鄂尔多斯盆地发育在华北巨型克拉通之上，是一个沉积稳定、坳陷迁移、扭动明显多旋回克拉通叠合盆地[1]，石炭—二叠系煤系烃源岩广赋式生烃为盆地提供了大量的酸性流体[2]。上古生界下二叠统盒8段-山1段是盆地内典型的致密砂岩储层，溶蚀孔隙是保证储层有效性最重要的孔隙类型。针对盆地上古生界次生溶孔的形成机理，提出了同沉积火山物质的溶蚀和蚀变[3-5]，以及长石等铝硅酸盐在有机酸的参与下大规模溶蚀[6-9]等观点。另外，针对盆地部分地区长石矿物匮乏现象，有学者提出了“白垩纪热异常酸洗地层事件”[9-10]。笔者针对常见造岩矿物长石在研究区的“消失”现象，通过岩石薄片镜下观察与定量统计，结合岩心物性及XRD射线衍射等资料对研究区次生孔隙发育特征、溶蚀孔隙形成机理及主控因素进行了研究，以期对煤系地层致密砂岩天然气勘探开发起到指导作用。

1 区域概况

研究区位于鄂尔多斯盆地西部天环坳陷中部，苏里格气田南部，李庄子以南、环县以北、定边以西、甜水堡以东地区(图1)。鄂尔多斯盆地晚古生代发育海陆过渡相-陆相碎屑沉积体系，该时期盆地周缘火山活动频繁[4]。上石炭统本溪组，太原组，下二叠统山西组发育多套煤层与暗色泥岩，是盆地主要的烃源岩。

通过野外露头、岩芯观察、测录井以及各类分析测试资料的分析，山1段主要发育曲流河三角洲前缘以及浅湖沉积，盒8段主要发育辫状河三角平原沉积，辅以曲流河三角洲前缘沉积。盒8段和山1段是研究区上古生界最主要的致密气产层。

2 储层发育特征

2.1 岩石学特征

通过对鄂尔多斯盆地西南缘二道沟、三道沟、太统山、石板沟等9条野外地质剖面和23口取芯井340余张岩石薄片观察，结合前人170份岩石薄片鉴定报告等资料的分析表明，研究区盒8段与山1段以岩屑石英砂岩、石英砂岩为主，岩屑砂岩次之(图2)。

碎屑颗粒较粗，以含砾粗砂岩，中粗砂岩为主，其次为细砂岩，含少量的粉砂岩。矿物成分以石英、岩屑为主，不含或含极少量的长石。岩屑以石英岩、千枚岩等变质岩岩屑为主，隐晶岩等火成岩岩屑次之，含少量的沉积岩岩屑。填隙物含量在10%～25%，其中杂基由凝灰质，凝灰质蚀变产物以及泥质组成;胶结物主要为自生黏土矿物(盒8段10.7%，山1段8%)、碳酸盐岩(盒8段3%，山1段2.6%)和自生石英(盒8段2.3%，山1段3%)。颗粒以次棱角状至次圆状为主，分选中等。颗粒之间以线-凹凸接触为主，点-线接触为辅(图3(a)～(f))。

2.2 物性特征

通过对研究区3 496件物性分析数据进行统计分析发现，盒8段与山1段孔隙度分布范围为0.47%～17.80%，平均值为6.02%，多数样品的孔隙度分布在0～10%，为低孔-特低孔;储层渗透率分布范围为0.001×10-15～116.5×10-15 m2，渗透率变化范围大，但多小于0.5×10-15 m2，为低渗-致密储层(图4)。盒8段储层整体质量优于山1段，盒8段主要发育低孔低渗储层，山1段多发育特低孔致密储层。相关性分析表明，鄂尔多斯西部地区上古生界盒8段-山1段储层孔隙度与渗透率的对数具有显著的线性正相关性(图5)，判定系数均大于0.5，渗透率随孔隙度增大而增大。

2.3 孔隙结构特征

研究区盒8段-山1段储层分选系数分布范围广，平均值较高，孔喉分选程度差，储层非均质性较强(表1)。盒8段储层非均质性较山1段强，大小孔均发育，山1段储层孔隙类型相对单一，小孔喉比重大。盒8段排驱压力变化范围大，最大孔隙直径差距较大。研究层段孔喉连通性整体较差，盒8段中值压力远低于山1段，其孔喉连通性较好。虽然盒8段较山1段孔隙直径与喉道半径更大，但因其喉道宽度分选性差，导致退汞效率低。

2.4 储集空间类型

受压实作用的影响，地层随埋深的增加，孔隙度大大降低，在1 900 m以下的井段基本上都属于次生孔隙[11]，次生孔隙是深埋藏地层非常重要的储集空间。鄂尔多斯盆地西部上古生界盒8段-山1段埋深大(超过3 400 m)，铸体薄片与扫描电镜分析表明，原生孔隙仅零星分布。受成岩作用影响，研究区储集空间以次生孔隙为主，原生孔隙仅占5.7%。次生孔隙主要包括溶蚀孔隙(图3(a)～(g),3(i))、晶间孔(图3(d),(e)，3(i))以及裂缝孔隙(图3(i))，分别占总孔隙的61.1%,25.9%,7.3%。溶蚀孔隙是本区最主要的储集空间，对溶蚀作用机制的研究是储层评价与质量预测的基础。

2.4.1 溶蚀孔

受鄂尔多斯盆地二叠系煤系烃源岩广赋式生烃产生的有机酸的影响，溶蚀孔大量发育，为研究区最主要也是最具建设作用的孔隙类型。本区溶蚀孔类型繁多，可见石英颗粒及自生加大边港湾状溶蚀(图3(a))、孤立状粒内溶蚀孔(图3(b))，这些孔隙周围没有碳酸盐胶结产出或者仅有少量产出但都没有完整晶型，考虑为早期碳酸盐交代石英，后期被溶解造

成石英的间接溶蚀。另外，还可见岩屑内不一致溶解造成的蜂窝状溶蚀(图3(c))，以及岩屑整颗溶蚀形成的铸模孔、超大孔隙(图3(d),(e))。

2.4.2 晶间孔

研究区普遍发育高岭石，且晶粒纯净、粗大，偏光显微镜下显示蠕虫状，普遍发育晶间孔(图3(f)～(g))。高岭石晶间孔径介于5～20 μm，晶间孔体积占高岭石总体积的25%～50%[12]，另外，高岭石多呈散点式充填孔隙，对储层孔喉连通性的影响也很小[13]，因而，高岭石晶间孔孔隙半径虽小，但在研究区普遍发育，数量多，对天然气来说不失为较好的储集空间。

表1 鄂尔多斯盆地西部盒8段-山1段孔隙结构参数
Table 1 Pore Structure characteristics of He 8th member and Shan 1st Member in the west of Ordos Basin

2.4.3 破裂孔

研究区埋深大，石英颗粒以及刚性岩屑等颗粒在强烈压实作用发生破裂。从岩石薄片中可以看到，破裂孔横穿颗粒与胶结物(图3(i))，沟通了溶蚀孔与溶蚀孔，溶蚀孔与高岭石晶间孔，因此该类型孔隙储集空间虽小，但沟通了孤立孔隙，显著提高了低孔—特低孔储层的渗透率。

2.4.4 其他孔隙类型

主要是泥状杂基成岩收缩形成的孔隙，研究区可见少量凝灰质蚀变收缩缝(图3(h))。另外，溶蚀孔、晶间孔、破裂孔等孔隙类型一般以两种或两种以上类型同时出现，形成复合孔隙(图3(i))。

3 次生孔隙的成因

关于鄂尔多斯盆地次生溶孔的成因，主要存在两种观点，其一是长石等铝硅酸盐在有机酸下的大规模溶蚀，其二是火山物质在有机酸参与下的溶蚀和蚀变。

为了搞清楚研究区溶蚀母质，笔者对本区的岩石学特征进行了研究并发现，长石作为常见的造岩矿物，在研究区含量甚微，仅在个别薄片中发现已蚀变的长石(图6(a),(b))，多数薄片未发现长石，长石在本区几近“消失”。盒8段-山1段受多个物源影响，研究区北部主要受阴山古陆的影响，西南部主要受祁连古陆中北部与西秦岭，东南部物源主要来自盆地南缘北秦岭古陆[14]，物源区可以提供丰富的长石来源。通过对研究区外围野外露头采样制片，笔者发现在靠近研究区西部外围地区，长石大量存在(图6(c))，在如此近的搬运距离下，长石因为搬运营力完全消失的可能性基本不存在，因此可以认为长石可能在后期成岩过程中遭到了溶蚀。有关鄂尔多斯盆地长石消失的异常情况，魏新善[10]，刘锐娥[9]推测为早白垩世发生的热异常事件导致高热演化地区煤系地层有机酸大量排出，从而导致长石在大量有机酸作用下强烈溶解。本次研究的XRD衍射测试结果也显示，研究区伊蒙混层中蒙皂石的含量主要集中在0～9%，平均值7.7%。而靠近研究区西缘的外围地区蒙皂石在伊蒙混层中的含量为10%～13%，平均值11.3%，明显高于靠近盆地腹部的研究区，热演化程度相对较低。据此推断，本区可能存在酸洗作用造成的长石大量溶蚀。

不论是长石等的溶蚀还是火山物质的溶蚀蚀变，上述两类易溶组分在酸性水介质下都会有高岭石的大量产出。本区高岭石广泛发育(图3(f)，6(d)～(g))，颗粒粗大，晶形好，排列整齐，偏光镜下具有较好的蠕虫状几何形态(图6(d),(e))，扫描电镜下可见非常规整的假六边形高岭石单晶(图6(f))，集合体呈书页状展布(图6(f),(g))。这些特征表明研究区高岭石为典型的异地自形高岭石。此外，在深部可见自生高岭石与丝缕状伊利石共生(图6(g))。而凝灰质蚀变成因的团块状高岭石集合体常呈不规则假六方片状，堆积杂乱，成分复杂，晶形差，表面脏，不能提供有效的晶间孔隙，并常保留火山灰残余[15]，本区未发现此类高岭石。另外，本区未见晶屑和玻屑的溶蚀现象。因而，推测本区的次生溶孔应该不是火山物质的直接溶蚀造成。

由于偏基性斜长石的不稳定性，导致其在同生到埋藏成岩作用初期已经大量溶解[8]，研究区溶蚀孔隙主要是钾长石的溶蚀造成。本区盒8段-山1处于中成岩B期(泥岩伊蒙混层中蒙脱石含量0～15%，石英颗粒呈缝合接触，石英加大处于第Ⅲ阶段)，有机质的高成熟阶段释放出大量的有机酸，为长石的溶蚀提供了酸性流体。另外，上古生界盆地周缘火山喷发带来的大量火山凝灰质[4-5]为本区提供了丰富的蒙皂石，而蒙皂石的脱水反应消耗大量的K+，进一步促进了长石的溶蚀[6](反应(1),(2))[8]:

2KAlSi3O8(钾长石)+2H++H2O

Al2Si2O5(OH)4

(高岭石)+4SiO2(硅质)+2K+

(1)

蒙皂石+4.5K++8Al3+伊利石+Na++

2Ca2++2.5Fe3++2Mg2++3Si4+

(2)

大量火山凝灰质耗尽了地层中有限的长石，导致本区长石“消失”事件，同时造成高岭石的大量沉淀。火山灰在钾离子参与下的伊利石化，以及120 ℃高温后高岭石的伊利石化导致本区伊利石的发育。扫描电镜下可观察到伊利石(图6(g))，XRD射线衍射结果显示本区伊利石也大量存在(图7)。另外，由于高岭石晶体自带晶间孔，并且高岭石的存在代表了长石的溶蚀，即溶蚀孔隙的发育，因而，本区高岭石百分含量与孔渗也有显著的正相关关系(图7)。镜下鉴定也可以发现，溶蚀孔的发育伴随着高岭石的沉淀，面孔率低的薄片，高岭石也很少或无发育。上述两个反应式产生的硅质为本区石英次生加大得以大量发育的物质基础。如此反应下来，长石消失，高岭石和石英次生加大大量发育，伊利石伴随高岭石的出现产出(图6(g))，同本区的地质事实相吻合，可以推断本区溶蚀作用主要是有机酸溶蚀长石，并在火山灰的参与下，导致长石在本区“消失”的地质现象。

4 影响次生孔隙发育的因素

4.1 有机酸

大气水和有机酸是目前碎屑岩次生溶孔形成过程中最主要的两类流体。大气水作用在近地表暴露、淡水淋滤以及不整合等有关储层[16]。有机酸对各类矿物都具有较强的溶蚀能力，并且有机酸阴离子可以络合迁移溶解过程中的阳离子[17-18]。研究区上古生界盒8段-山1段沉积时期构造稳定，储层埋深大，二叠系煤系烃源岩广赋式生烃产生的酸性流体是保证研究区次生孔隙发育的最重要因素。

4.2 沉积作用

4.2.1 沉积厚度

一般厚层砂体中地下水的交替作用较为充分,更易于造成地层水不饱和的“溶滤”条件，使溶解产物能被带到较远的异地甚至砂体外沉淀，避免“此溶彼淀”的溶蚀模式[5]。研究区陆源供应充沛，砂体沉积厚度大。山1段发育曲流河三角洲前缘砂体，到了盒8段沉积时期，水动力进一步增强，辫状河道心滩砂体叠置连片，部分井区单砂体厚度超10 m(图8)。厚层砂体的存在保证了本区长石溶解之后，高岭石等溶解产物的异地沉淀。岩石薄片显示，长石的原始形态很少见，溶解产物高岭石多呈流动性形态充填在孔隙中(图6(d),(e))。

4.2.2 粒度

沉积物粒度是诸多岩石学特征参数中对储层物性影响最大的参数[19-20]。沉积物的粒度反应沉积水动力的强弱，沉积水动力越强，砂岩粒度越粗，碎屑颗粒间的细粒杂基含量越低，原始孔隙结构较好，在成岩过程中孔隙流体易于充注和排出，利于溶蚀孔隙的发育，从而提高了砂岩的孔渗能力[7,21]。另外，一般粗砂岩较多富集刚性颗粒，塑性颗粒多集中在细砂岩中，也在一定程度上保持了原始孔隙度。

研究区盒8段与山1段储层粒度较粗，以中粗砂岩、含砾粗砂岩为主，分别占总量的76.6%,63.6%，其次为细砂岩，分别为21.3%,36.4%，含少量的粉砂岩，反应沉积时水动力较强。较粗的粒度特征，促进了富有机酸流体的流动，利于研究区溶蚀孔隙的发育[3]。

研究区大量孔渗资料统计也表明，粒度与孔渗有较好的相关性(图5)。中粗砂岩的孔渗性一般优于细砂岩，孔渗与粒级具有明显的正相关性。盒8段含砾粗砂岩部分样品孔隙度低于粗砂岩可能受河床冲刷面泥质的影响，但是其渗透率同其他粒级相比，处于较高的水平。而致密砂岩的渗透率是决定其产能的主要指标，一般渗透率高的砂岩其产能也高[21]。

4.2.3 岩屑

刚性岩屑的存在一方面减弱了压实作用对储层的破坏，另一方面刚性颗粒在压实作用下发生破裂，深埋藏下破裂孔广泛发育，有效的沟通了孔隙，利于富有机酸流体的活动，流体排替循环良好，促进溶蚀作用的进行，进一步提高了储层的渗透性。

研究区上古生界盒8段-山1段以刚性岩屑为主，主要包括火山岩，石英岩，花岗岩，燧石等，在总岩屑含量分布在12%～97%，平均含量65%;本区的塑性岩屑包含板岩，千枚岩，片岩等，含量较少(表2)。高含量刚性岩屑的配置减弱了压实作用，一方面促进

了酸性流体的活动，另一方面对后来的岩屑溶孔起到了预先占位的作用(图3(c)～(e))，另外，压实作用造成的刚性岩屑破裂孔的发育进一步促进了本区溶蚀作用的进行。

表2 鄂尔多斯盆地西部盒8段-山1段岩屑与云母含量统计
Table 2 Statistics of debris and mica content of He 8th member and Shan 1st member in the west of Ordos Basin

4.2.4 火山物质

晚古生代鄂尔多斯盆地周缘火山活动的频繁而强烈[4-5]，来源于盆地北部阴山造山带及其周缘火山喷发活动通过大气、风力作用或者流水携带不稳定火山灰组分进入沉积层中。

研究区多数井段可见残存的火山凝灰质胶结(图6(h),(i))。这些火山物质的存在表明该区上古生界存在大量的蒙皂石[22]。反应(2)中蒙皂石的伊利石化引起的耗钾反应，大大促进了反应(1)长石的溶解，利于研究区次生溶孔的发育。

4.3 成岩作用

4.3.1 溶解作用

鄂尔多斯盆地煤系地层广覆式生烃产生的大量有机酸对研究区不稳定颗粒的溶蚀，尤其是长石的规模性溶解，在缺乏地层超压等增孔机制以及颗粒包膜等保孔机制的情况下，造成各类溶蚀孔隙大量发育，有力的改造了山1段-盒8段在深埋藏下储集性能。

4.3.2 压实作用

鄂尔多斯盆地西部上古生界盒8段-山1段埋深超过3 400 m，地层经历了强烈的压实作用。压实作用对本区储层的发育既有建设性又有破坏性作用。强烈的压实导致储层中塑性颗粒变形，碎屑颗粒排列紧密，大大破坏了原生孔隙与早期形成的次生孔隙，是储层致密的最主要因素。另一方面，上覆地层的强压突破了碎屑颗粒的抗压极限，导致石英等刚性颗粒发育大量破裂孔沟通孤立孔隙，提高了储层渗透性。

4.3.3 胶结作用

研究区长石颗粒普遍溶蚀导致石英加大边广泛发育，表现为自生加大边围绕被暗色杂质环边包裹的石英颗粒边缘发育，占据了储集空间，大大降低了储层物性，进一步加剧了储层致密程度。另外，本区还发育高岭石与伊利石为主的黏土矿物胶结。高岭石矿物呈片状充填在颗粒间，占据了原生大孔的位置，但由于长石溶蚀本身是增孔反应，高岭石的出现代表了溶蚀孔的发育，因而在以次生溶孔为主的研究区高岭石含量与孔渗具有显著正相关(图7)。伊利石呈丝缕状、羽毛状以搭桥的方式分布在孔隙内(图6(g))，堵塞喉道，降低了储层物性，尤其是渗透率(图7)。

5 结 论

(1)鄂尔多斯盆地西部盒8段-山1段长石缺乏，发育以中粗砂岩等粗粒沉积为主的岩屑石英砂岩、石英砂岩和岩屑砂岩。储层孔渗低，盒8段主要发育低孔低渗储层，山1段多发育特低孔致密储层。孔喉分选程度差，储层非均质性较强。受成岩作用影响，研究区发育了以溶蚀孔隙为主，晶间孔与破裂孔为辅的储集空间特征。

(2)研究区砂岩储层长石缺乏，高岭石单晶完整，集合体排列整齐，分布范围广，伊利石与大量石英胶结物伴生出现，次生溶孔主要是岩屑，长石等铝硅酸盐溶蚀造成，同沉积火山物质的存在进一步促进了长石的溶蚀，造成了本区长石的“消失”。

(3)沉积与成岩作用共同控制了本区次生溶孔的发育。强水动力造成的粗粒厚层砂体沉积，刚性岩屑的存在为溶蚀作用的发生提供了有利场所，促进了研究区溶蚀孔的发育;压实作用造成了储层致密化，胶结作用加剧了储层致密化，但受压实作用形成的破裂孔沟通了孤立孔隙，大大提高了致密储层的渗透率。

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