0 引言
随着世界油气需求的持续增长与常规油气产量的不断下降，致密砂岩油气作为一种重要的接替性资源，越来越受到国内外学者关注［1-4］。鄂尔多斯盆地具有丰富的油气资源，其致密砂岩气资源量为10.37×1012 m3，累计地质储量约为3.53×1012 m3，上古生界致密砂岩含气层段主要集中于山西组—下石盒子组［5］，储层物性是决定气藏类型和开发难易程度的关键因素，而岩石组分、骨架颗粒粒度和成岩作用是影响致密砂岩储层物性的最主要因素［6-10］，前人对鄂北大牛地、鄂东临兴地区致密砂岩的成岩作用进行了一定研究，认为石英颗粒的溶蚀强度决定了大牛地储集物性的最终发育程度［11］，而长石颗粒溶蚀则是临兴区块致密砂岩优质储层发育的基础［12］，鄂尔多斯盆地南部地区勘探程度较低，地质认识薄弱，该区储层特征及成岩演化缺乏系统研究，一定程度上制约了下一步的勘探开发进展。鉴于此，本文在岩心观察的基础上，结合阴极发光、扫描电镜等资料，对研究区山西组—下石盒子组储层岩石学特征、成岩作用及序列展开研究，以期明确鄂尔多斯盆地南部地区山西组—下石盒子组储层特征及成岩演化规律，为下一步勘探部署提供有力的技术支撑。
1 区域地质概况
鄂尔多斯盆地是我国第二大沉积盆地，位于华北台地西部，地跨陕、甘、宁、晋、内蒙古等五省区，为一矩形盆地［13］，包含3套含油气体系，分别为：下古生界寒武系—奥陶系海相碳酸盐岩含油体系、上古生界石炭系—二叠系海陆交互相含煤碎屑岩含油气体系及中生界内陆湖泊相碎屑岩含油体系［14］。盆地南部位于华北地台西南缘，包括渭河盆地（汾渭地堑）、渭北隆起、伊陕斜坡南部和西缘冲断构造带与天环坳陷南部及晋西挠褶带南端。本文研究区为中国石化在鄂尔多斯盆地南部的4个区块，自西向东依次为镇泾、彬长、旬宜及富县，西起平凉，东抵宜川，南至淳化，北达延安，横跨天环坳陷、伊陕斜坡和渭北隆起3个构造带（图1）。研究目的层为上古生界的山西组和下石盒子组。上古生界自下而上发育石炭系—二叠系的本溪组、太原组、山西组、下石盒子组、上石盒子组和石千峰组，其中，本溪组和太原组主要为海相沉积，山西组、石盒子组和石千峰组主要为海陆交互相和陆相沉积［15］。钻井证实，山西组及下石盒子组为研究区内的主要储层。
2 致密砂岩储层特征
鄂尔多斯盆地南部上古生界山西组—下石盒子组岩石类型主要为岩屑石英砂岩、岩屑砂岩，少量石英砂岩、长石岩屑砂岩及岩屑长石砂岩。砂岩主要为颗粒支撑，磨圆较差，为次棱—次圆状，分选中等—好，胶结类型多样，可见基底式、孔隙式、压嵌式及薄膜式胶结。储集空间主要为晶间微孔、粒内溶孔，可见少量的粒间溶孔及微裂缝。下石盒子组由于受火山物质影响，沉积期流体环境易呈碱性，易形成绿泥石薄膜支撑的剩余原生粒间孔，因此，在下石盒子组中还可见少量的剩余原生粒间孔（图2）。山西组储层孔隙度为0%~4%，渗透率为（0.01~0.05）×10-3 μm2，下石盒子储层孔隙度为4%~8%，渗透率为（0.05~0.1）×10-3 μm2，均为典型的超低孔、超低渗致密砂岩储层。毛细管压力曲线显示，研究区致密砂岩储层的排驱压力普遍较高，退汞效率较低，孔喉半径小，主要为微孔、微喉，孔喉结构复杂，其中山西组和下石盒子组的排驱压力分别为21.3 MPa、8.55 MPa，孔喉半径分别为0.019 μm及0.055 8 μm。
图2 山西组—下石盒子组砂岩储层典型储集空间（a）XF3井，埋深2 665.0 m，下石盒子组，剩余粒间孔；（b）D1井，4 727.93 m，石盒子组，粒间溶孔；（c）XF5井，埋深2 722.05 m，山西组，岩屑粒内溶孔；（d）D1井，4 726.67 m，下石盒子组，高岭石晶间孔；（e）J1井，埋深3 105.96 m，山西组，长石粒内溶孔；（f）D1井，4 658.88 m，下石盒子组，高岭石晶间孔；（g）B1井，埋深3 705.03 m，山西组，伊利石晶间孔；（h）D1井，埋深4 635.53 m，下石盒子组，微裂缝 Fig.2 Typical reservoir spaces of the sandstone in Shanxi-Lower Shihezi formations |
3 致密砂岩成岩作用及成岩演化
3.1 成岩作用
鄂尔多斯盆地南部上古生界山西组—下石盒子组致密砂岩储层经历了漫长复杂的成岩作用，包括破坏性成岩作用、建设性成岩作用及保持性成岩作用，这些成岩作用相互叠加，不仅强烈改变了砂岩组分和结构，也极大地影响了砂岩储集性能。
破坏性成岩作用主要包括压实、压溶作用及胶结作用。压实压溶作用表现为塑性颗粒的变形、扭曲及假杂基化，部分颗粒呈凹凸接触和缝合接触［图3（a），图3（b）］。胶结作用主要有硅质胶结、碳酸盐胶结及伊利石胶结。其中，硅质胶结主要表现为石英次生加大边及自生微晶石英集合体，研究区石英砂岩中石英次生加大现象十分普遍［图3（c）］，而岩屑砂岩中则相对欠发育。自生微晶石英主要通过长石及岩屑溶蚀，形成高岭石和自生石英，发育于岩屑石英砂岩及岩屑砂岩中，石英砂岩中不发育［图3（d）］。碳酸盐胶结物主要包括方解石、铁方解石，此外还有少量铁白云石和菱铁矿。早期方解石主要发育于碱性孔隙水环境，颗粒呈漂浮状，基底式胶结［16］，在山西组偶见。晚期方解石胶结主要发生在中成岩B期，煤系烃源岩形成有机酸，溶蚀长石及岩屑颗粒后，有机酸被缓冲成弱碱性，CO2在碱性条件下形成晚期方解石交代充填长石及岩屑溶孔［图3（e）］。菱铁矿发育于同生期及早成岩A期，多数呈泥晶团块状集合体充填于粒间孔或环绕颗粒呈带状分布，常为黑云母膨胀、蚀变同期的产物［图3（f）］。伊利石在偏光镜下呈细而薄鳞片状集合体或网状集合体充填粒间孔隙，扫描电镜下呈纤维状、针状和毛发状分布［图3（g），图3（h）］，其有2种形成方式：一是蒙脱石转化形成；二是钾长石与高岭石在深埋藏高温条件下形成［17］。
图3 山西组—下石盒子组砂岩储层典型成岩现象（a）B1井，埋深3 703.79 m,山西组，石英颗粒缝合接触；（b）D1井,4 727.62 m，下石盒子组，石英颗粒凹凸接触；（c）B1井，埋深3 703.79 m，山西组，石英次生加大；（d）X1井，埋深3 127.02 m，山西组，石英微晶颗粒充填孔隙；（e）J1井，2 998.1 m，山西组，晚期方解石充填溶孔，交代长石岩屑；（f）X1井，3 070.49 m，山西组，菱铁矿呈团块状分布；（g）J1井,3 049.86 m，山西组，伊利石充填粒间孔隙；（h）B1井，3 703.79 m，山西组，伊利石充填粒间孔隙；（i）X1，2 797.04 m，下石盒子组，钾长石溶蚀；（j）D1井，4 680.48 m，下石盒子组，岩屑粒内溶蚀；（k）D1井，4 728.68 m，山西组，蠕虫状高岭石充填；（l）XF3井，2 665.0 m，下石盒子组，绿泥石薄膜 Fig.3 Typical diagenesis of sandstone in the Shanxi- Lower Shihezi formations |
成岩过程中，胶结作用通常对原生孔隙不利，但早期形成的少量胶结物可以增加岩石骨架抗压实能力，对原生孔隙起到一定的保护作用。研究区山西组—下石盒子组砂岩中较为发育的保持性成岩作用主要包括高岭石胶结作用和绿泥石胶结作用。高岭石的物质来源主要是长石等铝硅酸盐溶解产物，一般形成于酸性环境，因此，高岭石胶结作用主要发生在下石盒子组以下地层，高岭石重结晶后堆集紧密，晶间孔隙极小［图3（k）］。绿泥石主要产生于铁富集的碱性成岩环境，铁的富集是绿泥石形成的必要条件之一［20］，因此，研究区绿泥石主要形成于中成岩B期。此时，生烃趋近停止，孔隙水为碱性，自生绿泥石沉淀极大地提高了岩石的机械强度及抗压实能力，同时以孔隙衬里方式产出的绿泥石还通过隔离碎屑石英与孔隙流体以限制自生石英胶结，从而使砂岩孔隙得以保存［图3（l）］。
3.2 成岩演化
鄂尔多斯盆地南部上古生界山西组—下石盒子组地层组成、成岩历史既有相似之处，也存在一定差异。下石盒子组沉积受火山物质影响，成岩流体性质多为碱性，山西组沉积则受煤系地层酸性流体影响较多，成岩流体性质多为酸性。本研究通过PetroMod软件，对山西组—下石盒子组进行了埋藏史—热演化史模拟，结果表明，鄂尔多斯盆地南部山西组—下石盒子组经历了同生期—早成岩A期、早成岩B期、中成岩A期及中成岩B期4个成岩阶段（图4）。
石炭纪末期—晚二叠世末期，山西组—下石盒子组致密砂岩处于同生期—早成岩A期。该时期地层稳定下沉，埋深<1 500 m，古地温<65 ℃，R O<0.35%，有机质处于未成熟阶段。由于钙长石低温下具有极低的溶解反应吉布斯自由能，因此，同生期表成岩阶段，在大气淡水作用下，钙长石已溶解殆尽，薄片中未见钙长石，但可见钙长石溶解后产生的高岭石胶结物［图3（k）］。下石盒子组岩屑石英砂岩中黑云母水化、火山碎屑的蒙脱石化作用使储层碱性提高，且富含Mg2+和Fe2+，在碱性环境下，蒙脱石+Fe2++Mg2+=绿泥石+Si4+［21］。因此，颗粒间发育绿泥石薄膜，绿泥石薄膜晶体结构能有效抑制石英次生加大及早期方解石形成［图5（a）］。
图5 下石盒子组—山西组砂岩储层成岩过程（a）XF3井，2 665.0 m，下石盒子组，绿泥石薄膜；（b）B1井，3 703.96 m，山西组，机械压实；（c）B1井，3 705.03 m，山西组，石英次生加大；（d）XY1井，3 066.3 m，山西组，长石溶蚀高岭石化;（e）J1井，3 002.3 m，下石盒子组，石英自生微晶形成;（f）D1井，4 676.45 m，下石盒子组，油气充注;（g）B1井，3 715.52 m，山西组，伊利石及有机质伴生;（h）D1井，4 681.68 m，下石盒子组，铁方解石充填 Fig.5 Diagenesis process of sandstone in the Shanxi- Lower Shihezi formations |
晚二叠世末期—早三叠世末期，山西组—下石盒子组致密砂岩处于早成岩B期。该时期盆地强烈下沉，埋深1 500~2 300 m，压实作用增强，粒间孔隙进一步减小［图5（b），图5（c）］，古地温为65~85 ℃，R O值为0.35%~0.5%，有机质处于未成熟—半成熟阶段，有机质开始少量生烃，山西组、太原组煤系地层早期泥炭化和煤化作用产生大量CO2气体，使孔隙水呈酸性［20，22］，为长石的溶蚀提供了充足的酸源，在酸性环境下，钾长石等含铝硅酸盐矿物发生高岭石化，形成自生高岭石和硅质胶结［图5（d），图5（e）］，同时，当地层中存在钾离子，且温度在70~100 ℃时，蒙脱石就会发生伊利石化，因此，研究区的蒙脱石形成伊利石，并进一步形成硅质胶结。
早三叠世末期—早白垩世末期，进入中成岩A期，该时期盆地波动下沉，埋深为2 300~3 400 m，古地温为85~140 ℃，R O值为0.5%~1.3%，有机质处于低成熟—成熟阶段。该时期，煤系地层继续释放有机酸，钾长石和蒙脱石分别继续高岭石化及伊利石化，并形成硅质胶结。由于铝硅酸盐对pH值的缓冲作用、烃源岩生成的CO2分压升高及长石溶解造成的溶液中Ca2+浓度升高，晚期碳酸盐胶结作用形成。该期为油气主要充注期，XY1井山西组流体包裹体均一温度显示，从晚二叠世末期（235 Ma）开始至中白垩世末期（100 Ma），油气持续充注，形成2个生气高峰，分别为205 Ma及105 Ma，与盆地模拟山西组产气率高峰一致（图6）。油气主要分布于岩屑砂岩、岩屑石英砂岩、石英砂岩的颗粒裂缝、解理缝等原生裂缝以及各类溶孔、剩余粒间孔及晶间微孔中［图5（f）］。
4 致密砂岩孔隙演化
鄂尔多斯盆地南部上古生界山西组—下石盒子组储层主要包括石英砂岩、岩屑石英砂岩及岩屑砂岩，由于原始组分不同，它们所经历的成岩作用及孔隙演化也存在差异（图7）。
砂岩原始孔隙度恢复是定量评价不同成岩作用类型对原生孔隙消亡和次生孔隙产生影响的基本前提，恢复砂岩的原始孔隙度可以利用beard经验公式（1973）［23］：
原始孔隙度=20.9+22.91/S 0 （1）
式中：S 0为特拉斯克分选系数，S 0=P 25/P 75，P 25及P 75在累积曲线上分别为25%及75%对应的颗粒直径。通过计算，研究区石英砂岩及岩屑砂岩的原始孔隙度分别为36%和32%。
古生界砂岩经历了漫长的成岩演化作用，压实作用十分强烈，是储层孔隙减少的主要因素，通过压实率的计算可以定量描述压实作用的强度，恢复压实作用的孔隙减少量，在研究区8口井共150个铸体薄片胶结物含量及面孔率统计的基础上（表1），根据前人压实作用损失的孔隙度计算公式［24-25］：压实作用损失孔隙度=原始孔隙度×压实率，而压实率=（原始孔隙度－粒间体积）/原始孔隙度，粒间体积=粒间孔隙含量+胶结物含量+杂基含量，分别计算了鄂尔多斯盆地南部上古生界山西组—下石盒子组石英砂岩及岩屑石英砂岩的压实作用损失孔隙度。石英砂岩的原始孔隙度比岩屑砂岩大了4%，但石英砂岩的粒间孔隙、胶结物含量及杂基含量少（表1），即石英砂岩的粒间体积小，为9.2%，而岩屑石英的粒间体积较大，为16.2%。通过计算，石英砂岩及岩屑石英砂岩的压实率分别为74.4%及48.8%，压实作用损失的孔隙度分别为26.8%及15.6%，即经过压实作用后，石英砂岩及岩屑石英砂岩的剩余孔隙度分别为9.2%及16.4%。由此可见，无论是石英砂岩，还是岩屑石英砂岩，压实作用基本使储层致密化。
表1 鄂尔多斯盆地南部山西组—下石盒子组砂岩胶结物含量及面孔率Table 1 Cement content and face ratio of sandstones in the Shanxi-Lower Shihezi formations in the south of Ordos Basin |
| 岩样 | 样品数 /个 | 面孔率/% | 杂基/% | 胶结物/% | ||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 方解石 | 白云石 | 石英次生加大 | 菱铁矿 | 铁方解石 | 铁白云石 | 自生黏土 | ||||
| 石英砂岩 | 9 | 2.0/0.8 | / | / | / | 4/3.4 | 1/0.5 | 1/0.5 | / | 6/4 |
| 岩屑石英砂岩 | 32 | 7.0/1.3 | 3/0.1 | 2/0.3 | 7/0.2 | 3/0.4 | 15/1 | 5/0.3 | 2/0.1 | 25/12.7 |
| 岩屑砂岩 | 144 | 4.5/0.7 | 9/0.3 | 30/1 | 3/0.1 | 3.5/0.4 | 22/0.9 | 20/1.8 | 12/0.4 | 28/8.5 |
|
早期埋藏之后，胶结作用成为孔隙损失的主要原因。通过胶结率的计算可以定量描述胶结作用的强度，恢复胶结作用的孔隙减少量，根据前人胶结损失的孔隙度计算公式［26-27］：胶结损失的孔隙度=原始孔隙度×胶结率，其中胶结率=胶结物含量/原始孔隙，分别计算了鄂尔多斯盆地南部上古生界山西组—下石盒子组石英砂岩及岩屑石英砂岩的胶结损失孔隙度。石英砂岩及岩屑石英砂岩的胶结率分别为23.3%及46.9%，胶结损失的孔隙度分别为8.3%及15%，石英砂岩胶结损失的孔隙度小于岩屑石英砂岩，这是因为石英砂岩的胶结物含量（8.4%）远小于岩屑石英砂岩（15%）。经过胶结后，石英砂岩及岩屑砂岩的剩余孔隙度分别是0.9%及1.4%。
综上所述，早成岩阶段，石英砂岩压实作用和石英次生加大起了决定性作用，早成岩结束，原始孔隙度减低至9.2%；而岩屑石英砂岩压实作用起了主要破坏作用，但绿泥石薄膜降低了压实的破坏作用，早成岩结束，原始孔隙度降低至16.2%。晚成岩作用至现今，石英砂岩发生压溶作用及硅质胶结，孔隙度持续减少至2%以下；岩屑石英砂岩发生长石及岩屑溶蚀，形成粒间溶孔，黏土矿物形成及转化，形成晶间孔，增加了储层物性，孔隙度为3%。
5 结论
（1）鄂南上古生界山西组—下石盒子组致密砂岩储层成岩作用类型复杂，主要有压实压溶作用、胶结作用、溶蚀作用和交代作用。其中：压实作用是造成原生孔隙损失的最主要因素，压实作用造成石英砂岩及岩屑石英砂岩损失孔隙度分别为26.8%和15.6%；胶结作用造成石英砂岩和岩屑石英砂岩损失孔隙度分别为8.3%和15%；溶蚀作用形成次生孔隙，能增加1.6%的孔隙度。
（2）研究区山西组—下石盒子组致密砂岩储层经历了同生期—早成岩A期、早成岩B期、中成岩A期及中成岩B期4个成岩作用阶段。早成岩阶段，石英砂岩受压实作用及石英次生加大影响，孔隙度降为9.2%，岩屑石英砂岩及岩屑砂岩受压实作用及绿泥石膜影响，石英次生加大受抑制，原始孔隙度降为16.2%。晚成岩阶段至今，石英砂岩发生压溶作用及黏土矿物转化充填，孔隙度持续减少到2%以下，而岩屑石英砂岩和岩屑砂岩发生长石及岩屑溶蚀，形成粒间溶孔，黏土矿物形成及转化，形成晶间孔，孔隙度有所增加，为3%。
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