鄂尔多斯盆地延长组致密油是我国陆相盆地典型致密油藏，具有可观的储量与巨大的勘探开发价值[1-2]。多年来，广大学者对致密油储层特征与成藏机理进行了广泛深入的研究，取得了丰硕的成果[3-9]。其中，储层致密史与成藏关系的研究也受到了广大学者的关注。致密砂岩储层成岩作用与成藏过程的序次，是致密砂岩油成藏研究中亟待解决的关键问题，也是深入认识致密储层中复杂油水分布格局的前提，有助于深入分析非常规致密砂岩油成藏机制和控制因素[10-11]。

（1）客观性。财务风险客观存在于企业经营活动中，不受人为主观意识控制，在特定的情况下将毫无保留的表现出来，如果企业对其采取不当的控制措施将会使企业面临更大的困境。

储层致密时间与成藏时间关系的研究核心，是恢复地质历史中储层致密过程与石油充注成藏的过程，明确两者之间的时间序列。致密与成藏的时间关系无外乎三种：先成藏、先致密、边致密边成藏。国内近年来对鄂尔多斯盆地不同地区延长组致密油储层成藏与致密的关系进行了广泛研究，存在不少争议。持先成藏后致密观点的学者认为，早期压实和胶结作用使储层物性变差，而晚期胶结作用才是形成致密储层的关键[12]，即成藏之后的压实作用和自生矿物胶结作用才使得延长组砂岩储集层致密化[13]；反之，有学者认为鄂尔多斯盆地西南地区长7致密油储层在中成岩A1-A2期已致密化，成藏模式为先致密后成藏[14-15]；此外，一些学者认为油气大规模成藏与致密同时进行，长7段压实作用造成原生孔隙大量减少[12]，致密储层在早成岩期储层已致密，通过与石油大规模运聚时间的耦合，推断储层具有边致密边成藏的特征[11]。

总体而言，上述成果并没有形成统一的认识。对储层致密史的研究主要通过成岩作用进行分析，没有深入研究致密储层微观特征，对致密储层的形成时间只进行定性的推测，缺少对储层物性演化的定量计算，致密储层渗透率基本是按照渗透率跟随孔隙率线性正相关变化进行考虑。而致密油储层与常规储层的重要区别，就是在相近的孔隙率下，致密油储层的渗透率大大低于常规储层。因此，致密油储层渗透率变化与孔隙率的研究，具有同等重要的意义。在致密油储层的埋藏与成岩过程中，渗透率与孔隙率的关系并非单一函数。储层渗透率在一定时期内大幅度降低，而该时期正是致密储层形成的关键时期。

本文利用研究区204口井的798个样品，通过铸体薄片、阴极发光、扫描电镜、岩芯物性分析、氩离子抛光及场发射扫描电镜等方法，得到共计96 510个分析测试数据资料。经过分析致密储层的成岩演化及成藏过程、研究储层成岩过程中储集空间的变化规律，针对不同的埋藏阶段，通过表征储层孔隙率和渗透率的变化过程，明确储层的致密过程；并结合烃类充注史，分析储层致密过程与成藏的时间序次，探讨了致密与成藏的耦合机理。

1 研究区位置及地质背景

鄂尔多斯盆地是我国中部的一个大型中、新生代陆相盆地，为稳定的克拉通沉积盆地，其总面积约25×104 km2[16]。研究区位于鄂尔多斯盆地西南部，西起环县，东至太白，南至正宁，北至定边；区域构造上属于鄂尔多斯盆地伊陕斜坡西南部，与天环坳陷相连，为一个倾角仅半度左右的近南北向展布的西倾单斜，局部发育鼻状隆起，面积约5×104 km2，约占鄂尔多斯盆地面积的25%(图1)。

  

图1 鄂尔多斯盆地构造分区、研究区位置及致密油井位图Fig.1 Ordos Basin structural zoning and study area location map and tight oil well location map

本文研究的上三叠统延长组是鄂尔多斯盆地大型内陆坳陷湖盆形成后所发育的第一套生储油层系，为一套辫状河三角洲与曲流河三角洲及浊积扇成因的、整体以中-细砂岩、泥岩为主的沉积体系，其局部发育油页岩，含煤层夹层[17]。延长组自下而上划分为10个油层组，均有油藏发现[18]。石油主要聚集于长6至长8段油层组，储集层主要为半深湖、深湖相及三角洲前缘的水下分流河道、河口坝、天然堤砂体[19]。其中，长7段为湖盆发育鼎盛时期，油层组砂岩平均渗透率小于0.3×10-3 μm2，是典型的致密油储层；长7中下部长73亚段主要为深湖相，岩性主要为泥岩、粉砂质泥岩；中上部长71、长72主要为半深湖相，岩性以细砂岩、粉砂岩为主[20]。长71、长72亚段与长73湖泛期形成的广覆生烃烃源岩大面积互层接触，含油类型主要为自生自储型，致密油藏连续分布且无明显圈闭边界[2]。长71、长72亚段储层地面空气渗透率一般小于0.3×10-3 μm2[13，16]，为本文的主要研究层段。

2 样品采集及分析方法

本研究针对研究层位长7段长71、长72亚段进行砂岩、粉砂岩样品采集，在长7油层组中上部选取有代表性样品798个，样品岩性以细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩为主，针对各含油级别均有样品采集。所有样品均来源于含油性好的钻井岩芯，样品规格为2.5 cm×5.0 cm的短岩芯柱。

对致密储层微观特征的观察是开展储层岩石学特征及成岩作用研究的基础。普通岩石薄片、铸体薄片、阴极发光、扫描电镜等是研究储层微观特征的常用方法。普通薄片和铸体薄片用于镜下观察储层岩石颗粒及孔隙特征等，阴极发光显微镜分析技术在识别石英碎屑的成因、石英的溶蚀程度、钙质胶结物的生长组构及胶结期次方面应用广泛，扫描电镜是研究黏土矿物、孔隙与孔道大小形态的重要手段。利用覆压孔渗仪和脉冲渗透率仪分别测定岩芯样品的覆压孔隙率和脉冲渗透率，确定储层的孔隙率和渗透率[21]。由于致密储层孔隙小、渗透率低，在以上方法的基础上，本研究还应用场发射扫描电子显微镜观察新鲜断面样品和氩离子抛光样品，分析微米、纳米尺度的孔隙类型、大小和连通情况。场发射扫描电子显微镜分辨率可达0.04 nm，对致密储层的微小孔隙研究非常有针对性[21]。

4.1.2.4 铁方解石、铁白云石胶结阶段(中成岩A2期)孔隙率变化

实验方法：利用场发射扫描电子显微镜的二次电子成像技术观察新鲜断面样品；利用背散射电子成像观察氩离子抛光样品。

3 研究区致密储层岩石学特征与致密化成岩作用

3.1 研究区致密储层岩石学特征

鄂尔多斯延长组致密油储层粒度较细，以细砂岩为主(62.3%)，其次为极细砂(9.0%)、粉砂岩(7.0%)和泥岩(8.3%)。整体上分选较好，绝大部分颗粒磨圆程度为次棱角状。

岩石类型以岩屑质长石砂岩和长石质岩屑砂岩为主，其次为长石砂岩(图2)。储层碎屑成分主要为石英、长石和岩屑。与普通砂岩相比，石英含量较低，平均为35.67%；长石和岩屑含量相对较高，分别为26.7%、22.9%。岩屑成分复杂，其中变质岩岩屑含量最高，达到岩屑总量的40%；其次为岩浆岩岩屑和沉积岩岩屑，分别占20%左右。云母含量尤其突出，平均值达到5.8%，成分成熟度较低[22-23]。

3.2 致密化成岩作用

在沉积物的埋藏过程中，地层压力、地热变化以及孔隙流体性质决定了成岩作用的致密特性；成岩过程中形成的各成岩产物的种类、产状，与储层孔隙和喉道的大小、分布、配置及连通性息息相关。原始沉积的细粒碎屑和高含量杂基是本区致密储层形成的基础，而后期成岩过程中的破坏性成岩作用对储层的影响则具有不确定性。其中，压实作用是孔隙率快速降低的最重要原因，胶结作用中黏土矿物胶结(以伊利石为代表)对渗透率产生较大负面影响，含铁碳酸盐胶结减孔作用明显。

3.2.1 压实作用

研究区压实作用是致密油砂岩孔隙损失、物性变差的主要原因。致密油砂岩粒度细，杂基、云母含量高，整体压实强烈。压实作用现象镜下表现为碎屑颗粒紧密排列，以线接触为主，长石、石英等刚性颗粒破裂[图2(a)]，泥岩、板岩、千枚岩等塑性岩屑及云母碎屑压实弯曲变形，并充填粒间孔隙[图2(b)]。

3.2.2 胶结作用

谈及唐诗，不可回避的那个人，一定是衣摆飘飘、浑身散发着仙气的李白。网上曾有人调侃道：如果李白没有出生，我们的生活将会怎样？人们一致认为：后果很严重。首先是小学生写作文会痛失“只要功夫深，铁杵磨成针”这样的经典掌故。当然还有更要紧的——如果没有擅写“印象中国”的李白，谁还知道庐山的瀑布、黄河的水，谁还知道燕山的雪花有多大？李白一句“燕山雪花大如席，片片吹落轩辕台”，极尽夸张之能事，把根本不可能的事物说得跟真事儿似的！我们非但不反感他爱“咋呼”，反而对他“爱不释手”，谁让他那么浪漫呢！

3.2.2.1 硅质胶结

本区致密储层硅质胶结程度不高，镜下胶结含量为0～2.8%，平均值为1.0%。主要形式为石英加大和粒间、粒内孔充填石英晶体[图2(c)(d)]。硅质发育2-3期，多为1-2级。硅质胶结程度不高，主要与早期成岩过程中流体偏碱性有关，其次绿泥石包膜对硅质胶结也具有抑制作用。

3.2.2.2 黏土矿物胶结

由于本区长71、长72段储层沉积时环境以深湖-半深湖为主，原始沉积水动力弱，因此延长组中杂基含量高。长71、长72段黏土矿物含量分别为10.0%、9.4%。通过X衍射与全岩分析结果显示：致密储层中黏土矿物以伊利石最为发育(相对含量50.4%)，其次为绿泥石(28.8%)、高岭石(9.7%)与伊蒙混层(10.4%)。由于伊利石含量突出，成岩过程中形成的自生伊利石呈发丝状深入砂岩孔隙与喉道内，增加了流体流动通道的弯曲度，从而大大降低砂岩的渗透性[24]。

缺齿蓑藓11个地理居群的遗传距离在0.0873 ～ 0.2363之间，平均为0.1508。浙江天目山居群和浙江温州乌岩岭居群遗传距离最小，浙江嵊泗列岛居群和台湾南投县居群的遗传距离最大。

原生伊利石与陆源碎屑一同沉积，碎屑粒度越细，伊利石含量越高，长71、长72层段的高伊利石含量是湖盆发育鼎盛时期的产物。一般认为，若物源以变质岩为主，则泥岩或砂岩中的泥质往往富含伊利石。研究区砂岩岩屑以变质岩为主，多为石英岩、千枚岩、板岩、片岩等，因此可以推断变质岩是本区主要物源。原生伊利石在镜下呈片状特征[图2(e)]，是研究区伊利石的主要类型。

自生伊利石是成岩期形成的伊利石，镜下呈发丝状、搭桥状、蜂窝状，充填于孔隙与喉道内[图2(f)(g)]，是伊利石中最主要的类型：按物质来源，可分为蒙脱石转化型、高岭石转化型和直接结晶型三种类型[25]。本区自生伊利石主要以蒙脱石转化为主。据统计，本区致密储层沉积期伴随着大量凝灰岩杂基充填(含量达0.39%)，其随着埋深与地温的增加发生蚀变，转化成蒙脱石[26]。当温度达到60 ℃～100 ℃时，蒙脱石普遍发生伊利石化[27]，该反应在本区致密油储层成岩过程中非常普遍。蒙脱石伊利石化过程中，主要通过新增伊利石层和溶解-沉淀方式提高伊利石与蒙脱石含量比，最终转化为伊利石[28]。反应方程式如下：

(1) 伊利石的成因及对储层物性的影响。通过扫描电镜下观察，伊利石以片状最为常见，其次为毛发状、丝状、搭桥状、蜂窝状，充填于孔隙与喉道内。通过伊利石的产状可推断其成因[24-25]。

  

(a) 颗粒压实破碎，颗粒间呈线-凹凸接触，胡218井，2 201.6 m；(b) 碎屑因压实定向紧密排列，环304井，2 581.9 m；(c) 石英加大边发育，元138井，2 141.92 m；(d) 扫描电镜下自生石英充填粒间孔隙，胡195井，2 245.6 m；(e) 粒间片状伊利石，里134井，2 136.1 m；(f) 黏土矿物伊利石晶间微孔隙充填粒间孔，山110井，1 947.2 m；(g) 丝片状伊利石充填孔隙，罗58井，2 389.91 m；(h)扫描电镜下针叶片状绿泥石黏土，环54井，2 647.83 m；(i) 颗粒边缘绿泥石环边胶结物，高42井，1 784.5 m；(j) 阴极发光镜下方解石胶结，白284井，1 731.13 m；(k) 扫描电镜下铁方解石胶结粒间孔，里150井，2 088.45 m；(l) 铁白云石胶结交代，里85井，2 201.96 m图2 研究区长7段致密成岩作用类型及特征Fig.2 Types and characteristics of dense diagenesis of Chang 7 Formation in research area

 

4.5K++8Al3++KNaCa2Mg4Fe4Al14Si38O100(OH)20+10H2O(蒙脱石)K5.5Mg2Fe1.5Al22Si35O100(OH)20(伊利石)+Na++2Ca2++2.5Fe3++2Mg2++3Si4++10H2O

在此过程中，需要大量K+和Al3+的参与。镜下观察及碎屑成分统计表明，致密储层中大量存在黑云母，可为蒙脱石向伊利石转化提供大量的K+和Al3+离子。此外，蒙脱石向伊利石转化的过程需要在碱性条件下进行，长7段富含的云母、火山物质的蚀变，为储层早期成岩作用提供了碱性流体环境[28]。由于丰富的K+和Al3+来源以及有利的碱性成岩环境、适宜的温度环境，蒙脱石得以大量转化为伊利石。

压实作用是致密储层孔隙率降低的最重要原因。本区致密储层视压实率达到80%[16]。压实作用损失的孔隙率总量可根据初始孔隙率、现今孔隙率及胶结溶蚀量来推算。估算砂岩原始孔隙率的计算公式[33]为

通过铸体薄片及X衍射对储层的胶结、溶蚀作用进行定量统计，结合胶结-溶解作用序列，可对储层物性随时间及埋藏深度的演化进行定量表征，直观分析储层物性的控制因素。储层孔隙率演化过程的定量分析，是根据胶结物及溶蚀孔隙的面孔率计算胶结及溶蚀作用对储层孔隙演化的影响。孔隙率与面孔率之间在数值上的明显差异源于面孔率是平面二维数据，孔隙率是三维数据，且读取方法的精确度较低，在读取面孔率时主要以提取大-中孔隙为主，未能有效识别黏土矿物微孔面孔率，故在面孔率与孔隙率的转换中，需先减去黏土矿物微孔孔隙率，再进行孔隙率的转换。本文面孔率转换为孔隙率的公式如下：

蒙脱石转化为伊利石的过程是粒间孔转化为晶间孔的过程，对储层孔隙率的影响不大。但从渗透率来说，自生伊利石对砂岩储层则具有破坏性影响。自生伊利石呈丝状深入砂岩孔隙与喉道内，大大增加了渗流通道的弯曲度，从而大幅度降低了砂岩的渗透性。扫描电镜分析显示，研究区长7段致密砂岩喉道中普遍存在呈毛发状、丝状、搭桥状的伊利石，引起喉道堵塞，大大降低了渗透率。这是造成储层致密的核心原因之一。

  

图3 场发射扫描电镜下能谱显示矿物和烃类Fig.3 Energy spectrum of minerals and hydrocarbons under field emission scanning electron microscopy

(2) 绿泥石胶结作用。根据X衍射数据，区内绿泥石含量仅次于伊利石，相对含量达28.8%。绿泥石主要以颗粒环边的形式出现，电镜下多为叶片状和针状，聚合体常呈玫瑰花状或绒球状。绿泥石形成于富铁的碱性条件下。由于区内大量黑云母、凝灰质在成岩早期的水解过程中提供了大量铁、镁物质，可推断自生绿泥石于成岩早期大量形成[27]。自生绿泥石中可见大量晶间孔[图2(h)]，是有利的储集空间。普遍认为，绿泥石包膜可阻碍硅质胶结作用进行，有利于原生孔隙的保存[图2(i)]；另一方面，云母类矿物蚀变形成的绿泥石胶结会降低岩石的渗透率[3]。由于自生绿泥石晶体多以环边及衬里状紧贴颗粒边缘，其对渗透率的抑制作用没有伊利石明显。

3.2.2.3 碳酸盐胶结

本区致密储层碳酸盐胶结普遍发育，含量为4.55%，以铁方解石、铁白云石胶结为主，平均含量分别为2.03%和2.3%；其次为方解石，平均含量为0.2%；同时存在少量白云石。

碳酸盐胶结在各个成岩阶段均可发育，不同类型碳酸盐矿物析出产状不同。早期方解石常以交代颗粒或基底式胶结形式出现，早期白云石胶结物常以菱形自形晶、半自形晶产出于孔隙中[图2(j)]，流体包裹体均一温度80 ℃～100 ℃。铁方解石常附着被方解石交代的颗粒边缘生长或直接交代颗粒充填粒间孔隙[图2(k)]，流体包裹体测温显示均一温度超过100 ℃。而铁白云石呈加大边形式沿着白云石岩屑或早期白云石胶结物边缘生长[图2(l)]，也可呈自形晶充填于粒间孔和颗粒溶孔中，其流体均一温度一般超过100 ℃。表明铁方解石、铁白云石沉淀时间晚于方解石和白云石胶结以及颗粒溶蚀，同时存在对早期方解石、白云石的交代。

4.2.4 铁方解石、白云石胶结阶段(中成岩A2期)渗透率变化

4 储层物性演化及定量表征

致密储层形成时间是储层致密和成藏关系研究的核心问题。研究区长7储层致密程度受沉积原始物质和成岩作用的双重控制，沉积环境控制了原始沉积，是影响储层物性的基础，而成岩作用是影响致密储层形成的关键地质因素[29-32]。

原始沉积条件决定储层物性的先天不足，而致密化在压实和胶结过程中进一步体现。通过铸体薄片观察、包裹体测试、扫描电镜及X衍射分析等，结合储层流体性质，分析致密储层成岩序列为凝灰质转化为蒙脱石→硅质胶结、方解石胶结、绿泥石胶结、伊利石胶结→长石溶蚀、岩屑溶蚀、方解石溶蚀→铁方解石胶结、铁白云石胶结(图4)。根据矿物的转化、流体性质的改变及成岩作用，将致密储层成岩过程划分为四个阶段：早期压实阶段、碱性胶结阶段、酸性溶蚀阶段以及铁方解石、铁白云石胶结阶段。根据各阶段的成岩作用对应的温度条件，结合本区地温梯度与地层埋藏史，推断出四个成岩阶段经历的地质历史时期。

  

图4 致密储层成岩作用序列示意图Fig.4 Schematic diagram of diagenetic sequence of dense reservoirs

4.1 致密储层孔隙率演化定量模拟

由蒙脱石转化而成的伊利石晶间孔发育。通过计算可知，微孔面孔率甚至大大超过薄片面孔率。在扫描电镜下，蜂窝状及片状伊利石间的微米、纳米级晶间孔中可见烃类物质或残余沥青(图3)。因此，黏土矿物晶间孔是致密油储层中不容忽视的储集空间。

 

式中，Φ为现今孔隙率；Φd为溶蚀作用增加孔隙率；Φy为黏土矿物微孔孔隙率；Sd为溶蚀面孔率；S为总面孔率。

推动式压电驱动器结构如图2所示[3]，基本步进原理与行走式类似，但区别在于行走式压电驱动器中压电驱动机构是动子，而推动式压电驱动器中压电驱动机构是定子，驱动机构推动一根输出杆(主轴)输出位移。

胶结损失孔隙率由胶结物的质量分数进行估算，压实损失量则根据反演剥蚀法进行推算[22-25]。

4.1.1 各阶段压实量计算

带电粒子在电磁场中的运动问题在高中物理学习中至关重要，并在高考中占据不少的分值。为了在考试中能更好的正确解决此类问题，就需要对带电粒子在均匀电场、均匀磁场以及均匀电磁场中的运动规律进行研究。

肝病属于在肝脏位置发生病变的疾病，如乙肝、丙肝、甲肝、肝硬化、肝癌、脂肪化、酒精肝等，属于常见的一种较大危害性临床疾病，动物和人的胆碱酯酶包括乙酰胆碱酯酶和酰基胆碱酰基水解酶两种，乙酰胆碱酯酶大部分分布在肺、红细胞、神经末梢、脾中，也被叫真胆碱酯酶；酰基胆碱酰基水解酶主要在脑白质、心、肝、胰中分布，也被叫做假胆碱酯酶。血清胆碱酯酶是肝脏合成的一种物质[1]，在损伤肝细胞时会降低合成血清胆碱酯酶的含量，减少血清中血清胆碱酯酶活性。将2013年11月—2017年11月收入的160例肝病患者和40例健康体检人员作为研究对象，报道血清胆碱酯酶检测的效果。

Φ0=20.91+22.9/S0

式中，Φ0为砂岩原始孔隙率；S0为特拉斯科分选系数[33] 。

对本次研究中的测量和统计数据使用SPSS19.0统计软件进行计算处理,对其统计的资料采用(%)表示,使用(x2)进行数据检测校验。P<0.05表示差异具有统计学意义。

通过计算，本区致密储层平均原始孔隙率为37.4%。

压实作用损失孔隙率的计算公式[15]为

ΦY=Φ0-Φ-Φc+Φd+Φy

式中，ΦY为压实损失孔隙率；Φ为现今孔隙率(均值为10.4%)；Φc为胶结损失孔隙率；Φd为溶蚀作用增加孔隙率；Φy为黏土矿物微孔孔隙率。

大部分大学一年级学生初接触到的是C/C++计算机编程语言，而用C/C++语言编写界面程序时多在黑屏白字的applica⁃tion console下采用文字描述模拟菜单选择，学生体验感及成就感较差。而初学者只有一定的C++面向对象编程基础，可以使用Qt轻松实现图形界面编程。本文利用Qt图形库，采用C++语法，在Qt Creator集成开发环境下，实现了一个基于Qt的学生成绩管理系统。

计算出的压实作用损失孔隙率ΦY为29.42%。

压实量在本区致密储层演化中的分配依据是孔隙率和承载压力之间存在良好的线性关系[34]，是根据各阶段埋藏深度的增加按比例计算的。自埋藏之初直至中成岩期A1，压实作用随埋藏深度的增加持续进行；致密储层进入中成岩期A1后，石油充注及晚期含铁碳酸盐岩胶结阻止了压实作用进一步进行，此后可忽略其压实量。各阶段的压实量可根据各阶段对应埋藏深度的变化，按比例分配至早期压实阶段、碱性胶结阶段、酸性溶蚀阶段三个阶段中。根据计算，以上三个阶段压实损失孔隙率分别为18.39%、4.29%、6.74%。

4.1.2 各阶段孔隙率变化

4.1.2.1 早期压实阶段(早成岩A期)孔隙率变化

相比单模光纤，少模光纤(Few Mode Fiber, FMF)是一种纤芯面积足够大、能够利用几个独立的空间模式传输并行数据的光纤.其模场半径通常为18～50 μm，模场面积为单模光纤的4～25倍，比起单模光纤对工作环境容差更高，有望在激光通信系统中降低空间光到光纤的对准难度.因此，近年来以少模光纤为基础的光通信技术得到了快速发展，少模光纤放大器已实现应用并逐步推向商用市场，使得基于少模光纤接收的空间光通信系统硬件条件已基本具备[9-11].因此建立空间光到少模光纤的耦合效率模型，为基于少模光纤的空间光通信系统设计和优化提供理论支撑变得十分迫切.

早期压实阶段经历了压实作用和凝灰质转化为蒙脱石作用，孔隙率的减小主要来自压实量(18.39%)，此阶段末期的孔隙率Φ1为

Φ1=Φ0-18.39%=19.01%

4.1.2.2 碱性胶结阶段(早成岩B期到中成岩A1早期)孔隙率变化

本阶段主要成岩作用为压实作用及胶结作用，包括硅质胶结、方解石胶结、绿泥石胶结、蒙脱石向伊利石转化。

压实作用损失孔隙率为4.29%。此过程中伴随少量石英胶结加大。根据其含量估算，其孔隙率减小1.04%；方解石胶结损失孔隙率，包括方解石胶结损失孔隙率和方解石溶蚀孔孔隙率，经计算为1.31%。

在此阶段，石油大量充注之前，储层含油饱和度较低，未对成岩环境造成明显影响，蒙脱石在这期间大量转化为次生蜂窝状、发丝状伊利石[14]，微孔孔隙率大量增加，其晶间微孔孔隙率可达到4.51%[35]，所形成的微孔孔隙为致密油储层重要的储集空间。延长组样品伊利石K-Ar测年结果显示，年龄在170～160 Ma之间，对应晚侏罗世(170～160 Ma)成岩作用时代[36]，在时间上与此阶段对应的地质历史时期吻合。此阶段末期的孔隙率为

Φ2=Φ1-4.29%-1.04%-1.31%+4.51% =16.88%

4.1.2.3 酸性溶蚀阶段(中成岩A1期)孔隙率变化

本阶段压实作用持续进行，压实量为6.74%。延长组长73暗色泥岩中有机质进入成熟阶段，有机质演化排出的酸性流体进入相邻致密储层，由于黏土矿物胶结堵塞喉道，导致流体流通不畅，溶蚀作用并不强烈。根据粒间与粒内溶孔的孔隙率计算，此阶段溶蚀作用增加孔隙率为3.28%。此阶段末期，致密储层孔隙率为

Φ3=Φ2-6.74%+3.28%=13.42%

场发射扫描电镜样品制备步骤：新鲜断面样品是将岩石样品碎样后选择表面相对平整的碎块进行镀膜处理，得到所述的新鲜断面样品；氩离子抛光样品是通过对岩石样品依次进行机械抛光、氩离子抛光、镀膜处理制备而成。

由于构造运动，本阶段致密油储层经短暂埋深后发生持续抬升，加之石油充注及晚期含铁碳酸盐岩胶结阻止了压实作用的进一步进行，孔隙率的减小主要由含铁碳酸盐岩胶结导致。根据镜下含量计算，本阶段铁方解石胶结、铁白云石胶结减小孔隙率分别为1.7%、1.62%。储层形成的最终孔隙率为

Φ=Φ3-1.7%-1.62%=10.1%

4.2 各阶段渗透率变化

储层的原始渗透率由原始沉积碎屑的分选性与杂基含量决定。在储层埋藏历史时期内，成岩作用对于孔隙率与渗透率的影响并不完全一致。成岩作用过程中导致的孔隙率减小，必定带动渗透率的减小；但渗透率的变化不仅取决于孔隙率，喉道大小及分布与孔喉结构也是影响渗透率的重要因素。渗透率的大幅减小，导致了储层的致密化，使其在与其他层段孔隙率接近的情况下(均值为10.1%)，渗透率明显偏小(均值为1.8×10-3 μm2)。

研究区致密储层渗透率的变化主要经历两个阶段：第一阶段是在埋藏初期、伊利石胶结大量形成之前，储层渗透率由原始沉积碎屑分选与杂基含量决定；第二阶段是在成岩过程中黏土矿物向伊利石转化，伊利石胶结形成的发丝、丝缕状晶体阻塞喉道，导致储层渗透率进一步降低[16]。因此，利用致密油储层不同样品孔渗分布图，可分别对这两个阶段渗透率的变化进行拟合估算。

周莹（1984-）；性别：女，籍贯：山东省济南市，学历：本科，毕业于山东建筑大学；现有职称：中级经济师；研究方向：工程造价。

3) 算例结果显示：青岛市智慧城市建设公众参与水平为较高水平，但与高水平仍有较大差距，说明青岛市智慧城市建设公众参与水平仍有较大的提升空间.为进一步提高青岛市公众参与水平可从两个方面着手，一方面是增强教育培训力度、引进高新技术人才；另一方面是进一步提高政务公开平台信息公布及时率，并拓宽表达需求及反馈的渠道.

4.2.1 早期压实阶段(早成岩A期)渗透率变化

在致密储层原始沉积阶段，由于黏土矿物并未胶结堵塞喉道，原始渗流能力相对后期较好，故本研究选取低伊利石含量样品的孔渗参数拟合埋藏初期孔渗相关曲线(图5)，用数学模型来拟合埋藏初期孔隙率与渗透率相关函数：

y = 0.000 4x2.755 7

  

图5 早期成岩阶段孔渗相关曲线Fig.5 Correlation curve of porosity and permeability in early diagenetic stage

在渗透率大幅减小，即伊利石胶结大规模产出之前，可用上述函数来反映渗透率与孔隙率之间关系。经计算，延长组致密储层原始渗透率为8.63×10-3 μm2，本阶段末期渗透率降低到1.33×10-3 μm2。

4.2.2 碱性胶结阶段(早成岩B期到中成岩A1早期)渗透率变化

在此阶段，伊利石胶结的大量形成导致渗透率大大降低，孔渗的相关性曲线则选取储层内伊利石含量正常的样品进行孔渗拟合(图6)，拟合函数为

y=0.001 4x2.026 5

此阶段末期，在致密储层孔隙率为16.88%的情况下，渗透率降低至0.43×10-3 μm2。

  

图6 中后期成岩阶段孔渗相关曲线Fig.6 Correlation curve of porosity and permeability in medium and late diagenetic stage

4.2.3 酸性溶蚀阶段(中成岩A1期)渗透率变化

在此阶段致密储层渗透率随孔隙率的减小继续降低。由于渗透率较低，薄片下观察溶蚀作用主要为部分溶蚀，少见普遍溶蚀现象。在此阶段末期的渗透率，由中后期成岩阶段孔渗相关曲线求取。

y = 0.001 4x2.026 5

此阶段末，在孔隙率13.42%的情况下，对应渗透率为0.27×10-3 μm2。在此阶段的成岩作用中，伴随着孔隙率的持续降低，储层的渗透率已降至致密储层渗透率临界值0.3×10-3 μm2以下，表明在此阶段对应的地质历史时期内，致密储层形成。

纵向上看，延长组各个层段中长7段胶结物含量最低，其原因是长7段粒度细，从而导致快速压实之后可供胶结空间少，不利于胶结物沉淀。

在此阶段铁方解、铁白云石胶结作用对孔隙率有一定影响，但对孔喉结构影响不大，因此渗透率随孔隙率连动变化。根据中后期成岩阶段孔渗相关曲线计算，最终渗透率为0.152×10-3 μm2。本区致密储层样品实测空气渗透率为0.18×10-3 μm2，拟合渗透率相对误差为16%。

5 储层致密与成藏史耦合关系

储层致密史通过储层物性定量演化来恢复，以各阶段的成岩作用对应的温度条件为基础，根据胶结-溶蚀序列，结合本区地温曲线与地层埋藏史，首先确定四个成岩阶段经历的地质历史时期，即早期压实阶段(235—165 Ma)、碱性胶结阶段(165—135 Ma)、酸性溶蚀阶段以及铁方解石、铁白云石胶结阶段(135 Ma至今)。各阶段末期的孔渗定量模拟的结果分别为19.01%，1.33×10-3 μm2；16.88%，0.43×10-3 μm2；13.42%，0.27×10-3 μm2；10.1%，0.152×10-3 μm2(图7)。储层渗透率在碱性胶结阶段骤减，在酸性溶蚀阶段末期达到致密储层界限，当渗透率降至0.3×10-3 μm2时，致密储层已经形成[6]。

鄂尔多斯盆地埋藏史自三叠纪以来是一个较为复杂的隆升与沉降过程，发生了四期不均匀的抬升和地层剥蚀事件[15]以及侏罗-白垩纪盆地热异常事件。延长组从沉积后到三叠纪末晚印支运动抬升前，主要为早期浅埋成岩作用阶段；在晚印支运动末期发生小幅度抬升，在早侏罗世恢复沉降；在晚侏罗世经历燕山运动造成的区域性构造挤压和抬升，伴随区域性热异常事件；在早白垩世早期盆地恢复沉降，早白垩世晚期开始经历燕山运动第Ⅴ幕，盆地整体抬升[15](图7)。

生烃史是根据与烃类共生的盐水包裹体均一温度[37]，结合包裹体所在地层的埋藏史和地温演化史进行恢复的。通过确定包裹体的形成时间并与储层致密时间进行对比，可确定储层致密与成藏的先后关系[11]。本区盐水包裹体测试结果表明，致密储层均一温度分布范围在75 ℃～130 ℃之间，存在两种产状的包裹体，显示3个峰值区间。与同期盐水包裹体同时捕获的烃类包裹体存在三期充注，第一期包裹体均一温度分布范围在75 ℃～95 ℃之间，为早期低熟油小规模充注；第二期成藏为中期成熟油大规模充注成藏，包裹体均一温度分布范围集中在100 ℃～120 ℃之间；第三期包裹体均一温度在75 ℃～95 ℃之间，为晚期构造抬升调整成藏。其中，第二期包裹体反映了油气大规模充注阶段，成藏时间在早白垩世中晚期(125—100 Ma)(图7)。此外，地层压力的演化与有机质成烃演化、烃类的运移和聚集密切相关[38-39]。在生排烃高峰期，超压对油气的运移、聚集过程起重要作用[2]。陇东地区延长组地层随着埋深的增加，剩余压力总体上不断增大，在早白垩世中期长7段烃源岩最高压力系数达到了1.65，与邻近致密储集层之间存在地层压力差。大部分地区这种压力差大于0.8 MPa，为油气运移提供了充足的动力条件[40]。伴随着石油的持续充注，这一时期的异常高压可延续到早白垩世末期。异常高压的形成时间与本区包裹体均一温度对应时间相吻合，这证明研究区延长组地层的异常高压与该区生排烃史在时间上具有一致性，即为致密油充注时间。

  

图7 延长组致密油储层物性演化过程及埋藏史Fig.7 Physical property evolution process and burial history of the dense oil reservoir of Yanchang Formation

通过储层致密史与埋藏史、生烃史的动态恢复，可以对储层的致密与成藏关系进行分析。

早期压实阶段延长组长7段致密储层物性随着地层埋深增加逐渐变差；碱性胶结阶段经历了致密化成岩作用，以自生伊利石阻塞孔喉为主，渗透率急剧下降，未到致密界线，此时长73烃源岩处于未成熟阶段，未出现生烃作用；酸性溶蚀阶段中，有机酸进入储层产生溶蚀作用，伴随孔隙率和渗透率继续下降，储层更加致密，此时烃源岩生成的低成熟—成熟油已经开始在长7油层组内小规模聚集成藏；烃类在早白垩世中期(距今125 Ma)开始大规模充注，在充注过程中致密储层孔渗继续降低，至早白垩中期(距今约115 Ma)致密储层已基本形成(渗透率降至0.27×10-3 μm2)。致密储层形成后，长7油层组仍处于异常高压环境，烃类充注并未停止，最终形成延长组致密油藏。

综上所述，研究区长7段储层致密过程与成藏过程在时间上部分重叠，储层致密过程成的后期已开始大规模的石油充注，储层的致密与成藏耦合关系为边成藏边致密，致密后继续成藏。

6 结 论

(1) 在沉积粒度细、杂基含量高的原始沉积条件下，研究区致密化成岩作用以压实作用和胶结作用为主。压实作用使储层孔渗大幅度减小。胶结作用中硅质胶结程度不高，碳酸盐胶结普遍发育，胶结类型以晚期含铁碳酸盐胶结为主；黏土矿物伊利石胶结常见，对渗透性影响尤为突出，其可使有效的大孔隙及喉道变成渗流能力较差的小孔隙及无效喉道。

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(2) 通过分析致密储层胶结-溶解作用序列，将致密储层成岩过程划分为四个阶段，即早期压实阶段、碱性胶结阶段、酸性溶蚀阶段以及铁方解石、铁白云石胶结阶段。通过孔隙率演化定量模拟，估算各阶段末期储层孔隙率分别为19.01%、16.88%、13.42%、10.10%。

(3) 针对致密储层在孔隙率与其他层位相差不大的情况下渗透率明显偏低的特点，在物性演化恢复过程中着重分析了导致渗透率低的重要原因，即伊利石胶结对致密储层渗透率的影响；通过计算，恢复了不同成岩阶段渗透率的降低速率以及各阶段末期的孔隙率及渗透率的大小。储层渗透率在碱性胶结阶段骤减，在酸性溶蚀阶段末期达到致密储层界限。

(4) 在储层达到致密界限之前，成熟油已开始充注；储层的致密化过程中，石油开始大规模充注成藏；但致密储层形成后，致密油充注并未立即停止。致密与成藏的耦合关系为边成藏边致密，致密后继续成藏。

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