Natural Gas Geoscience >

2024 , Vol. 35 >Issue 9: 1557 - 1573

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2024.01.015

Diagenetic facies of the Fengcheng Formation tight reservoir in the alkaline lake sedimentary environment， the southern margin of Mahu Sag， Junggar Basin

  • Zongbin ZHANG , 1 ,
  • Jun QIN 1 ,
  • Zhongchen BA 1 ,
  • Wenbiao HUANG , 2 ,
  • Mengyun HAN 3 ,
  • Yuhui GAO 1 ,
  • Dong WU 2
Expand
  • 1. Research Institute of Exploration and Development，PetroChina Xinjiang Oilfield Company，Karamay 834000，China
  • 2. School of Geosciences，China University of Petroleum（East China），Qingdao 266580，China
  • 3. Fengcheng Oilfield Operation Area，PetroChina Xinjiang Oilfield Company，Karamay 834000，China

Received date: 2023-09-20

  Revised date: 2024-01-28

  Online published: 2024-02-05

Supported by

The Forward-looking Basic Technology Research Project of CNPC(2010DJ1003)

the Applied Science and Technology Project of PetroChina(2023ZZ2)

Fold

Abstract

In order to explore the diagenetic characteristics， influence mechanism and the distribution of dominant diagenetic facies of Fengcheng Formation in the southern margin of Mahu Sag， this paper quantitatively characterized the reservoir transformation intensity of compaction， cementation and dissolution on the basis of the analysis of petrological characteristics， pore types， diagenesis and diagenetic environment evolution， and established a diagenetic facies division scheme. Based on the evaluation results of single well coring interval， the characteristics of diagenetic facies distribution are described， and the influencing mechanism of diagenetic facies distribution is explained. The results show that the reservoir space of Fengcheng Formation in the study area is characterized by a dual medium of “matrix-pores dominated and micro-fractures supplemented”， in which the intra/intergranular dissolved pores are dominant in the matrix pores. The Fengcheng Formation has undergone the evolution of alkaline sedimentary environment and alkali-acid-alkaline diagenetic environment. The alkaline sedimentary and early alkaline diagenetic stages are the important periods for the loss of intergranular pore cementation， the hydrolysis of volcanic materials and the formation of solution pore by plagioclase albitization. The reaming in the acidic diagenetic environment in the middle stage makes the dissolution pore become the main reservoir space， and the densification degree is somewhat eased. In the late alkaline diagenetic environment， the concentration of alkaline mineral ions increases again and begins to precipitate in the remaining intergranular pores， solution pores， and other reservoir spaces， and the reservoir densification degree is further improved. The cementation and dissolution of fan delta plain and front junction in the study area were weak， and more compact phases developed， with an average porosity of about 4.9%. From the inner front of the fan delta to the junction of the outer front， the dissolution is stronger than the cementation， and the cementation-dissolution phases are dominant， with an average porosity of about 6.6%， and the dissolution phases with an average porosity of 9% are near the central and southern faults. The outer front of fan delta is mostly developed with solution-cementation facies， and the average porosity of the reservoir is about 3.1%. In general， alkaline diagenesis in the alkaline lake sedimentary setting has a two-sided effect on reservoir reconstruction， and the cementation-dissolution phases and the dissolution phases under the control of acid/alkaline dissolution are favorable places for tight oil accumulation in this area， and are also the key factors for the high productivity in this area.

Key words： Tight reservoir; Diagenesis; Diagenetic phases; Fengcheng Formation; Mahu Sag

Cite this article

Zongbin ZHANG , Jun QIN , Zhongchen BA , Wenbiao HUANG , Mengyun HAN , Yuhui GAO , Dong WU . Diagenetic facies of the Fengcheng Formation tight reservoir in the alkaline lake sedimentary environment， the southern margin of Mahu Sag， Junggar Basin[J]. Natural Gas Geoscience, 2024 , 35(9) : 1557 -1573 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2024.01.015

0 引言

准噶尔盆地玛湖凹陷风城组是目前我国发现最古老的碱湖沉积地层，其水体富含高浓度Na+、CO3 2-、HCO3 -等离子［1-2］。在强蒸发的古环境下，即使Ca2+、Mg2+等离子沉淀后，依然能形成钠碳酸盐饱和水体［3-4］。已有研究表明，当碱湖沉积历经构造抬升出露地表后，碱湖沉积物被方解石、钠长石、金红石等取代或发生假晶化，不利于后期的成岩演化［5］。玛湖凹陷风城组埋藏深，地层保存完好，未遭受强烈隆升破坏，在该地区保存了复杂的碱性成岩特征。
前人对碱湖沉积背景下的碱性成岩作用关注程度有限，碱性成岩作用对储层的影响机制尚未完全明确。20世纪末，陈忠等［6］基于室内试验建立了“酸—碱链式反应”模式，证实了碱性成岩作用的发生。针对碱性环境下的成岩作用，早期人们比较关注方解石、白云石等碳酸盐胶结对储层的破坏作用［7-10］。步入21世纪，学者们逐步关注碱性成岩作用对储层的建设性作用，并积极探讨了碱性环境下硅质、火山物质的溶蚀作用［11-15］。祝海华等［16］发现鄂尔多斯盆地致密砂岩中的云母层间孔和钠长石化孔是碱性溶蚀的典型产物。田建锋等［15］认为鄂尔多斯盆地延长组沉积早期的火山物质的碱性溶蚀是孔隙发育的主要原因。
此外，碱性环境下的硅质溶蚀现象在泌阳凹陷［17］、塔里木盆地［18］等也较为普遍。碱性环境下的建设性成岩作用以及酸性溶蚀在一定程度上弥补了强压实和强胶结背景下储层孔隙的损失，是深层致密储层物性甜点形成的关键。
前人针对玛湖凹陷风城组各类碱性矿物成因机制及成岩作用开展了初步研究，余宽宏等［19］详细阐释了该地区咸化过程中形成的蒸发矿物类型、特征及分布控制因素。宇振昆等［20］基于成岩特征剖析，建立了玛湖凹陷风城组成岩模式，并探讨了气候、水岩反应等因素对成岩矿物组合的影响。吕正祥等［21］基于铸体薄片、扫描电镜、荧光显微镜及同位素测年等，阐明了玛湖凹陷湖相云质岩的成岩演化序列及油气充注期次。
虽然研究区储层较为致密，但依然存在众多纳米级溶孔和剩余粒间孔，而这些孔隙的形成和保存，正是得益于成岩作用对岩石的改造，为风城组湖相烃源岩供给的原油提供了有利的聚集场所［22］。虽然勘探实践揭示研究区风城组具有整体含油的特性，但受储层非均质性的影响，储集空间大小以及毛管阻力的高低造成不同区域原油充注程度、油水分布以及单井产能差异化明显，井控范围难以确定［23］。造成储层非均质性的根源在于沉积差异化基础上的差异化成岩改造［24-25］。因此，本文基于20口井的107块样品（砂砾岩样品40块、砂岩样品67块）的岩石薄片、铸体薄片、扫描电镜、全岩X射线衍射以及孔渗检测开展储层岩石学特征、孔隙类型以及成岩作用研究，厘清研究区成岩环境演变规律，明确不同成岩环境下各成岩作用对储层物性的影响，并建立成岩相划分方案；进一步基于单井砂体优势成岩相，阐明成岩相平面展布特征及控制机制，以期对该地区风城组优质储层乃至致密油甜点区的分布预测提供指导。

1 区域地质概况

玛湖凹陷位于准噶尔盆地中央坳陷西北缘，西北临乌夏和克百断裂带，东南接夏盐和达巴松凸起，是中央凹陷的次一级负向构造单元，面积约为5 000 km2［图1（a）］［26-28］。二叠系风城组下伏佳木河组，上覆夏子街组。自下而上，风城组依次发育风一段（P1 f 1）、风二段（P1 f 2）和风三段（P1 f 3），受沉积环境影响，各层段岩性岩相分布差异较大［图1（b）］。
图1 玛湖凹陷南缘风城组沉积相带分布及地层柱状图

Fig.1 Sedimentary phase distribution and stratigraphic histogram of Fengcheng Formation，southern margin of Mahu Sag

风一段沉积早期，玛湖凹陷火山活动频繁，以碱性—亚碱性火山岩为主，凹陷西部主要为玄武质岩，东北部多为火山碎屑岩。风一段沉积后期，古气候逐渐变得较为湿润，火山活动减弱，湖平面上升，火山物质的供养造成水生生物繁茂，发育大套富有机质泥岩。风二段沉积期，玛湖凹陷处于气候干旱、湖盆萎缩阶段，湖水咸化程度加剧，大量钙镁碳酸盐析出，湖盆中心沉积厚层灰质、云质泥岩；湖盆周边为扇三角洲沉积体系，受陆源碎屑和内源化学双重控制，靠近湖盆的扇三角洲外前缘水下分流河道和远砂坝多为凝灰质和云质砂岩沉积，靠近物源的扇三角洲内前缘以及扇三角洲平原受内源化学沉淀影响较小，多以（凝灰质）砂砾岩沉积为主。受火山活动的影响，风二段沉积末期玛湖凹陷西南—西北—东北缘局部地区发育基性玄武岩和中性安山岩。风三段沉积期，古气候再次变得湿润，湖平面再次升高，湖水盐度逐渐降低，湖盆内部再次以泥质岩沉积为主，陆源碎屑物质输入占比增多，有机质丰度降低。湖盆周边依然以扇三角洲沉积体系下的砂砾岩和砂岩沉积为主［29-31］。
目前，玛湖凹陷风城组油气勘探聚焦在北部以玛页1井为代表的湖相页岩油和南缘斜坡带以克81井区为代表的扇三角洲砂砾岩/砂岩致密油，其中南缘斜坡带克81井区目前直井钻遇风城组34口，油层主要分布在风三段砂砾岩层系和风二段砂岩层系。风三段高产井主要分布在中部的MH025—MH5井区以及南部的JL35井区，风二段高产井主要分布在MH085—MH28井区，油层孔隙度普遍高于3.5%，且随储层物性越好，单井产能越高，体现出“岩相控储、物性控藏”的特点。

2 储层基本特征

2.1　岩石学特征

扇三角洲前缘是玛湖凹陷南缘斜坡带风城组的主要沉积相，其中扇三角洲内前缘储集层主要为分选和磨圆相对较差的砂砾岩，砾石主要由凝灰岩、中—酸性喷出岩、浅成岩、泥化岩及硅质岩等构成，主要粒径在2.0~8.0 mm之间，颗粒间多呈点—线接触，砂质组分为与砾石同成分的细碎屑［图2（a）—图2（d）］。据统计，扇三角洲内前缘砂砾岩中砾石含量在68%左右，其中凝灰岩和安山岩颗粒占半数左右。胶结物含量约为5%，多为碳酸盐矿物，其次为沸石、长石等硅铝酸盐矿物，以方解石为代表的碳酸盐胶结物以连晶/嵌晶式充填粒间孔［图2（a），图2（c）］并交代碎屑［图2（d）］。杂基含量不足3%，以泥质为主，其次为泥晶方解石。统计143块岩心样品的气测孔隙度，砂砾岩孔隙度主要介于2%~12%之间，平均值为5%。
图2 玛湖凹陷南缘风城组砂砾岩和砂岩部分样品岩心照片及岩石薄片

（a）JL56井，4 820.8 m，P1 f 3，扇三角洲内前缘，砂质砾岩，正交偏光，砾状结构，以中—酸性喷出岩、浅成岩块、凝灰岩块、泥化岩块、砂岩块为主，碳酸盐胶结粒间孔；（b）K202井，3 923 m，P1 f 3，扇三角洲内前缘，砂质砾岩，正交偏光，砾状结构，以凝灰岩块、泥岩块和砂岩块为主，粒间多被网状黏土和绿泥石充填；（c）MH26井，4 582.16 m，P1 f 3，扇三角洲内前缘，砂质砾岩，正交偏光，砾状结构，砾石成分以凝灰岩块、泥岩块、硅质岩块、中—酸性喷出岩、浅成岩块为主，粒间被含铁方解石和泥质充填，偶见长英质次生加大；（d）JL51井，4 394.5 m，P1 f 3，扇三角洲内前缘，含泥含砂砾岩，正交偏光，砾状结构，以凝灰岩块、中性喷出岩块、泥化岩块以及砂岩块为主，方解石嵌晶胶结并交代碎屑；（e）MH085井，4 267.85 m，P1 f 2，扇三角洲外前缘，长石砂岩，正交偏光，粗—中粒砂状结构，岩屑以中、酸性喷出、浅成岩为主，方解石及绿泥石等填隙粒间；（f）MH28井，4 934 m，P1 f 2，扇三角洲外前缘，长石砂岩，正交偏光，中—细粒砂状结构，碎屑以长石为主，次为岩屑，少量石英，（含铁）方解石、铁白云石及绿泥石等填隙粒间；（g）MH281井，4 946.8 m，P1 f 2，扇三角洲外前缘，含灰岩屑质长石砂岩，正交偏光，细粒砂状结构，岩屑以长石和泥化碎屑为主，少量石英，嵌晶方解石及伊利石等填隙粒间；（h）MH39井，5 340.6 m，P1 f 2，扇三角洲外前缘，灰质长石质岩屑砂岩，正交偏光，极细—细粒砂状结构，岩屑以长英质、中性喷出岩、硅质岩等为主，多为绿泥石等泥质填隙物为主，少量含铁方解石

Fig.2 Core photos and thin sections of some conglomerate and sandstone samples from Fengcheng Formation， southern margin of Mahu Sag

随着搬运距离的增大，外前缘水下河道逐渐由粗粒砂砾岩转变为粗—细粒砂质沉积，岩石颗粒的分选性和磨圆度均有所提升，碎屑颗粒物含量可达70%左右，以长石和岩屑为主，形成长石质岩屑砂岩、岩屑质长石砂岩以及长石砂岩［图2（e）—图2（h）］。岩屑中主要为中—酸性喷出岩、浅成岩、长石、石英以及泥化碎屑等［图2（e）—图2（h）］。受水动力减弱的影响，碱湖背景下扇三角洲外前缘的化学沉淀作用要明显强于内前缘，致使该区域砂岩中以碳酸盐为主的胶结物含量近乎于砂砾岩的2倍以上。泥质杂基多为绿泥石，含少量绢云母。137块砂岩样品数据揭示孔隙度也主要分布在2%~12%之间，平均孔隙度略高于砂砾岩，约为5.7%。

2.2　孔隙类型

地层初始孔隙主要为粒间孔和晶间孔。历经多种成岩作用后，岩石中的孔隙类型逐步多样化，且不同类型孔隙的占比也发生着变化。受强机械压实以及碱湖背景下的化学沉淀影响，岩石颗粒间的粒间孔多被压实殆尽［图3（a）］或被碳酸盐充填［图3（b）］，部分样品可观察到残余粒间孔的存在［图3（c）］。据统计，剩余粒间孔约占总储集空间的30%。微裂缝在储集空间中也占到10%以上，储层孔隙呈现双重介质特征（图4）。作为致密储层主要的储集空间，粒内/粒间溶蚀孔是提升深层致密储层有效性的关键。铸体薄片和扫描电镜均可观察到长石、石英、火山岩屑、碳酸盐胶结物等粒内蜂窝状［图3（d）］或板条状溶蚀孔［图3（e）］，以及粒间扩溶孔［图3（f）］和铸模孔［图3（g）］，约占总储集空间的52%（图4）。晶间孔在研究区占比不高（图4），多为黏土矿物晶间孔，呈狭缝形式存在［图3（h）］。作为除基质孔隙之外的另一类储集空间，微裂缝在研究区较为发育，不仅提供了原油聚集的场所，还可以作为良好的渗流通道。铸体薄片观察揭示，微裂缝发育的样品，其粒间孔和粒内溶孔发育程度较差，颗粒间多为线接触，岩石较为致密［图3（i）］。
图3 玛湖凹陷南缘风城组不同类型储集层薄片与扫描电镜镜下照片

（a）MH085井，4 267.85 m，P1 f 2，长石质岩屑砂岩，铸体薄片，正交偏光，颗粒接触紧密，粒间孔发育程度低；（b）JL56井，4 822.4 m，P1 f 3，砂砾岩，铸体薄片，正交偏光，粒间被方解石充填，粒间孔不发育；（c）JL49井，4 570.85 m，P1 f 3，砂砾岩，铸体薄片，单偏光，粒间被泥质充填，可见残余粒间孔；（d）JL56井，4 822.4 m，P1 f 3，砂砾岩，氩离子抛光扫描电镜，长石粒内蜂窝状溶蚀孔；（e）K204井，4 335.74 m，P1 f 2，泥质细砂岩，扫描电镜，长石沿解理缝溶蚀呈板条状溶蚀孔；（f）JL17井，3 710.215 m，P1 f 3，砂砾岩，铸体薄片，单偏光，粒间孔及粒间溶孔；（g）K204井，4 333.31 m，P1 f 2，不等粒长石质岩屑砂岩，铸体薄片，正交偏光，长石铸模孔；（h）MH085井，4 398.6 m，P1 f 2，长石质岩屑砂岩，氩离子抛光扫描电镜，粒间被绿泥石充填，呈狭缝形晶间孔；（i）K202井，3 923 m，P1 f 3，砂砾岩，铸体薄片，正交偏光，储层致密，可见构造缝

Fig.3 Thin sections and SEM images of different types of reservoir spaces in the Fengcheng Formation， southern margin of Mahu Sag

图4 玛湖凹陷南缘风城组不同类型孔隙占比

Fig.4 Proportion of different types of pores in the Fengcheng Formation， southern margin of Mahu Sag

3 成岩特征及成岩序列

3.1　成岩特征及对储层物性的影响

碱湖沉积环境为早期成岩过程中持续保持碱性成岩作用创造了条件，其特殊性在于不仅形成了类型多样的碱性矿物，而且在对储层物性改造方面与淡水湖沉积体系也有所不同。

3.1.1　压实特征及对物性影响

机械压实为成岩演化过程中最主要的物理成岩作用，是储层物性变差的重要因素之一，贯穿于整个埋藏成岩演化过程。镜下可观察到压实所形成的颗粒定向排列［图5（a）］、压溶［图5（b）］、压裂［图5（c）］等常见现象。研究区陆源碎屑中高含火山碎屑，受火山碎屑、泥质岩屑等柔性组分发生塑性变形的影响［32］，岩石骨架的抗压性较弱，若处于淡水湖沉积环境，埋深超过3 500 m时粒间孔普遍难以保存。正是由于研究区处于碱湖沉积环境，在（准）同生阶段高浓度碱性离子发生化学沉淀，碳酸盐沉淀物充填粒间孔，增强了岩石骨架的抗压性，使得1/3左右未被完全充填的粒间孔得以保存。此外，碱湖环境下的碳酸盐沉淀物增强了岩石脆性，在垂向和横向应力的作用下形成微裂缝，具有“基质孔隙为主、微裂缝为辅”的双重介质特征。刘英辉等［33］认为，云质、灰质等组分对风城组裂缝的发育起到积极作用。
图5 玛湖凹陷南缘风城组储层在压实作用下的成岩特征岩石薄片

（a）JL55井，5 083.12 m，P1 f 2，不等粒岩屑砂岩，正交偏光，碎屑长轴大致呈定向排列；（b）JL53井，4 884.4 m.P1 f 2，长石—岩屑砂岩，正交偏光，压溶缝，被泥铁质完全充填；（c）JL51井，4 398.8 m，P1 f 3，含砾岩屑砂岩，正交偏光，岩石颗粒破裂形成压裂缝后被充填

Fig.5 Thin sections of reservoir diagenetic characteristics under compaction in the Fengcheng Formation， southern margin of Mahu Sag

3.1.2　胶结作用

相比于淡水湖泊沉积环境，碱湖沉积下胶结物的多样性已被诸多学者所证实，研究区可普遍观察到各类碳酸盐胶结物、硅质胶结物以及黏土矿物。碳酸盐中除了广泛存在且以嵌晶方式充填粒间孔的方解石和白云石之外［图6（a）］，还普遍观察到碳钠钙石、氯碳钠镁石等特殊的碳酸盐胶结物［图6（b），图6（c）］。硅质胶结物多以自生石英为主［图6（d）］，研究区北部还多见硅硼钠石和霓石［图6（e），图6（f）］。黏土矿物多为伊利石、伊/蒙混层、绿泥石以及绿蒙混层，常以粒表生长和粒间充填2种形式胶结岩石颗粒［图6（g）—图6（i）］。王力宝等［34］基于现代碱湖沉积中的自生矿物类型，揭示研究区风城组的碳钠钙石、氯碳钠镁石、硅硼钠石等是碱湖盐矿中碱类矿物的典型代表。除了自生胶结物的多样性之外，碱湖环境下胶结作用相比于淡水湖发生时期早，早期的胶结在损耗粒间孔的同时，也促使部分粒间孔未被压实损耗，此外早期碳酸胶结物也为后期的酸性溶蚀奠定了物质基础。
图6 玛湖凹陷南缘风城组储层在胶结作用下的成岩特征镜下照片

（a）MH085井，4 267.85 m，P1 f 2，长石砂岩，正交偏光，碳酸盐胶结物以方解石（含铁）及铁白云石为主；（b）K207井，4 858.52 m，P1 f 2，长石质岩屑砂岩，扫描电镜，粒间被碳钠钙石充填；（c）MH1井，4 516.92 m，P1 f 2，岩屑砂岩，扫描电镜，氯碳钠镁石；（d）MH28井，4 844.94 m，P1 f 2，岩屑质长石砂岩，扫描电镜，粒间被自生石英充填；（e）MH281井，4 866.5 m，P1 f 2，长石质岩屑砂岩，扫描电镜，粒间被硅硼钠石充填；（f）MH282井，4 580.3 m，P1 f 2，岩屑质长石砂岩，扫描电镜，粒间被霓石充填；（g）MH39井，5 268.07 m，P1 f 2，长石质岩屑砂岩，扫描电镜，粒间被绿泥石充填；（h）MH085井，4 267.85 m，P1 f 2，长石砂岩，扫描电镜，粒间被伊/蒙混层充填；（i）JL51井，4 399.2 m，P1 f 2，长石质岩屑砂岩，扫描电镜，粒间充填、粒表衬垫状伊利石、伊/蒙混层

Fig.6 Thin sections of reservoir diagenetic characteristics under cementation in the Fengcheng Formation， southern margin of Mahu Sag

3.1.3　溶蚀作用

溶蚀作用是致密砂体能够成为有效储层的关键改造机制，砂岩储层越致密，溶蚀孔的占比往往越高［35］。自Schmidt首次提出溶蚀孔后，国内外学者更多关注的是酸性条件下的溶蚀［36-38］，而碱性溶蚀往往被忽视。碱性环境下的溶蚀作用主要表现为：①石英溶蚀：当pH值超过9时，石英即可发生溶解作用，故而石英粒内溶蚀孔是强碱性环境的成岩产物［图7（a）］。②火山物质水解：火山物质水解提供了丰富的碱性矿物离子，在使得地层水碱性浓度提高、众多碱性矿物沉淀的同时，也促使火山物质的溶蚀［图7（b）］。③长石溶蚀：长石除了在酸性环境下发生溶蚀之外，在碱性环境下也发生溶蚀作用，形成蜂窝状纳米级溶蚀孔［图7（c）］。肖奕等［39］认为随着pH值的升高，微纹长石的溶解性增强；HELLMANN［40］和HAMILTON等［41］更早也通过实验模拟证实，无论在酸性还是碱性环境下，随着酸性或碱性的增强，长石的溶蚀速率均有所提升。
图7 玛湖凹陷南缘风城组储层在溶蚀作用下的成岩特征镜下照片

（a）JL51井，4 399.2 m，P1 f 2，长石质岩屑砂岩，扫描电镜，石英颗粒内溶蚀孔；（b）K81井，4 190.85 m，P1 f 2，凝灰质砂岩，铸体薄片，单偏光，火山物质水解形成基质溶孔；（c）MH085井，4 398.6 m，P1 f 2，岩屑质长石砂岩，氩离子抛光扫描电镜，斜长石钠长石化形成蜂窝状溶蚀孔；（d）JL56井，4 822.4 m，P1 f 3，砂砾岩，氩离子抛光扫描电镜，长石溶蚀形成微米级粒内/粒间溶孔；（e）MH48井，4 713 m，P1 f 3，含砾长石质岩屑砂岩，铸体薄片，单偏光，火山碎屑物质粒内溶蚀；（f）MH281井，4 854.36 m，P1 f 2，岩屑质长石砂岩，扫描电镜，白云石晶内溶孔

Fig.7 Thin sections of reservoir diagenetic characteristics under dissolution in the Fengcheng Formation， southern margin of Mahu Sag

研究区依然也存在酸性溶蚀，如长石、火山碎屑等在酸性环境下可形成微米级溶蚀孔，尺寸要大于碱性环境下形成的溶孔［图7（d），图7（e）］。此外如方解石、白云石、碳钠钙石等碳酸盐矿物也主要在酸性环境下发生溶蚀作用，镜下观察揭示此类矿物的溶蚀孔尺寸多为纳米级［图7（f）］。

3.1.4　交代、蚀变作用

交代、蚀变作用通常表现为旧矿物的消失以及新矿物的生成，一般具有等容积交换的特性，对储层物性改善或破坏影响甚微。镜下可观察到，研究区常见方解石、（铁）白云石交代岩屑［图8（a），图8（b）］，也可观察到热液作用下的钾长石钠长石化、伊利石化和绿泥石化［图8（c）］。
图8 玛湖凹陷南缘风城组储层在交代、蚀变作用下成岩特征镜下照片

（a）JL51井，4 394.5 m，P1 f 3，砂砾岩，正交偏光，方解石充填粒间并交代碎屑；（b）MH28井，4 824.1 m，P1 f 2，长石质岩屑砂岩，正交偏光，铁白云石交代碎屑；（c）MH085井，4 398.6 m，P1 f 2，岩屑质长石砂岩，能谱矿物扫描照片，钾长石钠长石化、伊利石化、绿泥石化

Fig.8 Thin sections of reservoir diagenetic characteristics under metasomatic alteration in the Fengcheng Formation， southern margin of Mahu Sag

3.2　成岩环境及演变特征

作为典型碱湖沉积体系，研究区风城组自生矿物种类繁多［19，29］，不同自生矿物的形成环境及彼此间的赋存关系揭示了该地区风城组历经了从碱性到酸性再到碱性的成岩环境演变（图9）。
图9 玛湖凹陷南缘风城组成岩序列及孔隙演化特征（据文献［21］修改）

Fig.9 Diagenesis sequence and pore evolution characteristics in Fengcheng Formation， southern margin of Mahu Sag （modified from Ref.［21］）

在同生阶段和成岩阶段早期，富含火山物质的沉积岩水解作用使得地层中富含大量Fe2+、Mg2+、Ca2+、Na+等离子，并伴随着蒙脱石、绿泥石、沸石等自生胶结矿物的生成，形成早期的强碱性成岩环境。基于碳酸盐化学沉淀分异原则，方解石先于白云石发生沉淀［图9，图10（a）］；当Ca2+不断被消耗，地层水中Mg2+/Ca2+值增大，白云石开始沉淀［图10（b）］［30，42］。随着方解石、白云石接替发生沉淀，地层水中Mg2+、Ca2+不断消耗，Na+相对比重提高，Na+结合HCO3 2-形成碳钠钙石［图9，图10（c）］。随后富NaCl流体交代碳钠钙石，形成氯碳钠镁石［图9，图10（d）］。砂砾岩中，早期的亮晶方解石呈基底或半基底式胶结［图10（e）］，砂岩中可见到泥微晶碳酸盐充填于粒间［图10（f）］。随着成岩作用的持续，蒙脱石逐渐向伊利石、绿泥石转换，并伴有大量伊/蒙混层和绿蒙混层的生成［图10（g），图10（h）］。蒙脱石向伊利石转换是消耗K+的过程，这促进了钾长石在碱性环境下产生溶蚀效应［图9，图10（i）］［20］。此外，稳定性较差的斜长石在风城组矿物组分中含量较高，在碱性环境下易发生钠长石化作用，由于钠长石体积远小于斜长石［43］，故而形成大量纳米级的粒内溶孔［图7（c），图9］。石英溶蚀也是早期碱性环境下的一个重要建设性成岩作用，可形成大量蜂窝状粒内溶孔［图7（a），图9］。
图10 玛湖凹陷南缘风城组早期碱性环境下自生矿物镜下照片

（a）MH025井，4 254.62 m，P1 f 2，岩屑质长石砂岩，粒间方解石，扫描电镜；（b）MH49井，4 589.22 m，P1 f 3，砂砾岩，粒间白云石，扫描电镜；（c）MH281井，4 854.4 m，P1 f 2，长石质岩屑砂岩，碳钠钙石，扫描电镜；（d）K207井，4 855.14 m，P1 f 2，岩屑砂岩，氯碳钠镁石交代碳钠钙石，扫描电镜；（e）JL53井，5 042.04 m，含碳酸盐岩屑砂岩，泥微晶碳酸盐均匀分布充填粒间孔，岩石薄片；（f）JL56井，4 820.8 m，砂砾岩，方解石连晶呈基底（半基底）式胶结粒间孔隙，岩石薄片；（g）K204井，4 355.74 m，P1 f 3，长石质岩屑砂岩，粒表伊/蒙混层，扫描电镜；（h）K204井，4 339.21 m，P1 f 3，长石质岩屑砂岩，粒表绿/蒙混层，扫描电镜；（i）MH085井，4 398.6 m，岩屑质长石砂岩，钾长石碱性溶蚀形成蜂窝状粒内溶孔，氩离子抛光扫描电镜

Fig.10 Microscopic photos of authigenic minerals under early alkaline environment in Fengcheng Formation， southern margin of Mahu Sag

自生矿物的沉淀致使地层水中碱性矿物浓度持续降低，且伴随着湖盆内有机质脱羧，有机酸在流体势能的作用下逐渐运移至斜坡区，地层环境逐步由碱性转变为酸性（图9）。在酸性环境下，如各类长石、碳酸盐及火山碎屑进一步发生酸性溶蚀［图3（e），图7（d）—图7（f），图9］。尤其处于粒间孔较为发育的区域，连通的孔喉系统有利于酸性流体的侵入和溶解后的矿物离子的排出，粒间/粒内溶蚀孔更易发育［图3（f）］。当粒间孔发育程度较差时，仅局部可见到可溶矿物被溶蚀形成粒内溶孔［图3（f），图7（d）］。溶蚀孔的形成拓展了储层的储集空间，为油气成藏提供了有利的聚集场所。诚然，在酸性环境下也发生胶结作用，如霓石、石英、硅硼钠石等均是在该时期沉淀形成［图6（d）—图6（f），图9］。
随着溶蚀过程中酸性流体的消耗以及碱性矿物离子含量的增多，地层流体由酸性再次演变为碱性，方解石、白云石等碳酸盐矿物再次发生胶结（图9），其特征主要为碳酸盐充填长石粒内溶孔或交代岩屑［图11（a）—图11（c）］。此外，高温下有机酸对难溶的含铁火山碎屑的溶蚀次数以及地层水中铁离子浓度增加，形成铁方解石充填残余粒间孔并交代岩屑［图9，图11（d），图11（e）］；Fe2+交代白云石中半数以上的Mg2+生成铁白云石［图9，图11（f）］，以嵌晶（连晶）方式充填粒间孔并交代岩屑。酸性环境下生成的高岭石会在此阶段发生伊利石化，进一步消耗K+，促使钾长石溶蚀，同时伴随绿泥石、伊利石和石英的产出［图8（c）］，这也造成了研究区风城组黏土矿物中高岭石并不常见。晚期碱性环境下形成的各类自生矿物进一步破坏性地充填粒间/粒内孔，使得纳米级储集空间持续减少。
图11 玛湖凹陷南缘风城组晚期碱性环境下碳酸盐胶结特征

（a）JL56井，4 822.4 m，P1 f 3，砂砾岩，大视域矿物扫描电镜，早期方解石粒间充填使得颗粒呈点—线接触，晚期方解石充填粒内；（b）MH085井，4 398.6 m，P1 f 2，岩屑质长石砂岩，大视域矿物扫描电镜，早期方解石充填粒间孔呈零星分布，晚期方解石充填钠长石粒内溶孔；（c）JL51井，4 396.8 m，P1 f 3，砂砾岩，岩石薄片，方解石嵌晶胶结并交代岩屑；（d）MH28井，4 943 m，P1 f 2，长石砂岩，岩石薄片，方解石（含铁）嵌晶胶结并交代碎屑；（e）MH26井，4 582.16 m，P1 f 3，砂砾岩，岩石薄片，含铁方解石连晶胶结并交代碎屑；（f）MH49井，4 585.13 m，P1 f 2，长石—岩屑砂岩，铸体薄片，铁白云石嵌晶胶结并交代碎屑

Fig.11 Carbonate cementation characteristics under later alkaline environment in Fengcheng Formation， southern margin of Mahu Sag

4 孔隙改造强度及成岩相划分

历经不同成岩环境和成岩作用，基质孔隙发生差异性改造，使得不同区域储层内孔隙类型、尺寸以及发育程度各异。镜下观察可知，对基质孔隙造成显著影响的成岩作用主要为机械压实、自生矿物胶结以及可溶矿物的溶蚀。压实和胶结均为典型的破坏性成岩作用，二者是原生粒间孔大幅损失的关键；而粒间/粒内孔隙发生溶蚀作用弥补了孔隙的损失，促成深层致密储层物性甜点的发育。
在扇三角洲内前缘的砂砾岩中，以硅酸盐和碳酸盐为主的胶结物在岩石骨架中的占比普遍低于15%，平均值为5.45%；外前缘由于湖水盐度的影响，砂岩中胶结物含量介于3%~39%之间，平均值为10.5%［图12（a）］。由于胶结作用造成的孔隙损失量为单位体积岩石中的胶结物绝对体积，因此，胶结孔隙度损失量即可表示为：
φ 胶结 = ( 1 - φ ) ∙ Q 胶结 物
式中： φ为样品实测孔隙度，%； Q 胶结 物为岩石骨架中胶结物相对含量，%； φ 胶结为胶结作用造成的孔隙度损失量，%。
图12 玛湖凹陷南缘风城组砂砾岩和砂岩胶结物相对含量（a）、孔隙度（b）以及胶结物绝对含量（c）随深度变化特征

Fig.12 The relative cement content（a）， porosity（b）， and absolute cement content（c） of conglomerate and sandstone vary with depth in Fengcheng Formation， southern margin of Mahu Sag

扇三角洲内前缘砂砾岩现今孔隙度介于1.3%~12.4%之间，平均值约为4.9%［图12（b）］，据式（1）可知，因胶结作用造成的孔隙度损失量平均约为5.2%［图12（c）］。故而可以认为，如若未发生胶结作用，该地区的砂砾岩现今孔隙度应约为10.1%。同样，扇三角洲外前缘砂岩现今孔隙度平均值约为4.3%，胶结损失孔隙度约为10.2%［图12（c）］，即若未发生胶结时外前缘砂岩孔隙度应在14.4%左右。
假设未发生胶结作用时，孔隙度的演变则主要受控于机械压实和溶蚀作用，其大小为现今实测孔隙度 φ与胶结损失孔隙度 φ 胶结之和。在岩性相同的情况下， φ + φ 胶结关于埋深的散点内包络线即为孔隙度在机械压实作用下的正常演化趋势［图13（a）］，其随埋深呈指数衰减［44］。孔隙度的正常演化趋势线可表示为：
φ ( z ) = φ 0 ∙ e - C ∙ z / 100
式中： φ ( z )为仅受机械压实后某一深度下的孔隙度，%； φ 0为地表孔隙度，%；C为岩石压缩系数，无量纲；z为样品埋深，m。
图13 玛湖凹陷南缘风城组砂砾岩和砂岩压实曲线（a）及压实损孔量（b）和溶蚀增孔量（c）随深度演化特征

Fig.13 Compaction curves（a）， compaction loses porosity（b） and dissolution porosity（c） of conglomerate and sandstone vary with depth in Fengcheng Formation， southern margin of Mahu Sag

故而，压实造成的孔隙度损失量可表示为：
φ 压实 = φ 0 - φ ( z )
式中： φ 压实为机械压实造成的孔隙度损失量，%；其他参数同上。利用数据处理软件Origin Pro对砂岩和砂砾岩的 φ + φ 胶结随深度演化趋势内包络线进行拟合，获得砂砾岩地表孔隙度 φ 0为40%，压实系数C为0.005 5；砂岩地表孔隙度 φ 0为45%，压实系数C为0.004 5。评价结果表明砂砾岩压实损失孔隙度介于34.8%~37.2%之间，平均值为35.6%；砂岩压实损失孔隙度介于37.4%~41.1%之间，平均值为39.5%［图13（b）］。
在 φ + φ 胶结随深度演化图中，孔隙度超过正常压实曲线的部分即为溶蚀作用造成的增孔，因此，溶蚀增加的孔隙度即可表达为：
φ 溶蚀 = φ + φ 胶结 - φ ( z )
由评价结果可知，砂砾岩溶蚀作用增加的孔隙度介于0.3%~15.2%之间，平均值为5.7%；砂岩溶蚀形成的孔隙度介于1.1%~34.6%之间，平均值约为9.0%［图13（c）］。
较大埋深引起的强压实是研究区孔隙损失的主要原因，扇三角洲内前缘砂砾岩的平均压实孔隙损失率（ φ 压实 / φ 0）高达89%左右，外前缘砂岩压实减孔率约为88%；此外，因胶结作用造成的砂砾岩平均减孔率（ φ 胶结 / φ 0）约为13%，砂岩约为22.6%。溶蚀作用促使砂砾岩孔隙增孔率（ φ 溶蚀 / φ 0）平均值约为11.5%，砂岩增孔率约为14.1%。
为进一步对比3种改造机制对孔隙的改造强度，将3类成岩作用对孔隙的改造效率进行归一化处理，孔隙改造强度如下式所示：
E 压实 = φ 压实 / φ 0 φ 压实 / φ 0 + φ 胶结 / φ 0 + φ 溶蚀 / φ 0 × 100
E 胶结 = φ 胶结 / φ 0 φ 压实 / φ 0 + φ 胶结 / φ 0 + φ 溶蚀 / φ 0 × 100
E 溶蚀 = φ 溶蚀 / φ 0 φ 压实 / φ 0 + φ 胶结 / φ 0 + φ 溶蚀 / φ 0 × 100
式中： E 压实、 E 胶结、 E 溶蚀分别为机械压实、胶结和溶蚀作用对孔隙的改造强度，%；其他参数同上。
基于3种成岩作用对孔隙的改造强度，建立成岩相的定量划分方案。虽然研究区机械压实作用对孔隙的改造强度普遍高于胶结和溶蚀作用，但为了突显溶蚀和胶结对储层物性的影响，本文仅将压实强度超过85%的区域厘定为压实相。当压实强度低于85%时，根据溶蚀强度和胶结强度比值实现成岩相的进一步划分，成岩相划分方案如表1所示。
表1 成岩相划分方案

Table 1 Diagenetic facies division scheme

评判参数 成岩相
E 压实 ≥ 85% 压实相
E 压实 < 85% E 溶蚀 E 胶结   ≤   0.5 胶结类 胶结相
0.5 <   E 溶蚀 E 胶结 ≤ 1.0 溶蚀—胶结相
1.0 < E 溶蚀 E 胶结 ≤ 1.5 溶蚀类 胶结—溶蚀相
E 溶蚀 E 胶结   > 1.5 溶蚀相
从评价结果来看，研究区风城组砂砾岩主要发育压实相、溶蚀—胶结相、胶结—溶蚀相和溶蚀相；砂岩多处于溶蚀—胶结相、胶结—溶蚀相以及溶蚀相（图14）。统计不同成岩相带孔隙度分布，溶蚀相孔隙度最高，其中砂砾岩介于5.7%~12.4%之间，平均值为8.9%，砂岩介于7.9%~10.1%之间，平均值略高于砂砾岩，为9.2%；其次为胶结—溶蚀相，砂砾岩孔隙度介于4.4%~6.9%之间，平均值为5.9%，砂岩介于4.9%~9.4%之间，平均值为7.8%；再次为压实相，砂砾岩孔隙度介于2.6%~7.5%之间，平均值为4.5%，砂岩介于1.6%~5.3%之间，平均值为4.9%；孔隙度最低的为溶蚀—胶结相，砂砾岩介于1.3%~4.4%之间，平均值为3.4%，砂岩介于1.0%~6.8%之间，平均值为2.7%（图15）。由此可见，无论是砂砾岩还是砂岩，溶蚀相和胶结—溶蚀相均是该地区优质储层发育的优势成岩相带，也证实深层致密储层，溶蚀作用对优质储层的发育起着至关重要的作用。
图14 玛湖凹陷南缘风城组压实—胶结—溶蚀孔隙改造强度三角图及成岩相划分

Fig.14 Triangle diagram of pore transformation strength by compaction， cementation， and dissolution， and diagenetic facies division in Fengcheng Formation， southern margin of Mahu Sag

图15 玛湖凹陷南缘风城组各成岩相带孔隙度分布箱形图

（a）砂砾岩，51块样品；（b）砂岩，67块样品

Fig.15 Distribution characteristics box plan of porosity in various diagenetic facies zones in Fengcheng Formation， southern margin of Mahu Sag

基于单井风城组重点取心段孔隙度和胶结物含量平均值，利用式（1）—式（7）评价了研究区20口取心井的压实、胶结和溶蚀对孔隙的改造强度（表2），并刻画成岩相平面分布特征（图16）。岩心样品均选自测井响应高阻段，位于研究区射孔层段附近，基本可代表该地区开发层段的储层特征。结果显示，溶蚀相主要分布在中部MH025—MH085—MH5井区及南部JL55井—JL56井附近，形成了以溶蚀孔为主、粒间孔为辅的优质储层发育区。胶结—溶蚀相主要发育在扇三角洲内前缘与外前缘的过渡带，围绕着溶蚀相发育，属于次一级有利相带，以研究区南部地区发育为主，北部地区在MH282—MH49井区局部发育。压实相主要分布在研究区西—北部边缘，属于扇三角洲平原与前缘的过渡带。
表2 玛湖凹陷南缘风城组单井储层取心段平均孔隙改造强度及成岩相

Table 2 Pore transformation strength and diagenetic facies of single well reservoir coring section in Fengcheng Formation, southern margin of Mahu Sag

井号 岩性 样品深度段/m φ/% Q 胶结物/% E 压实/% E 胶结/% E 溶蚀/% 成岩相
JL17 砂砾岩 3 708.54~3 712.23 5.35 1.00 94 3 3 压实相
K202 砂砾岩 3 927.67~3 930.12 4.50 1.00 95 3 2 压实相
MH26 砂砾岩 4 052.00~4 078.00 5.05 1.50 90 4 6 压实相
MH7 砂砾岩 3 901.99~3 907.52 5.38 2.20 88 5 7 压实相
JL51 砂砾岩 4 392.00~4 400.00 4.10 8.00 69 15 16 胶结—溶蚀相
JL35 砂砾岩 4 518.13~4 524.00 1.80 12.00 63 20 17 溶蚀—胶结相
JL56 砂砾岩 4 820.00~4 823.76 5.70 4.00 78 8 14 溶蚀相
K81 砂砾岩 3 798.21~3 800.87 10.85 7.50 65 12 23 溶蚀相
MH5 砂砾岩 4 216.00~4 233.00 8.50 5.00 73 9 18 溶蚀相
JL53 砂岩 4 656.62~4 959.17 4.90 20.79 50 25 25 溶蚀—胶结相
K207 砂岩 4 853.10~4 861.05 2.73 15.60 59 22 19 溶蚀—胶结相
MH281 砂岩 4 854.02~4 880.96 1.65 10.55 70 18 12 溶蚀—胶结相
MH39 砂岩 5 410.50~5 435.50 2.95 7.00 76 13 11 溶蚀—胶结相
MH48 砂岩 5 215.00~5 231.50 2.38 18.65 54 24 22 溶蚀—胶结相
MH28 砂岩 4 927.67~4 939.49 6.30 6.00 76 11 13 胶结—溶蚀相
MH282 砂岩 4 574.30~4 581.84 6.80 18.00 53 23 24 胶结—溶蚀相
MH49 砂岩 4 582.95~4 592.45 5.90 10.50 65 17 18 胶结—溶蚀相
JL55 砂岩 5 006.50~5 012.41 9.50 9.00 66 13 21 溶蚀相
MH025 砂岩 4 305.20~4 319.93 8.80 4.00 80 7 13 溶蚀相
MH085 砂岩 4 240.12~4244.98 8.85 3.50 82 7 11 溶蚀相
图16 玛湖凹陷南缘风城组储层优势成岩相分布特征

Fig.16 Distribution characteristics of diagenetic facies of Fengcheng Formation in southern margin of Mahu Sag

成岩相带分布与沉积相具有密切的联系，扇三角洲平原和前缘过渡带受到陆源淡水稀释影响，地层水矿化度偏低，不仅胶结作用较弱，而且碱性溶蚀程度也不强；再者，由于远离湖盆中心，酸性流体在历经长距离运移后不断被消耗，酸性溶蚀也难以波及到该区域，故而在该地区造成了以压实作用为主的成岩特征。BAI等［45］在评价该地区沉积作用对储层物性影响时，揭示了扇三角洲内前缘至与外前缘交界处，在搬运筛选作用下岩石颗粒的分选和磨圆均有提高，储层原始物性显著提升。在较高孔、渗环境下，既有利于酸性流体的流入，也有利于酸性/碱性溶蚀析出的矿物离子流出，造成该地区的溶蚀孔较为发育，形成胶结—溶蚀相。在断裂附近，构造微裂缝进一步提高储层的渗流能力，使得溶蚀作用更为显著，形成中部和南部靠近断裂的溶蚀相发育区。位于扇三角洲外前缘靠近湖盆的区域，多以细粒砂质沉积为主，原始粒间孔尺寸较小，在同生阶段粒间孔极易被化学沉淀物胶结殆尽，成岩期该区域地层水渗流不通畅，溶蚀孔难以大规模形成，从而形成以“胶结为主、溶蚀为辅”的溶蚀—胶结成岩相。

5 结论

粒内/粒间溶蚀孔是准噶尔盆地玛湖凹陷风城组主要储集空间，其次为剩余粒间孔。虽然早期碱性成岩环境下的胶结作用使得粒间孔大量损失，但火山物质的水解以及斜长石钠长石化形成的粒间/粒内溶蚀在一定程度上弥补了胶结的消极影响；此外，早期胶结降低了机械压实的影响，使得部分粒间孔得以保存。中期酸性环境下有机酸的溶蚀使得次生孔隙数量进一步增多，也使得该地区溶蚀孔成为主要储集空间。晚期的碱性环境会使得部分溶蚀孔再次被胶结，储层致密化程度进一步加深。
压实、胶结和溶蚀作用对孔隙的改造强度揭示，研究区扇三角洲平原与前缘交界处以压实相为主，平均孔隙度约为4.9%。溶蚀类成岩相主要分布在扇三角洲内前缘以及靠近内前缘的外前缘区带，断裂附近更佳的渗流环境使得溶蚀改造远强于胶结改造，为溶蚀相，平均孔隙度约为9%，其他地区为胶结—溶蚀相，平均孔隙度约为6.6%。溶蚀—胶结相多发育在扇三角洲外前缘靠近湖盆区域，同生期以及早成岩阶段该区域均保持高浓度碱性离子，化学沉淀促使该区域储层致密化时期较早，不利于大规模溶蚀，其平均孔隙度约为3.1%。

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