梨树断陷苏家屯地区营城组沉积特征

杨特波，王宏语，樊太亮，刘振华，郝悦娟，魏 源，杨 帆

(1.中国石油长庆油田分公司，陕西西安710021; 2.中国地质大学能源学院，北京100083;3.河北工程大学资源学院，河北邯郸056038)

近年来，围绕梨树断陷中央构造带、东部斜坡带和北部斜坡带中东部等地区探明了众多油气田(图1)，油气勘探成果丰硕;而对于其北部斜坡带西部苏家屯地区的勘探研究尚浅。自皮家气田的发现、L2 井与SW33X 井(2011年)在营城组获得重大油气突破之后，苏家屯地区营城组的勘探研究突显其重要意义。沙河子组—营城组是梨树断陷主要的烃源岩地层［1-2］;同时，研究区分布于沙河子组—营城组的断层活动于烃源岩成熟生烃之前［3-4］，烃源岩生烃期，断层不具有垂向输导作用，有利于侧向封堵成藏［4］;并且，由构造演化可知，苏家屯-皮家地区沙河子组—营城组等深部油气藏受嫩江末期及后期构造运动影响微弱，原生油气藏保存条件良好［5-6］。所以，营城组具有形成自生自储原生油气藏以及地层岩性等隐蔽油气藏的良好条件。因而，对苏家屯地区的营城组沉积相展布及演化特征的研究对该区深部营城组寻找大油气田具有非常重要的意义。

图1 梨树断陷油气田分布与苏家屯地区构造位置Fig.1 Location of Sujiatun area and oil-gas field distribution in the Lishu Rift

1 地质概况

梨树断陷位于松辽盆地东南隆起区，为断坳叠置型复合盆地，面积近2 300 km2，基底最大埋深愈万米［7］。盆地下部是受西边界弧形断裂(桑树台大断裂)所控制的总体为西断东超的箕状断陷，发育上侏罗统火石岭组(J3h)、下白垩统沙河子组(K1sh)、营城组(K1yc)和登娄库组(K1d);上部为统一的坳陷地层沉积，发育中白垩统泉头组(K2q)、青山口组(K2qn)、姚家组(K2y)、嫩江组(K2n)。对于下部断陷期，又分为初始裂陷期——火石岭组(J3h)、快速裂陷期——沙河子组(K1sh)与营城组(K1yc)、裂陷萎缩期——登娄库组(K1d)［4］。其中快速裂陷期沉积了梨树断陷主要的烃源岩层系地层。

苏家屯地区位于梨树断陷北部斜坡区西部(图1)，其营城组沉积期地貌为一个北高南低并向东南桑树台洼陷和西南苏家屯次洼陷倾覆的斜坡;区内发育皮家同沉积走滑断裂;地层从J3—K2发育齐全。研究区共经过4 次构造运动即火石岭组沉积末期、营城组沉积末期、登娄库组沉积末期、嫩家组沉积末期构造运动改造。其中，营城组沉积末期、登娄库组沉积末期构造运动对地层展布改造强烈，褶皱幅度较大、断裂发育［6］。并且，营城组沉积末期构造运动对营城组沉积末期地层展布和沉积相的发育及演化特征具有重要的意义。

营城组是研究区最重要的烃源岩层和深部油气储集层。营城组沉积期梨树断陷沉降速率较大，达到180～370 m/Ma，物源供给相对不足，梨树断陷整体上形成一个欠补偿的深湖、半深湖沉积环境［8］。然而，苏家屯地区地处断陷北部的上倾斜坡上，是主要的物源过路区，深湖-半深湖相泥质岩沉积厚度有限，主要发育为滨浅湖与辫状河三角洲沉积体系。另外，苏家屯-皮家地区南部由于位于构造斜坡较陡部位，三角洲沉积体系向南一直延续至深洼陷区［9］，三角洲相砂体连续、叠片发育。

2 沉积微相类型识别

研究区营城组砂岩主要以石英长石砂岩和岩屑长石砂岩为主，且多为细砂到粉砂岩，仅在坡上靠近物源的SN139 井区岩心中发现含砾细砂岩和粗砂岩。砂岩中长石、岩屑含量高，成分成熟度中等，分选中等-较差，磨圆一般，总体上具有快速堆积的特征。经薄片镜下观察，碎屑颗粒中石英含量为40.4%，长石含量为38.5%，岩屑含量为21.1%。填隙物主要是泥质和方解石等碳酸盐矿物［10］。营城组下部为大套的深-浅湖相泥岩，泥岩颜色以灰黑色、黑色为主，为本区最主要烃源岩;向上逐渐变为灰绿色、灰色泥岩，部分井区出现棕红色泥岩。在营城组中、上部，发育多套分流水道滞留沉积的含砾细砂岩，其中普遍含有水道冲刷带起的泥砾。滞留沉积砂体向上迅速变细，单层厚度薄，一般小于2～3 m。反映沉积期能量较强，砂体沉积速度快，且与稳定期泥岩层快速交替。

根据研究区岩心特征、录井资料和测井曲线特征、单井岩相组合特征的分析，发现研究区主要发育湖泊相和辫状河三角洲相，并进一步识别出分流河道、水下分流河道、水下分流间湾、河口坝、远砂坝、席状砂、泥坪、滩坝等8 种沉积微相。主要沉积微相的识别标志如表1。

3 层序划分与沉积相特征及演化

本文采用以基准面为参照面的高分辨率层序地层分析方法［11-14］，通过沉积作用转换面的识别［15-17］，将研究区营城组自下而上划分为SQ5 和SQ6 等2 个三级层序，6 个四级层序沉积旋回。以2 个四级短期半旋回组合为一个砂组，水泛泥岩为界，共划分为7 个砂组;以最大水泛面和主要水泛面为界自下而上分为4段(图2)。在单井高频层序划分基础上，通过选取对标准特征井(SW31 井)的沉积相和沉积微相特征分析，对营城组内部的沉积相纵向演化进行研究。并根据高分辨率层序地层的对比原则，开展骨干剖面钻井的短期旋回对比和沉积微相分析及全区沉积微相平面分布研究。

研究指出，营城组下部营一段以退积-加积为主，广泛发育湖泊相及其各种微相;从营二段开始，以进积为主，辫状河三角洲前缘相广泛发育，并以水下分流河道微相和分流间湾微相为主，河口坝也有发育，河道砂体厚度薄，多为3～5 m，交替频繁，垂向组合呈多期河道砂体叠置。营三段以加积为主，营四段以加积-退积为主。营一段最大水泛之后，在营二段初期的测井曲线SP 和GR 上出现明显的低值突变，表现为明显的“台阶”，这是营二段初期大面积湖退，砂体进积在湖相泥岩之上的岩性突变面的反映，如SW31 井上2 910～2 915 m 之间的岩性突变冲刷面，这个“台阶”在全区可以对比。

对连井沉积相剖面图的分析可知(图3)，苏家屯-皮家地区在横向上地层和砂组主要表现为中间地区(SW33X 井区和SN132 井区两支主河道)厚、两边地区(L2 井区和SW32 井区)薄;自营二段向上，中间地区主要发育水下分流河道微相，表现为主河道叠置地区;而两边地区多发育为河口坝、远砂坝和湖相泥沉积，表现为边缘相。沉积相自下而上演化特征为:营一段由南向北总体上大范围湖侵，发育了两套浅湖、半深湖泥岩沉积和期间小范围湖退沉积的三角洲前缘外扇沉积，且以外扇远砂坝和滩坝微相为主，相当于SG1-SG2砂组;营一段末期湖侵范围达到最大。营二段早期开始出现大面积的湖退进积体系，三角洲前缘相带由此在北部斜坡带广泛发育，以水下分流河道和分流间湾微相为主，相当于SG3 砂组。营二段后期无大范围的湖侵和湖退，只是高频振荡，前缘相与湖相在北坡交替沉积，前缘相以水下分流河道微相、分流间湾和河口坝微相为主，相当于SG4 砂组。在营三段中后期出现部分辫状河三角洲平原沉积，以分流河道微相为主，相当于SG5 砂组。之后，由于营城组沉积末期构造运动使研究区北部抬升，营四段开始出现沉积体系向湖盆内快速推进，沉积体系北部被大范围快速剥蚀，大面积平原相带被剥蚀(SG6 和SG7 砂组)，主要发育水下分流河道、分流间湾微相和残留的分流河道微相砂体。

4 沉积微相平面展布与有利储集相带

研究区营二段SG3 砂组为营城组初次大规模的湖退进积沉积体系，砂体发育厚度大，坡上大面积分布水下分流河道微相，是营城组砂体展布面积最大和厚度最厚的砂组;且其沉积于营一段大套烃源岩之上，是最有利的油气储集层。根据SG3 砂组在各个单井沉积微相和连井沉积微相发育特征，并使用属性聚类分析剔除断层影响之后结合平面地震属性图［18-19］，勾画出了沉积微相平面展布(图4)。

砂体沉积微相特征从微观上控制了砂体的成分、粘土矿物特征、孔喉渗透率变化［20］，砂体的成分、粘土矿物特征又在一定程度上控制着储层的成岩作用;成岩作用也反过来对孔喉渗透率有影响［21-22］。这些因素共同控制了苏家屯-皮家地区油气聚集的有利储集相带［23］。首先，研究区营城组埋藏深，经过了压实、胶结、交代和溶解作用［24］。由于其储层的成分成熟度和结构成熟度较低，机械压实作用使得颗粒间的原生孔隙极度减小或丧失。其次，储层砂岩中长石、岩屑和碳

酸盐胶结物等不稳定可溶组分多，溶蚀作用溶解砂岩中的不稳定组分，可形成大量次生孔隙，改善储层孔隙及喉道的大小和连通性［25-26］。营城组平均孔隙度为8.2%，平均渗透率为0.24 ×10-3μm2，总体上属于低孔、低渗储层［26］。所以，营城组砂岩中溶解作用形成的次生孔隙发育带决定了其有利储集相带的发育。因此，沉积微相通过控制砂岩成分，进而影响成岩作用次生孔隙的发育，从而控制有利储集相带。

表1 苏家屯-皮家地区营城组沉积微相类型及识别特征Table 1 Types and characteristics of sedimentary microfacies in Yingcheng Formation in Sujiatun-Pijia area

图2 苏家屯地区SW31 井营城组高频层序与沉积相分析Fig.2 Analysis of high-frequency sequences and sedimentary facies of Yingcheng Fornation in Well SW31 in Sujiatun area

图3 苏家屯地区L2—SW33X—SN132—L3—SW32 连井高频层序与沉积相对比剖面Fig.3 Correlation profile of high-frequency sequences and sedimentary facies across Well L2-SW33X-SN132-L3-SW32 in Sujiatun area

图4 苏家屯地区SG3 砂组沉积微相展布Fig.4 Distribution of sedimentary microfacies of SG3 sand group in Sujiatun area

辫状河三角洲前缘水下分流河道与河口坝微相等以细砂岩为主，石英、长石等刚性颗粒含量高，机械压实后为点接触或线接触，保存有部分原生孔隙;且距离生烃区近，后期油气注入储层后占据孔隙空间，改变了孔隙介质的地球化学环境，能够使胶结作用和矿物的形成、转化受到抑制甚至停止［27］。另外，原油中携带有一定数量的有机酸，有机酸进入储层后溶解于孔隙水中使孔隙水的pH 值降低，促进了长石和岩屑的溶解以及次生孔隙的形成［25-27］。因此，前缘水下分流河道、河口坝微相发育区为研究区最有利储层［28-29］。另外，研究区在营城组沉积末期与登娄库组沉积末期的两次构造运动中形成了多处构造鼻［6］，鼻状构造背景配合先期水下分流水道微相砂体在上倾部位容易形成构造-岩性圈闭。辫状河三角洲平原分流河道微相以含砾细砂岩和粗砂岩为主，配合后期鼻状构造背景，在砂体上倾部位同样可形成构造-岩性圈闭［29］。但是由于分流河道砂体泥质和塑性岩屑含量高，压实后充填堵塞孔隙，原油及有机酸进入困难，长石和岩屑的溶解有限，次生孔隙发育有限，所以储层性能一般。前缘远砂坝、席状砂和滨浅湖滩坝微相以粉砂岩、粉砂质泥岩为主，这些部位的砂岩常常与湖相泥岩直接接触，泥岩中富含HCO-3的压实水能轻易地运移进去并形成碳酸盐致密胶结层［30］，砂岩绝大多数孔隙和喉道被碳酸盐胶结物或假杂基化的塑性颗粒充填(如SN138 和L2 等井下部岩心泥岩裂缝中方解石充填，砂岩薄片铁方解石胶结)，物性很差，通常为致密储层，储集性最差;但是因为此类砂体往往被相邻泥岩生油层包围，从而易形成砂岩透镜型圈闭，再配合后期构造裂缝的改造容易含气，具有一定的前景。

5 结论

1)研究区营城组可化分为4 段、6 个四级层序和7 个砂组。自下而上的沉积相演化特征为:营一段主要为湖侵过程，以退积-加积为主，发育滨浅湖和半深湖相;营二段大面积湖退，以进积为主，发育大范围三角洲前缘亚相;营三段发育较小的水进水退交替旋回，以加积为主，发育三角洲前缘亚相、滨浅湖相和部分平原亚相;营四段以加积-退积为主，发育前缘亚相和平原亚相。

2)沉积微相展布特征表明:主要有两支主辫状水道——皮家断裂以西SW33X 井区和断裂以东SN139井区，向水下延伸分为多支辫状水下分流河道入湖;以远砂坝和席状砂微相的分布作为辫状河三角洲的延伸范围边界。

3)沉积微相影响成岩作用并控制有利储集相带。前缘水下分流河道和河口坝微相发育区为最有利储集相带，三角洲平原分流河道微相发育区次之;配合后期鼻状构造，有利于形成构造-岩性圈闭。远砂坝、席状砂和滨浅湖滩坝微相储集性能较差，亦可形成砂岩透镜体圈闭。

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