2. 中国地质大学构造与油气资源教育部重点实验室;
3. 中国地质大学资源学院
2. Key Laboratory of Tectonics and Petroleum Resources, Ministry of Education, China University of Geosciences;
3. School of Earth Resources, China University of Geosciences(Wuhan)
致密砂岩气是一种赋存于低渗透致密砂岩储层中的天然气，在全球范围内广泛分布[1]。美国早在20世纪便率先开展大规模致密砂岩气田的研究与开发，且成果显著[2]。相比之下，我国致密砂岩气勘探起步较晚且进展缓慢[3]。但近年我国相继在鄂尔多斯、四川、塔里木等主要盆地取得重大突破，表明我国致密砂岩气资源潜力巨大，勘探开发前景广阔[4-5]。
目前，针对致密砂岩气的研究多聚焦于储层发育特征，由于其低孔低渗的特征，相较于常规储层，在沉积与成岩演化、矿物组分及孔隙结构类型等方面具有明显的差异[6-8]。近年来，许多学者聚焦鄂尔多斯、四川、准噶尔盆地致密砂岩，从成岩演化、沉积、构造等角度，深入研究其储层发育特征、控制因素和储层致密化过程等，并得到一定认识。诸多研究结果表明，砂岩储层的原始物性受控于沉积环境的发育状况，发育水下分流河道和河口坝等沉积微相的储层具有较好的物性特征，可作为发育优质储层的沉积基础[9-12]。而作为影响储层发育关键因素的成岩作用也是当前致密砂岩储层研究的重点和难点，不同成岩作用对孔隙结构演化的控制作用具有较大差异。通常压实和胶结作用会促进砂岩储层的致密化，降低储层物性，而成岩作用中的有机质热解生烃与溶蚀等作用能够改善储层物性，增加孔隙数量；除此之外，也有学者研究认为大气淡水的地表淋滤作用会增加砂岩储层中次生溶蚀孔隙的数量，改善储层物性[12-16]。同时，构造作用形成的裂缝对于改善储层物性也具有一定的作用[17-19]。
针对鄂尔多斯盆地致密砂岩储层的研究，早期多集中于中部大型致密砂岩气田的三叠系延长组、二叠系上石盒子组、下石盒子组与山西组等层系，近些年由于勘探重心逐步向边缘延伸，神府区块已然成为新的勘探重点，而对于其主力层系二叠系太原组、石炭系本溪组致密砂岩的研究相对较少，已有的研究主要是围绕着研究区上古生界致密砂岩的成藏特征展开研究工作[20-24]，但是对于致密砂岩储层的发育特征及控制因素的研究相对较为薄弱，有待进一步加强。
本文通过偏光显微镜、铸体薄片、扫描电镜、高压压汞等方法，结合前人研究分别从岩石学特征、储层物性特征、成岩作用等视角对研究区储层的发育特征展开研究，分析讨论影响致密砂岩储层发育主控因素，旨在对该区太原组、本溪组储层有更加深入的认识，为该区煤系致密砂岩气的高效勘探开发提供科学依据。
1 研究区勘探概况神府区块位于鄂尔多斯盆地东北部的边缘地带，在构造位置上，横跨伊陕斜坡东北部和晋西挠褶带北部，与神木、大牛地两个大气田相邻，构造较为简单，整体呈现北高南低，东高西低的北东方向抬升的单斜构造[21-22]（图 1a）。该区勘探主力层为上古生界致密砂岩层，自下而上发育本溪组、太原组、山西组、下石盒子组、上石盒子组和石千峰组，沉积演化从海陆过渡相转向陆相，沉积厚层的砂岩，发育低产、特低丰度、中浅层、特大型致密砂岩气藏，具有较大的勘探潜力[23-24]。神府区块主要含气层位为山西组二段、太原组一段、太原组二段和本溪组一段。其中，本溪组主要发育障壁—潮坪相，太原组主要发育浅水三角洲相（图 1b），岩性主要为岩屑砂岩，孔隙度主要变化范围为4%~10%，渗透率主要集中在0.1~0.45mD之间，含气饱和度在43%~68%，试气效果良好。2022年在神府区块中南部以本溪组、太原组为目标层系完钻探井20口，探明砂岩致密气储量200×108m3，2023年加大神府区块东南部砂岩气勘探，落实探明天然气储量超100×108m3。四年来临兴—神府新增天然气探明—控制储量约为900×108m3，由2019年探明储量约为2000×108m3上升到2023年约为2800×108m3，实现跨越式增长，进一步深化勘探的潜力巨大。
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图 1 鄂尔多斯盆地神府区块本溪组—太原组勘探成果与地层柱状图（据文献[21, 25]修改） Fig. 1 Exploration results and stratigraphic column of Benxi Formation–Taiyuan Formation in Shenfu block, Ordos Basin (modified after references [21, 25]) |
通过对神府地区X-07，X-09，X-11等18口井太原组与本溪组岩石样品的铸体薄片镜下鉴定分析，储层主要岩石类型有岩屑砂岩、长石岩屑砂岩和岩屑石英砂岩；本溪组石英含量高，而太原组长石含量相对较高，石英含量减少，岩屑含量增加。其中，本溪组储层主要发育石英砂岩、岩屑石英砂岩（图 2），成分成熟度相对较高，石英相对含量主要集中分布在79%~95%之间，岩屑含量分布在5%~29%之间，岩屑主要以变质岩岩屑和沉积泥质岩屑为主；长石含量相对较少，显示出贫长石特征，所含黏土矿物种类丰富，主要发育伊利石和高岭石。太原组储层岩石类型以岩屑砂岩为主，其次为长石岩屑砂岩和岩屑石英砂岩，含有少量的长石砂岩和石英砂岩（图 2）；相对本溪组，岩石成分成熟度偏低，石英含量为34%~88%，岩屑含量为11.9%~52%，主要以变质岩岩屑为主，其次为岩浆岩岩屑和少量云母及泥岩岩屑；长石含量较本溪组有所增加。此外，太原组钾长石多发生高岭石化，高岭石含量增加，高岭石伊利石化大量发生，伊利石含量相应增加，黏土矿物以伊利石和高岭石为主，还发育少量的伊/蒙混层。
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图 2 鄂尔多斯盆地神府区块太原组—本溪组岩石类型三角图 Fig. 2 Triangular diagram of rock types in Taiyuan Formation-Benxi Formation in Shenfu block, Ordos Basin |
根据研究区储层铸体薄片、扫描电镜分析结果，本溪组储层颗粒间以线接触—缝合接触为主（图 3a），分选中等—较好，磨圆以次圆状为主，颗粒支撑为主，杂基不发育；太原组储层颗粒间则多为点—线接触（图 3b），分选中等，磨圆中等，多为次圆—次棱角状，多见颗粒支撑，杂基含量中等。进一步分析确定，太原组—本溪组致密砂岩储层受到了强烈的压实作用，原生孔隙发育较差，主要发育粒内溶孔、粒间溶孔、基质溶孔、晶间孔、微裂缝等，孔隙多被黏土矿物、硅质胶结物填充，主要发育纳米级的微孔和介孔（图 3c—i）。原生孔隙由于强压实作用发育局限，主要为残余粒间孔和残余粒内孔，为后期酸性流体的侵入提供了通道，促进了碎屑颗粒以及填隙物的溶蚀作用；次生孔隙是最重要的孔隙类型，在研究区发育广泛，包含岩屑溶孔、长石溶孔、高岭石晶间孔、杂基溶孔等，这些孔隙的孔径一般较小，但其连通性相对较好；微裂缝对储集空间的贡献不大，但它可以将相对孤立的孔隙联通起来，极大提升了储层的渗透率，形成裂缝型储层[22, 26-27]。
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图 3 鄂尔多斯盆地神府区块太原组—本溪组主要孔隙特征图片 Fig. 3 Microscopic photos of main pore types in Taiyuan Formation-Benxi Formation in Shenfu block, Ordos Basin （a）X-24井，1885.65m，本溪组，颗粒间凹凸接触，铸体薄片，25×；(b) X1-11-1D井，2121.26m，太原组，颗粒间点—线接触，铸体薄片，12.5×；(c) X-17井，2071.3m，太原组，基质溶孔，铸体薄片，50×；(d) X-17井，2106.55m，本溪组，微裂缝，铸体薄片，50×；(e) X-36井，2036.02m，本溪组，残余原生孔隙，铸体薄片，50×；(f) X-36井，1970.18m，太原组，粒内溶孔，铸体薄片，100×；(g) X-07井，2005.5m，本溪组，粒间溶蚀孔隙中充填鳞片状高岭石和丝片状伊利石，扫描电镜；(h) X-09井，1794.81m，太原组，长石沿解理溶蚀产生微裂隙，扫描电镜；(i) X-38井，2236.42m，本溪组，粒间孔隙内充填鳞片状高岭石，扫描电镜 |
通过对研究区太原组、本溪组的高压压汞测试结果进行描述与统计分析发现（图 4），本溪组及太原组压汞曲线均呈现出一种两端较陡，主进汞阶段较为平缓，进汞时间较长的特征，且太原组相较本溪组主进汞段斜率更低，进汞时间更长。其中，本溪组最大进汞饱和度介于65.03%~87.6%，平均为76.94%，太原组最大进汞饱和度介于45.55%~ 73.99%，平均为62.67%，表明储层孔喉连通性中等，存在一定数量的孤立、无效孔隙；本溪组排驱压力介于0.50~1.97MPa，平均为1.43MPa，分选系数介于0.81~2.17，平均为1.51，太原组排驱压力介于0.14~3.77MPa，平均为1.11MPa，分选系数介于0.72~2.86，平均为1.70，储层孔喉结构相对稍差，且具有一定的非均质性；本溪组孔隙中值半径介于0.042~0.28μm，平均为0.15μm，退汞效率介于38.34%~62.85%，平均为49.42%，太原组孔隙中值半径介于0.048~0.23μm，平均为0.13μm，退汞效率介于28.43%~44.59%，平均为36.51%（表 1、表 2），储层整体孔径较小，但太原组退汞效率较本溪组更低，说明太原组孔喉分布不均。结合铸体薄片与扫描电镜观察，发现本溪组与太原组孔隙形态较为复杂，孔径均较低，主要表现出细—中喉道形态，总体上为偏细喉道型；但相比之下，太原组的孔喉结构更为复杂。
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图 4 鄂尔多斯盆地神府区块太原组（a）、本溪组（b）压汞曲线及孔喉半径 Fig. 4 Mercury injection curves and pore throat radius in Taiyuan Formation (a) and Benxi Formation (b) in Shenfu block, Ordos Basin |
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表 1 鄂尔多斯盆地太原组致密砂岩压汞测试数据统计表 Table 1 Statistics of mercury injection test data of tight sandstone reservoir in Taiyuan Formation, Ordos Basin |
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表 2 鄂尔多斯盆地本溪组致密砂岩压汞测试数据统计表 Table 2 Statistics of mercury injection test data of tight sandstone reservoir in Benxi Formation, Ordos Basin |
对神府地区X-02，X-03，X-17等16口井的太原组384个砂岩样品和本溪组123个砂岩样品的孔隙度与渗透率数据进行分析表明，本溪组孔隙度分布于0.3%~12.9%之间，平均为7.5%，渗透率分布于0.001~5.47mD之间，平均为0.71mD；太原组孔隙度分布于0.2%~15.7%之间，平均为7.04%，渗透率主要集中在0.001~8.21mD，平均为0.84mD（图 5a、b），属于典型的中、低孔—低渗、特低渗致密碎屑岩储层。但本溪组与太原组储层孔渗关系具有显著差异（图 5c），太原组孔—渗参数之间存在一定的正相关关系，反映了原生孔隙对储集空间具有一定的主导作用，而本溪组孔—渗参数之间相关性很差，揭示了储层孔渗受后期改造影响较大。根据铸体薄片和扫描电镜观察分析发现，本溪组岩石内部高岭石大量发育，充填了粒间孔隙使得渗透率下降，同时高岭石晶间孔的发育导致孔隙度增大，溶蚀作用和微裂缝的发育也会对储层孔渗造成影响，导致孔隙度与渗透率偏离线性关系[28-29]。综上，本溪组后期裂缝—溶孔发育，使其有效储集能力优于太原组。
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图 5 鄂尔多斯盆地神府区块本溪组及太原组储层物性分布(a、b)及孔渗相关性(c) Fig. 5 Physical properties of Benxi Formation and Taiyuan Formation reservoirs in Shenfu block (a, b) and relationship between porosity and permeability (c) |
鄂尔多斯盆地神府地区太原组—本溪组储层砂岩成岩作用类型复杂，包括压实、胶结以及溶蚀作用，其中压实与胶结作用可能对储层造成不利影响，而溶解作用的发生则一定程度上改善了储层的孔隙结构，此外绿泥石薄膜的存在也起到了一定的积极影响。
3.1 压实作用研究区砂岩受压实作用影响，岩性较为致密，碎屑颗粒多见线—凹凸接触（图 6a），且石英和长石等刚性矿物颗粒表面可见裂纹，塑性颗粒物质如岩屑、云母碎片等，已经被强烈的压实作用挤压变形，发生弯曲，泥质大量充填了粒间孔隙（图 6b），导致储层的孔隙度大幅降低。石英颗粒等抗压能力较强的物质的存在，一定程度上可以支撑缓解压实作用对粒间孔隙的破坏，但随着压实作用的进一步增强，这种作用逐渐减弱，且石英含量过多，其后期发生次生加大作用也会降低储层的物性[30-33]。
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图 6 鄂尔多斯盆地神府区块太原组—本溪组成岩特征图片 Fig. 6 Diagenesis of Taiyuan Formation-Benxi Formation reservoirs in Shenfu block, Ordos Basin （a）X-09井，1909.96m，本溪组，颗粒间凹凸接触，铸体薄片，25×；(b) X-17井，2106.55m，本溪组，云母碎片定向分布，受压变形现象明显，铸体薄片，50×；(c) X-36井，2039.28m，本溪组，铁白云石胶结碎屑，白云石交代铁白云石，铸体薄片，100×；(d) X-09井，1796.99m，太原组，铁方解石和方解石胶结物，铸体薄片，100×；(e) X1-27-1D井，2156.90m，太原组，石英次生加大，铸体薄片，100×；(f) X-36井，2037.02m，本溪组，绿泥石薄膜，铸体薄片，50×；(g) X-16井，2025m，太原组，鳞片状高岭石充填粒间孔隙，扫描电镜；(h) X-16井，2023.03m，太原组，丝片状伊利石、次生加大石英和方解石充填粒间孔隙，扫描电镜；(i) X-17井，2105.11m，本溪组，丝片状伊利石胶结充填粒间孔隙，扫描电镜 |
前人研究指出，胶结物的存在确实对储层的孔渗造成了破坏作用，但适量的胶结物存在对储层原生孔隙及粒间孔的保护也起到了一定的建设作用，但超过一定限度后，孔隙度开始随着胶结物的增加而降低[27]。
研究区本溪组、太原组胶结作用发育，胶结物类型丰富，碳酸盐胶结、硅质胶结、黏土类胶结等均有发育。碳酸盐胶结物主要有：方解石、铁方解石、白云石、铁白云石等，它们主要占据了孔隙的位置，堵塞喉道，破坏了储层的物性；但另一方面方解石等碳酸盐矿物的存在可以阻碍压实作用的进行，有利于原生孔隙的保存（图 6c、d）。硅质胶结物主要是石英的次生加大作用，充填了粒间孔隙，破坏了喉道结构，降低了储层的孔渗性（图 6e）。黏土类胶结物类型较为丰富，主要是伊利石和高岭石，绿泥石和伊/蒙混层相对不发育，常与其他矿物共生；其中绿泥石多均匀围绕在颗粒的表面形成绿泥石薄膜（图 6f），它一方面可以抑制石英的次生加大作用，另一方面可以充当岩石格架，增加了岩石的抗压实能力，保护了原生孔隙和粒间孔隙[34-36]；而高岭石多为鳞片状，伊利石则多呈丝状（图 6g—i），充填粒间孔和粒间溶孔，破坏原始孔隙。
3.3 溶蚀作用溶蚀作用是改善研究区储层物性的最关键因素，溶蚀作用形成的大量次生孔隙，是致密砂岩区域优质储层发育的基础[20]。研究区长石颗粒、火山碎屑物质和高岭石的发育为溶蚀作用提供了物质基础，本溪组和太原组厚煤层生烃热演化过程中产生的大量酸性流体是主要的流体介质，东缘紫金山隆升引起的岩浆活动及后期冷却产生的流体也提供了一定的流体基础，这些流体为后期反应产物的运移提供了载体。
溶蚀作用产生的次生孔隙是主要的储集空间。长石溶孔是研究区最发育的溶蚀孔隙（图 7a—c），长石颗粒经过酸性流体的溶蚀，沿解理面发生强烈溶蚀，形成粒内溶孔、粒间溶孔，铸膜孔等大直径孔隙，且储层一些溶蚀孔隙因为强烈的溶蚀作用而彼此连通提高了储层的渗透率，但溶蚀作用产生的高岭石微晶在被流体运移的过程中容易在相对孤立的孔隙中停留，堵塞孔隙和喉道，破坏储层的孔隙结构；其次高岭石形成的晶间孔也对储层起到了一定的建设作用（图 7d—f），提高了储层的孔隙度，且高岭石的伊利石化体积减小也对储层物性起到了一定积极作用，前人对鄂尔多斯盆地的研究中发现高岭石产生的粒间孔隙体积可达高岭石含量的25%~34%；火山碎屑的含量较少，且一般对孔隙结构起负面作用，但其易溶成分发生溶蚀作用可以产生次生孔隙，增加储层的孔隙度。
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图 7 鄂尔多斯盆地神府区块太原组—本溪组砂岩溶蚀孔隙发育特征图片 Fig. 7 Development characteristics of dissolution pores in Taiyuan Formation-Benxi Formation sandstone reservoirs in Shenfu block, Ordos Basin (a) X1-27-1D井，2156.90m，太原组，长石溶孔，铸体薄片，100×；(b) X-39井，2122.63m，本溪组，长石溶孔，铸体薄片，50×；(c) X-09井，1796.99m，太原组，长石溶孔，铸体薄片，25×；(d) X-36井，2037.02m，本溪组，高岭石晶间孔和绿泥石薄膜，铸体薄片，100×；(e) X1-27-1D井，2205.60m，本溪组，高岭石晶间孔，铸体薄片，100×；(f) X-30井，2071.88m，本溪组，高岭石晶间孔，铸体薄片，100× |
研究区本溪组长石含量较少，主要发育高岭石晶间孔；太原组长石含量相对较多，长石溶孔更为发育。但溶蚀孔隙的含量与长石、高岭石和火山碎屑的含量也不是完全的正相关关系，当其含量超过溶蚀作用的上限时，过多的高岭石和火山碎屑就会充填粒间孔隙，对储层孔渗产生破坏作用。
3.4 构造作用构造活动的发生，多伴随着断层及微裂缝的生成，而微裂缝及层间断层一定程度上改善了储层的物性。微裂缝一般不能极大改善储层的孔隙度，但它可以将相对孤立的孔隙和由于喉道较小不能渗流的孔隙连通起来，增加储层的渗流能力，有利于油气运移；同时它也可以作为一定的储集空间，储集油气；此外它还可以为酸性流体提供运移通道，促使溶蚀作用的发生[37]。在神府区块本溪组及太原组，压实作用强烈，孔隙相对封闭，喉道也多为极细—细微孔喉，微裂缝及层间裂缝的存在极大程度地改善了其渗透率（图 8），同时为神府区块东部紫金山岩浆侵入活动产生的酸性流体提供了运移通道，促进了本溪组及太原组溶蚀作用的发生，产生了许多次生孔隙，尤其是高岭石晶间孔、长石溶孔和基质溶孔。
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图 8 鄂尔多斯盆地神府区块太原组—本溪组砂岩微裂缝发育特征图片 Fig. 8 Development characteristics of micro fractures in Taiyuan Formation-Benxi Formation sandstone reservoirs in Shenfu block, Ordos Basin (a) X-72井，2015.35m，太原组，裂缝，铸体薄片，100×；(b) X1-27-1D井，2205.60m，本溪组，裂缝，铸体薄片，25×；(c) X-14井，2100.54m，太原组，微裂缝，铸体薄片，100×；(d) X-30井，2065.51m，本溪组，裂缝，铸体薄片，50×；(e) X-07井，2005m，本溪组，微裂缝，铸体薄片，25×；(f) X-24井，1887.65m，本溪组，裂缝，铸体薄片，25× |
除了构造活动之外，成岩作用和岩石自身性质改变也会产生一定的微裂缝，但数量远不及构造活动影响下产生的裂缝。中生代以来，鄂尔多斯盆地经历了从大型陆内盆地到西倾单斜坡再到整体隆升的构造演化，周缘发育多条深大断裂，对神府区块裂缝及层间断层的发育起主要作用；同时，紫金山抬升及岩浆侵入活动虽然也对研究区储层微裂缝生成产生了一定的积极影响，但由于神府区块距离紫金山主要活动区相较临兴区块较远，其影响力有所下降[38-40]。受区域应力影响，裂缝的发育地区、数量、发育程度均具有较强的不均匀性，距离构造活动中心较近的区域微裂缝更为发育。
3.5 成岩阶段划分根据成岩作用与自生矿物生成次序进行分析，结合《碎屑岩成岩作用划分》标准（SY/T 5477—2024）[41]，研究区太原组—本溪组的致密砂岩储层主要处于中成岩阶段B期（图 9）。
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图 9 鄂尔多斯盆地神府区域太原组—本溪组致密砂岩成岩阶段划分 Fig. 9 Division of diagenetic stages of Taiyuan Formation-Benxi Formation tight sandstone reservoirs in Shenfu block, Ordos Basin |
（1）早成岩阶段A期。该阶段孢粉颜色多为淡黄色，古地温低于65℃，有机质未成熟。此阶段机械压实作用是主要的成岩过程，对储层孔隙结构的改造最为显著，导致云母形变，碎屑颗粒定向排列，或被早期绿泥石包裹等。此外，该阶段黏土矿物的主要成分为蒙皂石，但也有部分黏土发生蚀变并向混层黏土转变，此时砂岩孔隙类型多为粒间孔。
（2）早成岩阶段B期。较早成岩A期孢粉颜色变深，为深黄色，古地温升高，但未超过85℃，有机质处于半成熟阶段。此阶段地层受到压实作用和早期绿泥石环边胶结作用的双重影响，同时黏土矿物开始向伊/蒙混层转变，孔隙类型主要为粒间孔（包括原生及残余粒间孔）。
（3）中成岩阶段A期。较早成岩阶段，该阶段有机质更加成熟，古地温明显升高，介于85~140℃，孢粉颜色主要以橘黄色和棕色为主。孔隙类型除了原生粒间孔外，还可见次生孔隙；同时少量有序的伊/蒙混层变为完全有序混层，少量的片状自生绿泥石及伊利石开始出现。研究区的上、下石盒子组、山西组以及少量地区太原组处于该阶段。
（4）中成岩阶段B期。该阶段属中成岩阶段晚期，孢粉颜色进一步加深，有机质处于高成熟阶段，古地温介于140~175℃。该阶段有机质热演化生烃产生大量的有机酸溶蚀长石和碳酸盐胶结物形成了大量的溶蚀孔隙，且CO2开始大量生成；片絮状伊利石和片丝状伊/蒙混层是该阶段主要的黏土矿物。该阶段主要包括太原组和本溪组，以及部分地区山西组。
4 致密砂岩优质储层发育主控因素 4.1 沉积微相控制有利储集砂体的分布沉积环境的差异受到沉积作用的直接控制，导致不同沉积微相、岩石的碎屑组分以及粒度存在明显不同，进而造成储层发育特征具有明显差异性[30-31]。太原组主要发育三角洲前缘水下分流河道、河道侧翼、河口坝等沉积微相（表 3），河口坝与远沙坝在本区并不常见；而本溪组主要发育潮汐水道沉积微相，沙坪以及泥坪沉积微相发育程度较低（图 10）。
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表 3 鄂尔多斯盆地神府地区太原组—本溪组沉积相类型表 Table 3 Statistics of sedimentary facies types in Taiyuan Formation-Benxi Formation in Shenfu block, Ordos Basin |
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图 10 鄂尔多斯盆地神府地区太原组—本溪组沉积微相图 Fig. 10 Sedimentary microfacies of Taiyuan Formation-Benxi Formation in Shenfu block, Ordos Basin |
太原组三角洲前缘水下分流河道多发育中砂岩和细砂岩，粒度自下而上逐渐变细、交错层理发育，测井曲线形态呈箱形和钟形。神府地区X1-39井取心井段沉积微相分析表明（图 11），主要发育两期水下分流河道，间夹分流河道侧翼沉积。水下分流河道岩性主要为灰色—灰白色中砂岩、细砂岩，偶夹泥质条带，发育羽状、板状交错层理，对应的孔隙度平均为9.3%，渗透率平均为0.049mD；河道侧翼主要岩性为灰色含砾细砂岩，具有板状层理，对应的孔隙度平均为6.7%，渗透率平均为0.016mD，三角洲前缘水下分流河道沉积微相砂岩的孔渗性与含气性较河道侧翼均较好，表明水下分流河道是太原组沉积储层的主要发育有利区。
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图 11 鄂尔多斯盆地神府地区X1-39井太原组一段沉积微相特征图 Fig. 11 Sedimentary microfacies characteristics of the first member of Taiyuan Formation in Well X1-39, Shenfu block, Ordos Basin |
本溪组潮汐水道岩性主要为中砂岩、中细砂岩以及细砂岩，粒度自下而上逐渐变粗，具有反旋回粒序特点，主要发育羽状交错层理、板状层理，测井曲线形态主要为箱形和钟形。由图 12可知，取心井段主要发育一期潮汐水道与泥坪沉积微相。潮汐水道岩性主要为深灰色—灰色中砂岩、灰色中细砂岩及细砂岩，发育裂缝以及黄铁矿结核，具有板状层理和羽状交错层理，对应的孔隙度平均为10.8%，渗透率平均为0.81mD，且具有较好的含气性特征，继而可以确定潮汐水道是研究区本溪组沉积储层的有利发育区。
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图 12 鄂尔多斯盆地神府地区X-07井本溪组一段沉积微相特征图 Fig. 12 Sedimentary microfacies characteristics of the first member of Benxi Formation in Well X-07, Shenfu block, Ordos Basin |
前人研究指出，成岩作用对储层物性既有正向的建设性作用，也有破坏储层物性的作用。其中，溶蚀作用会导致大量溶蚀孔隙的形成，继而改善储层物性，具有积极作用；而压实、胶结以及充填作用会导致储层物性变差。因此在储层成岩演化过程中，成岩作用的两面性从根本上决定了储层物性的优劣[12-16]。
研究区太原组—本溪组压实作用强烈，原生孔隙的残余基本上被全部破坏，塑性杂基与云母完全变形，碎屑组分紧密接触导致岩石致密，颗粒间发生凹凸接触，极大地破坏了储层物性。但压实减孔的程度还取决于储层内部刚性和塑性颗粒的含量高低。石英含量作为刚性颗粒，在压实过程中具有一定的支撑作用，保护孔隙不被破坏；根据石英含量与孔隙度的关系可知（图 13a），高石英含量的砂岩其孔隙度也比较高。研究区太原组—本溪组致密砂岩储层内部除发育大量刚性颗粒外，还发育部分塑性颗粒，在压实过程中很容易被压缩，产生弯曲变形而造成原生孔隙被破坏，导致其数量减少。
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图 13 鄂尔多斯盆地神府地区致密砂岩孔隙度与石英（a）、岩屑含量（b）关系图 Fig. 13 Relationship between porosity of tight sandstone and quartz content (a) and lithic content (b) in Shenfu block, Ordos Basin |
除压实作用外，胶结作用也会导致储层物性变差。研究区目的层段胶结作用比较常见，如从孔隙中方解石的沉淀析出、石英次生加大作用等都会堵塞孔隙。研究区胶结作用包括碳酸盐胶结、黏土矿物胶结以及硅质胶结，其中碳酸盐胶结多发育于砂—泥边界，在研究区内部致密砂岩胶结物含量最高，如X-36井2039.28m与X-09井1796.99m深度段中储层物性较差均是由碳酸盐胶结作用（白云石及方解石矿物胶结）造成的；X1-27-1D井2156.90m深度段内砂岩储层物性降低则是由于硅质胶结及石英次生加大的影响；X-36井2037.02m深度内储层物性则是由于溶蚀孔隙内部自生黏土矿物胶结，沉淀大量自生高岭石，堵塞溶蚀孔隙导致储层物性变差。
与压实、胶结作用不同的是，溶蚀作用会改善储层物性。研究区煤系烃源岩已经处于成熟—高成熟阶段，在生烃热演化过程中会产生大量的有机酸，溶蚀太原组和本溪组砂岩储层，形成大量的溶蚀孔隙。通过选取研究区目的层典型井样品结合PACS软件统计其溶蚀孔面孔率并绘制相关关系图（图 14），发现溶蚀孔面孔率与总孔隙度之间存在明显的正相关性，表明溶蚀作用形成的次生溶蚀孔一定程度上促进了储层总孔隙度增长。斜长石与岩屑等溶蚀矿物对溶蚀作用具有重要影响，根据全岩衍射实测结果发现，研究区目的层斜长石含量低，而岩屑含量较高，笔者通过统计分析发现，岩屑含量与其孔隙度之间存在着一定的负相关关系，随着岩屑含量的逐渐降低，样品孔隙度明显增加（图 13b），表明岩屑溶蚀作用产生的溶蚀孔隙是储层孔隙度的主要组成部分。
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图 14 溶蚀孔隙面孔率与总孔隙度的关系 Fig. 14 Relationship between surface porosity of dissolution pores and total porosity 样品数据源于井：X-09，X-11，X1-13，X1-16，X-32，X-39，X-04，X-37，X1-39，X1-11-1D。 |
绿泥石薄膜的发育对有利储层的形成起到一定的正向建设作用。基于铸体薄片等相关资料发现，研究区本溪组绿泥石薄膜较为发育，一定程度上阻碍了石英、高岭石等矿物就近胶结或沉淀，从而保留了原始孔隙，为后期流体运移及溶蚀作用的发生奠定了基础。然而，研究区太原组绿泥石薄膜发育程度较低，阻碍作用小，黏土矿物的大量析出、沉淀堵塞了孔隙，造成储层渗透率的下降。此外，研究区硅质胶结相对发育程度低，推测是由于绿泥石薄膜阻碍石英次生加大。
综上所述，储层主控因素可排序为：沉积相 > 压实作用 > 胶结作用 > 溶蚀作用 > 绿泥石薄膜。沉积环境对研究区储层的分布具有最强烈的控制作用，其通过水动力条件、物源供应及古地理格局决定了沉积物类型、结构及空间展布特征，从而影响了优质储层分布。同时储层物性受成岩作用序列影响显著，压实作用为成岩主导作用，大量破坏了原始孔隙结构；其次为胶结作用，碳酸盐或硅质胶结加剧孔隙损失并占据了流体运移通道；而溶蚀作用因研究区酸性流体活动有限，对次生孔隙的贡献相对微弱；绿泥石薄膜受矿物含量影响也是局部发育，影响微弱。
5 优质储层分布特征 5.1 储层分类综合考虑了孔喉中值半径、孔隙度、渗透率、储集空间类型、有利沉积相带将储层类型分为Ⅰ类、Ⅱ类和Ⅲ类储层。Ⅰ类储层物性最好，主要发育岩屑石英砂岩和岩屑长石砂岩、溶蚀孔隙和微裂缝，平均孔隙度为10.60%，平均渗透率为1.3mD，最大孔喉半径0.672μm；Ⅱ类储层物性相对较差，主要发育长石岩屑砂岩、粒间溶孔和晶间孔，平均孔隙度为8.6%，平均渗透率为0.34mD，最大孔喉半径0.199μm；Ⅲ类储层物性最差，主要发育岩屑长石砂岩、残余粒间孔和粒内溶孔，平均孔隙度为5.1%，平均渗透率为0.02mD，最大孔喉半径0.056μm（表 4）。
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表 4 不同储层类型的物性特征与孔隙结构特征表 Table 4 Summary of physical properties and pore structure characteristics of various types of reservoirs |
根据神府地区的储层分类标准，对储层的分布进行了分类评价（图 15）。研究区以Ⅲ类储层分布最广，其次为Ⅱ类储层，而Ⅰ类储层仅为零星分布，其分布占研究区面积的3%~7%，Ⅱ类储层占10%~30%。太原组一段的Ⅱ类有利储层区块主要集中在解家堡东南部，受到水下分流河道的控制（图 15a）；本溪组的Ⅱ类有利储层区块则相对连续，连片式集中在栏杆堡南部及东南部等潮道发育地区，受到潮道的控制（图 15b）。整体而言，从平面上来看，研究区有利储层主要沿水下分流河道和潮道发育。沉积相控制着主要厚层砂体的展布，从而控制了优质储层的分布和发育情况，两者之间有着十分良好的对应关系。
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图 15 神府地区太原组—本溪组优质储层分布图 Fig. 15 Distribution of high-quality reservoirs in Taiyuan Formation-Benxi Formation in Shenfu block |
（1）神府地区本溪组及太原组砂岩储层主要为石英砂岩、岩屑石英砂岩和长石岩屑砂岩，为中、低孔—低渗、特低渗致密碎屑岩储层；其储集空间类型主要为粒内溶孔、粒间溶孔、晶间孔、基质溶孔及微裂缝，其次为原生残余孔，喉道多呈细—中型喉道。本溪组致密砂岩的储集能力要优于太原组。
（2）本溪组及太原组砂岩储层处于中成岩阶段的B期；压实作用与部分胶结作用对砂岩储层具有破坏性的成岩作用，会造成储层物性变差；而高刚性颗粒含量的砂岩，溶蚀作用、构造作用与绿泥石薄膜对于致密砂岩储层具有建设性的成岩作用，改善储层物性。
（3）太原组—本溪组优质砂岩储层的发育主要受沉积微相和成岩作用的共同影响，三角洲水下分流河道、河口坝和潮汐水道控制有利砂体的发育和分布；处于成熟—高成熟热演化阶段烃源岩生成的有机酸增强了溶蚀作用和溶蚀孔隙的形成；太原组—本溪组优质储层主要分布在解家堡东南部与栏杆堡南部水下分流河道与潮汐水道沉积微相发育地区。
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