Natural Gas Geoscience >

2024 , Vol. 35 >Issue 10: 1777 - 1788

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2024.03.005

Differential diagenesis of tight reservoirs and its influence on hydrocarbon charging process：Taking the first member of Shanxi Formation of Lower Permian in Yan'an area， Ordos Basin as an example

  • Lan GUO , 1 ,
  • Shun GUO 2 ,
  • Chao DING 3, 4 ,
  • Zhiwu MA 1
Expand
  • 1. Yanchang Oil Field Company，Yan’an 716000，China
  • 2. Department of Resource Exploration and Development，Yanchang Oil（ Group） Limited Liability Company，Xi'an 710075，China
  • 3. School of Earth Sciences and Engineering，Xi’an Shiyou University，Xi’an 710065，China
  • 4. Shaanxi Key Laboratory of Petroleum Accumulation Geology，Xi’an Shiyou University，Xi’an 710065，China

Received date: 2024-02-05

  Revised date: 2024-03-06

  Online published: 2024-03-21

Supported by

The Scientific Research Program Project of Department of Education of Shaanxi Province, China(20JS115)

the Natural Science Foundation of Department of Science and Technology of Shaanxi Province, China(2017JQ4013)

Fold

Abstract

In view of the key geological problems to be solved in the exploration of unconventional natural gas in Ordos Basin， the dynamic process and relationship between reservoir diagenetic densification and hydrocarbon charging are revealed. The differences of diagenesis types and characteristics of different types of rock facies are carefully compared by combining cast thin section observation， X-ray diffraction and SEM analysis. Through fluid inclusion petrography， microthermometry and laser Raman probe testing， combined with single well burial history and thermal history simulation， the hydrocarbon charging period and age were determined. The diagenesis-hydrocarbon charging evolution sequence of gas-bearing reservoir is established by comprehensively using the observation of the structural relationship between diagenetic minerals and hydrocarbons under the microscope. The results show that there are mainly two periods of hydrocarbon charging in the first member of the Shanxi Formation， i.e.， the first period occurred in the Late Triassic （T3） to Early and Middle Jurassic（J1-2） between 220 Ma and 170 Ma， and the second period occurred in the Late Jurassic（J3） and Early Cretaceous（K1） between 160 Ma and 100 Ma. The diagenesis， densification process and hydrocarbon charging sequence of different types of rocks are obviously different. The quartz-rich and low-plastic lithic sandstone has good physical properties before hydrocarbon charging in the second stage， and the hydrocarbon charging in the middle diagenesis stage is dense while forming reservoirs. The early diagenetic stage of the plastic-rich lithic sandstone has been basically compacted， while the carbonate dense cemented sandstone due to the occurrence of calcite and siderite， the reservoir densification prevented the entry of the second stage hydrocarbon. In-depth understanding of the relationship between differential diagenesis and hydrocarbon charging in tight reservoirs is of great practical significance for screening favorable areas for natural gas.

Key words： Yan'an area; Shanxi Formation; Unconventional reservoir; Diagenetic evolution; Reservoir-forming sequence

Cite this article

Lan GUO , Shun GUO , Chao DING , Zhiwu MA . Differential diagenesis of tight reservoirs and its influence on hydrocarbon charging process：Taking the first member of Shanxi Formation of Lower Permian in Yan'an area， Ordos Basin as an example[J]. Natural Gas Geoscience, 2024 , 35(10) : 1777 -1788 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2024.03.005

0 引言

储层致密是致密油气的典型特征。中国的致密油气主要分布在鄂尔多斯盆地、四川盆地、松辽盆地、塔里木盆地等［1-4］。鄂尔多斯盆地是中国中部大型陆内多旋回叠合盆地，古生界—中生界含有多套含油气系统，具有生油凹陷分布广、储集体类型丰富、生—储—盖组合复杂等特点［5-7］。21世纪初期，鄂尔多斯盆地上古生界勘探获得重大突破，集中发现了苏里格、神木—米脂等气田，经过20多年的勘探与滚动开发，上古生界天然气显示出较好的资源潜力，尤其在鄂尔多斯盆地东南部发现了延安气田，突破了传统认识上的“贫气区”［8-10］。近些年，不同学者对鄂尔多斯盆地上古生界储层岩石学特征、成岩作用与孔隙演化、成藏模式等开展了深入细致的研究，并获得了大量的研究成果［11-17］。
上述已有研究成果中缺少对下二叠统山西组储层岩相差异性分析，由于储层不同岩相可能会导致成岩演化路径与油气充注成藏的差异，后者将会影响天然气有利区的预测与勘探。本文研究将通过多种分析测试方法，分析山西组1段储层岩石类型、成岩演化过程、油气充注历史，建立微观与宏观相结合的致密砂岩不同岩相成岩过程与油气充注历史。研究对于认识延安地区下二叠统山西组非常规天然气储层致密化过程及其对烃类充注的影响具有重要的科学价值，同时对于天然气有利区勘探具有重要的实际意义。

1 地质背景

研究区地处鄂尔多斯盆地伊陕斜坡东南部，区域上为宽缓的西倾大单斜，构造单一，地形平坦，构造圈闭不发育［图1（a）］。山西组经历了局限陆表向近海湖盆过渡的沉积演化，沉积体系多样，发育多期次多类型的砂体，形成垂向叠置横向连片的复合砂体带，具备形成大型岩性圈闭的有利条件。
图1 鄂尔多斯盆地构造简图与延安地区下二叠统山西组1段沉积相展布特征

Fig.1 Structural sketch of Ordos Basin and sedimentary facies diagram of the first member of Lower Permian Shanxi Formation in Yan′an area

下二叠统山西组1段发育近海湖盆背景下的浅水曲流河三角洲［图1 （b）］，延安地区处于三角洲前缘亚相，主要储集层为水下分流河道，河口坝不发育，砂体呈南北向展布，东西呈透镜体［18］。砂岩储层孔隙度为1.2%~7.7%，平均值为4.4%；渗透率为（0.003~8.651）×10-3 μm2，平均值为0.107×10-3 μm2，为特低孔、致密储层［8］。
山西组烃源岩为暗色泥岩、炭质泥岩和煤岩等煤系烃源岩组合，延安地区暗色泥岩厚度一般为60~80 m，总有机碳含量（TOC）为1.5%~5.0%，干酪根以镜质组和惰质组为主，属于III型，大部分地区已进入高成熟和过成熟阶段，同时山西组含多套煤层，层厚为1~7 m［19-21］。盖层为上石盒子组与石千峰组泥岩，厚度为150~350 m，分布稳定，横向连续［19］。有利的生—储—盖条件为延安地区下二叠统山西组天然气聚集成藏提供了基本保障。

2 岩石相类型划分

本文研究采集了研究区山西组1段储层砂岩样品45块，在中国科学院地质与地球物理研究所完成了铸体薄片观察与鉴定，扫描电镜分析。在中国石油华北油田勘探开发研究院完成常规物性测试10块，高压压汞测试9块。在中国地质调查局西安地质调查中心完成X射线衍射全岩矿物组分和黏土矿物分析31块。
根据延安地区山西组1段砂岩薄片鉴定结果表明，储层为岩屑石英砂岩和岩屑砂岩（图2），石英含量为48%~74%，平均值为63%；长石含量为0.1%~1.0%，主要由于成岩过程中的蚀变所导致［22-23］，岩屑含量为12%~31%，其中，塑性岩屑含量较高（介于8%~26%之间），主要包括板岩岩屑、云母类、绿泥石和泥质类岩屑等，刚性岩屑包括片岩、片麻岩岩屑，火山岩岩屑等（表1）。
图2 山西组1段砂岩石英—长石—岩屑三角分类

Fig.2 Classification of quartz， feldspar， lithic sandstone of the first member of Shanxi Formation

表1 山西组1段不同砂岩岩石相组分平均相对含量

Table 1 Average relative content of different sandstone facies components of the first member of Shanxi Formation

岩石相

样品数

/个

 骨架颗粒/% 填隙物/%
石英 长石 岩屑 刚性岩屑 塑性岩屑 高岭石 伊利石 绿泥石 碳酸盐矿物 硅质矿物 菱铁矿 杂基
富石英贫塑性岩屑砂岩 15 74 0.1 12 4 8 2 3 1 2 4 0.3 0.2
富塑性岩屑砂岩 11 50 1 31 5 26 0.4 3 0.1 2 0.2 2 12
碳酸盐致密胶结砂岩 5 48 0.2 18 4 14 0.3 2 0.4 26 0.1 1 0.3
山西组1段砂岩储层填隙物包括自生胶结物和杂基。其中，自生胶结物包括高岭石、绿泥石、伊利石、碳酸盐矿物、菱铁矿及硅质。其中含量较多的为方解石、伊利石和自生石英，其他胶结物含量平均值均为1%。杂基主要为水云母和绢云母，含量平均值为6%，主要发育在颗粒相对细粒的岩屑石英砂岩和岩屑砂岩中。
基于储层砂岩的岩石学特征，根据碎屑组分与填隙物的不同，结合砂岩粒度中值、孔喉半径与物性的差异性，将山西组1段储层分为3种砂岩类型（表1）。富石英贫塑性岩屑砂岩（塑性岩屑含量<15%），以高石英含量（平均值为74%），低塑性岩屑含量（平均值为8%）为特点（表1）。碎屑结构上，砂岩粒度中值为0.31~0.78 mm，主要为中粗粒；孔喉半径主值区间为0.05~0.50 μm，主要为微细—微喉道型；储层砂岩孔隙度主值区间为5.0%~9.0%，中值为7.5%；渗透率主值区间为（0.05~1.0）×10-3 μm2，中值为0.46×10-3 μm2（图3）。孔隙类型以颗粒溶蚀孔隙和高岭石微孔隙为主，面孔率平均值为1.8%。
图3 山西组1段岩石相类型及特征统计

Fig.3 Statistics of sandstone facies types and characteristics of the first member of Shanxi Formation

富塑性岩屑砂岩（塑性岩屑含量>15%），以高塑性岩屑含量（平均值为26%），较低石英含量（平均值为50%）为特点（表1）。砂岩粒度中值为0.06~0.48 mm，主要为中细粒；孔喉半径主值区间为0.01~0.30 μm，主要为微喉道型；储层砂岩孔隙度主值区间为2.0%~5.0%，中值为4.2%；渗透率主值区间为（0.01~0.1）×10-3 μm2，中值为0.06×10-3 μm2（图3）。
碳酸盐致密胶结砂岩（碳酸盐含量>15%），以高碳酸盐矿物含量（平均值为26%）为特点（表1）。砂岩粒度中值为0.21~0.44 mm，主要为中细粒；孔喉半径主值区间在0.01~0.03 μm之间，为微喉道型；储层砂岩孔隙度主值区间为1.2%~3.9%，中值为2.1%；渗透率主值区间为（0.006~0.25）×10-3 μm2，中值为0.04×10-3 μm2（图3）。

3 致密储层成岩作用与孔隙演化

3.1　机械压实作用

富石英低塑性岩屑砂岩呈颗粒支撑，颗粒间线接触、凹凸接触，见微观缝合线，碎屑石英发生位移，重新排列，见颗粒表面发育脆性微裂缝［图4（a）］。少量的塑性岩屑弯曲变形，挤入粒间孔隙［图4（b）］。
图4 山西组1段储层成岩作用特征显微照片

（a）Y335井，2 363.5 m，石英颗粒间凹凸—缝合接触，加大边发育；（b）Y334井，2 252.86 m，少量岩屑发生溶蚀，并压实弯曲挤入粒间孔隙；（c）S18井，2 534.33 m，黏土杂基大量发育和浅变质岩岩屑变形；（d）Y331井，2 695.9 m，颗粒呈定向排列；（e）S3井，2 533.2 m，铁白云石交代方解石；（f）Y307井，2 372.55 m，长石溶蚀形成高岭石发育在石英加大边之前；（g）Y343井，2 453.9 m，绿泥石和伊利石与自生石英晶体；（h）Y334井，2 247.86 m，方解石呈斑点状填充粒间孔隙；（i）Y120井，2 635.93 m，方解石和菱铁矿；（j）S18井，2 534.33 m，伊/蒙混层与伊利石；（k）Y305井，2 648 m，细晶状方解石充填孔隙和交代骨架颗粒；（l）Y120井，2 635.93 m，菱铁矿

Fig.4 Micrograph of reservoir diagenesis characteristics of the first member of Shanxi Formation

富塑性岩屑砂岩中，普遍发育绢云母和水云母杂基，见浅变质岩岩屑遭受机械压实弯曲变形并呈假杂基化挤入孔喉［图4（c）］。当塑性岩屑含量较高时，由于压实作用使片状矿物或柱状矿物沿着长轴方向发生定向排列［图4（d）］。在富塑性岩屑砂岩中，几乎不发育压溶作用。
钙质致密胶结砂岩中，颗粒以点—线接触为主，方解石呈连晶状充填粒间孔隙，碎屑骨架颗粒呈“漂浮状”［图4（e）］。由于方解石胶结物的支撑作用，岩石遭受机械压实作用，但变形弱或几乎没有。

3.2　胶结作用

在富石英低塑性砂岩中，自生矿物主要包括方解石、自生石英、高岭石、伊利石及少量铁白云石和绿泥石。高岭石为细晶的假六方形单晶体，集合体呈蠕虫状或书页状形态，充填粒间孔隙或长石溶蚀孔隙［图4（b）］。高岭石发育在石英加大边、方解石、绿泥石和伊利石之前［图4（f）］。自生石英多以颗粒加大边形式产出，自生石英发育在高岭石之后，但于绿泥石和伊利石及晚期碳酸盐矿物之前［图4（g）］。绿泥石呈叶片状或鳞片状，通常与伊利石或混层黏土共生，发育在高岭石、石英加大之后，但于中成岩期方解石之前［图4（g）］。方解石呈斑状填充粒间孔隙或交代碎屑颗粒［图4（h）］，形成于强烈压实之后的中成岩阶段，结合δ13C值为—11.3‰~—7.4‰，δ18O值为—16.2‰~—14.7‰，暗示方解石的碳与沉积有机质有关。
在富塑性岩屑砂岩中，自生矿物主要包括伊利石、菱铁矿及少量其他黏土矿物和其他碳酸盐矿物（方解石和铁白云石）。方解石呈粉晶状，以斑状形式交代碎屑颗粒［图4（i）］，形成于中成岩阶段B期。铁白云石呈粉晶状，交代碎屑颗粒，形成于早成岩阶段A期。菱铁矿周边方解石呈交代状产出，其形成晚于菱铁矿［图4（i）］。伊/蒙混层主要呈卷片状，以富伊利石层为主，伊利石呈较薄的鳞片状，蒙脱石呈蜂窝状假象［图4（j）］。
在钙质致密胶结砂岩中，自生矿物主要为方解石、铁白云石、菱铁矿，极少量黏土矿物。方解石含量平均值为22%，呈微晶—粉晶状，充填粒间孔隙，形成于早成岩阶段A期［图4（k）］。铁白云石含量平均值为4%，形成于早成岩阶段B期。菱铁矿具菱面体形态，呈零星分布或集合体产出［图4 （l）］，形成于早成岩阶段A期。

3.3　溶蚀作用

通过薄片观察和统计分析，成岩过程中的溶蚀作用在富石英低塑性岩屑砂岩中表现明显，而在富塑性岩屑砂岩和钙质致密胶结砂岩中几乎没有观察到。
富石英低塑性岩屑砂岩中主要见长石和岩屑颗粒溶蚀［图4 （b）］，杂基和自生矿物溶蚀几乎未见到。碎屑长石的溶蚀产物主要为高岭石。高岭石被后期的自生石英、碳酸盐矿物覆盖，长石溶蚀孔隙中见自生石英晶体和碳酸盐矿物。

3.4　孔隙演化过程

致密储层成岩作用伴随着储层砂岩物性的变化，分析关键成岩期孔隙度的变化特征有助于正确认识不同岩相砂岩的差异成岩过程。
对于砂岩初始孔隙的计算BEARD等［24］指出，未固结砂岩初始孔隙度Φ 1与砂岩的分选系数S d存在如下关系：
Φ 1=20.91+22.90/S d
式中：Φ 1为初始孔隙度，%；S d为分选系数。
结果表明（表2），山西组1段富石英低塑性岩屑砂岩原始孔隙度最高（平均值为37.7%），碳酸盐致密胶结砂岩原始孔隙度中等（平均值为33.1%），而富塑性岩屑砂岩原始孔隙度最低（平均值为32.4%）。
表2 山西组1段不同砂岩岩石相成岩演化阶段孔隙度定量统计

Table 2 Statistics of porosity evolution in different sandstone facies evolution stages of the first member of Shanxi Formation

岩石相 孔隙度Φ 1/% 孔隙度Φ 2/% 孔隙度Φ 3/% 孔隙度Φ 4/% 孔隙度Φ 5/% 实测孔隙度/%
富石英低塑性岩屑砂岩 35.1 ~ 40.5 37.7 20.0 ~ 25.4 22.6 7.0 ~ 12.4 10.5 0.9 ~ 1.5 1.2 8.1 ~ 11.5 9.6 7.4 ~ 11.1 10.5
富塑性岩屑砂岩 30.4 ~ 37.6 32.4 13.8 ~ 21.0 15.8 2.9 ~ 10.1 4.9 0 ~ 0.4 0.3 2.9 ~ 5.8 5.2 3.1 ~ 6.5 5.8
碳酸盐致密胶结砂岩 29.6 ~ 36.9 33.1 17.9 ~ 25.2 21.4 0.5 ~ 5.4 1.6 0 ~ 0.2 0.1 1.3 ~ 2.1 1.7 1.5 ~ 1.7 1.6

注： 35.1 ~ 40.5 37.7= 最小 值 — 最大 值 平均 值

压实作用后使孔隙度大幅度减小，孔隙度Φ 2公式如下：
Φ 2=C e+P r
式中：Φ 2为压实后孔隙度，%；C e为胶结物含量，%；P r为残余粒间孔隙度，%。
山西组1段不同砂岩相经过压实作用后，富石英低塑性岩屑砂岩孔隙度平均值为22.6%，富塑性岩屑砂岩孔隙度平均值为15.8%，碳酸盐致密胶结砂岩孔隙度平均值为21.4%，其中富塑性岩屑砂岩损失的孔隙度最多（损失16.6%）（表2）。
储层砂岩经过胶结与交代后孔隙度进一步减小，公式如下：
Φ 3 =Φ 2—C e
式中：Φ 3为压实、胶结作用后的孔隙度，%。
胶结作用过程中碳酸盐致密胶结砂岩孔隙度损失最多（损失19.8%），而富石英低塑性岩屑砂岩和富塑性岩屑砂岩孔隙度分别减少12.1%和10.9%。
在薄片鉴定中山西组1段储层砂岩的溶蚀作用主要表现为长石溶孔、岩屑溶孔等。溶蚀作用所产生的次生孔隙（Φ 4）使储层砂岩物性变好，增加了烃类的储集空间。溶蚀后孔隙度Φ 5计算公式如下：
Φ 5=Φ 3+Φ 4
式中：Φ 5为残余粒间孔隙度、长石溶孔和岩屑溶孔总和，%。
溶蚀作用在富石英低塑性岩屑砂岩相对较多（平均溶孔率为1.2%），而在富塑性岩屑砂岩和碳酸盐致密胶结砂岩中，由于前期已经致密，后期流体较难进入导致溶蚀率较低。不同岩石相孔隙定量计算结果与实验室室内物性测试分析结果吻合，绝对误差在0.1%~0.9%之间。

4 烃类充注期次与定年

4.1　包裹体数据与分析

在中国科学院地质与地球物理研究所完成包裹体薄片制作与分析27块、流体包裹体显微测温点89个、激光拉曼探针测试10块。根据研究区山西组含气层位岩心样品包裹体薄片观察，利用单偏光显微镜分析石英、方解石中形状规则、大小适中的包裹体，重点筛选石英裂缝、石英加大边、方解石胶结物中所宿住的包裹体，结果研究区山西组主要发育2期烃类包裹体。
第一期烃类包裹体主要发育在石英颗粒内部，沿着裂缝或加大边分布［图5（a）—图5（d）］，在单偏光下液态烃包裹体多呈淡褐色，气态烃包裹体呈深褐色［图5（d）］，紫外荧光照射下烃类包裹体呈淡黄色［图5（b）］。
图5 山西组包裹体产状与荧光特征

（a）Y288井，2 751.75 m，石英加大边内分布的液态烃包裹体；（b）与（a）同一视域，显示强的黄绿色荧光烃类包裹体；（c）Y272井，2 695 m，石英裂缝内分布的液态烃包裹体；（d）Y288井，2 756.55 m，石英裂缝内分布的气态烃包裹体；（e）S3井，2 540.6 m，穿石英颗粒的缝中气态烃包裹体；（f）Y329井，2 648.26 m，石英加大边内见液态烃包裹体；（g）Y334井，2 247.86 m，方解石内孤立状气态烃包裹体；（h）Y272井，2 705.3 m，方解石内蓝白色烃类包裹体；（i）Y332，2 696.76 m，铁白云石胶结物发育气态烃包裹体

Fig.5 Inclusions occurrence and fluorescence characteristics of Shanxi Formation

第二期烃类包裹体主要发育在切穿石英及加大边的裂缝、方解石胶结物及铁白云石胶结物中［图5（e）—图5（i）］，液态烃包裹体成熟度较高，紫外荧光下呈蓝白色［图5（h）］。
利用激光拉曼光谱仪获取不同包裹体产状成分，不同成分的包裹体其拉曼光谱的形态不同。结果显示，包裹体的拉曼光谱图在石英加大边中或裂缝中所测组分以CO2为主［图6（a）］，而在切穿石英颗粒的愈合缝中或方解石中的包裹体所测光谱峰值较多，除了CO2谱峰以外，还包括1 968.1 cm-1、2 916.1 cm-1和3 501.4 cm-1特征峰，表明含有CH4及C2H2组分［图6（b）］。
图6 山西组包裹体激光拉曼光谱

（a）Y332，2 696.76 m，石英颗粒愈合缝中包裹体拉曼光谱；（b）S3井，2 540.6 m，切穿石英裂缝中包裹体拉曼光谱

Fig.6 Laser raman spectroscopy characteristics of inclusions of Shanxi Formation

在包裹体产状明确的基础上，结合包裹体成分与荧光分析，确定包裹体形成期次。结果表明，研究区下二叠统山西组不同层位的岩石样品薄片主要发育2期油气包裹体（表3），并筛选显示浅黄色或蓝色或蓝白色的为烃类包裹体，不显示荧光的为气液两相盐水包裹体。利用LINKAM GP600冷热台与高级显微镜DM4500，测得与烃类包裹体共存的盐水包裹体的均一温度，测试结果如表3所示。
表3 山西组1段含气层段包裹体产状与均一温度

Table 3 Occurrence and homogenization temperature of inclusions of the first member of Shanxi Formation

包裹体产状 期次 包裹体均一温度/℃，峰值/℃，（测温点）

共生烃类包裹

荧光性

 气态烃包裹体组分
石英加大边、裂缝分布 第一期 范围为92.5~111.3 ℃，峰值为103.6 ℃，（测试点n=38） 黄色荧光 CO2
切穿石英及加大边的裂缝、碳酸盐胶结物 第二期 范围为115.2~155.0 ℃，峰值为137.5 ℃，（测试点n=51） 蓝白色荧光 CH4和C2H2
利用与烃类共生的盐水包裹体均一温度，获取不同期次油气成藏峰值温度，结果如图7，山西组1段砂岩储层中石英加大边内包裹体均一温度分布在85~120 ℃、120~175 ℃ 2个连续区间，峰值温度分别为100 ℃，155 ℃；方解石胶结物中包裹体均一温度分布在90~115 ℃、120~145 ℃ 2个不连续区间，峰值温度分别为110 ℃、125 ℃。石英颗粒裂缝（颗粒内裂缝与切穿颗粒裂缝）中包裹体均一温度分布在90~120 ℃、120~155 ℃ 2个连续区间，峰值温度分别为115 ℃、140 ℃，其中，颗粒内裂缝包裹体均一温度以低温为主，而切穿颗粒裂缝包裹体均一温度相对较高。山西组盐水包裹体均一温度总体表现为2个连续的峰温区间，分别为92.5~111.3 ℃、115.2~155.0 ℃，对应油气成藏峰值温度分别为115 ℃、140 ℃。
图7 山西组1段流体包裹体测温数据的统计分布特征

Fig.7 Statistics of inclusions homogenization temperature of the first member of Shanxi Formation

4.2　油气成藏年代学分析

利用与烃类共生的盐水包裹体均一温度，获取第一期至第二期的油气成藏温度。根据包裹体峰温的组合以及包裹体产状、荧光、激光拉曼成分分析，明确了油气成藏温度期次与时序关系，结合埋藏史—热史曲线，可以确定储层内成岩矿物形成和烃类充注的地质年代。
对第一期至第二期的油气成藏温度进行投影，获得了下二叠统山西组的油气成藏年代（图8）。结果表明：晚三叠世—早、中侏罗世（220~170 Ma）山西组发生了第一期油气成藏事件，第二期发生在晚侏罗世—早白垩世（160~100 Ma），至早白垩世山西组地层埋藏最深，热演化程度最大，导致了油气大规模的生成、运移、聚集成藏，晚白垩世以来，鄂尔多斯盆地进入了多旋回的抬升改造阶段（图8）。
图8 山西组1段砂岩差异成岩演化与油气充注时序

Fig.8 Differential diagenetic evolution and hydrocarbon charging period of the first member of Shanxi Formation

5 差异成岩过程

富石英低塑性岩屑砂岩成岩过程比较复杂，早成岩阶段，压实作用导致砂岩原生粒间孔隙逐渐减小。早成岩A阶段，不稳定的长石、岩屑发生溶蚀，产生次生孔隙，沉淀高岭石。早成岩B阶段，碎屑颗粒间开始出现伊/蒙混层黏土矿物。早成岩B阶段末至中成岩A阶段初期，山西组埋深将近3 000 m，温度大于80 ℃，烃源岩进入生烃门限。此时，孔隙度值为20.0%~25.4%，平均值为22.6%，晚三叠世（距今220 Ma）山西组1段天然气开始充注成藏，由于烃类进入储层孔隙，孔隙水呈弱酸性环境，使得颗粒间的溶蚀作用继续进行，同时伴有少量的石英加大边和铁白云石形成。
随着成岩作用继续进行，中成岩A阶段末期，孔隙度平均值为10.5%，利于烃类大规模注入运移。此时，烃源岩逐渐进入成熟阶段。晚侏罗世（160 Ma）山西组1段砂岩进入中成岩B阶段，地层埋深近4 000 m，温度大于140 ℃，烃源岩进入高成熟—过成熟阶段，生成的大量烃类气体开始第二次充注成藏，由于硅质胶结物、铁白云石的生成，导致山西组1段储层砂岩边成藏边致密化，至白垩纪末，孔隙度最终减小为7.4%~11.1%，平均值为9.6%（图8）。
与富石英低塑性岩屑砂岩相比，富塑性岩屑砂岩成岩演化简单，塑性岩屑软压实变形占主导。早成岩A阶段，以机械压实变形为主，孔隙迅速减小，少量的微晶菱铁矿析出。早成岩B阶段，富塑性岩屑砂岩已基本被压实，渗透性变差。第一次烃类充注发生时（晚三叠世，220 Ma），富塑性岩屑砂岩于早成岩阶段受机械压实作用使得孔隙度降低（平均值为15.8%），烃类少量进入。中成岩A阶段有伊/蒙混层、伊利石的形成使孔隙度进一步降低。进入中成岩B 阶段后，第二次烃类充注开始，但由于方解石形成，孔隙度减小为2.9%~10.1%，平均值为4.9%，烃类无法进入储层，后期的溶蚀作用略微增大了孔隙度，最终孔隙度为5.2%（图8）。
钙质致密胶结砂岩在早成岩阶段A期，早期方解石胶结，同时，沉淀少量菱铁矿。在第一期烃类充注之前，因早期碳酸盐矿物大量胶结，孔隙度值迅速降低，相对于富塑性岩屑砂岩，由于储层砂岩致密，烃类未进入其中。第二期烃类充注之前（晚侏罗世，160 Ma），孔隙度为0.5%~5.4%，平均值为1.6%，而后中成岩阶段，烃类和孔隙水不能进入，其他成岩作用不发生（图8）。

6 结论与认识

（1）不同砂岩类型的成岩作用存在一定差异，进而影响了孔隙度的演化过程。富石英贫塑性岩屑砂岩经历早期压实作用后，孔隙度平均值为22.6%，中成岩A阶段胶结作用后，孔隙度平均值为10.5%，为中—低孔渗储层，有利于烃类大规模充注；而富塑性岩屑砂岩、钙质致密胶结砂岩在经过压实作用、胶结作用后，孔隙度迅速减小，平均值分别为4.9%、1.6%，成为特低孔渗储层，部分致密化。
--引用第三方内容--

（2）基于储层砂岩岩相学特征、流体包裹体均一温度、激光拉曼分析，结合埋藏史和热演化史研究，下二叠统山西组1段经历了2个阶段的烃类充注成藏时期。第一期烃类充注发生在距今220~170 Ma（T3—J1-2），由于烃源岩刚进入生烃门限并逐渐成熟，因此，烃类充注强度较弱，且规模较小，捕获烃类包裹体成分为CO2和C2H2。第二期烃类充注发生在距今160~100 Ma（J3—K1），为烃类大规模充注时期，捕获烃类包裹体成分以CH4为主。

（3）富石英低塑性岩屑砂岩成岩—烃类充注过程比较复杂，早成岩阶段压实作用，中成岩A阶段第一期烃类充注，中成岩B阶段胶结作用使孔隙进一步较小，随后第二期烃类大规模充注，边成藏边致密化。富石英低塑性岩屑砂岩与钙质致密胶结砂岩在早成岩阶段后已成为特低渗透储层，第一期烃类充注量较少，中成岩阶段砂岩已致密化，第二期烃类无法进入储层。因此，富石英低塑性岩屑砂岩构成了致密砂岩储层中天然气勘探的甜点区。

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