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1、七、储层沉积作用,油藏地球物理,主要内容,碎屑岩储层沉积体系 不同类型盆地的沉积体系与砂体类型 碳酸盐岩储层的沉积作用,油气储层地质学是石油地质学方面的一个重要分支，是以研究石油储层的成因、演化、分布和各类储层的集合形态、岩性、物性特征及其对油气藏形成、开采的影响为主要内容的应用科学。,沉积相控制储集体的形态、规模及相互间的联系，也控制储集空间的类型，因而储层的沉积作用是储层地质学的基础。 尽管已发现在火成岩和变质岩中同样有油气分布，但绝大多数油气储层是沉积成因的。,2）过渡环境下的沉积体系： 三角洲体系；河口湾体系。 3）海洋环境下的沉积体系： 海岸体系、陆架体系、陆坡及盆地体系。 我国目前
2、已发现的油气储层大多数属大陆环境下陆相湖盆沉积的产物。但近几年，在海上和西部塔里木盆地等地区已发现了过渡环境和海洋环境下形成的碎屑岩储层。例如我国东海平湖油气田第三系的平湖组潮坪相储层和塔里木盆地东河塘组的滨岸海滩砂岩储层。,第二节中国不同类型盆地的沉积体系与砂体类型,中国不同类型盆地的沉积体系 我国陆相含油气盆地可以根据构造活动特点、气候条件等划分为潮湿带拗陷盆地、潮湿带和过渡带断陷盆地、干旱带拗陷盆地和干旱带断陷盆地，盆地类型不同，储层沉积体系各有特色。,潮湿带坳陷盆地位于潮湿气候带，这类盆地水系发育，物源丰富，盆地开阔，地形坡降小，盆地稳定沉降，主要沉积体系是沿盆地长轴方向发育源远流长的
3、主干河流，沉积平原广阔，在湖盆浅水区形成三角洲砂体，浊流沉积也有分布（图119）。潮湿带坳陷盆地以早白垩世松辽盆地和晚三叠世至早侏罗世鄂尔多斯盆地为代表。 松辽盆地面积约26万km2，四周为山地和丘陵，其西侧为古大兴安岭山地，东侧为长白丘陵。盆地轴向北北东，盆地西侧较陡，南北次之，东部最缓，发育三个主要沉积体系，最主要为北部沉积体系，该沉积体系由冲积扇、辫状河、曲流河、三角洲、半深湖及深湖沉积组成，分布面积达 44270km2，松辽盆地的主要油气储量即蕴藏其中。盆地西南发育保康沉积体系，其内部结构特征与北部沉积体系类似，但规模较前者小，为23600km2。西部为英台沉积体系，由于坡降较大，砂体
4、接近物源区，又面临深水区，水上沉积部分随着湖水的进退，其范围有较大变化，形成辫状河三角洲或扇三角洲沉积。,潮湿带与过渡带断陷盆地以渤海湾盆地为代表（图l20）。渤海湾盆地北起下辽河地区，南至东濮凹陷，南北长1080km，北部毗邻东北潮湿带，南部靠近南方干旱带，处于亚热带的湿暖潮湿到半干旱过渡带，这类盆地北部雨水充足，植被繁茂，一些层位出现含煤沉积，南部雨水较少，蒸发量大，出现盐类沉积，但盆地周围都有常见水系发育，输入大量碎屑物质，形成有特色的断陷盆地沉积体系。 断陷盆地有近物源、多物源和多种沉积体系的特点，每一个凹陷就是一个沉积单元。断陷盆地由于受古地形和后期剥蚀作用的影响，沉积体系相带发育常
5、不完整，有以三角洲为骨干的沉积体系，有以扇三角洲为骨干的沉积体系、以近岸水下扇为骨干的沉积体系、以浊流沉积为骨干的沉积体系、以浅水滩坝及生物礁为骨干的沉积体系和冲积扇一河流体系。,干旱带坳陷盆地位于我国西部，如第三纪的柴达木盆地（图121）、塔里木盆地和酒西盆地，这些盆地处于亚热带中部，在高压气团控制下，气候干燥炎热，雨水少而集中，植被稀少，水系多为间歇性，稳定湖区面积占盆地总面积的比例小，水上沉积和浅水沉积占主导地位，沉积特征除受气候影响外，也明显受地形控制。例如柴达木盆地，南为昆仑山，西北为阿尔金山，东北为祁连山，各个物源区控制的沉积体系有较大差别。,干旱带断陷盆地以江汉盆地为代表（图12
6、2）。江汉盆地潜江凹陷物源区及水系主要来自北部和西部，盆地北陡南缓，西北高，东南低，故盐类沉积偏于东南，碎屑物质多见于西北部，盆地东部为半封闭一封闭区，自北向南依次出现小型三角洲砂体、深湖（范围较小）浊流沉积、浅水盐湖滩坝沉积、浅水膏盐及泥质沉积。西部开阔湖自北向南依次出现三角洲砂体一半咸水湖滩坝一半咸水滨浅湖泥质沉积。小型三角洲砂体及滩坝砂体是主要储层。,碎屑岩储层砂体类型,在冲积扇体系中，几乎所有的部位都可能成为储层，但其主要储集体是中扇的辫状河道冲填砂体，泥石流、筛积物和席状漫流砂体体积较小，难以构成主力储层。 在河流体系中，辫状河道及其相关的砂坝是有利的储集部位，曲流河体系中的点坝砂体
7、是人们提及最多的一类砂体类型，网状河道冲填形成的鞋带状砂体被人们越来越重视，河道间的决口扇砂体尽管体积小，分布有限，也可能具有一定的储集能力，在岸后沼泽和湖泊等洼地地区，可能形成一些小型的冲积扇或微型三角洲砂体，在油田开发后期，认识这类小型砂体显得十分有用。,三角洲上最有利的储集体是分流河道和河口砂坝，远端砂坝具有一定的储集能力，前缘席状砂可以成为良好的储层，这些有利储层分布于三角洲平原和前缘地带。 湖泊滩坝是一种良好的储集砂体，但难以构成大的油田，近岸冲积扇、扇三角洲以及其它河流和三角洲砂体都将对湖盆中的油气储集做出卓越的贡献。 滨岸海滩体系中的海滩岩及风成砂丘是十分优秀的储集砂体，障壁岛本
8、身是由粗粒碎屑构成的，理应具有良好的储集性能，除此之外，在障壁海岸体系中的冲溢扇、进潮口附近的涨潮和落潮三角洲也可能构成有用的储集砂体，在潮坪上发育的大小潮汐通道冲填物是油气储存的有利场所。,陆架上呈毯状分布的潮流砂脊体系及风暴流沉积已被证明具有良好的储集能力。 陆坡和深海的切谷峡谷冲填常常以粗粒沉积物为主，来自深水生油岩的油气将优先进入其中的大型孔隙空间，重力流沉积形成的海底扇和湖底浊积扇是油气储集的有利场所。 风成沙漠沉积形成的风成砂丘可能具有最好的储集性能。目前已有一些风成砂丘储层的报道，但仍然不多，其原因是因为它们的分布并不广泛，且与生油岩的关系不密切。 目前尚无冰川沉积物作为油气储层
9、的报道。,陆相盆地碎屑岩储层砂体类型,冲积扇、河流、三角洲、扇三角洲、近岸水下扇、滩坝、深水扇、风暴沉积等几种类型。,不同类型盆地中，砂体发育的程度有所不同，大型坳陷型盆地主要发育有冲积扇群带、辫状平原带、曲流河冲积平原带、三角洲分流平原带、三角洲前缘带、前三角洲浊积砂体带和深湖薄层席状浊积砂带。断陷盆地以发育各类粗碎屑储层为特色，在其陡坡带，毗邻山系或高地常发育冲积扇、扇三角洲或近岸水下扇，在其缓坡带可发育由辫状河形成的三角洲，在其轴向部位可以发育由低弯曲率曲流河形成的三角洲，在深水区发育浊积砂体，在湖湾区常形成沿岸滩坝砂体。,1冲（洪）积相砂体 alluvial sandbody,准噶尔盆
10、地西北缘三叠纪的洪积扇砂砾岩体是克拉玛依油田的主要储层，冲积扇相带中主槽、侧缘槽、辫流线的储油物性较好，是油气聚集的主要部位，但非均质性严重，不同相带具有不同的油水运动特点。,2河流相砂体 fluvial sandbody,河流成因类型的砂体是重要的油气储层，按河流类型可分为辫状河、低弯度曲流河、中等弯度曲流河、高弯度曲流河、顺直型分流河道砂和限制性河谷冲填砂体。,（1）辫状河砂体,渤海湾盆地黄晔拗陷港东油田上第三系馆陶组油层属此类型。 济阳坳陷胜蛇油田沙二段辫状河道砂体（图123）以中、粗砂岩为主，含细砾、砂岩层理发育，可见高角度板状、槽状交错层理，但多数为低角度（士50 ）交错层理，河道砂
11、岩单层厚度3 8m，垂向河道砂体密度 25. 9 33. 3，砂体平面上呈窄条带状分布，单砂体最小宽度200m，宽者达400一600m。,（2）低弯度曲流河砂体,以松辽盆地萨尔图油田西部葡I2-4层为例（图124），此类砂体具有明显的向上变细层序，由底部冲刷面开始，其上为含砾中砂岩一中砂岩一细砂岩一粉砂岩一灰绿、紫红色泥岩，下部含大型槽状和板状交错层理（斜层倾角150300），中部含小型槽状交错层理，上部含有波痕纹层及水平纹层，层序下部除源区砾石外，含大量泥砾，说明古河流具较强冲刷能力。,（3）中等弯曲度曲流河砂体,黄骅坳陷港东油田上第三系明化镇组明III、IV油组砂体主要由细砂岩组成（图12
12、5）。垂向层序具明显向上变细的点坝层序，冲刷面上普遍发育滞留砾石，砾石主要由灰绿色泥砾组成，粒度自下而上由滞留沉积一中砂岩一粉砂岩一及绿色泥质粉砂岩与薄层泥岩瓦层。下部含大型槽状交错层理和板状交错层理，向上变为小型槽状交错层理和波浪纹理，上覆层和下伏层为泛滥平原泥岩。,完整点坝层序的砂体厚度69m，根据小层对比，曲流带宽度上限为600m左右，下限小于300m。以完整点坝层序估计古河宽30120m，曲流带宽约为河宽的6100倍，小型河流曲流带宽度下限仅180m左右，曲流带砂体宽厚比约为3070倍。,（4）高弯度曲流河砂体,松辽盆地大庆油田姚一段匍I1+2油层属于此类（图126），河流砂体沉积区距
13、源区约200km，坡降0.40.5mkm。 岩性组合具明显完整的粒度向上变细层序，底部为冲刷面，其上为含砾中砂岩，含磨圆泥砾、中砂岩、细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩和紫红、灰绿色泥岩，下部为规模较大的板状或槽状交错层理，其规模向上变小，并转变为波痕交错纹层、平行纹层和块状层理的顶层亚相。,（5）顺直型分流河道砂体,以松辽盆地萨尔图油田姚二、三段中部为例（图127），粒度总体呈下粗上细，但与曲流河道砂体不同，其粒级不是均匀向上变细，而是下部粗段较厚而均匀，上部粒级很快变细变薄；或下部粗段较薄，而上部细粒级较长，显示明显的不对称性。前者反映河道快速废弃的特点，后者反映分流河道慢速废弃充填的特征，不同时
14、间单元的顺直型河道砂体有较强的继承性，形成多层式厚砂层。单砂体厚35m，多层叠加厚砂体可达10m多。砂体侧向尖灭很快，河道砂岩很快相变为泥质岩，砂体宽度100150m，少部分砂体可达300400m，宽厚比约为20一40。,(6)限制性河谷网状河道砂体,陕甘宁盆地下侏罗统富县组至延10层属于这一类型（图l28）。沉积层序特征总体呈下粗上细正旋回，下部砾岩、砾状砂岩为主，往上渐变为含砾砂岩或粗中砂岩，这一正旋回又由若干正韵律组成，每一个小韵律底部粗，向上变细，但差别不大。溢岸沉积厚度很薄，说明该河流砂体是在突发性洪泛下在河谷内填积而成，几乎不见层内泥砾，说明岸质较为坚固。限制性河道砂体呈带状，由于
15、下降和填积保持平衡，砂体厚度可以几倍地超过河流深度，因而砂体宽厚比远小于河流宽深比，很难用河流宽深比预测砂体宽度。,3三角洲砂体 delta sandbody,三角洲砂体在垂向上形成两种层序，一种是水退期沉积层序，自下而上由前三角洲带一三角洲前缘带一三角洲平原带组成反旋回层序；在水进阶段，垂向剖面上出现正旋回，前三角洲带覆盖在三角洲前缘带之上，两者交替出现，形成多旋回沉积特征。在水进背景下，当碎屑物质供给速度大于湖侵速度时，碎屑物质向湖推进，在垂向上形成反旋回层序。,4近岸水下扇砂体 subfan sandbody in shore,主要发育于湖盆水进阶段，分布于盆地陡坡带。在断陷盆地边界，大
16、断裂下降盘呈楔形体插入湖相沉积之中，该楔形体一般分为扇根、扇中和扇端三部分，岩石粒度粗，包括砾岩、砂砾岩、含砾粗砂岩、中砂岩和细砂岩。主要层理类型有块状层理、平行层理、斜层理、递变层理和波状层理等，近岸部分以块状层理为特征，其次是斜层理和平行层理，向湖方向递变层理比例增加。近岸水下扇碎屑物的沉积方式以牵引流和重力流两种方式搬运。在不同地区的近岸水下扇，上述两种搬运方式的比例各不相同，当砂体主要部分位于浅水区，牵引流方式占主导地位；当砂体主要部分位于深水区，以重力流方式搬运为主，则称近岸“浊积扇”。,5深水扇砂体,深水扇砂体除见于陡坡外，还包括来自浅水区沉积的滑塌浊积砂体，缓坡带具供给水道的远岸
17、砂体和水道型砂体，这些砂体毗邻生油区，是有利的储集砂体。,6滩坝砂体,湖滩砂岩以薄砂岩层和泥岩的频繁互层为特征，没有显著的粒序变化，呈席状，分布面积较大。沿岸坝砂的垂向层序为厚层砂岩与泥岩不等厚互层。如果形成于水退阶段，则具反旋回特征，其下伏层为浅湖泥质沉积，上覆层为湖湾沼泽。有形成于水进阶段的，则呈正旋回层序（图129）。 滩坝砂体具有较高的成分成熟度和结构成熟度，是良好的油气储层。,7风暴砂体,风暴沉积在我国各油田已有报道，以二连盆地阿南凹陷下白垩统腾格尔组一段下部亚段的风暴沉积为例，其风暴沉积层序厚0.6m，自下而上为：1）滞留沉积段，粗碎屑呈涡状分布，并具齿形片砾屑；2）为灰白细一粉砂
18、岩，发育丘状交错层理，由泥质和碳质显现纹层；3）灰一暗灰色含泥粉砂岩，具波纹层理，缓斜坡状一上攀纹理及浪成波纹；4）为暗灰色泥质粉砂岩，具波纹层理，断续，发育直立潜穴，潜穴向上变小但数量增多，并过渡为表面迹；5）灰黑色泥岩，隐显水平纹层，与下伏地层突变接触。风暴层序的五个层序段代表了风暴生长、满风暴、风暴滞留、风暴衰退与后风暴五个阶段。,三 碳酸盐岩(Carbonate rock)储层的沉积作用,储层的概念是相对的，碳酸盐岩均可能成为储层。要讨论一般碳酸盐岩的沉积作用，先要了解碳酸盐岩的形成机理，它与碎屑岩沉积有哪些不同？这是研究碳酸盐岩储层必须首先树立的概念。 碳酸盐岩层能否成为储层或储集性
19、能的好坏与沉积作用关系重大，而且成岩作用也与沉积环境关系密切。因此，了解碳酸盐岩沉积环境和在古代岩石中如何应用这些环境标志也即沉积相标志来识别它们是极为重要的。,碳酸盐岩沉积模式可以帮助我们很好地理解、预测碳酸盐岩沉积环境，预测有利的储集层段和储集区块。 近年来，层序地层学（ Sequence Stratigraphy)研究已在世界范围内展开，并取得了丰硕成果，层序地层学能将露头、钻井、地震资料很好地结合起来，能把台地、斜坡、盆地不同的沉积联系起来，是从整体把握碳酸盐岩储集体的得力手段。由于研究碳酸盐岩储层最终必须落实在储集空间上，因此，在本节将简要地讨论不同沉积环境下原生孔隙的类型及其它们在
20、储集油气方面的意义。,(一) 碳酸盐岩的形成机理,碳酸盐岩的形成有其独特的条件和机制，这表现在以下几个方面： 1碳酸盐岩沉积作用基本上是化学的 古代碳酸盐岩主要由方解石和白云石组成，现代碳酸盐岩沉积物主要由文石、高镁方解石组成。文石和高镁方解石主要是水中的 Ca2+、 Mg2+、CO32-等在一定的物理、化学条件下结合而成的。因而碳酸盐岩沉积受到形成介质条件的强烈制约。如河水 、海水、温度等。,2生物在碳酸盐岩形成过程中起着重要的作用,在碎屑岩中，生物的活动对其物质来源、结构构造等几乎没有影响，而在碳酸盐中却恰恰相反，这表现在以下几个方面。,（1）生物可直接产生灰泥 灰泥是碳酸盐的重要组成部分
21、，除直接的化学沉淀外，生物是灰泥的重要来源。泥级的钙质生物超微化石本身就是灰泥；生物的排泄物可产生灰泥；破碎后生物骨骼的磨蚀也可产生灰泥。,（2）生物可提供生物碎屑颗粒 生物碎屑是碳酸盐颗粒的重要组成部分。各种门类的生物几乎都可提供不同的生物碎屑。比如介形虫灰岩、有孔虫灰岩、棘皮灰岩等。,（3）生物能形成巨大的碳酸盐生物礁和生物丘 生物礁和生物丘都是极为有利的碳酸盐储集层，因此受到石油地质学家的特别重视。生物在造礁和造丘过程中起着决定性的作用，现代的造礁生物以珊瑚虫为主，故称珊瑚礁。但在古代，造礁生物远不止珊瑚虫，归纳起来大致有蓝藻、红藻、海绵、水螅、层孔虫、苔藓虫等。在我国，从震旦纪到第三纪
22、的所有地层中几乎都已发现生物礁，其类型丰富，特征明显。,3碳酸盐岩沉积在平面上受纬度控制，纵向上受深度控制,由于钙质生物及碳酸盐的化学沉淀作用受光照、温度、水体清洁度和PH值影响，故现代碳酸盐沉积物在平面多布于南北纬30o以内的低纬度地区。而纵向由于受碳酸盐补偿深度（Carbonate Compensation Depth 简称CCD）的影响，在该深度之下就已不存在当地的碳酸盐沉积，但可能有重力流搬运而来的异地碳酸盐沉积。,4碳酸盐岩颗粒大小不能直接反映沉积时的能量,在碎屑岩中，颗粒的大小能直接反映沉积时的能量，因此碎屑岩沉积过程中颗粒与水体的关系用水槽实验的结果加以解释，如速度一粒径一深度关
23、系等。而碳酸盐岩则不然，颗粒大小受沉积时的水动力强弱影响，也受生物影响。比如核形石、藻团块、生物碎屑等，其颗粒可以很大，可达到中一粗砾级或更大，但其所代表的水动力能量可能还不及分选良好的砂屑灰岩的能量强。在碳酸盐岩中，能量强弱更重要地反映在颗粒的分选性、含量、胶结物的多少、生物碎屑的破碎程度等方面。因此，水槽实验成果对解释碳酸盐的沉积过程是没有帮助的。,上述几方面是碳酸盐岩与碎屑岩沉积的重要区别，其它如矿物成分等方面也有区别。 碳酸盐岩与碎屑岩也有共同之处。首先它们都是在表生条件下的水介质中发生沉积，除河流外，能形成碎屑岩的地方几乎都能形成碳酸盐岩。因此，无论是研究碳酸盐岩或碎屑岩，都需要了解
24、各种沉积环境，如湖泊、滨海、浅海的物理、化学岩和生物条件。另外，研究碳酸盐岩和碎屑岩的方法程序也差不多，成岩作用、储层储集空间及其演化的研究也很类似。,（二） 碳酸盐岩 沉积环境和沉积模式,碳酸盐岩沉积环境首先可分为海洋和非海洋两大类，非海洋环境主要指湖泊。 按海水深度和碳酸盐岩形成机制的差别，海洋环境可分为滨海、浅海和深海（相当于图130中的内陆架、外陆架和深海），这样的划分多适用于现代碳酸盐岩沉积研究。也可以分为台地、斜坡和盆地。台地大致与滨海相当，斜坡和盆地大致与浅海和深海相当。后一种划分特别适用于对古代碳酸盐岩研究。近年来，有人还将斜坡进一步分为缓坡与陡坡两类，且缓坡沉积正日益受到重视。,