歧南斜坡在中生界基底上依次沉积了古近系和新近系地层。古近系地层包括东营组地层和沙河街组地层, 其中沙一段地层又可分为上、中、下3个亚段。沙一中亚段是主要的含油层系, 地层厚度为100~400 m, 砂层较发育, 不同部位砂体分布、厚度及储集物性差异大^[12]。

结合时频分析, 井震结合建立沙一中亚段高频层序格架, 将沙一中亚段按照岩性粗细变化划分为4期中期旋回砂组(图1)。

图1

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	图1 QN 2井沙一中亚段层序划分

研究区沙一中亚段地层顶底均为连续强反射特征, 以沙一中亚段的顶底界面作为约束界面, 在其中采取等比例内插的方法提取99张方位角属性切片, 从中按时间顺序选取了4张不同时期的切片(图2)^[11], 显示了水道从开始发育到消亡的平面形态变化和迁移过程:在整个沙一中沉积期, 水道在斜坡南部为相互分离的两支, 沿歧南斜坡向歧口主凹延伸, 在南大港断层与歧东断层之间的交界处汇合为一支进入歧口主凹, 两支水道初期弯度较低, 宽度最大, 水道下切较浅; 随着时间的推移, 水道整体向西迁移, 在MSC 2沉积时期, 西侧水道受到南大港断层的阻碍作用开始向左弯曲, 同时宽度变小, 表明水道下切深度增加, 水道的宽度受到了两侧堤岸的限制, 东侧水道保持了初期的低弯度, 宽度也减小, 但是延伸方向由北西向逐渐变为正北向; MSC 3沉积时期是水道下切侵蚀最深的时期, 可以从图2看到水道多次改道的痕迹, 此时期西侧水道的弯度达到最大, 东侧水道南段继续向西摆动, 北段位置并没有发生变化, 南部水道主体已经由经过Z 47井迁移至Z 47井西部; 沙一中末期水道已整体迁移至歧南斜坡的最西部, 东侧水道由于南段向西继续迁移延伸方向由正北向变为北东向。钻井资料显示, 东西两支砂体带不同砂层组的岩性、孔隙度和渗透率呈现“ 左右迁移, 此消彼长” 的分布规律^[11]。地震资料显示复合砂体在横剖面上呈现顶平底凸的多个透镜状砂体叠置的形态, 是典型的水道冲刷-充填结构。这些资料均表明重力流水道左右摆动明显, 具有向两侧迁移的特征^{[13, 14]}。

图2

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	图2 歧南斜坡沙一中亚段不同时期地层切片[5]

歧南斜坡物源主要来自南部的埕宁隆起, 发育低位体系域南北向展布的辫状河三角洲-重力流水道-远岸水下扇沉积(图3), 因多点注入, 其物源输入强度高。根据沉积体系、烃源岩分布、储集层特征、油气藏类型等方面可以将歧南斜坡细分为高斜坡、中斜坡和低斜坡^[15], 重力流水道主要发育在沙一中亚段歧南中斜坡。

图3

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	图3 歧南凹陷沉积微相

歧口凹陷的古地貌特征是影响重力流水道形态、演化的重要因素。古地貌对重力流水道发育的影响表现在两个方面:一是古地貌影响物源的输送通道, 歧南斜坡沙一中亚段发育近南北向的古凹槽是重力流水道优先发育区, 对重力流水道也有一定的限制作用; 二是古地形的坡度, 初期坡度大, 重力流能力大, 侵蚀作用强, 水道弯曲度低; 接近盆地中心坡度逐渐减小, 重力流能量减弱, 沉积卸载作用增强, 水道弯度也随之变大。沉积相类型受多级坡折带的控制发生了分异^{[16, 17]}, 辫状河三角洲砂体沿着水下凹槽发生滑动和滑塌, 在坡折带下倾方向形成近南北向呈条带展布的重力流水道砂体, 平面上水道呈复合朵状分布特征, 不具备扇体形态, 在水道末端形成远岸水下群扇^[11]。

1.3.1 物性特征

通过铸体薄片和扫描电镜分析等, 研究区沙一中亚段砂岩储集层孔隙类型主要包括原生孔隙(剩余粒间孔隙和填隙物内微孔隙)和次生孔隙(溶蚀粒间孔隙、溶蚀粒内孔隙和铸模孔隙)。研究区沙一中亚段储集层孔隙经历了由原生到次生的演化过程。浅层储集层孔隙以原生孔隙为主, 压实作用为主, 溶蚀作用还未开始; 深层储集层孔隙以溶蚀孔隙与原生孔隙并存为主, 次生孔隙为辅, 溶蚀作用明显^[18]。储集层物性特征是储集层研究的重要内容, 本文主要通过孔隙度和渗透率等参数来表征储集层物性在平面和垂向上的变化规律。平面上, 重力流主水道砂体发育高孔高渗储集层, 其靠近物源, 压实作用和胶结作用较弱, 溶蚀作用

较强, 物性较好; 主水道两侧的砂体孔隙被高岭石、方解石等充填, 多发育中孔低渗或低孔低渗储集层, 物性较差(表1)。垂向上随着埋深的增加, 受压实作用和胶结作用的影响, 胶结类型由孔隙式胶结变化为接触式胶结, 甚至镶嵌式胶结, 颗粒间接触关系由点接触变为线接触(图4), 储集层孔隙度和渗透率减小。

表1

表1

表1 歧南斜坡沙一中亚段不同沉积微相典型井段孔隙度、渗透率 井号 井段 沉积相(微相) 孔隙度/% 渗透率/mD 最小值 最大值 平均值 最小值 最大值 平均值 Z 41 2 335.76~2 344.47 三角洲 18.9 29.0 22.2 101 1 046 414.2 Z 45 2 298.80~2 348.00 三角洲 10.5 28.1 21.3 - - - Z 90 2 821.46~2 930.07 水道中心 15.0 22.9 20.0 10.1 1 426 764.9 QN 6 3 200.59~3 204.60 水道边缘 8.4 13.2 11.3 0.27 2.9 2.7 Z 65 2 741.61~2 749.83 水道中心 8.6 15.3 13.9 0.3 67 11 QN 6 3 293.50~3 310.21 水道边缘 2.6 14.9 9.2 0.01 9 0.54 QN 6 3 247.03~3 254.23 水道边缘 6.3 10.6 9.9 0.05 0.3 0.09 QN 6 3 365.10~3 371.00 水下漫溢 3.8 10.0 8.3 0.04 5.2 0.2 QN 8 3 142.16~3 149.67 水下漫溢 3.0 5.8 4.4 0 5 2.5

表1 歧南斜坡沙一中亚段不同沉积微相典型井段孔隙度、渗透率

图4

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	图4 歧南斜坡沙一中亚段不同深度砂岩薄片

1.3.2 岩石学特征

研究区沙一中亚段岩石类型主要为岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩, 石英平均含量47%, 长石平均含量17%, 岩屑(主要为碳酸盐岩屑)平均含量36%。根据砂岩成分特征, 可以将研究区沙一中亚段砂体划分为2支^[19]:西部砂体带以长石岩屑砂岩为主, 石英含量低、岩屑含量高, 颗粒分选、磨圆较好, 压实较强, 表明西部物源成分成熟度高, 搬运距离较远; 东部砂体带以岩屑长石砂岩为主, 石英含量高、岩屑含量低, 颗粒分选、磨圆较差, 压实较强, 多见块状层理、递变层理、滑塌变形等, 表明东部物源成分成熟度低、近物源供给。这些沉积特征反映研究区沙一中亚段发生了快速堆积的突发性事件沉积。

由于同一沉积相带中不同沉积微相的岩性、物性不同, 其地震属性和测井曲线也会展现不同的特征。对研究区沙一中亚段重力流水道按照重力流形成机制可划分为水道中心、水道边缘和水下漫溢三种沉积微相。通过得到典型井不同井段在各个沉积微相的孔隙度、渗透率数据(表1), 来进行不同沉积微相物性差异的比较。

(1)水道中心微相:作为研究区重力流水道沉积的主体, 水道中心微相在平面上呈条带状分布, 岩性主要为砂岩和砂泥岩, 具递变层理、变形层理。砂体一般较厚, 测井曲线表现出箱形或钟形。重力流会对下伏地层造成冲刷侵蚀, 与下伏地层侵蚀突变接触。在埋深3 000 m附近, 水道中心的孔隙度平均值均大于10%, 渗透率明显高于水道边缘和水下漫溢微相, 储集物性最好。

(2)水道边缘微相:水道边缘微相是浊流漫出水下堤岸而形成的沉积微相, 紧邻水道中心发育。水道边缘微相沉积环境能量较弱, 岩性以粉细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩为主, 具水平层理和波状层理。水道边缘微相岩石粒度较细, 砂泥岩互层发育, 测井曲线呈现漏斗形或齿形。在埋深3 000 m附近, 水道边缘微相的孔隙度平均值均接近10%, 高于水下漫溢微相; 渗透率远低于水道中心微相, 与水下漫溢微相相差不大, 储集物性较好。

(3)水下漫溢微相:水下漫溢微相是砂体能量减弱消失, 细粒沉积物沉积所形成的沉积微相, 水道不发育, 粒度很细, 岩性以泥岩为主, 具水平层理、波状层理, 泥岩和薄层细粉砂岩互层。测井曲线较为平直, 可见齿形。在埋深3 000 m附近, 水下漫溢微相的孔隙度平均值均不到10%, 渗透率也远低于水道中心微相, 储集物性较差。

通过比较三种沉积微相在相同层位的孔隙度和渗透率的值, 可以发现水道中心微相岩石的孔隙度、渗透率明显高于水道边缘微相和水下漫溢微相, 说明重力流水道主体部位储集层原始储集物性最好, 水道边缘储集层物性次之, 水下漫溢储集层物性最差。水道中心微相与水道边缘微相是本次研究的重点沉积微相。

研究表明, 不同沉积微相的主要成岩作用不同, 相同沉积微相在不同成岩阶段的成岩作用也不同, 埋深、温度、原始沉积物质类型和上覆岩层性质等都是导致成岩作用不同的主要因素^[20]。通过对不同成岩阶段在不同沉积相带的成岩作用特征研究, 可以更为系统地阐述成岩作用的影响。

根据碎屑岩的自生矿物分布、形成顺序及自生矿物中包裹体的均一温度, 黏土矿物组合及伊利石/蒙脱石混层黏土矿物的转化, 岩石的结构、构造特征及孔隙类型, 有机质成熟度, 古温度等特征, 可以将碎屑岩成岩阶段划分为早成岩期、中成岩期和晚成岩期三个成岩阶段^[21](图5)。将反映成岩阶段的R_o、古温度、混层比(I/S中的S%)(图5)、次生石英含量四项主要参数, 除以中成岩阶段的最大值后, 按照30%、20%、30%和20%的权重加权, 可以获得定量表征成岩阶段的参数I_D以此反映成岩作用的强弱。

图5

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	图5 歧南斜坡区沉积微相成岩阶段划分及特征

(1)早成岩阶段:研究区重力流水道中心微相在早成岩A期以机械压实作用为主, 自生黏土矿物以蒙脱石为主, 其他黏土矿物基本不生成, 胶结作用和溶蚀作用弱; 在早成岩B期机械压实作用减弱, 蒙脱石逐渐向伊利石转化, 自生碳酸盐、高岭石和伊蒙混层开始生成, 石英及长石增生、溶蚀作用和交代作用开始出现。水道边缘微相早成岩A期以机械压实作用和溶蚀作用为主, 自生碳酸盐、蒙脱石和高岭石可见, 胶结作用较弱; 在早成岩B期机械压实作用消失, 自生碳酸盐逐渐减少至消失, 自生黏土矿物中蒙脱石逐渐转化为伊利石, 可见高岭石和伊蒙混层, 溶蚀作用减弱, 交代作用开始出现。

(2)中成岩阶段:水道中心微相在中成岩A期以溶蚀作用为主, 机械压实作用逐渐减弱至消失, 可见自生碳酸盐、高岭石、伊利石和伊蒙混层; 在中成岩B期以溶蚀作用和交代作用为主, 压实作用消失, 可见自生碳酸盐、高岭石、伊利石和伊蒙混层。水道边缘微相在中成岩A期开始出现石英和长石增生, 可见高岭石、伊利石和伊蒙混层, 自生碳酸盐消失, 溶蚀作用较弱, 压实作用消失; 在中成岩B期可见石英和长石增生、自生碳酸盐、伊利石和伊蒙混层, 溶蚀作用弱。

(3)晚成岩阶段:水道中心微相在晚成岩期溶蚀作用减弱, 石英及长石增生、高岭石和伊蒙混层逐渐消失, 自生碳酸盐减少。水道边缘微相在晚成岩期以交代作用为主, 可见自生碳酸盐、石英及长石增生和伊利石, 溶蚀作用较弱。

综上所述, 沉积和成岩两大作用对歧口凹陷歧南斜坡区储集层的改造具有决定性影响。研究区不同沉积微相在原始沉积物成分、沉积环境等方面均不同。水道中心微相能量最高, 岩石粒度最粗, 分选、磨圆最好, 原始储集物性最好; 水道边缘微相能量减弱, 岩石粒度变细, 泥质含量增加, 原始储集物性变差; 水下漫溢微相能量最弱, 岩石粒度最细, 泥质含量最高, 原始储集物性最差。不同沉积微相在同一成岩阶段的主要成岩作用也不同^[22], 研究区储集层砂岩经历了强烈的压实作用, 且发育各种胶结作用, 在酸性介质的影响下发生了强烈的溶解作用。对研究区沙一中亚段储集层进行了以上各项分析, 发现研究区储集层砂岩成岩阶段属于中成岩A-B期, 局部达到晚成岩阶段。在中成岩A-B期, 水道中心微相具有胶结作用弱, 溶蚀作用强, 次生孔隙发育的特征, 水道边缘微相溶蚀作用较弱。

构造、沉积、烃源岩“ 三元耦合” 决定了歧口凹陷歧南斜坡区具有规模成藏的基础。研究区具有“ 沟槽输砂、坡折控砂” 的特点^[24], 以重力流水道沉积为主, 多种类型沉积体系为辅, 是不同方向物源的卸载区。纵向上受砂体发育规模的影响, 油气主要富集于MSC 3沉积期发育的重力流水道砂体中。重力流水道沉积主要发育在歧南斜坡中斜坡区沙一中亚段, 储集层岩石主要处于中成岩阶段, 尽管局部达到晚成岩阶段, 但总体溶蚀作用较强, 次生孔隙发育, 孔隙度在8%~18%之间, 物性较好。烃源岩处于低成熟-成熟阶段, 产油为主。研究区紧邻歧南次凹、歧北次凹和歧口主凹, 具近源成藏特征。重力流主要发育在深水环境中, 深水泥岩是良好的烃源岩, 具备自生自储的生储关系。研究区断层发育, 开启性断层可将深部生成的油气运移到重力流水道储集体中。重力流水道迁移改道频繁, 废弃水道处易形成岩性圈闭。

综上所述, 研究区沙一中亚段具有很好的油气成藏条件, 构造、沉积、烃源岩“ 三元耦合” 决定了研究区是多层系、多类型岩性地层油气藏叠加连片的复式含油气带, 构造背景下规模优质重力流水道中心砂体是油气勘探的主要方向。

通过分析歧口凹陷歧南斜坡区砂体孔隙演化, 构建孔隙度预测模型预测优质砂体储集层的分布, 并结合油气富集规律, 明确了该区有利勘探目标孔隙度下限(多在8%以上), 预测有利区块孔隙度在10%以上。该区砂体主要分布在高、中、低斜坡, 其中低斜坡砂体厚度大, 油气充注度高, 储集层孔隙度> 20%, 物性最好(图8)。

图8

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	图8 歧南斜坡沙一中亚段有利勘探目标分布图