随着油气勘探开发技术的不断进步与发展，常规油气勘探已远远不能满足生产的需求，油气勘探开始从常规油气转向非常规油气，致密砂岩储层的研究已逐渐成为目前普遍关注的焦点。与常规砂岩储层高孔渗特征不同，致密砂岩储层微观非均质性强、物性差、孔隙喉道基本丧失渗流能力，严重阻碍了油气的运移。因此，致密砂岩储层微观非均质性研究已成为国内外专家学者亟需解决的问题，众学者分别从不同角度对其进行了论述。例如以大量试验为依据提出与总结影响 孔喉复杂程度的相关参数、方法来定量表征储层的微观非均质性^[1⁃2]；通过研究多尺度下不同类型孔喉连通性及组合特征来表征储层微观非均质性大小，以此确定“甜点区”的分布^[3]；以层序地层学原理为指导，通过研究短期基准面旋回的变化及其对应沉积物颗粒及填隙物的不同，来表征储层微观非均质性大小^[4]；通过分析成岩作用中储层孔喉结构差异性来表征储层微观非均质性大小^[5⁃8]等。整体上，致密砂岩储层微观非均质性的研究已有一定进展，但多以三角洲砂体为研究对象，而针对深水重力流砂体的研究则相对较少，深水重力流砂体粒度细、泥质含量高、孔喉结构复杂，其微观非均质性的研究对评价储层，寻找有利储层有着重要的意义。

合水地区作为鄂尔多斯盆地陇东地区重要的产油基地，其主力油层组长6、长8砂体规模大、连通性好、油源充足，目前已在石油勘探中发现了多个亿吨级规模储量区。近年来，针对合水地区长7油层组的石油勘探也获得了突破，发现了大规模巨厚型储集体，尤其是近期庆城10亿吨大油田的发现，更是展现出了长7巨大的勘探前景。合水地区长7沉积期为鄂尔多斯湖盆鼎盛发育时期，除发育了盆地中最重要的烃源岩外，深水砂岩储集体丰富，油气优先向本段砂岩储层运移，形成“自生自储”式油藏。但长7深水重力流沉积环境复杂多变，砂岩成岩作用强烈，导致储层整体较为致密，微观非均质性强，石油多富集于其中某一段，连片性差，有利储层分布不明显，给平面预测带来了很大的困难。本文在分析长7储层特征的基础上，重点研究了成岩作用对储层微观非均质性的影响，总结以成岩作用为主控因素的储层微观非均质性定量评价参数，并以此为依据确定了有利储层分布规律，为鄂尔多斯盆地合水及周边地区致密砂岩储层的研究提供借鉴与思路。

鄂尔多斯盆地北起阴山，南抵秦岭，东达吕梁山，西至六盘山，总面积为37万平方公里。盆地以伊蒙隆起、西缘逆冲带、天环坳陷、伊陕斜坡、晋西挠褶带和渭北隆起六大构造单元为主（图1a），地势上表现为不对称的西陡东缓^[9]。其主力产油层系上三叠系延长组、侏罗系延安组为一套大型淡水内陆湖泊沉积。其中，上三叠统延长期经历了湖盆扩张—萎缩—消亡的水进、水退过程，在此过程中持续沉积了一套以三角洲—河流—湖泊—平原相为主的陆源碎屑沉积体系，根据沉积旋回自下而上发育10个油层组^[10]（图1b）。合水地区位于鄂尔多斯盆地西南部，北靠华池，南抵宁县，东达塔尔湾，西至庆阳，构造位置处于伊陕斜坡中下部的庆阳鼻状构造带上。

图  1  研究区位置及延长组地层柱状图

Figure 1.  Study area location and stratigraphic histogram of the Yanchang Formation

晚三叠世初期，由于受扬子板块与华北板块碰撞影响，秦岭造山带隆起，导致鄂尔多斯盆地沉降中心迁移至西南部合水地区一带，盆地剧烈沉降，并在长7沉积期时湖盆面积达到最大^[11]。该时期，位于沉降中心的合水地区处于深湖—半深湖沉积环境，广泛接受了在强水动力条件下来自三角洲前缘的大量沉积物，而当沉积物入湖后，水动力条件骤然减弱，在自身重力的作用下，大面积卸载，形成的砂质碎屑流及浊流砂体以扇体状在湖盆底部沉积，叠加分布^[12]，是区内长7油层组主要的储层类型^[13⁃14]。

为研究储层岩性，以Folk^[15]的砂岩分类为标准，对区内248口井的980个长7砂岩铸体薄片样品进行统计，长7砂质碎屑流及浊流砂体均以岩屑长石砂岩与长石岩屑砂岩为主（图2），碎屑组分为高石英、低长石、低岩屑，石英平均含量为40.14%，长石平均含量为22.07%，岩屑平均含量为18.76%，以沉积岩岩屑为主（10.04%），其次为变质岩岩屑（5.76%），火成岩岩屑最少（2.96%）。砂岩粒径均以细粒（平均占总量的74.20%）为主；颗粒分选均以中等（平均占总量的48.30%）为主，其次为差（平均占总量的24.10%）；磨圆度以次棱角状（平均占总量的90.00%）为主。整体上，砂岩结构成熟度均较低。

图  2  合水地区长7砂岩类型及成分图

Figure 2.  Sandstone type and composition diagram of Chang 7 oil⁃bearing formation in Heshui area:

铸体薄片统计结果表明，区内长7储层孔隙类型以溶蚀孔为主（主要为长石溶孔与岩屑溶孔），其次为剩余粒间孔，晶间微孔与微裂隙含量最少（表1）。且砂质碎屑流储层较浊流储层整体孔隙较为发育，平均面孔率略高。

以扫描电镜、黏土矿物XRD分析、物性、图像粒度及铸体薄片资料为基础，对储层成岩作用及孔隙演化进行了分析，探讨了不同成岩作用对储层孔隙演化的影响，并建立成岩、孔隙演化综合模式图，最终确定了影响储层微观非均质性的主要成岩作用类型。

实作用主要发生在早成岩B期前，镜下主要表现为岩屑、云母等塑性成分发生挤压、变形成为假杂基充填于孔隙中（图3a）；长石、石英等刚性成分发生破裂，二次排列等^[16]。随着深度的增加，压实作用使不发生任何接触的颗粒相互挤压，使其接触状态依次为点接触、线接触、凹凸接触、缝合线接触，从机械压实逐渐向化学压溶作用过渡。铸体薄片统计表明，长7不同类型储层颗粒间接触方式均以线接触（占总量的59.50%）、点—线接触（占总量的34.10%）为主，少量凹凸接触（占总量的4.30%）和缝合线接触（占总量的2.10%），因此长7主要发生机械压实作用，基本不发育化学压溶作用。

图  3  合水地区长7储层成岩作用特征的SEM照片

Figure 3.  SEM micrographs showing microscopic characteristics of diagenesis in Chang 7 reservoir, Heshui area

Beard et al.^[17]认为，早期地层被压实前，初始孔隙度与颗粒的分选系数有关，即ϕ ₁=20.91+22.90/S ₀，S ₀=(P ₂₅/P ₇₅)^1/2（ϕ ₁为初始孔隙度，S ₀为Trask分选系数，P ₂₅为砂岩粒度概率累计频率中25%所对应的颗粒直径，P ₇₅为砂岩粒度概率累计频率中75%所对应的颗粒直径）。由图像粒度资料计算得出，平均初始孔隙度浊流储层为36.99%、砂质碎屑流储层为36.80%。

压实作用后剩余孔隙度与面孔率及胶结物含量有关，即ϕ ₂=W+（P ₁+P ₂）×P _M/P _T ^[18]，压实减孔率为（ϕ ₁⁃ϕ ₂）/ϕ ₁×100%（ϕ ₂为压实作用后的孔隙度，W为胶结物含量，P ₁为剩余粒间孔面孔率，P ₂为微孔面孔率，P _M为实测孔隙度，P _T为总面孔率）。经计算，压实作用后平均剩余孔隙度浊流储层为23.11%，压实作用平均减少了13.88%的孔隙度，减孔率为37.52%；砂质碎屑流储层为22.37%，压实作用平均减少了14.43%的孔隙度，减孔率为39.21%。压实作用对砂质碎屑流及浊流储层影响无较大差异。

铸体薄片及黏土矿物XRD衍射资料统计表明，长7储层胶结物类型以自生黏土矿物为主（包括伊利石、高岭石、绿泥石、伊/蒙混层），其次为碳酸盐（包括方解石、铁方解石、白云石、铁白云石），硅质含量最少（表2）。

自生黏土矿物主要为成岩过程中由水—岩反而导致沉淀于孔喉内部的黏土矿物^[19]，与原生黏土矿物相比，主要区别为自生型黏土矿物镜下晶型较好、外表干净，原生黏土矿物镜下晶型较差、外表粗糙，这也是镜下判断自生型与原生黏土矿物的主要方式之一。

伊利石为长7含量最高的胶结物，扫描电镜下以丝发状（图3b）、搭桥状（图3c）胶结孔隙。其长度及弯曲度使砂岩中大孔隙变成小孔隙，粗喉道变为细喉道，降低物性，对储层起到破坏作用，在早成岩B期到晚成岩阶段均有生成（表3）^[20]。伊利石多发育于深水沉积环境中，这是因为随着水体变深，泥质含量逐渐变多，黏土颗粒也逐渐增加，造成颗粒中渗滤蒙脱石大量生成^[21]，而在砂岩成岩过程中蒙脱石可以逐渐向伊/蒙混层转化，并最终形成伊利石，因此泥质含量相对较高的浊流储层伊利石含量较高，而砂质碎屑流储层伊利石含量则相对较低。

伊/蒙混层为蒙脱石向伊利石转化的过度产物，主要生成于早成岩A期之后，扫描电镜下主要以蜂窝状充填孔隙（图3d），统计结果显示，伊/蒙混层在长7储层中含量极少，平均在0.10%左右，对储层影响可以忽略不计。

自生绿泥石在电镜下呈两种形态充填孔隙^[22⁃23]：1）呈针叶状以薄膜衬边形式附着于孔隙表面（图3e），阻止了石英次生加大，减缓了压实作用对孔隙的破坏，对储层起到建设性的作用，主要形成于早成岩A期；2）呈玫瑰花状、绒球状充填于孔隙，减少孔隙体积，降低了流体的流动空间，对储层起到破坏作用，主要形成于中成岩A期到晚成岩阶段（表3）。自生绿泥石主要通过以下两种方式形成。1）当埋藏深度较深时，黏土矿物中的绿/蒙混层大量向绿泥石转化，从而使绿泥石含量增高。2）当水动力较强时，通常会携带黑云母、火成岩岩屑等从母岩区风化破碎而形成的暗色矿物，使沉积物在搬运的过程中携带大量的Fe^{2 +}和 Mg^{2 +}，形成富铁、镁的沉积环境，为绿泥石的形成提供有利条件^[24]。在以牵引流为主的长8三角洲前缘砂体中通常会有大量绿泥石的形成，而以重力流为主的长7储层中绿泥石较少。

自生高岭石通常镜下表现为以六方板状、蠕虫状、书页状充填孔隙。早期高岭石主要由黏土类物质在成岩过程中转化而成，形成于早成岩B期，后期高岭石主要为长石溶蚀的产物，形成于中成岩A期（表3）。高岭石晶间微孔较为发育，晶间微孔可与粒间孔连通。但高岭石充填时，将大孔隙分割成小孔隙、粗吼道堵塞成细吼道，降低了储层的物性^[25]。

硅质胶结物在长7储层中普遍发育，但含量相对较低，镜下主要有两种胶结方式：1）石英自生加大边充填孔隙，加大边最高可达Ⅱ级，造成了储层孔喉形态发生改变；2）石英单晶充填孔隙，单晶占据了孔喉空间、减小了孔喉体积^[21]。总体上，硅质胶结物均堵塞孔喉空间，降低了储层物性，对储层起到了破坏作用，主要形成于早成岩A期之后（表3）。

碳酸盐是长7储层中除黏土矿物外含量最多的胶结物，碳酸盐胶结伴随着整个成岩过程。在早成岩阶段以泥晶、亮晶、微晶状方解石产出，中成岩及晚成岩阶段以晶粒及连晶状产出，主要为含铁碳酸盐（表3）。早期碳酸盐的形成主要受黏土矿物转化、长石溶解的控制，而富铁、镁离子矿物（云母、凝灰岩、白云岩等）则为后期含铁碳酸盐的形成提供了物质基础^[26]。长7碳酸盐胶结物中，铁方解石（图3f）含量最高，铁白云石（图3g）次之，方解石与白云石基本不发育。碳酸盐胶结物的充填占据了孔隙体积，加剧了储层致密化程度。

压实、胶结作用后剩余孔隙度可由ϕ ₃=(P ₁×P _M)/P _T计算得出^[27]，胶结减孔率为（ϕ ₂-ϕ ₃）/ϕ ₁×100%。经计算，胶结作用后平均剩余孔隙度浊流储层为2.52%，胶结作用平均减少了20.59%的孔隙度，胶结减孔率为55.66%；砂质碎屑流储层为4.02%，胶结作用平均减少了18.35%的孔隙度，胶结减孔率49.86%。可以看出，由于胶结物含量的差异性，导致胶结作用对浊流储层影响大于砂质碎屑流储层。

研究区长7油层组是一套富含有机质的泥岩、粉砂岩与细砂岩互层沉积层序，且泥岩作为烃源岩大量发育，在其成岩阶段中大量有机质向烃类物质转化，释放出以CO₂为主的酸性气体，使孔隙流体呈酸性。同时，烃源岩在生烃过程中，大量的干酪根被分解形成有机酸^[28⁃29]。砂岩中的易容颗粒在这些酸性热液侵入下大量被溶解，形成溶蚀孔。溶蚀作用主要发生在中成岩阶段，表现为长石、岩屑等易溶骨架颗粒在酸性介质的条件下发生溶解，形成次生孔隙^[30]。区内最普遍的溶蚀现象为长石的差异溶蚀，特征为流体沿长石解理缝方向发生溶蚀作用，多数长石颗粒部分溶解，少数颗粒全部溶解，主要发生在钾长石中，呈镂空状、窄片状分布（图3h），钠长石晶面较完整，溶蚀程度较弱，常发育次生加大（图3i）。

溶蚀作用增加的孔隙度可由ϕ ₄=(P ₃×P _M)/P _T计算得出^[27]，溶蚀增孔率为ϕ ₄/ϕ ₁×100%（P ₃为溶蚀孔面孔率）。经计算，溶蚀作用平均贡献的孔隙度浊流储层为4.83%，溶蚀增孔率为13.06%，砂质碎屑流储层为5.50%，溶蚀增孔率为14.95%。说明溶蚀作用对砂质碎屑流储层的影响略强于浊流储层。

对成岩作用及孔隙演化分析的基础上，结合前人研究成果，以石油部碎屑岩成岩阶段划分标准为参考（表3），通过镜下观察及长7埋藏热演化史，建立了储层埋藏—成岩—孔隙演化过程模式图（图4），研究了储层成岩—孔隙演化时序关系。

图  4  合水地区长7储层埋藏—成岩—孔隙演化过程模式图

Figure 4.  Integrated pattern diagram of burial⁃diagenesis⁃pore evolution process of Chang 7 reservoir, Heshui area

研究区长7储层孔隙演化经历了浅层的压实作用（1 100 m以上地层）、中层的压实、胶结作用（1 100~1 500 m）及深层的胶结、溶蚀作用（1 500 m以下地层）三个过程，成岩阶段达中成岩A期^[31]。从223~159 Ma的同生阶段—早成岩A期，储层孔隙丧失主要以压实作用为主，但早期的绿泥石膜在一定程度上减缓了压实强度，使储层平均减少了14.16%的孔隙度；从159~120 Ma的早成岩B期，胶结作用逐渐替代压实作用成为储层孔隙丧失最主要的成岩作用，大量早期黏土类物质中的渗滤蒙脱石开始向高岭石及伊蒙混层转化，同时硅质胶结物也开始形成，但该时期胶结程度不高，仅有少量胶结物胶结孔隙；在120 Ma之后的中成岩A期，随着埋藏深度的进一步加深，储层中的伊/蒙混层开始向伊利石转化，碳酸盐也随之向铁碳酸盐转化，加之后期绿泥石的形成，多种胶结物共同胶结孔隙，胶结强度达到最大，使储层平均减少了19.47%的孔隙度，储层孔喉均质程度及连通性急剧下降。胶结作用进行的同时，大规模溶蚀作用也开始发生，有机酸的溶蚀在另一程度上又增加了储层的次生孔隙，但部分被后期胶结物胶结，仅存的次生孔隙平均为储层贡献了5.15%的孔隙度，使储层物性得到一定恢复。

通过研究压实、胶结减孔率及溶蚀增孔率与物性相关性表明，压实减孔率与物性相关性不大、胶结减孔率与物性呈负相关性、溶蚀增孔率与物性呈正相关性。说明胶结与溶蚀作用是影响储层微观孔喉结构主要的成岩作用类型（图5）。究其原因，对区内1 022口单井长7上覆地层厚度统计表明，上覆地层厚度为1 425~1 984 m，主要集中在1 600~1 900 m（超过总量的75%），上覆地层较为平缓，且区内不同储层碎屑组分含量基本相同，承受上覆岩层压力程度无较大差别，压实作用虽减少孔隙，但损失的孔隙含量差异较小，对储层微观非均质性影响不大。而区内不同类型储层胶结物含量的差异，导致胶结作用对储层胶结程度不均一，从而影响了储层的微观非均质性。在此条件下，当酸性介质进入孔喉空间时，孔喉结构好的储层酸性介质易于流通，溶蚀强度较大、孔喉结构差的储层，酸性介质不易流通，溶蚀强度小，从而影响了储层的微观非均质性。

图  5  合水地区长7储层成岩作用与物性相关性

Figure 5.  Correlation between diagenesis and physical properties of Chang 7 reservoir, Heshui area

微观非均质性系指储层内颗粒分选及填隙物含量的差异性所导致的孔喉结构非均质性，是评价储层，寻找“甜点区”的有利依据之一^[32]。高压压汞法以通过在恒定压力下将非润湿性水银注入到岩样孔隙中，当毛管压力平衡时，记录其压力及进汞饱和度的变化，得到毛管压力曲线，并以此计算出各项微观孔喉结构参数为目标^[33⁃34]，是储层微观非均质性研究适用性最强、范围最广的分析测试手段。

通过对133个砂岩样品的高压压汞数据分析表明，长7储层微观孔喉结构参数上限与下限差异较大，微观非均质性较强。但相比较而言，砂质碎屑流储层排驱压力、中值压力、变异系数、分选系数较小，孔渗值较大，整体上孔喉结构略好于浊流储层，微观非均质性稍弱（表4）。根据对储层微观孔喉参数及毛管压力曲线形态的研究，将研究区长7储层的毛管压力曲线分为三种类型。

Ⅰ型曲线中间平台低平宽缓，进汞曲线与退汞曲线相交角度较小，微观孔喉结构最好。具有此类曲线特征的砂体受胶结作用影响较低、溶蚀作用影响较高，储层物性最好，微观非均质性最弱。通过样品类型及测井相识别发现，该类曲线多以砂质碎屑流砂体为主（图6a）。Ⅱ型曲线中间平台较为宽缓，进汞曲线与退汞曲线相交角度变大，微观孔喉结构较Ⅰ型曲线有所变差。具有此类曲线特征的砂体受胶结作用影响增强、溶蚀作用影响减弱，储层物性有所下降，微观非均质性中等。通过样品类型及测井相识别发现，该类曲线多以砂质碎屑流为主，浊流次之的混合沉积型砂体（图6b）。Ⅲ型曲线中间平台高陡窄小，进汞曲线与退汞曲线相交角度近乎垂直，微观孔喉结构最差。具有此类曲线特征的砂体受胶结作用影响较高、溶蚀作用影响较低，储层物性最差，微观非均质性最强。通过样品类型及测井相识别表明，具有该类曲线特征的砂体以浊流为主，砂质碎屑流次之的混合沉积型砂体（图6c）。

图  6  合水地区长7储层毛管压力曲线特征

Figure 6.  Capillary pressure curve characteristics of Chang 7 reservoirs in Heshui area

前文研究表明，胶结与溶蚀作用控制了长7储层的微观非均质性。如何根据胶结与溶蚀作用的强弱定量评价储层的微观非均质性，对寻找微观非均质性较弱、孔喉结构较好、渗流能力较强的优质储层有着重要的意义。基于以上原因，结合前人研究成果及薄片资料，采用胶结—溶蚀指数定量表征了胶结、溶蚀作用的强度。

胶结强度可由胶结物体积分数/（胶结物体积分数+粒间孔体积分数）进行定量表征^[35]，为方便研究，将其值命名为胶结指数（Cementation Index）。原理为剩余粒间孔与胶结物体积分数之和为胶结作用前的粒间孔大小，若胶结物体积分数与胶结作用前的粒间孔比值越接近1，则说明剩余粒间孔越被胶结物胶结殆尽，胶结作用越强。溶蚀强度可由易容矿物体积分数/（易容矿物体积分数+溶蚀孔体积分数）进行定量表征（易容矿物主要为长石与岩屑，溶蚀孔主要为长石溶孔与岩屑溶孔），为方便研究，将其值命名为溶蚀指数（Dissolution Index）。原理为易容矿物与溶蚀孔体积分数之和为易容矿物未被溶蚀前的总体积分数，而易容矿物的体积分数与溶蚀前易容矿物的体积分数比值越接近1，说明溶蚀孔发育越少，溶蚀作用越弱。而为评价胶结强度与溶蚀强度对储层的综合影响，采用数学上计算概率事件的原理，即相互独立的两个事件A与B同时发生的概率为P（A）×P（B）。因此，胶结强度与溶蚀强度对储层的综合影响为胶结指数乘以溶蚀指数，将其值命名为胶结—溶蚀指数（Cementation⁃Dissolution Index），简称C⁃D指数，该值越接近1，说明储层的孔隙越少，渗流能力越弱，微观非均质性越强。

以248口单井的980个铸体薄资料为基础，经计算，区内长7砂质碎屑流储层的C⁃D指数集中在0.29~0.99，平均为0.74、浊流储层的C⁃D指数集中在0.40~0.99，平均为0.87。在此基础上，将133个压汞样品与同一深度段的C⁃D指数进行匹配，做出C⁃D指数与储层不同微观孔喉结构参数散点图（图7a~f）。图7表明，C⁃D指数与孔隙度、渗透率呈负相关性，与分选系数、变异系数、排驱压力、中值压力呈正相关性，说明C⁃D指数对储层微观非均质性起着重要的影响。

图  7  合水地区长7储层C⁃D系数与微观非均质性参数散点图

Figure 7.  Cementation⁃dissolution index and microheterogeneity parameters scattergram for Chang 7 reservoirs, Heshui area

根据133个高压压汞样品的孔渗值做出物性分布曲线图，其曲线拐点的变化可反应孔渗值分布区间的变化。因此，按曲线拐点的变化情况可将研究区分为三类。其中，Ⅰ类地区为弱胶结—强溶蚀区，该区域储层孔隙度大于10.00%、渗透率大于0.50×10^-3 μm²，微观非均质性最弱，为相对高渗区；Ⅱ类区域为中等胶结—溶蚀区，该区域储层孔隙度介于8.00%~10.00%、渗透率介于（0.25~0.50）×10^-3 μm²，微观非均质性中等；Ⅲ类区域为强胶结—弱蚀区，该区域储层孔隙度小于8.0%、渗透率小于0.25×10^-3 μm²，微观非均质性最强（图8a，b）。以此为基础，通过区分不同区域孔渗值所对应的C⁃D指数大小，确定了不同范围C⁃D指数的非均质性强弱（图8c，d）。结果显示：长7储层C⁃D系数小于0.55，微观非均质性最弱，多以砂质碎屑流储层为主；C⁃D系数为0.55~0.80，微观非均质性中等，多以砂质碎屑流+浊流混合沉积为主；C⁃D系数值为大于0.80，微观非均质性最强，多以浊流+砂质碎屑流混合沉积为主。

图  8  合水地区长7储层C⁃D系数分类标准

Figure 8.  Cementation⁃dissolution index classification standard for Chang 7 reservoirs, Heshui area

在此基础上，结合高压压汞曲线后发现三类地区与三种压汞曲线形态对应性良好。其中，弱胶结—强溶蚀区以Ⅰ型压汞曲线为主；中等胶结—溶蚀区以Ⅱ型压汞曲线为主；强胶结—弱蚀区以Ⅲ型压汞曲线为主。最终，建立了以胶结、溶蚀作用为影响的微观非均质性评价标准（表5）。

对248口单井的980个C⁃D指数值进行分类汇总，将各单井所对应的平均C⁃D指数投影到平面图上，以上述微观非均质性评价标准为校正，结合研究区物源方向，在研究区边界范围内绘制了C⁃D指数平面分布图，对区内微观非均质性较弱、孔喉结构较好、物性较高的有利储层进行平面预测（图9）。

图  9  合水地区长7储层C⁃D系数平面分布图

Figure 9.  Cementation⁃dissolution index （horizontal distribution） for Chang 7 reservoirs, Heshui area

根据C⁃D指数的变化情况，合水地区长7油层组中微观非均质性较弱、孔喉结构较好、物性较高的有利储层主要发育于马岭—固城—盘客—九岘一带（弱胶结—强溶蚀区），以条带状、片状分布，可形成有利的岩性油藏，为首要勘探目标区。以此为界限，西部可见中等胶结—溶蚀区，偶见弱胶结—强溶蚀区，储层微观非均质性中等，物性良好，为次要勘探目标区；东部主要为强胶结—弱溶蚀区，储层微观非均质性较强，物性较差，难以形成大规模具有工业价值的岩性油藏。

时建超等^[36]在对合水地区长7油层组深水重力流沉积特征及砂体结构的研究中，通过测井相与岩芯相观察发现，长7沉积期，砂质碎屑流储层主要分布于城关—王家大庄—盘客—九岘以西，而浊流储层主要分布于城关—王家大庄—盘客—九岘以东。张晓辉等^[37]对陇东地区长7油层组沉积特征及演化规律研究表明，受南部物源控制，西南—中部的宁县—合水地区以砂质碎屑流、浊流混合沉积为主，且随着湖盆的衰退，富砂区逐渐向湖盆中心（玄马—板桥—固城—合水一带）推进，砂体连片发育，厚度较大，多为砂质碎屑流沉积。罗静兰等^[38]对鄂尔多斯盆地西南缘长6、长8沉积体系及物源方向研究表明，由于受构造转化的影响，长8、长6沉积期物源供给方向存在较大差异，长8沉积期以西南物源为主，长6沉积期以东北物源为主。从长8期到长6期，西南物源减弱，东北物源增强，而长7期正是两大物源体系转换的过度时期，两大物源交汇于研究区中部的玄马—板桥—固城—合水一带。

基于上述前人研究成果，结合有利储层分布规律，长7沉积期，研究区马岭—固城—盘客—九岘一带为物源交汇区，形成以砂质碎屑流连续沉积为主的厚层砂体。前文研究表明，砂质碎屑流与浊流储层胶结物含量存在差异性，而大规模胶结作用发生的中成岩A期（120 Ma之后），胶结物含量相对较低的砂质碎屑流储层受其影响较小，储层渗流能力强，酸性热液易于流动，从而大规模进行溶蚀，形成弱胶结—强溶蚀区，发育有利储层。

（1） 胶结、溶蚀作用是影响区内长7储层微观非均质性的主要成岩作用。胶结作用控制了储层原始孔喉结构特征，对浊流储层的影响高于砂质碎屑流储层，溶蚀作用控制了储层次生孔喉结构特征，对浊流储层的影响低于砂质碎屑流储层。

（2） 根据微观非均质性的差异可将研究区分为三类，Ⅰ类地区为弱胶结—强溶蚀区，储层胶结—溶蚀系数小于0.55，孔隙度大于10.00%，渗透率大于0.50×10^-3 μm²，压汞曲线以Ⅰ型为主，微观非均质性最弱，为相对高渗区；Ⅱ类区域为中等胶结—溶蚀区，储层胶结—溶蚀系数为0.55~0.80，孔隙度介于8.00%~10.00%，渗透率介于（0.25~0.50）×10^-3 μm²，压汞曲线以Ⅱ型为主，微观非均质性中等；Ⅲ类区域为强胶结—弱蚀区，储层胶结—溶蚀系数大于0.80，孔隙度小于8.00%，渗透率小于0.25×10^-3 μm²，压汞曲线以Ⅲ型为主，微观非均质性最强。

（3） 大约在120 Ma之后，胶结作用的增强及溶蚀作用的发生使储层微观非均质性开始受到影响，由于砂质碎屑流与浊流储层成岩作用的差异，导致平面上胶结与溶蚀强度的不同。其中，有利储层发育的弱胶结—强溶蚀区主要位于马岭—固城—盘客—九岘一线。