鄂爾多斯盆地延長組長73亞段砂-泥協(xié)同成巖作用

葸克來，李 克，操應長，牛小兵,，林敉若，尤 源，馮勝斌

(1.中國石油大學(華東)深層油氣重點實驗室，山東青島 266580；2.中國石油長慶油田分公司，陜西西安 710018)

非常規(guī)油氣是未來油氣勘探的重要領域[1-2]，源內(nèi)油藏是現(xiàn)階段中國陸上石油勘探的主要突破對象[1,3]。鄂爾多斯盆地三疊系延長組長7段，發(fā)育以富有機質泥頁巖夾薄層砂巖等為主要儲集體的源內(nèi)油藏[3]。對于源內(nèi)儲層，有多種巖相類型及組合形式，在不同的組合類型下砂巖儲層的成巖演化過程和儲集能力差異十分顯著[4-5]。長73亞段主要發(fā)育厚層泥頁巖夾薄層細砂巖、粉砂巖組合[3-4]。頁巖層中發(fā)育的薄層砂巖對油氣的富集具有重要的控制作用[3,6-7]。砂巖薄夾層與泥頁巖直接接觸，并且處于相對封閉的成巖環(huán)境，其在成巖演化中易與泥頁巖發(fā)生廣泛的流體交換和物質遷移等過程，致使砂巖夾層與泥頁巖的成巖作用過程產(chǎn)生相互影響[8-9]，砂巖-泥巖協(xié)同成巖作用是控制儲層儲集性能非均質性的關鍵。目前針對延長組73段儲層成巖作用與儲集性能差異的研究相對比較薄弱。因此筆者以鄂爾多斯盆地延長組長73亞段為例，研究不同砂-泥巖組合下砂質薄夾層成巖作用及儲集性能特征，旨在對研究區(qū)勘探開發(fā)提供重要的指導。

1 地質背景

鄂爾多斯盆地是發(fā)育于華北地臺的多旋回沉積盆地(圖1(a))。從構造特征看，盆地是一條平緩的單斜構造，東高西低，東西傾角小于1°[10]，其構造格架主要形成于中生代[11]。盆地內(nèi)部可劃分為伊盟隆起、陜北斜坡、天環(huán)坳陷、西緣沖斷構造帶、晉西撓褶帶和渭北隆起6個二級構造單元(圖1(a))。中、晚三疊世時期，由于印支運動的影響，鄂爾多斯盆地由海相、過渡相向陸相轉變，發(fā)展為內(nèi)陸湖泊盆地[10]。其中晚三疊世延長組沉積期，湖盆面積大、水域廣，物源補給充足，形成一套以湖泊—河流相沉積為主的陸源碎屑沉積[3,7,12]。長7段形成于湖盆擴張的鼎盛期，自上而下可以細分為長71，長72和長73共3個亞段，沉積一套厚度超過100 m的湖相泥、頁巖層[3]。長73亞段是鄂爾多斯盆地主力烴源巖層，同時也是深水重力流砂體發(fā)育的層段[12-13]，油氣資源潛力巨大，是鄂爾多斯盆地油氣勘探的重點目標層系[3]。

圖1 研究區(qū)構造單元劃分、沉積相平面分布與地層發(fā)育特征Fig.1 Structural location,areal distribution of sedimentary facies and stratigraphy development of study area

延長組長73亞段，湖盆邊緣主要發(fā)育辮狀河三角洲和曲流河三角洲沉積，湖盆主體的深湖—半深湖區(qū)域發(fā)育大面積的洪水型深水重力流和滑塌型深水重力流沉積[3,10,12-14]，形成一套以厚層泥頁巖夾薄層塊狀粉細砂巖巖相組合(圖1(b)、(c))。洪水成因的重力流沉積，以異重流沉積為主。異重流沉積多發(fā)育在盆地中部偏南地區(qū)[14]，從辮狀河三角洲前緣延伸至湖盆中心(圖1(b))?；梢蛏钏亓α?，以砂質碎屑流沉積為主[13]，主要發(fā)育在盆地東南部地區(qū)，從三角洲前緣到湖盆中心地區(qū)都有分布(圖1(b))。低密度濁流沉積通常發(fā)育在砂質碎屑流分布地區(qū)更靠近湖盆中心的位置[13]。

2 頁巖層系內(nèi)巖性組合特征

根據(jù)泥頁巖特征，長73亞段砂-泥巖的垂向組合可進一步劃分為3小類：①Ⅰ型砂-泥巖組合，即塊狀泥巖與砂巖薄夾層組合；②Ⅱ型砂-泥巖組合，即“富有機質+粉砂級長英質”二元紋層頁巖(A類頁巖)與砂巖薄夾層組合；③Ⅲ型砂-泥巖組合，即“富有機質+富凝灰質”二元紋層頁巖(B類頁巖)與砂巖薄夾層組合(圖2、3)。

圖2 延長組長73亞段砂-泥巖垂向組合特征Fig.2 Vertical combination characteristics of sandstone and mudstone in Yangchang Formation Chang 73 sub-member

Ⅰ型砂-泥巖組合主要發(fā)育在低密度濁流沉積中。砂巖薄夾層厚度為6.5～50.2 cm，平均為13.8 cm，巖石粒度較細，主要是粉砂巖和泥質粉砂巖，其中長石和石英含量相近，高嶺石和綠泥石含量較多(圖4)。塊狀泥巖主要由伊利石和石英組成，有機質含量極低(圖3)。

Ⅱ型砂-泥巖組合主要發(fā)育在異重流沉積中。砂巖薄夾層厚度為4.3～143.1 cm，平均為24.8 cm，主要是細砂巖和粉砂巖，石英含量很高，發(fā)育少量碳酸鹽巖屑，黏土成分以伊蒙混層和伊利石為主(圖5)。A類頁巖富含有機質，平均有機碳含量為23.12%。頁巖中富有機質紋層和粉砂級長英質紋層頻繁互層，紋層界面一般不平直(圖3)。粉砂級長英質紋層富含鉀長石，富有機質紋層富含有機質和伊利石，見透鏡狀火山凝灰物質和石英條帶發(fā)育(圖3)。

Ⅲ型砂-泥巖組合主要分布在砂質碎屑流沉積中，部分在異重流沉積中。砂巖薄夾層厚度為6.85～249.92 cm，平均為65.78 cm。巖石粒度較大，主要是細砂巖。異重流成因砂巖，黏土礦物以伊利石為主(圖6)，而砂質碎屑流成因砂巖，主要是高嶺石，部分層段方解石含量較高(圖7)。B類頁巖發(fā)育大量白色的凝灰質條帶(圖3)，有機質相對富集，平均有機碳含量為8.7%。頁巖中富有機質紋層與富凝灰質紋層規(guī)律性頻繁互層，紋層界面相對平直(圖3)。富凝灰質紋層中，黏土級火山物質近水平層狀分布，有機質含量相對較低，成分以伊利石為主，富含黃鐵礦(圖3)。富有機質紋層類似A類頁巖，主要由有機質和伊利石組成。

圖3 延長組長73亞段泥頁巖類型與特征Fig.3 Types and characteristics of shale in Yangchang Formation Chang 73 sub-member

3 砂-泥組合約束下頁巖油儲層成巖作用與儲集特征

3.1 Ⅰ型砂-泥巖組合

3.1.1 砂巖薄夾層成巖作用與儲集特征

該組合砂巖壓實作用強烈。溶蝕作用極弱，僅見鉀長石部分溶蝕(圖4)，溶孔的面孔率平均僅有0.02%。膠結作用很弱，見少量的鐵方解石和蠕蟲狀高嶺石，平均約為0.4%，多充填長石溶孔(圖4)。砂巖薄夾層儲集空間不發(fā)育，儲集能力弱。

3.1.2 泥巖成巖作用與儲集性能特征

泥巖成巖作用簡單，主要是壓實作用和黏土礦物轉化作用，偶見莓狀黃鐵礦發(fā)育(圖3、4)。儲集空間主要是黏土礦物和黃鐵礦晶間孔(圖4)，儲集性能極差。

圖4 Ⅰ型砂-泥巖組合中成巖作用特征Fig.4 Diagenesis characteristics in type I sandstone-mudstone combination

3.2 Ⅱ型砂-泥巖組合

3.2.1 砂巖薄夾層成巖作用與儲集性能特征

該組合砂巖壓實作用中等—強，可見少量原生孔隙(圖5)。溶蝕作用弱，溶孔的面孔率平均為0.13%，以長石溶孔為主(圖5)。膠結作用相對較弱，以方解石和鐵白云石膠結為主，平均體積分數(shù)為3.3%(圖5)；伊利石和伊蒙混層普遍充填孔隙和喉道，在少量長石溶孔中也觀察到蠕蟲狀高嶺石(圖5)。砂巖儲集空間主要是長石溶孔和少量原生粒間孔，儲集能力中等。

3.2.2 頁巖成巖作用與儲集性能特征

A類頁巖的粉砂級長英質紋層內(nèi)長石溶蝕強烈，部分粉砂級長英質紋層中發(fā)育少量的碳酸鹽膠結物，溶孔內(nèi)充填高嶺石(圖5)。富有機質紋層伊利石化明顯，紋層內(nèi)凝灰質團塊靠近有機質處發(fā)育大量黃鐵礦，而有機質靠近凝灰質團塊處發(fā)育大量的條帶狀石英(圖3、5)。該石英陰極發(fā)光下顏色極暗(圖5)，明顯區(qū)別于粉砂級長英質紋層和砂巖中石英碎屑，為成巖過程中形成的自生石英。頁巖內(nèi)長石溶孔提供大量儲集空間，溶孔內(nèi)可見原油充注(圖5)，同時黏土礦物與黃鐵礦晶間孔也在一定程度上改善頁巖的儲集性能。

3.3 Ⅲ型砂-泥巖組合

Ⅲ型砂-泥巖組合，由于物源不同，砂巖薄夾層有異重流和砂質碎屑流2種成因類型，并且B類頁巖鈣質含量有明顯差異，與異重流成因砂巖組合的頁巖中基本不含鈣質成分，而與砂質碎屑流成因砂巖組合的頁巖中鈣質含量較高。

3.3.1 異重流成因砂巖與B類頁巖組合

(1)砂巖薄夾層成巖作用與儲集性能特征。該組合砂巖壓實作用弱—中等，保留大量的原生孔隙，并發(fā)生強烈的原油充注(圖6)；膠結作用和溶蝕作用很弱，見少量長石和巖屑邊緣溶蝕。膠結物含量低，普遍小于1.0%，僅部分原油充注較弱的樣品中發(fā)育方解石膠結。砂巖儲集空間主要是原生粒間孔，儲集能力好，含油性好。

(2)頁巖成巖作用與儲集性能特征。該類頁巖富凝灰質紋層中發(fā)育莓球狀黃鐵礦，蒙脫石伊利石化明顯。富有機質紋層中靠近富凝灰質紋層的部位可見斷續(xù)分布的自生硅質(圖3、6)。頁巖儲層空間不發(fā)育，主要為黏土礦物與黃鐵礦晶間孔(圖3、6)，儲集性能差。

圖6 Ⅲ型異重流成因砂-泥巖組合成巖作用特征Fig.6 Diagenesis characteristics in type Ⅲ hyperpycnal flow deposited sandstone-mudstone combination

3.3.2 砂質碎屑流成因砂巖與B類頁巖組合

(1)砂巖薄夾層成巖作用與儲集性能特征。該組合砂巖壓實作用中等—較強，粒間孔隙保存較少(圖7)。砂-泥接觸界面附近方解石膠結強烈，其體積分數(shù)最高可達8.77%。砂體中部溶蝕作用較強，溶蝕的面孔率可達6.3%(圖7)；在溶孔附近發(fā)育少量石英加大邊，部分溶孔中見鐵方解石和高嶺石充填(圖7)。砂巖薄夾層儲集空間主要是長石溶孔，砂體邊緣儲集性能較差，中部儲集性能較好。

(2)頁巖成巖作用與儲集性能特征。該類泥巖富有機質紋層中鈣質碎屑富集，碳酸鹽重結晶作用明顯，部分裂縫中充填方解石(圖7)，富凝灰質紋層中發(fā)育莓狀黃鐵礦。頁巖儲集空間主要為黏土礦物與黃鐵礦晶間孔，儲集性能差。

圖7 Ⅲ型砂質碎屑流成因砂-泥巖組合成巖作用特征Fig.7 Diagenesis characteristics in type Ⅲ sandy debris flow deposited sandstone-mudstone combination

4 頁巖層系內(nèi)砂-泥協(xié)同成巖作用

4.1 Ⅰ型砂-泥組合協(xié)同成巖作用

Ⅰ型砂泥組合，塊狀泥巖成分相對簡單，縱向變化穩(wěn)定。泥巖中可動元素與不可動元素的比率隨深度變化關系，可以表征泥巖物質遷移及傳輸規(guī)律[15-17]，利用常量元素Ca、Fe、Al、Si與不可動元素Zr的比值[16]，對泥巖元素遷移特征進行分析。塊狀泥巖元素在不同深度上變化不大。不可動元素w(Al2O3)/w(Zr)和w(SiO)/w(Zr)隨深度增加未發(fā)生明顯變化，并且可動元素w(CaO)/w(Zr)和w(Fe2O3)/w(Zr)在不同深度上變化也不明顯(圖8(a)～(d))，表明泥巖中元素遷移能力弱。塊狀泥巖主要發(fā)育壓實作用和黏土轉化作用，泥巖黏土轉化相關的Al、Si、Ca、Fe等離子并未發(fā)生遷移，對砂巖影響有限。結合前文分析，該組合下砂質夾層，主要的成巖演化序列為壓實作用—少量長石溶蝕—自生高嶺石/鐵方解石膠結。低密度濁流砂體厚度小，粒度細，富含黏土雜基，孔隙早期就被壓實作用破壞，砂巖中期流體活動偏弱，導致后面成巖作用也較弱，僅發(fā)育少量鐵方解石膠結和高嶺石充填。此外塊狀泥巖有機質含量極低，產(chǎn)生的有機酸有限，在相對封閉的頁巖層系中，有機質演化生成的有機酸是溶蝕作用的主要的流體來源[18]，因此塊狀泥巖生烴演化對砂巖薄夾層溶蝕作用的影響也十分局限，僅見少量溶蝕。并且由于孔喉封閉，溶蝕后產(chǎn)物如高嶺石無法被帶出，直接充填溶孔，加上少量方解石充填(圖4)，造成該組合砂巖儲集物性與含油性很差。

4.2 Ⅱ型砂-泥組合協(xié)同成巖作用

A類頁巖富有機質紋層中瀝青反射率分布在0.82～1.08，平均為0.96，砂巖薄夾層中瀝青反射率介于0.82～1.03，平均為0.94，頁巖經(jīng)歷大規(guī)模生酸階段，但砂巖中溶蝕作用并不發(fā)育。頁巖中臨近富有機質紋層的粉砂級長英質紋層含有大量鉀長石，并且溶蝕強烈(圖5)，說明頁巖演化過程中，富有機質層產(chǎn)生的有機酸就近溶解粉砂級長英質紋層中的鉀長石，導致有機酸在內(nèi)部就被消耗[7]。泥巖排出到砂巖中有機酸有限，造成砂巖夾層中溶蝕作用弱。A類泥巖難遷移元素w(Al2O3)/w(Zr)和w(SiO)/w(Zr)縱向上并未發(fā)生明顯變化，并且較易遷移的元素w(CaO)/w(Zr)、w(Fe2O3)/w(Zr)在不同深度上也相對穩(wěn)定，表明A類泥巖中元素同樣也未發(fā)生遷移(圖8(e)～(h))。粉砂級長英質紋層中長石溶孔內(nèi)常伴有高嶺石生成(圖3、5)，臨近溶蝕層的富有機質層中，富含伊利石并發(fā)育大量條帶狀自生石英(圖3、5)，說明頁巖中成巖過程中產(chǎn)生的離子可能被內(nèi)部反應消耗掉。粉砂級長英質紋層中鉀長石溶蝕的產(chǎn)生的物質，直接提供高嶺石形成的物質來源，并且釋放的鉀離子參與富有機質層中伊利石化過程，形成大量微晶石英沉淀。該類頁巖演化過程中，和砂巖間離子交換較弱，對砂巖膠結作用影響同樣很弱。砂質夾層主要的成巖演化序列為壓實作用—早期方解石膠結—長石溶蝕—油氣充注—鐵白云石膠結。砂巖由于早期強壓實作用，導致后期膠結作用也很弱。一方面該組合下頁巖生油時間比較晚，砂巖中充油也比較晚，砂巖夾層經(jīng)歷早期壓實，原生孔隙被破壞；另一方面有機質演化生成的酸，被大套頁巖中粉砂級長英質紋層消耗，有機酸對砂層有一定的改善，但是作用效果有限，所以該組合下砂巖儲集物性與含油性都比較一般。

圖8 長73亞段不同類型泥巖元素變化特征Fig.8 Element variation characteristics of different shales in Chang 73 sub-member

4.3 Ⅲ型砂-泥組合協(xié)同成巖作用

4.3.1 異重流砂體與頁巖協(xié)同成巖作用

B類頁巖富有機質紋層中瀝青反射率較低，分布在0.51%～0.68%，平均為0.62%，并且砂巖薄夾層中瀝青反射率也很低，介于0.46%～0.69%，平均為0.59%，說明該組合下有機質生烴和原油充注可能在一個較低的溫度下就已經(jīng)發(fā)生。B類頁巖富含火山凝灰質，發(fā)育大量黃鐵礦。黃鐵礦和凝灰質蘊含的大量過渡族元素，可以催化頁巖在較低溫度下快速生成油氣[10,19-20]。因此B類頁巖在埋藏階段早期，就能快速生成大量油氣，充注于還未經(jīng)壓實的砂巖薄夾層粒間孔隙內(nèi)[7]。夾層砂巖主要的成巖作用序列為：壓實作用—少量長石溶蝕—早期原油充注—方解石膠結。早期原油充注會導致超壓[21]，可以增強砂巖的抗壓能力，并且原油充注能抑制后期的膠結作用[22]，使砂巖壓實作用、膠結作用都很弱，保留大量的原生孔隙(圖6)，砂巖儲集物性與含油性都很好。

4.3.2 砂質碎屑流砂體與頁巖協(xié)同成巖作用

圖9 碳酸鹽膠結物含量與砂泥巖界面距離的關系Fig.9 Correlation between carbonate cement content and distance to interface of sandstones and mudstones

由于物源差異，與砂質碎屑流成因砂巖組合的B類頁巖鈣質含量明顯較高。對于該組合頁巖，Al2O3和SiO2的含量隨深度變化不明顯，而CaO與FeO的含量會隨著埋深的增加而減少(圖8(i)～(l))，指示頁巖演化過程中的Al和Si基本不流失，而Ca和Fe元素存在的流失與移動現(xiàn)象。這可能與離子的遷移能力有關，Al和Si是難遷移的元素，而Ca和Fe元素相對較容易遷移[23]。泥頁巖中Ca和Fe等元素可以向砂巖中遷移，為砂巖中碳酸鹽膠結物提供物質來源[8-9,23]。該組合下頁巖富有機質層中富含鈣質碎屑，普遍發(fā)生重結晶作用(圖7)。頁巖中鈣質碎屑在有機酸作用下會發(fā)生溶解重結晶[24]，在該頁巖中觀察到裂縫中方解石充填與烴類伴生現(xiàn)象(圖7)，說明頁巖中溶解有大量碳酸鹽的孔隙流體也可以與烴類流體一起向鄰近砂巖排放[19]。該組合下的砂巖夾層邊緣方解石膠結作用強烈，并且砂巖中碳酸鹽膠結的含量隨距砂泥界面的距離增大而減小(圖9)，這也證實砂體中方解石膠結主要來自泥巖的Ca和Fe遷移。因此該組合下泥巖中富鈣流體遷移進入砂巖儲層，是砂體邊緣強方解石膠結的主要原因。該組合主要的成巖作用序列為：壓實作用—早期方解石膠結—長石溶蝕作用—鐵方解石/鐵白云石膠結。砂質碎屑流砂體厚度較大，粒度也相對較粗，抗壓實能力較強，砂巖壓實作用有所降低。頁巖中富含有機質，會生成大量有機酸，造成砂體中鉀長石、巖屑等強烈溶蝕，而頁巖中富鈣流體造成砂體邊緣強烈的碳酸鹽膠結，導致砂巖中部儲集物性與含油性都很好，但砂體邊緣儲集性能很差。

5 結 論

(1)鄂爾多斯盆地延長組長73亞段主要發(fā)育3類砂-泥巖的垂向組合：Ⅰ型即塊狀泥巖與低密度濁流砂體組合；Ⅱ型即“富有機質+粉砂級長英質”二元紋層頁巖與異重流砂體組合；Ⅲ型即“富有機質+富凝灰質”二元紋層頁巖與異重流砂體或砂質碎屑流砂體組合。

(2)Ⅰ型砂-泥組合，泥巖演化過程中對砂巖薄夾層影響很??；Ⅱ型砂-泥組合，一方面頁巖中粉砂級長英質紋層消耗有機酸，另一方面頁巖演化產(chǎn)物在紋層之間消耗，對砂巖薄夾層影響有限；Ⅲ型砂-泥組合，當B類頁巖與砂質碎屑流砂體組合時，頁巖中有機酸和富鈣流體向夾層砂巖排放，造成砂體中部強烈溶蝕，邊緣方解石強烈膠結；與異重流砂體組合時，頁巖中富集的凝灰質和黃鐵礦催化有機質早期生烴，充注于夾層砂巖中，抑制后期壓實和膠結作用。