高郵凹陷阜三段砂體展布特征及控砂模式

李儲華，鄭元財，劉志敏，吳 峰

（中國石化江蘇油田分公司勘探開發研究院，江蘇揚州 225009）

高郵凹陷是蘇北盆地南部東臺坳陷的一個富油凹陷。阜寧組（E1f）沉積時期，凹陷處在斷坳構造演化階段［1-5］，受吳堡運動扭張作用和凹陷基底掀斜控制，在凹陷東部和南部發生斷裂沉降，形成吳堡斷裂帶和真武斷裂帶，在凹陷北部形成北抬南傾的斜坡帶，控制沉積格局，阜三段（E1f3）是高郵凹陷的主要含油層系之一。早期，E1f3油氣勘探主要圍繞水下分流河道等砂巖發育區帶，發現了眾多構造油藏。隨著勘探程度的不斷提高，構造油藏勘探難度越來越大，為進一步挖掘E1f3勘探潛力，迫切需要拓展隱蔽油藏等新的油藏類型，以實現資源接替。本文基于E1f3沉積微相分析，開展以砂層組為研究單元的砂體展布特征及規律研究，在此基礎上，分析了控砂模式，以期為E1f3隱蔽油藏勘探指導方向。

1 沉積微相特征

高郵凹陷E1f3主要發育三角洲前緣—半深湖亞相沉積，局部存在微型近岸水下扇沉積。通過巖心觀察，結合粒度分析、電測曲線特征等資料，并主要按照沉積微相形成的動力機制，認為E1f3發育3類6種沉積微相，包括:河流作用控制水下分流河道、河口壩、分流河道間灣等微相；湖浪控制的灘砂、壩砂等微相，以及陡坡帶重力滑塌控制的近岸水下扇水道微相。

1.1 河流作用控制的沉積微相

1.1.1 水下分流河道

水下分流河道主要為砂質沉積物，粒度從下往上逐漸變細，具有下粗上細的正韻律特征（圖1），底部為中—細粒砂巖，向上逐漸變為細砂、粉砂、泥質粉砂及粉砂質泥巖等細粒沉積。水下分流河道底界與下伏巖層常呈侵蝕沖刷接觸，或突變接觸，向上通常發育塊狀層理、交錯層理、平行層理等構造。粒度概率曲線一般為三段式或多段式特征，其中跳躍總體含量50%～80%。自然電位曲線形狀為光滑箱形、鐘形及齒狀鐘形，幅度一般為高—中幅。

圖1 沙埝地區S4井E1f3分流河道和河口壩微相特征

1.1.2 河口壩

河口壩可與水下分流河道共生，是水下分流河道在推進過程中，河流流速減弱，河流攜帶的大量沉積物快速堆積而形成的微相類型。粒度自下而上由粉砂巖過渡為極細砂巖、細砂巖，垂向層序一般為下細上粗的反韻律（圖2）。層理構造主要為低角度交錯層理、平行層理、沙紋波狀交錯層理等構造。粒度概率曲線一般為兩段式或三段特征。自然電位曲線形態呈漏斗形、齒狀漏斗形，幅度一般為中低—高幅度。

圖2 沙埝地區S4井E1f3河口壩微相特征

1.1.3 水下分流河道間灣

水下分流河道間灣位于水下分流河道之間相對低洼處，巖性主要為泥巖，中間夾有砂質條紋或者少量透鏡狀粉砂巖，波紋交錯層理發育，生物擾動作用強烈，巖石中蟲孔發育。自然電位曲線形態為平緩齒形。

以上沉積微相整體處在三角洲前緣亞相的主體部位，以河流水動力作用為主，湖水水動力作用較弱。其他還有如水下天然堤、決口扇等沉積微相，這些沉積微相巖性以粉砂巖、泥質粉砂巖為主，泥質含量高，一般與河道間灣共生，砂體欠發育，不做具體描述。

1.2 湖浪控制的沉積微相

隨著沉積物向前推進，河流作用逐漸減弱，湖浪作用逐漸增強，在三角洲前緣的側緣及前端發育灘砂和壩砂沉積微相。

1.2.1 灘砂

灘砂是河口壩或部分水下分流河道末端經波浪和岸流的改造和篩選后，砂體發生遷移，重新沉積于河口壩前部或側翼平坦處，形成的薄層狀砂體，巖性以細砂巖、粉砂巖為主，垂向序列總體表現為反韻律特征（圖3）。粒度較細，分選好，粒度概率曲線以兩段或三段式為主，缺乏滾動總體，跳躍總體可分為兩段。發育浪成交錯層理、低角度斜層理、平行層理以及波狀交錯層理等層理構造。砂體分布面積較大、層薄，厚度一般2～5 m?？膳c河口壩、壩砂共生，自然電位曲線形態為指狀、漏斗狀或齒化漏斗狀，幅度高、中、低幅值都有。

1.2.2 壩砂

壩砂是河口壩和部分水下分流河道末端經波浪和岸流的改造和篩選后，重新搬運在河口壩前端的高帶處，形成的丘狀、帶狀砂體。巖性以細砂巖、粉砂巖為主，垂向韻律不明顯或呈反韻律（圖3）。粒度介于河口壩和灘砂之間，分選好，主要發育低角度交錯層理、平行層理、水流沙紋層理和波狀層理，常見變形構造。自然電位曲線一般為中—低幅漏斗形或齒化漏斗形，上下漸變或突變為泥巖基線，一般獨立分布于泥巖中，可與灘砂共生。

圖3 富民地區FSX1井灘砂和壩砂微相特征

1.3 陡坡帶重力滑塌控制的沉積微相（近岸水下扇水道）

在真武斷裂帶下降盤許莊地區X20 井周圍的局部地區，阜三段三亞段（E1f33）和阜三段一亞段（E1f31）各發育一套相對獨立的砂體，雖然沒有巖心證實，但通過對研究區沉積環境及X20 等井的測井曲線等資料的分析，初步認為該砂體屬于近岸水下扇水道沉積微相。

從沉積環境看，南部真武斷裂帶屬于陡坡帶，下降盤處于沉積和沉降的中心，遠離主體物源區，主要發育深黑色純泥巖，屬于半深湖—深湖環境，較難發育灘壩等砂巖。同時，兩套砂體分別位于E1f3的下部和上部，處在水體劇烈變化的時期，也是構造活動強烈的時期，具備發生重力滑塌的條件。

從測井曲線看，許莊地區E1f3砂巖的自然電位和電阻率曲線都是呈中幅微刺狀，具有快速堆積特征，并與頂、底深黑色泥巖的接觸關系為突變接觸；另外，砂體的電性特征主要顯示為正粒序的結構，不同于灘壩砂體的反旋回特征。同時由于該近岸水下扇規模微小，難以劃分亞相，因此，將砂體簡單化認為是近岸水下扇水道微相（圖4）。

2 砂體展布特征

E1f3沉積微相特征分析認為，三角洲水下分流河道、河口壩、灘壩及近岸水下扇水道是砂巖發育的主要微相類型。受沉積微相類型和沉積格局的影響，各個地區各個層段的砂體展布特征明顯不同，為精確刻畫砂體，按照沉積旋回，將E1f3分為10個砂層組，各個砂巖組砂體展布存在差異，以砂巖不發育的阜三段三亞段三砂組（E1f33-3）和砂巖發育、沉積微相類型較多的阜三段一亞段二砂組（E1f31-2）為例分析E1f3砂體展布特征。

2.1 E1f33-3砂體展布特征

E1f33-3為E1f3最下部的一套砂層組。砂巖整體不發育，平面上，河流作用控制的水下分流河道、河口壩砂體分布范圍小，主要分布在柘垛、瓦莊北及吳堡斷裂帶地區，砂體呈條帶狀向南西方向延伸，垂直于湖岸線，砂巖厚度一般2～7 m，砂巖百分含量一般在10%～30%。湖水作用控制的灘壩砂體則分布范圍大，主要分布在沙花瓦及碼頭莊、韋莊地區，砂體呈片狀近東西向展布，平行于湖岸線，砂體厚度一般1～5 m，砂巖百分含量在10%～20%（圖5）。

2.2 E1 f31-2砂體展布特征

E1f31-2為E1f31中部的一套砂層組。砂巖整體發育，平面上，河流作用控制的水下分流河道、河口壩砂體主要分布在沙花瓦及吳堡斷裂帶地區，砂體呈條帶狀向南西方向延伸，連片分布，砂巖厚度一般6～12 m，砂巖百分含量在25%～50%（圖6）。湖水作用控制的灘壩砂體主要分布在J2-S16-HSX1 一線以南，砂體呈片狀近東西向展布，相對獨立分布，砂巖厚度一般1～5 m，砂巖含量主要為10%～20%。在遠離物源的真武斷裂帶下降盤，局部受陡坡帶重力滑塌作用控制發育近岸水下扇水道砂體，砂巖厚度一般2～8 m，砂巖含量主要為10%～30%（圖6）。

圖6 高郵凹陷E1f31-2砂巖含量及沉積相

3 控砂模式

E1f3沉積體系的物源來自北東向，并受凹陷構造特征及水動力等共同控制，總結出兩類四種控砂模式（圖7、圖8）。按凹陷構造特征可首先將控砂模式劃分為斜坡帶和斷裂帶兩類。同時，按照水動力條件，在斜坡帶可分為河流控砂模式和湖浪控砂模式兩種；在斷裂帶，結合與物源的關系，可分為吳堡斷裂帶斷坡控砂模式和真武斷裂帶陡坡控砂模式。

3.1 斜坡帶控砂模式

從整個蘇北盆地的沉積體系研究表明［6-8］，E1f3沉積時期，高郵凹陷的物源主要來自于濱海隆起—南黃海中部隆起，高郵凹陷E1f3物源充足、搬運距離遠，物源由北東向南西方向運移。

E1f3沉積體系及砂體的展布特征受物源條件和斜坡帶古地貌共同控制。物源條件和斜坡帶造成E1f3發育寬緩、由北東向南西方向展布的三角洲前緣—半深湖亞相沉積體系，從而控制了砂體的規模、延伸方向以及由北東向南西逐漸減少的變化趨勢。

E1f3沉積體系及砂體的形態主要受河流和湖浪共同控制。高郵凹陷E1f3沉積體系在平面上表現為多支水下分流河道疊合的朵葉狀，既不是河流作用控制的鳥足狀形態，也不是湖水波浪作用控制的鳥嘴狀形態，表明是河流和湖浪共同作用的結果。根據水動力條件可將控砂模式進一步劃分為斜坡帶河流控砂模式和湖浪控砂模式（圖7、圖8）。

圖7 高郵凹陷E1f3平面控砂模式

圖8 高郵凹陷E1f3剖面控砂模式

3.1.1 斜坡帶河流控砂模式

E1f3沉積的古地貌為寬緩開闊的斜坡帶，河流作用攜帶的沉積物在推進過程中，搬運能力減弱，沉積物發生卸載，形成水下分流河道、河口壩等沉積微相，發育大量槽狀、板狀等交錯層理、平行層理等反映單向牽引流的層理構造。砂巖含量高，一般25%～50%，砂體疊合連片展布，沉積體的展布方向與湖岸近乎垂直，呈條帶狀、樹枝狀向湖內擴散。主要分布在斜坡帶中外坡。

3.1.2 斜坡帶湖浪控砂模式

隨著沉積體系向前推進，河流作用減弱，湖水作用增強，在湖浪等水動力的改造下，河口壩等前端沉積物發生再次搬運，形成灘壩微相類型，發育浪成交錯層理、低角度交錯層理等典型湖浪作用改造的層理構造。砂層薄、分布范圍較廣，砂巖含量較低，一般小于25%，展布方向近平行于湖岸，主要分布在斜坡帶內坡、碼頭莊及韋莊等地區。

3.2 斷裂帶控砂模式

E1f3沉積時，吳堡、真武斷裂帶是高郵凹陷的邊界斷裂，吳堡斷裂帶和真武斷裂帶在E1f3沉積時期具有同生斷裂的性質［9-13］，控制盆地的沉降和沉積，對沉積體系和砂體起控制作用。

3.2.1 吳堡斷裂帶斷坡控砂模式

吳堡斷裂帶由吳①、吳②斷層及分支斷層構成，總體為北東走向，總長度約100 km，E1f3沉積期吳①、吳②斷層是同沉積斷層，對沉積和砂巖具有明顯控制作用。

隨斷裂活動，吳①、吳②斷層構成的斷裂帶與吳①、吳②下降盤斜坡分別形成明顯斷坡，斷坡走向與E1f3沉積期總體水系及沉積體系的方向一致，斷坡約束了水系形成溝道化的水下分流河道，同時由于斷層活動使該區沉積可容納空間增大，增強了沉積物的卸載潛力，使砂巖富集程度較高，吳堡斷裂帶控制的水下分流河道發育穩定，沉積砂體厚，條帶狀分布，向斜坡減薄尖滅，延伸遠。反映出吳堡斷裂帶對砂體具有明顯控制作用（圖7、圖8a）。

3.2.2 真武斷裂帶陡坡控砂模式

真武斷裂帶總體走向為北東—北北東，傾向為北西，總長度約為80 km，真武斷裂帶包括了真①斷層和真②斷層。

真武斷裂帶下降盤由于遠離主體物源，水體深，是沉積中心，下降盤控制的E1f3沉積主要為大套灰黑色的純泥巖，沉積環境上屬于半深湖—前三角洲亞相。真武斷裂帶為陡坡帶，斷裂活動時容易產生重力滑塌，形成局部快速堆積，發育微型近岸水下扇。目前，在許莊地區鉆井揭示了該區發育兩套夾在深水泥巖中的近岸水下扇水道砂巖（圖7、圖8b），這兩套水道砂巖沉積在水體急劇變化時期，認為都與劇烈構造運動有關。其中一套發生在E1f33-2沉積期，該時期高郵凹陷水體迅速變淺，砂巖迅速增多，反映該時期構造運動劇烈；另一套發生在E1f31-1沉積期，該時期之后水體迅速變深，進入E1f4沉積，也是構造運動劇烈的時期。因此，雖然真武斷裂帶遠離物源，由于斷裂活動劇烈，具備形成近岸水下扇的條件，從而控制砂體展布。

總之，通過以上研究發現，不同地區的控砂模式不同，砂體發育特征不同，影響著油氣勘探方向。斜坡帶河流控砂模式下，主要發育水下分流河道、河口壩砂體，砂巖含量高，主要以構造油藏勘探為主；斜坡帶湖浪控砂模式下，主要發育灘壩砂體，砂巖含量較低，主要以隱蔽油藏勘探為主；吳堡斷裂帶控砂模式下，斷坡約束了水系形成溝道化的水下分流河道砂體，砂巖含量高，主要以構造油藏勘探為主，而在向斜坡方向則水下分流河道快速減薄尖滅，并可能受湖浪作用改造，砂巖含量較低，以隱蔽油藏勘探為主；真武斷裂帶控砂模式下，局限發育近岸水下扇水道砂體，砂巖含量低，主要以隱蔽油藏勘探為主。

4 結論

（1）高郵凹陷E1f3發育三類六種沉積微相，包括河流作用控制的水下分流河道、河口壩和水下分流河道間灣等微相；湖浪作用控制的灘砂、壩砂等微相；以及陡坡帶受斷裂活動影響在局部地區形成的近岸水下扇水道微相。

（2）高郵凹陷E1f3砂體展布受沉積微相和構造格局控制，砂體發育特征不同，影響著油氣勘探方向。斜坡帶中外坡及吳堡斷裂帶北段發育水下分流河道和河口壩砂體，砂體含量高，砂體連片分布，油氣勘探以尋找構造油氣藏為主；斜坡帶內坡、吳堡斷裂帶南段、碼頭莊及韋莊等地區主要發育灘壩砂體，砂巖含量低，砂體層薄、片狀獨立分布，適宜尋找隱蔽油氣藏。南部真武斷裂帶則發育近岸水下扇水道砂體，主要分布于下降盤許莊等局部地區，也是隱蔽油氣藏勘探的有利區帶。

（3）高郵凹陷E1f3發育兩類四種控砂模式:斜坡帶按照水動力條件分為河流控制的砂體和湖浪控制的砂體兩種模式；斷裂帶按照與物源關系分為近物源的斷坡控砂模式，以及遠離主物源的陡坡帶重力滑塌控砂模式。