齐亚林，尹鹏，张东阳，李继宏，卢伟，白嫦娥

鄂尔多斯盆地延长组储层胶结物形成机理及地质意义

齐亚林1，2，尹鹏1，2，张东阳3，李继宏1，2，卢伟4，白嫦娥1，2

（1.中国石油长庆油田分公司勘探开发研究院，西安710018；2.低渗透油气田勘探开发国家工程实验室，西安710018；3.中国石油长庆油田分公司勘探部，西安710018；4.中国石油长庆油田分公司长庆实业集团，西安710018）

鄂尔多斯盆地上三叠统延长组储层普遍具有岩石成分复杂、成熟度低、磨圆度低和物性较差的特征，属典型的特低孔、低渗储层。强烈的胶结作用和压实作用为储层致密的主要控制因素。应用X射线衍射（XRD）、扫描电镜（SEM）和偏光显微镜等对胶结物的分布、组合类型及赋存状态进行了分析，在借鉴现代湖泊沉积学研究的基础上，探讨了沉积和地层流体化学组成与黏土、碳酸盐和硅质胶结物的关系。结果表明：沉积流体控制了陆源碎屑黏土矿物在湖盆中的分布，控制了陆源碎屑黏土矿物向自生黏土矿物的转化，控制了碳酸盐胶结物的形成与分布。地层流体化学组成为胶结物的形成提供了物质基础和特定的成岩环境。该研究成果为有利成岩相定性—半定量预测提供了依据。

成岩相；地层流体；胶结物；延长组；鄂尔多斯盆地

0 引言

上三叠统延长组为鄂尔多斯盆地石油勘探开发的主力层系，延长组储层普遍具有岩石成分复杂、成熟度较低、磨圆度较低和物性较差的特征，属典型的特低孔、低渗储层［1-2］。前人对研究区储层致密机理、胶结物成因和成岩环境开展了大量富有成效的研究并取得了多项重要成果，如强烈的胶结作用为储层致密的重要控制因素［2-4］；早期方解石和绿泥石的形成增加了储层的抗压实能力，有利于孔隙的保存［5-7］，晚期铁方解石和铁白云石对储层物性起破坏作用［4，6］；胶结物的成矿物质来源于成岩过程中碎屑组分的溶蚀，碎屑组分溶蚀量与胶结物含量相近［3］；三角洲前缘亚相有利于绿泥石的发育［4-5，8-9］。上述研究往往强调埋藏阶段与后期溶蚀作用对地层流体的贡献以及地层流体对胶结物形成的贡献，忽略了此前表生环境下陆源碎屑成因黏土矿物对后续成岩作用的影响，忽略了沉积流体对陆源碎屑黏土的分异作用及对早期胶结物形成的意义。由于脱离了沉积作用和沉积流体两大因素，使得对成岩作用的本质难以得到全面的认识，无法在特定的沉积背景下分析和预测胶结物及有利成岩相带的发育和分布规律。由胶结物形成引起的强烈的胶结作用和上覆地层产生的压实作用为储层致密的主要因素，胶结作用可使原始孔隙度损失30%［2］。因此，分析胶结物的成因及分布规律对优质储层的预测具有重要的现实意义。笔者综合应用X射线衍射（XRD）、扫描电镜（SEM）和偏光显微镜等对胶结物的分布、组合类型及赋存状态进行分析，在借鉴现代湖泊沉积学研究的基础上，探讨沉积和地层流体化学组成与黏土、碳酸盐和硅质胶结物的关系，以期揭示成岩矿物的物质来源、分布规律和形成环境，为有利成岩相定性—半定量预测提供依据。

表1 鄂尔多斯盆地延长组储层胶结物构成Table 1 The cements composition of Yanchang Formation in Ordos Basin %

表2 鄂尔多斯盆地延长组储层黏土矿物构成Table 2 The clay minerals composition of Yanchang Formation in Ordos Basin%

1 胶结物类型及分布特征

鄂尔多斯盆地上三叠统延长组主要胶结物有伊利石、高岭石与绿泥石等黏土矿物，方解石、铁方解石、白云石与铁白云石等碳酸盐矿物和硅质等，胶结物体积分数为13.40%～17.34%（表1），较高的铁方解石、铁白云石、水云母、硅质和绿泥石含量为储层致密的主要因素［2-4］。黏土矿物为储层中较普遍的层状铝硅酸盐矿物。根据X射线衍射分析，研究区黏土矿物主要有绿泥石、伊利石、伊/蒙混层和高岭石，绿泥石相对体积分数为28.47%～78.88%，伊利石相对体积分数为12.96%～53.71%，高岭石相对体积分数为0～24.87%，伊/蒙混层相对体积分数为5.35%～14.29%（表2），伊/蒙混层比一般＜15%。绿泥石主要以孔隙衬里黏土膜和填隙物形式产出（图版Ⅰ-1～Ⅰ-3）；伊利石存在自生伊利石和蚀变伊利石2种类型，多为绒球状和叶片状充填于粒间孔（图版Ⅰ-4、图版Ⅰ-5）；伊/蒙混层在研究区分布比较稳定（表2），扫描电镜下多为丝缕状或叶片状充填于颗粒之间；高岭石主要以孔隙充填方式产出，单个高岭石晶体呈六方板状，集合体呈书页状或蠕虫状，有时与自生石英共生（图版Ⅰ-6、图版Ⅰ-7）；碳酸盐胶结物含量变化较大，主要以微晶或连晶状胶结物和交代物形式产出（图版Ⅰ-8～Ⅰ-10），成分以方解石、铁方解石、白云石及铁白云石为主，并具有明显的多期次形成特征。硅质胶结物在研究区砂岩中分布普遍，但体积分数较低，为0.36%～1.98%，主要以石英次生加大和自形石英晶体形式产出于碎屑石英颗粒表面、粒间孔壁和粒内溶孔中（图版Ⅰ-11、图版Ⅰ-12）。

图1 鄂尔多斯盆地延长组地层流体化学组成与胶结物相关图Fig.1 Correlation diagram of formation fluid chemical composition and cements of Yanchang Formation in Ordos Basin

2 胶结物形成机理及分布

2.1胶结物与地层流体的关系

胶结作用主要是在地层流体中完成的，笔者尝试对地层流体-胶结物-溶蚀作用的关系进行分析。以碳酸氢根离子（HCO3-）质量浓度等于170 mg/L为界，小于此值时，储层中铁方解石含量随HCO3-浓度增加而增加，大于此值时，铁方解石含量随HCO3-浓度增加而降低［图1（a）］；铁白云石含量变化具有类似的特点，以HCO3-质量浓度等于50 mg/L为界，大于此值时，铁白云石含量随着HCO3-浓度的增大而减小［图1（b）］；延长组储层中方解石和白云石含量较小，但也受HCO3-浓度和氯离子（Cl-）浓度的控制，HCO3-质量浓度大于200 mg/L或Cl-质量浓度大于43 000 mg/L时，方解石和白云石不再出现［图1（c）、图1（d）］；水云母存在于矿化度为9700～85000mg/L的地层流体条件下，以矿化度等于48 000 mg/L为界，随地层流体矿化度的升高水云母含量降低［图1（e）］；绿泥石分布于矿化度为9 700～85 000 mg/L的地层流体条件下，以矿化度等于15 000 mg/L为界，绿泥石含量随矿化度升高而降低［图1（f）］；硅质胶结物的形成区间较大，其含量与Cl-浓度关系不明显［图1（g）］；以矿化度等于23 000 mg/L为界，总填隙物含量随矿化度增大而降低［图1（h）］；溶蚀孔隙的发育与Cl-浓度关系不明显［图1（i）］，溶蚀作用对地层流体化学组成的影响非常有限；地层流体化学组成与部分胶结物含量关系密切。

2.2地层流体成因

现今地层流体由原始沉积流体演化而来，并不同程度地经历了地表水与大气降水的改造。勘探开发实践表明，延长组不同油层组地层流体化学组成和矿化度差别明显，地层总体处于封闭的环境，地表水与大气降水的渗滤和交替作用对地层流体化学组成影响有限［10］。Cl-为延长组地层流体中最主要的阴离子，与总矿化度正相关，决定了地层流体的类型。Cl元素可能存在的形式有：①以Cl-形式存在于地层流体中；②以Cl-形式存在于石英和长石等矿物的盐水包裹体中；③以Cl元素形式存在于黑云母和角闪石等造岩矿物晶格中［11］。由于沉积盆地普遍具有咸化和富集Cl-的特性，Cl元素在源区沉积流体中浓度普遍较高，经地表径流进入湖泊水体蒸发浓缩后会进一步富集［10］。Cl元素可能会以后两者的形式参与成岩作用过程，但在矿物的盐水包裹体和黑云母及角闪石等造岩矿物中含量极低［11］。成岩作用是在相对封闭的系统中进行的，Cl元素在成岩作用过程中不具有大规模富集的物质来源和基础，因此其难以在地层流体中富集，这一观点也得到前述现今地层流体Cl-浓度与溶蚀孔隙度相关分析的支持［参见图1（i）］。现今地层流体为沉积流体经蒸发浓缩作用、水岩反应和离子交换作用演化而来，其中蒸发浓缩作用为地层流体元素富集的主要机制，现今地层流体基本反映了沉积流体的特征［10］。

2.3胶结物成因分析

2.3.1 黏土矿物

黏土矿物按成因可分为陆源碎屑黏土矿物与成岩过程中形成的自生黏土矿物，陆源碎屑黏土矿物为地壳表生环境下由物源区岩石发生风化作用形成的常见矿物，是现代湖泊沉积物中重要的组成矿物，其形成和分布主要取决于气候、物源和沉积环境［12-13］，在湿润温暖的热带—亚热带气候环境下，岩石受淋滤和化学风化作用较强，碱金属和碱土金属流失后形成阳离子为Si4+或Al3+的高岭石；高纬度的干冷气候条件下，淋滤和化学风化作用较弱，碱金属和碱土金属部分流失后形成阳离子为Si4+，Al3+，Fe3+，Mg2+或K+的绿泥石、伊利石、蒙皂石及伊/蒙混层；随着风化程度的加强，黏土矿物发生蒙脱石→无序伊/蒙混层→有序伊/蒙混层→伊利石→高岭石转化［13］。沉积环境，特别是湖盆水体的化学组成对搬运来的陆源碎屑黏土矿物分布起到一定的控制作用，随矿化度的增加，高岭石较伊利石和蒙皂石易发生絮凝作用而含量降低［14］，电解质类型对絮凝作用也有较大的影响［15］。绿泥石在三角洲前缘较为发育［5］，由盆地边缘亚相向盆地中心深湖亚相过渡中，伊/蒙混层的平均相对含量明显呈下降趋势，伊利石的平均相对含量则明显呈上升趋势［16］，伊利石在水动力能量最弱的湖盆中部发育［17］，高岭石主要出现于水动力较强的三角洲平原亚相［17-18］，上述黏土矿物的分布规律可能是水体盐度和电解质类型对陆源碎屑黏土矿物发生絮凝作用的综合反映［19］。

自生黏土矿物为沉积成岩过程中形成的具有相对完好晶形的黏土矿物，现代湖盆沉积中黏土矿物大部分为碎屑成因，但也有部分为自生黏土矿物。陆源碎屑黏土矿物存在向自生黏土矿物转化的趋势，其证据为：①铁绿泥石与镁铁绿泥石、蒙皂石与伊利石、高岭石与伊利石等黏土矿物含量存在互为消长的关系［13］；②湖泊沉积早期黏土矿物组合为伊利石-绿泥石-高岭石，晚期组合为伊利石-绿泥石［13］；③镜质体反射率与伊/蒙混层比的吻合程度较差［16］，伊利石的结晶度与湖水中K+浓度密切相关，无序伊/蒙混层矿物因沉积环境的改变具有向有序伊/蒙混层及伊利石矿物转化的特征［19］。上述转化可能是湖盆水体化学组成变化引起的，蒸发浓缩作用导致湖盆水体矿化度升高和化学组成发生变化，结果是：①陆源碎屑黏土矿物与湖盆水体环境建立平衡，陆源碎屑黏土矿物发生类质同象取代并形成新的黏土矿物；②地层流体中的HCO3-与硫酸根离子（SO42-）发生脱碳酸与脱硫酸作用，形成碳酸盐矿物，二氧化硅胶体发生絮凝作用沉淀形成石英［9，20-21］。

现代湖盆黏土矿物特征为直观了解延长组黏土矿物（成因和分布）与沉积和地层流体的关系提供了借鉴。表生条件下可产生陆源碎屑成因黏土矿物，现代湖盆中伊利石、绿泥石、高岭石和伊/蒙混层等黏土矿物为常见的矿物类型［12-13，19］，推测晚三叠世鄂尔多斯湖盆在沉积细砂—粉砂级碎屑的同时沉积了含量不等的陆源碎屑成因黏土矿物，分析这些黏土矿物的演化对全面认识成岩演化过程、理解黏土矿物的分布规律和预测有利成岩相带具有重要的意义。研究区上三叠统延长组储层黏土矿物含量高、组分多、变化复杂，黏土矿物晶形变化较大，大部分为自生黏土矿物。现代湖盆中某些黏土矿物存在向其他黏土矿物转化的趋势，晚三叠世湖盆也存在陆源碎屑黏土矿物转化形成自生黏土矿物的现象，其证据为：①存在蒙皂石、伊利石、无序伊/蒙混层和有序伊/蒙混层，且蒙皂石与伊利石含量呈负相关；②早期绿泥石具有富铁和自形程度较低的特征，晚期绿泥石具有贫铁和自形程度高的特征［3，5］，可见碎屑颗粒绿泥石化和蚀变状绿泥石充填（图版Ⅰ-2、图版Ⅰ-3）；③部分伊利石以粒间孔充填形式无序排列，具有碎屑成因特征，因重结晶作用具一定晶形［4］，见蚀变的丝片状伊利石（图版Ⅰ-4、图版Ⅰ-5），伊利石的分布主要受沉积环境的控制而不是受成岩作用控制［18］；④部分蠕虫状高岭石杂乱堆积充填于粒内溶孔和残余粒间孔，形成时间早于长石大规模溶蚀［18］（图版Ⅰ-6），见泥质碎屑高岭石化（图版Ⅰ-7）。扫描电镜观察表明，成岩作用过程中存在由长石等硅酸盐矿物溶蚀形成高岭石等黏土矿物的现象，溶蚀孔隙度-地层流体的相关关系表明，溶蚀作用对地层流体化学组成贡献有限［参见图1（i）］，由溶蚀作用引起物质转移进而形成自生黏土矿物的数量有限。陆源碎屑黏土矿物可在地层流体环境下与地层流体发生水-岩反应形成自生黏土矿物，由陆源碎屑黏土矿物转化来的自生黏土矿物可能是储层黏土矿物的主要组成部分。

不同类型黏土矿物的含量受地层流体化学组成和矿化度的控制，其含量总体随矿化度增大而增大，矿化度继续增大，黏土矿物将发生蚀变转化（图版Ⅰ-2、图版Ⅰ-4、图版Ⅰ-5）。

2.3.2 碳酸盐矿物

碳酸盐矿物为碎屑岩储层中常见的胶结物之一，具有分布普遍性、形成多期性和成因多样性等重要特征。

早期方解石为泥晶方解石，不含铁，主要占据原生粒间孔，与碎屑颗粒之间界限清晰，很少观察到交代现象（图版Ⅰ-8），早期方解石的碳同位素相对较重，反映其形成与有机质的脱羧基作用关系不大，为大气降水沉积成因，与湖泊的碳酸钙过饱和沉积时的碱性环境有关；氧同位素较轻，反映早期方解石在成岩阶段发生重结晶作用［4，6］。

晚期方解石为亮晶方解石，含铁，铁方解石主要赋存于长石等易溶颗粒形成的次生溶孔和原生粒间孔中，多呈粒间交代物形式出现，与颗粒之间呈港湾状接触或出现于石英颗粒内部（图版Ⅰ-9）。晚期方解石与早期方解石具有相似的δ18OPDB和87Sr/86Sr值，δ13CPDB值比早期方解石稍高，部分与高矿化度地层流体有机质脱羧基作用有关，部分可能在改造早期沉积成因碳酸盐基础上形成［4］。有机酸引起长石类骨架颗粒溶蚀为晚期方解石的形成提供了部分钙的来源［6］，沉积流体中较高的钙浓度可能是其又一重要来源［10］。

铁白云石为成岩晚期的产物，总体含量较低，多呈洁净、自形的晶粒状充填于原生粒间孔和长石粒内溶孔（图版Ⅰ-9），碳同位素相对较重，氧同位素变化较大，其形成与有机质脱羧基作用关系不大［6］。

碳酸盐胶结物的存在受HCO3-的控制，其含量先随着HCO3-浓度增大而增大；HCO3-浓度继续增大，碳酸盐矿物将发生溶蚀（图版Ⅰ-10）。

2.3.3 硅质

硅质为延长组重要的胶结物之一，主要以石英的形式出现。延长组成岩自生矿物分为早、晚2期。早期自生矿物出现的顺序依次为黏土膜（绿泥石和伊利石）、次生加大石英和泥晶方解石，晚期自生矿物出现的顺序依次为自形石英、铁绿泥石和铁方解石［2-5，9］。早期次生加大石英产出于碎屑石英颗粒表面和粒间孔壁（图版Ⅰ-11），由于早期泥晶方解石与湖泊沉积晚期的碳酸钙过饱和及沉积时的碱性环境有关［4，6］，可推断早于泥晶方解石或与其同期形成的次生加大石英为沉积晚期的产物，由沉积晚期吸附于碎屑石英颗粒表面絮凝的二氧化硅胶体在成岩阶段发生不同程度地重结晶作用形成的。晚期自形石英晶体主要产出于粒内溶孔（图版Ⅰ-12），其形成可能与黏土矿物的转化和长石的溶蚀有关。

3 讨论

根据水文地球化学原理，在化学风化和生物风化作用下，经大气降水和地表水的淋滤作用，元素从源区地层中迁移出来，以易溶解的K+，Na+，Ca2+及Mg2+形式运移，较易溶解的二氧化硅等组分以胶体形式运移。上述离子或胶体经地表径流进入湖泊，经历的地质作用主要有蒸发浓缩、脱碳酸和脱硫酸等作用，其结果是：①二氧化硅胶体发生不同程度絮凝沉淀并重结晶形成石英；②溶解度小的碳酸钙和碳酸镁因过饱和首先从溶液中析出［20-22］；③陆源碎屑黏土矿物因与沉积晚期高矿化度的湖盆水体环境建立平衡而发生类质同象取代并形成新的黏土矿物。现今地层流体化学组成为沉积流体对陆源碎屑黏土的分异作用、浓缩过饱和沉淀作用以及成岩阶段地层流体的沉淀结晶和交代作用的综合反映。沉积流体控制了陆源碎屑黏土矿物在湖盆中的分布，控制了陆源碎屑黏土矿物向自生黏土矿物的转化，控制了碳酸盐的形成和分布。地层流体化学组成为胶结物的形成提供了物质基础和特定的成岩环境。

现代沉积学研究表明，石英和长石等碎屑颗粒在表生、搬运及沉积阶段形成V形坑、三角痕和撞击沟等机械作用形态，并发生不同程度的化学溶蚀作用，形成溶蚀孔或溶蚀坑等化学作用形态［23-25］。鄂尔多斯盆地为形成于太古代—早元古代结晶基底之上的大型叠合盆地［1］，周缘不同时代沉积地层是不同成因碎屑组分经历表生、沉积和成岩作用形成的，此过程均可能不同程度地发生溶蚀作用。延长组物源形成后，溶蚀作用可能会在表生阶段及其以后的搬运、沉积和成岩阶段进一步发生。碎屑颗粒的溶蚀作用不仅仅在晚三叠世延长期沉积及其成岩阶段发生，此前地质历史均可能发生，表现为溶蚀作用具有多旋回性。碎屑组分溶蚀量为此前所有溶蚀作用的综合反映，远大于成岩过程中形成的胶结物含量，从而导致地层流体的化学组成与溶蚀作用关系不密切。传统认识上既强调溶蚀作用和胶结作用存在物质守恒特征，又强调溶蚀作用可有效改善储集空间，本文的认识为较为合理地解决上述矛盾提供了可能。

4 结论

（1）地层流体化学组成与胶结物含量关系密切。

（2）地层流体化学组成为沉积流体对陆源碎屑黏土的分异作用、浓缩过饱和沉淀作用及成岩阶段地层流体的沉淀结晶和交代作用的综合反映。

（3）沉积流体控制了陆源碎屑黏土矿物在湖盆中的分布，控制了陆源碎屑黏土矿物向自生黏土矿物的转化，控制了碳酸盐矿物的形成和分布。地层流体化学组成为胶结物的形成提供了物质基础和特定的成岩环境，为有利成岩相的定性—半定量预测提供了依据。

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Formation mechanism of reservoir cement of Yanchang Formation in Ordos Basin and its geological significance

QI Yalin1，2，YIN Peng1，2，ZHANG Dongyang3，LI Jihong1，2，LU Wei4，BAI Chang’e1，2
（1.Research Institute of Exploration and Development，PetroChina Changqing Oilfield Company，Xi’an 710018，China；2.National Engineering Laboratory for Exploration and Development of Low-permeability Oil and Gas Fields，Xi’an 710018，China；3.Department of Exploration，PetroChina Changqing Oilfield Company，Xi’an 710018，China；4.Changing Industrial Group，PetroChina Changqing Oilfield Company，Xi’an 710018，China）

The reservoir of Triassic YanchangFormation in Ordos Basin generallyis characterized bycomplex composition, low maturity and roundness of rocks and poor physical properties,and belongs to typical ultra-low porosity and low permeabilityreservoir.Strongcementation and compaction are the main controllingfactors for reservoir densing.X-ray diffraction,scanning electron microscopy and polarizing microscope were applied to analyze the distribution,assemblage types and occurrence ofcements.Based on the study of modern lake sedimentology,the relationship between deposition and formation fluid composition and clay,carbonate and siliceous cements was discussed.The results show that the sedimentaryfluid controls the distribution ofdetrital clayminerals in the lake basin,controls the conversion fromdetrital clay minerals to authigenic clay minerals,and controls the formation and distribution carbonate cements.Formation fluid chemical composition provides material basis and specific diagenetic environment for the cementation.This study provides the basis for the qualitative-semiquantitative prediction offavorable diagenetic facies.

diageneticfacies；formationfluid；cements；YanchangFormation；OrdosBasin

P588.2

A

1673-8926（2014）02-0102-06

2013-08-06；

2013-11-09

国家重大科技专项“鄂尔多斯盆地大型岩性地层油气藏勘探开发示范工程”（编号：2011ZX05044）资助

齐亚林（1974-），男，硕士，工程师，主要从事石油地质综合研究和勘探现场生产支撑方面的工作。地址：（710018）陕西省西安市未央区长庆兴隆园小区勘探开发研究院。电话：（029）86593073。E-mail：qiyl_cq@petrochina.com.cn。