开平凹陷文昌组沉积特征及半深湖空间分布*

熊连桥

(中海油研究总院有限责任公司 北京 100028)

20世纪70年代以来，围绕开平凹陷油气勘探在坎坷中前进，90年代钻井均未获得油气发现，究其原因在于缺少油源断层沟通文昌组烃源岩和第三系[1]。由于缺乏信心，一直到2011年，开平凹陷近15年没有钻井；2012年对开平凹陷的重新研究使钻井获得突破，再次引起了勘探家们的重视。但是截止目前，开平凹陷内的钻井均有油气显示，却无规模油气田发现，形成有油无田的局面。文昌组半深湖相分布刻画直接影响凹陷内油气资源量评价和勘探目标选取，对寻找规模油气田至关重要。有学者对开平凹陷层序格架[2]、边界断层的几何学与运动学[3-4]及文昌组区域沉积体系[5-6]开展过研究，但对文昌组内部沉积相带划分和半深湖分布范围仍缺乏系统认识。

珠二坳陷周边呈环剥蚀特征[7]，文昌组沉积期间，开平凹陷北部的神狐暗沙隆起和东部的云开低凸起可为凹陷提供物源；先存断裂控制的古沟谷、构造变换带、古洼槽可作为沉积物搬运通道；坡折带和洼陷区成为碎屑物堆积区域；根据“源-渠-汇”沉积体系分析，凹陷早期各次洼分隔，发育近源沉积扇体；中期水体连片，深湖相发育；晚期被辫状河三角洲覆盖[5-6]。开平凹陷从四周到洼陷中心，发育扇三角洲-辫状河三角洲-湖泊沉积体系。古新世以来，开平凹陷经历了多期构造运动[8-9]，凹陷内文昌组断裂系统复杂，并且仅有4口井钻揭文昌组上部，文昌组沉积相识别难度大。

利用开平凹陷二维、三维地震数据和有限的钻井数据，在古气候、沉积环境和古水深分析基础上，结合区域地震反射特征类比开展文昌组沉积相划分，建立相应的沉积相模式。在地质认识的基础上，利用多属性神经网络深度学习方法对半深湖相空间分布进行了预测。以期为开平凹陷烃源岩评价提供依据。

1 区域地质背景

开平凹陷位于珠江口盆地珠二坳陷中部，开平凹陷面积6 200 km2[1,10]，现今水深200～500 m，以云开低凸起与白云凹陷分隔(图1)。开平凹陷和白云凹陷均发育文昌组，开平凹陷属于断陷型凹陷[11]，凹陷内主控洼断层规模较小，但沉降幅度大[8]。古新世以来，凹陷经历了初始裂陷、持续裂陷、裂后沉降早期、裂后沉降晚期和新构造运动五个演化阶段[8]。多期构造运动导致文昌组发育复杂的断裂系统，主洼南北两侧发育两个花状构造带(图2a)。凹陷内自下而上划分为文昌组、恩平组、珠海组、珠江组、韩江组、粤海组、万山组和第四系(图2b)，开平凹陷中心厚度可达22.5 km，比白云凹陷中心厚4.5 km[12]。

图2 过开平凹陷主洼Line4661剖面(位置见图1b)及开平凹陷地层柱状图

开平凹陷文昌组最大厚度5 200余米[13]，文昌组内部识别出T81—T85五个界面，将文昌组划分为六段，以T83为界将文昌组划分为上文昌组和下文昌组[4,9]。下文昌组属于断陷一幕构造层，发育辫状河三角洲、扇三角洲、滨浅湖、半深湖相；上文昌组属于断陷二幕构造层，发育主要为辫状河三角洲沉积[9]。前人研究表明，开平凹陷文昌组半深湖相可以作为优质烃源岩[14-15]，因此可以认为，明确了半深湖相空间分布也就基本明确了烃源岩分布规律。

文昌组沉积早期，主洼为南断北超，晚期为北断南超半地堑[16]。根据凹陷基底构造特征，开平凹陷文昌组可划分为西洼、西南洼、主洼、北洼和东洼五个洼陷(图1b)。主洼文昌组最大厚度4 300余米，表明文昌组沉积时期可容空间较大。

图1 开平凹陷地理位置(据文献[8])及基底埋深

2 沉积环境分析

2.1 古气候与沉积环境

通过A1井孢粉和藻类组合分析[17]，总体上3 000 m以下井段生物化石较少(图3a)。该井段检测到水龙骨单缝孢、双束松粉和常绿栎粉含量较高，有少量桤木粉、柯氏双沟粉和五边粉，其中五边粉分布上限为2 966 m，这一深度处常绿栎粉含量突然增高。这些孢粉组合反映文昌组沉积时期为温暖略干的气候环境。A1井3 400 m和3 700 m检测到蕨类孢子、被子植物、孢粉、河湖相藻类和少量裸子植物花粉(图3b)，河湖相藻类主要为环纹藻、角凸藻和百色藻等非海相藻类。湖沼相内水生植物及藻类非常发育，说明当时气候温暖湿润，是水源充足、湖泊十分发育的地区[11-12]，因此，文昌组沉积期间处于河流-湖泊环境。

图3 A1井不同深度段孢粉含量特征(a)及藻类含量特征(b)(据文献[17])

已钻井地化分析表明，取心分析数据Pr/Ph小于3，部分泥岩样品TOC能达到1.56%、S1+S2及IH反映出这些泥岩具备一定的生烃潜力(图4)，说明沉积物发育于还原-弱氧化环境[18]，沉积物长期处于水平面之下。

图4 A4井钻井地化剖面特征

2.2 古水深变化

通过古水深分析，可为沉积相划分提供依据。古水深的计算主要通过微体古生物化石[19]、沉积构造[20]或三角洲地震前积反射特征[21]，相比之下古生物化石能定量分析古水深。有学者研究认为，由陆地到海洋，Fe/Mn和V/Ni值减小，可作为判断水深的依据[22]。砂岩中的自生矿物能间接反映古水深，结合浪基面取值，通过加权平均可估算研究区古水深区间[23]。

A4井元素分析得到Al/Ti(a)、Fe/Mn(b)、Sr/Ba(c)的值，通过归一化、计算偏移距和加权系数，得到古水深估算方法：

归一化：mi=(Xi-Xmin)/(Xmax-Xmin)

偏移距：ni=mave-mi

加权系数：Ki=nai+nbi+nci

Hi=(Ki-Kmin)×Hw/(Kmax-Kmin)

其中：mi为元素比值的归一化数值；mave为归一化数值集的均值；Xi、Xmin和Xmax代表元素比值、元素比值数据集最小值和最大值；ni为元素比值的偏移距；nai为Al/Ti值偏移距，nbi为Fe/Mn值偏移距，nci为Sr/Ba值偏移距；Ki为同一深度点，元素比值偏移距的加权系数；Kmax为加权系数最大值；Kmin为加权系数最小值；Hi为古水深；Hw为浪基面，取值20 m。

计算结果如图5所示，自下而上，Al和Fe元素含量逐渐升高，到T83时出现极高值并产生回返，Al/Ti值逐渐降低，越过T83则发生较大突变，并且Fe/Mn值为极大值，T83也代表水深变浅的界面。T83界面向上，Al和Fe元素含量总体较低，下部含量比较平稳，上部含量变化较大，总体由低向高变化；Fe/Mn、Sr/Ba比值在T82处为极小值，反映出古水深也是最大。T82向上Al元素含量相对比较稳定，Fe元素变化比较剧烈，Al/Ti值平稳，Fe/Mn值由极高值向上变小，Sr/Ba值比较平稳，古水深向上逐渐变大，表明湖泊在扩张。总体上，钻井揭示的层段大多发育在水平面之下、浪基面之上，T82和T83为水平面变化比较剧烈而形成的层序界面。

图5 A4井钻井元素含量分析古水深变化

3 沉积相与沉积模式

3.1 沉积相类型

通过已钻井岩心、测井曲线分析，钻井与地震结合识别出辫状河三角洲、滨湖、浅湖，通过区域地震反射特征类比，识别出扇三角洲、半深湖；根据文昌组各层段沉积相带识别，分析半深湖相沉积演化规律。在开平凹陷，A1井钻遇文昌组四段上部，是钻遇文昌组层段最多的井，以该井为例，结合沉积相识别标准，开展单井相分析(图6)。文四段至文三段为辫状河三角洲沉积，发育水下分流河道、河口坝、前缘席状砂及分流河道间微相；文三段顶部至文二段底部为湖侵最强大、物源供给最小时期沉积，Fischer曲线反映此时可容空间最大，以湖泊沉积相为主，下部为滨湖沉积，上部为浅湖沉积，发育滨湖泥、滨浅湖砂坝和浅湖泥微相；文二段上部至文一段可容空间减小，以辫状河三角洲沉积为主。

1)辫状河三角洲。

钻井揭示，具备发育1 m厚的煤层，表明存在出露于水面的环境，结合钻井岩心和粒度分析判断文昌组辫状河三角洲发育平原和前缘亚相(图6)，其中辫状河三角洲平原发育辫状河道和越岸沉积微相，辫状河三角洲前缘发育水下分流河道和分流河道间微相。

图6 A1井单井相综合柱状图

由于地震分辨率低，难以区分出辫状河三角洲亚相和微相，故仅能通过地震反射特征描述辫状河三角洲相。文昌组地震剖面可见中—低频、中—差连续、楔形前积的地震反射特征，并且延伸较远，将其定为辫状河三角洲相。

2)扇三角洲。

开平凹陷属于断陷型凹陷[12]，凹陷内主控洼断层规模较小，但沉降幅度大[8]。根据“源-渠-汇”沉积体系分析，凹陷早期各次洼分隔，发育近源沉积扇体[6]。因此，开平凹陷文昌组发育冲积扇或扇三角洲。

3)滨湖与浅湖。

滨湖与浅湖位于洪水面和枯水面之间，滨湖时常暴露于水面，浅湖长期被水体覆盖[24]。波浪作用较强，但滨湖多为泥质粉砂岩或粉砂质泥岩，浅湖以灰色块状泥岩为主。滨湖在录井上表现为砂泥岩薄互层(图6)，整体厚度仅数米厚；浅湖在录井数据表现为厚层的泥岩夹薄层泥质粉砂岩(图6)，厚度可达数十米。滨湖与浅湖相邻，浅湖发育在厚度较大，地理位置较低的部位，地震剖面上表现为中—高频、连续、平行席状地震反射；而滨湖亚相在较高部位，地震剖面上表现为中低频、连续、亚平行席状地震反射。

4)半深湖。

珠二坳陷始新统文昌组具备发育湖相烃源岩条件，并且烃源岩质量较好[14-15]。通过白云凹陷钻井揭示，文昌组发育Ⅰ—Ⅱ型好烃源岩[8]，表明珠二坳陷确实有好烃源岩发育。开平凹陷位于珠二坳陷西南部，目前虽然没有钻井证实文昌组发育好的半深湖相烃源岩，但是有学者通过油源对比、区域类比认为开平凹陷文昌组发育半深湖相优质烃源岩[14-15]。

由于开平凹陷没有钻遇半深湖相泥岩，对半深湖相的认识主要来自于研究比较成熟的珠一坳陷[25]。低频、连续、强振幅或席状弱振幅-空白地震反射特征可用于识别半深湖相泥岩[26-29]。珠一坳陷陆丰凹陷钻遇半深湖相显示(表1)，半深湖相泥岩地震上表现为主频15 Hz左右，连续性5.1～10.9 km，地震振幅比1.3～1.8，表明低频、连续是半深湖相在地震剖面上的共同特点，振幅的强弱并不能指示半深湖相。

表1 陆丰凹陷文昌组半深湖相综合识别标志

将陆丰凹陷和开平凹陷地震反射特征对比表明(表2)，2个凹陷的辫状河三角洲相都可见楔形前积反射特征，滨湖与浅湖相地震反射为平行—亚平行状，主频中—高，这些相带地震反射特征相似，说明开平凹陷发育的沉积相带可以与陆丰凹陷进行类比。开平凹陷疑似的半深湖相泥岩地震反射与陆丰凹陷有井证实的半深湖相地震反射相似，均为平行—亚平行，低频、连续，中—弱振幅，故判定开平凹陷存在半深湖相。

表2 开平凹陷与陆丰凹陷文昌组不同相带地震反射特征类比

3.2 沉积模式与半深湖相演化

基于区域地质背景、基底构造特征(图1b)和沉积特征识别，建立起开平凹陷文昌组三角洲-湖泊沉积模式(图7)。分析认为，开平凹陷周缘发育辫状河或扇三角洲，主洼北部受低角度伸展断层控制，主要沉积三角洲砂体；主洼南部，断阶控制控制了砂体分布范围，半深湖相主要分布在主洼南部，控洼断层下降盘，不同时期半深湖相发育规模不同。

图7 开平凹陷文昌组沉积模式

根据开平凹陷文昌组不同层段沉积相识别，总结出文昌组沉积演化规律(图8)。由于开平凹陷重点关注半深湖相烃源岩的分布，本文重点对半深湖相演化规律进行介绍。

图8 开平凹陷文昌组沉积演化

文六段沉积时期，开平凹陷为双断结构，凹陷南部水体较深，发育小范围的半深湖相(图8a)；文五段沉积时期凹陷仍属于断陷阶段，持续扩张，使得半深湖相发育范围有所扩大(图8b)。

文四段沉积时期，开平凹陷北部发生拆离，属于拆离-断陷阶段(图8c)，此时湖盆扩大，半深湖范围达到最大。

文三段沉积时期，凹陷进入拗陷阶段，湖盆仍在扩大，但水体变浅，半深湖开始萎缩(图8d)，到文一、二段沉积时期，半深湖相消失。

4 半深湖相分布定量预测

长期以来，学者们一直坚信开平凹陷文昌组发育半深湖相烃源岩，但是至今没有井钻遇厚层优质的半深湖相烃源岩，文昌组半深湖相烃源岩究竟如何分布是目前油气勘探比较关心的问题。基于上述研究，建立起开平凹陷文昌组半深湖相分布范围的地质认识。在地质认识约束下，选取主测线和联络测线各3条地震剖面，在地震剖面上从文六段至文二段，将断层附近、厚度较大、低频、连续的区域设置为半深湖相种子点。集合种子点的主频、频率面积、瞬时频率、瞬时相位、噪声等地震属性，利用多属性神经网络深度学习技术，初步对半深湖烃源岩空间分布进行了预测。

经过有监督的多属性神经网络深度学习，刻画出开平凹陷文昌组半深湖空间分布范围(图9)。平面上，文六段有少量半深湖相发育(图9d)，文五段开平凹陷主洼半深湖相面积达到95 km2(图9c)，文四段半深湖相分布面积最大，仅主洼就达到166 km2(图9b)，文三段主洼半深湖面积101 km2(图9a)。

利用三维空间雕刻计算方法对文六段至文四段半深湖相体积进行定量计算，得到主洼内，文六段半深湖相体积7.4 km3，文五段体积67.9 km3，文四段体积98.6 km3，文三段体积42.5 km3。实际上主洼东部以及东洼还有半深湖相分布(图9)。

图9 开平凹陷文六段至文三段半深湖相空间分布定量预测

因此，开平凹陷文四段半深湖相烃源岩的规模最大。同时，主洼南部的控洼断层为同沉积断层，断穿整个文昌组，直到恩平组末期停止活动。这条控洼断层即为通源断层，油气生成后可优先沿断层向上覆地层运移，与多期的构造运动[8]形成的多种类型构造圈闭、构造-岩性圈闭相连通。

5 结论

1)开平凹陷文昌组为河流-湖泊沉积环境，气候温暖略干，钻井仅揭示了文昌组沉积时期水体较浅的辫状河三角洲前缘、滨湖、浅湖亚相。

2)文昌组发育扇三角洲-辫状河三角洲-湖泊沉积体系，识别出辫状河三角洲平原和前缘亚相，滨湖、浅湖和半深湖亚相。低频、连续席状地震反射特征是文昌组半深湖相识别标志。

3)通过有监督的多属性神经网络深度学习，实现了半深湖相空间分布定量预测，认为开平凹陷主洼文四段半深湖相面积达166 km2，体积达98.6 km3，预测主洼东部及东洼同样发育半深湖相。

致谢：非常感谢中海油研究总院有限责任公司赵钊、王龙、李建平、谢晓军、廖计华等为本文的修改提出了建设性意见。