鄂尔多斯盆地西南部长7和长6-3致密砂岩成岩作用与成岩相

冯　旭, 刘洛夫, 窦文超, 万青青, 徐正建, 吉海涛

(油气资源与探测国家重点实验室(中国石油大学)，北京 102249)



鄂尔多斯盆地西南部长7和长6-3致密砂岩成岩作用与成岩相

冯旭, 刘洛夫, 窦文超, 万青青, 徐正建, 吉海涛

(油气资源与探测国家重点实验室(中国石油大学)，北京 102249)

研究鄂尔多斯盆地西南部长7和长6-3致密砂岩成岩作用，探讨有利成岩相，为油气勘探开发提供理论依据。通过扫描电镜、流体包裹体、铸体薄片和X射线衍射分析等手段，结合埋藏史研究，结果表明：长7和长6-3砂岩储集空间以石英、长石等溶孔和残余粒间孔为主；为低孔-超低渗大孔微喉型储层；影响储层物性最主要的成岩作用是压实作用和胶结作用，其次是溶蚀作用和云母的蚀变膨胀；主要成岩序列为：压实作用-云母蚀变、绿泥石膜沉淀、石英次生加大-方解石和白云石胶结-石英溶蚀-长石溶蚀、石英和伊利石胶结-高岭石胶结-含铁碳酸盐、黄铁矿胶结。优质储层展布受沉积相和成岩相展布控制。最有利的成岩相是粒间孔-绿泥石膜胶结相；其次是溶蚀孔-长石石英溶蚀相。这2个成岩相叠合的相带是最有利的成岩储集相带。由于长7和长6-3段砂岩紧邻烃源岩，受有机酸的影响，溶蚀孔-长石石英溶蚀相最发育(溶蚀孔隙占全部孔隙的72.4%)。微裂隙-强压实相是相对不利的成岩储集相带。由于研究区云母和塑性岩屑含量较高，而机械压实使塑性岩屑变形甚至假杂基化，导致储层变得非常致密。微孔-碳酸盐胶结相和微孔-伊利石胶结相物性最差，是最不利的成岩储集相带。

成岩序列；成岩相；致密储层；物性；鄂尔多斯盆地

鄂尔多斯盆地三叠系延长组长7和长6-3段砂岩非均质性强，沉积成岩过程复杂，是中国典型的致密油发育区[1]。成岩相是成岩环境的物质表现[2]，与构造相、沉积相共同决定优质储层和含油有利区的分布位置[3,4]。本区构造相的影响并不明显[5]，并且致密砂岩中物性相对好的区域与成岩作用有关[6,7]。因此，在高勘探程度下继续寻找具有较好勘探和开发潜力的储层并预测储层储集性能的变化，有必要进行成岩作用和成岩相的研究。但是，以往的研究主要是针对延长组致密砂岩成岩作用的定性分析，对埋藏史、成岩相、云母的蚀变与伊利石胶结对储层影响的研究不够深入[8-11]。本文通过铸体薄片、扫描电镜、X射线衍射等分析测试手段，结合包裹体资料和埋藏史，对岩石中各组分，包括胶结物的含量、溶蚀量、压实损孔量等进行统计，对研究区致密储层的成岩作用和成岩相及其对储层质量的影响进行研究，确定储层成岩演化序列以及有利的成岩相。

1　地质概况

研究区位于鄂尔多斯盆地西南部(图1)。盆地为多期发育的大型多旋回克拉通盆地[12]。晚三叠世鄂尔多斯盆地受印支运动的影响而形成西南部陡、东北部缓的具有多物源、多水系及碎屑组分分带性明显的特征[13]。长7和长6砂体多为三角洲前缘及半深湖—深湖重力流沉积。东北地形宽缓、构造条件稳定，发育曲流河三角洲；西南地形略陡，形成辫状河三角洲(图1)。湖盆的西岸以浊积岩和三角洲沉积为主。长7湖相沉积在晚三叠世相序中达到了鼎盛，“张家滩页岩”广泛分布，是延长组最重要的生油层系。长6期深湖区面积大幅度减少，三角洲沉积体系极为发育。长7和长6-3小层在湖盆中心发育一套浊积岩致密储层，属于典型的陆相碎屑岩沉积体系，储层砂体以湖盆中心的砂质碎屑流沉积为主，部分为滨浅湖中发育的水下分流河道砂，是中国典型的致密油储层[14]。

图1　研究区地理位置及沉积相图Fig.1　Location of the study area and deposition facies diagram

1.1岩石学特征

根据研究区240块铸体薄片统计资料，长6-3和长7段砂岩结构成熟度较低，主要为细粒砂岩(平均为76.3%)，其次为中-细粒砂岩(平均为17.1%)和不等粒砂岩(平均为6.7%)。大部分碎屑颗粒磨圆度较差，呈棱角状—次棱角状；分选性中等—好；颗粒之间主要为线接触,其次为凹凸接触;胶结类型主要为孔隙-薄膜式、孔隙式胶结。

长6-3和长7砂岩的成分成熟度也较低，大多为岩屑质长石砂岩(平均质量分数为41.7%)和长石质岩屑砂岩(平均质量分数为33.9%; 图2-A)。岩屑以变质岩屑和火山岩屑为主；塑性岩屑含量很高，以云母、千枚岩、喷发岩为主(图2-B)。杂基以黏土矿物为主，还含有少量凝灰质。胶结物主要组分有碳酸盐、伊利石(水云母)、硅质和黏土矿物。

图2　鄂尔多斯盆地西南部长7和长6-3段砂岩组分特征Fig.2　The component characteristics of Chang 7 and Chang 6-3 sandstones in southwestern Ordos Basin(A)矿物成分三角图(按Folk砂岩分类[15]); (B)碎屑成分含量图；(C)填隙物成分含量图。Ⅰ.石英砂岩；Ⅱ.长石质石英砂岩；Ⅲ.岩屑质石英砂岩；Ⅳ.长石砂岩；Ⅴ.岩屑质长石砂岩；Ⅵ.长石质岩屑砂岩；Ⅶ.岩屑砂岩

1.2物性特征

长6-3和长7储集空间以石英、长石、岩屑溶蚀孔(面孔率为0.5%～3.5%，均值为1.0%)和残余粒间孔(面孔率为0.5%～3%，均值为0.68%)为主，其次还有少量的胶结物溶孔和杂基溶孔、微量的沸石溶孔、微裂缝及晶间孔。

长6-3和长7总体上物性相差不大，孔隙度(q)主要为8%～12%，渗透率(K)主要为(0.1～0.3)×10-3μm2(图3)。整体上长6-3和长7段砂岩孔隙度和渗透率都比较低，属于典型的低孔低渗致密储层。

2　成岩作用类型

2.1压实作用

由于上覆岩层的压力，压实作用开始于沉积之初，所能影响的最大深度可以分为2种情况：①西南部长7和长6-3最大埋深<3 km。没有大量的碳酸盐、硅质和黏土胶结物的情况下，长7和长6-3段砂岩的压实作用持续至今。②机械压实作用在大量甚至全部的原生孔隙被碳酸盐、硅质和黏土等胶结物填充后会被抑制。压实作用主要的表现形式有:①云母和塑性岩屑被压实变形、重新排列，有的甚至假杂基化，呈定向或半定向排列(图4-A)。②石英等脆性矿物颗粒被压裂。压实作用产生的微裂缝虽然对孔隙度的影响不大，却 极大地提高了渗透率。③压溶作用，由于高压应力使得颗粒接触位置发生溶解，溶解的颗粒边缘发生物理或化学作用后再沉淀，从而使得矿物颗粒呈凹凸接触(图4-A)。

图3　鄂尔多斯盆地西南部长7和长6-3段砂岩孔隙度和渗透率分布图Fig.3　Distribution of porosity and permeability diagram of Chang 7 and Chang 6-3 sandstones in southwestern Ordos Basin

图4　鄂尔多斯盆地西南部长7和长6-3段致密砂岩成岩作用Fig.4　Diagenesis of Chang 7 and Chang 6-3 tight sandstone reservoirs in southwestern Ordos Basin(A)微裂隙-强压实相，压实作用使黑云母呈半定向-定向排列，黑云母水解和蚀变导致体积膨胀并占据周围的孔隙，有的黑云母裂成薄片状，形成了层间微裂缝，黄47井，深度2 517.5 m； (B)泥晶碳酸盐胶结物交代石英、长石和岩屑，黄铁矿析出，微孔-碳酸盐胶结相，里47井，深度1 913.3 m；(C)自生硬石膏呈连晶状充填大部分粒间孔隙，安205井，深度2 437.7 m；(D)铁白云石呈嵌晶状充填孔隙，微孔-碳酸盐胶结相，庄188井，深度1 826.6 m； (E)铁方解石，元63井，深度2 194.5 m； (F)长石石英溶蚀相，宁33井，深度1 716.2 m; (G, H)次生针叶状的绿泥石环边胶结，绿泥石膜厚约4～5 μm，均匀分布，粒间孔-绿泥石膜胶结相，胡218井，深度2 135.8 m； (I)粒间呈手风琴状的高岭石，黄47井，深度2 457.5 m； (J，K)粒间片丝状伊利石呈搭桥状充填粒间孔隙，里89井，深度2 284.5 m； (L)伊蒙混层(I/S)，元63井，深度2 194.5 m。Bi.黑云母; Py.黄铁矿; Anh.硬石膏; Ank.铁白云石; Fer.铁方解石; Qd.石英溶蚀; Fd.长石溶蚀; Chl.绿泥石; Kln.高岭石; Ill.伊利石; I/S.伊/蒙混层

2.2胶结作用

2.2.1碳酸盐的胶结作用

研究区碳酸盐的胶结作用非常普遍(图4-B、D、E)。铁白云石和铁方解石含量最多，它们填充孔隙或交代矿物颗粒，所占的比例为0.4%～38%。这是因为研究区的火山岩、变质岩碎屑含量很高(图2)，提供了形成铁白云石和铁方解石所需的Fe2+和Mg2+[16]。在浅埋藏的早成岩阶段，某些样品中，早期的碳酸盐胶结过于强烈，原生孔隙被阻塞，因此溶解作用难以发生(图4-B)。在大部分样品中，早期碳酸盐胶结物仅填充了部分孔隙，余下的孔隙就可为后期碳酸盐胶结物的溶解提供通道。因此，早期的碳酸盐胶结物对孔隙的保存是有利的，因为早期的方解石和黏土膜胶结物，使沉积物避免了进一步被压实；而在后期方解石胶结物又被溶蚀，产生次生孔隙[17]。

2.2.2黏土矿物的胶结作用

研究区的黏土胶结物主要包括伊利石、绿泥石、伊蒙混层(I/S)、高岭石。黏土矿物充填于颗粒之间，使原生孔隙变为晶间微孔隙，不仅使孔隙度大幅度降低，并且严重降低了渗透率。

绿泥石一般形成于富铁的弱碱性环境中，火山岩蚀变和黑云母水解为形成绿泥石提供铁离子[18]。而研究区火山岩碎屑含量很高，云母含量高且普遍发生水解(图4-A)，因此绿泥石膜胶结很普遍。绿泥石在早期以颗粒包膜的形式生长(图4-G、H)，并阻止后期的石英次生加大和碳酸盐胶结[19]，因此对孔隙的保存有一定意义。

自生高岭石形成于酸性环境，主要充填在孔隙和裂缝中。高岭石沿着颗粒以孔隙衬里的方式向外生长，充填了大部分甚至整个粒间孔，晶间孔发育[8](图4-I)。但高岭石含量不多，晶间孔对整个研究区储层物性意义不大。伊利石也被称为水白云母或水云母[20]，在本区普遍存在，分布广、含量高，平均质量分数为7.5%，扫描电镜下呈丝状、毛发状和搭桥状以孔隙衬边和充填孔隙的形式存在(图4-J、K)。偏光显微镜下伊利石呈分散污浊状[20](图4-J)。伊利石含量较高，是因为长6-3和长7沉积时期盆地周缘强烈的火山活动提供了充足的火山物质，并在成岩期转化成蒙脱石，并最终转化成伊利石[20]。伊蒙混层表现出典型的薄层形态，以充填孔隙的形式存在(图4-L)。

2.2.3硅质胶结作用

砂岩中石英胶结需要的温度为75～165℃，并且随着温度的升高，石英次生加大更加强烈[21]。从研究区地层的埋藏史可看出，西南部长6-3和长7砂岩所经历的最大埋深是3 km，且经历的最高温度是125℃；在晚侏罗世—上新世，砂岩经历的温度为75～125℃(图5)。这说明长7地层经历了石英次生加大所需的温度，所以次生石英很普遍。石英加大嵌合使石英颗粒彼此镶嵌在一起。

硅质胶结作用形成于酸性环境，通常石英沿着原生石英颗粒形成加大边。在粒间孔和长石溶孔中，常见自生自形的锥柱状微晶石英垂直于石英颗粒表面生长。

2.2.4其他自生矿物

研究区黄铁矿和钛铁矿含量虽少却普遍存在，质量分数为0.1%～1%。它们通常是以分散的次立方体晶体、微球体和分散的簇状充填在孔隙中，或交代云母及其他矿物(图4-B)。黄铁矿化作用经常发生在裂缝附近，可能由流经裂缝系统的成岩流体中沉淀出来的，形成于还原环境[22]。

2.3溶蚀作用

溶蚀作用是研究区主要的增孔作用，与孔隙 流体、流体的流动性和可溶矿物有关。石英和长石的溶蚀作用是次生孔隙形成的主要原因，长6-3和长7砂岩中石英、长石的溶解很普遍，是研究区的主要储集空间。由于长7和长6-3砂岩富含云母、火山岩碎屑，它们的蚀变使沉积环境呈碱性[8]。碱性环境下，大量硅质被溶解，溶蚀后的石英边缘呈不规则状或港湾状，表面则凹凸不平(图4-F，图6-A)。长7和长6-3段砂岩紧邻烃源岩，因此在早成岩晚期和晚成岩早期来自烃源岩富含有机酸的溶液大量侵入[11]，因此碱性环境变为酸性环境，长石、岩屑和碳酸盐胶结物等组分被溶蚀，从铸体薄片中可见大量长石溶蚀孔(图6-B)。其次是岩屑和碳酸盐胶结物等组分的溶解，但它们所产生的次生孔隙非常有限。碎屑颗粒不仅沿着残余粒间孔进行溶蚀，还通过微裂缝溶蚀颗粒的内部(图6-A、B)，并且微裂缝被溶蚀加宽，因而孔隙间连通性较好(图6-C、D)。溶蚀作用使致密砂岩物性有了好转。

图5　鄂尔多斯盆地西南部延长组长7和长6段地层埋藏史[9]Fig.5　Burial history of Chang 7 and Chang 6 Formation in southwestern Ordos Basin[9]

2.4云母蚀变

研究区砂岩云母的含量很高，质量分数为3%～30%，平均为6.2%。云母晶粒一般呈片状或条带状，含云母细砂岩占总样品数的4.6%。由于强烈的压实作用，云母呈半定向-定向排列(图4-A)。并且云母普遍发生蚀变，膨胀并充填周围孔隙，使砂岩的渗透率和孔隙度大幅度降低，是本区砂岩致密的重要原因。部分云母沿着劈理裂开成薄片状，形成了层间微裂缝，后经过有机酸的溶蚀，裂缝被加宽，在一定程度上提高了致密砂岩的渗透率(图4-A，图6-D)。

3　成岩演化序列

3.1成岩演化阶段

参考《碎屑岩成岩阶段划分标志》[10,11]，结合X射线衍射资料、自生矿物分布及形成顺序等，可

图6　鄂尔多斯盆地西南部长7和长6-3段致密储层溶蚀作用Fig.6　Dissolution of Chang 7 and Chang 6-3 tight sandstone reservoirs in southwestern Ordos Basin(A)石英被溶蚀，庄10井，深度1 744 m；(B)长石被溶蚀，元63井，深度2 194 m；(C)沿着裂缝石英、长石等颗粒被溶蚀，西79井，深度1 927 m；(D)裂缝被溶蚀加宽，黄136井，深度2 524 m

知研究区长6-3和长7段砂岩主要处于中成岩A阶段末期。

3.2成岩序列分析

根据铸体薄片及扫描电镜下观察，成岩演化序列为：压实作用—长石次生加大、绿泥石胶结、石英次生加大、云母蚀变膨胀—泥晶方解石和白云石胶结，混层黏土胶结—伊利石胶结、石英溶蚀—长石、岩屑和方解石溶蚀、石英晶粒和沸石析出—硬石膏胶结、高岭石胶结—含铁碳酸盐胶结、黄铁矿胶结(图7、图8)。

3.3各成岩阶段主要特征

早成岩阶段A期：盆地处于稳定下沉阶段，中-细砂岩排列疏松，并且有大量的原生孔隙。压实强烈，早期的方解石、伊蒙混层胶结、石英长石次生加大，不仅使孔隙度损失严重，而且阻碍了后期酸性流体进入，从而影响了后期的溶蚀作用。在石英加大边发现大量烃类包裹体。将各期均一温度投影到埋藏史图(图5)上，石英次生加大边内侧分布的盐水包裹体的均一温度主峰为64～70℃，对应于距今155～148 Ma的晚侏罗世早期，对应的古埋深为1.4～1.5 km。

早成岩阶段B期：机械压实作用强烈。石英被溶蚀，伊利石胶结，石膏在该阶段析出，石膏中的盐水包裹体的均一温度主峰为66～105℃，对应于距今144～116 Ma的早白垩世早期—早白垩世中期，对应的古埋深为1.4～2.3 km，证明石膏形成于早成岩阶段B—中成岩阶段A1期。

中成岩阶段A1期：古地温为85～110℃，由于研究层位紧邻烃源岩，有机酸使成岩环境变为酸性。长石和岩屑在酸性环境下被强烈溶蚀。据与烃类包裹体共生的盐水包裹体资料可知，长6-3和长7段储层油气充注的古地温为100～120℃，根据埋藏史图，对应的沉积时间为距今130～97 Ma，古埋深为2.19～2.7 km。这与付金华提出的主要成藏期——早白垩世末期一致[23]。同时，发生硅质胶结，石英晶体析出。石英晶体边部盐水包裹体的均一温度主峰为90～98℃，对应于距今129～124 Ma的早白垩世中期，对应的古埋深为1.91～2.09 km。

图7　鄂尔多斯盆地西南部长7和长6-3段致密储层的成岩序列证据[9]Fig.7　Evidence of diagenetic sequences of Chang 7 and Chang 6-3 Formation in southwestern Ordos Basin(A)石英次生加大略早于绿泥石膜胶结，白云石胶结晚于绿泥石膜胶结； (B)石英次生加大略晚于绿泥石膜沉淀，早于白云石胶结，胡218井，深度2 135 m； (C)长石溶蚀发生在绿泥石膜胶结之后，随后石英颗粒析出，元63井，深度2 194.5 m； (D)绿泥石膜胶结，其次是白云石沉淀，随后是石英溶蚀，庄10井，深度1 744.7 m； (E，F)绿泥石膜胶结后的碳酸盐胶结物被溶蚀，元63井，深度2 194.5 m； (G)长石溶蚀后析出浊沸石，黄47井，深度2 457.5 m； (H)长石溶蚀后，沉淀高岭石，晶间孔发育，胡218井，深度2 135 m； (I)粒间孔中胶结的早期白云石溶蚀后，铁白云石沉淀，宁180井，深度1 495.6 m。Fsp.长石; Dol.白云石; Chl.绿泥石; Q.石英; Qd.石英溶蚀; Dd.白云石溶蚀; Lte.浊沸石; Fd.长石溶蚀; Kln.高岭石; Fd.长石; Ank.铁白云石

图8　鄂尔多斯盆地西南部长7和长6-3段致密储层成岩演化序列Fig.8　Diagenetic sequences of Chang 7 and Chang 6-3 tight sandstone reservoirs in southwestern Ordos Basin

中成岩A2期：随着烃源岩进入大量生烃阶段，产生的有机酸较少，孔隙水呈弱碱性[8]。地层由于抬升，压实作用减弱，但压实损失的孔隙度具不可逆性。铁白云石、铁方解石和黄铁矿等胶结物充填孔隙或交代其他矿物颗粒，并可见微裂缝。

4　成岩相类型

成岩相的分类目前仍未有统一的标准[24]。 因为储层物性主要是由沉积作用和成岩作用决定[3-5]，并且不同成岩作用及其产物形成不同的成岩相类型[5]。根据反映物性的“储集类型+物性主控因素”，可将研究区长6-3和长7致密砂岩储层成岩相分为以下5种成岩相带(按物性由好到差排序)。

4.1原生粒间孔-绿泥石膜胶结相

主要分布在研究区东北边的定边—吴起地区，三角洲前缘相的分支水道间微相，形成了长6-3和长7普遍致密的储层中物性相对较好的成岩区。主要的岩石类型为细粒岩屑长石砂岩(53.8%)，绿泥石的平均质量分数(w)为4.5%。主要的胶结类型是薄膜-孔隙胶结，绿泥石膜沿着颗粒边缘垂直向孔隙内部生长，形成颗粒包膜。研究区的绿泥石膜的厚度一般为3～5 μm(图4-G、H)。该相物性主要受控于压实作用和绿泥石膜的含量，绿泥石膜胶结增强了储层抗压实能力，使原生孔隙得到很好的保存(主要储集空间为粒间孔)[19]。并且，从表1中可以看出，该相物性最好，胶结物的含量相对较低，是因为碳酸盐、次生石英和伊利石的胶结作用在一定程度上被绿泥石膜阻止[19]，只有部分残余粒间孔被自生石英晶粒和高岭石充填；因此，绿泥石膜-粒间孔胶结相是该区最有利的成岩相带。

4.2溶孔-长石石英溶蚀相

主要分布在研究区北边的吴起—定边和南边的庆城—庆阳—合水地区，一般见于深湖—半深湖相水下分流河道砂体和重力流复合水道微相[25]的细粒岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩中。胶结类型以孔隙胶结为主。物性的主要影响因素是沉积作用、压实作用、溶蚀作用。早成岩阶段B期，在碱性环境下，大部分石英被溶蚀。中成岩阶 段A1期，长7和长6-3段砂岩紧邻烃源岩，古地温为85～110℃，该温度范围使有机酸得到较好的保存[26]，并且有机质在该期进入成熟阶段。有机酸使成岩环境变为酸性，长石被大量溶蚀，岩屑和胶结物等组分被轻微溶蚀。因此，该成岩相最重要的储集空间类型是石英和长石溶蚀孔。溶蚀作用使孔隙间连通性变好，储层储集空间增大，为扩容性成岩相，易于油气的充注。从表1中可看出，该相溶蚀孔隙发育，细—微细喉道发育，孔喉连通性好，渗流能力最好，孔隙内的油气极易通过喉道被开采出来，为有利成岩相带分布区，是油田开发的主力产层。

表1　鄂尔多斯盆地西南部长7和长6-3段致密储层各成岩相的特征Table 1　Characteristics of each diagenetic facies of Chang 7 and Chang 6-3 tight sandstone reservoirs in southwestern Ordos Basin

4.3微裂隙-强压实相

该成岩相主要分布在研究区中部和南部的华池—庆城—正宁地区的半深湖和深湖相，岩性主要为极细-细粒岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩。由铸体薄片资料可知，机械压实、压溶作用使原生孔隙度损失近18.3%，影响物性的主要因素是沉积作用和压实作用。该成岩相在云母和塑性含量高的区域尤其发育，典型的特征是：塑性岩屑含量高，粒度细，胶结物含量相对较少。形成强压实相的原因是：①石英等抗压能力强的矿物颗粒含量少，石英平均质量分数仅为35.2%，长石平均质量分数为28.7%，而岩屑以塑性岩屑为主(图2-B)，因此压实作用的效果相对增强，塑性碎屑被挤压弯曲变形；又由于长6-3和长7砂岩紧邻烃源岩，生烃时排出的有机酸与这些塑性组分发生化学反应，因此，这些岩屑水化膨胀或假杂基化，充填在孔隙中，使得储层孔隙急剧减小。②砂岩的粒度细，主要粒径区间为0.1～0.2 mm，最大粒径平均值为0.3 mm。

由于强烈的压实作用，从铸体薄片和SEM图像中可看到微裂隙和微裂缝，有的甚至贯穿石英、长石等颗粒；缝内一般较干净，因为酸性流体的溶蚀作用，部分微裂隙被延伸扩大形成溶蚀缝(图6-C、D)。微裂缝系统有助于提高致密油的有效渗透率，从SEM图像中可以清楚地观察微裂缝系统，可以看出砂岩结构较致密，微孔缝很多，平均宽度<1 μm，主要长度为2～17 μm。虽然该相的孔隙度最低，但渗透率却相对较好(表1)，这是因为微裂缝沟通了孔隙，使物性变好。综上所述，微裂隙-强压实相是不利的成岩相。

4.4微孔-碳酸盐胶结相

研究区碳酸盐胶结相在平面上的分布没有规律。一般见于分支水道间微相，以细粒长石岩屑砂岩和岩屑长石砂岩为主。物性的主要影响因素是胶结作用。从铸体薄片中，可以看到被连晶碳酸盐胶结的地区普遍发育高岭石胶结物，因此该相储集空间以自生高岭石胶结物的晶间微孔隙为主，孔径很小(5.6～9.0 μm)，微孔隙间的连通性不好。

该相形成的原因有2种：①早期的方解石、白云石以连晶状态充填在孔隙之中(图4-B)，因而阻碍了流体的交换，阻止了溶蚀作用，使储层几乎丧失储集性能。②在溶蚀作用发生之后，储层没有油气的充注，但这些孔隙均被含铁方解石和铁白云石(质量分数均值为14.1%)以连晶状态充填在孔隙之中(图4-D)。孔隙不发育，喉道细小且连通性很差，是不利的成岩相带。

4.5微孔隙-伊利石胶结相

该相在研究区中南部的华池—合水地区最发育，物源主要来自盆地东北和西南方向，为半深湖-深湖相分支水道间微相。最显著的特点是伊利石胶结物含量高，质量分数均值为16.8%，有效孔隙少。伊利石多呈毛发状、卷曲片状、纤维状搭桥式充填粒间孔隙并交代碎屑颗粒；随着埋藏进一步加深，伊利石被挤压变形充填在孔隙中并分割孔隙(图4-J、K)。因此，虽然该成岩相微孔隙发育，但孔隙连通性差，是物性最差的成岩相。

5　结 论

a.鄂尔多斯盆地西南部长6-3和长7段砂岩刚性颗粒含量较少，塑性岩屑含量高，而填隙物以伊利石和碳酸盐胶结物为主，主要的孔隙类型为残余粒间孔和溶蚀孔，平均孔隙度为9.6%，平均渗透率为0.2×10-3μm2，属于典型的低孔-超低渗致密储层。

b.压实作用和胶结作用是研究区砂岩变得致密的决定性因素，其次是云母的蚀变膨胀和石英次生加大。压实作用是三叠系砂岩孔隙减少的代表性作用。由于塑性岩屑含量较高，压实作用使塑性岩屑变形充填在孔隙之中，因此储层变得更加致密。胶结作用特别是晚期的铁方解石和铁白云石胶结作用对物性有决定性的影响；黏土矿物特别是伊利石的沉淀使得孔隙度进一步降低，并且严重损害了储层的渗透能力；少量的微裂缝对孔隙度的影响不大却使渗透率有了提高，而早期绿泥石膜的形成有利于原生孔隙的保存。其次，石英的次生加大、高岭石的沉淀，浊沸石、菱铁矿、黄铁矿等的充填使得储层更加致密。但是，长石、石英和岩屑的溶蚀使储层质量变好。

c.成岩演化序列为：压实作用—长石次生加大、绿泥石胶结、石英次生加大、云母蚀变膨胀—泥晶方解石和白云石胶结，混层黏土胶结—伊利石胶结、石英溶蚀—长石、岩屑和方解石溶蚀、石英晶粒和沸石析出—硬石膏胶结、高岭石胶结—含铁碳酸盐胶结、黄铁矿胶结。

d.优质储层展布受沉积相和成岩相控制，平面上，最有利的成岩相是粒间孔-绿泥石膜胶结相；其次是溶蚀孔-长石石英溶蚀相。由于储层砂岩紧邻烃源岩，受有机酸的影响，该成岩相最发育。二者的叠加和改造部位是致密储层油发育的成岩相带。微裂隙-强压实相是不利的成岩储集相带；而微孔-碳酸盐胶结相和微孔-伊利石胶结相物性最差，油气难以通过微孔隙，采收率低，是最不利的成岩相带。

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Diagenesis and diagenetic facies of the Chang 7 and Chang 6-3 tight sandstone reservoirs in southwestern Ordos Basin, China

FENG Xu, LIU Luo-fu, DOU Wen-chao, WAN Qing-qing,XU Zheng-jian, JI Hai-tao

StateKeyLaboratoryofPetroleumResourcesandProspecting,ChinaUniversityofPetroleum,Beijing102249,China

Rock thin section observation, scanning electronic microscopy (SEM), X-ray diffraction analysis and other analysis technologies are used, combined with the analysis of burial history, diagenesis and diagenetic facies of Chang 7 and Chang 6-3 tight reservoir beds, so as to provide theoretical basis for petroleum exploration and development of Chang 7 and Chang 6-3 tight sandstone in southwestern Ordos Basin. It shows that the main reservoir spaces of sandstones are quartz and feldspar dissolution pores and residual intergranular pores. The sandstones of Chang 7 and Chang 6-3 are characterized by low porosity, ultralow permeability, macropore, and micro-throat. It reveals that the main diagenesis affecting the reservoir physical properties is compaction and cementation, followed by dissolution and mica swelling and alteration. The main diagenetic sequences are compaction-mica alteration, chlorite cementation, quartz overgrowth-calcite and dolomite cementation-quartz dissolution-feldspar dissolution, quartz and illite cementation-kaolinite cementation-iron-bearing carbonate and pyrite cementation. Distribution of high quality reservoir is controlled by sedimentary facies and diagenetic facies. The most favorable diagenetic facies are intergranular pore-chlorite cementation facies, following by dissolved pore-feldspar and quartz dissolution facies. Chang 7 and Chang 6-3 sandstones are adjacent to source rocks and affected by organic acids, dissolved pore-feldspar and quartz dissolution facies are well developed (dissolution pores account for 72.4% of the total pores). The superimposed or transformed area of these two facies is the most favorable diagenetic reservoir facies, while the microcrack-strong compaction facies is relatively unfavorable diagenetic reservoir facies. The contents of mica and plastic fragments are very high in the study area. Some mica and plastic fragments even underwent plastic deformation and filled into intergranular volume and became false matrices. Compaction plays a more important role in destroying the primary porosity, starting at the beginning of deposition and continuing to the present. Micropore-carbonate cementation facies and micropore-illite cementation facies are the most unfavorable diagenetic facies which result in the worst quality reservoir.

diagenetic sequence; diagenetic facies; tight sand reservoir; properties; Ordos Basin

10.3969/j.issn.1671-9727.2016.04.12

1671-9727(2016)04-0476-11

2016-04-30。

国家自然科学基金(41372143)及教育部高等学校博士学科点专项科研基金(20130007110002)联合资助。

冯旭(1988-)，女，硕士研究生，主要从事储层沉积与成岩作用研究, E-mail: fxx085@163.com。

刘洛夫(1958-)，男，博士，教授，主要从事石油地质学的研究, E-mail: liulf@cup.edu.cn。

P588.2

A