南华北盆地太康-蚌埠隆起山西组致密砂岩储层孔隙特征及演化

刘瑞，郭少斌，王继远

中国地质大学(北京)能源学院，北京 100083

致密砂岩气是指孔隙度小于10%,覆压基质渗透率小于或等于0.1mD(空气渗透率小于1mD)的砂岩气层，单井一般无自然产能或自然产能低于工业气流下限，但在一定经济条件和技术措施下可获得工业天然气产量[1]。目前致密气已成为全球非常规天然气勘探的重点领域，约有70多个盆地已发现或推测发育致密气藏，技术可采资源量约为209.6×1012m3[2]。我国致密砂岩气资源十分丰富，分布范围广、层系多、潜力大，形成了以鄂尔多斯盆地(苏里格、大牛地)石炭-二叠系和四川盆地须家河组为代表的致密砂岩大型气区[3]。针对致密砂岩储层的孔隙结构，国内外学者大多都是在法国数学家MANDELBROT[4]创立的分形几何学基础上展开研究，用以表征孔隙表面形态粗糙程度和大小分布复杂程度。PFEIFER等[5]最早用分子吸附法指出岩石孔隙具有分形结构特征。KATZ等[6]用扫描电镜观察岩石断面，发现各种岩石(砂岩、页岩和碳酸盐岩)在不同尺寸范围内具有良好的分形特征。VOSS等[7]利用扫描电镜图像中孔隙周长与面积的关系建立孔隙结构分形维数计算方法。贺承祖等[8]利用高压压汞试验，创立依据压汞曲线为基础的砂岩孔隙分形维数研究方法。TSAKIROGLOU等[9]利用压汞法研究砂岩储层的孔隙分形维数。张超谟等[10]推导出基于核磁共振横向弛豫时间(τ2)谱分布的储层岩石孔隙分形几何表达式，建立了利用τ2谱进行储层孔隙结构研究的方法。孔隙结构及其非均质性是影响致密砂岩储集性能的关键因素。南华北盆地致密砂岩储层孔隙结构及其非均质性的研究相对薄弱，孔隙演化规律不明。因此，笔者根据前人的研究，结合南华北盆地上古生界二叠系山西组致密砂岩自身的特点，选取扫描电镜、高压压汞和核磁共振实验联合分析砂岩孔隙结构特征。在此基础上，定量计算成岩作用过程中机械压实、胶结填充减孔和溶蚀蚀变增孔对孔隙演化的影响，恢复不同地质时期孔隙演化过程。最后，通过地层埋藏热演化史结合孔隙演化史，确定不同成岩阶段孔隙的演化规律。

1 区域地质概况

南华北盆地是中国东部的一个大型叠合盆地，构造上隶属华北盆地南部及其边缘[11]，东到徐蚌隆起西部，西含豫西隆起区，南以周口坳陷南部边界断裂-长山隆起北断裂为界，北为焦作-商丘断裂[12]，总面积约为15×104km2[13]。南华北盆地构造演化主要受到秦岭-大别山造山带和郯庐断裂影响，现今构造走向表现为NW-NWW[14]。根据内部新生界的展布特征，可将南华北盆地划分为如下6个构造单元：开封坳陷、太康隆起、徐蚌隆起、周口坳陷、豫西-长山隆起和合肥盆地[15]。目前，对南华北盆地二叠系致密砂岩储层孔隙特征及演化的研究工作非常少。该研究区位于南华北盆地太康-蚌埠隆起，研究层位为上古生界二叠系山西组(见图1)。

图1 区域概况图Fig.1 Location map of the study area

2 试验样品及测量方法

2.1 试验样品

样品分别来自南华北盆地上古生界二叠系山西组(P1s)砂岩地层中的郑西页1井、牟页1井、蔚参1井和皖潘地1井等4口井，合计11块。分别进行扫描电镜、高压压汞、核磁共振和流体包裹体试验，对砂岩孔隙结构、分形维数和孔隙演化史进行全面表征，样品的基本信息见表1。

表1 山西组砂岩样品信息表

2.2 测量方法

2.2.1 扫描电镜试验

扫描电镜(SEM)广泛应用于岩样微观形貌特征定性研究[16-18]，它是利用聚焦的高能电子束在样品表面扫描，激发各种光学信息，通过接受这些信息并放大和成像，就可以直观地观察岩样表面微观形貌。试验依据标准《岩石样品扫描电子显微镜分析方法》(SY/T 5162—2014)，在JSM-6610LV钨灯丝扫描电镜仪上完成。

2.2.2 高压压汞试验

致密砂岩由于非常致密，致使常规实验条件下的汞很难进入样品的孔隙空间。因此，利用高压压汞试验来表征致密砂岩孔隙的分布特征。根据Washburn方程可以得出每一进汞压力对应的孔径，从而求得每一孔径对应的进汞量，该进汞量就是对应孔径孔隙的体积[19]。试验依据标准《岩石毛管压力曲线测量法》(SY/T 5346—2005)，在温度为18℃，相对湿度为30%的条件下，采用AutoPore IV 9505全自动压汞仪进行，仪器最大进汞压力为413MPa，孔径测量范围为0.003～1000μm，进汞和退汞体积测量精度为0.1μL。

2.2.3 核磁共振试验

低磁场核磁共振可以快速、无损伤和精细化地定量表征孔隙结构，获得总孔隙度、可动流体饱和度、束缚流体饱和度、孔径分布数据，并推导出岩样的渗透率。通过相应的转换公式可以得τ2与岩石孔隙半径的对应关系，进而表征岩石的孔隙分布特征[20,21]。实验室测试依据标准《岩心分析方法》(SY/T 5336—2006)和《岩样核磁共振参数实验室测量规范》(SY/T 6490—2014)，选用Rec Core2500型低磁场核磁共振岩样分析仪，离心采用LXJ-ⅡB型多管岩样离心机。

3 试验结果与分析

3.1 扫描电镜

3.1.1 储集空间类型

太康-蚌埠隆起山西组砂岩以长石岩屑砂岩和岩屑砂岩为主，储层整体非常致密。在正交偏光显微镜下可以看到，山西组致密砂岩整体上风化程度较高，分选性差，磨圆度以次圆为主，胶结类型为孔隙型，颗粒接触关系为点接触(见图2(a))。扫描电镜可以观察到原始粒间、粒内孔基本消失殆尽，原生孔隙不发育，储集空间大多都为次生成因。长石表面蚀变，形成粒内溶孔(见图2(b))。石英颗粒表面局部溶解，发育少量粒内溶孔(见图2(c))。粒内和表面可见伊利石，伊利石晶间孔缝发育(见图2(d))。铁白云石局部可见铸模孔(见图2(e))。此外，在单偏光显微镜下，石英见次生加大，长石整体风化强，以微裂缝为主(见图2(f))。总体来说，研究区山西组砂岩孔隙整体欠发育。

3.1.2 孔隙定量表征

扫描电镜(SEM)主要用来观察微米级(1～1000μm)孔隙，通过SEM的放大倍数1500～4000图像，利用ImageJ2x软件识别图像中的孔隙并对孔隙数据进行定量提取。提取过程主要包括：①图像刻度设置；②设置阈值；③孔隙数据(包括孔径、孔隙面积、周长、长度、宽度、形状系数和面孔率等)的定量提取。通过该方法对太康-蚌埠隆起砂岩样品WP10、W11和W12的SEM图像依次进行处理。以样品W12为例(见图3(a))，应用ImageJ2x软件对其进行分析，通过调整阈值确定样品的孔隙(见图3(b))。经过二值化处理，得到黑白二值化图像，突出显示的黑色的代表孔隙部分(见图3(c))。最后经过颗粒分析(analyze particles)，形成各参数的统计数据。同理，可以得到样品WP10和W11的扫描电镜孔隙定量识别数据。

利用样品WP10、W11和W12的SEM图像定量提取数据，采用统计学综合分析方法，分别对提取的孔径数据进行区间统计分析(见图4)。从图4中可知，WP10的孔径主要在0.1～4μm之间；W11的孔径主要在0.01～0.4μm之间；W12的孔径主要在0.02～0.6μm之间。由SEM图像定量识别可知，太康-蚌埠隆起山西组致密砂岩孔径主要在0.01～4μm之间，以微细孔为主。

图4 砂岩样品SEM图像孔径分布Fig.4 Pore size distribution of SEM images of sandstone samples

3.1.3 分形维数

DATHE等[22]指出分形维数D可以用来表征复杂形体的不规则性，描述形体的本质特征。储层孔隙的分形维数是其孔隙表面形态粗糙程度和非均质性的综合参数[23-25]。根据VOSS等[7]的研究，孔隙分形特征可用下式计算：

(1)

式中:LC为等效周长，μm；A为面积，μm2；d为常数；D为分形维数，1。

利用ImageJ2x软件定量提取得到孔隙的等效周长LC和面积A，由lgLC-lgA双对数关系图可以看出，关系曲线的趋势线为一条直线(见图5)，这说明砂岩孔隙结构符合分形特征。根据分形维数=2×斜率，可以计算得到砂岩样品WP10、W11和W12的孔隙分形维数分别为1.41、1.38和1.36。从样品扫描电镜分形维数来看，结果相差不大，样品W12分形维数相对小一点，其孔隙结构和大小分布相对较好一点。

图5 砂岩样品SEM孔隙分形特征Fig.5 pore fractal characteristics of SEM of sandstone samples

3.2 高压压汞

3.2.1 孔径分布与孔喉特征

高压压汞曲线的形态在表征砂岩孔隙发育特征及连通性方面相比常压压汞曲线具有独特优势[26,27]。通过分析南华北盆地太康-蚌埠隆起山西组致密砂岩样品进汞-退汞曲线(见图6)可以看出：对于样品WP10和W12，在低压段(p<0.1MPa)，随着压力的增大进汞量迅速增加。当压力达到0.1MPa左右时，进汞量趋于平缓，这一压力范围内主要发育孔径大于11μm的孔隙。当压力介于0.1～1MPa时，曲线形态平缓，进汞量基本不变，表明该范围内孔隙不发育。当压力大于1MPa时，进汞量又开始快速增加，直至最大压力进汞量依然在增加，说明致密砂岩中存在大量小于0.1μm的孔隙。而对于样品W11，在低压段(p<0.04MPa)，随着压力的增大进汞量迅速增加。当压力达到0.04MPa左右时，进汞量趋于平缓，这一压力范围内主要发育孔径大于3μm的孔隙；当压力介于0.04～38.5MPa时，曲线形态平缓，进汞量基本不变，表明该范围内孔隙不发育；当压力大于38.5MPa时，进汞量又开始快速增加，直至最大压力进汞量依然在增加，说明砂岩中存在大量小于0.04μm的孔隙。从曲线整体形态可以看出，样品中WP10和W12进汞-退汞量相差不大，形态相似，排驱压力相对于W11小。所有样品的退汞量都低于60%，这也反映山西组砂岩的孔喉结构非常复杂，连通性较差，进汞时高压将孔隙较窄的部分撑开，汞进入孔隙中孔径较大的部分。退汞时随着压力的降低，前期被撑开部分闭合，导致大量的汞滞留在孔隙中，使得退汞效率非常低。

图6 砂岩样品进汞-退汞曲线和对应的孔径分布Fig.6 Mercury intrusion-extrusion curves of sandstone samples and the corresponding pore size distribution

3.2.2 分形维数

分形维数D是表征孔隙表面形态粗糙程度和大小分布复杂程度的综合参数[28]。在高压压汞试验中，对于多孔材料，孔隙分形特征可用压汞曲线计算[8]，公式如下：

(2)

式(2)两边取对数可得到：

lg(1-Shg)=(D-3)×lgpc+(3-D)×lgpc min

(3)

式中：Shg为累积进汞饱和度，%；pc为毛细管压力，MPa；pc min为最大孔径对应的毛细管压力，MPa。

砂岩孔隙结构分形维数D的范围一般在2～3之间，分形维数D越接近3，说明孔隙结构越复杂，表面越粗糙，大小分布越不均匀。根据一定范围内孔隙结构的自相似性，利用分形维数对孔隙尺度进行划分。由lgpc-lg(1-Shg)双对数关系图可以看出，关系曲线的趋势线并非直线，可明显分两段，分别对应不同尺度孔隙分形特征(见图7)。不同的孔隙类型具有不同的分形特征，从图7可以看出分形维数从左到右依次对应2类孔隙：大于等于5μm的细-小孔和小于5μm的微孔。细-小孔分形维数分别为2.81、2.97和2.83；微孔的分形维数分别为1.34、0.70和0.90。细-小孔的分形维数在2～3之间，且样品W11的分形维数D相比于样品WP10和W12更大，这说明样品W11的细-小孔结构更复杂，表面更粗糙，大小分布更不均匀。微孔的分形维数全都小于2，其结果不在2～3之间，讨论部分加以原因分析。因此，根据孔隙结构的自相似性，利用压汞分形维数的特征，以孔径r=0.014μm作为分界点，将砂岩储层孔隙分为细-小孔和微孔2类。

图7 砂岩样品压汞孔隙分形特征Fig.7 Pore fractal characteristics of sandstone samples based on mercury intrusion data

3.3 核磁共振

3.3.1 孔径分布与孔喉特征

低磁场核磁共振100%饱和水样品的τ2谱能够反映岩石孔隙大小的分布特征[29]。通过南华北盆地上古生界太康-蚌埠隆起山西组砂岩样品的核磁共振试验结果绘制τ2谱，以纵坐标代表的信号强度与总孔隙度呈正相关，横坐标代表的横向弛豫时间与孔隙半径的大小呈正相关。从核磁共振τ2谱分布曲线可以看出(见图8)，山西组样品饱和态τ2谱整体主要呈双峰式，左侧为主峰，τ2在0.1～10ms之间；右侧存在一个矮峰，τ2在10～100ms之间。离心后呈双峰或单峰分布，且离心前后曲线面积相差较大，说明山西组样品细孔发育。其中，样品W12的饱和态τ2谱的右峰分布相对于样品WP10和W11要大。同时，根据饱和态曲线最大累积值与离心态曲线最大累积值的差即为有效孔隙度也可以看出，它们的孔隙度大小关系顺序依次为：W12>WP10>W11。样品离心态最大累积值在饱和态最大累积值曲线上对应的τ2值为τ2截止值(τ2cutoff)。τ2cutoff将核磁τ2谱分为束缚流体和可动流体[30]2部分。该区域的致密砂岩中束缚流体往往赋存于微孔中，可动流体存在于细孔和微裂缝中。

图8 砂岩样品核磁τ2谱分布曲线Fig.8 NMR τ2 spectrum curve of sandstone samples

利用τ2谱转换成伪毛细管压力和孔径分布，需要压汞试验数据中的关键参数孔隙体积和比表面积来刻度该次试验核磁τ2谱孔径转换系数C[31]：

(4)

其中:

(5)

(6)

式中:C为转换系数，1；Fs为孔隙形状因子，对球形孔隙，Fs取3，对柱状喉道，Fs取2；S为压汞孔隙表面积，m2/g；V为压汞孔隙体积，mL/g。

由于试验过程中，样品WP10、W11和W12是平行样，它们既做了压汞试验，又做了核磁共振试验。因此，可以根据压汞试验数据里面的孔隙体积和比表面积来计算核磁共振孔径转化系数C，进而得到它们的孔径分布曲线(见图9)。从图9中可知，样品WP10的孔径分布主要在0.004～1μm之间；W11的孔径分布主要在0.001～0.2μm之间；W12的孔径分布主要在0.005～2μm之间。它们的孔径分布大小关系顺序依次为：W12>WP10>W11。根据PITTMAN & AREHIE砂岩孔隙、喉道分级标准(见表2)，以孔径r=0.5μm为界，将砂岩孔隙分为微孔和细孔2类。样品W12和WP10既发育微孔又发育细-小孔；而样品W11全为微孔。通过孔径分布可以看出，山西组砂岩主要发育微孔和细-小孔2类孔隙，孔径主要分布在0.001～2μm之间。

图9 砂岩样品核磁τ2谱孔径分布Fig.9 NMR τ2 pore size distribution of sandstone samples

3.3.2 分形维数

核磁共振试验和压汞试验都是岩石分形研究的主要手段32]。目前最常用的核磁共振数据计算孔隙分形维数公式为[10]：

lgSv=(3-D)×lgτ2+(D-3)×lgτ2max

(7)

表2 砂岩孔隙、喉道分级标准(据PITTMAN & AREHIE)

式中:Sv为横向弛豫时间小于τ2cutoff的累计孔隙体积百分数，%；τ2max为最大横向弛豫时间，ms。

利用核磁共振数据中的τ2的对数值与对应孔隙百分比Sv的对数值做相关性分析，由lgSv-lgτ2双对数关系图可以看出，关系曲线的趋势线并非直线，可明显分2段(见图10)。以τ2cutoff作为转折点的划分标准，分别代表可动流体孔隙分形维数和束缚流体分形维数。利用核磁共振分形拟合方程，可以分别计算2个部分孔隙的分形维数。其中样品WP10、W11和W12的可动流体孔隙的分形维数分别为2.77、2.83和2.75。由此可知，样品W11的分形维数D相比于WP10和W12更大。这说明样品W11的可动流体孔隙结构更复杂，表面更粗糙，大小分布更不均匀。而束缚流体孔隙的分形维数全为负数，这说明该方法不适合表征τ2cutoff以下非渗透性孔隙分形维数。同时，当选取不同的孔径范围时，所计算的分形维数不同，即研究区砂岩孔隙结构具有多重分形特征。

图10 砂岩样品核磁孔隙分形特征Fig.10 Pore fractal characteristics of NMR of sandstone samples

4 讨论

4.1 高压压汞微孔分形维数

高压压汞分形维数将砂岩样品WP10、W11和W12孔隙分为细-小孔和微孔2类。细-小孔的分形维数在2～3之间，而微孔的分形维数全都小于2，分析其具体原因可能与高压压汞的分辨率有关。高压压汞测量孔径的范围为0.03～1000μm，而根据核磁共振τ2谱转换成伪毛细管压力和孔径分布可知，砂岩样品WP10、W11和W12孔径范围主要分布在0.001～2μm之间。使用的压汞仪器在理论上能测出的孔径为0.0036μm，但在实际试验过程中，随着压力的增大，当测试的孔径达到0.01μm之下时，测量的误差非常大。样品中低于0.01μm的微孔部分超出了高压压汞测量孔径的范围，这使得结果的精度相对较低。所以根据lgpc-lg(1-Shg)双对数关系图得到样品微孔的分形维数不在2～3之间。

4.2 孔隙演化史分析

沉积物先经过一系列的沉积作用，再进入埋藏成岩阶段，其内部的储集空间的演化受成岩作用的控制，主要包括机械压实、胶结填充减孔作用和溶蚀蚀变增孔作用2类。其中，压实作用贯穿整个成岩过程，研究区山西组砂岩从沉积到成岩依次经历了早成岩阶段A期压实减孔-早成岩阶段B期压实、胶结减孔-中成岩阶段A期压实减孔、溶蚀增孔-中成岩阶段B期压实减孔、胶结减孔共4个孔隙演化阶段。为了恢复孔隙演化过程，需要定量评价各种成岩作用对孔隙度的影响。该次研究利用样品的物性分析、薄片镜下孔隙特征以及粒度分析数据，定量计算不同成岩作用对砂岩储层孔隙演化的影响量，结合埋藏史和区域实际地质条件，在时间轴上恢复南华北盆地山西组孔隙演化过程。

4.2.1 初始孔隙度

初始孔隙度φ0可以采用BEARD和WEYL[33]提出的计算公式来恢复，主要与地表条件下分选系数有关：

(8)

(9)

式中:φ0为固结砂岩初始孔隙度，%；S0为Trask分选系数，1；φ25和φ75分别为粒度累积曲线上颗粒含量25%和75%处所对应的粒径大小,μm。

4.2.2 压实减孔

根据前面储集空间的研究，可以知道太康-蚌埠隆起山西组致密砂岩原生孔隙基本消失殆尽，压实作用是研究区最主要的减孔作用。压实后剩余的孔隙主要包括粒间孔、胶结物溶蚀孔和胶结物含量这3部分，由此可知，压实后剩余粒间孔隙度为：

φ1=φ1+φ2+δ

(10)

即:

(11)

φs1=φ0-φ1

(12)

式中：φ1为压实后剩余粒间孔隙度，%；φ1为粒间孔隙度，%；φ2为胶结物溶蚀孔隙度，%；δ为胶结物含量，%；σ1为粒间孔面孔率，%；σ2为胶结物溶蚀孔面孔率，%；σ为总面孔率，%；φx为现今物性分析得到的孔隙度，%；φs1为压实损失孔隙，%。

4.2.3 胶结减孔

胶结作用与压实作用共存并相互制约，压实作用进行得快，胶结作用就不发育。反之，胶结作用开始便能顺序进行，则压实作用又会受阻[34]。砂岩胶结后剩余的粒间孔隙度φ2为：

(13)

φs2=φ1-φ2

(14)

式中：φ2为胶结后剩余粒间孔隙度，%；φs2为胶结损失孔隙，%。

4.2.4 溶蚀增孔

溶蚀作用是岩石组分的不一致溶解所形成新矿物，其化学组成与被溶矿物相近。与压实作用和胶结作用的减孔刚好相反，溶蚀作用使得岩石孔隙增加。砂岩溶蚀孔隙度φ3为：

(15)

式中：φ3为溶蚀孔隙度，%。

根据上述孔隙度演化计算方法，对蔚参1井山西组致密砂岩孔隙演化史进行分析。由于该地区原生孔隙基本消失殆尽，次生孔隙不是特别发育。研究将蔚参1井早成岩阶段A期、早成岩阶段B、中成岩阶段A期和中成岩阶段B期4个孔隙演化阶段分为早成岩阶段A-B期和中成岩阶段A-B期2大类。

根据粒度累积曲线计算得到蔚参1井初始孔隙度为38.53%。早成岩阶段A-B期以快速压实、胶结减孔为主，根据成岩阶段划分(见图11)，可知该阶段对应的最大温度为85℃。结合地层埋藏热演化史(见图12)可以看出，山西组地层距今约245Ma，埋深约为1600m左右。该阶段以机械压实作用为主，碎屑颗粒之间以点-线接触为主，粒间孔发育。早期胶结物中，方解石质量分数为2.32%，白云石质量分数为0.3%，胶结作用对孔隙演化的影响小于压实作用。计算得到压实后损失孔隙度26.17%，损失率68.10%，保留下来的孔隙度为12.36%。

图11 成岩阶段划分Fig.11 Diagenesis stage division

中成岩阶段A-B期以压实、胶结减孔和溶蚀增孔为主，根据成岩阶段划分，可知该阶段对应的最大温度为175℃(见图11)。但是，结合地层埋藏热演化史(见图12(a))可知，蔚参1井山西组的最大埋深约为3800m左右，对应的温度在150℃左右，属于中成岩阶段。进入中成岩阶段后，随着地层温度、压力的增大，有机质产生的有机酸进入砂岩储层，改变砂岩孔隙中流体的性质，使得水岩作用发生改变，导致长石、岩屑等易溶矿物溶蚀，为后期自生高岭石和石英次生加大胶结提供物质基础。同时，黏土矿物之间的相互转化在这一阶段也会影响砂岩储层孔隙演化。计算得到该阶段胶结作用减孔7.21%，溶蚀作用增孔2.87%，孔隙度降为8.02%，砂岩比较致密。随后山西组地层再次经历燕山期的抬升剥蚀和喜山期的构造沉降，但喜山期的再次沉降的深度并未超过印支期末的最大埋藏深度。因此，从印支期末开始，压实作用对孔隙的改造基本结束，孔隙进入以胶结作用和溶蚀作用为主的次生改造期，二者相互作用导致孔隙改造作用趋于平稳，孔隙演化基本进入定型期，最终稳定在2.85%。

总之，成岩作用是一个极其复杂的过程，对孔隙的改造千差万别，表现为不同特征的孔隙演化史。

注：P1为早二叠世；P2为中二叠世；P3为晚二叠世；T1为早三叠世；T2为中三叠世；T3为晚三叠世；J1为早侏罗世；J2为中侏罗世；J3为晚侏罗世；K1为早白垩世；K2为中白垩世；E1为晚白垩世；E2为中始新世；E3为晚始新世；N+Q为新近纪+第四纪。图12 蔚参1井地层埋藏热演化史与孔隙演化史Fig.12 Burial thermal evolution history and pore evolution history of well Weican 1

5 结论

1)利用扫描电镜、高压压汞和核磁共振试验联合分析南华北盆地太康-蚌埠隆起山西组砂岩的孔隙结构。扫描电镜孔径分布范围主要为0.01～4μm，高压压汞孔径分布范围主要为0.001～30μm，核磁共振孔径分布范围主要为0.001～2μm。3种不同的测量方法相互印证，可以看出山西组砂岩发育大于等于5μm的细-小孔和小于5μm的微孔2类。

2)根据双对数坐标确定的扫描电镜、高压压汞和核磁共振分形维数对比可知，研究区砂岩孔隙结构具有多重分形特征，其中细-小孔结构更复杂，表面更粗糙，大小分布更不均匀。

3)通过对山西组砂岩储层孔隙演化的定量恢复，明确其初始孔隙度为38.53%，成岩作用过程孔隙度的减小主要受压实减孔作用控制。利用地层埋藏热演化史结合孔隙演化史，确定了不同成岩阶段孔隙演化规律。