禾—風南地區百口泉組碎屑巖儲層成巖演化序列Fig.9 Diaganetic sequences of Baikouquan formation clastic reservoir in Wuerhe-Fengnan area

5 孔隙演化模式

5.1 成巖演化階段劃分

根據烏爾禾—風南地區的構造演化特征，地層整體上具有早期快速沉降、晚期基本穩定的特點[15]，壓實作用的影響主要體現在儲層埋藏的早、中期；結合成巖演化序列將孔隙演化史劃分為壓實減孔、壓實膠結減孔和溶蝕裂縫增孔3個階段。

(1)壓實減孔階段。對應早成巖作用A期，由于盆地早期快速沉降，儲層遭受強烈的機械壓實作用，以及早期綠泥石和黃鐵礦的膠結作用。該階段的減孔作用主要為機械壓實減孔作用，早期的快速埋藏使碎屑巖儲層粒間孔快速降低，儲層孔隙水排出，膠結作用減弱，顆粒間缺少支撐物，促使壓實減孔加劇。

(2)壓實膠結減孔階段。對應早成巖作用B期，儲層持續深埋且在古地溫升高條件下持續致密。該階段的減孔作用主要為機械壓實—壓溶減孔及膠結減孔作用。鏡下觀察到，石英次生加大邊、方解石膠結物及多種黏土礦物膠結物等充填孔隙、喉道，碎屑巖儲層孔隙度繼續降低。根據成巖演化序列，百口泉組碎屑巖儲層膠結減孔作用主要發生在溶蝕作用之前，故將長石溶蝕的大量出現作為階段結束的標志。

(3)溶蝕裂縫增孔階段。對應早成巖作用A期，主要遭受烴類侵位作用、長石和石英溶蝕、伊/蒙混層向伊利石轉化、黏土礦物脫水收縮等成巖作用。巖石處于高應力狀態，部分產生構造裂縫，構造裂縫和黏土礦物收縮縫大幅提高儲層滲透率。沉積后期地層沉降逐漸穩定，由于地溫升高，有機質成熟生烴并伴隨酸性流體侵入儲層，長石、方解石等易溶礦物發生溶蝕，改善儲層孔隙結構，后期流體環境逐漸過渡到中性偏(微)堿環境，發育石英溶蝕。該階段產生的微裂隙、收縮縫和大量溶蝕孔隙，對儲層改造及后期油氣聚集成藏有重要意義。

5.2 孔隙演化計算方法

根據成巖演化序列及成巖演化階段，采用孔隙演化計算模型：

Φn=Φ0-ΔΦcp-ΔΦcm+ΔΦd+ΔΦf+ΔΦcl,

(1)

式中：Φn為現今孔隙度；Φ0為儲層砂巖初始沉積時的原始孔隙度；ΔΦcp為壓實作用造成的減孔量；ΔΦcm為膠結作用造成的減孔量；ΔΦd為溶蝕增孔量；ΔΦf為裂縫增孔量；ΔΦcl為黏土礦物收縮縫產生的增孔量。

5.2.1 原始孔隙度

根據儲層砂巖篩析法得到的粒度分析數據，計算Trask分選因數(S0)，可以有效估算砂巖原始孔隙度(Φ0)[32-33]，即

S0=(P75/P25)1/2,

(2)

Φ0=20.91+22.90/S0,

(3)

式(2-3)中：P25、P75分別為粒度累積曲線上顆粒累積頻率25%、75%對應的顆粒直徑。

5.2.2 壓實減孔量

壓實減孔作用是導致百口泉組儲層孔滲條件降低的最重要因素。壓實后殘余孔隙包括鏡下觀察到的現今殘余粒間孔、膠結物占據的粒間孔及粒間膠結物溶蝕孔隙，原始孔隙度和壓實后孔隙度的差值為壓實減孔量(ΔΦcp)[10]：

Φ1=Ct+(φpm+φca)/φt×Φp,

(4)

ΔΦcp=Φ0-Φ1,

(5)

式(4-5)中：Φ1為壓實減孔期后的孔隙度；Ct為膠結物體積分數；φpm為鏡下殘余粒間孔面孔率；φca為膠結物溶蝕孔面孔率；φt為總面孔率；Φp為實測孔隙度。

5.2.3 膠結減孔量

根據成巖演化序列，膠結減孔主要發生在大規模溶蝕作用前，膠結減少的孔隙度由現今膠結物充填的孔隙部分及膠結物溶蝕面孔率估算，即

Φ2=φpm/φt×Φp,

(6)

ΔΦcm=Φ1-Φ2=Ct+φca/φt×Φp,

(7)

式(6-7)中:Φ2為膠結后剩余孔隙度；ΔΦcm為膠結減孔量。

5.2.4 溶蝕、裂縫、收縮縫增孔量

溶蝕作用及構造裂縫、黏土收縮縫等對改善儲層條件有重要意義。溶蝕增孔量可以通過鑄體薄片鏡下識別統計溶蝕孔面孔率得到[34-35]，可以求得裂縫增孔量(ΔΦf)和收縮縫增孔量(ΔΦcl)，溶蝕裂縫增孔總量(ΔΦd)為

ΔΦd=φd/φt×Φp,

(8)

ΔΦf=φf/φt×Φp,

(9)

ΔΦcl=φcl/φt×Φp,

(10)

式(8-10)中：φd為溶蝕孔面孔率；φf為裂縫增孔面孔率；φcl為黏土礦物收縮縫增孔面孔率。

5.3 孔隙演化過程

孔隙演化參數計算使用的儲層巖石樣品性質較為相近，主要為巖屑砂巖及部分長石巖屑砂巖，分選較差，成分成熟度低，現今孔隙度介于10.0%～18.0%，與研究區百口泉組碎屑巖儲層的巖性基本一致。根據孔隙演化恢復結果(見表1)，計算現今孔隙度和巖心實測孔隙度相差較小，表明孔隙演化的恢復效果較好。建立砂巖孔隙演化模式(見圖10)，將烏爾禾—風南地區百口泉組碎屑巖儲層的孔隙演化過程分為3個階段：

(1)早三疊世至晚三疊世早期(255～215 Ma)，百口泉組儲層埋深在0～1 600 m之間，對應儲層壓實減孔階段，快速沉降導致的壓實減孔是儲層物性變差的最主要因素，平均壓實減孔約為18.5%，砂巖壓實后孔隙度為8.5%～15.9%，平均為11.7%，儲層受到的強烈壓實作用逐漸致密。

(2)晚三疊世至早侏羅世(215～175 Ma)，百口泉組砂巖埋深在1 600～2 900 m之間，對應儲層壓實膠結減孔階段。壓實作用仍起一定作用，單井膠結減孔量變化較大，平均膠結減孔量約為3.7%，相比壓實減孔量整體影響偏小，百口泉組儲層的古孔隙度為4.0%～11.3%，平均為7.7%，儲層孔隙度進一步降低。

(3)早侏羅世晚期至現今(175～0 Ma)，百口泉組砂巖埋深在2 900～3 800 m之間，對應溶蝕裂縫增孔階段，該階段孔隙演化以后期溶蝕裂縫增孔作用為主導，平均增孔量約為7.1%，現今孔隙度為11.8%～18.1%，平均為14.8%。

表1 烏爾禾—風南地區百口泉組碎屑巖儲層孔隙演化參數統計

圖10 烏爾禾—風南地區百口泉組碎屑巖儲層孔隙演化模式

6 結論

(1)烏爾禾—風南地區百口泉組碎屑巖儲層孔隙類型主要為殘余粒間孔、粒內溶孔、黏土礦物收縮縫及構造微裂縫，經歷壓實—壓溶作用，方解石、黏土礦物、石英、黃鐵礦等膠結作用，以及后期長石、石英和巖屑的溶蝕作用；儲層成巖演化序列依次為早期綠泥石膠結—黃鐵礦膠結—石英次生加大邊—黏土礦物膠結—方解石膠結—長石溶蝕及高嶺石膠結—石英溶蝕。

(2)烏爾禾—風南地區百口泉組儲層孔隙演化可以劃分壓實減孔、壓實膠結減孔、溶蝕裂縫增孔3個階段。百口泉組砂體孔隙演化早中期壓實作用占主導，平均壓實減孔量約為18.5%；中期膠結作用發育，平均膠結減孔量約為3.7%；成巖后期地層沉降逐漸穩定，溶蝕作用、構造裂縫及黏土收縮縫發育，孔隙演化以溶蝕裂縫增孔作用為主導，平均增孔量約為7.1%。