歧口凹陷沙一下亚段斜坡区重力流沉积与致密油勘探

蒲秀刚，周立宏，韩文中，陈长伟，袁选俊，林常梅，柳飒，韩国猛，张伟，姜文亚

（1.中国石油大港油田公司勘探开发研究院；2.中国石油勘探开发研究院）

0 引言

沉积物重力流是沉积物-流体混合物在重力作用下整体顺斜坡向下运动、以悬移方式搬运为主的高密度非牛顿流体流动，又称密度流和块体流。自20世纪50年代浊流理论建立以来，尤其是随着近10年来高精度三维地震、海底声呐技术的广泛应用，无论是重力流概念、类型划分及识别标志、搬运机制、沉积模式等理论认识方面，还是油气勘探实践方面均取得重大进展[1-12]。在对陆相盆地深水重力流的研究中，认识到大型陆相湖盆中发育与陆坡相似的坡折带[13-15]、重力流沉积在斜坡中低部位—湖盆中心广泛发育，并提出了“断坡控砂”、“坡折控砂”机制及湖底扇模式、槽相模式等多种重力流沉积模式[16-18]，进一步丰富了重力流沉积理论。

歧口凹陷是渤海湾盆地典型的富油气凹陷，经过近50 a的勘探开发，地层-岩性油气藏、非常规油气等已成为增储上产的主攻方向，尤其是2007年以来，歧口凹陷西南缘湖相碳酸盐岩型致密油勘探取得重大突破，新增三级储量近1×108t，斜坡区—主凹区以远岸水下扇为主要勘探目标的沙一下亚段（Es1x）新增三级储量超过2×108t，其中致密油气占1/3以上，展示了非常规油气良好的勘探前景。前人多着重于歧口凹陷盆地构造、坡-折体系及湖相碳酸盐岩等基础性研究[15,19-24]，对斜坡区及盆地中心的重力流沉积及其相关的致密油气勘探尚缺乏系统性研究及总结。本文在350 m/12口井岩心观察、54口井测录井分析、410块岩石薄片观察及其他化验分析数据（包括 978个样品点/35口井物性分析、250个样品点/10口井粒度分析、130个样品点/8口井TOC数据及压汞数据、试油数据、地层温度及压力数据等）基础上，对研究区重力流沉积特征、沉积体系分布、致密油形成条件及特征进行了研究，以期为研究区斜坡低部位及凹陷区岩性油气藏与致密油气勘探提供地质认识支撑。

1 研究区地质背景

歧口凹陷为渤海湾盆地次级断陷构造单元，属古近纪以来形成的新生代陆内伸展湖盆，主体位于渤海湾盆地中心，周边被燕山褶皱带、沧县隆起、孔店凸起、羊三木凸起、埕宁隆起及沙垒田凸起围限（见图1）。歧口凹陷经历了古近纪裂陷期和新近纪裂后热沉降两个构造演化期，形成了现今 1个主凹、多个次凹、凹凸相间的构造格局。受主凹强烈持续沉降的影响，各次凹向凹陷中心倾覆，形成大面积分布的斜坡构造，各类斜坡区占全凹陷面积 70%以上。受古构造、古物源及沉积作用的共同影响，断陷湖盆斜坡区发育多类型多级坡-折体系，坡折带既是物源水下供给通道又是可容纳空间分布区，对沉积相展布、砂体发育具有重要控制作用[15]。

图1 歧口凹陷古近系斜坡带坡折体系发育区示意图

Es1x发育于歧口凹陷裂陷期Ⅱ幕，该时期构造活动再次加强，同时叠加了南北向走滑断裂系，使得研究区断层异常发育[25]；随着湖盆的缓慢沉降，水体逐步加深，湖盆面积逐渐扩大，但物源供给较充足，湖盆中心Es1x沉积厚度可达1 000 m以上。纵向上Es1x岩性组合呈现一定演化规律，除歧口凹陷西南缘主要为一套湖相碳酸盐岩沉积外，其他区域自下而上岩性组合为：下部滨Ⅰ油层组主要发育生屑灰岩与灰色泥岩组合，中部板4油层组为深灰色、褐灰色泥岩夹灰白色、灰褐色云质岩及灰褐色油页岩，上部板3、板2油层组岩性为深灰色泥岩夹灰白—灰色砂岩，砂泥不等厚互层。

在残余地层厚度研究的基础上，通过剥蚀量恢复、去压实校正及古水深校正，结合沉积相、构造运动等研究成果恢复了研究区Es1x底界面的古地貌（见图2）。分析表明，歧口凹陷 Es1x沉积期湖盆宽阔统一，差异沉降明显，湖盆斜坡发育，凸凹相间格局十分清晰，湖盆整体具有西南高、东北低的特点，西南缘为宽缓的湖湾背景，最低点海拔−200 m；东北驴驹河—bh9井一带为凹陷沉降中心，最低点海拔小于−1 000 m，gs40井一带发育一次凹，最低点海拔−550 m。由于湖盆坡降较大，深水区发育，物源充足，从斜坡区到湖盆中心大面积分布重力流沉积。

图2 歧口凹陷Es1x底界古地貌图

2 重力流沉积特征

2.1 重力流沉积成因分类

根据重力流的流动特征和支撑机制，通常将重力流分为碎屑流（或泥石流）、颗粒流、液化流和浊流等[9,26]，其中碎屑流又可分为泥质碎屑流和砂质碎屑流[27]。重力流沉积的识别应综合各类标志进行分析判断，深湖相泥岩是判断重力流的重要指标之一，即使一套砂岩中无典型的沉积构造，亦可根据砂岩的围岩是深水沉积岩判定其为重力流沉积。研究区 Es1x湖相泥岩发育，泥岩中可见黄铁矿、鱼化石、鱼鳞、介形虫、双壳类动物化石及少量植物茎杆，指示深湖环境；同沉积变形构造（如火焰构造、包卷层理、碎屑脉等）、冲刷面及岩性接触关系也是判断重力流沉积的重要标志。

2.1.1 砂质碎屑流

研究区砂质碎屑流典型岩性为大套暗色泥岩所包裹的含泥砾砂岩和块状砂岩（见图 3）。Es1x砂质碎屑流沉积具有如下特征：①块状砂岩底部具剪切带（见图3a、3d），其剪切特征可用以指示块体运动，说明块体曾沿滑动面发生滑动作用。②发育板条状碎屑组构或易碎的页岩碎屑（见图3b、3c）。页岩还保留有原始水平层理，说明这些页岩是被打碎搬运后快速沉积的。③块状砂岩层顶部附近漂浮的泥岩碎屑集中存在（见图3c、3e），泥砾直径一般约2～6 cm，最大可达12 cm，部分泥砾具有一定磨圆性，说明沉积前经过了一定距离的搬运。④在砂质碎屑流沉积中，泥岩碎屑可能表现出逆粒序特征（见图3c）。⑤上部接触面为不规则状，与上覆岩层多呈突变接触，沉积体具侧向尖灭特征，揭示了原始沉积体的整体冻结过程。⑥普通薄片下可见（浅湖）滩坝相的鲕粒及碳酸盐碎屑，鲕粒含量一般小于 10%，多为表鲕，鲕粒同心层不完全或厚薄不均匀，偶见多个鲕粒连在一起，表明碎屑岩中的鲕粒为外地事件性搬运而来（见图3g、3h）。⑦常见变形、负荷、泄水、火焰构造等及粒序层理、砂纹交错层理、包卷层理等。

对于块状砂岩沉积类型的判断，主要依据上下围岩特征、沉积环境、湖盆位置等信息并结合邻井对比进行综合分析，上下围岩若具有上述砂质碎屑流沉积特征或为深湖相泥岩或处于凹陷中心、斜坡中—低部位等，可认为该块状砂岩为砂质碎屑流沉积（见图3i）。

图3 歧口凹陷沙一下砂质碎屑流沉积特征

图4 歧口凹陷沙一下砂质碎屑流沉积块状砂岩累计概率曲线及C-M分析图

砂质碎屑流沉积的块状砂岩粒度分析表明，砂质碎屑流具有以悬浮搬运为主、分选较差的特点。粒度累计概率曲线具有2种类型：类型Ⅰ，曲线呈圆弧形，各点逐渐过渡，难以分出明显总体，除悬浮和跳跃总体外，两者之间出现一过渡带，过渡带约占 50%，悬浮总体占约30%～50%，跳跃总体小于20%（见图4a），悬浮总体分选差，过渡带及跳跃总体分选中等，斜角约50°；类型Ⅱ，曲线为3段式，但跳跃总体小于10%，悬浮总体占 35%～50%，过渡带占 50%，跳跃总体倾角大，分选性较好（见图4b）。这两类型曲线均反映了随着沉积水体搬运能力的下降，高密度流向牵引流转化的过程。在C-M图上，C值一般为200～800 μm，平均为382.2 μm，M值为50～300 μm，平均为151.1 μm，样品点群基本平行于C=M基线分布，以悬浮载荷为主，反映重力流递变悬浮沉积的特征（见图4c、4d）。

2.1.2 泥质碎屑流

泥质碎屑流是一种混杂有砂质颗粒或砂质团块的塑性流体流动，泥质含量较高，一般大于 30%。典型岩心照片可见泥岩、粉砂质泥岩或泥质粉砂岩中含有较多砂质团块，当砂质团块主要为中细砂岩时，由于其所含的泥质较少，在流动过程中表现为刚性流动，砂质团块棱角分明；当砂质团块以泥质粉砂岩为主时，其含有较多的泥质，在流动过程中往往具有一定塑性，砂质团块多呈不规则状或具有一定圆度（见图5a、5b）。

2.1.3 浊流

图5 歧口凹陷沙一下泥质碎屑流（a，b）及浊流（c，d）沉积岩心照片

浊流是指具有牛顿流变学特征、沉积物湍流悬浮的重力流，湍流是主要的支撑机制。Bouma所建立的经典浊积岩序列——鲍马序列目前具有较大争议，主流观点认为浊积岩仅指浊流于湍流悬浮状态下形成的沉积体[9,11]。正递变层理是浊积岩识别的可靠标志，反映深水浊流悬浮搬运和递变悬浮沉积的特点，其他识别标志有底痕、岩层层序、砂体产状等。突变界面一般位于底部，顶部为渐变界面，底界面可见冲刷痕、载荷构造等，砂体呈席状，具有完全或部分鲍马序列（A、B、C、D、E）但不会出现相反的顺序。本区Es1x浊流沉积可见CDE和DE组合，多见粉砂和纹层状或无生物扰动的块状泥岩互层产出，粉砂岩具粒序递变层理（见图 5c、5d）。浊流沉积多发生在远岸水下扇外扇—深湖环境，可见浊流沉积岩心与砂质碎屑流沉积相伴生，推测这种浊流沉积物为砂质碎屑流沉积演化而来。

2.2 重力流沉积体系及发育模式

一次重力流事件可在其发育的不同阶段、不同环境形成上述不同类型的沉积及其组合，而 Es1x重力流沉积物是多期次重力流沉积叠加的产物，因此应用相及相模式对斜坡—深湖环境下形成的沉积物及其组合特征、形成机理等进行认识则更直观，根据现代海/湖底的调查[1,4,7,9]、古代典型重力流沉积的解剖[9]及水槽实验[28]，结合研究区物源以砂泥质为主、物源供给充沛、斜坡发育且稳定性适中的情况[26]，选择应用扇相模式对该区重力流沉积进行分析。在重力流沉积学标志分析的基础上，结合岩心相、钻井剖面相、测井相分析，将重力流沉积体系划分为近岸水下扇、远岸水下扇、滑塌浊积扇 3种类型，近岸水下扇主要为阵发性洪水携带的大量砂、砾、泥等碎屑物质直接进入深湖的水下扇状沉积体，常发育于靠近物源的陡坡带，粒度较粗，以分选差的砾岩、砾状砂岩、含砾砂岩及砂岩为主，部分夹泥岩层；远岸水下扇主要为辫状河三角洲或扇三角洲或正常三角洲前缘堆积体在一定触发机制下顺坡滑动、滑塌并形成碎屑流及浊流的扇状沉积体，粒度较细，以中、细砂岩沉积为主；滑塌浊积扇多为湖盆中孤立型扇状重力流沉积，以细、粉砂岩为主。

研究区 Es1x主要以远岸水下扇沉积为主，整体具下细上粗、下薄上厚的反旋回沉积序列，可进一步细分为内扇、中扇和外扇3个亚相，识别出水下主水道、水下分流水道、水道侧缘、无水道浊积席状砂及水道间（泥）等沉积微相。

2.2.1 沉积微相特征

水下主水道：主要发育于内扇及中扇亚相，为重力流沉积物重要输送通道或沉积场所，主要发育砂质碎屑流沉积。河道一般较深，单层砂体厚度一般大于6 m，沉积剖面上多为大套灰—深灰泥岩夹中—厚层块状中砂岩—细砂岩，与下伏岩层多呈侵蚀突变接触，可见向上变薄变细的正韵律序列。SP（或GR）测井曲线呈箱形或钟形（见图6a、6b）。

水下分流水道：主要发育于中扇亚相，为主水道分支部分，单砂体发育规模较主水道小，厚度一般为2～8 m，常表现为多期水道砂体交互叠置，沉积剖面上为大套暗色泥岩夹中层状中细砂岩、细砂岩或与砂岩互层产出，主要为砂质碎屑流沉积。SP（或GR）曲线呈齿化箱形、钟形或漏斗形（见图6a、6b）。

水道侧缘：主要发育于中扇亚相，为重力流漫出主水道或分流水道堤岸而形成，单砂体厚度一般 1～4 m，岩性为粉—细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩互层沉积，主要为砂质碎屑流及泥质碎屑流沉积。SP（或GR）曲线为齿化漏斗形或指形（见图6c）。

无水道区浊积席状砂：发育于中扇无水道部分—外扇，进入开阔湖区后地形平坦，沉积物分布宽广而层薄，典型沉积为CE和DE序列浊积岩。砂岩单层厚度一般小于3 m，但分布稳定，岩性主要为粉砂岩、泥质粉砂岩。SP（或GR）曲线为暗色泥岩基线背景上发育指形曲线（见图6d）。

水道间：主要发育于内扇、中扇亚相，为正常湖相沉积，以灰—深灰色泥岩、粉砂质泥岩为主，见薄层泥质云岩。

2.2.2 沉积相展布

以往由于钻井较少，且地震资料以二维为主，一般将深水区厚层砂岩解释为重力流水道沉积，平面上为一系列定向排列透镜状砂体，砂体数量少且孤立。本次研究认为，受湖盆环境、古物源、地形坡折及频繁构造运动的控制，歧口凹陷 Es1x重力流沉积分布广泛，三角洲前缘砂体受重力等事件性触发机制影响在斜坡低部位形成多级扇体，面积可达1 700 km2。北部燕山褶皱带物源体系输送强度高，滨浅湖区发育典型辫状河三角洲沉积，在一定触发机制下，其前端未完全固结的沉积物可沿斜坡或断层向歧口主凹区输送，在滨海地区形成大面积展布的多期多级远岸水下扇体。南部埕北断坡亦大面积发育辫状河三角洲沉积，其前端发育远岸水下扇沉积，砂体可从埕海地区从西南向东北波及至歧东断层下降盘，甚至到达歧口主凹区。来自西部沧县隆起物源的重力流沉积主要发育于扇三角洲前缘，砂体在板桥斜坡高部位下倾尖灭，波及面积相对较小。此外在歧口主凹区还零星分布浊积透镜体。歧口凹陷西南缘主要为宽缓湖湾环境，碎屑物源体系不发育，在“暖、浅、清”环境下白云岩、生物灰岩等大面积稳定分布（见图7）。

2.2.3 远岸水下扇发育模式

图7 歧口凹陷Es1x沉积体系与有效烃源岩（TOC值大于0.5%、Ro值大于0.5%）叠合图

在综合考虑古地貌、古斜坡坡度和长度等因素基础上，笔者模拟了以燕山褶皱带为物源的远岸水下扇重力流沉积发育模式。设计长5.5 m的台地区，长1.5 m、高0.32 m、坡度为12°的斜坡和长3.5 m的湖区，含砂浓度 10%～30%，以常流水来水方式模拟具有供给水道的重力流沉积[29]。模拟结果表明，研究区重力流沉积具有以下特点：①物源供给充沛的情况下（模拟燕山褶皱带物源），重力流水下扇体分流水道发育，迁移频繁，形成较对称的朵叶体，剖面上水道砂体多呈透镜状（见图8a、8b）；②在湖水位不变的情况下，碎屑流砂体的发育形状总遵循一个趋势，主水流居中，向两侧轮回摆动，当湖水位降低时，碎屑流会形成明显切割水道，并在水道前端形成新的扇体；③受斜坡角度、水流强度等的影响，砂质碎屑流沉积多发育于斜坡中下部及坡脚处，浊流沉积主要发生在外扇部位——湖区，砂体沉积范围大但厚度较薄，底部具递变层理；④扇体剖面观察表明，水道以较粗粒沉积为主，水道间主要为泥质及细粒沉积。根据重力流模拟实验性规律及探井钻探情况，笔者建立了研究区 Es1x沉积模式（见图8c）。

3 致密油气勘探

歧口凹陷 Es1x重力流沉积大面积分布，与湖相暗色泥岩广泛接触，具备形成致密油气区的基本条件[30-32]。

3.1 大面积分布的致密储集层

目前国内外关于致密砂岩油尚未形成统一的标准和界限[32]，一般认为致密砂岩储集层的地下渗透率小于 0.1×10−3μm2（空气渗透率小于 1×10−3μm2），需要经过大型改造措施才具有工业产量。研究表明，在自然产能情况下，有效储集层（大于2 t/d）与非有效储集层（小于2 t/d）的孔隙度分界一般为9%～12%，即当孔隙度小于 12%时，需要采取增产措施才能获得工业油流，此时对应的空气渗透率平均值一般亦在1×10−3μm2左右，综合分析认为研究区致密砂岩的物性界限为空气渗透率小于 1×10−3μm2，孔隙度小于12%。

图8 重力流沉积模拟（a、b）及远岸水下扇发育模式图（c）

Es1x重力流储集层埋深一般大于3 000 m，整体具有中—低孔、特低—超低渗特征（见图 9）。远岸水下扇主水道物性较好，孔隙度为11.7%～29.5%，平均为18.7%，渗透率为（0.1～903.0）×10−3μm2，平均为10.1×10−3μm2，多为常规储集层；分流水道砂体为中低孔、低—特低渗储集层，孔隙度为 8.5%～22.8%，平均为 14.1%，渗透率（0.07～70.00）×10−3μm2，平均为 0.94×10−3μm2；分流水道侧缘砂体孔隙度为 1.2%～18.0%，平均为 9.7%，渗透率为（0.03～7.50）×10−3μm2，平均为 0.7×10−3μm2，其渗透性明显低于水道砂体；外扇至半深湖—深湖区无水道浊积席状砂沉积，孔隙度为1.0%～14.0%，平均为7.5%，渗透率为（0.02～0.80）×10−3μm2，平均为 0.20×10−3μm2，渗透性最差。

图9 歧口凹陷沙一下远岸水下扇不同沉积微相物性分布图（978个样品点/35口井）

歧口凹陷 Es1x重力流沉积主要发育常规和致密两类储集层，常规储集层主要分布在远岸水下扇内扇、中扇亚相主水道及分流水道中，而水道侧缘、浊积席状砂及部分分流水道致密砂体主要分布在外扇亚相及内扇、中扇无水道沉积区。受以往勘探寻找常规储集层——主水道及分流水道思路的影响，分析样品多集中于常规储集层，但以远岸水下扇外扇亚相为主的斜坡区低部位及深湖区以致密储集层为主，其波及面积可达900 km2；纵向上发育5套含油层系，自上而下分别为板2上、板2下、板3、板4和滨Ⅰ油层组，砂体累计厚度一般为80～280 m，板桥斜坡远岸水下扇砂体厚度最大，一般为160～280 m，其次为歧北次凹，为120～200 m，歧口主凹区砂体厚度为80～160 m。纵向上不同地区或沉积微相致密砂岩所占比例不同，一般大于70%，主凹区主要为致密储集层。与国内外致密油区相比，该区砂岩厚度较大，有利于规模性致密油气藏的形成（见表1）。

3.2 广覆式分布成熟度适中的腐泥型优质生油岩

Es1x烃源岩有暗色泥岩和油页岩两种类型，烃源岩厚度大、分布广，有机质丰度高、演化程度适中、生烃强度大、油气资源量大，为该区重要、优质生油岩。暗色泥岩有效厚度一般为250～600 m，主凹区的厚度大于700 m，分布面积可达3 200 km2（见图9）；油页岩有效厚度一般为10～30 m，主要分布在歧口凹陷西南缘湖盆缓坡区，面积为1 700 km2。烃源岩TOC值一般为 0.8%～6.0%，其中油页岩TOC值一般为2.0%～6.0%，TOC值大于1.0%的好烃源岩一般占70%以上，厚度为100～500 m，分布面积达1 225 km2，TOC值大于 2.0%的优质烃源岩[33-35]其TOC值可达 10%～25%，厚度一般为50～300 m，分布面积达1 020 km2。有机质类型以Ⅰ—Ⅱ1为主，具备较强的生油能力。热演化程度适中，Ro值一般为0.6%～1.8%，以大量生油为主，凹陷中心Ro值大于2.0%，以生气为主，烃源岩生油强度可达（100～300）×104t/km2。油气资源评价认为 Es1x主力生烃层油气资源量大，石油资源量为7.57×108t，天然气资源量为696.84×108m3。与国内其他致密油气勘探区的烃源岩相比，该区烃源岩各项有机地球化学指标均具有一定优势，与国外海相烃源岩相比存在横向分布不稳定、有机碳含量偏低的不足，但较大的烃源岩厚度可以有效弥补（见表1）。

表1 歧口凹陷Es1x与国内外典型致密油特征对比（据文献[31]修改）

3.3 大范围分布的致密储集层与生油岩共生

平面上，深湖—半深湖区“富泥”的同时又“富砂”，大面积展布的致密砂岩储集体紧邻广覆式发育的优质烃源岩（见图 7）；纵向上，多期砂体交互叠置，源储紧邻，泥岩及油页岩作为烃源岩的同时亦是砂体的直接封盖层或遮挡层，从而形成多套“三明治”式生储盖组合（见图10），为致密油的形成奠定了物质基础。Es1x储集层研究表明，致密砂岩孔喉半径主要分布在100～700 nm，大于临界孔喉半径45 nm[36]，故烃源岩中的油可在源储压差作用下呈弥散状近距离运聚于致密砂岩中，形成遍布盆地斜坡、中心的致密油区。

3.4 致密油特征

图10 滨海斜坡板2上、板2下油层组gs33井—bh28井砂体剖面图

图11 滨海斜坡板2—板4油层组致密油、常规油藏剖面图

与国内外其他致密油区相比，Es1x致密油具有以下 6方面特征。①圈闭界限不明显，受沉积微相分布控制明显。从目前勘探情况可以看出（见图11），从斜坡低部位到高部位，油气分布从以致密油气为主到岩性-构造常规油气藏呈规律性变化；纵向上，从板4到板2油层组湖平面上升，斜坡低部位优势相从内扇水道微相变为外扇水道侧缘—浊积席状砂微相，油气类型从油水分异较好的常规油气藏变为油水分异差、分布广的致密油。②异常超压发育，压力系数一般为1.10～1.56，主凹区最大可达1.7。③裂缝高产。裂缝不仅可以作为孔隙介质，更重要的是可以大大提高储集层渗流能力。区内发育褶皱伴生裂缝、裂缝伴生裂缝、水力压裂缝与收缩缝等多种类型裂缝，发育程度受褶皱曲率、断裂活动强度、岩性、厚度等多因素控制。如滨海斜坡既受北北东向走滑断裂系影响，又受北东、东西向断裂影响，该区油井初期产量往往很高（大于500 t/d），后期需要采取稳产措施。④油质轻，黏度低。原油密度一般为0.73～0.94 g/cm3，平均为0.85 g/cm3，主凹区原油密度低，平均为0.80 g/cm3；50 ℃条件下脱气原油黏度一般小于20 mPa·s，主凹区仅为2.5～6.5 mPa·s。⑤运移距离短。Es1x致密油气主要来自本层段烃源岩，油气近距离运移分布。⑥纳米级孔喉连通，非达西渗流，规模开采需要经措施改造。压汞分析表明，致密储集层孔喉主要为微孔—小孔、细—微喉道，孔喉半径小于1 μm的纳米级孔隙占60%以上，由此造成渗透率低、排驱压力大，必然导致油气以“非达西流”的方式进入储集层，储集层需要进行措施改造以提高油井产量。

3.5 勘探实践

在歧口西南缘碳酸盐岩型致密油勘探取得突破的同时，重点对斜坡—深湖区重力流型致密油气资源进行了勘探。针对水道及水道侧缘砂质碎屑流沉积类型，由于该类型砂体纵向多期交互叠置，砂体累计厚度较大，但横向连续性差，受后期成岩作用影响，渗流能力差（渗透率小于 1×10−3μm2）但储集能力较好（孔隙度大于 9%），经常规压裂或酸化措施增产多能获得工业油气，故主要采用直井开采，如gs33井板2油层组 4 114～4 183 m 为分流水道沉积，平均孔隙度为12.9%，平均渗透率为0.4×10−3μm2，经压裂后获得高产（产油量大于20 t/d）。

针对深湖区无水道区浊积席状砂也积极进行探索，如bs16×1井—bs1601H井区，该区紧邻歧北次凹，受沧县隆起、燕山褶皱带及埕宁隆起 3大盆外物源共同影响，砂体较发育但主要以更小级别的分流水道砂体及浊积席状砂沉积为主（见图8）。在bs16×1井分流水道砂体获得突破的基础上，对浊积席状砂进行探索，该类型砂体层薄但连续性好，物性差（渗透率小于1×10−3μm2、孔隙度小于 10%)，如水平井 bs1601H，产层垂直埋深4 100 m，综合解释油层400余米，油层钻遇率为71.4%，水平井段617 m分6段压裂，4 mm油嘴日产油37.7 t，日产气5 395 m3，截至2013年8月已自喷164 d，压力稳定，日产油量是周边直井产量的4倍以上。

结合国内陆相湖盆致密油勘探实践，总结该区勘探经验如下：①斜坡—深湖区重力流沉积，尤其是重力流水道砂体是一类非常重要的致密油勘探对象，鄂尔多斯盆地长6、长7段[36]，东营凹陷沙河街组及本研究区 Es1x均已获得了突破。②在整体致密区寻找甜点体是获得致密油高产的关键，重力流甜点体主要包括水道厚层砂体及水道侧缘砂体，因此应在沉积相模式指导下，井-震结合，开展精细的油层组对比、沉积微相研究以指导少井区、无井区的砂体预测分析。③细分勘探对象，采取不同工程工艺技术措施，在节约勘探成本的同时达到预期效益。如对于重力流水道甜点体的勘探应用直井+压裂即可获得较高的产量，对于横向连通性较好的席状砂，宜采用水平井+压裂技术。④工程上，应用地质导向随钻跟踪，综合地质录井分析研究钻头在砂岩、砂泥岩交互层、泥岩中随钻测量曲线的形态变化，准确判断钻头的具体位置，动态调整轨迹，确保水平井油层钻遇率；对于薄层勘探，更要优化压裂设计，防水窜、防砂堵等，这是确保致密油井钻探成功的最终决定因素。

4 结论

歧口凹陷斜坡区中低部位—主凹区发育 Es1x砂质碎屑流、泥质碎屑流及浊流沉积等重力流类型，岩性组合“富泥又富砂”，泥岩与砂岩累计厚度都较大，揭示了湖盆半深湖—深湖区可形成规模较大的砂岩，打破了以往在陆相断陷湖盆中心不发育砂体的旧认识；优质烃源岩、致密储集层分布广，源储紧密接触，形成多套生储盖组合，油气近距离充注，为规模性致密油气的形成奠定了基础。勘探实践表明，重力流体系水下分流水道、水道侧缘砂质碎屑流沉积以及无水道区浊积席状砂沉积均为致密油气勘探的有利目标，尤其是对外扇无水道区席状砂勘探的认识与突破，进一步证实了在歧口凹陷乃至渤海湾盆地斜坡区—深湖区寻砂找致密油气的前景。

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