碎屑巖孔隙演化定量計(jì)算方法的改進(jìn)和應(yīng)用

馮 旭，劉洛夫，李朝瑋，竇文超，鄭珊珊

[1.中國(guó)石油大學(xué)(北京) 油氣資源與探測(cè)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 102249; 2.中國(guó)石油大學(xué)(北京) 盆地與油藏研究中心，北京 102249; 3.中海油研究總院 技術(shù)研發(fā)中心，北京 100028]

精確地恢復(fù)地質(zhì)歷史時(shí)期碎屑巖儲(chǔ)層孔隙度演化史，可以為埋藏過(guò)程中相關(guān)的流體壓力變化、流體運(yùn)移形式及巖石熱傳導(dǎo)等盆地模擬研究提供參考信息,從而有效地預(yù)測(cè)油氣成藏時(shí)期的儲(chǔ)層孔隙度，為油氣成藏期儲(chǔ)層有效性評(píng)價(jià)提供重要指導(dǎo)[1-4]。

傳統(tǒng)的孔隙演化研究方法主要是建立孔隙度與埋藏深度、時(shí)間和溫度的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系[5-6]，但是這些經(jīng)驗(yàn)關(guān)系對(duì)于成巖作用考慮的較少[7]。也有學(xué)者從砂巖儲(chǔ)層的巖石屬性出發(fā)，結(jié)合其埋深和地質(zhì)年代等，用數(shù)值模擬法、數(shù)理統(tǒng)計(jì)法和反演法恢復(fù)儲(chǔ)層物性，建立不同沉積相成巖演化圖版和孔隙度預(yù)測(cè)模型，但這些模型僅適用于缺少數(shù)據(jù)且具有相似地質(zhì)條件的區(qū)塊[8-11]。近年來(lái)，國(guó)內(nèi)外學(xué)者主要通過(guò)儲(chǔ)層現(xiàn)今的地質(zhì)特征，利用“反演回剝法”，以巖石薄片觀察等分析測(cè)試資料為基礎(chǔ)，結(jié)合成巖演化序列和埋藏史，計(jì)算不同成巖作用對(duì)孔隙度的貢獻(xiàn)值[12-15]。但這種方法由于沒(méi)有考慮壓實(shí)前后巖石表觀體積的變化，導(dǎo)致計(jì)算得到的壓實(shí)損失孔隙度值比真實(shí)值偏小，因而并不能準(zhǔn)確的判斷壓實(shí)作用、膠結(jié)作用和溶蝕作用對(duì)孔隙度的影響[16-17]；并且將壓實(shí)損失孔隙度全部歸結(jié)為發(fā)生在成巖早期也不合理，因?yàn)樵诘貙勇癫氐倪^(guò)程中，壓實(shí)作用伴隨與整個(gè)成巖過(guò)程[18-20]，這樣就導(dǎo)致恢復(fù)出的地質(zhì)歷史時(shí)期的孔隙度誤差較大。

鄂爾多斯盆地為中國(guó)第二大沉積盆地，中生界致密油分布廣、勘探潛力大，是中國(guó)典型的致密油發(fā)育區(qū)[4]，致密油儲(chǔ)層主要發(fā)育在長(zhǎng)7和長(zhǎng)63小層[4-21]。研究區(qū)碎屑顆粒粒度細(xì)，砂巖成巖過(guò)程復(fù)雜，經(jīng)歷了多期膠結(jié)作用和溶解作用等，砂巖變得非常致密，因此孔隙度演化復(fù)雜，恢復(fù)埋藏時(shí)期的孔隙度非常困難。目前研究區(qū)孔隙演化方法多是定性分析，或“反演回剝法”，僅能得到孔隙度演化的大致趨勢(shì)[13-15]。而數(shù)字模擬建立砂巖孔隙度演化的數(shù)學(xué)模型[22-23]方法，對(duì)于非均質(zhì)性強(qiáng)的致密儲(chǔ)層適用性不好。由于本區(qū)的成巖作用復(fù)雜，沉積環(huán)境差異明顯，應(yīng)根據(jù)不同的情況建立不同的孔隙度演化曲線。

本文在前人研究的基礎(chǔ)上，根據(jù)不同的成巖相以及成巖序列，將孔隙度演化模式分為5種類型并分別進(jìn)行了探討。在統(tǒng)計(jì)計(jì)算時(shí)，考慮了壓實(shí)作用引起的巖石表觀體積變化和壓實(shí)分段的問(wèn)題，使得計(jì)算誤差大大減小，從而得到比較接近地質(zhì)歷史時(shí)期的孔隙度演化曲線。

1 砂巖地層孔隙演化分析方法

1.1 現(xiàn)有孔隙演化定量計(jì)算方法

如果孔隙度演化曲線不精確，將會(huì)高估或低估壓實(shí)和膠結(jié)損失孔隙度，這樣將會(huì)誤導(dǎo)壓實(shí)、膠結(jié)減孔作用相對(duì)重要性的比較，甚至得出錯(cuò)誤的結(jié)論[24]。現(xiàn)有孔隙演化定量計(jì)算方法存在的主要問(wèn)題：恢復(fù)壓實(shí)后孔隙度不考慮表觀體積變化(巖石表現(xiàn)體積是巖石顆粒體積加顆粒之間的孔隙體積，此體積即巖石排開水的體積),恢復(fù)壓實(shí)后砂巖剩余粒間孔隙度主要用于評(píng)價(jià)壓實(shí)作用對(duì)原生粒間孔的破壞程度，常用的方法是反演回剝法，即用初始孔隙體積與壓實(shí)前巖石表觀體積的比值直接減去壓實(shí)后孔隙體積與壓實(shí)后巖石表觀體積的比值[公式(1)][12-15]。很明顯，這種方法的誤差極大：壓實(shí)后巖石表觀體積VC相對(duì)于壓實(shí)前巖石表觀體積V0縮小了，直接相減會(huì)給計(jì)算結(jié)果帶來(lái)系統(tǒng)誤差(表1)。

設(shè)壓實(shí)后其他成巖作用發(fā)生之前的剩余粒間孔隙體積為VCP，μm3。則：

ΦCP傳統(tǒng)=Φ0-(RP+RCM-RCRS)

(1)

ΦCP實(shí)際=Φ0-VCP

(2)

VCP+(V0-Φ0)<1

(3)

ΦCP傳統(tǒng)<ΦCP實(shí)際

(4)

因此，傳統(tǒng)的算法會(huì)導(dǎo)致ΦCP小于真實(shí)值，相對(duì)誤差可達(dá)33.15%[26-27]。

將壓實(shí)作用損失的孔隙度歸結(jié)為成巖早期[18-20]，也就是膠結(jié)和溶蝕作用發(fā)生之前，這種做法并不合理。由于實(shí)際情況壓實(shí)作用發(fā)生在地層埋藏的整個(gè)過(guò)程，因此應(yīng)將壓實(shí)作用損失的孔隙度根據(jù)一定的比例進(jìn)行分配。

將鑄體薄片中的面孔率等同于孔隙度，這種做法并不合理，應(yīng)該根據(jù)面孔率與實(shí)測(cè)孔隙度的函數(shù)關(guān)系，將面孔率轉(zhuǎn)換為孔隙度[18-20]。

表1 孔隙演化參數(shù)及其定義(據(jù)Ehrenberg[25]修改)Table 1 Parameters and their definitions for porosity evolution(modified from Ehrenberg[25])

1.2 考慮表觀體積變化的砂巖孔隙演化逆推算法

假設(shè)膠結(jié)充填、溶蝕作用、壓溶作用與裂縫生成不改變樣品的表觀體積，忽略壓實(shí)過(guò)程中砂粒顆粒磨蝕損失的體積，只考慮壓實(shí)作用使顆粒重新排列引起的巖石表觀體積變化。

推導(dǎo)方法：逆推法，即由現(xiàn)今的情況到沉積之初。將成巖作用劃分為多期，每一期均由機(jī)械壓實(shí)、膠結(jié)充填和溶蝕增孔3部分組成，多期重復(fù)遞推(若某期不存在膠結(jié)充填或溶蝕，只需把相關(guān)參數(shù)賦值為零)。假設(shè)砂巖在成巖作用過(guò)程中有以下4個(gè)狀態(tài)：

1) 溶蝕作用之后

溶蝕作用后的孔隙度(孔隙體積占?jí)簩?shí)后巖石表觀體積百分比)為RP_CR，%；溶蝕作用之后的巖石表觀體積(μm3)與壓實(shí)作用之后的表觀體積VC(μm3)相等；剩余膠結(jié)物體積為VCRCM，μm3；膠結(jié)物因溶蝕作用損失的體積為VCRCRC，μm3；骨架顆粒因溶蝕作用損失的體積為VCRCRS，μm3；溶蝕作用后骨架顆粒體積VCRS等于VC(1-RCM-RP_CR)，μm3。則

RS=1-RCM-RP_CR

(5)

2) 膠結(jié)作用后、溶蝕作用之前

膠結(jié)作用之后巖石的表觀體積與壓實(shí)作用之后的表觀體積相等；骨架顆粒體積為VC(RS+RCRS)，μm3；膠結(jié)物體積為VC(RCM+RCRC)，μm3。

3) 壓實(shí)作用之后

壓實(shí)作用后的骨架顆粒體積為VC(RS+RCRS)，μm3；壓實(shí)作用后的膠結(jié)物體積為0。因此，壓實(shí)作用后的孔隙體積為VC(1-RS-RCRS)，μm3。

4) 原始的砂粒自然堆積時(shí)的狀態(tài)

初始孔隙度按照未固結(jié)砂在地表?xiàng)l件下的分選系數(shù)與初始孔隙度的關(guān)系來(lái)求取。利用砂巖的粒度統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)及Scherer根據(jù)Beard和Wely(1973)濕砂填集實(shí)驗(yàn)資料所得到的擬合公式[28]，計(jì)算初始孔隙度(表3)為：

(6)

(7)

式中：Φ0為初始孔隙度，%；S0為特拉斯克分選系數(shù)，為篩析法粒度測(cè)得的實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)，無(wú)量綱；Q1為粒度概率累計(jì)曲線上25%處的粒徑大小，μm；Q3為粒度概率累計(jì)曲線上75%處的粒徑大小，μm。

骨架顆粒體積為V0(1-Φ0)，μm3，溶蝕作用之前骨架顆粒體積為VC(RS+RCRS)，μm3。這兩個(gè)體積相等，結(jié)合公式(5)，可得：

V0(1-Φ0)=(1-RCM-RP_CR+RCRS)VC

(8)

(9)

壓實(shí)作用損失的體積為V0-VC，μm3。則：

(10)

壓實(shí)、膠結(jié)和溶蝕作用后的孔隙、膠結(jié)物體積如表2所示。

1.3 考慮多次壓實(shí)作用的砂巖孔隙演化計(jì)算方法

由上文可知，可得壓實(shí)后巖石表觀體積和壓實(shí)損失孔隙度，同公式(9)和(10)。由于實(shí)際情況壓實(shí)作用發(fā)生在地層埋藏的整個(gè)過(guò)程，應(yīng)將壓實(shí)作用損失的孔隙度根據(jù)正常壓實(shí)曲線上不同深度段對(duì)應(yīng)的比例進(jìn)行分配[19-20]。將成巖作用分為4期(圖1)，設(shè)壓實(shí)作用后巖石的表觀體積為VC1,VC2,VC3,VC4，μm3。

如：本區(qū)的最大埋深小于3 000 m，壓實(shí)作用開始于沉積之初，持續(xù)到最大埋深。壓實(shí)作用損失的孔隙度具有不可逆性，因此在白堊紀(jì)末期，雖然地層被抬升，但是損失的孔隙度隨著壓力的釋放卻不會(huì)恢復(fù)。本文的正常壓實(shí)曲線(圖2)，是運(yùn)用聲波時(shí)差數(shù)據(jù)由法國(guó)地質(zhì)軟件eQuipoise得出。因此，結(jié)合4期成巖作用：早成巖A期(0～1 450 m)、早成巖B期(1 450～1 800 m)、中成巖A期(1 800～2 300 m)、中成巖B期(2 300～2 900 m)與正常壓實(shí)曲線，可將壓實(shí)作用損失孔隙度按比例分配到這4期成巖作用中。由此，可得ΦCP1∶ΦCP2∶ΦCP3∶ΦCP4= 62 ∶14 ∶18 ∶7。

表2 壓實(shí)、膠結(jié)和溶蝕作用后的孔隙、膠結(jié)物體積Table 2 Pore volume and cement volume after compaction,cementation and corrosion

圖1 壓實(shí)前后巖石表觀體積與孔隙體積變化(據(jù)Ehrenberg[25]修改)Fig.1 Rock bulk volume and pore volume changes incompaction process(modified from Ehrenberg[25])

圖2 鄂爾多斯盆地西南部長(zhǎng)7和長(zhǎng)63段致密儲(chǔ)層正常壓實(shí)曲線Fig.2 Normal compaction curves of Chang 7 and Chang 63tight sandstone reservoir in the southwestern Ordos Basin

1.3.1 早成巖A期

第一期壓實(shí)作用和膠結(jié)作用之后，巖石表觀體積(VC1，μm3)為

VC1=V0(1-ΦCP1)

(11)

因?yàn)槌蓭r作用之后的巖心孔隙度是孔隙體積與成巖作用后巖石表觀體積百分比，應(yīng)計(jì)算出剩余孔隙體積與成巖作用后巖石表觀體積比。則第一期壓實(shí)作用和膠結(jié)作用之后剩余粒間孔隙度(RP1，%)為(相對(duì)于第一期壓實(shí)后巖石表觀體積)：

(12)

進(jìn)行孔隙度演化分析時(shí)，需要將成巖作用損失的孔隙體積比率換算為孔隙體積占?jí)簩?shí)前巖石表觀體積的百分比。則第一期壓實(shí)作用和膠結(jié)作用損失的孔隙度(ΦL1，%)為(相對(duì)于壓實(shí)前巖石表觀體積)：

(13)

1.3.2 早成巖B期

第二期壓實(shí)作用和膠結(jié)作用之后，巖石表觀體積(VC2，μm3)為：

VC2=V0(1-ΦCP1-ΦCP2)

(14)

第二期壓實(shí)作用和膠結(jié)作用之后剩余粒間孔隙度(RP2，%)為(相對(duì)于第二期壓實(shí)后巖石表觀體積)：

(15)

第二期壓實(shí)作用和膠結(jié)作用損失的孔隙度(ΦL2,%)為(相對(duì)于壓實(shí)前巖石表觀體積)：

(16)

1.3.3 中成巖A1期

第三期壓實(shí)作用和溶蝕作用之后，巖石表觀體積(VC3,μm3)為：

VC3=V0(1-ΦCP1-ΦCP2-ΦCP3)

(17)

第三期壓實(shí)作用和溶蝕作用之后剩余粒間孔隙度(RP3,%)為(相對(duì)于第三期壓實(shí)后巖石表觀體積)：

(18)

第三期壓實(shí)作用和溶蝕作用損失的孔隙度(ΦL3,%)為(相對(duì)于壓實(shí)前巖石表觀體積)：

(19)

1.3.4 中成巖A2期

第四期壓實(shí)作用和膠結(jié)作用之后。巖石表觀體積(VC4，μm3)為：

(20)

第四期壓實(shí)作用和膠結(jié)作用之后剩余粒間孔隙度(RP4，%)為(相對(duì)于第四期壓實(shí)后巖石表觀體積)：

(21)

第四期壓實(shí)作用和溶蝕作用損失的孔隙度(ΦL4,%)為(相對(duì)于壓實(shí)前巖石表觀體積)

(22)

2 鄂爾多斯盆地西南部延長(zhǎng)組致密油儲(chǔ)層孔隙演化計(jì)算與分析

2.1 研究區(qū)地質(zhì)概況

研究區(qū)位于鄂爾多斯盆地西南部(圖3)，盆地為多期發(fā)育的大型多旋回克拉通盆地[4]。晚三疊世鄂爾多斯盆地受印支運(yùn)動(dòng)的影響而形成具有多物源、多水系及碎屑組分分帶性明顯的特征[13,29]。長(zhǎng)7和長(zhǎng)6砂體多為三角洲前緣及半深湖-深湖重力流沉積。長(zhǎng)7湖相沉積在晚三疊世相序中達(dá)到了鼎盛，是延長(zhǎng)組最重要的生油層系。長(zhǎng)6期深湖區(qū)面積大大減少，三角洲沉積體系極為發(fā)育。延長(zhǎng)組長(zhǎng)7和長(zhǎng)63小層在湖盆中心發(fā)育一套濁積巖致密儲(chǔ)層，是中國(guó)典型的致密油儲(chǔ)層[13]。

2.2 儲(chǔ)集層基本特征

根據(jù)249塊鑄體薄片統(tǒng)計(jì)資料，長(zhǎng)63和長(zhǎng)7段砂巖結(jié)構(gòu)成熟度較低，主要為細(xì)粒砂巖，其次為中-細(xì)粒砂巖。大部分砂巖的分選中等-好，磨圓較差，碎屑顆粒以次棱角狀線接觸為主。膠結(jié)類型以孔隙-薄膜式、孔隙式膠結(jié)為主。成分成熟度較低，大多為巖屑質(zhì)長(zhǎng)石砂巖和長(zhǎng)石質(zhì)巖屑砂巖。巖屑以變質(zhì)巖屑和火山巖屑為主，塑性巖屑含量很高，以云母和千枚巖為主。儲(chǔ)集空間以溶蝕孔和殘余粒間孔為主。孔隙度主要分布區(qū)間為8%～12%，滲透率的主要分布區(qū)間為(0.05～0.3)×10-3μm2，整體上孔隙度和滲透率比較低，屬于典型的低孔低滲致密儲(chǔ)層。

圖3 研究區(qū)地理位置Fig.3 Location of the study area

2.3 成巖相

成巖相的分類目前仍未有統(tǒng)一的標(biāo)準(zhǔn)，因?yàn)閮?chǔ)層物性主要是由沉積作用和成巖作用決定[30-31]，并且不同成巖作用及其產(chǎn)物形成不同的成巖相類型。根據(jù)反映物性的“儲(chǔ)集類型+物性主控因素”，可將研究區(qū)長(zhǎng)63和長(zhǎng)7致密儲(chǔ)層成巖相分為以下5種成巖相帶，按物性好壞依次為以下5種成巖相(圖4)：

1) 綠泥石膜膠結(jié)成巖相

該成巖相一般發(fā)育在三角洲前緣相-分支水道間微相，是長(zhǎng)63和長(zhǎng)7普遍致密的儲(chǔ)層中物性相對(duì)較好的區(qū)域。主要的巖石類型為細(xì)粒巖屑長(zhǎng)石砂巖。

2) 長(zhǎng)石石英溶蝕成巖相

該成巖相主要分布在研究區(qū)北邊的吳起-定邊和南邊的慶城-慶陽(yáng)-合水地區(qū)，一般見于水下分流河道、主水道砂質(zhì)碎屑流、半深湖相重力流復(fù)合水道濁流微相的細(xì)粒巖屑長(zhǎng)石和長(zhǎng)石巖屑砂巖中。本區(qū)砂巖主要儲(chǔ)集空間為石英和長(zhǎng)石溶蝕孔隙和剩余粒間孔，因此溶蝕作用對(duì)儲(chǔ)層質(zhì)量有明顯的控制作用。

3) 強(qiáng)壓實(shí)成巖相

該成巖相主要分布在研究區(qū)中部和南部的華池-慶城-正寧地區(qū)的半深湖和深湖相，主要巖性為極細(xì)-細(xì)粒巖屑長(zhǎng)石砂巖和長(zhǎng)石巖屑砂巖。

4) 碳酸鹽膠結(jié)成巖相

該成巖相在平面上的分布沒(méi)有規(guī)律。物源主要來(lái)自于盆地西南方向。一般見于分支水道間微相，巖石類型以細(xì)粒長(zhǎng)石巖屑砂巖和巖屑長(zhǎng)石砂巖為主。

5) 伊利石膠結(jié)成巖相

該成巖相在研究區(qū)的半深湖-深湖相最發(fā)育，主要為水道間漫溢和分支水道間微相，最大的特點(diǎn)是以自生的伊利石充填孔隙為主，含量高，有效孔隙少，大部分砂巖在鏡下幾乎不見任何孔隙。

圖4 鄂爾多斯盆地西南部長(zhǎng)7和長(zhǎng)63致密儲(chǔ)層成巖相Fig.4 Diagenetic facies of the Chang 7 and Chang 63 tight sandstone reservoir in the southwestern Ordos Basina.綠泥石膜膠結(jié)相，碎屑顆粒邊緣被綠泥石膜包裹，元63井，埋深2 197.61 m；b. 溶蝕相，溶蝕孔隙發(fā)育，莊188井，埋深1 826.56 m；c. 強(qiáng)壓實(shí)相，云母等顆粒定向排列，寧33井，埋深1 716.2 m；d. 碳酸鹽膠結(jié)相，大量碳酸鹽膠結(jié)物充填孔隙并交代其他礦物，安205井，埋深2 437.67 m；e. 伊利石膠結(jié)相，伊利石發(fā)育，里89井，埋深2 284.5 m；f. 伊利石膠結(jié)相(SEM)，里89井，埋深2 284.5 m

序號(hào)成巖相類型孔隙度(RP)/%早成巖中成巖A期(膠結(jié)物含量RCM1)/%B期(膠結(jié)物含量RCM2)/%A1期(溶蝕增加孔隙度RCRS)/%A2期(膠結(jié)物含量RCM3)/%a研究區(qū)總體情況7．12．06．84．35．9b綠泥石膜膠結(jié)相10．76．12．24．94．4c長(zhǎng)石石英溶蝕相10．31．33．16．76．4d強(qiáng)壓實(shí)相4．50．42．72．93．6e碳酸鹽膠結(jié)相6．11．71．82．815．5f伊利石膠結(jié)相5．30．211．13．55．1

3 成巖序列約束下的孔隙度演化模式

3.1 孔隙度演化模式

孔隙度演化研究最常用的方法就是對(duì)各成巖作用引起的孔隙度增減量取平均值，然后作出統(tǒng)一的孔隙度演化曲線[13-15]。這是不合理的，由于本區(qū)砂巖成巖相和成巖演化序列多樣，孔隙演化的模式不同。因此，需要對(duì)孔隙演化的方式進(jìn)行分類統(tǒng)計(jì)。本文根據(jù)成巖相類型對(duì)孔隙度演化進(jìn)行分類統(tǒng)計(jì)計(jì)算。

雖然不同地區(qū)不同成巖相的孔隙演化模式不同，不同的孔隙演化模式的主要成巖作用以及不同成巖作用造成的孔隙度變化量不一樣，但是主要成巖作用發(fā)生的古深度和古地溫是一致的，也就是各成巖作用發(fā)生的順序是一致的，因此，根據(jù)本區(qū)的成巖演化序列，可將主要的成巖作用劃分為4期(表3)。①早成巖A期(0～1 450 m)：壓實(shí)作用，伊蒙混層、綠泥石膠結(jié)；②早成巖B期(1 450～1 800 m)：壓實(shí)作用和硅質(zhì)、早期方解石、白云石和伊利石膠結(jié)；③中成巖A1期(1 800～2 300 m)：壓實(shí)作用，溶蝕作用；由鹽水包裹體資料可知，油氣充注的古地溫為100～120 ℃，古埋深為2 190～2 700 m，這與付金華[32]提出的主要成藏期一致，延長(zhǎng)組石油的主要成藏期為早白堊世末期，因此該期是主要的成藏期；④中成巖A2期(2300～2900 m)：壓實(shí)作用，高嶺石、鐵方解石和鐵白云石膠結(jié)。

本文所有的計(jì)算均根據(jù)鑄體薄片中統(tǒng)計(jì)的面孔率與壓汞資料確定的實(shí)測(cè)孔隙度的關(guān)系，將面孔率轉(zhuǎn)化為顯孔孔隙度。如將膠結(jié)損失面孔率轉(zhuǎn)化為膠結(jié)損失孔隙度(%)為：

表4 鄂爾多斯盆地西南部長(zhǎng)7和長(zhǎng)63段致密儲(chǔ)層不同方法計(jì)算的孔隙度演化對(duì)比(%)Table 4 Comparison of porosity evolution models of Chang 7 and Chang 63 tight sandstone reservoir in the southwesternOrdos Basin(strong compaction facies)

注：Ⅰ—不考慮巖石表觀體積變化，壓實(shí)不分段；Ⅱ—考慮巖石表觀體積變化，壓實(shí)不分段；Ⅲ—不考慮巖石表觀體積變化，壓實(shí)分段；Ⅳ—考慮巖石表觀體積變化，壓實(shí)分段。

圖5 鄂爾多斯盆地西南部長(zhǎng)7和長(zhǎng)63段致密儲(chǔ)層不同方法得到的孔隙度演化曲線對(duì)比Fig.5 Comparison of porosity evolution history model of the Chang 7 and Chang 63 tight sandstone reservoir in the southwesternOrdos Basin derived by different methodsa. 研究區(qū)總體情況；b. 綠泥石膜膠結(jié)相；c. 溶蝕相；d. 強(qiáng)壓實(shí)相；e. 碳酸鹽膠結(jié)相；f. 伊利石膠結(jié)相Ⅰ—不考慮巖石表觀體積變化，壓實(shí)不分段；Ⅱ—考慮巖石表觀體積變化，壓實(shí)不分段；Ⅲ—不考慮巖石表觀體積變化，壓實(shí)分段；Ⅳ—考慮巖石表觀體積變化，壓實(shí)分段

圖6 鄂爾多斯盆地西南部長(zhǎng)7和長(zhǎng)63段致密儲(chǔ)層孔隙度演化曲線Fig.6 Porosity evolution of Chang 7 and Chang 63 tightsandstone reservoir in the southwestern Ordos Basin

3.2 研究區(qū)孔隙演化恢復(fù)

根據(jù)鑄體薄片粒度資料統(tǒng)計(jì)，將Q1和Q3帶入公式(6)和(7)，將計(jì)算的Φ0取平均值，可得初始孔隙度(表4)。本區(qū)砂巖的分選較好，特拉斯克分選系數(shù)S0≤1.5，因此應(yīng)用公式(6)和(7)計(jì)算初始孔隙度，誤差較小[24]。

根據(jù)上文孔隙度演化定量計(jì)算方法，可得到本區(qū)的孔隙度演化曲線(圖5，圖6)。

由圖5和表4，可看出：不考慮巖石表觀體積變化的情況下(方法Ⅰ和Ⅲ)，會(huì)導(dǎo)致壓實(shí)損失的孔隙度偏小，如碳酸鹽膠結(jié)相，不考慮巖石表觀體積變化得到的壓實(shí)損失孔隙度為17.4%，比考慮的情況下偏小5%。不考慮巖石表觀體積變化并將壓實(shí)損失的孔隙度全部歸結(jié)為早期的情況(方法Ⅰ)：孔隙度與真實(shí)的孔隙度相差很大，最大可達(dá)13.8%(強(qiáng)壓實(shí)相)；恢復(fù)的成藏期孔隙度偏小，傳統(tǒng)的算法——不考慮巖石表觀體積的變化且將壓實(shí)損失的孔隙度全部歸結(jié)為成巖早期得到的成藏期孔隙度為7.3%，比真實(shí)值小4.7%。因此，在恢復(fù)地質(zhì)歷史時(shí)期的孔隙度時(shí)，要得到更加接近真實(shí)情況的孔隙度演化曲線，必須考慮巖石表觀體積變化和將壓實(shí)作用損失的孔隙度糾正到各期成巖作用中。

由圖6和表5，可以看出，在早成巖A期，壓實(shí)作用使孔隙度大幅度降低。早期的膠結(jié)作用，只有綠泥石膜膠結(jié)相相對(duì)強(qiáng)烈。在早成巖B期，壓實(shí)作用減弱，壓實(shí)損失孔隙度也降低；除了伊利石膠結(jié)相，其它成巖相膠結(jié)損失的孔隙度相對(duì)較少。在伊利石膠結(jié)相中，壓實(shí)作用造成的孔隙度損失量是最少的，這說(shuō)明早期的膠結(jié)物在一定程度上阻止或減弱了壓實(shí)作用。在中成巖A1期，溶蝕作用使孔隙度有了一定程度的增加，但相對(duì)于壓實(shí)損失孔隙度而言，增孔作用并不能補(bǔ)償損失的孔隙度，這是本區(qū)砂巖致密的原因之一。在中成巖A2期，由于高嶺石、含鐵方解石和含鐵白云石的膠結(jié)作用，孔隙度進(jìn)一步降低，使得儲(chǔ)層變得非常致密?？傮w而言，本區(qū)砂巖致密的最重要原因是：強(qiáng)烈的壓實(shí)作用和早期伊利石、晚期含鐵碳酸鹽的膠結(jié)作用。相比之下，壓實(shí)作用造成的孔隙度損失量遠(yuǎn)大于膠結(jié)作用。除了碳酸鹽膠結(jié)相，在中成巖A1期，儲(chǔ)層已經(jīng)變得致密，從而阻礙了有機(jī)酸的進(jìn)入。因此，本區(qū)的儲(chǔ)層成因類型主要是先致密后成藏，只有碳酸鹽膠結(jié)相儲(chǔ)層是先成藏后致密。

表5 鄂爾多斯盆地西南部長(zhǎng)7和長(zhǎng)63段致密儲(chǔ)層孔隙度演化數(shù)據(jù)Table 5 Data of Porosity system evolution of Chang 7 and Chang 63 tight sandstone reservoir in Southwestern Ordos Basin %

4 結(jié)論與建議

1) 不考慮巖石表觀體積變化的情況下，會(huì)導(dǎo)致壓實(shí)損失的孔隙度偏小，可達(dá)到5%。反演回剝的孔隙度與考慮巖石表觀體積變化和壓實(shí)糾正后的真實(shí)孔隙度相比,孔隙度值相差很大,成藏期的孔隙度偏小，相差可達(dá)4.7%。因此，在恢復(fù)地質(zhì)歷史時(shí)期的孔隙度時(shí)，要得到更加接近真實(shí)情況的孔隙度演化曲線，必須考慮巖石表觀體積變化并將壓實(shí)作用損失的孔隙度糾正到各期成巖作用中。

2) 根據(jù)不同的成巖相類型及本文的孔隙度演化計(jì)算方法得到5種典型的孔隙度演化曲線。本區(qū)砂巖致密的最重要原因是強(qiáng)烈的壓實(shí)作用和早期伊利石、晚期含鐵碳酸鹽的膠結(jié)作用。相比之下，壓實(shí)作用造成的孔隙度損失量大于膠結(jié)作用。因此，本區(qū)的儲(chǔ)層成因類型主要是先致密后成藏，只有少部分地區(qū)先成藏后致密。

[1] Burley S D,Kantorowiez J D,Waugh B.Clastic diagenesis in sedimentology:Recent and applied aspects[J].Geological Society London Special Publications.Blackwell Scientific Publications Oxford,1985,18:189-220.

[2] Bloch S,Lander R H,Bonell L.Anomalously high porosity and permeability in deeply buried sandstones reservoirs:origin and predictability[J].AAPG Bulletin,2002,86:301-328.

[3] 羅文軍,彭軍,杜敬安,等.川西坳陷須家河組二段致密砂巖儲(chǔ)層成巖作用與孔隙演化——以大邑地區(qū)為例[J].石油與天然氣地質(zhì),2012,33(02):287-295,301.

Luo Wenjun,Peng Jun,Du Jing,et al.Diagenesis and porosity evolution of tight sand reservoirs in the 2ndmember of Xujiahe Formation,western Sichuan Depression:an example from Dayi region[J].Oil & Gas Geology,2012,33(02):287-295,301.

[4] 姚涇利,鄧秀芹,趙彥德,等.鄂爾多斯盆地延長(zhǎng)組致密油特征[J].石油勘探與開發(fā),2013,40(2):150-158.

Yao Jingli,Deng Xiuqin,Zhao Yande,et al.Characteristics of tight oil in Triassic Yanchang Formation,Ordos Basin[J].Petroleum Exploration and Development,2013,40(2):150-158.

[5] Athy L F.Density,porosity,and compaction of sedimentary rocks[J].AAPG Bulletin,1930,14(1):1-24.

[6] Schmoker J.Sandstoneporosity as function of thermal maturity[J].Geology,1988,16(11):1007-1010.

[7] Scherer M.Parameters influencing porosity in sandstones:a model for sandstone porosity prediction[J].AAPG Bulletin,1987,71(5):485-491.

[8] Jiang S,Henriksen S,Wang H,et al.Sequence-stratigraphic architectures and sand-body distribution in Cenozoic rifted lacustrine basins,East China[J].AAPG Bulletin,2013,97:1447-1475.

[9] Lander R H,Bonnell L M.A model for fibrous illite nucleation and growth in sandstones[J].AAPG Bulletin,2010,94:1161-1187.

[10] Taylor T R,Giles M R,Hathon L A,et al.Sandstone diagenesis and reservoir quality prediction:models,myths,and reality[J].AAPG Bulletin,2010,94:1093-1132.

[11] Umar M,Friis H,Khan A S,et al.The effects of diagenesis on the reservoir characters in sandstones of the late cretaceousPab formation,Kirthar Fold Belt,Southern Pakistan[J].Asian Earth Science,2011,40:622-635.

[12] Henares S,Caracciolo L,Cultrone G,et al.The role of diagenesis and depositional facies on pore system evolution in aTriassic outcrop analogue(SE Spain)[J].Marine and Petroleum Geology,2014,51:136-151.

[13] 祝海華,鐘大康,姚涇利,等.堿性環(huán)境成巖作用及對(duì)儲(chǔ)集層孔隙的影響——以鄂爾多斯盆地長(zhǎng)7段致密砂巖為例[J].石油勘探與開發(fā),2015,42(1):51-59.

Zhu Haihua,Zhong Dakang,Yao Jingli,et al.Alkaline diagenesis and its effects on reservoir porosity:A case study of upper Triassic Chang 7 tight sandstones in Ordos basin,NW China[J].Petroleum Exploration and Development,2015,42(1):51-59.

[14] 張興良,田景春,王峰,等.致密砂巖儲(chǔ)層成巖作用特征與孔隙演化定量評(píng)價(jià)——以鄂爾多斯盆地高橋地區(qū)二疊系下石盒子組盒8段為例[J].石油與天然氣地質(zhì),2014,35(2):212-217.

Zhang Xingliang,Tian Jingchun,Wang Feng,et al.Diagenetic characteristics and quantitative porosity estimation of tight sandstone reservoirs:A case from the 8th member of Permian Xiashihezi Formation in the Gaoqiao region,Ordos basin[J].Oil and Gas Geology,2014,35(2):212-217.

[15] 李繼巖.渤海灣盆地東營(yíng)凹陷東段紅層儲(chǔ)層成巖環(huán)境時(shí)空演化及成巖孔隙演化[J].石油與天然氣地質(zhì),2017,38(01):90-97.

Li Jiyan.Temporal-spatial evolution of diagenetic environment and diagenesis pore evolutionaryprocess of red beds in the eastern Dongying Sag,Bohai Bay Basin[J].Oil & Gas Geology,2017,38(01):90-97.

[16] Hao G L,Shan X L,Liu W Z,et al.Quantitative research of diagenesis:its effect on pore evolution of the Fuyu oil reservoir in the north Qijia region[J].Mining Science and Technology,2010,20:0770-0777.

[17] Yang Renchao,Fan Aiping,Han Zuozhen,et al.Diagenesis and porosity evolution of sandstone reservoirs in the east II part of Sulige gas field,Ordos basin[J].International Journal of Mining Science and Technology,2012,22:311-316.

[18] Chester J S,Lenz S C,Cheste F M,et al.Mechanisms of compaction of quarta sand at diagenetic conditions[J].Earth and Planetary Science Letters,2004,220(3/4):435-451.

[19] 王艷忠,操應(yīng)長(zhǎng),葸克來(lái),等.碎屑巖儲(chǔ)層地質(zhì)歷史時(shí)期孔隙度演化恢復(fù)方法——以濟(jì)陽(yáng)坳陷東營(yíng)凹陷沙河街組四段上亞段為例[J].石油學(xué)報(bào),2013,32(6):1100-1111.

Wang Yanzhong,Cao Yingchang,Xi Kelai,et al.A recovery method for porosity evolution of clastic reservoirs with geological time:a case study from the upper submember of Es4 in the Dongying depression,Jiyang subbasin[J].Acta Petrolei Sinica,2013,34(6):1100-1111.

[20] 葸克來(lái),操應(yīng)長(zhǎng),王艷忠,等.低滲透儲(chǔ)集層成巖作用與孔滲演化——以準(zhǔn)噶爾盆地中部1區(qū)侏羅系三工河組為例[J].石油勘探與開發(fā),2015,42(4):434-443.

Xi Kelai,Cao Yingchang,Wang Yanzhong,et al.Diagenesis and porosity-permeability evolution of low permeability reservoirs:a case study of Jurassic Sangonghe Formation in block 1,central Junggar basin,NW China[J],Petroleum Exploration and Development,2015,42(4):434-443.

[21] 付金華,鄧秀芹,楚美娟,等.鄂爾多斯盆地延長(zhǎng)組深水巖相發(fā)育特征及其石油地質(zhì)意義[J].沉積學(xué)報(bào),2013,31(5):928-938.

Fu Jinhua,Deng Xiuqin,Chu Meijuan,et al.Features of deepwater lithofacies,Yanchang formation in Ordos basin and its petroleum significance[J].Acta Sedimentologica Sinica,2013,31(5):928-938.

[22] 廖朋,唐俊,王凱,等.砂巖成巖過(guò)程中的孔隙演化定量模擬——以鄂爾多斯盆地安塞地區(qū)長(zhǎng)8油層組儲(chǔ)層為例[J].巖性油氣藏,2014,26(5):15-22.

Liao Peng,Tang Jun,Wang Kai,et al.Quantitative simulation on pore evolution in diagenetic process of sandstone:a case study form Chang 8 oil reservoir set in Ansai Area,Ordos basin[J].Lithologic Reservoirs,2014,26(5):15-22.

[23] 潘高峰,劉震,趙舒,等.砂巖孔隙度演化定量模擬方法——以鄂爾多斯盆地鎮(zhèn)涇地區(qū)延長(zhǎng)組為例[J].石油學(xué)報(bào),2011,32(2):249-256.

Pan Gaofeng,Liu Zhen,Zhao Shu,et al.Quantitative simulation of sandstone porosity evolution:a case from Yanchang formation of the Zhentjing area,Ordos basin[J].Acta Petrolei Sinica,2011,32(2):249-256.

[24] 張創(chuàng),孫衛(wèi),高輝,等.基于鑄體薄片資料的砂巖儲(chǔ)層孔隙度演化定量計(jì)算方法——以鄂爾多斯盆地環(huán)江地區(qū)長(zhǎng)8儲(chǔ)層為例[J].沉積學(xué)報(bào),2014,32(2):365-375.

Zhang Chuang,Sun Wei,Gao Hui,et al.Quantitative calculation of sandstone porosity evolution based on thin section data:a case study from chang8 reservoir of Huanjiang area,Ordos basin[J].Acta Sedimentologica Sinica,2014,32(2):365-375.

[25] Ehrenberg S N.Assessing the relative importance of compaction processes and cementation to reduction of porosity in sandstones:discussion; compaction and porosity evolution ofPliocene sandstones,Ventura Basin,California:discussion[J].AAPG Bulletin,1989,73(10):1274-1276.

[26] Ehrenberg S N.Measuring sandstone compaction from modal analyses of thin sections:how to do in and what the results mean[J].Journal of Sedimentary Research,1995,65(2a):369-379.

[27] Ehrenberg S N.Relationship between diagenesis and reservoir quality in sandstones of the garn formation,haltenbanken,mid-norwgian continental shelf[J].AAPG Bulletin,1990,74(10):1538-1558.

[28] Scherer M.Parameters influencing porosity in sandstones:A model for sandstone porosity prediction[J].AAPG Bulletin,1987,71(5):485-491.

[29] 楊斌虎,劉小洪,羅靜蘭,等.鄂爾多斯盆地蘇里格氣田東部?jī)?yōu)質(zhì)儲(chǔ)層分布規(guī)律[J].石油實(shí)驗(yàn)地質(zhì),2008,30(4):333-339.

Yang Binhu,Liu Xiaohong,Luo Jinlan,et al.Distribution regularity of high-quality reservoirs in the eastern Sulige gas field,the Ordos Basin[J].Petroleum Geology and Experiment,2008,30(4):333-339.

[30] 石玉江,肖亮,毛志強(qiáng),等.低滲透砂巖儲(chǔ)層成巖相測(cè)井識(shí)別方法及其地質(zhì)意義——以鄂爾多斯盆地姬塬地區(qū)長(zhǎng)8段儲(chǔ)層為例[J].石油學(xué)報(bào),2011,32(5):820-828.

Shi Yujiang,Xiao Liang,Mao Zhiqiang,et al.An identification method for diagenetic facies with well logs and its geological significance in low-permeability sandstones:A case study onChang 8 reservoirs in the Jiyuan region,Ordos basin[J].Acta Petrolei Sinica,2011,32(5):820-828.

[31] 馬瑤,李文厚,王若谷,等.鄂爾多斯盆地子洲氣田北部山—2～3段儲(chǔ)層成巖作用及成巖相定量化分析[J].天然氣地球科學(xué),2015,26(11):2039-2052.

Ma Yao,Li Wenhou,Wang Ruogu,et al.Quantitative analysis of diagenesis and diagenetic facies of reservoir of shan 2～3 member in the north of Zizhou gasfield,Ordos basin[J].Natural Gas Geoscience,2015,26(11):2039-2052.

[32] 付金華,柳廣弟,楊偉偉,等.鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)延長(zhǎng)組低滲透油藏成藏期次研究[J].地學(xué)前緣,2013,20(2):125-131.

Fu Jinhua,Liu Guangdi,Yang Weiwei,et al.A study of the accumulation periods of low permeability reservoir of Yanchang formation in Longdong Area,Ordos basin[J].Earth Science Frontiers(China University of Geosciences(Beijing); Peking University),2013,20(2):125-131.