高阳地区沙一下亚段滩坝砂体沉积特征及控制因素

王丽娟，陈晓平

（1.中国石化华北石油工程有限公司录井分公司，河南郑州 450000； 2.中国石化河南油田分公司第一采油厂，河南南阳 473132）

滩坝砂岩作为陆相断陷湖盆中重要的储集类型，因距烃源岩近、储集性能好、生储盖配置合理[1–6]，一直以来都是油气勘探的重点领域。近年来，在渤海湾盆地、准噶尔盆地、江汉盆地等均发现以滩坝砂体为储集体的油气田[7–9]，并显现出良好的油气勘探开发前景。高阳地区沙一下亚段滩坝砂体发育，前人的研究多侧重于砂体类型和储层特征[10–11]，对滩坝砂体沉积特征和控制因素的分析相对缺乏，严重制约了该区下一步勘探开发。

高阳地区位于冀中坳陷饶阳凹陷蠡县斜坡带上，北邻雁翎潜山构造带，南至刘村低凸起，西部以高阳断层为界，东接任西潜山构造带和肃宁潜山构造带[12]，整体具有西抬东倾、北高南低的构造特征（图1）。研究区坡度较缓，断裂体系不发育。沉积初期为断坳湖盆扩展期，经历古近系以来最大规模的湖侵[13]，湖域范围广，广泛发育滨浅湖滩坝，以浅灰色细砂岩为主，含少量粉砂岩，夹灰绿色泥岩、薄层状灰褐色鲕状灰岩及生物灰岩；沙一下亚段沉积末期，区域性构造抬升，湖盆开始收缩，研究区主要发育辫状河三角洲沉积体系，滩坝不发育。

图1 高阳地区地理位置

1 滩坝砂体沉积特征

1.1 岩性特征

通过对研究区13 口取心井约400.0 m 岩心的观察，67 块岩心薄片的分析，并结合95 口井基础地质资料，认为高阳地区沙一下亚段沉积砂体可分为滩砂和坝砂，其中滩砂岩性较细，以粉砂岩、泥质粉砂岩为主；坝砂岩性较粗，以细砂岩为主，不含粗砂和砾岩。沙一下亚段地层总厚度70.0～90.0 m，统计发现，滩坝砂体平均厚度占地层总厚度的27.9%，且整个滩坝砂体中细砂岩占85.0%以上，说明滩坝砂体中以坝砂为主。通过对砂体中矿物成分含量的分析，认为高阳地区滩坝砂体主要岩石类型为岩屑长石砂岩，其中石英含量为45.0%～55.0%，长石含量为30.0%～40.0%，岩屑含量为10.0%～15.0%，具有中等结构成熟度和成分成熟度。

研究区沙一下亚段滩坝砂体粒度概率累计曲线主要表现为“多跳一悬式”（图2），跳跃总体往往由3～4 个直线段组成，且直线段斜率较低，跳跃组分体积分数较大，约70.0%～90.0%，说明河水携带大量碎屑物质入湖[14]，同时，滨浅湖水体动荡，对沉积物反复淘洗、改造，造成粒度曲线呈现多段式特征。进一步分析发现，粒度概率曲线悬浮组分体积分数较少，为10.0%左右，跳跃与悬浮总体交切点位于3.5 φ附近，反映出水体流速较慢且稳定性较差。

图2 高34 井沙一下亚段滩坝砂体粒度概率曲线

1.2 沉积构造特征

通过对高30、高105、高34 等取心井的岩心观察，发现滩坝砂体沉积构造多样，且滩砂与坝砂因形成条件的差异沉积构造明显不同，其中，滩砂岩性较细，反映沉积水动力较弱，主要发育水平层理、波状层理和小型交错层理，纵向上单砂层厚度较薄（1.0～3.0 m），表现为“泥包砂”沉积组合特征，同时在滩砂顶面偶见植物碎片；坝砂岩性较粗，反映沉积水动力强，多发育平行层理、波状交错层理、板状交错层理，单砂层厚度大（3.0～8.0 m），表现为厚层砂岩与泥岩互层，如高30 井岩心可见多套坝砂与滨浅湖泥相互叠置，在井深2 565.5 m 处坝砂下粗上细，呈正韵律特征，底部见冲刷面构造（图3a）。

高阳地区沙一下亚段滩坝砂体还具有一些特殊的沉积构造现象，既有反映水流或波浪作用较弱的植物炭屑、生物潜穴（图3b），也有反映砂体迎水面向上爬升沉积形成的上攀层理（图3c），还有因砂体供应不足形成的透镜状层理，同时，还可见到球枕构造（图3d）、包卷层理（图3e）等因砂泥岩组合不稳定而形成的揉皱变形构造。

1.3 测井相特征

图3 高阳地区沙一下亚段滩坝砂体沉积构造

通过对13 口取心井的岩性与电性关系的分析，发现自然电位曲线能够很好的区分岩性，根据曲线形态的不同，认为高阳地区沙一下亚段滩坝砂体存在以下4 种测井相特征：

指形：自然电位曲线表现为尖峰或较圆滑的指状形态，曲线在砂岩段呈现明显的负差异，且差异幅度较大，同时见向上逐渐增大的反韵律特征，顶底为突变接触。此种曲线特征对应于砂泥薄互层，砂岩岩性主要为粉砂岩、泥质粉砂岩，少量细砂岩，砂体厚度较薄，单层厚度一般小于3.0 m，此种沉积序列说明砂体物源供应不足，反映低能沉积环境，代表滩砂沉积。

箱形：自然电位曲线表现为高幅微齿化箱形，顶底都为突变接触，略显下粗上细的正韵律特征，对应砂体较厚，单层厚度一般大于5.0 m，以细砂岩为主，此种曲线形态反映沉积过程中物源充足，水动力条件较强，代表坝砂沉积。

漏斗形：自然电位曲线表现为顶部高幅、底部渐变为低幅形态，曲线值下小上大，顶部为突变接触、底部为渐变接触。此类曲线下部对应泥岩或粉砂岩，上部为细砂岩，表现为向上变粗的反韵律特征，说明沉积时水动力逐渐增强，反映沉积物逐渐前积或顺流加积的沉积环境[15]，一般代表坝砂沉积。

钟形：自然电位曲线形态与漏斗形相反，曲线值下部最大，向上逐渐变小，顶部为渐变接触、底部为突变接触，反映砂体下粗上细，为典型的正韵律特征，是水动力逐渐减弱，物源供给逐渐减小的表现，代表滩砂沉积。

1.4 分布特征

高阳地区沙一下亚段经历低位体系域、湖侵体系域、高位体系域3 个沉积期，不同沉积时期滩坝砂体的分布特征明显不同[16]。低位体系域砂体分布广泛，主要发育三角洲前缘–滨浅湖亚相；湖侵体系域时期，湖平面上升，研究区主要发育滨浅湖滩坝亚相；高位体系域，西南部物源供应充足，主要发育三角洲前缘–滨浅湖亚相。

在低位体系域时期（图4），研究区西部靠近主物源区，物源供应充足，从高阳低凸起至东南方向发育大面积辫状河三角洲前缘砂体，在沿岸流和波浪的作用下，水下分流河道砂体被搬运至东北部（高30、高33、高43 井区）和东南部（高22、高23、西柳101 井区）等地区，在靠近湖盆中心处形成大面积的滩坝砂体，其中坝砂多呈椭圆状或长条状排列，长轴方向大致为西南向，与湖岸线平行，滩砂发育面积更大，呈席状展布。低位体系域时期，滩坝发育区砂地比普遍大于0.4，说明水动力较强，波浪或湖浪的冲刷改造使得滩坝砂体在垂直物源方向上均匀分布。钻井资料显示，滩坝砂体厚度变化稳定，单井平均厚度为23.3 m，仅东北部高51 井区，厚度最大，可达35.0 m。

图4 高阳地区沙一下亚段低位体系域沉积相

在湖侵体系域时期（图5），随着湖水范围扩大，水体变深，可容纳空间增大，西部三角洲前缘亚相开始萎缩，整个研究区处于滨浅湖亚相。由于物源供应不足，砂地比多为0.2～0.4，滩坝砂体逐渐向岸方向退积，呈“条带状”分布在西部高阳断层一侧，分布范围明显较低位体系域时期小，主要集中分布在高14 井区，而靠近湖盆中心位置滩坝砂体则不发育。统计砂体厚度发现，湖侵体系域时期砂体厚度较薄（15.3～25.6 m），平均厚度为17.8 m。

图5 高阳地区沙一下亚段湖侵体系域沉积相

在高位体系域时期（图6），湖平面整体上升，但由于沉积物供给速率大于湖平面上升速率，故相对湖平面下降，在西部造成等效湖退，原湖侵体系域时期发育的滩坝砂体基础上叠置发育辫状河三角洲砂体，而东南部高29、高22 井区，滩坝砂体则继承性发育，厚度较湖侵体系域时期厚。高位体系域时期，滩坝砂体分布范围进一步缩小，但略向湖盆中心迁移。

图6 高阳地区沙一下亚段高位体系域沉积相

2 滩坝砂体控制因素

2.1 物源供应

高阳地区沙一下亚段滩坝砂体物源主要来自于西部辫状河三角洲，西部陆源碎屑物质供应的多少一定程度上控制了滩坝砂体的大小和规模[17]。低位体系域时期，西部辫状河三角洲体系发育，陆源碎屑供应充分，河流搬运作用强，波浪或湖流改造作用弱，滩坝砂体不发育；而中东部靠近湖盆中心地区，河流作用弱，所携带的砂体供应有限，受波浪和湖流的改造、搬运、再沉积作用，形成较大面积的滩坝，如高43、高22 等井区（图4）。在湖侵体系域时期，湖盆范围扩大，水体加深，湖岸线向西部迁移，辫状河三角洲萎缩，陆源碎屑供应不足，可供波浪和湖流影响的砂体减少，西部靠近物源区发育小规模的滩坝砂体（图5）。在高位体系域时期，陆源碎屑物质供应相对充足，砂体向湖盆方向推进，水体较深，造成浪基面以下大部分砂体很少受湖浪的搬运、迁移和改造，限制了滩坝砂体的大面积发育，仅在靠近湖盆中心西侧发育小范围的滩坝砂体（图6）。

2.2 古地貌

研究区整体上属于发育在古高阳背斜东翼的沉积型缓坡上，地势平缓、坡度较小。通过恢复沙一下亚段的古地貌发现，研究区西北高、东南低，在缓坡背景下局部存在古地貌高地，结合滩坝砂体的平面分布发现，滩坝砂体的展布受古地貌控制明显，在古地貌高地，波浪淘洗作用充分[18]，以沉积厚层坝砂为主，如高9 井、高9–1X 井位于古高地，发育细砂岩21.0 m，而高9–3X 井、高9–4X1 井位于古隆起周缘，沉积以粉砂岩为主的滩砂，厚度较薄。

进一步分析发现，古地貌控制滩坝砂体展布特征的另一方面表现在地形坡折带上。研究区西部发育的高阳断层作为同沉积断层，在断陷湖盆内部形成同沉积断裂坡折带，坡折带造成波浪能量突然变化[19]，能够加大可容空间，有利于沉积物大量堆积，如西部高阳断层下降盘，砂体明显加厚，为滩坝砂体的沉积提供了充足的物质基础，在坡折带附近，高28 井—高115 井—高11 井—高14 井—高30 井一线，以发育厚层滩坝砂体为主，夹碳酸盐岩滩坝和滨浅湖泥。而研究区北部，地势比较平缓，坡折不明显，因缺乏砂体突然卸载的触发机制[20]，使得大部分砂体被搬运至远端，主要发育滨浅湖泥，滩坝不发育。

2.3 湖岸线

湖岸线作为陆上与水下的沉积分界线，其位置控制滨浅湖滩坝砂体的分布[21–22]。研究区地形平缓，湖平面的升降变化会导致湖岸线的大幅度摆动，湖岸线频繁变迁，纵向上多期砂体叠置发育，横向上砂体向湖区进积或退积[23]。当湖岸线向湖盆中心迁移，即湖平面下降，形成进积式滩坝砂体组合；当湖平面上升，即湖岸线向陆地方向移动，发育退积式砂体组合；当湖岸线在一定时间内保持相对稳定，则形成加积式砂体组合。研究区沙一下亚段沉积期经历古近系以来最大规模的湖侵，水体持续上涨，湖岸线频繁后退，使得平面上三角洲前缘的外缘或侧缘形成若干条平行展布的滩坝砂体（图7），并且沿湖岸线连片发育。湖平面的频繁变化导致湖岸线的频繁变迁，造成滩坝砂体垂向上多期叠置发育、横向上广泛分布。

3 滩坝砂体沉积模式

图7 高阳地区沙一下亚段湖岸线迁移与砂体分布示意图

通过对高阳地区沙一下亚段滩坝砂体沉积特征、分布特征及成因机理的分析，建立滩坝砂体沉积模式（图8）。断陷湖盆扩张初期（低位体系域时期），西部辫状河三角洲砂体物源供应充分，经过长距离搬运后，经湖浪的改造，在缓坡区坡折带附近，大量卸载砂体，在古地貌高地上沉积厚层的滩坝砂体，平面上围绕辫状河三角洲前端呈长条状、带状分布；在湖侵体系域时期，湖平面上升，湖岸线向西退却，物源供应不足，形成的滩坝砂体厚度较薄、规模较小；在高位体系域时期，物源供给增强，辫状河三角洲砂体向湖盆中心方向进积，经波浪的改造后，在前缘附近再次沉积形成滩坝。

图8 高阳地区沙一下亚段滩坝沉积模式

4 结论

（1）高阳地区沙一下亚段滨浅湖滩坝砂体发育，其中滩砂岩性较细，以粉砂岩、泥质粉砂岩为主，坝砂岩性较粗，以细砂岩为主，滩坝砂体具有“多跳一悬式”粒度特征和与碳酸盐岩滩坝、滨浅湖泥交互沉积的特征。

（2）研究区滩坝砂体发育多种波浪成因的沉积构造，反映了沙一下亚段复杂的水动力条件。滩坝砂体存在指形、钟形、箱形、漏斗形4 种测井相类型，指形和钟形代表滩砂沉积，箱形和漏斗形反映不同的坝砂沉积特征。

（3）沙一下亚段经历低位体系域、湖侵体系域、高位体系域3 个沉积期。低位体系域时期，滩坝砂体靠近湖盆中心大面积分布，坝砂呈椭圆状或长条状分布，滩砂呈席状展布，滩坝砂体厚度较大，且分布稳定；湖侵体系域滩坝砂体呈“条带状”分布在西部高阳断层一侧，分布范围明显较低位体系域小，厚度较薄；高位体系域滩坝砂体主要分布在湖盆中心西侧，分布范围小。

（4）物源供应控制滩坝砂体的发育程度和大小规模，古地貌影响滩坝的发育类型和分布位置，湖岸线控制滩坝的分布形态和组合样式，多因素综合影响导致高阳地区沙一下亚段滩坝砂体多期发育、垂向叠置、横向上广泛分布。