Natural Gas Geoscience >

2026 , Vol. 37 >Issue 4: 667 - 686

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2025.11.008

Sedimentary characteristics and reservoir quality control factors of hyperpycnal flow for the outcrops of Chang 7 Member in the southern Ordos Basin

  • Jiangshan LI , 1, 2 ,
  • Qing LI , 1, 2 ,
  • Xinlong LI 1, 2 ,
  • Fengqiang QI 3 ,
  • Lang WEN 4
Expand
  • 1. State Key Laboratory of Petroleum Resources and Engineering，China University of Petroleum，Beijing 102249，China
  • 2. College of Geosciences，China University of Petroleum，Beijing 102249，China
  • 3. Jinggong Petroleum Development Group Co. ，Ltd. ，SINOPEC Shengli Oilfield Dongsheng Company，Dongying 257081，China
  • 4. Survey & Design Institute，China Gezhouba Group Co. ，Ltd. ，Wuhan 430070，China

Received date: 2025-09-09

  Revised date: 2025-11-05

  Online published: 2025-11-28

Supported by

The National Natural Science Foundation of China(42372146)

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Abstract

In view of the outcrops of Chang 7 Member in the southern section of Ordos Basin， the characteristics of sedimentation and reservoir quality distribution were studied by field survey and comprehensive testing methods. The research results showed the following. （1） The sedimentary facies types and sedimentary characteristics of hyperpycnal flow are clarified， and the identification marks of hyperpycnal flow are determined. The sedimentary characteristics of the Chang 7 Member include： cross bedding， climbing bedding， reddish-brown mud gravel， yellow-brown cladding mud gravel， reverse-normal grain sequence combination， bimodal characteristics of grain size frequency curve and intra-layer micro-erosion surface. （2） The types of sedimentary microfacies of hyperpycnal flow in the study area are divided， and the difference characteristics of reservoir quality at different scales are clarified. According to the lithology and configuration characteristics， three sedimentary microfacies are divided： branch channel， lobe body and lobe body edge. In terms of architecture characteristics， there are various superposition patterns between sand bodies. The reservoir quality of branch channel microfacies is better than that of lobe body and lobe body edge microfacies. The reservoir quality of sand body with larger thickness of the same sedimentary microfacies is better， and the reservoir quality of the middle and upper parts of single sand body is better than that of the lower part. （3） The controlling factors of the reservoir quality difference of hyperpycnal flow are revealed， and the formation mechanism of the difference is clarified. Reservoir quality is affected by mineral composition， provenance， grain size and sorting， sand body thickness and diagenetic fluid. Feldspar content， grain size， sorting and sand body thickness are the main controlling factors of reservoir quality. Based on the characteristics and differences of diagenetic evolution， eight diagenetic evolution units are established， among which the best reservoirs are developed in the middle and upper parts of the thick sand of the branch channel， the middle part of the thick sand of the lobe body and the middle part of the sandstone of the lobe body edge with tuffaceous sandstone. The research results can provide geological basis for the prediction and potential evaluation of high-quality tight sandstone reservoirs in the Chang 7 Member.

Key words： Hyperpycnal flow; Reservoir characteristics; Chang 7 Member; Ordos Basin

Cite this article

Jiangshan LI , Qing LI , Xinlong LI , Fengqiang QI , Lang WEN . Sedimentary characteristics and reservoir quality control factors of hyperpycnal flow for the outcrops of Chang 7 Member in the southern Ordos Basin[J]. Natural Gas Geoscience, 2026 , 37(4) : 667 -686 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2025.11.008

0 引言

随着油气地质理论和开采技术、开采模式的不断创新，“非常规油气勘探”取得了重大的突破［1-7］。鄂尔多斯盆地延长组6段（简称长6段，下同）—长9段发育典型的湖相致密砂岩储层［8］。长7段沉积时期湖盆面积达到最大，广覆式优质烃源岩与大面积重力流砂体形成了有利的源储配置关系［9］。深水重力流沉积易受地质活动、气候变化影响，砂体分布预测难度大，储层质量分布具有很强的非均质性［10-11］。
异重流（hyperpycnal flow）是一种源自洪水期河口、受重力驱动沿盆地底部流动、以准稳态存在的高密度沉积物重力流［12-14］。近10年来，国内对异重流和异重岩（hyperpycnites）的研究和理解日趋深入［15-16］，异重流携带大量陆源有机质和营养物质进入深水区，为油气生成提供了物质基础，异重流形成的沉积砂体是重要的油气储集层。异重流沉积的研究仍然处于起步阶段，其特殊的沉积机制和典型特征引起了沉积地质学界的重视。异重岩的判别标志以及异重流与砂质碎屑流、浊流等沉积物重力流的区别［17］一直是湖相异重流沉积研究的重点。从发生条件来看，浊流和砂质碎屑流的发生需要三角洲前缘碎屑物质的积累和一定的触发机制（如火山、地震等）［18］，异重流则是来自季节性洪水事件。从流体性质来看，异重流沉积物颗粒主要靠湍流支撑，属于典型的浊流［19］，但在搬运过程中受到洪水水动力条件控制，长时间稳定物质供应形成稳定持续性的兼具牵引流特征的特殊浊流。异重岩的判别标志包括成对出现的逆粒序—正粒序组合、沉积构造、沉积序列和古生物化石等，一部分特征是异重流独有的特征，另一部分则是异重流和砂质碎屑流、浊流都可能发育的特征。粒度特征方面，异重流沉积会出现逆粒序—正粒序组合，代表洪水能量先增强后减弱，而砂质碎屑流经历流体特征转化也会发生粒序的变化，因此单一的粒度变化特征不足以代表异重流特征，然而针对异重岩的激光粒度分析研究指出，在洪水影响下异重流沉积的粒度频率分布曲线会呈现明显的双峰特征，粒度参数与浊流也存在明显的差异。沉积构造方面，异重流和砂质碎屑流都发育块状层理、粒序层理和平行层理，但是发育的部位有所差别，与之对应的，爬升波纹层理和交错层理是异重流发育而砂质碎屑流不发育的［20］，这也成为区分2种重力流的主要特征之一，异重流也发育槽模、层内微侵蚀面等沉积构造；沉积物重力流因其特殊的流动机制多发育“泥砾”沉积构造，不同特征的泥砾也是区分砂质碎屑流和异重流的重要依据，根据触发机制和流动特征，砂质碎屑流裹挟的泥质来自三角洲前缘和前三角洲区域，此区域处于水下较深的部位，泥质多以灰黑色和黑色为主，所以砂质碎屑流沉积中的泥砾以黑色和灰黑色为主［21］；异重流来源于湖盆外部的季节性洪水，携带大量水上暴露环境中的泥质，这些泥质呈红褐色或者黄褐色，同时也会侵蚀深水泥质沉积并且携带黑色或者灰黑色的泥岩撕裂屑，识别的重点在于泥砾的颜色以及泥砾发育的位置，异重流的泥砾的分布多集中在砂体中部区域，此时洪水能量强，携带能力也强，泥岩撕裂屑则主要分布在下部和上部［22-23］。古生物化石方面，异重流携带大量的陆源植物碎屑［24-25］，与砂质碎屑流有着明显的区分。需要注意的是，重力流沉积论证时，既需要明确不同类型重力流沉积的特征，还要论证与三角洲沉积的区别，尽管在许多方面异重流与砂质碎屑流存在差异，但在判断流体类型时仍然要综合沉积背景、沉积构造、岩石结构、沉积序列等特征进行综合分析。
近几年，越来越多的湖相异重流沉积在国内的沉积盆地中被识别出来［24-32］，对于异重流沉积体系的研究愈发完善。针对异重流形成的湖底扇，不同学者对沉积微相和沉积单元的划分尚未达成一致，大致有两类划分方案：一是根据岩相及其组合特征，划分水道、天然堤、朵叶体及侧缘等沉积微相，水道还有主水道和分支水道，或者顺直水道和弯曲水道的细分；二是根据砂体形态和展布特征划分，分为侵蚀沟道、舌状体、朵叶体和席状砂等沉积微相。
有学者在进行研究后认为，长7段也发育异重流，指出厚层叠置的砂岩可能为异重流成因，并根据部分岩心及野外露头沉积现象指出异重流沉积特征及其与其他类型沉积物重力流的区别［33-34］。长7段储层岩石类型以岩屑质长石砂岩、长石质岩屑砂岩和长石砂岩为主［35］。LAI等［36］对长7段致密储层成岩作用类型及成岩过程进行了研究，指出储层经历了早成岩和中成岩阶段，高碎屑石英储层更多保存原始孔隙，成分成熟度高的砂岩次生溶蚀孔隙发育。王良军等［37］和霍宏亮等［38］指出沉积作用对储层孔隙演化有着重要的影响，主要体现在结构成熟度和成分成熟度对于后续成岩作用强度的影响，如岩石颗粒较大、储层厚度大有利于孔隙保存，刚性矿物含量高具有更强的抗压实能力。王良军等［37］还指出，早期油气充注增加抗压实能力、阻止后期胶结物生成，有利于原生孔隙保存。钟红利等［39］研究发现，储层孔隙演化对于含油饱和度存在较为明显的影响。
为了探讨异重流沉积特征及其对储层质量的影响，本文以鄂尔多斯盆地南部剖面长7段为研究对象，通过多种实验手段，对沉积学、岩石学、孔隙结构和成岩作用等特征进行研究，目的是：①明确鄂尔多斯盆地南部剖面长7段异重流沉积特征；②明确异重流沉积储层质量控制因素并阐明储层质量差异形成机理。研究成果可以为长7段致密砂岩优质储层预测与精细勘探开发提供地质依据。

1 地质背景

鄂尔多斯盆地位于中国中部地区，整体形态呈南北长、东西窄的长方形（图1），面积约为32×104 km2，是我国第二大的沉积盆地，盆内油气资源丰富［40-42］。鄂尔多斯盆地处于中国东部构造区和西部构造区的交界处，周围造山带和地堑系统环绕，整体构造平缓，地势西高东低，二级构造不发育，一级构造根据构造形态被划分为6个构造单元：伊盟隆起、渭北隆起、西缘逆冲带、天环坳陷、伊陕斜坡和晋西挠褶带［43-45］。
图1 鄂尔多斯盆地构造单元划分及剖面位置（据文献［22］修改）

Fig.1 Division of structural units of Ordos Basin and the profile location （modified from Ref.［22］）

延长组记录了一个完整的水进—水退的超长期旋回，依据岩性—旋回划分为10段，自下而上为长10段—长1段（图2），盆地南部延长组厚度介于700~1 000 m之间，与上部和下部地层都呈不整合接触。从湖盆扩张—消亡的过程来看，长10段—长7段沉积中期为水进阶段，长7段沉积早期—长1段沉积期为水退阶段［46-47］。受到秦岭造山构造活动的影响，鄂尔多斯盆地长7段沉积期发生了剧烈的构造沉降，形成了广阔的坳陷中心，同时发生了卡尼期暴雨事件，由此形成了2个结果：一是面积广大的蓄水湖盆；二是暴雨洪水冲积形成的异重流沉积物［48-50］。
图2 鄂尔多斯盆地延长组地层综合柱状图（据文献［21，22］修改）

Fig.2 The stratigraphic comprehensive columnar map for Yanchang Formation，Ordos Basin（modified from Refs.［21，22］）

本文研究区位于鄂尔多斯盆地南部，包括位于伊陕斜坡和渭北隆起交界处的瑶曲、衣食村和霸王庄3个主要剖面以及几个次要剖面。

2 样品与实验

野外剖面样品选取：每个点取30 cm长岩石柱样，选取深部15 cm的样品进行后续实验，避免暴露后风化、雨水淋滤对结果产生影响。瑶曲剖面取样24个，编号0—18由下至上取样［图3（a）］，编号22—26亦由下至上取样［图3（b）］；霸王庄剖面采样15个，编号5—19由上至下取样［图3（c）］；衣食村剖面1号点位采样16个，编号1—16由上至下取样［图3（d）］；衣食村剖面2号点位采样13个，编号2—14由上至下取样［图3（e）］。
图3 野外剖面取样点位

（a）瑶曲剖面下部；（b）瑶曲剖面上部；（c）霸王庄剖面；（d）衣食村剖面1号点位；（e）衣食村剖面2号点位

Fig.3 The sampling points in field outcrops

分析测试：镜下薄片观察所用仪器为LeicaDM4500P型偏光显微镜；粒度测试使用Maetersizer3000激光粒度仪完成；X射线衍射全岩及黏土矿物分析使用日本理学TTRⅢ多功能X射线衍射仪完成，毛细管压力曲线测试使用AutoPore Ⅳ 9505压汞仪完成，样品测试前105 ℃烘干至恒重，最高试验压力为200 MPa。

3 沉积特征

3.1　岩相类型及成因解释

根据岩性、粒度和沉积构造等特征，共识别出9种岩相，按照搬运方式的不同分为3种成因类型：砂质底床载荷、砂质悬浮载荷和泥质悬浮沉积。砂质底床载荷成因岩相：交错层理细砂岩相、爬升层理细砂岩相和块状层理细砂岩相；砂质悬浮载荷成因岩相：块状层理粉砂岩相、递变层理细砂岩—粉砂岩相、平行层理粉砂岩相和水平层理泥质粉砂岩相；泥质悬浮沉积成因岩相：块状层理泥岩相和页岩相（图4）。
图4 岩相类型及成因机制

Fig.4 Lithofacies types and genetic mechanism

（1）交错层理细砂岩相，整体呈灰色、灰褐色，岩性以细砂岩为主，少部分碎屑颗粒达到中砂级别，流体向前推移速率较快，发育交错层理，且交错层理多在砂体下部发育，形成微侵蚀界面［图5（a）］。
图5 岩相特征

（a）交错层理细砂岩相，瑶曲剖面；（b）爬升层理细砂岩相，姬家塔剖面；（c）块状层理细砂岩相，瑶曲剖面；（d）块状层理粉砂岩相，瑶曲剖面；（e）递变层理细砂岩—粉砂岩相，姬家塔剖面；（f）平行层理粉砂岩相，旬邑剖面；（g）水平层理泥质粉砂岩相，瑶曲剖面；（h）块状层理泥岩相，衣食村剖面；（i）页岩相，霸王庄剖面

Fig.5 The characteristics of lithofacies

（2）爬升层理细砂岩相，整体以灰色为主，岩性以细砂岩为主，少部分碎屑颗粒达到中砂级别，流体向前推移速率降低，侧向迁移趋势明显，相互作用形成爬升层理，层理面发育泥岩碎屑［图5（b）］。
（3）块状层理细砂岩相，整体有灰色、灰白、灰褐色等多种颜色，岩性以细砂岩为主，块体流搬运，整体层理特征不明显，发育外层黄褐色内部灰褐色、灰色的泥砾［图5（c）］，对下部泥岩仍然存在较微弱的侵蚀。
（4）块状层理粉砂岩相，整体呈灰色、灰白色，岩性以粉砂岩为主，块体流搬运，整体层理特征不明显，发育黄褐色、红褐色泥砾［图5（d）］，对下部泥岩无侵蚀现象。
（5）递变层理细砂岩—粉砂岩相，整体呈灰色，岩性下部细砂岩逐渐过渡到上部粉砂岩，粒序变化明显［图5（e）］，底床载荷过渡到悬浮载荷后快速机械沉降。
（6）平行层理粉砂岩相，整体呈灰白色，岩性以粉砂岩为主，块体流搬运转为悬浮沉降，分异作用形成平行层理，细粒沉积物形成极细泥岩层［图5（f）］。
（7）水平层理泥质粉砂岩相，整体呈灰色、深灰色，岩性以泥质粉砂岩为主，与灰黑色泥岩形成互层，发育水平层理［图5（g）］，悬浮载荷末端沉积物沉降沉积速率较慢。
（8）块状层理泥岩相，整体呈黑色、灰黑色，岩性以泥岩为主，层理特征不明显，含红褐色泥质碎屑，发育植物碎屑及完整的植物叶片［图5（h）］，陆源细粒沉积物机械沉降。
（9）页岩相，整体呈灰黑色，岩性以泥岩为主，发育水平层理，层间页理发育，常见与凝灰岩层互层出现［图5（i）］。

3.2　岩相组合类型

岩相类型的垂向变化反映了沉积动力发生变化。在识别岩相和成因解释的基础上，划分了A、B、C、D共4种岩相组合类型（图6）。
图6 岩相组合类型

Fig.6 lithofacies association types

岩相组合A：底部交错层理细砂岩，中部为块状层理细砂岩，中上部为爬升层理细砂岩，上部是块状层理细砂岩，顶部为灰黑色泥岩［图6（a）］。
岩相组合B：底部块状层理细砂岩，向上是块状层理粉砂岩和递变层理细砂岩—粉砂岩，上部是平行层理粉砂岩，顶部为泥岩［图6（b）］。
岩相组合C：底部是平行层理粉砂岩，向上是含植物叶片的块状层理灰黑色泥岩，中部是块状层理粉砂岩，上部是水平层理泥质粉砂岩与泥岩互层［图6（c）］。
岩相组合D：下部是黑色页岩与凝灰岩薄互层沉积，上部是水平层理泥质粉砂岩与泥岩的互层［图6（d）］。

3.3　异重流特征

异重流作为一种特殊的沉积物重力流类型，受控于季节性洪水事件，有着区别于其他沉积物重力流的特征。依据现有的资料和数据，在沉积构造、沉积序列、粒度特征和微观结构特征4个方面针对异重流特征以及与其他重力流的区别展开讨论。
沉积构造：在层理特征方面，异重流是洪水引发的高密度流体，洪水持续的推移作用使交错层理、爬升层理［图5（a），图5（b）］和漩涡构造等发育［51-52］。与之相对的，砂质碎屑流和浊流主要依靠重力作用推动，会发育一些包卷层理、泄水构造、滑塌变形构造等特征构造，不发育交错层理和爬升层理。泥砾作为重力流沉积的标志性特征，反映了整体搬运、快速沉降的特征，对于泥砾结构特征和颜色的研究发现不同重力流类型的泥砾也具有不同的特征。泥砾的颜色有灰黑色、黄色、黄褐色和红褐色等多种颜色，其中黄褐色、红褐色是反映氧化环境，说明泥质来自三角洲平原或者更靠近物源的陆上环境，灰黑色反映水下还原环境。洪水形成的异重流会携带陆源泥质，形成黄褐色、红褐色的泥砾［图5（d）］，还会存在红褐色的泥质［图5（h）］，砂质碎屑流和浊流则是来源于三角洲前缘沉积物的失稳垮塌，携带的是前三角洲的泥质，形成灰黑色的泥砾或者泥岩撕裂屑。具包壳结构的泥砾，是指泥砾的外层呈黄褐色，内部逐渐向灰色、灰黑色转变，是洪水入湖过程中侵蚀前三角洲泥质形成的，也更说明了外源泥质的特征。因此，泥砾特征也是区分异重流和砂质碎屑流、浊流的重要标志。
沉积序列：沉积序列的变化是反映流动过程和流体性质的重要依据。砂质碎屑流沉积序列下部发育粒序层理，含有泥岩撕裂屑，向上变为块状层理，含有灰黑色的泥砾，顶部常转化为浊流，发育平行层理和水平层理。异重流沉积序列下部发育交错层理，向上逐渐发育爬升层理［图6（a）］，中部以块状层理为主，常见发育泥砾［图6（b）］，上部发育平行层理［图6（c）］，顶部为水平层理泥质粉砂岩向泥岩过渡［图6（d）］。沉积序列的差异反映了砂质碎屑流重力驱动，块体流搬运的特征和异重流洪水能量驱动，兼具牵引流和块体流搬运特征之间的差异。
粒度特征：洪水能量先增强后减弱，携带碎屑物质的能力也相应变化，在单砂体内形成逆粒序—正粒序的粒度变化特征［53-55］，主要体现在两方面：一方面是粒度频率曲线呈现双峰特征，主峰呈现出低—高—低的特征，对应了洪水能量弱—强—弱的变化［图7（a）］；另一方面，单砂体内部垂向上粒度呈细—粗—细的周期性变化，厚层砂体存在多期的复合旋回变化，薄层砂体存在一期粒度变化［图7（b）］，体现了洪水异重流发育过程中能量的波动变化。季节性洪水的规模与持续时间存在很大差异，这也是异重流沉积单砂体厚度变化频繁的原因。
图7 异重流粒度特征

（a）粒度频率分布特征，①、②、③、④分别对应瑶曲剖面、衣食村1号点位、衣食村2号点位、霸王庄剖面；（b）单砂体垂向粒度变化特征，①、②、③分别对应瑶曲剖面、衣食村1号点位、衣食村2号点位3套单砂体

Fig.7 The grain size characteristics of hyperpycnal flow

微观结构特征：从微观尺度能更深入地了解异重流沉积的特征。在薄片观察中，图8（b）—图8（e）分别是单砂体的下部、中部、中上部和上部［图3（a），图3（b）］，可以看出下部砂岩的碎屑颗粒大多数小于100 μm，中部和中上部砂岩的碎屑颗粒大多大于100 μm，从微观尺度体现了洪水异重流能量弱—强—弱的变化。图8（i）、图8（j）分别是单砂体的中部和下部，下部砂岩的泥质含量明显较高，分选也很差，上部砂岩泥质含量少，碎屑颗粒较粗，分选也明显更好。另外，在薄片观察中也发现了碎屑颗粒轻微定向排列的趋势和一条较为清晰的微侵蚀界面［图8（j）］，反映了洪水流动特征及其对下部深水沉积的侵蚀作用。
图8 镜下薄片观察沉积及储层特征

（a）强碳酸盐胶结，分支水道薄砂，瑶曲5号样品（-）；（b）强压实作用，分支水道厚砂下部，瑶曲14号样品（-）；（c）粒内孔及粒间溶孔发育，分支水道厚砂中上部，瑶曲18号样品（-）；（d）残余粒间孔、粒内孔、粒间溶孔，分支水道厚砂中上部，瑶曲24号样品（-）；（e）云母挤压变形，分支水道厚砂中上部，瑶曲26号样品（-）；（f）凝灰质蚀变形成大量自生石英及黏土矿物，强压实作用，朵叶侧缘砂岩下部，衣食村1-2号样品；（g）凝灰质蚀变产生大量次生孔隙，朵叶侧缘砂岩中上部，衣食村1-4号样品；（h）溶蚀裂缝，衣食村1-15号样品；（i）残余粒间孔、粒间溶孔发育，朵叶体边部，衣食村2-2号样品；（j）颗粒定向排列，可见微侵蚀界面和少量粒间溶孔，朵叶体边部，衣食村2-4号样品；（k）云母挤压变形，泥质含量高，分选差，少量粒间溶孔，朵叶体边部，衣食村2-5号样品；（l）粒间溶孔、粒内孔及混合成因孔，朵叶体中部，衣食村2-11号样品

Fig.8 The sedimentary and reservoir characteristics observed under thin sections in the microscope

3.4　构型特征

依据异重流的沉积特征，结合野外剖面沉积构型特征刻画，划分了3种异重流沉积微相类型：分支水道、朵叶体和朵叶侧缘（图9）。分支水道呈现多种叠加样式，由于异重流侧向迁移较为频繁，朵叶体与分支水道也存在不同程度的切叠接触，朵叶体也存在侧向拼接和叠加，朵叶侧缘砂体多为孤立的单砂体与深水泥页岩共同沉积。
图9 异重流沉积微相类型及构型特征

Fig.9 Types of sedimentary microfacies and architecture characteristics of hyperpycnal flow

3.5　异重流沉积模式

季节性洪水携带大量陆源沉积物在河口处形成异重流，进入半深湖—深湖区域，初始阶段洪水能量强，异重流沉积具有明显的侵蚀沟道特征，分支水道发育洪水推动作用形成的交错层理和爬升层理，块状层理砂岩中发育红褐色泥砾和具黄褐色包壳的泥砾等陆源物质，砂体呈现垂向叠加、侧向拼接、斜列叠加和侧向摆动叠加等多种叠加样式；随着洪水能量减弱，侧向流动趋势明显，形成朵叶体，重力驱动特征明显，发育块状层理和平行层理，含少量泥砾，河道与朵叶体侧向拼接或垂向切叠，也有朵叶体侧向拼接；洪水能量继续减弱，更细粒的沉积物发生沉降，形成递变层理和水平层理，块体搬运携带的泥质和植物碎屑等也同时沉积形成块状层理泥岩（图10）。
图10 鄂尔多斯盆地南部长7段异重流沉积模式

Fig.10 Sedimentary model of hyperpycnal flow for Chang 7 Member in southern Ordos Basin

4 储层特征

4.1　岩石学与矿物学特征

XRD分析结果显示，分支水道和朵叶体砂岩矿物以石英（27.30%~39.8%，平均为34.08%）、长石（12.3%~48.6%，平均为33.45%）为主，分支水道砂岩碳酸盐矿物含量较高（9.2%~45.1%），黏土矿物含量平均为14.2%，朵叶体砂岩黏土矿物含量较高（16.5%~37.9%），碳酸盐矿物含量不同样品之间差异较大，发育少量赤铁矿，平均含量为1%；朵叶侧缘砂岩矿物以石英（43.6%~66.2%，平均为58.68%）为主，长石含量平均为15.6%，黏土矿物含量平均为23.73%（图11）。
图11 不同沉积微相矿物组成

Fig.11 Mineral composition of different sedimentary microfacies

分支水道和朵叶体微相岩性都是以岩屑长石砂岩为主，少量长石岩屑砂岩，含凝灰质的朵叶体及朵叶侧缘微相岩性以凝灰质细—粉砂岩为主，凝灰质含量普遍超过15%［图8（f），图8（g）］。砂岩成熟度较低，分选较差［图8（k）］至中等［图8（d），图8（e）］，磨圆度以次棱为主［图8（b），图8（c）］，显示近物源特征且搬运距离相对较短，胶结类型以基底式胶结为主［图8（a），图8（b）］，颗粒接触方式以线接触为主，少量发育点接触和凹凸接触方式，表明经历了较强的压实作用。

4.2　储集空间类型

铸体薄片鉴定结果显示，研究区储层主要发育5种孔隙类型，分别是残余粒间孔、粒间溶孔、粒内孔、凝灰质蚀变孔和微裂缝。
残余粒间孔：储层经过强烈的压实作用和胶结物填充，原生粒间孔损失严重，残余粒间孔隙多呈三角形或不规则形状，孔隙半径介于10~100 μm之间，孔隙连通性较好［图8（d），图8（i）］。粒间溶孔：长石、岩屑边缘溶蚀，沿颗粒边缘分布，填隙物中不稳定组分被溶蚀形成粒间溶孔，可见剩余难溶蚀部分，多与残余粒间孔连通，形成混合成因孔隙［图8（l）］。粒内孔：主要是长石溶孔，溶蚀程度强弱不同，溶蚀强度弱的在长石颗粒上形成零散分布的小溶蚀孔，孔隙之间连通性较差［图8（d），图8（l）］；凝灰质蚀变孔：凝灰质蚀变后生成的孔隙。溶蚀微裂缝：研究区裂缝类型以溶蚀缝为主，分布范围大，连通性好［图8（h）］。

4.3　孔隙结构

从高压压汞曲线特征可以看出，不同孔径大小的喉道均有发育，表明储层的孔隙喉道分布具有较强的非均质性，基于曲线形态特征的差异，划分了3种孔隙结构类型：Ⅰ类、Ⅱ类和Ⅲ类。Ⅰ类孔隙结构：平均孔喉半径为0.184~0.503 μm，均质系数介于0.170~0.328之间，相对分选系数为3.092~10.589，孔喉分布相对较为均匀，孔喉大小分布偏于粗孔喉，分选系数为1.538~2.412，孔喉结构好，储层质量好［图12（a）］。Ⅱ类孔隙结构：平均孔喉半径为0.059~0.116 μm，均质系数介于0.220~0.325之间，相对分选系数为13.975~28.062，孔喉分布相对较不均匀，孔喉大小分布偏于中孔喉，分选系数为1.479~1.816，孔喉结构较差，储层质量一般［图12（b）］。Ⅲ类孔隙结构：平均孔喉半径为0.016~0.032 μm，均质系数介于0.220~0.293之间，相对分选系数为42.889~57.137，孔喉分布不均匀，孔喉大小分布偏于小孔喉，分选系数为1.044~1.574，孔喉结构差，储层质量差［图12（c）］。
图12 不同孔隙结构类型高压压汞曲线特征

Fig.12 Characteristics of high pressure mercury injection curves for different pore structures

4.4　异重流沉积对储层特征的影响

沉积微相、构型位置、储层物性和孔隙结构类型的统计结果（表1）显示，异重流沉积在不同尺度对于储层质量的特征有着明显的影响。
表1 储层质量特征

Table 1 Characteristics of reservoir quality

样品编号 沉积微相 构型位置 孔隙度/% 渗透率/（10-3 μm2） 孔隙结构类型
YQ-18 分支水道 厚砂中上部 8.82 0.352 Ⅰ类孔隙结构
YQ-22 分支水道 厚砂中上部 9.43 0.396 Ⅰ类孔隙结构
YQ-24 分支水道 厚砂中上部 9.87 0.512 Ⅰ类孔隙结构
YQ-26 分支水道 厚砂中上部 9.03 0.397 Ⅰ类孔隙结构
YS-1-4 朵叶侧缘 厚砂中上部 9.44 0.465 Ⅰ类孔隙结构
YS-1-6 朵叶侧缘 厚砂中上部 8.58 0.328 Ⅰ类孔隙结构
YS-2-11 朵叶体 厚砂中部 7.52 0.256 Ⅰ类孔隙结构
YQ-14 分支水道 厚砂下部 6.33 0.274 Ⅱ类孔隙结构
YS-2-2 朵叶体 厚砂中部 5.86 0.238 Ⅱ类孔隙结构
YS-2-4 朵叶体 厚砂中部 5.24 0.262 Ⅱ类孔隙结构
YS-2-5 朵叶体 厚砂边部 5.48 0.247 Ⅱ类孔隙结构
YS-2-12 朵叶体 厚砂边部 3.43 0.205 Ⅲ类孔隙结构
YQ-4 分支水道 薄砂下部 2.79 0.158 Ⅲ类孔隙结构
YQ-5 分支水道 薄砂中部 2.44 0.132 Ⅲ类孔隙结构
YS-1-2 朵叶侧缘 薄砂下部 2.83 0.207 Ⅲ类孔隙结构
BWZ-12 朵叶侧缘 薄砂下部 3.38 0.116 Ⅲ类孔隙结构
一是沉积微相之间的差异，分支水道微相主要发育Ⅰ类孔隙结构，储层物性也明显优于朵叶体微相，主要是随着异重流向湖盆中心推进，整体粒度变小，砂体厚度变薄。
二是单砂体之间的差异，几乎所有的Ⅰ类孔隙结构和Ⅱ类孔隙结构都发育在厚度较大的单砂体中，薄层砂岩的储层质量都相对较差，厚度大的砂体碎屑颗粒粒度更大，泥质含量更低。季节性洪水形成的不同期次的异重流的流量和能量有很大差异，流量和能量大的异重流携带更大的碎屑颗粒，含有更少的泥质含量，形成了厚度更大的砂体。薄片观察和孔隙度渗透率数据显示，碎屑颗粒更大、泥质含量更低的储层中保留了更多的原始孔隙，溶蚀作用也更发育，具有更高的孔隙度和渗透率，多发育Ⅰ类和Ⅱ类孔隙结构。
三是单砂体内部的差异，在厚层砂岩中，中上部［图8（d）］的粒度比下部［图8（b）］的粒度更大，泥质含量也是边部更高［图8（j），图8（k）］。与之对应的，边部的砂岩经历了更强的压实作用［图8（b）］，溶蚀作用弱，孔隙不发育，中部的砂岩抗压能力强，溶蚀作用也更普遍［图8（l）］。岩性为凝灰质砂岩的朵叶侧缘沉积微相，凝灰质蚀变孔隙使得孔隙度和渗透率偏高，在凝灰质砂岩的单砂体内部，显示了相似的规律，仍然是中部砂岩［图8（g）］储层质量优于边部砂岩［图8（f）］，主要是边部砂岩粒度小，分选差，抗压实能力弱，蚀变孔隙在后续压实作用下损失。

5 储层质量控制因素

5.1　矿物组分

石英、长石和黏土矿物是研究区储层普遍发育的三类矿物，矿物含量与孔隙度、渗透率的交会图可以看出，石英和长石的含量与孔隙度和渗透率呈正相关关系，石英与孔隙度和渗透率相关系数在0.1左右，长石与孔隙度和渗透率相关性系数在0.4左右；黏土矿物含量与孔渗呈负相关关系，研究区储层黏土矿物含量与孔隙度和渗透率呈负相关关系，与孔隙度相关系数为0.251 1，与渗透率相关系数为0.246 9（图13）。
图13 石英、长石及黏土矿物含量与孔隙度和渗透率交会图

Fig.13 The intersection diagram of the contents of quartz， feldspar and clay mineral between porosity and permeability

5.2　物源供给

鄂尔多斯盆地长7期存在5个物源区，东北、西南物源占主导地位，西北、西部和南部物源是次一级物源，西南物源石英含量高于长石，南部物源区以碎屑岩为母岩类型［56］，由于同时期的火山活动，长7段大规模发育凝灰岩，形成的凝灰岩储层具有较好的油气显示［57-58］。已有的凝灰质砂岩储层特征研究认为凝灰质的蚀变作用对于储层质量有着重要的影响，总体上来说以正向影响为主［59-64］。根据薄片观察结果，南部几个剖面来自于南部物源，凝灰质含量分布不均可能是局部火山灰富集形成了岩性特殊的异重流沉积，储层质量好的凝灰质砂岩中发育大量的蚀变孔隙［图8（g）］，受压实作用较强的差储层蚀变孔隙较少［图8（f）］。不同物源轻矿物的含量也有差异，长石易发生溶蚀，长石含量可能影响储层质量。

5.3　粒度与分选

粒度与分选对储层质量的影响主要体现在影响抗压实能力的强弱，对溶蚀作用的强度也有一定的影响。粒度均值与孔隙度、渗透率的交会图可以看出，粒度与储层物性呈正相关关系，相关系数低于0.5；分选系数是反映砂岩分选度好坏的指标，系数越小代表分选越好，与孔隙度、渗透率交会图可以看出，分选系数与储层物性呈负相关关系，说明分选与储层物性呈正相关关系，并且相关系数均大于0.7，说明分选对于储层质量的影响更为显著（图14）。
图14 粒度及分选系数与孔隙度和渗透率交会图

Fig.14 The intersection diagram of grain size and sorting ratio between porosity and permeability

5.4　砂体厚度

野外剖面的优势是可以直观显示储层物性的分布规律，孔隙度和渗透率数据以及孔隙结构类型都说明高储层质量发育在厚层砂体的中上部，下部砂体的储层物性则要稍差（表1）。这种结果是异重流沉积影响下压实作用和溶蚀作用强度不同造成的。压实作用：薄片观察中，异重流沉积侵蚀下部泥岩，边部砂体泥质含量升高，分选变差，抗压能力变差，孔隙发育变少［图8（k）］，中上部砂岩相对抗压能力强可以保留孔隙，储层质量较好。溶蚀作用：中上部保留孔隙的砂岩后续溶蚀作用更明显，发育更多的孔隙［图8（d），图8（l）］，相对地，下部较少保留孔隙的砂岩溶蚀孔隙发育较少［图8（j）］。凝灰质砂岩也存在相同的规律，边部的砂岩孔隙不发育，储层质量差，中部的砂岩孔隙发育，储层质量好。

5.5　成岩流体

研究区部分砂岩储层碳酸盐胶结非常发育，强碳酸盐胶结严重堵塞孔隙和喉道［图8（a）］，对储层有明显的破坏作用。不稳定组分溶蚀、黏土矿物相互转化、凝灰质蚀变和白云岩、变质岩岩屑溶蚀等过程为碳酸盐胶结提供了充分的物质和环境基础［65-66］。ZHOU等［67］通过研究指出“钙壳”发育模式，认为碳酸盐胶结在砂体边部更为发育。然而上述理论都不足以解释研究区碳酸盐矿物的分布规律，部分砂岩甚至不发育碳酸盐矿物。可能的原因是：高含碳酸盐成岩流体参与了储层的成岩进程，基于粒度和分选对储层的影响，分支水道砂岩是良好的运移通道，成岩流体沿通道运移，朵叶体砂岩毛细管力增大，只有部分成岩流体进入，形成了弱碳酸盐胶结，朵叶侧缘则发育最少的碳酸盐胶结。

5.6　储层质量主控因素

结合多因素对储层质量特征的影响，进行储层质量主控因素分析。结果认为，长石含量、粒度、分选和砂体厚度是储层质量的主控因素，其中粒度、分选和砂体厚度受控于异重流能量、流量和沉积特征的影响，长石含量则是受到物源供给的影响。
在矿物组分中，大多数样品石英含量和黏土矿物含量无明显差异（图11），相关性分析也显示石英含量和黏土矿物含量与储层物性的相关性较低，因此，石英含量和黏土矿物含量不是主控因素。长石含量与储层物性的相关性较好，长石溶蚀孔隙发育较多［图8（d）］，是影响储层质量的主控因素之一。粒度和分选与储层物性的相关性很好，薄片观察也显示了粒度大、分选好的砂岩发育更多的孔隙，也对应储层质量更好的Ⅰ类孔隙结构。砂体厚度取决于洪水能量的强弱，反映了异重流沉积的特征，洪水能量强，携带的碎屑物质粒度更大，泥质含量更少，形成的砂体厚度也更大，这也是粒度和分选控制储层质量的基础，因此，砂体厚度是很重要的储层质量控制因素之一。

6 储层演化特征

从孔隙结构特征来看，储层最终可划分为三类，然而形成同类孔隙结构的储层演化过程有较大差异。依据储层质量控制因素，划分8个成岩演化单元（图15）：①分支水道厚砂中上部、②分支水道厚砂下部、③分支水道薄砂、④朵叶体中部、⑤朵叶边部、⑥凝灰质砂岩中上部、⑦凝灰质砂岩下部及⑧朵叶侧缘。分支水道厚砂中上部和朵叶体中部都是颗粒较大、分选较好的储层，抗压能力强，后期溶蚀作用明显，岩性为凝灰质砂岩的朵叶侧缘砂体中上部分选较好，蚀变孔隙大量保留，这三类成岩演化单元形成Ⅰ类孔隙结构的优质储层；分支水道厚砂下部和朵叶体边部颗粒较大，但分选较差，抗压能力弱，后期溶蚀作用不明显，孔隙保留较少，这两类成岩演化单元形成Ⅱ类孔隙结构的一般储层；分支水道薄砂碳酸盐强胶结，岩性为凝灰质砂岩的朵叶侧缘砂体下部及其余朵叶侧缘砂体都是粒度小、分选差，经历强压实作用，这三类成岩演化单元形成Ⅲ类孔隙结构的差储层。
图15 鄂尔多斯盆地南部长7段异重流储层演化示意

Fig.15 The reservoir evolution of hyperpycnal flow for Chang 7 Member in southern Ordos Basin

7 结论

（1）鄂尔多斯盆地南部剖面长7段异重流沉积识别出9种岩相类型，4种岩相组合类型，交错层理细砂岩相、爬升层理细砂岩相和块状层理细砂相岩属于底床载荷成因；块状层理粉砂岩相、递变层理细砂岩—粉砂岩相、平行层理粉砂岩和水平层理泥质粉砂岩相属于悬浮载荷成因；块状层理泥岩相和页岩相属于泥质悬浮沉积。
（2）异重流沉积典型沉积特征包括：交错层理、爬升层理、红褐色泥砾及具黄褐色包壳的泥砾，逆粒序—正粒序组合、粒度频率分布曲线呈双峰特征，微观尺度上：泥质含量、分选和粒度变化特征，碎屑颗粒轻微定向排列趋势，微侵蚀界面；沉积构型方面，分支水道呈现垂向叠加、侧向拼接、斜列叠加和侧向摆动叠加等多种叠加样式；分支水道与朵叶体侧向拼接或垂向切叠，也有朵叶体之间的侧向拼接；朵叶侧缘与深水泥岩接触。
（3）异重流砂岩储层发育5种储集空间类型：残余粒间孔、粒间溶孔、粒内孔、凝灰质蚀变孔和溶蚀微裂缝。根据毛细管力曲线形态特征划分了Ⅰ类、Ⅱ类和Ⅲ类3种孔隙结构，Ⅰ类、Ⅱ类孔隙结构对应的是较为优质的储层。不同沉积微相之间，不同单砂体之间以及单砂体内部储层质量分布都受到异重流沉积特征的影响。
（4）储层质量主要受到矿物组分、物源供给、粒度、分选、砂体厚度和成岩流体等多种因素的影响，其中长石含量、粒度、分选和砂体厚度是储层质量的主控因素。划分了8个成岩演化单元，分支水道厚砂中上部、朵叶体砂岩中部形成Ⅰ类孔隙结构，岩性为凝灰质砂岩的朵叶侧缘中部也发育Ⅰ类孔隙结构；分支水道厚砂下部和朵叶体砂岩中上部及中下部形成Ⅱ类孔隙结构；分支水道薄砂、朵叶体砂岩边部及朵叶侧缘砂岩形成Ⅲ类孔隙结构，岩性为凝灰质砂岩的朵叶侧缘砂体边部也发育Ⅲ类孔隙结构。

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