鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 儲集層特征及控制因素

陳怡婷，劉洛夫，王夢堯，竇文超，徐正建

（1.中國石油大學（北京）地球科學學院，北京 102249；2.油氣資源與探測國家重點實驗室，北京 102249）

0 引言

致密油勘探與開發已成為國內學者和勘探家們關注的焦點之一。鄂爾多斯盆地中生界延長組是中國典型的致密油發育區，其分布廣、勘探潛力大，已率先成為國內首個實現工業生產的成熟致密油區［1-2］。盆地西南部延長組致密砂巖按其成因可劃分為三角洲前緣砂體和重力流砂體兩大類型，三角洲和重力流復合控砂，多期疊置［3］，在空間上形成了大面積展布的厚層砂體，預示著良好的致密油勘探前景［4-5］。沉積環境決定了巖石孔隙形成的物質基礎及后期儲集空間的改造潛力［6］，控制了沉積物的粒度、分選、碎屑組分等，而成巖作用則控制了砂巖儲層在埋藏成巖時期的孔滲變化［7-8］。眾多學者在沉積和成巖作用對儲層物性的影響方面取得了豐碩的成果［9-13］，田景春等［9］根據碎屑巖儲層形成過程中發生的垂積、前積、側積和漫積等不同沉積作用方式解釋了鄂爾多斯盆地高橋地區上古生界致密砂巖油氣分布特征及有利區帶。羅靜蘭等［10］對鄂爾多斯盆地西南部長7 致密濁積砂巖進行了研究，認為砂巖類型及骨架礦物成分影響和控制了成巖演化進程，最終導致了巖石組分、孔喉和物性在空間分布上的非均質性。鐘大康等［12］通過研究隴東地區延長組砂巖的巖石學特征，認為不同碎屑組分對砂巖成巖演化具有重要影響，并分析了研究區砂巖的成巖演化和孔隙演化過程。李愛榮等［13］通過對鄂爾多斯盆地余家坪儲層不同尺度上的宏觀非均質性研究，指出其儲層非均質性主要受控于沉積相和成巖作用。

筆者在系統總結眾多學者研究成果基礎上，綜合運用巖心相分析、測井相分析、鑄體薄片鑒定、掃描電鏡觀察等結果，從沉積非均質性和成巖非均質性成因入手，對鄂爾多斯盆地西南部儲層特征及主控因素進行分析，以期對油田開發方案的制定提供參考和借鑒。

1 區域地質概況

圖1 鄂爾多斯盆地西南部地理位置（a）及延長組地層柱狀圖（b）Fig.1 Geographical location（a）and stratigraphic column（b）of Yanchang Formation in southwestern Ordos Basin

鄂爾多斯盆地是我國第二大沉積盆地，其西南部處于寧夏回族自治區、陜西省、甘肅省交界地帶，地質構造上屬伊陜斜坡和天環坳陷（圖1）。其上三疊統延長組呈“東高西低”地貌，為盆地整體下坳持續發展和穩定沉降過程中沉積的一套以河流—湖泊相為特征的陸源碎屑巖體系，延長組自上而下可劃分為長1—長10 等共10 個油層組［14］，延長組中上部為泥頁巖夾薄層粉—細砂巖，下部為薄層砂巖與暗色泥巖互層。目的層長7 油層組沉積時期，湖盆水體達到最大深度，為湖盆發展的全盛時期，屬淺湖—半深湖—深湖亞相沉積環境，巖性以灰黑色泥頁巖、油頁巖為主，為研究區的主力生油層系，烴源巖TOC 質量分數平均值為10%，干酪根類型為Ⅰ—Ⅱ型，具有較高的產烴率。長6 油層組發育優質儲集體，主要巖性為細—中粒長石砂巖和巖屑長石砂巖，該時期為三角洲沉積的高峰期，其中以三角洲前緣厚層砂體最為發育［15-16］（圖1）。

2 儲層巖石學特征

根據薄片鑒定分析，鄂爾多斯盆地西南部長6油層組主要巖性為長石砂巖，長7 油層組主要巖性為巖屑長石砂巖和長石巖屑砂巖（圖2），碎屑顆粒的分選中等，磨圓度以次棱角狀為主，顆粒間多呈線接觸，部分地區可見點接觸、凹凸接觸，膠結物以孔隙式膠結為主，顆粒支撐，部分地區呈基底式膠結。X 射線衍射分析結果顯示，長6、長7 油層組致密砂巖中石英含量（平均體積分數為49.2%）最高，長石類含量（27.1%）其次，其中斜長石含量（20.3%）遠高于鉀長石含量（6.8%），黏土礦物平均體積分數為12.4%（表1）。

圖2 鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 致密砂巖分類三角圖Ⅰ.石英砂巖；Ⅱ.長石石英砂巖；Ⅲ.巖屑石英砂巖；Ⅳ.長石砂巖；Ⅴ.巖屑長石砂巖；Ⅵ.長石巖屑砂巖；Ⅶ.巖屑砂巖Fig.2 Triangle diagram showing classification of Chang 6 and Chang 7 tight sandstones in southwestern Ordos Basin

表1 鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 致密砂巖的礦物組分Table 1 Mineral composition of Chang 6 and Chang 7 tight sandstones in southwestern Ordos Basin

根據7 281 個巖心樣品的物性分析結果計算，長6、長7 致密砂巖孔隙度主要分布在6%～10%，滲透率多為0.01～0.30 mD（表2）。長6 油層組砂巖的孔隙度平均值為8.62%，滲透率平均值為0.24 mD；在湖盆中心發育的長7 重力流砂體成分成熟度較低，孔隙度平均值為8.03%，滲透率平均值為0.12 mD，均是典型的致密砂巖儲層。

表2 鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 致密砂巖物性分析數據Table 2 Physical property analysis of Chang 6 and Chang 7 tight sandstones in southwestern Ordos Basin

3 沉積非均質性及成巖作用

3.1 沉積非均質性

儲層油藏的分布受控于沉積體系，因此沉積非均質性主要體現在經不同類型的沉積作用而形成的不同沉積體上，從而進一步影響不同類型砂體的物性。運用巖石學、沉積構造、測井相分析等技術總結出各類沉積相的相標志，結合其他學者在本區的研究成果［17-21］，在鄂爾多斯盆地西南部目的層識別出水下分流河道、河口壩、支流間灣、重力流砂體等4 種主要沉積微相類型，其測井曲線特征及沉積巖性變化特征如圖3、圖4 所示。

（1）水下分流河道。巖性以細砂巖、中—細粒砂巖為主，塑性組分含量低，結構成熟度較高，水動力較強，底部具沖刷面，水下分流河道沉積內部發育水平層理，單條河道自然伽馬曲線以發育垂積或側積形成的鐘形、箱形組合為特征［21］，自下而上呈粒度變細的正韻律二元結構，形成的砂巖段單層厚度大、物性好，呈帶狀分布，層內非均質性弱，是油氣的主要儲集區域［22］。研究區長6 油層組常見多條河道疊置，砂體厚度可達幾米至幾十米。

圖3 鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 沉積相綜合柱狀圖Fig.3 Comprehensive histogram of sedimentary facies of Chang 6 and Chang 7 reservoirs in southwestern Ordos Basin

圖4 鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 主要沉積作用的類型劃分及識別標志Fig.4 Classification and identification criteria of major sedimentary processes of Chang 6 and Chang 7 reservoirs in southwestern Ordos Basin

（2）河口壩。巖性以中—細粒砂巖為主，夾粉砂巖，泥質含量較低，其砂層呈中層至厚層狀，成分和結構成熟度均較高，水動力較強，含平行層理、交錯層理，曲線自下而上為典型的前積作用形成的反韻律漏斗型。

（3）重力流砂體。巖性以細粒長石巖屑砂巖、巖屑長石砂巖為主，多為粉砂巖，塑性組分含量高，單層砂體厚度為0.5～2.0 m，水動力較強，含包卷層理，底部曲線突變，具正粒序沉積結構，常見“漂浮狀”泥礫，大小混雜不等，長7 油層組常見多期的碎屑流疊置［23-25］。

（4）支流間灣。巖性以深灰色泥巖、泥質粉砂巖為主，泥巖與漫流形成的薄席狀砂呈互層狀，水動力較弱，常見水平層理、植物碎屑，偶見砂質條帶，化石豐富，是低能環境下的典型產物，其自然伽馬曲線呈低幅齒狀［24］。

根據研究區78 口單井的測井及巖心資料，繪制了長6、長7 油層組沉積相平面展布圖（圖5），長6沉積時期的湖盆范圍相對于長7 整體有所縮小，河道砂體由湖盆邊緣不斷向湖盆沉積中心進積，同時在盆地中央形成了一系列滑塌而成的重力流沉積物，位于三角洲前緣亞相，體現了研究區的沉積非均質性。

3.2 壓實壓溶作用

機械壓實作用是儲層孔隙度、滲透率衰減的主要因素，其對儲層性質的影響一方面在于使剛性顆粒破裂，塑性顆粒趨于定向排列，從而改變巖石結構，另一方面孔隙中的流體被壓實排出，降低了孔隙度，同時巖石顆粒經壓溶作用溶解出的離子為后續的膠結作用提供了物質基礎［26-28］。鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 儲層壓實作用普遍較強，主要表現為：強壓實作用使剛性顆粒產生裂縫［圖6（a）］；強壓實壓溶作用使顆粒間呈凹凸和縫合線接觸、片狀礦物的定向排列［圖6（b）］。

圖5 鄂爾多斯盆地西南部長6（a）、長7（b）沉積相平面分布特征Fig.5 Plane distribution characteristics of sedimentary facies of Chang 6（a）and Chang 7（b）reservoirs in southwestern Ordos Basin

圖6 鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 砂巖的微觀特征（a）西79 井，1 982.30 m，單偏光，強壓實作用使剛性顆粒產生裂縫；（b）安205 井，2 437.67 m，單偏光，片狀指示礦物的定向性；（c）黃47 井，2 457.50 m，單偏光，石英沿顆粒邊緣向外生長的次生加大邊；（d）安205 井，2 437.67 m，單偏光，鐵白云石（染色）；（e）胡218 井，2 135.81 m，單偏光，綠泥石薄膜；（f）胡218 井，2135.81 m，掃描電鏡下的書頁狀高嶺石；（g）寧33 井，1 621.55 m，掃描電鏡下分散、雜亂的片狀伊利石及其邊緣生長的纖維狀伊利石；（h）寧27 井，1 651.60 m，單偏光，濁沸石，正交偏光下呈全消光；（i）西79 井，1 927.30 m，單偏光，長石顆粒沿雙晶縫、解理縫溶蝕Fig.6 Microscopic characteristics of Chang 6 and Chang 7 sandstones in southwestern Ordos Basin

3.3 膠結作用

3.3.1 硅質膠結作用

酸性環境下，孔隙水中的SiO2在沉積物顆粒間發生沉淀從而固結于巖石礦物顆粒邊緣。研究區長7 油層組硅質膠結作用普遍發育，主要產出形態為石英的次生加大和自生的微晶石英顆粒。文獻［29-35］報道的共約1 000 余個石英膠結物的數據顯示，研究區長6、長7 石英膠結物的形成溫度為80～130 ℃和100～110 ℃（表3）。偏光顯微鏡下觀察可見，石英沿顆粒邊緣垂直向外生長的次生加大邊［圖6（c）］，半填充了原始粒間孔隙，改造了儲層的孔隙結構，降低了孔喉連通性。

表3 鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 砂巖中流體包裹體的均一溫度Table 3 Homogenization temperature of fluid in lusions of Chang 6 and Chang 7 sandstones in southwestern Ordos Basin

3.3.2 碳酸鹽膠結作用

研究區碳酸鹽膠結物主要為白云石、鐵白云石［圖6（d）］和鐵方解石。隨著孔隙水pH 的升高，CO32-與Ca2+，Mg2+結合而發生沉淀，充填孔隙。鏡下未觀察到早成巖期沉淀的結晶顆粒粗大的碳酸鹽膠結物［30］，但可見鐵方解石和鐵白云石呈基底式和孔隙式充填于原生、次生粒間孔隙和次生溶蝕孔隙中，碎屑顆粒也與膠結物間呈不規則線接觸［圖7（k）］，表明碎屑顆粒已遭受過壓實改造，屬于晚期碳酸鹽膠結物。孫致學等［33］、牟澤輝［34］、郭凱等［35］曾對研究區56 個延長組砂巖樣品做過碳酸鹽膠結物碳氧同位素分析，并利用公式進行了碳酸鹽膠結物的沉淀溫度計算［36-38］。計算結果顯示，碳酸鹽內部流體包裹體的均一溫度主要介于80～130 ℃，峰值出現在100～120 ℃（表3），與晚期碳酸鹽膠結物的沉淀溫度判斷較為吻合。

3.3.3 自生黏土礦物的膠結作用

（1）綠泥石主要從富鐵鎂的孔隙水中直接沉淀或由其他黏土礦物（伊蒙混層、高嶺石）轉化而來［39］，其賦存狀態主要為早期環顆粒周圍形成薄膜［圖6（e）］，薄膜的存在一方面占據了部分粒間孔隙，改變了孔喉結構，增強了儲層的非均質性，另一方面也阻止了后期顆粒的次生加大及碳酸鹽膠結［40］，有效增強了顆粒的抗壓實能力，使孔隙得以保存。

（2）高嶺石形成于酸—弱堿性富含SiO42-和Al3+的孔隙水中，多為有機酸充注后長石溶蝕的產物［41］，呈書頁狀、手風琴狀充填于粒間孔隙［圖6（f）］，易堵塞吼道。研究區致密砂巖以巖屑長石砂巖為主，酸性環境下，長石顆粒極易發生溶蝕生成高嶺石礦物，充填于孔隙中，破壞孔喉結構。

（3）伊利石晶體細小，常呈發絲狀、纖維狀雜亂地分散于孔隙之中堵塞孔隙［圖6（g）］，研究區長7由于大量凝灰質的蝕變產生的蒙脫石是伊利石的重要物質來源［42］，伊利石的生成對儲層物性影響較大。

（4）濁沸石常見于火山碎屑和長石砂巖中，多為孔隙充填物［圖6（h）］，正交偏光下全消光［43］。

3.4 溶蝕作用

溶蝕作用在研究區儲集層中產生了一定量的次生孔隙，改善了儲層物性。當大氣淡水或有機質演化過程中產生的有機酸侵入儲層后，儲層中的碎屑顆粒或填隙物發生部分溶解，從而形成了次生粒間、粒內溶孔［44］。研究區溶蝕作用主要表現為：①長石顆粒沿雙晶縫、解理縫溶蝕［圖6（i）］；②石英顆粒周緣的碳酸鹽膠結物被部分溶蝕。

3.5 成巖相類型及成巖演化

3.5.1 成巖相劃分

成巖相中包含了成巖作用、成巖環境和成巖礦物，不同成巖相組合控制了儲層孔隙發育特征和儲集物性。因此，成巖相的劃分有助于儲層的區域評價和預測［45］。綜合其他學者的研究成果［46-53］，研究區的成巖相可劃分為以下6 種類型：

（1）綠泥石薄膜膠結-原生粒間孔隙相。主要巖性為中—細粒的長石砂巖，由于綠泥石薄膜對膠結作用的抑制作用，原生粒間孔隙得到較好地保存，被包裹的顆粒較完整，也未發生溶蝕作用［圖7（a）］。研究區安邊一帶的水下分流河道沉積的高能砂體中較常見，孔隙度較高，儲層物性好。

圖7 鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 成巖相類型（a）胡218 井，2 135.81 m，單偏光，綠泥石薄膜膠結-原生粒間孔隙相；（b）元63 井，2 194.49 m，掃描電鏡下的長石顆粒溶蝕；（c）白486井，1 941.4 m，單偏光，長石次生溶蝕孔隙；（d）元63 井，2 197.61 m，單偏光，溶蝕作用-次生溶蝕孔隙相；（e）寧33 井，1 674.5 m，單偏光，“污濁狀”伊利石；（f）胡218 井，2 135.81 m，掃描電鏡下的自生高嶺石；（g）白486 井，1 981.99 m，單偏光，強壓實作用-致密相；（h）莊10，1 741.3 m，強壓實作用，單偏光，孔隙度為0%；（i）莊57 井，2 003 m，單偏光，石英次生加大；（j）元63 井，2 194.49 m，掃描電鏡下沿石英顆粒邊緣自生的單體微晶石英；（k）安205 井，2 437.67 m，正交偏光，方解石膠結物，顆粒呈漂浮狀；（l）安205 井，2 437.67 m，單偏光，鐵方解石（染色）Fig.7 Diagenetic facies types of Chang 6 and Chang 7 reservoirs in southwestern Ordos Basin

（2）溶蝕作用-次生溶蝕孔隙相。研究區致密砂巖中常見長石顆粒、巖屑顆粒發生溶蝕作用［53-54］，有機質熱演化作用產生的大量有機酸進入孔隙中，使孔隙水呈酸性［55-56］，酸性地層水的存在使得易溶礦物被溶解形成大量次生溶蝕孔隙［圖7（b）—（d）］，改善了儲層物性。

（3）溶蝕-黏土膠結-次生晶間孔隙相。研究區長7 濁積砂巖中普遍發育伊利石，纖維狀伊利石常見于片狀伊利石的邊緣或充填于溶蝕孔隙中。由于伊利石晶體微小，偏光顯微鏡下難以觀察到晶體形態，集合體常呈分散的“污濁狀”［圖7（e）］，堵塞孔隙，對巖石儲集性具有破壞作用。自生高嶺石是長石類顆粒在酸性流體下溶蝕后，形成的復雜絡合物在適當的溫度-壓力條件下結晶沉淀而成［56-57］，自生高嶺石多呈書頁狀、手風琴狀充填與碎屑顆粒間［圖7（f）］，發育次生晶間孔隙，易阻塞喉道、降低孔喉連通性。

（4）強壓實作用-致密相。該成巖相的致密砂巖主要為細粒長石巖屑砂巖、巖屑長石砂巖，在強烈的壓實壓溶作用下，顆粒間相互強烈擠壓［圖7（g）—（h）］，呈凹凸、縫合線接觸，塑性顆粒受力變形填充于孔隙中［圖6（c）］，使儲層致密化，物性變差。

（5）壓實-硅質膠結-致密相。主要巖性為細粒長石砂巖，硅質膠結物中的硅主要來源于長石廣泛溶解提供的游離SiO2及碎屑石英顆粒間的壓溶作用［58］，多以在顆粒周圍形成石英次生加大邊［圖7（i）］的形態附存于巖石中，占據大量粒間孔隙［圖7（j）］，從而形成致密儲層。

（6）強碳酸鹽膠結-致密相。主要巖性為細粒長石砂巖，碳酸鹽膠結物的形成往往具有多期性，早期主要為基底式膠結，被方解石膠結的砂巖顆粒多呈“漂浮狀”［圖7（k）］；晚期膠結物常含鐵［圖7（l）］，形成時間晚于綠泥石膜和石英次生加大的形成時間，碳酸鹽膠結物既可占據粒間孔，又可充填于次生溶蝕孔隙中［59-60］，有效孔隙被大量充填的區域較為致密，巖石非均質性較強，不利于油氣大量富集。

綠泥石薄膜-原生粒間孔隙相、溶蝕作用-次生溶蝕孔隙相的儲層物性相對較好，高嶺石膠結-次生晶間孔隙相次之，強壓實作用-致密相、壓實-硅質膠結-致密相、強碳酸鹽膠結-致密相儲層質量差。

3.5.2 成巖演化

（1）早成巖演化階段可分為A 期和B 期。①A期，埋深小于1 100 m，古地溫小于65 ℃，有機質尚未成熟，Ro小于0.35%，巖石呈疏松未固結狀態，顆粒間呈點接觸，原生粒間孔隙發育。研究區在盆地沉降的大背景下，埋深逐漸加大，壓實作用占主導，同時火山物質或碎屑云母發生水解、自生綠泥石開始沉淀。②B 期，埋深約1 100～1 400 m，古地溫為65～85 ℃，湖盆中有機質半成熟，Ro為0.35%～0.50%，巖石進一步壓實，呈半固結—固結態。埋藏溫度大于65 ℃時［60］，蒙脫石開始向伊利石轉化，火山物質的水解為蒙脫石向伊利石轉化提供了充足的鉀離子，原生孔隙大量減少，顆粒間呈點—線接觸（圖8）。

（2）中成巖演化階段。①A1期，古地溫為85～110 ℃，Ro為0.50%～0.90%，有機質成熟，生成的有機酸開始充注于儲集層中，長石和碳酸鹽膠結物被溶解，發育溶蝕孔，孔隙中開始沉淀自生高嶺石，填充孔隙，碳酸鹽膠結物也占據部分粒間孔［61］。石英次生加大開始發育，見小石英晶簇。②A2期，古地溫大于110 ℃，有機質進一步成熟，Ro為0.90%～1.30%，硅質膠結進一步增強，次生溶孔、成巖縫、構造縫發育，在三角洲前緣和平原地區的砂泥巖接觸面附近，黏土礦物演化過程中釋放的Ca2+，Fe3+，Mg2+，Si4+等離子進入與其相鄰的砂巖中，形成了含鐵碳酸鹽膠結的致密層。

圖8 鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 油層組的成巖演化序列Fig.8 Diagenetic sequences of Chang 6 and Chang 7 reservoirs in southwestern Ordos Basin

4 儲層非均質性

4.1 沉積作用對非均質性的影響

沉積環境決定了儲層巖石形成的物質基礎，也可稱之為“相控”，決定了后期儲集空間的改造潛力［6］。不同的沉積相可形成不同的巖性組合，從而形成了不同的儲集層類型。因此，儲層的物性與沉積作用形成的巖性組合及其非均質性有關。在不同的沉積作用控制下，儲層砂體的物性特征也明顯不同，根據鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 儲層巖心、測井、錄井資料繪制了單井巖性剖面，沉積作用類型控制了致密砂巖儲層的非均質性（圖9）。如研究區胡218 井長61沉積時，由垂積作用形成的三角洲前緣水下分流河道砂體，垂向上多層疊置，單層砂體的非均質特征在垂向上表現為不明顯的正韻律，多層砂體的非均質特征在垂向上表現為明顯的正韻律［圖9（a）］。白486 井長71沉積時，前積作用沉積的河口壩砂體在垂向上的非均質特征表現為明顯的反韻律；由三角洲沉積體系攜帶的砂體沖入湖泊，因地形坡度變化形成的重力流砂體在垂向上的非均質性特征表現為正韻律［圖9（b）］。

4.2 成巖作用對非均質性的影響

沉積物在進入埋藏階段后，其孔隙演化主要受各種成巖作用的控制，沉積物本身的礦物組成特征也在一定程度上控制著成巖作用的演化進程［34］，進而影響著孔隙的演化。以研究區西79 井1 955～1 985 m井段為例，儲集體的非均質性除了受沉積作用的影響外，成巖作用對后期巖石的物性改造也具有很強的非均質性，具體表現為巖性相同的單砂體，其內部的成巖相卻存在差異（圖10）。

圖10 鄂爾多斯盆地西南部西79 井1 955～1 985 m 井段綜合柱狀圖Fig.10 Comprehensive histogram of well Xi-79 at 1 955-1 985 m in southwestern Ordos Basin

4.3 非均質性對儲層質量的影響

儲層的物性為沉積與成巖共同作用的結果，鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 儲層物性非均質性形成模式詳見圖11。對于物性較好的儲層：①在中粒長石砂巖中，由于巖石顆粒較粗，塑性組分含量低，當早期沉積顆粒自形程度較高時，富鐵、鎂的孔隙水易在顆粒周圍沉淀綠泥石膜，對儲層原生粒間孔具有一定的保護作用；②中—細粒長石砂巖中，較大的巖石顆粒間發育較大的粒間孔，可為孔隙水提供良好的運移通道，利于大氣淡水或有機酸進入，進而對長石等顆粒進行溶蝕，形成次生溶蝕孔隙，改善儲層物性。對于物性較差的儲層：①在中—細粒長石巖屑砂巖中，塑性巖屑含量較高，物性較差，早期的溶蝕作用釋放的硅、鋁離子在原地聚集，沉淀出自生高嶺石，堵塞孔隙；②細粒長石砂巖中，剛性顆粒粒度較細，孔徑較小，經壓實作用后，塑性顆粒發生破裂或變形，填充于殘余粒間孔隙中，長石的溶蝕作用可為孔隙水中提供了一定量的SiO2，從而形成大量硅質膠結物，且將孔隙水變為堿性環境，利于碳酸鹽膠結物的沉淀，使得儲層逐漸致密化。

圖11 鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 儲層非均質性的形成模式Fig.11 Formation model of heterogeneity of Chang 6 and Chang 7 reservoirs in southwestern Ordos Basin

5 結論

（1）鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 儲層形成過程中發生的垂積作用、前積作用、側積作用和濁積作用等沉積作用控制了儲集砂體在平面、縱向上的分布；按其沉積相類型可劃分為水下分流河道、河口壩、支流間灣、重力流等微相。沉積期后所經歷的成巖作用類型包括壓實作用、膠結作用、溶蝕作用等，根據礦物組成、成巖作用、主要孔隙類型可將研究區劃分為6 種成巖相：綠泥石薄膜-原生粒間孔隙相、溶蝕作用-次生溶蝕孔隙相、溶蝕-黏土膠結-次生晶間孔隙相、強壓實作用-致密相、壓實-硅質膠結-致密相和壓實-強碳酸鹽膠結-致密相。

（2）鄂爾多斯盆地西南部長6、長7 儲層受沉積相和成巖作用共同控制。沉積作用形成了不同的巖性組合，各砂體礦物成分的含量不同構成了巖石的非均質性；成巖相在空間分布上也具有很強的非均質性，具體表現為巖性相近的單砂體，其內部的成巖相卻存在差異。原始沉積顆粒較粗、塑性組分含量低的儲層發育綠泥石薄膜膠結，次生溶蝕孔隙更易發育，儲層物性較好；原始沉積顆粒較細、塑性組分含量高的儲層壓實作用較強，且發育硅質膠結、碳酸鹽膠結，易形成致密儲層。