南華北盆地太康-蚌埠隆起山西組致密砂巖儲層孔隙特征及演化

劉瑞，郭少斌，王繼遠

中國地質大學(北京)能源學院，北京 100083

致密砂巖氣是指孔隙度小于10%,覆壓基質滲透率小于或等于0.1mD(空氣滲透率小于1mD)的砂巖氣層，單井一般無自然產能或自然產能低于工業氣流下限，但在一定經濟條件和技術措施下可獲得工業天然氣產量[1]。目前致密氣已成為全球非常規天然氣勘探的重點領域，約有70多個盆地已發現或推測發育致密氣藏，技術可采資源量約為209.6×1012m3[2]。我國致密砂巖氣資源十分豐富，分布范圍廣、層系多、潛力大，形成了以鄂爾多斯盆地(蘇里格、大牛地)石炭-二疊系和四川盆地須家河組為代表的致密砂巖大型氣區[3]。針對致密砂巖儲層的孔隙結構，國內外學者大多都是在法國數學家MANDELBROT[4]創立的分形幾何學基礎上展開研究，用以表征孔隙表面形態粗糙程度和大小分布復雜程度。PFEIFER等[5]最早用分子吸附法指出巖石孔隙具有分形結構特征。KATZ等[6]用掃描電鏡觀察巖石斷面，發現各種巖石(砂巖、頁巖和碳酸鹽巖)在不同尺寸范圍內具有良好的分形特征。VOSS等[7]利用掃描電鏡圖像中孔隙周長與面積的關系建立孔隙結構分形維數計算方法。賀承祖等[8]利用高壓壓汞試驗，創立依據壓汞曲線為基礎的砂巖孔隙分形維數研究方法。TSAKIROGLOU等[9]利用壓汞法研究砂巖儲層的孔隙分形維數。張超謨等[10]推導出基于核磁共振橫向弛豫時間(τ2)譜分布的儲層巖石孔隙分形幾何表達式，建立了利用τ2譜進行儲層孔隙結構研究的方法。孔隙結構及其非均質性是影響致密砂巖儲集性能的關鍵因素。南華北盆地致密砂巖儲層孔隙結構及其非均質性的研究相對薄弱，孔隙演化規律不明。因此，筆者根據前人的研究，結合南華北盆地上古生界二疊系山西組致密砂巖自身的特點，選取掃描電鏡、高壓壓汞和核磁共振實驗聯合分析砂巖孔隙結構特征。在此基礎上，定量計算成巖作用過程中機械壓實、膠結填充減孔和溶蝕蝕變增孔對孔隙演化的影響，恢復不同地質時期孔隙演化過程。最后，通過地層埋藏熱演化史結合孔隙演化史，確定不同成巖階段孔隙的演化規律。

1 區域地質概況

南華北盆地是中國東部的一個大型疊合盆地，構造上隸屬華北盆地南部及其邊緣[11]，東到徐蚌隆起西部，西含豫西隆起區，南以周口坳陷南部邊界斷裂-長山隆起北斷裂為界，北為焦作-商丘斷裂[12]，總面積約為15×104km2[13]。南華北盆地構造演化主要受到秦嶺-大別山造山帶和郯廬斷裂影響，現今構造走向表現為NW-NWW[14]。根據內部新生界的展布特征，可將南華北盆地劃分為如下6個構造單元：開封坳陷、太康隆起、徐蚌隆起、周口坳陷、豫西-長山隆起和合肥盆地[15]。目前，對南華北盆地二疊系致密砂巖儲層孔隙特征及演化的研究工作非常少。該研究區位于南華北盆地太康-蚌埠隆起，研究層位為上古生界二疊系山西組(見圖1)。

圖1 區域概況圖Fig.1 Location map of the study area

2 試驗樣品及測量方法

2.1 試驗樣品

樣品分別來自南華北盆地上古生界二疊系山西組(P1s)砂巖地層中的鄭西頁1井、牟頁1井、蔚參1井和皖潘地1井等4口井，合計11塊。分別進行掃描電鏡、高壓壓汞、核磁共振和流體包裹體試驗，對砂巖孔隙結構、分形維數和孔隙演化史進行全面表征，樣品的基本信息見表1。

表1 山西組砂巖樣品信息表

2.2 測量方法

2.2.1 掃描電鏡試驗

掃描電鏡(SEM)廣泛應用于巖樣微觀形貌特征定性研究[16-18]，它是利用聚焦的高能電子束在樣品表面掃描，激發各種光學信息，通過接受這些信息并放大和成像，就可以直觀地觀察巖樣表面微觀形貌。試驗依據標準《巖石樣品掃描電子顯微鏡分析方法》(SY/T 5162—2014)，在JSM-6610LV鎢燈絲掃描電鏡儀上完成。

2.2.2 高壓壓汞試驗

致密砂巖由于非常致密，致使常規實驗條件下的汞很難進入樣品的孔隙空間。因此，利用高壓壓汞試驗來表征致密砂巖孔隙的分布特征。根據Washburn方程可以得出每一進汞壓力對應的孔徑，從而求得每一孔徑對應的進汞量，該進汞量就是對應孔徑孔隙的體積[19]。試驗依據標準《巖石毛管壓力曲線測量法》(SY/T 5346—2005)，在溫度為18℃，相對濕度為30%的條件下，采用AutoPore IV 9505全自動壓汞儀進行，儀器最大進汞壓力為413MPa，孔徑測量范圍為0.003～1000μm，進汞和退汞體積測量精度為0.1μL。

2.2.3 核磁共振試驗

低磁場核磁共振可以快速、無損傷和精細化地定量表征孔隙結構，獲得總孔隙度、可動流體飽和度、束縛流體飽和度、孔徑分布數據，并推導出巖樣的滲透率。通過相應的轉換公式可以得τ2與巖石孔隙半徑的對應關系，進而表征巖石的孔隙分布特征[20,21]。實驗室測試依據標準《巖心分析方法》(SY/T 5336—2006)和《巖樣核磁共振參數實驗室測量規范》(SY/T 6490—2014)，選用Rec Core2500型低磁場核磁共振巖樣分析儀，離心采用LXJ-ⅡB型多管巖樣離心機。

3 試驗結果與分析

3.1 掃描電鏡

3.1.1 儲集空間類型

太康-蚌埠隆起山西組砂巖以長石巖屑砂巖和巖屑砂巖為主，儲層整體非常致密。在正交偏光顯微鏡下可以看到，山西組致密砂巖整體上風化程度較高，分選性差，磨圓度以次圓為主，膠結類型為孔隙型，顆粒接觸關系為點接觸(見圖2(a))。掃描電鏡可以觀察到原始粒間、粒內孔基本消失殆盡，原生孔隙不發育，儲集空間大多都為次生成因。長石表面蝕變，形成粒內溶孔(見圖2(b))。石英顆粒表面局部溶解，發育少量粒內溶孔(見圖2(c))。粒內和表面可見伊利石，伊利石晶間孔縫發育(見圖2(d))。鐵白云石局部可見鑄模孔(見圖2(e))。此外，在單偏光顯微鏡下，石英見次生加大，長石整體風化強，以微裂縫為主(見圖2(f))。總體來說，研究區山西組砂巖孔隙整體欠發育。

3.1.2 孔隙定量表征

掃描電鏡(SEM)主要用來觀察微米級(1～1000μm)孔隙，通過SEM的放大倍數1500～4000圖像，利用ImageJ2x軟件識別圖像中的孔隙并對孔隙數據進行定量提取。提取過程主要包括：①圖像刻度設置；②設置閾值；③孔隙數據(包括孔徑、孔隙面積、周長、長度、寬度、形狀系數和面孔率等)的定量提取。通過該方法對太康-蚌埠隆起砂巖樣品WP10、W11和W12的SEM圖像依次進行處理。以樣品W12為例(見圖3(a))，應用ImageJ2x軟件對其進行分析，通過調整閾值確定樣品的孔隙(見圖3(b))。經過二值化處理，得到黑白二值化圖像，突出顯示的黑色的代表孔隙部分(見圖3(c))。最后經過顆粒分析(analyze particles)，形成各參數的統計數據。同理，可以得到樣品WP10和W11的掃描電鏡孔隙定量識別數據。

利用樣品WP10、W11和W12的SEM圖像定量提取數據，采用統計學綜合分析方法，分別對提取的孔徑數據進行區間統計分析(見圖4)。從圖4中可知，WP10的孔徑主要在0.1～4μm之間；W11的孔徑主要在0.01～0.4μm之間；W12的孔徑主要在0.02～0.6μm之間。由SEM圖像定量識別可知，太康-蚌埠隆起山西組致密砂巖孔徑主要在0.01～4μm之間，以微細孔為主。

圖4 砂巖樣品SEM圖像孔徑分布Fig.4 Pore size distribution of SEM images of sandstone samples

3.1.3 分形維數

DATHE等[22]指出分形維數D可以用來表征復雜形體的不規則性，描述形體的本質特征。儲層孔隙的分形維數是其孔隙表面形態粗糙程度和非均質性的綜合參數[23-25]。根據VOSS等[7]的研究，孔隙分形特征可用下式計算：

(1)

式中:LC為等效周長，μm；A為面積，μm2；d為常數；D為分形維數，1。

利用ImageJ2x軟件定量提取得到孔隙的等效周長LC和面積A，由lgLC-lgA雙對數關系圖可以看出，關系曲線的趨勢線為一條直線(見圖5)，這說明砂巖孔隙結構符合分形特征。根據分形維數=2×斜率，可以計算得到砂巖樣品WP10、W11和W12的孔隙分形維數分別為1.41、1.38和1.36。從樣品掃描電鏡分形維數來看，結果相差不大，樣品W12分形維數相對小一點，其孔隙結構和大小分布相對較好一點。

圖5 砂巖樣品SEM孔隙分形特征Fig.5 pore fractal characteristics of SEM of sandstone samples

3.2 高壓壓汞

3.2.1 孔徑分布與孔喉特征

高壓壓汞曲線的形態在表征砂巖孔隙發育特征及連通性方面相比常壓壓汞曲線具有獨特優勢[26,27]。通過分析南華北盆地太康-蚌埠隆起山西組致密砂巖樣品進汞-退汞曲線(見圖6)可以看出：對于樣品WP10和W12，在低壓段(p<0.1MPa)，隨著壓力的增大進汞量迅速增加。當壓力達到0.1MPa左右時，進汞量趨于平緩，這一壓力范圍內主要發育孔徑大于11μm的孔隙。當壓力介于0.1～1MPa時，曲線形態平緩，進汞量基本不變，表明該范圍內孔隙不發育。當壓力大于1MPa時，進汞量又開始快速增加，直至最大壓力進汞量依然在增加，說明致密砂巖中存在大量小于0.1μm的孔隙。而對于樣品W11，在低壓段(p<0.04MPa)，隨著壓力的增大進汞量迅速增加。當壓力達到0.04MPa左右時，進汞量趨于平緩，這一壓力范圍內主要發育孔徑大于3μm的孔隙；當壓力介于0.04～38.5MPa時，曲線形態平緩，進汞量基本不變，表明該范圍內孔隙不發育；當壓力大于38.5MPa時，進汞量又開始快速增加，直至最大壓力進汞量依然在增加，說明砂巖中存在大量小于0.04μm的孔隙。從曲線整體形態可以看出，樣品中WP10和W12進汞-退汞量相差不大，形態相似，排驅壓力相對于W11小。所有樣品的退汞量都低于60%，這也反映山西組砂巖的孔喉結構非常復雜，連通性較差，進汞時高壓將孔隙較窄的部分撐開，汞進入孔隙中孔徑較大的部分。退汞時隨著壓力的降低，前期被撐開部分閉合，導致大量的汞滯留在孔隙中，使得退汞效率非常低。

圖6 砂巖樣品進汞-退汞曲線和對應的孔徑分布Fig.6 Mercury intrusion-extrusion curves of sandstone samples and the corresponding pore size distribution

3.2.2 分形維數

分形維數D是表征孔隙表面形態粗糙程度和大小分布復雜程度的綜合參數[28]。在高壓壓汞試驗中，對于多孔材料，孔隙分形特征可用壓汞曲線計算[8]，公式如下：

(2)

式(2)兩邊取對數可得到：

lg(1-Shg)=(D-3)×lgpc+(3-D)×lgpc min

(3)

式中：Shg為累積進汞飽和度，%；pc為毛細管壓力，MPa；pc min為最大孔徑對應的毛細管壓力，MPa。

砂巖孔隙結構分形維數D的范圍一般在2～3之間，分形維數D越接近3，說明孔隙結構越復雜，表面越粗糙，大小分布越不均勻。根據一定范圍內孔隙結構的自相似性，利用分形維數對孔隙尺度進行劃分。由lgpc-lg(1-Shg)雙對數關系圖可以看出，關系曲線的趨勢線并非直線，可明顯分兩段，分別對應不同尺度孔隙分形特征(見圖7)。不同的孔隙類型具有不同的分形特征，從圖7可以看出分形維數從左到右依次對應2類孔隙：大于等于5μm的細-小孔和小于5μm的微孔。細-小孔分形維數分別為2.81、2.97和2.83；微孔的分形維數分別為1.34、0.70和0.90。細-小孔的分形維數在2～3之間，且樣品W11的分形維數D相比于樣品WP10和W12更大，這說明樣品W11的細-小孔結構更復雜，表面更粗糙，大小分布更不均勻。微孔的分形維數全都小于2，其結果不在2～3之間，討論部分加以原因分析。因此，根據孔隙結構的自相似性，利用壓汞分形維數的特征，以孔徑r=0.014μm作為分界點，將砂巖儲層孔隙分為細-小孔和微孔2類。

圖7 砂巖樣品壓汞孔隙分形特征Fig.7 Pore fractal characteristics of sandstone samples based on mercury intrusion data

3.3 核磁共振

3.3.1 孔徑分布與孔喉特征

低磁場核磁共振100%飽和水樣品的τ2譜能夠反映巖石孔隙大小的分布特征[29]。通過南華北盆地上古生界太康-蚌埠隆起山西組砂巖樣品的核磁共振試驗結果繪制τ2譜，以縱坐標代表的信號強度與總孔隙度呈正相關，橫坐標代表的橫向弛豫時間與孔隙半徑的大小呈正相關。從核磁共振τ2譜分布曲線可以看出(見圖8)，山西組樣品飽和態τ2譜整體主要呈雙峰式，左側為主峰，τ2在0.1～10ms之間；右側存在一個矮峰，τ2在10～100ms之間。離心后呈雙峰或單峰分布，且離心前后曲線面積相差較大，說明山西組樣品細孔發育。其中，樣品W12的飽和態τ2譜的右峰分布相對于樣品WP10和W11要大。同時，根據飽和態曲線最大累積值與離心態曲線最大累積值的差即為有效孔隙度也可以看出，它們的孔隙度大小關系順序依次為：W12>WP10>W11。樣品離心態最大累積值在飽和態最大累積值曲線上對應的τ2值為τ2截止值(τ2cutoff)。τ2cutoff將核磁τ2譜分為束縛流體和可動流體[30]2部分。該區域的致密砂巖中束縛流體往往賦存于微孔中，可動流體存在于細孔和微裂縫中。

圖8 砂巖樣品核磁τ2譜分布曲線Fig.8 NMR τ2 spectrum curve of sandstone samples

利用τ2譜轉換成偽毛細管壓力和孔徑分布，需要壓汞試驗數據中的關鍵參數孔隙體積和比表面積來刻度該次試驗核磁τ2譜孔徑轉換系數C[31]：

(4)

其中:

(5)

(6)

式中:C為轉換系數，1；Fs為孔隙形狀因子，對球形孔隙，Fs取3，對柱狀喉道，Fs取2；S為壓汞孔隙表面積，m2/g；V為壓汞孔隙體積，mL/g。

由于試驗過程中，樣品WP10、W11和W12是平行樣，它們既做了壓汞試驗，又做了核磁共振試驗。因此，可以根據壓汞試驗數據里面的孔隙體積和比表面積來計算核磁共振孔徑轉化系數C，進而得到它們的孔徑分布曲線(見圖9)。從圖9中可知，樣品WP10的孔徑分布主要在0.004～1μm之間；W11的孔徑分布主要在0.001～0.2μm之間；W12的孔徑分布主要在0.005～2μm之間。它們的孔徑分布大小關系順序依次為：W12>WP10>W11。根據PITTMAN & AREHIE砂巖孔隙、喉道分級標準(見表2)，以孔徑r=0.5μm為界，將砂巖孔隙分為微孔和細孔2類。樣品W12和WP10既發育微孔又發育細-小孔；而樣品W11全為微孔。通過孔徑分布可以看出，山西組砂巖主要發育微孔和細-小孔2類孔隙，孔徑主要分布在0.001～2μm之間。

圖9 砂巖樣品核磁τ2譜孔徑分布Fig.9 NMR τ2 pore size distribution of sandstone samples

3.3.2 分形維數

核磁共振試驗和壓汞試驗都是巖石分形研究的主要手段32]。目前最常用的核磁共振數據計算孔隙分形維數公式為[10]：

lgSv=(3-D)×lgτ2+(D-3)×lgτ2max

(7)

表2 砂巖孔隙、喉道分級標準(據PITTMAN & AREHIE)

式中:Sv為橫向弛豫時間小于τ2cutoff的累計孔隙體積百分數，%；τ2max為最大橫向弛豫時間，ms。

利用核磁共振數據中的τ2的對數值與對應孔隙百分比Sv的對數值做相關性分析，由lgSv-lgτ2雙對數關系圖可以看出，關系曲線的趨勢線并非直線，可明顯分2段(見圖10)。以τ2cutoff作為轉折點的劃分標準，分別代表可動流體孔隙分形維數和束縛流體分形維數。利用核磁共振分形擬合方程，可以分別計算2個部分孔隙的分形維數。其中樣品WP10、W11和W12的可動流體孔隙的分形維數分別為2.77、2.83和2.75。由此可知，樣品W11的分形維數D相比于WP10和W12更大。這說明樣品W11的可動流體孔隙結構更復雜，表面更粗糙，大小分布更不均勻。而束縛流體孔隙的分形維數全為負數，這說明該方法不適合表征τ2cutoff以下非滲透性孔隙分形維數。同時，當選取不同的孔徑范圍時，所計算的分形維數不同，即研究區砂巖孔隙結構具有多重分形特征。

圖10 砂巖樣品核磁孔隙分形特征Fig.10 Pore fractal characteristics of NMR of sandstone samples

4 討論

4.1 高壓壓汞微孔分形維數

高壓壓汞分形維數將砂巖樣品WP10、W11和W12孔隙分為細-小孔和微孔2類。細-小孔的分形維數在2～3之間，而微孔的分形維數全都小于2，分析其具體原因可能與高壓壓汞的分辨率有關。高壓壓汞測量孔徑的范圍為0.03～1000μm，而根據核磁共振τ2譜轉換成偽毛細管壓力和孔徑分布可知，砂巖樣品WP10、W11和W12孔徑范圍主要分布在0.001～2μm之間。使用的壓汞儀器在理論上能測出的孔徑為0.0036μm，但在實際試驗過程中，隨著壓力的增大，當測試的孔徑達到0.01μm之下時，測量的誤差非常大。樣品中低于0.01μm的微孔部分超出了高壓壓汞測量孔徑的范圍，這使得結果的精度相對較低。所以根據lgpc-lg(1-Shg)雙對數關系圖得到樣品微孔的分形維數不在2～3之間。

4.2 孔隙演化史分析

沉積物先經過一系列的沉積作用，再進入埋藏成巖階段，其內部的儲集空間的演化受成巖作用的控制，主要包括機械壓實、膠結填充減孔作用和溶蝕蝕變增孔作用2類。其中，壓實作用貫穿整個成巖過程，研究區山西組砂巖從沉積到成巖依次經歷了早成巖階段A期壓實減孔-早成巖階段B期壓實、膠結減孔-中成巖階段A期壓實減孔、溶蝕增孔-中成巖階段B期壓實減孔、膠結減孔共4個孔隙演化階段。為了恢復孔隙演化過程，需要定量評價各種成巖作用對孔隙度的影響。該次研究利用樣品的物性分析、薄片鏡下孔隙特征以及粒度分析數據，定量計算不同成巖作用對砂巖儲層孔隙演化的影響量，結合埋藏史和區域實際地質條件，在時間軸上恢復南華北盆地山西組孔隙演化過程。

4.2.1 初始孔隙度

初始孔隙度φ0可以采用BEARD和WEYL[33]提出的計算公式來恢復，主要與地表條件下分選系數有關：

(8)

(9)

式中:φ0為固結砂巖初始孔隙度，%；S0為Trask分選系數，1；φ25和φ75分別為粒度累積曲線上顆粒含量25%和75%處所對應的粒徑大小,μm。

4.2.2 壓實減孔

根據前面儲集空間的研究，可以知道太康-蚌埠隆起山西組致密砂巖原生孔隙基本消失殆盡，壓實作用是研究區最主要的減孔作用。壓實后剩余的孔隙主要包括粒間孔、膠結物溶蝕孔和膠結物含量這3部分，由此可知，壓實后剩余粒間孔隙度為：

φ1=φ1+φ2+δ

(10)

即:

(11)

φs1=φ0-φ1

(12)

式中：φ1為壓實后剩余粒間孔隙度，%；φ1為粒間孔隙度，%；φ2為膠結物溶蝕孔隙度，%；δ為膠結物含量，%；σ1為粒間孔面孔率，%；σ2為膠結物溶蝕孔面孔率，%；σ為總面孔率，%；φx為現今物性分析得到的孔隙度，%；φs1為壓實損失孔隙，%。

4.2.3 膠結減孔

膠結作用與壓實作用共存并相互制約，壓實作用進行得快，膠結作用就不發育。反之，膠結作用開始便能順序進行，則壓實作用又會受阻[34]。砂巖膠結后剩余的粒間孔隙度φ2為：

(13)

φs2=φ1-φ2

(14)

式中：φ2為膠結后剩余粒間孔隙度，%；φs2為膠結損失孔隙，%。

4.2.4 溶蝕增孔

溶蝕作用是巖石組分的不一致溶解所形成新礦物，其化學組成與被溶礦物相近。與壓實作用和膠結作用的減孔剛好相反，溶蝕作用使得巖石孔隙增加。砂巖溶蝕孔隙度φ3為：

(15)

式中：φ3為溶蝕孔隙度，%。

根據上述孔隙度演化計算方法，對蔚參1井山西組致密砂巖孔隙演化史進行分析。由于該地區原生孔隙基本消失殆盡，次生孔隙不是特別發育。研究將蔚參1井早成巖階段A期、早成巖階段B、中成巖階段A期和中成巖階段B期4個孔隙演化階段分為早成巖階段A-B期和中成巖階段A-B期2大類。

根據粒度累積曲線計算得到蔚參1井初始孔隙度為38.53%。早成巖階段A-B期以快速壓實、膠結減孔為主，根據成巖階段劃分(見圖11)，可知該階段對應的最大溫度為85℃。結合地層埋藏熱演化史(見圖12)可以看出，山西組地層距今約245Ma，埋深約為1600m左右。該階段以機械壓實作用為主，碎屑顆粒之間以點-線接觸為主，粒間孔發育。早期膠結物中，方解石質量分數為2.32%，白云石質量分數為0.3%，膠結作用對孔隙演化的影響小于壓實作用。計算得到壓實后損失孔隙度26.17%，損失率68.10%，保留下來的孔隙度為12.36%。

圖11 成巖階段劃分Fig.11 Diagenesis stage division

中成巖階段A-B期以壓實、膠結減孔和溶蝕增孔為主，根據成巖階段劃分，可知該階段對應的最大溫度為175℃(見圖11)。但是，結合地層埋藏熱演化史(見圖12(a))可知，蔚參1井山西組的最大埋深約為3800m左右，對應的溫度在150℃左右，屬于中成巖階段。進入中成巖階段后，隨著地層溫度、壓力的增大，有機質產生的有機酸進入砂巖儲層，改變砂巖孔隙中流體的性質，使得水巖作用發生改變，導致長石、巖屑等易溶礦物溶蝕，為后期自生高嶺石和石英次生加大膠結提供物質基礎。同時，黏土礦物之間的相互轉化在這一階段也會影響砂巖儲層孔隙演化。計算得到該階段膠結作用減孔7.21%，溶蝕作用增孔2.87%，孔隙度降為8.02%，砂巖比較致密。隨后山西組地層再次經歷燕山期的抬升剝蝕和喜山期的構造沉降，但喜山期的再次沉降的深度并未超過印支期末的最大埋藏深度。因此，從印支期末開始，壓實作用對孔隙的改造基本結束，孔隙進入以膠結作用和溶蝕作用為主的次生改造期，二者相互作用導致孔隙改造作用趨于平穩，孔隙演化基本進入定型期，最終穩定在2.85%。

總之，成巖作用是一個極其復雜的過程，對孔隙的改造千差萬別，表現為不同特征的孔隙演化史。

注：P1為早二疊世；P2為中二疊世；P3為晚二疊世；T1為早三疊世；T2為中三疊世；T3為晚三疊世；J1為早侏羅世；J2為中侏羅世；J3為晚侏羅世；K1為早白堊世；K2為中白堊世；E1為晚白堊世；E2為中始新世；E3為晚始新世；N+Q為新近紀+第四紀。圖12 蔚參1井地層埋藏熱演化史與孔隙演化史Fig.12 Burial thermal evolution history and pore evolution history of well Weican 1

5 結論

1)利用掃描電鏡、高壓壓汞和核磁共振試驗聯合分析南華北盆地太康-蚌埠隆起山西組砂巖的孔隙結構。掃描電鏡孔徑分布范圍主要為0.01～4μm，高壓壓汞孔徑分布范圍主要為0.001～30μm，核磁共振孔徑分布范圍主要為0.001～2μm。3種不同的測量方法相互印證，可以看出山西組砂巖發育大于等于5μm的細-小孔和小于5μm的微孔2類。

2)根據雙對數坐標確定的掃描電鏡、高壓壓汞和核磁共振分形維數對比可知，研究區砂巖孔隙結構具有多重分形特征，其中細-小孔結構更復雜，表面更粗糙，大小分布更不均勻。

3)通過對山西組砂巖儲層孔隙演化的定量恢復，明確其初始孔隙度為38.53%，成巖作用過程孔隙度的減小主要受壓實減孔作用控制。利用地層埋藏熱演化史結合孔隙演化史，確定了不同成巖階段孔隙演化規律。