双物源下曲流河—浅水三角洲沉积砂体展布及演化规律——以尚家—太平川地区泉三段为例

宿 赛, 胡明毅, 蔡全升,3, 邓庆杰

( 1. 长江大学 地球科学学院，湖北 武汉 430100； 2. 中国石化胜利油田分公司 石油开发中心有限公司，山东 东营 257000； 3. 中国石油地质调查局 武汉地质调查中心，湖北 武汉 430205 )

双物源下曲流河—浅水三角洲沉积砂体展布及演化规律
——以尚家—太平川地区泉三段为例

宿 赛1,2, 胡明毅1, 蔡全升1,3, 邓庆杰1

( 1. 长江大学 地球科学学院，湖北 武汉 430100； 2. 中国石化胜利油田分公司 石油开发中心有限公司，山东 东营 257000； 3. 中国石油地质调查局 武汉地质调查中心，湖北 武汉 430205 )

以探井、岩心及储层物性资料为基础，采用重矿物分析及砂地比分析方法，确定松辽盆地尚家—太平川地区泉三段物源方向；结合双物源控制分析砂体沉积相及沉积砂体类型,通过砂体精细解释及沉积背景分析，揭示不同砂体的平面展布特征，分析其演化规律并建立沉积模式。结果表明：尚家—太平川地区泉三段主要由南、北方向物源控制；研究区可识别曲流河相、三角洲相两种沉积相，其中三角洲相沉积最为发育；沉积砂体类型可细分为曲流河道、三角洲平原分支河道和三角洲前缘水下分支河道；砂体垂向分布受双物源控制，顺物源方向砂体连通性好，多期河道相互叠置，逆物源方向砂体呈透镜状发育，砂体横向分布存在“分段”特征。研究区泉三段由浅水三角洲平原逐渐向曲流河沉积转换，反映水体由深变浅的一次湖退沉积过程，为该区域油气勘探提供依据。

双物源； 砂体； 浅水三角洲； 扶余油层； 尚家—太平川地区； 松辽盆地

0 引言

尚家—太平川地区位于松辽盆地北部,一级构造单元中央拗陷区中东部，为大庆油田近几年大规模勘探开发的重要地区之一。尽管该区块资源潜力大、勘探前景较好，但储层砂体分布极其复杂，目前动用程度一直很低。施立志等[1]对尚家—太平川地区构造演化、沉积相的界定等方面进行研究。尚家—太平川泉头组隶属于松辽盆地演化的坳陷阶段，湖盆经历多次涨缩而发育多物源、多沉积，相带呈环带展布[2]；以湖泊相为背景，泉三段是一套以河流—浅水三角洲沉积为主的砂泥岩组合，以分流河道微相为主的沉积格架模式[3]；研究区岩石类型为岩屑细砂岩,砂岩成分成熟度偏低，为低孔特低渗型储层[4]。

人们对松辽盆地北部泉头组的研究存在一定的认识，黄薇等[5]通过探明储量研究认定泉头组发育低渗透致密岩，从烃源岩、构造等方面分析泉头组砂岩的成藏主控因素，认为河道砂体为“甜点”区；黎祺等[6]研究太平川附近的升平地区沉积相，根据岩心、构造及测井等相标志，认定为浅水三角洲相；孙雨[7]、张雷等[8]运用短期基准面旋回划分方式，认为泉头组整体呈水进趋势，发育高能河控三角洲相。随着勘探开发的深入，大区域的沉积相研究局限该区勘探的有效进展。储层砂体分布规律研究较为薄弱，南北河道纵向交织在一起，对物源的界定存在困难，且相带变化复杂。结合双物源体系验证分析，以油气储层沉积学为主要基础，笔者研究尚家—太平川地区致密砂体储层的成因类型及发育特征，揭示沉积相砂体的垂向演化特征，总结砂体平面展布规律，为该地区勘探开发提供参考依据。

1 地质概况

松辽盆地是我国东部地区中新生代一个大型陆相复合型含油气盆地，具断坳双重结构[9]。尚家—太平川地区位于松辽盆地北部的中央坳陷区，横跨三肇凹陷、绥化凹陷和朝阳沟阶地3个构造单元[10]，总体上表现为北东高、西南低的构造格局(见图1)。

图1 尚家—太平川地区构造和地理位置Fig.1 Structure and location map in Shangjia-Taipingchuan area

尚家—太平川地区泉三段位于泉头组上部，泉头组形成于松辽盆地坳陷发育的早期沉积，盆地基地相对平稳，地形坡度较缓，全区广泛接受沉积，地层厚度差异不大。以沉积厚度及基准面旋回作为约束条件，基于高分辨层序地层学理论依据，识别层序界面，将泉三段划分为Q3sq1—Q3sq4四个四级层序[7]，沉积层序在垂向上呈正旋回沉积特征，在地层基准面下降期间遭受暴露侵蚀，在基准面上升期间形成河道沉积。发育一套河流—浅水三角洲沉积。

2 双物源体系验证

物源体系分析对确定砂体走向和沉积相展布具有指导作用。松辽盆地常见多物源混合控制沉积模式，泉三、四段总体受讷河—依安水系、齐齐哈尔水系、白城—英台水系、拜泉—明水水系及怀德—长春水系五大水系影响[11]。尚家—太平川地区研究范围相对较小，且处在多水系交汇的中心区域，为进一步分析研究区砂体成因及沉积演化规律，需要分析不同物源控制的水系区域范围。

2.1 重矿物分析

讷河—依安水系锆石平均体积分数为36.1%，绿帘石平均为21.2%，白钛石平均为19.1%，石榴子石平均为16.0%，锡石平均为2.1%，黑云母平均为1.7%，绿帘石和电气石平均为0.8%，主要为锆石—绿帘石—白钛石组合[12]。怀德—长春水系石榴子石平均体积分数为43.0%，锆石平均为34.9%，白钛石平均为10.3%，绿帘石平均为7.0%，电气石平均为2.3%，黑云母平均为1.7%，绿帘石平均为1.0%，主要为石榴子石—锆石—白钛石组合[13-16]。尚家—太平川地区北部泉三段重矿物组合主要为“绿帘石+磁铁矿+锆石”组合，绿帘石体积分数为35.0%左右，锆石体积分数为6.0%～58.0%，其中绿帘石是北部重矿物体系的主要标志。研究区南部物源重矿物组合主要为高含锆石、石榴石，其中石榴石体积分数为33.0%左右，是最主要的特征矿物；根据研究区位置，西部物源较远，古地形较陡，对研究区影响较小，从物源强度和影响范围分析，影响研究区沉积特征的主要水系南部为怀德—长春水系，北部为讷河—依安水系、拜泉—明水水系，并且在三肇凹陷中部汇聚。两大沉积体系在泉三段时期控制范围有一定重叠,是松辽盆地北部扶余油层砂体分布规律复杂的主要原因之一。

2.2 重矿物ZTR指数变化特征

ZTR指数是指锆石、金红石和电气石在重矿物中占的比例，是判断矿物成熟度的重要指标[17]。沉积物的搬运导致不稳定矿物逐渐减少，稳定矿物向汇聚中心不断聚集，因此ZTR指数可以判断物源方向，以及沉积物汇聚的中心位置[18]。

大庆长垣以东扶余油层ZTR高值区有2个，分别位于三肇凹陷中西部和大庆长垣南部地区，ZTR指数约为26，ZTR指数自长垣周围向中心逐渐升高。ZTR指数低值区有3个，介于6～35之间：位于三肇凹陷的东南方向，ZTR指数在9左右；位于三肇凹陷北部，ZTR指数在11左右；位于三肇凹陷南部，ZTR指数在6左右(见图2)。由ZTR指数的变化趋势可以看出，凹陷周边的3个低值区向凹陷中心逐渐升高，对研究区沉积起到重要影响作用的只有南、北2个方向上主要的物源体系。总体分布特征为中间高四周低，物源方向整体上是南北方向起较大影响作用，东西方向影响力较小。两大物源体系控制的河道砂体在研究区中部出现交汇现象。

图2 研究区扶余油层重矿物ZTR指数分布

2.3 砂岩碎屑成分分析

尚家—太平川地区东北部和西南部碎屑成分有明显区别，表明不是同一个物源沉积。根据 164口井的薄片镜下鉴定结果统计，研究区泉三段碎屑岩储层以长石质岩屑砂岩和岩屑质长石砂岩为主。选取研究区15口探井，北部选取5口(尚12、尚15、尚401、尚17、尚18井)，南部选取6口(川10、川11、川14、川18、川21、川13井)，中部选取4口(树29、树501、树11、升36井)，南北地区探井碎屑岩薄片观察发现，北部碎屑岩组分中长石碎屑体积分数在25%以上，多为岩屑质长石砂岩；南部探井岩石碎屑体积分数较高，多为长石质岩屑砂岩；中间地区具有两者组分共性，说明由于主控物源方向不同，河流搬运碎屑物的延伸距离远近不同，导致岩石组分和成分成熟度差距[16]，研究区发育北部和南部2个方向物源(见图3)。

图3 泉三段碎屑岩组分三角图Fig.3 Clastic constituent triangle of Quan3 member

3 沉积相砂体展布特征

砂体的空间展布是由沉积物源与沉积过程两大因素决定的。一方面，沉积物源的不同导致沉积砂体的岩矿组合方式不同；另一方面，沉积过程的不同导致砂体颜色、结构、构造等方面的信息不同，也使砂体在延伸距离上或近或远，在平面展布上覆盖的范围也不相同[19]。通过岩心观察，根据岩性、沉积构造、岩相类型及组合规律，对研究区扶余油层进行综合分析(见表1)，识别曲流河相、三角洲相2种沉积相，并划分5种亚相、13种微相类型，其中三角洲相沉积最为发育。主要的砂体类型为河道砂体，可进一步细分为曲流河道、三角洲平原分流河道和三角洲前缘水下分流河道沉积砂体。

表1 沉积相类型划分

3.1 砂体沉积特征

尚家—太平川地区扶余油层开发实践表明，主力油层基本为薄砂层，平面变化较大[20]，主要表现为单砂体厚度差异大，厚层砂体为10～14 m，薄层砂体为2～5 m；平面上呈条带状分布，但物性、连通性差异大，含油性不均一[19]。

3.1.1 曲流河道

尚家—太平川地区在Q3sq4时期主要发育曲流河沉积，砂体厚度相对较大，为3.5～11.0 m，最厚可达12.0 m。岩性以灰色、浅灰白色粉、细砂岩为主，河床底部滞留沉积见细砾岩或含砾细砂岩。沉积物以跳跃和悬浮方式搬运，发育中型交错层理。曲流河河道在GR曲线上以箱型为主，少量呈钟型。垂向上，自下而上呈粒度变细的正旋回，二元结构发育，底部与紫红色泥岩(Mp)不整合接触。岩相组合特征：由Sm(块状层理细砂岩相)—Fp(板状交错层理粉砂岩相)—Ft(槽状交错层理粉细砂岩相)—Fh(水平层理粉砂岩相)—Fb(生物扰动粉砂岩相)—Fc(波状层理泥质粉砂岩相)—Mg(水平层理灰绿色泥岩相)组成，沉积微相为曲流河道—天然堤—决口扇—洪泛沉积(见图4(a))。

3.1.2 水下分流河道

水下分流河道主要发育在Q3sq1时期，岩性较细，以悬浮沉积为主，逐渐向湖盆萎缩，河道相对弯曲。岩性主要为粉砂岩，厚度为2.0～6.0 m，泥砾偶尔可见。底部与灰绿色含黄铁矿泥岩为不整合接触。水下分流河道在GR曲线形态一般呈钟型，少量为箱型。垂向上，粒度呈间断性变细的正旋回。岩相组合特征：由Fm(块状粉砂岩相)—Ft(小型槽状交错层理粉砂岩相)—Fc(波状层理灰绿色粉砂质泥岩相)—Mg(水平层理灰绿色泥岩相)组成。每期分流河道由多次旋回垂向砂体叠置而成，相对于三角洲平原每期分流河道的旋回次数增加，且每次旋回厚度较小，泥岩夹层增多[21]。沉积微相为水下分流河道—水下决口扇—支流间湾(见图4(b))。

3.1.3 分流河道

分流河道主要发育在Q3sq2时期，分汊较多，宽度逐渐减少，岩性相对曲流河道砂体较细，底部为细砂岩，向上为粉砂岩，厚度为2.0～8.5 m，底部偶尔含有少量冲刷泥砾，泥砾半径较小，为1.0～3.0 cm，可见块状层理、交错层理。分流河道在GR曲线上以钟型为主，少量呈箱型。垂向上，自下而上总体呈粒度变细的正韵律，岩相组合特征：由St(中型槽状交错层理细砂岩相)—Fm(块状层理粉砂岩相)—Ft(小型槽状交错层理粉砂岩相)—Mr(沙纹层理泥质粉砂岩相)—Fc(爬升层理泥质粉砂岩相)—Mp(水平层理紫红色泥岩相)组成[22]。每期分流河道一般由多次旋回垂向砂体叠加组成，且每次旋回底部发育冲刷面。沉积微相为分流河道—天然堤—洪泛沉积。(见图4(c))。

图4 典型沉积微相砂体沉积特征Fig.4 Sedimentary characteristics of typical sedimentary microfacies sandbodies

3.2 砂体剖面发育特征

从研究区顺、逆物源方向各选取一条连井剖面(见图5)，泉三段储层砂体的垂向分布特征：(1)砂体垂向分布受双物源方向控制。靠近物源研究区南、北边缘，沉积物大量供给，河道携带沉积物迅速沉积。分流河道沉积砂体较为发育，砂体单层厚度厚，多期河道砂体相互叠置交汇，因此砂体连通性较好。河道随着物源方向延伸至远离物源区——研究区中部，延伸越远沉积供给量越少，分流河道和水下水流河道沉积发育规模减小，单层厚度变薄，砂体发育程度变差，多呈透镜状分布，从而导致连通性较差[23]。(2)受地层垂向方向沉积演化分布控制，砂体横向发育存在“分段”特征。Q3sq1—Q3sq3时期属于浅水三角洲沉积，为高可容纳空间条件下多个短期旋回垂向叠加而成，三角洲平原亚相单砂体叠置程度较高，呈多层“镶嵌”分布特征；三角洲前缘亚相水下分流河道砂体多以垂向加积为主，呈多层“堆砌”分布特征。Q3sq4时期属于曲流河沉积，可容纳空间变化速率与沉积物沉积速率之比小于1(A/S<1)，可容纳空间较小，短期旋回下降半旋回通常被剥蚀，保存不完整，表现为上升半旋回发育，下降半旋回缺失，河道砂体发育良好，呈窄带状分布，且沿物源方向延伸较远。

3.3 砂体平面展布特征

建立高精度地层层序格架，分析研究区物源方向和单井沉积微相，解剖短期基准面旋回下连井沉积相纵向演化和横向展布规律[24];通过砂体精细解释及沉积背景分析，从而刻画四级层序沉积微相平面图(见图6)，分析尚家—太平川地区各时期的沉积特征及平面沉积格局。

尚家—太平川地区泉三段为浅水三角洲—曲流河沉积体系，纵向上，砂体垂向分布规律较强，河流走向呈南南西—北北东方向，河道以加积为主，具有弯曲度大和分汊、合并频繁等特征，(水下)决口扇发育频繁。其中Q3sq4时期的河道砂体充分发育，砂岩的沉积厚度达到最大，砂体在南北方向上连通性较好，呈条带状发散，东西方向上连通性差，呈透镜状。各沉积时期特征为(见图6)：

Q3sq1时期，地势较平稳，地层厚度沉积均衡，主要发育三角洲平原亚相沉积。在研究区中部及西北部分地区发育三角洲前缘亚相沉积。受到南、北2个方向的物源控制，物源碎屑从南、北2个方向向中部沉积重填，其中北部物源起决定作用，河道呈南向北方向展布，河道宽度从三角洲平原—三角洲前缘亚相逐渐减薄，分汊增多，河道在中南部交汇及歼灭，从南部方向注入的一部分窄细河道在东南部川3井附近向东流出。在三角洲平原亚相沉积中，河道分汊较多，可发育决口扇沉积，河道宽度比三角洲前缘亚相中河道宽，而三角洲前缘沉积物粒度细，河道窄，发育大量决口扇沉积(见图6(a))。

图5 尚家—太平川地区泉三段沉积微相连井剖面Fig.5 Quan3 formation of Shangjia-Taipingchuan area sedimentary microfacies connected wells section

Q3sq2延续Q3sq1时期的沉积特征，主要发育三角洲平原亚相，在研究区中西部及西北部部分地区发育三角洲前缘亚相沉积，沉积中心位于尚家—太平川中西部一带。主要受到东北部、西南部2个方向的物源控制，东北部物源起主要作用，河道呈NE-SW方向延伸，宽度随三角洲平原—三角洲前缘亚相河道逐渐减小，分汊呈树枝状增多，河道在中南部消失减灭，一部分河道在川3井附近向东流出。在三角洲平原亚相沉积中，沉积物多为紫红色，为水上沉积环境[25]。河道宽展，发育决口扇沉积，三角洲前缘沉积物粒度细，河道宽度比三角洲平原亚相中河道窄，同时也发育大量决口扇沉积，但沉积物颜色以灰绿色—灰色为主，以水下环境为主(见图6(b))。

Q3sq3时期继承Q3sq2的沉积特征，主要为三角洲平原亚相沉积，三角洲平原亚相中，河道分汊较多，发育大量决口扇沉积。沉积物颜色以紫红色为主，发育于水下环境。三角洲前缘亚相沉积进一步缩小，萎缩在西北一角。研究区沉积作用受到东北部、西南部两个方向的物源控制，沉积中心位于尚家—太平川中南部一带[26]。河道呈NE-SW方向延伸，宽度也随着三角洲平原—三角洲前缘河道逐渐减小，分汊增多，河道在中南部交汇，一部分河道在川3井附近向东流出。河道宽度比三角洲平原亚相中河道窄(见图6(c))。

Q3sq4时期，长期基准面快速下降，A/S<1,呈进积特征。发育浅水三角洲平原—曲流河沉积体系。研究区沉积水体快速下降，受到东北部、西南部2个方向的物源控制，研究区南部主要发育三角洲平原亚相，河道交汇后呈枝状分汊，广泛发育，同时发育大量决口扇沉积，河道宽度比前期变窄，沉积物颜色以紫红色为主，以水上沉积为主。三角洲前缘亚相在泉四段不发育。北部出现大面积的曲流河相，曲流河河道广泛发育，河道较宽，河道砂体沉积厚度大，发育决口扇沉积，沉积物颜色多为紫红色砂岩，以水上沉积为主[27]。沉积中心位于尚家—太平川南部地区。河道宽度在曲流河沉积向三角洲平原亚相过渡时逐渐变窄，呈枝状分布，由东北向西南方向延伸，2个方向物源河道在中部地区汇集后，分别向东、西方向延伸(见图6(d))。

图6 尚家—太平川地区泉三段沉积微相展布Fig.6 Sedimentary microfacies distribution of Quan3 member in Shangjia-Taipingchuan area

4 沉积演化规律

尚家—太平川地区整体处于缓慢沉降期，呈浅水三角洲—曲流河沉积砂体发育模式。泉三段整体呈完整的中期旋回，由于可容纳空间和物源供给沉积速率的相对变化，导致河流能量与沉积微相展布的差异，表现为经历一个大的演化阶段：泉三段属于湖退期，水体能量明显增强，且发育在低可容纳空间条件下，物源供应充足，浅水三角洲平原沉积逐渐向曲流河沉积进积。在剖面上，河道砂体沉积厚度、砂体分布规模逐渐变大，垂向上连续性较好，多期砂体河道叠加期次明显，进积特征不明显，反映水体逐渐变浅的一次湖退沉积过程。

5 结论

(1)根据重矿物成分分析、ZTR指数变化、砂岩展布特征等，松辽盆地尚家—太平川地区泉三段存在南、北两大物源方向，受怀德—长春物源体系、拜泉—明水物源体系双重控制，并在中部地区汇聚。

(2)尚家—太平川地区砂体沉积相为浅水三角洲—曲流河沉积体系，主要砂体类型为河道砂体，可细分为曲流河道、三角洲平原分支河道和三角洲前缘水下分支河道沉积砂体；垂向分布受双物源控制，顺物源方向砂体连通性好，多期河道相互叠置，逆物源方向砂体呈透镜状发育，砂体横向分布存在“分段”特征；泉三段sq1—sq3时期主要为三角洲平原为主，三角洲前缘亚相不断向西北角萎缩，sq4时期沉积水体变浅，受双物源控制出现大面积曲流河相，河道砂体沉积厚度大，发育决口扇沉积。

(3)由于A/S变化导致泉三段由浅水三角洲向曲流河沉积过渡和转化，反映水体由深变浅的一次湖退沉积过程。

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2017-02-21；编辑：陆雅玲

大庆油田有限责任公司勘探开发研究院项目(DQYT-1201002-2011-JS-1219)

宿 赛(1990-)，女，博士研究生，主要从事储层沉积学方面的研究。

胡明毅, E-mail: humingyi65@163.com

TEL121.3

A

2095-4107(2017)03-0063-10

DOI 10.3969/j.issn.2095-4107.2017.03.007