自生黏土矿物对深水致密砂岩储层微观非均质性的影响——以鄂尔多斯盆地西南部合水地区长6 油层组为例

曹江骏，陈朝兵，罗静兰，王 茜

（1.西北大学地质学系/大陆动力学国家重点实验室，西安 710069；2.西安石油大学地球科学与工程学院，西安 710065）

0 引言

随着非常规油气理论的提出，非常规储层的研究已成为一个新的热点。与常规储层不同，非常规储层（孔隙度小于10%，渗透率小于1 mD［1］）因受强烈的成岩作用而导致其储层内部结构致密，微观非均质性较强，严重影响了储层的储集能力及渗流能力。在研究非常规尤其是非常规砂岩储层成岩过程中，发现自生黏土矿物对储层物性及微观非均质性的影响不可忽视，由此从不同角度开展了对致密砂岩储层中黏土矿物以及导致储层致密化的微观因素的研究，并取得了较多成果。例如开展了成岩过程中自生黏土矿物类型及其微孔隙对储层含油、含气性影响的研究［2-8］，对不同自生黏土矿物成因及产状的分析［9-12］，对不同自生黏土矿物演化时序的确定［13-14］，对自生黏土矿物发育与物源关系的探讨［15］，对自生黏土矿物与储层敏感性之间关系的认识［16］。以上研究多针对三角洲前缘砂体展开，而对深水重力流砂体中自生黏土矿物的研究则相对较少。重力流砂体沉积环境复杂、泥质含量较高、砂体类型变化较快，导致自生黏土矿物在不同重力流成因砂体中的类型及含量差异较大、分布规律不明显，从而使其储层微观非均质性强，进而给优质储层的平面预测带来很大的困难。因此，深水重力流砂体中自生黏土矿物对储层微观非均质性的影响是目前需要研究并解决的问题。

合水地区作为鄂尔多斯盆地陇东地区重要的产油基地之一，已在主力油层组上三叠统延长组长8三角洲前缘砂体中发现了多个亿吨级规模储量区。近年来，随着深水油气理论的提出，在合水地区长6油层组的石油勘探中也获得了突破，发现了大规模巨厚型深水砂岩储集体，储层规模较大、石油储量丰富。合水地区长6 沉积期为鄂尔多斯湖盆发育相对鼎盛时期，深湖亚相重力流砂体发育［17-18］，加之其底部长7 油层组沉积了一套厚层优质烃源岩，油气向上运移，为下生上储模式，具备良好的油源条件，但长6 油层组深水重力流沉积环境复杂多变，储集砂体类型变化快，储层填隙物含量高，整体为低孔、低渗—特低渗储层，部分为致密储层，非均质性强，石油多集中于其中某一段，富集规律不明显，“甜点区”难以预测。以往的研究表明，自生黏土矿物为长6 储层填隙物的主要类型，对储层微观非均质性有重要的影响［19］。笔者在分析长6 油层组不同类型储集砂体内自生黏土矿物特征及含量的基础上，重点研究自生黏土矿物对储层非均质性的影响，建立以自生黏土矿物为标准的非均质性评价参数，在平面上对储层微观非均质性的强弱进行预测，最终确定基于黏土矿物影响下“甜点区”的分布位置，以期为鄂尔多斯盆地合水地区长6 储层微观非均质性的整体研究提供参考。

1 储层沉积特征

合水地区位于鄂尔多斯盆地西南部，构造位置处于盆地伊陕斜坡西南部，北靠城壕，南抵宁县，东邻塔尔湾，西至庆阳，总面积为2 941.8 km2［图1（a）］。根据曹江骏等［20］、刘芬等［21］、陈朝兵等［22］的研究成果，合水地区长6 油层组主要为湖底扇沉积，发育内扇、中扇、外扇，储集砂体类型主要为砂质碎屑流与浊流，偶见少量滑塌体［图1（b）］。

砂质碎屑流为典型的非牛顿流体，为快速流动的高密度颗粒流，在其流动过程中由于泥质、粉砂质沉积物不断沉积，降低了颗粒的浓度，但增强了流体的分散压力、浮力及基质强度，由此减小了颗粒间相互碰撞产生的应力，形成了由基质强度、浮力及分散压力共同支撑的富砂质的塑性流变流体（图2），主要岩性为灰—深灰色、灰褐色粒度均一的厚层块状细砂岩，发育于湖底扇内扇及中扇。浊流为不具有任何屈服强度的牛顿流体，当外力触发时会以紊流的方式发生流动，以水流扰动支撑颗粒的形式在悬浮状态下进行搬运；当外力消失时流体内颗粒由于重力作用，由粗到细逐渐沉积下来。根据流体内砂质含量的变化可将浊流分为高密度浊流与低密度浊流（图2），主要岩性为深灰色细砂岩、粉砂岩与泥岩互层，发育于湖底扇中扇及外扇。

图1 合水地区构造位置（a）及长6 油层组沉积背景（b）（据文献［20-21］修改）Fig.1 Location of Heshui area（a）and depositional setting of Chang 6 oil reservoir（b）

图2 合水地区长6 油层组深水重力流砂体类型（据文献［22］修改）Fig.2 Deep water gravity flow sand body types of Chang 6 oil reservoir in Heshui area

图3 合水地区长6 油层组砂岩三角分类图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.3 Triangle diagram of sandstone classification of Chang 6 oil reservoir in Heshui area

2 自生黏土矿物特征

自生黏土矿物主要为成岩过程中因复杂的水-岩反应沉淀于孔隙喉道中的黏土矿物［23］，与陆源输入型黏土矿物相比，其镜下晶型更明显、外表更洁净，而陆源输入型黏土矿物镜下晶型模糊、外表污浊，这也是镜下判断自生型与陆源输入型黏土矿物的主要依据之一。通过对合水地区长6 油层组1 170块砂岩样品进行全岩及黏土矿物X 射线衍射分析和统计表明，黏土矿物是长6 油层组主要的填隙物类型，平均占填隙物总量的72.38%，主要包括绿泥石、伊利石、高岭石以及少量伊/蒙混层（表1）。在此基础上，利用1 360 块砂岩样品的铸体薄片、120块砂岩样品的扫描电镜资料统计了不同类型黏土矿物的含量，并且研究了各类黏土矿物的镜下发育特征。

表1 合水地区长6 油层组全岩及黏土矿物X 射线衍射部分实验数据Table 1 Several X-ray diffraction experiment data of whole sandstone rock and clay minerals of Chang 6 oil reservoir in Heshui area

2.1 绿泥石

自生绿泥石体积分数为0～38.4%，平均为1.36%。扫描电镜下自生绿泥石呈2 种形态充填孔隙：①针叶状绿泥石以薄膜衬边形式胶结孔隙［图4（a）］。一方面该类绿泥石膜包裹于石英颗粒表面时，阻隔了石英颗粒与富含二氧化硅孔隙水的接触，抑制了石英的次生加大；另一方面绿泥石膜的形成显著提高了砂岩储层的机械强度及抗压实能力，减缓了压实作用对孔隙的破坏，对储层原生孔隙起到保护作用。②以玫瑰花状［图4（b）］、绒球状［图4（c）］胶结孔隙。该类绿泥石减少了孔隙体积，降低了流体的可流动空间，对储层物性起破坏作用。自生绿泥石通常有2 种成因：一种为当水动力较强时，沉积物中通常会携带黑云母、火山岩岩屑等从母岩区风化破碎而形成的暗色矿物，在其搬运过程中携带大量的Fe2+和Mg2+，形成富Fe2+，Mg2+的沉积环境，在成岩过程中，为绿泥石的形成提供有利的物质基础［24］；由这种成因形成的绿泥石多以薄膜衬边的形式在以牵引流为主的三角洲前缘砂体中大量产出，多形成于早成岩阶段［10-12］，这类绿泥石在研究区深水重力流砂体中含量相对较少。另一种为埋藏深度较深、流体介质为富Fe2+，Mg2+的碱性环境时，由黏土矿物中的绿/蒙混层大量向绿泥石转化而来，形成于中成岩阶段［25］。

图4 合水地区长6 油层组黏土矿物扫描电镜特征（a）针叶状绿泥石膜附着在孔隙表面，B29 井，1 483.5 m；（b）玫瑰花状绿泥石胶结孔隙，B29 井，1 483.5 m；（c）绒球状绿泥石胶结孔隙，Z223 井，1 624.9 m；（d）丝发状伊利石胶结孔隙，Y66 井，2 011.2 m；（e）丝发状伊利石胶结孔隙，N36 井，1 742.5 m；（f）搭桥状伊利石胶结孔隙，L20 井，1 533.5 m；（g）溶蚀作用使长石向高岭石转化，N182 井，1 438.8 m；（h）溶蚀作用使长石向高岭石转化，N115 井，1 524.3 m；（i）蜂窝状伊/蒙混层胶结孔隙，Z225 井，1 750.6 mFig.4 SEM photos show microscopic characteristics of clay minerals of Chang 6 oil reservoir in Heshui area

2.2 伊利石与高岭石

自生伊利石体积分数为0～46.0%，平均为7.88%，是含量最高的自生黏土矿物。扫描电镜下表现为以丝发状［图4（d）—（e）］、搭桥状［图4（f）］的形式胶结孔隙。伊利石的长度及弯曲度使砂岩中大孔隙变成小孔隙，粗喉道变为细喉道，降低了储层的物性，对储层起到破坏作用［25］。伊利石存在2 种成因：一种是沉积成因的渗滤蒙脱石，在早成岩阶段到中成岩阶段逐渐向伊利石转化。这类伊利石多见于深水区的暗色泥质岩中。这是由于随着水体变深，泥质含量逐渐增多，黏土颗粒增加，蒙脱石含量随之增大并在成岩过程中转化为伊利石。这是长6 储层中伊利石的主要成因类型。另一种与长石的溶蚀作用有关，当孔隙中酸性流体溶蚀长石时，可发生水-岩反应并形成伊利石。

自生高岭石体积分数为0～12.0%，平均为0.21%，含量相对较少。同样，自生高岭石存在2 种成因：一种为由母岩携带来的黏土类物质在成岩过程中转化而成，常形成于早成岩阶段（表2）；另一种其成因与伊利石相似，在中成岩阶段由云母、长石等不稳定矿物受孔隙中酸性流体的溶蚀作用发生水-岩反应而形成［图4（g）］。该类高岭石扫描电镜下以六方板状［图4（h）］、蠕虫状充填孔隙，将大孔隙分割成小孔隙、粗喉道堵塞成细喉道，堵塞了孔喉空间，造成孔隙体积缩小，渗流能力减弱，但由于其晶间溶蚀孔较为发育，可使大量晶间微溶孔与粒间孔连通，因此，该类高岭石在对储层孔喉造成破坏的同时也使储层的部分渗流能力得以恢复［26］。合水地区长6 储层中长石的差异性溶蚀现象较为普遍，长石的溶蚀主要发生在钾长石中，而钠长石的溶蚀作用基本不发育［27］，因此，该区钾长石的溶蚀更易形成高岭石［27-28］。

2.3 伊/蒙混层

伊/蒙混层是研究区长6 油层组中发育最少的一类黏土矿物，体积分数为0～6.30%，平均为0.07%。伊/蒙混层比（伊/蒙混层中蒙脱石的质量分数）为5%～15%，平均为9%。伊/蒙混层一般形成于早成岩阶段，主要以蜂窝状充填孔隙［图4（i）］，随着成岩作用的进行，伊/蒙混层逐渐向伊利石转化，晚成岩阶段伊/蒙混层几乎全部转化为伊利石。合水地区长6 油层组处于中成岩阶段A 期［29］，研究区伊/蒙混层含量极少，对储层的影响可忽略不计，这里不予讨论。

2.4 黏土矿物演化时序

根据上述自生黏土矿物在成岩过程中的转化特征及成岩阶段划分标准（表2），总结出黏土矿物成岩序列，结合长6 油层组埋藏热演化史，分析了自生黏土矿物成岩演化时序（图5）。距今197～142 Ma，成岩作用进入早成岩阶段A 期，由于此时地层中存在部分从源区母岩搬运来的Fe2+，Mg2+，为早期绿泥石的形成提供了物质基础；距今142～102 Ma，成岩作用进入早成岩阶段B 期，早期绿泥石开始形成，此时的绿泥石以薄膜状附着在孔隙周围，减缓了早期压实作用对储层的损害。同时，大量蒙脱石开始向早期高岭石及伊/蒙混层转化。随着埋深与地层温度的增加，伊/蒙混层逐渐减少，伊利石逐渐增多并胶结孔隙，但由于此时期伊利石胶结强度较弱，对储层微观非均质性影响甚微；距今102 Ma 之后，成岩作用进入中成岩阶段A 期，地层埋深进一步加大，使储层中绿/蒙混层转化为第2 期绿泥石，该阶段发生的溶蚀作用导致钾长石大量溶蚀，部分转化为第2 期高岭石。随着成岩作用不断进行，储层中黏土矿物含量逐渐增多，不同类型黏土矿物共同充填孔喉，使储层物性急剧下降。

表2 自生黏土矿物成岩阶段划分（据文献［29］修改）Table 2 Diagenetic stage division of authigenic clay minerals

图5 合水地区长6 油层组自生黏土矿物成岩演化综合模式Fig.5 Integrated diagenetic evolution model of authigenic clay minerals of Chang 6 oil reservoir in Heshui area

3 自生黏土矿物与微观非均质性的关系

3.1 黏土矿物非均质性特征

微观非均质性主要指储层内部孔喉结构的差异性。当微观非均质性强时，储层孔喉结构差异较大，流体在孔隙喉道内的渗流能力变差；当微观非均质性弱时，储层孔喉结构差异性较小，流体在孔隙喉道内易于流通［30］。因此，微观非均质性是评价储层、寻找“甜点区”的重要依据之一。

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研究表明，合水地区长6 油层组各类自生黏土矿物含量差异较大（绿泥石、伊利石、高岭石体积分数分别为0～38.4%，0～46.0%，0～12.0%）。通过黏土矿物在纵向上的分布，研究了其非均质性特征，结果表明长6 油层组分布深度范围内（主要位于1 100～2 300 m），在深度1 500 m 与1 900 m 处黏土矿物含量达到峰值，各类黏土矿物含量的差异较大，非均质性较强。黏土矿物的非均质性与泥质含量具有良好的对应关系（图6），可以看出长6 深水重力流储层高泥质含量是导致储层内黏土矿物非均质性强的直接原因。黏土矿物含量较小，甚至无黏土矿物发育的区域通常泥质含量较低，而黏土矿物含量最高的区域往往泥质体积分数大于40%。因此，高泥质含量导致的黏土矿物非均质性使储层孔喉结构具有较大的差异性，导致储层微观非均质性较强。

图6 合水地区长6 油层组黏土矿物非均质性纵向分布特征及与泥质含量的关系Fig.6 Vertical distribution characteristics of clay minerals and its relationship with shale content of Chang 6 oil reservoir in Heshui area

3.2 黏土矿物对微观非均质性的影响

通过对研究区80 口单井的测井曲线进行砂体类型的识别后，根据铸体薄片、物性分析数据，统计了不同类型砂体对应深度段的黏土矿物含量、孔隙度及渗透率（表3）。统计结果显示，36 口井的119块样品中存在自生绿泥石（53 块样品为砂质碎屑流砂体，66 块样品为浊流砂体），绿泥石与物性相关性较差［图7（a）—（b）］，对储层质量影响较小；63 口井的251 块样品中存在自生伊利石（113 块样品为砂质碎屑流砂体，138 块样品为浊流砂体），伊利石与物性，尤其是渗透率相关性较好［图7（c）—（d）］，对储层质量影响较大；9 口井的36 块样品中存在自生高岭石（23 块样品为砂质碎屑流砂体，13 块样品为浊流砂体），高岭石与物性存在相关性，但相关性不大［图7（e）—（f）］，对储层质量影响较小。同时，绿泥石和高岭石在砂质碎屑流与浊流砂体中的含量基本相同，但伊利石主要赋存于浊流砂体中。整体上，伊利石是影响长6 油层组物性最主要的黏土矿物，浊流砂体高伊利石含量导致其物性差于砂质碎屑流砂体。究其原因，砂质碎屑流砂体由高密度砂质流体沉积形成，砂体中泥质含量较少；浊流为低密度砂质流体，砂体中泥质含量较高，加之伊利石含量与泥质含量成正相关性，因此，砂质碎屑流砂体内自生伊利石发育较少。

在此基础上，根据高压压汞数据，分别统计了每块样品中黏土矿物在同一深度所对应的孔喉微观结构参数，研究了黏土矿物对储层微观非均质性的影响。选取研究区典型井L20 井浊流砂体样品与B33 井砂质碎屑流砂体样品，讨论黏土矿物与微观非均质性的关系。

表3 合水地区长6 油层组自生黏土矿物体积分数及物性统计Table 3 Statistics of authigenic clay mineral volume fraction and physical properties of Chang 6 oil reservoir in Heshui area

图7 合水地区长6 油层组物性与黏土矿物含量的关系Fig.7 Relationship between clay mineral content and physical properties of Chang 6 oil reservoir in Heshui area

浊流砂体样品绿泥石体积分数为3.2%～5.5%，平均为4.40%，伊利石体积分数为16.0%～21.0%，平均为18.38%，无高岭石发育。孔隙结构参数中变异系数为0.05～0.51，平均为0.26，分选系数为0.13～0.60，平均为0.35，排驱压力为0.43～4.50 MPa，平均为2.06 MPa，中值压力为10.00～41.18 MPa，平均为20.78 MPa，中值半径为0.03～0.19 μm，平均为0.10 μm。最大渗透率为0.68 mD，最小渗透率为0.04 mD，渗透率级差为17.00。物性及微观孔喉结构参数曲线特征表明浊流砂体以非均质韵律为主，且激光共聚焦及压汞曲线显示砂体孔喉结构差，微观非均质性强［图8（a）］。

砂质碎屑流砂体样品绿泥石体积分数为4.6%～6.0%，平均为5.44%，伊利石体积分数为7.0%～11.0%，平均为8.20%，无高岭石发育。变异系数为0.05～0.14，平均为0.09，分选系数为0.30～0.42，平均为0.33，排驱压力为0.23～1.33 MPa，平均为0.67 MPa，中值压力为9.42～17.00 MPa，平均为12.92 MPa，中值半径为0.11～0.17 μm，平均为0.14 μm。最大渗透率为0.56 mD，最小渗透率为0.25 mD，渗透率级差为2.24。物性及微观孔喉结构参数曲线特征表明砂质碎屑流砂体以均质韵律为主，且激光共聚焦及压汞曲线显示砂体孔喉结构较好，微观非均质性弱［图8（b）］。

图8 合水地区长6 油层组微观非均质性特征Fig.8 Microscopic heterogeneity characteristics of Chang 6 oil reservoir in Heshui area

综上所述，储层孔喉结构主要受伊利石影响，浊流砂体中高伊利石含量导致其变异系数、分选系数、排驱压力、中值压力均较高，中值半径较小，渗透率级差较大，微观非均质性较强。因此，黏土矿物对浊流砂体微观非均质性的影响比砂质碎屑流砂体更强。

3.3 黏土矿物晶间微孔对微观非均质性的影响

利用场发射扫描电镜定量统计了72 个样品的黏土矿物晶间微孔孔径分布及比例，明确了黏土矿物晶体形态对晶间微孔及总孔的影响。结果表明，研究区长6 储集层中，丝发状伊利石晶间微孔占总微孔的比例最高、孔径最大，其次为搭桥状伊利石、玫瑰花状绿泥石、蠕虫状高岭石，再次为针叶状绿泥石及六方板状高岭石（表4）。

在已知各晶间微孔占总微孔百分含量的前提下，引入“视微孔率”研究各类黏土矿物晶间孔对微观非均质性的影响。当储集砂体受到一系列成岩作用改造后，其内部孔隙除原生孔与次生孔外往往还含有部分微孔隙，该类孔隙在镜下难以观察，其孔隙度可由总孔隙度减去面孔率计算得来，视微孔率=（总孔隙度-面孔率）/总孔隙度×100%，其代表了微孔孔隙度占总孔隙度的比例，该值越接近1，微孔隙含量越高，储层渗流能力越低，微观非均质性越强［31-33］，而不同形态黏土矿物视微孔率则为该黏土矿物占微孔率的百分含量与视微孔率的乘积。对上述72 个样品的孔隙度及面孔率进行统计并计算后得出，丝发状伊利石、搭桥状伊利石、玫瑰花状绿泥石、针叶状绿泥石、蠕虫状高岭石及六方板状高岭石平均视微孔率分别为64%，49%，23%，13%，35%和22%（表4）。

表4 合水地区长6 油层组黏土矿物晶间孔及视微孔率统计Table 4 Statistics of intracrystalline pores and micropores in clay minerals of Chang 6 oil reservoir in Heshui area

CT 三维结构扫描技术可以通过重构岩石内部三维孔隙图像来定量识别岩石内部微孔隙数量、体积等相关参数，是致密砂岩储层微观孔喉结构定量研究中不可或缺的分析、测试方法。微米CT 扫描分析显示，合水地区长6 储层内共发育79 090 个微孔，等效孔隙直径为20～500 μm［图9（a）］，对应的孔隙体积为17 693 μm3［图9（b）］，平均单个微孔孔隙体积为0.22 μm3。丝发状伊利石晶间微孔平均占总微孔的77%，孔隙体积为0.17 μm3；搭桥状伊利石晶间微孔平均占总微孔的66%，孔隙体积为0.15 μm3；玫瑰花状绿泥石晶间微孔平均占总微孔的47%，孔隙体积为0.10 μm3；针叶状绿泥石晶间微孔平均占总微孔的28%，孔隙体积为0.06 μm3；蠕虫状高岭石晶间微孔平均占总微孔的41%，孔隙体积为0.09 μm3；六方板状高岭石晶间微孔平均占总微孔的28%，孔隙体积为0.06 μm3（表4）。

图9 合水地区长6 油层组孔隙数量（a）及孔隙体积（b）与等效孔隙直径的关系Fig.9 Relationship of equivalent pore diameter with pore volume（a）and pore number（b）of Chang 6 oil reservoir in Heshui area

综上所述，伊利石尤其以丝发状伊利石视微孔率最高，孔隙体积最大，晶间微孔最为发育，对储层微观非均质性影响最大。

3.4 基于黏土矿物含量的微观非均质性评价标准

伊利石填隙物与伊利石晶间微孔均对长6 油层组微观非均质性有着重要的影响，仅从黏土矿物对储层微观非均质性影响方面考虑，伊利石含量的高低在一定程度上决定了长6 储层微观非均质性的强弱。伊利石对储层渗透率的影响远远高于对孔隙度的影响［参见图7（c）—（d）］。分析251 块样品渗透率散点图发现，散点曲线存在3 个斜率，根据斜率的不同将研究区渗透率分布分为低值、中值及高值3 个区域，低值区、中值区、高值区渗透率分别为0～0.30 mD，0.30～0.60 mD，0.60～1.37 mD［图10（a）］。在此基础上，通过分析伊利石与渗透率相关性散点图［图10（b）］发现，低值区、中值区、高值区伊利石体积分数分别为15.0%～24.0%，5.0%～15.0% 和0～5.0%。最终，结合样品类型建立了以伊利石为基础的微观非均质性评价标准，将研究区分为3 类：第1 类地区为伊利石弱胶结区，储层微观非均质性最弱，以砂质碎屑流砂体为主；第2 类地区为伊利石中等胶结区，储层微观非均质性中等，以砂质碎屑流与浊流砂体混合沉积为主；第3 类地区为伊利石强胶结区，储层微观非均质性最强，以浊流砂体为主（表5）。

图10 合水地区长6 油层组微观非均质性划分依据Fig.10 Diagram showing the basis for micro-heterogeneity classification of Chang 6 oil reservoir in Heshui area

表5 合水地区长6 油层组微观非均质性评价标准Table 5 Evaluation criterion for micro-heterogeneity of Chang 6 oil reservoirs in Heshui area

3.5 微观非均质性平面预测

基于上述研究，以非均质性评价标准为基础，统计所有单井伊利石平均含量，将数据点所对应的井位坐标定位到研究区平面图中，在研究区边界范围内绘制伊利石含量平面分布图（图11），进行基于自生伊利石影响下的储层微观非均质性平面预测。结果显示，研究区长6 油层组伊利石含量分布存在明显差异性，东北部储层整体上伊利石含量较少，沿砂体方向呈条带状展布，为伊利石弱胶结区；中部储层伊利石含量中等，呈片状分布，为伊利石中等胶结区；西南部储层伊利石含量最高，呈朵体状分布，为伊利石强胶结区。结合渗透率平面分布图（图12）可以看出，伊利石含量与渗透率分布具有良好的对应关系，东北部的伊利石弱胶结区为渗透率高值区，中部的伊利石中等胶结区为渗透率中值区，西南部的伊利石强胶结区为渗透率低值区。

以往对该地区沉积背景的研究表明，研究区长6沉积期东北部多沉积以条带状展布的砂质碎屑流砂体，西南部多沉积以朵体状为主的浊流砂体，而中部混源区则为砂质碎屑流与浊流砂体混合沉积，呈连片状分布［20-22］。根据前文所分析伊利石含量与不同类型砂体之间的关系，东北部砂质碎屑流砂体中伊利石含量较少，表现为伊利石弱胶结区，渗透率最高，微观非均质性弱，为“甜点区”的首要勘探目标；中部砂质碎屑流与浊流砂混合沉积砂体中伊利石含量中等，表现为伊利石中等胶结区，渗透率较高，微观非均质性中等，为“甜点区”的次要勘探目标；西南部浊流砂体中伊利石含量较高，表现为伊利石强胶结区，渗透率最低，微观非均质性强，为非“甜点区”。

图11 合水地区长6 油层组伊利石含量平面分布Fig.11 Plan distribution of illite of Chang 6 oil reservoir in Heshui area

图12 合水地区长6 油层组渗透率平面分布Fig.12 Plan distribution of permeability of Chang 6 oil reservoir in Heshui area

研究区长6 储层从距今142 Ma 开始受自生伊利石的影响，但那时伊利石含量较少，对储层微观孔喉结构影响较小，直到距今102 Ma 之后的中成岩阶段A 期，伊/蒙混层向伊利石转化程度逐渐增高，储层伊利石含量迅速增多，以西南地区浊流储层最为典型，储层微观非均质性开始增强。

4 结论

（1）鄂尔多斯盆地西南部合水地区长6 油层组自生黏土矿物类型主要为绿泥石、伊利石、高岭石及少量伊/蒙混层，其中绿泥石和高岭石在砂质碎屑流与浊流储层中的含量基本相同，伊利石在浊流储层中含量较高。

（2）伊利石是影响储层渗流能力、导致储层微观非均质性增强最主要的自生黏土矿物。从距今102 Ma 开始长6 油层组受伊利石影响加剧，微观非均质性开始增强。相对而言，伊利石对浊流储层的影响更强烈，导致浊流储层的微观非均质性强于砂质碎屑流储层。

（3）根据伊利石含量及渗透率大小将鄂尔多斯盆地西南部合水地区划分为3 类，第1 类为伊利石弱胶结区（伊利石体积分数小于5.0%，渗透率大于0.6 mD），储层微观非均质性弱；第2 类为伊利石中等胶结区（伊利石体积分数为5.0%～15.0%，渗透率为0.3～0.6 mD），储层微观非均质性中等；第3 类为伊利石强胶结区（伊利石体积分数大于15.0%，渗透率小于0.3 mD），储层微观非均质性强。

（4）鄂尔多斯盆地西南部合水地区东北部为伊利石弱胶结区，储层微观非均质性弱，为“甜点区”的首要勘探目标；中部为伊利石中等胶结区，储层微观非均质性中等，为“甜点区”的次要勘探目标；西南部为伊利石强胶结区，储层微观非均质性强，为非“甜点区”。