东非鲁伍马盆地深水海底扇储集层质量差异及主控因素

王敏，张佳佳，王瑞峰，徐庆岩，文思颖，曹全斌，余季陶，王黎

（1.中国石油勘探开发研究院，北京 100083；2.中国石油大学（北京）地球科学学院，北京 102249；3.中国石油杭州地质研究院，杭州 310023）

0 引言

近年来，在北美墨西哥湾盆地、西非尼日尔三角洲盆地、南美坎波斯盆地等大型陆架边缘盆地陆续发现大型深水海底扇油气田[1]，特别是意大利埃尼石油公司在东非陆架边缘发现的大型海底扇气田，使得东非地区成为当今世界深水沉积研究的热点。深水沉积的海底扇储集层非均质性极强，储集层质量在纵横向上差异大，开发过程中存在流体运动不规律、开发效率低等诸多问题[2]。如何高效开发此类储集层成为当前研究的难点及重点攻关目标。

储集层质量差异是指储集层储集能力和渗流能力的空间变化，是储集层非均质性的直接体现，并控制着地下油气水分布及开发过程中的流体运动[3]。储集层质量差异主要受控于沉积因素和成岩作用。目前，学术界对于牵引流成因（如河流相、三角洲）的储集层质量差异机理研究较为深入[4-6]，而海底扇储集层为重力流成因，现有研究重点关注的是重力流沉积机制及海底扇沉积特征[7-9]，而关于海底扇储集层质量差异特征及其主控因素的研究仍然相对薄弱。部分学者对西非主要受沉积作用控制的海底扇储集层质量差异开展了研究[10-11]，但是对于沉积-成岩共同影响下的海底扇储集层质量差异特征研究相对较少。另外，深水沉积环境下还存在多种类型的底流，如内波、内潮汐、等深流等[12-13]，目前关于底流对海底扇储集层质量的影响仍然认识不清。

本文研究对象为东非鲁伍马盆地X气田下始新统海底扇沉积储集层。研究区底流作用较强[14]，储集层质量受沉积-成岩作用的共同影响。前人对研究区的区域地质特征及海底扇沉积特征开展了宏观研究[15-16]，本文将在此基础上，综合岩心分析和测井解释结果分析海底扇储集层质量差异特征，明确沉积-成岩作用对海底扇储集层质量差异的具体控制方式，建立海底扇储集层质量差异模式。

1 研究区概况

1.1 地质背景

鲁伍马盆地位于莫桑比克东北部与坦桑尼亚的交界处，属于被动大陆边缘盆地，发育侏罗系、白垩系、古近系和新近系。陆坡区发育一系列重力逆冲构造，向深海盆地方向依次发育凯瑞巴斯地堑带及戴维隆起。自古新世起，盆地进入持续海退阶段，鲁伍马河流-三角洲沉积体系不断向海推进，在陆坡深水区形成由西向东搬运的沉积物重力流，发育大规模的深水海底扇沉积[15-16]。另据研究表明，东非陆缘在该时期存在相对稳定、由南向北持续运动的南极底流，平均运动速度为0.1～0.2 m/s[17]，对海底扇沉积具有一定的改造作用[17-19]。

研究区位于鲁伍马盆地逆冲构造区与凯瑞巴斯地堑带之间的过渡区（见图1），构造相对稳定，面积近300 km2，水深为1 900～2 300 m。目的层为下始新统受底流改造的海底扇沉积，海底面以下埋深为2 200～2 500 m，砂体净厚度近400 m。

图1 研究区地理位置图

1.2 海底扇沉积特征

地震剖面显示研究区下始新统目的层序内的海退-低位体系域发育深切的峡谷水道，下切深度约500 m，宽度10～20 km，海侵-高位体系域发育半远洋泥岩（见图2a）。水道体系内部发育6期垂向叠置的复合砂体，自上而下依次为A—F小层，其中B—F小层限制在水道体系内部，在峡谷边缘呈明显的上超特征，顶部 A小层的发育范围不受峡谷边缘限制。A、B小层砂体最为发育，单层厚度最大可达100 m，是主力含气层位。

图2 研究区地层及沉积特征

均方根振幅属性显示，A小层发育侧向连续的朵叶体，其北侧可见明显的沉积物波（见图2b），为底流改造细粒浊流沉积物时形成的波痕构造[14]。B小层发育水道复合体，内部包含 5个单一水道，自南向北依次为B1—B5，单一水道宽度可达2 000～3 000 m（见图2c）。前人研究认为，研究区自南向北的南极底流将沉积物重力流中的细粒物质搬运至水道北侧，导致北侧天然堤较高，侧向限制程度增加，使得B5—B1水道逐渐向南侧向迁移[15]。

1.3 资料概况

目前研究区目的层已钻5口探井/评价井，井距大于5 km，测井资料齐全。其中有2口取心井（X-1井和X-2井），累计取心长度145 m，具有大量岩心照片、微观薄片及实验室分析化验数据。本文主要应用岩心分析化验的粒度、分选、泥质含量、钙质含量、孔隙度、渗透率等数据及测井解释的孔渗数据，开展储集层质量研究。

2 储集层基本特征

2.1 储集层岩石学特征

2.1.1 岩石矿物组成

通过对73张微观薄片和298个岩心样品的X射线衍射分析发现，储集层砂体的碎屑组分以石英和长石为主，岩屑含量低，岩石类型为长石砂岩，成分成熟度较低。岩石填隙物包括胶结物和杂基，其中胶结物以方解石为主（平均含量8.5%），少量白云石；杂基含量小于10%，平均值为3.2%，成分主要为高岭石和绿泥石，少量伊利石（见表1）。

表1 X射线衍射分析砂岩组分含量统计表

2.1.2 岩相类型

研究区海底扇岩相类型多样，主要分为富砂型和富泥型两大类。富砂型泥质含量小于10%，为颗粒支撑结构，是良好的储集层。富泥型泥质含量大于10%，常与泥岩层伴生，属于差储集层（泥岩为非储集层）。根据岩石粒度及沉积构造进一步细分为13种亚类（见图3）。

富砂型岩相是本文的研究重点。按照粒度从大到小分为砂砾岩、含砾粗砂岩、中粗砂岩、中细砂岩、细砂岩共 5种岩性（见图 3a—图 3e）。细砂岩属于低密度浊流成因，容易受到底流改造的影响，一般发育平行层理，类似牵引流的特点。其余粒度较粗的岩性属于高密度浊流或砂质碎屑流成因，不易被底流改造，主要呈块状构造。其中，中粗砂岩与中细砂岩是深水沉积环境中常见的岩石类型。少数中粗砂岩或中细砂岩可被强底流改造形成交错层理或平行层理（见图3f—图 3i）。

富泥型岩相中的变形泥质砂砾岩具有明显的变形构造，为滑动-滑塌成因；块状泥质不等粒砂岩表现为不等粒的砂质或砾质颗粒漂浮在泥质杂基中，为泥质碎屑流成因；透镜状泥质粉砂岩表现为泥质粉砂岩与泥岩层呈薄互层组合关系，为低密度浊流或泥质浊流成因；水平层理泥岩属于半远洋泥岩成因（见图 3j—图3m）。

图3 研究区下始新统各类岩相岩心照片

2.2 储集层物性特征

根据 342块样品的孔渗分析，研究区储集层孔隙度为2%～24%，主要为15%～20%；渗透率为（0.001～1 000）×10-3μm2，主要为（10～100）×10-3μm2，属于中孔中渗储集层。储集层孔隙度与渗透率呈正相关性，但相关系数仅为 0.72。交会图显示研究区储集层孔渗分布范围较大，储集层质量差异较大（见图4）。

图4 岩心孔隙度-渗透率关系图（N为样品数）

2.3 储集层孔隙结构特征

岩石薄片观察表明，砂岩孔隙类型以原生粒间孔为主，其次为溶蚀孔（占比小于10%），还有少量的微孔隙（见图5a—图5e）。孔隙直径为20～200 μm，属于中孔型；喉道类型包括缩颈型和片状，直径多大于10 μm，属于中喉型。不同类型砂岩的薄片微观显示，随着粒度的减小，孔喉分选逐渐变好。毛细管力曲线呈 3种形态，对应 3类孔隙结构（见图 5f）。中粗砂岩的平均孔喉半径最大，分布较集中，孔隙结构最好。粒度变粗时，含砾粗砂岩或砂砾岩基质的微孔喉比例明显增加；粒度变细时，中细砂岩和细砂岩的平均孔喉半径减小，且微孔喉比例增加（见图 5g—图 5i）。

3 储集层成岩作用类型

成岩作用是影响储集层质量差异的关键因素。研究区储集层经历了多种成岩作用的改造，主要包括压实作用、钙质胶结作用和溶解作用等。其中钙质胶结作用较为发育，对原始粒间孔隙影响较大。

3.1 压实作用

储集层埋深为海底面以下2 200～2 500 m，处于中成岩演化阶段，机械压实作用较强，岩石颗粒主要呈点-线接触（见图5a—图5e），压实率总体超过50%，属于中—强压实类型。机械压实作用导致储集层原生粒间孔隙体积损失超过 50%，部分样品因早期钙质胶结作用抑制了机械压实作用，使得原生粒间孔隙体积的损失小于50%（见图6a）。

图5 不同岩性的微观薄片与孔隙结构特征

X-2井泥岩压实曲线显示（见图6b），盆地尺度下的机械压实作用使孔隙度随埋藏深度增加逐渐变小。在目的层深度范围内（约100 m），孔隙度随深度变化规律不明显（见图6b）。因此，虽然压实作用使储集层孔隙度相较于原始孔隙度明显减小，但在目的层范围内，压实作用并非是导致不同样品储集层质量差异的主要变量，故不作为本文的研究重点。

3.2 钙质胶结作用

研究区胶结作用以方解石钙质胶结为主，局部可见少量石英次生加大和绿泥石胶结。来自泥岩层的富钙离子地层水进入相邻砂岩孔隙中，在碱性成岩环境下发生化学沉淀形成方解石胶结物，分布在原生粒间孔隙内，呈接触式或孔隙式胶结，导致储集层孔隙度减小。研究区钙质胶结物含量平均值为8%，总体属于中等胶结类型（见图 6e—图 6f）。局部钙质含量超过40%，形成钙质结核或钙质条带（见图 6g）。根据岩心孔渗与钙质含量的关系图（见图6c—图6d）可见，储集层孔隙度及渗透率均与钙质含量呈明显负相关关系，钙质含量越高，孔隙度及渗透率越低。因此，钙质胶结是导致研究区储集层质量差异的重要成岩作用。

图6 成岩作用对储集层质量的影响（基于岩心测试数据）

3.3 溶解作用

研究区砂岩储集层的长石含量较高，在成岩过程中容易发生溶解作用形成溶蚀孔隙，从而改善储集层质量。根据73张砂岩微观薄片的统计，储集层溶蚀孔隙比例为5%～15%，平均10%，属于中等—弱溶解类型。但是，由于目的层岩石组分（以长石含量为主）变化较小，溶解作用与该套储集层质量差异的关系较小。

4 储集层质量差异的主控因素

沉积作用是成岩作用的物质基础[3]，在外部成岩环境整体相似的情况下，研究区海底扇储集层的沉积组构、岩相差异以及成因单元特征是分析导致储集层质量差异的关键因素。

4.1 沉积组构的控储作用

沉积组构主要包括碎屑颗粒的粒度、分选及泥质含量等，并与沉积构造有关。在成岩作用较弱时，沉积组构与储集层物性具有较好的相关性[10-11]。由于研究区储集层物性受钙质胶结作用影响较大，本文选取钙质胶结作用较弱的样品进行沉积组构与储集层物性的关系分析（钙质胶结物含量＜5%）。受样品点数量限制，且储集层物性在一定程度上受控于差异压实等其他因素的影响，沉积组构与储集层物性交会图的相关系数整体偏低（小于 0.6），但仍能看出海底扇储集层的孔隙度和渗透率本质上分别受控于不同的沉积组构。

4.1.1 孔隙度受控于岩石分选性

沉积组构与孔隙度交会图显示（见图7a—图7c），孔隙度与粒度中值和分选系数的相关系数相对较高，约 0.5，而与泥质含量的相关系数较低（0.003 4）。储集层粒度越细，分选越好，孔隙度越高；粒度越粗，分选越差，孔隙度越小（见图 7a、图 7b）。这与常规牵引流沉积（如河流相、三角洲等）的规律明显不同。牵引流成因的储集层多数表现为岩石粒度越粗，分选越好，孔隙度越高[20]。海底扇储集层孔隙度本质上受控于岩石分选，较粗粒的沉积物重力流（砂质碎屑流）沉积速度较快，岩石分选较差，较小的碎屑颗粒充填到大颗粒的孔隙中，从而降低岩石的孔隙度；较细粒的沉积物重力流（浊流）沉积速度相对较慢，岩石分选较好，相应的岩石孔隙度较大。

4.1.2 渗透率受控于泥质含量

沉积组构与储集层渗透率交会图显示（见图7d—图7f），渗透率与泥质含量的相关系数相对较高（约为0.4），与粒度中值及分选系数的相关系数较低，分别为0.08和0.17。海底扇储集层的泥质含量越大，渗透率越低，与常规储集层的规律一致。泥质杂基主要通过堵塞喉道的方式降低岩石渗透率，当泥质含量超过 10%时，岩石喉道几乎被完全堵塞，无有效渗透率（见图7f）。

图7 不同岩石组构与岩心孔渗交会图（N为样品数）

4.2 岩相差异的控储作用

本文选取342个岩心样品的孔渗测试数据，按照5类储集层岩相类型（见图3）进行统计分析（见图8）。考虑到只有少数样品属于具层理构造的中粗砂岩或中细砂岩（底流改造成因），不具有统计意义，另作单独分析。

4.2.1 岩相差异控制储集层物性差异

不同岩相样品的平均孔渗统计结果显示（见图8a、图8b），块状中粗砂岩的储集层孔隙度及渗透率最好，孔隙度平均值为15.2%，渗透率平均值为45×10-3μm2，较粗的砂砾岩和较细的细砂岩储集层物性整体较差。不同岩相的孔隙度和渗透率变化规律整体一致，由砂砾岩到细砂岩均呈先增加后减小的趋势。这种物性变化规律与前文所述的在弱胶结作用下沉积组构对储集层物性的控制关系存在一定差别，主要原因是不同岩相的差异钙质胶结作用影响。

图8 不同岩相的储集层物性分布特征

岩相组合类型和岩相界面是导致不同岩相差异胶结的主要因素。中细砂岩、细砂岩、粉砂岩、泥岩多呈薄互层的岩相组合类型，在成岩过程中，泥岩中释放的钙离子容易进入相邻的（中）细砂岩相中发生钙质胶结，导致其钙质胶结物含量较高 14%～16%（见图8c），故岩石孔渗较差。含砾粗砂岩与中粗砂岩相多呈厚层连续分布的组合类型，该类型与顶底泥岩层相距较远，其钙质胶结含量较低6%～9%（见图8c），相应的岩石孔渗较好，但在厚层砂岩与砂岩的界面附近可能存在较活跃的流体流动，可形成分散状的钙质结核。砂砾岩组合类型一般分布在水道底部侵蚀面部位，其附近的流体流动一般十分活跃，因此砂砾岩普遍发生钙质胶结，其钙质胶结含量最高，可达 33%（见图8c），相应的岩石孔渗较差。

4.2.2 岩相差异控制储集层孔渗关系

孔隙度与渗透率交会图显示 5类主要岩相类型表现为3种孔渗关系（见图9a）：①块状砂砾岩、含砾粗砂岩及中粗砂岩呈现统一的孔渗关系，相关系数约0.86，孔渗较高；②中细砂岩孔渗相关系数约0.86，孔渗中等；③细砂岩孔渗相关系数约0.6，孔渗较低。与不分岩相的孔渗关系（见图4）相比，区分岩相的孔渗相关性变好，数据分布更为集中。

研究区存在少量受底流强烈改造的中粗砂岩，发育平行层理或斜层理（见图9b）。薄片微观观察分析（见图9c），其具有较好的岩石分选和较低的泥质含量，储集层质量极好，测试结果显示渗透率可接近1 000×10-3μm2，远大于块状中粗砂岩的渗透率（10～100）×10-3μm2。

图9 不同岩相的孔渗关系

4.3 成因单元的控储作用

4.3.1 沉积成因单元的类型

研究区海底扇沉积类型主要包括水道和朵叶体沉积两大类，其中水道沉积又包括水道轴部、水道边缘以及水道两侧的天然堤或溢岸沉积，朵叶沉积可分为朵叶主体和朵叶边缘。不同成因单元形成的水动力条件不同，导致其内部的岩相组合类型及相应的储集层质量存在明显差异。

根据测井解释结果（见图10），水道轴部与朵叶主体为富砂型岩相组合，主要发育厚层块状中粗砂岩相，物性最好，孔隙度为15%～20%，渗透率为（50～60）×10-3μm2；水道或朵叶边缘及溢岸部位为砂泥混合型岩相组合，主要发育薄层平行层理细砂岩，物性相对较差，其中溢岸部位的砂泥比最低，平均渗透率小于1×10-3μm2。

从渗透率的韵律特征来看，水道轴部为均质韵律（见图10a），水道边缘为复合正韵律（见图10b），水道间溢岸为指状特征（见图 10c）；朵叶主体呈复合反韵律特征（见图 10d），朵叶边缘呈反韵律特征（见图10e）。水道与朵叶沉积的渗透率韵律差异主要与两者的沉积过程有关。重力流水道底部的侵蚀作用较强，使得水道内部发育多套拼接的正韵律砂岩，因而表现为均质韵律或复合正韵律特征。重力流朵叶体侵蚀作用较弱，且伴随着朵叶体的不断前积，形成多套叠置的反韵律砂岩，多表现为复合反韵律特征。

图10 不同成因单元的储集层质量差异图（GR—自然伽马；Rt—电阻率；φ—孔隙度；K—渗透率）

4.3.2 沉积成因单元的位置

研究区两口取心井（X-1和X-2井）分别钻遇B3和B4单一水道的轴部（见图2c），两者岩相组合相似，均为厚层块状中粗砂岩。X-1井位于B3水道轴部的下游部位，X-2井位于B4水道轴部的上游部位。两口井在B小层的岩心孔渗分布特征显示孔渗关系基本一致（见图11a、图11b）。水道下游X-1井的储集层物性较好，平均孔隙度约 20%，渗透率为（50～80）×10-3μm2。水道上游X-2井储集层物性较差，平均孔隙度约15%，渗透率为（10～20）×10-3μm2。

两口井取心段的钙质胶结物含量差异不大，为5%～15%（见图11c）。水道下游X-1井的岩石分选明显好于水道上游X-2井的分选（见图11d），其中X-2井的分选系数为 1.6～2.0，X-1井的分选系数为 1.6～1.7。岩石分选的差异是导致海底扇上游与下游水道轴部储集层质量差异的主要原因。在沉积物重力流沿水道纵向搬运的过程中，底部沉积物浓度较高的碎屑颗粒先沉积，上部浓度较低的碎屑颗粒后沉积，导致沉积物重力流逐渐稀释，纵向上由碎屑流逐渐向浊流演化[21]。在此过程中，海底扇水道轴部的岩石分选程度向下游方向逐渐变好，相应的储集层孔隙度也逐渐增大，对于同一类的中粗砂岩来说，孔隙度越大，相应的渗透率也越大（见图11b）。

图11 水道轴部不同部位储集层质量差异（基于岩心数据）

4.3.3 沉积成因单元的期次

目的层发育6期复合砂体（F—A小层），底部的F小层未钻遇。测井解释孔渗参数统计分析结果表明（见图12），由E到A小层，不同期次复合砂体的平均孔隙度及渗透率均表现为向上逐渐增大的趋势，顶部的A、B小层储集层物性最好，平均孔隙度为15%～20%，平均渗透率为（30～50）×10-3μm2，为研究区的主力气层。

图12 不同小层的储集层质量差异

该沉积体主要形成于海退-低位体系域，该阶段沉积物重力流的砂泥比呈逐渐增加的趋势[22]。水道体系的早期充填阶段（F—C小层）主要发育砂泥混合型的水道序列，砂泥岩薄互层，砂地比为 50%～70%。水道体系的晚期充填阶段及朵叶体沉积阶段（B—A小层）主要发育富砂型的水道或朵叶序列，以大于50 m的厚层、较均质的中粗砂岩为特征，砂地比为 90%～95%。随着沉积体系不同演化阶段的砂泥比逐渐增加，不同期次复合砂体的平均孔渗逐渐增加。

5 海底扇储集层质量差异发育模式

综合考虑重力流沉积、底流改造及成岩作用，建立海底扇储集层质量差异发育模式（见图13）。

图13 海底扇储集层质量差异发育模式图

从沉积组构来看，海底扇储集层的原始孔隙度和渗透率分别受控于岩石分选和泥质含量。不同岩相的沉积组构与胶结强度的差别，使 5种主要岩相类型呈现3种孔渗关系，导致储集层质量特征存在差异。①3种粗粒岩相（砂砾岩、含砾粗砂岩、中粗砂岩）具有分选差、泥质含量低的特征，相应的原始孔隙度低但渗透率高，三者具有一致的孔渗关系。其中砂砾岩相位于水道底部下切面部位，钙质胶结较强，储集层物性较差；中粗砂岩位于水道中上部，钙质胶结作用较弱，储集层物性较好。②细砂岩相具有分选较好、泥质含量较高的特征，相应的原始孔隙度较高但渗透率较低。由于细砂岩相多与泥岩呈薄互层组合关系，钙质胶结较强，导致储集层物性较差。③中细砂岩的分选和泥质含量适中，钙质胶结中等，储集层物性适中。另外，局部强底流改造形成的具有层理构造的中粗砂岩或中细砂岩，其沉积组构与孔隙结构得到极大改善，储集层物性明显好于块状构造的同一岩性。

从成因单元来看，海底扇不同级次成因单元的岩相组合存在差异，控制了储集层质量的差异分布。以海底扇水道体系为例，①单一水道是最基本的成因单元，水道轴部发育厚层的富砂型岩相组合，钙质胶结总体较弱，储集层平均物性较好，但在水道底部下切面及水道内部砂岩界面附近存在相对低渗的钙质胶结条带，层内物性差异呈均质韵律或正韵律模式（见图13c、图13d）；水道边缘或天然堤发育较薄的砂泥混合型岩相组合，钙质胶结总体较强，储集层物性较差，层内物性差异呈复合正韵律或指状模式（见图13c、图13e）。②多个单一水道彼此叠置形成水道复合体，底流作用有利于水道呈逆底流方向侧向迁移，水道侧向叠置边界处容易形成相对富泥的岩相组合，物性变差，成为水道复合体内部的侧向渗流屏障；沿水道轴部向下游方向，随着砂岩分选逐渐变好，相应的储集层物性逐渐变好（见图13b）。③多期水道复合体在垂向上叠置形成水道体系，在海退-低位体系域内，不同水道复合体的砂泥比向上逐渐增加，相应储集层物性呈现向上变好的趋势（见图13a）。

6 结论

海底扇储集层孔隙度和渗透率本质上受控于岩石分选和泥质含量。在钙质含量较小的情况下，岩石分选越好，孔隙度越大；泥质含量越小，渗透率越大。

不同岩相的储集层质量差异受控于沉积组构及胶结强度。块状中粗砂岩的分选中等，泥质含量与钙质含量较低，储集层物性最好。粒度变粗或变细，储集层物性均变差；粗粒岩相、中细砂岩与细砂岩表现出3种不同的孔渗关系；底流改造有利于形成具层理构造的砂岩，其微观孔隙结构与储集层物性可得到极大改善。

成因单元控制了海底扇储集层质量的差异发育样式。水道轴部或朵叶主体的储集层物性明显好于水道或朵叶边缘以及溢岸沉积，不同成因单元表现出 5种渗透率韵律特征；由水道近源至远源方向，块状中粗砂岩的分选及物性逐渐变好；随着海退-低位体系域沉积物重力流的砂泥比逐渐增加，不同期次复合砂体的储集层物性向上逐渐变好。