鄂尔多斯盆地华庆地区长8段成岩主控因素及其对储层的影响

惠学智，许有为，吕娜娜，宋喆，魏小东，刘超

1.中国石油长庆油田分公司第十采油厂，甘肃庆阳745100；2.国土资源部沉积盆地与油气资源重点实验室，成都610081；3.中国地质调查局成都地质调查中心，成都610081

0 引言

鄂尔多斯盆地华庆地区长8段位于湖盆生油中心，且砂体连片发育，具备良好成藏条件，是华庆油田近年来重要的油气勘探接替层系[1-4]。长8段为典型致密砂岩储层，具有渗透率低(一般<1×10-3μm2)、孔喉复杂和非均质性强等特点，从而制约了该段储层的深入认识[5-6]。近年来，众多研究探讨了华庆地区长8段致密储层的沉积、成岩、储层以及成藏特征，对该层位的岩石学特征、沉积微相分布、油气充注与成藏期次等方面形成了比较统一的认识[1-5,7-10]。相较而言，对于储层成岩主控因素还有待进一步明确，并且不同研究认识存在差异(如自生碳酸盐胶结物的来源和形成时期、黏土矿物的发育对原生孔隙的影响、孔隙形成/破坏的关键因素等问题存在不同认识[6-9])。深入分析长8段储层的成岩主控因素(特别是致密化成因)，进而揭示优质储层的分布规律，对华庆油田致密砂岩储层的勘探具有重要意义。为此，笔者在前人研究基础上，开展微区原位同位素分析、流体包裹体分析和X-射线衍射矿物分析等实验，进而探讨华庆地区长8段储层的成岩控制因素，为华庆地区长8储层成因认识提供新的依据。

1 地质概况

华庆地区位于鄂尔多斯盆地西南部，处于构造平缓的伊陕斜坡带次级构造单元，面积约2.5×103km2(图1)。延长组自上而下分为10个油层组(长1～长10)，其中长7组为最主要烃源岩层，与其紧密接触的长6、长8组则是主要储集层。根据旋回特征与沉积组合，一般将长8段分为长81、长82两个亚段。研究区长8时期主要发育辫状河-三角洲沉积体系，早期形成的进积型和晚期形成的三角洲前缘，是主要油气聚集带。沉积物源主要来自于西南、北东两个方向，在华庆地区中部形成混元区，其中连片发育的水下分流河道砂体是最主要的储层(图1)。

图1 研究区构造位置及长8段沉积相平面分布(根据参考文献[10]修改)Fig.1 Structural location and sedimentary facies distribution map of Chang-8 section in study area

2 实验手段

研究所涉及样品主要来自华庆地区白豹和华池区块，共11口井，包括：白254、白280、白306、白264、白275、白269、白215、白304、白32、罗28、罗30。所涉及常规实验包括X-射线全岩及黏土含量分析、SEM扫描电镜观察、普通、染色及铸体薄片观察及流体包裹体均一化测温，上述实验根据实验室相关标准进行样品制备和标准流程操作完成。激光剥蚀等离子质谱分析(LA-ICP-MS)要求精度高，本次样品制备方法为[11]：岩样切开后，两边岩面分别记为A、B面，其中A面制成普通薄片进行详细矿物学观察并找出拟开展质谱分析矿物位置；将B面制作成厚度为0.6 mm、无盖玻片薄片，并参考A面薄片分析在B面薄片中标记出矿物所在位置(由于B片太厚无法进行准确矿物学观察)，留以待用。上述实验均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。

3 岩石学与储层特征

薄片观察与统计表明，华庆地区长8段储集砂岩成分成熟度低(图2)，主要为岩屑长石砂岩(图3a)，次为长石岩屑砂岩(图3b)；碎屑组分以变质岩屑为主(图3c、图4)，次为火成岩屑及云母碎片(图3d、图4)，沉积岩屑含量极少(图3e、图4)，其中变质岩岩屑以千枚岩及石英岩为主(图3f)，板岩、变质砂岩及片岩等次之，火成岩岩屑主要为喷发岩，隐晶岩次之，沉积岩岩屑主要以白云岩和泥岩为主，次为粉砂岩及灰岩。

岩芯物性分析及薄片统计表明，华庆地区长8段储层物性总体较差，平均孔隙度7.57%～8.1%，平均渗透率(0.45～0.66)×10-3μm2，为典型低渗-特低渗储层，局部相对高孔、高渗砂岩的发育是本区长8段储层储集性能改善的重要因素。华庆地区长8段储层主要发育粒间(溶蚀)孔、粒内溶孔、岩屑溶孔，以及少量晶间溶孔和微裂隙等(图5、6)。孔隙组合主要为粒内溶孔+粒间孔、粒间溶孔+原生粒间孔及微孔+微裂缝。

Ⅰ：石英砂岩；Ⅱ：长石石英砂岩；Ⅲ：岩屑石英砂岩；Ⅳ：长石砂岩；Ⅴ：岩屑长石砂岩；Ⅵ：长石岩屑砂岩；Ⅶ：岩屑砂岩。 Q.石英;F.长石;R.岩屑+云母。图2 华庆地区长81(a)与长82(b)亚段岩性统计三角图Fig.2 Triangular chart of lithologic statistics from Chang-81(a) and 82(b) sub-sections in Huaqing area

a.长石岩屑砂岩(呈蓝色阴极发光特征为长石颗粒)，白254井，2 915.02 m，阴极发光薄片；b.岩屑长石砂岩(暗色发光特征为岩屑)，白269井，2 274.55 m，阴极发光薄片；c.千枚化板岩岩屑，白269井，2 274.8 6 m，单偏光薄片；d.岩屑中发育辉石颗粒，白254井，2 922.56 m，正交偏光薄片；e.灰质岩屑(方解石)，白215井，2 251.10 m，染色薄片；f.绢云母化千枚岩变质岩屑，白304井，2 455.65 m，正交偏光薄片。图3 华庆地区长8段储层岩石学特征Fig.3 Petrological characteristics of Chang-8 section reservoir in Huaqing area

图4 华庆地区长8段岩屑组成柱状图Fig.4 Matrix-composition histogram of Chang-8 section reservoir in Huaqing area

图5 华庆地区长8段储层孔隙类型柱状图Fig.5 Porosity type histogram of Chang-8 section reservoir in Huaqing area

a.粒间孔，白254井，2 194.88 m，单偏光铸体薄片；b.长石颗粒溶蚀孔，白254井，2 194.75 m，单偏光铸体薄片；c.岩屑组分溶蚀形成微孔，白269井，2 272.49 m，单偏光铸体薄片；d.晶间微孔，白269井，2 274.50 m，SEM；e.杂基溶蚀孔，白304井，2 156.70 m，SEM；f.微裂缝，白269井，2 272.49 m，单偏光铸体薄片。图6 华庆地区长8段储层孔隙Fig.6 Photomicrographs showing porosities of Chang-8 section reservoir in Huaqing area

4 成岩控制因素

压实作用华庆地区长8段压实作用的结果导致碎屑颗粒呈定向或半定向排列、塑性岩屑发生变形、颗粒被压裂产生微裂缝及线接触等。压实作用发生在成岩早期，对原生孔隙降低具有重要控制作用，其对原生粒间孔的降低程度，在很大程度上取决于沉积物的成分及结构特征[12]。研究区长8段砂岩成分和结构成熟度较低(图2、图5)，抗压实能力弱，而其储集砂岩成分与结构受沉积环境决定。因此，研究区长8段的沉积环境和砂岩特征决定了压实作用是研究区原生孔隙减少的主要原因之一。

胶结作用研究区胶结类型主要包括自生碳酸盐、自生黏土矿物及自生硅质胶结。

①自生碳酸盐胶结。自生碳酸盐矿物是研究区长8段最主要的胶结物(含量通常为5%～45%，统计平均含量为18%)，并且其含量与储层孔隙度发育呈明显反向关系(图7)，说明碳酸盐胶结对储层孔隙减少具有重要控制作用。样品全岩分析和薄片染色结果表明碳酸盐矿物胶结包括铁方解石、方解石、铁白云石和菱铁矿，其中以铁方解石和方解石为主，主要呈孔隙充填和围绕颗粒发育，少量呈局部或全部交代长石颗粒产出(图8a-8d)。方解石通常呈泥晶、微-粉晶，局部重结晶呈细晶，该类方解石LA-ICP-MS微区原位测试见表1：方解石胶结物碳同位素测试值δ13C范围为-11.6×10-3～-4.6×10-3(平均值-7.4×10-3)，氧同位素测试值δ18O范围为-25.5×10-3～-14.4×10-3(平均值-17.5×10-3)。碳同位素值范围符合岩浆岩碳酸盐来源特征，而氧同位素值范围与大气淡水来源特征相吻合[13-15]。可推断方解石胶结形成于成岩早期：首先，研究区长8段在埋藏成岩过程中没有发生大规模构造运动形成岩浆通道[8]，故而成岩过程中没有岩浆热液流体的混入。因此具有岩浆岩碳酸盐特征的δ13C来源于原始沉积物中岩浆岩岩屑组分的溶蚀，这与研究区长8段岩石学特征相吻合。其次，测定氧同位素值(-25.5×10-3～-14.4×10-3)明显比岩浆岩碳酸盐氧同位素值(范围5×10-3～8×10-3)偏负，说明曾经有大量大气淡水的成岩流体(当然在成岩过程中氧同位素分馏作用也会在一定程度上导致氧同位素值偏负[16])，而根据研究区长8段在埋藏过程中未抬升至地表附近[8,17]，因此参与岩浆岩岩屑组分溶蚀的大气淡水来自于沉积埋藏初期。此外，由于岩浆岩岩屑组分极不稳定，在有早期大气淡水的参与下，很快发生溶蚀，为早期自生碳酸盐胶结物的沉淀提供物质来源。最后，方解石胶结物通常呈微晶、细晶颗粒，并且围绕颗粒边缘发育(图8b-8e)，这些矿物学特征与早期碳酸盐胶结物特征相吻合。

图7 华庆地区长8段储层自生碳酸盐胶结物含量与孔隙度散点图Fig.7 Scatter-plot of authigenic carbonate cement versus porosity of Chang-8 section reservoir, Huaqing area

研究区另一种重要的碳酸盐胶结物类型为铁方解石，铁方解石晶体通常洁净、粗大，多呈半基底-基地式胶结(图8d)。铁方解石通常被认为是成岩后期产物，铁通常来自于黏土矿物(多数为指示成岩晚期的伊利石和绿泥石)。此外，其晶体内所包含的流体包裹体均一化温度显示，铁方解石形成温度为120℃～140℃(图9)，与成岩后期相符。

综上可知，成岩早期形成的泥微晶方解石和晚期形成的粗晶铁方解石胶结于颗粒边缘或沉淀于孔隙中，造成砂岩原生孔隙显著降低。

②自生黏土矿物胶结。研究区长8段黏土矿物含量为10%～27%，平均约为18%，矿物类型主要为绿泥石、伊利石及高岭石，几乎不发育伊/蒙混层和蒙皂石(表2)。

除少量呈聚集状充填于孔隙之外，自生绿泥石多呈薄膜状，形成等厚的孔隙衬里，常因吸附原油

a.云母变形与颗粒缝合接触，白254井，2 194.50 m，单偏光染色薄片；b.微晶方解石，白269井，2 177.75 m，单偏光染色薄片；c.方解石交代长石颗粒，白269井，2 272.88 m，单偏光染色薄片；d.铁方解石填充孔隙，白254井，2 266.51 m，单偏光染色薄片；e.绿泥石环边吸附有机质呈黑色，白32井，2 156.70 m，单偏光染色薄片；f.呈发丝状自生伊利石，白269井，2 177.75 m，SEM；g.长石溶蚀形成自生高岭石原地堆积, 白32井，2 156.7 0 m，SEM；h.发育在颗粒表面的自生石英，白269井，2 272.88 m，SEM；i.石英微晶填充于粒内溶孔，白280，2 245.55 m，SEM。图8 华庆地区长8段储层成岩特征Fig.8 Photomicrographs showing diagenetic features of Chang-8 section reservoir in Huaqing area

表1 华庆地区长8段储层方解石LA--ICP--MS微区、原位碳氧同位素

Table 1 Micro-area and in-situ isotopes ofδ13C andδ18O of calcites from Chang-8 section reservoir in Huaqing area(using LA--ICP--MS method)

井名层位深度/m矿物类型晶形大小测试点数 δ13C/10-3δ18O/10-3白215长812 193.05方解石粉晶5-9.7～-6.6/-8.1-25.5～-11.6/-16.3白215长812 195.55方解石粉晶4-11.6～-8.8/-9.2-9.8 ～ -4.6/-6.3白304长812 766.30含铁方解石细晶4-6.7～-4.6/-5.9-18.9～-10.3/-14.5白304长812 766.56方解石粉晶3-8.5～-4.8/-6.6-15.6～-11.3/-13.4白304长812 768.00含铁方解石微晶5-9.1～-5.0/-7.3-13.3～-8.6/-10.5白32长812 555.43方解石细晶5-10.2～-6.5/-7.8-21.4～-11.9/-14.6白32长822 618.50方解石细晶4-9.4～-5.6/-7.4-22.6～-18.1/-20.1白32长822 618.68方解石细晶2-8.6～-6.6/-7.6-17.6～-12.4/-15.0白280长812 245.55含铁方解石细晶4-7.8～-5.5/-6.3-11.6～-9.4/-102.0白280长812 245.68方解石微晶3-9.8～-5.7/-7.2-18.8～-12.8/-16.2

注：δ13C、δ18O(V-PDB)列分别表示碳、氧同位素比值范围/平均值，单位为10-3。

表2 华庆地区长8段储层X--射线衍射黏土矿物含量分析表

图9 华庆地区长8段储层亮晶铁方解石中流体包裹体均一化温度分布Fig.9 Homogenization-temperature distribution of fluid inclusions hosted by sparry Fe-calcites from Chang-8 section reservoir, Huaqing area

颗粒呈暗黑色，薄膜厚度2～30 μm(图8e)。前人研究观点认为研究区长8段绿泥石膜对颗粒起到保护作用，提高颗粒强度和抗压实能力，同时阻止颗粒发生溶蚀而形成新的自生矿物(如高岭石、自生石英等)破坏孔隙[4,8]。但在本次实例中，尽管所观察绿泥石薄膜保存较完整，但也有不少绿泥石膜发育部位颗粒呈点-线接触(图8e)，此外，研究区可见被绿泥石环边所包裹的长石颗粒发生粒内溶蚀，以及绿泥石与自生微晶石英相伴生。因此，笔者认为自生绿泥石在地下高温高压条件下塑性较强、硬度和密度较低，对提高颗粒的机械抗压实能力作用有限，同时也并不能有效地分隔成岩流体与颗粒，从而阻止胶结物的形成。

自生伊利石是研究区另一种主要胶结物，多呈搭桥状、发丝状发育(图8f)。自生伊利石附着于颗粒表面或延伸至孔隙，其发育对研究区储层的孔喉造成不利影响。此外，研究区自生高岭石多充填粒间孔，呈书页状或蠕虫状，自生高岭石晶形完整呈六方形(图8g)，往往向伊利石或地开石转化。从而使得储层孔隙减少，物性变差。

③自生硅质胶结。研究区硅质胶结多呈石英微晶或次生加大边发育，附着于颗粒表面或填充于粒间(粒内)孔隙之中(图8h，8i)。整体上，研究区硅质胶结发育较少，原因在于：首先，研究区砂岩杂基含量高，石英颗粒多呈悬浮-点接触，由压溶作用形成的SiO2物质来源少；其次，长石溶蚀程度较低，在该过程中所形成的SiO2有限(2KAlSi3O8(钾长石) + 2H++ H2O = Al2Si2O5(OH)4(高岭石) + 4SiO2+ 2K+)。因此，研究区长8段储层中硅质胶结物总体不发育，对储层物性的影响有限。

溶蚀作用研究区溶蚀作用程度较弱，可见长石颗粒溶蚀，偶而可见岩屑或方解石胶结溶蚀(图8g)。华庆地区长8段砂岩与下覆长7段富含有机质泥页岩紧密接触，在生油过程中所形成的酸性溶蚀流体易进入上覆砂岩，因此具备较好的溶蚀流体条件；此外，研究层段砂岩发育丰富的火成岩类易溶蚀组分(如辉石、钾长石等)，具备良好的可溶组分条件。但是，上述成岩早期发生的压实作用和胶结作用使得储层孔隙吼道迅速降低，造成溶蚀反应程度低，或是溶蚀产物无法被搬运而就地沉淀下来，最典型证据是长石颗粒溶蚀形成的高岭石集合体原地堆积(CaAl2Si2O8(钙长石)+ CO2+2H2O → Al2(Si2O5)(OH)4(高岭石)+CaCO3)。此外，研究区长8段在成岩过程中也未曾抬升至地表[8,17]，大气淡水淋滤溶蚀作用亦不发育。综上所述，研究区长8段砂岩溶蚀程度较低，孔、渗未能得到有效提高，是造成该区砂岩储集物性较差的重要原因。

5 结论

(1)华庆地区长8段储层砂岩成分和结构成熟度低，压实作用造成孔隙降低的效果在研究区更加明显，使得原生孔隙迅速减少。

(2)早期碳酸盐矿物来源于火成岩屑在大气淡水条件下的溶蚀，形成于成岩初期，晚期铁方解石呈粗大亮晶填充于孔隙，两期碳酸盐胶结均未发生后期有效溶蚀，使得碳酸盐胶结成为研究区储层孔隙降低的另一重要原因。

(3)自生绿泥石薄膜并不能有效保护孔隙，自生伊利石和高岭石附着于颗粒表面或填充孔隙，因此自生黏土矿物胶结也对储层性质降低具有一定影响。

(4)由于缺少硅质来源，研究区自生硅质胶结发育较少，对储层物性的影响有限。

(5)由于缺少良好流体通道，导致研究区砂岩储层溶解作用受限，储集物性改善有限，这也是该区砂岩孔渗条件较差的重要原因。