尼日尔三角洲富泥型浊流沉积储层特征

陈国宁，陈 筱，李晨曦，段瑞凯，康博韬

(1.中海油研究总院有限责任公司 开发研究院，北京 100028； 2.中国海洋石油国际有限公司 技术支持中心，北京 100028)

引 言

西非尼日尔三角洲盆地是深水油气勘探开发的热点区域，新近系深水区发育的深水浊积碎屑岩储层是该区的有利勘探层系，已发现Bonga、AKPO、Agbami、Usan等多个深水大型油气田[1]。目前，国内外学者以西非深水沉积为研究对象，通过古代露头观察、三维地震、实验模拟、现代海洋学等手段，在深水水道成因、沉积物充填类型、沉积过程、水道构型等多个方面展开研究，并取得一定成果[2-5]。

尼日尔三角洲目前已开发深水油气田中，水道和朵叶是主要的沉积类型，储层品质较好，具有较好的开发效果[6]。研究区F区位于尼日尔三角洲东南部，构造上属于外褶皱逆冲断层带，发育新近系深水浊积沉积体，尼日尔三角洲目前开发的主要储层为厚层浊积砂岩[7]，研究区储层以砂泥岩薄互层为主，与尼日尔三角洲典型深水浊积储层差异较大，而关于研究区这种以砂泥岩薄互层为主的浊流沉积储层的研究较少。

本文从岩心资料入手，综合测井、地震及分析化验数据，在区域构造和沉积演化的基础上，通过岩相分析、沉积相分析和储层特征研究，厘清了研究区以砂泥岩薄互层为主的储层沉积成因、沉积特征、储层品质及相关主控因素，为此类储层的开发提供地质支持。

1 地质背景

尼日尔三角洲盆地位于非洲大陆西部，是西非地区深水勘探开发的热点区，盆地横跨尼日利亚、赤道几内亚和喀麦隆3个国家，面积约1.2×105km2，30%位于陆上，12%位于大陆架，58%位于深水区[8]。

晚白垩世—古新世开始，尼日尔三角洲盆地开始大规模海侵，区域内发育3套穿时地层单元，自下而上为阿卡塔组、阿格巴达组和贝宁组。阿格巴达组浊积砂岩沉积始于渐新世，是F区深水勘探开发的重点储层。阿格巴达组砂岩在压实较差的阿卡塔组泥岩上部快速堆积，形成泥岩底辟；同时下部欠压实的阿卡塔组泥岩在沿盆地方向斜坡上缺乏侧向支撑，失稳形成滚动背斜、生长断层和陡倾、密集的叠瓦状逆冲断层，形成重力滑动构造体系。从陆地向海，划分为伸展带、过渡带和挤压带3个构造带，挤压带又细分内褶皱冲断带和外褶皱冲断带[9]。

F区位于尼日尔三角洲东南部，水深约为1500 m，处于外褶皱冲断带(图1)，构造形态主要由北东—南西向的逆冲构造控制，逆冲作用始于中新世中晚期，止于上新世。区域上大断层基本都是逆冲断层，表现为陡峭、密集的叠瓦状断层，向海方向逐渐变为滚动背斜。基于研究区区域构造特征，由陆向海可以划分为逆冲构造带和前逆冲构造带2个构造区。F区位于前逆冲构造带，属于构造位置较稳定的区域，从逆冲构造带至前逆冲构造带，存在明显的地形坡度变化(图2)。

图2 F区构造剖面Fig.2 Structural section map of F block

2 岩相识别及划分

F区水深约1 500 m，储层埋深为1 000～2 000 m，为中高孔-高渗疏松砂岩，弱成岩，储层物性好。储层以砂泥岩薄互层为主，局部发育薄层砂岩和砂/泥质角砾岩。

Pickering等[10]将浊积岩岩相分为7大类，其中A—E类主要是基于碎屑粒度分类，分别为砾岩相、砂岩相、砂泥岩薄互层岩相、粉砂岩相、泥岩相。F类为混杂堆积岩相。G类为生物成因或化学成因沉积岩相。在A—G分类的基础上根据沉积构造和层理类型进一步细分，如砂岩相可进一步划分为块状砂岩相，平行层理砂岩相、槽状交错层理砂岩相等。Pickering的浊积岩岩相分类既包含Bouma的细碎屑岩浊积序列，又包含Lowe的粗碎屑岩浊积序列。在Pickering浊积岩相分类的基础上，研究区取心段识别出4类10种岩相，并根据岩相特征对研究区浊流沉积环境进行识别与分析。

2.1 砂岩相

砂岩厚度约占储层总厚度的30%，为浅灰色，颗粒为次棱角状至次圆状，未固结—弱固结，主要为细粒(80%以上)，局部可见极细粒和粗粒砂岩，无肉眼可见碎屑基质。砂岩相一般具有清晰的顶底界面，或有轻微侵蚀性界面，表明沉积过程不连续。砂岩相进一步细分为4种岩相：块状砂岩相、平行层理砂岩相、槽状交错层理砂岩相和波纹层理砂岩相(图3)。

图3 砂岩相Fig.3 Sandstone lithofacies

与研究区普遍发育的砂泥岩薄互层岩相相比，砂岩相反映相对高能的浊流沉积。块状砂岩相反映浊流沉积物的快速堆积，水平层理代表减弱的浊流沉积，波纹层理和爬升波纹层理代表浊流单向流动过程中环境限制性的减弱，爬升波纹层理通常表明浊流沉积与推移质运移同时发生，且通过爬升波纹角度可以评价浊流悬移物质沉积速率与推移质沉积速率的比值[11]。砂岩相中，单期浊流沉积的厚度约10～50 cm(图3)。纵向上多期浊流沉积叠置形成厚层，并可见多期浊流沉积的演化过程，例如，从块状层理砂岩相到平行层理砂岩相到波纹层理砂岩相(图3)。

2.2 砂泥岩薄互层岩相

砂泥岩薄互层岩相是F区的主力岩相(图4)，约占储层总厚度的56%，根据岩相构成，进一步细分为砂岩为主的砂泥岩薄互层岩相和泥岩为主的砂泥岩薄互层岩相2类，这2种岩相具有一定的相似性，主要差别在于砂泥岩薄互层中单层砂岩/泥岩的厚度和砂岩与泥岩的总厚度比例。研究区砂岩为主的砂泥岩薄互层岩相厚度占储层总厚度的39%，泥岩为主的砂泥岩薄互层岩相占17%。

图4 砂泥岩薄互层岩相Fig.4 Mud-dominated & sand-dominated heterolithics

砂岩为主的砂泥岩薄互层岩相是研究区最主要的岩相类型。其主要特征是以薄层砂岩为主，薄层砂岩厚度一般大于5 cm，多为5～10 cm，薄层泥岩为毫米至厘米级，砂泥岩互层间一般具有清晰的顶底界面，局部出现底部弱侵蚀。砂泥岩薄互层岩相中薄层砂岩未固结—弱固结，为浅灰色极细粒砂岩，局部为细砂岩，分选中等—好，颗粒为次棱角状—次圆状，常见波纹层理，可见块状层理及水平层理。薄层泥岩厚度通常为几毫米至几厘米，常见波纹层理与负荷构造，局部可见火焰状构造。

泥岩为主的砂泥岩薄互层岩相主要以薄层泥岩为主，其主要特征是薄层砂岩与薄层泥岩的厚度都较薄，通常都为几毫米到几厘米。薄层砂岩、泥岩的岩石特征和沉积构造与砂岩为主的砂泥岩薄互层中砂岩、泥岩特征基本一致。

砂泥岩薄互层岩相通常反映远端、缓慢、小规模浊流流动，代表极低能到低能浊流沉积，无生物扰动的纵向加积表明沉积事件发生频率相对较高，连续浊流之间的时间间隔较短。较小的爬升角、薄层砂岩及薄层泥岩的特征表明，浊流沉积的沉积速率较小、沉积时间较短[11]。

2.3 混杂堆积岩相

混杂堆积岩相根据沉积构造类型及岩石组成，细分为液化流岩相和砂/泥岩角砾岩相。

液化流岩相在储层段较少见，为浅灰色，粒度细，可见分散有机物，局部可见液化流典型的泄水构造以及包卷层理和变形构造。液化流岩相可能反映小规模水道底部沉积[12](图5)。

砂/泥质角砾岩相呈以角砾状、块状、混杂堆积，角砾岩通常为棱角状至局部次圆状的深灰色泥质碎屑，根据基质的不同分为砂质角砾岩相和泥质角砾岩相2类。砂岩基质主要由粗粒至极粗粒和分选较差的砂组成。砂质角砾岩相中基质颗粒从粗到非常粗，表明较强的浊流沉积能量，通常为浊积水道底部沉积，泥质角砾岩相可能反映与浊积水道底部沉积相关的河道边缘滑塌沉积(图5)。

图5 混杂堆积岩相Fig.5 Melange lithofacies

2.4 泥岩相

泥岩相细分为深灰色块状泥岩相和泥岩与粉砂质泥岩薄互层岩相2种类型，局部发育变形构造和粉砂质/砂质透镜体，无生物扰动构造，反映半深海沉积背景下的低能悬浮沉降(图6)。

图6 泥岩相Fig.6 Mud lithofacies

总体来看，研究区浊积岩主要为砂泥岩薄互层岩相，由极低能至低能浊流沉积形成，局部发育相对高能的浊流沉积薄层砂岩，可能为近端浊流沉积形成；可见河道底部沉积角砾岩，代表研究区最强的浊流能量。沉积构造以波纹层理和爬升波纹层理为主，可见槽状交错层理、平行层理。浊流沉积过程中，爬升波纹层理一般由高速或高能悬浮负荷在相对较短距离内流速、强度迅速降低，导致能量的突然损失而快速沉降形成。这通常是因坡度的变化或限制性环境变化为半限制性—非限制性环境所致[13]。在深水浊流沉积中，槽状交错层理通常在天然堤和河道边缘发育[11]。

基于岩相分析，研究区深水沉积体主要是远端极低能—低能浊流，在限制性环境转变为半限制—非限制性环境沉积形成，可能发育的沉积相为浊积水道和天然堤。

3 沉积相及沉积体系特征

3.1 沉积相标志

F区泥岩颜色主要呈绿色、灰色，砂岩中自生矿物主要为黄铁矿、菱铁矿，岩心中可见蛇形迹(Ophiomorpha)、水平潜穴、竖直潜穴等遗迹化石，这些均表明沉积期为海相水下还原环境。F区粒度概率曲线为简单的一段式微凸弧线(图7)，粒度分布范围较广，分选性差，为递变悬浮次总体，指示典型的浊流沉积环境。

图7 F1井粒度概率累积曲线Fig.7 Particle size probability cumulative curves of well F1

基于研究区岩相分析认为，研究区沉积岩沉积序列主要发育鲍玛序列BCD段，符合鲍玛序列向上变细序列。沉积构造类型多样，以波纹层理、平行层理、槽状交错层理为主要特征，常见滑塌变形、变形构造、植物碎屑等沉积构造以及沉积角砾岩，均具有较好的浊流沉积指向性。

研究区沉积储层以砂泥岩薄互层沉积为主，伽马曲线多表现为低幅齿形、钟形和指形，整体反映水动力不强，钟形曲线反映河道沉积正粒序特征。沉积复合体内部地震反射同相轴具有明显的错断，主体区表现为连续性中—差的强振幅反射特征，底部具有明显的槽状样式。平面均方根地震属性可见清晰条带状强振幅带(图8)，为浊积水道-天然堤沉积的典型特征。

图8 F区目的层均方根振幅属性Fig.8 RMS amplitude map of F block

3.2 沉积相分析

通过岩相、沉积相标志、地震属性分析及地震相识别，认为研究区发育低能富泥型浊流沉积，沉积类型为浊积水道和天然堤。

F1井位于研究区主体北部，靠近物源方向，发育浊流沉积水道和天然堤2种微相，F1井单井相系统展示了垂向沉积微相演化规律，纵向上F1井钻遇三期浊积水道-天然堤沉积(图9)。水道底部岩性以粗砂岩、细砂岩为主，向上逐渐演化为以砂岩为主的砂泥岩薄互层，可见平行层理、槽状交错层理、波纹层理，局部可见液化流沉积构造，水道底部常见清晰的底面或轻微侵蚀性界面，伽马曲线在水道底部粗砂岩、细砂岩处表现为指形和钟形，在水道上部砂泥岩薄互层处表现为低幅齿形。浊流沉积中，天然堤一般为沉积物溢出堤岸并侧向延伸超过水道边缘的细粒沉积，从单井相来看，天然堤沉积岩性比河道沉积岩性更细，以薄层砂泥岩互层为主，包含以砂岩为主的砂泥岩互层和以泥岩为主的砂泥岩互层，可见平行层理和波纹交错层理，伽马曲线表现为低幅齿形。

在单井相、沉积物源分析的基础上，结合地震剖面，分析F区浊积水道-天然堤沉积体系展布特征。图10为过F1、F6井垂直于物源方向的剖面，复合水道体系内部可以进一步细分为6个期次的水道-天然堤沉积，平面上水道侧向摆动，F1井钻遇3期水道-天然堤沉积体，F6井钻遇2期水道-天然堤沉积体。由于F区为极低能—低能浊流沉积，主要以砂泥岩薄互层沉积为主，在自然伽马测井曲线的响应上变化较大，井间可对比性中等—差，浊积水道间对比主要基于测井曲线及相应的地震相特征。从剖面上看，浊积水道-天然堤沉积体在地震剖面上的几何形态和反射特征呈海鸥型。水道表现为强振幅反射特征，发育下切谷，剖面上呈U型或V型[14]，单期水道厚度较大，已钻井证实最大厚度为30 m，水道宽度为800～2 000 m。天然堤表现为中—弱地震反射特征，弱振幅反射特征也反映其细粒泥质、粉砂质的沉积特征，天然堤的规模较大，单侧天然堤的宽度可达水道宽度的2～4倍，但厚度较小。依据水道-天然堤沉积体系外部形态，研究区浊流沉积复合为包络式复合水道体系，复合水道边界为多条单一水道-天然堤的包络线，不发育下切谷[15]。

图10 过F1井—F6井地震剖面Fig.10 Seismic profile along wells F1 and F6

复合水道体系内部可以进一步细分为6个期次的水道-天然堤沉积，并可以识别出早期沉积体和晚期沉积体间的相互切割关系。沉积初期，由于坡度的变化及限制性的减弱，浊流流速减弱，在陆坡上形成水道-天然堤沉积， Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ期水道-天然堤沉积体以加积为主，侧向向东北方向略有迁移，Ⅳ、Ⅴ期水道-天然堤沉积以东北方向侧积为主，Ⅵ期为末期水道，沉积中心向西南方向迁移，且对早期形成的河道具有侵蚀作用，部分期次水道主体及天然堤都受到一定程度的侵蚀(图11)。

图11 F区阿格巴达组沉积演化示意图Fig.11 Sedimentary evolution map of Agabada Formation of F Block

3.3 沉积体系特征

F区沉积环境为陆架斜坡的中至底部，沉积物源来自尼日尔三角洲。中上中新世，研究区发生重力构造运动，形成北西—东南向的逆冲带，逆冲断层一直持续到上新世，重力构造作用在阿格巴达组沉积期非常活跃，影响海底地形，从而影响沉积模式。区域上，西北—东南走向的峡谷水道成为研究区的主要沉积物运移通道，峡谷水道穿过陆坡坡脚逆冲断层带，沉积物在前逆冲断层相对稳定的区域沉积。从构造特征上看，由西北部逆冲断层带向中部前逆冲断层带明显存在构造坡度的变化，西北部构造陡，中部构造平缓。由于构造坡度的变化以及限制性的减弱，浊流流速减弱，在研究区沉积形成浊流沉积体。

同一期水道在平面上不同位置弯曲度不同，整体来看，靠近峡谷水道的区域，河道以顺直型为主，且河道侧翼天然堤规模较小，主要是由于浊流沉积物刚出峡谷水道时水体能量相对较强，具有一定的侵蚀能力，随着搬运距离的增加，侵蚀能力逐渐减弱，同时限制性逐渐减弱，河道的弯曲度增加，河道两翼天然堤规模也较大，部分期次天然堤沿河道两侧对称发育，部分期次不对称，主要是受可容空间的影响。

研究区主力储层为水道。水道间的相互切叠对平面及纵向的储层连通性具有积极作用。由于天然堤以细粒泥质、粉砂质的沉积为主，不同期次水道间的天然堤可能成为流体流动的渗流屏障，因此，在开发过程中，开发井部署时需要重点关注天然堤对储层连通性的影响。

4 储层特征分析

4.1 储层岩性特征

薄片资料分析及岩心观察表明，F区储层为灰色碎屑岩，以砂泥岩薄互层为主，属于中高孔-高渗、未胶结、弱成岩的疏松砂岩。结合扫描电镜、X-衍射分析得知，石英质量分数为71%～83%，长石质量分数为29%～16%，岩屑质量分数一般为2%～7%，基于Folk的石英、长石和岩屑三成分岩石学分类，属于长石砂岩和亚长石砂岩。石英主要为单晶颗粒，长石主要为钾长石，另有少量斜长石，岩屑含量很低，主要为石英长石质火成岩、燧石和内碎屑。局部可见云母(包括白云母和黑云母)、锆石。砂岩中自生矿物比例极低，主要为黄铁矿、菱铁矿和微量次生石英和长石(图12(a))。

薄片分析表明，碎屑颗粒为极细粒—细粒，分选程度中等，次棱角状—次圆状，压实作用较弱，仅观察到局部的点接触—颗粒接触(图12(b))，由于砂岩的未固结—弱固结，生产过程中存在出砂的风险。砂岩成分中长石含量高，颗粒表现为棱角状—次棱角状，说明成分成熟度及结构成熟度都较低，表明来自尼日尔三角洲的碎屑颗粒未经过较长距离搬运，即在研究区快速堆积。

图12 储层岩石薄片Fig.12 Thin section analysis(rock component and diagenesis)

基于Udden-Wentworth分类方案，碎屑颗粒的平均粒径和粒度中值一致，范围为极细砂(96 μm)到细砂(248 μm)，砂岩的分选系数范围为0.42～1.24(分选较好—较差)，其中大多数样品的分选范围为分选较好(0.50～0.71)，粒度分布曲线的偏度值为0.00～0.14，基本为近似对称或微正偏态，说明平均粒径位于中值的偏细一侧，粒度分布曲线存在细尾，反映浊流沉积能量较弱。

4.2 储层物性特征及其控制因素

研究区储层孔隙度与渗透率分布为典型的单峰趋势，表现为中高孔-高渗，说明储层的孔隙结构类型较为简单。孔隙度与渗透率散点图(图13)表明，未固结浊积砂岩储层孔-渗关系不明显。孔隙以原生粒间孔隙为主，仅有少量与长石溶蚀有关的次生孔隙。砂岩较为疏松，压实作用很弱，杂基含量低，基本无次生成岩作用，孔隙间吼道未被堵塞，且粒间孔隙大小相对均匀，属于大孔粗喉型孔隙结构。

图13 储层物性分布交会图Fig.14 Porosity-Permeability crossplot

经分析化验资料证实，砂岩相内的砂岩与砂泥岩薄互层岩相中砂岩的物性基本一致，主要因为不同岩相中的砂岩特征基本一致，分选中等、压实作用较弱，说明砂岩粒径的变化对这种中高孔-高渗疏松砂岩储层物性的影响不明显。

砂泥岩薄互层岩相中局部区域储层物性降低，原因是由于发育薄层泥岩夹层，薄层泥岩发育的孔隙通常为无效微孔隙，泥岩夹层起到阻挡和屏障的作用。由于薄层泥岩在研究区广泛发育，可能会对宏观储层品质及储层连通性有一定影响，并影响流体渗流。总体上看，储层品质主要是受沉积相展布影响。

5 结 论

(1)研究区可识别出4类10种岩相，以砂泥岩薄互层岩相为主，波纹层理和爬升波纹层理是主要沉积构造。研究区深水沉积体是远端极低能—低能浊流在限制性环境转变为半限制—非限制性环境沉积形成的。

(2)研究区物源来自尼日尔三角洲，峡谷水道是主要的沉积通道，峡谷水道穿过陆坡坡脚逆冲断层带，由于构造坡度的变化及限制性环境的减弱，在前逆冲断层相对稳定的区域沉积形成浊积水道-天然堤复合体。

(3)研究区复合水道为包络式复合水道体系，内部可以进一步细分为6个期次的水道-天然堤沉积，6个期次水道表现为垂向叠置、侧向迁移，晚期沉积体会侵蚀早期沉积体，天然堤以细粒沉积为主，不同期次水道间的天然堤可能成为流体流动的渗流屏障。

(4)研究区储层为浊积成因碎屑岩，属于中高孔渗、未胶结、弱成岩的长石砂岩和亚长石砂岩，碎屑颗粒为极细粒—细粒。砂岩相内的砂岩与砂泥岩薄互层岩相中砂岩物性基本一致，但由于薄层泥岩夹层普遍存在，储层品质及储层连通性受到一定影响，储层品质差异主要是受沉积相展布的影响。