鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 储集层特征及控制因素

陈怡婷，刘洛夫，王梦尧，窦文超，徐正建

（1.中国石油大学（北京）地球科学学院，北京 102249；2.油气资源与探测国家重点实验室，北京 102249）

0 引言

致密油勘探与开发已成为国内学者和勘探家们关注的焦点之一。鄂尔多斯盆地中生界延长组是中国典型的致密油发育区，其分布广、勘探潜力大，已率先成为国内首个实现工业生产的成熟致密油区［1-2］。盆地西南部延长组致密砂岩按其成因可划分为三角洲前缘砂体和重力流砂体两大类型，三角洲和重力流复合控砂，多期叠置［3］，在空间上形成了大面积展布的厚层砂体，预示着良好的致密油勘探前景［4-5］。沉积环境决定了岩石孔隙形成的物质基础及后期储集空间的改造潜力［6］，控制了沉积物的粒度、分选、碎屑组分等，而成岩作用则控制了砂岩储层在埋藏成岩时期的孔渗变化［7-8］。众多学者在沉积和成岩作用对储层物性的影响方面取得了丰硕的成果［9-13］，田景春等［9］根据碎屑岩储层形成过程中发生的垂积、前积、侧积和漫积等不同沉积作用方式解释了鄂尔多斯盆地高桥地区上古生界致密砂岩油气分布特征及有利区带。罗静兰等［10］对鄂尔多斯盆地西南部长7 致密浊积砂岩进行了研究，认为砂岩类型及骨架矿物成分影响和控制了成岩演化进程，最终导致了岩石组分、孔喉和物性在空间分布上的非均质性。钟大康等［12］通过研究陇东地区延长组砂岩的岩石学特征，认为不同碎屑组分对砂岩成岩演化具有重要影响，并分析了研究区砂岩的成岩演化和孔隙演化过程。李爱荣等［13］通过对鄂尔多斯盆地余家坪储层不同尺度上的宏观非均质性研究，指出其储层非均质性主要受控于沉积相和成岩作用。

笔者在系统总结众多学者研究成果基础上，综合运用岩心相分析、测井相分析、铸体薄片鉴定、扫描电镜观察等结果，从沉积非均质性和成岩非均质性成因入手，对鄂尔多斯盆地西南部储层特征及主控因素进行分析，以期对油田开发方案的制定提供参考和借鉴。

1 区域地质概况

图1 鄂尔多斯盆地西南部地理位置（a）及延长组地层柱状图（b）Fig.1 Geographical location（a）and stratigraphic column（b）of Yanchang Formation in southwestern Ordos Basin

鄂尔多斯盆地是我国第二大沉积盆地，其西南部处于宁夏回族自治区、陕西省、甘肃省交界地带，地质构造上属伊陕斜坡和天环坳陷（图1）。其上三叠统延长组呈“东高西低”地貌，为盆地整体下坳持续发展和稳定沉降过程中沉积的一套以河流—湖泊相为特征的陆源碎屑岩体系，延长组自上而下可划分为长1—长10 等共10 个油层组［14］，延长组中上部为泥页岩夹薄层粉—细砂岩，下部为薄层砂岩与暗色泥岩互层。目的层长7 油层组沉积时期，湖盆水体达到最大深度，为湖盆发展的全盛时期，属浅湖—半深湖—深湖亚相沉积环境，岩性以灰黑色泥页岩、油页岩为主，为研究区的主力生油层系，烃源岩TOC 质量分数平均值为10%，干酪根类型为Ⅰ—Ⅱ型，具有较高的产烃率。长6 油层组发育优质储集体，主要岩性为细—中粒长石砂岩和岩屑长石砂岩，该时期为三角洲沉积的高峰期，其中以三角洲前缘厚层砂体最为发育［15-16］（图1）。

2 储层岩石学特征

根据薄片鉴定分析，鄂尔多斯盆地西南部长6油层组主要岩性为长石砂岩，长7 油层组主要岩性为岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩（图2），碎屑颗粒的分选中等，磨圆度以次棱角状为主，颗粒间多呈线接触，部分地区可见点接触、凹凸接触，胶结物以孔隙式胶结为主，颗粒支撑，部分地区呈基底式胶结。X 射线衍射分析结果显示，长6、长7 油层组致密砂岩中石英含量（平均体积分数为49.2%）最高，长石类含量（27.1%）其次，其中斜长石含量（20.3%）远高于钾长石含量（6.8%），黏土矿物平均体积分数为12.4%（表1）。

图2 鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 致密砂岩分类三角图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Fig.2 Triangle diagram showing classification of Chang 6 and Chang 7 tight sandstones in southwestern Ordos Basin

表1 鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 致密砂岩的矿物组分Table 1 Mineral composition of Chang 6 and Chang 7 tight sandstones in southwestern Ordos Basin

根据7 281 个岩心样品的物性分析结果计算，长6、长7 致密砂岩孔隙度主要分布在6%～10%，渗透率多为0.01～0.30 mD（表2）。长6 油层组砂岩的孔隙度平均值为8.62%，渗透率平均值为0.24 mD；在湖盆中心发育的长7 重力流砂体成分成熟度较低，孔隙度平均值为8.03%，渗透率平均值为0.12 mD，均是典型的致密砂岩储层。

表2 鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 致密砂岩物性分析数据Table 2 Physical property analysis of Chang 6 and Chang 7 tight sandstones in southwestern Ordos Basin

3 沉积非均质性及成岩作用

3.1 沉积非均质性

储层油藏的分布受控于沉积体系，因此沉积非均质性主要体现在经不同类型的沉积作用而形成的不同沉积体上，从而进一步影响不同类型砂体的物性。运用岩石学、沉积构造、测井相分析等技术总结出各类沉积相的相标志，结合其他学者在本区的研究成果［17-21］，在鄂尔多斯盆地西南部目的层识别出水下分流河道、河口坝、支流间湾、重力流砂体等4 种主要沉积微相类型，其测井曲线特征及沉积岩性变化特征如图3、图4 所示。

（1）水下分流河道。岩性以细砂岩、中—细粒砂岩为主，塑性组分含量低，结构成熟度较高，水动力较强，底部具冲刷面，水下分流河道沉积内部发育水平层理，单条河道自然伽马曲线以发育垂积或侧积形成的钟形、箱形组合为特征［21］，自下而上呈粒度变细的正韵律二元结构，形成的砂岩段单层厚度大、物性好，呈带状分布，层内非均质性弱，是油气的主要储集区域［22］。研究区长6 油层组常见多条河道叠置，砂体厚度可达几米至几十米。

图3 鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 沉积相综合柱状图Fig.3 Comprehensive histogram of sedimentary facies of Chang 6 and Chang 7 reservoirs in southwestern Ordos Basin

图4 鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 主要沉积作用的类型划分及识别标志Fig.4 Classification and identification criteria of major sedimentary processes of Chang 6 and Chang 7 reservoirs in southwestern Ordos Basin

（2）河口坝。岩性以中—细粒砂岩为主，夹粉砂岩，泥质含量较低，其砂层呈中层至厚层状，成分和结构成熟度均较高，水动力较强，含平行层理、交错层理，曲线自下而上为典型的前积作用形成的反韵律漏斗型。

（3）重力流砂体。岩性以细粒长石岩屑砂岩、岩屑长石砂岩为主，多为粉砂岩，塑性组分含量高，单层砂体厚度为0.5～2.0 m，水动力较强，含包卷层理，底部曲线突变，具正粒序沉积结构，常见“漂浮状”泥砾，大小混杂不等，长7 油层组常见多期的碎屑流叠置［23-25］。

（4）支流间湾。岩性以深灰色泥岩、泥质粉砂岩为主，泥岩与漫流形成的薄席状砂呈互层状，水动力较弱，常见水平层理、植物碎屑，偶见砂质条带，化石丰富，是低能环境下的典型产物，其自然伽马曲线呈低幅齿状［24］。

根据研究区78 口单井的测井及岩心资料，绘制了长6、长7 油层组沉积相平面展布图（图5），长6沉积时期的湖盆范围相对于长7 整体有所缩小，河道砂体由湖盆边缘不断向湖盆沉积中心进积，同时在盆地中央形成了一系列滑塌而成的重力流沉积物，位于三角洲前缘亚相，体现了研究区的沉积非均质性。

3.2 压实压溶作用

机械压实作用是储层孔隙度、渗透率衰减的主要因素，其对储层性质的影响一方面在于使刚性颗粒破裂，塑性颗粒趋于定向排列，从而改变岩石结构，另一方面孔隙中的流体被压实排出，降低了孔隙度，同时岩石颗粒经压溶作用溶解出的离子为后续的胶结作用提供了物质基础［26-28］。鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 储层压实作用普遍较强，主要表现为：强压实作用使刚性颗粒产生裂缝［图6（a）］；强压实压溶作用使颗粒间呈凹凸和缝合线接触、片状矿物的定向排列［图6（b）］。

图5 鄂尔多斯盆地西南部长6（a）、长7（b）沉积相平面分布特征Fig.5 Plane distribution characteristics of sedimentary facies of Chang 6（a）and Chang 7（b）reservoirs in southwestern Ordos Basin

图6 鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 砂岩的微观特征（a）西79 井，1 982.30 m，单偏光，强压实作用使刚性颗粒产生裂缝；（b）安205 井，2 437.67 m，单偏光，片状指示矿物的定向性；（c）黄47 井，2 457.50 m，单偏光，石英沿颗粒边缘向外生长的次生加大边；（d）安205 井，2 437.67 m，单偏光，铁白云石（染色）；（e）胡218 井，2 135.81 m，单偏光，绿泥石薄膜；（f）胡218 井，2135.81 m，扫描电镜下的书页状高岭石；（g）宁33 井，1 621.55 m，扫描电镜下分散、杂乱的片状伊利石及其边缘生长的纤维状伊利石；（h）宁27 井，1 651.60 m，单偏光，浊沸石，正交偏光下呈全消光；（i）西79 井，1 927.30 m，单偏光，长石颗粒沿双晶缝、解理缝溶蚀Fig.6 Microscopic characteristics of Chang 6 and Chang 7 sandstones in southwestern Ordos Basin

3.3 胶结作用

3.3.1 硅质胶结作用

酸性环境下，孔隙水中的SiO2在沉积物颗粒间发生沉淀从而固结于岩石矿物颗粒边缘。研究区长7 油层组硅质胶结作用普遍发育，主要产出形态为石英的次生加大和自生的微晶石英颗粒。文献［29-35］报道的共约1 000 余个石英胶结物的数据显示，研究区长6、长7 石英胶结物的形成温度为80～130 ℃和100～110 ℃（表3）。偏光显微镜下观察可见，石英沿颗粒边缘垂直向外生长的次生加大边［图6（c）］，半填充了原始粒间孔隙，改造了储层的孔隙结构，降低了孔喉连通性。

表3 鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 砂岩中流体包裹体的均一温度Table 3 Homogenization temperature of fluid in lusions of Chang 6 and Chang 7 sandstones in southwestern Ordos Basin

3.3.2 碳酸盐胶结作用

研究区碳酸盐胶结物主要为白云石、铁白云石［图6（d）］和铁方解石。随着孔隙水pH 的升高，CO32-与Ca2+，Mg2+结合而发生沉淀，充填孔隙。镜下未观察到早成岩期沉淀的结晶颗粒粗大的碳酸盐胶结物［30］，但可见铁方解石和铁白云石呈基底式和孔隙式充填于原生、次生粒间孔隙和次生溶蚀孔隙中，碎屑颗粒也与胶结物间呈不规则线接触［图7（k）］，表明碎屑颗粒已遭受过压实改造，属于晚期碳酸盐胶结物。孙致学等［33］、牟泽辉［34］、郭凯等［35］曾对研究区56 个延长组砂岩样品做过碳酸盐胶结物碳氧同位素分析，并利用公式进行了碳酸盐胶结物的沉淀温度计算［36-38］。计算结果显示，碳酸盐内部流体包裹体的均一温度主要介于80～130 ℃，峰值出现在100～120 ℃（表3），与晚期碳酸盐胶结物的沉淀温度判断较为吻合。

3.3.3 自生黏土矿物的胶结作用

（1）绿泥石主要从富铁镁的孔隙水中直接沉淀或由其他黏土矿物（伊蒙混层、高岭石）转化而来［39］，其赋存状态主要为早期环颗粒周围形成薄膜［图6（e）］，薄膜的存在一方面占据了部分粒间孔隙，改变了孔喉结构，增强了储层的非均质性，另一方面也阻止了后期颗粒的次生加大及碳酸盐胶结［40］，有效增强了颗粒的抗压实能力，使孔隙得以保存。

（2）高岭石形成于酸—弱碱性富含SiO42-和Al3+的孔隙水中，多为有机酸充注后长石溶蚀的产物［41］，呈书页状、手风琴状充填于粒间孔隙［图6（f）］，易堵塞吼道。研究区致密砂岩以岩屑长石砂岩为主，酸性环境下，长石颗粒极易发生溶蚀生成高岭石矿物，充填于孔隙中，破坏孔喉结构。

（3）伊利石晶体细小，常呈发丝状、纤维状杂乱地分散于孔隙之中堵塞孔隙［图6（g）］，研究区长7由于大量凝灰质的蚀变产生的蒙脱石是伊利石的重要物质来源［42］，伊利石的生成对储层物性影响较大。

（4）浊沸石常见于火山碎屑和长石砂岩中，多为孔隙充填物［图6（h）］，正交偏光下全消光［43］。

3.4 溶蚀作用

溶蚀作用在研究区储集层中产生了一定量的次生孔隙，改善了储层物性。当大气淡水或有机质演化过程中产生的有机酸侵入储层后，储层中的碎屑颗粒或填隙物发生部分溶解，从而形成了次生粒间、粒内溶孔［44］。研究区溶蚀作用主要表现为：①长石颗粒沿双晶缝、解理缝溶蚀［图6（i）］；②石英颗粒周缘的碳酸盐胶结物被部分溶蚀。

3.5 成岩相类型及成岩演化

3.5.1 成岩相划分

成岩相中包含了成岩作用、成岩环境和成岩矿物，不同成岩相组合控制了储层孔隙发育特征和储集物性。因此，成岩相的划分有助于储层的区域评价和预测［45］。综合其他学者的研究成果［46-53］，研究区的成岩相可划分为以下6 种类型：

（1）绿泥石薄膜胶结-原生粒间孔隙相。主要岩性为中—细粒的长石砂岩，由于绿泥石薄膜对胶结作用的抑制作用，原生粒间孔隙得到较好地保存，被包裹的颗粒较完整，也未发生溶蚀作用［图7（a）］。研究区安边一带的水下分流河道沉积的高能砂体中较常见，孔隙度较高，储层物性好。

图7 鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 成岩相类型（a）胡218 井，2 135.81 m，单偏光，绿泥石薄膜胶结-原生粒间孔隙相；（b）元63 井，2 194.49 m，扫描电镜下的长石颗粒溶蚀；（c）白486井，1 941.4 m，单偏光，长石次生溶蚀孔隙；（d）元63 井，2 197.61 m，单偏光，溶蚀作用-次生溶蚀孔隙相；（e）宁33 井，1 674.5 m，单偏光，“污浊状”伊利石；（f）胡218 井，2 135.81 m，扫描电镜下的自生高岭石；（g）白486 井，1 981.99 m，单偏光，强压实作用-致密相；（h）庄10，1 741.3 m，强压实作用，单偏光，孔隙度为0%；（i）庄57 井，2 003 m，单偏光，石英次生加大；（j）元63 井，2 194.49 m，扫描电镜下沿石英颗粒边缘自生的单体微晶石英；（k）安205 井，2 437.67 m，正交偏光，方解石胶结物，颗粒呈漂浮状；（l）安205 井，2 437.67 m，单偏光，铁方解石（染色）Fig.7 Diagenetic facies types of Chang 6 and Chang 7 reservoirs in southwestern Ordos Basin

（2）溶蚀作用-次生溶蚀孔隙相。研究区致密砂岩中常见长石颗粒、岩屑颗粒发生溶蚀作用［53-54］，有机质热演化作用产生的大量有机酸进入孔隙中，使孔隙水呈酸性［55-56］，酸性地层水的存在使得易溶矿物被溶解形成大量次生溶蚀孔隙［图7（b）—（d）］，改善了储层物性。

（3）溶蚀-黏土胶结-次生晶间孔隙相。研究区长7 浊积砂岩中普遍发育伊利石，纤维状伊利石常见于片状伊利石的边缘或充填于溶蚀孔隙中。由于伊利石晶体微小，偏光显微镜下难以观察到晶体形态，集合体常呈分散的“污浊状”［图7（e）］，堵塞孔隙，对岩石储集性具有破坏作用。自生高岭石是长石类颗粒在酸性流体下溶蚀后，形成的复杂络合物在适当的温度-压力条件下结晶沉淀而成［56-57］，自生高岭石多呈书页状、手风琴状充填与碎屑颗粒间［图7（f）］，发育次生晶间孔隙，易阻塞喉道、降低孔喉连通性。

（4）强压实作用-致密相。该成岩相的致密砂岩主要为细粒长石岩屑砂岩、岩屑长石砂岩，在强烈的压实压溶作用下，颗粒间相互强烈挤压［图7（g）—（h）］，呈凹凸、缝合线接触，塑性颗粒受力变形填充于孔隙中［图6（c）］，使储层致密化，物性变差。

（5）压实-硅质胶结-致密相。主要岩性为细粒长石砂岩，硅质胶结物中的硅主要来源于长石广泛溶解提供的游离SiO2及碎屑石英颗粒间的压溶作用［58］，多以在颗粒周围形成石英次生加大边［图7（i）］的形态附存于岩石中，占据大量粒间孔隙［图7（j）］，从而形成致密储层。

（6）强碳酸盐胶结-致密相。主要岩性为细粒长石砂岩，碳酸盐胶结物的形成往往具有多期性，早期主要为基底式胶结，被方解石胶结的砂岩颗粒多呈“漂浮状”［图7（k）］；晚期胶结物常含铁［图7（l）］，形成时间晚于绿泥石膜和石英次生加大的形成时间，碳酸盐胶结物既可占据粒间孔，又可充填于次生溶蚀孔隙中［59-60］，有效孔隙被大量充填的区域较为致密，岩石非均质性较强，不利于油气大量富集。

绿泥石薄膜-原生粒间孔隙相、溶蚀作用-次生溶蚀孔隙相的储层物性相对较好，高岭石胶结-次生晶间孔隙相次之，强压实作用-致密相、压实-硅质胶结-致密相、强碳酸盐胶结-致密相储层质量差。

3.5.2 成岩演化

（1）早成岩演化阶段可分为A 期和B 期。①A期，埋深小于1 100 m，古地温小于65 ℃，有机质尚未成熟，Ro小于0.35%，岩石呈疏松未固结状态，颗粒间呈点接触，原生粒间孔隙发育。研究区在盆地沉降的大背景下，埋深逐渐加大，压实作用占主导，同时火山物质或碎屑云母发生水解、自生绿泥石开始沉淀。②B 期，埋深约1 100～1 400 m，古地温为65～85 ℃，湖盆中有机质半成熟，Ro为0.35%～0.50%，岩石进一步压实，呈半固结—固结态。埋藏温度大于65 ℃时［60］，蒙脱石开始向伊利石转化，火山物质的水解为蒙脱石向伊利石转化提供了充足的钾离子，原生孔隙大量减少，颗粒间呈点—线接触（图8）。

（2）中成岩演化阶段。①A1期，古地温为85～110 ℃，Ro为0.50%～0.90%，有机质成熟，生成的有机酸开始充注于储集层中，长石和碳酸盐胶结物被溶解，发育溶蚀孔，孔隙中开始沉淀自生高岭石，填充孔隙，碳酸盐胶结物也占据部分粒间孔［61］。石英次生加大开始发育，见小石英晶簇。②A2期，古地温大于110 ℃，有机质进一步成熟，Ro为0.90%～1.30%，硅质胶结进一步增强，次生溶孔、成岩缝、构造缝发育，在三角洲前缘和平原地区的砂泥岩接触面附近，黏土矿物演化过程中释放的Ca2+，Fe3+，Mg2+，Si4+等离子进入与其相邻的砂岩中，形成了含铁碳酸盐胶结的致密层。

图8 鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 油层组的成岩演化序列Fig.8 Diagenetic sequences of Chang 6 and Chang 7 reservoirs in southwestern Ordos Basin

4 储层非均质性

4.1 沉积作用对非均质性的影响

沉积环境决定了储层岩石形成的物质基础，也可称之为“相控”，决定了后期储集空间的改造潜力［6］。不同的沉积相可形成不同的岩性组合，从而形成了不同的储集层类型。因此，储层的物性与沉积作用形成的岩性组合及其非均质性有关。在不同的沉积作用控制下，储层砂体的物性特征也明显不同，根据鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 储层岩心、测井、录井资料绘制了单井岩性剖面，沉积作用类型控制了致密砂岩储层的非均质性（图9）。如研究区胡218 井长61沉积时，由垂积作用形成的三角洲前缘水下分流河道砂体，垂向上多层叠置，单层砂体的非均质特征在垂向上表现为不明显的正韵律，多层砂体的非均质特征在垂向上表现为明显的正韵律［图9（a）］。白486 井长71沉积时，前积作用沉积的河口坝砂体在垂向上的非均质特征表现为明显的反韵律；由三角洲沉积体系携带的砂体冲入湖泊，因地形坡度变化形成的重力流砂体在垂向上的非均质性特征表现为正韵律［图9（b）］。

4.2 成岩作用对非均质性的影响

沉积物在进入埋藏阶段后，其孔隙演化主要受各种成岩作用的控制，沉积物本身的矿物组成特征也在一定程度上控制着成岩作用的演化进程［34］，进而影响着孔隙的演化。以研究区西79 井1 955～1 985 m井段为例，储集体的非均质性除了受沉积作用的影响外，成岩作用对后期岩石的物性改造也具有很强的非均质性，具体表现为岩性相同的单砂体，其内部的成岩相却存在差异（图10）。

图10 鄂尔多斯盆地西南部西79 井1 955～1 985 m 井段综合柱状图Fig.10 Comprehensive histogram of well Xi-79 at 1 955-1 985 m in southwestern Ordos Basin

4.3 非均质性对储层质量的影响

储层的物性为沉积与成岩共同作用的结果，鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 储层物性非均质性形成模式详见图11。对于物性较好的储层：①在中粒长石砂岩中，由于岩石颗粒较粗，塑性组分含量低，当早期沉积颗粒自形程度较高时，富铁、镁的孔隙水易在颗粒周围沉淀绿泥石膜，对储层原生粒间孔具有一定的保护作用；②中—细粒长石砂岩中，较大的岩石颗粒间发育较大的粒间孔，可为孔隙水提供良好的运移通道，利于大气淡水或有机酸进入，进而对长石等颗粒进行溶蚀，形成次生溶蚀孔隙，改善储层物性。对于物性较差的储层：①在中—细粒长石岩屑砂岩中，塑性岩屑含量较高，物性较差，早期的溶蚀作用释放的硅、铝离子在原地聚集，沉淀出自生高岭石，堵塞孔隙；②细粒长石砂岩中，刚性颗粒粒度较细，孔径较小，经压实作用后，塑性颗粒发生破裂或变形，填充于残余粒间孔隙中，长石的溶蚀作用可为孔隙水中提供了一定量的SiO2，从而形成大量硅质胶结物，且将孔隙水变为碱性环境，利于碳酸盐胶结物的沉淀，使得储层逐渐致密化。

图11 鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 储层非均质性的形成模式Fig.11 Formation model of heterogeneity of Chang 6 and Chang 7 reservoirs in southwestern Ordos Basin

5 结论

（1）鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 储层形成过程中发生的垂积作用、前积作用、侧积作用和浊积作用等沉积作用控制了储集砂体在平面、纵向上的分布；按其沉积相类型可划分为水下分流河道、河口坝、支流间湾、重力流等微相。沉积期后所经历的成岩作用类型包括压实作用、胶结作用、溶蚀作用等，根据矿物组成、成岩作用、主要孔隙类型可将研究区划分为6 种成岩相：绿泥石薄膜-原生粒间孔隙相、溶蚀作用-次生溶蚀孔隙相、溶蚀-黏土胶结-次生晶间孔隙相、强压实作用-致密相、压实-硅质胶结-致密相和压实-强碳酸盐胶结-致密相。

（2）鄂尔多斯盆地西南部长6、长7 储层受沉积相和成岩作用共同控制。沉积作用形成了不同的岩性组合，各砂体矿物成分的含量不同构成了岩石的非均质性；成岩相在空间分布上也具有很强的非均质性，具体表现为岩性相近的单砂体，其内部的成岩相却存在差异。原始沉积颗粒较粗、塑性组分含量低的储层发育绿泥石薄膜胶结，次生溶蚀孔隙更易发育，储层物性较好；原始沉积颗粒较细、塑性组分含量高的储层压实作用较强，且发育硅质胶结、碳酸盐胶结，易形成致密储层。