西湖凹陷H构造群及周边花港组沉积环境及砂体刻画

何 苗，侯国伟，秦兰芝，陆 嫣，谢晶晶

(中海石油(中国)有限公司 上海分公司，上海 200335)

0 引 言

西湖凹陷是东海陆架盆地中面积最大的沉积凹陷，海底平缓，油气资源丰富[1-4]。近年来位于中央反转带中南部的H气田及其周边作为重要的勘探开发目标区块一直备受关注，发育重要的储盖组合，具有油气潜力[5-10]。一直以来，对于西湖凹陷中南部区域沉积方面的认识尚有待商榷。早期1997年中国地质大学(北京)武法东、陆永潮教授认定为总体是滨岸湖泊三角洲-河流沉积[11]，但近年得出了诸多不同的认识[12-15]，长江大学胡明毅教授认为在凹陷西部边缘发育扇三角洲，南部以河流-三角洲为主[16-17]，中国地质大学(北京)于兴河教授认为是河流-河流三角洲-潮控河口湾-碎屑滨岸沉积[18]，中海油研究总院也提出湖泊、三角洲、河流的沉积观点[19]。而对于某个沉积单元的高精度砂体构型及刻画的研究一直是科研中的难题，西湖凹陷河流相砂体的垂向叠置和展布规律方面也有待深入研究。自20世纪80年代ALLEN和MIALL完整地提出了河流相储层构型要素分析法之后[20-21]，国内专家也对曲流河河道砂坝砂体进行了详细的剖析，确立了砂坝内部叠置以及展布特征[22-23]；不仅在曲流河砂体方面，在辫状河方面也进行了砂体的详细刻画，并重点针对心滩进行了砂体构型研究[24]；此外，其他专家也利用不同的方法对河流相河道砂体拼接以及叠置方式进行了精细描述[25-29]。

为了更好地寻找有利勘探区带以及富砂层位，致力于解决以下三类地质问题：(1)砂体来源及水动力条件的不确定问题；(2)具体沉积环境及微相认识的不确定问题；(3)河道砂体组合及展布的不确定问题。随着西湖凹陷多个气田的深入勘探和研究，资料不断更新，在研究区开展细致的沉积环境研究以及砂体刻画工作具有重要指导作用。

1 区域地质概况

东海陆架盆地位于欧亚板块东南缘，处于华南板块之上，是西太平洋构造体系的一部分[30-33]。西湖凹陷位于东海盆地东部，为一北东走向的狭长形新生代沉积凹陷，西侧为虎皮礁隆起、海礁隆起，东侧与钓鱼岛隆褶带毗邻，南端与基隆坳陷接壤，北部与福江凹陷相邻。西湖凹陷和大部分中国东部中、新生代断陷盆地一样，具有典型的“东西分带、南北分块”构造特征和“两洼夹一隆”的构造格局，凹陷发育经历了断陷、拗陷和区域沉降3个演化阶段[2,33-34]。

H构造群及周边地理上位于上海市东南方，构造上位于西湖凹陷中央反转构造带挤压背斜倾没端裙边构造群(图1)，表现为低幅断背斜-断块型构造。在中央反转带中南部区域大型反转挤压背景下，研究区处于大背斜翼部，以背斜、断背斜、断鼻为主，是有利成藏部位，圈闭类型好，周边有多个气田毗邻发现(图1)。

西湖凹陷渐新统花港组主要由陆相沉积环境的湖泊、河流、三角洲沉积体系组成。花港组岩性由下部粗砂岩、上部灰色泥岩为特征的下粗上细两个旋回组成。西湖凹陷中南部花下段包括H6-H12 7个砂层组，主要以浅灰色细-中粒岩屑长石砂岩、长石岩屑砂岩为主。花港组厚层砂体连续分布，砂体粒度粗，电测曲线表现为钟形、箱形，砂地比在23.2%～50.78%之间，具备有利的储层条件。

2 花港组沉积环境

2.1 古流向分析

H构造群及周边东部和西部沉积环境一致，自西北向东南，地震前积反射特征较为明显，表现为叠瓦状地震反射特征，反映地势平缓、水动力条件适中的沉积环境，但也看到顶部相反方向的叠瓦状地震反射特征(图2)，反映物源来自北部。

图1 研究区位置图Fig.1 Location of the study area

图2 西湖凹陷B-A气田地震剖面Fig.2 Seismic profile of B-A gas field of Xihu Depression

图3 A3井FMI测井分析Fig.3 FMI logging analysis of well A3

研究区古水流方向具有多个方向，造成了砂体来源的多向性特征。成像测井资料表明，H构造群厚层砂岩发育，具有块状层理、小型交错层理特征，为水道频繁迁移改道形成，发育冲刷面，是多期河道叠加冲刷形成，储层展布及古水流方向以西北向、西南向为主，少量正东和正北向水流，结果表明总体受到西向水流影响相对明显(图3)。

2.2 组分及粒度分析

花港组发育长石岩屑质石英砂岩，长石、岩屑质含量不多，岩石颗粒结构成熟度中等，分选、磨圆较好(图4)。岩石组分特征表明研究区发育于构造条件相对稳定的环境内，搬运距离长，经受了长期的基准面夷平作用以及风化作用。

图4 A1井岩石组分及镜下照片Fig.4 Rock components and microscopic photos of well A1

沉积颗粒平均粒度MZ∈(2φ，3φ)分布不对称，偏度SK>1，具极正偏，峰度∈(1.11，3)，呈尖锐-很尖锐特征，斜率大，说明沉积物粒度整体偏细，颗粒受改造作用非常明显，经历了远物源和长距离的搬运。从粒度分析结果可以看出，概率密度曲线多以跳跃-悬浮式搬运为主，基本呈“二段式”，颗粒分选好，水动力条件中等，具有河流相特征(图5)。

图5 A3井颗粒概率密度曲线Fig.5 Grains probability density curves of well A3

图6 A1井单井分析Fig.6 Single well analysis of well A1

2.3 古生物分析

从古生物资料中得知，西湖凹陷花港组除了含有丰富的孢粉化石外，少见其他门类化石。孢粉组合为栎粉—三瓣粉—松粉，反映比较湿润的北亚热带古气候[34]。个别井中发现少量淡水轮藻化石，还有一些井中发现海相沟鞭藻、钙质超微化石和个别有孔虫化石[34]。对这些海相化石存在较大争议，据中国地质科学院王乃文等从生态相容性、生物组合性和埋藏学分析后认为，其属残余群落或再沉积化石，因此花港组的生物组合反映的仍为淡水环境[35]。

2.4 沉积微相分析

本次在前人区域研究和邻区沉积相研究成果的基础上，以钻井取心资料为基础，充分利用录井、测井、分析化验、地震反射特征等资料，对H构造群及周边沉积相及微相进行了研究，认为研究区自北向南发育具有辫状河过渡特征的网状河沉积。沉积物中富含泥岩等泥质沉积，可见不明显的正韵律；砂体呈多物源、多方向、多河道交织状；砂泥岩互层尤其明显，认为是河道摆动和网状叠置的结果，具有网状河沉积特征。

H构造群及周边花港组网状河可划分为河道充填、河道边缘、河道间(泛滥平原)3类亚相，垂向上为一系列正韵律的组合(图6)，并进一步根据岩性、结构差异将河道充填亚相划分为网状水道、交错坝、纵向砂坝3个微相；河道边缘发育天然堤微相，河道间亚相可划分为河漫滩和河漫沼泽2个微相(图6)。

网状水道中可见具冲刷面的底砾岩，通常以细-粗砂岩或厚层粉砂岩为主，泥质含量少，可见板状、槽状交错层理(图7)；GR曲线呈中-高幅值漏斗形-箱形，微齿化，顶底突变接触，齿中线呈外收敛式(图6和表1)。

交错坝形成于河流水动力减弱时的低弯度河道中，沉积为对称的河道沉积单元，沉积厚层交错层理的细-粗砂岩。纵向砂坝为平行于水流方向形成的砂体，常见于各个河流相中，为具有斜层理、平行层理的薄-中层粗砂岩。纵向砂坝常见水动力较强环境下形成的平行层理和斜层理(图7)。GR曲线纵向砂坝和交错坝均呈高幅值，交错坝更偏齿化卵形，纵向砂坝更倾向于微齿化的箱形，交错坝顶底突变接触，齿中线呈外收敛式，纵向砂坝呈渐变接触，齿中线近平行(图6和表1)。

a.浅灰色平行层理、斜层理细砂岩，纵向砂坝; b.灰色粉砂岩夹深灰色波状纹层条带，天然堤; c.生物钻孔，生物遗迹，天然堤; d.浅灰色水平层理粉砂岩，天然堤; e.浅灰色交错层理细砂岩，网状河道; f.浅灰色波状纹层、交错层理细砂岩，网状河道图7 A2井岩心照片及取心井描述Fig.7 Core photos and description of well A2

天然堤发育在河道两侧，通常为极薄层砂泥岩互层，可见生物扰动、虫迹，常见泥质波纹条带和小型交错层理(图7)。GR曲线呈中-低幅值齿形-指形，齿化，顶底突变接触，齿中线呈内收敛式(表1)。河漫滩和河漫沼泽沉积物最细，均以泥岩为主，河漫沼泽以含炭屑泥岩为主，夹一套或多套煤层。GR曲线均为低幅值，河漫滩多呈指形，齿化，上下多突变接触，齿中线呈内收敛式；由于含煤层会导致测井曲线值的突变，河漫沼泽呈现齿形、齿形-指形多种形态，顶底突变接触，齿中线呈外收敛式(图6和表1)。

3 河道砂体刻画

3.1河道砂体解剖依据

河道砂体刻画是指对河道砂体的空间组合型式及平面展布规律进行的精细描述。根据垂向上河道砂体之间的垂向叠置关系，可将河道砂体划分为三大类空间组合型式，即：切叠型、对接型和孤立型。切叠型是指河道砂体不仅在侧向上拼合而且在垂向上层层叠置，表现为由多个正韵律相互叠加构成的复合韵律。对接型是指河道砂体之间仅有侧向上的拼接而缺乏垂向上的叠置，泥质隔夹层普遍存在。孤立型是指河道砂体呈孤立型，河道砂体之间通常距离较远，砂体之间互不连通。根据河道砂体相互叠置位置及泥质隔夹层分布方式的差异，可将切叠型进一步划分为完全切叠式、不完全切叠式和交错式；将对接型进一步划分为单边对接式、多边对接式、似对接式(图8)。

图9 河道砂体的地质解剖Fig.9 Geological dissection of sandbodies

图10 河道砂体的地震解剖Fig.10 Seismic dissection of sandbodies

以GR曲线作为划分依据，结合岩性柱、岩性特征，将GR值小于90 API、呈箱形或钟形的曲线部分识别为河道砂体，并在小层划分与对比的基础上进行河道砂体的对比，使H构造群及周边的河道砂体垂向与横向分布特征得到一定的认识。

3.2 河道砂体解剖成果

H构造群及周边花港组局部层位河道砂体十分发育，且河道砂体具有发育不均、砂体连续性较好、横向变化较快的特点。从地质勘探角度出发，根据地层的继承性、区域稳定性以及在测录井资料中辨识特征显著等特点，从地质上对H构造群花港组河道砂体进行精细解剖，认为花下段厚砂体发育，砂体多呈单边对接式(H8a)、不完全切叠式和交错式(H8c)以及多边对接式和完全切叠式(H11b)拼接，对应的河道砂体平面形态也根据砂体拼接模式的不同分别呈现出带状砂体、交织带状砂体和网状砂体的展布特征(图9)。

在基于地震反演模型的河道砂体解剖案例中同样可以识别出多套砂体，并对其叠置方式进行刻画，结合地质上的砂体解剖，认为H构造群花港组河道砂体具有多种空间组合型式，包括：花下段单边对接式(H8b)、完全切叠式和交错式(H10b，H11a)拼接；花上段多边对接式(H3a)和单边对接式和不完全切叠式(H3b)拼接(图10)。

图11 H8微相迁移模式Fig.11 Microfacies migration mode of H8

图12 H8-H11河道砂体展布Fig.12 Sandbody distributions of H8-H11

3.3 河道砂体平面展布

在河道砂体展布研究中，为了突出河道砂体在平面上的分布规律，本次研究将H构造群网状河沉积以河道砂体为中心划分为河道砂体、砂坝、砂体侧缘以及河道间4个沉积单元。在西湖凹陷中南部沉积大背景基础上，首先从井点上对河道砂体形态及其规模进行具体识别，然后通过连井剖面，从砂体迁移特征出发，结合平面展布特征，并将地震剖面和井间距介入考虑范畴，从“点-线-面”多因素考虑，综合对河道砂体叠置关系和平面展布进行分析。

本次研究以H构造群H8层为例，H8层位于深层，该层位砂体发育三套，厚度大但分布范围局限，大多为15～30 m，最大可达50 m。厚度中心位于西南角，河道砂体、河道边缘发育，河道分支多，呈条带状展布。其中，H8c沉积时期河道砂主要来源于东北，只有一个来源于西北向分支，均朝着正南、东南、西南方向搬运；H8b沉积时期河道砂主要来源于北北西、东北向，大多朝着正南方向搬运；H8a沉积时期河道砂主要来源于东北、西北，朝着东南、西南方向搬运，河道变窄变少，河道砂范围局限(图11)。H8砂体多为中-厚层细砂岩，从北到南(轴向)底部砂体变化相对均匀平缓，连通性较好，上部横向变化相对较快，砂体之间连通性较差，河道砂侧向和垂向拼接，河道边缘和河道广泛发育(图11)。砂体GR曲线多以高幅值箱形为主；砂体大多呈单边对接式、多边对接式和交错式接触特征。总体气层发育。

从VP/VS属性切片中看出，由深层到超深层，H8—H11,沉积中心一直位于西南角部位(图12)，河道砂体厚度总体覆盖范围逐渐变广，河道砂体展布也从H8的条带状河道砂体和广泛发育的河道间沉积逐渐演化为H10和H11层位明显的近连片状-交织网状河道砂体，表现出花下段从H8到H11整体上缓慢湖侵的过程(图12)。

4 讨 论

由于西湖凹陷北部的地质条件与南部有较大差异，南部上第三系比北部粗，北部渐-中新统沉积厚度大、岩性偏细、煤层发育，这可能导致南北烃源岩潜力的差异，因此对西湖凹陷中南部地层沉积环境以及精细河道砂体对比及砂体组合研究有着重要的意义。H构造群及其周边河道砂体来源具有多向性。西湖凹陷花港组整体具有“轴向水系”特征，不排除局部区块可能出现“多向水系”汇流的情况。H构造群及周边区域主体上具备自东北、西北搬运至正南方向的物源，区域小层沉积时期仍然是多个方向的河道砂不断汇聚与分叉的过程。

H11和H8沉积时期砂体最为发育，为形成厚层储集体提供了有利的条件。H构造群花下段深层-超深层河道砂体厚度大，尤其H11层位砂体十分发育且分布范围广，H8、H10层位也发育一定厚砂体，具备一定勘探潜力。然而究竟成藏与否，还与砂体孔隙度、渗透率以及断裂发育相关，需要进一步的研究。此外，西湖凹陷南部地区环境十分稳定，花港组地形平缓，在网状水道入湖区带(H构造群南部)具有一定勘探潜力。

5 结 论

以H构造群及其周边地区为例，通过对前人研究成果、测井、岩心、地震资料的分析，结合多种研究方法，对研究区沉积环境进行了再认识，并进一步划分微相，进而对其中厚层砂体的空间组合型式和平面走向变迁进行了精细描述，得出了以下结论。

(1)通过古水流向、水动力等古背景研究发现H构造群发育于构造稳定的中等水动力环境下，受北部轴向物源影响，位于“多向水系汇流”的部位。

(2)在中南部花下段地层及沉积特征研究的基础上，认为H构造群及周边花港组总体为网状河沉积，可将网状河相划分为3亚相6微相，其中富砂微相为网状水道、交错坝及纵向砂坝。

(3)砂体垂向叠置关系以单边对接式、多边对接式、不完全切叠式为主；并且以单砂体规模、形态、迁移特征、地震等为依据精细识别出河道砂走向变迁，认为河道砂体形态以带状、交织带状和网状为主，越往深部砂体越厚、规模越大。

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