宿 賽, 胡明毅, 蔡全升,3, 鄧慶杰

( 1. 長江大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院，湖北 武漢 430100； 2. 中國石化勝利油田分公司 石油開發(fā)中心有限公司，山東 東營 257000； 3. 中國石油地質(zhì)調(diào)查局 武漢地質(zhì)調(diào)查中心，湖北 武漢 430205 )

雙物源下曲流河—淺水三角洲沉積砂體展布及演化規(guī)律
——以尚家—太平川地區(qū)泉三段為例

宿 賽1,2, 胡明毅1, 蔡全升1,3, 鄧慶杰1

( 1. 長江大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院，湖北 武漢 430100； 2. 中國石化勝利油田分公司 石油開發(fā)中心有限公司，山東 東營 257000； 3. 中國石油地質(zhì)調(diào)查局 武漢地質(zhì)調(diào)查中心，湖北 武漢 430205 )

以探井、巖心及儲層物性資料為基礎(chǔ)，采用重礦物分析及砂地比分析方法，確定松遼盆地尚家—太平川地區(qū)泉三段物源方向；結(jié)合雙物源控制分析砂體沉積相及沉積砂體類型,通過砂體精細(xì)解釋及沉積背景分析，揭示不同砂體的平面展布特征，分析其演化規(guī)律并建立沉積模式。結(jié)果表明：尚家—太平川地區(qū)泉三段主要由南、北方向物源控制；研究區(qū)可識別曲流河相、三角洲相兩種沉積相，其中三角洲相沉積最為發(fā)育；沉積砂體類型可細(xì)分為曲流河道、三角洲平原分支河道和三角洲前緣水下分支河道；砂體垂向分布受雙物源控制，順物源方向砂體連通性好，多期河道相互疊置，逆物源方向砂體呈透鏡狀發(fā)育，砂體橫向分布存在“分段”特征。研究區(qū)泉三段由淺水三角洲平原逐漸向曲流河沉積轉(zhuǎn)換，反映水體由深變淺的一次湖退沉積過程，為該區(qū)域油氣勘探提供依據(jù)。

雙物源； 砂體； 淺水三角洲； 扶余油層； 尚家—太平川地區(qū)； 松遼盆地

0 引言

尚家—太平川地區(qū)位于松遼盆地北部,一級構(gòu)造單元中央拗陷區(qū)中東部，為大慶油田近幾年大規(guī)模勘探開發(fā)的重要地區(qū)之一。盡管該區(qū)塊資源潛力大、勘探前景較好，但儲層砂體分布極其復(fù)雜，目前動用程度一直很低。施立志等[1]對尚家—太平川地區(qū)構(gòu)造演化、沉積相的界定等方面進(jìn)行研究。尚家—太平川泉頭組隸屬于松遼盆地演化的坳陷階段，湖盆經(jīng)歷多次漲縮而發(fā)育多物源、多沉積，相帶呈環(huán)帶展布[2]；以湖泊相為背景，泉三段是一套以河流—淺水三角洲沉積為主的砂泥巖組合，以分流河道微相為主的沉積格架模式[3]；研究區(qū)巖石類型為巖屑細(xì)砂巖,砂巖成分成熟度偏低，為低孔特低滲型儲層[4]。

人們對松遼盆地北部泉頭組的研究存在一定的認(rèn)識，黃薇等[5]通過探明儲量研究認(rèn)定泉頭組發(fā)育低滲透致密巖，從烴源巖、構(gòu)造等方面分析泉頭組砂巖的成藏主控因素，認(rèn)為河道砂體為“甜點(diǎn)”區(qū)；黎祺等[6]研究太平川附近的升平地區(qū)沉積相，根據(jù)巖心、構(gòu)造及測井等相標(biāo)志，認(rèn)定為淺水三角洲相；孫雨[7]、張雷等[8]運(yùn)用短期基準(zhǔn)面旋回劃分方式，認(rèn)為泉頭組整體呈水進(jìn)趨勢，發(fā)育高能河控三角洲相。隨著勘探開發(fā)的深入，大區(qū)域的沉積相研究局限該區(qū)勘探的有效進(jìn)展。儲層砂體分布規(guī)律研究較為薄弱，南北河道縱向交織在一起，對物源的界定存在困難，且相帶變化復(fù)雜。結(jié)合雙物源體系驗證分析，以油氣儲層沉積學(xué)為主要基礎(chǔ)，筆者研究尚家—太平川地區(qū)致密砂體儲層的成因類型及發(fā)育特征，揭示沉積相砂體的垂向演化特征，總結(jié)砂體平面展布規(guī)律，為該地區(qū)勘探開發(fā)提供參考依據(jù)。

1 地質(zhì)概況

松遼盆地是我國東部地區(qū)中新生代一個大型陸相復(fù)合型含油氣盆地，具斷坳雙重結(jié)構(gòu)[9]。尚家—太平川地區(qū)位于松遼盆地北部的中央坳陷區(qū)，橫跨三肇凹陷、綏化凹陷和朝陽溝階地3個構(gòu)造單元[10]，總體上表現(xiàn)為北東高、西南低的構(gòu)造格局(見圖1)。

圖1 尚家—太平川地區(qū)構(gòu)造和地理位置Fig.1 Structure and location map in Shangjia-Taipingchuan area

尚家—太平川地區(qū)泉三段位于泉頭組上部，泉頭組形成于松遼盆地坳陷發(fā)育的早期沉積，盆地基地相對平穩(wěn)，地形坡度較緩，全區(qū)廣泛接受沉積，地層厚度差異不大。以沉積厚度及基準(zhǔn)面旋回作為約束條件，基于高分辨層序地層學(xué)理論依據(jù)，識別層序界面，將泉三段劃分為Q3sq1—Q3sq4四個四級層序[7]，沉積層序在垂向上呈正旋回沉積特征，在地層基準(zhǔn)面下降期間遭受暴露侵蝕，在基準(zhǔn)面上升期間形成河道沉積。發(fā)育一套河流—淺水三角洲沉積。

2 雙物源體系驗證

物源體系分析對確定砂體走向和沉積相展布具有指導(dǎo)作用。松遼盆地常見多物源混合控制沉積模式，泉三、四段總體受訥河—依安水系、齊齊哈爾水系、白城—英臺水系、拜泉—明水水系及懷德—長春水系五大水系影響[11]。尚家—太平川地區(qū)研究范圍相對較小，且處在多水系交匯的中心區(qū)域，為進(jìn)一步分析研究區(qū)砂體成因及沉積演化規(guī)律，需要分析不同物源控制的水系區(qū)域范圍。

2.1 重礦物分析

訥河—依安水系鋯石平均體積分?jǐn)?shù)為36.1%，綠簾石平均為21.2%，白鈦石平均為19.1%，石榴子石平均為16.0%，錫石平均為2.1%，黑云母平均為1.7%，綠簾石和電氣石平均為0.8%，主要為鋯石—綠簾石—白鈦石組合[12]。懷德—長春水系石榴子石平均體積分?jǐn)?shù)為43.0%，鋯石平均為34.9%，白鈦石平均為10.3%，綠簾石平均為7.0%，電氣石平均為2.3%，黑云母平均為1.7%，綠簾石平均為1.0%，主要為石榴子石—鋯石—白鈦石組合[13-16]。尚家—太平川地區(qū)北部泉三段重礦物組合主要為“綠簾石+磁鐵礦+鋯石”組合，綠簾石體積分?jǐn)?shù)為35.0%左右，鋯石體積分?jǐn)?shù)為6.0%～58.0%，其中綠簾石是北部重礦物體系的主要標(biāo)志。研究區(qū)南部物源重礦物組合主要為高含鋯石、石榴石，其中石榴石體積分?jǐn)?shù)為33.0%左右，是最主要的特征礦物；根據(jù)研究區(qū)位置，西部物源較遠(yuǎn)，古地形較陡，對研究區(qū)影響較小，從物源強(qiáng)度和影響范圍分析，影響研究區(qū)沉積特征的主要水系南部為懷德—長春水系，北部為訥河—依安水系、拜泉—明水水系，并且在三肇凹陷中部匯聚。兩大沉積體系在泉三段時期控制范圍有一定重疊,是松遼盆地北部扶余油層砂體分布規(guī)律復(fù)雜的主要原因之一。

2.2 重礦物ZTR指數(shù)變化特征

ZTR指數(shù)是指鋯石、金紅石和電氣石在重礦物中占的比例，是判斷礦物成熟度的重要指標(biāo)[17]。沉積物的搬運(yùn)導(dǎo)致不穩(wěn)定礦物逐漸減少，穩(wěn)定礦物向匯聚中心不斷聚集，因此ZTR指數(shù)可以判斷物源方向，以及沉積物匯聚的中心位置[18]。

大慶長垣以東扶余油層ZTR高值區(qū)有2個，分別位于三肇凹陷中西部和大慶長垣南部地區(qū)，ZTR指數(shù)約為26，ZTR指數(shù)自長垣周圍向中心逐漸升高。ZTR指數(shù)低值區(qū)有3個，介于6～35之間：位于三肇凹陷的東南方向，ZTR指數(shù)在9左右；位于三肇凹陷北部，ZTR指數(shù)在11左右；位于三肇凹陷南部，ZTR指數(shù)在6左右(見圖2)。由ZTR指數(shù)的變化趨勢可以看出，凹陷周邊的3個低值區(qū)向凹陷中心逐漸升高，對研究區(qū)沉積起到重要影響作用的只有南、北2個方向上主要的物源體系?？傮w分布特征為中間高四周低，物源方向整體上是南北方向起較大影響作用，東西方向影響力較小。兩大物源體系控制的河道砂體在研究區(qū)中部出現(xiàn)交匯現(xiàn)象。

圖2 研究區(qū)扶余油層重礦物ZTR指數(shù)分布

2.3 砂巖碎屑成分分析

尚家—太平川地區(qū)東北部和西南部碎屑成分有明顯區(qū)別，表明不是同一個物源沉積。根據(jù) 164口井的薄片鏡下鑒定結(jié)果統(tǒng)計，研究區(qū)泉三段碎屑巖儲層以長石質(zhì)巖屑砂巖和巖屑質(zhì)長石砂巖為主。選取研究區(qū)15口探井，北部選取5口(尚12、尚15、尚401、尚17、尚18井)，南部選取6口(川10、川11、川14、川18、川21、川13井)，中部選取4口(樹29、樹501、樹11、升36井)，南北地區(qū)探井碎屑巖薄片觀察發(fā)現(xiàn)，北部碎屑巖組分中長石碎屑體積分?jǐn)?shù)在25%以上，多為巖屑質(zhì)長石砂巖；南部探井巖石碎屑體積分?jǐn)?shù)較高，多為長石質(zhì)巖屑砂巖；中間地區(qū)具有兩者組分共性，說明由于主控物源方向不同，河流搬運(yùn)碎屑物的延伸距離遠(yuǎn)近不同，導(dǎo)致巖石組分和成分成熟度差距[16]，研究區(qū)發(fā)育北部和南部2個方向物源(見圖3)。

圖3 泉三段碎屑巖組分三角圖Fig.3 Clastic constituent triangle of Quan3 member

3 沉積相砂體展布特征

砂體的空間展布是由沉積物源與沉積過程兩大因素決定的。一方面，沉積物源的不同導(dǎo)致沉積砂體的巖礦組合方式不同；另一方面，沉積過程的不同導(dǎo)致砂體顏色、結(jié)構(gòu)、構(gòu)造等方面的信息不同，也使砂體在延伸距離上或近或遠(yuǎn)，在平面展布上覆蓋的范圍也不相同[19]。通過巖心觀察，根據(jù)巖性、沉積構(gòu)造、巖相類型及組合規(guī)律，對研究區(qū)扶余油層進(jìn)行綜合分析(見表1)，識別曲流河相、三角洲相2種沉積相，并劃分5種亞相、13種微相類型，其中三角洲相沉積最為發(fā)育。主要的砂體類型為河道砂體，可進(jìn)一步細(xì)分為曲流河道、三角洲平原分流河道和三角洲前緣水下分流河道沉積砂體。

表1 沉積相類型劃分

3.1 砂體沉積特征

尚家—太平川地區(qū)扶余油層開發(fā)實踐表明，主力油層基本為薄砂層，平面變化較大[20]，主要表現(xiàn)為單砂體厚度差異大，厚層砂體為10～14 m，薄層砂體為2～5 m；平面上呈條帶狀分布，但物性、連通性差異大，含油性不均一[19]。

3.1.1 曲流河道

尚家—太平川地區(qū)在Q3sq4時期主要發(fā)育曲流河沉積，砂體厚度相對較大，為3.5～11.0 m，最厚可達(dá)12.0 m。巖性以灰色、淺灰白色粉、細(xì)砂巖為主，河床底部滯留沉積見細(xì)礫巖或含礫細(xì)砂巖。沉積物以跳躍和懸浮方式搬運(yùn)，發(fā)育中型交錯層理。曲流河河道在GR曲線上以箱型為主，少量呈鐘型。垂向上，自下而上呈粒度變細(xì)的正旋回，二元結(jié)構(gòu)發(fā)育，底部與紫紅色泥巖(Mp)不整合接觸。巖相組合特征：由Sm(塊狀層理細(xì)砂巖相)—Fp(板狀交錯層理粉砂巖相)—Ft(槽狀交錯層理粉細(xì)砂巖相)—Fh(水平層理粉砂巖相)—Fb(生物擾動粉砂巖相)—Fc(波狀層理泥質(zhì)粉砂巖相)—Mg(水平層理灰綠色泥巖相)組成，沉積微相為曲流河道—天然堤—決口扇—洪泛沉積(見圖4(a))。

3.1.2 水下分流河道

水下分流河道主要發(fā)育在Q3sq1時期，巖性較細(xì)，以懸浮沉積為主，逐漸向湖盆萎縮，河道相對彎曲。巖性主要為粉砂巖，厚度為2.0～6.0 m，泥礫偶爾可見。底部與灰綠色含黃鐵礦泥巖為不整合接觸。水下分流河道在GR曲線形態(tài)一般呈鐘型，少量為箱型。垂向上，粒度呈間斷性變細(xì)的正旋回。巖相組合特征：由Fm(塊狀粉砂巖相)—Ft(小型槽狀交錯層理粉砂巖相)—Fc(波狀層理灰綠色粉砂質(zhì)泥巖相)—Mg(水平層理灰綠色泥巖相)組成。每期分流河道由多次旋回垂向砂體疊置而成，相對于三角洲平原每期分流河道的旋回次數(shù)增加，且每次旋回厚度較小，泥巖夾層增多[21]。沉積微相為水下分流河道—水下決口扇—支流間灣(見圖4(b))。

3.1.3 分流河道

分流河道主要發(fā)育在Q3sq2時期，分汊較多，寬度逐漸減少，巖性相對曲流河道砂體較細(xì)，底部為細(xì)砂巖，向上為粉砂巖，厚度為2.0～8.5 m，底部偶爾含有少量沖刷泥礫，泥礫半徑較小，為1.0～3.0 cm，可見塊狀層理、交錯層理。分流河道在GR曲線上以鐘型為主，少量呈箱型。垂向上，自下而上總體呈粒度變細(xì)的正韻律，巖相組合特征：由St(中型槽狀交錯層理細(xì)砂巖相)—Fm(塊狀層理粉砂巖相)—Ft(小型槽狀交錯層理粉砂巖相)—Mr(沙紋層理泥質(zhì)粉砂巖相)—Fc(爬升層理泥質(zhì)粉砂巖相)—Mp(水平層理紫紅色泥巖相)組成[22]。每期分流河道一般由多次旋回垂向砂體疊加組成，且每次旋回底部發(fā)育沖刷面。沉積微相為分流河道—天然堤—洪泛沉積。(見圖4(c))。

圖4 典型沉積微相砂體沉積特征Fig.4 Sedimentary characteristics of typical sedimentary microfacies sandbodies

3.2 砂體剖面發(fā)育特征

從研究區(qū)順、逆物源方向各選取一條連井剖面(見圖5)，泉三段儲層砂體的垂向分布特征：(1)砂體垂向分布受雙物源方向控制?？拷镌囱芯繀^(qū)南、北邊緣，沉積物大量供給，河道攜帶沉積物迅速沉積。分流河道沉積砂體較為發(fā)育，砂體單層厚度厚，多期河道砂體相互疊置交匯，因此砂體連通性較好。河道隨著物源方向延伸至遠(yuǎn)離物源區(qū)——研究區(qū)中部，延伸越遠(yuǎn)沉積供給量越少，分流河道和水下水流河道沉積發(fā)育規(guī)模減小，單層厚度變薄，砂體發(fā)育程度變差，多呈透鏡狀分布，從而導(dǎo)致連通性較差[23]。(2)受地層垂向方向沉積演化分布控制，砂體橫向發(fā)育存在“分段”特征。Q3sq1—Q3sq3時期屬于淺水三角洲沉積，為高可容納空間條件下多個短期旋回垂向疊加而成，三角洲平原亞相單砂體疊置程度較高，呈多層“鑲嵌”分布特征；三角洲前緣亞相水下分流河道砂體多以垂向加積為主，呈多層“堆砌”分布特征。Q3sq4時期屬于曲流河沉積，可容納空間變化速率與沉積物沉積速率之比小于1(A/S<1)，可容納空間較小，短期旋回下降半旋回通常被剝蝕，保存不完整，表現(xiàn)為上升半旋回發(fā)育，下降半旋回缺失，河道砂體發(fā)育良好，呈窄帶狀分布，且沿物源方向延伸較遠(yuǎn)。

3.3 砂體平面展布特征

建立高精度地層層序格架，分析研究區(qū)物源方向和單井沉積微相，解剖短期基準(zhǔn)面旋回下連井沉積相縱向演化和橫向展布規(guī)律[24];通過砂體精細(xì)解釋及沉積背景分析，從而刻畫四級層序沉積微相平面圖(見圖6)，分析尚家—太平川地區(qū)各時期的沉積特征及平面沉積格局。

尚家—太平川地區(qū)泉三段為淺水三角洲—曲流河沉積體系，縱向上，砂體垂向分布規(guī)律較強(qiáng)，河流走向呈南南西—北北東方向，河道以加積為主，具有彎曲度大和分汊、合并頻繁等特征，(水下)決口扇發(fā)育頻繁。其中Q3sq4時期的河道砂體充分發(fā)育，砂巖的沉積厚度達(dá)到最大，砂體在南北方向上連通性較好，呈條帶狀發(fā)散，東西方向上連通性差，呈透鏡狀。各沉積時期特征為(見圖6)：

Q3sq1時期，地勢較平穩(wěn)，地層厚度沉積均衡，主要發(fā)育三角洲平原亞相沉積。在研究區(qū)中部及西北部分地區(qū)發(fā)育三角洲前緣亞相沉積。受到南、北2個方向的物源控制，物源碎屑從南、北2個方向向中部沉積重填，其中北部物源起決定作用，河道呈南向北方向展布，河道寬度從三角洲平原—三角洲前緣亞相逐漸減薄，分汊增多，河道在中南部交匯及殲滅，從南部方向注入的一部分窄細(xì)河道在東南部川3井附近向東流出。在三角洲平原亞相沉積中，河道分汊較多，可發(fā)育決口扇沉積，河道寬度比三角洲前緣亞相中河道寬，而三角洲前緣沉積物粒度細(xì)，河道窄，發(fā)育大量決口扇沉積(見圖6(a))。

圖5 尚家—太平川地區(qū)泉三段沉積微相連井剖面Fig.5 Quan3 formation of Shangjia-Taipingchuan area sedimentary microfacies connected wells section

Q3sq2延續(xù)Q3sq1時期的沉積特征，主要發(fā)育三角洲平原亞相，在研究區(qū)中西部及西北部部分地區(qū)發(fā)育三角洲前緣亞相沉積，沉積中心位于尚家—太平川中西部一帶。主要受到東北部、西南部2個方向的物源控制，東北部物源起主要作用，河道呈NE-SW方向延伸，寬度隨三角洲平原—三角洲前緣亞相河道逐漸減小，分汊呈樹枝狀增多，河道在中南部消失減滅，一部分河道在川3井附近向東流出。在三角洲平原亞相沉積中，沉積物多為紫紅色，為水上沉積環(huán)境[25]。河道寬展，發(fā)育決口扇沉積，三角洲前緣沉積物粒度細(xì)，河道寬度比三角洲平原亞相中河道窄，同時也發(fā)育大量決口扇沉積，但沉積物顏色以灰綠色—灰色為主，以水下環(huán)境為主(見圖6(b))。

Q3sq3時期繼承Q3sq2的沉積特征，主要為三角洲平原亞相沉積，三角洲平原亞相中，河道分汊較多，發(fā)育大量決口扇沉積。沉積物顏色以紫紅色為主，發(fā)育于水下環(huán)境。三角洲前緣亞相沉積進(jìn)一步縮小，萎縮在西北一角。研究區(qū)沉積作用受到東北部、西南部兩個方向的物源控制，沉積中心位于尚家—太平川中南部一帶[26]。河道呈NE-SW方向延伸，寬度也隨著三角洲平原—三角洲前緣河道逐漸減小，分汊增多，河道在中南部交匯，一部分河道在川3井附近向東流出。河道寬度比三角洲平原亞相中河道窄(見圖6(c))。

Q3sq4時期，長期基準(zhǔn)面快速下降，A/S<1,呈進(jìn)積特征。發(fā)育淺水三角洲平原—曲流河沉積體系。研究區(qū)沉積水體快速下降，受到東北部、西南部2個方向的物源控制，研究區(qū)南部主要發(fā)育三角洲平原亞相，河道交匯后呈枝狀分汊，廣泛發(fā)育，同時發(fā)育大量決口扇沉積，河道寬度比前期變窄，沉積物顏色以紫紅色為主，以水上沉積為主。三角洲前緣亞相在泉四段不發(fā)育。北部出現(xiàn)大面積的曲流河相，曲流河河道廣泛發(fā)育，河道較寬，河道砂體沉積厚度大，發(fā)育決口扇沉積，沉積物顏色多為紫紅色砂巖，以水上沉積為主[27]。沉積中心位于尚家—太平川南部地區(qū)。河道寬度在曲流河沉積向三角洲平原亞相過渡時逐漸變窄，呈枝狀分布，由東北向西南方向延伸，2個方向物源河道在中部地區(qū)匯集后，分別向東、西方向延伸(見圖6(d))。

圖6 尚家—太平川地區(qū)泉三段沉積微相展布Fig.6 Sedimentary microfacies distribution of Quan3 member in Shangjia-Taipingchuan area

4 沉積演化規(guī)律

尚家—太平川地區(qū)整體處于緩慢沉降期，呈淺水三角洲—曲流河沉積砂體發(fā)育模式。泉三段整體呈完整的中期旋回，由于可容納空間和物源供給沉積速率的相對變化，導(dǎo)致河流能量與沉積微相展布的差異，表現(xiàn)為經(jīng)歷一個大的演化階段：泉三段屬于湖退期，水體能量明顯增強(qiáng)，且發(fā)育在低可容納空間條件下，物源供應(yīng)充足，淺水三角洲平原沉積逐漸向曲流河沉積進(jìn)積。在剖面上，河道砂體沉積厚度、砂體分布規(guī)模逐漸變大，垂向上連續(xù)性較好，多期砂體河道疊加期次明顯，進(jìn)積特征不明顯，反映水體逐漸變淺的一次湖退沉積過程。

5 結(jié)論

(1)根據(jù)重礦物成分分析、ZTR指數(shù)變化、砂巖展布特征等，松遼盆地尚家—太平川地區(qū)泉三段存在南、北兩大物源方向，受懷德—長春物源體系、拜泉—明水物源體系雙重控制，并在中部地區(qū)匯聚。

(2)尚家—太平川地區(qū)砂體沉積相為淺水三角洲—曲流河沉積體系，主要砂體類型為河道砂體，可細(xì)分為曲流河道、三角洲平原分支河道和三角洲前緣水下分支河道沉積砂體；垂向分布受雙物源控制，順物源方向砂體連通性好，多期河道相互疊置，逆物源方向砂體呈透鏡狀發(fā)育，砂體橫向分布存在“分段”特征；泉三段sq1—sq3時期主要為三角洲平原為主，三角洲前緣亞相不斷向西北角萎縮，sq4時期沉積水體變淺，受雙物源控制出現(xiàn)大面積曲流河相，河道砂體沉積厚度大，發(fā)育決口扇沉積。

(3)由于A/S變化導(dǎo)致泉三段由淺水三角洲向曲流河沉積過渡和轉(zhuǎn)化，反映水體由深變淺的一次湖退沉積過程。

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2017-02-21；編輯：陸雅玲

大慶油田有限責(zé)任公司勘探開發(fā)研究院項目(DQYT-1201002-2011-JS-1219)

宿 賽(1990-)，女，博士研究生，主要從事儲層沉積學(xué)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