何庆斌 张继红

（1.东北石油大学石油工程学院，黑龙江 大庆 163318；2.中国石油吉林油田公司红岗采油厂，吉林 松原 138000）

0 引 言

浅水三角洲是形成于构造相对稳定、地形起伏平缓、水深小于10 m 的浅水敞流湖盆内的特殊沉积体，大面积的分流河道砂体与相邻湖相泥岩互层式分布形成优越的成藏组合，是中国陆相坳陷盆地重要的岩性油气藏发育区［1］。20世纪80年代以来，中国先后在鄂尔多斯盆地、松辽盆地、渤海湾盆地、准噶尔盆地等多个盆地的浅水三角洲成因砂体中发现大批岩性油气藏［2-3］，许多学者［4-6］随即对浅水三角洲形成背景、动力机制和沉积特征进行了深入研究。大量研究表明，浅水三角洲具有砂体薄、面积广、相变快、物性差的特点，沉积相展布和砂体形态受古地形、古气候、河流回春作用和湖平面升降等多种因素影响［7］，导致油气资源零散、分布规律复杂，尤其是湖平面周期性升降造成季节性河流砂体薄、相变快，加大了储层砂体刻画的难度［8］。

作为隐蔽油气藏储层预测的有力工具，高分辨率层序地层学被广泛应用于岩性油气藏勘探［9-10］。准确识别不同级次层序边界是建立高精度层序格架的关键。传统的层序界面主要依靠地震、岩心、测井等资料进行人工识别，导致层序的划分存在多解性［11］。近年来，通过对测井数据进行时频分析、最大熵谱分析和小波分析，将其转换为可直观反映不同沉积旋回的频率趋势线或小波系数曲线，有效地提高了层序划分精度［12］。

姚一段沉积期，松辽盆地处于坳陷盆地发育阶段，位于盆地边缘的大安地区古地形平缓、坡度小，在充足的物源供给和稳定的构造背景下多条分支河道延伸入湖，形成大型浅水三角洲沉积体，是盆地南部重要的岩性油藏发育区［13］。前人［14-16］对姚一段沉积相类型进行了大量研究，但由于大安地区浅水三角洲砂体薄、砂泥岩互层频繁，导致姚一段层序格架和沉积相划分仍存在诸多争议。

本次研究在传统层序界面识别的基础上，辅以小波系数曲线和时频色谱图建立姚一段高分辨率层序格架，在沉积微相精细研究基础上，明确各层序单元内沉积相、砂体特征及其对基准面变化的响应，为大安地区岩性油藏的有效动用提供地质依据。

1 区域地质概况

研究区位于松辽盆地中央坳陷区南部的红岗阶地（图1（a）），北邻英台鼻状凸起，西以大安逆断层为界与西部斜坡分隔，向东、南与古龙凹陷、长岭凹陷等盆地内最主要生油凹陷相邻，是1个边缘被断层复杂化的北倾向斜［17］。

图1 大安地区构造位置及姚一段高分辨率层序地层划分Fig.1 Structural location of Da’an area and high-resolution sequence stratigraphic framework of Member 1 of Yaojia Formation

研究区地层自下而上依次为上白垩统泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组和四方台组，姚一段作为主要含油层段自下而上分为PⅢ、PⅡ、PⅠ共3 个砂组和9 个小层。姚一段沉积期受西部通榆物源影响多条大型水下分流河道自西部斜坡向湖盆中心稳定延伸，形成以大面积的水下分流河道为骨架的低渗透砂岩储层，下伏青一、青二+三段优质烃源岩生成的油气就近在姚一段聚集，形成“低孔、低渗、低压”岩性油气藏。大安地区姚一段含油面积为127.2 km2，探明储量为2 560×104t，具有含油面积大、地质储量高、含油气性受砂体控制的特点［18］，是盆地南部重要的连片发育的岩性油藏富集区。

2 高分辨率层序地层格架

2.1 层序界面特征

界面识别是建立层序地层格架的基础［19］。大安地区姚一段的层序界面为区域性不整合，地震上为连续的强反射（图2（a））岩心上常见泥岩的颜色、岩相（性）发生突变或冲刷侵蚀接触（图2（b）—（e）），测井上为突变接触或退积—进积的转换面，指示研究区层序界面为不同级次的不整合面或湖泛面［20］。

SB1 为区域性暴露不整合或岩相（性）组合转换面，地震剖面上反射能量强，对应的T11为盆地区域标准层（图2（a））。岩性上由青山口组顶的厚层状黑色、灰黑色湖相泥岩突变为三角洲前缘相的杂色泥岩（图2（b））。测井上SB1 底部自然伽马（qAPI）高值异常、界面上下的声波时差（Δt）和深侧向电阻率（RLLD）存在明显拐点（图2（f））。

SB2 为区域性暴露不整合或冲刷侵蚀面，是PⅡ底的水下分流河道冲刷与下伏PⅢ顶的灰绿色泥岩形成的凹凸不平的侵蚀面。岩心观察发现大量的泥砾、砾石滞留沉积和不规则泥岩撕裂屑（图2（c））。测井上自然伽马、自然电位（VSP）、声波时差和深侧向电阻率发生突变，表现为低自然伽马、低自然电位、高声波时差和低深侧向电阻率的特征（图2（g））。

SB3 是PⅠ砂组底部分流河道的浅灰色粉、细砂岩对下伏PⅡ砂组顶灰绿色湖泛泥岩的冲刷面，为基准面上升、可容纳空间增大的转换面。岩心上见分流河道底部泥砾定向排列（图2（d）），具高自然伽马和声波时差高值拐点的特征（图2（h））。

图2 大安地区姚一段层序界面特征Fig.2 Characteristics of sequence boundaries in Member 1 of Yaojia Formation in Da’an area

SB4 为区域性暴露不整合或岩相（性）组合转换面。由姚一段顶的灰黑色前三角洲相的泥岩突变为三角洲平原相的灰白色细砂岩、中砂岩（图2（h））。剖面上也由连续的波状亚平行中强反射突变为断续波状中弱反射，对应T1p反射层，测井上具高自然伽马、高深侧向电阻率、低自然伽马和声波时差高值平台的特征（图2（i））。

2.2 层序地层划分

姚一段是松辽盆地湖盆萎缩到再次扩张的水进型沉积，为1 个长期基准面下降的半旋回［21］。

姚一段浅水三角洲沉积时，古气候波动频繁引起湖平面周期性升降，在测井上以高频振动信号序列的形式表现不同级次沉积旋回的响应。小波变换通过对测井曲线进行高质量的时频分析，识别出测井中不同频率的曲线旋回、揭示不同周期特征地层层序信息［22］。

本次研究综合地震、岩心和测井资料，基于MATLAB 平台对D26 井自然伽马曲线进行一维连续的小波变换，得到小波系数曲线和时频色谱图。D26井姚一段小波系数曲线总体可分为3 个周期性振荡旋回，对应的时频色谱图上见3 个能量团和4 个间断点（图1（b）），通常稳定沉积环境下小波系数曲线具有相似振荡特征，对应的时频色谱图上为1 组相对稳定的能量团，由于沉积环境变化，层序界面处相应的小波系数剧烈振荡、能量团也发生间断。

D26 井小波系数曲线和时频色谱特征表明姚一段地层存在3 个沉积旋回，以小波系数曲线突变和能量团间断点为依据将其分为MSC1—MSC3 共3 个中期旋回，这与岩心、地震和测井资料所反映的层序界面特征是一致的。连井层序对比表明（图3），姚一段层序顶、底界面清晰，各中期旋回地层近于平行接触。

图3 大安地区姚一段高分辨率层序对比剖面Fig.3 High-resolution sequence stratigraphic section of Member 1 of Yaojia Formation in Da’an area

MSC1 相当于PⅢ砂组，以基准面下降半旋回为主，上升半旋回不太发育，仅早期发育少量泥质粉砂岩。

MSC2 相当于PⅡ砂组，以基准面上升半旋回为主，发育河流强烈进积下的水下分流河道、河口坝。

MSC3 相当于PⅠ砂组，虽然沉积物仍以水下分流河道、河口坝等砂质沉积为主，但砂体规模明显减小，向上渐变为泥质沉积。

3 沉积微相特征

3.1 三角洲前缘

3.1.1 水下分流河道

水下分流河道的沉积物粒度较粗，以灰色细砂岩、粉砂岩为主，自下而上为明显的正粒序、复合粒序，底部具冲刷面、侵蚀突变和滞留沉积等典型河道沉积特征［23］，剖面上为顶平底凸的透镜状。

单期河道岩相组合为块状层理细砂岩相或含砾粉砂岩相→板状交错层理粉砂岩相→槽状交错层理粉砂岩相→块状层理粉砂岩相→槽状交错层理粉砂岩相→变形层理泥岩相，厚度为1.2～2.3 m，泥质夹层不发育（图4（a）），反映沉积时水动力较强、近物源的特征。

图4 大安地区姚一段沉积微相特征Fig.4 Characteristics of sedimentary microfacies in Member 1 of Yaojia Formation in Da’an area

多期河道叠加形成的复合砂体岩相组合为含砾层理粉砂岩相→槽状交错层理粉砂岩相→块状层理粉砂岩相或含砾层理粉砂岩相→波状层理粉砂岩相→块状层理粉砂岩→沙纹层理粉砂岩相→生物扰动泥岩相，叠加厚度为1.8～3.3 m，泥质夹层较发育（图4（b）），指示远离物源、水动力减弱。

水下分流河道的自然伽马和深侧向电阻率曲线为极高-高幅厚层的钟形或箱形，具底部突变、顶部渐变的特征，单期河道顶部一般为减速渐变，反映水体能量和物源供给在沉积后期缓速衰减，多期河道顶部常见加速渐变，表明水体能量、物源供给在沉积后期急剧减小［24］；粒度曲线（图5（a）—（b））为三段式或高斜两段式，以跳跃次总体为主，见少量滚动次总体。

图5 大安地区姚一段不同类型砂体粒度累计概率Fig.5 Cumulative probability of grain size of different sandbody types in Member 1 of Yaojia Formation in Da’an area

3.1.2 分流间湾

分流间湾的岩性是水下分流河道间低洼地区沉积的灰绿色、紫红色和红褐色泥岩、粉砂质泥岩，局部见泥质粉砂岩，无明显粒序。厚度变化较大，0.5～3.2 m 均有分布。分流间湾相组合为灰绿色块状泥岩相、杂色块状泥岩相、生物扰动粉砂质泥岩相和变形层理粉砂质泥岩相共4 种类型（图4（c））。

岩心上常见少量炭化植物根茎和钙质结核。自然伽马和深侧向电阻率曲线均为低幅波状或靠近基线的直线状，曲线光滑或微齿化。

研究发现，亚低温治疗时，咪达唑仑复合芬太尼的镇静、镇痛效果好，对血流动力学影响较小，安全性高，不良反应发生率极低，是一种理想的镇静药物。但需注意的是，咪达唑仑作用时间短、代谢快，给予首剂时应尽量匀速推注，避免心率、血压波动较大；需要及时、严密评估患者病情及镇静深度，随时调整药物剂量，若出现寒战应及时追加肌松药物，避免引起体温上升，增加人机对抗、氧耗，影响亚低温治疗效果。咪达唑仑复合芬太尼亚低温治疗在国内应用的文献报道有限，相关研究不多，长期用药的安全性有待进一步探究，还需大样本、多中心、随机研究论证。

3.1.3 河口坝

河口坝是河道末端由于水流能量耗尽、沉积物扩散，在河口处形成的一系列新月形砂坝，为向上进积的反韵律，以粉砂岩、细砂岩和泥质粉砂岩为主。垂向上由块状层理粉砂岩相渐变为板状交错层理粉砂岩相→波状层理粉砂岩相→平行层理粉砂岩相→块状层理细砂岩相。

单期河口坝厚度为0.5～0.9 m，多期叠加形成复合韵律，最大厚度可达2.8 m。自然伽马和深侧向电阻率曲线光滑，呈中—高幅漏斗形、极扁漏斗形或指状。深侧向电阻率的幅差较大，为5～10 Ω·m，具底部突变、顶部渐变的特征，底部以厚层块状泥岩、粉砂质泥岩与水下分流河道相分隔（图4（d））。粒度曲线为低斜两段式，跳跃和悬浮次总体发育，滚动次总体不发育（图5（c））。

3.1.4 席状砂

席状砂是河口坝和分流河道砂体受湖浪改造后在三角洲前缘外侧垂直河道呈片状、窄条状展布的薄层砂体，粒度较细，以粉砂岩、泥质粉砂岩为主，不具有旋回性。发育变形层理泥质粉砂岩相、波状层理粉砂岩相、生物扰动粉砂质泥岩相、槽状层理粉砂岩相等岩相类型（图4（e）），厚度为0.2～0.6 m。

自然伽马为77～100 API，呈中-低幅薄层状指形、扁钟形，泥质夹层发育时为低幅齿化指形。深侧向电阻率幅差较小，为2～5 Ω·m。粒度曲线为一段式（图5（d）），反映沉积物中细粒的悬浮次总体含量高、分选较好的沉积特征。

3.2 前三角洲

前三角洲亚相沉积物为暗色泥岩、粉砂质泥岩。发育灰黑色块状泥岩相、变形层理粉砂质泥岩相和少量生物扰动粉砂质泥岩相，局部见黄铁矿结核或晶粒，反映沉积时水体还原性较强。

自然伽马为90～110 API，呈中-高幅厚层状泥岩基线或含少量薄层状单指状直线，深侧向电阻率幅差极低，为1～3 Ω·m，曲线为厚层状低幅直线、微齿化直线（图4（f））。

4 层序沉积特征

4.1 MSC1

受基准面升降变化的影响，姚一段不同层序单元内浅水三角洲沉积相类型和砂体形态存在明显差异（图6）。MSC1 基准面上升半旋回以三角洲前缘分流间湾泥质沉积为主，向东南邻近凹陷中心见大面积深灰色、灰黑色前三角洲泥岩，砂体规模较小，仅西北部见6 条窄条状、带状的小型水下分流河道，宽度小于200 m，各河道彼此孤立、延伸距离较短（图6（a）），砂体厚度普遍小于1.5 m。随基准面下降，前三角洲范围扩大、水下分流河道数量和规模减小，水下分流河道砂体被湖浪改造成厚度小于1 m的三角洲前缘席状砂，围绕水流河道前缘呈坨状、片状分布（图6（b））。

图6 大安地区姚一段MSC1—MSC3层序沉积微相Fig.6 Sedimentary microfacies of Sequence MSC1-MSC3 Member 1 of Yaojia Formation in Da’an area

4.2 MSC2

MSC2 基准面上升半旋回位于基准面下降到上升的转换处，此时湖平面最低、三角洲前缘沉积达到鼎盛，总体以砂质沉积为主，水下分流河道极为发育，多条宽带状、树枝状分流河道交叉纠结成网状，自西部斜坡向东南部盆地中心延伸，宽度普遍超过400 m，平面上多条河道拼合组成板状、宽带状的大型河道，最大宽度达1 200 m，单期河道砂体厚度为1.8～3.4 m，多期河道叠置形成大面积准连续分布砂体，强烈的进积作用在河道末端形成环带状、新月状河口坝（图6（c））。

MSC2 基准面下降半旋回沉积时，三角洲前缘分布面积迅速减小、分流河道砂体规模明显变窄，研究区西部见6 条窄条状短距离延伸的小型水下分流河道，宽度为200～300 m，河道末端见坨状、椭球状河口坝，厚度为1.5～2.2 m，此时研究区东南部湖浪作用加强，破坏原有的分流河道、河口坝砂体，将其重新改造成垂直于河道走向的长条状、片状席状砂（图6（d））。

4.3 MSC3

MSC3 基准面上升半旋回沉积时，随湖平面再次下降、湖浪作用减弱，多条长条状大-中型分流河道延伸入湖形成窄条状、带状延伸的分流河道，但由于沉积水体浅、河流能量较弱，河流入湖后在湖浪的破坏作用下迅速分叉成树枝状、彼此交叉呈网状，以中-小型河流为主，河道宽度较小，为220～380 m，单期河道砂体厚度为0.9～1.8 m，河口处河流能量较弱，河口砂坝不易保存（图6（e））。

MSC3 基准面下降半旋回沉积时，随湖平面再次上升，前三角洲沉积范围迅速扩大，三角洲前缘向西北快速后撤，河道规模锐减，仅在研究区西北部保留3 条中-小型宽带状水下分流河道，河道宽度减小、延伸短，向前为条状、弯片状席状砂（图6（f））。

5 沉积演化特征

鄱阳湖现代河流三角洲沉积和野外露头观察表明，浅水三角洲沉积期受气候周期性变化影响，湖平面频繁升降，在基准面周期性上升过程中形成季节性河流沉积［25］，随基准面下降季节性洪水作用则形成大面积的浅湖沉积。周期性发育的季节性河流控制了浅水三角洲沉积相演化［26-27］。姚一段沉积期湖平面波动频繁，在总体湖进的背景下，基准面升降演化经历了早期基准面缓慢下降、中期基准面快速上升和晚期基准面缓慢上升3 个阶段（图7）。不同演化阶段湖浪和河流间的相互作用是影响分流河道的形态和砂体展布规律的重要原因。

图7 大安地区姚一段沉积演化模式Fig.7 Sedimentary evolution pattern of Member 1 of Yaojia Formation in Da’an area

5.1 MSC1

MSC1 时基准面缓慢下降，由于青二+三段湖泛末期可容纳空间较小，加之盆地沉降速率较小，此时松辽盆地南部大安地区湖盆范围小、水体较浅，在远离物源的条件下，由河流携带的碎屑物质入湖后迅速卸载、堆积，导致分流河道、河口坝等骨架砂体不发育，沉积物以反映干旱、暴露环境的杂色泥岩、红褐色泥岩为主。仅MSC1 早期发育少量小型窄条状、带状分流河道，由于物源供给不足、河流能量相对较弱，导致河道延伸距离短、河道规模相对局限［28］，分流河道砂体入湖后被湖浪破坏、搬运、再分配成薄层的片状、坨状席状砂。

5.2 MSC2

MSC2 沉积期基准面下降至最低后，开始快速上升，此时可容纳空间达到最大，河流作用较强，在湿润气候条件下，研究区西北部发育多条大-中型河道，强烈的进积作用形成大量宽为400～600 m 的条带状、树枝状水下分流河道砂体，平面上随河道发育砂体延伸距离远，垂向上多期水下分流河道叠置使砂体交织成网状、连片状。随水体范围向湖盆中心退积、湖浪作用减弱，在较强的河流进积作用下，河道末端砂质堆积，形成大量呈环带状分布的河口坝。

5.3 MSC3

MSC3 沉积早期基准面缓慢上升，延续了MSC2 的沉积格局，在充足的物源供给和湿润气候条件下，三角洲前缘向东南部湖盆中心推进，水下分流河道、河口坝等砂质沉积发育，泥岩以反映氧化环境的紫红色、红棕色为主，由于湖浪作用较强，将早期沉积的水下分流河道砂体改造成连片状、条带状的薄层席状砂。MSC3 沉积末期随基准面小幅度下降，前三角洲沉积范围扩大进一步扩大，在姚一段顶部形成1 套深灰、灰色的前三角洲泥岩，与上覆姚二+三段呈突变接触。

6 结 论

（1）大安地区姚一段为1 个长期基准面上升半旋回，可细分为3 个中期旋回，其中MSC1 对应PⅢ砂组，以泥质沉积为主，MSC2 和MSC3 对应PⅡ、PⅠ砂组，砂岩相对发育。各中期旋回地层近于平行接触，总体上呈自北西向南东减薄的趋势。

（2）大安地区姚一段可分为2 个亚相、5 个微相，以浅水三角洲前缘沉积为主，不同微相岩性、岩相组合和粒度特征存在差异，其中水下分流河道、河口坝组成的骨架砂岩是本区主要的砂体类型，垂直河道呈片状、条带状展布的席状砂粒度细、厚度薄、含油性差。

（3）姚一段在总体水进的背景下经历了早期基准面缓慢下降、中期基准面快速上升和晚期基准面缓慢上升3 个演化阶段，基准面周期性升降形成的季节性河流控制了沉积相演化，造成各层序单元内沉积相类型、砂体形态的差异性分布。