西湖凹陷曲流河三角洲古地貌恢复及沉积特征

王红岩

(中海石油(中国)有限公司 上海分公司，上海 200335)

三角洲是河流携带沉积物进入相对静止的汇水盆地所形成的、不连续岸线的、突出的似三角洲形沉积体[1]。根据供源体系(冲积扇、辫状河、曲流河及网状河等)差异，划分为扇三角洲、辫状河三角洲、曲流河三角洲；按照水体深度(洪水线、枯水线、浪基面)不同，可划分为三角洲平原、前缘及前三角洲等3个亚相[2]。曲流河三角洲多发育于地形平缓的拗陷区，以远源曲流河作为主要供源体系，在汇水盆地沉积形成的朵状或席状三角洲。岩性以细砂岩、粉砂岩、泥岩为主，分选性和磨圆度好，沉积序列整体为向上变粗的反韵律，层理类型多样，具有波状交错层理、平行层理等沉积构造。

近年来，对三角洲开展的研究主要有：依据岩心、测井和地震等资料，朱筱敏等[3]分析了松辽盆地齐家地区白垩系青山口组浅水三角洲沉积特征，指出有利砂体分布区；根据岩心、测井、粒度分析及岩石薄片等资料，夏辉等[4]分析了早白垩世塔北隆起西部卡普沙良群发育的辫状河三角洲与曲流河三角洲沉积特征及其差异性，建立了卡普沙良群沉积模式；利用地震沉积学方法，结合地质资料，樊晓伊[5]对准噶尔盆地春光区块沙湾组多物源沉积体系进行分析，总结了沉积演化规律；综合岩心薄片、测试分析、测录井数据及生产动态资料，刘畅等[6]精细表征了柴达木盆地三角洲沉积特征，明确相控储层砂体展布规律及叠置类型。针对东海盆地西湖凹陷中新统龙井组下段曲流河三角洲，笔者综合利用古地貌恢复、楔状砂体正演模拟、地震沉积学等技术，结合地震、测井、录井资料，对曲流河三角洲的形态及沉积特征进行分析，为本区岩性油气藏勘探提供支持。

1 区域地质概况

西湖凹陷属于东海陆架盆地东部拗陷带，它是东海陆架盆地中规模较大的中生代—新生代含油气凹陷[7-8]，构造位置西侧为海礁隆起、渔山东低隆起，东侧为钓鱼岛隆褶带，南端与钓北凹陷接壤，北部与福江凹陷相邻(图1-A)，面积约为5.18×104km2。地层自下而上发育前宝石组，始新统宝石组(E2bs)、平湖组(E2p)，渐新统花港组(E3h)，中新统龙井组(N1l)、玉泉组(N1y)和柳浪组(N1ll)，上新统三潭组(N2s)，以及第四系更新统东海群(Qpdh)。

研究区位于西湖凹陷平北斜坡带北段，自西向东分别为断阶带、次洼带、古隆起带(图1-B)，次洼带受西部同向断阶和古隆起边缘的反向断阶共同控制，往北东部延伸。盆地经历了5个演化阶段，分别为晚白垩世的裂陷期、古新世至中始新世的断陷期、晚始新世的断-拗转换期、渐新世至中新世的拗陷-反转期和中新世末期以后的区域沉降期[9]。断裂展布多为NE向，除控盆主断裂长期继承性发育外，多数断裂活动终止于始新世末期，控制平湖组及其以下地层沉积。研究区的钻井揭示：花港组上段发育较厚的滨浅湖泥岩，叠覆其上的龙井组下段发育较厚的曲流河(三角洲)砂岩，说明本区在渐新世晚期处于相对低洼带，渐新世末(约23.3 Ma B.P.)受花港运动影响，早期断陷盆地开始局部反转，结束了滨浅湖沉积环境，开始发育龙井组下段曲流河三角洲沉积体系。该套储层为本次研究重点。

2 古地貌恢复

古地貌恢复的基本原理是“回剥”，即通过“退变形”获得不同地质演化阶段某构造层的埋藏起伏变化[10]。古地貌恢复主要由构造恢复和原始地层厚度恢复两部分组成。由于目的层处于构造活动较弱的拗陷期，所以构造恢复可以忽略。按照沉积补偿原理，研究区拗陷期龙井组的沉积速度相对稳定，盆地内沉积物的堆积厚度与地壳沉降幅度大体相当，所以原始地层厚度与古地貌近似呈负相关关系，利用厚度变化可以反映古地貌形态[11]。原始地层厚度恢复包括残留厚度恢复、剥蚀厚度恢复、压实校正和古水深校正等部分[12]。由于目的层沉积环境属于河流、三角洲相，古水体较浅，并且地层基本没有遭受剥蚀，所以本文重点论述残留地层厚度恢复和压实校正两方面。

残留地层厚度反映了沉积盆地在经历长期地质历史时期后现今地层的分布特征[13]。由于盆地沉降过程中被改造，导致地层倾斜，产生不同的地层倾角α。目的层顶、底界面相减得到的地层视厚度不能代表地层真厚度，所以需对地层做倾角校正，进而恢复地层真厚度，校正公式为

Δd=(h2-h1)cosα

(1)

式中：Δd为地层现今真厚度；h1为目的层顶深；h2为目的层底深；α为地层倾角。h1、h2通过地震解释层位网格化后求得，α可利用地震倾角属性求得，代入(1)式后，换算出地层现今真厚度Δd。

沉积区域内由于压实作用，导致碎屑岩地层体积发生不可逆的减少，表现为上覆沉积物有效压力的变化，孔隙内流体的排出，空间上颗粒的重排。Athy(1930)对美国宾西法尼亚和俄克拉荷马南部二叠系页岩研究过程中，得出沉积地层的孔隙度值随深度呈指数倍数减小[14-16]，满足公式

qz=q0e-cz

(2)

式中：qz表示深度z处的岩石孔隙度；q0为地表岩石孔隙度；c为表征沉积物可压缩性的参数，即压实系数；z为地层埋藏深度。

在实际应用中，由于岩性不同，压实程度不同，因此要分岩性进行压实曲线的拟合。统计之前，先对测井数据进行筛选，选取泥质的体积分数(φ)>70%的较纯净泥岩和泥质的体积分数<20%的较纯净砂岩作为孔隙度统计样本点，分别拟合砂岩、泥岩孔隙度随深度的变化曲线，得出变化关系式(图2-A)。研究区内已有钻井的砂岩、泥岩孔隙度随深度变化关系分别为

qz,sand=0.48 e-0.00041 z

(3)

qz,shale=0.62 e-0.00095 z

(4)

可以看出，本区砂岩地表孔隙度约为48%，表现为松散状态；泥岩地表孔隙度更大，约为62%，主要是由于泥岩中黏土成分的多孔结构引起的。由于泥岩的岩石骨架比砂岩的松散，所以表征泥岩可压缩性的参数(压实系数)更大，为9.5×10-4m-1；而砂岩的压实系数为4.1×10-4m-1。

地层沉积成岩过程中，假设地层横向位置及岩石骨架体积不变，只有砂、泥岩孔隙度发生变化，所以得出公式[17-18]

Δd[S(1-qz,sand)+(1-S)(1-qz,shale)]

=d[S(1-q0,sand)+(1-S)(1-q0,shale)]

(5)

式中：d为压实校正后的地层厚度；S为砂地比(砂岩厚度/地层厚度)。

将(1)、(3)、(4)、(5)式联合，得出本区压实校正后地层厚度公式

d=(h2-h1)cosα[S(1-qz,sand)+(1-S)

(1-qz,shale)]/(0.38+0.14S)

(6)

其中z取目的层顶、底界面之间的中间深度。可以看出，原始地层厚度d为顶深h1、底深h2、地层倾角α、砂地比S的函数。

从微古地貌图中可以看出(图2-B)：中新世初期，研究区存在多个局部高点和低点，呈现为高低相间的地貌格局。工区内斜列发育3个局部凸起，其中低凸起1位于东北部，面积约220 km2，向西南方倾没形成缓坡；低凸起2长轴近南北向，面积达到230 km2，表现为东陡西缓特征，凸起控制了东部、北部低洼区的分布；低凸起3呈长条状分布于西南部，面积约400 km2，表现为西陡东缓的特征，主要影响了南部低洼区展布；受凸起区影响，低势区主要位于研究区中部，呈北东向分布，东西方向宽约8～15 km，南北方向长约70 km。水流携带陆源碎屑物质从高势区向低势区汇聚沉积，发育曲流河三角洲沉积体系。

3 正演模拟

3.1 高阻抗砂岩楔状体正演模拟

根据已钻井统计结果，设定泥包砂楔状体模型，楔状体厚度由0 m逐渐增加到160 m；设置砂岩纵波速度为 4 000 m/s、密度为2.4 g/cm3，设置泥岩纵波速度为 3 600 m/s、密度为2.33 g/cm3。由于目的层地震资料主频约为25 Hz，所以分别利用主频25 Hz的0°雷克子波、-90°雷克子波合成正演地震记录(图3)。

-90°雷克子波正演记录(图3-B)：砂体顶界面为波谷-波峰0相位反射，底界面为波峰-波谷0相位反射；砂体厚度<3λ/8(约60 m,λ为波长)时，表现为一个强波峰反射；砂体厚度为3λ/8(约60 m)～19λ/40(约76 m)时，表现为一个复合强波峰反射；砂体厚度>19λ/40(76 m)时，表现为2个独立波峰夹一个波谷反射。0°雷克子波正演记录(图3-A)：砂岩顶面为波峰反射，砂岩底面为波谷反射；砂体厚度<3λ/16(30 m)时，砂体顶面波峰反射上翘，偏离楔状体顶界。从正演记录与楔状砂体模型吻合情况上看：-90°合成地震记录能够更好地刻画砂体，所以可将0相位地震体做90°相位旋转用于地质体识别[19]。

从正演记录波峰振幅能量强度上看(图4)：砂体厚度约为λ/5(32 m)时，表现为最强的振幅能量响应[20]；当砂体厚度<λ/5时，砂体厚度与振幅强弱呈正相关关系；当砂体厚度为λ/5(32 m)～7λ/20(56 m)时，厚度与振幅强弱呈负相关关系；当砂体厚度>7λ/20(56 m)时，厚度与振幅强弱基本无相关性。当砂体厚度=3λ/10(48 m)时，0°子波正演记录振幅值与-90°子波正演记录振幅值相等；当砂体厚度<3λ/10(48 m)时，-90°子波正演记录振幅值更大；当砂体厚度>3λ/10(48 m)时，0°子波正演记录振幅值更大。工区已钻井揭示龙井组下段单砂体厚度基本小于48 m，所以砂体在-90°地震数据体上振幅能量更强，更易于被识别。

3.2 高阻抗砂岩合成地震记录

目的层为花港组上段(简称花上段)、龙井组下段(简称龙下段)，埋藏深度3.0～4.5 km，研究区内井6钻遇曲流河三角洲沉积(图5)。从纵波阻抗-伽马交会图中看(图6-A)：砂岩纵波阻抗集中在 (9 000～12 000)×106g/m2·s，泥岩纵波阻抗集中在 (8 000～11 000)×106g/m2·s，整体趋势是砂岩阻抗稍大于泥岩，表现为高阻抗砂岩特征。

利用-90°雷克子波完成井6合成地震记录(图6-B)，薄层高纵波阻抗砂体1、砂体2、砂体3均表现为强波峰反射，砂体被有效识别。砂体4上部阻抗与顶部泥岩的阻抗差异小，表现为弱振幅反射；下部阻抗增大，表现为强振幅反射：指示该套砂体上部的低阻砂岩可能具有更好的储集物性。厚层高纵波阻抗砂体5，只有顶、底表现为强波峰反射，砂体内部表现为弱反射，该套厚层砂体识别效果一般。

4 曲流河三角洲沉积特征

本文利用最大振幅属性完成曲流河三角洲平面几何形态识别。曲流河主河道沉积地层具有透镜状、强振幅波峰反射特征，边滩沉积地层具有单边叠瓦状、中强振幅波峰反射特征；三角洲平原分流河道沉积地层呈现为串珠状、较强振幅波峰反射，分流间湾沉积地层多为弱振幅波谷反射。同时，建立了本区曲流河点坝定量构型模式，总结了三角洲平原、三角洲前缘不同砂体沉积特征。

4.1 曲流河沉积特征

曲流河是以弯曲的单一河道为特征的地表水流[21]，主要发育于河流中下游的冲积平原地带。其上游多为辫状河流，下游入海(或者入湖)处转变为三角洲[22]。

目前为止，前人提出多种河流分类原则，例如：构造控制因素分类，沉积物搬运负载形式分类，结构成因分类和地貌形态分类。其中，按照河道地貌平面形态划分为顺直河、辫状河、曲流河和网状河，这种划分原则主要根据河道弯曲度、分汊系数等参数确定。弯曲度是指河道的弯曲长度与河道的延伸距离之比，低弯度河流(顺直河、辫状河)的弯曲度<1.5，高弯度河流(曲流河、网状河)的弯曲度>1.5。河道分汊指数是指每个平均蛇曲波长中河道沙坝的数目，分汊指数<1为单河道(包括顺直河、曲流河)，分汊指数>1为多河道(包括辫状河、网状河)[1,21-22]。

利用最大振幅属性完成龙井组下段曲流河识别(图7-A)。曲流河流向平行于盆地长轴，呈现为NNE-SSW向，河道南北延伸约30 km，河道宽度约0.5～1.7 km，东侧曲流河包括7个曲流段，西侧曲流河包括2个曲流河段，东侧曲流段(2～7)弯曲指数范围为1.57～5.12，西侧曲流段(8～9)弯曲指数范围为2.12～5.01，河流的弯曲指数大于临界值1.5，表现为曲流河特征。

图7-B为切过河道的-90°相移的地震响应剖面。由于河道砂岩纵波阻抗值稍大于泥岩，砂体地震响应为强波峰(红轴)，外形为短轴透镜状(图7-B中线1、线2、线5)。曲流河边滩(点坝)砂体的地震响应呈现为单边叠瓦状中强振幅波峰反射，为砂体单向迁移加积的结果(图7-B中线3、线4)；点沙坝内各个侧积体之间接触关系主要表现为2种：其一为冲刷接触关系，相邻侧积砂体之间没有泥岩隔层，砂体叠置成为一套，连通性较好，对应的地震响应为一套强波峰反射；其二，相邻侧积砂体之间披覆一些间洪期的泥质薄层(常称为“侧积泥”)，砂体连通性差，对应的地震响应为2套叠置的强波峰反射。

曲流河包括河道、边滩、牛轭湖、天然堤、决口扇等亚相，其中边滩(点坝)是最主要的地貌单元。边滩的形成与河流的侧向迁移有关，表现为河道的凹岸剥蚀与凸岸加积，形成向上变细的正粒序。根据前人研究[23-24]，点坝定量构型模式的建立是点坝预测的关键，高弯度曲流河单一点坝的跨度(河弯之间的长度)与河道宽度具有一定的线性关系。通过统计8个曲流段，拟合出河流满岸宽度与点坝跨度之间的线性关系式，相关系数达到90%(图8)，进而可以根据河道宽度估算出单一点坝的规模，这对点坝的预测具有重要意义。

4.2 三角洲沉积特征

西湖凹陷平北斜坡带渐新世末期为大型宽缓拗陷湖盆沉积环境，研究区龙井组下段识别出多套曲流河三角洲沉积体。曲流河三角洲为远源河流携带沉积物进入湖盆而形成的沉积体，往往发育于盆地较平缓的地区，包括三角洲平原、前缘、前三角洲等亚相。三角洲平原亚相可进一步划分为分流河道、沼泽、分流间湾等沉积微相；三角洲前缘亚相可划分为水下分流河道、分流间湾、河口坝及席状砂等沉积微相。由于河流携带陆源物质供给充沛，使三角洲逐步向湖盆推进，沉积物粒度总体呈现为下细上粗状，底部为远岸细粒沉积物，上部逐渐转变为以砂岩为主的近岸粗粒沉积物，同时伴随发育水流波纹、交错层理等各种沉积构造[1]。

图5-A中曲流河入湖(或者海)处，遇到湖盆边界挠曲(或断裂)坡折，可容纳空间突然增大，河道分叉、摆动，转换为三角洲沉积。图5-B中线1，主河道形成3条分流河道，单个河道宽度为250～400 m，地震相外形呈现为透镜状，以高阻抗砂岩为主的分流河道1、分流河道2表现为强振幅波峰反射；分流河道3波峰能量稍弱，指示该套砂岩阻抗值变小、物性稍好。随着水流往湖盆方向推进，分流河道数量进一步增多，图5-B中线2剖面为位于靠近三角洲前缘部位的下三角洲平原区沉积体，图中至少识别出6个分流河道沉积体，呈现为透镜状中强振幅波峰反射；河道间沉积体为弱振幅反射。

图5-B中线3为一条沿南北物源方向的地震剖面，剖面切过曲流河主河道、三角洲平原、前缘等沉积亚相，井6钻遇大套分流河道砂岩，井10钻遇三角洲前缘水下分流河道、远砂坝及席状砂微相，可以看出近物源区的主河道及分流河道沉积表现为中强振幅波峰反射(见井6处)，远离物源区的三角洲前缘砂体表现为中弱振幅波峰反射(见井10处)。

从地层对比图中看(图9)，井6钻遇139 m厚分流河道砂层组，岩性以细砂岩为主，顶部单砂体厚度最大达到39 m，砂地比约为92%；井10钻遇111 m厚水下分流河道及席状砂砂层组，岩性以细砂岩、泥质粉砂岩为主，单砂体厚度最大达到18 m，砂地比约为59%。可以看出，距离河口越远，砂体越薄、砂地比越小、沉积物越细。分析认为，三角洲平原分流河道携带大量的沉积物流向盆地低洼区，受水体搬运能量逐渐降低的影响，较粗粒的沉积物在近物源区堆积，逐渐形成分流河道砂、河口坝等沉积体；而细粒的悬移物往往被搬运至距河口较远处，堆积形成前缘席状砂、远砂坝及前三角洲粉砂和泥。

4.3 曲流河三角洲沉积模式

渐新世晚期至中新世早期，西湖凹陷处于拗陷期，多数断裂停止活动，早期凹凸相间的格局基本消失，形成了统一的凹陷。渐新世晚期，研究区处于滨浅湖沉积环境之下，钻井揭示花港组上段顶部普遍发育大套泥岩、粉砂质泥岩，夹杂薄层粉砂岩、细砂岩，表现为砂、泥频繁互层的特征，沉积物多属于滨浅湖泥岩及滩坝砂。渐新世末期，盆地经历了以剪切挤压作用为主的花港运动(约23.3 Ma B.P.)，开始整体抬升，湖盆范围缩小，研究区转变为曲流河三角洲沉积环境。

由于工区中北部抬升幅度大，形成局部低凸起1、低凸起2，西南部斜坡高部位形成北东向展布的低凸起3(图10)。受凸起包围的低洼带具有北高南低的特点，从而控制了水流携带碎屑物质由北往南流淌，在中北部地势相对平坦区发育了多条曲流河，形成了河道、点坝砂等微相的良好储层。

当水流汇聚到南部低洼地带时，可容纳空间突然增大，河道末端分叉、摆动，转变为三角洲沉积。其中，三角洲平原发育了多条指状分流河道，岩性以细砂岩为主，分选性、磨圆度好，表现为串珠状、中强振幅波峰反射特征，测井相为低伽马、高幅、微齿化-箱型(图9)；分流河道间发育大套泥岩，与分流河道砂体共同形成了泥包砂状岩性体。远离物源区的三角洲前缘主要发育水下分流河道、席状砂、远砂坝等微相，砂体厚度变薄，岩性以细粒粉砂岩为主，测井相为低伽马、中幅、齿化-漏斗形；三角洲前缘席状砂、远砂坝距离湖盆中心更近，受湖水波浪、潮汐改造作用更大，平面分布多呈平行于岸线的椭圆状，砂体分选性更好，质较纯，可形成良好的储层。

5 结 论

a.本区砂岩、泥岩地表孔隙度分别为48%、62%，表现为松散状态；砂岩、泥岩压实系数分别为4.1×10-4m-1、9.5×10-4m-1。微古地貌图显示研究区斜列发育3个局部凸起和1个低洼地带，水流易于携带碎屑物质在低洼处发育曲流河三角洲沉积体。

b.通过岩石物理分析，本区渐新统花港组上段、中新统龙井组下段砂岩纵波阻抗稍大于泥岩，表现为高阻抗砂岩特征。高阻抗楔状砂岩模型， -90°雷克子波正演记录表现为强波峰反射，厚度<48 m单砂体的振幅能量更强，砂体更易被识别。

c.本区曲流河弯曲指数为1.57～5.12，高弯度曲流段点坝跨度与河道宽度具良好的线性关系。主河道沉积的地震相具有透镜状、强振幅波峰反射特征，边滩具有单边叠瓦状、中强振幅波峰反射特征；三角洲平原分流河道沉积呈现串珠状、较强振幅波峰反射，测井相为低伽马、高幅、微齿化-箱型，分流间湾沉积多为弱振幅波谷反射。

d.三角洲砂体距离河口越远，沉积物越细，砂体越薄，砂地比越小，分选性和磨圆度越好；近河口处，发育多条指状三角洲平原分流河道，岩性以厚层细砂岩为主，分流河道间发育大套泥岩，形成泥包砂的岩性体；远离河口处发育薄层三角洲前缘席状砂、远砂坝，岩性以粉砂岩为主，平面上呈平行于岸线的椭圆状，分选性更好且质较纯，可形成良好的储层。