碎屑岩储层非均质性 储层非均质性的分类

碎屑岩储层成因类型多，几何形态差别大，内部结构复杂程度不一，形成了不同的非均质性特征。我国陆相湖盆有着丰富的碎屑岩储层，有冲积扇、河流、三角洲、滩坝及湖底扇等。与海相沉积环境相比，几乎发现了除潮汐和海滩障壁体系以外的所有砂体类型。陆相碎屑岩砂体除了在规模上小于海相的同类砂体外，但它们之间的非均质性具相似的规律。下面概括介绍裘怿楠 （1992） 先生总结的陆相碎屑岩储层非均质性特征。

（一） 冲积扇砂砾岩体

1. 冲积扇储层几何形态

冲积扇体基本上全由砂砾岩组成，因此作为储层也往往就是一个连通体。但是各部位碎屑颗粒粒度、泥质含量、分选、结构成熟度等不同，从而引起了储层物性变化，因此具有严重的非均质性。

冲积扇体的平面几何形态呈扇形，由扇根向扇缘敞开。纵剖面厚度形态呈向上凹，横剖面上厚度变化呈向上凸。

扇体大小变化很大，面积从不到1km²到几万平方千米的变化范围，一般不到300km²。控制冲积扇体大小的因素有：流域盆地面积、坡降、气候、源区岩性等。在山区与平原交界处和断陷盆地的边缘，冲积扇常常成群出现，在发展过程中相邻扇体逐渐连成一体，形成一个平行于断层线的条带状砂砾岩体。在断崖线不断剥蚀后退的条件下，也可能形成大面积的席状体。在断裂活动活跃的边缘，由于源区不断上升剥蚀，则可形成巨厚的砂砾岩体，可达数千米之厚。

在干旱气候条件下，冲积扇体在平面和剖面上经常出现不渗透的泥石流沉积物。泥石流降低了冲积扇砂砾岩体的连续性。

2. 冲积扇砂砾岩储层微观孔隙结构特征

冲积扇砂砾岩粒度范围很宽、分选很差，因此微观孔隙结构非常复杂。孔隙分布一般以双模态或复模态形式出现。双模态就是砾间孔和充填砾间的砂粒间孔各有一个主峰。复模态就是存在砾间孔、砂粒间孔、晶间孔、砾缘孔、砾石表面缝孔等等多种孔隙类型，而且孔隙半径由近1000μm到小于1μm，分布很分散，呈多峰状，如我国新疆克拉玛依油田冲积扇储层的孔隙分布就是这样。复杂的孔隙结构是冲积扇砂砾岩储层的一个重要特征，给岩性、物性及含油性之间带来复杂的关系，也给开采造成一些与砂岩储层不同的特殊问题。

3. 平面非均质性

平面非均质性明显受微相控制，扇根河道主槽和扇中辫流线构成高渗透主体带，以此形成了明显的方向性。表3-8为克拉玛依油田一个开发区的各微相储层参数。

表3-8 克拉玛依油田3-3中扇区各微相储层特性

续表

4. 层内非均质性

各微相的储层非均质性都非常严重，渗透率级差可达几十，有的甚至可达数百，这是由于冲积扇砂砾岩特有的储层结构所决定的。砾石的支撑方式和砾石间充填物的多少对储层物性影响非常敏感，同时每次洪泛形成的沉积物粒度、分选、含泥量的变化大，使得垂向上渗透率变化很大。冲积扇的筛积物是砾石支撑的开启骨架砾石层，尽管其厚度一般仅数厘米至数十厘米，延伸仅数米到数十米，但其渗透率特高，使冲积扇体的层内非均质性更严重地复杂化了。

冲积扇体垂向上砂砾的颗粒粒度变化取决于大地构造活动和气候条件等的变化。当构造活动愈来愈剧烈，源区与盆地相对高差变大时，供应的碎屑物愈来愈粗或愈来愈多，则构成反韵律的粒序；反之，当源区与盆地相对高差呈减小趋势时，则构成正韵律的粒序。

（二） 辫状河砂体

1. 砂体几何形态和连续性

辫状河流以河道宽而浅为特征，在一个河道断面上可以出现多个心滩坝，而河道废弃充填也以砂为主，因此一个时间单元砂体的几何形态反映了古河流规模，河流宽度决定了砂体的侧向连续性。

辫状河流岸质松，因此河道具有侧向迁移快而且范围大的特征。如印度科西河，从17世纪到19世纪向西移动了170km。由于多个时间单元的辫状河砂体侧向连接，从而形成了大面积分布的多边砂体。

2. 微观孔隙结构特征

砾质辫状河沉积的砾岩，其孔隙结构特征与冲积扇砂砾岩体相似，同样存在双模态结构、复模态结构及开启骨架结构。

砂质辫状河沉积的砂岩储层，除具一般砂岩孔隙结构特征以外，与其他河流砂体不同之处是辫状河砂体中泥质杂基含量很少，砂岩的垂直渗透率与水平渗透率非常接近，有利于开采中重力驱的充分发挥。

3. 层内非均质性

辫状河砂体中，心滩坝是主要的微相类型。心滩坝的基本沉积方式是垂向加积，是多次洪泛事件所携碎屑物垂向加积而成。由于各次洪泛事件能量大小的波动及其所携碎屑物的粗细变化，形成了心滩坝层内颗粒粒度呈现无规则的粒序，不像曲流河砂体那样典型的向上变细粒序。这决定了辫状河心滩坝层内渗透率也呈无规则的垂向变化。此外，由于缺乏细粒沉积物，心滩坝层内渗透率非均质性，特别是渗透率级差，比曲流河砂体要小。

心滩坝内细粒沉积物很少，因此层内不稳定泥质夹层少甚至没有，砂层规模的垂直/水平渗透率比值较大，是心滩坝层内非均质性的一个特点。这一特点决定了注水开发过程中注入水沿砂体底部快速流动，形成了水流优势通道 （图3-39）。

图3-39 胜坨油田J1402沙二上段3砂组3小层辫状河砂体岩性、物性、含油性柱状图

第二重要的辫状河微相是废弃河道砂体。它属于充填式沉积，层内粒序呈现向上变细的正韵律性，渗透率也具向上减小的趋势。在缓慢废弃过程中废弃河道砂体可能夹有一些细粒薄夹层，能使整个砂层的垂直渗透率减低。

辫状河砂体在注水开发中还须注意一个问题：在平行层理 （往往具良好剥离线理）发育的砂层段内，层理面常是薄弱结合面，破裂压力很低。当注水压力稍高时层理面就裂开成为水窜通道，引起油井暴性水淹，如我国新疆克拉玛依油田一些油层中发现过这一现象。

4. 平面非均质性

辫状河砂体与其他河道砂体一样，顺河道主体带为高渗透带。但连接成大面积的砂体，注入水在平面上扩散较快，因此其平面上渗透率非均质性对于最终注入水面积波及系数影响不大。我国一些大面积连通的辫状河砂体储层，常显现充足的天然水驱能量，如港东油田一区六断块馆陶组油层。

（三） 曲流河砂体

1. 砂体几何形态与连续性

曲流河沉积以点坝砂体为主，点坝砂体分布于每个河曲段的凸岸一侧，通过其他伴生砂体，特别是废弃河道砂体，把一个曲流带内的点坝砂体连接在一起。作为储层，一个曲流带内的各微相砂体，可以视作为一个连通体。分析曲流河砂体几何形态和连续性，应以曲流带为单元，称曲流带砂体。当一个曲流带被冲裂、断流，新的曲流带开始活动时，老的曲流带砂体结束沉积，新的曲流带砂体开始形成。

曲流河砂体总是以条带状几何形态分布，其侧向连续性取决于河流规模 （主要是河宽） 和弯曲度。河宽与弯曲度愈大，侧向连续性愈好。然而一个曲流带的宽度有一定的限度，一般不易超过河宽的15～20倍，因此一个曲流带单元的砂体宽厚比不会超过200倍。

通过现代曲流河沉积研究，很多研究者试图对河流水动力参数和河流几何形态建立经验关系，以便用于地下砂体几何形态的描述。利奥波德等建立了河曲长度 （或波长L）、振幅 （或波高A）、河宽 （W） 及曲率半径 （rm） 之间的经验关系：

油气田开发地质学

在地下研究中知道其中一个参数，如在密井网条件下勾出砂体边缘，了解了曲率半径，或从废弃充填的泥质层了解了河道宽度时，都可以恢复古曲流河的平面规模。

恢复古河流满岸深度可以通过以下一些途径：(1)以完整的点坝层序厚度反映古河深；(2)以最大床形高度（交错层系厚度） 不超过河深20％估计；(3)以串沟坝厚度不超过河深1/3估计。

根据侧积面倾角经验值（5°～20°） 和侧积体厚度推算侧积体宽度，进而估计满岸河宽 （为侧积体宽度1.33～1.5倍）。

在少量钻井条件下，上述方法可提供评价曲流河砂体连续性。

2. 层内非均质性

曲流河点坝层内渗透率非均质性反映点坝层序的特点。点坝的最高渗透率段总是处于最下部，向上渗透率逐渐比较均匀地减低，到顶部波状纹层粉砂段渗透率最低。底部和顶部的最大/最小渗透率段级差可高达40倍或更多。层内渗透率变异系数 （以小层段统计）从0.7到>1.0，是各类河流砂体中非均质程度比较严重的一类（图3-40）。当串沟坝比较发育时，层内非均质性减弱。

图3-40 点坝砂层内非均质性示例 （大庆油田检23井PI1＋2层）

点坝层内非均质性另一重要特征是不稳定薄泥质夹层的分布比较复杂。点坝砂体内的不稳定薄泥质夹层出现于几种情况：

（1） 充填于侧积体顶脊间洼地 （Swales） 的粉砂质泥岩，连续性很差；

（2） 侧积体间的侧积泥岩，披覆于点坝上部，有时因暴露干裂而被下次洪泛事件打碎成泥砾，也在快速沉积条件下得到较好的保存，成为点坝内部一种重要的夹层；

（3） 当底部泥砾密集时，使冲刷面成为不渗透夹层，在多期点坝叠合的砂体内要特别注意冲刷面的这一特性；

（4） 顶部泛滥平原泥岩，在多期点坝相互切割叠加时该类泥岩才能成为砂体内部连续性较好的夹层。

废弃河道砂体层内渗透率非均质性同样表现为下高上低的特点。最高渗透率段处于河道底部的沉积段，并以此与点坝砂体构成连通。对整个曲流带砂体来说，泥质充填废弃河道部分又是一种层内夹层，其平面分布受控于废弃河道宽度和废弃河道长度。

总之，曲流河砂体层内非均质性较为复杂。最高渗透率段处于底部和渗透率向上变小的特点，使注水开采时注入水易于沿底部层段窜流；上半部有泥质夹层分布，阻止了水淹厚度的扩大，造成了离注水井近的油井水淹厚度反而小于较远的油井的现象。数值模拟研究结果表明，侧积泥岩有助于注气驱油扩大波及厚度。因此在实际工作中，必须精细研究曲流河砂体层内非均质性，提高开发措施的针对性。

3. 平面非均质性

曲流河砂体渗透率平面非均质性，反映了不同侧积体之间点坝下部分的渗透率非均质性。原因有二：(1)点坝上部分有泥质夹层分布，连通条件差，而点坝下部分是曲流带内连通条件最好，因此在注水开发早中期注入水平面波及不均匀程度受点坝下部分控制；(2)现代沉积研究表明，不同洪泛事件形成的侧积体，由于洪泛水流能量的大小不同，造成了点坝下部分的碎屑颗粒粒度有较明显的变化，而点坝上部分的碎屑颗粒粒度变化很小，这决定了不同侧积体的下部分储层物性差异较大，而上部分储层物性差异小。我国拒马河现代点坝沉积的调查证明了点坝砂上部分各侧积体之间渗透率变异系数很小。

曲流河砂体渗透率平面上具有方向，具体表现为两个方面的方向性。一是沿古河流最大能量带 （主流线） 储层渗透率高，而两侧储层渗透率相对较低，这是因为古河流最大能量带碎屑颗粒粒度最粗，储层物性也最好。古河流最大能量带沿河流走向线性分布，因此曲流河砂体的储层最高渗透率带也沿河流走向线性分布。识别古河流最大能量带的方法是根据古砂体底部下切最深的位置或厚度最大部位来间接判断。大庆油田北一区东部葡Ⅰ2小层属高弯度曲流河砂体，根据河道砂体底部下切深度判断的主流线明显地控制了注入水平面上的突进（图3-41）。二是同一注水井点上反映出注入水优先向古河流下游方向突进，这是因为河流砂体交错层理面或纹层面的倾向向下游，砂粒顺应古流向的排列，显然注入水很难向古河流的上游流动。

（四） 网状河砂体

1. 几何形态与连续性

网状河是由窄而深及顺直到弯曲的、相互连接的低坡度网状稳定水道形成的交织河网系统。网状河搬运方式以悬浮负载为主，沉积作用多以垂向填积为主。网状河砂体主要分布于河道内，而江心洲等湿地基本不沉积砂，决口扇和天然堤只有少量席状砂沉积。因此，网状河砂体几何形态是严格受控于河道地貌形态、呈现很窄、宽厚比很小、互相成网状交织的条带状砂体。由于网状河砂体是长时间在河道内填积叠加而成，其宽厚比与河流宽深比无关，因此不能通过恢复古河道宽深比预测砂体宽厚比。这一点与其他河道砂体不同。

我国陕甘宁盆地的下侏罗统富县组和延安组下部发现了古代网状河砂体，油田密井网证实砂体几何形态为200～400m宽的细条带，侧向连续性很差。

图3-41 大庆油田北一区东部葡I2小层曲流河砂体注入水平面流动状况

2. 层内非均质性

网状河砂体是由多期洪泛事件沉积的韵律段叠加而成，可以形成厚数十米的砂层。据洛基山区一些现代网状河和我国陕甘宁盆地下侏罗统古代网状河砂体资料，每期洪泛事件的沉积了一段小正韵律 （厚约1m），每段小正韵律粒度级差很小；渗透率往往为下高上低，但非均质程度很弱 （图3-42）；层内薄泥质、粉砂质夹层 （是两次洪泛事件间短暂的废弃充填物） 常见，具水平纹层，厚度约几厘米，连续性差。

（五） 三角洲砂体

三角洲是处于海 （湖） 陆过渡带 （位于冲积平原之下，海 （湖） 环境之上），是河流与海 （湖） 共同作用结果的产物。大的三角洲通常都伴生有广阔的沿岸平原，但不是所有广阔沿岸平原都有大型三角洲。三角洲沉积有一个必需的条件，这就是要有一个河流系统能搬运来相当数量的碎屑物。当碎屑物注入沿岸区和大陆架 （或浅湖区） 的速率大于海洋 （湖） 作用分散的速率时，碎屑物就沉积于三角洲陆上和水下，形成了三角洲建造。

控制三角洲形态的主要因素是河流、波浪及潮流。在河流、波浪、潮流不同程度的作用下，不仅形成不同形态的三角洲，而且沉积的砂体也各有特色。三角洲沉积研究者曾提出了不同的三角洲分类方案，如科尔曼 （Coleman） 的六类、加洛韦 （Galloway） 的三端点分类及拉勃兰 （Leblane） 的三大类等。本部分采用了拉勃兰的分类即鸟足状-叶状体三角洲、尖头状-弧形三角洲及港湾形三角洲来叙述各类三角洲砂体的储层特征。

图3-42 马岭油田岭68井延10小层网状河砂体层内非均质性

1. 鸟足状-叶状体三角洲

该类三角洲主要微相砂体为分流河道和河口坝。分流河道砂和河口坝构成的指状坝呈条带状砂体几何形态，可以向海伸长很远，达数十千米。

鸟足状三角洲宏观砂体几何形态如图3-43。由于海洋作用对分流河反作用不大，分流河道一般为顺直型，河道宽深比很小，因此分流河道砂体宽厚比也较小。如现代密西西比三角洲分流河道宽深比为3～50倍，我国大庆油田姚家组古代三角洲顺直型分流河道砂体宽厚比20～40倍，很多砂体实际宽度仅100～150m。侧向连续性差是开发这类分流河道砂体的主要问题。

图3-43 鸟足状三角洲

鸟足状三角洲平原上的顺直型分流河道砂体，属河道内充填式沉积。分流河道形成后活动生命期很短，从河道形成、沉积物充填到断流转移是在一个短暂的时间内完成的。碎屑物的沉积充填也往往是河道断流废弃转移的主要原因。这种快速充填式的沉积造成了碎屑物在沉积过程中进行粗略分异，从而形成了砂体具有粗糙的正韵律粒序。层内渗透率非均质性较弱。由于分流河道的频繁改道和摆动，常形成了两期或多期分流河道砂体在一些部位上的叠加，上下砂体呈切割式接触，但多数呈所谓 “贴膏药” 式接触 （这是分流河道下切能力较弱的结果）。因此，前期砂体顶部泥质层易于保存，形成了阻挡流体流动的层内夹层。这些薄泥质夹层连续性较好，从而使注水开采时上、下油层的分流河道砂体各自成为独立的油水运动单元。

分流河道砂体具有条带状几何形态和层内渗透率正韵律，因此在注水开发中它比河口坝更易出现水窜。在分流河道砂体与河口坝叠合部位往往是上部的分流河道砂体较早出现水窜现象。

河口坝砂体较分流河道砂为宽，同时侧缘和坝间细粒沉积物也有一定的渗透性，可以使多个河口坝砂体连接成连续性较好的砂体。但是河口坝核部 （由较纯净的粗粒砂构成的主体部分） 仍显示狭窄的条带状，具强烈的方向性，而且以垂直岸线为特征。

一个河口坝 （或一个分流舌状体） 构成一个物性分布单元。河口坝主体部分为相对高渗透条带，向两侧逐渐变低。在注水开采早期，注入水顺河口坝主体核部优先突进，但不及河道砂体明显。大庆杏树岗油田姚一段河口坝砂体开发表明，当河口坝主体部位高含水井转注后，侧翼油井可取得较好的注水效果。

河口坝砂体层内粒序呈反韵律，最高渗透率段位于上部纯净砂部分。上部层内薄泥质夹层相对不发育，下部泥质夹层出现机遇率高。当分流河道砂体切割叠加于河口坝之上时，构成了复合韵律的粒序，层内最高渗透率段处于中部。这可能是古代鸟足状三角洲河口坝砂体中常常不见典型的反韵律的原因。

2. 尖头状-弧形三角洲

不论是顺直型主干河和小规模弯曲型分流河，弧形三角洲分流河道砂体与鸟足状三角洲分流河道砂体有相似之处：呈条带状分布，侧向连续性很差。主干分流河道砂体的延伸方向顺古流向垂直岸线；而小规模弯曲型分流河道砂体无一定方向性，而且与主干分流河道砂体相交，从而形成了分流河道砂体网状分布。

顺直型分流河道砂体与前述鸟足状三角洲分流河道砂体一样，以充填式沉积方式形成正韵律粒序。小型弯曲分流河道内沉积的小点坝砂体与冲积平原上点坝砂体层内非均质性一样，只是规模较小而已。但这种以潮流为动力形成的小型弯曲分流河道砂体的重要特征是侧积体间的侧积泥岩可以从顶延伸到河底 （这是因为小型潮汐河道在低潮期可能完全干枯，从而使整个侧积体上披覆的泥质薄夹层得以全部保存）。

河口坝砂体也呈伸长状几何形态，但延展方向是垂直古河流流向和平行岸线。河口坝在加积过程中受到波浪等作用的反复簸选改造，使坝顶部分砂层不但粒度较粗而且非常纯净，分选很好，细粒碎屑物沿坝前缘被搬运至底部沉积。不断的前积使河口坝形成了典型的向上变粗的层内粒序，坝前底积细粒碎屑物往往成为泥质夹层。河口坝环岸分布，分流河道砂体直接切割叠加于河口坝上，因此层内渗透率非均质性表现为下部弱，向上变强。最高渗透率段位于顶部。层内薄泥质夹层发育于下部，并具有较好的连续性，向上减少以至缺失。但是，当垂直生物钻孔比较发育并充填砂时，可使河口坝内部有较高的垂直渗透能力。

分流河道砂体和河口坝砂体平面上物性变化都呈现与砂体几何形态一样的方向性。

3. 港湾形三角洲

在潮差很大的河口，能形成港湾形三角洲，如现代科罗拉多三角洲，河口潮差高达8m。港湾形三角洲的碎屑物分布明显受潮流影响。涨潮和退潮使分流河道出现反向水流，成为沉积物扩散能量的主要来源。在分流河道内及其朝海的方向上，沉积物可以被反复搬运沉积，形成一系列平行于潮流方向的线或指状砂脊 （图3-44）。

图3-44 港湾形三角洲

对于以潮汐作用为主形成的三角洲砂体，不论是现代还是古代的，目前积累的资料还不足以深入了解其储层特征，有待于进一步的工作。

（六） 沿岸-三角洲间环境的砂体

这一环境是指侧缘有三角洲沉积的沿岸地带，本身没有大河而只有一些小河流入，其携带碎屑物不足以形成三角洲，近岸海洋作用占主导地位。碎屑物主要来自陆上、侧缘的三角洲及小河流携来的少量碎屑物，有时还可能从大陆架输入一部分。这些碎屑物可以被沿岸流侧向分散到很远的距离，使这一环境在沿岸的狭长地带上可以有一定规模的砂体。

沿岸-三角洲间环境可以有两类沉积，即千尼尔平原综合体 （Chenier-plain complex）和堡岛综合体 （Barrier-island complex）。

1. 几何形态与连续性

沿岸-三角洲间环境沉积的砂体有三类：堡坝砂体、千尼尔砂体及潮汐河道-三角洲砂体。堡坝砂体是体积最大，也是最重要的储层。现代堡坝砂体顺岸线长可达数十千米，宽3～10km，厚达十多米。千尼尔砂体形态上与堡坝砂体类似，但规模要小得多，只有堡坝砂体厚度的1/3，也是沿岸线分布。这两类砂体都成底平上凸的形态。潮汐河道-三角洲砂体是垂直堡坝 （岸线） 延伸分布，厚度变化很大。潮汐河道砂体厚度可以大于、等于或小于堡坝砂体，取决于潮汐河道的深度，底部存在下凸的冲刷面。

2. 层内非均质性

各种砂体垂向层序如图3-45。

堡坝砂体是沿岸海洋作用强烈簸选作用下沉积的，其增生过程是向海加积，粒度分布由浅滩向海方向渐次变细，因此必然形成一个向上变粗的反韵律粒序。层内渗透率非均质性也必然下低上高，最高渗透率段处于顶部，非常类似于弧形三角洲的河口坝砂体。由于坝底沉积了泥质和粉砂质沉积物，所以砂体前缘向海的部分可以出现连续性很好的泥质夹层。同样，泥质夹层的厚度和出现频率向上减少，中上部成为较为纯净的砂。

千尼尔砂体层内非均质性与堡坝砂体一样，只是规模小得多。

潮汐河道-三角洲砂体与上述两类砂体相反，显示正韵律的粒序，但粒级差异不大。原生沉积构造为反映潮流搬运的双向交错层理发育 （青鱼骨层理）。潮汐河道砂体在潮间期可能形成泥质不渗透夹层. 在其侧向加积过程中也可能形成侧积披覆的层内夹层。

图3-45 沿岸-三角洲间环境的砂体垂向层序特点

3. 平面非均质性

堡坝砂体和千尼尔砂体，其平面非均质性与弧形三角洲河口坝砂体近似，其渗透率方向性主要受砂体方向性控制。至于层理倾向和长形颗粒的排列方向垂直砂体延伸方向，是否在一定程度上改变了渗透率方向性，还没有实际资料证实。

（七） 海底扇砂体

1. 几何形态与连续性

海底扇沉积体的规模大小和形态决定于沉积盆地的大小和形状以及供给沉积物的数量。现代最大的海底扇是由恒河与布拉马普特拉河供给沉积物的本格尔 （Bengal） 扇，其半径达2500km。由于季节性的和局部的沉积物供给，大陆边缘的封闭性盆地内的海底扇规模较小，如加利福尼亚大陆边缘的海底扇，半径仅20～60km。湖底扇的规模可能更小，我国已发现的湖底扇多数属数千米级的规模。

在比较开阔的盆地平原时，海 （湖） 底扇形态都呈扇形，都可出现上、中、下扇分带。如果当盆底存在深槽时，重力流受其限制，海底扇形态也明显受其限制。在一些湖盆中，由于盆地平原狭窄，横向斜坡滑入盆底的重力流，会顺纵向轴继续流动而改变流向和湖底扇的延展方向。

海底扇砂体的储层主要发育于上扇和中扇的河道化砂体和叶状体，下扇及边缘部分一般不易成为良好储层。上扇受天然堤限制的河谷充填砂体，侧向连续性很差，属河道化形态。中扇部分由于分流河道的摆动叠合，可形成整个扇体范围的连通体，砂体连续性较好。

2. 层内非均质性

上扇河道砂体由较粗粒的砂岩组成，多数显示正韵律性，但也有反韵律粒序出现。中扇河道砂体正韵律性明显，多期河道砂体间会出现保存好的泥质夹层，愈往下部稳定性愈好。在中扇的叶状体部分，由于河道的前积可能出现向上变粗的反韵律叠合砂体。中扇前缘和下扇部分沉积了经典鲍马序列浊积岩砂体，具有薄层正韵律特征。

对海 （湖） 底扇浊积岩砂体，研究其层内非均质性要注意两点：一是要仔细分析各种岩性结构与物性的关系，一个浊积岩砂层，粒度总是呈底粗向上变细，但往往其分选状况也是向上变好，这样综合粒度与分选性，最高渗透率段并不处于底部最粗处，往往位于中下部粒度和分选都是中等的岩性段；二是注意泥质夹层的稳定性。多次浊流事件叠加的砂体，其顶部泥质层很稳定，即使数厘米的厚度，也可能到处分布。这种泥质层实际上是层间隔层，局部受到剥蚀而成为层内夹层时，其连续性仍是相当好。

3. 平面非均质性

海 （湖） 底扇河道化沉积部分，高渗透带明显地沿河道方向展布。但是在预测砂体和渗透率方向时，要注意古地理背景的影响，特别是小型湖盆内，浊积砂体延伸方向可能会与滑塌斜坡倾向斜交甚至垂直。

中扇叶状体部分粒度比较均匀，顺沉积走向物性变化小，渗透率方向性不明显，而是向外均匀减小的趋势。

储层非均质性的类型一般根据非均质性的研究尺度划分。如Haldorsen（1983）提出的微观（孔隙和砂颗粒规模）、宏观（岩心规模）、大型（模拟规模中的大型网块）及巨型（整个岩层或区域规模）非均质性4个层次。第二届国际储层表征技术研讨会上（1989）将其分为微观、宏观、中观及宇观4个层次。裘亦楠等（1997）把碎屑岩储层的非均质性由大到小分成4个层次，即：
1）层间非均质性：包括层系的旋回性，砂层间渗透率的非均质程度、隔层分布、特殊类型层的分布，层组和小层划分等。
2）平面非均质性：包括砂体成因单元连通程度、平面孔隙度和渗透率的变化及非均质程度、渗透率的方向性。
3）层内非均质性：包括粒度韵律性、层理构造序列、渗透率差异程度及高渗段位置、层内不连续泥质夹层分布频率和大小，以及其他不渗透隔层特征、全层规模的垂直渗透率与水平渗透率比值等。
4）微观孔隙非均质性：包括孔喉分布、孔隙类型、粘土基质等。
本书将储层非均质性的层次与基准面旋回和等时地层格架结合起来，从层次尺度与基准面旋回的对应关系角度，考虑开发初期的生产实际需要，将储层非均质性研究尺度分成宏观非均质性、中观非均质性和微观非均质性3个层次，即：
1）宏观非均质性：研究尺度为中短期旋回，主要研究储层的岩性组成、储集砂体的规模、几何形态及纵横向的连通性、产气能力与裂缝发育程度的非均质分布特征。
2）中观非均质性：研究尺度为短期旋回，主要研究砂体的韵律性（岩性、粒度、沉积构造序列），高渗层段的位置，不同沉积微相砂体的非均质分布及层内夹层分布的非均质性特征等。
3）微观非均质性：研究尺度为单砂体，主要研究砂体的物性、岩性、岩石组成、颗粒、基质、胶结物、粘土矿物、孔隙类型、孔隙结构及储层物性参数的空间不均质分布特征等。

6.4.3.1 储层渗透率的非均质程度
表征储层渗透率非均质程度的定量参数有渗透率变异系数（C）、突变系数（TK）和 级差（JK）等。参照我国砂岩储层非均质程度分级标准（表6-12），利用岩心分析结果计 算此3个指标对惠州凹陷珠海组和恩平组储层渗透率非均质程度进行评价结果如下。针对 珠海组和恩平组碎屑岩储层的渗透率非均质程度的实际情况，可将储层的渗透率非均质划 分为3个级别，各级别划分参数标准如下：
1）渗透率均质型储层：变异系数＜0.25，突变系数＜2时，渗透率级差＜10；

图6-29 物性变化复杂的层间非均质模式 （HZ19-1-1珠海组，TVD 3897.6～3914.8m井段）

表6-12 我国砂岩储层非均质程度分级标准


2）渗透率相对均质型储层：变异系数=0.25～0.7，突变系数=2～3，渗透率级差= 10～50；
3）渗透率非均质型储层：变异系数＞0.7，突变系数＞3，渗透率级差＞50。
珠海组取芯段各储层变异系数为0.79～1.51，平均1.15，突变系数为2～6，层内渗 透率级差为110～4460，属于渗透率非均质型，部分为均质型储层；恩平组取心段储层变 异系数为1.1，突变系数为7.41，渗透率级差为430，大部分属于渗透率非均质型储层。
6.4.3.2 储层质量系数
利用岩心所测得的孔、渗数据可以计算各层段的储层质量系数（RQI）：

高分辨率层序分析与储层预测——以惠州凹陷古近系为例

该系数是一个无量纲的相对数，RQI值越大说明储层越好，均质性越高，因而在同一 个地区或油田内，系数的大小差别不仅能很好地反映储层的好坏，而且也可以表征出储层 非均质性的差异，是一个用以评价储层好坏的指标，本项目应用的评价指标为：
1）高质量储层：RQI＞2.5；
2）较高质量储层：RQI=1.5～2.5；
3）中等质量储层：RQI=0.5～1.5；
4）低质量储层：RQI＜0.5。
利用该公式计算样品物性分析结果，可得到惠州凹陷珠海组和恩平组碎屑岩各储层段 的RQI值的变化范围和平均值（表6-13），评价结果表明珠海组储层质量系数明显高于恩 平组，其中尤以HZ19-2-1井3689.70～3692.00m井段的水下分流河道微相的砂体储层质 量系数为最高，平均为1.99，最高可达3.5。
表6-13 惠州凹陷珠海组取芯段有效储层划分和储层质量系数统计表


注：表中对隔层的各项储层参数未进行统计。

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