张汶

（中海石油（中国）有限公司天津分公司，天津 300459）

0 引言

近年来，渤海湾盆地在中深层岩性油气藏勘探领域取得较大突破，发现了一批以湖相碳酸盐岩为储层的油气藏，如辽中凹陷的锦州20-2油气田和渤中凹陷的渤中13-1油田等。湖相碳酸盐岩易受古气候和古地貌影响，相带窄、相变快，表现出横向上岩石类型变化快、纵向上岩性组合较为复杂的特点［1-6］。国内学者针对不同水深、不同水动力条件、不同位置及不同湖盆演化阶段所发育的湖相碳酸盐岩的岩性、沉积相模式及其储集特征，进行过研究总结。

1990年，杜韫华［7］根据渤海湾盆地古地理因素，结合岩石中颗粒类型、生物类型等特征将湖相碳酸盐岩划分为六大类；同时将储集空间按形态和成因类型划分为孔、洞、缝三大类，并对各类岩石的物性也进行了总结分析，建立了综合性的湖相碳酸盐岩沉积模式。2002年，王冠民等［8］对惠民凹陷商河地区沙一段多层碳酸盐岩进行了分析，总结了该区域碳酸盐岩的成分和沉积相，并探讨了该类储层的发育范围及成岩作用对油气成藏的影响。2006年，郭洪金等［9］通过对山东东辛油田沙一段湖相碳酸盐岩的研究发现，该油田储层岩性以生物灰岩及鲕粒灰岩为主；生物灰岩储集空间主要由溶蚀孔隙、生物体腔孔及骨架孔隙构成，而鲕粒灰岩储层则以粒间孔和粒内孔为主，2类岩性的储层均具有较好的孔渗性，储层物性主要受沉积环境及成岩作用影响。

总的来说，湖相碳酸盐岩受控于古气候、古水介质和古水动力等因素影响，常具有混积特征，不同类型储层的岩性、物性、含油性及发育特征均有差异。但目前国内并未见到有文献对各类储层的优劣进行评价，以及对其中优质储层的展布范围进行定量分析。

本文以南堡凹陷西南端曹妃甸A油田沙河街组沙一下亚段为例，通过岩心、薄片、测井、压汞曲线等资料分析，对各类岩性特征、储层特征、单井及多井沉积相进行总结，并综合古地貌特征建立储层地质模式。将地质模式与沉积演化规律和井上实钻情况相结合，归纳出湖相碳酸盐岩优质储层识别和预测的研究思路及方法，以指导本油田及相似油田的勘探开发。

1 研究区概况

曹妃甸A油田位于南堡凹陷的西南端，处于南堡凹陷向沙垒田凸起过渡的断阶带上（见图1a）。油田范围内已钻探井5口，根据钻井揭示，主要含油层段为沙一下亚段底部的一套湖相碳酸盐岩储层。该层段直接披覆于奥陶系古潜山基底之上，油藏埋深3 400～3 500 m，为中深层油藏，通过测试证实该段油品性质好、产能高，为油气富集的有利区带。

同时，通过将沙一段顶面拉平，可以得到该沉积时期的地层沉积厚度，即相对古地貌。如图1b所示，研究区发育东、西2个高点，1井和2井位于西高点斜坡区，3井和5井分别位于西高点的斜坡区边缘和低洼区，4井位于东高点。古地貌西高点地层厚度为72 m，而东高点为110 m，整体显示古地貌西高点高度和面积均大于东高点。古地貌低洼处，地层厚度最大值约为800 m，位于东西高点之间及研究区东北部，其余地区地层厚度介于 100～500 m（见图 1b）。

图1 研究区位置及沙一段沉积期地层厚度分布

以上特征反映，研究区沙一段沉积时，受基底影响古地貌相差较大，决定了沙一段时期不同古地貌将发育不同的岩性组合［10-17］。

2 湖相碳酸盐岩沉积学特征

2.1 岩性特征

研究区目的层主要发育骨架碳酸盐岩、颗粒碳酸盐岩和泥晶碳酸盐岩三大类。为了更好地对研究区储层特征进行研究，2井在沙一下亚段含油层位进行了连续系统的取心，通过钻井、测井、岩心和薄片观察，确定其岩性分别为生物碎屑白云岩 （简称生屑云岩）、云质砾岩和泥晶云岩三大类，其中生屑云岩层段的中、下部发育含砾生屑云岩。

2.1.1 生屑云岩

该类岩石是研究区沙一下亚段碳酸盐岩中分布较广的岩石类型，在研究区1井和2井中均有发育。构成生屑云岩的生物碎屑一般以腹足类、介形虫和藻类为主。其中，螺屑在岩石粒屑中最多可达60%以上，硅质多已被白云石交代，成分为泥、粉晶白云石，薄片中体腔孔和铸模孔较为发育，同时可见白云石呈栉壳状向孔隙中生长特征（见图2a—2d）。

生物碎屑以螺壳为主的原因可能有2个：1）螺是该环境下的主要物种。2）各类生物碎屑经过湖浪的动荡簸选，使得体型较大且较重的螺最终留存富集。一般情况下，螺壳的矿物成分由方解石构成，但镜下发现螺壳主要为白云石，壳内溶解后可见少量方解石，反映强烈的准同生期白云岩化作用。

含砾生屑云岩发育在生屑云岩层段的中下部，主要为粒屑结构，砾石成分为泥晶白云石。基于岩心、薄片与地球化学资料对比推断，粒屑为下伏基底奥陶系碳酸盐岩原地风化再沉积的产物。各种粒屑有相对成层富集趋势，呈不规则外形，内含生物碎片及隐藻。其中，砾屑成熟度较低，大小混杂，形态不一，填隙物以亮晶方解石为主，少量白云石亮晶呈栉壳状生长。砂屑粒度多在0.2～0.4 mm，多数砂屑内部发育球团粒结构，部分挤压变形（见图2e）。岩石孔隙分布不均匀，裂隙较发育，局部粒间孔隙连通好。

2.1.2 泥晶云岩

在岩心观察过程中，发现在生屑云岩层段中夹有薄层泥晶云岩。岩石中可见微弱水平层理，黄铁矿局部富集，含泥，岩性较致密，并且沿垂直方向发育裂缝（见图2f）。

2.1.3 云质砾岩

该类岩石主要发育在沙一段底部靠近潜山的部分，砾石、泥晶白云岩发育，夹薄层生屑云岩，岩性较致密，发育中—高角度缝和网状缝，但基本被方解石充填（见图2g，2h）。薄片资料表明，云质砾岩主要为砂砾屑结构，岩性较致密，储层物性较差。同时，角砾压实破碎现象明显，压实缝发育，反映角砾形成时未固结、易破碎的特征。同位素鉴定结果表明，云质角砾的δ13C为-3.1‰～0.7‰，δ18O 为-10.8‰～-8.5‰； 岩溶角砾 δ13C为-2.9‰～0.6‰，δ18O 为-10.1‰～-8.4‰，2 种成因的角砾具有相似的同位素特征，也反映云质角砾岩中的砾石为古潜山风化剥蚀原地堆积的产物，为内碎屑角砾。

图2 研究区各类储层岩石学特征

2.2 测井响应特征

从电性特征来看，沙一下亚段生屑云岩和云质砾岩差异明显，利用岩心标定测井，可对各类碳酸盐岩的电性特征进行统计。统计结果表明，生屑云岩密度曲线取值范围明显小于云质砾岩，同时，生屑云岩声波时差取值明显大于云质砾岩层（见表1），表现出生屑云岩层物性好于云质砾岩层的特征，并且两段之间无隔夹层，为突变接触。

2.3 孔隙结构和物性特征

化验资料表明，沙一下亚段生屑云岩储层具有双重孔隙介质特征，其中孔隙主要发育铸模孔、体腔孔和粒间溶孔，裂缝主要发育构造缝和溶蚀构造缝。地层水的溶蚀作用对储层具有改良效果，不仅形成大量的溶蚀孔洞，还使得孔隙间的连通性变好，但同时也增强了储层的非均质性。

表1 曹妃甸A油田各类碳酸盐岩电性特征

根据压汞曲线分析，生屑云岩层排驱压力为0.03～0.39 MPa，饱和中值压力 0.12～2.49 MPa，平均喉道半径为2.4～15.1 μm，孔喉结构以中歪度为主，孔隙度主要分布在11.1%～32.9%，平均19.8%，渗透率主要分布在 1.0～389.8 μm2，平均 57.1 μm2，为中孔、中渗储层。

云质砾岩层的储集空间主要为粒间孔、溶蚀孔、构造缝和溶蚀构造缝。根据压汞曲线分析，排驱压力为0.10～9.28 MPa，饱和中值压力为 0.88～9.95 MPa，平均喉道半径为0.7～3.8 μm，孔喉结构具有中—细歪度储层特征，孔隙度主要分布在8.0%～15.0%，平均为10.5%，渗透率主要分布在0.1～16.8 μm2，平均为3.6 μm2，为低孔、特低渗储层。而泥晶云岩不具有储集层的孔喉结构特征，为非储层。

通过上述资料分析得知，研究区沙一下亚段储层主要分为2种岩性类型，一是生屑云岩储层，二是云质砾岩储层。其中，生屑云岩储层为本区的优质储层，云质砾岩储层物性较差，泥晶云岩为隔夹层。

2.4 沉积相模式及储层演化规律

通过岩心、井壁取心和薄片资料分析，可将沙一下亚段滨浅湖相进一步划分为生屑滩、滩缘、潟湖及砾屑滩等沉积亚相。沙一下亚段底部的云质砾岩为砾屑滩相沉积，由奥陶系古潜山风化剥蚀原地堆积的角砾经过胶结、溶解和压实等成岩作用而形成；同时，受湖水周期性涨落的影响，该层段中上部具有生屑滩与砾石滩交替发育、成分混积的特征。砾屑滩之上发育生屑滩亚相，以生屑云岩沉积为主。该岩性与生物活动息息相关，主要发育在水体清洁、温暖、深度适中的浅水区域，薄片中可见大量未充填溶蚀孔和铸模孔。同时，生屑云岩层段内部发育潟湖相和滩缘相沉积，其中滩缘相为生屑滩向半深湖或潟湖相的过渡相，岩性以薄层生屑云岩与泥晶云岩或灰质泥岩互层为主。而潟湖相为生屑滩与古隆起间的局限湖泊环境，该环境水体能量弱，以灰绿色泥岩沉积为主（见图3）。

开阔浅湖相以泥灰岩和泥岩沉积为主，发育在沙河街组沙一段中上部，反映该时期水体较深，为相对安静的沉积环境，披覆在该套碳酸盐岩储层之上。

综上所述，研究区沙一下亚段总体上为向上湖平面逐渐变深的正旋回沉积，同时，各亚相内发育次一级的旋回性变化。

图3 曹妃甸A油田2井取心段沉积相划分及垂向岩性组合

同时，根据各岩相沉积特征，可将沙一下亚段湖相碳酸盐岩沉积演化过程划分为早期、中期、晚期和末期（见图 4）。

沙一下亚段沉积早期，湖平面较低，古隆起暴露，遭受风化剥蚀形成古潜山的风化壳，风化壳之上以古潜山风化剥蚀原地堆积或由高部位垮塌堆积而成的砾屑滩沉积为主。同时，该时期古地貌低洼处水体相对清澈，温度、水深适中，螺壳等腹足类生物开始发育，从而形成生屑滩沉积；而在半深湖—深湖处，由于水体变深，生物逐渐减少，主要发育泥晶灰岩或泥岩沉积（见图 4a）。

沙一下亚段沉积中期，随着湖平面上升，古潜山暴露范围渐渐缩小，适合生物发育的斜坡范围扩大，生屑滩的发育也随着湖平面的上升逐渐向古隆起方向抬升迁移，后一期的生屑云岩上超在前期生屑云岩之上。同时，受生屑滩的堆积遮挡影响，在生屑滩与古隆起之间形成了潟湖环境，以泥岩与灰（云）质泥岩混积为主（见图 4b）。

沙一下亚段沉积晚期，随着湖平面的进一步上升，古潜山全部淹没于水下，生屑滩也主要发育于水深相对较浅的古潜山顶部及周围（见图4c）。从进入沙一下亚段末期以后，随着湖平面进一步加深，已不适合生物的生存繁殖，生屑滩逐渐消亡，进而转变为半深湖—深湖相的泥灰岩、泥岩沉积，本区碳酸盐岩沉积结束（见图 4d）。

从沉积演化规律可以看出，研究区优质储层生屑云岩层厚度受多期滩体叠置的影响，在古隆起斜坡处相对较厚，在古隆起顶部及斜坡边缘发育期次相对较少，沉积厚度较薄，纵剖面上呈透镜状分布。同时向古隆起低洼处生屑滩逐渐相变为半深湖—深湖相，岩性也由生屑云岩转变为泥灰岩、泥岩沉积。

图4 沙一下亚段沉积剖面演化示意

3 优质储层展布

生屑云岩沉积模式只能定性地描述其空间展布形态，由于研究区油藏埋深较大，无法通过沉积模式结合地震相的方法来定量预测储层的分布。但研究区有较为丰富的钻井资料，通过钻井情况与等时地层格架内的有利岩相及古地貌相结合进行分析，可以预测生屑云岩储层的分布范围。

由前文沉积演化规律的描述可知，生屑滩发育主要受古地貌的控制，平面上叠置连片，纵向上呈透镜状分布。同时，井上的实钻情况也具有透镜体的沉积形态，1井和2井均位于古潜山构造的斜坡带，沙一段地层沉积厚度分别为113 m和159 m，对应生屑云岩层厚度为9.1 m和14.3 m，并且2口井生屑云岩层纵向上连续，夹层发育较少。而位于古潜山构造斜坡边缘的3井，地层沉积厚度170 m，生屑云岩厚度减薄至6.8 m，且生屑云岩层段中泥岩夹层较发育，储层纵向上较为零散；位于古潜山构造低洼处的4井和5井，在地层沉积厚度大于180 m的范围仅钻遇灰岩或泥灰岩，未钻遇生屑云岩（见表2）。各井的实钻情况也证实了古地貌对湖相碳酸盐岩储层具有重要的控制作用，并且沙一段地层沉积厚度180 m范围内埋深适中，为生屑云岩发育区。

根据对生屑云岩储层沉积演化规律的分析，以及各井间古地貌位置关系，结合地震和钻井资料，可建立生屑云岩储层向构造高部位厚度变化的预测模型（见图5a），并将其转换成数学模型（见图5b）。

图5 生屑云岩储层厚度变化预测模型与数学模型

模型中1井和2井分别为X点和W点，XX1和WW1分别对应该井的生屑云岩层厚度9.1 m和14.3 m，古潜山构造顶部最高点位置为Y点，则YY1为构造最高点生屑滩的预测厚度，同时根据厚度变化趋势可推测出生屑滩的理论尖灭点为Z点。

根据地震和钻井资料分析，古地貌地层倾角∠XWM约为6°，可以将井与井之间的斜线距离近似于水平距离。则1井和2井之间距离M1为575 m，同理可得M2为538 m，YZ近似等于 M3，则 M 为 M1，M2和M3之和。

由式（1）计算得出M3为449 m，则M为1 562 m。

由图5b可得：

再由式（2）计算得出YY1厚度为4.1 m，即古潜山构造顶部生屑云岩层厚度为4.1 m，由此预测本区古潜山高部位仍普遍发育生屑滩。

综合上述资料分析，研究区古潜山构造高部位生屑滩厚度较薄，斜坡处因多期滩体的叠置，生屑滩厚度最大，至斜坡下部（古地貌地层厚度180 m处）滩体逐渐变薄到尖灭，因此古潜山斜坡处为生屑云岩优质储层的有利钻探目标区，具有重要的勘探潜力。

4 结论

1）南堡凹陷西南端沙一下亚段发育了生屑云岩、云质砾岩和泥晶云岩等三大类湖相碳酸盐岩。各类碳酸盐岩电性特征差异明显，建立了各岩类电性特征模板，并识别出生屑云岩储层为本区的优质储层，云质砾岩储层物性较差，泥晶云岩为隔夹层。

2）研究区沙一下亚段沉积期发育滨湖和浅湖相，进一步划分为生屑滩、滩缘、潟湖及砾屑滩等沉积亚相。储层物性从砾屑滩相向生屑滩相逐渐变好，沉积演化整体上为向上湖平面逐渐变深的正旋回沉积，同时根据垂向上各沉积亚相组合特征，将其演化过程划分为沙一下亚段早期、中期、晚期和末期4个阶段；并描述了各时期湖盆内不同构造位置沉积的碳酸盐岩特征，对优质储层生屑云岩的展布形态进行了刻画。

3）研究区生屑云岩优质储层的发育受古地貌控制，纵向剖面上呈透镜状分布。通过钻井资料与古地貌特征相结合，分析得到优质储层的发育范围局限于古地貌地层厚度180 m范围内；通过将地质理论模型转换为数学模型，预测出古地貌最高点生屑云岩层的厚度，证实了本区古潜山高部位仍发育生屑滩，并定量预测了优质储层的分布范围及变化趋势。这对该区域湖相碳酸盐岩油田的勘探开发具有一定指导意义。