鄂爾多斯盆地華慶地區延長組6段深水致密砂巖填隙物特征及對儲層發育的影響

陳朝兵，趙振宇，付 玲，高建榮，宋 微，陳新晶

(1.西安石油大學 地球科學與工程學院，陜西 西安 710065；2.陜西省油氣成藏地質學重點實驗室，陜西 西安 710065；3.中國石油 勘探開發研究院，北京 100083；4.中國石油 天然氣股份有限公司 長慶油田分公司 第六采油廠，陜西 西安 710200)

深水沉積泛指陸架以外的沉積，尤以海盆或湖盆坡折帶附近的重力流沉積受到油氣勘探界的關注，其發育機制、沉積過程和內部結構，與河流-三角洲等牽引流沉積存在很大差異[1-4]。鄂爾多斯盆地西南部華慶地區延長組6期(長6期)的沉積環境為半深湖-深湖環境，發育深水重力流成因的致密砂巖。由于深水環境水動力十分復雜，重力流砂體的規模和分布受到盆地周邊火山、地震、波浪和湖底暗流等外部觸發因素的影響[5]，因此不同期次沉積的重力流砂體內的填隙物含量也存在較大差異，介于4.9%～27.6%，平均19.6%，導致華慶地區延長組6段(長6段)重力流砂體內的縱向非均質性很強，勘探開發效果不理想。

碎屑巖的填隙物對致密砂巖孔隙演化和成巖作用產生重大的影響[6-7]。填隙物的成巖演化及儲層致密史研究是微觀孔喉結構及滲流能力研究的基礎[8]。在填隙物與孔隙演化及成巖關系研究方面，國、內外學者進行了大量實驗研究[9-14]，明確了填隙物種類、產狀及轉化對儲層物性的控制作用。梁淑賢[9]認為巖屑及粘土礦物含量是影響儲層致密的重要因素；Lin等[10]認為碳酸鹽、硅質及粘土礦物的膠結導致了鄂爾多斯盆地長8段儲層物性的大幅降低；Ehrenberg等[11]認為不同產狀的粘土礦物對儲層物性的影響不同，按分散質點式—薄膜式—搭橋式的順序依次降低；伏萬軍[12]通過微觀實驗證實，伊利石結晶度與其形態有著明顯關系，對砂巖物性的影響也不同，含Ⅰ類伊利石的砂巖物性最好，Ⅱ類次之，Ⅲ類最差；Baker[13]和黃思靜等[14]明確了綠泥石薄膜對于保存原始粒間孔的建設性作用，能夠在成巖早期抵抗壓實作用對于儲層孔隙的破壞。上述研究成果主要是針對河流-三角洲等牽引流成因的致密砂巖，針對深水重力流致密砂巖填隙物與微觀特征關系的研究相對較少。重力流與牽引流的流體性質及沉積規律差別明顯，尤其是填隙物含量、類型及微觀特征存在較大差別。

基于此，本文以鄂爾多斯盆地華慶地區長6段深水重力流儲層為例，采用鑄體薄片、掃描電鏡、電子探針、礦物自動識別與分析系統(QEMSCAN)以及納米CT等實驗手段，對深水致密砂巖的填隙物特征進行深入分析，探討不同填隙物與儲層微觀特征之間的關系，這對于深化致密砂巖儲層油氣聚集及成藏理論具有一定指導意義。

1 地質背景及儲層基本特征

1.1 地質背景

鄂爾多斯盆地地處中國中部，為穩定的大型多旋回克拉通盆地。現今構造形態為一平緩的西傾單斜，坡度通常小于1°。晚三疊世延長期，鄂爾多斯盆地發育大型內陸河流-三角洲-湖泊沉積體系，主要物源供給方向為盆地北部陰山古陸和西南部秦祁造山帶[15-16]。延長組總厚度約1 300 m，自下向上劃分為長10段—長1段10個油層組，分別對應湖盆演化的5個階段，其中長10段為湖盆初始拗陷期，長9段和長8段為湖盆擴張期，長7段為湖盆強烈拗陷期，長6段—長4+5段為湖盆回返抬升期，長3段—長1段為湖盆萎縮消亡期，湖盆沉降中心大致位于西南部姬塬—華池—慶陽—正寧一帶[15]。

華慶地區位于鄂爾多斯盆地伊陜斜坡西南部(圖1a)，目的層長6段油層組主要發育重力流沉積體[5]，砂體厚度約120 m，自下向上可劃分為長63亞段、長62亞段和長61亞段(圖1b)，其中長63亞段是研究區主力含油層段，平均砂體厚度約30 m。長6期，華慶地區處于盆地西南部及東北部物源的交匯處(圖1a)，西南部坡折帶較陡，主要發育濁流及部分砂質碎屑流砂體；東北部坡折帶較緩，發育砂質碎屑流及部分濁流、泥質碎屑流沉積體，主力層長63亞段砂體主要由砂質碎屑流和濁流(濁積巖)交替疊置構成(圖1c)，局部夾間歇性的三角洲前緣水下分流河道砂體。野外剖面顯示，砂質碎屑流單層厚度普遍大于2 m，砂體連續性好，濁積巖單層厚度較薄，與深湖泥呈互層狀，厚度一般小于1 m，兩類砂體物性相對較好，是華慶地區長6段致密油的主要儲集體[5]。

1.2 儲層基本特征

通過巖心觀察分析，華慶地區長6段砂巖內部發育火焰狀構造(圖2a)、重荷模(圖2b)和槽模(圖2c)等重力流特有沉積構造；根據巖心觀察及鑄體薄片鑒定結果，長6段儲層巖性以灰色細粒巖屑長石砂巖和長石巖屑砂巖為主，其次為少量長石砂巖(圖2d)，碎屑組分具有“低石英、高長石”的特點；顆粒分選性中等，磨圓度中等-好，呈次棱角狀。砂巖整體成分成熟度較低，結構成熟度中等，體現了深水重力流的沉積特點；孔隙類型以粒間孔為主(圖2e)，其次為長石溶孔，含少量晶間孔及微裂隙，面孔率平均值為2.9%。物性分析表明，長6段儲層孔隙度主體分布在5.0%～12.5%，平均值為10.2%，滲透率普遍小于0.50×10-3μm2，平均值為0.35×10-3μm2，儲層整體致密，為典型的致密砂巖儲層。

填隙物是沉積和成巖作用的綜合產物[17]，包括雜基和膠結物兩類。根據鑄體薄片(203塊)和掃描電鏡(12塊)等實驗數據統計，華慶地區長6段砂巖填隙物平均含量為19.6%，其中雜基含量普遍較高，介于0.8%～18.6%，平均含量為5.3%。膠結物以伊利石(平均含量4.6%)、綠泥石(平均含量4.1%)和碳酸鹽(平均含量3.9%)為主，含少量硅質(平均含量0.9%)、高嶺石(平均含量0.6%)和長石質(平均含量0.2%)，其中長石質含量低，對孔隙的影響不明顯，不作為本次探討的內容。

2 雜基成巖特征及對儲層的影響

2.1 雜基及雜基次生孔隙顯微特征

雜基是砂巖中以機械方式沉積，起填隙作用的細粒組分，粒徑小于30 μm[18]。雜基是沉積物搬運介質性質的直觀反映，常見于水動力較強和快速堆積下的重力流沉積環境[19]。雜基一般由粘土物質和細粉砂碎屑顆粒組成，包括原雜基和正雜基[18]，粘土物質經成巖階段重結晶作用轉變為晶形完整的層狀粘土礦物，稱為正雜基。未發生重結晶的粘土物質或長石、石英、巖屑及其他粒徑小于中粉砂級別的碎屑組分，稱為原雜基，二者都屬于原始機械雜基的范疇[18]。與機械雜基對應的是化學雜基，即成巖過程中，從流體中析出的粘土礦物膠結物，也叫淀雜基，由于正雜基和粘土礦物膠結物均為晶形完整的層狀粘土礦物，鏡下難以區分，因此本研究所涉及的雜基僅指保留原始結構和未發生重結晶作用的原雜基，代表深水重力流沉積中的原始機械細粒組分。

雜基與膠結物的成因截然不同，鏡下特征也存在明顯差異。原雜基與碎屑顆粒同時沉積，顆粒細小，正交鏡下一般無光性反應，雜基易吸附重油，薄片表面看起來較臟(圖3a)；原雜基成分復雜，常見石英、長石和巖屑等細小碎屑顆粒被粘土雜基包圍，易于區分(圖3b)，部分雜基發生成巖變化，可見少量雜基微孔(圖3c)；場發射掃描電鏡下的原雜基晶形較差，難以辨別雜基的粘土礦物類型，呈混雜堆積(圖3d，e)，無明顯的膠結世代關系。與原雜基不同，化學成因的膠結物晶形好、晶體粗大且表面干凈，通常由孔隙壁向內生長，呈薄膜結構、次生加大邊結構、嵌晶結構及櫛狀結構等，可以分辨出膠結物的世代關系[18]，這是區別膠結物和雜基的主要依據。

盡管雜基(以下均指原雜基)晶形差，不同粘土礦物呈混雜堆積，但由于粘土礦物特有的層狀、片狀或網狀殘余晶形，堆積搭建在一起，容易形成微納米級的孔隙，即雜基晶間孔(圖3d，e)，根據掃描電鏡實測數據統計，雜基晶間孔孔徑介于20～800 nm；另外，由于雜基成分復雜，常含粒徑小于30 μm的石英、長石和巖屑等細碎屑顆粒，當后期成巖溶蝕作用發生時，這些顆粒易被溶蝕產生雜基內部的溶孔，即雜基溶孔(圖3f)，孔徑介于80～1 000 nm。因此，雜基并非完全致密，雜基晶間孔和雜基溶孔構成了雜基的次生孔隙網絡，其孔徑主要集中在20～1 000 nm。

2.2 雜基對孔隙及物性的影響

致密砂巖微觀孔喉結構是決定儲層儲集和滲流能力的重要因素[20-21]。對于深水致密砂巖而言，其孔隙結構不僅受到巖石顆粒骨架的影響，雜基及雜基微納米孔隙對孔喉大小及分布的影響更為關鍵[6]。由于掃描電鏡下的雜基次生孔隙孔徑介于20～1 000 nm，因此本研究采用中國石油勘探開發研究院國家能源致密油氣研發中心的納米CT成像掃描儀，對長6段儲層不同雜基含量砂巖樣品進行微納米孔喉的定量表征研究。

結果表明，不同雜基含量的砂巖樣品孔隙結構特征差別較大。如圖4所示，對于雜基含量僅有2.3%的牽引流成因的水下分流河道砂巖(B163井)，孔隙度為9.4%，孔隙數量約為4.5×104個，孔徑集中分布在0～5 μm，其中孔徑≥2 μm等效直徑的孔隙數量比例高，約占36.5%，整體表現為“大-孔粗喉”特征；砂質碎屑流(B224井)與濁流砂巖(B239井)雜基含量依次增加(分別為6.4%和11.9%)，孔隙度隨之降低(分別為4.8%和2.6%，受CT樣品限制，可能偏低)，二者孔隙分布特征相似，主要分布在0～2 μm，尤其是0～1 μm的亞微-納米孔隙，數量巨大，分別達到總孔隙數量的50.4%和49.6%，整體表現為“小孔-細喉”和“小孔-微細喉”特征。根據Chen等[22]研究成果，雜基含量與孔徑0～1 μm范圍內的孔隙數量呈較好的二次函數對應關系，當雜基含量≤7%時，孔徑0～1 μm范圍內的孔隙數量與雜基含量成正相關(圖5)，雜基次生孔隙發育，對儲層產生一定積極作用；當雜基含量>7%時，孔徑0～1 μm范圍內的孔隙數量與雜基含量成負相關，雜基含量的增加加劇了儲層的致密，雜基次生孔隙不發育。

圖3 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段致密砂巖雜基顯微特征Fig.3 Microscopic features of matrix in tight sandstone of Chang 6 Member in Huaqing area,Ordos Basina.雜基吸附重油，B26井，埋深2 432.0 m，鑄體薄片；b.雜基成分復雜(QEMSCAN鏡下特征)，完全充填粒間孔，HQ7-9井，埋深2 019.2 m，QEMSCAN；c.少量雜基微孔，B279井，埋深1 869.1 m，鑄體薄片；d.雜基松散堆積及晶間孔，HQ3-5井，埋深2 040.8 m,SEM；e.雜基堆積及晶間孔，HQ1-2井，埋深2 053.1 m,SEM；f.雜基溶孔，HQ1-2井，埋深2 072.7 m,SEM

圖4 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段不同雜基含量砂巖樣品CT實驗結果Fig.4 CT experimental results of sandstone samples with different matrix contents in Chang 6 Member,Huaqing area,Ordos Basin

雜基含量的增加也引起了儲層物性的變化(圖6)，隨著雜基含量的增加，孔隙度降低趨勢明顯，滲透率與雜基含量的相關性較差，表明雜基并非導致滲透率降低的主要因素，雜基次生孔隙能夠提供一定數量的微納米級孔隙，彌補由雜基充填造成的滲透率損失。

3 膠結物成巖特征及對儲層的影響

與混雜堆積的雜基不同，膠結物通常具有完整的晶型，晶體粗大且具有一定的膠結世代關系，能夠通過鑄體薄片或掃描電鏡區分出具體的膠結物類型，華慶地區長6段深水儲層的膠結物主要有粘土礦物、碳酸鹽膠結物及硅質膠結物。

圖5 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段砂巖雜基含量與孔徑0～1 μm范圍內孔隙數量關系(據文獻[22])Fig.5 Relationship between matrix content and number of pores of 0-1 μm in size in Chang 6 sandstone in Huaqing area,Ordos Basin (modified after reference[22])

3.1 粘土礦物膠結物特征及對儲層的影響

根據X衍射粘土礦物分析結果(表1)，華慶地區長6段砂巖內的粘土礦物膠結物主要有伊/蒙混層(44%)、綠泥石(39%)、伊利石(10%)及高嶺石(7%)，伊/蒙混層比為7%，不同樣品間的粘土礦物含量差別較大。由于不同粘土礦物的化學成分、晶體結構和形態特征等方面存在差異，致使形成的晶間、層間以及顆粒間孔隙的大小、形態和表面積均有不同[23]。在成巖過程中，受溫度、壓力和流體性質等外部因素影響，粘土礦物之間可以相互轉換，礦物形態和產狀也發生改變，形成大量的粘土礦物晶間孔，造成對孔隙表面的粗化和對大孔隙的分割[24-25]。硅氧四面體和鋁氧八面體是構成粘土礦物的兩個基本結構單元，常見粘土礦物中，蒙脫石、伊利石和綠泥石的結構相似，均為2 ∶1型，高嶺石是弱氫鍵連接的1 ∶1型晶胞結構[26]，不同粘土礦物晶體形態及產狀存在差異，形成的晶間孔微孔隙度差別也較大。

圖6 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段砂巖雜基含量與物性相關性Fig.6 Correlation between matrix content and physical properties of Chang 6 sandstone in Huaqing area,Ordos Basina.雜基含量與孔隙度關系；b.雜基含量與滲透率關系

表1 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段砂巖X衍射粘土礦物分析結果Table 1 X-ray diffraction analysis of clay minerals in Chang 6 sandstone in Huaqing area,Ordos Basin

通過掃描電鏡與電子探針的結合，可定量測定不同類型、不同產狀粘土礦物晶間孔的孔徑、占粘土礦物體積比及對總孔隙度的貢獻率(表2)。結果表明，華慶地區長6段儲層中的伊利石呈絲縷狀或片狀(圖7a，b)，對儲層孔隙度的破壞小，產生的晶間孔占粘土礦物體積比最高，孔徑最大，介于50～4 000 nm，對總孔隙度的貢獻達10.3%；伊/蒙混層是成巖早期的蒙皂石向伊利石轉化的中間產物，主要呈蜂窩狀、網狀產出(圖7c，d)，并將大孔隙分隔細化，損失了部分孔隙，孔徑介于100～4 000 nm，平均750 nm，對總孔隙度的貢獻為8.6%；綠泥石通常以葉片狀和絨球狀產出(圖7e—g)，葉片狀多呈孔隙襯里包于顆粒表面，絨球狀一般充填在孔隙中，破壞大孔隙的完整性，將大孔隙分割成小孔隙，其產生的晶間孔相對窄細，孔徑介于20～1 000 nm，晶間孔占粘土礦物的體積比也較小，對總孔隙度的貢獻僅為3.7%；高嶺石自形程度較好，晶體較大，主要呈松散書頁狀和蠕蟲狀充填粒間孔隙(圖7h—k)，部分高嶺石棱角部位可見絲縷狀伊利石，表明高嶺石有向伊利石蝕變轉化的趨勢。高嶺石的晶間孔發育程度相對較高，孔徑介于50～4 000 nm，平均700 nm，對總孔隙度的貢獻為7.8%。

雖然粘土礦物自身都能夠產生一定數量的晶間孔隙，但不同粘土礦物對于儲層物性的影響存在差異。由于X衍射粘土礦物分析針對的是砂巖孔隙內的所有粘土類填隙物，無法區分雜基和粘土礦物膠結物。因此，本研究采用常規薄片、鑄體薄片鑒定及物性測試資料，分析了華慶地區長6段儲層不同粘土礦物與孔滲之間的關系。常規顯微鏡無法準確區分伊利石和伊/蒙混層，因二者形態與性質較接近[27]，故將其視為整體加以研究。分析結果表明(圖8)，由于伊利石和伊/蒙混層的晶間孔占粘土礦物體積比大，晶間孔孔徑較粗，對總孔隙度的貢獻率較高，因此當二者含量增加時，并未造成孔隙度的大幅降低，二者的含量變化與孔隙度相關性差。滲透率與伊利石和伊/蒙混層的關系呈明顯的負相關性，這是由伊利石和伊/蒙混層相對復雜的形態所決定的，當伊利石和伊/蒙混層大量發育時(圖7a—d)，大孔隙被分隔為微-納米孔隙，粗喉道被分割成微、細喉道，孔喉彎曲度增加，滲流路徑也隨之發生變化。此外，伊利石和伊/蒙混層遇水均易發生膨脹[28]，產生速敏和水敏效應，降低了儲層的滲透能力；綠泥石對儲層的影響是雙重的，當綠泥石以孔隙襯里形態產出時，能夠有效抑制石英次生加大邊的生長(圖7g)，對原生孔隙的保存有利。當綠泥石以孔隙充填狀存在時，孔隙和喉道變得曲折復雜，因此綠泥石含量增加，孔隙度和滲透率均呈下降趨勢，且滲透率受綠泥石的影響更為顯著；高嶺石在一定程度上也造成了孔隙空間的減少，但其晶形較大，晶間孔發育程度較高，且高嶺石通常是碎屑長石溶蝕的產物，形成于開放或半開放的成巖環境[23]，高嶺石發育的部位，往往也是長石溶孔發育的部位(圖7j，k)，因此高嶺石的含量與孔隙度和滲透率呈明顯的正相關性[17，23]。

表2 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段砂巖不同粘土礦物晶間孔尺度及孔隙貢獻率統計Table 2 Statistics of intercrystalline pore size of different clay minerals and its contribution to porosity in Chang 6 sandstone,Huaqing area,Ordos Basin

圖7 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段砂巖粘土礦物顯微特征Fig.7 Micrographs showing features of clay minerals in Chang 6 sandstone,Huaqing area,Ordos Basina.毛發狀伊利石，主體孔徑500～4 000 nm，HQ5-1井，埋深2 199.5 m,SEM；b.片狀伊利石堵塞孔隙，主體孔徑50～3 000 nm，HQ1-2井，埋深2 051.3 m,SEM；c.蜂窩狀伊/蒙混層，主體孔徑100～3 000 nm，HQ7-9井，埋深2 007.6 m,SEM；d.網狀伊蒙混層，主體孔徑500～4 000 nm，HQ7-1井，埋深2 269.1 m,SEM；e.孔隙襯里綠泥石膜，主體孔徑50～1 000 nm，HQ14-1井，埋深2 208.4 m,SEM；f.孔隙充填狀綠泥石，主體孔徑20～800 nm，HQ4-1井，埋深2 091.0 m,SEM；g.綠泥石膜阻止石英的次生加大，HQ12-3井，埋深2 103.2 m,SEM；h.高嶺石充填粒間孔，主體孔徑50～1 500 nm，HQ8-3井，埋深2 206.1 m,SEM；i.高嶺石晶間孔，主體孔徑200～4 000 nm，HQ5-1井，埋深2 199.3 m,SEM；j.長石蝕變形成高嶺石晶間孔，HQ3-1井，埋深2 087.3 m，探針；k.長石蝕變為高嶺石，HQ1-1井，埋深2 132.6 m，探針；l.k樣品中的高嶺石探針能譜

圖8 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段砂巖不同粘土礦物含量與物性關系Fig.8 Relationship between contents of different clay mineral and physical properties of Chang 6 sandstone in Huaqing area,Ordos Basina.伊利石+伊/蒙混層含量與孔隙度關系；b.伊利石+伊/蒙混層含量與滲透率關系；c.綠泥石含量與孔隙度關系；d.綠泥石含量與滲透率關系；e.高嶺石含量與孔隙度關系；f.高嶺石含量與滲透率關系

整體來看，雖然粘土礦物晶間孔在一定程度上緩解了孔隙度的降低，但不同粘土礦物的形態、產狀及對儲層造成的敏感性又加劇了粘土礦物與滲透率關系的復雜性。伊利石、伊/蒙混層和綠泥石的含量高值區，儲層物性通常較差，優質儲層多分布在高嶺石的發育區。

3.2 碳酸鹽膠結物特征及對儲層的影響

根據X衍射全巖礦物定量分析結果(表3)，華慶地區長6段儲層中的碳酸鹽膠結物以白云石(3.8%)和方解石(1.2%)為主，其次為菱鐵礦(0.6%)。碳酸鹽膠結物的來源通常有兩種，一種是來自沉積—同生期形成的原始沉積物，另一種是在成巖階段從孔隙水中沉淀生成的[29]。通過鑄體薄片、掃描電鏡及陰極發光實驗分析，認為華慶地區長6段儲層中的碳酸鹽膠結物基本屬于后者，是成巖階段從孔隙水中沉淀析出的。

從碳酸鹽膠結物的產狀及與碎屑顆粒的接觸關系來看，研究區碳酸鹽膠結可分為早期和中期兩期，早期碳酸鹽膠結物主要以方解石為主，經茜素紅染色后呈淺紅色(圖9a)，陰極發光下呈暗紅色(圖9b)，多以基底式膠結充填于碎屑顆粒周圍或粒間孔內，碎屑顆粒邊界清晰，呈漂浮狀。部分碎屑顆粒邊緣被方解石交代，表明早期碳酸鹽膠結形成于早成巖階段，該時期的孔隙水富含鈣離子，碳酸鹽膠結沉淀后能夠增強砂巖骨架的抗壓力，一定程度上減輕了壓實作用對儲層的破壞；中期碳酸鹽膠結以白云石為主，呈孔隙式膠結(圖9c)，白云石多以微晶、細晶粒狀充填于各類孔隙中，局部見嵌晶-連晶結構，碎屑顆粒多為點-線接觸，經歷了一定程度的壓實作用，且可見白云石交代碎屑顆粒等現象，推測白云石膠結物主要形成于中成巖階段。

關于碳酸鹽膠結物對儲層的影響，不少學者做過相關研究[29-32]，認為碳酸鹽膠結物對于儲層的影響具有兩面性。一方面，早成巖階段的碳酸鹽巖膠結物能夠有效降低壓實作用對儲層的破壞，成巖中后期的碳酸鹽膠結物易與有機酸反應產生一定數量的溶蝕孔隙，能夠改善儲層的物性；另一方面，無論是孔隙式還是基底式膠結，碳酸鹽膠結物均對儲層孔隙造成了破壞，導致儲層物性的降低。呂成福等[31]研究后還提出，碳酸鹽膠結物對儲層物性的影響存在一個臨界值5%，含量高于5%時，碳酸鹽膠結物對儲層造成不利影響，含量低于5%時，碳酸鹽膠結物對儲層的影響不顯著。通過對華慶地區長6段砂巖碳酸鹽膠結物的顯微觀察和統計表明，碳酸鹽膠結物的晶形多數較完整，呈致密膠結狀(圖9d)，堵塞孔隙(圖9e)，碳酸鹽膠結物的溶蝕作用并不普遍，僅在個別樣品中見到碳酸鹽的溶蝕現象(圖9f)。碳酸鹽膠結物與儲層物性具有明顯的負相關性，對儲層物性的影響較大(圖10)，隨著碳酸鹽膠結物含量的增加，減孔減滲效應明顯。

表3 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段砂巖X衍射全巖礦物定量分析數據Table 3 Quantitative analysis data of whole rock minerals of Chang 6 sandstone by X-ray diffraction in Huaqing area,Ordos Basin

圖9 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段砂巖碳酸鹽膠結物顯微特征Fig.9 Micrographs showing features of carbonate cement in Chang 6 sandstone,Huaqing area,Ordos Basina.早期方解石的基底式膠結，HQ14-2井，埋深2 212.8 m，茜素紅染色薄片；b.陰極發光下的方解石，HQ11-3井，埋深2 055.2 m，陰極發光；c.中期白云石的孔隙式充填，HQ8-3井，埋深2 206.1 m，陰極發光；d.碳酸鹽致密膠結，HQ4-1井，埋深2 091.0 m，SEM；e.孔隙內的碳酸鹽，HQ7-1井，埋深2 269.1 m，SEM；f.碳酸鹽發生部分溶蝕，HQ6-7井，埋深2 264.0 m，SEM

3.3 硅質膠結物對儲層的影響

關于碎屑巖中硅質的來源問題，學者做了大量工作[33-38]，目前普遍認為長石的溶蝕和粘土礦物的成巖轉化、壓實-壓溶作用及外來流體的帶入等原因是硅質膠結物的主要來源。worden等[39]還將碎屑巖中的硅質膠結物的來源分為來自砂體內部硅質來源和來自砂體之外的外部硅質來源，其中內部硅質來源指的是硅質遷移距離在0～10 m范圍內的，包括石英壓實壓溶遷移的游離硅、長石的溶蝕及粘土礦物轉化釋放的硅。外部硅質來源的硅質遷移規模在數十米至數千米，主要為外來流體帶入、深部熱液侵入或火山物質的脫玻化等，外部硅質來源的爭議較大。

圖10 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段砂巖碳酸鹽膠結物含量與物性關系Fig.10 Relationship between carbonate cement content and physical properties of Chang 6 sandstone in Huaqing area,Ordos Basina.碳酸鹽膠結物含量與孔隙度關系；b.碳酸鹽膠結物含量與滲透率關系

通過觀察華慶地區長6段砂巖內的硅質膠結物的產狀、形態以及與周圍顆粒的接觸關系來看，硅質膠結物主要以石英次生加大邊存在，其次為石英單晶存在于孔隙內。長6段砂巖中含有大量的長石碎屑，在酸性環境下，鉀長石極易發生蝕變產生高嶺石和二氧化硅，鏡下可見蝕變長石與硅質膠結物的共生現象(圖11a)，表明長石溶蝕是研究區硅質的主要來源之一；根據X衍射粘土礦物分析結果(表1)，長6段砂巖中的伊/蒙混層含量高，伊/蒙混層比為7%，表明成巖期存在大量蒙皂石向伊/蒙混層轉化，最終向更穩定的伊利石轉化，在蒙皂石向伊利石轉化的過程中會產生大量的二氧化硅，因此粘土礦物的轉化也是研究區硅質的主要來源之一；壓實-壓溶作用通常指成巖中后期，由于石英顆粒之間呈縫合線或凹凸接觸，導致在接觸點發生石英顆粒的化學溶解和再沉淀作用，形成硅質膠結物。由于長6段砂巖碎屑顆粒以點-線接觸為主，縫合線及凹凸接觸很少，因此顆粒接觸點兩側的硅質膠結物并非壓實-壓溶作用產生的(圖11b)，壓實-壓溶作用所能提供的硅質相對有限。綜合分析認為，華慶地區長6段砂巖內的硅質膠結物主要來自于長石的溶解和粘土礦物的轉化，外來流體是否帶入硅質暫無法確定。

一般認為硅質膠結物對于儲層的影響是負面的，尤其是對于埋深較深的砂巖儲層，硅質膠結物能夠提高巖石的抗壓強度，但對于孔隙的保存是沒有實際意義[40]。華慶地區長6段砂巖內的硅質膠結物整體含量不高，石英次生加大邊可見Ⅰ期和Ⅱ期(圖11c)，以Ⅰ期為主，Ⅱ期相對較少。此外，孔隙內還存在一定數量的石英單晶(圖11d)。硅質膠結物基本未遭受后期溶蝕作用的改造，石英晶體完整(圖11e，f)，港灣狀溶蝕現象極少見。通過研究硅質膠結物與儲層孔隙度、滲透率的關系表明(圖12)，盡管研究區硅質膠結物的含量不高，但其與物性呈明顯的負相關性，這是因為石英次生加大邊壓縮了孔隙空間，導致孔隙縮小，喉道變窄；單晶石英在孔道內也極易松動堵塞喉道，導致砂巖儲集性能變差。因此，硅質膠結物也是影響華慶地區長6段深水致密砂巖儲層物性的主要因素之一。

4 結論

1) 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段深水致密砂巖的雜基含量普遍較高，其對致密砂巖孔隙結構的影響并非簡單的破壞作用。雜基并非完全致密，可產生一定數量的雜基晶間孔和雜基溶孔等次生孔隙，孔徑介于20～1 000 nm。當雜基含量≤7%時，孔徑0～1 μm范圍內的孔隙數量與雜基含量成正相關，雜基次生孔隙發育，對儲層產生一定積極作用；當雜基含量>7%時，孔徑0～1 μm范圍內的孔隙數量與雜基含量成負相關，雜基次生孔隙發育程度降低，加劇了儲層的致密。

2) 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段深水致密砂巖不同類型粘土礦物均可產生一定數量的晶間孔，一定程度上彌補了粘土礦物膠結物充填帶來的孔隙損失，但不同粘土礦物的形態、產狀及對儲層造成的敏感性又加劇了粘土礦物與滲透率關系的復雜性。伊利石、伊/蒙混層和綠泥石的含量高值區，儲層物性通常較差，優質儲層多分布在高嶺石的發育區。

3) 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段砂巖碳酸鹽膠結物以早成巖階段的方解石基底式膠結和中成巖階段的白云石孔隙式膠結為主，呈致密膠結狀充填各類孔隙，溶蝕作用弱，是華慶地區長6段深水致密砂巖儲層物性降低的主要因素之一；硅質膠結物主要來自于長石的溶解和粘土礦物的轉化，呈石英次生加大邊和自生石英的形式堵塞孔隙，雖然整體含量不高，但硅質膠結物含量高值區往往儲層物性較差。

圖11 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段砂巖硅質膠結物顯微特征Fig.11 Micrographs showing features of siliceous cement in Chang 6 sandstone,Huaqing area,Ordos Basina.蝕變長石周圍沉淀的硅質膠結物，HQ13-1井，埋深2 105.9 m，鑄體薄片；b.點-線接觸點兩側的硅質膠結物，HQ7-1井，埋深2 269.1 m，鑄體薄片；c.兩期石英加大邊，HQ6-7井，2 264.0 m，鑄體薄片；d.孔隙內的自生石英，HQ5-1井，埋深2 199.5 m,SEM；e.晶形完整的石英次生加大邊，HQ14-4井，埋深2 222.4 m,SEM；f.石英次生加大邊，HQ8-3井，埋深2 206.1 m,SEM

圖12 鄂爾多斯盆地華慶地區長6段砂巖硅質膠結物含量與物性關系Fig.12 Relationship between siliceous cement content and physical properties of Chang 6 sandstone,Huaqing area,Ordos Basina.硅質膠結物含量與孔隙度關系；b.硅質膠結物含量與滲透率關系

4) 填隙物對鄂爾多斯盆地華慶地區長6段深水致密砂巖儲層物性的影響顯著，高含量的雜基、碳酸鹽、硅質及伊利石、伊/蒙混層和綠泥石導致了儲層孔滲的降低；雜基含量≤7%且高嶺石膠結物相對發育的地區，往往是深水沉積儲層油氣勘探開發的有利“甜點”區。