鄂尔多斯盆地是中国重要的含油气盆地之一, 盆地基底为太古代和早元古代变质岩, 盖层为中晚元古代至第四纪沉积, 沉积岩总厚度约为6000m, 其中上古生界地层沉积厚度约为600~1700 m(杨华等, 2006)。盆地古生界缺失志留系、泥盆系及下石炭统, 上石炭统广泛分布, 自下而上依次发育了羊虎沟组(西部)、本溪组(东部)、下二叠统太原组、山西组、中二叠统石盒子组(下石盒子组、上石盒子组、上二叠统石千峰组, 各地层岩性及厚度见表1(何自新和南珺祥, 2004)。本溪组(羊虎沟组)由西向东以潮坪— 潟湖— 障壁岛— 浅水陆棚环境为特征(何自新和南珺祥, 2004); 太原组继晚石炭世沉积之后随盆地沉降, 表现为冲积扇、三角洲、潮坪— 浅水陆棚碳酸盐岩、障壁岛等共存, 并形成陆源碎屑与碳酸盐岩的混合沉积(汪正江等, 2002)。山西组为煤系地层, 石盒子组(上、下石盒子组)大体沿袭山西组的沉积特征, 气候逐渐干旱; 石千峰组沉积时, 沉积环境已完全转变为陆相沉积环境(汪正江等, 2002)。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 鄂尔多斯盆地上古生界地层及岩性特征(据何自新和南珺祥, 2004, 按长庆油田新标准略作修改) Table1 Stratigraphy and lithological characters of the Upper Paleozoic in Ordos Basin (from He Zixin and Nan Junxiang, 2004, modified after the new standards of Changqing Oilfield) 系 统 组 段 岩性特征 厚度/m 资料来源 二 叠 系 上 统 石 千 峰 组 1 底部浅灰色、紫红色粗— 中粒砂岩, 其上为杂色泥岩、薄层砂岩互层 20.89 2 中— 厚层状含砾砂岩与杂色泥岩互层 32.10 3 杂色泥岩与细— 中粒长石砂岩互层 39.10 4 中下部为黄色— 黄绿色长石砂岩, 上部为紫色泥岩 19.50 5 下部为浅灰色、灰绿色中— 粗粒岩屑长石砂岩, 中上部为杂色泥岩夹薄层砂岩 84.50 中 统 1 上部为杂色泥岩, 底部为薄层黄灰色粗— 中粒岩屑长石砂岩或长石岩屑砂岩 29.00 2 杂色泥岩夹粉砂岩为主, 中部夹中— 厚层状中— 粗粒长石岩屑砂岩或岩屑长石砂岩 34.60 3 杂色泥岩夹薄层含砾砂岩或中— 细粒砂岩 37.25 4 底部浅灰绿色含砾砂岩, 中上部灰绿色、紫红色泥岩夹中— 厚层粗砂岩 25.70 5 浅灰色粉砂质泥岩, 下部泥岩夹细粒岩屑砂岩 25.50 苏2井 6 底部浅灰白色含砾粗粒岩屑砂岩, 上部浅灰色粉砂质泥岩 19.50 7 浅灰色泥质粉砂岩、泥岩互层夹中— 厚层粗粒岩屑砂岩 32.00 8上 底部浅灰白色含砾粗粒石英砂岩; 上部粉砂质泥岩或泥岩、泥质粉砂岩互层 29.50 8下 中— 厚层浅灰白色含砾粗粒石英砂岩夹中— 薄层浅灰色泥岩 23.50 下 统 1 底部浅灰白色粗粒、中— 粗粒、中粒石英砂岩夹粗— 中粒岩屑砂岩, 上部深灰色泥岩、粉砂质泥岩 40.50 召探1井 2 浅灰白色粗粒、中— 粗粒、中粒石英砂岩 42.50 陕119井 1 深灰色、黑色泥晶生物灰岩等, 间夹有黑色泥岩、页岩、煤线等 39.70 柳林成家庄 2 底部为浅灰白色石英砂岩, 中上部为黑色泥岩、煤线等 15.25 太原西山 1 黑色泥岩、粉砂质泥岩夹煤线 36.00 太原西山 2 深灰色粉晶泥灰岩、泥岩夹泥质粉砂岩, 底部具煤线 6.50 3 浅灰白色铝土质泥岩, 下部为紫色、浅紫色山西式铁矿 7.50 太原柳子沟 奥陶系 白云岩, 与上覆地层为平行不整合接触

表1 鄂尔多斯盆地上古生界地层及岩性特征(据何自新和南珺祥, 2004, 按长庆油田新标准略作修改) Table1 Stratigraphy and lithological characters of the Upper Paleozoic in Ordos Basin (from He Zixin and Nan Junxiang, 2004, modified after the new standards of Changqing Oilfield)

鄂尔多斯盆地上古生界不同地层碎屑岩中均发育硅质胶结物(图 1, 图2), 其形成贯穿于整个成岩期, 其产状有次生石英加大型、微粒栉壳型、孔隙充填型、自生石英微粒以及隐晶孔隙型等(杨奕华等, 2001)。200多件薄片的观察鉴定和数千份砂岩薄片鉴定数据(来源于长庆油田的薄片鉴定结果)的统计分析得出, 大多数硅质胶结物均是围绕着碎屑石英颗粒边缘发育, 生长方式有不规则的次生加大边(图 1-c, 1-d, 1-e, 1-f; 图2-h, 2-i, 2-j, 2-k, 2-l)、规则的次生石英加大边或自生石英晶体(图 1-a, 1-c, 1-e, 1-f; 图2-g)等。有些加大部分与原碎屑石英之间会有一个清晰的界线(所谓的“ 脏线” )(图 1-a, 1-b, 1-e, 1-f; 图2-g, 2-i, 2-k), 有些没有“ 脏线” , 但有些碎屑石英颗粒周围会出现平直的边(自生石英晶体在切片时呈现的平直边), 这也属于石英次生加大的一种现象, 有时“ 脏线” 与平直的石英晶体边会同时出现, 这都有助于鉴定石英次生加大的现象及估算加大部分的多少。加大部分常由多个具相同光性方位的石英组成, 这些石英最终连接成一个大的晶体形成“ 加大边” 并堵塞一部分孔隙(图 1)。硅质胶结物的沉淀常伴随着高岭石的沉淀(图 1-e, 1-f; 图2-g, 2-h, 2-i, 2-j)。在阴极发光下, 石英的加大部分通常没有阴极发光(图 2-l)。

图1

Fig.1

Figure Option ViewDownloadNew Window

图1 鄂多斯盆地上古生界砂岩储集层中硅质胶结物的赋存状态(1)（a— 自生石英超孔隙生长并占据部分孔隙空间, J3井, 石千峰组, 2515.74 m, 铸体薄片(— ), 照片对角线长1.68 mm; b— 图1-a的正交偏光; c— 次生石英加大使石英碎屑颗粒呈凹凸接触, 从石英碎屑与加大部分之间留下的杂基线可看出, 加大前碎屑颗粒之间呈点或漂浮状的接触关系, DB7井, 下石盒子组, 3641.76 m, 铸体薄片(— ), 照片对角线长1.68 mm; d— 图1-c的正交偏光; e— 硅质胶结物主要为石英次生加大边, 压实作用较弱时发生的硅质胶结作用固定了颗粒间的相对位置, 使粒间孔隙(P)得以保存, 同时伴随着高岭石(K)的沉淀, Y1井, 山西组2段, 2880.74, m, 铸体薄片(— ), 照片对角线长1.68 mm; f— 成岩早期碎屑颗粒处于点— 漂浮状时发生石英次生加大作用, 晚期发生方解石胶结作用, 方解石(C)被茜素红染成红色, S1井, 山西组2段, 2217.43 m, 铸体薄片(— ), 照片对角线长1.68 mm）Fig.1 Authigenetic siliceous cement in sandstone reservoirs of the Upper Paleozoic in Ordos Basin(1)

图2

Fig.2

Figure Option ViewDownloadNew Window

图2 鄂多斯盆地上古生界砂岩储集层中硅质胶结物的赋存状态(2)（g— 石英次生加大、高岭石(K)沉淀、同时白云石(D)的沉淀限制了自生石英成核, 仍保存有粒间孔隙(P); Y2井, 山西组2段, 2539.00m, 铸体薄片(— ), 照片对角线长1.68mm; h— 碎屑石英周围发育有不规则状自生石英晶体, 粒间沉淀了自生高岭石(K), 具晶间孔隙, Y1井, 山西组2段, 2884.51m, 铸体薄片(— ), 照片对角线长1.68mm; i— 碎屑石英的次生加大及自生高岭石的沉淀, J25井, 太原组, 3592.64m, 铸体薄片(— ), 照片对角线长1.68mm; j— 图2-i的正交偏光; k— 碎屑石英颗粒普遍次生加大, H1井, 羊虎沟组(本溪组), 4113.00m, 铸体薄片, 照片短边长2mm; l— 图2-k的阴极发光, 加大部分不具阴极发光, 石英加大作用使碎屑颗粒间的接触关系由点— 线接触变成面接触, 甚至镶嵌状接触, H1井, 羊虎沟组 (本溪组), 4113.00m, 束电压23 kV、束电流400 μ A, 照片短边长2 mm）Fig.2 Authigenetic siliceous cement in sandstone reservoirs of the Upper Paleozoic in Ordos Basin(2)

对鄂尔多斯盆地上古生界砂岩中硅质胶结物的薄片观察和阴极发光分析发现, 硅质胶结作用的发生可能会掩盖砂岩沉积时的原始组构, 使砂岩的原始组构发生变化, 尤其是碎屑石英的粒径、磨圆度、石英颗粒之间的接触关系等。薄片统计得出:石英加大边均在0.01~0.2 mm之间, 致使加大后的碎屑石英的粒度增大9%~34%, 砂岩磨圆度可由原来的次圆状或圆状变成现今的次棱角状或棱角状(图 1-e, 1-f; 图2-g), 由点接触变成线接触或面接触。显然, 当砂岩处于较弱的压实作用时, 硅质胶结作用即开始发生。因此, 可以判断成岩早期就已经有硅质胶结作用发生。对鄂尔多斯盆地上古生界砂岩取心样品中4900件砂岩薄片鉴定的统计分析得出(表 2), 不同地层组、段硅质胶结物的平均含量分别为石千峰组2.7%、上石盒子组2.4%、下石盒子组3.01%、山西组1段2.15%、山西组2段5.11%、太原组0.75%、本溪组4.43%, 其中山西组2段的硅质胶结物含量最高(图 3), 纵向上没有表现出硅质胶结物的含量随深度的增加而增加的趋势, 显示出硅质胶结物成因的复杂性。

图3

Fig.3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图3 鄂尔多斯盆地上古生界不同地层组砂岩中长石等组分的平均含量Fig.3 Histogram showing average content of siliceous cement in different strata of the Upper Paleozoic in Ordos Basin

表2

Table2

表2(Table2)

表2 鄂尔多斯盆地上古生界不同地层砂岩中长石等组分的统计数据 Table2 Data of different components in sandstones of the Upper Paleozoic in Ordos Basin 地层(组) 长石/% 长石≤ 1%的 样品比例/% 硅质胶结物/% 自生高岭石/% 样品数 /个 变化范围 平均值 变化范围 平均值 变化范围 平均值 石千峰组 0~41 17.50 7.0 0~25 2.70 0~20 0.60 215 上石盒子组 0~38 16.90 6.0 0~23 2.40 0~10 1.80 166 下石盒子组 0~28 2.02 76.3 0~20 3.01 0~18 2.41 1240 石盒子组(合) 0~36 3.87 71.3 0~20 3.77 0~14 2.76 275 山西组1段 0~14 0.78 84.9 0~16 2.15 0~15 2.42 332 山西组2段 0~12 0.32 89.2 0~14 5.11 0~22 2.97 1630 山西组(未分层) 0~18 0.89 69.0 0~17 3.29 0~15 2.29 549 太原组 0~29 0.30 93.3 0~17 1.89 0~15 0.75 389 本溪组 0~20 0.08 92.3 0~13 2.90 0~36 4.43 104 注:%指这些组分在岩石中所占的体积百分含量(全文同)。

表2 鄂尔多斯盆地上古生界不同地层砂岩中长石等组分的统计数据 Table2 Data of different components in sandstones of the Upper Paleozoic in Ordos Basin

薄片观察表明, 鄂尔多斯盆地上古生界砂岩中碎屑颗粒间接触关系为线接触、面接触、凹凸接触, 但是不考虑硅质胶结碎屑石英颗粒加大的部分, 也就是说, 硅质胶结作用发生过程中碎屑颗粒之间是以点接触为主, 有些接触关系甚至为漂浮状(图 1-c, 1-f; 图2-i, 2-k, 2-l),

由此说明, 硅质胶结作用主要发生在成岩早期, 也就是所谓的砂岩因压实作用而完全固结、颗粒相对位置完全固定之前的较早成岩阶段(黄思静等, 2007)。而压溶作用使碎屑石英溶解提供的游离硅主要发生在较晚的成岩阶段(Rezaee and Tingate, 1997), 而且碎屑颗粒之间常以缝合线接触。因此可以判断, 鄂尔多斯盆地上古生界砂岩中形成的硅质胶结物很有可能不是由碎屑石英的溶解造成的。

3.2 火山物质提供的硅

晚古生代鄂尔多斯盆地周缘火山活动十分频繁和强烈(杨华等, 2007), 上古生界可划分出多期火山事件层, 盆内及周缘地区在石炭纪— 二叠纪, 都不同程度地受到同期火山作用的影响(包洪平等, 2007), 同期火山物质的脱玻化作用可以提供形成硅质胶结物的物质来源。薄片和X射线衍射表明, 石千峰组和石盒子组等存在相对较多的同期火山物质(图 4), 同时这些地层中长石溶解相对较少(黄思静等, 2008), 与同期火山物质有关的硅质来源也是发生硅质沉淀的主要原因之一。

图4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图4 鄂尔多斯盆地上古生界不同地层中（段）凝灰质含量分布直方图Fig.4 Content histogram of volcanic ash in different strata of the Upper Paleozoic in Ordos Basin

硅质胶结对碎屑岩储集层的影响程度对于不同含油气盆地来说是不一样的, 通常认为硅质胶结对储集层的影响到是负面的(杨奕华等, 2001; 丁晓琪等, 2007; 季汉成等, 2009), 尤其是硅质胶结物的沉淀发生在相对深埋地层中, 大多数砂岩中碎屑颗粒之间的关系基本固定, 硅质作用的发生尽管可以提高岩石的机械强度, 但对砂岩孔隙的保存没有实际意义(黄思静等, 2007)。

薄片分析和阴极发光分析表明, 鄂尔多斯盆地上古生界砂岩的硅质胶结物沉淀于早成岩期, 即相对较浅埋深成岩阶段, 也就是发生在有效压实作用之前, 相应地提高了砂岩的抗压强度。鄂尔多斯盆地上古生界砂岩中除石千峰组和石盒子组上部地层外, 长石等铝硅酸盐溶解提供的硅是硅质胶结物的主要物质来源。硅质胶结物对储集层的影响类似于高岭石, 其存在代表了长石的溶解, 由于在大多数成岩条件下, 它们都是在相对封闭体系中就地溶解— 再沉淀作用的产物, 并没有引入外来物质(不同于非本层物质来源的硅质胶结物沉淀), 因而它们对储集层的影响至少是中性的。与同期火山物质蚀变有关的硅质来源造成的硅质胶结物沉淀也发生在相对早期的成岩阶段, 其对储集层的影响也主要是正面的。闫建萍等(2010)在研究鄂尔多斯盆地上古生界低孔低渗储集层成岩作用特征时也认为, 硅质胶结作用对储集层具有积极作用, 但对硅质胶结物的成因未做详细的讨论。大多数在较早成岩阶段发生的硅质胶结作用具有保持储集层孔隙的作用, 属于保持性成岩作用的范畴(黄思静等, 2007)。实际上, 根据鄂尔多斯盆地上古生界砂岩硅质胶结物含量与面孔率的投点图可发现, 二者之间呈良好的正相关关系(图 5)。因此, 鄂尔多斯盆地上古生界砂岩中硅质胶结作用的发生对储集层的影响至少都是中性的, 而不是负面的。

图5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图5 鄂尔多斯盆地Y1井(左)和Y2井(右)上古生界砂岩储集层的硅质胶结物含量与面孔率投点图Fig.5 Plot of planar porosity against siliceous cement content in sandstone reservoirs of the Upper Paleozoic from Well Y1(left) and Well Y2(right) in Ordos Basin

1)薄片分析、阴极发光和包裹体均一温度测定均表明鄂尔多斯盆地上古生界砂岩中大多数硅质胶结物形成于早成岩阶段。

2)石千峰组和石盒子组中同期火山物质的脱玻化作用提供形成硅质胶结物的主要来源; 山西组和下部地层中有机酸对长石和其他易溶铝硅酸盐矿物(包括岩屑中的相应组分)的溶解是大多数硅质胶结物与高岭石的重要物质来源之一。

3)鄂尔多斯盆地上古生界较早成岩阶段沉淀的硅质胶结物对储集层的影响至少是中性的, 早期的硅质胶结作用应属保持性成岩作用范畴。