東濮凹陷上二疊統致密砂巖儲層成巖相及孔隙演化

王亞東， 余繼峰， 劉天嬌， 胡曉珂， 彭 君， 賈斌鋒

( 1. 山東科技大學 地球科學與工程學院，山東 青島 266590； 2. 中國石化中原油田分公司 石油勘探開發研究院，河南 濮陽 457001 )

0 引言

東濮凹陷位于渤海灣盆地南緣臨清坳陷東南部，是盆地內既富油又富氣重要勘探區域，發育上古生界和古近系兩套烴源巖[1]。目前，探明煤成氣儲量為2.51×1010m3，探明率為22.6%，探明程度低。東濮凹陷主力含油氣層為古近系，上古生界油氣勘探取得突破，其中，二疊系石千峰組和石盒子組儲層發育、物性較好，為氣藏提供有效儲集空間，是上古生界地層油氣勘探的主要層系[2]。研究區構造復雜、沉積多變，鉆井及取心資料缺乏，導致對上古生界儲層物性特征、成巖作用等研究較少，綜合研究程度較低；且儲層埋藏較深(普遍大于3 km)，成巖作用強烈，成巖演化復雜，儲層非均質性強，增加東濮凹陷上古生界油氣勘探難度。

2003年，在文古2井石千峰組3 813.5～3 834.3 m井段壓裂試油，獲得工業油氣流，日產天然氣量為1.1×104m3，日產油量為6.3 m3；2012年，在胡古2井上石盒子組和石千峰組壓裂試氣，其中，石千峰組產氣段日產氣2.317×104m3，達到工業氣流標準，表明研究區上古生界具有良好勘探前景[3]。人們對東濮凹陷上古生界的研究主要集中于構造—埋藏史、烴源巖生烴模式和天然氣成藏模式等[4-9]。目前，對上古生界儲層特征、孔隙演化和有效儲層預測等研究較為薄弱。筆者綜合利用15口井的普通薄片、鑄體薄片、掃描電鏡、巖心孔隙度數據、包裹體測溫數據及X線衍射全巖和黏土礦物等數據資料，分析研究區上二疊統致密砂巖儲層、成巖特征，劃分成巖相，探討不同成巖相致密砂巖儲層差異演化過程，為研究區下一步油氣勘探提供依據。

1 區域地質概況

東濮凹陷呈北東向展布，北窄南寬，盆地面積約為5 300 km2。在區域構造格局上具有東西分帶、南北分塊的展布特征，呈“兩洼一隆一斜坡”的格局，自東向西可分為蘭聊陡坡帶、東部洼陷帶、中央隆起帶、西部洼陷帶和西部斜坡帶[10](見圖1)。

研究區上古生界由上石炭統和二疊系組成，自下而上劃分為上石炭統本溪組，下二疊統太原組，中二疊統山西組、下石盒子組和上二疊統上石盒子組、石千峰組。晚二疊世上石盒子組沉積期，主要發育三角洲體系，沉積厚度為350～450 m，下部為灰白色、淺灰色細砂巖與灰色泥巖不等厚互層，中部為灰色、紫紅色泥巖與灰綠色粉、細砂巖互層，上部為紫紅色泥巖夾淺灰色粉—細砂巖，局部見硬石膏；晚二疊世石千峰組沉積期，發育河流沉積體系，沉積厚度為160～260 m，下部為暗紫色泥巖與灰白色細砂巖不等厚互層，總體上呈下粗上細的正旋回，上部為泛濫平原沉積發育，以紫紅色泥巖沉積為主[1,3]。

2 巖石物性及孔隙特征

2.1 巖石學特征

東濮凹陷上二疊統129件巖石薄片鏡下鑒定表明，石英質量分數分布在34%～90%之間，平均為56%，其中上石盒子組石英質量分數較高；長石質量分數分布在2%～34%之間，平均為21%；巖屑質量分數分布在8%～46%之間，平均為23%，主要為火成巖巖屑和變質巖巖屑，沉積巖巖屑少見。按照Folk的砂巖分類方案投點，結果顯示多落入長石巖屑砂巖和巖屑長石砂巖區域，以及落入少量巖屑砂巖和巖屑石英砂巖區域(見圖2)。粒度以細砂、中砂為主，分選性中等；顆粒間為點—線接觸，磨圓類型以次圓、次棱狀為主，多呈孔隙式膠結。填隙物包括雜基和膠結物，雜基質量分數在1%～22%之間，平均為6.9%，以泥質雜基為主，其次為凝灰質雜基。膠結物主要由碳酸鹽膠結物、硅質和次生黏土礦物組成。

2.2 物性特征

研究區上二疊統231塊樣品物性實測表明，孔隙度分布在0.2%～12.1%之間，平均為5.1%(見圖3(a))；滲透率分布在(0.003 1～17.4)×10-3μm2之間，變化范圍較大，主要在(0.01～1)×10-3μm2之間，平均滲透率為0.21×10-3μm2(見圖3(b))，屬于典型特低孔特低滲致密砂巖儲集層，儲層孔—滲相關關系一般(見圖3(c))。

2.3 孔隙類型

樣品鑄體薄片鏡下鑒定表明，上二疊統砂巖儲層孔隙類型有原生孔隙和次生孔隙，局部發育少量微裂縫。原生孔隙包括殘余粒間孔和原生晶間微孔；次生孔隙包括粒間溶蝕孔、粒內溶蝕孔和次生晶間微孔。原生殘余粒間孔鏡下表現為三角形或不規則狀，孔隙邊緣平直，常見原生孔隙周圍顆粒邊緣發育黏土膜(見圖4(a-c))。在有綠泥石膜形成的部位，石英次生加大邊不發育，但可見高嶺石或方解石在殘余粒間孔沉淀膠結(見圖4(h))。次生溶蝕孔主要為長石、巖屑溶蝕形成的粒內溶蝕孔(見圖4(e、g))。局部發育雜基間微孔隙、高嶺石晶間孔(見圖4(d、f))。微裂縫主要以后期構造縫為主(見圖4(i))，對儲層滲透率有改善作用。

3 成巖特征及階段

成巖作用是影響儲層質量的重要因素。致密砂巖儲層經歷復雜的成巖演化，形成低孔低滲、非均質性強的特點。根據顯微鏡下鑄體薄片、普通薄片、陰極發光及掃描電鏡觀察，儲層在地質歷史時期主要經歷的成巖作用有機械壓實、膠結和溶蝕作用等。

3.1 壓實作用

壓實作用是沉積物在成巖過程中最先經歷的成巖作用，隨上覆沉積物不斷加厚，下伏地層逐漸脫水，松軟沉積物固結成巖石[11]。砂巖儲層現今埋深為3 400～4 000 m，壓實作用強烈，隨埋深增加顆粒接觸關系由點—線接觸逐漸變為線接觸；塑性巖屑顆粒和云母發生彎曲變形，顆粒呈定向分布(見圖5(a))。剛性顆粒在壓實作用下發生破裂(見圖5(b))，局部見石英顆粒間凹凸接觸。

圖5 東濮凹陷上二疊統致密砂巖儲層成巖特征

3.2 膠結作用

研究區上二疊統儲層主要有碳酸鹽膠結、硅質膠結和黏土礦物膠結。碳酸鹽膠結物主要為方解石、鐵方解石；黏土礦物有伊利石、高嶺石、綠泥石和伊/蒙混層。在縱向上，不同層段主要膠結物類型稍有差異，石千峰組綠泥石和碳酸鹽膠結物質量分數較高，上石盒子組高嶺石和硅質膠結相對發育。

3.2.1 硅質膠結

砂巖儲層硅質膠結發育，質量分數在0.5%～5.0%之間，平均為1.4%，主要類型為石英次生加大邊和孔隙充填自生石英。石英次生加大邊主要發育兩期。第Ⅰ期，石英次生加大邊不甚發育，僅在少數石英顆粒邊緣呈環帶分布，加大邊與石英顆粒間見黏土膜，后經強烈壓實作用與周圍顆粒呈線接觸(見圖5(c))；說明石英次生加大邊形成于壓實作用較弱的早成巖階段，且晚于黏土膜的形成，砂巖為弱固結—半固結狀態，顆粒間未完全接觸。第Ⅱ期，石英次生加大邊普見，在石英顆粒邊緣局部加大，形狀多不規則，且寬度不均勻，多朝向粒間孔隙生長或與周圍碎屑顆粒呈線—凹凸接觸(見圖5(e))，掃描電鏡下見自形程度好的石英小晶體充填粒間孔隙(見圖4(e)和圖5(d))。

3.2.2 碳酸鹽膠結

通過鏡下普通薄片、陰極發光觀察及電子探針分析，砂巖儲層中發育2期碳酸鹽膠結物，質量分數主要在0.1%～16.0%之間，平均為3.5%，少數超過25.0%。早期，碳酸鹽膠結物以方解石為主，多呈連晶或嵌晶方式充填原生孔隙，部分發生溶蝕形成粒間溶孔(見圖5(g))。晚期，碳酸鹽膠結物主要為鐵方解石和鐵白云石，主要表現為鐵方解石交代長石、巖屑，白云石呈自形晶體充填粒間孔(見圖5(h、l))。通過電子探針對碳酸鹽膠結物打點測試，CaCO3、FeCO3、MgCO3、MnCO3的平均質量分數分別為94.33%、0.69%、0.40%、4.58%(見表1)：早期，碳酸鹽膠結物主要為方解石，FeCO3質量分數低于0.50%；晚期，碳酸鹽膠結物多為鐵方解石，FeCO3質量分數大于1.0%，與鏡下薄片鑒定的兩期碳酸鹽膠結物具有一致性。

表1 上二疊統致密砂巖儲層碳酸鹽膠結物主量元素分析

3.2.3 黏土礦物膠結

砂巖儲層中黏土礦物膠結物包括高嶺石、綠泥石、伊/蒙混層和伊利石，多充填粒間孔隙，且隨埋深增加發生轉換。伊利石是砂巖儲層中普遍存在的黏土礦物，質量分數在2%～69%之間，平均為21%。主要以片絲狀、搭橋狀充填粒間孔隙或依附顆粒表面，形成于富K+的弱堿環境。伊/蒙混層質量分數平均為36.2%，主要呈蜂窩狀覆蓋碎屑顆粒表面，片絲狀充填粒間孔隙。

高嶺石質量分數縱向上分布具有差異性，石千峰組高嶺石質量分數平均為11.8%，上石盒子組質量分數平均為26.5%。掃描電鏡下，高嶺石單晶呈假六方片狀，晶型發育良好，集合體呈蠕蟲狀，充填粒間孔隙，有時可見與絲狀伊利石或葉片狀綠泥石共生(見圖5(i))。高嶺石由長石溶蝕而形成，研究區上石盒子組致密砂巖儲層孔隙類型主要為長石、巖屑溶蝕孔，與高嶺石具有較好正相關關系，對次生孔隙帶發育具有指示意義[12-14]。

自生綠泥石主要有兩種賦存方式，即孔隙襯里和孔隙充填綠泥石。MA Pengjie等[15-16]認為，東濮凹陷石千峰組綠泥石主要是通過富鎂鐵火山物質再結晶形成的。薄片下，孔隙襯里綠泥石厚度均勻，一般為3～5 μm，且保留原生孔隙(見圖5(k))。推斷其形成時間為早成巖階段，能夠抑制石英次生加大邊，并提高巖石的抗壓實能力。掃描電鏡下，綠泥石薄膜呈玫瑰花狀垂直顆粒生長，結晶較差，還發現葉片狀綠泥石集合體充填孔隙，數量較少，晶體體積較大，自形程度好(見圖5(d))。綠泥石膠結物具有世代結構特征，孔隙襯里綠泥石形成早于孔隙充填綠泥石，主要由伊利石、高嶺石等其他黏土礦物轉化而形成[17-18]。

3.3 溶蝕作用

溶蝕作用在上二疊統致密儲層砂巖中主要表現為長石、巖屑顆粒內部及部分黏土雜基溶蝕。長石顆粒沿顆粒邊緣或節理發生溶蝕，常形成粒間溶孔和粒內溶孔(見圖4(e、g))。上二疊統上石盒子組儲層酸性溶蝕作用較石千峰組儲層的更強烈，常見長石溶蝕形成的高嶺石多呈蠕蟲狀、書頁狀集合體在粒間溶孔沉淀(見圖4(f)和圖5(e))。碳酸鹽膠結物和黏土礦物溶蝕相對較弱，可見少量早期方解石溶蝕形成粒間溶蝕孔(見圖5(g))。整體上，溶蝕作用對儲層物性具有改善作用。

3.4 成巖階段

上二疊統致密砂巖儲層最大埋深可達4 km，所測泥巖樣品鏡質體反射率(Ro)為1.2%～2.3%，表明研究區有機質達到低成熟度—成熟階段。根據包裹體均一溫度測試分析，石英次生加大邊包裹體均一溫度為95～144 ℃，呈單峰分布，主要在120～140 ℃之間；方解石包裹體均一溫度主要分布在90～130 ℃之間(見圖6)。通過X線衍射測試，砂巖中伊/蒙混層中蒙皂石層質量分數在15%～30%之間，屬于有序混層帶。根據SY/T 5477—2003《碎屑巖成巖階段劃分》，研究區上二疊統儲層已經進入中成巖A期。

圖6 包裹體均一溫度分布直方圖

4 成巖相劃分及特征

成巖相是沉積物在一定構造背景下經歷成巖作用和演化階段的產物，包括巖石顆粒、膠結物、組構、孔洞縫等綜合特征，反映不同成巖環境下成巖礦物組合特征，是表征儲集體性質及優劣的成因性標志，對預測有利儲集體發育帶和低孔滲儲集體中有利儲集層及“甜點”分布具有重要意義[19-22]。儲層巖石學及成巖作用特征研究表明，上二疊統致密砂巖儲層成巖作用差異性明顯。根據成巖作用類型及礦物類型，結合實測物性、薄片鑒定、X線衍射等數據，將儲層砂巖劃分為四類成巖相，即綠泥石膠結相、不穩定組分溶蝕相、碳酸鹽膠結相和強壓實—充填相(見表2)。

表2 東濮凹陷上二疊統致密砂巖儲層成巖相類型及特征

(1)綠泥石膠結相。砂體以厚層中—粗粒巖屑長石砂巖和長石巖屑砂巖為主，平均顆粒直徑為295.32 μm，主要分布于水下分流河道、河口壩沉積砂體。鏡下，成巖特征表現為：綠泥石以孔隙襯里形式膠結，偶見方解石形成于綠泥石之后，顆粒接觸關系為點—線接觸，孔隙類型以殘余原生孔隙和次生粒間溶蝕孔為主；孔隙度為6.0%～12.1%，滲透率為(0.030～2.700)×10-3μm2，是研究區優質儲層。

(2)不穩定組分溶蝕相。砂體以薄—中層細粒巖屑長石砂巖和石英巖屑砂巖為主，平均顆粒直徑為183.35 μm，主要分布于水下分流河道沉積砂體。薄片下，可見顆粒為線接觸，原生孔隙不發育，主要為長石、巖屑溶蝕形成的次生孔隙，石英次生加大邊普遍發育，高嶺石自生沉淀于溶蝕孔堵塞孔隙；孔隙度為6.1%～7.8%，滲透率為(0.032～0.200)×10-3μm2。

(3)碳酸鹽膠結相。砂體以厚層中—粗粒巖屑長石砂巖和長石巖屑砂巖為主，平均顆粒直徑為307.28 μm，主要分布于河口壩、分流河道等沉積砂體；薄片下，碎屑顆粒為點—線接觸，局部發育碳酸鹽巖膠結致密層，主要發育在厚層砂體頂底靠近砂泥分界處；在砂體中部，方解石少量膠結，發育殘余原生孔隙及粒間溶蝕孔；孔隙度為2.2%～9.8%，滲透率為(0.011～17.400)×10-3μm2，為特低孔特低滲儲層。

(4)強壓實—充填相。砂體以薄層粉—細長石巖屑砂巖和巖屑石英砂巖為主，平均顆粒直徑為174.08 μm，分選性中等偏好，主要分布于河道間灣、混合坪、遠砂壩等沉積砂體；薄片下，顆粒為線—凹凸接觸，填隙物中雜基大量充填，壓實作用強烈，孔隙不發育；孔隙度為0.5%～3.8%，滲透率為(0.007～0.828)×10-3μm2。

5 儲層孔隙差異演化

沉積物進入埋藏成巖階段，砂巖孔隙度變化是各類成巖作用綜合疊加的結果，不同成巖作用對儲層孔隙度演化具有不同影響[23-26]。東濮凹陷上二疊統儲層孔隙演化經歷機械壓實、早期膠結、酸性溶蝕和晚期膠結4個階段。根據巖石粒度、膠結物類型及面孔率等數據，計算各成巖作用對孔隙度的影響，恢復儲層孔隙演化過程。

5.1 孔隙度演化模型

5.1.1 初始孔隙度

根據BEARD D C等[27]提出未固結砂巖孔隙度計算模型公式，恢復研究區砂巖初始孔隙度，即

φ0=20.91+22.9/S0,

(1)

式中：φ0為初始孔隙度；S0為Trask分選因數，S0=(P25/P75)1/2，P25為粒度概率累積曲線上25%處顆粒粒度，P75為粒度概率累積曲線75%處顆粒粒度。

5.1.2 孔隙度損失

計算壓實作用造成的剩余孔隙度(φ1)、壓實損失孔隙度(φ2)，即

φ1=C+φS1/S2;

(2)

φ2=φ0-φ1。

(3)

式(2-3)中:C為膠結物質量分數；S1為粒間孔面孔率；S2為總面孔率；φ為現今實測孔隙度。

膠結作用對儲層孔隙演化有重要影響，根據膠結物形成時間劃分早期和中晚期2個形成時期。壓實—膠結后剩余粒間孔隙度(φ3)及膠結作用損失孔隙度(φ4)為

φ3=φ1-C;

(4)

φ4=C。

(5)

5.1.3 孔隙度增加

計算溶蝕作用孔隙度增加(φ5)，有

φ5=φS3/S2,

(6)

式中：S3為溶蝕孔面孔率。

綜合考慮初始孔隙度及階段孔隙度演化，歷史時期儲層計算孔隙度演化模型為

φ=(20.91+22.9/S0)-φ1-φ4+φ5。

(7)

5.2 孔隙演化史

根據孔隙度計算模型，依次恢復儲層初始孔隙度及各成巖作用造成的孔隙度變化量，不同成巖相儲層原始孔隙度存在一定差異，細砂巖分選性較好，原始孔隙度較高，但其實測孔隙度普遍低于中—粗砂巖的(見表3)。利用鑄體薄片鑒定結果，分析各成巖作用對儲層物性的影響(見表3和表4)。

表3 東濮凹陷上二疊統不同成巖相砂巖儲層孔隙度演化

表4 上二疊統不同成巖相儲層各成巖作用損失或增加孔隙度統計

5.2.1 綠泥石膠結相

綠泥石膠結相顆粒分選因數S0平均為1.54，計算初始孔隙度為35.78%，壓實損失孔隙度為11.24%～20.47%，平均為17.35%；膠結作用損失孔隙度為7.62%～11.7%，平均為9.25%；溶蝕作用孔隙度增加為2.07%～3.8%。成巖序列見圖7(a)。早成巖階段埋藏深度平均為1 800 m，以機械壓實作用和早期綠泥石膠結為主，堿性環境富Fe的黏土礦物以薄膜形式包圍顆粒，在富Mg2+的環境中，蒙脫石向綠泥石轉化，形成綠泥石膜[28]。經過早期壓實，膠結剩余孔隙度為16.49%(壓實損失為13.68%，膠結損失約為5.61%)；中成巖A期酸性環境下，部分長石發生溶蝕，產生高嶺石，伴隨硅質沉淀形成石英次生加大邊，最終孔隙度約為11.42%(溶蝕增孔隙度為2.24%，壓實減孔隙度為3.67%，晚期膠結減孔隙度為3.64%)。

圖7 東濮凹陷上二疊統不同成巖相儲層成巖特征及孔隙演化

5.2.2 不穩定組分溶蝕相

不穩定組分溶蝕相，顆粒分選因數S0平均為1.45，計算初始孔隙度為36.7%，壓實損失孔隙度為14.84%～28.83%，平均為23.14%；膠結損失孔隙度為7.35%～13.2%，平均為9.96%；溶蝕孔隙度增加為2.75%～4.37%，平均為3.72%。不穩定組分溶蝕相對物性貢獻較大的成巖作用為晚期溶蝕作用。成巖序列見圖7(b)。發育該類成巖相的儲層石英和剛性巖屑質量分數較高，石英次生加大邊普遍發育，顆粒接觸類型為點—線接觸。早成巖階段埋藏深度達到2 km，主要成巖作用為機械壓實作用和黏土礦物轉化，孔隙度減少約為12.17%；中成巖A期發育酸性流體進入儲層而發生溶蝕作用，孔隙度增加約為3.72%；由于長石、雜基等溶蝕形成的富硅質流體未及時排出，發生二次沉淀堵塞孔隙，最終孔隙度約為7.32%；與綠泥石膠結相儲層相比，其物性相對較差。

5.2.3 碳酸鹽膠結相

碳酸鹽膠結相顆粒分選因數S0平均為1.92，計算初始孔隙度平均為32.84%，壓實損失孔隙度為10.32%～22.41%，平均為16.73%；膠結損失孔隙度為3.4%～29.58%，平均為11.82%；溶蝕孔隙度增加為0～5.40%，平均為2.74%。成巖序列見圖7(c)。早成巖A期到B期，成巖作用主要為機械壓實及早期方解石膠結，孔隙度減少約為21.04%(壓實減孔隙度為12.73%，膠結減孔隙度為8.31%)。中成巖A期，酸性流體進入儲層而發生溶蝕作用，通過鑄體薄片觀察，石英次生加大邊不發育，粒間溶蝕孔中未見高嶺石自生沉淀，推斷主要為粒間方解石溶蝕，孔隙度增加約為2.74%。壓實及晚期膠結減少孔隙度分別為4.10%和3.51%，最終孔隙度約為7.03%。

5.2.4 強壓實—充填相

強壓實—充填相顆粒分選因數S0平均為1.48，計算初始孔隙度平均為36.38%，壓實損失孔隙度為24.61%～29.7%，平均為28.07%；膠結損失孔隙度為4.69%～8.40%，平均為6.37%，溶蝕增加孔隙度為0～1.61%，平均為0.63%。成巖序列見圖7(d)。早成巖階段，黏土礦物充填粒間孔隙，壓實作用強烈，為主要減孔隙度因素，孔隙度減少約為26.58%(壓實減孔隙度為21.7%，膠結減孔隙度為4.38%)。顆粒呈定向排列，接觸類型為線接觸，云母發生塑性變形，導致原生孔隙大量減少，儲層致密。中成巖A期，由于儲層致密導致極少酸性流體進入儲層，長石巖屑溶蝕作用對儲層改造較弱，溶蝕增孔現象不明顯。晚期，不斷形成的伊利石導致儲層致密。最終孔隙度約為2.57%(溶蝕增孔隙度為0.63%，壓實減孔隙度為6.37%，晚期膠結減孔隙度為1.99%)。

因此，東濮凹陷上二疊統致密砂巖儲層經歷沉積、早成巖A期和B期(機械壓實及早期膠結)、中成巖A期(溶蝕作用及晚期膠結)的成巖演化階段。成巖演化序列為機械壓實→黏土礦物環邊/早期方解石膠結→長石、巖屑/碳酸鹽膠結物溶蝕→石英次生加大邊/自生高嶺石→晚期碳酸鹽膠結→伊利石化。

綜合成巖相、沉積相及薄片鑒定等，發育綠泥石膠結相厚層中—粗砂巖儲層，壓實作用較弱，整體損失孔隙度較小，為物性最好儲層。發育不穩定組分溶蝕相儲層溶蝕作用對儲層物性具有改造作用，但后期硅質膠結作用造成大量孔隙損失，堵塞喉道降低儲層滲流能力，導致儲層滲透率較差。發育碳酸鹽膠結相的厚層中—粗砂巖中，儲層較致密，局部碳酸鹽弱膠結層物性相對較好；發育強壓實相儲層壓實作用最強，溶蝕作用最弱，儲層致密為物性最差成巖相。厚層、中—粗粒、弱壓實為儲層發育的主要控制因素；綠泥石膜及后期溶蝕作用對儲層物性具有改善作用。

6 結論

(1)東濮凹陷上二疊統致密砂巖以長石巖屑砂巖和巖屑長石砂巖為主；樣品實測孔隙度為0.2%～12.1%，平均為5.1%，滲透率為(0.003 1～17.4)×10-3μm2，平均為0.21×10-3μm2，屬于特低孔特低滲致密砂巖儲層。儲集空間類型以殘余原生粒間孔和次生孔隙組合為主。

(2)東濮凹陷上二疊統砂巖儲層構造演化主要經歷初始快速埋深壓實、中期長期緩慢抬升和晚期埋深階段，整體上處于中成巖A期。機械壓實、碳酸鹽膠結和晚期黏土礦物轉化、交代作用主要對儲層物性起破壞作用；晚期溶蝕對儲層物性有改善作用，早期綠泥石膜和少量方解石膠結有利于優質儲層發育。

(3)根據成巖作用及成巖礦物劃分為綠泥石膠結相、不穩定組分溶蝕相、碳酸鹽膠結相、強壓實—充填相。不同成巖相儲層的孔隙度演化具有差異性，發育綠泥石膠結相的厚層、中—粗粒、弱壓實儲層為物性最好儲層，其中，水下分流河道、河口壩為較好儲層發育有利相帶；厚層、中—粗粒、弱壓實為儲層發育的主要控制因素；綠泥石膜及后期溶蝕對儲層物性具有改善作用。