楊特波，王宏語，樊太亮，劉振華，郝悅娟，魏 源，楊 帆

(1.中國石油長慶油田分公司，陜西西安710021; 2.中國地質(zhì)大學(xué)能源學(xué)院，北京100083;3.河北工程大學(xué)資源學(xué)院，河北邯鄲056038)

近年來，圍繞梨樹斷陷中央構(gòu)造帶、東部斜坡帶和北部斜坡帶中東部等地區(qū)探明了眾多油氣田(圖1)，油氣勘探成果豐碩;而對于其北部斜坡帶西部蘇家屯地區(qū)的勘探研究尚淺。自皮家氣田的發(fā)現(xiàn)、L2 井與SW33X 井(2011年)在營城組獲得重大油氣突破之后，蘇家屯地區(qū)營城組的勘探研究突顯其重要意義。沙河子組—營城組是梨樹斷陷主要的烴源巖地層［1-2］;同時，研究區(qū)分布于沙河子組—營城組的斷層活動于烴源巖成熟生烴之前［3-4］，烴源巖生烴期，斷層不具有垂向輸導(dǎo)作用，有利于側(cè)向封堵成藏［4］;并且，由構(gòu)造演化可知，蘇家屯-皮家地區(qū)沙河子組—營城組等深部油氣藏受嫩江末期及后期構(gòu)造運動影響微弱，原生油氣藏保存條件良好［5-6］。所以，營城組具有形成自生自儲原生油氣藏以及地層巖性等隱蔽油氣藏的良好條件。因而，對蘇家屯地區(qū)的營城組沉積相展布及演化特征的研究對該區(qū)深部營城組尋找大油氣田具有非常重要的意義。

圖1 梨樹斷陷油氣田分布與蘇家屯地區(qū)構(gòu)造位置Fig.1 Location of Sujiatun area and oil-gas field distribution in the Lishu Rift

1 地質(zhì)概況

梨樹斷陷位于松遼盆地東南隆起區(qū)，為斷坳疊置型復(fù)合盆地，面積近2 300 km2，基底最大埋深愈萬米［7］。盆地下部是受西邊界弧形斷裂(桑樹臺大斷裂)所控制的總體為西斷東超的箕狀斷陷，發(fā)育上侏羅統(tǒng)火石嶺組(J3h)、下白堊統(tǒng)沙河子組(K1sh)、營城組(K1yc)和登婁庫組(K1d);上部為統(tǒng)一的坳陷地層沉積，發(fā)育中白堊統(tǒng)泉頭組(K2q)、青山口組(K2qn)、姚家組(K2y)、嫩江組(K2n)。對于下部斷陷期，又分為初始裂陷期——火石嶺組(J3h)、快速裂陷期——沙河子組(K1sh)與營城組(K1yc)、裂陷萎縮期——登婁庫組(K1d)［4］。其中快速裂陷期沉積了梨樹斷陷主要的烴源巖層系地層。

蘇家屯地區(qū)位于梨樹斷陷北部斜坡區(qū)西部(圖1)，其營城組沉積期地貌為一個北高南低并向東南桑樹臺洼陷和西南蘇家屯次洼陷傾覆的斜坡;區(qū)內(nèi)發(fā)育皮家同沉積走滑斷裂;地層從J3—K2發(fā)育齊全。研究區(qū)共經(jīng)過4 次構(gòu)造運動即火石嶺組沉積末期、營城組沉積末期、登婁庫組沉積末期、嫩家組沉積末期構(gòu)造運動改造。其中，營城組沉積末期、登婁庫組沉積末期構(gòu)造運動對地層展布改造強烈，褶皺幅度較大、斷裂發(fā)育［6］。并且，營城組沉積末期構(gòu)造運動對營城組沉積末期地層展布和沉積相的發(fā)育及演化特征具有重要的意義。

營城組是研究區(qū)最重要的烴源巖層和深部油氣儲集層。營城組沉積期梨樹斷陷沉降速率較大，達到180～370 m/Ma，物源供給相對不足，梨樹斷陷整體上形成一個欠補償?shù)纳詈肷詈练e環(huán)境［8］。然而，蘇家屯地區(qū)地處斷陷北部的上傾斜坡上，是主要的物源過路區(qū)，深湖-半深湖相泥質(zhì)巖沉積厚度有限，主要發(fā)育為濱淺湖與辮狀河三角洲沉積體系。另外，蘇家屯-皮家地區(qū)南部由于位于構(gòu)造斜坡較陡部位，三角洲沉積體系向南一直延續(xù)至深洼陷區(qū)［9］，三角洲相砂體連續(xù)、疊片發(fā)育。

2 沉積微相類型識別

研究區(qū)營城組砂巖主要以石英長石砂巖和巖屑長石砂巖為主，且多為細砂到粉砂巖，僅在坡上靠近物源的SN139 井區(qū)巖心中發(fā)現(xiàn)含礫細砂巖和粗砂巖。砂巖中長石、巖屑含量高，成分成熟度中等，分選中等-較差，磨圓一般，總體上具有快速堆積的特征。經(jīng)薄片鏡下觀察，碎屑顆粒中石英含量為40.4%，長石含量為38.5%，巖屑含量為21.1%。填隙物主要是泥質(zhì)和方解石等碳酸鹽礦物［10］。營城組下部為大套的深-淺湖相泥巖，泥巖顏色以灰黑色、黑色為主，為本區(qū)最主要烴源巖;向上逐漸變?yōu)榛揖G色、灰色泥巖，部分井區(qū)出現(xiàn)棕紅色泥巖。在營城組中、上部，發(fā)育多套分流水道滯留沉積的含礫細砂巖，其中普遍含有水道沖刷帶起的泥礫。滯留沉積砂體向上迅速變細，單層厚度薄，一般小于2～3 m。反映沉積期能量較強，砂體沉積速度快，且與穩(wěn)定期泥巖層快速交替。

根據(jù)研究區(qū)巖心特征、錄井資料和測井曲線特征、單井巖相組合特征的分析，發(fā)現(xiàn)研究區(qū)主要發(fā)育湖泊相和辮狀河三角洲相，并進一步識別出分流河道、水下分流河道、水下分流間灣、河口壩、遠砂壩、席狀砂、泥坪、灘壩等8 種沉積微相。主要沉積微相的識別標志如表1。

3 層序劃分與沉積相特征及演化

本文采用以基準面為參照面的高分辨率層序地層分析方法［11-14］，通過沉積作用轉(zhuǎn)換面的識別［15-17］，將研究區(qū)營城組自下而上劃分為SQ5 和SQ6 等2 個三級層序，6 個四級層序沉積旋回。以2 個四級短期半旋回組合為一個砂組，水泛泥巖為界，共劃分為7 個砂組;以最大水泛面和主要水泛面為界自下而上分為4段(圖2)。在單井高頻層序劃分基礎(chǔ)上，通過選取對標準特征井(SW31 井)的沉積相和沉積微相特征分析，對營城組內(nèi)部的沉積相縱向演化進行研究。并根據(jù)高分辨率層序地層的對比原則，開展骨干剖面鉆井的短期旋回對比和沉積微相分析及全區(qū)沉積微相平面分布研究。

研究指出，營城組下部營一段以退積-加積為主，廣泛發(fā)育湖泊相及其各種微相;從營二段開始，以進積為主，辮狀河三角洲前緣相廣泛發(fā)育，并以水下分流河道微相和分流間灣微相為主，河口壩也有發(fā)育，河道砂體厚度薄，多為3～5 m，交替頻繁，垂向組合呈多期河道砂體疊置。營三段以加積為主，營四段以加積-退積為主。營一段最大水泛之后，在營二段初期的測井曲線SP 和GR 上出現(xiàn)明顯的低值突變，表現(xiàn)為明顯的“臺階”，這是營二段初期大面積湖退，砂體進積在湖相泥巖之上的巖性突變面的反映，如SW31 井上2 910～2 915 m 之間的巖性突變沖刷面，這個“臺階”在全區(qū)可以對比。

對連井沉積相剖面圖的分析可知(圖3)，蘇家屯-皮家地區(qū)在橫向上地層和砂組主要表現(xiàn)為中間地區(qū)(SW33X 井區(qū)和SN132 井區(qū)兩支主河道)厚、兩邊地區(qū)(L2 井區(qū)和SW32 井區(qū))薄;自營二段向上，中間地區(qū)主要發(fā)育水下分流河道微相，表現(xiàn)為主河道疊置地區(qū);而兩邊地區(qū)多發(fā)育為河口壩、遠砂壩和湖相泥沉積，表現(xiàn)為邊緣相。沉積相自下而上演化特征為:營一段由南向北總體上大范圍湖侵，發(fā)育了兩套淺湖、半深湖泥巖沉積和期間小范圍湖退沉積的三角洲前緣外扇沉積，且以外扇遠砂壩和灘壩微相為主，相當(dāng)于SG1-SG2砂組;營一段末期湖侵范圍達到最大。營二段早期開始出現(xiàn)大面積的湖退進積體系，三角洲前緣相帶由此在北部斜坡帶廣泛發(fā)育，以水下分流河道和分流間灣微相為主，相當(dāng)于SG3 砂組。營二段后期無大范圍的湖侵和湖退，只是高頻振蕩，前緣相與湖相在北坡交替沉積，前緣相以水下分流河道微相、分流間灣和河口壩微相為主，相當(dāng)于SG4 砂組。在營三段中后期出現(xiàn)部分辮狀河三角洲平原沉積，以分流河道微相為主，相當(dāng)于SG5 砂組。之后，由于營城組沉積末期構(gòu)造運動使研究區(qū)北部抬升，營四段開始出現(xiàn)沉積體系向湖盆內(nèi)快速推進，沉積體系北部被大范圍快速剝蝕，大面積平原相帶被剝蝕(SG6 和SG7 砂組)，主要發(fā)育水下分流河道、分流間灣微相和殘留的分流河道微相砂體。

4 沉積微相平面展布與有利儲集相帶

研究區(qū)營二段SG3 砂組為營城組初次大規(guī)模的湖退進積沉積體系，砂體發(fā)育厚度大，坡上大面積分布水下分流河道微相，是營城組砂體展布面積最大和厚度最厚的砂組;且其沉積于營一段大套烴源巖之上，是最有利的油氣儲集層。根據(jù)SG3 砂組在各個單井沉積微相和連井沉積微相發(fā)育特征，并使用屬性聚類分析剔除斷層影響之后結(jié)合平面地震屬性圖［18-19］，勾畫出了沉積微相平面展布(圖4)。

砂體沉積微相特征從微觀上控制了砂體的成分、粘土礦物特征、孔喉滲透率變化［20］，砂體的成分、粘土礦物特征又在一定程度上控制著儲層的成巖作用;成巖作用也反過來對孔喉滲透率有影響［21-22］。這些因素共同控制了蘇家屯-皮家地區(qū)油氣聚集的有利儲集相帶［23］。首先，研究區(qū)營城組埋藏深，經(jīng)過了壓實、膠結(jié)、交代和溶解作用［24］。由于其儲層的成分成熟度和結(jié)構(gòu)成熟度較低，機械壓實作用使得顆粒間的原生孔隙極度減小或喪失。其次，儲層砂巖中長石、巖屑和碳

酸鹽膠結(jié)物等不穩(wěn)定可溶組分多，溶蝕作用溶解砂巖中的不穩(wěn)定組分，可形成大量次生孔隙，改善儲層孔隙及喉道的大小和連通性［25-26］。營城組平均孔隙度為8.2%，平均滲透率為0.24 ×10-3μm2，總體上屬于低孔、低滲儲層［26］。所以，營城組砂巖中溶解作用形成的次生孔隙發(fā)育帶決定了其有利儲集相帶的發(fā)育。因此，沉積微相通過控制砂巖成分，進而影響成巖作用次生孔隙的發(fā)育，從而控制有利儲集相帶。

表1 蘇家屯-皮家地區(qū)營城組沉積微相類型及識別特征Table 1 Types and characteristics of sedimentary microfacies in Yingcheng Formation in Sujiatun-Pijia area

圖2 蘇家屯地區(qū)SW31 井營城組高頻層序與沉積相分析Fig.2 Analysis of high-frequency sequences and sedimentary facies of Yingcheng Fornation in Well SW31 in Sujiatun area

圖3 蘇家屯地區(qū)L2—SW33X—SN132—L3—SW32 連井高頻層序與沉積相對比剖面Fig.3 Correlation profile of high-frequency sequences and sedimentary facies across Well L2-SW33X-SN132-L3-SW32 in Sujiatun area

圖4 蘇家屯地區(qū)SG3 砂組沉積微相展布Fig.4 Distribution of sedimentary microfacies of SG3 sand group in Sujiatun area

辮狀河三角洲前緣水下分流河道與河口壩微相等以細砂巖為主，石英、長石等剛性顆粒含量高，機械壓實后為點接觸或線接觸，保存有部分原生孔隙;且距離生烴區(qū)近，后期油氣注入儲層后占據(jù)孔隙空間，改變了孔隙介質(zhì)的地球化學(xué)環(huán)境，能夠使膠結(jié)作用和礦物的形成、轉(zhuǎn)化受到抑制甚至停止［27］。另外，原油中攜帶有一定數(shù)量的有機酸，有機酸進入儲層后溶解于孔隙水中使孔隙水的pH 值降低，促進了長石和巖屑的溶解以及次生孔隙的形成［25-27］。因此，前緣水下分流河道、河口壩微相發(fā)育區(qū)為研究區(qū)最有利儲層［28-29］。另外，研究區(qū)在營城組沉積末期與登婁庫組沉積末期的兩次構(gòu)造運動中形成了多處構(gòu)造鼻［6］，鼻狀構(gòu)造背景配合先期水下分流水道微相砂體在上傾部位容易形成構(gòu)造-巖性圈閉。辮狀河三角洲平原分流河道微相以含礫細砂巖和粗砂巖為主，配合后期鼻狀構(gòu)造背景，在砂體上傾部位同樣可形成構(gòu)造-巖性圈閉［29］。但是由于分流河道砂體泥質(zhì)和塑性巖屑含量高，壓實后充填堵塞孔隙，原油及有機酸進入困難，長石和巖屑的溶解有限，次生孔隙發(fā)育有限，所以儲層性能一般。前緣遠砂壩、席狀砂和濱淺湖灘壩微相以粉砂巖、粉砂質(zhì)泥巖為主，這些部位的砂巖常常與湖相泥巖直接接觸，泥巖中富含HCO-3的壓實水能輕易地運移進去并形成碳酸鹽致密膠結(jié)層［30］，砂巖絕大多數(shù)孔隙和喉道被碳酸鹽膠結(jié)物或假雜基化的塑性顆粒充填(如SN138 和L2 等井下部巖心泥巖裂縫中方解石充填，砂巖薄片鐵方解石膠結(jié))，物性很差，通常為致密儲層，儲集性最差;但是因為此類砂體往往被相鄰泥巖生油層包圍，從而易形成砂巖透鏡型圈閉，再配合后期構(gòu)造裂縫的改造容易含氣，具有一定的前景。

5 結(jié)論

1)研究區(qū)營城組可化分為4 段、6 個四級層序和7 個砂組。自下而上的沉積相演化特征為:營一段主要為湖侵過程，以退積-加積為主，發(fā)育濱淺湖和半深湖相;營二段大面積湖退，以進積為主，發(fā)育大范圍三角洲前緣亞相;營三段發(fā)育較小的水進水退交替旋回，以加積為主，發(fā)育三角洲前緣亞相、濱淺湖相和部分平原亞相;營四段以加積-退積為主，發(fā)育前緣亞相和平原亞相。

2)沉積微相展布特征表明:主要有兩支主辮狀水道——皮家斷裂以西SW33X 井區(qū)和斷裂以東SN139井區(qū)，向水下延伸分為多支辮狀水下分流河道入湖;以遠砂壩和席狀砂微相的分布作為辮狀河三角洲的延伸范圍邊界。

3)沉積微相影響成巖作用并控制有利儲集相帶。前緣水下分流河道和河口壩微相發(fā)育區(qū)為最有利儲集相帶，三角洲平原分流河道微相發(fā)育區(qū)次之;配合后期鼻狀構(gòu)造，有利于形成構(gòu)造-巖性圈閉。遠砂壩、席狀砂和濱淺湖灘壩微相儲集性能較差，亦可形成砂巖透鏡體圈閉。

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