引言

鄂尔多斯盆地是中国大型叠合盆地之一，油气藏类型多样，盆地上古生界主要勘探目的层系为二叠系下石盒子组和山西组。鄂尔多斯盆地中北部包括苏里格气田东缘、乌审旗气田、榆林气田西区，勘探面积约9000 km²(图 1)。山西组山1段和下石盒子组盒8段是盆地中北部上古生界主要储集层。本地区山1-盒8段为富含同沉积火山物质的砂岩，这些砂岩遭受沉积期火山作用和沉积后多期强烈成岩作用的双重影响，其填隙物与普通的陆源碎屑岩相比往往呈现类型多样、组分复杂、成岩演化程度高等特点。本区山1-盒8段砂岩现今处于晚成岩B亚期，局部为C亚期，埋深约2800~3000 m，为一套低孔低渗的致密河道砂体(孔隙度3%~9%；渗透率0.1~0.6 mD)，以岩屑砂岩和岩屑石英砂岩为主。在强烈的压实背景下，原生孔隙大量消失，储集空间以粒间溶孔与微溶孔、粒内溶孔为主，同时还发育有少量晶间孔。此类致密砂岩中的填隙物残留量、类型、成岩变化等特征与各类溶孔的发育程度密切相关。

前人对盆地二叠系储层的成岩作用研究较多^[1-7]，但是专门针对此类储层填隙物的研究却相对较少。在对区内山西组和下石盒子组岩石特征、成岩作用、储层特征作过详细研究后，本文重点探讨了该区山1-盒8段砂岩中填隙物的特征及其对储层发育的影响。

1 沉积背景

研究区为河流背景，其中山1期发育曲流河沉积环境，盒8期发育辫状河沉积环境。晚古生代期间盆地北缘曾发生多期强烈的火山活动，火山喷发作用产生的炙热状态的火山碎屑和火山灰，或由大气流携带一定距离降入沉积区，或直接落入沉积水体，再经河流水体的淘洗、搬运以及初步水解作用成为砂岩的重要组分^[8-9]。较粗的火山碎屑夹杂于石英碎屑颗粒间成为本区主要的岩屑类型。一部分细微的火山物质作为重要的最原始的填隙物充填于碎屑颗粒间，广泛分布于该区山1-盒8段。

2 填隙物类型及特征

一般来讲，填隙物包括杂基和胶结物，它们是沉积和成岩作用的综合产物。本区山1-盒8段砂岩中填隙物有同沉积火山灰、黏土矿物、碳酸盐胶结和交代物、硅质胶结物、细云母屑、泥屑、碳屑等。火山灰以及陆源黏土物质(部分细云母屑和碳屑)是最原始的填隙种类，它们从沉积期就充填于碎屑颗粒间。而孔隙中的碳酸盐胶结和交代物、硅质物、蚀变形成的黏土矿物则随着沉积后成岩环境的变化而改变。

2.1 同沉积的火山灰填隙物

通过对149块薄片的观察，以及大量扫描电镜分析，发现本区山1-盒8段砂岩中火山灰填隙物的结构、成分等大多已经发生了不同程度的改变(图 2)。同沉积的火山灰因为未经过长时间的搬运、风化时间短，保留了较多的不稳定组分，成熟度很低，这就为后期的蚀变、交代以及埋藏溶解提供了物质保障，主要表现有：火山玻璃的脱玻化、火山灰黏土化(高岭石化、绿泥石化、水云母化)、火山灰的碳酸盐化、火山灰的硅化。火山玻璃从开始进入沉积水体到后来地下流体的多种介质条件下都可能发生物质成分的转变或流失而失去玻璃质的特征。火山灰降落到水动力条件弱的溢岸或沼泽中，hfill pH值较低，有机质相对丰富，有利于火山灰向高岭石转化^[10]，并且保持了良好的原始形态。而落入pH较高的河道中的火山灰则首先遭受水解作用并经过一定距离的搬运，使得火山灰的原始形态被改造或消失(图 2d)。

2.2 孔隙中的方解石胶结和交代物

当碱性-中基性火山碎屑物质掉入河流与湖泊中，Ca²⁺、Mg²⁺就开始参与水解反应，这种水解反应一直持续到浅埋藏阶段。由于大气环境、有机质因喜氧细菌作用引起的氧化反应等能提供CO₃^2-或HCO^3-，因此，在早成岩期流体进入孔隙同碱性-中基性火山灰填隙物表面的Ca²⁺、Mg²⁺发生反应而产生方解石交代现象^[11-15]。具体表现为填隙物中的火山灰部分被交代，呈现出蚕食状。方解石胶结物在本区山1-盒8段砂岩孔隙中大量出现，晶体表面明亮、晶形好，有时可见双晶，染色薄片观察这类方解石基本为铁方解石。铁方解石胶结物形成于晚成岩期，较少遭受到流体溶蚀，充填于孔隙之中极大地降低了孔隙度，使得岩石更加致密(图 2a)。

2.3 硅质填隙物

硅质填隙物主要是指火山灰硅化产物、自生石英、重结晶硅质，以及石英次生加大边。火山灰在与沉积水体或地下流体作用后容易发生硅化或碳酸盐化，这是本区砂岩的一大特点，其反应式如下：

$ \text{CaC}{{\text{O}}_{3}}+{{\text{H}}_{\text{2}}}\text{O+C}{{\text{O}}_{2}}+{{\text{H}}_{2}}\text{Si}{{\text{O}}_{\text{4}}}\rightleftharpoons \text{Si}{{\text{O}}_{2}}+\text{C}{{\text{a}}^{2+}}+2\text{HCO}_{3}^{-1}+2{{\text{H}}_{\text{2}}}\text{O} $

该反应为可逆反应，当介质pH值小于9时，发生火山灰的硅化；当介质pH值大于9时，发生火山灰的碳酸盐化^[11]。火山灰往往硅化不彻底，还保留着火山灰的大量残余和形态。

硅质胶结和重结晶的SiO₂来源主要有以下几种方式：来自于火山物质的溶解和蚀变产生的SiO₂；来自石英或其他硅质碎屑压溶产生的SiO₂；来自于层内黏土矿物蚀变析出的SiO₂；来自于层外泥岩蚀变经压实随流体进入砂岩孔隙的SiO₂。

其中火山物质溶解蚀变和层外泥岩释放的SiO₂是硅质胶结和重结晶的主要来源。酸性火山物质和火山玻璃中含有大量的硅质，这些SiO₂一经溶解便进入流体，使流体中含大量硅质成分。泥岩中含有丰富的黏土矿物，而黏土矿物本身是一种由不同结构层组成的含水硅酸盐或铝硅酸盐，在蚀变过程中必然有硅质成分释放出进入流体，经压实进入邻近砂岩中为硅质胶结提供物质来源。

胶结和重结晶石英有两种：微显晶质细粒石英和显晶质自形石英。微显晶质细粒石英多为混圆状、串珠状，一般生长于微孔隙中，是被溶火山物质残余硅质再次胶结而成。显晶质自形自生石英多自形良好、颗粒粗大，多生长于较好的溶孔中。一些自形较好颗粒较大的自生石英易与碎屑石英混淆(图 2b)。

区内山1段的石英次生加大强度较低，而盒8段较严重。在石英含量不高的储层中，由于石英的次生加大边减少了部分孔隙空间，但它却抑制了压实作用对储层的损害，增强了抗压性。重结晶的微显晶质细粒石英和显晶质的自形自生石英晚于石英次生加大边的形成。石英次生加大边所需要的SiO₂主要是由强烈的压实作用下邻近的石英颗粒间经压溶析出的SiO₂来提供，从而生产了大量的叠复石英。根据薄片观察和X衍射数据统计得出，碎屑石英含量越高，石英次生加大越严重。当碎屑石英含量大于65%时，次生加大边相连而呈现“假线接触”和“假凹凸接触”，说明了次生加大边所需要的SiO₂主要由石英压溶作用产生的游离态SiO₂所提供。

2.4 黏土矿物填隙物

本区山1-盒8段砂岩中的黏土矿物填隙物主要为高岭石、绿泥石和伊利石。它们可能是由物源区携来在沉积时就已经填充于砂岩孔隙中，或是在成岩期孔隙中次生的产物。

2.4.1 高岭石填隙物

本区高岭石有两种成因：蚀变型和析出型。蚀变型高岭石一般又分为杂基蚀变型和碎屑蚀变型，填隙物以杂基蚀变型为主。杂基蚀变型高岭石主要是指孔隙中细粒火山灰的蚀变。火山灰落入水体中首先发生水解反应，形成SiO₂和Al₂O₃溶胶体^[10]。有了SiO₂和Al₂O₃的物质来源，在沉积期和成岩期如果流体pH值较低时，火山灰都可能向高岭石转变。盆地山西组和石盒子组本来又属于煤系地层，火山灰在本区大面积分布，并且含量高，这就更有利于高岭石的形成，从而使得山1-盒8段砂岩孔隙中出现较多的高岭石。火山灰蚀变的高岭石晶体晶形差、表面脏、粒度细，很难提供有效晶间孔隙。同时，火山灰蚀变的高岭石晶间常保留细粒火山灰残余，部分晶形极差的未蚀变完全的高岭石一般在镜下难以与火山灰区分开。

孔隙中析出高岭石(又名淀高岭石)是成岩期从孔隙水中直接结晶沉淀形成的，成岩过程中酸性流体不断对长石颗粒及中-酸性火山灰的铝硅酸盐矿物淋滤，当铝硅酸盐富集到一定程度时，可直接沉淀形成高岭石。高岭石胶结物的物质来源主要是长石和中-酸性火山灰溶解后的物质，因为长石和中-酸性火山灰溶解后可以产生丰富的Al³⁺。渗滤较好的砂岩中，不断有流体将其他溶解产生的Na⁺、K⁺等金属离子排出，使得高岭石胶结反应进行。此类胶结型高岭石晶体表面较干净(部分有少量沥青残余)，颗粒粗大、晶形好，常发育良好的晶间孔隙(图 2c)。镜下晶体集合体呈手风琴状、蠕虫状，分布于杂基较少、粒间孔发育的石英砂岩或岩屑石英砂岩中。一般这类淀高岭石产生于孔隙度较好的砂岩中，常见其充填于粒间溶孔和长石、岩屑铸模孔中。

2.4.2 绿泥石和伊利石

自生伊利石和基质伊利石在薄片下是不易区分的，只有在扫描电镜下才能见到成岩过程中形成的晶形较好的片状自生伊利石。伊利石呈形状不规则的薄片状、鳞片状集合体，多呈填隙状和搭桥状产出。绿泥石呈竹叶状或叶片状，晶体大小较均匀，多在3 μm左右。绿泥石胶结分为两期出现，较早的一期形成于石英次生加大之前，常见石英碎屑颗粒边镶嵌绿泥石，此种绿泥石的产生可以阻碍石英次生加大边的生长。第二期绿泥石胶结形成于自生自形石英产生之后，这种绿泥石往往充填于粒间孔隙之中与其他黏土矿物(水云母、伊-蒙混层矿物)同时出现^[16-17]。

不同的pH值流体可以产生不同的黏土矿物(表 1)，各类黏土矿物在流体介质发生变化时又可以相互转化^[12]，山1-盒8段砂岩孔隙中就可以发现不同黏土矿物互相混杂的情况。

2.5 细云母屑、泥屑和碳屑填隙物

这些软碎屑在压实过程中将发生不同程度的形变，这些软岩屑的一部分被挤入粒间孔中部分成为假杂基。在岩屑石英砂岩、石英砂岩中由于软岩屑含量少，一些软岩屑可被挤压进入粒间孔中成为假杂基。

3 填隙物的成岩次序

通过对孔隙中各类填隙物切割关系和充填关系的详细分析，总结出孔隙中各类填隙物成岩演化顺序(图 3)：同沉积火山灰原始填隙物早期水化反应-早期碎屑石英次生加大(第一期硅质胶结)-铁绿泥石衬边胶结(第一期铁绿泥石胶结)-石英粒间火山灰溶解后形成的溶孔，充填淀高岭石-残余原生粒间孔隙或次生溶孔中充填自生石英(第二期硅质胶结)-铁方解石胶结物充填溶孔-绿泥石半充填和充填残余孔隙(第二期绿泥石胶结)。

4 填隙物对储层的影响 4.1 孔隙中的火山灰是次生溶孔发育的母质

首先，对研究区砂岩储层孔隙类型和孔隙结构的研究表明，次生孔隙是主要的储集空间，且表现出明显的选择性组构特征。如长石和玻屑及其火山灰容易被溶蚀而产生溶孔，而孔隙中的硅质等稳定组分则基本上很少被溶蚀掉。孔隙中的同沉积火山灰因为风化时间短，保留了较多的不稳定组分，成为砂岩孔隙中最易溶蚀的物质。在晚成岩期原生孔隙基本消失的情况下，酸性环境中被火山灰充填的孔隙因溶蚀而被部分挽救，从本质上改善了储层的物性(图 2d)。

石英砂岩产生于水动力条件强的环境，石英含量高，孔隙中火山灰含量少，在沉积时保留了较多的粒间孔隙。本区山1-盒8段砂岩经历了较长时间的深埋(最大埋藏深度3400~3600 m，现今为2 800~3 000~m)，在强烈的压实背景和多期成岩作用下，原生的粒间孔隙大量消失。石英砂岩孔隙中火山灰较少，硅质物较多，中-晚成岩期流体进入孔隙能溶蚀的对象有限，溶蚀作用对砂岩孔隙的改造程度小，从而使得石英砂岩孔隙度最终不如含火山物质的岩屑石英砂岩。

从图 4中可以看出，残留火山灰填隙物含量与面孔率之间并不是简单的线性关系。根据据镜下矿物组分鉴定与面孔率统计得出，hfill火山灰填隙物含量从0增加到2.5%时，面孔率也相应升高，这是因为砂岩孔隙中的大部分火山灰已经被溶蚀掉而变成孔隙空间。残留火山灰填隙物含量在2.0%左右时，砂岩面孔率可达最大值(8.0%以上)。残留火山灰填隙物含量增加到3.0%之后，随着孔隙中火山灰含量的增加，面孔率骤然减小。这是由于孔隙中火山灰残留过多，虽然先前的流体能溶蚀掉部分火山灰，但是塑性火山灰对孔隙骨架的保护不利，溶蚀后形成的空间在强烈的压实作用下再次消失，从而阻止了溶蚀作用的继续进行。砂岩孔隙中火山灰过多必然影响砂岩抗压实性，不利于孔隙的保存，过少又不能为溶蚀作用提供足够的不稳定组分，不利于次生溶孔的形成。所以，在该区山1-盒8段强烈的压实背景下，溶孔的保存和形成同等重要。统计得出，最终火山灰填隙物的残留量应当为2.0%左右时孔隙最发育，再加溶蚀火山灰形成的孔隙，沉积期原始火山灰填隙物应当在8.0%左右时对致密砂岩次生溶孔的发育最为有利。

4.2 方解石填隙物对孔隙发育的影响

孔隙中的方解石交代火山灰不像交代碎屑物那么普遍，一般较少，多与方解石胶结物同时出现。因为交代火山灰不彻底，残留了部分不稳定的火山灰组分，后期经流体溶蚀而产生少量微溶孔。方解石胶结一般发生在晚成岩期，多为铁方解石。一旦出现铁方解石连晶胶结，往往少遭到地下流体溶蚀，砂岩孔隙大面积减少，岩石致密程度进一步提高。通过对57块薄片的显微组分和面孔率统计，得出孔隙中的方解石胶结物与面孔率为负相关性，如图 5所示。

面孔率高值多分布在孔隙中方解石胶结物含量低于3.0%的区间范围，一旦孔隙中方解石胶结物含量超过6.0%后，砂岩面孔率则急剧下降。孔隙中方解石胶结物含量超过10.0%之后，砂岩孔隙被其胶结堵死，流体无法进入，孔隙基本消失。

4.3 硅质填隙物对孔隙发育影响不大

重结晶产生的微显晶质细粒石英部分发育于粒间孔隙之中，结晶颗粒细小。硅质胶结的自形自生石英由于晶粒较粗，生长在较大的孔隙之中占据了大部分孔隙空间。但是由于这种自形自生石英在砂岩中含量相对较少，所以从宏观上看对储层发育影响不大。

4.4 高岭石对孔隙发育的影响

本区山1-盒8段砂岩中含有大量高岭石，一般含量在2.0%~8.0%。蚀变型高岭石与面孔率的关系不是很明显。而淀高岭石与面孔率相关性较好。如图 6，在淀高岭石含量小于10.0%的区间内，淀高岭石含量与面孔率之间显示出正相关性。当含量高于15.0%时，面孔率比较低。其实，高岭石对储层物性的贡献不应只从含量上考虑，重要的是所充填的高岭石的晶径大小、晶形好坏。晶径越粗，高岭石所含的晶间孔也越多越大。淀高岭石由于在孔隙中有足够的生长空间，结晶程度好，所以一般晶径粗，晶间孔大，对于天然气来讲不失为良好的储集空间。虽然淀高岭石占据了部分孔隙空间，但是它却阻止了其他自生矿物的生长(方解石、黃铁矿、自生石英等)，同时提供了良好的晶间孔隙，只要这种高岭石不是极大量的发育在孔隙之中(如果量太多，高岭石所占的孔隙空间远大于提供的晶间孔隙空间)，那么总体上对储层发育来讲是有利的。

蚀变型高岭石常常晶形差，晶径小，晶间可能还夹杂被蚀变物质残余，所以晶间孔一般不太发育。但是如果有地下流体溶蚀晶间残余，而且能够持续带走反应物使得反应继续，那么蚀变型的高岭石也能提供良好的晶间孔，在区内盒8段砂岩中就发现部分此类高岭石产生的晶间孔隙。这些都是蚀变型高岭石与面孔率关系不是很明显的重要原因。

5 结论

(1) 鄂尔多斯盆地中北部山1-盒8段砂岩中填隙物类型多样、成分复杂、成岩演化程度高，主要包括同沉积火山灰、黏土矿物、方解石胶结和交代物、硅质胶结物。

(2) 孔隙中充填的同沉积火山灰由于含有大量不稳定组分而成为溶蚀作用的主要对象，它是次生溶孔发育的母质。

(3) 晚成岩期方解石胶结物一旦形成，较少遭受到溶蚀，极大地阻碍了砂岩孔隙的发育，使得岩石更加致密。

(4) 含有一定量淀高岭石的储层孔隙较发育。绿泥石、伊利石、硅质胶结物对孔隙的影响不大。