致密砂岩储层埋藏-成岩-油气充注演化过程与孔隙演化定量分析——以鄂尔多斯盆地东部上古生界盒8段天然气储层为例

李 杪，侯云东，罗静兰，陈娟萍，罗晓容，贾亚妮

(1.西北大学 地质系 大陆动力学国家重点实验室，陕西 西安 710069；2. 中国石油 长庆油田分公司 勘探开发研究院，陕西 西安 710021；3.中国科学院 油气资源研究重点实验室/中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029)

致密砂岩储层埋藏-成岩-油气充注演化过程与孔隙演化定量分析
——以鄂尔多斯盆地东部上古生界盒8段天然气储层为例

李 杪1，侯云东2，罗静兰1，陈娟萍2，罗晓容3，贾亚妮2

(1.西北大学 地质系 大陆动力学国家重点实验室，陕西 西安 710069；2. 中国石油 长庆油田分公司 勘探开发研究院，陕西 西安 710021；3.中国科学院 油气资源研究重点实验室/中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029)

目前国内对致密砂岩的成岩-孔隙演化过程、埋藏-热演化史、油气充注史基本停留在相对独立和单一的静态研究阶段，因此，对于砂岩的岩石学组分及其差异性成岩演化过程导致的储层致密化过程与油气充注时序关系的研究依然十分薄弱。通过各类薄片显微镜下研究与定量统计，结合扫描电镜、阴极发光、包裹体均一温度与激光拉曼探针成分等多种分析测试手段，开展了鄂尔多斯盆地东部上古生界盒8段不同类型致密砂岩的埋藏-成岩-油气充注-孔隙动态演化历史的精细研究，在此基础上讨论了各砂岩致密化过程与油气充注在时序关系上的差异性。研究结果显示，钙质胶结砂岩和高塑性岩屑砂岩的成岩-油气充注演化过程相对简单，前者经历中成岩阶段A期碳酸盐胶结作用后基本成为致密储层，时序关系为先充注后致密；而后者经历早成岩阶段压实作用后一部分成为致密储层，时序关系为先致密后充注；石英砂岩和岩屑石英砂岩经历了较为复杂的成岩-油气充注演化过程，时序关系为边充注边致密。

砂岩类型；成岩序列；孔隙定量演化；致密砂岩；鄂尔多斯盆地

成岩作用是沉积物在埋藏过程中为适应新的环境(温压和流体条件)而发生的岩石矿物和结构的转变[1]，其贯穿于盆地油气成藏的整个阶段。目前成岩作用的研究逐渐由局部单井拓展到全盆地，在地温场、应力场及流体场等盆地的大背景下分析成岩作用对储层质量的影响，建立微观小尺度的成岩作用特征与宏观盆地大尺度的埋藏-成岩-孔隙演化的空间-时间响应[2-6]。储层孔隙的演化规律受成岩作用、构造演化史、埋藏热史及油气生成史等诸多因素的共同控制[7-10]，将成岩作用、沉积盆地动力学以及油气充注相结合的研究思路与方法是成岩作用研究未来的发展趋势[5,7,11-15]。

研究区北起伊金霍洛旗，南至石楼，西起横山，东抵临县，位于鄂尔多斯盆地伊陕斜坡的东北部(图1)。区内上古生界烃源岩厚度大、生烃强度高、储层以砂岩为主、层数多、分布广，整体显示低孔低渗的特点[16]。

图1 鄂尔多斯盆地研究区地理位置Fig.1 Location map of the study area in the Ordos Basin

其中，二叠系下石盒子组8段(盒8段)为盆地内的主要产气层之一。前人对研究区主力含气层的成岩作用进行过一些研究，如部分学者多借助于岩石铸体薄片，以成岩演化序列为约束，通过定量统计各种成岩作用产物和溶解孔隙的含量，达到恢复储集层孔隙度演化之目的[17-25]；另一些学者则多借助于流体包裹体中保留的主要信息(包括压力、温度和成分等)，结合埋藏热史的恢复，来判断成岩作用历史，估算成藏时间[16,26-31]。目前对致密砂岩成岩-孔隙演化的研究，缺乏将成岩-孔隙演化置于盆地埋藏-热演化史、油气充注史的统一动力学演化系统中，成岩-孔隙演化过程研究、埋藏-热演化史研究、油气充注史研究仍处于彼此独立的静态研究阶段，因而储层成岩-成藏-孔隙演化的部分成因信息被掩盖。

本研究在对鄂尔多斯盆地东部上古生界盒8段致密砂岩储层不同砂岩类型的岩石学与孔隙发育特征等精细研究的前提下，尝试将微观尺度下致密砂岩的成岩-孔隙演化过程研究与宏观尺度上的埋藏热史-油气充注过程相结合，建立致密砂岩储层与埋藏史、油气充注史相应的成岩-成藏-孔隙演化史，从而实现致密砂岩成岩-孔隙演化在时空上的定量化研究。该研究对丰富鄂尔多斯盆地致密砂岩在以盆地埋藏热演化-油气充注史背景下的成岩-孔隙演化过程的理论认识上具有重要的意义，进一步指导研究区致密砂岩气的勘探部署。

1 砂岩类型及其成岩演化

1.1 致密砂岩成岩演化序列的镜下微观证据

依据研究区24口取心井岩心观察及常规薄片、铸体薄片、荧光薄片、包裹体薄片显微镜下骨架矿物成分、成岩产物及共生组合关系、孔隙类型、包裹体分布特征等鉴定统计结果，按岩石学组分并结合储层特征，盒8段砂岩可划分4类：钙质胶结砂岩(碳酸盐胶结物的含量≥15%)、高塑性岩屑砂岩(塑性岩屑含量≥15%)、石英砂岩、岩屑石英砂岩[32]。不同岩性的砂岩由于在成岩作用过程中发生不同的水-岩反应，其成岩作用的产物与含量存在一定的差异性(表1)，进而导致差异性成岩演化过程，再结合荧光与包裹体薄片显微镜下观察，分别建立了各类型砂岩的成岩演化序列。

表1 鄂尔多斯盆地东部盒8段不同岩性砂岩岩石学组分百分含量统计

盒8段钙质胶结砂岩和高塑性岩屑砂岩的成岩作用过程相对简单，而石英砂岩和岩屑石英砂岩则经历了多期复杂的成岩作用过程(图2)。各类型砂岩成岩演化序列总结如下。

1) 钙质胶结砂岩

绿泥石薄膜—方解石Ⅰ—压实作用—油气充注Ⅰ—高岭石—微晶石英—伊利石—构造作用—方解石Ⅱ。

2) 高塑性岩屑砂岩

绿泥石薄膜—压实压溶作用—油气充注Ⅰ—石英加大/硅质—高岭石—油气充注Ⅱ—伊利石—方解石。

3) 石英砂岩

绿泥石薄膜Ⅰ—压实作用—油气充注Ⅰ—石英加大Ⅰ—绿泥石薄膜Ⅱ—石英加大Ⅱ—高岭石Ⅰ—伊/蒙混层转化—溶蚀Ⅰ—高岭石Ⅱ—微晶硅质—伊利石—油气充注Ⅱ—构造作用—方解石—溶蚀Ⅱ—油气充注Ⅲ。

4) 岩屑石英砂岩

绿泥石薄膜Ⅰ—压实作用—油气充注Ⅰ—石英加大Ⅰ—绿泥石薄膜Ⅱ—石英加大Ⅱ—高岭石—溶蚀Ⅰ—微晶硅质—伊利石—油气充注Ⅱ—构造作用—方解石—溶蚀Ⅱ—油气充注Ⅲ。

1.2 致密砂岩成岩演化的流体包裹体证据

盒8段致密砂岩储层中的成岩流体包裹体较为丰富，其形状不规则，大小为5 μm×8 μm ～10 μm×12 μm，个别直径可达15 μm，主要呈分散状、串珠状或成群发育在石英颗粒表面、边缘、愈合裂缝及石英次生加大边上，少数在方解石胶结物表面、边缘与愈合裂缝中发育。

图2 鄂尔多斯盆地东部盒8段不同类型砂岩的成岩演化证据Fig.2 Evidences of diagenetic evolution of different Sandstones in He 8in eastern Ordos Basina.伊利石附在高岭石上并且包裹高岭石，高岭石—伊利石，钙质胶结砂岩，神8井，埋深1 972.55 m，单偏光及正交照片;b.油气充注Ⅰ浸染绿泥石薄膜，绿泥石膜—油气充注Ⅰ，钙质胶结砂岩，神8井，埋深1 972.55 m，单偏光照片；c.油气充注Ⅱ充填粒间缝与压实缝中，高塑性岩屑砂岩，米9井，埋深1 558.08 m，荧光照片；d.绿泥石膜Ⅰ—油气充注Ⅰ—石英加大Ⅰ—高岭石Ⅰ，石英砂岩，台10井，埋深2 570.47 m，单偏光照片；e.油气充注Ⅱ(蓝色荧光)分布于粒间与粒内溶孔中，油气充注Ⅲ(亮蓝色荧光)分布于填隙物与长石粒内溶孔中，并交代、部分覆盖油气充注Ⅱ，石英砂岩，神8井，埋深1 968.65 m，荧光照片；f.油气充注Ⅰ—石英加大—高岭石—溶蚀—油气充注Ⅱ，石英砂岩，霍2井，埋深2 418.01 m，单偏光及荧光照片；g.油气充注Ⅰ—石英加大—油气充注Ⅱ，岩屑石英砂岩，米1井，埋深2 092.10 m，单偏光及荧光照片；h.绿泥石膜Ⅰ—油气充注Ⅰ—高岭石—油气充注Ⅱ，岩屑石英砂岩，榆10井，埋深2 270.80 m，单偏光照片；i.绿泥石膜—高岭石—方解石，岩屑石英砂岩，台10井，埋深2 544.10 m，单偏光照片

选取与烃类包裹体同期的盐水包裹体，利用冷-热台方法获得盒8段34口井40个砂岩样品中645个测点的流体包裹体的均一温度。实验结果显示，储层砂岩的流体包裹体均一温度从68.5～305 ℃连续分布(图3e)，显示该区储层经历了从早成岩→中成岩→晚成岩阶段的演化过程，且呈现出80～110 ℃与120～160 ℃两个明显峰值。盒8段砂岩中少量包裹体均一温度(220～305 ℃)高于地层最大埋深时的古地温(150 ～210 ℃)，占总测点数的5.7%，出现该现象的原因可归结以下3种可能[33]：①实验所得包裹体是继承性原生包裹体，其温度代表了母岩矿物形成时捕获流体的温度；②实验所得包裹体发生再平衡作用，使其体积增大，密度减少，导致均一温度异常；③在成岩过程中实验所得包裹体可能在一定程度上受到与地质热事件相关的深部热液流体的影响。研究区所测均一温度较高的盐水包裹体一般呈串珠状分布在石英愈合裂缝及石英次生加大边中，其冰点温度相对较小(小于-12 ℃)，部分低于-150 ℃仍未结冰，盐度相对较大，形态较规则并未发生变形，而继承性包裹体一般个体较大，体壁较厚，散乱分布在石英颗粒表面；发生再平衡作用的包裹体的盐度和冰点温度基本上没有发生变化，只是体积发生改变，均一温度增加。由此可以推断，该类包裹体受到了后期热液的影响。前人的研究表明[34-38]，鄂尔多斯盆地在中侏罗世—早白垩世发生过一次构造热事件，此次热事件使得地下深部高温热流体沿断裂通道上涌过程中，对该时期捕获的流体包裹体温度造成影响，使其具有较高的均一温度。

利用激光拉曼分子微探针技术测定盒8段36个烃类包裹体的成分，实验结果显示，研究区储层砂岩经历了2期较明显的烃类流体充注(图3b)。均一温度在80～110 ℃的烃类包裹体主要发育在未切穿石英颗粒的愈合裂缝及石英次生加大边中，气相成分以CO2(平均72.2%)、CH4(平均19.2%)含量较高、N2(平均6.7%)含量较低、含微量H2S(平均0.01%)、H2(平均0.8%)为特征；液相成分以H2O(平均99.63%)为主，含微量CO2(平均0.36%)、CH4(平均0.01%)(图3a，d)。均一温度在120～160 ℃的烃类包裹体主要发育在切穿颗粒的裂缝、石英加大边的微裂缝及亮晶方解石胶结物中，其气相成分以CH4(平均63.7%)、N2(平均19.8%)、CO2(平均10.1%)含量较高，H2S(平均3.7%)、H2(平均2.7%)含量较低为特征；液相成分以H2O(平均99.93%)为主，含微量CO2(平均0.05%)、CH4(平均0.02%)(图3c，f)。烃类包裹体气相成分中不含H2O，CH4与CO2的含量呈明显的互消长关系，体现了有机质由低成熟向高成熟的演化过程。部分烃类包裹体气相成分中不含CO2，仅含CH4、H2S气体，说明有机质已演化至高成熟-过成熟阶段(中成岩阶段B期)。

图3 鄂尔多斯盆地东部盒8段流体包裹体均一温度与成分直方图Fig.3 Histogram of homogenization temperature and composition of fluid inclusions from He 8 in the eastern Ordos Basin

2 埋藏-成岩-油气充注演化史

本研究利用盆地模拟软件PetroMod对研究区典型井盒8段的埋藏-热演化史进行模拟，结合成岩期次、油气充注期次、流体包裹体温度与成分、所处地层的镜质体反射率等研究成果，建立与地质时代相应的埋藏-成岩-油气充注演化史。

2.1 典型井盒8段的埋藏-热演化史特征

鄂尔多斯盆地东部8口典型井的埋藏-热演化史恢复模拟结果显示(图4)，研究区上古生界经历了三个阶段的沉积构造演化：早二叠世至三叠世末期(280～213 Ma，海西末期和印支期)的持续沉降阶段，有机质处于未成熟阶段(Ro﹤0.55%)；三叠世末期至早白垩世末期(距今213～97.5 Ma)不稳定的波动沉降阶段，该阶段受早-中期燕山运动的影响，表现为多次的抬升波动，埋深与古地温持续升高，直至早白垩世末达到最大埋深与最大古地温(3 200～4 100 m，150～210 ℃)，最大埋深与古地温呈现出东北部较低(3 200～3 900 m，150～180 ℃)(如府2井、神8井、双52井)、西部(如双1井、台10井)及西南部(如米27井、榆14井、榆87井)较高(4 000～4 100 m，190～210 ℃)的特征。有机质处于低成熟-高成熟阶段(0.55%≤Ro≤2.0%)；早白垩世末至第四纪(距今97.5～0 Ma)燕山晚期和喜马拉雅期的构造抬升是持续时间最长的剥蚀事件，造成自上古生界以来最大的地层剥蚀量。早白垩世末西部和西南部普遍进入干气阶段(Ro>2.0%)，但东北部部分地区未到达干气阶段。

2.2 油气充注期次与时间

在测定与烃类包裹体同期的盐水包裹体均一温度的前提下，结合该盆地的古地温史，确定包裹体捕获时的古深度与埋藏史，进而可推算油气充注的时间[39-40]。

图4 鄂尔多斯盆地东部典型井石盒子组埋藏-热演化史模拟结果Fig.4 Burial-thermal evolution modeling for the Shihezi Formation in typical wells in eastern Ordos Basin

研究区典型井石盒子组埋藏-热演化史模拟结果显示，侏罗纪末期目的层地层温度为90 ～120 ℃，白垩纪末期最大埋深时的温度高达150 ～210 ℃。依据各单井流体包裹体均一温度峰值，结合该井古地温演化的趋势图，可以推算出流体包裹体捕获时的时间[33]。研究区流体包裹体主要形成在中侏罗世末-早白垩世末(距今165～100 Ma)，盐水包裹体与烃类包裹体在该时期同时形成，因此，烃类主要在中侏罗世末-早白垩世末进入储层。此外，晚白垩世(距今90～70 Ma)，三叠纪末期至早侏罗世末期(距今210～175 Ma)有少量的油气充注。

2.3 埋藏-成岩-油气充注演化史

研究区盒8段埋深普遍在2 300～3 400 m，镜质体反射率Ro为1.3%～2.0%，伊/蒙间层比小于10%，自生石英中流体包裹体均一温度为100～170 ℃，根据中华人民共和国石油天然气行业标准(2003)[41]，目的层处于中成岩阶段B期。综合研究区盒8段不同岩性砂岩成岩作用特征及成岩演化过程的研究，结合盆地埋藏-热演化史与油气充注过程，鄂尔多斯盆地东部上古生界盒8段致密砂岩的埋藏-成岩-油气充注演化过程可归纳如图5。

2.3.1 早成岩A期(P1末期)

早二叠世末(距今280～270 Ma)，研究区盒8段砂岩储层处在早成岩A期。该时期盆地处于稳定下沉阶段，埋深普遍小于900 m，古地温小于65 ℃，镜质体反射率Ro小于0.35%，有机质演化位于未成熟阶段。砂岩中黑云母、火山岩岩屑的蒙脱石化和绿泥石化作用使储层碱度提高，且二者分解产生Mg离子和Fe离子，有利于颗粒绿泥石薄膜衬边的形成。与此同时，钙质胶结砂岩中由于孔隙流体中碱度的提高，促进了早期方解石胶结作用的进行。该时期沉积物处于初步压实阶段，骨架颗粒间逐步倾向于排列紧密，塑性岩屑颗粒(黑云母等)发生水化膨胀或假杂基化填充孔隙，原生粒间孔较发育。

2.3.2 早成岩B期(P2—J2)

2.3.3 中成岩A期(J3—K1)

晚侏罗世—早白垩世(距今160～100 Ma)盒8段砂岩储层进入中成岩A期。该时期盆地仍处于波动下沉阶段，埋深在1 800～4 100 m，古地温85～140 ℃，Ro为0.5%～1.3%，有机质演化位于低成熟-成熟阶段。该时期各砂岩胶结作用主要表现为高岭石、硅质、伊利石、晚期碳酸盐等的胶结作用，以及发生在165～100 Ma的第二期油气充注事件，对应前述均一温度相对较低(80～110 ℃)的烃类包裹体。第二期油气充注规模较大，为研究区主要的油气充注期。油气主要分布在高塑性岩屑砂岩、岩屑石英砂岩、石英砂岩中的颗粒裂缝、解理缝等原生缝隙以及各类溶孔与裂缝中。

该时期是烃源岩与储集岩系统中有机-无机反应最活跃的时期，形成的大量有机与无机酸性流体对盒8段砂岩中的长石等不稳定铝硅酸盐矿物、粘土矿物及早期碳酸盐胶结物进行溶蚀并形成次生孔隙。由于硅酸离子半径大、不易扩散，因此，长石等不稳定铝硅酸盐矿物在溶蚀过程中，随着温压条件的升高，SiO2在孔隙流体中的溶解度增加，在粒间孔中沉淀形成硅质胶结物。与此同时，在酸性介质条件下，长石溶解析出的高岭石胶结物充填于长石粒内溶孔中。之后随着温压条件的继续升高和有机酸的消耗、粘土矿物大量失水，不稳定矿物溶蚀和离子交换过程中释放出Na+、K+等碱性阳离子，致使孔隙流体PH升高，蒙脱石开始向伊/蒙混层转化，成岩环境变为弱碱性环境，伊/蒙混层与部分高岭石向伊利石转化，少量晚期碳酸盐胶结物生成。

2.3.4 中成岩B期(K1末—K2)

早白垩世末—晚白垩世(距今100～65 Ma)盒8段砂岩储层进入中成岩B期。该时期盆地处于构造抬升阶段，埋深大于3 100 m，早白垩世末达到最大埋深，最大为4 100 m，古地温达140～175 ℃，Ro为1.3%～2.0%，有机质演化位于高成熟阶段。由于有机质演化位于高成熟阶段，干酪根成熟并转化为烃类，发生第二期溶蚀作用，消耗酸性介质和释放K+、Al3+等碱性阳离子，羧基的脱落减弱或趋于终结，水介质由弱碱性变为碱性，有利于中成岩A期生成的伊利石和晚期碳酸盐胶结物继续发育。在构造应力下，岩石破裂形成微裂隙。后期(90～70 Ma)发生了第三期油气充注，其充注规模较油气充注Ⅱ略小，油气主要沿岩屑石英砂岩、石英砂岩中的裂缝及溶蚀缝系统进入储层，在油气充注Ⅱ分布地带，交代、溶蚀并局部覆盖油气充注Ⅱ，这期油气充注对应前述均一温度相对较高(120～160 ℃)的烃类包裹体。

图5 鄂尔多斯盆地东部砂岩储层埋藏-成岩-油气充注-孔隙演化过程Fig.5 Burial-diagenesis-hydrocarbon charging-porosity evolution process of sandstone reservoir in the eastern Ordos Basin

3 致密砂岩成岩作用对孔隙影响的定量评价

研究区盒8段储层砂岩进入埋藏成岩阶段后所经历的压实、胶结、溶解及交代等成岩作用都是相互联系、相互影响的，共同控制着储集空间的再分配，并影响了储集层的孔隙发育。为合理解释研究区致密砂岩储层孔隙演化过程，针对不同岩性砂岩成岩作用在储集层的孔隙生成和损失方面进行定量评价。

3.1 不同岩性砂岩原始孔隙度恢复

砂岩颗粒的分选性影响砂岩的原始孔隙度，且与砂岩的粒度无关。恢复砂岩的原始孔隙度可以利用beard经验公式(1973)：

(1)

式中：So指特拉斯克分选系数，So=P25/P75，P25及P75在累积曲线上分别代表25%及75%处对应的颗粒直径。

结果显示，研究区盒8段储层砂岩以石英砂岩的原始孔隙度最高(平均34.9%)，钙质胶结砂岩(平均34.0%)与岩屑石英砂岩(平均33.2%)的原始孔隙度居中，高塑性岩屑砂岩的原始孔隙度最低(平均33.0%)。

3.2 不同岩性砂岩主要成岩作用孔隙减孔率

1) 压实作用孔隙减孔率计算公式

通过压实率的计算可以定量描述压实作用的强度，恢复压实作用的孔隙减少量，前人计算公式[42-43]如下：

压实作用损失的孔隙度=原始孔隙度×压实率(2)

2) 胶结作用孔隙减孔率计算公式

通过胶结率的计算可以定量描述胶结作用的强度，恢复胶结作用的孔隙减少量，前人计算公式[36-37]如下：

胶结损失的孔隙度=原始孔隙度×胶结率

(5)

(6)

研究区盒8段不同岩性砂岩由主要成岩作用造成的孔隙丧失率不同。钙质胶结砂岩由胶结作用造成的孔隙丧失率高达25.0%，而由压实作用造成的孔隙丧失率较低(平均5.2%)。钙质胶结砂岩中发育呈嵌晶式或基底式胶结的碳酸盐类胶结物，平均高达23.5%(表1)，因此，碳酸盐的胶结作用是造成钙质胶结砂岩孔隙丧失的主要成岩作用。经压实作用与胶结作用之后，钙质胶结砂岩的剩余孔隙度很低(平均3.8%)。高塑性岩屑砂岩由压实作用造成的孔隙丧失率高达22.4%，而由胶结作用造成的孔隙丧失率较低(平均5.2%)。高塑性岩屑砂岩中塑性岩屑的含量较高(平均17.9%)(表1)，其在压实作用过程中水化膨胀或假杂基化，使得孔隙迅速减少，深埋后基本不能为后期流体活动提供有效空间，因此压实作用是造成高塑性岩屑砂岩的孔隙丧失的主要成岩作用。经压实作用与胶结作用之后，高塑性岩屑砂岩的剩余孔隙度较低(平均5.4%)；石英砂岩与岩屑石英砂岩由压实作用(平均分别为14.5%和13.2%)和胶结作用(平均分别为11.8%和10.6%)造成的孔隙丧失率相比前两种类型砂岩均属中等，二者共同影响着储层孔隙的丧失。经压实作用与胶结作用之后，石英砂岩与岩屑石英砂岩的剩余孔隙度相对较高(平均分别为8.6%和9.4%)。

3.3 不同岩性砂岩溶蚀作用孔隙增孔率

溶蚀作用产生的次生溶孔在很大程度上对砂岩储层的储集性能起到改善作用。通过溶蚀率的计算可以定量描述溶蚀作用的强度，恢复溶蚀作用的孔隙增加量，前人计算公式[42-43]如下：

溶蚀作用增加的孔隙度=原始孔隙度×溶蚀率(7)

(8)

计算结果表明，研究区盒8段储层砂岩以石英砂岩的溶蚀作用孔隙增孔率最高(平均1.4%)，岩屑石英砂岩(平均0.9%)与高塑性岩屑砂岩(平均0.7%)的溶蚀作用孔隙增孔率居中，钙质胶结砂岩的溶蚀作用孔隙增孔率最低(平均0.3%)。各砂岩中溶解组分略有差异：石英砂岩与岩屑石英砂岩中溶解的矿物主要为长石、岩屑中易溶组分及碳酸盐胶结物；高塑性岩屑砂岩主要为岩屑中易溶组分的溶解；而钙质胶结砂岩中溶解的矿物则以碳酸盐胶结物和岩屑中易溶组分为主。

综上所述，各砂岩储层原生孔隙含量急剧下降的主要因素是早成岩阶段的压实作用。经历压实作用之后，钙质胶结砂岩、高塑性岩屑砂岩、岩屑石英砂岩、石英砂岩的原生孔隙度分别降至28.8%，10.6%，20%，20.4%(图5)。高塑性岩屑砂岩经过早成岩阶段(距今270～210 Ma)，大部分孔隙丧失已基本成为低孔-低渗储层。根据致密砂岩物性下限(孔隙度一般小于10%，空气渗透率一般小于1.0×10-3μm2)[44-45]，部分这类砂岩在晚三叠世末期(距今210 Ma)已演化为致密储层；钙质胶结砂岩由于早期碳酸盐胶结物的形成抵抗了压实作用的强度，所以压实作用后剩余的原生孔隙度较高。砂岩中方解石胶结物流体包裹体均一温度(90～140 ℃)[32]测定结果显示(图6a)，中成岩阶段A期是碳酸盐胶结物主要形成期。该时期钙质胶结砂岩没有发生油气充注，介质条件偏碱性，碳酸盐胶结物频繁沉淀，广泛分布并交代碎屑颗粒及填隙物，使砂岩更加致密，原生孔隙度降至3.8%，经历中成岩A期后(距今160～120 Ma)，钙质砂岩基本成为致密储层，几乎完全丧失储集性能，但可作为成岩圈闭层，有助于保存天然气。石英次生加大是导致石英砂岩和岩屑石英砂岩致密的胶结物，其主要形成在100～170 ℃(图6b)的中成岩阶段[32]，经历石英次生加大胶结后，其原生孔隙分别下降至8.6%和9.4%，储层已致密，储层致密化时间在距今140～110 Ma。

图6 鄂尔多斯盆地东部盒8段砂岩中包裹体均一温度直方图Fig.6 Histogram of fluid inclusion homogenization temperature from He 8 sandstone in the eastern Ordos Basina.方解石胶结物中包裹体温度;b.石英次生加大边中包裹体温度

4 结论

1) 盒8段储层存在三期明显的油气充注。第一期油气充注(T3末—J1，距今210～175 Ma)的充注强度较弱、规模有限，未捕获到与之对应的流体包裹体；第二期油气充注(J2—K1，距今165～100 Ma)发生在晚期碳酸盐胶结之前，伊利石胶结之后，捕获的烃类包裹体成分以CO2和CH4为主，均一温度为80～110 ℃；第三期油气充注(K2，距今90～70Ma)发生在晚期碳酸盐胶结之后，该期烃类包裹体成分以CH4为主，均一温度为120～160 ℃。

2) 盒8段各砂岩差异性成岩演化过程对孔隙演化的影响不同，致使其致密化与油气充注过程存在差异。钙质胶结砂岩记录了1期油气充注(距今210～175 Ma)，其致密化时间在距今160～120 Ma，油气充注主要发生在致密之前，应该是先充注后致密；高塑性岩屑砂岩记录了2期油气充注(距今210～175 Ma，165～100 Ma)，其致密化时间较早(距今270～210 Ma)，应该是先致密后充注；石英砂岩与岩屑石英砂岩记录了3期油气充注与多期复杂的成岩作用过程，其孔隙丧失归因于压实作用和胶结作用的共同影响，在中成岩阶段A期(距今140～110 Ma)成为低孔低渗-致密储层，该两类砂岩的致密化过程与前两期油气充注的关系是边充注边致密，而与第三期油气充注的关系是先致密后充注。

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(编辑 张亚雄)

Burial,diagenesis, hydrocarbon charging evolution process and quantitative analysis of porosity evolution:A case study from He 8 tight sand gas reservoir of the Upper Paleozoic in Eastern Ordos Basin

Li Miao1，Hou Yundong2,Luo Jinglan1，Chen Juanping2,Luo Xiaorong3，Jia Yani2

(1. State Key Laboratory of Continental Dynamics, Northwest University,Xi’an, Shaanxi 710069,China;2.ResearchInstituteofExplorationandDevelopment,ChangqingOilFieldCompany,PetroChina,Xi’anShaanxi710021,China;3.KeyLaboratoryofPetroleumResourcesResearch,InstituteofGeologyandGeophysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029,China)

Current researches about the evolution process of diagenesis-porosity,the burial-thermal history,and the hydrocarbon charging history of tight sandstone reservoirs are still in a static stage in China.Apparently,less attention has been paid to the relevance between hydrocarbon charging and tightening process caused by the petrological components of sandstones and its differential diagenetic evolution process.In order to better understanding the dynamic evolution history of burial-diagenesis-hydrocarbon charging-porosity of tight sandstone,samples from the 8thMember of Xiashihezi Formation (He8) of the Upper Paleozoic in eastern Ordos Basin were studied in detail through the identification and quantitative statistics of cast sections,together with various analysis methods such as SEM,CL,homogenization temperature and chemical composition of fluid inclusions etc.Furthermore,the differences of the timing of densification process and hydrocarbon charging among different sandstone layers were discussed.The results indicate that the diagenesis-hydrocarbon charging evolution processes of both the calcium-cemented sandstone and high plastic lithic sandstone are relatively simple.The former became tightened after carbonate cementation in the stage A of middle diagenesis phase,which confirms that hydrocarbon charging was early than tightening; while the latter became tightened after compaction in the early diagenetic stage,which confirms that tightening occurred before hydrocarbon charging.In contrast,the quartz sandstone and lithic quartz sandstone are complicated in diagenetic-charging evolution process and their tighenging and hydrocarbon charging synchronous.

sandstone type，diagenetic sequence，quantitative porosity evolution，tight sandstone，Ordos Basin

2016-11-02;

2016-11-07。

李杪(1985—)，女，博士研究生，沉积学、石油地质学。E-mail:174427283@qq.com。

罗静兰(1957—)，女，教授，沉积学、成岩作用。E-mail:jlluo@nuw.edu.cn。

国家自然科学基金项目(41272138；41572128)；国家科技重大专项(2011ZX05008-004-061；2016ZX05008-004-032)。

0253-9985(2016)06-0882-11

10.11743/ogg20160610

TE122.1

A