随着陆相断陷湖盆中浅层油气勘探程度的不断提高，陡坡带深层油气藏越来越受到广泛关注，已成为我国各大油田扩储稳产的重要领域，并在该区域发现了大量的油气。断陷湖盆陡坡带往往发育扇三角洲、近岸水下扇、辫状河三角洲等砂砾岩沉积，以重力流沉积作用为主，储层成岩作用强烈，且多具有低孔渗特征，储层演化及相对优质储层的成因比较复杂，也是中深层勘探的难点之一^[1-3]，但是，在低孔渗储层中往往也发育相对优质的储层，具备成为高产油气藏的条件^[4]。众多学者通过对东营凹陷民丰洼陷^[5]、济阳坳陷车西洼陷^[6]、渤南洼陷^[7]以及准噶尔盆地腹部莫西庄地区^[8]中深层储层特征的研究认为，中深层储层经历了多期碱性—酸性的成岩环境变化，且不同亚相所经历的成岩演化具有明显的差异性。胡海燕等^[9]对准噶尔盆地深层储层中的相对优质储层发育机理进行了深入研究，认为侏罗系砂岩储层中的次生孔隙发育带主要由表生期大气淡水淋滤作用和深埋藏后溶蚀作用形成。赵国祥等^[10]对渤海海域旅大21构造沙四段的储层成岩环境的研究认为，其主要经历了碱性→酸性→碱性的多期成岩流体演化过程，对储层物性具有重要的影响。

近年来，渤中坳陷的油气勘探逐渐由石臼坨凸起浅层向陡坡带中深层推进，并在该带发现了大量的油气，表明该区带具有较大的油气勘探潜力。众多学者对该区的研究主要集中在层序地层格架、沉积体系类型及展布、超压、储层特征及物源等方面^[11-14]，而对该区的成岩演化过程及相对优质储层成因等认识不清。因此，利用渤中坳陷西北缘8口钻井的岩心、壁心、铸体薄片、扫描电镜、物性、黏土矿物、包裹体、镜质体反射率及三维地震等资料，探讨渤中凹陷陡坡带东三段砂砾岩储层成岩演化及对物性的影响，查明储层成岩演化过程以及相对优质储层成因，以期为渤海海域类似陡坡带低渗透背景下优质储层的预测提供依据。

渤中凹陷位于渤中坳陷中部，构造上属于渤海湾盆地的二级负向构造单元^[15]，是渤海海域内最大的富生烃凹陷，面积约8 660 km²。研究区位于渤中凹陷西北缘，为典型的陡坡带，边界断层发育，且北部紧邻石臼坨凸起[图 1（a）]。该区钻井揭示的地层较为齐全，由新至老依次发育第四系平原组，新近系明化镇组、馆陶组，古近系东营组（东一段、东二段和东三段）、沙河街组（沙一+二段、沙三段和沙四段）、孔店组^{[11, 14, 16-18]}。

图 1

Fig. 1

下载eps/tif图 图 1 渤中凹陷西北缘位置（a）、东三段沉积相（b）和地层综合柱状图（c） Fig. 1 Location of the northwestern margin of Bozhong Sag(a), sedimentary facies(b)and stratigraphic column(c)of E3d3

沙三段沉积期为强断陷期，发育扇三角洲和湖泊沉积，岩性以暗色泥岩与砂砾岩、中细砂岩互层为主，厚度为1 204 m，为主要的烃源岩层段；沙一+二段沉积期为弱断陷期，发育扇三角洲和湖泊沉积，岩性以砂砾岩、中细砂岩与暗色泥、页岩互层为主，为重要的烃源岩层段，厚度为391 m。东三段沉积期为强断陷期，发育扇三角洲和湖泊沉积[图 1（b）]，在陡坡带，岩性以厚层砂砾岩、中细砂岩夹暗色泥岩为主，厚度为988 m；东二段沉积期为断坳转换期，早期发育湖泊沉积，岩性为厚层暗色泥岩，中期和晚期均发育辫状河三角洲和曲流河三角洲沉积，岩性以中、细砂岩与暗色泥岩互层为主，厚度为990 m；东一段沉积期为盆地坳陷期，发育辫状河三角洲和曲流河三角洲沉积，岩性以含砾砂岩、中细砂岩夹褐色、棕色泥岩为主，厚度为461 m。馆陶组至明化镇组下段沉积期，盆地进入裂后热沉降期，发育辫状河、曲流河沉积，岩性以厚层含砾砂岩、中细砂岩与棕红色、灰绿色泥岩为主，厚度为1 153 m [图 1（c）]；明化镇组上段至平原组沉积期为新构造运动期，发育曲流河与泛滥平原沉积，岩性以灰绿、棕红色泥岩与砂岩互层为主，厚度为1 100 m。近年来，在区内钻探了多口探井，并在东三段发现了大量油气，揭示了该区中深层具有较大的油气勘探潜力。

观察8口井的岩心和壁心发现，东三段砂砾岩类型以杂基支撑砾岩、颗粒支撑砾岩、砾质砂岩、含砾砂岩、中—粗砂岩为主，细砂岩和粉砂岩均次之。杂基支撑砾岩、颗粒支撑砾岩、砾质砂岩均主要分布在扇三角洲前缘近端的水下分流河道中，往往以互层形式出现（单层厚度多大于20 m），见少量薄层（单层厚度为0.2~1.0 m）泥岩夹层，砂砾岩分选差（CFD12井），砾径为2~60 mm，以细砾和中砾为主，砾石成分以酸性火山岩和变质岩岩屑为主，见少量的碳酸盐岩、砂岩和泥岩岩屑，砾石磨圆度中等—较好，以次棱—次圆状为主。中—粗砂岩夹砾质砂岩、含砾砂岩均出现在扇三角洲前缘远端水下分流河道中，单层厚度为5~30 m，往往与中厚层泥岩（单层厚度为5~20 m）互层出现，与近端前缘相比，分选变好（CFD13井），砾石砾径变小，且砾石出现的频率也降低。细砂岩、粉砂岩多出现在扇三角洲水下分流河道间，单层厚度一般小于2 m。

观察东三段83个铸体薄片发现，砾石之间的颗粒、含砾砂岩、中—粗砂岩、细砂岩均以岩屑质长石砂岩为主（图 2），长石质岩屑砂岩次之。其中，石英、长石和岩屑的平均体积分数分别为17.0%~ 34.5%，23.0%~37.8%，16.0%~27.0%，最大值分别为45.0%，48.0%，46.0%。岩屑中火山岩、变质岩和沉积岩岩屑平均体积分数分别为16.50%，10.30%和0.14%。填隙物以泥质杂基为主，平均体积分数为4.3%，最大可达30%。胶结物以碳酸盐为主，平均体积分数为3.8%，最高可达16%。菱铁矿和高岭石次之，平均体积分数分别为1.20%和0.94%，最大体积分数分别为13%和5%。

图 2

Fig. 2

下载eps/tif图 图 2 东三段岩石组分三角图 Ⅰ.石英砂岩；Ⅱ.长石质石英砂岩；Ⅲ.岩屑质石英砂岩；Ⅳ.长石砂岩；Ⅴ.岩屑质长石砂岩；Ⅵ.长石质岩屑砂岩；Ⅶ.岩屑砂岩 Fig. 2 Triangular diagram of rock composition of E3d3

东三段砂砾岩储层具有典型的低渗透特征。取自4口井的176个物性分析数据表明，孔隙度为2.0%~ 32.0%，平均14.8%；渗透率为0.26~252.40 mD，平均为28.9 mD[图 3（a）~（c）]。储层孔隙度以中孔和低孔为主，渗透率以特低渗和低渗为主。

图 3

Fig. 3

下载eps/tif图 图 3 东三段砂砾岩储层物性分布及与深度的关系 Fig. 3 Reservoir property distribution and relationships of depth with porosity and permeability of glutenite reservoirs of E3d3

东三段储层物性随着埋深的增加而逐渐降低[图 3（d）~（e）]，而CFD12，CFD11，CFD13井储层物性降低的速度均较快，并在东三段顶部出现最大值，其最大孔隙度分别为20.2%，32.0%，18.8%，最大渗透率分别为185.8 mD，252.4 mD，51.7 mD。CFD13井区东三段埋藏比CFD11和CFD12井区深，物性最差，因此，埋深是储层物性变差的主要原因。杂基支撑砾岩、颗粒支撑砾岩→砾质砂岩、含砾砂岩、中—粗砂岩、细砂岩→粉砂岩储层物性具有“差→好→差”的特征，其中扇三角洲根部的杂基支撑砾岩、颗粒支撑砾岩以及前缘远端和前三角洲的粉砂岩储层物性均较差，而扇三角洲前缘主体的砾质砂岩、含砾砂岩、中—粗砂岩、细砂岩储层物性均较好，这与操应长等^[6]的研究结果一致，即由物源向湖盆方向，砂砾岩储层物性具有“差→好→差”的特征。

渤中凹陷西北缘东三段储层的储集空间以溶蚀孔为主，平均孔隙度为8.5%，原生粒间孔次之，平均孔隙度为4.3%，局部见裂缝（图 4）。溶蚀孔主要分布于深度为2 800~3 300 m井段。溶蚀孔类型以粒间溶蚀孔为主，平均孔隙度为6%，表现为黏土矿物、碳酸盐等胶结物的溶蚀；颗粒溶蚀孔次之，平均孔隙度为2.3%，表现为火山岩岩屑和长石的溶蚀，见少量的石英颗粒沿边缘溶蚀。另外，局部见裂缝。

图 4

Fig. 4

下载eps/tif图 图 4 东三段储集空间类型 （a）粒间孔，CFD11井，2 844 m，铸体薄片，单偏光；（b）颗粒溶蚀孔，长石及岩屑边缘溶蚀，CFD13井，3 262.00 m，铸体薄片，单偏光；（c）颗粒溶蚀孔，石英边缘溶蚀，CFD11井，2 519.05 m，铸体薄片，正交偏光；（d）颗粒溶蚀孔，长石及岩屑内部溶蚀，CFD11井，3 139.88 m，铸体薄片，单偏光；（e）粒间溶蚀孔，胶结物溶蚀，CFD11井，2 861.00 m，铸体薄片，单偏光；（f）中酸性火山岩、安山岩岩屑溶蚀，CFD13井，3 92.51 m，铸体薄片，单偏光；（g）粒间溶蚀孔，高岭石溶蚀，CFD11，3 144.00 m，铸体薄片，单偏光；（h）砾缘缝，砾石收缩形成的缝，CFD11，3 141.88 m，铸体薄片，单偏光；（i）裂缝，构造或压实作用形成的缝隙，内部被有机质充填，CFD11，2 876.08 m，铸体薄片，单偏光 Fig. 4 Types of reservoir space of E3d3

铸体薄片、扫描电镜观察以及X射线衍射分析表明，渤中凹陷西北缘东三段储层成岩作用类型主要包括压实作用、胶结作用、溶蚀作用和交代作用。其中，根据交代作用可以判断成岩演化序列^[2-8]。

东三段储层孔隙度随着深度的增大而明显减小[参见图 3（d）~（e）]，因此，压实作用是形成储层低渗的主要原因。铸体薄片分析表明，储层砂岩中粉砂质泥岩、绢云母等软岩屑被挤压变形[图 5（a）]；酸性火山岩、泥岩岩屑等塑性成分较多的砂岩中，颗粒之间多呈线—凹凸接触[图 5（b）]，原生粒间孔不发育；长石、石英、变质岩岩屑等刚性颗粒较多的砂岩中，颗粒之间多为点—线接触[参见图 4（a）]，原生粒间孔发育。

图 5

Fig. 5

下载eps/tif图 图 5 东三段储层镜下成岩作用特征 （a）压实作用，粉砂质泥岩等软岩屑变形，CFD12井，3 042 m，铸体薄片，正交偏光；（b）压实作用，颗粒间呈凹凸接触，CFD13井，3 273.5 m，铸体薄片，正交偏光；（c）方解石和铁方解石胶结，铁方解石围绕方解石，CFD13井，3 273.5 m，铸体薄片，正交偏光；（d）白云石胶结，白云石呈泥晶形态包裹碎屑颗粒，CFD12井，2 993.5 m，铸体薄片，正交偏光；（e）铁白云石胶结，铁白云石充填于颗粒间，CFD13井，3 281 m，铸体薄片，正交偏光；（f）硅质胶结，石英具有2期次生加大，CFD11井，2 928.1 m，铸体薄片，正交偏光；（g）硅质胶结，石英具有2期次生加大，且云母交代石英加大边，CFD11井，2 879.03 m，铸体薄片，正交偏光；（h）黏土矿物胶结，“丝片状”伊利石和次生石英充填于孔隙，次生石英呈3级加大，CFD11，2 876.51 m，扫描电镜；（i）黏土矿物胶结，“鳞片状”高岭石、“丝片状”伊利石充填于孔隙，CFD12井，2 946.5 m，扫描电镜；（j）黏土矿物胶结，高岭石呈“小米粒状”充填于孔隙，CFD11井，3 140.32 m，铸体薄片，单偏光；（k）菱铁矿胶结，CFD12井，2 387 m，铸体薄片，正交偏光；（l）黄铁矿胶结，CFD11井，3 141.69 m，铸体薄片，单偏光 Fig. 5 Diagenesis characteristics of E3d3

通过对铸体薄片中的刚性颗粒、泥质杂基与面孔率的统计发现[图 6（a）~（b）]，刚性颗粒含量与面孔率呈正相关关系，而泥质杂基含量与面孔率呈负相关关系，表明刚性颗粒的抗压实能力较强，能降低原生孔隙的损失程度。碳酸盐胶结物含量与面孔率呈负相关关系[图 6（c）]，表明碳酸盐胶结物形成时期较晚，并充填于孔隙[图 5（c）~（e）]，阻碍了孔隙的发育。另外，研究区砂岩储层的压实减孔率大于50%的样品占大多数[图 6（d）]，约占样品的69%，表明导致储层孔隙度降低的主要原因是压实作用。

图 6

Fig. 6

下载eps/tif图 图 6 东三段成岩作用对储层物性的影响 Fig. 6 Effect of diagenesis on reservoir properties of E3d3

东三段储层的胶结作用以碳酸盐胶结、硅质胶结和黏土矿物胶结为主。碳酸盐胶结物以白云石和铁白云石为主，方解石和菱铁矿次之，见少量的铁方解石，体积分数为0.1%~26.0%。方解石充填于颗粒之间，而铁方解石环绕方解石边缘分布[图 5（c）]，表明铁方解石形成晚于方解石，白云石充填于颗粒之间或呈泥晶膜包裹颗粒[图 5（d）]，铁白云石分布于颗粒之间[图 5（e）]，局部菱铁矿呈近基底式胶结，颗粒呈“悬浮状”。整体上，碳酸盐胶结物在砂岩储层中的分布不均匀，且呈斑块状分布于储层颗粒之间，占据了储层的粒间孔隙，对储层物性具有明显的破坏作用[图 6（c）]。

硅质胶结以石英颗粒的次生加大边为主，体积分数为0.1%~3.0%。铸体薄片中石英次生加大边发育，常见2期石英次生加大[图 5（f）~（g）]，第1期环绕石英颗粒且较为完整，第2期呈不均匀状生长在第1期之上。扫描电镜下，可见次生石英充填期环绕石英颗粒且较为完整，第2期呈不均匀状生长在第1期之上。扫描电镜下，可见次生石英充填于孔隙，且呈Ⅲ级次生加大的特征。次生石英的大量出现占据了原生粒间孔，对储层物性不利。

黏土矿物胶结物以高岭石和伊利石为主。在铸体薄片下，高岭石呈“小米粒状”充填于砂岩颗粒之间[参见图 4（g）]，常与酸性火山岩岩屑共生，高岭石体积分数为0.1%~5.0%，“小米粒状”高岭石内部孔隙发育。在扫描电镜下，高岭石呈“蠕虫状”“、书页状”或“鳞片状”充填于孔隙内或附着在石英、长石等颗粒表面[图 5（h）~（i）]，往往与长石的溶蚀共生。伊利石呈“丝片状”充填于孔隙内[图 5（h）~（i）]，占据了孔隙的空间。

溶蚀作用广泛发育于东三段储层中，以火山岩岩屑、长石的酸性溶蚀和以石英颗粒、石英岩岩屑的碱性溶蚀为主，其中火山岩岩屑、长石的酸性溶蚀较为普遍，火山岩岩屑常呈内部不规则点状或斑块状溶蚀[参见图 4（f）]，以岩屑中长石等易溶矿物的溶蚀为主；长石颗粒主要沿边缘、裂缝以及解理缝溶蚀。石英颗粒和石英岩岩屑常沿边缘溶蚀，呈不规则边缘[参见图 4（c）]。溶蚀作用可形成粒间溶蚀孔、颗粒溶蚀孔、胶结物溶蚀孔等多种次生孔隙类型。在东三段储层中可形成0.1%~21.0%的次生孔隙，平均占粒间孔隙的62%，是相对优质储层中储集空间增加的主要原因。

自生矿物之间的相互交代关系以及溶蚀充填关系通常可作为成岩作用演化序列的判断依据^[2-5]。利用上述关系，建立了东三段储层的成岩作用演化序列。

（1）自生矿物之间的交代关系

东三段储层中交代作用比较常见，在砂岩储层中，铁白云石、铁方解石、方解石等碳酸盐胶结物往往交代石英次生加大边、长石、石英以及岩屑颗粒[图 7（a）~（c）]，表明碳酸盐胶结物的形成晚于石英次生加大；黄铁矿交代（含）铁白云石胶结物及长石、岩屑等碎屑颗粒[图 7（b）]，说明黄铁矿的形成要晚于碳酸盐胶结物。因此，碳酸盐胶结物的形成晚于石英次生加大而早于黄铁矿的形成。

图 7

Fig. 7

下载eps/tif图 图 7 东三段储层交代作用与矿物溶蚀充填关系 （a）（含）铁白云石、方解石充填于长石溶蚀孔，黄铁矿交代碎屑颗粒，CFD11井，2 875.22 m，铸体薄片，单偏光；（b）铁白云石交代石英次生加大边，石英次生加大边溶蚀，黄铁矿交代（含）铁白云石，CFD13井，3 569 m，铸体薄片，单偏光；（c）铁白云石充填于长石溶蚀孔，或充填于颗粒间，CFD11井，3 139.17 m，铸体薄片，单偏光；（d）Ⅲ级石英次生加大，次生加大石英表面见溶蚀坑，CFD13井，3 262 m，扫描电镜；（e）“蠕虫状”或“鳞片状”高岭石充填于石英次生加大间，CFD11井，2 869 m，扫描电镜；（f）石英次生加大、菱铁矿、蚀变高岭石、伊利石、伊/蒙混层充填于粒间孔隙，高岭石向伊利石转化，CFD11井，2 990 m，扫描电镜 Fig. 7 Reservoir metasomatism and mineral dissolution filling of E3d3

（2）矿物的溶蚀-充填关系

储层中溶蚀作用比较发育，长石、火山岩岩屑溶蚀[参见图 4（b），（d），（f）]代表酸性成岩环境^[2-8]；石英溶蚀[图 7（b）]代表碱性成岩环境^[2-8]；石英表面可见2期次生加大边[参见图 5（f）~（g）]，表明储层至少经历了2期酸性成岩环境，在酸性成岩环境下，长石溶蚀产生的SiO₂促进了石英次生加大的形成，且石英次生加大和长石、火山岩岩屑的溶蚀是同一期形成的^[6-7]；Ⅲ级次生石英加大的溶蚀[图 7（d）]以及第2期石英加大边的溶蚀和第1期石英次生加大边尘线的交代作用[参见图 5（f）~（g）]，说明成岩环境至少经历了2期碱性成岩环境；高岭石向伊利石转化[图 7（f）]，代表成岩环境由酸性向弱碱性转化^[10]。大量自生高岭石充填于颗粒之间，且见高岭石的溶蚀孔[参见图 4（g）、图 5（j）]，表明成岩环境经历了由酸性向碱性的转化。

（含）铁白云石常充填于长石、火山岩岩屑的溶蚀孔或解理缝中[图 7（a）~（c）]，代表长石、火山岩岩屑的溶蚀早于碳酸盐胶结物的形成；白云石和菱铁矿呈“泥晶状”环绕并包裹碎屑颗粒[参见图 5（d），（k）]，且充填于颗粒之间的孔隙中，而泥晶白云石和菱铁矿形成于同沉积时期，在储层中不常见；高岭石常呈“蠕虫状”或“鳞片状”分布于长石溶蚀颗粒的表面（图 7），或充填于粒间孔隙中[参见图 4（g）、图 5（j）]，表明高岭石的形成晚于长石的溶蚀；高岭石充填于早期石英次生加大间[图 7（e）]，说明高岭石的形成晚于早期石英次生加大；次生加大石英充填于高岭石之间的粒间孔隙[图 7（f）]，代表次生加大石英的形成晚于高岭石的形成；黄铁矿充填于颗粒之间的孔隙，或充填于颗粒内的溶蚀孔中[参见图 5（l）]，表明黄铁矿的形成晚于颗粒的溶蚀作用。

根据上述自生矿物的相互交代以及溶蚀充填关系，判断出东三段储层的成岩演化序列，在持续的压实作用下，成岩演化过程为泥晶白云石胶结/菱铁矿胶结→长石溶蚀/火山岩岩屑溶蚀/石英早期次生加大→石英溶蚀/碳酸盐胶结→长石溶蚀/火山岩岩屑溶蚀/碳酸盐胶结物溶蚀/石英晚期次生加大/高岭石的形成→（铁）方解石胶结/铁白云石胶结/石英溶蚀/伊利石的形成→黄铁矿胶结。

在上述成岩演化序列判断的基础上，结合黏土矿物、伊/蒙混层中蒙脱石含量随深度的变化、油气充注期以及埋藏史—热演化的分析（图 8），认为东三段储层成岩环境经历了中性→酸性（大气淡水淋滤）→碱性→酸性→碱性→酸性→碱性的演变。

图 8

Fig. 8

下载eps/tif图 图 8 Q-12井埋藏史—成岩演化序列综合图 Ed3.东三段；Ed2.东二段；Ed1.东一段；Ng.馆陶组；Nml.明化镇组下段；Nmu.明化镇组上段；Qp.平原组 Fig. 8 Burial history and diagenetic sequence from well Q-12

锶/钡值[w（Sr）/w（Ba）]为0.02~0.13，平均为0.043，远小于1；硼/镓值[w（B）/w（Ga）]为1.2~2.6，平均为1.7，远小于3.3。因此，东三段沉积时的水体环境为淡水环境，储层中的地层水为中性。

距今32.0~30.3 Ma时，东三段处于砂砾岩的形成时期，储层受沉积水控制，持续时间约1.7 Ma。利用硼（B）含量、锶（Sr）含量、锶/钡值、硼/镓值等指标可判断沉积环境^[10]，B的质量分数小于0.006%，Sr的质量分数小于0.03%，w（Sr）/w（Ba）小于0.5，w（B）/w（Ga）小于3.3时，沉积环境为淡水环境。通过对东三段32个泥岩样品微量元素的分析发现，B的质量分数为0.001%~0.003%，平均为0.002%，远小于0.006%；Sr的质量分数为0.026%~0.042%，平均为0.034%，接近0.030%；w（Sr）/w（Ba）为0.02~ 0.13，平均为0.043，远小于1；w（B）/w（Ga）为1.2~ 2.6，平均为1.7，远小于3.3。因此，东三段沉积时的水体环境为淡水环境，储层中的地层水为中性。

距今30.3~28.6 Ma时，东三段受构造挤压作用发生抬升，并接受大气淡水的淋滤作用，东三段地层温度处于0~50 ℃，地层水受大气淡水的影响呈酸性^[19]，持续时间约1.7 Ma。该时期储层遭受大气淡水淋滤的直接证据是东三段末期遭受剥蚀（图 9），在地震剖面上可见明显的顶面削截现象，且孔隙度随着储层离东三段顶面距离的增加而减小^[19]。另外，测井曲线上表现为高声波时差和低密度特征，表明不整合面之下的地层疏松；长石、火山岩岩屑的溶蚀作用较强，同时形成的高岭石呈“小米粒状”充填于粒间孔隙[参见图 4（g）、图 5（j）、图 7（f）]，后期具有一定的抗压实作用，高岭石含量随着储层离东三段顶面距离的增加而减小。

图 9

Fig. 9

下载eps/tif图 图 9 渤中凹陷西北缘大气淡水淋滤的证据 Fig. 9 Data about meteoric water leaching in the northwestern margin of Bozhong Sag

距今28.6~26.0 Ma时，东三段地层温度小于75 ℃，被上覆东营组覆盖，储层受邻近泥岩中沉积水的影响，成岩环境呈碱性。该阶段以压实作用为主，局部出现碳酸盐胶结和石英的溶蚀作用，但强度较弱。

距今26~22 Ma时，东三段地层温度为75~ 85 ℃，而下伏沙三段和沙一+二段等2套烃源岩温度均为75~110 ℃，均先后进入排酸期^[5-7]，由于切穿沙河街组的断层（边界断层与次生断层）发育（参见图 1），平均断层活动速率为66 m/Ma^[20]，活动较强，有利于流体向上运移，沙河街组排出的酸性流体沿断层或直接向紧邻的储层中运移，导致东三段储层成岩环境呈酸性。该时期长石、火山岩岩屑和早期形成的碳酸盐胶结物发生溶蚀，而长石溶蚀形成的产物易于在该阶段形成高岭石胶结和石英次生加大。

距今22~19 Ma时，东营组发生构造抬升，东三段地层温度主要为55~73 ℃，低于有机酸排放的温度，且平均断层活动速率为5.2 m/Ma^[20]，活动非常弱，不利于下部沙河街组流体向上运移，导致东三段储层成岩环境逐渐变为碱性。该阶段除压实作用继续进行外，还发生了石英的溶蚀和碳酸盐的胶结作用，但强度均较弱。

距今19.0~0.8 Ma时，东三段及下伏沙三段、沙一+二段地层持续沉降，东三段大部分地层温度为75~120 ℃，该区间是有机酸最佳排酸区和保存区^[5-7]，成岩环境由碱性逐渐变为酸性。该阶段早期处于早成岩阶段，晚期进入中成岩阶段A期，油气发生了充注作用，主要发生了长石、火山岩岩屑的溶蚀作用，石英的次生加大作用以及高岭石的大量形成。

距今0.8 Ma至今，东三段部分地层温度为120~ 130 ℃，而下伏沙三段和沙一+二段均为120~ 130 ℃，东三段储层处于中成岩阶段A期，由于地层的持续深埋，有机酸发生热脱羧作用和分解作用^[5-7]，油气充注作用逐渐减弱，成岩环境为碱性。该阶段发生铁方解石、铁白云石、黄铁矿的胶结作用，以及石英颗粒和石英次生加大边的溶蚀作用。

渤中凹陷西北缘东三段储层物性中渗透率随孔隙度的增大呈指数增长[参见图 3（a）]，因此，在成岩演化对物性的影响研究中可用孔隙度演化代表储层物性的演化特征。以成岩演化序列为约束条件，对东三段储层在地质历史时期的孔隙度进行定量恢复^[21-22]，探讨低渗透储层孔隙度的演化过程及其与油气成藏史的对应关系。

在明确成岩演化序列的前提下，通过计算得到初始孔隙度，才能进行成岩演化对储层物性影响的研究^[22-24]。碎屑颗粒的分选系数与初始孔隙度之间具有负相关关系^[21-22]

式中：φ_i为储层初始孔隙度，%；S_o为分选系数。

利用式（1）可恢复不同分选系数储层的初始孔隙度。通过对东三段储层壁心和岩心粒度曲线中112个样品的分选系数统计可知，分选系数为1.41~ 2.60，代入式（1），可得到初始孔隙度为27.7%~ 36.7%，平均为32.3%。

碎屑岩储层在地质历史时期的孔隙度恢复主要借助铸体薄片统计面孔率来进行。因此，在统计和恢复各种胶结物和溶蚀作用对孔隙度的贡献量时，需要进行相应孔隙度与面孔率的转化^[22]。利用显微镜及对应的计算机图像分析软件，统计了东三段储层的面孔率，并与相应的孔隙度建立了函数关系（图 10）。结果显示，孔隙度与面孔率之间存在良好的对数关系，对应的函数为

图 10

Fig. 10

下载eps/tif图 图 10 东三段储层孔隙度与面孔率的关系 Fig. 10 Relationship between porosity and areal porosity of E3d3

式中：φ_孔为孔隙度，%；φ_面为面孔率，%。

以铸体薄片为基础，以成岩演化序列为约束，首先从现今孔隙度着手，采用计算机图像分析技术，按照成岩演化序列从晚到早的顺序依次回剥，进而恢复各成岩作用界面发育时期的面孔率，再结合前述面孔率与孔隙度的函数关系，得到各成岩作用界面发育时期对应的孔隙度，最终得到各古埋深条件下的孔隙度，具体的计算方法与步骤参见文献[22]。

以CFD13井深度为3 327 m的细砂岩为例（图 11），其分选系数为1.65，现今实测孔隙度为13.5%，面孔率为6%，而初始孔隙度为34.8%。

图 11

Fig. 11

下载eps/tif图 图 11 东三段储层成岩演化与物性变化关系 Fig. 11 Diagenetic evolution and physical properties of reservoirs of E3d3

东三段储层沉积时（距今31 Ma）位于水下，形成的储层初始孔隙度为34.8%。大气淡水淋滤作用造成长石、火山岩岩屑开始溶蚀时（距今30.3 Ma），古埋深约为370 m，孔隙度为31.2%。埋藏压实作用、石英溶蚀和碳酸盐开始胶结时（距今28.6 Ma），古埋深大约为500 m，孔隙度为33.8%，该阶段以压实作用为主，石英的溶蚀作用和碳酸盐的胶结作用较弱。石英第1期次生加大以及长石、火山岩岩屑再次溶蚀开始时（距今26 Ma），古埋深约为1 350 m，孔隙度为23.3%。石英再次溶蚀、碳酸盐胶结开始时（距今22 Ma），古埋深大约达到1 800 m，孔隙度约为24.6%。石英第2期次生加大以及长石、火山岩岩屑的第3次溶蚀开始时（距今19 Ma），古埋深约为1 900 m，孔隙度约为15.9%，期间经历了油气的持续充注（距今7 Ma）。至铁方解石、铁白云石等碳酸盐胶结物开始形成时（距今0.8 Ma），古埋深约3 300 m，孔隙度约为16.3%，晚期见黄铁矿胶结；现今，埋深达到3 327 m，孔隙度为13.5%。

东三段储层晚期经历了较强烈的碳酸盐胶结作用，压实作用和碳酸盐胶结作用均是形成低渗透储层的根本原因，而溶蚀作用和油气充注作用均是形成次生孔隙的主要原因。由于油气的主要充注时间发生在储层致密前，故东三段储层具有“先充注后致密”的特征。

（1）渤中凹陷西北缘东三段储层以中—低孔、特低—低渗为主，平均孔隙度为14.8%，平均渗透率为28.9 mD，具有典型的低渗透特征。储集空间以溶蚀粒间孔为主，原生粒间孔次之，其中溶蚀孔以粒间溶蚀孔为主，表现为黏土矿物、碳酸盐等胶结物的溶蚀；颗粒溶蚀孔次之，表现为火山岩岩屑和长石的溶蚀，见少量的石英颗粒沿边缘溶蚀。

（2）东三段储层现今处于中成岩阶段A期，在持续压实作用的基础上，主要经历了泥晶白云石胶结/菱铁矿胶结→长石溶蚀/火山岩岩屑溶蚀/石英早期次生加大→石英溶蚀/碳酸盐胶结→长石溶蚀/火山岩岩屑溶蚀/碳酸盐胶结物溶蚀/石英晚期次生加大/高岭石形成→（铁）方解石胶结/铁白云石胶结/石英溶蚀/伊利石形成→黄铁矿胶结的演化序列。其对应的成岩环境经历了中性→酸性（大气淡水淋滤）→碱性→酸性→碱性→酸性→碱性的演变。

（3）东三段储层具有“先充注后致密”的特征，储层经历了持续的压实作用，晚期经历了较强烈的碳酸盐胶结作用，压实作用和碳酸盐胶结作用均是形成低渗透储层的根本原因，而长石、火山岩岩屑的溶蚀作用以及油气的充注均是形成次生孔隙的主要原因。