萬青青, 劉洛夫, 肖 飛, 常 敏, 胡 青, 鄭珊珊

( 1. 中國石油大學(xué)(北京) 油氣資源與探測國家重點實驗室,北京 102249; 2. 中國石油大學(xué)(北京) 盆地與油藏研究中心,北京 102249 )

準噶爾盆地車排子地區(qū)下侏羅統(tǒng)八道灣組砂巖儲層成巖作用與孔隙演化

萬青青1,2, 劉洛夫1,2, 肖 飛1,2, 常 敏1,2, 胡 青1,2, 鄭珊珊1,2

( 1. 中國石油大學(xué)(北京) 油氣資源與探測國家重點實驗室,北京 102249; 2. 中國石油大學(xué)(北京) 盆地與油藏研究中心,北京 102249 )

準噶爾盆地車排子地區(qū)八道灣組油氣勘探取得重大突破，但該地區(qū)成巖作用方面的研究還比較薄弱。根據(jù)巖石薄片及掃描電鏡觀察,確定車排子地區(qū)成巖作用類型及成巖事件發(fā)生順序;根據(jù)陰極發(fā)光測試，確定方解石膠結(jié)物期次、石英次生加大發(fā)育程度及高嶺石分布特征；根據(jù)X線衍射,確定黏土礦物組成及各礦物成分體積分數(shù);根據(jù)氧同位素測試,確定自生方解石形成溫度；采用反演回剝法研究儲層孔隙演化過程。結(jié)果表明：儲層主要經(jīng)歷壓實作用,方解石、石英、黃鐵礦等的膠結(jié)作用及長石和石英的溶蝕作用。方解石膠結(jié)物形成溫度主要介于40～85 ℃，大致對應(yīng)早成巖階段A期的晚期至早成巖階段B期；黏土礦物以高嶺石為主，主要來源于長石的溶蝕；儲層孔隙演化過程可以劃分為3個階段，即快速壓實階段、壓實膠結(jié)階段及壓實溶蝕階段。該研究成果為車排子地區(qū)八道灣組地層油氣勘探提供地質(zhì)依據(jù)。

孔隙演化； 成巖序列； 成巖階段； 八道灣組； 車排子地區(qū)； 準噶爾盆地

0 引言

成巖作用對儲層物性具有重要影響[1-2]，儲層孔隙演化[3]是成巖作用研究的熱點?？紫堆莼芯恐饕蟹囱莼貏兎╗4]和正演物理模擬法[5]。反演回剝法相對應(yīng)用的更多，其基本原理是在確定成巖演化序列的前提下，從現(xiàn)今孔隙度算起，依次計算前一個成巖事件發(fā)生前的孔隙度[6]。該方法的難點在于壓實減孔的定量化，解決方法有2種:一是計算原始孔隙度[7]，然后間接推算壓實減孔總量，再結(jié)合埋藏史對整個埋藏過程中的壓實減孔量進行估算[8]；二是建立研究區(qū)壓實減孔數(shù)學(xué)模型[9-10]，再結(jié)合埋藏史定量研究壓實減孔量。

成巖演化序列的建立是孔隙演化研究的基礎(chǔ)，主要通過巖石薄片和掃描電鏡觀察確定成巖事件的相對先后順序[11-13]。為了與地質(zhì)歷史過程結(jié)合，還需要確定各成巖事件發(fā)生的絕對時間。利用成巖包裹體和氧同位素溫度，確定自生礦物的形成溫度，代入埋藏史，得出成巖事件發(fā)生的絕對時間。

車排子地區(qū)八道灣組油氣勘探近年來已取得進展[14]，人們對該套地層的研究主要集中于物源及古水流方向分析[15]、古地貌恢復(fù)[14]、油氣成藏特征[16]，對儲層成巖作用方面的研究比較薄弱。筆者根據(jù)鑄體薄片、掃描電鏡、陰極發(fā)光、碳氧同位素分析、X線衍射分析等方法，對車排子地區(qū)八道灣組砂巖儲層進行研究，為該區(qū)油氣勘探提供地質(zhì)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

車排子地區(qū)位于準噶爾盆地西緣，西北靠近扎伊爾山，向東與中拐凸起和沙灣凹陷相鄰，向南與四棵樹凹陷相連(見圖1)。紅車斷裂帶是車排子凸起的次級構(gòu)造單元，是研究區(qū)的主體。

圖1 研究區(qū)地理位置Fig.1 Location of the study area

車排子凸起是在石炭系火成巖基底之上發(fā)育的繼承性凸起[17]，發(fā)育演化經(jīng)歷3個階段：(1)石炭紀末—侏羅紀凸起強烈隆升階段，紅車斷裂帶形成，在侏羅紀末期，隆升達到鼎盛階段[18]；(2)白堊—古近紀凸起緩慢沉降階段；(3)新近—第四紀凸起快速沉降階段，車排子地區(qū)厚度巨大的沙灣組、塔西河組及獨子山組地層形成[19]。

車排子地區(qū)八道灣組地層(J1b)的物源區(qū)主要是扎伊爾山[15]，從下至上可以分為八一段、八二段和八三段。八一段沉積時期，以辮狀河沉積為主，巖性以灰色、灰褐色礫巖及泥巖為主；八二段沉積時期，沉積基準面上升，以湖泊、辮狀河三角洲前緣沉積為主，巖性以大套灰色泥巖為主；八三段沉積時期，沉積基準面下降，以辮狀河三角洲平原沉積為主，局部發(fā)育大套煤系地層。

2 儲層基本特征

2.1 巖性

研究區(qū)八道灣組儲層以長石質(zhì)巖屑砂巖和巖屑砂巖為主(見圖2，按Folk R L[20]砂巖分類)。石英碎屑體積分數(shù)為9.0%～79.1%，平均為14.9%；長石碎屑體積分數(shù)為2.0%～28.0%，平均為14.9%。長石包括鉀長石和斜長石，X線衍射全巖分析表明，鉀長石體積分數(shù)為2.6%～41.4%，平均為3.8%，斜長石體積分數(shù)為2.6%～41.4%，平均為10.3%；巖屑體積分數(shù)為20.0%～91.0%，平均為47.9%，巖屑主要由凝灰?guī)r、霏細巖、流紋巖、花崗巖和變質(zhì)巖等組成。

2.2 物性

分析400多塊巖心樣品表明，研究區(qū)八道灣組砂巖孔隙度為0.8%～33.1%，平均為15.0%(見圖3)。滲透率為(0.01～3 230)×10-3μm2，平均為66.15×10-3μm2(見圖3)。統(tǒng)計研究區(qū)1 000多塊鑄體薄片表明，砂巖儲層的孔隙類型以粒間孔(占54.0%)、粒內(nèi)溶孔(占31.4%)及微裂縫(占10.7%)為主，其中粒內(nèi)溶孔主要為長石和石英碎屑顆粒溶孔。

圖2 車排子地區(qū)八道灣組砂巖分類Fig.2 Detrital composition of the J1b sandstone reservoir in the Chepaizi area

3 成巖作用類型及特征

車排子地區(qū)八道灣組成巖作用類型包括壓實作用，方解石、石英、黃鐵礦及菱鐵礦的膠結(jié)作用，以及石英和長石的溶蝕作用。

3.1 壓實作用

車排子地區(qū)八道灣組砂巖碎屑顆粒以點—線接觸為主，局部為線接觸。壓實作用強度主要受地層埋深控制，隨著地層埋深的增加，儲層孔隙度和滲透率呈下降的趨勢(見圖3)，表明壓實作用是儲層物性的主控因素。壓實作用強度還與砂巖的碎屑組分有關(guān)。塑性顆粒(如黏土巖巖屑)經(jīng)壓實作用易變形并堵塞粒間孔(見圖4(a))，而剛性顆粒(如石英)經(jīng)壓實作用不易變形，因此使原生孔隙得到較好的保存。

圖3 車排子地區(qū)八道灣組儲層孔隙度、滲透率及方解石膠結(jié)物體積分數(shù)隨深度變化關(guān)系Fig.3 Distribution of reservoir porosity, permeability and contents of calcite cement of the J1b sandstone reservoir with respect to burial depth in the Chepaizi area

3.2 膠結(jié)作用

3.2.1 方解石膠結(jié)物

方解石是研究區(qū)八道灣組砂巖中最主要的膠結(jié)物，主要呈基底式膠結(jié)(見圖4(d))。35塊巖心樣品全巖分析數(shù)據(jù)表明，方解石體積分數(shù)為0～23.3%，平均為5.7%(見圖3)。在陰極發(fā)光下，方解石膠結(jié)物呈橘紅色(見圖4(c))，且顯示只存在一期膠結(jié)。

根據(jù)砂巖中碳酸鹽膠結(jié)物氧同位素值可以推斷其形成溫度[2]。研究區(qū)8塊巖心樣品碳氧同位素分析結(jié)果見表1，根據(jù)文獻[21]公式，分別假定方解石沉淀時地層水氧同位素值(δ18Owater)為-7‰[22]、-4.8‰[23]及-2‰[3]，得到的方解石膠結(jié)物的形成溫度見表1。由表1可以看出，方解石膠結(jié)物的形成溫度主要介于40～85 ℃，大致對應(yīng)早成巖階段A期的晚期至早成巖階段B期。

砂巖中方解石膠結(jié)物的來源主要包括2種[22]：一是來源于內(nèi)部，即碳酸鹽巖巖屑的溶解；二是來源于外部。研究區(qū)八道灣組砂巖中不存在碳酸鹽巖巖屑，表明方解石膠結(jié)物來源于外部。統(tǒng)計35塊巖心樣品方解石膠結(jié)物體積分數(shù)及該樣品與其最近的砂泥巖界面的距離(見圖5(a))，方解石膠結(jié)物體積分數(shù)大于10%的樣品離砂泥巖界面的距離都小于5 m，表明方解石膠結(jié)物來源主要為泥巖。泥巖中有機質(zhì)可以通過多種方式[24]產(chǎn)生重碳酸根離子，重碳酸根離子運移到相鄰的砂巖地層中，沉淀為方解石膠結(jié)物。

圖4 車排子地區(qū)八道灣組儲層薄片照片

圖5 車排子地區(qū)方解石膠結(jié)物體積分數(shù)與距砂泥巖界面的距離及面孔率的關(guān)系

Fig.5 Relationship between content of calcite cement, distance to sandstone/mudstone surface and thin section porosity in the Chepaizi area

方解石是研究區(qū)最主要的膠結(jié)物，對儲層物性有較大的影響(見圖5(b))。方解石體積分數(shù)在1 800～2 400 m的深度內(nèi)較高，導(dǎo)致孔隙度和滲透率異常減小(見圖3)。

表1 車排子地區(qū)八道灣組砂巖中自生碳酸鹽礦物碳氧同位素值及形成溫度

Table 1 Isotopic composition of carbonate cements and calculated formation temperatures of carbonate cements in the sandstones of the Badaowan formation in the Chepaizi area

井號埋深/m碳酸鹽礦物組成φ(碳酸鹽)/%δ13CPDB/‰δ18OPDB/‰形成溫度/℃δ18OSMOW=-7‰δ18OSMOW=-4．8‰δ18OSMOW=-2‰車911656．80100%Cal5．1-4．522-10．45631．15742．96060．178車9131855．80100%Cal15．65．054-10．78332．88044．89262．446車9131947．2042%Cal+58%Sid48．417．614-9．481車941954．73100%Cal23．3-11．538-11．62437．44950．03168．500車582712．45100%Cal6．715．972-12．15840．45953．42572．518車峰93437．21100%Cal5．42．257-16．1766．27482．892108．059沙門0114541．90100%Cal3．411．717-13．74949．97464．21285．387沙門0114584．50100%Cal1．812．741-14．67355．91470．98993．554

注:Cal為方解石,Sid為菱鐵礦；只有方解石體積分數(shù)大于80%的樣品進行溫度計算

3.2.2 其他膠結(jié)物

研究區(qū)除了發(fā)育方解石還發(fā)育石英、黃鐵礦、菱鐵礦等膠結(jié)物，但體積分數(shù)相對較低。石英膠結(jié)主要表現(xiàn)為石英次生加大(見圖4(e))，是研究區(qū)一種相對次要的膠結(jié)物。石英次生加大邊的厚度為20～100 μm，且只存在一期。在掃描電鏡下,也可以觀察到研究區(qū)八道灣組儲層中石英次生加大的存在(見圖6(a))。

黃鐵礦是研究區(qū)八道灣組儲層中相對次要的膠結(jié)物，體積分數(shù)為0～26.5%，平均為1.2%。黃鐵礦是不透明礦物(見圖4(f))，一般通過在反射光顯微鏡下的顏色進行鑒定(見圖4(g))。在掃描電鏡下,可以看到黃鐵礦主要為五角十二面體晶形(見圖6(b))。菱鐵礦也是研究區(qū)一種相對次要的膠結(jié)物，體積分數(shù)為0～28.3%，平均為0.7%。黃鐵礦和菱鐵礦一般形成于還原環(huán)境，而富鐵缺鈣鎂的還原環(huán)境更利于菱鐵礦的形成[25]。

3.3 溶蝕作用

車排子地區(qū)八道灣組儲層長石、石英及巖屑的溶蝕作用較常見，而方解石膠結(jié)物的溶蝕很少見。長石溶蝕是研究區(qū)最常見的一種溶蝕作用，主要沿著解理縫進行(見圖4(h)、圖6(c))。長石和方解石溶蝕一般發(fā)生在酸性或弱酸性的成巖環(huán)境中。通常方解石比長石更易被溶蝕[22-24]。Yuan Guanghui等[26]提出長石選擇性溶蝕理論:在比較封閉的成巖環(huán)境下，長石比方解石更易發(fā)生溶蝕，長石的溶蝕抑制方解石的溶蝕。八道灣組地層脫硫酸因數(shù)平均為2.73，且地層存在超壓，說明地層封閉性良好，符合該理論要求的地質(zhì)條件。

研究區(qū)石英溶蝕也較常見。石英一般比較穩(wěn)定，不易發(fā)生溶蝕，研究區(qū)石英溶蝕較為強烈(見圖4(i)、圖6(d))，主要原因：(1)研究區(qū)八道灣組現(xiàn)今的地層水為弱堿性(pH平均為7.84)，適于石英溶蝕的發(fā)生[27]；(2)研究區(qū)八道灣組現(xiàn)今地層水的礦化度很高(平均為15.9 g/L)，高濃度的電解質(zhì)大幅提高石英溶蝕的速率[28]。

研究區(qū)巖屑溶蝕較常見，主要分為2種類型：一是鋁硅酸鹽巖巖屑的溶蝕，其溶蝕機理與長石溶蝕類似；二是硅質(zhì)巖屑的溶蝕，其溶蝕機理與石英溶蝕類似。文中長石溶蝕泛指鋁硅酸鹽巖巖屑和長石的溶蝕，石英溶蝕泛指硅質(zhì)巖屑和石英的溶蝕。

3.4 黏土礦物特征

車排子地區(qū)八道灣組儲層中黏土礦物以高嶺石、伊/蒙混層、綠泥石和伊利石為主。173塊巖心樣品的X線衍射分析表明，高嶺石是研究區(qū)占主導(dǎo)的黏土礦物，在黏土礦物中平均體積分數(shù)高達61.6%(見圖7)。高嶺石集合體主要呈書頁狀或蠕蟲狀(見圖6(a、 e))。伊/蒙混層平均體積分數(shù)為20.0%(見圖7)，且主要呈蜂窩狀(見圖6(f))。綠泥石平均體積分數(shù)為9.4%(見圖7)，形態(tài)主要為針葉狀(見圖6(g))。伊利石平均體積分數(shù)為9.0%(見圖7)，形態(tài)主要為彎片狀(見圖6(h))。各黏土礦物的體積分數(shù)隨深度的變化關(guān)系見圖7。由圖7可以看出，高嶺石的平均體積分數(shù)在整個深度范圍內(nèi)是占主導(dǎo)的，且隨深度增加有增大的趨勢；伊/蒙混層和綠泥石的平均體積分數(shù)隨深度變化有微弱變小的趨勢；伊利石的平均體積分數(shù)隨深度變化有微弱增大的趨勢。

圖6 車排子地區(qū)八道灣組砂巖掃描電鏡照片F(xiàn)ig.6 SEM images of the J1b sandstones in the Chepaizi area

圖7 車排子地區(qū)八道灣組儲層中各黏土礦物平均體積分數(shù)隨深度變化關(guān)系Fig.7 Relative amount of clay minerals with respect to burial depth of the Badaowan formation in the Chepaizi area

高嶺石是研究區(qū)八道灣組最主要的黏土礦物，在長石溶蝕的位置高嶺石很富集(見圖8)，說明高嶺石的形成與長石溶蝕具有成因上的聯(lián)系。Osborne M等[29]研究也表明，長石溶蝕能夠釋放Al和Si離子到地層水中，當(dāng)離子達到過飽和后以高嶺石的形式沉淀。

圖8 高嶺石的形成與長石溶蝕有關(guān)的證據(jù)Fig.8 Evidence proving that kaolinite precipitation and feldspar alteration are genetically related

鉀長石溶蝕導(dǎo)致高嶺石的沉淀，同時釋放的K+與蒙皂石(伊利石層體積分數(shù)較低的伊/蒙混層)反應(yīng)，生成伊利石[30]，故伊利石體積分數(shù)與高嶺石體積分數(shù)呈正相關(guān)關(guān)系，而伊/蒙混層體積分數(shù)與高嶺石體積分數(shù)呈負相關(guān)關(guān)系。隨著深度增加，地層溫度增加，鉀長石溶蝕速率增大，高嶺石體積分數(shù)增加。因此，隨著深度增加，伊利石體積分數(shù)增加而伊/蒙混層體積分數(shù)減小。

方解石膠結(jié)物的大量發(fā)育通常被視為堿性成巖作用的標志[30]。在一個以堿性成巖作用為主的地區(qū)，黏土礦物通常以伊利石為主，高嶺石不發(fā)育[16]，但研究區(qū)與此相反，主要原因有3個方面：

(1)研究區(qū)八道灣組儲層中長石溶蝕作用強烈，表明儲層經(jīng)歷過顯著的酸性成巖作用階段，隨著長石溶蝕，大量產(chǎn)生高嶺石。

(2)車排子地區(qū)的地溫梯度很低，約為20 ℃/km[31]，因此儲層在成巖演化過程中還沒有達到高嶺石向伊利石轉(zhuǎn)化的臨界溫度。以沙門011井為例，由其埋藏史(見圖9，埋藏史圖見文獻[32])可知，八道灣組地層在成巖演化過程中最高地層溫度約為110 ℃，低于高嶺石向伊利石轉(zhuǎn)化的臨界溫度，即120～140 ℃[33]。沙門011井是研究區(qū)埋深相對較大的井，可以推斷研究區(qū)絕大部分井的八道灣組地層所達到的最高地層溫度不超過110 ℃。因此，研究區(qū)八道灣組地層中高嶺石沒有向伊利石大量轉(zhuǎn)化。

(3)車排子地區(qū)八道灣組地層現(xiàn)今地層水為弱堿性，盡管弱堿性環(huán)境不利于自生高嶺石的形成，但高嶺石在弱堿性條件下的溶解速率相對于其他酸堿度條件下更低[34]，高嶺石在弱堿性條件下可以大量存在。

4 成巖演化序列

成巖演化序列是根據(jù)膠結(jié)物之間的占位關(guān)系及溶蝕分布確定的。(1)黃鐵礦膠結(jié)早于石英次生加大及方解石膠結(jié)。黃鐵礦限制石英次生加大的進行(見圖10(a-b))，表明黃鐵礦膠結(jié)早于石英次生加大。(2)石英次生加大早于方解石膠結(jié)。方解石膠結(jié)物覆蓋在石英次生加大邊之上(見圖10(c))，說明石英次生加大發(fā)生在方解石膠結(jié)之前。(3)黃鐵礦膠結(jié)物被方解石膠結(jié)物完全包裹(見圖10(d-e))，說明黃鐵礦膠結(jié)早于方解石膠結(jié)。(4)長石溶蝕主要發(fā)生在方解石膠結(jié)之后，方解石幾乎充填所有的粒間孔，而沒有在長石溶蝕孔中沉淀，說明長石溶蝕主要發(fā)生在方解石膠結(jié)之后，但不排除在方解石膠結(jié)之前長石也有少量溶蝕(見圖10(f-g))；(5)石英溶蝕主要發(fā)生在方解石膠結(jié)之后，方解石膠結(jié)物沿著溶蝕孔邊緣生長，說明石英溶蝕主要發(fā)生在方解石膠結(jié)之后(見圖10(h-i))；(6)高嶺石膠結(jié)和長石溶蝕在成因上是相關(guān)的(見圖8)，因此高嶺石膠結(jié)和長石溶蝕大致同時發(fā)生。根據(jù)薄片觀察成巖作用順序，結(jié)合方解石膠結(jié)物的形成溫度，得出研究區(qū)八道灣組成巖演化序列(見圖9)。

圖9 車排子地區(qū)八道灣組砂巖孔隙演化模式Fig.9 Porosity evolution model of the J1b sandstones in the Chepaizi area

5 孔隙演化模式

5.1 成巖作用定量化方法

5.1.1 壓實減孔量估算

車排子地區(qū)位于準南前陸盆地的斜坡帶，地層埋藏史總體上具有“長期淺埋、 短期深埋”的特征，與庫車前陸盆地相似。針對庫車前陸盆地地層埋藏特征，在不考慮其他成巖作用及構(gòu)造作用對物性影響的前提下，從壓實作用角度提出不同巖性儲層孔隙度隨深度變化的預(yù)測模型[9]。借鑒并改進該模型，對研究區(qū)清水河組和八道灣組儲層砂體的壓實減孔量進行估算。首先統(tǒng)計儲層中不同巖性砂體厚度的相對比例，然后根據(jù)每種巖性對應(yīng)的模型計算在某一深度的減孔量，計算公式為

(1)

式中：ΔΦm為深度為H時的壓實減孔量；Ksl為粗砂巖和礫巖的體積分數(shù)；Ks為中砂巖和細砂巖的體積分數(shù)；Kfs為粉砂巖的體積分數(shù)。

圖10 車排子地區(qū)八道灣組砂巖成巖演化序列的證據(jù)Fig.10 Micropetrographic evidence of diagenetic sequence of the J1b sandstones in the Chepaizi area

5.1.2 膠結(jié)減孔量和溶蝕增孔量估算

膠結(jié)減孔量和溶蝕增孔量是通過薄片統(tǒng)計得到的，對每塊巖石薄片，在鏡下拍攝不少于20個視域的照片。利用CorelDRAW軟件的面積統(tǒng)計功能，對薄片的總面孔率、溶蝕面孔率和碳酸鹽膠結(jié)面孔率進行統(tǒng)計，計算溶蝕增孔量和膠結(jié)減孔量公式為

(2)

(3)

式中：φw為實測孔隙度；Δφj為膠結(jié)造成的減孔量；Δφr為晚期長石及石英溶蝕造成的增孔量。

5.2 孔隙演化過程

壓實作用、膠結(jié)作用和溶蝕作用是儲層物性的主控因素。壓實作用伴隨整個成巖演化過程，并且在埋藏初期對物性的影響更大。之后，壓實作用對物性的影響變?nèi)酢Ｔ诰嘟?5 Ma時，研究區(qū)進入快速沉降階段(見圖9)，壓實作用對物性的影響再次變大。膠結(jié)作用主要發(fā)生在早成巖階段，溶蝕作用主要發(fā)生在中成巖階段。根據(jù)物性主控因素，可以將車排子地區(qū)八道灣組儲層孔隙演化過程劃分為3個階段(見圖9)：

(1)快速壓實階段。地層沉積之后至方解石膠結(jié)之前，儲層物性主要受控于壓實作用，隨著埋深加大，儲層孔隙度迅速降低。

(2)壓實膠結(jié)階段。方解石膠結(jié)至長石石英晚期溶蝕之前，儲層物性主要受控于壓實作用和膠結(jié)作用，兩者疊加使得儲層物性逐漸變差。

(3)壓實溶蝕階段。長石石英晚期溶蝕至今，儲層物性主要受控于壓實作用和溶蝕作用。隨著地層埋深迅速增大，壓實作用強度變大，同時長石和石英的溶蝕作用改善儲層，兩者相互抵消，儲層物性總體上輕微變好。

6 結(jié)論

(1)車排子地區(qū)八道灣組儲層主要經(jīng)歷壓實作用，方解石、石英、黃鐵礦等的膠結(jié)作用，以及長石和石英的溶蝕作用。

(2)方解石是車排子地區(qū)八道灣組地層的主要膠結(jié)物，其形成溫度主要介于40～85 ℃，大致對應(yīng)早成巖階段A期的晚期至早成巖階段B期，方解石膠結(jié)物主要來源于相鄰泥巖中有機質(zhì)。高嶺石是車排子地區(qū)八道灣組地層的主要黏土礦物，主要來源于長石溶蝕。

(3)車排子地區(qū)八道灣組儲層孔隙演化過程可以劃分為3個階段，即快速壓實階段、壓實膠結(jié)階段及壓實溶蝕階段。

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2016-11-23；編輯：陸雅玲

國家科技重大專項(2011ZX05003-001)；國家自然科學(xué)基金項目(41372143)

萬青青(1991-)，男，碩士研究生，主要從事儲層沉積與成巖作用方面的研究。

劉洛夫,E-mail: liulf@cup.edu.cn

TE121.2

A

2095-4107(2017)01-0021-12

DOI 10.3969/j.issn.2095-4107.2017.01.003