乌尔禾—风南地区百口泉组碎屑岩储层成岩作用及孔隙演化

许 同, 刘洛夫, 汪 洋, 季焕成, 宋光建, 万青青, 罗泽华,李晓中, 李林泽, 李婧仪

( 1. 中国石油大学(北京) 油气资源与探测国家重点实验室,北京 102249; 2. 中国石油大学(北京) 地球科学学院,北京 102249; 3. 中国石油新疆油田分公司 风城油田作业区,新疆 克拉玛依 834000 )

0 引言

成岩作用对碎屑岩储层物性演化有重要影响，是当今沉积学方向研究较为活跃的领域之一[1-3]。成岩作用研究主要采用铸体薄片、碳氧同位素、扫描电镜、XRD等测试分析方法。碎屑岩自沉积埋藏之后经历的成岩演化过程对储层孔隙的保存与改造有重要影响，加强成岩作用研究对深化碎屑岩储层形成和演化的认识具有重要意义[4-5]。

孔隙度在埋藏成岩过程中是一个连续变化的过程，主要受到沉积、构造、成岩等方面作用的影响[6-7]，恢复一个地区的储层孔隙演化过程是研究油气成藏过程及储层发育特征的重要内容。目前，孔隙演化研究的主要方法有经验统计法[8]、铸体薄片加成岩序列法[9-10]及数值模拟方法[11]。

乌尔禾—风南地区是新疆风城油田、风南油田作业区油气勘探工作的重点区块，其三叠系百口泉组是研究区的主要油气产层之一，深化层位的研究对准噶尔盆地油气的进一步勘探开发具有重要意义。目前,对乌尔禾—风南地区百口泉组的研究主要针对其沉积相、成岩相分布及构造演化等方面[12-18]，对该地区储层孔隙演化的研究较为薄弱。笔者采用铸体薄片加成岩序列法，以铸体薄片镜下观测结果为依据，对各种成岩作用对孔隙的影响进行定量评价，再结合成岩演化序列对各孔隙变化量进行归位，重建孔隙演化过程，恢复结果相较其他方法更为准确。

1 区域地质概况

准噶尔盆地是我国西北部重要的大型含油气叠合盆地，其西北缘是国家重要的油气资源富集区之一，已经发现克拉玛依、风城等重要的工业油气田。乌尔禾—风南地区隶属于准噶尔盆地西部隆起带，以乌夏断裂带为北界，克乌断裂带为西界，东南部为玛湖坳陷，总面积约为600 km2(见图1)。区域地层发育较为齐全，基底为海西期结晶基底及石炭系早期褶皱基底组成的双基底构造，盖层发育石炭系至白垩系沉积物。其中二叠系风城组(P1f)、夏子街组(P2x)和乌尔禾组(P3w)是区域主力烃源岩；三叠系百口泉组(T1b)、克拉玛依组(T2k)，以及二叠系风城组(P1f)、乌尔禾组(P3w)为区域主要储集层[13-20]。

研究区百口泉组碎屑岩储层距西北部火成岩物源区较近，主要为砂岩和砂砾岩，整体粒度较粗，分选差，岩屑含量较高。百口泉组与上覆克下组为连续沉积，与下伏乌尔禾组为角度不整合接触。区域不整合面较为发育，是油气输导的良好通道[17,20-21]。

2 储层基本特征

2.1 岩石学

图2 乌尔禾—风南地区百口泉组碎屑岩储层岩性成分三角图Fig.2 Lithologic composition triangle plot of Baikouquan formation clastic reservoir in Wuerhe-Fengnan area

百口泉组(T1b)碎屑岩储层整体为一套扇三角洲平原及前缘亚相的粗碎屑岩沉积物[16]，埋深在700～3 800 m之间，沉积厚度为100～200 m，垂向上可划分为3个正韵律砂层组，整体具有向上粒度变细、泥质含量增加、平原亚相缩小、前缘亚相增加的趋势，表现为湖侵进积的沉积特点[19-20]。

百口泉组碎屑岩储层大多数为岩屑砂岩，其次为长石岩屑砂岩(见图2)。其中石英碎屑体积分数为1.0%～45.7%，平均为10.6%；长石体积分数为1.0%～35.0%，平均为5.6%；岩屑体积分数为27.0%～97.3%，平均为83.8%，主要为凝灰质、流纹质等火山岩岩屑，其次为泥质岩屑；碎屑岩成分成熟度(Q/(R+F))低，为0.06～0.62，平均为0.14，颗粒分选差，大小混杂，磨圆为次圆状—次棱角，表现为近物源快速堆积的特点[13]。

2.2 物性

研究区百口泉组碎屑岩孔隙度为3.2%～27.8%，平均为14.8%，渗透率为1.50×10-5～0.96 μm2，平均为72.76×10-3μm2，属于低孔—中渗储层(见图3)，渗透率在一定程度上受控于孔隙度参数，但两者相关性较差，相关因数为0.19，与储层收缩缝及微裂缝的发育有关。高压压汞实验结果表明，百口泉组碎屑岩储层排驱压力中等，介于1.36～10.88 MPa，平均为5.35 MPa；分选因数平均为1.78，相对较高，分选较差，储层孔隙喉道分布不均匀，整体非均质性较强。

图3 乌尔禾—风南地区百口泉组碎屑岩储层孔隙度及渗透率频率直方图

2.3 孔隙类型

乌尔禾—风南地区百口泉组碎屑岩储层的孔隙类型包括残余粒间孔(见图4(a))、长石—石英—岩屑粒内溶孔(见图4(b-d)、黏土矿物收缩缝(见图4(e))及构造微裂缝(见图4(f))。其中以粒内溶孔和残余粒间孔最为发育，分别占总孔隙的38%和29%；其次为构造微裂缝和黏土矿物收缩缝，分别占总孔隙的18%和14%。虽然黏土矿物收缩缝和构造微裂缝在总孔隙的占比相对较少，但可极大提高储层的渗流能力，并对沟通孔隙流体及后期成岩改造具有重要意义[22]。

图4 乌尔禾—风南地区百口泉组碎屑岩储层储集空间类型Fig.4 Reservoir space types of Baikouquan formation clastic reservoir in Wuerhe-Fengnan area

3 成岩作用类型及特征

研究区百口泉组发育的成岩作用类型主要有压实—压溶作用，钙质、硅质、泥质胶结作用，长石、岩屑、石英的溶蚀作用，构造裂缝作用及烃类侵位作用等。

3.1 压实—压溶作用

研究区百口泉组储层最大埋深可达3 800 m，遭受压实作用较强，随埋深增加岩石孔渗明显下降，压实作用是导致原生孔隙减少的重要原因。镜下薄片观察可见碎屑颗粒接触紧密，以点—线状接触为主；由于颗粒长期处于高应力状态，在部分颗粒的结合处发生压溶现象，颗粒边缘溶解后再沉淀，从而使矿物颗粒间呈凹凸接触(见图5(a-b))，石英、长石压溶释放的SiO2是储层重要的硅质来源；部分刚性颗粒在应力作用下发生破裂(见图4(f))，提高储层的孔渗条件；塑性组分(部分岩屑、云母)受到挤压作用而弯曲变形、重新排列，充填粒间孔隙而形成假杂基化(见图5(c))。压实作用在研究区普遍发育，尽管压实强度随碎屑岩组分及深度不同而有差异，但整体表现为中—强压实，原生孔隙的减少很大程度上受到强烈压实作用的控制。

3.2 胶结作用

百口泉组储层经历的胶结作用主要包括方解石胶结，伊/蒙混层、高岭石、伊利石等黏土矿物胶结，硅质胶结及部分黄铁矿胶结。

3.2.1 黄铁矿胶结

镜下观察可见黄铁矿为不透明矿物，在单偏光及正交偏光下呈黑色(见图5(d))，反射光下呈浅黄铜色，具金属光泽，外形呈瘤状或草莓状。黄铁矿胶结是区域较为次要的胶结物，体积分数较小(1.00%～6.00%)，平均为2.13%，但对反映成岩环境具有重要意义，百口泉组成岩早期可能处于较强的还原成岩环境[23-24]。

3.2.2 方解石胶结

百口泉组钙质胶结物较为发育，主要为方解石和含铁方解石，还有少量白云石、铁白云石。百口泉组碎屑岩储层中钙离子的来源主要有两种[25]：一是来自内部火山岩岩屑释放的Ca2+，二是来自临近泥岩层，由泥岩中有机质通过多种方式产生Ca(HCO3)2，经流体携带进入储层中并沉淀[26]。方解石胶结是研究区百口泉组储层中最主要的胶结类型，体积分数为1.00%～20.00%，平均为4.50%，镜下观察主要呈基底式胶结(见图5(e))而充填于粒间孔隙，以早期泥晶方解石及中期(含)铁方解石胶结物为主，后期部分碳酸盐岩胶结物被溶蚀，形成胶结物内溶蚀孔隙。

3.2.3 硅质胶结

百口泉组硅质胶结较为常见，占总矿物体积分数的1.00%～8.00%，主要来源于早期地层水中SiO2局部达到过饱和状态后的沉淀，其次还存在压溶作用及硅酸盐矿物溶解释放的SiO2。储层硅质胶结物以石英次生加大边和自生石英颗粒为主，长石质胶结物极少。石英次生加大边主要为Ⅰ级、Ⅱ级，沿石英颗粒边缘生长，厚度为20～80 μm，和主矿物之间可见明显的颗粒线(绿泥石膜等)(见图4(a、e)、图5(b-c))，扫描电镜下可见自形晶面发育(见图6(a))。石英次生加大边整体发育程度较低，往往发育不完全，很少有环边状，镜下可见部分被溶蚀呈不规则港湾状(见图4(a))，少数为Ⅲ级加大边，宽度为50～100 μm；自生石英相对较少，且个体较小，镜下可观察到较为完整的六方双锥晶形(见图6(b))。

图6 乌尔禾—风南地区百口泉组碎屑岩储层黏土矿物扫描电镜照片Fig.6 Scanning electron microscopy image of clay minerals of Baikouquan formation clastic reservoir in Wuerhe-Fengnan area

3.2.4 黏土矿物胶结

百口泉组碎屑岩储层XRD测试结果表明，黏土矿物占总矿物体积分数的4.00%～8.00%，平均为6.23%，主要为伊/蒙混层、高岭石、伊利石和绿泥石。

伊/蒙混层是储层最主要的黏土矿物，呈孔隙衬边式胶结，外形为蜂窝状或棉絮状(见图6(c-d))，占总黏土矿物体积分数的23.00%～87.00%，平均为52.56%。随埋深和地温增大，伊/蒙混层(I/S)中蒙皂石层的体积分数逐渐减小(见图7)，为14.00%～81.00%，后期伊/蒙混层逐渐向伊利石转化。

其次为高岭石，镜下可见沿颗粒表面呈书页状或蠕虫状排列(见图6(b、e))，占总黏土矿物体积分数的5.00%～58.00%，平均为21.25%。随埋深增大，呈现先减小后增加的趋势，根据高岭石多附着于长石质颗粒表面的特点(见图5(f))，其成因主要与长石和岩屑内硅铝质组分蚀变有关。

绿泥石占总黏土矿物体积分数的0.30%～46.00%，平均为13.45%，包括早期表生绿泥石(见图5(c))和晚期自生绿泥石，以晚期自生绿泥石为主，多分布于储层和泥岩接触区域，可能与临近烃源岩排出的富铁镁流体有关[24]；表生绿泥石体积分数较低，主要为颗粒沉积时表面附着的绿泥石膜。

伊利石在镜下呈针状或叶片状(见图6(f))，占总黏土矿物体积分数的5.00%～19.00%，平均为7.61%。随埋深增大呈上升趋势。伊利石除由伊/蒙混层转化外，还可能源于成岩作用后期钾长石和高岭石的反应[22]。

图7 蒙皂石层在伊/蒙混层中比例随深度变化关系Fig.7 Diagram of the proportion of the smectite layer in the I/S mixed layer with depth

颗粒间发育的黏土矿物胶结物填充粒间孔隙、堵塞喉道，但早期的黏土矿物胶结对减缓压实作用,以及后期黏土矿物脱水收缩产生的大量收缩缝(成岩裂缝)对改善储层条件具有重要意义[27-28]。

3.3 溶蚀作用

研究区百口泉组储层中长石、石英及岩屑粒内溶蚀现象较为常见，其次为方解石胶结物溶蚀。长石、石英被流体溶蚀而形成粒内溶孔(见图5(a、f))甚至铸模孔(见图4(b-c))；方解石胶结物溶蚀形成少量粒间胶结物溶孔。长石溶蚀是研究区最常见的溶蚀类型，镜下可见长石颗粒沿边缘、解理面或双晶结合面等较薄弱的部位开始溶蚀，形成粒内溶孔(见图5(f))。研究区石英溶蚀在区域较为常见，镜下可见石英粒内溶孔和石英次生加大边不规则溶蚀，甚至整个石英颗粒被强烈溶蚀而形成铸模孔(见图4(c))。

研究区岩屑粒内溶蚀现象发育，其溶蚀机理主要分为两种，分别对应铝硅酸盐矿物和硅质矿物的溶蚀过程(见图4(d)、图5(d))。由于研究区岩屑类型以凝灰质、流纹质等火山岩岩屑为主，岩屑内部包含很多长石和石英颗粒，在相应的流体环境下与外界长英质物质同时受到溶蚀，形成粒内次生孔隙[29-30]。

3.4 烃类侵位作用

百口泉组是研究区重要的油气产层，紧邻二叠系烃源岩层且存在深大断裂沟通深部烃源岩[13,15]，储层岩石薄片中可以观察到大量的残余沥青(见图8(a-b))，显示经历过烃类物质的侵入过程。百口泉组储层早期烃类物质充注早于岩屑、长石溶蚀(见图8(c-d))，有机质生烃的早期产生大量的有机酸，低浓度高活性的酸性流体进入储层后对百口泉组储层改造产生重要影响，可以极大地促使碳酸盐岩胶结物、长石及部分铝硅酸盐岩屑等易溶矿物发生溶蚀[31]，现今储层残余沥青附近可见溶蚀作用发育(见图8(c-d))。

3.5 构造裂缝作用

受印支运动和燕山运动的影响，准噶尔盆地西北缘褶皱山系受到持续的推覆作用，百口泉组碎屑岩储层处于较强的应力环境[15]。随埋深逐渐增大，应力逐渐积累，当应力超出颗粒破裂极限时，部分刚性矿物颗粒发生破裂，产生构造裂缝，百口泉组储层渗透率明显提高(见图4(f))，也有利于后期流体的沟通改造。镜下观察到，部分早期形成的裂缝受后期火山岩岩屑蚀变及流体改造作用影响，沉淀形成石英等胶结物充填裂缝，呈脉状展布(见图5(f))。

4 成岩演化序列

乌尔禾—风南地区百口泉组碎屑岩储层埋深多为700～3 800 m，压实—压溶作用较强，颗粒间主要呈线状接触，钙质胶结物以方解石和含铁方解石为主，发育Ⅰ和Ⅱ级石英次生加大边及自生石英，可见大量的储层残余沥青。根据研究区烃源岩埋藏史—热史研究结果，百口泉组有机质镜质体反射率Ro为0.3%～1.2%，有机质大多已演化到成熟阶段[18,22]，蒙皂石层在伊/蒙混层中比例为14.0%～81.0%，碎屑岩储层目前处于早成岩阶段B期—中成岩阶段A期。

根据大量的铸体薄片观察，分析不同成岩矿物之间的空间占位关系及溶蚀情况：(1)早期烃类物质侵入晚于石英次生加大边(见图8(a))，早于长石、岩屑、石英溶蚀作用(见图8(b-d))；(2)早期绿泥石黏土膜发育早于石英次生加大边。在石英次生加大边和主矿物之间可以观察到明显的绿泥石黏土膜(见图8(e))；(3)石英次生加大边早于泥质胶结。泥质胶结物覆盖在石英次生加大边外围，说明先发生石英次生加大边，后发生泥质胶结(见图8(f))；(4)黄铁矿胶结早于泥质胶结。碎屑颗粒表面先附着黄铁矿胶结物，被泥质胶结物包裹，说明黄铁矿胶结早于泥质胶结(见图8(g))；(5)泥质胶结早于方解石胶结。颗粒边缘为黏土矿物，外缘为方解石胶结物，粒间方解石胶结物几乎被黏土矿物完全包裹，说明先发生泥质胶结，后发生方解石胶结(见图8(h-i))；(6)方解石胶结早于溶蚀作用。方解石几乎充填所有的粒间孔，没有在石英、长石溶孔中沉淀，说明先发生方解石胶结，后发生石英、长石溶蚀(见图8(j-l))。

图8 乌尔禾—风南地区百口泉组碎屑岩储层成岩演化序列镜下照片Fig.8 Evidence of diaganetic sequences of Baikouquan formation clastic reservoir in Wuerhe-Fengnan area

长石溶蚀一般在酸性或弱酸性环境下发生，溶蚀作用多沿解理面发育(见图4(b-c))，由于长石溶蚀提供K+，常伴随自生高岭石的生成(见图5(f))；石英在酸性条件下较为稳定，其溶蚀一般发生在中性至碱性环境下，主要为局部成岩环境的变化及其他成岩反应(如黏土矿物转化)对流体中SiO2的消耗引起的，镜下观察到石英的边缘呈港湾状溶蚀(见图4(a-b))或整体被大范围溶蚀为铸模孔(见图4(c))。

百口泉组现今地层水介质为中性偏碱，且酸性流体侵入发生于长石溶蚀之前，因此推断长石溶蚀及高岭石生成发生较早；后期随成岩作用增强、酸性流体消耗，逐渐转化为中性至偏碱性环境，石英在中性至(弱)碱性环境下发生溶蚀。

因此，乌尔禾—风南地区百口泉组碎屑岩储层的成岩演化序列为：绿泥石膜胶结—黄铁矿胶结—石英次生加大边—黏土矿物胶结—方解石胶结—长石溶蚀及高岭石胶结—石英溶蚀(见图9)。

图9 乌尔禾—风南地区百口泉组碎屑岩储层成岩演化序列Fig.9 Diaganetic sequences of Baikouquan formation clastic reservoir in Wuerhe-Fengnan area

5 孔隙演化模式

5.1 成岩演化阶段划分

根据乌尔禾—风南地区的构造演化特征，地层整体上具有早期快速沉降、晚期基本稳定的特点[15]，压实作用的影响主要体现在储层埋藏的早、中期；结合成岩演化序列将孔隙演化史划分为压实减孔、压实胶结减孔和溶蚀裂缝增孔3个阶段。

(1)压实减孔阶段。对应早成岩作用A期，由于盆地早期快速沉降，储层遭受强烈的机械压实作用，以及早期绿泥石和黄铁矿的胶结作用。该阶段的减孔作用主要为机械压实减孔作用，早期的快速埋藏使碎屑岩储层粒间孔快速降低，储层孔隙水排出，胶结作用减弱，颗粒间缺少支撑物，促使压实减孔加剧。

(2)压实胶结减孔阶段。对应早成岩作用B期，储层持续深埋且在古地温升高条件下持续致密。该阶段的减孔作用主要为机械压实—压溶减孔及胶结减孔作用。镜下观察到，石英次生加大边、方解石胶结物及多种黏土矿物胶结物等充填孔隙、喉道，碎屑岩储层孔隙度继续降低。根据成岩演化序列，百口泉组碎屑岩储层胶结减孔作用主要发生在溶蚀作用之前，故将长石溶蚀的大量出现作为阶段结束的标志。

(3)溶蚀裂缝增孔阶段。对应早成岩作用A期，主要遭受烃类侵位作用、长石和石英溶蚀、伊/蒙混层向伊利石转化、黏土矿物脱水收缩等成岩作用。岩石处于高应力状态，部分产生构造裂缝，构造裂缝和黏土矿物收缩缝大幅提高储层渗透率。沉积后期地层沉降逐渐稳定，由于地温升高，有机质成熟生烃并伴随酸性流体侵入储层，长石、方解石等易溶矿物发生溶蚀，改善储层孔隙结构，后期流体环境逐渐过渡到中性偏(微)碱环境，发育石英溶蚀。该阶段产生的微裂隙、收缩缝和大量溶蚀孔隙，对储层改造及后期油气聚集成藏有重要意义。

5.2 孔隙演化计算方法

根据成岩演化序列及成岩演化阶段，采用孔隙演化计算模型：

Φn=Φ0-ΔΦcp-ΔΦcm+ΔΦd+ΔΦf+ΔΦcl,

(1)

式中：Φn为现今孔隙度；Φ0为储层砂岩初始沉积时的原始孔隙度；ΔΦcp为压实作用造成的减孔量；ΔΦcm为胶结作用造成的减孔量；ΔΦd为溶蚀增孔量；ΔΦf为裂缝增孔量；ΔΦcl为黏土矿物收缩缝产生的增孔量。

5.2.1 原始孔隙度

根据储层砂岩筛析法得到的粒度分析数据，计算Trask分选因数(S0)，可以有效估算砂岩原始孔隙度(Φ0)[32-33]，即

S0=(P75/P25)1/2,

(2)

Φ0=20.91+22.90/S0,

(3)

式(2-3)中：P25、P75分别为粒度累积曲线上颗粒累积频率25%、75%对应的颗粒直径。

5.2.2 压实减孔量

压实减孔作用是导致百口泉组储层孔渗条件降低的最重要因素。压实后残余孔隙包括镜下观察到的现今残余粒间孔、胶结物占据的粒间孔及粒间胶结物溶蚀孔隙，原始孔隙度和压实后孔隙度的差值为压实减孔量(ΔΦcp)[10]：

Φ1=Ct+(φpm+φca)/φt×Φp,

(4)

ΔΦcp=Φ0-Φ1,

(5)

式(4-5)中：Φ1为压实减孔期后的孔隙度；Ct为胶结物体积分数；φpm为镜下残余粒间孔面孔率；φca为胶结物溶蚀孔面孔率；φt为总面孔率；Φp为实测孔隙度。

5.2.3 胶结减孔量

根据成岩演化序列，胶结减孔主要发生在大规模溶蚀作用前，胶结减少的孔隙度由现今胶结物充填的孔隙部分及胶结物溶蚀面孔率估算，即

Φ2=φpm/φt×Φp,

(6)

ΔΦcm=Φ1-Φ2=Ct+φca/φt×Φp,

(7)

式(6-7)中:Φ2为胶结后剩余孔隙度；ΔΦcm为胶结减孔量。

5.2.4 溶蚀、裂缝、收缩缝增孔量

溶蚀作用及构造裂缝、黏土收缩缝等对改善储层条件有重要意义。溶蚀增孔量可以通过铸体薄片镜下识别统计溶蚀孔面孔率得到[34-35]，可以求得裂缝增孔量(ΔΦf)和收缩缝增孔量(ΔΦcl)，溶蚀裂缝增孔总量(ΔΦd)为

ΔΦd=φd/φt×Φp,

(8)

ΔΦf=φf/φt×Φp,

(9)

ΔΦcl=φcl/φt×Φp,

(10)

式(8-10)中：φd为溶蚀孔面孔率；φf为裂缝增孔面孔率；φcl为黏土矿物收缩缝增孔面孔率。

5.3 孔隙演化过程

孔隙演化参数计算使用的储层岩石样品性质较为相近，主要为岩屑砂岩及部分长石岩屑砂岩，分选较差，成分成熟度低，现今孔隙度介于10.0%～18.0%，与研究区百口泉组碎屑岩储层的岩性基本一致。根据孔隙演化恢复结果(见表1)，计算现今孔隙度和岩心实测孔隙度相差较小，表明孔隙演化的恢复效果较好。建立砂岩孔隙演化模式(见图10)，将乌尔禾—风南地区百口泉组碎屑岩储层的孔隙演化过程分为3个阶段：

(1)早三叠世至晚三叠世早期(255～215 Ma)，百口泉组储层埋深在0～1 600 m之间，对应储层压实减孔阶段，快速沉降导致的压实减孔是储层物性变差的最主要因素，平均压实减孔约为18.5%，砂岩压实后孔隙度为8.5%～15.9%，平均为11.7%，储层受到的强烈压实作用逐渐致密。

(2)晚三叠世至早侏罗世(215～175 Ma)，百口泉组砂岩埋深在1 600～2 900 m之间，对应储层压实胶结减孔阶段。压实作用仍起一定作用，单井胶结减孔量变化较大，平均胶结减孔量约为3.7%，相比压实减孔量整体影响偏小，百口泉组储层的古孔隙度为4.0%～11.3%，平均为7.7%，储层孔隙度进一步降低。

(3)早侏罗世晚期至现今(175～0 Ma)，百口泉组砂岩埋深在2 900～3 800 m之间，对应溶蚀裂缝增孔阶段，该阶段孔隙演化以后期溶蚀裂缝增孔作用为主导，平均增孔量约为7.1%，现今孔隙度为11.8%～18.1%，平均为14.8%。

表1 乌尔禾—风南地区百口泉组碎屑岩储层孔隙演化参数统计

图10 乌尔禾—风南地区百口泉组碎屑岩储层孔隙演化模式

6 结论

(1)乌尔禾—风南地区百口泉组碎屑岩储层孔隙类型主要为残余粒间孔、粒内溶孔、黏土矿物收缩缝及构造微裂缝，经历压实—压溶作用，方解石、黏土矿物、石英、黄铁矿等胶结作用，以及后期长石、石英和岩屑的溶蚀作用；储层成岩演化序列依次为早期绿泥石胶结—黄铁矿胶结—石英次生加大边—黏土矿物胶结—方解石胶结—长石溶蚀及高岭石胶结—石英溶蚀。

(2)乌尔禾—风南地区百口泉组储层孔隙演化可以划分压实减孔、压实胶结减孔、溶蚀裂缝增孔3个阶段。百口泉组砂体孔隙演化早中期压实作用占主导，平均压实减孔量约为18.5%；中期胶结作用发育，平均胶结减孔量约为3.7%；成岩后期地层沉降逐渐稳定，溶蚀作用、构造裂缝及黏土收缩缝发育，孔隙演化以溶蚀裂缝增孔作用为主导，平均增孔量约为7.1%。