浅水辫状河三角洲前缘沉积特征及储层砂体预测——以黄骅坳陷埕北低断阶沙二段为例

李峰峰， 李 军， 高志前， 毛丽华

( 1. 中国地质大学(北京) 能源学院，北京 100083； 2. 中国石油勘探开发研究院，北京 100083 )

浅水辫状河三角洲前缘沉积特征及储层砂体预测
——以黄骅坳陷埕北低断阶沙二段为例

李峰峰1， 李 军2， 高志前1， 毛丽华1

( 1. 中国地质大学(北京) 能源学院，北京 100083； 2. 中国石油勘探开发研究院，北京 100083 )

黄骅坳陷埕北低断阶沙河街组二段(简称沙二段)主要发育岩性油藏，储层砂体空间展布及控制因素认识程度较低。根据岩心观察、测井解释和地震属性数据，以及岩心物性化验数据和地震反演结果，结合研究区沉积背景及地理环境，确定研究区沉积特征和有利沉积微相，预测储层砂体。结果表明：沙二段处于断陷湖盆向坳陷湖盆转换时期，且埕北低断阶地形呈“多陡多缓、陡缓相间”格局，造成沙二段早期同时发育辫状河三角洲前缘和水下扇沉积，中期以浅水辫状河三角洲前缘亚相为主，晚期主要发育深湖相；沉积微相主要有水下分流河道、河口坝、前缘席状砂、支流间湾。受物源迁移、湖平面波动、地形差异及水动力条件不稳定等因素的影响，研究区沉积微相具有发育程度不一、微相形态各异、砂泥岩结构多变、垂向相序缺失等特点。水下分流河道和前缘席状砂发育规模较大，砂体储集物性较优；河口坝砂体发育程度较低；水下扇局部发育有利储层砂体。埕北低断阶沙二段中期浅水辫状河三角洲前缘亚相发育程度最高，主力砂体主要集中于研究区中东部，砂体叠合程度高，在近物源构造高部位砂体尖灭程度低，为储层砂体发育的有利区域。

沙二段； 岩性油藏； 浅水辫状河三角洲前缘； 水下扇； 砂体预测； 埕北低断阶； 黄骅坳陷

0 引言

Fisk H N[1]最早将河控三角洲分为深水型三角洲和浅水型三角洲，浅水型三角洲通常发育于构造稳定、地形平缓、盆地水体开阔区域；Postma G[2]在低能盆地中将三角洲划分为浅水三角洲和深水三角洲两大类，并识别出陡坡碎屑流型、陡坡河道底负载型、缓坡高稳定河道型等8种浅水三角洲单元。浅水三角洲可以形成良好的储盖组合，发育优越的油气成藏条件，为大型油气田提供有利的地质基础。

人们对浅水三角洲展开研究。朱伟林等[3]总结渤海新近系浅水三角洲沉积体系微相发育程度、垂向沉积层序及沉积结构等，指出浅水三角洲砂岩具有方向性和分叉现象明显、砂体连通性好，以及砂体呈典型朵叶状、湖相泥岩普遍发育等特点。张新涛等[4]建立黄河口凹陷新近纪明下段温凉型、湿热型两种浅水三角洲层序成因模式，认为受古气候的影响，湖平面相对变化控制浅水三角洲前缘砂体的微相类型、结构及分布。吴小红等[5]分析黄河口凹陷BZ34油区浅水三角洲沉积特征及其油气条件。根据密井网资料，王家豪等[6]分析松辽盆地新立地区浅水三角洲水下分流河道砂体结构，总结网状、枝状、似曲流河三种浅水三角洲沉积模式。罗超等[7]研究松辽盆地扶新隆起带东缘全四段浅水三角洲形成条件，分析古地势、古气候和古水深对浅水三角洲的控制影响。朱筱敏等[8]利用野外露头、岩心和地球物理资料，研究鄂尔多斯盆地陇东地区三叠系延长组浅水辫状河三角洲，认为在大型坳陷湖盆背景下形成的三角洲，具有粒度较粗、塑性岩屑较多、成分和结构成熟度较低、发育交错层理和间断正韵律，以及水下分支河道多叉、砂厚、延伸远等沉积特征，构造活动和湖平面变化共同控制三角洲的发育。邢翔等[9]研究松辽盆地西丁家地区营城组沉积相，指出断陷高峰晚期向断坳转换期演变时期，辫状河三角洲前缘形成以巨厚前积至加积为特征的砂体堆积。张庆国等[10]分析扶余油田扶余油层浅水三角洲沉积特征，认为研究区浅水三角洲没有传统的三角洲三层结构，建立在水进背景下的枝状三角洲沉积模式。

黄骅坳陷埕北低断阶沙河街组二段(简称沙二段)主要发育浅水辫状河三角洲沉积，目的层段处于断陷湖盆向坳陷湖盆转换时期，早期构造活动频繁，后期逐渐减弱并趋于稳定，在持续水进环境下伴随湖平面的短期快速下降，物源迁移频繁。埕北低断阶地形复杂，内部被多条断层切割，整体以平缓低角度斜坡为主，局部斜坡较陡，呈现陡缓相间的格局，具有独特的沉积背景和地理条件。笔者利用岩心观察、测井解释和地震属性数据，总结研究区沉积特征，结合岩心物性化验数据确定有利沉积微相，利用地震反演结果和砂体连井剖面预测有利储层发育区带。该研究结果为后期油田开发提供必要的地质依据，对油藏及井位部署评价具有指导意义。

1 地质概况

埕北低断阶位于岐口凹陷与埕宁隆起之间的滩海区，新生界地层厚度可达7×103m，油气成藏条件良好，油气资源潜力大，勘探前景良好[11-12]。歧口凹陷在新生代经历扩张深陷期、断陷活动稳定期和坳陷扩张期，自沙河街组三段早期沉积开始，埕北低断阶古地貌格局趋于稳定(见图1)，坳陷内各次级凹陷水域逐渐连通，由断陷沉积向坳陷沉积转换。在沙二段坳陷沉积过程中，湖盆面积持续扩大，地层在歧口凹陷多表现为逐层超覆在不同时代地层之上，在研究区范围内形成厚度近300 m的灰绿、灰色泥岩与浅灰色砂岩组成的互层层序。沙河街组一段继承沙二段扩大化凹陷沉积的演化过程，沉积水域逐步扩展且达到沙河街沉积期最大范围，沉积环境以湖相沉积为主[13-14]。埕北低断阶沙二段主要发育岩性油藏。

图1 埕北低断阶沙二段构造特征Fig.1 Tectonic characteristic of Sha2 member in Chengbei low step fault block

2 沉积特征

2.1 沉积微相

埕北低断阶主要为浅水辫状河三角洲前缘沉积环境，发育水下分流河道、河口坝、前缘席状砂和支流间湾微相。水下分流河道是辫状河三角洲体系的主体，是辫状河道入湖后在水中的延续部分[15]。水下分流河道岩性以粉砂岩、细砂岩为主，偶见泥砾，颜色多为浅灰色—灰色，沉积构造以块状层理、槽状交错层理为主，河道砂体底部冲刷面发育(见图2(a))，测井曲线特征为高幅箱型及钟—箱型组合(见图2(d))。河口坝岩性以灰色粉砂岩为主，发育交错层理和波纹层理(见图2(b))，测井曲线特征为中—高幅漏斗型(见图2(e))。前缘席状砂以粉砂岩为主，砂体分选较好，常见波状层理(见图2(c))，测井曲线特征为低幅对称齿型(见图2(f))。

图2 埕北低断阶沙二段沉积微相特征Fig.2 Microfacies characteristics of Sha2 member in Chengbei low step fault block

根据地震属性平面分布特征，埕北低断阶水下分流河道呈“舌”状与“朵”状。古地貌是造成这一现象的主要原因，靠近控源断层地形坡度依次呈现“陡—缓—陡—缓—陡”的格局。缓坡区沉积物搬运以典型牵引流为主，河道稳定性好，在物源供给充足的条件下向湖中心延伸较远，河道平面上呈“舌”状。陡坡区注入水体流速较大，沉积作用以惯性力为主，河流入湖后水体能量散失较快，河流携带沉积物在河口地区快速沉降[16]，河道频繁摆动导致砂体横向展布范围较大，河道平面上呈“朵”状。

研究区河口坝主要以连片分布和零星散落两种形式展布，地形和湖水改造是河口坝发育的主控因素。由于分流河道入湖后流速降低，河水搬运能力减弱而导致河口坝沉积物堆积。缓坡地区水体能量减弱较慢，沉积物被搬运较长距离后才发生沉积分异，形成覆盖在前缘泥中的河口坝，并且靠近湖盆中心地区湖水作用较弱，河口坝得以保存，且在缓坡区河道末端河口坝连片分布(见图3(a))。陡坡区河流水体能量散失快，河口坝近岸堆积，较强流速的湖水改造使河口坝砂体难以完整保存，且由于碎屑流侵蚀，使得水下分流河道的河口坝限定性差[17]，造成陡坡区河口坝零星散落分布(见图3(b))。

埕北低断阶沙二段前缘席状砂分布具有区域性，陡坡区湖水作用强，对河道砂体和河口坝砂体改造强烈，是前缘席状砂体主要分布区；缓坡区湖水改造作用较弱，形成的席状砂体规模较小，泥质含量相对较高。随着沙二段湖平面的短期快速下降，缓坡区湖水对砂体的改造作用增强，缓坡区发育大规模前缘席状砂。

2.2 砂体结构

埕北低断阶河流“二元结构”少见，原因包括：(1)在浅水沉积环境下，河流水动力能量较高，河道底部的冲刷侵蚀作用较强，沙二段河道摆动频繁，对先前河道沉积破坏较为严重，湖平面快速下降时，水流集中，流速增大，下蚀作用更加强烈[18]；(2)湖水冲刷作用造成河道上部细粒沉积不完整甚至缺失，使多期河道砂岩叠置。两者共同作用导致水下分流河道沉积保存不完整，河道以多期削截式为主。

埕北低断阶沙二段砂泥岩结构呈现三段式，湖平面升降是砂泥岩结构类型的主控因素。沙二段早期，湖平面高频升降，沉积作用以侧向加积为主，发育“泥砂互层”结构(见图4(a))。沙二段中期，湖平面短期下降，三角洲向湖盆中心快速进积，沉积水动力较强，砂岩发育程度较高，河道摆动和湖水冲刷对细粒沉积产生不同程度的破坏，形成中部层段“砂包泥”结构(见图4(b))。沙二段晚期，湖平面快速上升，砂体以湖相泥岩为主，局部发育薄层砂岩，呈现“泥包砂”结构(见图4(c))。因此，砂体主要集中于中部，早期和晚期泥岩相对发育，总体呈现“两泥包一砂”结构。

图3 沉积微相反演属性特征Fig.3 Inversion attribute characteristic of microfacies

图4 埕北低断阶沙二段砂泥岩结构类型Fig.4 Structure of sand-shale of Sha2 member in Chengbei low step fault block

2.3 沉积作用

研究区沉积作用具有“多物源、双成因、频迁移”的特点。“多物源”表现为沿张东和海四断层具有多个方向不同、供给量各异的物源，且各物源迁移频繁，造成河道的展布方向及延伸规模多变(见图5(a))；“双成因”表现为沙二段早期同时发育牵引流沉积和重力流沉积(见图5(b))；“频迁移”表现为受物源供给的影响，三角洲前缘亚相频繁迁移摆动。

图5 水下扇和三角洲前缘分布特征Fig.5 Distribution characteristic of Subaqueous fan and delta front

岩心粒度分析、岩心观察及测井解释等表明，沙二段早期发育水下扇沉积。水下扇砂体富含泥质，多为泥质粉砂岩或粉砂质泥岩，砂岩厚度变化较大，具有灰黑色泥砾岩块状混杂结构(见图6(a))；测井曲线为块状高伽马、高电阻率(见图6(b))；地震属性呈高低值杂乱分布。沙二段早期处于断陷湖盆晚期，发生小规模的构造活动，物源近且充足，沿张东—海四断层陡坡区湖盆水体较深；受惯性力作用的影响，沉积物直接进入湖盆水体并发生堆积，形成水下扇，缓坡地区发育辫状河三角洲前缘亚相，造成沿控源断层依次出现“扇—前缘—扇—前缘”沉积格局。沙二段中期，构造活动稳定，远离物源，水下扇不发育，以辫状河三角洲前缘沉积为主。沙二段后期，湖平面持续上升，物源供给不足，辫状河三角洲前缘亚相规模较小，以深湖相为主。

图6 埕北低断阶沙二段水下扇特征Fig.6 Subaqueous fan characteristics of Sha2 member in Chengbei low step fault block

3 有利储层砂体

3.1 砂体规模

不同沉积微相砂体特征统计(见表1)表明，水下分流河道砂体厚度最大，平均为9.8 m，砂地比最高，泥质夹层发育程度较低；支流间湾砂地比跨度较大，砂体厚度较小，平均为2.7 m；河口坝砂地比仅小于水下分流河道的，砂体厚度平均为3.6 m；前缘席状砂砂体厚度较薄，砂层个数较多；水下扇砂地比和砂体厚度变化范围较大。水下分流河道砂体发育规模最大，可发育厚层、巨厚层储层。

表1 埕北低断阶沙二段不同沉积微相砂体特征

3.2 储集物性

根据研究区1126块砂体样品物性统计结果，埕北低断阶不同微相砂体的储集物性特征见表2，不同沉积微相之间的储层含油性存在较大差异[19]。水下分流河道砂体孔隙度平均为16.7%，渗透率平均为8.30×10-3μm2，含油饱和度平均为62.1%，排驱压力较小。河口坝砂体孔隙度平均为13.1%，渗透率平均为3.70×10-3μm2，含油饱和度平均为51.4%。前缘席状砂孔隙度平均为14.6%，渗透率平均为5.60×10-3μm2，含油饱和度平均为53.6%，排驱压力较小。水下扇储集物性跨度较大，含油饱和度较低，排驱压力较大。支流间湾储集物性较差，排驱压力较大。

表2 埕北低断阶沙二段不同沉积微相砂体物性统计

埕北低断阶沙二段沉积微相发育程度各异，水下分流河道和前缘席状砂发育规模较大，河口坝发育程度较低，水下扇仅在沙二段早期局部发育。综合砂体物性分析结果，水下分流河道储集物性最优，其次是河口坝和前缘席状砂的，水下扇局部砂体可作为有利储层，支流间湾难以发育有利储层[20]。因此，有利储层砂体微相主要以水下分流河道和前缘席状砂为主。

3.3 有利储层

地震反演结果表明，优势储层砂体主要集中于沙二段中部层段(见图7)，与研究区的沉积演化特征吻合。沙二段早期三角洲前缘发育规模较小；沙二段中期湖平面短期下降，三角洲前缘规模迅速扩大，水下分流河道和前缘席状砂发育规模达到最大；沙二段后期湖平面持续上升，三角洲前缘发育规模逐渐减小。埕北低断阶沙二段储层砂体尖灭现象普遍，其中支流间湾砂体、河口坝砂体和前缘席状砂体尖灭程度主要受沉积微相发育规模控制。水下分流河道砂体尖灭程度受物源供给和湖平面控制，湖平面下降时，物源供给充足，河道砂体尖灭现象少见；湖平面上升时，物源供给不足，发生近源沉积，远离物源区的河道砂体逐渐向下倾方向尖灭。沙二段中期砂体尖灭程度较低，早期和晚期主要发育近源沉积，砂体以下倾方向尖灭为主，主要集中于张东—海四断层附近。

图7 埕北低断阶沙二段地震反演结果Fig.7 Inversion result of Sha2 member in Chengbei low step fault block

沙二段中部砂体平面展布规模较大，纵向叠合程度较高，侧向连通性较好，单砂体厚度较大，泥质夹层发育程度较低，储层分布非均质性较低(见图8)。应用地震反演结果对埕北低断阶沙二段主力砂体进行追踪，确定主力砂体边界。主力砂体主要集中于工区的中东部地区，且多靠近控源断层。因此，沙二段中部层段中东部近物源构造高部位是储集砂体发育的有利区域。

图8 埕北低断阶沙二段中部优势砂体展布Fig.8 Favorable sandbody distribution in the middle of Sha2 member in Chengbei low step fault block

4 结论

(1)在断陷湖盆向坳陷湖盆转换阶段，黄骅坳陷埕北低断阶沙二段受晚期构造运动和地形陡缓差异影响，同时发育牵引流沉积和重力流沉积。地形坡度、物源供给和湖水改造作用，决定埕北低断阶沙二段浅水辫状河三角洲各微相的几何形态、展布规模和发育程度，湖平面短期下降使沙二段中期水下分流河道和前缘席状砂发育规模最大。

(2)埕北低断阶湖平面的升降旋回造成沙二段垂向上呈“两泥夹一砂”的砂体结构，构成有利的的生储盖组合。

(3)埕北低断阶沙二段中期浅水辫状河三角洲前缘规模较大，水下分流河道和前缘席状砂发育程度较高，砂体叠置程度高，连通性好，尖灭程度较低，近物源构造高部位为埕北低断阶最有利区域。

(4)水下分流河道砂体厚度较大，储集物性好；前缘席状砂厚度较薄，但发育规模较大且储集物性较好。水下分流河道砂和前缘席状砂可以作为有利储层砂体的首选目标；水下扇局部发育有利储层，可以作为研究区后备储层砂体。

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2016-05-18；编辑：朱秀杰

中国石油天然气股份有限公司重大专项(2012E-06)

李峰峰(1990-)，男，硕士研究生，主要从事储层建模与开发地质等方面的研究。

TE122.2

A

2095-4107(2016)06-0074-08

DOI 10.3969/j.issn.2095-4107.2016.06.009