0 引言

随着我国中浅层油气勘探开发程度的提高及油气需求的日益增长，油气勘探不断向深层拓展，深层油气勘探的关键问题之一就是是否存在优质储层，全球范围含油气盆地研究^[1]表明，在一定地质条件下，深层仍可发育有异常高孔渗碎屑岩储层。因此有关深层优质碎屑岩储层物性保存控制因素分析是深层油气勘探开发所要解决的关键问题^[1-2]。而关于深层的界定，国内外仍存在一定的差异，国外主要指埋深在4 000 m以下的地层，而我国大部分学者以3 500 m、4 500 m分别作为中深层与深层、深层与超深层的划分标准^[3-4]。尽管在划分深度上有所差异，但国内外学者针对深层优质碎屑岩储层成因进行了大量的探讨，概括来说优质储层主要受控于沉积条件、异常高压、成岩流体性质、古地温、热循环对流、膏盐效应、烃类充注“七类因素”^[4-9]。而不同地质条件下深层储层物性保存的各控制因素间既相互联系又相互独立，既相互制约又相互促进，因此深层优质储层不是单因素成因，而是多因素在时空上耦合的结果。目前，国内外学者从单因素或主控因素角度分析深层优质储层成因的研究成果较为丰硕，但从多因素间的时空耦合关系来探讨深层优质碎屑岩储层的物性保存过程相对薄弱，且尚无系统讨论。

准噶尔盆地腹部莫索湾地区三工河组储层主体埋深在3 800~4 600 m，处于如此深埋条件下储层仍具有较优越的物性条件：储层平均孔隙度为13.28%；平均渗透率为26.09×10^-3 μm²，因此三工河组是盆地腹部侏罗系主力含油层段。关于三工河组深层优质储层成因，主要观点有相对较高的结构成熟度及石英加大^[10]、有利的沉积相带^[11]、次生溶蚀带发育^[12]、异常高压^[13]是储层物性保存的成因机制。然而笔者在研究中发现，三工河组深层优质碎屑岩储层物性保存并非成因于某一主控因素，而是多因素在时间和空间上的耦合成因。本文在单因素分析基础上，从多因素间的演化匹配关系探讨三工河组优质储层的保存过程。这不仅对丰富深层储层成因认识有一定的理论价值，而且对指导优质储层分布预测有重要的实际意义。

1 区域地质背景

莫索湾地区位于准噶尔盆地腹部中心位置，南邻昌吉凹陷，北接盆1井西凹陷及东道海子凹陷(图 1a，b)，油气运聚条件十分有利。三工河组为在湖盆扩张期湿润气候条件下发育的一套碎屑岩系，总体呈下细上粗再细的旋回沉积特征，并可自下而上划分为三个岩性段，分别为三一段(J₁s₁)、三二段(J₁s₂)、三三段(J₁s₃)(图 1c)。三一段沉积期湖水范围扩大，水体加深，主要发育湖相细粒碎屑岩沉积。三二段沉积期，湖盆水体收缩，发育一推进式分布广的辫状河三角洲，并以前缘厚层含砾粗砂岩及中、细砂岩为特征，且区域大范围连片^[10-11]，是有利的油气储集层段。而三三段沉积期湖盆水体再次扩张，使得整个盆地腹部再次覆盖一套湖相深灰色泥岩沉积。整体上，研究区三工河组储层埋深在3 300~5 100 m之间，向盆地两侧埋深逐渐减小(图 1d)。

2 储层基本特征 2.1 岩石学特征

莫索湾地区三工河组储层岩石类型以长石质岩屑砂岩为主，其次为长石岩屑砂岩及岩屑砂岩(图 2)，整体上砂岩的成分成熟度较低，以富含岩屑为主要特征，岩屑平均含量为45%，最大可达90%以上。而岩屑组成中普遍含以凝灰岩岩屑为主的塑性岩屑，凝灰岩岩屑含量平均为27.2%，最大可达59%。储层泥质杂基含量低，一般小于5%，同时碎屑颗粒分选较好，磨圆以次棱角—次圆为主，颗粒支撑，储集砂体粒级偏细，以中、细砂岩为主，次为中粗砂岩。总体上，三工河组砂岩以较低成份成熟度、较高结构成熟度为特征。

2.2 孔隙结构及物性特征

通过岩石铸体薄片孔隙类型分析及扫描电镜观察发现，尽管三工河组主体埋深在3 800 m以下，但储集空间类型仍以粒间孔为主，平均占各孔隙类型比重的86%，包括原生粒间孔(图 3a，b)及被胶结物部分充填后保存的剩余粒间孔(图 3c，d，e)。其次为溶蚀孔隙，包括粒间溶孔、粒内溶孔及胶结物溶蚀孔隙(图 3 g~k)，平均比重12%。微裂缝较不发育，仅在个别压实程度较强的薄片中可见，一般切穿整个刚性碎屑颗粒(图 3l)，其所占比重平均为2%。压汞测试资料显示，储层排驱压力在0.01~3.95 MPa之间，平均为0.39 MPa；最大孔喉半径在0.23~73.52 μm之间，平均为7.641 μm，总体属中孔—细微喉型储层。

储层物性资料分析(图 4)表明，三工河组砂体孔隙度分布主要集中在10%~16%之间，渗透率大于10×10^-3 μm²的样品数占32.4%，总体属低孔低渗—中孔中渗型储层，但相对于其埋藏深度来说这一物性条件已十分优越，且储层孔渗呈现较好的正相关线性关系，再次反映储层储集空间以粒间孔为主，总体上看三工河组储层属典型的深层优质碎屑岩储层。

2.3 成岩作用特征及成岩阶段

研究区三工河组储层主要成岩作用类型有压实作用、胶结作用、溶蚀作用及交代作用，而压溶作用不发育。其中压实作用对储层物性演化影响最大，压实作用使得储层原生孔隙相对损失量集中在40%~85%之间(图 5)，是物性损失的主要原因。但整体上储层压实强度并不大，属中—强压实，砂岩原生孔隙仍有大量保存，颗粒间主要以点—线接触为特征。储层胶结作用较弱，胶结物总含量一般小于3.2%，平均仅2.94%；但成分多样，包括碳酸盐类、硅质、黄铁矿、自生黏土矿物及盐类矿物等，多为孔隙式—接触式胶结结构。溶蚀作用主要发育于碎屑颗粒及胶结物内，可见石英、长石及火山岩岩屑的颗粒溶蚀及碳酸盐胶结物的溶蚀现象(图 3g~k)，溶蚀颗粒边缘呈港湾状及不规则状。而伴随着长石及岩屑颗粒的溶蚀蚀变，镜下可见自生高岭石的大量产出及其对长石的交代现象(图 3h)。

三工河组60块样品X衍射黏土矿物成分分析及镜质体反射率R_o数据显示，三工河组储层R_o值在0.38~0.85之间，伊蒙混层比在15%~60%之间，同时石英次生加大级别为Ⅰ~Ⅱ级，自生微晶石英晶体小而且并未大量出现，仅部分石英颗粒发育加大边，同时石英次生加大边较窄。因此依据中国石油天然气行业标准(SY/T5477—2003) 成岩阶段划分方案及主要标志，三工河组所处成岩阶段仍较早，整体上处于早成岩B期—中成岩A期。各成岩阶段成岩特征差异及成岩序列详见后文讨论。

3 物性保存单因素分析 3.1 沉积条件 3.1.1 深层优质储层的“源控”

三工河组储层富含各种岩屑，岩屑含量，尤其是以凝灰岩岩屑为代表的塑性岩屑含量在很大程度上决定了储层压实程度的强弱。从塑性岩屑含量与储层视压实率及现今物性相关关系(图 6a，b，c)可见，塑性岩屑含量越高，砂岩抗压实能力越弱，视压实率越大，从而导致储层物性越急剧变差。相反，石英等刚性组分含量越多，储层抗压实能力越强，且刚性颗粒更易于形成裂缝而使物性得到改善。因此塑性岩屑或刚性组分含量决定着储层物性压实损失的大小，而砂岩碎屑成分根本上取决于母源区性质及物源条件，因此相同地质条件下塑性岩屑含量少的物源体系势必具有相对优越的储层物性保存条件。

3.1.2 深层优质储层的“相控”

砂体原始物性随碎屑颗粒分选程度的增大而增大^[14]；同时砂体分选系数与视压实率及现今物性相关关系显示(图 6d，e，f)，随着分选系数的增大，即分选变差，储层视压实率增大，物性损失也越严重。而通过砂岩粒级与物性关系统计发现(表 1)，物性自粉砂岩向粗砂岩依次变好，但砂砾岩物性较粗砂岩有所降低。究其原因，细、中、粗砂岩相对粒级大且分选好使得碎屑颗粒接触表面积较小，颗粒间支撑力大，孔喉早期连通性好的同时后期抗压实能力强；而砂砾岩分选相对差，使得原始物性降低，且分选降低导致颗粒间更易于滑动和重新排列，支撑力减小，进而加快了压实进程。因此水动力相对较强的沉积微相，如水下分流河道中—粗砂岩物性最为优越；位于河道底部滞留的砂砾岩相对上部砂岩物性有所降低；河口坝、滩坝等细砂岩次之，而前缘席状砂或分流间湾内的粉砂岩物性最差。

3.2 地层超压

盆地腹部侏罗系内异常高压普遍存在^[13]，压力系数为1.24~2.07^[15-16]。而地层超压的存在使得深部泥页岩及砂岩地层出现高声波时差及低电阻率的测井异常响应特征^{[13, 15]}，系统分析研究区钻井测井资料，发现莫索湾地区三工河组均处于这一超压带内。以莫5井为例(图 7a)，在3 990 m以浅，地层声波时差及电阻率与深度关系表现为正常的平缓曲线；然而在3 990 m以深，二者出现偏离正常压实趋势的响应特征，声波时差增大的同时电阻率降低，即开始进入超压带^{[13, 17]}。流体包裹体记录了丰富的地层流体、地层温度和地层压力等信息，目前利用流体包裹体均一温度、盐度等分析数据计算并重建沉积盆地地层压力演化过程是地层压力研究的重要方法^[18]。文献[19]通过对比同期盐水包裹体与烃类包裹体计算古地层压力的方法，恢复了盆地腹部这一地层超压带地史时期地层压力的演化过程(图 7b)，地层压力演化可划分为早期超压积累、中期超压释放、中期常压及晚期常压积累四个阶段。而地层埋藏史(以盆参2井为代表，图 7c)可划分为早期浅埋、中期快速深埋、后期缓慢埋藏及晚期快速深埋四个时期。将地层古压力演化史与埋藏史叠合(图 7c)可见：浅埋藏期(约＞144 Ma)地层超压可能已经存在并逐渐增大；快速深埋期(约144~90 Ma)，地层超压增大达顶峰，地层压力系数可达2.0以上；后期缓慢埋藏期(约90~24 Ma)，尽管地层超压不断减小并最终恢复常压，但地层埋藏缓慢；晚期快速深埋期(约24 Ma—现今)，地层压力又开始逐渐增大并再一次进入超压状态。可见三工河组储层自埋藏早期地层超压便对物性保存起到积极作用，且两次快速深埋过程中超压的存在有效延缓了储层压实强度，超压演化显著降低了储层深埋条件下的物性损失。

3.3 成岩流体性质 3.3.1 储层成岩流体早期碱性后期酸性的转变

三工河组储层内石英碎屑颗粒，特别是自生石英微晶可见大量的溶蚀现象(图 3g、8a，b)，自生石英单晶体甚至被近完全溶蚀(图 8b)。而在一般成岩流体环境内，石英比较稳定，基本不溶解，只有当pH＞8.5碱性成岩流体才会使得石英被强烈溶蚀^[20]。同时储层内自生绿泥石十分发育，平均占自生黏土矿物总量的40.37%，并主要以颗粒环边包膜的形式产出(图 8b，c，d)，这种赋存状态的绿泥石一般是在成岩早期富Fe²⁺的碱性(pH=7~9) 还原流体环境下所形成^[21]，而通过绿泥石包膜包裹溶蚀残存自生石英微晶这一现象(图 8b)可推断石英微晶的晶出和溶蚀要早于绿泥石包壳的形成。另一种在较强碱性流体(pH＞9) 条件下形成的方解石胶结物^[22]主要以孔隙充填状态产出(图 3e)，这一胶结状态反映其产出晚于绿泥石包壳的形成。同时储层内部还可以观察到弱碱性地层流体环境下形成的自生莓球状黄铁矿^[23](图 8e)及成岩流体富含大量Na⁺、K⁺等碱性金属阳离子而形成的立方体状石盐单晶集合体(图 8f)，上述各成岩现象反映储层成岩早期处于碱性渐强的流体环境。三工河组沉积环境并非干旱盐湖，因此碱性流体主要与其本身富含火山物质，特别是凝灰岩岩屑的蚀变所致。浅埋藏期岩屑多易发生蚀变^[24]，凝灰质岩屑在早成岩期蚀变主要为水合阳离子H₃O⁺与碱金属离子交换，释放Na⁺、K⁺等碱金属阳离子，使得孔隙流体酸性减弱，pH值逐渐升高^[25]。同时凝灰质的蒙脱石化除可以提供大量的Fe²⁺、Mg²⁺使得流体碱性增强外，也为绿泥石的形成提供物质来源。另一类较强的溶蚀作用主要发育于长石颗粒(图 8g，h)，扫描电镜下长石被溶蚀呈筛状，局部溶蚀强烈处仅见早期绿泥石包壳而形成铸模孔(图 8h)，长石的强烈溶蚀主要发育于酸性流体条件，特别是有机质大量成熟前释放的有机酸对长石的溶蚀最为有效^[26]。酸性条件下长石溶蚀产物多为粒间孔隙内假六边形鳞片状自生高岭石单晶体，其集合体呈蠕虫状、书页状(图 8i)。同时早期碳酸盐胶结物的溶蚀(图 3k)也反映成岩流体向酸性的转变。

前期研究表明莫索湾地区三工河组储层内部流体包裹体主要有2种赋存状态^[27-29](表 2)，一是在石英胶结物或石英次生加大边中，二是在碳酸盐胶结物或方解石脉中，而第一种流体包裹体代表了酸性成岩流体环境，第二种包裹体代表了碱性成岩流体环境^[22]。其中三工河组方解石胶结物内流体包裹体形成的均一温度存在两个峰值区间(表 2)，其中70℃~84℃峰值区间显示碱性成岩流体环境出现于成岩早期，而90℃~109℃峰值区间与石英胶结物或石英次生加大边内流体包裹体均一温度峰值区间90℃~120℃相当，显示成岩流体后期酸性的转变。而从现今三工河组储层内有机质镜质体反射率测定值(表 3)可见，虽然现今储层埋深较大，但镜质体反射率一般小于0.85，有机质仍处于低成熟阶段，即有机酸产量仍相对较高^[30]，使得储层现今成岩流体仍基本维持在酸性条件而并未进入晚期强碱性成岩流体环境，而这也是现今储层内部铁方解石及铁白云石胶结物含量极少的重要原因。

3.3.2 成岩序列

综合上述各成岩现象、R_o值(%)、伊蒙混层比及成岩流体性质，建立三工河组储层成岩演化序列(图 9)，目前三工河组已演化至中成岩A期，从早到晚成岩演化序列依次为：早成岩早期中性(弱酸性)流体条件下自生石英微晶胶结→碱性流体条件下(pH＞8.5) 石英颗粒及自生石英微晶的溶蚀→碱性渐强(pH=7~9)，绿泥石颗粒环边包膜及莓球状黄铁矿、石盐晶体胶结→早成岩晚期强碱性(pH＞9)，粒间方解石胶结→中成岩A期，有机质成熟释放有机酸，长石、方解石胶结物溶蚀→石英次生加大、自生高岭石→压实裂缝。其中压实作用贯穿储层的整个演化，但早成岩期绿泥石包壳及碳酸盐胶结物使得储层固结程度增大，抗压实能力增强，储层视压实率随胶结物及绿泥石含量增大而降低(图 9)，虽然胶结物占据了一定的储集空间，但碱性条件下形成的胶结物特别是方解石，为有机酸的溶蚀提供了物质基础。而早期绿泥石包壳不仅增加了储层抗压实强度并抑制中成岩期石英次生加大^[21]，同时扫描电镜下可见绿泥石包壳对早期自生石英微晶的“剥离作用”(图 8d)，即绿泥石包膜从单个石英微晶底部早期附着点将其破裂拱开，进而加速石英微晶的溶蚀，而这一作用明显增加了储集空间，使得储层物性随绿泥石含量增加而增大(图 9)。中成岩期，酸性流体条件下长石及易溶岩屑的溶蚀作用使得储层物性得以改善，虽然溶蚀产物出现一定数量的高岭石，但储层孔隙度与自生高岭石含量仍保持正相关关系(图 9)，反映溶蚀作用对储层物性改善的有效性。

3.4 古地温

准噶尔盆地为我国中西部典型的“冷”盆地，地温梯度平均为22.6 ℃/km，平均大地热流值在我国沉积盆地中最低^[31]。而盆地自石炭纪形成以来地温梯度及大地热流逐渐减小^[31]，可见三工河组储层在埋藏成岩演化过程中盆地地温梯度处于逐渐减小的状态，而在相同的地温(T, ℃)下，低地温梯度的砂体孔隙度是高地温梯度砂体的e^{0.077+0.0042×T}倍^[32]。并且盆地整体的低地温梯度是三工河组储层在深埋条件下成岩阶段仍处于早成岩B—中成岩A期的重要原因，而逐渐减小的地温梯度也使得储层各成岩强度较正常地温梯度条件下减弱，低地温梯度不仅延缓了三工河组的压实进程，同时有机质成熟深度的增加也使得储层在3 500 m以下仍处于有机酸的溶蚀状态而缺乏成岩晚期的铁方解石及铁白云石胶结物。并且较低的地温梯度使得有机质成熟缓慢，增加了生油窗的埋藏深度及生排烃时限，进而间接延长了储层演化过程中有机酸的释放时间及拓宽了次生溶蚀孔隙发育带的垂向厚度和溶蚀作用深度，由此三工河组储层物性得以进一步保存。

4 物性保存过程多因素耦合分析

本次以三工河组储层中比例较大的中细砂岩为例，结合各单因素作用、地层埋藏史及区域构造发育特征，划分5个综合演化阶段，采用反演回剥法系统探讨并还原三工河组储层物性保存过程(图 10)，以明确其成因机制。

4.1 缓慢浅埋阶段(简称阶段Ⅰ)

受控于燕山Ⅱ幕盆地腹部大型车—莫古隆起演化的影响，莫索湾地区三工河组储层沉积后到侏罗纪末期一直处于缓慢浅埋的演化阶段，埋深小于800 m。三工河组中细砂岩储层初始孔隙度在40%~44%之间，而在这一演化阶段(相当于早成岩A期早期)，盆地地温梯度开始增大^[31]，伴随着盆地腹部二叠系烃源岩成熟生烃，下伏岩层流体超压垂向传递到侏罗系^{[15, 19]}而使得三工河组地层压力逐渐增大并进入超压状态，超压在储层埋藏早期便使得储层的抗压实能力增强，因此缓慢浅埋阶段储层物性保存主控因素为浅埋深和地层超压的初始形成。

4.2 第一次快速深埋早—中期阶段(简称阶段Ⅱ)

至白垩纪，盆地演化进入大型坳陷湖盆阶段。地层持续性快速深埋使得三三段和三一段大套厚层泥岩在快速埋藏中孔隙水难以排泄，而夹于其中的三二段砂岩孔隙水也难以释放而形成超压^[13]，加之二叠系烃源岩的持续性排烃压力传递使得储层超压持续增大，地层超压的不断增大有效减缓了储层深埋的压实强度。伴随着火山岩屑水解程度增大、流体碱性增强及地温逐渐升高，石英碎屑颗粒及自生石英微晶开始发生溶蚀，增孔量在1%~4%之间。而在碱性及铁、镁离子含量充足的条件下，碎屑颗粒表面开始形成绿泥石包壳，但由于地层超压的存在，碎屑颗粒接触程度较低使得绿泥石包壳的抗压实作用在这一阶段的效果相对减弱。因此在储层综合演化阶段Ⅱ地层超压是物性保存的主控因素。

4.3 第一次快速深埋晚期—缓慢深埋早—中期阶段(简称阶段Ⅲ)

地层第一次快速深埋晚期即晚白垩世早期，随着二叠系烃源岩进入排烃高峰后，下伏地层传递压力逐渐释放^[19]，但快速埋藏产生的超压仍继续存在而使得地层总压力处于超压减小状态，而自古近纪缓慢埋藏使得地层压力持续释放并最终恢复常压。这一阶段储层过渡到早成岩B期。因此在地层压力恢复常压之前，地层超压对储层的物性保存仍起到主控作用，但随着地层压力进入常压后，早成岩B期较强碱性条件下形成的碳酸盐胶结物及早成岩A期形成的绿泥石包壳使储层抗压实能力增强，因而在常压下，储层物性保存主要受控于胶结物的固结作用。如对比下伏八道湾组砂体，由于八道湾组为煤系地层，在成岩早期酸性流体条件下缺少碳酸盐及绿泥石等胶结物，且易发生早期酸性溶蚀而使砂体骨架抗压实能力显著降低^[33]，原生孔隙几乎全部消失^[13]。因此在储层综合演化阶段Ⅲ，物性保存的主控因素由超压转变为胶结物对砂体的固结作用。

4.4 缓慢深埋中—后期阶段(简称阶段Ⅳ)

古地温梯度自白垩纪至古近纪基本维持在25 ℃/km^[31]，而有机质开始成熟的古地温范围一般为85℃~140℃，据此可知低地温梯度下三工河组内部有机质成熟深度可延伸至3 400 m以深，因而储层在缓慢埋藏的中后期才开始进入中成岩A期。有机质成熟过程中形成羧酸和酚等有机溶剂，使得成岩流体pH逐渐降低并最终达酸性环境。而深部碎屑岩有机酸溶蚀作用模拟实验表明^[34]，碳酸盐矿物较长石等铝硅酸盐矿物更易也更早发生溶蚀。因此从储层内长石的大量溶蚀现象可推断早期碳酸盐胶结物的溶蚀应更为充分，使得现今储层内部胶结物含量较低，即早期碳酸盐胶结损失的物性在这一阶段得以一定程度的恢复。同时后期古地温梯度继续降低使得有机酸的生成、溶蚀深度及时限加大，酸性溶蚀增孔作用进而更加有效，增孔量可达3%~9%。因而在储层综合演化阶段Ⅳ，物性保存主控因素为低地温梯度及有机酸的溶蚀作用。

4.5 第二次快速深埋—现今阶段(简称阶段Ⅴ)

新近纪开始的喜马拉雅造山运动使得莫索湾地区再次进入快速深埋阶段。地层快速深埋状态下，砂体欠压实超压再次形成的同时，三工河组内部有机质，特别是下伏八道湾组烃源岩进一步成熟而进入大量生排烃阶段^{[15, 19]}，使得地层压力持续增大，因此地层也由常压逐渐进入现今的超压状态。由于地层埋深的加大使得局部压实较强处石英等刚性碎屑颗粒开始形成微裂缝，但其数目相对较少，增孔量在1%左右，而受控于超压的存在大部分颗粒仍保持点—线接触。另一方面，古地温梯度自新近纪开始再次持续降低，有机质生排烃进程时限及深度同样得以延长和拓宽，使得现今储层虽然埋深达3 500 m以深，有机质仍处于生排烃状态，储层仍未进入晚期含铁碳酸岩的大量胶结阶段。因此地层超压及地温梯度的降低是储层综合演化阶段Ⅴ物性保存的主控因素。

5 储层综合成岩及油气聚集模式

综合三工河组岩相发育特征、区域地质演化及储层物性保存过程多因素分析、区域生排烃史，最终建立三工河组深层储层综合成岩演化及油气聚集模式(图 11)。

三工河组岩相组合为三二段三角洲砂体夹于三一段、三三段大段湖相泥岩内部。其沉积后—侏罗纪末浅埋藏期(图 11a)，储层处于演化阶段Ⅰ，砂体原生孔喉连通性好，伴随着二叠系烃源岩开始生排烃，地层超压向上传导的同时油气沿先存断裂向上运移。围绕车莫古隆起压力势、古地温及流体势较小的部位形成三工河组古油藏。白垩纪快速埋藏期—古近纪缓慢埋藏早中期(图 11b)，储层处于演化阶段Ⅱ~Ⅲ，地层超压使得三二段砂体逐渐形成压力封存箱，三一段、三三段大段泥岩分别作为超压顶、底封层。而在超压系统内部流体流动方式主要以热循环对流形式进行^[35]，而在碱性成岩流体循环流动中，深埋区较高的地层温压使得碱性流体内碳酸盐更易沉淀^[36]，因而深埋区可形成碳酸盐胶结带，这一胶结带增加了深埋储层的抗压实强度。自古近纪晚期(图 11c)，储层进入阶段Ⅳ~Ⅴ，三工河组内部有机质大量成熟排烃之前，有机酸的大量释放使得腹部深埋区储层得以充分溶蚀。由于下部有机酸浓度较大及上部泥岩对流体排放的封隔，使得有机酸在三二段砂体内部以浓度扩散、地层压力差及热循环对流的形式向浅埋藏区流动，深埋区早期方解石胶结带也得以有效溶蚀而恢复物性，酸性溶蚀下的碳酸盐逐渐向上迁移并在超压顶面形成新的碳酸盐胶结带^{[16, 37]}。伴随着有机质进一步成熟，侏罗系烃源岩开始生排烃(图 11d)，地层压力的增大使得J₁s₂压力封存箱再次形成，腹部深埋储层由于经历超压、碳酸盐胶结的固结及后期有机酸充分溶蚀而形成优质储层，当有效圈闭存在油气得以充注保存，而油气由深部向浅部运移，最终可在浅埋区超压顶面碳酸盐胶结带下部聚集。

6 油气地质意义

综上所述，莫索湾地区深层三工河组优质储层勘探首先应在区域上明确砂体物源体系，区分塑性岩屑含量相对较少的物源方向及砂体展布，并进一步明确砂体沉积微相类型及沉积特征，优质储集砂体应以辫状河三角洲前缘水下分流河道及河口坝中细砂、中粗砂岩为主。而从莫索湾地区三工河组砂体物性与埋深关系来看(图 12a)，储层物性随深度变化关系并不明显，即基本不受埋深控制，造成这一现象的重要原因之一就是研究区三工河组处于盆地腹部普遍存在的超压带内，储层物性得以有效保存。前期研究表明盆地腹部侏罗系这一超压带往往具有“穿层性”，即超压顶界深度区域上近似一向南倾斜的曲面^[16-17]。而在超压带顶面往往形成碳酸盐胶结带^[37]，如研究区西部莫西庄地区及南部永进地区，在超压带顶部砂岩储层内碳酸盐含量明显增大(图 12b)，储层物性显著降低。因此尽管莫索湾地区三工河组均处于超压带内，但从后期整个盆地腹部三工河组勘探角度来看，应结合砂体展布对超压带范围特别是各区域超压顶界深度进行精细研究，进而确定优势储层分布。同时莫索湾地区处于盆地腹部中心位置，埋深较大，因此地层温压较盆地两侧及北部浅埋区更大。前已述及，受控于盆地较低的地温梯度，三工河组储层内成岩流体现今仍维持酸性条件，即储层仍处于溶蚀阶段，而溶蚀产物将不断向低温压区迁移，这也是莫索湾地区三工河组储层内胶结物总含量较少的重要原因。而溶蚀产物在浅埋藏区可能再次沉淀形成胶结带，因此后期油气勘探还应注重区域连通砂体内部成岩流体运移路径及砂体现今构造位置，从而准确判断优质储层发育位置。

7 结论

(1) 莫索湾地区深层三工河组储层以低成分成熟度、较高的结构成熟度为特征，孔喉结构属中孔—细微喉型，孔隙度集中在8%~16%之间，渗透率在(0.1~100)×10^-3 μm²之间，为典型的深层优质碎屑岩储层。

(2) 三工河组储层成岩作用主要以压实、胶结、溶蚀为主，压溶作用不发育，其中压实作用是储层物性损失的主要原因，储层成岩演化阶段处于早成岩B期—中成岩A期。

(3) 塑性岩屑较少的物源体系及水动力较强的砂体沉积相带、地层超压、成岩流体早成岩期碱性中成岩期酸性的转变、较低的古地温梯度，上述4方面因素分别使得三工河组深层储层物性得以有效保存。

(4) 三工河组储层物性保存过程可划分为5个阶段，不同阶段物性保存的主控因素不同，缓慢浅埋阶段Ⅰ为浅埋深和地层超压的初始形成；第一次快速深埋早—中期阶段Ⅱ为地层超压；第一次快速深埋晚期—缓慢深埋早—中期阶段Ⅲ主控因素由超压逐渐转变为胶结物的固结作用；缓慢深埋中—后期阶段Ⅳ为低地温梯度及有机酸的溶蚀作用；第二次快速深埋—现今阶段Ⅴ为地层超压及地温梯度的降低。