压实作用是全区发育最普遍的成岩作用, 在上覆地层的有效压力以及构造应力的作用下, 储集层变得致密, 孔隙减小。镜下可观察到杂基等柔性矿物被压弯填充孔隙, 颗粒定向或半定向排列。储集层遭受压实的程度与矿物的抗压能力有很大关系, 石英的抗压能力最强, 长石次之, 岩屑抗压能力最小。此外, 陆源碎屑和云母含量较高的砂岩压实作用强。压实作用是长6油层组储集层致密化的重要原因。据初步估算, 压实作用可使长6油层组储集层的原始孔隙度在胶结作用后损失30%的基础上再降低50%(柳益群和李文厚, 1996)。东北三角洲砂岩储集层由于富含浊沸石、方解石和绿泥石等胶结物, 杂基含量小, 抗压实能力较强, 颗粒间多呈点、线接触, 碎屑变形微弱。西南三角洲砂岩杂基含量高, 加之岩屑的塑性颗粒变形, 孔隙损失程度大。陕北志靖地区原生粒间孔可占总孔隙的66%, 姬塬地区原生粒间孔占总孔隙的55%, 合水地区原生粒间孔只占总孔隙的12%。该地区压实作用强的原因有2个:第1个原因是古埋深过大, 长6油层组在早白垩世末期埋深约在2.0~3.3, km, 远大于现今的埋深; 第2个因素是塑性成分含量多, 西南物源含有大量千枚岩岩屑, 东北物源含有黑云母, 这些塑性成分在压力作用下挤入孔隙, 缩小了孔喉空间(图 4-A)。

图4

Fig.4

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	图4 鄂尔多斯盆地长6油层组砂岩分选特征及绿泥石胶结物特征Fig.4 Characteristics of grading and chlorite cement of the Chang 6 interval of Yanchang Formation in Ordos Basin

胶结作用在储集层孔隙演化过程中具有双重影响, 成岩早期的胶结作用虽然减小了原生孔隙, 普遍对孔隙具有破坏作用, 但也能为后期溶蚀提供物质基础。因此胶结作用的利弊要综合评价。

3.2.1 绿泥石胶结

在盆地东北部安塞、志靖以及西部的环县地区含量较高。其产状有孔隙衬里和孔隙充填两种, 呈竹叶状或玫瑰花状集合体(图 4-B, 4-C)。竹叶状绿泥石越接近孔隙, 自形程度越高, 玫瑰花状集合体则出现在较大孔隙中。绿泥石胶结物发育的砂岩, 颗粒之间常为点— 线接触(图4-D)。绿泥石有3个特点:(1)绿泥石晶体呈竹叶状垂直于颗粒表面并向颗粒中心生长, 在孔隙部位自形程度好(张哨楠和丁晓琪, 2010)。孔隙环边衬里绿泥石通常是定向和近于等厚的, 一般为3~8, μ m; (2)早期绿泥石的Fe/Mg值相对较高, 晚期绿泥石Fe含量降低, 反映了孔隙流体成分的变化; (3)绿泥石环边生长在溶解的骨架颗粒边界, 薄片下类似于铸模孔(黄思静等, 2004)。

绿泥石胶结对孔隙的保存是有利的, 表现在3个方面:(1)绿泥石沉淀后的生长一直持续到自生石英沉淀之后, 因此可抵御埋藏成岩过程中不断增加的上覆载荷, 使砂岩的原生孔隙和次生溶蚀孔隙得以保存; (2)绿泥石薄膜阻止了石英自生加大。当黏土膜达到一定厚度(大于5, μ m)并且连续分布时, 石英胶结物不能在碎屑石英表面成核、形成共轴生长的胶结物(高剑波等, 2007; 丁晓琪等, 2010)。也有研究认为, 绿泥石形成于碱性环境而石英形成于酸性环境, 即当孔隙流体达到石英形成的酸性条件时就会对绿泥石形成溶蚀, 降低自身SiO₂的浓度, 不足以形成石英胶结(张慧娟等, 2010); (3)绿泥石胶结所保留下来的粒间孔隙为酸性流体的运移提供了通道, 使方解石溶蚀等有利成岩作用不断进行, 进而改善储集层孔隙度。但不可否认, 绿泥石胶结不仅减少了孔隙的空间, 也使得孔隙喉道变得迂回曲折甚至被堵塞, 使渗透率大大降低, 所以绿泥石胶结被认为是一种保留原始孔隙度但降低渗透率的黏土胶结物。

3.2.2 浊沸石胶结

在长6油层组砂岩中, 浊沸石胶结表现为2种形式:第1种是呈连晶状孔隙充填, 第2种是交代其他矿物颗粒, 例如斜长石。长6油层组浊沸石多数以孔隙充填形式产出, 少量交代长石和火山碎屑, 主要发育在盆地东北部的志靖、安塞三角洲部位, 由盆地东北向西南方向逐渐减少。纵向上从长6油层组顶部到底部有逐渐增多的趋势。根据陕北地区延长组埋深小于2500, m, 镜煤反射率为0.5%~0.8%, 估算浊沸石形成的温度为50~80, ℃, 即较低温度下可以形成(朱国华, 1985)。

浊沸石形成的介质条件是高pH值, 富含SiO₂、Ca²⁺、Na⁺、K⁺的高矿化度孔隙水及适当的CO₂分压。在鄂尔多斯盆地, 普遍认为形成浊沸石的Ca²⁺来源有两个途径, 分别与斜长石钠长石化和火山物质水化有关。中成岩阶段砂泥岩中蒙脱石组分在向伊利石、绿泥石转化的过程中大量脱水, 并析出大量Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺、Fe³⁺等阳离子, 使孔隙水富Na⁺且pH值较高。其中Na⁺进入斜长石晶格使其变为钠长石; Ca²⁺随后形成浊沸石并充填剩余粒间孔。

形成如此广泛的浊沸石需要大量Ca²⁺, 火山活动形成的凝灰岩也可能是Ca²⁺的来源之一。在长6油层组中, 特别是长6油层组底部, 发育多套分布稳定、成层性较好的凝灰岩。陕北延长组凝灰岩全岩分析结果显示, Ca、Mg、Fe、Si、Al的含量都比较高(杨晓萍和裘怿楠, 2002)。

3.2.3 碳酸盐胶结

长6油层组储集层中的碳酸盐胶结按照成分和顺序可分为两期。早期以方解石胶结为主, 晚期主要是铁方解石、铁白云石胶结(图 5-A)。早期方解石在阴极发光下显示橙黄色, 晚期铁方解石在阴极发光下颜色较暗, 以嵌晶式、薄膜式充填于原生孔隙和长石溶蚀产生的次生孔隙中。在砂体胶结致密的部位, 手标本表现为灰白色细砂岩, 镜下可观察到颗粒呈漂浮状分布在方解石胶结物中(图 5-B)。西南合水、城华地区的碳酸盐胶结物含量高于东北部安塞、吴起地区, 可能与陇西古陆的变质岩和沉积岩母岩有关。白云石在盆地西南地区较为发育, 而盆地北部不发育, 这是由于白云石胶结物与西南部地区碳酸盐岩岩屑含量高有一定相关性(窦伟坦等, 2009; 赵俊兴等, 2009)。方解石的形成与沉积时的湖泊中碳酸钙过饱和有关; 铁方解石与有机质脱羟基作用有关; 碳酸盐胶结在全区各个沉积相带普遍发育, 河口坝顶部以及水下分流河道主砂体等原始孔隙度较高的部位也常见, 且后期溶蚀很微弱, 是除压实作用之外的一个重要破坏性成岩作用。

图5

Fig.5

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	图5 鄂尔多斯盆地长6油层组砂岩方解石胶结及长石溶蚀特征Fig.5 Characteristics of calcite cementation and feldspar dissolution of the Chang 6 interval of Yanchang Formation in Ordos Basin

溶蚀作用可发生在颗粒边缘, 形成粒间溶蚀, 也可在颗粒内部形成粒内溶蚀孔隙。粒间溶蚀孔隙呈长条状、港湾状、锯齿状, 极少见到特大溶蚀粒间孔隙。

1)长石溶蚀。白豹、华池、合水等地区位于湖盆中部地区, 重力流砂体与深水泥岩指状交互, 长石溶蚀程度较高, 长石溶蚀孔约占总孔隙的22%, 吴起地区为17%、安塞地区为14.7%, 张岔地区为12%, 志靖地区为11.4%。根据其形态和分布, 可以分为以下几类:蜂窝状粒内溶孔、条带状粒内溶孔、网格状溶蚀孔隙以及铸模孔(图 5-C, 5-D)。因溶蚀常沿着长石的解理或者微裂缝进行, 因此条带状的具定向性的粒内孔隙最常见。

2)浊沸石溶蚀。发育在靖边、安塞一带的三角洲平原分流河道与前缘的水下分流河道部位。由于溶蚀与烃源岩中有机质生烃产生的酸性流体有关, 从物源向湖盆中心部位, 溶蚀作用依次增强。浊沸石一般充填在粒度较粗、分选较好、杂基较少的厚层砂岩孔隙中。充填后虽然堵塞孔隙使储集层物性变差, 但又起了支撑作用, 使骨架颗粒未受到强烈压实, 后期溶蚀生成较多溶蚀粒间孔隙, 使储集层孔隙结构得到改善(图 6-A)。统计结果显示, 浊沸石溶蚀现象明显的地区, 渗透率明显高于其他地区。这些溶蚀次生孔隙使储集层具有大规模聚集油气的条件, 此后, 烃类侵位作用阻止这些孔隙中破坏性成岩作用的进行。浊沸石次生孔隙是陕北地区长6油层组的主要砂体储油空间。

图6

Fig.6

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	图6 鄂尔多斯盆地长6油层组砂岩储集层孔隙结构特征Fig.6 Characteristics of reservoir spaces of the Chang 6 interval of Yanchang Formation in Ordos Basin

鄂尔多斯盆地西部物源复杂, 源区岩石包括变碎屑岩、变火山岩和岩浆岩及碳酸盐岩和碎屑岩等沉积岩; 东北部物源主要来自变质岩和沉积碎屑岩区, 原岩为一套花岗片麻岩、闪长片麻岩、角闪斜长片麻岩。东北部长6油层组砂岩长石含量相对较高, 自东北向西南, 石英与岩屑的含量逐渐增高。东北安塞、吴起三角洲具有长石含量高、粒度相对较粗、分选相对较好, 杂基含量低的特点, 因此物性相对较好; 西南合水、西峰等地区则粒度细、分选差、白云岩岩屑含量高、杂基含量高, 物性相对较差。此外东北部物源带来大量的黑云母, 为绿泥石膜的形成提供大量铁、镁离子来源, 使砂体中的部分原生粒间孔得以保存。两大物源在盆地中部白豹地区交汇, 其沉积的砂体在纵向上叠置, 镜下可观察到同一口井中砂体的成分、结构差别较大, 储集层具有极强的非均值性(图 6-B, 6-C)。例如白209井在深度2056~2064, m的砂岩中发现垂相上西南物源与东北物源的砂体交互沉积的现象(王素柔等, 2006)。

不同的沉积相带的砂体, 其成岩作用类型有很大差别。一般来说, 主河道部位由于粒度粗、分选好、杂基少, 孔喉相对发育, 后期酸性水易于进入砂岩产生溶蚀孔隙。而河漫滩微相和分流间湾则易于发生压实与胶结作用。三角洲平原河道与水下分流河道相比, 早期碳酸盐胶结程度相对低。早期方解石胶结与水体的性质有关, 河流水体呈现弱酸性, 而延长组沉积时期湖盆水体具有微咸水— 半咸水特点, 在这种环境下极易产生早期方解石胶结。岩心中观察到发育方解石胶结的砂体厚度不等, 一般为10~40, cm, 厚度较大的可达到2 m。在水下分流河道微相以及河口坝微相的顶部, 常有灰白色方解石胶结细砂岩发育, 由于这些部位的原始孔隙度较高, 早期碱性水体能够进入且发生方解石沉淀。此外孤立分流河道由于厚度较小, 顶底部均为泥质沉积, 也易于成岩水进入而发生钙质胶结。

三角洲河道与深水砂体相比, 成岩作用类型也存在差别。例如弱压实— 绿泥石膜胶结相主要分布于三角洲前缘分流河道和河口坝等有利微相发育期。绿泥石族分子式为((Mg, Al, Fe)₆[(SiAl)₄O₁₀](OH)₈), 在富铁的碱性环境中形成。富Fe环境在三角洲沉积背景, 特别是三角洲前缘的水下分流河道与河口坝部位很容易出现。河流带来丰富的溶解铁, 在三角洲前缘沉积的砂体中因沉积盆地电解质的加入发生絮凝而形成含铁沉积物, 这种沉积物为成岩过程中的绿泥石环边的形成提供丰富的铁的来源(黄思静等, 2004; 丁晓琪等, 2010)。加之由于海水的间歇性入侵, 长6油层组沉积时期湖泊水体的古盐度为0.940%~1.016%, 属于富钠的微咸— 半咸水环境, 为形成绿泥石环边提供了丰富的电解质(郑荣才和柳海青, 1999)。而长石溶蚀相则多发育在深水砂岩中。深水块状砂岩包裹在深湖暗色泥岩中, 暗色泥岩中有机质生烃带来大量酸性水, 使得砂岩中的长石溶蚀, 形成长石溶蚀孔隙。三角洲前缘与深水砂体发育的过渡区域则发育绿泥石胶结— 长石溶蚀相(图 6-D), 这个区域的砂体既有形成绿泥石膜的条件, 又受到深湖泥岩形成的酸性水体的影响, 是最有利的成岩相带。

岩心观察可看到长6油层组发育大量高角度裂缝, 出现频率极高, 这与鄂尔多斯盆地演化过程中经历的构造活动有密切关系。该盆地燕山期构造应力场具有盆缘四周向盆地中心挤压的特点, 喜马拉雅期处于挤压应力场与太平洋板块俯冲剪切应力场作用中(赵文智等, 2003)。两期构造运动对裂缝系统以及微裂缝的形成起了重要作用(王瑞飞和孙卫, 2009)。在构造应力与流体超压的共同作用下, 长6油层组低渗透储集层产生一定数量的微裂缝, 未充填的裂缝可进一步溶蚀, 不仅连通孔隙、提高储集层渗滤能力, 还为流体运聚成藏提供了垂向及侧向有效疏导通道。薄片及扫描电镜观测到微裂缝的长度介于0.02~35, mm之间, 裂缝孔隙度占基质孔隙度的3%左右。凡是存在微裂缝或紧邻微裂缝的样品, 渗透率均较大。

两期构造运动伴随大规模的火山、地震活动。火山喷发产生的凝灰岩经过大气沉降过程, 以漂移或水携方式进入湖盆。在盆地长8— 长6油层组中, 沉积一套分布稳定、厚度较大, 颜色为灰黄色、黄绿色、棕红色的凝灰岩层。研究认为这套火山沉积物与浊沸石的形成密切关系, 是浊沸石溶蚀孔隙形成的物质基础之一。此外, 砂岩中火山喷发物质的溶蚀、蚀变是次生孔隙形成的有利因素。例如钙碱性安山质岩屑在成岩过程中经历溶蚀作用之后能够形成各种岩屑溶孔。火山灰蚀变形成的黏土矿物还可形成晶间微孔隙(左智峰等, 2008)。

烃源岩中的有机质向烃类转化的过程中释放出大量的有机酸和CO₂, 进入孔隙水中形成酸性流体, 使长6油层组砂岩中长石、浊沸石等不稳定组分发生溶蚀。朱抱荃等(1996)就地层干酪根有机酸与储集层次生孔隙的关系进行研究, 认为在干酪根低成熟阶段, 有机酸浓度最高, 以南堡坳陷干酪根为例, 在低成熟阶段可达到210 mg/g。在80~200, ℃温度范围内, 油田水的羧酸含量可达到8000 mg/g以上(史基安等, 1994)。有机酸对铝硅酸盐的溶解能力很强, 实验证明醋酸溶液在一定温度下可以使铝溶解度增加1个数量级, 草酸则可使铝的溶解度增加3个数量级(Surdam et al., 1984)。因此有机酸对长石、浊沸石等铝硅酸盐矿物溶蚀孔隙的形成具有重要作用。除有机酸外, 碳酸也是酸性流体的来源之一, 长7油层组优质油源岩热模拟实验表明, 在R_O为0.55时, 热解产生的CO₂占热解气体积的47.8%, 随成熟度加大, 这个比例逐渐减小(张文正等, 2006)。由此可见, 生烃作用可产生大量的有机酸和碳酸, 使地层水处于酸性状态, 使长石、浊沸石等铝硅酸盐矿物和碳酸盐矿物发生溶解。同时较低的pH值保证溶解后复杂的有机络合物迁移, 加速矿物的进一步溶解。

除了对不稳定组分的溶蚀作用, 有机流体在孔隙中聚集可以抑制地层水的流动, 改变岩石地球化学环境和岩石的水润湿性, 抑制石英自生加大以及各种黏土矿物的溶解沉淀作用, 有助于物性条件的改善(史基安等, 2003; 陈鑫等, 2009)。

20世纪90年代以来, 国外学者注意到开放体系中大气水对砂岩骨架颗粒溶蚀产生次生孔隙的现象, 并认为深埋地层中存在的溶蚀孔隙并不能说明孔隙的产生和Al的迁移就是在深埋环境下发生的, 而可能发生在大气水作用带, 在以后的继续埋深过程中, 这些孔隙可能被保存下来。黄思静等(2003)在大量薄片研究及资料统计的基础上, 从岩石物性、长石溶蚀形成的次生孔隙、高岭石和长石含量纵向变化等证据出发, 认为延长组砂岩储集层次生孔隙的形成机制可能与印支期暴露时间间隔中大气水的溶解作用有关。柳益群和李文厚(1996)认为早期长石、岩屑粒内溶孔与被绿泥石薄膜包裹的港湾状碎屑, 是近地表条件下大气淡水淋滤的结果, 可能不是孔隙体积增大的主要作用。但是, 大气水的淋滤作用还有待进一步的研究论证。