深水中央峡谷水道壁综合识别

廖 仪 刘 巍 马光克 邓海东 李 雷

(中海石油(中国)有限公司海南分公司，海南海口 524057)

0 概况

南中国海琼东南盆地深水区沉积物总体以半深海泥、深海泥沉积为主，其间发育大型峡谷体系，峡谷总体延伸方向为NE—NEE，起始于莺歌海盆地东部陆坡及越南东部陆坡，自西向东依次经过乐东、陵水、松南、宝岛和长昌等五个凹陷至西沙海槽，最终汇入西北次海盆，总长度约为570km，宽为9～30km[1]。该深水水道由于规模大、下切深、弯曲度低且较平直，故称为中央峡谷水道[2-3]。中央峡谷内钻遇的主要储层分别为黄流组峡谷水道轴部砂体、侧向加积体和天然堤砂体，总体沉积厚度大、物性较好[4-5]。2020年，深水L气田钻探A井，基于随钻电阻率和声波测井的地层压力分析显示，地层压力随埋深增加而增大，至峡谷水道上方地层压力系数接近1.4，进入峡谷水道后压力系数逐渐减至1.19，整个水道储层表现为正常压力系统。穿出峡谷水道后，地层压力系数急剧升至约1.54(表现为异常高压)。A井在峡谷壁附近钻遇厚为2.9m的独立气层，该套气层底部即为水道内、外两套不同压力系统的分界处。以压力系统分类，这套气层应属水道内的沉积物，其底部即为峡谷壁位置，井震标定于地震波谷(图1a)。2015年钻探的B井同样位于水道边部，钻遇水道内厚为17m的储层，穿出储层后钻遇上百米厚的泥岩。基于地质定义，峡谷水道壁为峡谷水道沉积物与早期半深海泥岩的接触面，井震标定于地震波峰位置(图1b)。

基于不同角度划分的A井(峡谷水道壁标定于黑色波谷)和B井(峡谷水道壁标定于红色波峰)峡谷水道壁地震响应特征具有显著差异，从而难以确定水道内的砂体解释方案，对该区探明地质储量落实和后续气藏开发带来较大不确定性。峡谷水道壁既是水道储层的边界线，也是水道内、外不同压力系统的分界区，对它的识别和确认有利于落实储层边界和提高地层压力预测精度。然而，目前业界对深水中央峡谷水道的研究主要集中于水道储层[6-9]，鲜有对于峡谷水道壁的研究。

因此，本次研究通过分析中央峡谷水道壁的测井、岩性、物性和地震反射特征，推测峡谷水道壁的沉积演化过程，然后通过正演模拟求证多种峡谷水道壁地质假设的合理性，落实峡谷水道壁的地震响应特征；之后结合区域物性和含气性规律，判断A井所钻厚为2.9m的薄气层的地层归属，评价峡谷水道壁沉积演化认识，最终落实峡谷水道储层边界，优化气田开发方案。

图1 A(a)井和B井(b)钻遇水道壁位置对比图

1 峡谷水道壁岩石物理特征

中央峡谷深水L气田存在4口钻穿水道壁或邻近水道壁的探井(图2)，彼此相隔几千米至十几千米不等。A井、D井均钻遇水道砂主体，测井解释显示水层厚度远大于气层、干层和层间泥岩段，因此水道砂整体的岩石物理性质主要由水层的岩石物理参数表征(表1)。测井曲线对比显示，当前水道内地层(图2红色虚线以上)相对水道外地层整体表现为高速度、低密度、高电阻率和低自然伽马的岩石物理特征(图2)。水道外岩石物理参数(表2，B井)表明，水道内、外地层密度差(0.18g/cm3)的数量级远小于地层速度差(524m/s)。因此地层速度对纵波阻抗影响更明显，即水道内整体表现为高纵波阻抗特征，水道外表现为低纵波阻抗特征。

图2 峡谷水道壁连井地层对比图

研究目标集中于水道壁(即图2紫色虚线与红色虚线之间)，发现区域上存在一套稳定的高速度、高密度、高电阻率、高自然伽马且厚度介于19～48m的正常压实泥岩地层(表3)，相对于这套地层，其下欠压实的巨厚半深海泥岩的速度、密度和电阻率均明显更低。

表1 峡谷水道内地层岩石物理参数

表2 峡谷水道外欠压实泥岩岩石物理参数

表3 峡谷水道壁位置正常压实泥岩岩石物理参数

2 峡谷水道壁沉积演化过程及正演模型验证

2.1 峡谷水道壁沉积演化过程

基于岩石物理特征，本文推测了峡谷水道壁沉积演化过程。琼东南盆地自中中新世末开始快速沉降，中央坳陷带(含中央峡谷发育区)迅速从浅海环境演变为半深海—深海环境，其中中央坳陷带沉降最大，水体最深，且从西往东明显变深。深水区先期堆积了巨厚的泥质披盖沉积(L气田G井钻遇半深海泥岩厚度达407m)，后期发育大量重力流沉积，其物源主要来自盆地西部及北部，其中重力流沉积区域包括近东西向延伸的中央峡谷[10]。中央峡谷区域的海洋沉积物起初具有极高的孔隙度和渗透率，随着沉积物负载增大，水道壁(水道沉积与半深海泥岩接触面)周围泥岩快速压实为非渗透性隔层，埋深更大的半深海泥岩中的孔隙水就不能纵向穿过上覆被压实的泥岩隔层，于是就在半深海泥岩孔隙间流动。地层内由于孔隙间流体受到新沉积负载而变成异常高压层，这些流体支撑了大部分总负载，并产生大于正常压实泥岩压力的孔隙流体压力，成为超压状态，这种超压是由不平衡压实或欠压实引起的[11-12]。

图3为推测的峡谷水道壁地质演化过程。由图可见：①在演化早期，峡谷水道壁为水道内沉积物与早期半深海泥岩的接触面，水道砂为储层，其间深海泥岩充填于各期水道砂之间，上覆泥岩为盖层。这套沉积组合处于正常静水压力梯度条件下，地层之间会发生流体交换(图3a)。②随着上覆荷载增加，地层压实作用增强，沿水道壁分布的具有一定厚度的半深海泥岩首先被挤压，将孔隙水排出到水道砂中，其孔隙度和渗透率随着压实作用的持续增强而逐渐降低(图3b)。③随着上覆荷载继续增加，这套沿水道壁分布的半深海泥岩最终被压实为非渗透性隔层，隔层顶面为地质意义上的峡谷水道壁，底面为两套不同地层压力系统的分界线，即峡谷水道壁和地层压力分界线并不是一个界面(图3c)。

2.2 峡谷水道壁正演模型验证

2.2.1 正演模拟信号旁瓣干扰压制论证

峡谷水道壁沉积演化认识是否合理还需要通过正演模型验证[13-15]。首先，针对单一反射系数开展论证分析。采用雷克子波正演模拟得到的不同主频正演信号均主瓣能量突出，旁瓣能量明显。当较强的旁瓣干扰(负相位)与真实波谷(负相位)位置重合时，难以判断波谷地震响应的真实性。实际地震资料的有效频宽为8～70Hz，因此进行主频为10～70Hz的雷克子波单频自激自收正演模拟，分别得到7个不同主频的正演信号，然后直接将其累加，拓宽其频带，得到累加正演信号(图4)。分析认为地震子波的分辨率与频带宽度有关，不论何种子波，随着频带加宽，子波旁瓣的连续振动相位数和能量逐渐减小，主峰逐渐变窄、变尖锐[16]，在提升信号分辨率的同时兼顾保真度[17]。

2.2.2 峡谷水道正演模型构建与分析

参考实钻结果，峡谷水道正演模型地层岩性组合由泥岩盖层、峡谷水道沉积、地层压力分隔带和半深海泥岩组成(图5)，表4为峡谷水道正演模型速度、密度参数。其中峡谷水道沉积相对半深海泥岩整体上呈高速度、高密度和高纵波阻抗特征，地层压力分隔带顶面为峡谷水道壁，底面为地层压力分界线。

图3 推测的峡谷水道壁地质演化过程(a)早期； (b)中期； (c)晚期

本文基于峡谷水道壁的地震反射结构，设计了三种地质模式，通过对比累加正演信号与实际峡谷水道壁地震响应特征的匹配程度判断各种模式的合理性。

第一种地质模式(图6a)认为，峡谷水道壁和地层压力分界线是同一个界面。岩石物理分析结果表明，水道内地层呈高纵波阻抗，水道外地层呈低纵波阻抗。正演模拟结果显示峡谷水道壁整体呈地震波谷响应特征。然而实际地震资料(图7)中水道壁附近地震波谷(黑轴)和波峰(红轴)响应均存在，正演模拟结果与其差异明显，因此本模式有待完善。

第二种地质模式(图6b)依然认为，峡谷水道壁和地层压力分界线是一个界面，但是假设水道外半深海泥岩纵波阻抗高于水道内。正演模拟结果显示水道壁地震响应变为强波峰(红轴)特征。由于气组Ⅲ砂体顶部为高纵波阻抗层间泥岩，因此气组Ⅲ砂体顶面地震响应为强波谷(黑轴)特征，与本模式峡谷水道壁的地震波峰响应产生耦合效应，使峡谷水道壁的波峰响应由于局部波谷影响出现断点现象。上述正演信号特征与实际地震资料在水道壁位置的波峰变化响应特征一致，说明沿峡谷水道壁确实存在一套更高阻抗的泥岩地层。

第三种地质模式(图6c)认为，峡谷水道壁和地层压力分界线是两个不同的界面，高纵波阻抗水道砂和低纵波阻抗半深海泥岩间存在一套具有更高纵波阻抗的泥质隔层。正演模拟结果显示峡谷水道壁为地震波峰(红轴)响应特征，但局部受气组Ⅲ砂体顶面地震强波谷(黑轴)影响出现断点；地层压力分界线为地震波谷(黑轴)响应特征。这种地质模式对应的正演信号特征与实际地震资料的信号响应特征高度匹配。

图4 10～70Hz雷克子波正演信号及其累加正演信号

图5 峡谷水道正演模型

因此，综合峡谷水道壁沉积演化认识和多种地质模式正演模拟信号与实际地震资料的对比结果，认为峡谷水道壁位置存在一套泥质的具有高纵波阻抗特征的地层压力分隔层。这套分隔层一方面限制其下方巨厚半深海泥岩中大量孔隙流体的及时排出而成为低速度、低密度、低电阻率等具欠压实特征的高[18]压地层；另一方面成为具有十几米至几十米厚的地层压力过渡带，使水道内、外不能发生流体压力交换，水道内的正常压力系统和水道外的异常高压系统得以共存。实际水道位置的地震波峰是峡谷水道沉积(高纵波阻抗)与压力分隔层(更高纵波阻抗)的界面响应特征(图7蓝色虚线)，而外侧的波谷是压力分隔层与欠压实泥岩(低纵波阻抗)的界面响应特征(图7红色虚线)。峡谷水道壁是地层压力分隔层的顶面，地层压力分界线是地层压力分隔层的底面，两者对应两个不同的地震反射界面。

表4 峡谷水道正演模型速度、密度参数

图6 峡谷水道壁不同地质模式(左)及其正演模拟剖面(右)(a)模式一； (b)模式二； (c)模式三

图7 峡谷水道壁及地层压力分界线地震解释剖面

3 实际资料分析验证

3.1 区域物性资料对比验证

假设峡谷水道壁和地层压力分界线为同一界面，并据此划分A井地质层位。1610～1650m井段为气组Ⅱ，其下方厚为2.9m的薄层为气组Ⅲ(图8)，气组Ⅱ和气组Ⅲ为中央峡谷水道黄流组重力流沉积。气组Ⅱ(图9a)各井储层物性随泥质含量而变化，在泥质含量相当的情况下，A井与C井孔隙度和渗透率极为接近(孔隙度大于18%，渗透率大于30mD)；气组Ⅲ(图9b)受地层埋深压实作用影响，C井、D井和E井的储层物性整体变差(孔隙度小于17%，渗透率小于13.5mD)，A井气组Ⅲ(即厚为2.9m的薄气层)的泥质含量与C井相当(约10%)，但储层物性好于其余各井(孔隙度大于19%，渗透率大于30mD)。

井中物性资料表明，A井区气组Ⅱ储层物性与峡谷水道砂相当，气组Ⅲ储层物性与其余各井存在显著差异。相关研究[19-22]认为，泥质底床对重力流沉积过程具有反作用，当重力流底部剪切力显著大于底床强度时，重力流下部会直接进入底床并保持其原有形态继续发生侵蚀搬运，随后再与底床发生混合，降低重力流砂泥比。因此，A井钻遇的厚为2.9m的薄气层可能是水道重力流侵蚀半深海泥岩后的混合产物。测井曲线(图8)显示，分隔层内声波速度随埋深增大逐渐减小，该套薄气层处于压力分隔层底部，毗邻下伏高压地层，储层物性受地层高压保护，所以在地层埋深和泥质含量与其余各井相当的情况下，保持了更优质的储层物性，并与水道内正常压实的储层物性差异明显。

图8 峡谷水道壁测井资料

图9 气组Ⅱ(a)、气组Ⅲ(b)最小振幅属性图紫线为含气层边界

3.2 区域含气性对比验证

中央峡谷水道储层含气后具有明显的地震反射亮点特征，L气田多口探井已证实最小振幅属性对储层含气性的良好指示意义[23]。以地震资料进行振幅流体定量化统计，当最小振幅值为-2时可以有效区分气层和非气层(图10)，且含气边界与振幅属性包络吻合程度较高(图9)。A井在气组Ⅲ构造高部位钻遇厚为2.9m的气层，未钻遇水层，因此以构造等值线最低圈闭线确定A井区控制储量。控制储量区域内最大气层厚度为16.3m，D井区(气层厚度为15.1m)和E井区(气层厚度为7.6m)均表现为强振幅响应特征，而A井区和东北方向F井区均表现为水层弱振幅响应特征，因此将A井钻遇的厚度为2.9m的气层划入气组Ⅲ且以构造等值线最低圈闭线确定其控制储量，与L气田整体的含气性认识矛盾，存在较高的地质风险。

综上所述，假设峡谷水道壁和地层压力分界线为同一界面，并将A井紧邻地层压力分界线之上的厚度为2.9m的薄气层划分至峡谷水道沉积中，会导致其与区域储层物性分布规律和储层含气性认识之间的明显矛盾。因此，上述假设不成立，峡谷水道壁和地层压力分界线应为两个不同界面，且两者之间为地层压力分隔层。

图10 中央峡谷水道L气田储层流体振幅定量化统计图

4 结论

(1)综合区域测井、岩性、物性和地质认识，使用地震资料可识别水道壁地层压力分隔层的地震响应特征，该特征为深水区峡谷水道内、外地层压力急剧变化点的判别标志。若结合高精度地震速度模型可进一步提高钻前地层压力预测精度，减小工程实施风险。

(2)单频正演模拟信号具有较强的旁瓣能量，当旁瓣干扰与真实地震响应在某一位置重合时，该位置地震响应的可靠性存在较大不确定性。通过直接累加多个低频到高频的单频正演信号可以得到主瓣能量突出、波形尖锐、旁瓣相位数与能量高度收敛的累加正演信号，该信号对正演模型的识别更精准，具有高分辨率和高保真度的特征，可为后续研究提供可靠的分析数据。

(3)琼东南盆地深水区中央峡谷水道壁内、外两个不同的地层压力系统间存在一套平行峡谷壁分布的泥质非渗透性压力分隔层，整体上相对于底部欠压实的半深海泥岩表现为高速度、高密度、高纵波阻抗、高电阻率和高自然伽马的岩石物理特征。这套压力分隔层厚度为十几米至几十米不等，使水道内、外不能发生流体压力交换，进而使中央峡谷水道内正常压力系统和水道外异常高压系统共存。压力分隔层顶部为峡谷水道壁，整体上对应地震波峰响应，局部受水道内地层岩性组合纵波阻抗差异变化和波形干涉影响，水道壁波峰能量会出现减弱或断点现象；压力分隔层底部为地层压力分界线，对应地震波谷响应，相对稳定分布。

(4)由于水道重力流对泥质底床的侵蚀作用，可能导致压力分隔层中存在部分薄砂体，对这些薄砂体的地层归属需要结合区域物性和含气性认识综合判别。

(5)明确了深水中央峡谷水道壁的地震响应特征，对砂体边界落实、减小深水L气田的地质储量评价风险及深水气田水道壁研究具借鉴意义。