渤海海域遼東凹陷東南緣沙二段優質儲層差異及成因

杜曉峰，龐小軍，王清斌，馮沖，趙夢

中海石油（中國）有限公司天津分公司，天津 300459

0 引言

中深部碎屑巖優質儲層的成因及預測一直是石油地質學研究的重點和熱點，國內外學者對中深部碎屑巖優質儲層的成因進行了大量的研究，并總結出沉積相、巖性、分選、泥質雜基含量等控制了儲層的原始孔隙度，而大氣淡水淋濾、壓實作用、膠結作用、溶解作用以及深部熱液活動等是形成中深層優質儲層的成巖要素[1-8]。另外，顆粒包殼、油氣充注、異常超壓等亦有利于優質儲層的形成[9]，而母巖類型對成巖過程中的壓實、膠結和溶解作用均具有明顯的控制作用[9-13]。近年來，在渤海海域中深部碎屑儲層中發現了大量油氣和含油氣構造[14-16]，前人研究表明，渤海海域中深部儲層類型多樣[2,7-8,17]，內部非均質性較強，不同構造或區帶上儲層具有明顯的差異性，優質儲層成因復雜，預測難度大。目前針對某一構造優質儲層的成因以及整個凹陷優質儲層的共性方面的研究較多，但缺乏不同構造或區帶上儲層差異性和對比方面的研究。

渤海海域遼東凹陷東南緣沙二段鉆遇了砂礫巖儲層，但平面上不同位置儲層物性差異較大，非均質性較強，嚴重阻礙了該區優質儲層的預測和勘探評價的進程。因此，本文利用7口井的壁心、常規物性、鑄體薄片、黏土礦物、全巖、粒度、包裹體等分析化驗資料，對渤海海域遼東凹陷東南緣沙二段砂礫巖儲層的物性、儲集空間類型、巖石成分差異進行了詳細的分析，查明了形成砂礫巖儲層差異及優質儲層的成因，為該區的下一步勘探評價及類似優質儲層的預測提供幫助。

1 研究區地質概況

遼東凹陷位于渤海海域東北部，郯廬斷裂東支的東側，呈南西—北東走向的窄條狀展布，南部與渤中凹陷、渤東低凸起、渤東凹陷相通，西部與遼東凸起接觸，東部與長興島凸起過渡。研究區位于遼東凹陷的東南緣、長興島凸起的西南斜坡帶（圖1a）。鉆井揭示，遼東凹陷東南緣新生代經歷了古近紀裂陷，新近紀館陶組—明化鎮組下段沉積期的裂后熱沉降，以及明化鎮上段沉積期至第四紀的新構造運動三個構造演化階段[18-19]。古近系主要發育沙河街組（沙三段、沙二段、沙一段）和東營組（東三段、東二段、東一段），新近系發育館陶組、明化鎮組。其中，沙三段、沙二段、沙一段發育的泥巖、頁巖是主要的烴源巖[18-19]，沙一段、東三段、東二段發育的厚層泥巖為主要的區域性蓋層，且與沙二段辮狀河三角洲砂礫巖形成較好的生儲蓋組合[18-19]（圖1b）。鉆井揭示，沙二段辮狀河三角洲砂礫巖儲層含有大量的油氣，具有良好的油氣勘探前景。

圖1 遼東灣凹陷東南緣位置（a）、沙二段沉積相展布（b）及連井剖面（c）對比Fig.1 (a)Location of study area;(b)sedimentary facies distribution;and comparison of the connected well profile(c)of the E s2 on the southeastern margin of the Liaodongwan Sag

2 儲層基本特征

2.1 巖石成分特征

宏觀上，通過對7口井沙二段的壁心、錄井觀察發現（圖1c），遼東凹陷東南緣沙二段儲層以陸源碎屑巖為主（厚度分布在15.3～102.2 m，而單層厚度分布在0.7～20 m），陸源碎屑巖以中—細礫巖、砂質礫巖、含礫砂巖為主，不含礫的粗、中、細砂巖、粉砂巖次之；局部夾薄層湖相碳酸鹽巖儲層（泥質灰巖、砂質灰巖、粒屑灰巖、鮞?；規r，厚度分布在1～9 m）。陸源碎屑巖儲層向北厚度依次增加（圖1c），碳酸鹽巖儲層厚度整體較薄。

微觀上，通過對60多個薄片的鏡下觀察發現，遼東凹陷東南緣沙二段儲層巖石類型以巖屑砂巖和石英砂巖為主（圖2），其中，巖屑含量最高（分布在5%～99%，平均61.3%），石英次之（分布在0～95%，平均34.7%）；長石最少（分布在0～27%，平均3.8%）。南部巖屑以變余石英砂巖為主（分布在5%～97%，平均80.2%），石英次之（分布在2%～94%，平均18.4%），長石含量極少（分布在1%～2%，平均1.5%）；中部以石英（分布在4%～95%，平均57.3%）為主，變余石英砂（分布在5～84%，平均24.6%）和碳酸鹽巖（分布在0～40%，平均10.2%）的巖屑次之，長石含量（分布在0～27%，平均6.4%）較少；北部以灰巖巖屑為主（分布在75%～85%，平均80%），變余石英砂巖巖屑含量較少（分布在4%～15%，平均8.2%），長石含量（分布在0～8%，平均4.8%）和石英含量（分布在0～8%，平均4.4%）也較少。北部儲層厚度大，南部儲層厚度?。▓D1c）。

圖2 遼東灣凹陷東南緣沙二段砂巖成分（a）及巖屑組分（b）分類Fig.2 E s2 on the southeastern margin of the Liaodongwan Sag:(a)classification of sandstone composition;and(b)composition of cuttings

研究區沙二段儲層填細物具有明顯的差異性，南部以泥質雜基為主（分布在0～30%，平均13.2%），方解石、白云石等膠結物次之（分布在0～9%，平均1.8%），見少量硅質、伊利石、高嶺石等膠結物；中部以方解石、鐵白云石等碳酸鹽膠結物為主（分布在0～17%，平均4.5%），泥質次之（分布在0～13%，平均3.4%），見少量長石、方解石溶蝕現象以及伊利石等膠結物；北部以方解石等碳酸鹽膠結物為主（分布在5%～30%，平均14.2%），泥質次之（分布在0～5%，平均2.2%），見少量長石、方解石溶蝕現象以及伊利石等膠結物。碳酸鹽巖主要為泥晶灰巖、泥晶白云巖、鮞?；規r、粒屑灰巖，北部的亮晶粒屑灰巖和南部的鮞?；規r生屑含量較高，但厚度和規模均較小。

2.2 儲層物性及儲集空間特征

通過54個常規物性的分析發現，遼東凹陷東南緣沙二段儲層物性具有明顯的分帶性（圖3）。研究區南部儲層物性最好，孔隙度分布在5.7%～26.8%，平均孔隙度為18.1%，以中—高孔為主；中部儲層物性次之，孔隙度分布在3.6%～25.6%，平均孔隙度為12.0%，以低—特低孔為主；北部儲層物性最差，孔隙度分布在0.9%～20.9%，平均孔隙度為7.7%，以特低孔—超低孔為主。其中，與中部相比，北部埋深相對較淺，但物性最差。

圖3 遼東灣凹陷東南緣沙二段儲層物性特征（a）孔隙度與深度關系；（b）孔隙度分布頻率Fig.3 Characteristics of reservoir physical properties of the E s2 on the southeastern margin of the Liaodongwan Sag

對研究區60多塊鑄體薄片進行了詳細的觀察和統計發現，南部沙二段儲層的儲集空間類型以大量的裂縫（粒內縫、粒緣縫、收縮縫）為主（圖4a～d），見少量粒內溶孔和雜基溶孔（圖4b）；其中，粒內縫是指在沉積之前形成的位于巖石骨架顆粒內部的裂縫[7]，鏡下可見裂縫僅分布在礫石、石英顆粒的內部（圖4a，b），且裂縫內充填少量的方解石等膠結物；粒緣縫是指在成巖期形成的緊緊圍繞骨架顆粒外緣分布的裂縫，鏡下常見裂縫沿著骨架顆粒呈環帶狀分布（圖4c，d），沿碎屑顆粒外緣，裂縫的寬度大小不一，且在裂縫中長發育方解石等膠結物；基質收縮縫是指發育在泥質雜基內部的裂縫，鏡下常見該類裂縫單獨貫穿于泥質雜基或與粒緣縫相連通（圖4c，d），裂縫中常發育方解石等膠結物。

中部以大量的溶蝕孔為主（圖4e，f），局部見原生孔和裂縫。北部儲集空間以少量的粒間溶蝕孔及微裂縫為主（圖4g，h），見少量發育在灰巖巖屑內部的生物體腔孔，孔隙整體不太發育。

圖4 遼東灣凹陷東南緣沙二段儲集空間鏡下特征（a）粒內縫、粒緣縫，LD29?d井，2 524 m，單偏光；（b）粒內縫、粒緣縫、基質溶蝕孔，LD29?d井，2 523 m，單偏光；（c）粒緣縫、基質收縮縫，LD29?d井，2 605 m，單偏光；（d）粒緣縫、基質收縮縫，LD29?c井，2 322 m，單偏光；（e）溶蝕孔、粒間孔，LD29?b井，2 792.5 m，單偏光；（f）溶蝕孔，方解石、長石等溶蝕，LD29?b井，2 698 m，單偏光；（g）溶蝕孔，方解石溶蝕，LD29?a井，2 390 m，單偏光；（h）裂縫，LD29?a井，2 451.5 m，單偏光Fig.4 Microscopic features of the reservoir space of the E s2 on the southeastern margin of the Liaodongwan Sag

2.3 成巖作用特征

遼東灣凹陷東南緣沙二段儲層主要經歷了壓實作用、膠結作用和溶解作用，各構造遭受的成巖作用具有明顯的差異性。

遼東灣凹陷東南緣沙二段儲層壓實作用整體較弱，但壓實強度具有明顯的差異性。南部儲層埋深較淺（2 200～2 500 m），骨架顆粒之間以粉砂質或泥質雜基為主（圖5a，b），顆粒之間主要為點—線接觸或雜基支撐，在埋深的過程中，儲層易被壓實，對原生孔隙是不利的。但由于顆粒內部發育原生的粒內縫，不純的泥質雜基（泥與極細粉砂等混雜）在成巖過程中易脫水、錯動形成基質收縮縫，以及部分泥質雜基相對較少的砂巖中發育的大量石英、變余石英巖巖屑等剛性顆粒的強抗壓實作用，且埋藏較淺，因此孔隙度整體較好（圖3a）。南部儲層膠結作用較弱，儲層較疏松，以方解石為主（圖5b），伊利石次之（圖5c，d），見少量石英次生加大、鐵方解石等。方解石充填于各類裂縫以及孔隙中，次生石英、方解石表面常見伊利石分布，表明伊利石形成于次生石英和方解石之后（圖5c）；見伊利石充填于溶蝕孔或顆粒表面（圖5d），表明伊利石形成于溶解作用之后。南部儲層溶解作用較弱，儲層中主要的骨架顆粒為變余石英砂巖、石英巖，顆粒之間以混入既細砂的泥質雜基為主，可供溶解作用的長石顆粒以及方解石等早期膠結物含量較少，導致南部儲層溶解作用整體較弱。

圖5 遼東灣凹陷東南緣沙二段儲層鏡下成巖作用特征（a）壓實作用，雜基支撐或點—線接觸為主，2 524 m，LD29?d，正交光；（2）方解石膠結為主，局部見鐵方解石膠結，2 524 m，LD29?d，單偏光；（c）伊利石、方解石、硅質等膠結，伊利石包裹在石英次生加大和方解石表面，2 344 m，LD29?c，掃描電鏡；（d）伊利石膠結，粒間孔發育，2 343.5 m，LD29?c，掃描電鏡；（e）壓實作用，顆粒支撐，點—線接觸，2 669 m，LD29?b，單偏光；（f）方解石、鐵白云石等膠結，鐵白云石交代方解石，2 698 m，LD29?b，單偏光；（g）高嶺石、次生石英、伊利石膠結，方解石溶蝕，伊利石附著在次生石英表面，高嶺石充填于次生石英之間，2 713 m，LD29vb，掃描電鏡；（h）長石溶蝕，伊利石充填于長石溶蝕孔內或附著在長石表面，2 698 m，LD29?b，掃描電鏡；（i）壓實作用，顆粒點接觸或漂浮在方解石膠結物中，2 435 m，LD29?a，單偏光；（j）白云石、伊利石膠結，伊利石零散分布在白云石的表面，3 788.6 m，LD29?a，掃描電鏡；（k）方解石溶蝕，伊利石附著在方解石表面，2 451.5 m，LD29?a，掃描電鏡；（l）長石溶蝕，伊利石附著在長石表面或充填于長石溶蝕孔內，2 435 m，LD29?a，掃描電鏡Fig.5 Reflected?light microscope characteristics of reservoir diagenesis of E s2 on the southeastern margin of the Liaodongwan Sag

中部埋藏最深（主要分布在2 600～2 800 m），與南部相比，雜基含量相對較少（圖5e），壓實作用較強，顆粒之間以點—線接觸為主。儲層膠結作用較強，可見大量的鐵白云石、方解石、鐵方解石等膠結物（圖5f），見少量的伊利石、高嶺石、石英次生加大等膠結物（圖5g，h）；鐵白云石常交代方解石（圖5f），表明鐵白云石形成于方解石之后；伊利石分布在次生石英、高嶺石的表面，或充填于溶蝕孔內（圖5g），表明伊利石形成于次生石英、高嶺石和溶解作用之后，高嶺石充填于次生石英之間，表明高嶺石形成于次生石英之后；見方解石、長石強烈溶蝕現象（圖5g，h）。由于中部埋藏深，壓實較強烈，且受火山活動帶入的含鐵、硅質等熱液流體的影響，儲層中發育大量的含鐵碳酸鹽礦物、石英次生加大等膠結物，對儲層具有明顯的破壞性，與南部相比，儲層物性整體較差。

北部儲層埋深（2 400～2 550 m）介于南部和中部，且更靠近南部，顆粒間以點接觸或漂浮在方解石膠結物之中（圖5i），壓實作用整體較弱。與南部和中部相比，膠結作用極其強烈，骨架顆粒之間主要以大量的方解石膠結物為主（圖5i～k），見少量的伊利石等膠結物（圖5j，l），伊利石常分布在白云石、方解石等膠結物表面（圖5j，k），或充填在長石溶蝕孔內（圖5l），表明伊利石形成于白云石、方解石、長石溶解之后。北部儲層溶解作用較弱，僅見局部粒間溶蝕（圖4g）和少量方解石、長石的溶蝕（圖5k，l）。

上述成巖作用特征和膠結物形成先后順序分析表明，南部沙二段儲層經歷了粒內縫的形成—較弱壓實—微弱方解石膠結—粒緣縫、基質收縮縫的形成—微弱方解石、長石微弱溶解—少量石英次生加大—少量伊利石形成的成巖演化序列；中部經歷了強壓實作用—中等方解石膠結—中等長石溶蝕—少量次生石英、高嶺石形成—大量含鐵白云石、伊利石形成的成巖演化序列；北部經歷了較弱壓實作用—大量方解石膠結物形成—微弱長石、方解石溶蝕的成巖演化序列。

3 儲層差異及形成優質儲層的主要控制因素

3.1 母巖類型是造成區域上儲層差異的主要控制因素

母巖為為儲層提供了骨架顆粒，在成巖演化過程中，不同成分儲層的成巖演化具有明顯的差異性，差異成巖演化造成區域上最終儲層物性的不同。

3.1.1 母巖差異造成區域上儲層巖石成分的差異

母巖為儲層提供了骨架顆粒成分，是儲層成巖演化的物質基礎。前人研究發現，遼東凹陷東南緣沙二段儲層骨架顆粒來自長興島凸起[18-19]，長興島凸起北部以元古界碳酸鹽巖為主，向南逐漸過渡為變元古界余石英砂巖和中生界碎屑巖（圖1b、圖6）。利用巖心、薄片等資料，統計了研究區沙二段骨架顆粒成分（圖6），發現北部儲層宏觀上以中—細礫、砂質礫巖為主，鏡下以巖屑砂巖為主，礫石和巖屑含量高，巖屑主要為碳酸鹽巖，且粒間主要為白云石、方解石等碳酸鹽礦物，表明北部儲層的骨架顆粒由長興島凸起北部的碳酸鹽巖母巖提供；中部儲層宏觀上以砂質礫巖、含礫砂巖為主，鏡下以巖屑石英砂巖和石英巖屑砂巖為主，巖屑主要為變余石英砂和碳酸鹽巖，粒間主要為泥質和碳酸鹽礦物，表明中部儲層中的巖屑和礫石由長興島凸起中部的變余石英砂和碳酸鹽巖母巖提供；南部儲層宏觀上以細礫巖、砂質礫巖為主，鏡下以巖屑長石砂巖為主，巖屑和礫石以變余石英砂巖為主，粒間主要為泥質，表明南部儲層中的巖屑和礫石由長興島凸起南部的元古界變余石英砂巖提供，粒間泥質填細物主要由中生界碎屑巖提供。

圖6 遼東灣凹陷東南緣沙二段儲層巖石成分分布（a）骨架顆粒成分分布；（b）粒間主要成分分布Fig.6 Distribution of rock components of the E s2 on the southeastern margin of the Liaodongwan Sag

3.1.2 母巖約束下，儲層巖石成分的不同導致成巖演化及孔隙演化具有明顯的差異性

不同的母巖為儲層提供的骨架顆粒成分和粒間填細物影響著后期的成巖演化過程。利用鑄體薄片、包裹體、鏡質體反射率等資料，結合埋藏史和孔隙定量演化計算公式[2,20-23]，對研究區南部變余石英砂巖和北部碳酸鹽巖母巖區附近形成的沙二段儲層的成巖作用差異演化過程進行了定量分析，發現不同母巖類型形成的儲層具有不同的成巖演化過程，最終導致儲層物性具有明顯的差異性（圖7）。儲層孔隙度演化計算的主要公式如下：

式中：φ0為原始孔隙度，%；Sd為Trask分選系數；φnf為粒內縫；φyh為壓實后孔隙度，%；w為膠結物占據的粒間孔隙度，%，可先通過鑄體薄片統計膠結物的面孔率，再利用面孔率與孔隙度關系獲得；φs為實測得到的孔隙度，%；φzk為總的面孔率，%，可通過鑄體薄片統計得到；φck為殘余粒間孔的面孔率，%，可通過鑄體薄片統計得到；φysk為壓實作用損失的孔隙度，%；φjjhk為儲層遭受壓實作用和膠結作用后的孔隙度，%；φrjhk為儲層遭受壓實、膠結和溶解后剩余的孔隙度，%；φrsk為溶解作用形成的孔隙度，%；φrmk可通過薄片統計獲得，%。φn代表某一埋藏深度對應的孔隙度，%；h代表儲層的埋藏深度，m；a為一個常數，可根據每一個樣品的原始孔隙度、埋藏深度、現今實測孔隙度代入公式（7）求得。根據上述公式，結合埋藏史（圖7），可計算各成巖階段末期損失或增加的孔隙度，進一步可以得到孔隙度定量演化曲線。

圖7 遼東灣凹陷東南緣沙二段儲層成巖—成藏—孔隙演化過程模式（a）南部；（b）北部Fig.7 Formation model of diagenesis?accumulation?pore evolution of the E s2 on the southeastern margin of the Liaodongwan Sag

沉積初期（38 Ma），南部地區，儲層原始孔隙度為33.9%，儲集空間主要為粒內縫和原生粒間孔；北部地區，儲層原始孔隙度為27.4%，儲集空間主要為原生粒間孔。由于南部儲層中發育大量的粒內縫（圖4a，b），因此，南部儲層初始孔隙度比北部高。

同生期（38～36 Ma），由于沙二段沉積時期湖泊水體環境相對偏咸[20]，該時期儲層中發育少量的泥晶白云石、方解石等膠結物，壓實作用整體較弱（圖7）。南部地區，在同生期結束時，儲層孔隙度減少至31.3%（圖7a），其中壓實作用造成孔隙度損失1.4%，膠結作用致使孔隙損失1.2%，總共損失孔隙度2.6%；北部地區，儲層孔隙度減少至21.8%（圖7b），其中壓實作用造成孔隙度損失0.4%，膠結作用致使孔隙損失5.3%，總共損失孔隙度5.7%。南部地區沙二段儲層中含有大量的泥質雜基（圖5a，b），呈雜基支撐，壓實作用稍強（圖7a）；北部地區母巖為碳酸鹽巖，儲層中含有大量的碳酸鹽巖巖屑和礫石（圖5i），以及母巖化學風化帶入的大量鈣離子和鎂離子，導致同生期在骨架顆粒間形成了大量的泥晶方解石等碳酸鹽膠結物（圖4h、圖5i），膠結作用較強，而受到早期膠結作用的抑制，壓實作用較弱（圖7b）；北部損失孔隙度大于南部（圖7）。

早成巖A期，古溫度小于65℃，Ro小于0.35%，為堿性成巖階段[20-23]。受到強烈的壓實作用和膠結作用，孔隙度快速減少，為快速減孔階段，但南部和北部成巖作用具有明顯的差異性（圖7）。南部地區，在早成巖A期結束時（36～27.5 Ma），儲層孔隙度減少至18.2%（圖7a），其中壓實作用造成孔隙度損失10.7%，膠結作用致使孔隙損失2.4%，總共損失孔隙度13.1%；北部地區，在早成巖A期結束時（36～26 Ma），儲層孔隙度減少至9.8%（圖7b），進入特低孔階段，其中壓實作用造成孔隙度損失5%，膠結作用致使孔隙損失7%，總共損失孔隙度12%。由于南部地區沙二段儲層為雜基支撐（圖5a，b），壓實作用非常強烈，孔隙損失較多，且壓實作用要強于膠結作用；而北部地區儲層中含有大量的碳酸鹽巖巖屑和礫石（圖4h、圖5i），成巖流體呈堿性，且持續含有大量的鈣離子和鎂離子，導致該時期的骨架顆粒間形成了大量的泥晶、微晶方解石、白云石等碳酸鹽膠結物（圖4h、圖5i～k），膠結作用仍然較強，而受到快速沉降和埋藏的影響，壓實作用也較強，但膠結作用仍然強于壓實作用；北部損失的孔隙度稍少于南部。

早成巖B期，古溫度分布在65℃～85℃，Ro分布在0.35%～0.5%，為堿性成巖階段[20-23]，儲層發生持續的壓實作用和亮晶方解石、白云石、少量泥晶鐵白云石等的膠結作用（圖4h、圖5b，f，i～k），為緩慢減孔階段，南部和北部成巖作用具有更為明顯的差異（圖7）。南部地區，在早成巖B期結束時（27.5～2 Ma），儲層孔隙度減少至17.4%（圖7a），其中壓實作用造成孔隙度損失8.0%，膠結作用致使孔隙損失2.4%，但在該時期形成了大量的基質收縮縫和粒緣縫（圖4c，d、圖5b），導致儲層增加孔隙度9.5%，該時期總共損失孔隙度0.9%；北部地區，在早成巖B期結束時（26～2.5 Ma），儲層孔隙度減少至2.4%（圖7b），進入特低孔階段，其中壓實作用造成孔隙度損失2.7%，膠結作用致使孔隙損失5.3%，總共損失孔隙度8.0%。南部地區沙二段儲層持續遭受強烈的壓實作用，孔隙損失較多，且壓實作用要仍舊強于膠結作用；而北部地區儲層中的方解石、白云石向孔隙中央持續生長，形成大量的亮晶方解石、白云石膠結物（圖5i～k），膠結作用稍有減弱但仍然較強，壓實作用較弱，膠結作用強于壓實作用；該階段，北部損失的孔隙度明顯大于南部。

中成巖A1期，古溫度分布在85℃～95℃，Ro分布在0.5%～0.52%，剛進入酸性成巖階段[20-23]。區域上，沙二段儲層均剛進入中成巖A1期，儲層中的長石以及方解石、白云石等膠結物發生溶蝕（圖5g，h），早期被方解石和白云石充填的裂縫發生溶蝕（圖5k），局部儲層受到構造作用或差異壓實作用形成一些裂縫（圖4h），而壓實作用明顯減弱。南部地區，中成巖A1期結束之后（2 Ma～現今），儲層孔隙度增加至19%，其中壓實作用造成孔隙度損失0.4%，溶蝕作用致使孔隙增加2.3%，該時期總共增加的孔隙度為1.9%；北部地區，中成巖A1期結束之后（2.5 Ma～現今）儲層孔隙度增加至8%，為低孔階段，其中壓實作用造成孔隙度損失0.7%，溶蝕作用致使孔隙增加6.5%，裂縫致使孔隙度增加0.4%，總共增加孔隙度5.6%。該階段，由于北部含有大量方解石、白云石等易溶組分，導致溶蝕增加的孔隙度比南部更多，但由于前期北部膠結作用太過強烈，致使現今儲層物性整體比南部差。

總之，研究區沙二段儲層成巖演化和孔隙演化均具有明顯的差異性。南部沙二段儲層原始孔隙度為33.9%，受強烈的壓實作用損失孔隙度20.5%，受到較弱的膠結作用損失孔隙度6%，而基質收縮縫、粒緣縫等裂縫為儲層貢獻了9.5%的孔隙度，溶蝕作用為儲層貢獻2.3%的孔隙度，總共損失孔隙度14.7%，最終形成的儲層物性較好；油氣開始充注時的儲層物性為17.4%，有利于油氣的進入。而北部儲層原始孔隙度為27.4%，受到強烈的膠結作用損失孔隙度17.6%，受到較弱的壓實作用8.8%，并形成了少量的裂縫和溶蝕孔，但為儲層貢獻的孔隙度較少，僅為6.9%，總共損失孔隙度19.3%，油氣開始充注時的儲層物性為2.4%，雖然后期孔隙度持續增加到8%，但仍然不利于油氣通暢地進入儲層。因此，裂縫是南部形成優質儲層的主要因素，而碳酸鹽巖母巖影響下的膠結作用是北部形成致密儲層的主要因素。

3.2 不同成因的裂縫是南部優質儲層發育的關鍵因素

受母巖類型差異的影響，遼東凹陷東南緣南部沙二段南部母巖以變余石英砂巖為主（圖5a），沉積區儲層成巖作用較弱（埋深小于2 600 m，處于早成巖B期至中成巖A1期，伊/蒙混層中的蒙皂石含量分布在45%～60%，Ro分布在0.4%～0.53%），物性好，儲集空間以裂縫為主，裂縫以粒內縫、粒緣縫和收縮縫為主（圖4a～d、圖5b），按成因可分為原生縫和次生縫。不同成因的裂縫對南部優質儲層具有明顯的控制作用[7]。

3.2.1 原生縫

原生縫是指在沉積之前形成于儲層骨架顆粒內部的粒內縫[7]。研究區原生縫主要為礫石和巖屑內部形成的粒內縫。粒內縫往往由多期組成，在鏡下可見開度較小且被方解石充填的裂縫以及開度較大未被方解石充填的裂縫，不同期次的裂縫均具有一定的定向性，且成組出現（圖4a～d、圖5b）。

研究區原生縫往往僅限于變余石英巖礫石和巖屑內部發育，表明該類裂縫并非后期構造作用和成巖作用形成[7]，而是受源—匯過程的影響，即源區變質作用、早期構造活動、剝蝕作用、大氣淡水淋濾以及搬運過程中的相互碰撞等共同作用形成（圖8）。

圖8 遼東灣凹陷東南緣沙二段儲層原生縫的源—匯過程模式圖（a）源區—搬運區—沉積區地震剖面；（b）源匯過程模式Fig.8 Source?sink process pattern of the original seam of the E s2 on the southeastern margin of the Liaodongwan Sag

研究區南部儲層對應的源區主要以元古界變余石英砂巖和中生界泥巖夾砂巖為主[18-19]，礫石和巖屑主要來自元古界變余石英砂巖（圖1b）。源區的元古界地層巖石遭受到一定的變質作用，使得變余石英砂巖內部沿受力面產生早期裂縫的痕跡[7]；當該源區遭受早期的構造活動時在巖石中產生很多方向的斷裂及裂縫，并在沙二段時期遭受強烈的剝蝕作用，形成大小不等的礫石和巖屑，礫石和巖屑內部繼承了一系列的早期裂縫的痕跡，且痕跡更為明顯；礫石和巖屑在地表河流長距離的搬運下發生不斷的翻滾、相互強烈的碰撞以及大氣淡水的持續浸泡和林濾，有些完整的礫石沿裂縫破碎分解成兩半或多個礫石，而有些礫石和巖屑雖然完整，但內部已經發育了不同程度的粒內縫，不同礫石和巖屑中粒內縫的發育程度和開度不同。不同發育程度的粒內縫遭受成巖期的膠結—再溶蝕、東營組末期的構造抬升以及差異壓實作用，最終形成了現今沙二段儲層中明顯的粒內縫。

3.2.2 次生縫

次生縫是指儲層沉積之后在成巖期受到構造作用或成巖作用形成的裂縫[7]，主要為泥質雜基內部形成的基質收縮縫以及骨架顆粒邊緣形成的粒緣縫（圖4a～d、圖5b）。該類裂縫對研究區南部沙二段優質儲層物性的改善具有重要作用，主要形成于東營組末期。該時期受喜山運動1幕的影響[7]，發生構造抬升作用，由于儲層中長石含量極少，主要以石英、變余石英砂巖礫石和巖屑為主，且礫石及巖屑之間被大量泥質雜基充填，甚至呈現雜基支撐。雜基中K+含量極少，伊利石含量較少，而蒙脫石含量較高，蒙脫石的膨脹和收縮導致了泥質雜基中收縮縫的形成[7]，同時，礫石及巖屑中的粒內縫促使泥質雜基中的水分大量排出，有利于泥質雜基中收縮縫和粒緣縫的形成。次生縫形成之后，短期內遭受了早成巖B期較弱的膠結作用，沿裂縫兩壁形成了少量的方解石等膠結物（圖4a～d、圖5b），但在中成巖A1期酸性流體的溶蝕下，裂縫未被充填，并成為優質儲層的重要組成部分。

3.3 酸性流體的溶蝕作用促進了優質儲層的發育

酸性流體主要有大氣水、有機酸、火山熱液等，對儲層的影響主要表現為方解石、白云石等膠結物以及長石和灰巖、白云巖等碳酸鹽巖巖屑和礫石的溶蝕形成溶蝕孔[2,4,12,23-26]，現今儲層的溶蝕作用往往是大氣水、有機酸、火山熱液等對儲層疊加溶蝕的結果。遼東凹陷東南緣沙二段儲層中見部分長石、方解石的溶蝕（圖5k，l）以及高嶺石的發育（圖9），表明儲層也經歷了一定程度的酸性溶蝕作用，溶蝕作用為儲層貢獻了2.3%的孔隙。

圖9 遼東灣凹陷東南緣沙二段儲層酸性流體來源判別（a）方解石膠結物碳氧同位素散點圖；（b）方解石碳氧同位素組成分布；（c）蝕變高嶺石充填于粒間孔隙，高嶺石邊緣不規則，2 282 m，LD29?b，掃描電鏡；（d）蝕變高嶺石充填于粒間孔隙，高嶺石邊緣不規則，2 698 m，LD29?b，掃描電鏡；（e）蠕蟲狀高嶺石與次生石英發育，高嶺石邊緣比較規則，2 713 m，LD29?b，掃描電鏡Fig.9 Source of acid fluid in E s2 reservoirs on the southeastern margin of the Liaodongwan Sag

成巖階段表明，遼東凹陷東南緣沙二段主要處于中成巖A1早期，泥巖和沙三段泥巖均已進入大量排酸和排烴期（圖7），油氣開始大量充注，現今沙二段儲層中的原油酸值約為0.07 mgKOH/g，且鏡下常見較完整的蠕蟲狀高嶺石充填于石英次生加大之間（圖9e），石英次生加大主要形成于中成巖A1期酸性成巖環境下，表明高嶺石形成時間晚于石英次生加大或與石英次生加大同期，完整的蠕蟲狀高嶺石邊緣未發生溶蝕，表明高嶺石形成之后未經歷再次的堿性溶蝕，因此，該類高嶺石主要形成于中成巖A1期有機酸的溶蝕階段；碳酸鹽礦物的碳氧同位素分析表明（圖9a，b），部分數據點落在了圖9b中Ⅱ區域，表明方解石的形成主要為中成巖A1期酸性溶蝕之前，研究區沙二段儲層現今成巖階段均已進入中成巖A1期，正處于有機酸或烴類的大量排放期，該時期主要以方解石溶蝕為主，未形成于有機酸有關的方解石；成巖階段、原油中的酸值、完整形態的高嶺石以及碳氧同位素分析表明，沙二段儲層遭受了一定程度的有機酸溶蝕作用。地層水分析發現，儲層中地層水的礦化度13～20 g/L，遠小于咸水的礦化度（35 g/L）[26]，且地層水為NaHCO3型，為開放型地層水；儲層緊挨邊界同沉積大斷層，有利于大氣水和地表水沿斷層進入儲層；掃描電鏡下發現大量散落分布的蝕變高嶺石（圖9c，d），邊緣不規則，被溶蝕呈鋸齒狀，高嶺石經歷了早成巖期堿性成巖流體下的溶蝕；地層水、同沉積大斷層、蝕變高嶺石等分析表明，該區儲層可能受到了大氣水或地表水的影響。天然氣組分分析發現，硫化氫含量可達59 mg/m3；中部沙二段頂部發育玄武巖；薄片中發育一些鐵白云石和鐵方解石；掃描電鏡下常見石英次生加大（圖9e）。碳酸鹽礦物的碳氧同位素分析發現（圖9b），中部受火山熱液流體的影響較大；上述現象表明，儲層遭受了不同程度的火山熱液的影響。

研究區南部邊界斷層以及粒內縫、收縮縫等均可成為有效的有機酸運移通道[7]（圖10a），而下部沙三段泥巖以及盆內的泥巖在中成巖A1期可以持續為其提供有機酸。由于南部儲層主要以變余石英砂巖礫石、巖屑、石英及泥質雜基為主，可供溶蝕的只有混在泥質雜基中的方解石、裂縫內部方解石以及少量長石的溶蝕（圖4b），且方解石、白云石膠結物含量僅為6%，由于該儲層發育的位置位于盆地邊緣，有機酸溶蝕的時間較短，僅為2 Ma，溶蝕弱，通過溶蝕作用，在南部儲層中形成了僅為2.3%的孔隙度（圖7a），但由于裂縫的大量發育，儲層物性依然較好。

圖10 遼東灣凹陷東南緣酸性流體運移示意圖（a）南部；（b）北部Fig.10 Schematic diagram of acidic fluid migration in the E s2 on the southeastern margin of the Liaodongwan Sag

北部沙二段儲層緊挨邊界斷裂（圖1b、圖10b），下部主要以沙三段厚層碳酸鹽巖礫石為主的砂礫巖為主（圖1c），骨架顆粒間被方解石、白云石等碳酸鹽礦物強烈膠結，碳酸鹽類骨架顆粒及膠結物平均含量大于60%。該位置的儲層經歷了早期大氣淡水淋濾作用和中成巖A1期的有機酸溶蝕作用。地震剖面揭示（圖10b），該位置儲層沉積后發生變形隆起，形成小背斜，且緊鄰邊界大斷裂，易遭受大氣淡水淋濾作用；錄井、測井顯示儲層頂部為低GR、高SP的特征（圖1c），孔隙度統計發現頂部儲層物性較好（圖3a），向下快速變差，鏡下發現頂部儲層中的長石、方解石遭受強烈溶蝕作用（圖5k，l），上述現象均表明北部儲層頂部遭受了一定程度的大氣淡水淋濾作用。縱向上，北部沙三段泥巖形成的有機酸無法大量在向沙二段儲層運移，但沿沙二段儲層向盆內方向也發育大量的厚層烴源巖，有機酸可以沿著儲層橫向運移，對儲層進行溶蝕。由于有機酸形成且運移時儲層處于早成巖B期的末期，儲層強烈膠結且致密，且有機酸溶蝕的時間較短，僅為2.5 Ma，溶蝕弱，橫向上有機酸向儲層運移時同樣比較困難，僅形成少量的溶蝕孔，主要表現為灰巖、白云巖礫石或巖屑內部發育溶洞或不規則溶蝕（圖5k），長石的溶蝕（圖5l），粒間方解石、白云石的溶蝕（圖4c），生屑灰巖的溶蝕（圖4e）。通過大氣淡水淋濾和有機酸的溶蝕共同控制，為北部貢獻了6.5%的孔隙度（圖7b），但不足以抵消大量膠結作用所損失的孔隙（損失孔隙度約17.6%）。因此，北部儲層依然比較致密，物性極差（平均孔隙度為7.7%）。

總之，酸性流體的溶蝕作用促進了沙二段優質儲層的發育，但對不同位置沙二段優質儲層的貢獻具有差異性。由南向北，溶蝕作用為優質儲層的貢獻逐漸增大；南部儲層中，溶蝕作用為優質儲層貢獻了2.3%的孔隙度（圖7a），但由于裂縫的大量發育，儲層物性依然較好；北部儲層中，溶蝕作用為優質儲層貢獻了6.5%的孔隙（圖7b），但不足以抵消大量膠結作用所損失的孔隙，儲層物性極差。

4 結論

（1）渤海海域遼東凹陷東南緣沙二段以辮狀河三角洲砂礫巖儲層為主，儲層具有明顯的差異性，由南向北物性逐漸變差，南部儲層物性好，以中—高孔為主，儲層儲集空間以裂縫（粒內縫、粒緣縫、收縮縫）為主，局部發育溶蝕孔；中部儲層物性較差，以低—特低孔為主，儲層儲集空間以溶蝕孔和構造縫為主，局部見原生孔；北部儲層物性最差，以特低孔—超低孔為主，儲集空間以少量溶蝕孔為主，局部見少量裂縫。

（2）母巖類型是區域上儲層物性差異的主要控制因素，母巖類型控制了儲層成分、成巖作用、成巖演化的差異，最終導致儲層物性具有差異性。研究區儲層埋藏淺，由南向北，母巖類型由中生界碎屑巖和元古界變質石英砂巖向元古界碳酸鹽巖轉化，造成南部儲層骨架顆粒以變余石英砂巖為主，雜基含量高，經歷了較弱的膠結作用，裂縫非常發育，物性好；但往北部，儲層骨架顆粒中碳酸鹽巖含量逐漸增加，孔隙含量低，經歷了強烈的膠結作用，物性逐漸變差。

（3）早期大氣淡水淋濾和成巖期酸性流體的溶蝕作用對優質儲層的發育具有一定的貢獻，但持續時間較短，程度較低。南部儲層厚度小，但優質儲層厚度大，儲層物性主要受裂縫成因的控制。由南向北儲層厚度逐漸變大，但優質儲層厚度變小，儲層物性主要受早期大氣淡水淋濾和成巖期溶蝕作用控制。