鄂尔多斯盆地南部三叠系长73亚段凝灰岩沉积成因及储层特征

李庆，卢浩，吴胜和，夏东领，李江山，齐奉强，付育璞，伍岳

［1.中国石油大学（北京）油气资源与探测国家重点实验室，北京 102249；2.中国石油大学（北京）地球科学学院，北京 102249；3.中国石化石油勘探开发研究院，北京 102206］

凝灰岩是主要由粒径小于2.00 mm的火山碎屑组成的岩石类型，由火山喷发物质经风力或水体搬运并在沉积区沉积而成，同时具有火山岩与沉积岩的特性［1］。按照凝灰物质不同的搬运和沉积方式，可以将凝灰岩分为降落型、水携型及重力流型［2-4］。

富有机质泥页岩中经常发育火山灰层，如美国阿巴拉契亚盆地Marcellus页岩层系［5］、美国墨西哥盆地Eagle Ford页岩层系［6］、四川盆地五峰组-龙马溪组页岩层系［7］、三塘湖盆地芦草沟组页岩层系［8］，以及鄂尔多斯盆地延长组7段（长7段）页岩层系等［9-10］，都富含火山灰（凝灰物质）。目前针对页岩层系中凝灰岩的研究大多聚焦在火山灰对同沉积期有机质富集的影响，如火山灰输入会带来营养元素而提高初始生产力，进而促进有机质的富集，利于湖盆优质烃源岩的形成［11-14］。

凝灰岩亦可以作为油气的储层，已成为非常规油气勘探开发新的突破口。目前在国内外多个油田已发现凝灰岩油气藏，如三塘湖盆地条湖组［15-16］、准噶尔盆地上二叠统乌尔禾组［17］、二连盆地下白垩统阿拉善组［18］，以及美国Monroe Uplift盆地的Richland油田［19］等。但是关于页岩层系中火山灰（凝灰物质）的岩相类型、沉积作用以及储集空间类型等方面研究较少，需进一步深入研究。

鄂尔多斯盆地晚三叠世火山活动剧烈，延长组发育较多的凝灰岩，尤其在长7段发育规模最大。长7段凝灰岩平面上整体呈北西向展布，由南西到北东方向凝灰岩厚度逐渐变薄［4］。鄂尔多斯盆地长7段凝灰岩有较好的油气显示，岩心上凝灰岩段含油明显，可作为下一步非常规油气勘探的目标。

目前已有学者对鄂尔多斯盆地南部（本文研究区）长73亚段（长7段3亚段）凝灰岩地球化学特征、凝灰岩对有机质富集的影响以及凝灰岩分布等方面进行了分析及探讨，认为该区凝灰岩显示中-酸性特征，与秦岭造山带联系密切［1］，火山作用喷发的火山灰进入湖盆后能提高初始生产力进而促使有机质富集［11］。但是研究区凝灰岩岩相类型多样、成因复杂，且不同类型及成因的凝灰岩储集性能差别较大。目前对研究区凝灰岩岩相类型还缺少系统研究，不同类型凝灰岩的成因机制不明确，凝灰岩储集空间及储集性能研究长期未受到重视。

本文以鄂尔多斯盆地南部长73亚段凝灰岩为研究对象，通过野外露头及岩心观测，并结合室内实验分析，明确了研究区凝灰岩的岩相类型，分析了不同类型凝灰岩的沉积成因，并揭示了凝灰岩储层的储集空间特征。本研究可以为后期凝灰岩储层研究及勘探开发提供理论基础，并为其他类似地区凝灰岩储层研究提供借鉴。

1 地质背景

鄂尔多斯盆地在地理位置上位于中国的中西部地区，为中国第二大沉积盆地，呈南北向延伸的矩形，总面积达37.104×104km2。鄂尔多斯盆地不仅地域面积大，而且资源分布很广，能源矿产的种类齐全，资源潜力和储量规模大，有“中国能源金三角”之称［20］。盆地在区域构造上位于华北地台的西部，是一个整体升降稳定、拗陷迁移、构造简单的大型多旋回克拉通盆地，中、新生代地层覆盖在古生代地层之上，基底为太古界及下元古界变质岩系［21］。盆地构造呈不对称的矩形，西翼陡窄而东翼宽缓，断裂和褶皱多发育在盆地边缘地带，南部为秦岭造山带，西南为北祁连造山带［22］。盆地内部地层平缓，构造相对简单，不发育二级构造，常发育以鼻状褶曲为主的三级构造。盆地整体可划分为6个构造单元（图1）：北部的伊盟隆起、南部的渭北隆起、中部的伊陕斜坡、西部的天环坳陷和西缘逆冲带、东部的晋西挠褶带［24-25］。

图1 鄂尔多斯盆地南部构造位置（据文献［23］修改）Fig.1 Structural location of the southern Ordos Basin（modified after reference［23］）

鄂尔多斯盆地上三叠统延长组厚度范围在1 000～1 300 m，以河流和湖泊沉积为主，下部为中三叠统纸坊组，与延长组呈假整合接触，上部受不同剥蚀程度的影响，与下侏罗统富县组或者延安组呈不整合接触［26］。鄂尔多斯盆地延长组发育完整的陆相湖盆沉积，贯穿于湖盆拗陷、扩张和强烈拗陷，随后湖盆回返抬升，最终萎缩并消亡的整个过程［27］。前人根据沉积旋回的变化、电性、岩性和古生物沉积组合等特征，将延长组划分为5个岩性段，又依据岩性、含油性及纵向上的油层分布规律，将这5个岩性段从下到上细分为长10段—长1段等10个小层［21，28-29］。延长组广泛发育有凝灰岩夹层（长9段—长1段），单层厚度从几毫米到几十厘米，累计厚度可达数米。其中长73亚段是凝灰岩最发育的层段，同时也是富有机质页岩发育段。

研究区处于伊陕斜坡、渭北隆起和天环坳陷的交界处，总体为北西-南东向的单斜构造，构造简单，地层平缓。野外剖面位于陕西省铜川市瑶曲镇衣食村，在泾河油田以东，直线距离约40 km（图1），剖面勘测路线的起点坐标为35°11′12.55″N，108°51′19.36″E，海 拔1 103 m，终 点 坐 标 为35° 11′6.17″N，108°51′24.76″E，海拔1 109 m。

2 凝灰岩岩相分类及特征

凝灰岩主要由粒度小于2.00 mm的火山碎屑物质组成，进而经过压实等作用固结成岩。研究区凝灰岩夹层存在较大的非均质性，其火山物质含量、成分组成、粒度特征和夹层厚度等存在较大的差异。岩石学特征的差异指示其成因可能具有多样性，成因的差异进而会影响储层物性，因此有必要首先针对研究区内凝灰岩进行系统的岩相分类。

2.1 凝灰岩岩相分类

2.1.1 分类依据

1）火山碎屑物质相对含量

火山碎屑含量的多少在一定程度上代表了火山喷发的剧烈程度，并且火山碎屑含量会对岩石中的矿物类型及矿物含量产生影响，是划分火山碎屑岩类型的重要依据［30］。

根据传统的火山碎屑岩分类方法，火山碎屑物质含量占90%以上为火山碎屑岩类；火山碎屑含量介于50%～90%时为沉火山碎屑岩类；当火山碎屑含量介于10%～50%时，则属于向沉积岩过渡类型中的火山碎屑沉积岩类［31］。

2）粒度

粒度可以反映火山碎屑岩和沉积岩沉积过程中流体的力学性质、水动力条件以及沉积物的搬运方式等，可以作为岩石成因有效的判断依据［32］。火山碎屑岩及沉积岩的粒度对致密储层的储层质量也存在一定的影响。研究区富凝灰质岩石按碎屑粒级可分为尘灰（泥）级（<0.01 mm）、粉（砂）级［0.01～0.10 mm）、细（砂）级［0.10～1.00 mm）、粗（砂）级［1.00～2.00 mm）［31，33］。

3）碎屑物态

火山碎屑按照物质组成及其结晶状态分为岩石碎屑（岩屑）、晶体碎屑（晶屑）以及玻璃碎屑（玻屑）3种物态。其中，岩屑和玻屑又有刚性和塑性之分。不同的物态类型可以反映火山作用的强度和类型等特征，并对储层质量产生不同程度的影响。

2.1.2 分类方案

通过野外剖面、岩心及薄片观察，根据火山碎屑相对含量、粒度大小以及碎屑物态相对含量等方面对凝灰岩岩相进行划分。由于本研究区没有明显熔浆粘结，且粒度普遍小于1.00 mm，因此可以首先根据物质来源的不同和生成方式的差异，将火山碎屑物质含量大于90%的划分为凝灰岩，将火山碎屑物质介于50%～90%的划分为沉凝灰岩，将火山碎屑物质占10%～50%的划分为凝灰质砂/泥岩类；按照碎屑颗粒粒度，以0.01 mm和0.10 mm为界，将上述3种岩相类型细分为尘（泥）级、粉砂级和细砂级3个粒度等级（图2a）。对于火山碎屑物质含量大于90%的凝灰岩，根据碎屑物态相对含量的差异，以玻屑、晶屑及岩屑为三端元，以25%，50%和75%为界［33］，对其进行进一步岩相划分（图2b），例如玻屑含量大于75%的部分定名为玻屑凝灰岩。

图2 凝灰岩分类方案（据文献［33］修改）Fig.2 Tuff classification scheme（modified after reference［33］）

2.2 凝灰岩岩相特征

通过野外露头和岩心详细观测，结合显微薄片、扫描电镜分析以及XRD矿物分析等实验方法，根据上述分类方案，研究区长73亚段富凝灰质岩石主要发育5种岩相类型，分别为：玻屑凝灰岩、晶屑质玻屑凝灰岩、晶屑凝灰岩、沉凝灰岩、凝灰质砂岩。不同岩相的特征具有明显差异。

2.2.1 玻屑凝灰岩

玻屑凝灰岩是指玻屑含量大于75%的凝灰岩。露头上玻屑凝灰岩层呈灰白色、灰黄色，受风化作用质地较松散，手触感粗糙。玻屑凝灰岩单层厚度在2.00～20.00 cm，主要为薄-中层。横向上顺层分布，岩层分布均匀，厚度稳定。

玻屑凝灰岩具有凝灰结构，玻屑多为刚性玻屑，形态多样，呈弧形、月牙形、鸡骨状、不规则尖角状、海绵骨针状等多种典型特征（图3a，b）。单偏光下颗粒边界清晰，容易识别，正交光下全消光。根据颗粒粒度分级，又可将其划分为粉砂级玻屑凝灰岩、细砂级玻屑凝灰岩等。玻屑颗粒最长边可达0.25 mm，最小者为火山尘（直径小于0.005 mm）。玻屑凝灰岩普遍发生蚀变作用，且蚀变产生的粘土矿物较多，部分长石晶屑颗粒边缘被粘土物质胶结，形成一层粘土膜。铸体薄片显微镜下观察可见玻屑凝灰岩孔隙及微裂缝较发育，显示良好的储集性能（图3b）。玻屑凝灰岩矿物组分中石英平均含量约51.80%，长石平均含量约17.87%，粘土矿物平均含量约为29.30%（其中沸石比较发育，平均含量高达21.83%）。

2.2.2 晶屑质玻屑凝灰岩

晶屑质玻屑凝灰岩主要是指玻屑含量大于50%，晶屑含量介于25%～50%的凝灰岩。晶屑质玻屑凝灰岩主要位于长73亚段底部。根据颗粒粒度分级，又可将其划分为粉砂级晶屑质玻屑凝灰岩、细砂级晶屑质玻屑凝灰岩等，研究区内主要发育粉砂级晶屑质玻屑凝灰岩。野外剖面上晶屑质玻屑凝灰岩层风化面呈灰黄色，新鲜面呈灰黑色。横向上顺层分布，岩层分布比较均匀，单层厚度在10～30 cm，单层厚度在横向上变化较小。

镜下观察发现，晶屑大小一般不超过1.00 mm，多数在0.10～0.50 mm，常呈不规则状、棱角状、椭圆状等（图3c）。晶屑多为石英及长石，石英晶屑表面光洁，常具有不规则的裂纹；长石晶屑多沿解理产生明显裂纹，颗粒边缘常呈溶蚀港湾状。玻屑形态多样，可见海绵骨针状、弧形、弓形、杏仁状等，颗粒大小不等（图3d）。晶屑质玻屑凝灰岩中可见假流纹构造的特征。晶屑质玻屑凝灰岩矿物组分中的石英平均含量比玻屑凝灰岩中的略低，约为45.60%，长石平均含量约22.08%，粘土矿物平均含量约为28.62%，其中沸石平均含量较低，仅为5.48%。

图3 鄂尔多斯盆地南部长73亚段不同类型凝灰岩镜下显微照片特征Fig.3 Micrographs showing the characteristics of different types of the Chang 73 tuffs in the southern Ordos Basin

2.2.3 晶屑凝灰岩

晶屑凝灰岩是指晶屑含量大于75%的凝灰岩。根据颗粒粒度分级，又可将其划分为粉砂级晶屑凝灰岩、细砂级晶屑凝灰岩等，研究区内主要发育细砂级晶屑凝灰岩。

晶屑凝灰岩主要以纹层或薄层形式分布于“张家滩页岩”中。晶屑以长石及石英为主，粒径最大可达0.25 mm（图3e）。分选性一般，相比玻屑凝灰岩和晶屑质玻屑凝灰岩来说较好。常见不规则的裂纹和港湾状的溶蚀特征。部分斜长石晶屑具有较高的自形程度，常见沿解理的破裂和明显的裂纹（图3f）。

2.2.4 沉凝灰岩

沉凝灰岩是粒径小于2.00 mm，火山碎屑物质含量介于50%～90%，由火山碎屑岩向沉积岩过渡的一种岩相类型。根据颗粒粒度分级，又可将其划分为粉砂级沉凝灰岩、细砂级沉凝灰岩等。研究区内主要发育粉砂级沉凝灰岩，单层厚度在10～30 cm，主要为中-厚层。沉凝灰岩颜色呈灰黑色或灰黄色，可见变形构造发育。

显微镜下，沉凝灰岩除了晶屑、玻屑及火山尘之外，还含有其他陆源碎屑沉积物质（图3g，h）。与尖角状、棱角状的晶屑不同，陆源碎屑沉积颗粒具有一定的磨圆度，粒度与晶屑颗粒相近，大多数不足0.50 mm，多为石英、长石碎屑颗粒。碎屑颗粒表面光洁，没有明显的裂纹。部分颗粒边缘被溶蚀，有的蚀变为粘土矿物。该岩相石英平均含量约为44.80%，长石平均含量约为17.07%，粘土矿物平均含量较高，约为36.70%。

2.2.5 凝灰质砂岩

凝灰质砂岩类的火山碎屑物质含量小于50%，沉积碎屑含量高，以砂质颗粒为主。厚度同样分布均匀，单层厚度在10~20 cm。按照粒度和厚度等级划分，主要为薄-中层凝灰质细砂岩和凝灰质粉砂岩。

凝灰质砂岩层风化面颜色与晶屑质玻屑凝灰岩相似，呈现灰黄色，新鲜面呈灰黑色或灰黄色，与晶屑质玻屑凝灰岩相比颜色稍浅。组分主要包括石英、长石、云母等矿物。可见长石双晶、蚀变粘土矿物，分选磨圆较差（图3i）。该岩相石英平均含量约为47.50%，长石平均含量约为32.70%，粘土矿物平均含量7.10%，此外还有碳酸盐矿物含量7.30%，褐铁矿含量5.50%。

2.2.6不同岩相发育程度

研究区长73亚段下部与中上部发育的凝灰岩在厚度及岩相上有着明显差异。长73亚段下部凝灰岩厚度较厚，主要为中-厚层凝灰岩，单层厚度在10～50 cm。岩相主要为晶屑质玻屑凝灰岩、沉凝灰岩及玻屑凝灰岩。在长73亚段中上部，凝灰岩主要发育在“张家滩页岩”段中，以页岩中夹层的形成产出，厚度较薄，主要为纹层-薄层凝灰岩，单层厚度从几毫米到十几厘米不等。“张家滩页岩”段中凝灰岩夹层虽然厚度薄，但发育频率高，可达110条/m，凝灰岩夹层累计厚度可占“张家滩页岩”段厚度的30.40%。其中凝灰岩夹层大部分为晶屑凝灰岩，约占50.00%，其次为沉凝灰岩、凝灰质砂岩。整体上，长73亚段各岩相所占比例有一定差异。以研究区系统取心井彬1井为例，对各类凝灰岩岩相所占比例进行统计和分析，其中沉凝灰岩最发育（32.90%），其次为晶屑凝灰岩（30.70%）、凝灰质砂岩（16.50%）及晶屑质玻屑凝灰岩（14.00%），玻屑凝灰岩含量较少（5.90%）。

3 凝灰岩沉积特征及成因

根据岩心和野外观测、薄片观察以及粒度分析等结果，并结合凝灰岩母质来源和大地构造背景，对研究区凝灰岩沉积类型进行了研究。研究发现，鄂尔多斯盆地南部长73亚段凝灰岩沉积成因复杂。其中，“张家滩页岩”内部的凝灰岩夹层多为火山灰沉降形成，“张家滩页岩”下部的中-厚层凝灰岩沉积类型多样，整体为重力流成因。

3.1 火山灰沉降

降落型火山碎屑沉积是指火山喷发碎屑物质在大气中经过风力作用分异形成。当火山物质随风搬运时，随着风力、粒度和密度等发生变化，火山碎屑颗粒依次沉降，一般粒度较大的先沉降，而且分选性较好。

通过岩心观察分析，在长73亚段的“张家滩页岩”内部发育大量的凝灰岩纹层，纹层厚度从几毫米到几厘米不等（图4a，b）。纹层总数有上千条，最大密度可达260条/m。颜色以深灰色、灰黄色、灰褐色和灰色为主，少量为浅绿色。纹层岩性类型大部分为晶屑凝灰岩，大约占50%，并发育玻屑凝灰岩。

凝灰岩纹层横向上分布广泛，与黑色烃源岩顺层分布、交替发育，反映空中降落的火山物质沉积与深湖相烃源岩沉积是同时进行的（图4）。纹层连续性好，纹层厚度几乎没有变化。晶屑颗粒弱定向排列，单一纹层从下到上粒度逐渐变小，显示正粒序特征（图4d），符合沉降成因规律。该凝灰岩纹层的上、下两端均与富有机质黑色页岩接触，且上、下的黑色页岩中纹层发育稳定，未有被水流扰动的迹象，指示在静水环境下形成（图4c，d）。另外凝灰岩纹层内还发育胶磷矿，指示凝灰质的沉降与有机质沉降同时进行（图4d）。由此推断，“张家滩页岩”段内发育的较薄凝灰岩夹层/纹层为安静水体环境下经沉降形成。由于风力、粒度和密度等的差异，微观薄片上的部分晶屑凝灰岩厚度有一定变化。由于沉降压实作用，有机质纹层及凝灰质纹层可见部分发生变形弯曲。

图4 鄂尔多斯盆地南部火山灰沉降成因凝灰岩特征照片Fig.4 Characteristics of tuffs of volcanic ash deposition origin in the southern Ordos Basin

另外，在三叠纪发育泛大陆，地球南、北半球热量对比强，赤道两侧较大的热量差异可以形成强大季风循环［34-36］。在北半球为夏季时，南半球为高压带，气流向北穿过特提斯洋，向北半球的低压带流动，在北半球形成西南季风［34，37］。到晚三叠纪早期，季风强度达到最大值［36］，为火山灰的风力搬运提供了有利条件。鄂尔多斯盆地长73亚段黑色页岩层系中发育广泛的薄层凝灰岩，可能为秦岭造山带火山喷发时，在西南季风的作用下，火山灰从秦岭搬运到东北部的湖盆，进而沉降形成。

3.2 重力流沉积

前人在对鄂尔多斯盆地延长组砂岩储层研究中发现其广泛发育深水重力流沉积［38-40］，且深水砂体的成因具有多种类型，如浊流、砂质碎屑流、异重流等。通过岩心观察，在一些富凝灰质的岩层中也发现了指示重力流沉积的证据，比如鲍马序列、液化岩脉、滑塌变形、冲刷面、火焰状构造、泥岩撕裂屑及粒序层理等沉积构造，这些沉积构造大多发育在长73亚段底部中-厚层凝灰岩中。此外，凝灰岩的重力流沉积也具有不同的类型，主要包括浊流沉积、碎屑流沉积、滑塌沉积等。

3.2.1 浊流沉积

浊流是颗粒被湍流支撑且具有流变学特征的一种重力流。随着水动力减弱，水流扰动能力降低，所携带的沉积物颗粒按照从大到小依次沉积，形成向上变细的正粒序，粒序层理是浊流沉积的重要特征之一［41］。多个凝灰岩单层可见粒度变化，从下到上粒度减小，显示正粒序。凝灰岩底部发育冲刷面构造（图5a—c），指示该富凝灰岩段在沉积时对下伏地层具有冲刷作用。在岩心上可观察到火焰状构造（图5f），亦指示重力流沉积成因。研究区长73亚段底部凝灰岩岩心可见鲍马序列发育（图6），最底部为具有正递变层理的岩层（A段），往上为具有平行层理的B段岩层，C段岩层发育小型波状交错层理及变形层理，顶部为E段块状泥岩。长73亚段底部凝灰岩正粒序层理、冲刷面、火焰构造以及鲍马序列等特征指示了浊流沉积成因。

图5 鄂尔多斯盆地南部彬1井富凝灰质岩层岩心特征照片Fig.5 Core photos showing the characteristics of the highly tuffaceous rocks in Well Bin 1 in the southern Ordos Basin

图6 鄂尔多斯盆地南部富凝灰岩层鲍马序列Fig.6 Diagram showing the Bouma sequence developed in the highly tuffaceous deposits in the southern Ordos Basin

在岩心及野外露头上可见多期浊流沉积发育，岩性主要为凝灰质细砂岩、晶屑质玻屑凝灰岩和沉凝灰岩，以沉凝灰岩为主，岩石颗粒分选性和磨圆性均较差。浊流沉积的富凝灰质岩层横向展布较好，厚度在0.10～0.30 m，从下到上粒度变小，显示正粒序特点。

3.2.2 砂质碎屑流沉积

砂质碎屑流是由Hampton在1975年提出，并由Shanmugam等进一步发展完善［42-46］。砂质碎屑流是一种富砂的具有塑性流变性质的深水重力流，属于宾汉塑性流体，流态往往呈层流，流体浓度高，沉积时表现为整体块状固结［38，47］。砂质碎屑流成因的砂体往往具有块状层理，顶部具有漂浮的泥砾或泥岩撕裂屑，并可表现为下细上粗的反粒序。在平面上往往呈不规则的舌状体，沉积几何体具有侧向尖灭的特征。

通过野外剖面观察可以看到，长73亚段底部有的凝灰质砂岩层整体上呈中间厚、向端部减薄至尖灭的特征，整体呈舌状体构造（图7a，b）。凝灰质砂岩层中部厚度变化不大，小于0.50 m，属于中层凝灰质砂岩（图7）。在横切物源的剖面上可见舌状体在侧向上迁移的特征（图7f）。该凝灰岩层整体呈块状，不发育层理，与顶部及底部火山碎屑沉降作用形成的玻屑凝灰岩呈突变接触，反映沉积物为块体冻结的塑性流变特征。结合粒度分析发现，该层从下到上粒度逐渐增大，显示反粒序特征（图7c）。岩心上可观察到凝灰质砂岩的上部发育泥岩撕裂屑（图6d，e）。泥岩撕裂屑主要为深灰色，指示其形成于深水沉积，在沉积后半固结状态时被打碎、冲刷并随着砂质通过碎屑流一起搬运，搬运过程中暗色泥岩被撕裂，但是部分暗色泥岩仍未完全分离，最终随着运动加剧和变形程度的提高，泥质碎屑以漂浮状完全分离开，不均匀地散布在基质之中［48］。以上特征表明，长73亚段底部的凝灰质砂岩为层状流体的碎屑流沉积成因。

3.2.3 滑塌沉积

研究区长73亚段富凝灰质岩石的岩心中可见滑塌变形构造（图8a—c）。滑塌变形往往伴随有液化岩脉构造，与周围较软凝灰岩相比，液化岩脉颜色浅至灰白色，呈“S”型弯曲形变（图8d—f）。这些现象指示富凝灰岩层具有滑塌沉积成因的特征。滑塌变形规模较小，滑塌变形构造及液化岩脉的规模一般几厘米到十几厘米，指示滑塌作用有限。滑塌沉积的存在说明研究区在沉积长73亚段下部富凝灰质岩石时尚未完全进入湖盆深湖区，存在一定的坡度，在火山喷发等诱发因素的作用下，富凝灰质岩层发生小规模的滑塌，形成滑塌变形及液化岩脉构造。

图8 鄂尔多斯盆地南部彬1井富凝灰质岩层滑塌变形及液化岩脉特征岩心照片Fig.8 Core photos showing the characteristics of slumping deformation and liquefaction veins in the highly tuffaceous deposits in Well Bin 1 in the southern Ordos Basin

3.3 凝灰岩沉积模式

在横切物源的剖面露头上，可明显观察到长73亚段底部的凝灰岩发育典型水道样式（图7d—f），为重力流水道沉积，指示该区发育沟道体系的碎屑流及浊流。剖面上单个水道具有典型的顶平底凸特征，水道宽度在1.00～5.00 m，厚度在0.15～1.00 m，宽厚比在2～10。剖面上可见多期水道侧向拼接，显示重力流水道多次侧向迁移的特征。镜下观察表明，重力流水道中沉积的岩性大多数为粉砂级到细砂级沉凝灰岩，含有少量的粉砂级玻屑凝灰岩和晶屑质玻屑凝灰岩。

图7 鄂尔多斯盆地南部长73亚段底部富凝灰质岩层露头剖面特征Fig.7 Outcrop characteristics of the highly tuffaceous deposits at the bottom of Chang 73 in the southern Ordos Basin

研究区长7段沉积时期为半深湖-深湖相，构造活动强烈。前人研究认为组成凝灰岩的火山物质来源与西南秦岭造山带密切相关［1，49-50］。经过火山喷发活动，一部分喷出的火山灰在盆地附近地区形成火山碎屑物质堆积。凝灰物质在地震、火山等外界触发机制作用下再次搬运沉积，在重力作用下进入深湖区，形成了大量的重力流沉积并搬运到半深湖-深湖形成中-厚层凝灰岩，进而形成沟道体系的碎屑流及浊流，可发育碎屑流形成的舌状体及浊流形成的浊积扇（图9）。在搬运的过程中，火山碎屑物质与陆源碎屑沉积物混合形成沉凝灰岩或凝灰质砂岩，并且侵蚀盆内沉积的黑色泥页岩，形成泥岩撕裂屑。另一部分在火山爆发时受喷发气流及当时季风的带动进入到空气中，当风力减弱时，火山碎屑物质开始降落，后沉降至水体中，其沉积与深湖相泥岩沉积同时进行，互层产出（图9）。火山尘降落地点离火山口可以较远，降落后几乎不发生搬运和剥蚀作用，因此火山灰沉降型凝灰岩的形成时间与同期的火山活动时间相近。

图9 鄂尔多斯盆地南部长73亚段凝灰岩沉积模式Fig.9 Sedimentary model of the Chang 73 tuffs in the southern Ordos Basin

4 凝灰岩储层特征

4.1 凝灰岩储集空间类型

凝灰岩储集空间类型包括基质孔隙、有机质边缘孔隙以及裂缝。其中，基质孔隙包括粒间孔缝（含脱玻化孔）、粒内孔缝、晶间孔隙等。裂缝包含构造缝及成岩缝等。

凝灰岩中粒间孔隙包括两种类型。一种为原生粒间孔隙，为火山碎屑、晶屑或陆源碎屑之间发育的孔隙（图10a）。凝灰岩的碎屑成分以石英和长石为主，因此凝灰岩储层内的粒间孔隙多为石英粒间孔和长石粒间孔。扫描电镜下可见，粒间孔形状不一，主要为多边形及不规则状。孔隙直径主要为0.06～20.00µm，为纳米级-微米级孔隙。凝灰岩中玻屑、晶屑或岩屑颗粒边缘与周边物质间也可形成粒边缝（图10b）。粒边缝形状受颗粒形状限制，多为不规则长缝状。另外一种为次生粒间孔隙，主要为凝灰岩中火山玻璃物质在成岩过程中发生脱玻化作用进而产生的脱玻化孔。在脱玻化过程中，一部分组分随着孔隙水流失掉，另一部分组分发生转化，由玻璃质变为新的矿物［51-52］。形成新矿物时，相对原始颗粒来说体积缩小，从而不同矿物之间发育了大量的微孔隙［53-58］。研究区的凝灰岩经过脱玻化作用，形成大量细小的微晶石英，从而在石英颗粒之间形成脱玻化孔（图10c）。脱玻化孔在凝灰岩储层的粒间孔隙中较为常见，也是一种非常重要的孔隙类型。粒间孔可进一步被溶蚀，形成扩大的溶蚀粒间孔（图10d）。

图10 鄂尔多斯盆地南部彬1井长73亚段凝灰岩孔隙特征照片Fig.10 Pore characteristics of the Chang 73 tuffs in Well Bin 1 in the southern Ordos Basin

粒内孔缝存在于凝灰岩颗粒内部。颗粒内部受到溶蚀作用形成粒内孔，如凝灰岩中长石含量相对较高，且容易遭受溶蚀，因此粒内孔隙主要为长石溶蚀孔隙（图10e）。长石粒内溶孔形状不规则，弧形、方形和棱角形等均可发育，受溶蚀作用程度的影响，粒内溶孔的形状和大小也存在差异。一般为多边形或不规则状，直径在10.00～700.00 nm。另外，在凝灰岩晶屑内部往往发育晶面裂缝（图10f）。晶面裂缝常见于凝灰岩晶屑表面，沿解理缝或薄弱地方发育不规则的条形缝隙，或相互交错形成网状裂缝。晶屑表面缝隙往往由于岩浆喷发时释放的巨大能量，或者晶屑从地下喷出后压力及温度骤降，造成晶屑表面破裂。

晶间孔主要是凝灰岩中自生黄铁矿及自生粘土矿物晶体之间的孔隙（图10g）。这类微孔隙的孔径微小，多为微孔级别。粘土矿物晶间孔，长度几十纳米至几微米不等。黄铁矿晶间孔一般为多边形状，直径在20.00～2000.00 nm。

凝灰岩中也含有一定数量的有机质。在有机质与周边矿物颗粒接触部位，因有机质发生收缩，与周边矿物颗粒间出现孔隙，形成有机质边缘孔隙（图10h）。有机质边缘孔隙一般呈长条状发育在有机质边缘与岩石颗粒之间，直径在60.00～1000.00 nm。

凝灰岩中常见裂缝发育，包括构造缝及成岩缝。凝灰岩中构造缝多为高角度裂缝，也发育平行层理的层理缝（图10i），层理缝中一般无充填，高角度构造缝中大多数无充填，少部分被全充填。沿裂缝常见溶蚀孔发育。岩心观察中，可见长73亚段凝灰岩裂缝中有较好的油气显示，表明这些裂缝是油气储集空间及运移的重要通道。

4.2 岩相对凝灰岩储层物性的控制作用

研究区富凝灰质岩石孔隙度在2.33%～12.62%，平均为7.20%，渗透率在（0.000 5～0.281 0）×10-3µm2，平均为0.078 3×10-3µm2。富凝灰质岩石的孔隙度与渗透率总体高于长73亚段页岩，在页岩层系中可充当页岩油气的甜点。

不同岩相的富凝灰质岩石具有不同的孔隙类型。玻屑凝灰岩的孔隙较发育，其次为晶屑质玻屑凝灰岩和凝灰质砂岩，而晶屑凝灰岩和沉凝灰岩的面孔率最小。孔隙类型方面，玻屑凝灰岩的孔隙类型以粒间孔为主，并且发育一定的粒边缝；晶屑质玻屑凝灰岩的孔隙类型中粒间孔约占50%，其次粒内孔和粒边缝比较发育；由于晶屑凝灰岩多以纹层形式夹于高有机质页岩内，晶屑含量多，受火山喷发作用的影响，多发育晶面裂纹，晶面缝比例相对较高。沉凝灰岩和凝灰质砂岩的粘土矿物含量较高，除粒间孔外，多发育粘土矿物晶间孔。

不同岩相之间的孔隙度和渗透率也存在差异。玻屑凝灰岩孔隙度在8.46%～12.61%，平均为10.11%，渗透率在（0.111 0～0.281 0）×10-3µm2，平均为0.196 0×10-3µm2；晶屑质玻屑凝灰岩孔隙度在4.53%～9.73%，平均为6.25%，渗透率在（0.004 3～0.088 1）×10-3µm2，平均为0.063 4×10-3µm2；沉凝灰岩孔隙度在2.33%～12.55%，平均为3.98%，渗透率在（0.000 5～0.099 3）×10-3µm2，平均为0.033 6×10-3µm2；凝灰质砂岩孔隙度在6.45%～8.24%，平均为7.34%，渗透率在（0.008 7～0.106 0）×10-3µm2，平均为0.057 3×10-3µm2。

由此可见，岩相控制着富凝灰质岩石的物性，凝灰岩的岩相对凝灰岩储集空间类型、发育程度等有明显的控制作用。研究区不同岩相的富凝灰质岩石具有不同的孔隙类型及孔隙度、渗透率特征。玻屑凝灰岩的储层物性最好，其次为晶屑质玻屑凝灰岩和凝灰质砂岩，而沉凝灰岩的储层物性最差。

5 结论

1）根据火山碎屑相对含量、粒度大小、碎屑物态相对含量等方面对凝灰岩岩相进行系统划分。研究区长73亚段富凝灰质岩石主要发育5种岩相类型，分别为：玻屑凝灰岩、晶屑质玻屑凝灰岩、晶屑凝灰岩、沉凝灰岩、凝灰质砂岩。不同岩相的特征具有明显差异。

2）研究区凝灰岩储层存在火山灰沉降和重力流两种成因类型。沉降型凝灰岩主要以纹层形式分布在“张家滩页岩”内，厚度较薄，有一定的含油性，但单层难以形成大规模储层；重力流成因的凝灰岩主要分布在长73亚段下部，发育沟道体系的碎屑流和浊流沉积以及小型滑塌沉积，厚度较大，含油性好，可形成一定规模的有利储层。

3）凝灰岩储集空间类型包括基质孔隙、有机质边缘孔隙以及裂缝。其中，基质孔隙包括粒间孔缝（含脱玻化孔）、粒内孔缝、晶间孔隙等。裂缝包含构造缝及成岩缝等。其中脱玻化孔在凝灰岩储层的粒间孔隙中较为常见，是一种重要的孔隙类型，并可进一步被溶蚀，形成扩大的溶蚀粒间孔。

4）岩相对凝灰岩储集空间类型、发育程度等有明显的控制作用，其中玻屑凝灰岩的孔渗条件最好，其次为晶屑质玻屑凝灰岩和凝灰质砂岩，而沉凝灰岩的孔渗条件最差。