张占杨

（中国石化华北油气分公司勘探开发研究院，河南 郑州 450006）

0 引言

鄂尔多斯盆地是具有多期次旋回沉积的含油气盆地，经历了裂陷盆地、克拉通盆地、克拉通坳陷盆地、内陆坳陷盆地、平缓斜坡等多个发育阶段［1］，发育多套含油气层系，是中国重要的天然气生产基地，盆地内已建成苏里格、大牛地等大型气田。该盆地北缘伊盟隆起—伊陕斜坡为沉积过渡带，且为近物源沉积，与盆内已有气田差异较大，在整个上古生界沉积过程中，从石炭系太原组至二叠系下石盒子组叠置发育了多套沉积砂体［2］。这些砂体构成了盆地边缘油气藏形成的物质基础。截至目前已在太原组、山西组以及下石盒子组发现了高产气藏，其中，储集砂体物性最好且最为发育的层位主要为二叠系下石盒子组盒1段［3］，该段储集砂体在盆地边缘表现为“南部大面积分布、北部沉积超覆缺失”的分布特征［4］。目前对盆地下石盒子组心滩砂体主要利用钻井资料并根据辫状河沉积规律进行刻画，而没有考虑盆缘古地貌对沉积的影响，古地貌对心滩的规模控制也不明确。笔者在前人研究成果的基础上，利用地质—物探一体化手段开展石炭系古地貌恢复，深化了对鄂尔多斯盆地北缘二叠系下石盒子组盒1段冲积扇—辫状河沉积体系心滩砂体沉积特征的认识。结合现今河流沉积特征，利用地质统计学方法建立不同沉积相带、不同古地貌坡度条件下心滩长度、宽度的定量计算方法，以期为该地区上古生界盒1段气藏的精细描述及高效开发提供科学的依据。

1 沉积特征

由于研究区北部陆源碎屑物质受古地貌的影响，其碎屑成分主要为中上元古界石英岩，物源区的母岩经风化剥蚀后从公卡汉凸起搬运后由山谷冲出，坡降逐渐减缓，坡度由3.0°下降到0.5°，辫状河道变宽变浅，水动力减弱，大量底负载碎屑物迅速堆积下来在斜坡及沟谷部位形成冲积扇。向南古地貌坡度继续变缓，逐步转变为冲积平原辫状河沉积，整体由北往南形成冲积扇—辫状河沉积体系［5］。研究区从西到东发育3个冲积扇体，①号扇体宽度介于1～2 km，②号扇体宽度最大，介于3～5 km，③号扇体宽度介于2～3 km，从北到南依次发育冲积扇扇根、扇中、扇端、辫状河道（图1）。冲积扇扇根主要发育碎屑流沉积，岩性以较粗的砂砾岩及含砾粗砂岩为主，沉积构造常见块状层理，测井相为叠置箱形［6］；扇中以牵引流沉积为主，其岩性较扇根变细，以含砾中粗砂岩为主，主要发育块状层理，也可见平行层理和槽状交错层理，测井相为钟形和箱形；扇端沉积物粒度最细，以中细砂岩为主，发育块状层理、槽状交错层理、平行层理，测井相为单期钟形和齿化箱形。研究区南部发育5条辫状河道，叠置河道宽度介于1～3 km，以含砾中粗砂岩为主，发育块状层理，测井相为齿化箱形。

图1 鄂尔多斯盆地北缘冲积扇—辫状河沉积特征图

冲积扇及冲积平原辫状河主体部位测井曲线呈箱形、钟形、微齿或直线形。光滑箱形的顶部和底部均与泥岩突变接触［7］，岩性以含砾粗砂岩和中粗砂岩为主，岩性整体较粗，无粉砂或泥质夹层，反映了物源充足、水动力强劲而稳定的特征，主要发育的沉积微相为辫状河心滩和辫流水道。锯齿状箱形则反映了水动力时强时弱的特征，沉积微相为辫状河道底部的河道充填沉积［8］。当新的一期沉积旋回开始时，粗粒砂岩由于受冲刷作用而覆盖在前一期泥岩之上，砂岩与泥岩突变接触，形成了冲刷面。由于水动力逐渐减弱，砂岩顶部沉积了静水环境泥岩，砂岩与顶部泥岩渐变接触，二元结构特征明显，整个沉积序列的测井曲线形态表现为钟形。

2 心滩砂体发育特征及控制因素

通过野外剖面观察及测量可知，单期心滩厚度接近于河道深度，其宽度则取决于河道宽度、弯度及坡度。心滩沉积物岩性以岩屑砂岩和岩屑石英砂岩为主，属于近源沉积，岩屑含量高，碎屑分选磨圆度差，所以成分成熟度和结构成熟度均较低。沉积物在粒度分布上主要为跳跃组分和滚动组分，碎屑物分选中等—差。在心滩沉积中，沉积构造主要以下切型或下截型板状交错层理和块状层理为主，在较细的沉积物中也常见槽状交错层理［10］。通过野外露头测量、公式法以及实钻情况验证，心滩厚度与规模呈现良好的相关性，厚度越大，心滩整体规模越大。盒1段心滩长度介于500～1 200 m，长宽比为3∶1。

一般情况下，将在古地貌坡度1.3°～1.8°条件下形成的心滩称为陡坡心滩，而缓坡心滩是指古地貌坡度介于0.8°～1.0°条件下形成的心滩。陡坡心滩沉积物粒度粗，中细粒级砾石含量很高，以块状层理为主，可见交错层理，砾石大小混杂分选差，排列杂乱无规则，单期沉积厚度较大。陡坡心滩砂地比为0.40～0.85，河道宽厚比为64～92，心滩长宽比为2.8。而缓坡心滩由于河道中水动力较小、搬运能力弱且远离物源，沉积物粒度较细，以中细砂岩为主，砾石含量较低，常见平行层理、槽状交错层理，可见砾石定向排列，分选较好，常见冲刷面，单期沉积厚度较薄。缓坡心滩砂地比为0.30～0.70，河道宽厚比为50～72，心滩长宽比为2.3，这3个参数均小于陡坡心滩［11］。从辫状河横切河道野外露头可以看出，多期心滩砂体互相叠置，单期心滩厚度较薄，后期心滩切割改造前期心滩，连通性好，内部叠切关系与分布复杂。说明强水动力水道中，砂体频繁迁移，冲刷作用较为强烈（图2a）。从辫状河垂向沉积序列看，一定厚度范围内发育多期正旋回，单期旋回厚度薄，岩性以含砾中粗砂岩为主，较多细砾成悬浮状，砂质支撑，每期旋回底部常见滞留砾石沉积形成的冲刷面，沉积构造以块状层理为主（图2b）。

图2 辫状河心滩发育特征图

通过统计盒1段野外剖面及实际钻遇情况分析认为，心滩的形态主要受古地貌坡度的影响，坡度越大，心滩长宽比越大，坡度越小，心滩长宽比越小（图3a、图3b）。

图3 心滩形态参数与古地貌坡度相关性分析图

盒1段沉积时期盆地内地貌坡度较为平缓，在低缓的伊陕斜坡上，由北向南依次发育冲积扇—冲积平原辫状河—内陆湖盆辫状河三角洲沉积体系，其沉积碎屑物主要源自盆地北部的阿拉善和阴山古陆，盆地物源中—东部沉积物主要受阴山古陆的影响［12］。在盆地基底形成初期，由于基准面抬升，盆地中部的古隆起受到海侵作用从而被海水淹没，仅在盆地北缘公卡汉地区未被海水淹没而露出海面呈岛状。二叠纪早期至三叠纪晚期，盆地从海相转变为陆相，盆地北缘古隆起逐渐消失，全区进入广覆型补偿沉积时期［13］。从公卡汉凸起向南地层厚度逐渐增厚，越往北部则太原组、山西组及部分下石盒子组沉积地层依次缺失。采用印模法恢复盆地北缘前石炭系古地貌图，并依据古地貌特征，可以划分为凸起、洼地、斜坡、沟谷4种古地貌单元［14-15］（图4）。研究区主要位于古地貌的斜坡单元上，不同斜坡部位的坡度有所差异，古地貌坡度不同造成了水动力的差异［16］，由此心滩表现出不同的特征。在古地貌坡度相同的东西方向，由于物源供给碎屑物的不同，①号扇体、②号扇体、③号扇体规模不同，②、③号扇体物源碎屑物供给充足，扇体与心滩规模较大。在南北向古地貌坡度相近的情况下，北部心滩比南部心滩粒度更粗、厚度更大。由上述可知，古地貌控制了心滩形态，物源控制了心滩规模。

图4 盆地北缘盒1段沉积期古地貌图

3 心滩砂体定量刻画

河流地质学与地貌研究表明，水动力条件控制河道心滩的形态［17］，而古地貌坡度是影响水动力大小的一个主要因素。同一地区不同古地貌坡度的心滩规模差异较大，古地貌坡度越大，心滩形态主要呈“瘦长”型，古地貌坡度越小，心滩形态主要呈“短胖”型。利用地质统计学方法对贾木纳河上游辫状河段不同地貌坡度条件下的心滩规模进行统计分析，建立了地貌坡度与心滩长宽比等参数的定量关系。基于相关性研究，利用古地貌坡度并结合心滩厚度对心滩的规模进行定量计算。

由于地下地质体经过长期压实，笔者通过压实校正恢复计算出原始沉积期单期心滩厚度。依据古地貌刻画成果，明确古地貌坡度，进一步计算出地下心滩宽度和长度。通过文献调研及相关性分析（图5），笔者总结出4个心滩形态计算公式：

图5 心滩定量计算参数示意图

式中，W为心滩宽度，m；h为压实校正后的心滩厚度，m。

式中，H为压实校正前的心滩厚度，m。

式中，K为心滩长宽比；Hd为坡降，m／100 m。

式中，Y为心滩长度，m。

盒1段地形坡降较大，为1.3～1.8 m／100 m，主要发育冲积扇沉积体系，冲积扇单期心滩砂体厚度介于2～9 m，单期心滩砂体宽度介于53～352 m，随着古地貌坡度的增大，心滩平面形态及规模也逐渐增大。研究区南部盒1段地形坡降较小，为0.8～1.0 m／100 m，主要发育冲积平原辫状河沉积体系，单期心滩砂体厚度介于4～7 m，冲积平原上单期心滩砂体宽度介于102～247 m（表1）。

表1 研究区盒1段心滩规模参数统计表

根据切河道实钻水平段统计，研究区心滩宽度介于150～350 m，砂体厚度介于4～7 m，宽厚比为50～75，与计算结果相同。心滩规模定量化研究与物探储层预测相结合确定心滩规模及叠置模式，心滩预测符合率从72%提高到93%，实现了研究区内心滩砂体的精确刻画，提高了优质储层钻遇率，实现了气藏的高效开发。

4 结论

1）通过对不同沉积相带典型井进行垂向沉积序列精细描述，建立了盒1段北部冲积扇—过渡带—南部冲积平原辫状河沉积模式。明确了北部以冲积扇为主，南部发育冲积平原辫状河，中间过渡带兼具有南北部的综合特征。不同沉积相带发育不同的沉积特征、岩石相及测井相。

2）古地貌控制了心滩的形态，物源控制了心滩的规模，在心滩砂体厚度一定的条件下，古地貌坡度越大，心滩长宽比越大，古地貌坡度越小，心滩长宽比越小。不同古地貌坡度造成了碎屑物粒度、沉积构造、砾石结构、砂地比、单期旋回厚度方面的显著差异。

3）利用地质统计学方法建立了古地貌坡度与心滩规模的相关关系，通过公式法定量计算心滩长度、宽度、厚度与长宽比，精细刻画心滩展布形态，提高了储层钻遇率，实现了气藏的高效开发。