鄂尔多斯盆地华庆地区延长组6段深水致密砂岩填隙物特征及对储层发育的影响

陈朝兵，赵振宇，付 玲，高建荣，宋 微，陈新晶

(1.西安石油大学 地球科学与工程学院，陕西 西安 710065；2.陕西省油气成藏地质学重点实验室，陕西 西安 710065；3.中国石油 勘探开发研究院，北京 100083；4.中国石油 天然气股份有限公司 长庆油田分公司 第六采油厂，陕西 西安 710200)

深水沉积泛指陆架以外的沉积，尤以海盆或湖盆坡折带附近的重力流沉积受到油气勘探界的关注，其发育机制、沉积过程和内部结构，与河流-三角洲等牵引流沉积存在很大差异[1-4]。鄂尔多斯盆地西南部华庆地区延长组6期(长6期)的沉积环境为半深湖-深湖环境，发育深水重力流成因的致密砂岩。由于深水环境水动力十分复杂，重力流砂体的规模和分布受到盆地周边火山、地震、波浪和湖底暗流等外部触发因素的影响[5]，因此不同期次沉积的重力流砂体内的填隙物含量也存在较大差异，介于4.9%～27.6%，平均19.6%，导致华庆地区延长组6段(长6段)重力流砂体内的纵向非均质性很强，勘探开发效果不理想。

碎屑岩的填隙物对致密砂岩孔隙演化和成岩作用产生重大的影响[6-7]。填隙物的成岩演化及储层致密史研究是微观孔喉结构及渗流能力研究的基础[8]。在填隙物与孔隙演化及成岩关系研究方面，国、内外学者进行了大量实验研究[9-14]，明确了填隙物种类、产状及转化对储层物性的控制作用。梁淑贤[9]认为岩屑及粘土矿物含量是影响储层致密的重要因素；Lin等[10]认为碳酸盐、硅质及粘土矿物的胶结导致了鄂尔多斯盆地长8段储层物性的大幅降低；Ehrenberg等[11]认为不同产状的粘土矿物对储层物性的影响不同，按分散质点式—薄膜式—搭桥式的顺序依次降低；伏万军[12]通过微观实验证实，伊利石结晶度与其形态有着明显关系，对砂岩物性的影响也不同，含Ⅰ类伊利石的砂岩物性最好，Ⅱ类次之，Ⅲ类最差；Baker[13]和黄思静等[14]明确了绿泥石薄膜对于保存原始粒间孔的建设性作用，能够在成岩早期抵抗压实作用对于储层孔隙的破坏。上述研究成果主要是针对河流-三角洲等牵引流成因的致密砂岩，针对深水重力流致密砂岩填隙物与微观特征关系的研究相对较少。重力流与牵引流的流体性质及沉积规律差别明显，尤其是填隙物含量、类型及微观特征存在较大差别。

基于此，本文以鄂尔多斯盆地华庆地区长6段深水重力流储层为例，采用铸体薄片、扫描电镜、电子探针、矿物自动识别与分析系统(QEMSCAN)以及纳米CT等实验手段，对深水致密砂岩的填隙物特征进行深入分析，探讨不同填隙物与储层微观特征之间的关系，这对于深化致密砂岩储层油气聚集及成藏理论具有一定指导意义。

1 地质背景及储层基本特征

1.1 地质背景

鄂尔多斯盆地地处中国中部，为稳定的大型多旋回克拉通盆地。现今构造形态为一平缓的西倾单斜，坡度通常小于1°。晚三叠世延长期，鄂尔多斯盆地发育大型内陆河流-三角洲-湖泊沉积体系，主要物源供给方向为盆地北部阴山古陆和西南部秦祁造山带[15-16]。延长组总厚度约1 300 m，自下向上划分为长10段—长1段10个油层组，分别对应湖盆演化的5个阶段，其中长10段为湖盆初始拗陷期，长9段和长8段为湖盆扩张期，长7段为湖盆强烈拗陷期，长6段—长4+5段为湖盆回返抬升期，长3段—长1段为湖盆萎缩消亡期，湖盆沉降中心大致位于西南部姬塬—华池—庆阳—正宁一带[15]。

华庆地区位于鄂尔多斯盆地伊陕斜坡西南部(图1a)，目的层长6段油层组主要发育重力流沉积体[5]，砂体厚度约120 m，自下向上可划分为长63亚段、长62亚段和长61亚段(图1b)，其中长63亚段是研究区主力含油层段，平均砂体厚度约30 m。长6期，华庆地区处于盆地西南部及东北部物源的交汇处(图1a)，西南部坡折带较陡，主要发育浊流及部分砂质碎屑流砂体；东北部坡折带较缓，发育砂质碎屑流及部分浊流、泥质碎屑流沉积体，主力层长63亚段砂体主要由砂质碎屑流和浊流(浊积岩)交替叠置构成(图1c)，局部夹间歇性的三角洲前缘水下分流河道砂体。野外剖面显示，砂质碎屑流单层厚度普遍大于2 m，砂体连续性好，浊积岩单层厚度较薄，与深湖泥呈互层状，厚度一般小于1 m，两类砂体物性相对较好，是华庆地区长6段致密油的主要储集体[5]。

1.2 储层基本特征

通过岩心观察分析，华庆地区长6段砂岩内部发育火焰状构造(图2a)、重荷模(图2b)和槽模(图2c)等重力流特有沉积构造；根据岩心观察及铸体薄片鉴定结果，长6段储层岩性以灰色细粒岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩为主，其次为少量长石砂岩(图2d)，碎屑组分具有“低石英、高长石”的特点；颗粒分选性中等，磨圆度中等-好，呈次棱角状。砂岩整体成分成熟度较低，结构成熟度中等，体现了深水重力流的沉积特点；孔隙类型以粒间孔为主(图2e)，其次为长石溶孔，含少量晶间孔及微裂隙，面孔率平均值为2.9%。物性分析表明，长6段储层孔隙度主体分布在5.0%～12.5%，平均值为10.2%，渗透率普遍小于0.50×10-3μm2，平均值为0.35×10-3μm2，储层整体致密，为典型的致密砂岩储层。

填隙物是沉积和成岩作用的综合产物[17]，包括杂基和胶结物两类。根据铸体薄片(203块)和扫描电镜(12块)等实验数据统计，华庆地区长6段砂岩填隙物平均含量为19.6%，其中杂基含量普遍较高，介于0.8%～18.6%，平均含量为5.3%。胶结物以伊利石(平均含量4.6%)、绿泥石(平均含量4.1%)和碳酸盐(平均含量3.9%)为主，含少量硅质(平均含量0.9%)、高岭石(平均含量0.6%)和长石质(平均含量0.2%)，其中长石质含量低，对孔隙的影响不明显，不作为本次探讨的内容。

2 杂基成岩特征及对储层的影响

2.1 杂基及杂基次生孔隙显微特征

杂基是砂岩中以机械方式沉积，起填隙作用的细粒组分，粒径小于30 μm[18]。杂基是沉积物搬运介质性质的直观反映，常见于水动力较强和快速堆积下的重力流沉积环境[19]。杂基一般由粘土物质和细粉砂碎屑颗粒组成，包括原杂基和正杂基[18]，粘土物质经成岩阶段重结晶作用转变为晶形完整的层状粘土矿物，称为正杂基。未发生重结晶的粘土物质或长石、石英、岩屑及其他粒径小于中粉砂级别的碎屑组分，称为原杂基，二者都属于原始机械杂基的范畴[18]。与机械杂基对应的是化学杂基，即成岩过程中，从流体中析出的粘土矿物胶结物，也叫淀杂基，由于正杂基和粘土矿物胶结物均为晶形完整的层状粘土矿物，镜下难以区分，因此本研究所涉及的杂基仅指保留原始结构和未发生重结晶作用的原杂基，代表深水重力流沉积中的原始机械细粒组分。

杂基与胶结物的成因截然不同，镜下特征也存在明显差异。原杂基与碎屑颗粒同时沉积，颗粒细小，正交镜下一般无光性反应，杂基易吸附重油，薄片表面看起来较脏(图3a)；原杂基成分复杂，常见石英、长石和岩屑等细小碎屑颗粒被粘土杂基包围，易于区分(图3b)，部分杂基发生成岩变化，可见少量杂基微孔(图3c)；场发射扫描电镜下的原杂基晶形较差，难以辨别杂基的粘土矿物类型，呈混杂堆积(图3d，e)，无明显的胶结世代关系。与原杂基不同，化学成因的胶结物晶形好、晶体粗大且表面干净，通常由孔隙壁向内生长，呈薄膜结构、次生加大边结构、嵌晶结构及栉状结构等，可以分辨出胶结物的世代关系[18]，这是区别胶结物和杂基的主要依据。

尽管杂基(以下均指原杂基)晶形差，不同粘土矿物呈混杂堆积，但由于粘土矿物特有的层状、片状或网状残余晶形，堆积搭建在一起，容易形成微纳米级的孔隙，即杂基晶间孔(图3d，e)，根据扫描电镜实测数据统计，杂基晶间孔孔径介于20～800 nm；另外，由于杂基成分复杂，常含粒径小于30 μm的石英、长石和岩屑等细碎屑颗粒，当后期成岩溶蚀作用发生时，这些颗粒易被溶蚀产生杂基内部的溶孔，即杂基溶孔(图3f)，孔径介于80～1 000 nm。因此，杂基并非完全致密，杂基晶间孔和杂基溶孔构成了杂基的次生孔隙网络，其孔径主要集中在20～1 000 nm。

2.2 杂基对孔隙及物性的影响

致密砂岩微观孔喉结构是决定储层储集和渗流能力的重要因素[20-21]。对于深水致密砂岩而言，其孔隙结构不仅受到岩石颗粒骨架的影响，杂基及杂基微纳米孔隙对孔喉大小及分布的影响更为关键[6]。由于扫描电镜下的杂基次生孔隙孔径介于20～1 000 nm，因此本研究采用中国石油勘探开发研究院国家能源致密油气研发中心的纳米CT成像扫描仪，对长6段储层不同杂基含量砂岩样品进行微纳米孔喉的定量表征研究。

结果表明，不同杂基含量的砂岩样品孔隙结构特征差别较大。如图4所示，对于杂基含量仅有2.3%的牵引流成因的水下分流河道砂岩(B163井)，孔隙度为9.4%，孔隙数量约为4.5×104个，孔径集中分布在0～5 μm，其中孔径≥2 μm等效直径的孔隙数量比例高，约占36.5%，整体表现为“大-孔粗喉”特征；砂质碎屑流(B224井)与浊流砂岩(B239井)杂基含量依次增加(分别为6.4%和11.9%)，孔隙度随之降低(分别为4.8%和2.6%，受CT样品限制，可能偏低)，二者孔隙分布特征相似，主要分布在0～2 μm，尤其是0～1 μm的亚微-纳米孔隙，数量巨大，分别达到总孔隙数量的50.4%和49.6%，整体表现为“小孔-细喉”和“小孔-微细喉”特征。根据Chen等[22]研究成果，杂基含量与孔径0～1 μm范围内的孔隙数量呈较好的二次函数对应关系，当杂基含量≤7%时，孔径0～1 μm范围内的孔隙数量与杂基含量成正相关(图5)，杂基次生孔隙发育，对储层产生一定积极作用；当杂基含量>7%时，孔径0～1 μm范围内的孔隙数量与杂基含量成负相关，杂基含量的增加加剧了储层的致密，杂基次生孔隙不发育。

图3 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段致密砂岩杂基显微特征Fig.3 Microscopic features of matrix in tight sandstone of Chang 6 Member in Huaqing area,Ordos Basina.杂基吸附重油，B26井，埋深2 432.0 m，铸体薄片；b.杂基成分复杂(QEMSCAN镜下特征)，完全充填粒间孔，HQ7-9井，埋深2 019.2 m，QEMSCAN；c.少量杂基微孔，B279井，埋深1 869.1 m，铸体薄片；d.杂基松散堆积及晶间孔，HQ3-5井，埋深2 040.8 m,SEM；e.杂基堆积及晶间孔，HQ1-2井，埋深2 053.1 m,SEM；f.杂基溶孔，HQ1-2井，埋深2 072.7 m,SEM

图4 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段不同杂基含量砂岩样品CT实验结果Fig.4 CT experimental results of sandstone samples with different matrix contents in Chang 6 Member,Huaqing area,Ordos Basin

杂基含量的增加也引起了储层物性的变化(图6)，随着杂基含量的增加，孔隙度降低趋势明显，渗透率与杂基含量的相关性较差，表明杂基并非导致渗透率降低的主要因素，杂基次生孔隙能够提供一定数量的微纳米级孔隙，弥补由杂基充填造成的渗透率损失。

3 胶结物成岩特征及对储层的影响

与混杂堆积的杂基不同，胶结物通常具有完整的晶型，晶体粗大且具有一定的胶结世代关系，能够通过铸体薄片或扫描电镜区分出具体的胶结物类型，华庆地区长6段深水储层的胶结物主要有粘土矿物、碳酸盐胶结物及硅质胶结物。

图5 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段砂岩杂基含量与孔径0～1 μm范围内孔隙数量关系(据文献[22])Fig.5 Relationship between matrix content and number of pores of 0-1 μm in size in Chang 6 sandstone in Huaqing area,Ordos Basin (modified after reference[22])

3.1 粘土矿物胶结物特征及对储层的影响

根据X衍射粘土矿物分析结果(表1)，华庆地区长6段砂岩内的粘土矿物胶结物主要有伊/蒙混层(44%)、绿泥石(39%)、伊利石(10%)及高岭石(7%)，伊/蒙混层比为7%，不同样品间的粘土矿物含量差别较大。由于不同粘土矿物的化学成分、晶体结构和形态特征等方面存在差异，致使形成的晶间、层间以及颗粒间孔隙的大小、形态和表面积均有不同[23]。在成岩过程中，受温度、压力和流体性质等外部因素影响，粘土矿物之间可以相互转换，矿物形态和产状也发生改变，形成大量的粘土矿物晶间孔，造成对孔隙表面的粗化和对大孔隙的分割[24-25]。硅氧四面体和铝氧八面体是构成粘土矿物的两个基本结构单元，常见粘土矿物中，蒙脱石、伊利石和绿泥石的结构相似，均为2 ∶1型，高岭石是弱氢键连接的1 ∶1型晶胞结构[26]，不同粘土矿物晶体形态及产状存在差异，形成的晶间孔微孔隙度差别也较大。

图6 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段砂岩杂基含量与物性相关性Fig.6 Correlation between matrix content and physical properties of Chang 6 sandstone in Huaqing area,Ordos Basina.杂基含量与孔隙度关系；b.杂基含量与渗透率关系

表1 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段砂岩X衍射粘土矿物分析结果Table 1 X-ray diffraction analysis of clay minerals in Chang 6 sandstone in Huaqing area,Ordos Basin

通过扫描电镜与电子探针的结合，可定量测定不同类型、不同产状粘土矿物晶间孔的孔径、占粘土矿物体积比及对总孔隙度的贡献率(表2)。结果表明，华庆地区长6段储层中的伊利石呈丝缕状或片状(图7a，b)，对储层孔隙度的破坏小，产生的晶间孔占粘土矿物体积比最高，孔径最大，介于50～4 000 nm，对总孔隙度的贡献达10.3%；伊/蒙混层是成岩早期的蒙皂石向伊利石转化的中间产物，主要呈蜂窝状、网状产出(图7c，d)，并将大孔隙分隔细化，损失了部分孔隙，孔径介于100～4 000 nm，平均750 nm，对总孔隙度的贡献为8.6%；绿泥石通常以叶片状和绒球状产出(图7e—g)，叶片状多呈孔隙衬里包于颗粒表面，绒球状一般充填在孔隙中，破坏大孔隙的完整性，将大孔隙分割成小孔隙，其产生的晶间孔相对窄细，孔径介于20～1 000 nm，晶间孔占粘土矿物的体积比也较小，对总孔隙度的贡献仅为3.7%；高岭石自形程度较好，晶体较大，主要呈松散书页状和蠕虫状充填粒间孔隙(图7h—k)，部分高岭石棱角部位可见丝缕状伊利石，表明高岭石有向伊利石蚀变转化的趋势。高岭石的晶间孔发育程度相对较高，孔径介于50～4 000 nm，平均700 nm，对总孔隙度的贡献为7.8%。

虽然粘土矿物自身都能够产生一定数量的晶间孔隙，但不同粘土矿物对于储层物性的影响存在差异。由于X衍射粘土矿物分析针对的是砂岩孔隙内的所有粘土类填隙物，无法区分杂基和粘土矿物胶结物。因此，本研究采用常规薄片、铸体薄片鉴定及物性测试资料，分析了华庆地区长6段储层不同粘土矿物与孔渗之间的关系。常规显微镜无法准确区分伊利石和伊/蒙混层，因二者形态与性质较接近[27]，故将其视为整体加以研究。分析结果表明(图8)，由于伊利石和伊/蒙混层的晶间孔占粘土矿物体积比大，晶间孔孔径较粗，对总孔隙度的贡献率较高，因此当二者含量增加时，并未造成孔隙度的大幅降低，二者的含量变化与孔隙度相关性差。渗透率与伊利石和伊/蒙混层的关系呈明显的负相关性，这是由伊利石和伊/蒙混层相对复杂的形态所决定的，当伊利石和伊/蒙混层大量发育时(图7a—d)，大孔隙被分隔为微-纳米孔隙，粗喉道被分割成微、细喉道，孔喉弯曲度增加，渗流路径也随之发生变化。此外，伊利石和伊/蒙混层遇水均易发生膨胀[28]，产生速敏和水敏效应，降低了储层的渗透能力；绿泥石对储层的影响是双重的，当绿泥石以孔隙衬里形态产出时，能够有效抑制石英次生加大边的生长(图7g)，对原生孔隙的保存有利。当绿泥石以孔隙充填状存在时，孔隙和喉道变得曲折复杂，因此绿泥石含量增加，孔隙度和渗透率均呈下降趋势，且渗透率受绿泥石的影响更为显著；高岭石在一定程度上也造成了孔隙空间的减少，但其晶形较大，晶间孔发育程度较高，且高岭石通常是碎屑长石溶蚀的产物，形成于开放或半开放的成岩环境[23]，高岭石发育的部位，往往也是长石溶孔发育的部位(图7j，k)，因此高岭石的含量与孔隙度和渗透率呈明显的正相关性[17，23]。

表2 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段砂岩不同粘土矿物晶间孔尺度及孔隙贡献率统计Table 2 Statistics of intercrystalline pore size of different clay minerals and its contribution to porosity in Chang 6 sandstone,Huaqing area,Ordos Basin

图7 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段砂岩粘土矿物显微特征Fig.7 Micrographs showing features of clay minerals in Chang 6 sandstone,Huaqing area,Ordos Basina.毛发状伊利石，主体孔径500～4 000 nm，HQ5-1井，埋深2 199.5 m,SEM；b.片状伊利石堵塞孔隙，主体孔径50～3 000 nm，HQ1-2井，埋深2 051.3 m,SEM；c.蜂窝状伊/蒙混层，主体孔径100～3 000 nm，HQ7-9井，埋深2 007.6 m,SEM；d.网状伊蒙混层，主体孔径500～4 000 nm，HQ7-1井，埋深2 269.1 m,SEM；e.孔隙衬里绿泥石膜，主体孔径50～1 000 nm，HQ14-1井，埋深2 208.4 m,SEM；f.孔隙充填状绿泥石，主体孔径20～800 nm，HQ4-1井，埋深2 091.0 m,SEM；g.绿泥石膜阻止石英的次生加大，HQ12-3井，埋深2 103.2 m,SEM；h.高岭石充填粒间孔，主体孔径50～1 500 nm，HQ8-3井，埋深2 206.1 m,SEM；i.高岭石晶间孔，主体孔径200～4 000 nm，HQ5-1井，埋深2 199.3 m,SEM；j.长石蚀变形成高岭石晶间孔，HQ3-1井，埋深2 087.3 m，探针；k.长石蚀变为高岭石，HQ1-1井，埋深2 132.6 m，探针；l.k样品中的高岭石探针能谱

图8 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段砂岩不同粘土矿物含量与物性关系Fig.8 Relationship between contents of different clay mineral and physical properties of Chang 6 sandstone in Huaqing area,Ordos Basina.伊利石+伊/蒙混层含量与孔隙度关系；b.伊利石+伊/蒙混层含量与渗透率关系；c.绿泥石含量与孔隙度关系；d.绿泥石含量与渗透率关系；e.高岭石含量与孔隙度关系；f.高岭石含量与渗透率关系

整体来看，虽然粘土矿物晶间孔在一定程度上缓解了孔隙度的降低，但不同粘土矿物的形态、产状及对储层造成的敏感性又加剧了粘土矿物与渗透率关系的复杂性。伊利石、伊/蒙混层和绿泥石的含量高值区，储层物性通常较差，优质储层多分布在高岭石的发育区。

3.2 碳酸盐胶结物特征及对储层的影响

根据X衍射全岩矿物定量分析结果(表3)，华庆地区长6段储层中的碳酸盐胶结物以白云石(3.8%)和方解石(1.2%)为主，其次为菱铁矿(0.6%)。碳酸盐胶结物的来源通常有两种，一种是来自沉积—同生期形成的原始沉积物，另一种是在成岩阶段从孔隙水中沉淀生成的[29]。通过铸体薄片、扫描电镜及阴极发光实验分析，认为华庆地区长6段储层中的碳酸盐胶结物基本属于后者，是成岩阶段从孔隙水中沉淀析出的。

从碳酸盐胶结物的产状及与碎屑颗粒的接触关系来看，研究区碳酸盐胶结可分为早期和中期两期，早期碳酸盐胶结物主要以方解石为主，经茜素红染色后呈浅红色(图9a)，阴极发光下呈暗红色(图9b)，多以基底式胶结充填于碎屑颗粒周围或粒间孔内，碎屑颗粒边界清晰，呈漂浮状。部分碎屑颗粒边缘被方解石交代，表明早期碳酸盐胶结形成于早成岩阶段，该时期的孔隙水富含钙离子，碳酸盐胶结沉淀后能够增强砂岩骨架的抗压力，一定程度上减轻了压实作用对储层的破坏；中期碳酸盐胶结以白云石为主，呈孔隙式胶结(图9c)，白云石多以微晶、细晶粒状充填于各类孔隙中，局部见嵌晶-连晶结构，碎屑颗粒多为点-线接触，经历了一定程度的压实作用，且可见白云石交代碎屑颗粒等现象，推测白云石胶结物主要形成于中成岩阶段。

关于碳酸盐胶结物对储层的影响，不少学者做过相关研究[29-32]，认为碳酸盐胶结物对于储层的影响具有两面性。一方面，早成岩阶段的碳酸盐岩胶结物能够有效降低压实作用对储层的破坏，成岩中后期的碳酸盐胶结物易与有机酸反应产生一定数量的溶蚀孔隙，能够改善储层的物性；另一方面，无论是孔隙式还是基底式胶结，碳酸盐胶结物均对储层孔隙造成了破坏，导致储层物性的降低。吕成福等[31]研究后还提出，碳酸盐胶结物对储层物性的影响存在一个临界值5%，含量高于5%时，碳酸盐胶结物对储层造成不利影响，含量低于5%时，碳酸盐胶结物对储层的影响不显著。通过对华庆地区长6段砂岩碳酸盐胶结物的显微观察和统计表明，碳酸盐胶结物的晶形多数较完整，呈致密胶结状(图9d)，堵塞孔隙(图9e)，碳酸盐胶结物的溶蚀作用并不普遍，仅在个别样品中见到碳酸盐的溶蚀现象(图9f)。碳酸盐胶结物与储层物性具有明显的负相关性，对储层物性的影响较大(图10)，随着碳酸盐胶结物含量的增加，减孔减渗效应明显。

表3 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段砂岩X衍射全岩矿物定量分析数据Table 3 Quantitative analysis data of whole rock minerals of Chang 6 sandstone by X-ray diffraction in Huaqing area,Ordos Basin

图9 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段砂岩碳酸盐胶结物显微特征Fig.9 Micrographs showing features of carbonate cement in Chang 6 sandstone,Huaqing area,Ordos Basina.早期方解石的基底式胶结，HQ14-2井，埋深2 212.8 m，茜素红染色薄片；b.阴极发光下的方解石，HQ11-3井，埋深2 055.2 m，阴极发光；c.中期白云石的孔隙式充填，HQ8-3井，埋深2 206.1 m，阴极发光；d.碳酸盐致密胶结，HQ4-1井，埋深2 091.0 m，SEM；e.孔隙内的碳酸盐，HQ7-1井，埋深2 269.1 m，SEM；f.碳酸盐发生部分溶蚀，HQ6-7井，埋深2 264.0 m，SEM

3.3 硅质胶结物对储层的影响

关于碎屑岩中硅质的来源问题，学者做了大量工作[33-38]，目前普遍认为长石的溶蚀和粘土矿物的成岩转化、压实-压溶作用及外来流体的带入等原因是硅质胶结物的主要来源。worden等[39]还将碎屑岩中的硅质胶结物的来源分为来自砂体内部硅质来源和来自砂体之外的外部硅质来源，其中内部硅质来源指的是硅质迁移距离在0～10 m范围内的，包括石英压实压溶迁移的游离硅、长石的溶蚀及粘土矿物转化释放的硅。外部硅质来源的硅质迁移规模在数十米至数千米，主要为外来流体带入、深部热液侵入或火山物质的脱玻化等，外部硅质来源的争议较大。

图10 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段砂岩碳酸盐胶结物含量与物性关系Fig.10 Relationship between carbonate cement content and physical properties of Chang 6 sandstone in Huaqing area,Ordos Basina.碳酸盐胶结物含量与孔隙度关系；b.碳酸盐胶结物含量与渗透率关系

通过观察华庆地区长6段砂岩内的硅质胶结物的产状、形态以及与周围颗粒的接触关系来看，硅质胶结物主要以石英次生加大边存在，其次为石英单晶存在于孔隙内。长6段砂岩中含有大量的长石碎屑，在酸性环境下，钾长石极易发生蚀变产生高岭石和二氧化硅，镜下可见蚀变长石与硅质胶结物的共生现象(图11a)，表明长石溶蚀是研究区硅质的主要来源之一；根据X衍射粘土矿物分析结果(表1)，长6段砂岩中的伊/蒙混层含量高，伊/蒙混层比为7%，表明成岩期存在大量蒙皂石向伊/蒙混层转化，最终向更稳定的伊利石转化，在蒙皂石向伊利石转化的过程中会产生大量的二氧化硅，因此粘土矿物的转化也是研究区硅质的主要来源之一；压实-压溶作用通常指成岩中后期，由于石英颗粒之间呈缝合线或凹凸接触，导致在接触点发生石英颗粒的化学溶解和再沉淀作用，形成硅质胶结物。由于长6段砂岩碎屑颗粒以点-线接触为主，缝合线及凹凸接触很少，因此颗粒接触点两侧的硅质胶结物并非压实-压溶作用产生的(图11b)，压实-压溶作用所能提供的硅质相对有限。综合分析认为，华庆地区长6段砂岩内的硅质胶结物主要来自于长石的溶解和粘土矿物的转化，外来流体是否带入硅质暂无法确定。

一般认为硅质胶结物对于储层的影响是负面的，尤其是对于埋深较深的砂岩储层，硅质胶结物能够提高岩石的抗压强度，但对于孔隙的保存是没有实际意义[40]。华庆地区长6段砂岩内的硅质胶结物整体含量不高，石英次生加大边可见Ⅰ期和Ⅱ期(图11c)，以Ⅰ期为主，Ⅱ期相对较少。此外，孔隙内还存在一定数量的石英单晶(图11d)。硅质胶结物基本未遭受后期溶蚀作用的改造，石英晶体完整(图11e，f)，港湾状溶蚀现象极少见。通过研究硅质胶结物与储层孔隙度、渗透率的关系表明(图12)，尽管研究区硅质胶结物的含量不高，但其与物性呈明显的负相关性，这是因为石英次生加大边压缩了孔隙空间，导致孔隙缩小，喉道变窄；单晶石英在孔道内也极易松动堵塞喉道，导致砂岩储集性能变差。因此，硅质胶结物也是影响华庆地区长6段深水致密砂岩储层物性的主要因素之一。

4 结论

1) 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段深水致密砂岩的杂基含量普遍较高，其对致密砂岩孔隙结构的影响并非简单的破坏作用。杂基并非完全致密，可产生一定数量的杂基晶间孔和杂基溶孔等次生孔隙，孔径介于20～1 000 nm。当杂基含量≤7%时，孔径0～1 μm范围内的孔隙数量与杂基含量成正相关，杂基次生孔隙发育，对储层产生一定积极作用；当杂基含量>7%时，孔径0～1 μm范围内的孔隙数量与杂基含量成负相关，杂基次生孔隙发育程度降低，加剧了储层的致密。

2) 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段深水致密砂岩不同类型粘土矿物均可产生一定数量的晶间孔，一定程度上弥补了粘土矿物胶结物充填带来的孔隙损失，但不同粘土矿物的形态、产状及对储层造成的敏感性又加剧了粘土矿物与渗透率关系的复杂性。伊利石、伊/蒙混层和绿泥石的含量高值区，储层物性通常较差，优质储层多分布在高岭石的发育区。

3) 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段砂岩碳酸盐胶结物以早成岩阶段的方解石基底式胶结和中成岩阶段的白云石孔隙式胶结为主，呈致密胶结状充填各类孔隙，溶蚀作用弱，是华庆地区长6段深水致密砂岩储层物性降低的主要因素之一；硅质胶结物主要来自于长石的溶解和粘土矿物的转化，呈石英次生加大边和自生石英的形式堵塞孔隙，虽然整体含量不高，但硅质胶结物含量高值区往往储层物性较差。

图11 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段砂岩硅质胶结物显微特征Fig.11 Micrographs showing features of siliceous cement in Chang 6 sandstone,Huaqing area,Ordos Basina.蚀变长石周围沉淀的硅质胶结物，HQ13-1井，埋深2 105.9 m，铸体薄片；b.点-线接触点两侧的硅质胶结物，HQ7-1井，埋深2 269.1 m，铸体薄片；c.两期石英加大边，HQ6-7井，2 264.0 m，铸体薄片；d.孔隙内的自生石英，HQ5-1井，埋深2 199.5 m,SEM；e.晶形完整的石英次生加大边，HQ14-4井，埋深2 222.4 m,SEM；f.石英次生加大边，HQ8-3井，埋深2 206.1 m,SEM

图12 鄂尔多斯盆地华庆地区长6段砂岩硅质胶结物含量与物性关系Fig.12 Relationship between siliceous cement content and physical properties of Chang 6 sandstone,Huaqing area,Ordos Basina.硅质胶结物含量与孔隙度关系；b.硅质胶结物含量与渗透率关系

4) 填隙物对鄂尔多斯盆地华庆地区长6段深水致密砂岩储层物性的影响显著，高含量的杂基、碳酸盐、硅质及伊利石、伊/蒙混层和绿泥石导致了储层孔渗的降低；杂基含量≤7%且高岭石胶结物相对发育的地区，往往是深水沉积储层油气勘探开发的有利“甜点”区。