不同沉積微相致密儲層的成巖響應及其控儲機理
——以鄂爾多斯盆地西部延長組為例

王乾右，楊威，葛云錦，宋巖，姜振學，羅群，左如斯，李耀華，劉聃，張帆，王耀華，魯健康

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）非常規油氣科學技術研究院，北京 102249

3.利物浦大學地球，海洋與生態科學系，英國利物浦 L69 3GP

4.陜西延長石油（集團）有限責任公司研究院，西安 710075

5.同濟大學海洋地質國家重點實驗室，上海 200092

6.中國地質調查局油氣資源調查中心，北京 100083

7.中國地質科學院勘探技術研究所，河北廊坊 065000

0 引言

沉積微相是影響陸相致密儲層發育最宏觀、最原始的地質因素：不同沉積微相在沉積期具有不同的水體能量和孔隙流體性質（pH和Eh），形成的沉積物在原始沉積組構、巖相組合和粒度分布等方面均有差異[1-2]，并在一定程度上控制了儲層的質量演化[3-4]。儲層質量是原始物質組成、結構構造、搬運堆積過程，以及后期包括壓實、膠結、溶解作用等在內的成巖蝕變共同作用的結果[5-6]。在這個過程中，原始沉積環境和沉積相帶如何驅動儲層成巖演化并最終影響儲層質量差異，仍存在大量謎題。例如，目前對綠泥石膠結物及其形成機理已經有了深入認識，但不同產狀的綠泥石形成模式，以及在特定的沉積系統中不同類型綠泥石膠結物的分布特點及其對儲層孔喉發育的影響還有待進一步研究[7]。近年研究表明，儲層成巖作用對原始沉積環境具有明顯的響應特征，不同沉積相儲層的成巖蝕變類型、演化路徑、對儲層改造的有效性，以及儲層微觀儲集空間特征存在差異[7-10]。不同沉積相控制儲層質量的主導成巖作用不同，Haileet al.[7]對挪威Svalbard群島中晚三疊系地層的河道、泛濫平原、淺海、前三角洲和濱海沉積相的儲層質量研究表明，機械壓實是河道、淺海和泛濫平原孔隙破壞的主要原因。早期碳酸鹽膠結作用和石英膠結作用，分別導致了前三角洲和淺海相儲層的粒間孔隙度降低。同種成巖作用類型對不同沉積相儲層質量的影響也不同，尼羅河三角洲墨西拿期Qawasim組和Abu Madi組遠端三角洲和河口相儲層中，早成巖期方解石和海綠石的膠結物含量高，使得儲層質量顯著變差。而在近端三角洲和河流相儲層中，方解石膠結物含量少，較為分散，有力支撐了骨架顆粒，從而保存了粒間孔隙[8]。雖然前人對不同沉積微相的水動力條件、沉積物粒度和成熟度，以及儲層成巖作用對儲層質量造成的影響進行了研究，但微觀的成巖蝕變和孔隙發育對宏觀沉積相變的響應和耦合特征仍有待進一步探討。

作為中國致密油資源的重要賦存層位，在物源區母巖類型、沉積相帶和成巖蝕變的綜合影響下，鄂爾多斯盆地上三疊統延長組致密儲層具有低孔低滲、非均質性強、碎屑成分復雜、孔隙結構多樣等特點[11-12]。雖然有關延長組致密儲層的研究已相當成熟，但大多從成巖作用、物性和孔隙發育特征等儲層自身特點去研究其影響因素，容易忽視和割裂早期沉積過程和晚期成巖作用的內在聯系。此外，宏觀尺度上的沉積層序充填和沉積相帶變化，對微觀的儲層成巖作用演化及孔喉發育特征的驅動和控制作用研究較少。尤其對于盆地西南部延長組主力生儲油層系—長8、7、6段地層，不同沉積微相儲層的典型成巖作用和儲層質量差異尚不明確，制約了有利儲層評價和分布預測工作。

相對穩定的構造—沉積背景控制下，烴源巖和儲層的展布特征和源儲配置關系，以及儲集層成巖作用與儲集空間特征，是致密油氣富集與甜點段形成的主控因素，也是非常規油氣沉積學的重要研究內容。在前期研究中，筆者對鄂爾多斯盆地西南部延長組長8—長6段儲層不同層段、不同微相的微觀孔隙特征差異進行了詳細論述[10,13-16]。本研究以不同沉積微相的成巖響應及儲層質量差異為思路，以三角洲前緣—湖相致密儲層為對象，將巖心描述、薄片觀察、測井解釋和XRD礦物分析得到的儲層沉積微相類型和礦物組成特征，與巖石薄片、場發射掃描電鏡觀察、孔滲測試、壓汞和微米CT三維成像得到的成巖作用及儲層孔隙結構分析結果相結合，闡明延長組致密儲層成巖作用特征及其在不同沉積微相的差異，評價沉積驅動下成巖改造的有效性及其對儲層質量的影響。研究結果將為致密儲層成巖蝕變的相控作用研究提供示例，有助于明確有利儲層的發育機制，并為甜點區（段）預測和資源評價提供依據。同時研究能進一步細化致密儲層的成因類型，以便于深入研究其沉積機理、微觀特征和演化模式，從而豐富和發展非常規油氣沉積學的理論內涵。

1 區域地質概況

鄂爾多斯盆地位于華北板塊西部，總面積約25×104km2，是發育在古生代華北克拉通盆地之上的中新生代多旋回疊合沉積盆地，主體具內克拉通盆地的特征，現今為經過多期不同形式改造的殘留盆地[17-18]。研究區位于盆地西部，橫跨伊陜斜坡和天環坳陷兩個構造單元。在晚三疊世，受華北和揚子地塊碰撞匯聚，以及羌塘地塊和歐亞板塊碰撞的影響，鄂爾多斯盆地逐漸向完整的內陸板塊演化。同時，六盤山逆沖推覆到鄂爾多斯盆地西南部地區，形成了鄂爾多斯前陸坳陷，并隨之記錄了一套河流—三角洲—湖泊相硅質碎屑沉積物[19-23]。在北部曲流河三角洲相、南部辮狀河三角洲相和湖泊相共同沉積作用下，盆地西南部沉積了厚度在300～3 000 m的晚三疊世延長組地層[24-26]（圖1）。

圖1 鄂爾多斯盆地區域構造位置、構造單元劃分與研究區延長組沉積相分布示意圖[10,16,24?26]Fig.1 Regional tectonic setting and subdivisions of the Ordos Basin,and simplified map showing depositional facies distribution of the Yanchang Formation in the research area[10,16,24?26]

根據巖性、電性和含油情況，延長組致密儲層自下而上可以分為長10到長1油層組，記錄了湖盆從形成發展（長10—長8），鼎盛（長7—長4+5）到消亡（長3—長1）的一套完整演化過程[22]。在形成和發展時期（長10—長8），湖盆以辮狀河、辮狀河三角洲及濱淺湖沉積為主，長10段是晚三疊世初期盆地充填的產物，長9段局部地區發育油頁巖。受印支運動的早期影響，盆地西緣、西南緣板塊拼接造山隆起，導致長8沉積末期盆地坳陷幅度顯著增大，沉積體系也由三角洲和濱淺湖相快速變為深湖相[23]。長7—長4+5段是湖盆發展的鼎盛時期，以湖泊和三角洲沉積為主，其中長7段主要為深湖和重力流沉積，發育100～120 m厚的暗色泥巖、油頁巖和粉細砂巖，是鄂爾多斯盆地中生代油氣儲層主要的烴源巖發育層段。長3—長1段則是河流三角洲繼續發育，湖盆於淺、收縮、消亡的時期。從生儲蓋組合來看，長9、長7和長4+5油層組是主要烴源巖層和蓋層，長8、長6和長2油層組是重要的儲集層，長7段烴源巖排烴后，原油短距離運移到上覆長6段和下伏長8段砂巖中形成致密油聚集，因此本研究目的層長8—長6段是延長組致密油的主要賦存層段[16]。

2 沉積與儲層特征

2.1 沉積微相類型及其發育特征

一百余口井的巖心描述、薄片觀察和測井相分析結果表明，研究區長8—長6段以三角洲前緣、淺湖和半深湖—深湖沉積為主，共發育水下分流河道、水下分流間灣、河口壩、席狀砂、淺湖泥、灘壩、半深湖泥和濁積扇8種沉積微相類型[27]。研究區沉積體系以NW—SE向的定邊—華池—正寧一線為界，分為東北部和西南部兩個地區，分別發育曲流河三角洲和辮狀河三角洲（圖1b）。長8段以淺湖泥和三角洲前緣為主（圖2），由于盆地地形平坦，物源帶來的三角洲砂體在進積的過程中頻繁遷移改道，呈朵狀或鳥足狀向淺湖區延伸。在長8段末期，盆地快速沉降，在長7段最大湖泛期沉積了一套暗色泥巖、油頁巖和濁積巖，廣泛分布于定邊、華池、慶陽、正寧等地區。其中長7期沉積中心向西南方向遷移至華池—正寧一帶（圖1b），并且在整個晚三疊世大致沿華池—宜君一帶波動[10,23-24,26]。長6期湖盆范圍逐漸收縮，水體變淺，砂體增厚，以水下分流河道、水下分流間灣和河口壩沉積微相為主（圖2）。

圖2 鄂爾多斯盆地西南部延長組長8—長6段地層巖性、測井曲線和沉積相分析結果（ZH?5井，井位見圖1b）Fig.2 Vertical profile of strata,lithology,well?logging curves and depositional facies in Chang 8 to Chang 6 members of Upper Triassic Yanchang Formation,southwestern Ordos Basin(well ZH?5,location in Fig.1b)

2.2 致密儲層巖性和礦物組成特征

研究區長8—長6段致密儲層主要發育巖屑質長石砂巖、長石砂巖和泥頁巖，其中長8段粒度相對最粗，以細砂和粉砂為主，長6段次之，以泥質粉砂和粉砂為主，長7段最細，以粉細砂、泥質粉砂、粉砂質泥和泥頁巖為主[13-14]。分選以好、好—中等為主，磨圓主要為次棱角狀和次圓狀，支撐方式主要為顆粒支撐，接觸類型以線接觸、點—線接觸為主，局部為凹凸接觸，膠結類型以孔隙膠結和孔隙—接觸膠結為主。

從礦物組成來看（圖3），隨著沉積微相變化，樣品的礦物含量變化較大。不同沉積微相的樣品中硅質礦物含量最多，為28%～90.4%，其中水下分流河道、河口壩和席狀砂的硅質礦物含量最多，均在40%以上。水下分流間灣、灘壩和濁積扇次之，為37.7%～70.5%。淺湖泥和半深湖泥的硅質礦物含量相對較少，在50%以下（圖3）。黏土礦物總量為5%～58.3%，以綠泥石，伊蒙混層和伊利石為主，平均分別占到黏土礦物總量的38%，37%和15%，高嶺石和綠蒙混層含量較少，不含蒙脫石（圖3）。這是因為長8—長6段儲層成巖階段達中成巖A期[28-29]，蒙脫石已經完全轉化為伊蒙混層和伊利石。水動力較強的水下分流河道和席狀砂黏土含量最少，分別為19%和8%。水下分流間灣、河口壩、灘壩和濁積扇的黏土含量為18.3%～51%。淺湖泥和半深湖泥黏土含量最高，平均在50%以上。

不同沉積微相樣品中碳酸鹽礦物總體含量最少（圖3），各微相之間含量差別不大，平均含量在7%～17%。河口壩、席狀砂和灘壩的平均碳酸鹽礦物含量最高，為10%～17%。水下分流河道、水下分流間灣和河口壩以方解石為主。淺湖泥、灘壩和半深湖泥以白云石為主（圖3）。這表明在不同沉積微相儲層中，碳酸鹽膠結作用具有一定的差異性。

圖3 鄂爾多斯盆地西南部延長組長8—長6段不同沉積微相儲層樣品的礦物組成特征Fig.3 Mineral compositions of samples from different depositional facies within Chang 8 to Chang 6 members of the Upper Triassic Yanchang Formation,southwestern Ordos Basin

2.3 致密儲層孔隙發育特征

低孔低滲的致密儲層儲集空間具有孔徑小（微納米級）、成因復雜、類型多樣的特點。有機質及其伴生礦物形成的孔隙，以及具較強導流能力的微裂縫在致密砂巖的儲層評價中具有重要地位[16]。結合前人研究與鏡下觀察結果，研究區長8—長6段致密儲層的儲集空間可劃分為7種主要類型（表1）。

表1 鄂爾多斯盆地延長組長8—長6段致密儲層主要儲集空間類型、成因及鏡下特征[10,14]Table 1 The type,origin,and microscopic morphological features of the predominant reservoir space within the Chang 8 to Chang 6 tight reservoirs of the Upper Triassic Yanchang Formation,Ordos Basin[10,14]

3 不同沉積微相類型及特征

前人依據我國石油天然氣行業標準《碎屑巖成巖階段》（SY/T 5477—2003）所規定的自生礦物次序、黏土礦物組合和古溫度等標志，對鄂爾多斯盆地延長組成巖作用和階段進行了詳細劃分[30-33]。結果表明，長8—長6段儲層處于中成巖階段A期，經歷的成巖作用主要包括早成巖作用階段的埋藏壓實、長石溶蝕、黏土礦物包膜、早期碳酸鹽礦物（方解石）膠結及準同生溶蝕、石英次生加大、伊利石化作用，以及中成巖作用階段的晚期碳酸鹽礦物（白云石、鐵方解石和鐵白云石）膠結、石英次生加大、深埋溶蝕、壓溶、黏土礦物膠結作用（圖4）。根據成巖礦物的共生組合和成因分析，確定了成巖作用的相對順序：埋藏壓實→早期黏土礦物（綠泥石）包膜→早期碳酸鹽礦物膠結→石英次生加大Ⅰ期→有機流體（低熟油）充注→長石溶蝕Ⅰ期→自生高嶺石膠結→濁沸石膠結→濁沸石溶蝕→長石溶蝕Ⅱ期→油氣充注→石英次生加大Ⅱ期→晚期碳酸鹽礦物膠結。本節著重闡述了長8—長6段不同沉積微相儲層在巖性、沉積結構和構造、測井相標志和成巖現象等方面的差異（表2）。

3.1 水下分流河道

水下分流河道砂體主要為灰色、灰白色中細粒長石砂巖和巖屑長石砂巖，底部具沖刷面，含泥礫，頂部可見平行層理，小型交錯層理及槽狀交錯層理（表2）。自然電位和自然伽馬曲線呈中至高幅的微齒化鐘形或箱形（圖2、表2）。鐘形曲線為粒度向上變細、反映河道側向運移的正韻律。箱形曲線頂底界面均為突變接觸，反映水動力較強，快速搬運的沉積環境。水下分流河道砂體的成巖作用以壓實作用、長石溶蝕作用、綠泥石顆粒包膜、高嶺石膠結和碳酸鹽膠結作用為主。鏡下可見石英等脆性礦物破裂（圖4a），云母和巖屑等塑性顆粒在壓實作用影響下發生彎曲變形（圖4b），碎屑顆粒定向排列（圖4c）。隨著埋深的增加，顆粒接觸關系以線接觸和凹凸接觸為主。長石的淋濾溶蝕現象通常伴隨著充填孔隙的高嶺石膠結，以及碎屑顆粒周圍淋濾黏土礦物的壓實作用（圖4d）。

3.2 水下分流間灣

水下分流間灣常以隔夾層的形式出現在水下分流河道和河口壩砂體之間，為灰黑色泥質粉砂巖、灰色粉砂巖、黑色泥巖及其互層的細粒沉積，發育波狀層理，可見滑塌作用形成的微斷層和變形構造（表2）。自然電位曲線總體為線形，局部略呈齒形，自然伽馬曲線表現為中高值微齒狀箱形或指形，泥質含量曲線一般為高值齒形，反映間歇底流和湖浪改造作用下粗粒沉積物供給較少的低能環境（圖2、表2）。水下分流間灣儲層主要發育壓實壓溶作用、硅質膠結作用（圖4e）、孔隙充填狀綠泥石和伊利石膠結作用。該類儲層塑性巖屑含量高，在強烈的機械壓實作用下，形成了廣泛發育的假雜基（圖4f）。同時，與其他微相相比，水下分流間灣儲層微裂縫發育明顯，成因類型也較為復雜，既有強壓實作用導致的石英或長石顆粒破碎形成的穿粒縫、粒間縫和粒緣縫（圖4f），也有因泥質成巖作用脫水形成的收縮縫（圖4g）。

表2 鄂爾多斯盆地延長組長8—長6段沉積微相類型及其識別標志Table 2 Types and indicators of depositional microfacies within the Chang 8 to Chang 6 tight reservoirs of the Upper Triassic Yanchang Formation,Ordos Basin

圖4 鄂爾多斯盆地西南部延長組長8—長6段不同沉積微相儲層的典型成巖作用及其鏡下特征Fig.4 The typical diagenesis and microscopic features of samples from different depositional facies,Chang 8?Chang 6 members of the Upper Triassic Yanchang Formation,southwestern Ordos Basin

3.3 河口壩、席狀砂和灘壩

河口壩砂體以灰色細砂巖為主，發育平行層理，楔狀、槽狀和浪成沙紋交錯層理，具有明顯的上粗下細的反韻律結構，同時可見同生變形構造，反映河口壩地區地形不穩，快速堆積的特點（表2）。測井曲線主要呈頂底漸變的中高幅齒狀漏斗形，局部發生垂向疊置，呈數個幅度向上加大的漏斗形組成的復合形態（圖2、表2）。席狀砂主要為薄層灰色、灰黑色粉細砂巖，垂向上常與泥質沉積呈互層分布，發育平行層理、波狀和包卷層理，測井曲線表現為尖齒狀、指狀（圖2、表2）。灘壩砂體以灰色細砂巖和粉砂巖為主，石英含量中等，長石和巖屑含量較高，垂向上呈砂泥巖互層分布，砂層多但厚度薄，測井曲線呈中低幅度的齒狀和指狀形態，反映了沿岸流和波浪反復沖刷改造的沉積特點（圖2、表2）。鏡下觀察表明，河口壩和席狀砂以壓實作用、長石溶蝕作用為主（4h～i），灘壩砂體發育明顯的碳酸鹽膠結作用（圖4j）。

3.4 淺湖泥和半深湖泥

淺湖泥主要發育灰黑色或黑色粉砂質泥巖、泥質粉砂巖和泥頁巖，瀝青及植物碎屑十分發育（表2）。測井曲線具有高伽馬、高聲波時差、高泥質含量的特點，自然電位曲線呈平直的線形，自然伽馬曲線為微齒狀箱形或指形（圖2、表2）。半深湖泥主要發育深灰色泥頁巖，發育頁理，瀝青和植物碎屑，測井曲線具有高自然電位、高伽馬的特點。自然電位曲線為光滑平直的低幅線形，自然伽馬表現為齒狀形態（圖2、表2），反映水動力能量較弱，物源供應不足，沉積物粒度較細的環境特征。這兩類微相儲層成巖作用主要以壓實作用、黏土礦物膠結和自生石英、方解石微晶充填為主。伊利石礦物以孔隙充填的形態產出（圖4k～l），可見伊利石和自形方解石充填于碎屑顆粒之間（圖4k）。因此與三角洲前緣沉積相相比，湖泥相儲層以破壞性的膠結作用為主，孔隙發育程度較差。

3.5 濁積扇

濁積扇微相巖性為灰黑色粉砂巖、泥質粉砂巖與暗色泥巖互層，發育牽引流與垂向重力沉降作用形成的包卷層理、液化變形構造，也發育塊狀層理，塊狀砂巖中可見大量異地泥質撕裂屑（表2）。濁積扇往往與半深湖泥在相鄰層段發育，其測井曲線表現為中自然電位、中低自然伽馬、低聲波時差和低泥質含量。自然電位曲線呈低幅齒化箱形，反映了粒序混雜或多期疊加的沉積特征（圖2、表2）。

4 不同沉積微相儲層的孔隙結構差異

在前期研究中，筆者聯合高壓壓汞（最高進汞壓力為400 MPa）和微米CT實驗，對不同層段的致密儲層孔喉網絡結構進行了定量表征[10,13-14]。本次研究將常規壓汞（最高進汞壓力為100 MPa）、微米CT、孔隙度、滲透率實驗相結合，對長8—長6段致密儲層8種沉積微相共計74個樣品進行測試，遴選了孔隙度、滲透率、排驅壓力、最大連通孔喉半徑、毛細管壓力中值、孔喉半徑中值、孔喉分選系數、孔喉歪度、最大進汞飽和度和退汞效率這10個參數，對不同沉積微相儲層的孔隙結構進行表征（表3、圖5～8）。

圖5 鄂爾多斯盆地西南部延長組長8—長6段不同沉積微相儲層的物性特征Fig.5 Porosity and permeability of samples from different depositional facies within Chang 8 to Chang 6 members of the Upper Triassic Yanchang Formation,southwestern Ordos Basin

水下分流河道、河口壩和濁積扇樣品最大進汞飽和度較大，平均在75%以上。喉道半徑最大，平均排驅壓力為1.156～3.571 MPa，平均最大連通孔喉半徑為249～716 nm，均表明孔徑發育最好。分選最好，分選系數為1.183～1.715。粗歪度，孔喉歪度為0.036～0.057。總體而言，該三類微相樣品孔隙體積較大（平均孔隙度為9.283%～10.923%），滲透率高（水下分流河道和河口壩的滲透率分別為0.282×10-3μm2和0.727×10-3μm2），是延長組孔隙結構最好的微相類型（表3）。本次研究測得濁積扇樣品孔隙度大但滲透率低（為0.018×10-3μm2），證明受快速混雜堆積的影響，該類微相儲層成熟度低，非均質性強，多發育連通性差甚至不連通的死孔隙（退汞效率為28.659%，表3）。

席狀砂和灘壩樣品最大進汞飽和度相對較小，為63.971%～64.356%。喉道半徑相對較大，平均排驅壓力為1.593～7.100 MPa，平均最大連通孔喉半徑為106～750 nm，均表明孔徑發育較大。分選一般，分選系數為0.021～0.145。粗歪度，歪度為2.287～2.394。本次研究中灘壩砂體樣品手標本膠結致密，滲透率明顯低于其他微相（0.038×10-3μm2），與晚期碳酸鹽成巖作用有關。

水下分流間灣、淺湖泥和半深湖泥樣品最大進汞飽和度差異較大，水下分流間灣和淺湖泥平均在75%左右，半深湖泥平均為44.674%。喉道半徑最小，平均排驅壓力均在20 MPa以上，平均最大連通孔喉半徑為33～43 nm，孔徑發育較差。分選中等，分選系數為1.650～2.793。歪度相對偏細。相比其他微相而言，這三類泥質相儲層孔隙度和滲透率較低（表3），孔喉連通性一般，儲集能力較差。

表3 鄂爾多斯盆地延長組長8—長6段不同沉積微相儲層孔隙結構參數平均值Table 3 Average values of pore structure parameters of different depositional microfacies within the Chang 8 to Chang 6 tight reservoirs of the Upper Triassic Yanchang Formation,Ordos Basin

從孔徑分布特征來看，長8—長6段孔隙半徑呈<100 nm，100～1 000 nm，>1 000 nm的三段分布特征，不同微相儲層孔隙在不同孔徑區間內對孔體積的貢獻不同（圖6、表4）。在100～1 000 nm乃至>1 000 nm區間內孔隙對孔體積貢獻越大，樣品孔徑分布特征越有利。水下分流河道、河口壩、濁積扇和席狀砂儲層中孔徑大于100 nm的孔隙，對孔體積貢獻均占到了20%以上，河口壩和席狀砂儲層甚至達到了60%以上。相比之下，水下分流間灣、淺湖泥、半深湖泥相儲層，孔徑<100 nm的孔隙對孔體積貢獻最大，在84%以上。本次研究中灘壩樣品的孔徑分布特征較差，主流孔隙半徑小于100 nm，對孔體積的貢獻達到了87.12%。綜合來看，河口壩和席狀砂的孔徑分布特征最好（>100 nm孔隙貢獻在60%以上），水下分流河道和濁積扇次之（100～1 000 nm孔隙貢獻在20%以上），灘壩、水下分流間灣、淺湖泥和半深湖泥樣品的孔徑分布特征最差。

表4 鄂爾多斯盆地延長組長8～長6段不同沉積微相儲層中不同孔徑區間對總孔體積的貢獻Table 4 Contributions of different pore?size ranges to total pore volume of different depositional microfacies reser?voirs in the Chang 8 to Chang 6 members of the Yanchang Formation,Ordos Basin

圖6 鄂爾多斯盆地西南部延長組長8—長6段不同沉積微相儲層的孔徑分布特征Fig.6 Pore?size distribution of samples from different depositional facies within Chang 8 to Chang 6 members of the Upper Triassic Yanchang Formation,southwestern Ordos Basin

圖7 鄂爾多斯盆地西南部延長組長6段水下分流間灣樣品孔隙結構的微米CT三維成像Fig.7 3D micro?CT images of pore structure of interdistributary bay sample within Chang 6 member of the Upper Triassic Yanchang Formation,southwestern Ordos Basin

為進一步厘清不同泥質相樣品的孔隙結構差異，利用微米CT掃描技術，對長6段水下分流間灣樣品和長8段淺湖泥樣品（均為灰黑色粉砂質泥巖）的孔隙網絡結構進行三維成像和提取分析。結果顯示，淺湖泥樣品半徑大于1 000 nm的孔隙數量百分比（22.09%）要高于水下分流間灣（18.72%），但半徑大于1 000 nm的喉道數量百分比（18.07%）要低于水下分流間灣（24.28%），半徑大于2 000 nm的孔隙體積百分比（55.47%）要低于水下分流間灣（89.65%）。因此，相比水下分流間灣樣品，淺湖泥樣品孔隙數量多但體積小，喉道數量少，孔喉連通性差，這與壓汞實驗測得的結果一致（淺湖泥樣品的退汞效率為39.76%，低于水下分流間灣樣品，孔喉連通性更差）。

5 不同沉積微相儲層質量差異分析及評價

5.1 原始沉積結構特征差異

圖8 鄂爾多斯盆地西南部延長組長8段淺湖泥樣品孔隙結構的微米CT三維成像Fig.8 3D micro?CT images of pore structure of shallow lacustrine sample within Chang 8 member of the Upper Triassic Yanchang Formation,southwestern Ordos Basin

原始沉積結構對致密砂巖儲層結構復雜、非均質性強的孔喉網絡系統有較強的控制作用，并直接影響了儲層原始粒間孔隙的大小。一般而言，隨著儲層顆粒粒徑增大，分選性變好，儲層的儲集能力也在逐漸增強。高能環境中沉積的砂質微相儲層（水下分流河道和河口壩）樣品孔隙度最大，因為其分選性極好、歪度粗，孔喉中值半徑也大（表3）。相反地，低能環境中沉積的泥質微相儲層（水下分流間灣、淺湖泥和半深湖泥）分選較差，歪度較細，同時受水動力條件和原始沉積物運移機制影響，沉積物原始的顆粒堆積更密，儲層質量也更差[7]（表3）。

5.2 壓實作用差異

砂泥混合物的機械壓實實驗表明，黏土和塑性巖屑越高的砂層，可壓縮能力越強[34]。儲層中塑性礦物顆粒（黏土礦物和云母）能促進由顆粒滑移和旋轉導致的機械顆粒重新排列和顆粒在縫合線處的溶解，增強了儲層的延展性[7]，從而顯著影響成巖壓實作用強度。雜砂巖儲層中即使相對含量較少的碎屑黏土，因機械壓實作用增強而導致的孔隙度減小也要遠高于凈砂巖儲層[6,35]。巖心觀察和X射線衍射實驗結果顯示，泥質含量更高的水下分流間灣、淺湖泥和半深湖泥微相，綠泥石、高嶺石、伊利石和云母的含量更高（平均黏土礦物含量36%～50%，圖3），造成假雜基的大量發育（圖4f），受機械和化學壓實作用過程的影響更大。相比之下，中至細粒的河道凈砂巖儲層只包含少量的諸如綠泥石、伊蒙混層和云母之類的塑性礦物（平均黏土礦物含量為19%，圖3），受壓實作用的影響較小。

5.3 溶蝕作用差異

受表生成巖階段過程中大氣水滲濾作用以及中成巖階段干酪根生烴作用影響[36]，致密儲層中長石、巖屑等易溶的骨架顆粒在大氣水和有機酸的侵入下被大量溶解，形成溶蝕孔。研究區長8—長6段儲層主要發育長石的差異性溶蝕現象，流體沿解理縫方向溶蝕長石顆粒（主要為鉀長石），形成鏤空狀或窄片狀分布的溶蝕孔（圖4h，i）。溶蝕作用主要發育于水下分流河道、河口壩和席狀砂微相儲層中。水下分流河道儲層物性較好，平均孔隙度和滲透率分別為9.283%和0.282×10-3μm2（表3）。高孔滲條件有力促進了大氣水滲濾作用，導致儲層長石顆粒被淋濾溶蝕，形成溶蝕孔隙[9]。河口壩和席狀砂微相位于三角洲和湖泊相儲層的交界地帶，巖性以細砂巖和粉砂巖為主，鄰近富有機質泥頁巖。因此，隨著大量有機質在成巖階段中向烴類物質轉化，釋放出以CO2為主的酸性氣體導致孔隙流體呈酸性，儲層也發育大量溶蝕孔。此外，受有效的骨架顆粒支撐影響，水下分流河道和河口壩砂體能夠為流體流動和元素遷移提供更好的運移路徑，有利于儲層粒間溶蝕孔的形成[12]。粒間溶蝕孔一般為中孔[10]，且主要在水下分流河道、河口壩和席狀砂中發育，占據總面孔率的8%～10%。而受較高雜基含量的影響，淺湖泥和半深湖泥儲層溶蝕現象不明顯。

5.4 自生黏土礦物膠結作用差異

油氣儲層中黏土礦物可分為自生和非自生（原生）兩種類型，非自生黏土礦物為同沉積的泥巖巖屑或泥質團塊，而自生黏土礦物是沉淀于沉積物孔喉內部的成巖作用過程的附加產物[29,37]。與非自生黏土礦物相比，自生黏土礦物自形程度高，晶間和粒間孔隙較為發育，能顯著改變孔隙結構，因此其對儲層質量評價的意義更大。延長組長8—長6段儲層自生黏土礦物膠結以綠泥石，伊蒙混層和伊利石為主[38]（圖9），其產狀具有明顯的沉積微相分帶性，對成巖作用、孔隙結構和儲層質量產生了較大影響。

5.4.1 自生綠泥石膠結作用差異

自生綠泥石膠結物在儲層中有兩種產狀類型，不同產狀形成于不同的沉積環境中：1）呈針葉狀等厚環邊形態發育在碎屑顆粒（特別是石英和部分溶解的長石顆粒）表面，稱為綠泥石顆粒包膜（或綠泥石孔隙襯邊）（圖9a，b，e，f）；2）呈玫瑰花狀充填于孔隙空間中，稱為綠泥石孔隙充填[10,29,39-40]（圖9c，d，g，h）。綠泥石顆粒包膜能保存儲層孔隙，提高儲層質量，是長8—長6段儲層主要的建設性成巖作用。主要依據在于：1）綠泥石包膜形成于早成巖階段，并隨成巖作用的進行而不斷發育，能顯著提高儲層的機械強度和抗壓實能力，有利于原生粒間孔的保存[41]；2）綠泥石包膜的形成能抑制碎屑石英的成核作用，阻礙了石英顆粒與孔隙流體的接觸，從而抑制了石英的次生加大，有利于粒間孔的保存[2,41-42]；3）綠泥石包膜保存的殘余粒間孔為后期有機酸的進入提供了良好的滲流通道，有利于長石溶蝕孔隙的形成[43]；4）綠泥石包膜雖然占據了一定的孔隙體積，但針葉狀的綠泥石晶間孔隙大，也能是有效的儲集空間[41]。與之相反，孔隙充填形態的綠泥石減少了粒間孔隙空間，是破壞性成巖作用。

圖9 不同沉積微相致密儲層的自生黏土膠結物的形態特征和產狀分布Fig.9 Microscopic morphology and occurrence of authigenic clay cements in tight reservoirs within different depositional microfacies

從形成環境來看，顆粒包膜形態的自生綠泥石膠結物，形成于富鐵鎂的、強水動力的堿性環境，是三角洲前緣沉積（如水下分流河道和河口壩）的良好標志。這是因為三角洲前緣的水動力較強，其沉積物裹挾著母巖區風化破碎形成的黑云母、火成巖巖屑等暗色礦物，能帶來豐富的Fe2+和Mg2+。在河口處，河水和湖水的電解質、膠體和載荷物質組成有相當的差異，中基性的火山物質更容易在這種環境中發生堿性溶蝕，絮凝成含鐵的沉積物，并以化學方式被吸附到碎屑顆粒表面形成綠泥石顆粒包膜[44-46]（圖9e，f）。而隨著水體的不斷加深和泥質含量的增加，淺湖和深湖環境沉積的泥巖儲層中發育以玫瑰花狀充填于孔隙空間的綠泥石礦物[7]（圖9g）。前人研究表明，體積含量僅僅為2%的綠泥石顆粒包膜便能顯著抑制石英的次生加大，有效保存原始孔隙度。當綠泥石包膜含量增加到2%以上時，過量的綠泥石便會充填儲集空間，導致粒間孔體積減小，流體進入儲層孔隙的難度也會更大[10,47-48]。因此，自生綠泥石膠結物的產狀具有明顯的沉積微相分帶性，在強水動力形成的均質、細粒、分選較好的水下分流河道和河口壩微相中，綠泥石以顆粒包膜形態產出，在水體較深，分選差的淺湖泥和半深湖泥微相中，綠泥石以孔隙充填形態產出。這種產狀的差異，導致了不同沉積微相儲層孔隙結構特征和儲層質量差異。

5.4.2 自生伊利石膠結作用差異

除綠泥石外，自生伊利石膠結也是長8—長6段儲層普遍發育的成巖現象。伊利石形成于早成巖B期到晚成巖作用階段，在掃描電鏡下以絲縷狀和孔隙搭橋狀形態產出，能有效堵塞孔喉，破壞儲層質量[29]（圖9h）。伊利石是在鉀含量較高的情況下由顆粒間滲濾蒙脫石和伊蒙混層轉化而來，主要發育在淺湖泥和半深湖泥等水體較深的環境中，其隨著沉積微相的變化而呈現出不同的晶體形貌特征。前人研究結果表明，在淺海相砂巖中伊利石以板條狀形態產出，而在受潮汐流影響的河道相儲層中以延展的條帶狀形態產出[7]。本次觀察結果顯示，在淺湖泥儲層中伊利石可成板片狀與方解石共同充填于碎屑顆粒之間（圖4k），在半深湖泥儲層中伊利石呈延展的細條帶狀或絲縷狀形態出現（圖4l）。

5.4.3 自生高嶺石膠結作用差異

高嶺石礦物是在淺表環境中，長石和云母等礦物受大氣水淋濾作用影響溶解沉淀形成，是溶蝕作用良好的指示型礦物（圖4d）。然而，由于高嶺石在高于120℃～130℃，有充足的鉀元素來源（如鉀長石或云母）的條件下能形成孔隙充填的伊利石礦物，成巖階段早期高嶺石含量過高，同樣會導致深部儲層質量變差[7]。研究表明不同沉積相儲層中，孔隙充填狀高嶺石含量差別不大，在近源的河道相儲層和遠端的湖泥相儲層均有發育（圖3c、圖4d、圖9i），可能是因為大氣水下滲及長石和云母礦物的淋濾作用不受沉積相類型和沉積物構型的影響[7]，因此在不同沉積相儲層中無明顯差異。

5.5 碳酸鹽膠結和硅質膠結作用差異

砂體中碳酸鹽膠結物主要來源于相鄰的泥巖。前人對扇三角洲體系中沉積微相對成巖作用的控制研究表明，靠近河道砂體頂底及臨近泥巖區的沼澤和前三角洲微相砂體，碳酸鹽礦物含量高，鈣質膠結作用強[49]。同時，泥巖層數越多，單層越厚，臨近泥巖區的鈣質膠結條帶越發育[50]。碳酸鹽膠結作用在長8—長6儲層較為常見，膠結物成分主要為晚期的鐵白云石和鐵方解石膠結，早期的白云石和方解石膠結較少。鐵方解石在鏡下呈連晶狀，充填于粒間孔和溶蝕孔中。本次研究中，灘壩砂體樣品的碳酸鹽含量高，達到了16%（圖4j），這是因為該樣品處于濱淺湖地帶的灘砂體中，垂向為頻繁的砂泥巖互層，砂層多且厚度薄，受泥質含量和湖流侵入的影響，發育明顯的鐵方解石膠結[51]。

研究區長8—長6儲層中硅質膠結作用普遍發育，但就目前觀察結果而言，硅質膠結與沉積微相類型關系不明顯。從形成過程來看，硅質膠結物的含量受時間、溫度、SiO2供給和石英結晶基底（碎屑顆粒表面積大小）有關[7,38]，因此，富含在酸性環境中不穩定礦物（如斜長石、鉀長石以及凝灰巖和花崗巖巖屑，在酸性條件下會溶解并提供SiO2物質）的水下分流間灣，以及粒徑較小，黏土礦物包膜少的淺湖泥和半深湖泥微相，將發育較強的硅質膠結作用（圖4e）。

5.6 不同微相儲層孔隙結構綜合評價

在前人研究基礎上，建立致密儲層孔隙連通性系數E和致密儲層孔隙結構評價系數A[52-53]，對不同沉積微相致密儲層的孔隙發育進行綜合分類評價，從而定量甄別不同微相儲層之間的差異。如公式（1～2）所示：

式中：E為致密儲層孔隙連通性系數，Ew為退汞飽和度（%），Sw為退汞效率（%）。E值越高，孔隙連通性越好。

式中：A為致密儲層孔隙結構評價系數，rd為最大連通孔喉半徑（nm），Smax為最大進汞飽和度（%），Sp為孔喉分選系數，Pd為排驅壓力（MPa）。

做不同沉積微相致密儲層的孔隙連通性系數E和孔隙結構評價系數A的交會圖，并按照分布規律將長8—長6段孔隙結構分為三類（圖10）。其中，水下分流河道和河口壩的儲層質量最好，樣品均分布在Ⅰ和Ⅱ類儲層范圍內。相比河道和河口壩儲層，席狀砂和灘壩受湖流和臨近泥質層所帶來鐵離子的影響較大[7]，碳酸鹽膠結物含量高，儲層質量相對較差，主要為Ⅱ類儲層，部分樣品為Ⅲ類儲層。淺湖泥和半深湖泥主要分布在Ⅲ類儲層范圍內，部分樣品為Ⅱ類儲層。水下分流間灣儲層非均質性強，巖性和儲層物性差異大，樣品點在交會圖中的分布較廣，這與水下分流間灣樣品孔隙度和滲透率值分布較廣的特點一致（圖5），主體分布在Ⅱ類儲層范圍內，少部分儲集能力較好的樣品為Ⅰ類儲層。濁積扇樣品主要分布在Ⅱ類和Ⅲ類儲層中靠近Ⅱ類的位置，表明該類微相也具有一定的油氣儲集能力，是半深湖—深湖區油氣勘探的有利區。

圖10 鄂爾多斯盆地延長組致密儲層孔隙連通性系數E和孔隙結構指數A交會圖Fig.10 Cross?plot of pore connectivity index E and pore struc?ture evaluation parameter A of the tight reservoir in the Upper Triassic Yanchang Formation,southwestern Ordos Basin

6 存在問題與研究展望

結合現有研究成果和目前存在的問題，認為對于控制鄂爾多斯盆地延長組成巖作用和儲層質量演化的原始沉積過程和沉積環境變化等因素，仍需要從以下幾個方面進一步展開研究：

（1）不同沉積相帶儲層中的黏土礦物形成和演化機理。黏土礦物在細粒儲層成巖作用中扮演了重要角色，并最終影響了儲層質量。顆粒包膜和孔隙充填這兩種黏土礦物產狀，對孔隙的保存分別起到了建設性和破壞性的影響。近年來，化學合成和物理模擬實驗在黏土礦物形成和轉化研究中提供了重要幫助：北海富鎂鹵水中黏土礦物顆粒包膜的高溫合成實驗揭示了蒙脫石和綠泥石包膜在石英和長石顆粒表面的選擇性沉淀機制及其產狀差異[51]；水熱合成實驗能夠通過控制反應過程中的溫度、壓力、反應物種類和濃度，分析黏土礦物的各項轉化反應機制[54]；開放河道水流條件下的水槽模擬實驗證明了河口環境中顆粒包膜黏土在沉積物運移過程中的穩定性及其影響因素[55]。深入理解不同沉積環境和沉積相儲層中黏土礦物的含量、產狀模式及其控制因素，對儲層質量預測和甜點區評價具有重要意義[7]。在未來需要進一步借助理化合成與模擬的方法，分析不同水介質條件下黏土礦物形成演化機制。

（2）沉積期多地質事件耦合對致密油氣源儲特征的影響。延長組長8—長6沉積期發生的區域構造運動與湖盆沉降、火山活動、水體缺氧和重力流沉積等眾多關鍵地質事件的耦合沉積，對該層段致密油氣源儲特征和甜點發育具有重要控制作用[56-57]。例如，同沉積期火山和熱液活動不僅能提供氮、磷等營養元素，提高水體生物生產力，促進湖盆水體缺氧，增加有機碳埋藏速率[25,58-61]，而且能提供大量活躍金屬離子，促進致密儲層中的有機—無機相互作用，誘發新成巖演化路徑和儲層質量變化[62-63]。中基性火成巖碎屑帶來豐富的鐵、鎂離子，能在河口壩出絮凝成含鐵的沉積物形成綠泥石包膜[64]，同時富鉀的火山物質能在成巖過程中發生蝕變形成蒙皂石，釋放出鉀離子，導致伊利石膜的形成，伴生了大量的次生孔隙，可改善儲層質量。火山灰供給和有機質還原作用能造成泥頁巖中鈾元素富集[65]，鈾放射性生熱又進一步促進了烴源巖有機質熱成熟作用[66]。因此，致密油氣源儲特征分析，需要深入探討多地質事件耦合和循環反饋如何控制優質烴源巖及與其緊密接觸的有效儲層的形成，來進一步預測甜點區段發育[57,67-68]。

（3）不同沉積環境中的儲層孔隙流體化學特征及其對成巖作用的影響。沉積環境和儲層孔隙流體化學特征密切相關，不同沉積環境形成的儲層，其原始孔流體組成、水巖相互作用體系、以及后期成巖路徑不同[69]。對沉積環境和孔隙流體化學特征進行約束，分析其對碎屑巖儲層成巖作用的影響是非常重要的。例如，對儲層中典型成巖礦物（如菱鐵礦、鐵白云石）的穩定碳、氫、氧同位素分析，能夠加強沉積物形成環境的精確解譯[70]。同時孔隙流體化學特征是預測水巖相互作用的化學平衡模型中的重要輸入量，獲取孔隙流體組成有助于孔隙流體的地球化學模擬。將模擬結果與巖相和地球化學實測結果的對比，能使我們在鉆井前預測相似地質條件下的地下成巖演化模式[71]，有效指導油氣勘探開發工作。

（4）構造—氣候—沉積綜合控制下的陸相致密油氣源儲結構及其發育模式。隨著區域構造運動和湖平面升降、沉積中心遷移和三角洲規模的變化，延長組湖相烴源巖和河道、河口壩和重力流儲集砂體在橫向上遷移、尖滅，在垂向上疊置，形成縱橫交織的巖性組合和源儲配置關系[72]。與常規油氣相比，致密油氣以原位滯留和短距離運移為主，其甜點段強烈受控于源巖和儲集層的緊密接觸和空間有效配置[73-76]。而這種源儲組合類型及分布從根本上受控于沉積體系和濕熱—干冷氣候的周期性頻繁波動[77-78]。與海相沉積相比，湖相沉積受古氣候條件的變化更為敏感，地層連續型差，沉積相帶和巖性變化頻繁[79]。同時，如前文所述，不同沉積微相的成巖響應特征不同，相同沉積環境下不同的物源供給又會造成碎屑顆粒組分和成巖作用的差異，導致儲層微觀非均質性[80]。因此，陸相致密油的源儲結構及其發育模式，綜合受控于構造活動、古氣候條件和沉積過程的耦合效應，并最終導致了儲層質量和含油氣性的非均質性。

7 結論

（1）鄂爾多斯盆地延長組三角洲—湖相致密儲層不同沉積微相儲層的成巖響應不同，儲層質量差異較大。受沉積水動力、沉積物組成、粒度、分選等原始沉積條件和沉積組構的影響，不同微相儲層的壓實、溶蝕、自生綠泥石和伊利石膠結作用差異明顯，但高嶺石和硅質膠結差異不大。

（2）水下分流間灣、淺湖泥和半深湖泥儲層中黏土和云母等塑性礦物組分含量高，能促進碎屑顆粒的排列和溶解，增強了儲層的延展性，因此受機械和化學壓實的影響更大。受表生成巖階段大氣水滲濾作用，以及中成巖階段生烴作用的影響，河口壩和席狀砂儲層在大氣水和有機酸的侵入下被大量溶解，形成溶蝕孔。沉積于濱淺湖環境的灘壩砂體，垂向為頻繁的砂泥互層，受泥質含量和湖流侵入的影響，發育明顯的鐵方解石膠結。

（3）自生綠泥石和伊利石膠結物產狀特征具有明顯的沉積微相分帶性。在強水動力形成的均質、細粒、分選較好的水下分流河道和河口壩微相中，綠泥石和伊利石以顆粒包膜形態產出。在水體較深，分選差的淺湖泥和半深湖泥微相中，綠泥石以孔隙充填形態產出。這種產狀的差異，導致了不同沉積微相儲層孔隙結構特征和儲層質量的差異

（4）建立了致密儲層孔隙連通性系數E和孔隙結構評價系數A，將長8—長6段孔隙結構分為三類。水下分流河道和河口壩儲層質量最好，席狀砂、灘壩和濁積扇次之，淺湖泥和半深湖泥最差。水下分流間灣儲層非均質性強，巖性和物性差異大，少部分樣品孔隙結構好，具有較好的儲集能力。

致謝 研究得到了陜西延長石油（集團）有限責任公司研究院的大力支持，中國石油大學（北京）姜志恒提供了部分巖石薄片照片和分析結果，論文的修改過程得到了評審專家和期刊編輯部寶貴的修改意見，在此一并表示衷心的感謝。