2017, Vol. 47
, 郭艳琴2, 吴海燕1, 强娟1, 武渝1, 高飞1, 罗腾跃1 2. 西安石油大学 地球科学与工程学院，陕西 西安 710065
2. School of Earth Sciences and Engineering, Xi′an Shiyou University, Xi′an 710065, China
鄂尔多斯盆地是一沉降稳定、扭动明显、拗陷迁移的多旋回克拉通盆地, 由不同时代、不同沉积类型叠合到一起而成，富含石油、天然气、煤炭和铀矿等多种能源[1-2]。其致密砂岩气资源是中国最丰富的盆地之一，且在盆地已发现多个储量超过一千亿方的致密砂岩大气田, 如苏里格、乌审旗、榆林、神木、大牛地等[3]。但是，这些气田主要集中在北部。近年来，随着勘探开发的不断推进, 在盆地南部上古生界取得了天然气勘探的重大突破, 截止2016年年底, 在盆地东南部上古生界探明地质储量为5 198×108 m3, 发现了延安大气田, 打破了长期以来“南油北气”的传统认识, 证明盆地东南部上古生界具有广阔的天然气勘探前景[4]。
延安气田作为鄂尔多斯盆地南部第一个超过千亿方的大气田, 具有物性差, 非均质性强等特点, 众多学者对其储层特征及成岩作用进行了研究[5-7]。研究认为，压实作用和胶结作用使其物性变差, 溶解作用提高了其物性[8], 沉积作用对储层物性起到一定的控制作用[9], 但致密砂岩复杂的微观孔隙结构是影响其渗流能力和气藏富集的主要因素[10-11]，且储层物性的好坏, 直接决定储集性能和产气能力的差异。因此，本文依据薄片、阴极发光、扫描电镜和高压压汞等多种分析化验资料, 从沉积相、岩石类型、粒度大小、微观孔隙结构和成岩作用几方面对物性的影响做了进一步研究, 尤其是不同成岩作用(具体到成岩类型)对孔渗的影响。
1 研究区的地质背景延长探区位于陕西省的延安、子长、延川、延长和甘泉等市县, 构造位于鄂尔多斯盆地伊陕斜坡东南部地区, 面积约1.08×104 km2；上古生界含气层纵向上分布在上石炭统本溪组、下二叠统太原组和山西组、中二叠统的石盒子组以及上二叠统的石千峰组, 其中山西组为主力气层之一[4](见图 1)。山西组自上往下可分为山1和山2两段, 根据沉积旋回其分别又可细分为山11，山12，山13和山21，山22，山23三个小层, 探区内山西组地层厚度在85~110 m, 平均为98 m, 其中山1，山2两段厚度均在50~51 m。
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图 1 鄂尔多斯盆地构造单元划分及延长探区位置图s Fig. 1 Tectonic framework and geographic location of the Yanchang exploration area in Ordos basin |
根据研究区100多口探井、上千块样品的物性分析化验资料的统计结果, 本区孔隙度平均值为5.43%, 主要在1%~12%;渗透率平均值为0.21×10-3 μm2, 主要在(0.01~10)×10-3 μm2, 整体表现为低孔、低渗的储层特征。对山1，山2孔隙度和渗透率分布频率进行分析，结果表明(见图 2), 孔隙度的主峰值均在4%~6%;而渗透率均出现两个双峰值, 分别集中在(0.01~0.05)×10-3 μm2和(0.1~0.5)×10-3 μm2，且山1的孔隙度和渗透率分布频率较山2更偏向高值一侧, 说明山1整体物性相对较好。研究区大部分层段的孔隙度和渗透率呈正相关关系, 但在一些裂缝发育或孔喉连通较好的部位也存在高渗透段。以上分析说明, 本区储层非均质性较强, 物性较差, 孔渗受裂缝和孔喉连通差异的影响和控制[9]。
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图 2 山西组孔隙度、渗透率频率分布图 Fig. 2 Frequency histogram of porosity and permeability distribution of Shanxi formation |
储层的空间类型、形态规模受沉积微相的控制[12]。根据对研究区野外露头的踏勘，结合前人研究可知, 本区山西组沉积环境为南北向辫状河三角洲前缘沉积体系[13-14]。对岩心观察及综合测井相判断，研究区发育水下分流河道、分流间湾、席状砂和天然堤沉积微相, 以水下分流河道和分流间湾为主。各小层河道宽度3~6 km, 砂体厚度4~10 m, 局部少数井可达16 m。水下分流河道，由于水动力较强, 颗粒搬运的距离远, 分选和磨圆较好, 成熟度也高, 因此孔喉之间的连通性也较好, 孔、渗物性好; 到了分流河道间, 水动力减弱, 不能进行长距离的搬运, 泥质或一些粒度细小的碎屑物质在此处沉积, 分选和磨圆较差, 从而使得孔喉之间被细粒物质或杂基等充填, 成熟度相对较低, 孔、渗物性变差。
根据研究区280多个水下分流河道孔渗数据和70多个河道间湾的孔渗数据的统计分析结果(见表 1), 水下分流河道的孔隙度值变化为1.28%~13.63%, 平均为7.04%, 渗透率的变化为(0.006~19.972)×10-3 μm2, 平均为3.365×10-3 μm2; 河道间湾的孔隙度变化为0.81%~8.91%, 平均为4.75%, 渗透率值的变化为(0.004~2.245)×10-3 μm2, 平均为0.511×10-3 μm2。由此可见，水下分流河道的孔渗物性明显优于河道间湾, 尤其是渗透率值, 水下分流河道的平均值是河道间湾的6倍左右。
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表 1 山西组不同沉积微相与孔渗物性对比表 Tab. 1 Reservoir properties of different microfacies of Shanxi formation in study area |
在野外剖面中可以看到，水下分流河道在垂直于流向上呈透镜状, 常发育交错层理和波状层理及冲刷-充填构造或层内变形构造, 侧向则变为河道间的泥质等细粒沉积物; 在岩心中可以看到, 发育于冲刷面之上的是水下分流河道，其为粒度较粗的砂岩，发育于冲刷面之下的是河道间的深色含泥质类粉—细砂岩，两者沉积微相的差异表现出岩性的差异，岩性的不同物性便不同。
整体来看, 不同的沉积微相其孔渗物性差别较大, 水下分流河道孔渗较高, 河道间湾孔渗较差。
3.2 岩石类型及粒度对物性的影响根据全岩X衍射(XRD)、铸体薄片和扫描电镜观察, 对研究区432个薄片资料进行统计, 利用Folk砂岩分类标准得出, 本区以岩屑石英砂岩和岩屑砂岩为主, 其次为石英砂岩(见图 3)。石英质量分数为6%~94%(平均为61.78%), 其中含有少量隧石, 平均质量分数为2%;岩屑质量分数为1%~60%(平均为23.29%), 其中变质岩岩屑含量最多, 沉积岩岩屑和岩浆岩岩屑次之; 长石含量较少, 一般不超过1%(个别井可达15%左右), 且以斜长石为主。分岩石类型对样品的物性进行统计, 结果显示(见图 4):石英砂岩孔隙度在1.4%~12.14%, 平均为6.25%, 渗透率在(0.019~70.820)×10-3 μm2, 平均为9.591×10-3 μm2; 岩屑石英砂岩的孔隙度在1.52%~13.63%, 平均为5.99%, 渗透率在(0.004~3.673)×10-3 μm2, 平均为0.416×10-3 μm2; 岩屑砂岩的孔隙度在0.52%~11.59%, 平均为4.64%, 渗透率在(0.005~0.497)×10-3 μm2，平均为0.081×10-3 μm2。整体上讲，石英砂岩的孔渗物性较岩屑石英砂岩好, 而岩屑砂岩的孔渗物性普遍较差。
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图 3 砂岩类型三角图 Fig. 3 Classification of the sandstone in study area |
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图 4 不同岩石类型孔渗分布散点图 Fig. 4 The relationship between porosity and permeability of reservoir sandstone |
粒度的大小直接决定砂岩的粗细。通常情况下, 孔渗条件好的储层一般发育在磨圆和分选好、粒径较大的砂岩中, 由于此类砂岩经过长距离搬运, 杂基含量低, 孔隙发育, 成岩阶段的酸性流体容易进入储层, 有利于次生溶蚀孔隙形成, 是优质储层发育的主要位置[15]。对研究区岩石薄片进行鉴定，结合4口密闭取心井(Y125，Y178，Y223，Y177)粒度分析结果可知，本区岩石粒径0.10~0.55 mm, 以中—细粒结构为主, 含有少量粗粒结构。通过对粒径中值与孔渗关系的分析可知(见图 5), 随着粒径的增大, 储层的孔隙度和渗透率有变好的趋势，且对渗透率的影响更明显[16]。
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图 5 延长探区山西组粒度中值与孔渗关系 Fig. 5 Relationship of middle grain size and physical property of Shanxi formation in Yanchang exploration area |
通过大量的铸体薄片、扫描电镜和阴极发光微观观察, 对研究区的微观孔隙结构进行了统计和分类。结果显示，本区储层的支撑方式主要为颗粒支撑, 以孔隙、再生-孔隙式胶结为主, 储集空间有残余粒间孔、粒间溶孔、粒内溶孔、晶间微孔和微裂隙。
1) 残余粒间孔。其孔径较大(见图 6A), 直径主要在20~80 μm, 个别可达200 μm, 多呈不规则的多边形存在于骨架颗粒之间；在磨圆、分选较好的石英砂岩中多出现, 对储层渗透率贡献最大。但是，本区粒间残余孔隙发育程度较低，占总面孔率的8%以下。
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A碎屑颗粒表面被黏土薄膜包裹, 见残余粒间孔、铁白云石及自生石英晶体, y177, 山2段(2 647.27 m); B填隙物粒间溶孔、颗粒边缘溶孔, s32, 山2段(2 340.12 m); C长石、岩屑、杂基等粒内溶蚀孔, y765, 山1段(2 254.50 m); D雨痕状石英溶孔, y471, 山1段(2 557.70 m); E石英颗粒大部分溶蚀成铸模孔, y787, 山1段(2 184.68 m); F长石沿节理方向的溶蚀孔, y177, 山1段(2 844.25 m); G针叶状伊利石、书珊状高岭石和混层类晶间孔, y177, 山2段(2 646.07 m); H石英等刚性颗粒网状、树枝状破裂, y787, 山1段(2 183.64 m); Ⅰ溶蚀缝, s44, 山2段(2 347.38 m) 图 6 延长探区镜下显微照片 Fig. 6 Sandstone micrograph of Shanxi formation in Yanchang exploration area |
2) 粒间溶孔。其为碳酸盐、黏土矿物等胶结物或杂基被选择性溶蚀形成的蚕食状或港湾状孔隙(图 6B), 孔径一般在8~45 μm, 通常与粒内溶孔同时出现, 从而大大的提高了储层渗透能力；占总面孔率的50%左右。
3) 粒内溶孔。发育的类型有岩屑溶蚀孔、胶结物溶孔和雨痕状石英溶孔(图 6C，D，E), 溶蚀较强的可形成局部铸模孔, 孔径较小；因长石含量较低, 偶见长石沿节理方向形成的溶孔(图 6F)。此类孔隙占总面孔率的15%左右。
4) 晶间微孔。其为伊利石、高岭石和绿泥石等黏土矿物的晶间微孔(见图 6G)。根据黏土矿物X衍射统计分析, 本区黏土矿物质量分数为1%~29%, 平均为9.5%, 其中伊利石含量最高, 其次为高岭石、伊/蒙混层和绿泥石。其孔径多在1~15 μm, 虽然孔径较小, 但本区黏土矿物含量较高，使其对总面孔率的贡献在20%左右。
5) 微裂缝。其表现为石英等刚性颗粒内部的破裂(见图 6H)，或者为沿着颗粒边缘形成的溶蚀缝(见图 6I)，占总面孔率的10%。
3.3.2 孔隙结构参数与孔渗的关系对山西组取样岩心进行高压压汞实验分析, 分别从孔喉大小、孔喉分选性及连通性3个方面对孔隙结构进行研究(见表 2)。在评价孔喉结构的参数中, 排驱压力的高低, 代表油气进入最大连通孔隙中所需的压力大小; 中值压力是用来评价储层渗透性优劣的，反映油气层产气能力的高低[17]。山1段最大孔喉半径为0.25~1.25 μm, 平均为0.72 μm; 中值半径为0.03~0.39 μm, 平均为0.18 μm; 分选系数为0.10~3.62, 平均为1.41;歪度系数为1.40~2.77, 平均为1.89;排驱压力为0.60~3.00 MPa, 平均为1.29 MPa; 中值压力为1.77~26.27 MPa, 平均为8.09 MPa; 最大进汞饱和度为65.42%~96.46%, 平均为83.86%;退汞效率为19.22%~47.78%, 平均为37.10%。山2段最大孔喉半径为0.20~0.94 μm, 平均为0.52 μm; 中值半径为0.03~0.20 μm, 平均为0.10 μm; 分选系数为0.03~3.09, 平均为1.47;歪度系数为0.22~2.57, 平均为1.66;排驱压力为0.80~3.79 MPa, 平均为2.01 MPa; 中值压力为4.03~22.86 MPa, 平均为10.27 MPa; 最大进汞饱和度为55.47%~87.94%, 平均为77.46%;退汞效率为22.46%~47.35%, 平均为34.76%。研究区山西组孔喉大小整体偏小, 在孔喉的分选和连通性均较一般的情况下, 山1段孔隙结构好于山2段, 表现出高排驱压力、高中值压力、低进汞饱和度、低退汞效率的微吼道型储层特征, 为典型的致密砂岩型气藏。
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表 2 延长探区山西组高压压汞参数 Tab. 2 Characteristics of capillary pressure of Shanxi formation in Yanchang exploration area |
从分析化验样品的孔喉大小、孔喉分选性和连通性参数与储层孔渗之间的关系可以看出(见图 7), 中值半径、最大孔喉半径和歪度系数与孔渗呈明显的正相关; 排驱压力、中值压力和分选系数与孔渗呈明显的负相关。其中，同一类型的结构参数对渗透率的影响更为明显，且反映孔喉大小的最大孔喉半径和反映孔喉连通性的排驱压力与渗透率的相关系数较大, 反映孔喉大小的中值半径和反映孔喉连通性的中值压力与孔隙度的相关系数较大, 相关性更好。这表明，孔喉大小和连通程度对储层物性的好坏起着决定性的作用, 储层的整体宏观物性受微观孔隙结构的影响。
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图 7 延长探区山西组储层结构参数与孔渗关系 Fig. 7 Correlation relation of the major pore parameters to permeability of Shanxi formation in study erea |
根据本区密闭取心分析化验所测得的数据可知, 烃源岩测定的镜质体反射率(Ro)为1.66%~2.65%, 流体包裹体均一温度为100~160℃, 黏土矿物X衍射层间比(S%)在10%~15%。依照以上参数, 结合镜下观察到的颗粒接触类型、孔隙发育特征、黏土矿物转化、成岩作用期次, 根据《碎屑岩成岩阶段划分规范》的要求, 得出山西组处于晚成岩阶段B期[8]。这说明本区经历了比较复杂的成岩作用，形成现今的微观孔隙结构特征。
3.4.1 破坏性成岩作用1) 机械压实作用。压实作用发生于成岩作用的早期, 存在于整个成岩过程, 是储层孔隙度减少的最主要控制因素[18]。本区山西组埋深为2 100~2 700 m, 埋深较大, 从同一口井的深度与孔隙度的关系发现, 随深度的增大, 孔隙度减小, 为明显负相关。另外，碎屑颗粒之间的点线接触到凹凸接触, 局部可见锯齿状接触, 可见本区经受了较强的压实作用, 使得储层的原生粒间孔减小而变得致密。在镜下可见到的现象有:在岩屑砂岩中, 碎屑颗粒的位置被调整后定向紧密排列的现象较普遍；云母局部富集，被压扁、压弯呈条带状；变质岩岩屑等塑性颗粒呈假杂基化，被挤入粒间孔隙中(见图 8A，B)；在石英砂岩中, 石英等刚性颗粒破裂呈网状或树枝状(见图 6H)。由此可见，软组分和硬组分的含量也是影响机械压实作用的重要因素[18]。根据颗粒的密集程度可知，研究区压实作用的强度可达80%~90%。除此之外, 储层中残余粒间孔不发育, 亦是受压实作用的影响所致，其是最为主要的破坏性成岩作用。
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A颗粒定向排列, 软岩屑弯曲变形, 颗粒间成线性接触, 致密结构, y223, 山1段(2 348.15 m); B云母、变质岩岩屑等塑性颗粒呈假杂基化被挤入粒间孔隙中, y177, 山1段(2 594.41 m); C自生石英加大, y125, 山1段(2 590.37 m); D石英自生加大发育, y125, 山2段(2 645.70 m); E粒间孔中镶嵌状的隐晶质微晶石英, y125, 山1段(263 891 m); F长石、火山岩岩屑及凝灰质的伊利石化, y125, 山1段(2 636.42 m); G阴极发光下的铁方解石, y178, 山2段(2 378.08 m); H团块状黄铁矿集合体, y178, 山1段(228 671 m); Ⅰ两期成岩作用下的绿泥石薄膜及充填孔隙的高岭石和伊利石, y125, 山2段(2 683.21 m) 图 8 延长探区山西组砂岩储层镜下显微照片 Fig. 8 Sandstone micrograph of Shanxi formation in Yanchang exploration area |
2) 硅质胶结作用。硅质胶结在鄂尔多斯盆地上古生界各地层中均有发育, 并在山西组含量最高, 它是压溶作用的最直接的表现[19]。通过对上百张薄片照片的观察及鉴定数据的整理可知，大部分石英和部分长石具有次生加大，体积分数为3%, 加大边宽度一般在50 μm以下, 最大可见100 μm。偶见石英小晶体, 说明石英加大可达到II级，少数到III级；围绕石英颗粒呈不规则环边状次生石英加大边(图 8C，D)，或以自形六方双锥晶体状充填在孔隙中(见图 6A), 占据了原始孔隙。另外, 还可见到由早成岩期凝灰质蚀变而来的呈镶嵌状的隐晶质微晶石英(见图 8E)[20-21]。本区石英碎屑含量较高(质量分数大于65%), 强烈的压实作用(压溶作用)下, 石英颗粒产生的游离SiO2为硅质胶结的主要来源[22]。还有，山西组含煤系地层酸性流体的释放, 造成长石的溶解亦可形成硅质胶结[23], 这也是本区长石含量较少的原因之一。虽然硅质胶结支撑了骨架颗粒, 提高了储层的抗压实强度, 一定程度保护了原生粒间孔[24], 但是，由于本区次生加大较发育, 降低了孔隙度, 因此整体来说, 硅质胶结对本区依然是一种破坏性成岩作用。
3) 黏土矿物充填胶结作用。大量的薄片鉴定、阴极发光和扫描电镜观察得知, 研究区以充填形式存在的黏土矿物胶结物有伊利石、高岭石和一些混层类的黏土矿物。受沉积环境和沉积作用的共同影响, 根据黏土矿物的赋存形态和微观结构可鉴别出自生型和蚀变型两种；自生型中, 自生伊利石呈不规则的丝片状、细鳞片状, 自生高岭石呈六面体书珊状、蠕虫状，它们和一些介于二者现象之间的混层类黏土矿物充填孔隙之间(见图 6G)；蚀变型中, 长石、火山岩岩屑等碎屑和凝灰质等杂基蚀变向伊利石化转变现象更多(偶见高岭石的伊利石化), 其中杂基类的伊利石化以充填形式存在孔隙中(见图 8F)。黏土矿物虽然存在一定量的晶间微孔, 但由于其充填在孔隙中, 使得孔隙变得错综复杂, 导致孔隙和吼道的连通性变差, 因此对渗透率的影响最为明显[25]。
4) 铁质碳酸盐胶结作用。山西组煤系地层中不同类型的植物分解后产生大量的腐植酸, 使得研究区早成岩期的碳酸盐胶结物无法保留下来[26]。研究区处于晚成岩B期, 此时成熟的干酪根已转化成烃类, 且早成岩期的碳酸盐矿物、长石、易溶的填隙物等溶蚀消耗了大量的酸性流体[27], 使流体的pH值升高, 从而使孔隙水已由酸性过渡为碱性。因此，研究区主要为晚成岩期的铁方解石，质量分数为2.0%, 其在阴极发光下发橙黄色光, 呈斑点状、团块状、连晶状(见图 8G); 还有少量局部层面富集的粉—细晶粒状铁白云石(见图 6A), 隐晶团块状黄铁矿胶结物充填在剩余的粒间孔隙、次生溶孔和裂缝中(见图 8H), 使得岩石胶结致密, 降低了孔隙度, 导致储层物性变差。
3.4.2 建设性成岩作用对物性的影响1) 溶蚀作用。溶蚀作用是形成次生孔隙的主要方式, 是对储层贡献最大的一种建设性成岩作用。据薄片数据统计和微观镜下观察，研究区的溶蚀作用主要发育在早成岩期和晚成岩A期，在酸性流体作用下的长石、岩屑和泥质等杂基类的溶蚀。由于溶蚀程度不同, 在镜下呈现出的形态也不同, 虽然溶蚀现象普遍, 但发育程度并不高。究其原因，研究区软塑性组分含量较高, 埋深较大, 经历的压实作用和胶结作用强烈, 粒间孔大量损失, 酸性流体不易进入孔隙中, 且易溶长石碎屑含量较低；还有，储层最终所处的晚成岩B期的碱性大环境等, 诸多因素导致本区溶蚀作用有限。但它依然是一种可以改善储层物性的成岩作用。
2) 绿泥石薄膜胶结作用。研究区黏土矿物中绿泥石主要以绿泥石环边薄膜的形式存在。绿泥石薄膜提高了岩石的抗压实性, 并且抑制石英或长石等碎屑颗粒的次生加大[28]。另外, 在镜下还可见到两期黏土矿物的成岩作用, 早期绿泥石垂直于石英颗粒生长, 薄膜厚度在1~10 μm, 晚期伊利石、高岭石充填孔隙(见图 8I)。以上产状的出现, 减小了各类胶结作用对剩余粒间孔的进一步破坏或充填, 同时也保护了孔隙。
4 结论1) 鄂尔多斯盆地延长探区山西组孔隙度分布频率主峰值在4%~6%, 渗透率频率主峰值分别集中在(0.01~0.05)×10-3 μm2和(0.1~0.5)×10-3 μm2, 二者总体呈正相关, 但局部也存在受裂缝影响发育的高孔渗段, 山1段物性较山2段好; 微观孔隙结构中孔隙和吼道的大小及连通性直接决定着物性的优劣，研究区整体孔隙不发育, 物性较差, 表现出典型的致密砂岩型气藏。
2) 不同的沉积相带由于水动力条件、颗粒搬运距离、成熟度等的差异造成孔渗的差异。水下分流河道由于水动力较强, 颗粒搬运距离远, 成熟度高, 因此其孔隙度和渗透率较好; 分流河道间, 水动力减弱, 泥质或一些粒度细小的碎屑物质就地沉积, 导致孔喉之间被细粒物质或杂基等充填, 成熟度相对较低, 孔隙度和渗透率较差。
3) 岩石类型和粒度大小的不同影响了储层的物性。在研究区发育以岩屑石英砂岩和岩屑砂岩为主, 石英砂岩为次的情况下, 石英砂岩的孔渗物性整体较好, 岩屑砂岩的普遍较差, 而岩屑石英砂岩的物性介于二者之间; 砂岩的粒度越粗, 其杂基类细粒物质含量越低, 孔隙发育, 物性相对更好, 反之亦然。另外，粒度对渗透率的影响更明显。
4) 在强烈的压实作用背景下，研究区发育的硅质胶结和晚成岩期的铁质碳酸盐胶结是储层致密、物性差的主要原因。伊利石、高岭石和混层类的黏土矿物充填是影响研究区渗透率的关键性因素。石英颗粒表面的绿泥石薄膜保护了原生粒间孔隙, 而本区有限的溶蚀作用对储层起到一定的改善作用。
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