莺歌海盆地东方区中深层黄流组超压储集层特征

张伙兰，裴健翔，张迎朝，姜春艳，朱建成，艾能平，胡潜伟，于俊峰

（中海石油(中国)有限公司湛江分公司）

1 地质背景及研究意义

莺歌海盆地位于海南隆起区与昆嵩隆起区之间，是发育在南海北部大陆架西部的新生代含油气盆地，天然气资源丰富[1-3]，根据其构造特征可划分为莺东斜坡带、莺西斜坡带和中央坳陷 3个一级构造单元，中央坳陷内发育近南北向、呈雁行式排列的大型泥-流体底辟构造，成群成带分布，统称“中央底辟带”[1-4]（见图1）。中央底辟带自下而上发育中中新统梅山组（二段、一段）、上中新统黄流组（二段、一段）、上新统莺歌海组（二段、一段）及第四系乐东组多套储盖组合，勘探上把莺歌海组二段上部—乐东组组合称为浅层，把梅山组—莺歌海组二段下部组合称为中深层[4]。受新近纪后期中央坳陷快速沉降、大规模泥-流体底辟作用及热流体活动影响，底辟带形成高温超压环境[3]。目前揭露底辟带东方区梅山组—黄流组地层温度达132 ℃以上，地层压力系数为1.56～2.23。

图1 莺歌海盆地构造单元图

中央底辟带是莺歌海盆地目前主要的产气区和储量储备区，盆内90%以上的储量和100%的产量均来自底辟构造带[4]。随着勘探程度的深入和国家对油气资源需求量的增加，底辟带浅层可钻探目标和后备储量都面临短缺风险，而有巨大勘探潜力的中深层必然将成为新一轮勘探热点。过去十多年的钻井揭示，中深层储集层厚度薄、粒径普遍偏细、物性差，未取得商业性突破。但近期在东方区DF13-1构造黄流组一段岩性圈闭群发现高产工业气流后[5]，底辟带中深层的巨大勘探潜力越来越被世人所关注。本文在前人研究的基础上，以DF13-1构造黄流组一段气田为例，利用新探井所取得的资料，详细解剖东方区高温超压条件下的储集层特征及其控制因素，预测储集层经济基底，旨在指明有利储集层分布区，提高勘探成效。

2 储集层岩相及物性特征

2.1 储集层沉积相及岩石学特征

高精度生物地层层序及古环境分析资料显示，晚中新世黄流组一段沉积时期，位于盆地中北部中央坳陷内的东方区整体处于相对平坦、稳定的浅海环境中[6]。该区沉积受 3个方向的物源体系影响：西北部红河物源体系，以红河和马江水系为主；东部海南隆起区物源体系，以昌化江水系为主；西部昆嵩隆起区物源体系，以蓝江水系为主（见图2）。这一时期由于红河袭夺事件的影响，红河物源体系主要以泥质碎屑岩沉积为主，输砂能力对东方区影响十分有限[7-8]。对于东部的海南隆起物源体系而言，受一号断裂带的控制，海南岛物源的沉积物仅到达DF1-1构造东部，底辟活动造成 DF1-1构造局部上隆而形成比周围相对较高的地形，即水下低隆起，由于该水下低隆起水体相对较浅，水动力作用较强，碎屑物质在低隆起周围受波浪或海流的反复淘洗，在浅海环境中形成规模较小的滩坝沉积[9]。但对西部昆嵩隆起区物源体系而言，最新研究成果表明，蓝江水系发育规模较大的三角洲，并已推进至东方区西侧莺西斜坡带上，受莺西断裂坡折带控制，三角洲沉积物在重力作用下被搬运到 DF1-1构造西侧较低洼的部位再沉积，形成海底扇水道砂复合体（见图 3）[10]。该套海底扇已为多口井钻探所证实，以细—极细砂岩为主，厚度大，分布广，由西往东延至DF1-1底辟构造西侧，具有多期次发育的特征[11]。

图2 莺歌海盆地东方区黄流组一段沉积相平面展布图

图3 莺歌海盆地东方区黄流组一段沉积相剖面图（剖面位置见图2）

表1 DF13-1构造黄流组一段砂岩陆源碎屑含量

薄片分析结果表明（见表1），源于西部昆嵩隆起区物源体系的海底扇水道砂长石、岩屑含量较高，绝对含量分别在2.8%～6.5%、6.9%～10.5%，平均为4.4%、8.5%，以岩屑石英砂岩为主，成分成熟度中等—高（成分成熟度指数为3.8～5.1），泥质含量低（小于6.6%），平均1.6%，结构成熟度高；而源于东部海南隆起物源体系的浅海滩坝砂碎屑组分以石英为主，长石、岩屑含量低，绝对含量分别在1.9%～4.1%、2.5%～3.2%，平均分别为3.7%、2.6%，以石英粉砂岩为主，成分成熟度指数大于9，为极高成分成熟度，但泥质含量高，为14.2%～19.6%，平均为15.3%，结构成熟度低。

砂岩杂基以陆源泥质为主，分布不均匀。源于东物源区以粉砂岩为主的滩坝砂杂基含量高，平均为15.3%，源于西物源区的极细—细粒水道砂岩杂基含量低，平均为1.6%（见表1）。陆源泥质杂基在成岩过程中多已转化为伊利石。砂岩中见少量高岭石、伊利石等自生黏土矿物，自生高岭石晶体干净粗大，充填于粒间孔和长石溶孔中，呈六边形晶形，集合体呈书页状或蠕虫状（见图4a），自生伊利石呈片丝状产于粒间（见图4b）。黏土矿物对中深层储集层渗透率破坏作用较大，成岩过程中演变而成的伊利石、绿泥石等一般以衬边形式垂直孔壁生长，堵塞孔喉，使得渗透率明显下降，成为中深层微细喉道粉砂岩渗透率低下的关键影响因素。

常见胶结物有硅质、（铁）方解石、（铁）白云石，硅质以石英加大边或自生石英的形式出现，（铁）白云石呈粉细晶状分布于粒间。

2.2 储集层物性及孔隙结构特征

物性分析结果表明（见表2），DF13-1构造黄流组一段储集层为中—低孔、中—特低渗类型，孔渗关系总体呈正相关（见图5），随着孔隙度的增大，渗透率也相应增大。由于物源、沉积微相、砂岩粒级的差异，本区储集层存在较强的非均质性。

来自西部昆嵩隆起物源区的海底扇水道极细—细砂岩岩心孔隙度在17.9%～21.1%，渗透率为1.9×10−3～20.9×10−3μm2（见表 2），孔渗关系相关性好（见图 5），反映水道砂具有较好的储集性能。主要流通孔喉半径相对较粗，孔喉半径均值在0.42～1.49 μm，孔喉配位数为 1～4，砂岩压汞曲线呈粗歪度，排驱压力低，为0.16～0.50 MPa，曲线平台段明显（见图6a、6b、6c）。水道砂总体为细—微细喉、均匀型孔隙结构，表现为中孔、中—低渗特征，属好—中等储集层类型，是本区的主力储集层。

图4 砂岩矿物及孔隙类型显微照片

表2 DF13-1构造黄流组一段砂岩储集层评价表

图5 DF13-1构造黄流组一段砂岩储集层孔渗关系图

源于东部海南隆起物源区的浅海滩坝粉砂岩岩心孔隙度为 14.2%～20.2%，渗透率仅为 0.08×10−3～2.73×10−3μm2（见表 2），孔渗相关性低（见图 5），主要流通孔喉半径极其微细，孔喉半径均值在0.03～0.44 μm，孔喉配位数为0～3，砂岩压汞曲线呈细歪度，进汞始位高，排驱压力为0.32～14.70 MPa，曲线无平台段或不明显（见图6d、6e），反映对渗透率无贡献的小孔喉较多。浅海滩坝砂总体上为微细喉、不均匀型孔隙结构，表现出中—低孔、低—特低渗特征，属差储集层或致密层。

据铸体薄片观察，原生粒间孔和各种溶蚀孔构成本区储集层主要孔隙类型（见表 3）。统计表明，原生孔隙占52.9%，次生孔隙占47.1%。次生孔隙类型以长石粒内溶孔、铸模孔、粒间溶孔、岩屑溶孔为主（见图4c、4d），溶解强烈处可见伸长状孔隙或超大孔（见图4e、4f）。据镜下观察，研究区内铸模孔多为长石溶蚀形成的长石铸模孔。

图6 DF13-1构造黄流组一段砂岩典型毛管压力曲线

表3 DF13-1构造黄流组一段砂岩孔隙类型统计表

3 沉积微相与储集层质量

沉积微相控制储集层的砂体沉积类型和厚度、粒级以及碎屑成分等，从而影响储集层的孔渗性。

3.1 砂体沉积类型与储集层质量

东方区海底扇水道砂单层厚度大多在10 m以上，最大单层厚度可达91.2 m，由图7可见，海底扇水道砂物性最好，岩心孔隙度平均为 18.8%，渗透率为5.3×10−3μm2，属中孔、中—低渗好—中等储集层（见表2）；浅海滩坝砂次之，砂体厚度通常为16～42 m，岩性较为致密，孔隙度平均为14.8%，渗透率为0.5×10−3μm2，为中—低孔、低—特低渗差储集层或是致密层；水道间砂体物性最差，孔隙度平均为11.6%，渗透率仅为 0.3×10−3μm2，为低孔、特低渗差储集层或非储集层。

图7 DF13-1构造各沉积微相岩心物性柱状图

3.2 砂岩粒径大小与储集层质量

DF13-1构造黄流组一段不同粒级砂岩物性统计表明，粒级越粗，物性越好，孔渗相关性也越高。细砂岩物性最好，平均岩心孔隙度、渗透率分别为19.4%、15.63×10−3μm2；极细砂岩次之，平均孔隙度、渗透率分别为 18.4%、3.33×10−3μm2；粉砂岩最差，平均孔隙度为 15.5%，渗透率仅为 1.76×10−3μm2。粒级对中深层储集层质量的控制作用在测试中得以证实。DF13-A井钻遇T30A1水道砂，整套砂岩泥质含量极低（见表1），上部（2 910.8～2 919.0 m）粒径中值平均为 177 μm，孔径平均为156 μm，孔喉配位数1～3，测井解释孔隙度、渗透率分别为 15.8%、5.7×10−3μm2，日产天然气63×104m3；中下部（2 919.4～2 997.6 m）粒径中值平均为90 μm，孔径平均为93 μm，孔喉配位数0～3，测井解释孔隙度在 15.8%～16.9%，渗透率为 1.2×10−3～1.8×10−3μm2，日产气仅 473 m3、水 18.5 m3。

中深层砂岩粒径大小对储集层质量的影响有别于中浅层，中浅层储集层岩性多为泥质含量较高的粉细砂岩，埋藏浅，成岩作用弱，泥质杂基充填粒间，堵塞孔喉，降低了储集层的渗透性。中深层储集层除受泥质杂基的影响外，还表现在成岩过程中颗粒粒径对孔隙演化的影响。首先是粗粒级砂岩抗压性高，孔隙随埋深增大衰减速度慢于细粒级砂岩；其次细粒级砂岩喉道小，原始渗透率相对较差[12]，成岩过程中流体排出不畅，各种离子如Ca2+、Mg2+、Fe2+、Si4+等相对聚集，易形成碳酸盐或石英胶结物以及自生黏土矿物，缩小孔喉半径，使储集层物性变差；而粒级偏粗的砂岩孔喉粗，渗透性好，成岩流体流动性好，且可把溶解的物质带走，致使胶结作用不易进行，从而保存较高的孔渗性[13]。

3.3 砂岩碎屑组分与储集层质量

如表 1所示，黄流组一段储集层物性明显受碎屑组分所控制，石英含量愈低、长石+岩屑含量愈高，面孔率愈高。源于西物源的 DF13-A井、DF13-B井、DF13-D井、DF13-E井、DF11井砂岩中长石、岩屑含量相对较高，其3端元含量平均值分别为6.1%、11.5%，视面孔率平均值高达17.3%；而源于东物源的DF12井、DF13-C井砂岩中石英含量高，长石、岩屑含量低（3端元含量平均为5.3%、3.9%，），孔隙发育差，视面孔率平均值仅为8.8%。孔隙类型统计也表明，长石、岩屑溶蚀孔隙是DF13-1气田主要的次生孔隙类型（见表3）。这是由于岩石在深埋过程中，石英组分稳定，不易被酸性流体溶蚀，而长石、岩屑等不稳定组分容易发生溶解，以长石粒内溶孔、岩屑粒内溶孔、铸模孔（见图 4d、4e）形式出现。当前长石、岩屑含量虽然不能代表沉积时期的含量，但可以肯定现今稳定组分石英含量少，沉积时不稳定的长石、岩屑组分含量就相对较高，长石、岩屑遭受溶蚀，可使储集层孔隙相对发育，同时伸长状孔、超大孔的形成，也可改造孔隙的连通性，提高储集层渗透率。这也是西物源海底扇水道砂物性优于东物源浅海滩坝砂的原因之一。

4 高温热流体活动对储集空间的影响

碎屑岩深埋成岩过程中地温达到80 ℃左右时，黏土矿物转化并排出层间水，泥岩中的有机质脱羧，形成CO2和有机酸，层间水、有机酸以及CO2一同进入储集层后对岩石进行改造。

由于莺歌海盆地自中新世以来快速沉降，导致深部泥岩欠压实，并形成强超压，引起深部泥岩塑性拱张。当地层压力接近或达到地层破裂压力时，地层沿主张应力方向发生破裂，流体和部分塑性泥质沉积物通过破裂向上释放，形成底辟构造[2-3,14]。底辟活动在中央底辟带引起强烈的热异常，地热梯度为4.36～4.98℃/100 m[3]，在传导热场与对流热场的叠加作用下，底辟构造带生油门限深度减小 300 m，导致埋深小于1 500 m的浅层储集层成岩作用超前，伊蒙混层有序度大于1[2]；同时富含CO2的热流体入侵改变了孔隙流体的化学成分，进而影响到岩石的成岩作用和水-岩反应[15]，引起矿物的溶解和沉淀。

东方区是底辟活动较为强烈地区之一[2-3,14]，该区黄流组砂岩储集层中流体包裹体均一温度普遍在120～170 ℃，最高超过200 ℃，由均一温度计算的平均古地热梯度为6.04 ℃/100 m，明显高于现今地热梯度（4.42 ℃/100 m），天然气中普遍含有CO2气体，部分钻井CO2含量可达89%，这表明东方区曾经历大规模的热流体（富含CO2）活动。受高温热流体的影响，该区1 700 m深度伊蒙混层有序度大于1，进入中成岩阶段（见图8），提前释放的黏土矿物层间水、有机酸及富含 CO2的高温热流体一同进入储集层，溶蚀砂岩中铝硅酸盐矿物、碳酸盐胶结物以及生物壳体[16]，储集层普遍出现长石溶孔、铸模孔、岩屑溶孔、胶结物溶孔以及生物溶孔等次生孔隙（见图4c—4g）。在富含CO2的储集层，溶解作用更为强烈，如DF13-E井区天然气中CO2含量高达73.8%，其溶蚀增孔量可达11.1%，低含量CO2的井区溶蚀增孔量仅在6.1%～9.4%（见表3）。前人研究认为富含CO2热流体可使砂岩产生4%～5%的溶蚀孔[17]，证实了高温热流体活动引起的溶蚀作用对黄流组一段次生孔隙发育带有重大贡献，而在没有超压和流体活动的莺东斜坡带，溶蚀作用相对较弱，次生孔隙也不太发育（见图4h）。

图8 莺歌海盆地东方区有机质热演化、黏土矿物转化与孔隙演化剖面（（S1/(S1+S2)为泥岩产率指数）

刘建章等[18]研究认为，热流体在刚进入储集层处发生溶蚀，而在热对流顶界和储集层的上部因温度较低发生沉淀，随着热量不断散失、温度下降，整个储集层内部都可以发生沉淀，此时富含SiO2的热流体可在石英碎屑周缘发生沉淀形成加大边。加大边的形成可能缩小孔隙空间，但并非所有石英次生加大都起破坏作用，关键在发生加大时储集层砂岩颗粒的压实程度，石英加大体积分数在 0～6%范围内有利于保护储集层孔隙。东方区黄流组一段砂岩石英加大体积分数在3%之下，颗粒间仍以线-点状接触（见图4d—4f），除强超压对孔隙的保护作用外，石英加大亦能支撑颗粒抵抗压实，对储集层孔隙能起到一定的保护作用。

5 强超压环境与储集层物性

强超压保护大量原生孔隙。Jon Gluyas等[19]的研究表明，地层在异常压力梯度下，孔隙流体压力高于静水压力，超压支撑了部分埋藏负载，并由此减小了压实作用的影响，异常高孔隙可以被保存下来。Jon Gluyas等的理论推导表明，1 MPa的超压相当于减小80 m的有效埋深。柳波等也认为异常超压在一定程度上保留了较多的孔隙空间[20]。

莺歌海盆地中央底辟带内普遍发育异常高压[21]。图8显示底辟带东方区大约在2 500 m开始出现强超压（压力系数大于1.8），按浅层的压实曲线外推，其孔隙度将降低至 10%以下，但实际资料显示该层段的孔隙度高于正常压实值，岩心孔隙度高达 20%。莺歌海盆地具备较高的沉降、沉积速率，因快速沉积引起的压实不均衡，加之烃类生成和高温引起的流体膨胀，大约在距今4.0～5.0 Ma时在梅山组和黄流组形成超压，此时上覆莺歌海组刚刚开始沉积，黄流组一段成岩作用较弱，受超压保护，孔隙度和渗透率演化减缓，保留了大量原生孔隙，因而黄流组一段储集层在现今埋深（2 600～3 500 m）条件下仍保留了52.9%的原生孔隙（见表3）。

强超压抑制黏土转化和有机质演化，增加溶解作用的时间和强度，改善砂岩储集层渗透性。一般在正常压力地层中，有机质进入高熟阶段后，其含氧官能团基本脱落完毕，有机酸的生成量较少。这一现象在莺东斜坡带得以证实。处于正常温压场的莺东斜坡带，其有机质进入高熟期的顶面埋深大约为2 800 m，从成岩阶段来看已进入中成岩A2期，颗粒以点-线接触为主，次生孔隙不发育。如LT33A井埋深3 400 m左右的黄流组二段砂岩储集层中，仅见长石、岩屑等颗粒溶蚀形成粒内溶孔，方解石胶结物晶体完好保留于粒间（见图4h），镜下统计溶蚀孔隙增加量小于 3%。砂岩现今岩心孔隙度平均为 8.7%、渗透率为 1.3×10−3μm2，这反映溶解作用并不强烈，未能有效改善莺东斜坡带中深层储集层物性。

但图 8显示，异常超压的东方区压力异常面之下有机质、黏土矿物和孔隙演化出现异常：Ro演化曲线出现多个台阶，并出现小于0.5%的正常演化低值区，演化趋势变缓；泥岩产率指数出现第 2峰值，混层比随深度增加缓慢减小。这是由于超压环境减缓黏土矿物演化和有机质热演化[22]，抑制油气生成，拓宽了生油窗的范围[23]，从而延长有机质热演化生成油气过程中有机酸和CO2的大量产出期，增加了酸性流体溶解铝硅酸盐矿物和碳酸盐胶结物的时间和强度[16]，致使东方区黄流组一段储集层普见颗粒被完全溶解形成铸模孔以及碳酸盐溶解残余（见图 4c—4g），这反映黄流组一段次生孔隙发育带除了热流体的溶蚀贡献外，超压延缓有机酸和CO2产出引起的溶蚀也有不可忽略的贡献。同时因强烈溶解作用形成的伸长状孔、超大孔等溶蚀孔扩大了孔喉半径，有效改善储集层的渗透性（见图4e、4f）。

综上所述，受高温热流体和强超压影响产生的溶蚀以及强超压对孔隙的保护，是黄流组一段砂岩保留较好储集层物性的重要成岩因素。

6 中深层储集层经济基底探讨

6.1 砂岩粒级与储集层经济基底

储集层经济基底（Economic basement）可简单认为是具有商业价值的油气层之孔隙度和渗透率下限所处的深度界限[24]。中深层勘探风险大、钻井成本高，有必要确定储集层经济基底。

莺歌海盆地中深层地质条件复杂，既有高温热流体活动，又发育异常高压，孔隙演化规律异常复杂。1994年，孙嘉陵等[17]对莺-琼盆地砂岩储集层孔隙演化规律进行了研究，认为孔隙度是埋深、粒径、有机质热演化程度、热流体溶蚀和地层压力综合作用的结果，并提出了莺-琼盆地砂岩孔隙度预测经验公式：

式中φ——孔隙度，%；Ro——镜质体反射率，%；D——埋深，km；G——粒级代号，极粗砂、粗粒、中砂、细砂、极细砂、粉砂对应值分别为2、1、0、−1、−2、−3。

图 8也显示，在异常超压发育的东方区，总体上储集层孔隙度随埋深增加而逐渐减少，在正常压力段，孔隙度呈直线快速衰减，在超压段，孔隙度呈曲线缓慢衰减，且不同粒级砂岩有不同的减孔速度和幅度。粉砂岩随埋深增加减孔速度要大于极细砂岩和细砂岩，在3 000 m附近粉砂岩孔隙度迅速降低，至3 200 m附近孔隙度已接近10%，而细砂岩在3 400 m左右岩心孔隙度仍超过15%。

经验公式（1）和图8均表明，无论是正常压力还是超压条件下，在温压（热流体活动强度、地层压力）相对稳定的成岩体系中，粒级是决定储集层孔隙度的一个关键因素。换言之，在同一温压场中，砂岩粒级决定储集层经济基底，不同粒级砂岩有不同的经济基底。因此，只有分别研究不同粒级砂岩储集层的经济基底，才能在非均质性较强的低渗区找出相对有利区带和优质储集层发育区。

6.2 中深层储集层经济基底确定

要确定储集层经济基底，首先应根据勘探实践确定储集层孔渗下限。确定天然气孔渗下限的研究方法很多，利用毛管压力曲线研究储集层有效物性下限的方法比较成熟，在渗透率-中值压力关系图上，拐点处对应的渗透率值即可作为渗透率的下限。

利用 DF13-1气田砂岩岩心压汞实验的中值压力与渗透率的关系图（见图9），求得东方区有效储集层的渗透率下限值为0.9×10−3μm2。在此基础上，据东方区不同粒级砂岩储集层孔渗关系以及覆压孔渗资料，求取与渗透率下限对应的地层条件下粉砂岩、极细砂岩、细砂岩孔隙度下限值，其分别为16%、15%和13%。

图9 莺歌海盆地DF13-1构造砂岩中值压力与渗透率关系

据公式（1），并利用已钻井岩心实测孔隙度资料校正预测结果，得出东方区孔隙演化曲线（见图10），由图10求得粉砂岩、极细砂岩、细砂岩经济基底大约为3 100 m、3 900 m和5 000 m。

总体而言，东方区储集层以低渗为主，但近期勘探在低渗区发现了中—高产气层——“甜点”，并已在“甜点”储集层中获日产60×104～120×104m3天然气产能。依照本地区勘探开发实践，参照天然气储量计算行业标准[25]，认定在低渗区能获得中产（无阻流量在3×104～10×104m3/(km·d)）的储集层可视作优质储集层，因此可将本区中产层最低渗透率（5×10−3μm2）作为优质储集层渗透率下限。与之相对应中深层粉砂岩、极细砂岩、细砂岩储集层在地层条件下孔隙度下限分别为17.5%、17.0%和15.0%。同样，利用孔隙演化曲线（见图10）求得粉砂岩、极细砂岩、细砂岩优质储集层的埋深下限分别为2 800 m、3 500 m和4 400 m。预测东方区黄流组一段极细—细砂岩在目前埋深（2 600～3 500 m）条件下可成为天然气优质储集层。勘探实践已在东方区黄流组一段细、极细砂岩储集层中发现中、高产天然气层，展示了莺歌海盆地中深层良好的勘探前景。

图10 莺歌海盆地东方区不同粒级砂岩孔隙度与埋深关系图

7 结论

沉积微相是莺歌海盆地中央坳陷底辟带东方区黄流组超压储集层质量好坏的主控因素。源于西部昆嵩隆起物源区的海底扇水道岩屑石英极细—细粒砂岩沉积厚度大、分布面积广，储集性能好，是本区的主力储集层。高温热流体活动和强超压产生的溶蚀以及强超压对孔隙的保护，是东方区黄流组超压砂岩保留较好储集层物性的主要成岩因素。东方区超压环境下的粉砂岩、极细砂岩、细砂岩储集层经济基底分别为3 100 m、3 900 m和5 000 m，黄流组一段极细—细粒砂岩在目前埋深（2 600～3 500 m）条件下，可形成优质天然气储集层。

致谢：文中原始数据来源于中海石油能源发展股份有限公司钻采工程研究院湛江实验中心，中海石油（中国）有限公司湛江分公司研究院沉积地层室钟泽红高级工程师、刘景环高级工程师为本文提供部分沉积相和成岩作用研究成果，东北石油大学孟元林教授、中海石油（中国）有限公司谢金有高级工程师提了修改意见，在此深表谢意！

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