西湖凹陷中深层河流相砂体地震沉积学解释与沉积演化分析*

陈 波 段冬平 刘英辉 丁 芳 陈 晨

(中海石油(中国)有限公司上海分公司 上海 200335)

东海盆地西湖凹陷渐新统花港组沉积时期物源供给充足，以北部虎皮礁隆起为主要物源区，且长时间处于稳定供给状态，西部海礁凸起和东部钓鱼岛隆起物源供给有限，古水流方向为近南北向[1]。前人对该时期沉积体系研究的主流观点认为花港组主要发育河流、三角洲沉积体系[2-4]，但这些观点均是基于单井基础资料分析所得，对沉积体展布形态、范围及规模缺乏系统的定量化表征，且水道砂体的强非均质性导致对本区砂体平面展布规律刻画不足，纵向切叠关系认识不清，使得开发井钻探及调整井优化难度加大，不利于油气田的稳产和滚动挖潜。

地震沉积学方法是研究沉积体形态、建立沉积体系演化模式的重要研究方法之一[5-9]，尤其适应于海上工区范围广阔和单井基础资料匮乏的情况，具有较好的实用性。在过去20年，科研工作者不断探索地震沉积学的技术方法和应用对象[10]，在三角洲、曲流河、碳酸盐岩等沉积体刻画上取得了显著成果，在浊积扇、重力流等沉积体研究中也得到了成功应用[11-14]。本次研究以地震沉积学方法为指导，系统研究了黄岩区花港组上段沉积相类型，建立了纵向演化规律，定量表征水道类沉积体展布范围及纵横向发育规模，指出了有利相带的类型、发育规模和发育位置，为气田内部挖潜和综合调整提供了参考依据。

1 研究区概况

东海盆地是我国海上重要的含油气盆地之一，经过40余年的勘探开发取得了显著成果。西湖凹陷位于东海陆架盆地中段的浙东拗陷东部，凹陷整体呈NNE向展布，是一个新生代断-坳复合型盆地，经历了早期断陷、中期拗陷和晚期整体沉降等3个阶段[15]。

黄岩区位于西湖凹陷中央反转构造带中南部，为NE—SW向背斜构造，地层较平缓，面积约1 400 km2(图1)。研究区自下而上发育新生界古近系、新近系及第四系，渐新统花港组是主要的储集层和产层。研究区处在勘探开发初期，目前已有钻井20余口，但主要分布在几个局部构造高点上，开发井网极不规则、密度小，平均井距在2 km以上，开发区外几乎无井分布，这些因素加大了井间砂体刻画的难度。

图1 研究区地理位置与井位分布Fig .1 Location of the study area and well location

2 层序地层格架特征

研究区在渐新统花港组沉积时期进入拗陷期，层序地层发育样式受气候及湖平面变化影响较大。前人采用Vail经典层序地层学分析方法，通过识别湖/海泛面及其在岩心、测井、地震等资料上的典型反映，结合西湖凹陷构造演化规律，将黄岩区渐新统花港组划分为2个三级层序(即SQ1、SQ2)[16-20]，其中SQ1相当于花港组下段，SQ2相当于花港组上段(图2)。

SQ1层序沉积时期，研究区经历凹陷断陷后进入拗陷沉积、凹陷扩张阶段，具有多期海平面升降过程，在层序结构中发育低位体系域(LST)、水进体系域(TST)和高位体系域(HST)；地震剖面上可见最大湖泛面反射结构，具有下超现象，水体总体较浅，发育三角洲、滨浅湖沉积。SQ2层序沉积时期，研究区构造活动相对减弱，断层不发育，层序结构以低位体系域(LST)、水进体系域(TST)为主，高位体系域(HST)为辅，层序顶界面与上覆地层呈平行整合接触，发育多套稳定的泥岩；地震剖面上顶界面具有强振幅、中强连续反射特征。

层序SQ2为本次研究的目的层段，通过井点砂泥岩发育特征及岩相组合关系可进一步细分为5个砂层组(图2)。

图2 研究区高分辨率层序地层划分图(剖面位置见图1)Fig .2 High-resolution sequence division of the study area(see Fig.1 for profile location)

3 河道砂体沉积特征及地震沉积学解释

3.1 河道砂体沉积特征

研究区花港组砂岩类型多样，层理特征丰富，可见反映强水动力环境的冲刷面(图3a、c、f)，其中分流河道沉积形成的冲刷面上下围岩呈不规则形状接触(图3f)，下部为深灰色含泥质纹层泥质粉细砂岩，上部为灰白色中粗砂岩，中间夹2～4 cm厚砾石沉积，砾石直径0.3～1.0 cm(图3h)，呈叠瓦状定向排列，分选较差，具一定磨圆，向上粒度变细；水动力相对较弱的河流形成的冲刷面表现为锯齿状接触(图3a、c)，与分流河道形成的冲刷面相比，界面之上粒度变粗含扁平状泥砾，但未见较大砾石，且泥质含量增加并发育变形现象。岩心样品中还可见块状泥岩撕裂屑，最厚处约1.2 cm(图3f、g)，均反映沉积时期较强水动力环境。辫状河沉积岩心上层理不发育，为大套厚层块状砂岩，粒度较粗，以灰白色中粗砂岩为主，部分岩心段内部可见平行层理，表明该沉积时期水体能量较强且沉积物供给稳定(图3d、e)。曲流河沉积水动力相对较弱，泥质含量增加、粒度变细，发育弱水动力条件下形成的爬升层理、泥质纹层等层理类型(图3b、c)。

(a)小型冲刷面，泥砾沉积，X1井，3 290.6 m；(b)波状纹层，爬升层理，泥质粉细砂岩，X1井，3 297.4 m；(c)底部粗砂岩相变为泥岩，具小型冲刷面，向上见平行层理、爬升层理，X1井，3 297.66 m；(d)块状砂岩，大型交错层理，内部见泥岩撕裂屑，X1井，3 424.9 m；(e)泥质纹层，平行层理，中细砂岩，X1井，3 420.2 m；(f)不规则冲刷面，粗粒沉积，Y2井，3 527.6 m；(g)泥岩撕裂屑，粉砂岩，Y2井，3 528.7 m；(h)砾石沉积，具定向排列，磨圆较差，Y2井，3 526.3 m。

图3 研究区花港组典型岩心相特征

Fig .3 Typical litholofacies of Huagang Formation in Huangyan area

粒度分析统计表明研究区花港组上段整体以两段式为主，具少量三段式。其中，滚动次总体总量较少且在5%以内，反映了粒度整体偏细的特征；跳跃次总体为主，分选中等偏好，整体表现为牵引流沉积特征。

3.2 90°相位转换分析

地震沉积学是将地震岩性学和地震地貌学两者有机结合的一门科学，除了能够有效识别厚层砂体之外，对常规方法无法识别的薄层砂体也能够清晰的识别和表征，其主要研究内容包括地质体的岩性和规模两个方面，主要通过地震数据体和岩性数据体建立岩性-波阻抗之间的对应关系，从而开展沉积相解释。目前较为常用的技术有90°相位转换以及等时地层切片技术[21-25]。

90°相位转换的目的是建立薄层砂岩与同相轴之间的对应关系。研究区原始地震数据为0°相位，厚层砂岩(30 m左右)和地震同相轴之间具有良好的对应关系，井震标定指示厚层砂岩顶面对应较连续、中强反射波谷相位；而薄层砂岩(<10 m)与地震同相轴之间无明显对应关系，但通过90°相位调整，薄层砂体(图4中箭头指示位置)响应几乎都对应于波谷相位，泥岩对应波峰相位，因此地震反射同相轴就具有了地质意义。

图4 90°相位转换地震剖面图Fig .4 Seismic profile by 90°phase transition

3.3 河道砂体地震沉积学解释

在岩心特征分析的基础上，从测井曲线特征出发，结合地震相剖面，对研究区花港组不同类型水道砂体展布特征进行分析。

3.3.1曲流河砂体

曲流河砂体主要发育于H1、H2、H4层，为SQ2海侵期沉积产物，该时期河道坡度较缓，流量稳定，发育河床、堤岸、河漫等亚相。边滩沉积是曲流河的主要砂体类型，岩性以中细砂岩为主，层理类型多为槽状、板状或者平行层理，分选磨圆中等，自下而上常出现由粗至细的正韵律特征(图3a、5a)；边滩顶部常发育堤岸沉积，以小型爬升层理为主，常见黑色泥质纹层向一侧逐渐爬升(图3b、c)，表明水体能量较弱，水平面缓慢升降，泥质沉积物缓慢沉降而成。地震剖面表现为中—强反射、较连续的波谷响应特征，由多个顶平底凸、串珠状分布的透镜体组成(图5b)，垂直河道方向为孤立状强反射透镜体，向两侧河道侧缘位置同相轴反射强度明显减弱或相变为波峰，对应河道边部及河道间沉积，表现在平面上为边界清晰、较顺直的河道形态，变弱或相变位置为河道边部或河道外缘(图5c)。

以H2层为例，该层砂岩欠发育，地层厚度150 m左右，已钻井中河道主体及侧缘均有钻遇(图6a)，砂岩厚度10～30 m，砂地比0.10～0.26，自然伽马曲线表现为底部突变的箱形，向上渐变为钟形，为水动力持续减弱的表现。地层切片显示H2层为一条近南北向展布长条状河道形态，北部弯曲度较小，向南弯曲度增大(图6a)，已钻井实际钻遇该条河道的主体及侧缘，河道宽0.2～1.2 km，河道主体砂厚约30 m，河道侧缘砂厚约2～8 m，宽厚比为25∶1～40∶1。

3.3.2辫状河心滩砂体

辫状河心滩砂体主要发育于SQ2海退期，以H3层为典型代表，发育于辨状河道内，已钻井发育1～4期均厚30 m的厚层砂岩，单井累计砂厚达83～124 m，砂地比在0.6左右。岩性以泥砾中细砂岩为主(图3d)，分选磨圆好，中上部发育块状层理、平行层理(图3e)、板状交错层理等强水动力产物，顶部常见波状交错层理，内部可见厚度0.1～0.5 cm不等的黑色泥(炭)质纹层，指示沉积时间期周期性变化中憩水期产物，反映单期沉积心滩顶部水动力变弱的特征；测井相以微齿化箱形为主(图5d)，反映垂向多期河道叠加，存在一定的非均质性。辫状水道为心滩间沉积产物，是水流流动的主要通道，底部存在明显冲刷面、砾石发育，常见扁平状泥岩撕裂屑，多具定向排列，表明沉积时期水动力较强，向上粒度变细、泥质含量增高，测井曲线呈钟形，具典型正韵律特征；地震剖面上表现为连续、中强反射波谷特征(图5e)，X1、X2井点处砂岩发育，位于反射强度高的连续波谷内(图6b)，X3井点底部发育薄层砂岩，向上以泥岩为主，位于连续性变差、反射强度低的波谷内，河道外两侧表现为波谷相变为波峰特征，整体为透镜体形态。该相变位置表现在平面上为清晰顺直的河道边界(图5f)，与井点所处位置高度吻合。

地层切片显示H3层为长条状近南北向展布的河道形态(图6b)，北部和中部弯曲度较小，河道规模较小，边界清晰，向南弯曲度逐渐增大，整体为顺直型，河道宽度0.8～2.0 km，砂岩厚度20～40 m，宽厚比40∶1～50∶1。河道北部及南部西侧发育若干条宽度不足200 m的小型河道汇入主河道内，指示该时期除主物源来自北侧外，同时有西侧的局部物源；南部东侧发育一条近东西向、弯曲度约1.52的曲流河，边滩清晰可见。辫状河道内见椭圆状、菱形状、窄长条状分布的强振幅区域，为典型辫状河心滩沉积响应。

3.3.3三角洲平原分流河道砂体

三角洲平原分流河道砂体发育于SQ2海侵早期，地形平缓，沉积物供给充足，以H5层为典型代表，地层厚度65 m左右，储层全区发育，砂岩厚度15～30 m不等，砂地比0.33～0.57。岩性以中细砂岩为主，泥质隔夹层发育。研究区内河道期次较多，多呈条带状展布；分流河道底部可见多个明显冲刷面，向上发育大套砂岩，以块状层理为主，表明沉积物供给充足，短时间内沉积量较大。测井曲线以箱形为主，顶底均突变，反映了强水动力特征；相比辫状河砂体，其曲线内部齿化现象严重(图5g)，泥质含量较高，反映了河流频繁改道后导致水体能量减弱，细粒沉积物增多的现象；部分井点发育一套厚度2～8 m不等的泥质隔夹层，将砂体分隔为1～2期厚度约15 m的砂岩复合体，在地震剖面上表现为2个较连续、强反射波谷夹1个不连续、弱反射波峰，整体为一复波特征(图5h)。其中下部的波谷呈透镜状，宽度仅300～600 m，部分井点未钻遇，如XA5井仅钻遇上部砂岩，地震剖面表现为钻遇上部强反射波谷，下部的波谷在井点位置相变为波峰，表明H5层早期河道规模较小，后被泥质沉积覆盖，中晚期河道逐渐发育，切割或部分切割早期泥质沉积，末期废弃河道同样清晰可见，表现为宽度200 m左右的窄长条展布的弱反射波峰特征(图5i)。

H5层地层切片提取的属性主要反映上部砂体展布特征，表现为边界清晰、宽度不一、相互切叠的长条状河道沉积，该时期河道规模不断扩大，除了来自北侧稳定的物源持续供给外，西侧同样发育较多的窄长条小型河道不断提供沉积物，整体宽度0.5～3.5 km不等(图5i、6c)，宽厚比为30∶1～100∶1。

图5 黄岩区花港组上段不同河道类型典型识别特征Fig .5 Typical identification features of different river channel types in upper Huagang Formation in Huangyan area

图6 黄岩区花港组上段典型地层切片及沉积相解释Fig .6 Typical stratal slices and corresponding sedimentary facies charts of upper Huagang Formation in Huangyan area

4 沉积演化规律

研究区花港组上段自下而上由H5层三角洲平原逐渐向H4层三角洲前缘、H3层辫状河、H2—H1层曲流河沉积体系演化(图7)，垂向演化受控于海平面升降、物源供给量和古地貌形态。

SQ2沉积早期海平面处于低位，古地形平缓，物源供给充沛，A/S<1，发育大套厚层砂岩，岩性以中细粒砂岩为主，分选中等，发育三角洲平原分流河道沉积，单期砂岩均厚15 m，河道宽度0.5～3.5 km，改道频繁，整体为自北向南展布；随着海平面升高，沉积范围减小，粒度变细，泥质含量增加，砂体厚度较薄，一般小于5 m，表现为砂泥互层或泥包砂特点，河道宽度较窄，为120～280 m，大部分为自北向南展布，存在近东西向河道；随后海平面快速下降，处于较低位置，地形平缓，物源供给充足，A/S<1，以辫状河沉积为主，河道宽度为0.2～2.0 km，边界清晰，弯曲度低，发育3～5期单砂体，单期砂厚20～40 m不等，发育顺河道、窄长条状心滩，心滩规模平均长2.28 km、宽0.82 km，面积1.88 km2；然后海平面降至低点并逐渐上升，物源供给不充分，岩性粒度变细，以含泥质粉细砂岩为主，发育曲流河沉积，河道宽度为0.5～1.2 km，砂岩厚度为8～30 m，北部地形较陡，河流形态以顺直型为主，向南地形变缓，河道弯曲度增大；最后海平面上升至最大海泛面，物源供给匮乏，地层以发育泥岩为主，表现为泥包砂特征，整体为一套反韵律沉积，砂岩单层厚度普遍小于10 m，一般以5 m左右为主，发育小型曲流河沉积，河道宽度<100 m，自西北向东南方向流动，弯曲度大、改道频繁、相互切叠。

由此可见，研究区花港组上段曲流河砂体分布在三级层序SQ2海侵体系域内，部分断层断至该处，其顶部泥岩可提供良好的遮挡，已有钻井揭示较高的含气概率(80%以上)，但由于其砂体厚度薄，分布无规律，很难作为优质储层；但辫状河心滩和三角洲平原分流河道砂体主要分布在SQ2海退体系域内，相比曲流河砂体物性更好，纵向砂体之间具较厚泥岩，可形成良好遮挡层，是下一步挖潜的主要方向。

图7 黄岩区花港组上段垂向沉积演化Fig .7 Vertical sedimentary evolution of upper Huagang Formation in Huangyan area

5 结论

1) 西湖凹陷黄岩区花港组为河流相沉积体系，花港组上段SQ2沉积时期垂向自下而上由三角洲平原分流河道、三角洲前缘逐渐向辫状河、曲流河沉积体系演化，垂向演化主要受控于海平面变化、物源供给和古地貌形态。

2) 研究区低位体系域下发育的辫状河心滩和三角洲平原分流河道砂体厚度大、分布范围广，在全区稳定发育，可以作为优质储层，是下一步挖潜的主要方向。

3) 研究区内较连续、强反射波谷同相轴多对应砂岩发育位置或主河道位置，不连续、弱连续、弱反射波谷同相轴多对应井点砂岩厚度薄或河道边部位置，可作为后续调整挖潜的参考标志。