莺歌海盆地内波内潮汐与重力流沉积特征及其油气地质意义*

郭书生 高永德 刘 博 梁 豪 蔡 军

(1.中海石油(中国)有限公司湛江分公司 广东湛江 524057；2.斯伦贝谢中国地球科学与石油工程研究院 北京 100015)

莺歌海盆地内波内潮汐与重力流沉积特征及其油气地质意义*

郭书生1高永德1刘 博2梁 豪1蔡 军1

(1.中海石油(中国)有限公司湛江分公司 广东湛江 524057；2.斯伦贝谢中国地球科学与石油工程研究院 北京 100015)

为进一步研究莺歌海盆地深水沉积中内波内潮汐与重力流沉积特征，将成像测井引入对内波内潮汐和重力流沉积序列的研究中，结合岩心、地震和核磁测井资料建立了内波内潮汐沉积解释模型，在海底扇(水道和朵叶体)沉积背景下，对内波内潮汐和重力流沉积进行了系统分类，并对不同沉积相背景的储层物性特征做了定量分析。研究发现，莺歌海盆地中央坳陷带西北部上中新统黄流组一段沉积微相可精细划分出5种水道类型和3种朵叶类型；内波内潮汐沉积受控于基准面变化，基准面相对较高时或古构造埋深较深时更容易形成该类沉积，从下到上可以形成4个沉积序列：内波内潮汐(改造)沉积(S1)，重力流沉积(S2)，内波内潮汐(改造)沉积(S3)和远洋泥沉积(S4)。同重力流沉积相比，内波内潮汐形成的储层物性更好，勘探评价时应优先考虑。

莺歌海盆地；黄流组一段；内波内潮汐；重力流；沉积特征；油气地质意义

深水牵引流沉积为近年来深水勘探研究的热点。深水牵引流包括等深流、风驱底流和由水体密度差异形成的内波[1-3]，内潮汐是内波的一种重要类型，在深水区尤为明显。Laird[4]在新西兰泥盆纪地层中发现了爬升波纹层理，认为平行层理与交错层理的互层沉积及水流方向分歧变化等特征可以作为深水牵引流的证据。Klein[5]认为小规模的沉积构造，如波纹层理、小型交错层理、泥盖、脉状层理、透镜状层理和平行层理反映了牵引作用与悬浮作用的“交互沉积”，是在深水潮汐环境中形成的。其他学者[6-8]在海底峡谷中也发现了类似的“交互沉积”特征。高振中与Eriksson[9]在美国Appalachian山脉中段奥陶系中鉴别出内潮汐沉积并首次提出了内波内潮汐沉积这一专业性术语。截至目前，对于内波内潮汐的报道涵盖了不同年代的地层[10-25]，如莺歌海盆地上中新统、浙江桐庐上奥陶统、塔里木盆地上奥陶统、赣西北前寒武系及宁夏中奥陶统香山群徐家圈组等，大部分研究主要依据钻井取心资料，通过对岩心的观察和描述总结内波内潮汐的鉴别标志、沉积类型和常见的沉积模式，但这些研究是定性的描述和推断，很少见到关于内波内潮汐沉积储层物性定量研究。本文在前人研究基础上，将成像测井引入到对内波内潮汐和重力流沉积序列的研究中，同时结合岩心、地震和核磁测井资料建立了内波内潮汐沉积解释模型;在海底扇(水道和朵叶体)沉积背景下，对内波内潮汐和重力流沉积进行了系统分类，并对不同沉积相背景的储层物性特征做了定量分析，阐述了内波内潮汐沉积的油气地质意义。

1 地质背景

研究区位于莺歌海盆地中央坳陷带西北部，目标层位为上中新统黄流组一段。DF13A构造位于中央坳陷底辟构造带西北部，DF13B构造位于DF13A构造西南处，均是发育在渐新统坳陷底辟背景上的中层岩性圈闭。从古构造埋深分析，DF13A构造部位较高，DF13B构造部位较低(图1)。2009年勘探评价初期，DF13A构造区作为主要勘探评价目标，已确定高部位的含气性；DF13B构造区则于2012年末开始勘探评价，目的是探明气藏边界，落实含气范围，扩大探明储量规模。这2个构造均是在海底扇背景下沉积的水道和朵叶体，但是水道和朵叶体物性差异较大。另外，DF13B构造区位于古构造低部位，但是储层物性远远好于DF13A构造区。

图1 DF13A区和DF13B区相对构造位置Fig.1 Relative tectonic locations of DF13A area and DF13B area

简单的沉积微相划分方案并不能充分说明不同微相之间储层差异的真正原因，因此有必要利用过程沉积学理论建立不同“过程”沉积微相与储层物性之间的关系，进而阐明影响同一沉积微相不同沉积过程储层物性差异的真正原因，为下一步的勘探部署和评价提供一定的依据。

2 内波内潮汐和重力流沉积特征

研究区发育一套海底扇背景下的细粒沉积体，前人对沉积相分析时主要集中在海底扇的微相，主要包括水道、朵叶体、席状砂和天然堤等。Shanmugam[26]称这种划分依据为沉积要素，认为应该先根据岩心描述已知沉积要素，然后再解释每一种沉积要素内的沉积过程。实际上，海底扇沉积往往是多种沉积作用和沉积过程的综合。Dott[27]最早根据流体流变学对重力流进行了分类。Sanders[28]通过沉积构造来解释流体力学，提出了过程沉积学的概念。Middleton等[29]组织并收集了过程沉积学相关的论文，随后和Hampton一起定义了4种沉积物重力流及相应的沉积，分别是浊流、流体流、颗粒流和碎屑流。Stow[30]对过程沉积进行了全面的阐述，包括常规滑移、滑塌、碎屑流、浊流、内波内潮汐流以及等深流等。Shanmugam[31]又将碎屑流分成泥质碎屑流和砂质碎屑流。

受此启发，将沉积过程(砂质碎屑流、浊流、内波内潮汐)与沉积要素(水道、朵叶体)相结合，对研究区目标层位内波内潮汐和重力流沉积特征进行系统分析。首先，通过详细的岩心观察，结合微电阻率成像测井对沉积特征开展研究。成像测井与岩心进行标定后可以对无取心段进行精细沉积构造分析，弥补岩心资料获取不足的缺点，尤其是提供了倾角矢量，结合不同的倾角模式(蓝模式、红模式和绿模式)和倾角高低可对沉积相进行更深入的分析。其次，综合地震反射特征、储层物性(孔隙度和渗透率)建立不同过程沉积微相和储层物性之间的定量关系，其中储层物性分析主要依据与岩心标定后的核磁测井分析结果。

2.1 沉积和储层特征

2.1.1 内波内潮汐水道

岩性组成为中细砂岩和细砂岩，倾角不稳定，可见局部倾角近180°相反，或呈羽状分布，中低角度，略有变化。沉积构造发育双向砂纹层理、泥质条带、双泥岩条纹，正旋回。GR曲线呈复合齿化钟形或箱形，低值，单相厚度1～16 m，地震反射特征为中弱振幅、连续性差、平行反射。物性特征表现为孔隙度10%～20%(平均17.3%)、渗透率10～150 mD(平均51.8 mD)，储层分类为Ⅲ～Ⅳ类，是研究区最好的储层。该沉积微相主要发育在DF13B-7、DF13B-8d井Ⅰ气组顶及DF13B-6、DF13A-7井Ⅱ气组中，如图2所示。

2.1.2 内波内潮汐改造水道

岩性组成为细砂岩和粉细砂岩，倾角保留重力流水道充填特征，中低角度红模式。沉积构造发育组合层理，见少量低角度冲刷构造。GR曲线呈复合齿化钟形或箱形，低值，单相厚度1～11 m，地震反射特征为中强振幅、连续性中等、波状反射。物性特征表现为孔隙度8.8%～21.1%(平均14.7%)，渗透率3～50 mD(平均15.47 mD)，储层分类为Ⅲ类，为研究区较好储层。该沉积微相主要发育在DF13B-5、DF13B-4井Ⅰ气组顶及DF13A-6井Ⅰ气组顶和Ⅱ气组中，如图3所示。

图2 研究区目标层位内波内潮汐水道沉积储层特征Fig.2 Sedimentary reservoir characteristics of internal wave and internal tide channel in the target strata of the study area

2.1.3 砂质碎屑流水道

根据不同的沉积规模,砂质碎屑流水道可以分成内扇主水道和中扇分支水道2种。

1) 内扇主水道。岩性组成为细砂岩和极细砂岩，倾角杂乱，中到极高角度或中到高角度红模式。沉积构造主要为块状构造、变形层理、叠合层理、漂浮泥砾、再作用面和底冲刷面。GR曲线呈箱形，砂体厚度60～80 m，地震反射特征表现为顶底中弱振幅、内部弱振幅、连续性中等，可见“V”形或“U”形下切。物性特征表现为孔隙度13%～26%(平均17.8%)，渗透率0.1～10 mD(平均1.85 mD)，储层分类为Ⅰ类，为研究区较差储层。该沉积微相见于DF1-1-14井Ⅰ气组和DF13B-4井Ⅳ气组，如图4所示。

2)中扇分支水道。岩性组成为中细砂岩、细砂岩、粉细砂岩和含泥细砂岩，倾角微乱，中到高角度红模式。沉积构造可见块状构造、变形层理、漂浮泥砾、再作用面、正递变层理或反递变层理。GR曲线呈钟形或漏斗形，单相厚度6～30 m，地震反射特征表现为中强振幅、连续性中等—差，可见小型“V”或“U”形下切。物性特征表现为孔隙度10%～23%(平均18.4%)，渗透率0.1～100 mD(平均13.43 mD)，储层分类为Ⅱ—Ⅲ类，为研究区较好储层。该沉积微相在研究区发育广泛，多数井均有分布(除DF1-1-14、DF1-1-12和DF13A-3)，如图5所示。

2.1.4 浊积水道

岩性组成为细砂岩和粉细砂岩，倾角为中角度红模式或绿模式。沉积构造主要为底冲刷面、正递变层理。GR曲线呈钟形，单相厚度较薄，为1.0～2.5 m，因此地震反射特征较难识别。物性特征表现为孔隙度10.5%～22.6%(平均18.4%)，渗透率0.2～10.0 mD(平均3.64 mD)，储层分类为Ⅰ—Ⅱ类，为研究区中等—差储层。该沉积微相主要发育在DF1-1-14、DF13A-11井Ⅰ气组及DF13A-2、DF13B-2、DF13B-6井Ⅱ气组，如图6所示。

2.1.5 内波内潮汐朵叶

岩性组成为细砂岩、含泥细砂岩和中细砂岩，倾角为中低角度不稳定绿模式或蓝模式。沉积构造可见复合层理(波状和透镜状层理)和异化层理。GR曲线呈微齿化漏斗形或弓形，单相厚度1～11m，地震反射特征表现为强振幅、连续性好、平行反射。物性特征表现为孔隙度9.0%～21.5%(平均16.9%)，渗透率3～100 mD(平均30.76 mD)，储层分类为Ⅲ—Ⅳ类，为研究区最好的储层。该沉积微相在研究区发育在DF13A-4、DF13A-11、DF1-1-14、DF13B-2、DF13B-5、DF13B-6井Ⅰ气组顶及DF13A-7、DF13B-8d井Ⅱ气组，如图7所示。

图5 研究区目标层位砂质碎屑流分支水道沉积储层特征Fig.5 Sedimentary reservoir characteristics of sandy debris flow branching channel in the target strata of the study area

图6 研究区目标层位浊积水道沉积储层特征Fig.6 Sedimentary reservoir characteristics of turbidity channel in the target strata of the study area

2.1.6 内波内潮汐改造朵叶

岩性组成为细砂岩和含泥细砂岩，倾角模式中低角度不稳定。沉积构造可见异化层理，泥岩条纹被生物扰动，形成尾状分布。GR曲线形态不明显，单相厚度1.7～14.0 m，地震反射特征表现为强振幅、连续性好、平行反射。物性特征表现为孔隙度9.2%～19.9%(平均16.2%)，渗透率3～80 mD(平均13.60 mD)，储层分类为Ⅱ—Ⅲ类，为研究区较好的储层。该沉积微相在研究区发育在DF13B区2、6、7、8d井Ⅱ气组顶及DF13A-7、DF13B-5井Ⅰ气组顶和DF13B-4井Ⅲ气组，如图8所示。

2.1.7 砂质碎屑流朵叶

岩性组成为粉细砂岩或细砂岩，倾角为中角度稳定绿模式或蓝模式。沉积构造可见叠合层理、反递变层理，底部渐变，顶部突变。GR曲线呈微齿化漏斗形，单相厚度1.5～16.0 m，地震反射特征表现为强振幅、不连续、分块反射。物性特征表现为孔隙度7.5%～22.5%(平均18.5%)，渗透率0.5～40.0 mD(平均6.02 mD)，储层分类为Ⅱ类。该沉积微相在研究区发育广泛，DF13A区7口井、DF13B区4口井均可见到，如图9所示。

通过对比沉积特征和储层特征可以发现：研究区目标层位上述8种沉积微相的孔隙度相差较小(图10)，而渗透率相差较大(图11)。其中，5种海底扇水道中物性从高到低排序分别为内波内潮汐水道、内波内潮汐改造水道砂质碎屑流分支水道、浊积水道和砂质碎屑流主水道，3种海底扇朵叶中物性从高到低排序分别为内波内潮汐朵叶、内波内潮汐改造朵叶和砂质碎屑流朵叶。因此可以得出这样的结论,对于同一种沉积元素(水道或朵叶)，决定其物性差异的原因在于不同的沉积过程(重力流、牵引流或位于两者之间)，这突破了以往地质工作者在分析沉积相时只考虑沉积要素的这一理念。

图7 研究区目标层位内波内潮汐朵叶沉积储层特征Fig.7 Sedimentary reservoir characteristics of internal wave and internal tide lobes in the target strata of the study area

图8 研究区目标层位内波内潮汐改造朵叶沉积储层特征Fig.8 Sedimentary reservoir characteristics of internal wave and internal tide lobes transformation in the target strata of the study area

图9 研究区目标层位砂质碎屑流朵叶沉积储层特征Fig.9 Sedimentary reservoir characteristics of sandy debris flow lobes in the target strata of the study area

图10 研究区目标层位不同沉积微相孔隙度对比Fig.10 Porosity comparison of different processes sedimentary microfacies in the target strata of the study area

图11 研究区目标层位不同沉积微相渗透率对比Fig.11 Permeability comparison of different processes sedimentary microfacies in the target strata of the study area

2.2 沉积序列和沉积模式

一套完整的沉积序列通常对应一个完整的基准面变化周期，本文分析并定义了4种沉积序列及其在垂向上的组合关系，如图12、13所示。

1) 在基准面旋回刚开始下降期，三角洲向海进积，其前缘砂体前端已越过构造坡折带，由于构造坡折带的存在，局部地形突然变陡，重力作用使沉积物流体快速顺坡向下从而形成了浊流或砂质碎屑流流体，在与上部水体产生的密度差的诱发下，浊流或砂质碎屑流继续向盆地内部流动，在地层坡度变缓的地区由于流速变慢发生沉积，形成了细砂级重力流沉积物。由于此时物源供应并不充足，水体深度更适于内波内潮汐流的发育，内波内潮汐流对重力流沉积物进行淘洗和簸选，形成内波内潮汐水道/朵叶体或内波内潮汐改造水道/朵叶体沉积。将此时形成的沉积序列定义为S1序列。

2) 当基准面进一步下降，三角洲继续向海进积，此时重力流沉积发育更加频繁，形成的粗碎屑重力流沉积物厚度较大，并且由于粗碎屑重力流具有较强的侵蚀能力，早期沉积的内波内潮汐沉积物(S1序列)逐渐被后期形成的重力流侵蚀掉，当基准面降到最低点时，可能只保留重力流沉积物。将在垂向上位于S1之上形成的重力流沉积定义为S2序列。

图12 4种沉积序列及其在垂向上的组合关系Fig.12 Sedimentary sequence and their combination relation in vertical direction

图13 沉积模式Fig.13 Sedimentary model

3) 之后基准面开始上升，物源区逐渐远离沉积区，粗碎屑的注入受到抑制，这时的水体深度有利于形成内波内潮汐。内波内潮汐流得以改造细粒重力流沉积物(S2序列)，形成内波内潮汐水道/朵叶体沉积或内波内潮汐改造水道/朵叶体沉积。将此定义为S3序列。

4) 当基准面进一步上升，三角洲前缘砂体远离构造坡折带，这时研究区基本无细砂级粗碎屑沉积物供应，以浅海-半深海远洋泥沉积为主，将此定义为S4序列。部分陆架斜坡或水道侧壁的沉积物因地震作用或泥底劈活动发生滑塌，沿早期的水道搬运至研究区发生沉积，填平早期的水道，形成泥石流水道沉积。至此，一个完整的基准面变化周期结束。

由此可见，研究区的沉积相模式可概括为浅海地形受限性海底扇沉积(内波内潮汐与重力流沉积)。

3 油气地质意义

Hubert[32]曾提出底流在现代海洋中对沉积物再次分配的重要性，Shanmugam[33]也通过实例说明了现代和古代海底峡谷中深水潮汐底流可以对砂质沉积物进行再改造，国内也见关于重力流与内波内潮汐或底流的伴生沉积或交互作用的报道[34]。内波内潮汐为深水牵引流的一种，在海底扇背景下可以对海底扇先期形成的重力流沉积体(砂质碎屑流、泥质碎屑流、滑塌体、泥石流等沉积)进行二次或多次搬运，这种过程势必会对原先形成的沉积物进行再改造和再分配(再改造可以使沉积物粒度的分选和磨圆更好，再分配则主要是对重力流沉积中泥质成分的再分配)。由于泥质沉积物粒度极细，在牵引流的作用下更易悬浮起来，相当于把泥质沉积物从混合沉积的重力流中淘洗出来，使不均匀的泥质成分再悬浮，从而再次沉积形成泥质条带、泥质细脉或泥盖等集中分布的泥质沉积，这样砂质沉积物就变得更干净，形成的储层物性也就更好。因此，内波内潮汐沉积成为深水砂体中的潜力储层。

在“过程沉积学”理念基础上，笔者有以下2点新发现，以期为将来的油气勘探带来一些启示：

1) 以往深水勘探往往针对水道砂体，而实际上即使都是水道砂体，物性差异也非常大，这就给勘探带来较高的风险。不同的沉积过程形成的水道是导致物性差异的真正原因，因此寻找内波内潮汐(改造)沉积的水道砂体将极大地提高勘探成功率，寻找“高质量”的油气藏将大大提高地质储量和油气田效益。

2) 由于内波内潮汐更易沉积在水体相对较深处(>100 m)，研究区古水深为100～200 m，而古构造埋深在一定程度上决定了相对古水深，因此在构造高部位(DF13A区)容易发育重力流沉积，而在构造低部位(DF13B区)内波内潮汐较发育。在此基础上，勘探落脚点是否可从构造低部位开始，在构造有利位置寻找较高渗储层，尽早发现具有商业意义的探明储量。

4 结论

1) 应用“过程沉积学”的理念对研究区目标层位沉积微相进行了精细划分，结合沉积特征和储层特征划分出5种水道类型和3种朵叶类型。

2) 研究区目标层位内波内潮汐沉积受控于基准面变化，基准面相对较高时或古构造埋深较深时更容易形成该类沉积，从下到上可以形成4个沉积序列：内波内潮汐(改造)沉积(S1)，重力流沉积(S2)，内波内潮汐(改造)沉积(S3)和远洋泥沉积(S4)。

3) 同重力流沉积相比，研究区目标层位内波内潮汐形成的储层物性更好，渗透率大大提高，因此内波内潮汐沉积是深水砂体中的潜力储层，勘探评价时应优先考虑。

[1] LAFOND E C.Internal waves[M].London:Wiley Inter-Science,1962:731-751.

[2] MUNK W.Internal waves and small scale processes[J].Evolution of Physical Oceanography,1981:246-291.

[3] RATTRY M.On the coastal generation of internal tides[J].Tellus,1960,12:54-62.

[4] LAIRD M G.Sedimentology of the Greenland group of the Paparoa Range,west coast,South Island,New Zealand[J].New Zealand Journal of Geology and Geophysics,1972,15:372-393.

[5] KLEIN G D.Resedimented pelagic carbonate and volcaniclastic sediments and sedimentary structures in Leg 30 DSDP cores from the western equatorial Pacific[J].Geology,1975,3:39-42.

[6] SHEPARD F P.Currents in submarine canyons and other sea valleys[J].Geology of Continental Slopes,1979,27:85-94.

[7] MUTTI E.Turbidite sandstones[M].Milan:Agip Special Publication,1992:275.

[8] XU J P,NOBLE M,EITTREIM S L,et al.Distribution and transport of suspended particulate matter in Monterey Canyon,California[J].Marine Geology,2002,181:215-234.

[9] GAO Zhenzhong,ERIKSSON K A.Internal tide deposits in an Ordovician submarine channel:previously unrecognized facies[J].Geology,1991,19(7):734-737.

[10] 何幼斌,高振中.内潮汐、内波沉积的特征与鉴别[J].科学通报,1998,43(9):903-908.HE Youbin,GAO Zhenzhong.Characterization and identification of the internal tide and wave deposits[J].Science Bulletin,1998,43(9):903-908.

[11] 高振中,何幼斌,罗顺社,等.深水牵引流沉积——内潮汐、内波和等深流沉积研究[M].北京:科学出版社,1996.

[12] 杨红君,郭书生,刘博,等.莺歌海盆地SE区上中新统重力流与内波内潮汐沉积新认识[J].石油实验地质,2013,35(6):626-633.YANG Hongjun,GUO Shusheng,LIU Bo,et al.Gravity flow and internal wave and internal tide deposits in Upper Miocene of SE area,Yinggehai Basin[J].Petroleum Geology and Experiment,2013,35(6):626-633.

[13] 何幼斌,高振中,张兴阳.塔中地区中上奥陶统内波内潮汐沉积与油气勘探[J].海相油气地质,2002,79(4):33-40.HE Youbin,GAO Zhenzhong,ZHANG Xingyang.Middle-Upper Ordovician internal-wave and internal-tide deposits and their significance of petroleum geology in the Central Tarim Basin[J].Marine Origin Petroleum Geology,2002,7(4):33-40.

[14] 佟彦明,何幼斌,朱光辉.深水内波、内潮汐沉积类型及其油气意义[J].海相油气地质,2007,12(2):39-44.TONG Yanming,HE Youbin,ZHU Guanghui.Classification of internal-wave and internal-tide deposits in deep water and significance to petroleum prospecting[J].Marine Origin Petroleum Geology,2007,12(2):39-44.

[15] 何幼斌,高振中,李建明,等.浙江桐庐地区晚奥陶世内潮汐沉积[J].沉积学报,1998,16(1):1-7.HE Youbin,GAO Zhenzhong,LI Jianming,et al.Internal-tide deposits of later Ordovician in Tonglu area of Zhejiang province[J].Acta Sedimentologica Sinica,1998,16(1):1-7.

[16] 晋慧娟,李育慈,方国庆.西秦岭古代地层记录中内波、内潮汐沉积及其成因解释[J].沉积学报,2002,20(1): 80-84.JIN Huijuan,LI Yuci,FANG Guoqing.Internal-wave and internal-tide deposits in the paleostratigraphic record of the Western Qinling Mountains and their origin[J].Acta Sedimentologica Sinica,2002,20(1): 80-84.

[17] 何幼斌,高振中,张兴阳,等.塔里木盆地塔中32 井中上奥陶统内潮汐沉积[J].古地理学报,2003,5(4):414-425.HE Youbin,GAO Zhenzhong,ZHANG Xingyang,et al.Internal-tide deposits of the Middle and Upper Ordovician in well 32,Tarim basin[J].Journal of Palaeogeography,2003,5(4):414-425.

[18] 高振中,彭德堂,刘学锋,等.塔里木盆地TZ30 井中上奥陶统内潮汐沉积[J].江汉石油学院学报,1996,18(4):9-14.GAO Zhenzhong,PENG Detang,LIU Xuefeng,et al.Internal-tide deposits of the Middle and Upper Ordovician in well TZ 30,Tarim basin[J].Journal of Jianghan Petroleum Institute,1996,18(4):9-14.

[19] 高振中,何幼斌,李建明,等.我国发现内潮汐沉积[J].科学通报,1997,43(3):1418-1421.GAO Zhenzhong,HE Youbin,LI Jianming,et al.Discovery of internal tide deposits in China[J].Chinese Science Bulletin,1997,43(3):1418-1421.

[20] 高振中,何幼斌,张兴阳,等.塔中地区晚奥陶世内波、内潮汐沉积[J].沉积学报,2000,18(3):400-407.GAO Zhenzhong,HE Youbin,ZHANG Xinyang,et al.Late Ordovician internal wave and internal tide deposits in middle Tarim Basin[J].Acta Sedimentologica Sinica,2000,18(3):400-407.

[21] 郭建秋,张雄华,章泽军,等.赣西北前寒武系首次发现内波内潮汐沉积[J].地质科学,2004,39(3):329-338.GUO Jianqiu,ZHANG Xionghua,ZHANG Zejun,et al.First discovery of inter-wave and inter-tide deposits from the Pre-Cambrian in northwestern Jiangxi[J].Chinese Journal of Geology.2004,39(3):329-338.

[22] 李向东,何幼斌,王丹.宁夏中奥陶统香山群徐家圈组内波和内潮汐沉积[J].古地理学报,2009,11(5):513-523.LI Xiangdong,HE Youbin,WANG Dan.Internal-wave and internal-tide deposits of the Middle Ordovician Xiangshan Group Xujiajuan Formation,Ningxia[J].Journal of Palaeogeography,2009,11(5):513-523.

[23] 何幼斌,罗顺社,高振中.内波、内潮汐沉积研究现状与进展[J].江汉石油学院学报,2004,26(1):5-10.HE Youbin,LUO Shunshe,GAO Zhenzhong.Current situation and advance of internal wave and internal tide deposit study[J].Journal of Jianghan Petroleum Institute,2004,26(1):5-10.

[24] 李建明,何幼斌,高振中,等.湖南桃江半边山前寒武纪内潮汐沉积及其共生沉积特征[J].石油天然气学报,2005,27(5):545-547.LI Jianming,HE Youbin,GAO Zhenzhong,et al.Internal-tide deposits and paragenetic sedimentary characteristics of Precambrian in Banbianshan of Taojiang area of Hunan Province[J].Journal of Oil and Gas Technology,2005,27(5):545-547.

[25] 吴嘉鹏,王英民,王海荣,等.深水重力流与底流交互作用研究进展[J].地质论评,2012,58(6):1110-1119.WU Jiapeng,WANG Yingmin,WANG Hairong,et al.The interaction between deep-water turbidity and bottom currents:a review[J].Geological Review,2012,58(6):1110-1119.

[26] SHANMUGAM G.Deep-water processes and facies models:implications for sandstone petroleum reservoirs[M].Amsterdam:Elsevier,2006.

[27] DOTT J R H.Dynamics of subaqueous gravity depositional processes[J].AAPG Bulletin,1963,47:104-128.

[28] SANDERS J E.Concepts of fluid mechanics provided by primary sedimentary structures[J].Journal of Sedimentary Petrology,1963,33:173-179.

[29] MIDDLETON G V,HAMPTON M A.Sediment gravity flows:mechanics of flow and deposition[C]∥MIDDLETON G V,BOUMA A H.Turbidites and deep-water sedimentation.California:SEPM,1973.

[30] STOW D A V.Deep-sea clastics:where are we and where are we going[J].Geological Society London Special Publications,1985,18(1):67-93.

[31] SHANMUGAM G.High density turbidity currents:are they sandy debris flows[J].Journal of Sedimentary Research,1996,66:2-10.

[32] HUBERT J F.Textural evidence for deposition of many western North Atlantic deep-sea sands by ocean-bottom currents rather than turbidity currents[J].Journal of Geology,1964,72:757-785.

[33] SHANMUGAM G.Deep-marine tidal bottom currents and their reworked sands in modern and ancient submarine canyons[J].Marine and Petroleum Geology,2003,20:471-491.

[34] 何卫军,谢金有,刘新宇.莺歌海盆地DF1-1-11井有孔虫生物地层与沉积环境研究[J].地层学杂志,2011,35(1):81-87.HE Weijun,XIE Jinyou,LIU Xinyu.Foraminiferal biostratigraphy and sedimentary environment reconstruction based on paleontological data from bore hole DF1-1-11 of Yinggehai basin[J].Journal of Stratigraphy,2011,35(1):81-87.

(编辑：冯 娜)

Sedimentary characteristics of gravity flow and internal wave and internal tide and the significance to petroleum geology in Yinggehai basin

GUO Shusheng1GAO Yongde1LIU Bo2LIANG Hao1CAI Jun1

(1.ZhanjiangBranchofCNOOCLtd.,Zhanjiang,Guangdong524057,China; 2.SchlumbergerChinaPetroleumInstitute(SCPI),Beijing100015,China)

To further study sedimentary characteristics of deep water gravity flow and internal wave and internal tide in Yinggehai basin, borehole image logging is used to study the sedimentary sequences.Integrated with core, seismic and NMR log, the interpretation model of internal wave and internal tide deposition is established.Based on the sedimentary facies of submarine fan (channel and lobe), the deep water gravity flow and internal wave and internal tide deposition are systematically classified and reservoir physical properties of different facies are quantitatively analyzed.Results show that five types of channels and three types of lobes are identified in Huangliu1 Formation, Upper Miocene, northwest of central depression in Yinggehai basin.The internal wave and internal tide deposition is controlled by the change of base level, and this deposition is more easily formed under the condition of relatively higher base level or deeper buried paleo structure.Four sedimentary sequences can be identified vertically from bottom to top: internal wave and internal tide (reworked)deposition (S1), gravity flow deposition (S2), internal wave and internal tide (reworked)deposition (S3), and pelagic shale deposition (S4).Compared with the gravity flow, the physical property of internal wave and internal tide deposition is better and it should be considered prior for exploration evaluation.

Yinggehai basin; Huangliu1 Formation; internal wave and internal tide; gravity flow; sedimentary features; significance in petroleum geology

*“十二五”国家科技重大专项“南海北部深水区潜在富生烃凹陷评价(编号：2011ZX05025-002)”、中海石油(中国)有限公司综合科研项目“深水高温高压气藏试井关键技术研究(编号：ZYJY2016ZJ04)”部分研究成果。

郭书生，男，高级工程师，资深地质总监，1997年毕业于中国石油大学(华东)矿场地球物理专业，现主要从事测井、录井作业管理及技术研究工作。地址：广东省湛江市坡头区22号信箱(邮编：524057)。E-mail：guoshusheng@cnooc.com.cn。

1673-1506(2017)01-0012-11

10.11935/j.issn.1673-1506.2017.01.002

郭书生,高永德,刘博，等.莺歌海盆地内波内潮汐与重力流沉积特征及其油气地质意义[J].中国海上油气，2017,29(1)：12-22.

GUO Shusheng,GAO Yongde,LIU Bo,et al.Sedimentary characteristics of gravity flow and internal wave and internal tide and the significance to petroleum geology in Yinggehai basin[J].China Offshore Oil and Gas,2017,29(1):12-22.

TE12

A

2016-06-29 改回日期：2016-10-09