斯春松, 寿建峰, 王少依, 吴东旭. (2012)鄂尔多斯盆地中部上古生界砂(砾)岩储集层孔隙成因及控制因素* [J]. 古地理学报, 14(4): 533-542
Si Chunsong, Shou Jianfeng, Wang Shaoyi, Wu Dongxu. (2012)Porosity origin and controlling factors of sandstone and conglomeratereservoir of the Upper Paleozoic in central Ordos Basin[J]. Journal Of Palaeogeography, 14(4): 533-542. DOI:  
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鄂尔多斯盆地中部上古生界砂(砾)岩储集层孔隙成因及控制因素*
斯春松1, 寿建峰2, 王少依2, 吴东旭2
1 中国地质大学(武汉)资源学院,湖北武汉 430074
2 中国石油杭州地质研究院,浙江杭州 310023

第一作者简介 斯春松,男,1968年生,中国地质大学(武汉)在读博士生。E-mail:sics_hz@petroChina.com.cn。

收稿日期:2011-05-17
基金:*中国石油科技重大专项“岩性地层油气藏富集规律与勘探技术研究”(编号:2008B-01)资助
摘要

鄂尔多斯盆地中部横山—靖边—安塞地区山西组和下石盒子组发育低孔低渗至特低孔特低渗砂(砾)岩储集层,其物性控制了气层产能的大小。文中通过对显微镜下的孔隙形态特征、易溶碎屑组分含量和孔隙结构特征 3个方面的分析,提出山西组二段砂(砾)岩储集层主要发育原生孔隙,而下石盒子组八段砂(砾)岩储集层以溶孔为主。在研究区内储集层埋藏深度差异不大的情况下,砂(砾)岩原生孔隙的保存程度和溶孔的发育规模主要受粒径、碎屑组分、石英次生加大和有机酸来源的影响,粒径是山西组二段和下石盒子组八段储集层孔隙发育的基本影响因素,储集层渗透率大于 0.2×10-3 μm2的有利储集层均发育于中粗砂岩及以上粒级的砂(砾)岩中。山西组二段石英砂(砾)岩的强抗压性、缺少易溶碎屑组分是原生孔隙保存较多的主要原因,而丰富的硅质来源是原生孔隙减少的重要因素。对下石盒子组八段而言,易溶物质含量适中、有机酸来源丰富是岩屑砂(砾)岩溶孔发育的主要原因。进一步的研究表明,储集层的孔隙成因与孔隙结构之间有良好的相关性,原生孔隙储集层的孔隙结构要优于溶孔储集层,表现为在相同孔隙度时,前者的渗透率明显高于后者。

关键词: 砂(砾)岩储集层; 孔隙成因; 控制因素; 鄂尔多斯盆地
中图分类号:TE122.2 文献标志码:文章编号:1671-1505(2012)04-0533-10 文章编号:1671-1505(2012)04-0533-10
Porosity origin and controlling factors of sandstone and conglomeratereservoir of the Upper Paleozoic in central Ordos Basin
Si Chunsong1, Shou Jianfeng2, Wang Shaoyi2, Wu Dongxu2
1 Faculty of Earth Resources, China University of Geosciences(Wuhan),Wuhan 430074,Hubei
2 Hangzhou Institute of Petroleum Geology,PetroChina,Hangzhou 310023,Zhejiang;

About the first author Si Chunsong,born in 1968,is a candidate for Ph.D.degree in China University of Geosciences(Wuhan).E-mail: sics_hz@petroChina.com.cn.

Abstract

Gas productivity of the Lower Permian Shanxi and Xiashihezi Formations in the Ordos Basin is controlled mainly by reservoir property.Understanding the porosity origin and its controlling factors is a critical step in predicting the distribution of reservoir.Integrated analysis of porosity characteristics,mineral solubility and pore textures shows that reservoir space for sandstones and conglomerates in the Member 2 of Shanxi Formation is mainly primary porosity,while that for the Member 8 of Xiashihezi Formation is mainly dissolution porosity.Reservation of primary porosity and creation of dissolution porosity are constrained by detrital component,grain size,and silica origin, i.e.coarse quartzose sandstones and conglomerates in the Member 2 of Shanxi Formation are favored by their strong resistance to compression,absence of dissoluble components,and multiplicate origin of silica;coarse lithic sandstones and conglomerates in the Member 8 of Xiashihezi Formation are prone to be dissolved due to their abundant dissoluble components and organic acid.This study indicates that reservoirs with 8%~18% of dissoluble components possess the highest dissolution porosity.Porosity genetic types correlate well with pore textures, i.e. reservoirs with primary pores are of higher permeability than those with dissolution pores at the same porosity.

Key words: sandstone and conglomerate reservoirs; porosity origin; controlling factors; Ordos Basin
1 概述

鄂尔多斯盆地中部伊陕斜坡带的横山— 靖边— 安塞一带面积约2× 104 km2(图 1)。该区上古生界自下而上发育石炭系本溪组(C2b), 下二叠统太原组(P1t)、山西组(P1s)和下石盒子组(P1x), 上二叠统上石盒子组(P2s)和石千峰组(P2sh)。山西组由下往上分为山西组二段和山西组一段, 下石盒子组由下往上分为下石盒子组八段至下石盒子组一段, 其中, 山西组二段和下石盒子组八段是重要的天然气分布层位, 近期发现了苏里格、乌审旗和榆林大型气田。该区气层物性较差, 是影响天然气富集程度和产能大小的重要因素。大量实测储集层物性资料的统计结果表明, 约75%的砂(砾)岩孔隙度小于9.0%, 约60%的砂(砾)岩渗透率小于0.5× 10-3μ m2, 并且平面上储集层物性的变化较大, 尤其对下石盒子组八段储集层而言, 所以储集层的孔隙成因是进行储集层评价和预测首先要研究的问题。

图1 鄂尔多斯盆地中部横山— 靖边— 安塞地区位置Fig.1 Location of Hengshan-Jingbian-Ansai area in Ordos Basin

前人对该区山西组和下石盒子组储集层做了较多研究, 多数学者认为该区山西组二段和下石盒子组八段砂(砾)岩以溶孔为主(于忠平等, 2002; 王建伟等, 2004; 刘小洪等, 2006; 韩宗元等, 2008; 季汉成和杨潇, 2008; 杨奕华等, 2008; 刘岩等, 2009; 王峰等, 2009; 闫建萍等, 2010), 岩石的溶蚀程度控制了储集层物性和气层产能。文中从显微镜下的孔隙形态特征、易溶碎屑组分含量和孔隙结构特征3个方面分析了山西组二段和下石盒子组八段砂(砾)岩的孔隙特征, 提出山西组二段砂(砾)岩储集层主要发育原生孔隙, 而下石盒子组八段砂(砾)岩储集层以溶孔为主。此外还进一步讨论了储集层孔隙成因与孔隙结构之间的关系, 这对研究区的储集层评价和预测十分重要。

2 储集层岩石学及储集特征
2.1 岩石学特征及成岩作用

鄂尔多斯盆地山西组二段和下石盒子组八段发育大型海陆过渡相的三角洲沉积①(① 寿建峰, 朱国华, 吴东旭, 等．2009．高桥— 西河口地区盒八和山2段相对高渗储集层形成条件研究．杭州地质研究所内部成果报告), 研究区内以三角洲前缘亚相为主, 储集体岩性为砂砾岩、砾状砂岩、含砾砂岩和砂岩, 粗砂及其以上粒级的储集层占79%以上。

2.1.1 山西组二段

通过对84口钻井岩心的大量铸体薄片及岩矿分析测试资料的统计, 山西组二段储集层以石英砂(砾)岩为主, 含少量岩屑石英砂(砾)岩。碎屑组分中石英和石英质颗粒含量(文中称为刚性碎屑组分)为87%~100%, 平均为96.3%。岩屑含量为0%~13%, 平均为3.7%, 其成分主要为中酸性火山岩岩屑和极少量的浅变质岩岩屑, 长石含量近于零。

山西组二段砂(砾)岩最主要的成岩作用是压实作用和石英次生加大, 砂(砾)岩的压实作用总体很强, 压实量达20%~31%(图 2-a), 是砂(砾)岩原生孔隙保存程度的主要影响因素, 但其压实速率由于强抗压性的石英和石英质碎屑颗粒含量高而小于下石盒子组八段砂(砾)岩。石英次生加大普遍发育, 次生加大边的含量多在3%~10%之间, 最高达15%(图 3), 是砂(砾)岩原生孔隙保存程度的重要影响因素。砂(砾)岩的溶蚀作用弱, 但岩屑石英砂(砾)岩中的岩屑颗粒可发生溶蚀作用, 形成一定量的溶孔, 显微镜下的溶孔面孔率一般小于0.5%。

图2 山西组二段(a)和下石盒子组八段(b)砂岩储集层压实和胶结评价图Fig.2 Compaction and cementation evaluation of reservoir sandstones in the Member 2 of Shanxi Formation(a)and Member 8 of Xiashihezi Formation(b)

图3 山西组二段石英砂岩中石英颗粒次生加大现象Fig.3 Microphotographs showing quartz overgrowth of quartzose sandstones in the Member 2 of Shanxi Formation

2.1.2 下石盒子组八段

下石盒子组八段储集层以岩屑砂(砾)岩为主, 其次为岩屑石英砂(砾)岩和少量长石岩屑砂(砾)岩, 而石英砂(砾)岩极少。石英和石英质碎屑颗粒含量为44%~94%, 平均为77.8%; 岩屑含量为3%~54%, 平均为18.2%, 其成分主要为中酸性火山岩岩屑, 含少量浅变质岩岩屑; 长石含量为0~18.5%, 平均为4.0%。由此可见, 下石盒子组八段和山西组二段储集层的粒级粗、结构成熟度高, 而它们之间的成分成熟度差异较大, 成为影响其成岩作用和孔隙成因的重要因素。

下石盒子组八段砂(砾)岩的成岩作用复杂, 包括压实作用、溶蚀作用、方解石胶结作用和蚀变(或交代)作用, 其中压实作用是影响砂(砾)岩孔隙保存程度的主要因素, 压实量达20%~39%(图2-b)。碎屑颗粒的溶蚀作用和方解石的胶结作用分别是影响砂(砾)岩孔隙形成及破坏的重要因素。砂(砾)岩中火山岩岩屑的溶蚀作用较普遍(图 4-a, 4-b), 是决定该类储集层有效性的关键因素, 显微镜下的溶孔面孔率为0.5%~6.0%; 方解石既有呈蚀变(或交代)碎屑颗粒的方式(图 4-c), 也有呈孔隙充填的方式(图 4-d), 后者对孔隙保存起破坏作用。砂(砾)岩中其他常见的蚀变(或交代)作用有火山岩岩屑(熔岩、凝灰岩)和长石颗粒的泥化、高岭石化、伊利石化、铁方解石化、硅化以及泥质杂基的高岭石化和硅化等。火山岩岩屑和长石在上述蚀变(或交代)作用过程中析出大量的二氧化硅, 成为石英次生加大的物质来源之一。

图4 下石盒子组八段砂岩溶孔及方解石交代碎屑颗粒现象Fig.4 Microphotographs showing dissolution pore and calcite replacement of sandstones in the Member 8 of Xiashihezi Formation

2.2 储集性能与孔隙结构

约80余口井的实测物性资料的统计结果表明, 该区山西组二段和下石盒子组八段储集层均以低孔低渗至特低孔特低渗为主。

山西组二段储集层孔隙度一般小于12.0%, 其中孔隙度小于6.0%的占59.2%, 6.0%~9.0%占33.3%, 9.0%~12.0%占7.4%; 渗透率小于1× 10-3μ m2的占62.0%, 1× 10-3~10× 10-3μ m2的占20.6%, 大于10× 10-3μ m2的占17.5%。

下石盒子组八段储集层的孔隙度整体上大于山西组二段, 而渗透率明显地小于山西组二段。该段储集层孔隙度小于6%的占46.6%, 6.0%~9.0%占43.2%, 9.0%~12.0%占5.7%, 大于12.0%占4.5%; 储集层渗透率大于0.5× 10-3μ m2的仅占8.6%, 0.5× 10-3~0.01× 10-3μ m2占88.6%, 小于0.05× 10-3μ m2占2.8%。

该区储集层的孔隙结构特征可分为4类(图 5):Ⅰ 类孔隙结构储集层的渗透率大于1× 10-3μ m2, 孔隙组合为原生孔和溶孔— 原生孔, 孔喉偏粗歪度, 孔径大于50, μ m, 喉道半径中值为0.1~1.0, μ m, 排驱压力小于0.03~0.5 MPa, 岩性为粗粒及以上粒级的石英砂(砾)岩; Ⅱ 类孔隙结构储集层的渗透率为0.2× 10-3~1.0× 10-3μ m2, 孔隙组合为原生孔和原生孔— 溶孔, 孔喉偏细歪度, 中等孔径为5~50, μ m, 喉道半径中值为0.05~0.5, μ m, 排驱压力为0.5~2.0 MPa, 岩性为粗粒及以上粒级的石英砂(砾)岩和岩屑石英砂岩; Ⅲ 类孔隙结构储集层的渗透率为0.05× 10-3~0.2× 10-3 μ m2, 孔隙组合主要为溶孔和溶孔— 微孔, 孔喉细歪度, 孔径为0.5~20, μ m, 喉道半径中值为0.01~0.05, μ m, 排驱压力为0.5~2.0 MPa, 岩性为中粗粒、粗中粒岩屑石英砂(砾)岩和岩屑砂(砾)岩; Ⅳ 类孔隙结构储集层的渗透率小于0.05× 10-3μ m2, 孔隙组合主要为微孔, 孔喉细歪度, 孔径小于0.5, μ m, 喉道半径中值小于0.01, μ m, 排驱压力为1.0~3.0 MPa, 岩性为中粒、细粒岩屑砂(砾)岩。

图5 山西组二段和下石盒子组八段储集层孔隙结构类型的典型压汞曲线(图中Ⅰ 、Ⅱ 、Ⅲ 和Ⅳ 为与正文对应的孔隙结构类型)Fig.5 Typical intrusive mercury curves reflecting pore textures of reservoirs in the Member 2 of Shanxi Formation and Member 8 of Xiashihezi Formation

从上述储集层的孔隙结构类型可以看出, Ⅰ 和Ⅱ 类孔隙结构储集层主要分布于山西组二段, 下石盒子组八段储集层分布少量的Ⅱ 类孔隙结构; 而Ⅲ 和Ⅳ 类孔隙结构是下石盒子组八段储集层的主要孔隙结构类型。

3 储集层孔隙成因及影响因素
3.1 孔隙成因

储集层的孔隙成因与储集层评价和预测密切相关, 储集层的孔隙成因类型不同, 其评价和预测的方法也不同。文中讨论的孔隙成因类型指岩石显微镜下裸眼可辨的显孔, 而不包括岩石显微镜下裸眼难以识别的微孔。笔者从显微镜下的孔隙形态特征、可溶性矿物含量和孔隙结构特征3个方面, 分析了研究区山西组二段和下石盒子组八段储集层的孔隙成因。

3.1.1 原生孔隙

原生孔隙主要发育于山西组二段石英砂(砾)岩中。在显微镜下, 原生孔隙形态较规则, 孔内较洁净, 除了少量高岭石充填外, 大部分颗粒未显示出颗粒边缘或内部的溶蚀痕迹(图 3; 图6-b), 这些均反映了原生孔隙的形态特征。图6-a中的粒间孔隙也可能为原生孔隙, 因为在显微镜下见到的齿状石英颗粒边缘并不是溶蚀痕迹, 而是不均一的石英次加大边所致。如果根据山西组二段砂(砾)岩中未见溶蚀痕迹或溶蚀痕迹不明显的孔隙, 或并未见到这些孔隙中的碎屑颗粒或碳酸盐胶结物的溶蚀残余, 就认为这些孔隙是碎屑颗粒或碳酸盐胶结物被溶蚀形成的孔隙尚缺乏依据。

图6 山西组二段砂岩原生孔隙与下石盒子组八段溶蚀孔隙的微观特征对比Fig.6 Microphotographs showing comparison between primary and dissolution pores in the Member 2 of Shanxi Formation and Member 8 of Xiashihezi Formation

山西组二段储集层的原生孔隙可分为粒间原生孔隙和被石英次生加大缩小的原生孔隙, 后者由于石英次加大的普遍发育而成为主要的原生孔隙类型。由于砂(砾)岩的压实程度或石英次生加大的程度不同, 原生孔隙的大小和发育程度不同。

山西组二段储集层的原生孔隙主要发育于石英砂(砾)岩中, 这是由石英的低溶解度及酸性或偏酸性成岩环境中石英表现为结晶的特性决定的。平面上砂(砾)岩的原生孔隙主要保存于中— 粗砂岩及砂砾岩中, 而细粒级砂岩因更强烈的压实作用, 显微镜下已基本见不到原生孔隙。

3.1.2 溶蚀孔隙

溶蚀孔隙主要发育于下石盒子组八段岩屑砂(砾)岩中, 山西组二段岩屑砂(砾)岩中也可见到少量溶孔。在显微镜下溶孔的形态不规则, 包括颗粒边缘溶蚀痕迹明显的粒间溶孔或颗粒内部不规则的粒内溶孔, 孔内常有溶蚀残留物充填(图 4-a, 4-b; 图6-c, 6-d)。此外, 还包括碎屑颗粒被全部溶蚀的铸模孔、碎屑颗粒被部分溶蚀的粒内溶孔和粒缘溶孔, 被溶蚀的碎屑颗粒主要为火山岩岩屑, 而碳酸盐胶结物很少被溶蚀。

溶孔主要发育于中— 粗砂岩及砂砾岩中, 其溶蚀程度基本决定了下石盒子组八段砂(砾)岩的储集层物性。该区溶孔储集层在平面上分布较广, 这与二叠系煤系地层发育而在成岩早期即可提供丰富的有机酸、导致砂(砾)岩次生孔隙较发育有关。

3.2 孔隙发育的影响因素

砂(砾)岩成岩作用和孔隙演化的影响因素很多, 尤其是在中国具有复杂地质背景的油气盆地中, 其概括起来有沉积、构造、热和流体4大因素(寿建峰等, 2005, 2006; Shou et al., 2006)。研究区内的构造活动和后期变形作用较弱, 对砂(砾)岩孔隙发育的影响小; 该区砂(砾)岩的分选较好、泥质杂基含量低, 且平面上变化较小, 也不是砂(砾)岩孔隙发育的重要控制因素。研究表明, 在该区储集层埋藏深度差异较小的情况下, 碎屑组分和含量、砂(砾)岩粒径、石英次生加大和有机酸来源是孔隙发育的主要影响因素。

3.2.1 碎屑组分和含量

碎屑组分和含量影响孔隙的保存和溶孔的发育。砂(砾)岩中刚性碎屑组分的抗压性强, 在成岩压实过程中不易变形, 故可保存更多的原生孔隙; 砂(砾)岩中含易溶组分, 则利于溶孔的发育。山西组二段中— 粗石英砂岩及石英砂砾岩中的刚性碎屑组分含量高, 利于原生孔隙的保存。如图7所示, 随着砂砾岩中刚性碎屑组分含量的增加, 孔隙度呈现增高趋势。

图7 山西组二段中— 粗砂岩孔隙度与刚性颗粒含量关系Fig.7 Relationship of medium-coarse sandstones porosity and rich-silica grains content in the Member 2 of Shanxi Formation

对下石盒子组八段而言, 砂(砾)岩中火山岩岩屑含量明显地影响到溶孔发育(图 8):当火山岩岩屑含量约低于8.0%时, 由于缺少易溶物质, 火山岩岩屑的溶孔不发育, 溶孔面孔率小于2.0%; 当火山岩岩屑含量大于18.0%时, 则会由于砂(砾)岩的压实作用显著增强而限制了溶孔的发育, 溶孔面孔率也小于2.0%; 只有当火山岩岩屑含量为8.0%~18.0%时, 砂(砾)岩中的溶孔较发育, 溶孔面孔率在2%~6%之间。

图8 下石盒子组八段储集层火山岩岩屑含量与溶孔面孔率关系Fig.8 Relationship of volcanic rock fragments content and plane dissolution porosity ratio in the Member 8 of Xiashihezi Formation

3.2.2 砂(砾)岩的粒径

砂(砾)岩的粒径对其孔隙的保存和形成均有明显的影响:(1)随着砂(砾)岩的粒径变细, 碎屑组分中浅变质岩等塑性岩屑组分含量增加, 从而有利于加快砂(砾)岩的压实, 但不利于原生孔隙的保存和溶孔的形成; (2)砂(砾)岩的粒径影响其抗压性, 随着砂(砾)岩的粒径变细, 其抗压性变弱, 原生孔隙减少。如图9所示, 山西组二段中— 细粒级砂岩的孔隙度在2.0%~6.0%之间, 渗透率小于0.2× 10-3μ m2; 粗粒级砂岩的孔隙度在4.0%~9.0%之间, 渗透率为0.2× 10-3~1.0× 10-3μ m2; 巨粒和砾级粒级砂(砾)岩的孔隙度多在4.5%~9.5%之间, 渗透率在0.2× 10-3~100.0× 10-3μ m2之间。另外, 较强的压实作用不利于溶孔的形成。

图9 山西组二段砂(砾)岩粒径与孔隙度和渗透率的相关性Fig.9 Relationship among grain size, porosity and permeability in the Member 2 of Shanxi Formation

3.2.3 石英次生加大

研究区石英砂(砾)岩和岩屑石英砂(砾)岩中的硅质胶结作用普遍发育, 是山西组二段储集层原生孔隙减少的重要原因。统计结果表明, 山西组二段砂(砾)岩中硅质胶结损失的面孔率平均为6.0%, 最高达15.0%; 下石盒子组八段储集层中因硅质胶结损失的面孔率平均为3.6%, 最高达10.0%(图 3)。

砂(砾)岩中丰富的二氧化硅可能来源于火山岩岩屑和长石颗粒的溶蚀或蚀变, 但来自石英颗粒的压溶及相邻泥质岩或砂(砾)岩中黏土矿物的成岩演化也可提供丰富的硅质, 其反应式如下:

2KAlSi3O8+2H++H2O→ Al2SiO3(OH)4+5SiO2+2K+(1)

(1)反应式中, 每产生0.46 cm3的高岭石, 可释放出0.43 cm3的SiO2;

1.2Na0.66Al3.33Mg0.66SiO2(OH)4nH2O(蒙皂石)+3.2H+→ 2Al2SiO3(OH)4+5.6SiO2+0.79Na++0.79Mg2++12nH2O(2)

(2)反应式中, 每生成1 g高岭石, 可析出0.65 g的SiO2。

4 孔隙成因与孔隙结构的关系

储集层的孔隙结构受多种地质因素影响, 一般而言, 粗粒级储集层的孔喉较粗, 相同孔隙度下的渗透率较高, 反映较好的孔隙结构; 分选较好、杂基含量低的储集层孔隙和喉道较干净, 相同孔隙度下的渗透率较高, 也反映较好的孔隙结构。研究区山西组二段和下石盒子组八段砂(砾)岩储集层的孔隙结构有较大变化, 但这种变化不是由砂(砾)岩的结构成熟度引起的, 因为该区山西组二段和下石盒子组八段砂(砾)岩的结构成熟度均较高且相似, 并且即使相同结构成熟度的砂(砾)岩储集层, 其孔隙结构也有明显的变化。因此, 山西组二段和下石盒子组八段储集层的孔隙成因是储集层孔隙结构发生变化的主要原因。

从山西组二段和下石盒子组八段储集层的孔— 渗关系图(图 10)可以看到, 山西组二段原生孔隙储集层的孔— 渗相关性好, 在相同的孔隙度下, 其渗透率较高, 反映较好的孔隙结构。而下石盒子组八段溶孔储集层在相同的孔隙度下, 其渗透率较低, 尤其当孔隙度较高时, 渗透率比前者明显地降低, 反映较差的孔隙结构。其实, 这种孔隙结构和孔隙成因之间的关系是比较普遍的现象, 其原因在于溶孔储集层的孔径可以较大, 甚至发育超大孔隙, 使其总孔隙度较高。下石盒子组八段溶孔储集层的孔隙度总体要高于山西组二段的原生孔隙储集层, 但溶孔储集层的孔— 喉连通性较差, 并且往往有溶蚀残留物质, 使溶孔储集层的孔喉结构变差, 导致渗透率降低(图 10); 而山西组二段尽管原生孔隙储集层的孔径较小, 总孔隙度较低, 但其孔喉结构较好, 渗透率明显提高。所以砂(砾)岩储集层的孔隙成因与其孔隙结构存在密切的相关性, 可以从储集层的孔隙成因分析储集层的孔隙结构特征, 也可以从储集层的孔隙结构特征判别储集层的孔隙成因。

图10 山西组二段和下石盒子组八段储集层孔隙度和渗透率的相关性图Fig.10 Cross plot of porosity and permeability in the Member 2 of Shanxi Formation and Member 8 of Xiashihezi Formation

5 结论与讨论

鄂尔多斯盆地山西组二段和下石盒子组八段发育粗粒级的砂(砾)岩储集层, 其储集层特征变化很大, 山西组二段储集层的岩石类型为石英砂(砾)岩和岩屑石英砂(砾)岩, 原生孔隙是主要的储集空间类型, 岩屑石英砂(砾)岩可发育溶孔。原生孔隙的保存主要受控于碎屑组分、粒径及硅质来源, 碎屑颗粒越粗、刚性碎屑组分的含量越高, 原生孔隙越发育。而二氧化硅胶结作用是原生孔隙减少的重要因素。

下石盒子组八段储集层的岩石类型为岩屑砂(砾)岩和石英岩屑砂(砾)岩, 溶孔是主要的储集空间类型。溶孔的发育程度主要受控于碎屑组分与含量、粒径及有机酸的来源。溶孔发育于中— 粗砂岩至砾岩中, 且火山岩岩屑等可溶物质的含量在8.0%~18.0%之间时, 溶孔最发育。该区二叠系发育煤系地层并在成岩早期可提供丰富的有机酸也是溶孔发育的重要条件。

储集层的孔隙成因与其孔隙结构之间有密切的相关性, 原生孔隙储集层的孔隙结构要明显地优于溶孔储集层。

研究区山西组和下石盒子组砂(砾)岩的成岩作用和孔隙演化比较复杂, 有些问题尚需深入讨论:一是(铁)方解石的成因, 该区(铁)方解石主要分布于火山岩岩屑颗粒内部, 它可以(铁)方解石交代碎屑颗粒的方式形成, 也可以(铁)方解石充填溶孔的方式形成。目前对此问题尚需深入认识; 二是溶孔形成的时间及其机理; 三是二氧化硅的来源及其发育规律。对这些问题的深入研究将有助于进一步认识该区山西组和下石盒子组的储集层特征及其评价和预测。

作者声明没有竞争性利益冲突.

参考文献
1 韩宗元, 方青海, 宋波, 等. 2008. 鄂尔多斯盆地子洲一清涧古生界山2~3段储集层特征[J]. 西北大学学报(自然科学版), 38(3): 467-474. [文内引用:1]
2 季汉成, 杨潇. 2008. 鄂尔多斯盆地东部山西组山2段储集层孔隙类型及成因分析[J]. 高校地质学报, 14(2): 181-190. [文内引用:1]
3 刘小洪, 罗静兰, 张三, 等. 2006. 榆林—神木地区上古生界盒8段及山2段气层的成岩作用和成岩相[J]. 石油与天然气地质, 27(2): 200-207. [文内引用:1]
4 刘岩, 张哨楠, 丁晓琪, 等. 2009. 鄂尔多斯盆地定边北部石盒子组—山西组储集层成岩作用[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 36(1): 29-34. [文内引用:1]
5 寿建峰, 张惠良, 斯春松, 等. 2005. 砂岩动力成岩作用[M]. 北京: 石油工业出版社, 26-68. [文内引用:1]
6 寿建峰, 张惠良, 斯春松, 等. 2006. 中国油气盆地砂岩储集层的成岩压实机制分析[J]. 岩石学报, 22(8): 2165-2170. [文内引用:1]
7 王峰, 田景春, 陈蓉, 等. 2009. 鄂尔多斯盆地北部上古生界盒8 储集层特征及控制因素分析[J]. 沉积学报, 27(2): 238-245. [文内引用:1]
8 王建伟, 鲍志东, 田海芹, 等. 2004. 前陆盆地层系砂岩成岩环境特征及其孔隙演化——以鄂尔多斯盆地西缘二叠系为例[J]. 岩石矿物学杂志, 23(1): 37-42. [文内引用:1]
9 闫建萍, 刘池洋, 张卫刚, 等. 2010. 鄂尔多斯盆地南部上古生界低孔低渗砂岩储集层成岩作用特征研究[J]. 地质学报, 84(2): 272-279. [文内引用:1]
10 杨奕华, 包洪平, 贾亚妮, 等. 2008. 鄂尔多斯盆地上古生界砂岩储集层控制因素分析[J]. 古地理学报, 10(1): 26-32. [文内引用:1]
11 于忠平, 贾亚妮, 姬红, 等. 2002. 鄂尔多斯盆地东部上古生界碎屑岩储集层特征[J]. 天然气工业, 22(6): 27-30. [文内引用:1]
12 Shou Jianfeng, Si Chunsong, Wang Xin. 2006. Genesis types and diagenesis compaction mechanisms of sand stone reservoirs in dynamic environments in oil/gas basins in China[J]. Petroleum Science, 3(3): 23-31. [文内引用:1]