引言

沉积物在沉积后，进入压实和胶结作用阶段。在上覆水体压力和沉积层之间作用力以及构造应力作用下，产生的一系列物理化学变化改变了储层物性，犹以压实作用和胶结作用对储层改造作用最大^[1-3]。

压实作用可以在压力作用下直接减小粒间孔隙。在降低孔隙度的过程中，孔隙中的流体被排挤而出，碎屑颗粒之间受应力作用紧密排列，接触面积增加，其接触关系由点接触逐渐变为线接触和凹凸接触。宏观上储层密度增加，体积缩小，孔隙度下降。压实作用能在大区域范围内改变孔隙和喉道的分布规律和属性，在盆地规模上压实作用由沉积格局、成岩演化史和构造史决定，造就了流体的规律性流动和能量的重新分配^[3-7]。

胶结作用是指通过胶结物将松散的沉积物达到固结状态的地质作用，胶结物是孔隙流体中达到过饱和而沉淀析出的一些化学物质。胶结作用能使沉积物颗粒稳定，活性减小。胶结物大量填充在颗粒之间，致使孔渗降低、储层物性变差。胶结物的种类很多，胶结作用也可在成岩各个阶段发生，胶结物的产生主要是因为不同时期的成岩环境发生变化，其中孔隙水的物理化学性质，如盐度、温度、pH值、氧化-还原电位、微量元素种类和含量等也发生变化，最终胶结物沉淀形成，因此，胶结物具有明显的分期特征和环境属性。晚期胶结物通过交代作用对早期胶结物进行置换，已经饱和析出的胶结物也可以再次溶解，即去胶结作用，形成次生孔隙^[8-9]。

1 研究背景

胶结作用和压实作用在整个成岩作用过程中持续发生，均是连续不间断的过程。一般情况下，压实作用的“压缩”效应和胶结作用的“阻塞”效应在成岩作用早期明显，因为早期碎屑沉积物均较松散、相互间挤压应力强度弱，流体活动性强，颗粒易被压实胶结，而达到中成岩阶段，随着储层埋深增加，压力增大，流体被挤压而出，已有的胶结物大量填充孔隙，胶结作用减弱。且已被压实的储层由于颗粒之间紧密排列具有较强的抗压实性，能够有效抵抗上覆压力。另外，由于压力产生压溶作用，胶结作用可能持续进行。但埋藏达到一定深度时，保存下来的粒间孔隙却很难再被机械压实破坏。在准格尔盆地该深度为2 500 m左右^[10-11]。在鄂尔多斯盆地延长组致密油储层中，前人对压实作用、胶结作用各自的成因过程和影响均做了大量的研究，认为压实与胶结是造成孔隙降低、储层致密的关键因素^[12-14]。因此，厘清压实作用和胶结作用对孔隙度的影响，对研究孔隙度减小的主控因素，致密储层形成机制意义重大。

溶蚀作用对孔隙度影响也很大，可以形成次生孔隙，增大孔隙度，属于建设性作用。作用特征与上述两种破坏性作用明显不同，在此不做讨论。

长$_8$储层是致密油勘探“甜点区”，长$_8$自上至下分为长$_8^1$、长$_8^2$两小层。本次研究共搜集了160口井长$_8$段的岩芯样品，磨成612块铸体薄片。对519口物性资料井所有的物性数据进行整理、统计和计算，根据其物源及相应的沉积相和矿物特征，将研究区划分为东北部、西北部、西部、西南部和南部5个体系。各个体系物源各自独立，分布于三角洲及水下分流河道等沉积相，其分布如图 1。

2 压实作用及胶结作用类型特征

鄂尔多斯盆地长$_8$储层压实作用主要表现形式有：塑性物质如泥岩屑、云母片压实变形，泥屑碎裂发生假杂基化；刚性颗粒紧密定向排列，与塑形颗粒相间分布，刚性颗粒之间呈凹凸接触和线接触(图 2)。

鄂尔多斯盆地长$_8$储层主要的胶结物包括硅质、碳酸盐、绿泥石及高岭石及黏土矿物等。碳酸盐胶结和硅质胶结在整个盆地范围内普遍发育，其他一些胶结作用类型只在局部地区较为发育。。

2.1 硅质胶结

硅质胶结是成岩过程中一种重要的流体化学作用，当孔隙流体中二氧化硅含量过饱和而在孔隙中析出时，发生硅质胶结作用。硅质胶结作用在长$_8$储层中广泛存在，但胶结物的含量少(1%~3%)。硅质胶结主要表现形式有：成岩颗粒间的六方双锥晶体；颗粒表面发育的微晶(Ⅰ级加大)、颗粒表面延伸生长成较大的面晶(Ⅱ级加大)、颗粒表面形成完整晶面对颗粒呈包裹状(Ⅲ级加大)，有时可见自生绿泥石共生集合体(图 3a，图 3b)。

2.2 碳酸盐胶结

碳酸盐是长$_8$砂岩中胶结物的最主要类型，主要以自生胶结颗粒、次生加大填充和交代产物的形式出现。碳酸盐胶结物含量较高，不同地区含量变化范围大，总含量在10%~30%，成分包括方解石、白云石、铁方解石和铁白云石等，形态结构可见单晶粒、微晶和连晶(图 3c，图 3h)。碳酸盐胶结作用具有明显的多期次形成特征，作用于从沉积物碎屑沉积埋藏到固结成岩的整个成岩过程中。

3 压实作用对储层物性的影响 3.1 压实率的计算与统计

为了更好地表征各种成岩作用对储层物性的影响，引入了各种成岩程度的概念，进行定量分析。Housknecht提出一系列公式^[15-16]，视压实率计算公式如下

$ \ \ \ \ \ 视压实率=[(原始孔隙度-粒间体积)/原始孔\\ 隙度]\times 100\% $

根据Scherer公式计算原始孔隙度^[17]，结果见表 1。

$ \ \ \ \ \ 原始孔隙度=20.91+22.9(第一四分位数/第三\\ 四分位数)^{1/2} $

式中：第一四分位数—镜下颗粒粒径值由小到大排列后25%处的粒径值；

第三四分位数—镜下颗粒粒径值由小到大排列后75%处的粒径值；

粒间体积—压实后的粒间体积，粒间体积=粒间孔隙体积+胶结物体积+杂基体积；

压实率＜40%为弱压实，40%~70%为中等压实，＞70%为强压实^[18]。

通过大量铸体薄片统计并计算研究区长$_8$储层的视压实率(表 2)，参照压实程度分级标准，发现研究区长$_8^1$层总体处于中等压实—强压实，其中西北与西南物源以中等压实为主，所占比例达到70%以上，东北、西部、南部物源区都以中等—强压实，视压实率平均值来看：东北＞西部＞南部＞西北＞西南。长$_8^2$层处于中等压实—强压实，其中，西北、西南和南部物源以中等压实为主，所占比例达到70%以上，东北、西部物源区以中等—强压实。从平均值来看：西部＞西北＞西南＞南部＞东北。

3.2 压实作用的影响因素及形成过程

压实作用影响因素很多，包括自身因素和外部条件，自身因素包括沉积物的组成结构和性质，一般颗粒粒度越细，分选性越差，杂基含量和塑形物质越多，即成分结构成熟度越低，其压实作用越明显。外部条件包括：(1)沉积物的埋藏过程：沉积物所经历的埋藏时间越长、埋深越大，压实作用越强。有学者进行盆地埋藏史研究，其中埋藏史曲线所封闭的面积叫时间-深度指数^[19]，该指数综合表征了埋深大小和埋藏时间的长短，时间-深度指数越大则说明压实作用越强，而储层物性越差。(2)储层中的流体作用，包括孔隙水和其他成岩流体。早期孔隙水可以填充在孔隙间，有效抵抗压实。同时一些酸碱性流体可以溶蚀储层，加大孔隙，使岩石抗压能力减弱。(3)其他自生矿物的填充作用，包括碳酸盐胶结物、自生绿泥石、自生高岭石等。这些自生矿物或填充到孔隙中，有效增加抗压能力，或以胶结作用的方式把沉积物固结稳定起来，抵抗压实。

据研究区的岩芯编录以及显微镜薄片观察，长$_8$储层岩石的碎屑粒度为细粒—极细粒。抗压实能力差的塑性岩屑类(软变质岩岩屑类和云母等)含量较多，百分含量主要分布在13%~25%；分选为好—中等；有学者通过统计分析和模拟实验研究压实作用中颗粒组成、粒度与孔隙度变化的关系证明，砂岩中塑性成分含量越多，砂岩粒度越细，压实作用越明显^[20-21]。鄂尔多斯长$_8$储层砂岩以石英砂岩为主，粒度细，因此，压实作用强烈，而部分储层中一些塑性岩屑成分的出现也进一步加强了压实作用。

从研究区地史过程看(图 4)，该区第一次盆地沉降过程中，沉积物埋藏深度只有1 000 m左右，相对较浅。随后盆地迅速抬升，这一过程中储层孔隙度一般都高于30%，孔隙度随埋深并未发生大的改变。之后鄂尔多斯盆地发生了第二次和第三次沉降，沉积物埋藏深度也迅速加深，达到1 200~2 700 m，压实作用显著增强，各个岩层孔隙度迅速降低。当地层达到最大埋深时储层孔隙度也降至最低值。之后盆地区开始长时间的接受抬升和剥蚀作用，到第四纪又发生黄土堆积，但其上覆压力已经远远不如当初，因此，现阶段长$_8$层孔隙度不再发生明显的变化。另外鄂尔多斯盆地区地温梯度较高(2.9 ℃/100 m)，中侏罗世地热梯度可达(4.3~4.6) ℃/100 m、甚至部分地区达到5.7 ℃/100 m。另一方面，储层于中侏罗世经历了长期深埋：在100 Ma时间段储层埋深大于1 500 m且地温高于78 ℃^[22-23]。因此，在较高地温梯度和长期深埋两方面作用下，长$_8$砂岩储层最大埋深虽仅为2 500~3 100 m，但温度已高于120 ℃，储层热演化达到了一个较高的成熟阶段。从埋藏轨迹来看，在长$_8$层沉积后到三叠世末的25 Ma时间，经历了一个快速埋藏的过程。即25 Ma过程中埋藏深度达到1 000 m，埋藏速度为40 m/Ma，该早期快速深埋过程致使砂岩储层长期处于压实作用中，也促使原生孔隙中孔隙水快速排出及孔隙度迅速降低，使得早期的胶结强度较弱，缺乏粒间支撑作用，促使机械压实作用及压溶作用进一步加剧。

压实过程是一个相当复杂的过程，砂岩中有机质、砂岩矿物组成和孔隙中流体特征都会发生变化。有时沉积物孔隙中流体因为一些原因不能及时排出而聚集，使孔隙流体压力过高，有可能发生欠压实作用，如果孔隙流体压力异常高，即产生超压。储层中异常超压通常与油气的初次运移有关，另外也与压实作用强弱相关。异常超压可以减弱压实作用而保持了储层高孔隙度，因此，储层中的超压有利于形成良好的储层。在盆地中部吴起—志丹一线大范围内由于地层中孔隙压力的提高而形成了异常高压带，降低了砂岩中的有效应力，抑制了储层的机械压实。另外，由于流体压力过高阻碍了石英次生加大等成岩作用，从而对已有的孔隙起到保护作用。

储层内部产生的超压也称过剩压力。长$_8$储层砂岩中泥质含量低，因此泥岩过剩压力小，过剩压力主要集中在砂岩层。长$_8$砂岩过剩压力分布如图 5所示，总体来看，过剩压力相对较低：全区过剩压力基本在4~10 MPa。在盆地两侧和北部，即环县—镇原以西、靖边—安塞以东、定边—靖边以北地区为正常压实，基本上不存在过剩压力。在吴起—志丹一线集中分布较高的过剩压力，该地区的过剩压力均值大于8 MPa。由于长$_8$砂岩层过剩压力较低，并且超压形成于早白垩世末最大埋深期，时间晚于砂岩受到压实达到致密化的时间，因此岩石内部的过剩压力未能在早期储层快速深埋和持续深埋时对储层的压实和压溶作用起到有效减弱和抑制(图 5)。最终超压局部不发育以及时间的滞后导致了研究区压实作用强烈。

通过对研究区影响压实作用的内因和外因综合分析发现，虽然西南物源区具有塑性组分较少、粒度粗、分选好的特点，西部塑性组分最多，东北部粒度最细。但从外部条件看：盆地各地区高程差异较大，从东南到西北部地区海拔逐渐增高，高程加大，从而有效地增加了储层埋深(图 6)。从早白垩世末盆地最大埋深来看，西北地区最大埋深(2 800~3 300 m)，南部地区埋深最浅(2 500~2 700 m)，西部和西南地区最大埋深在(2 800~3 000 m)，西部和东部地区最大埋深相差700 m以上，导致盆地各地区的视压实率差异性不明显。各地区平均视压实率差值在±5%上下波动。

3.3 压实作用对孔隙度的影响

为了评价压实作用对砂岩孔隙度影响，引入公式

$ \ \ \ \ \ \ 压实剩余孔隙度=胶结物总含量+[(粒间孔面\\ 孔率+胶结物溶孔面孔率)/总面孔率)]\times 物性分析\\ 孔隙度\\ \ \ \ \ \ \ 压实损失孔隙度=原始孔隙度-压实剩余孔\\ 隙度\\ \ \ \ \ \ \ 压实孔隙度损失率=压实损失孔隙度/原始孔\\ 隙度^{[24]} $

物性分析孔隙度由压汞实验测得。

通过对不同地区长$_8$储层压实损失孔隙度和孔隙度损失率计算表明，压实损失的孔隙度大于16%；平均大于19%；各地区受压实作用损失的平均孔隙度，在长$_8^1$层：东北部＞西北部＞南部＞西南部＞西部；在长$_8^2$层：西北部＞西部＞西南部＞东北部=南部。而压实作用是研究区砂岩储层物性变差的主要因素(图 7，图 8)。

4 胶结作用对储层物性的影响 4.1 胶结率的计算与统计

胶结作用也是造成成岩过程中储层孔隙度降低的一个重要因素。压实作用主要是减小沉积物粒间孔隙，而胶结作用主要效应是填充孔隙，占据空间，但并不减少颗粒之间的孔隙体积。这两种成岩作用同时进行但相互制约，压实作用发育，则粒间孔隙迅速减小，层间流体运动则受到限制，胶结作用就不会发育。反之，若胶结作用发育，流体活动性强，产生超压，压实作用则会受阻。随着成岩作用的进行，在特定阶段温压保持衡定，流体与岩层会形成一个相对封闭的平衡体系，而一旦该体系中的平衡关系被破坏，胶结作用会终止，胶结物将被溶解而生成次生孔隙。总而言之，因为胶结作用直接减小孔隙喉道的大小，所以对储层性能的影响主要表现为孔渗的降低。

视胶结率常常被用来反映胶结作用对原始孔隙的影响^[25]

$ {\rm{视胶结率 = }}\frac{{{\rm{胶结物体积}}}}{{{\rm{原始孔隙体积}}}} \times 100\% $

胶结率＜30%为弱胶结，30%~50%为中等胶结，＞50%为强胶结^[26]。由公式可知，视胶结率与胶结物的含量有关。胶结物含量的多少可以反映胶结作用的速度、强度和时间。通过薄片中胶结物含量确定视胶结率值，该值越大，胶结作用越强，储层物性越差。

研究区视胶结率统计结果如表 3。分析发现，长$_8$砂岩层胶结程度处于弱—中等，强胶结仅占7%~32%，弱—中等胶结占68%~93%。这主要是由于压实作用强烈，使得原生孔隙度大量减小，胶结物所能占据的空间大大减少，因此，由胶结作用减少的孔隙占原始孔隙度的比例较小。从各物源区平均视胶结率值来看，长$_8$砂岩层的平均胶结程度都大于30%，属于中等胶结。平均视胶结率对比发现：长$_8^1$层砂岩西南部的胶结作用最弱，西部的胶结作用最强。长$_8^2$层砂岩东北部胶结作用最强，西北部胶结作用最弱。

4.2 胶结作用对孔隙度的影响

为评价胶结作用对砂岩孔隙度的影响，引入以下公式^[26]

$ \begin{array}{l} \;\;\;\;\;{\rm{胶结剩余孔隙度 = }}\frac{{{\rm{粒间孔面孔率}}}}{{{\rm{总面孔率}}}}{\rm{ \times 物性分析孔 }}\\ 隙度\\ \;\;\;\;\;{\rm{胶结损失孔隙度 = 压实剩余孔隙度 - 胶结剩余}}\\ {\rm{孔隙度}}\\ \;\;\;\;\;{\rm{胶结孔隙度损失率 = }}\frac{{{\rm{胶结损失孔隙度}}}}{{{\rm{原始孔隙度}}}} \end{array} $

物性分析孔隙度可由压汞实验测得。

研究区平均胶结孔隙度损失率为30%~42%，各地区胶结作用损失孔隙度平均在11%~16%，通过对比不同地区胶结损失孔隙度平均值发现(图 9，图 10)：长$_8^1$层胶结作用造成的孔隙损失：西部＞东北部＞西北部＞南部＞西南部，长$_8^2$层胶结作用造成的孔隙损失：东北部＞南部＞西部＞西南部＞西北部，胶结作用是研究区砂岩储层物性变差的又一重要因素。

5 压实作用和胶结作用对比

为了对比压实作用与胶结作用对砂岩储层的影响强度，通过胶结物含量与岩石粒间体积做交汇图，如图 11所示^[27]，从图中可以看到，所有样品基本上都落在强—较强压实范围内，压实作用对储层砂岩孔隙影响比胶结作用大，造成的孔隙度损失更多。如图 11大部分样品原始孔隙度减少为40%左右，其中，压实作用造成的孔隙度损失约15%~35%，大部分集中在20%~30%，而胶结作用造成的孔隙度损失大约为6%~20%。因此，研究区的压实作用对储层物性起主要的破坏作用。

6 结论

(1) 鄂尔多斯盆地长$_8$储层成岩过程中普遍发育压实作用和胶结作用，它们是造成孔隙度减小的最主要作用。

(2) 长$_8^1$层压实程度东北部＞西部＞南部＞西北部＞西南部。长$_8^2$层压实程度西部＞西北部＞西南部＞南部＞东北部。长$_8$储层处于中等压实—强压实，早期快速埋深和长期埋藏是压实作用强烈的原因之一。另外，由于长$_8$砂岩层过剩压力较低，超压形成时间晚于砂岩储层压实致密化时间，超压不发育和滞后也是研究区压实强烈的重要因素。压实损失的孔隙度平均大于19%；长$_8^1$层压实造成的孔隙损失：东北部＞西北部＞南部＞西南部＞西部；长$_8^2$层压实造成的孔隙损失：西北部＞西部＞西南部＞东北部=南部。

(3) 长$_8$砂岩层胶结作用总体处于弱—中等胶结，平均胶结率都大于30%，属于中等胶结。长$_8^1$层西南部地区的胶结作用最弱，西部的胶结作用最强。长$_8^2$层东北部地区胶结作用最强，西北部胶结作用最弱。引用胶结作用对孔隙度的定量影响公式，胶结损失孔隙度平均在11%~16%，长$_8^1$层胶结造成孔隙损失：西部＞东北部＞西北部＞南部＞西南部，长$_8^2$层胶结造成孔隙损失：东北部＞南部＞西部＞西南部＞西北部。

(4) 压实作用比胶结作用破坏性更强，造成的储层孔隙度损失更大，鄂尔多斯盆地长$_8$储层的压实作用对储层物性起主要的破坏作用。