南海深水中央峡谷下切水道识别及对储层非均质性影响

刘 巍，胡 林，廖 仪，王玲玲，贾曙光，吴为正

（1.中海石油（中国）有限公司海南分公司研究院，海南 海口 570100；2.北京金海能达科技有限公司，北京 102299）

琼东南盆地探明程度低，具有极大的储量增长潜力[1]，部分气田储量动用难度大，需要加大地球物理预测技术的研究力度，建立琼东南盆地深水勘探成熟区目标搜索技术体系[2-3]。

琼东南盆地先后发现多个以中央峡谷水道砂体为储层的气田，水道不仅是沉积物运移的通道，水道及其相连的天然堤还是良好的油气储层，成为油气勘探的目标[4-5]。学者们从沉积充填特征、成因演化、储层发育模式和油气成藏模式等对深水区峡谷水道进行研究[6-9]。地震相特征是识别水道的有效途径，早、中新世陆坡区浊积水道在地震剖面上具有强-弱振幅交替反射和相互叠置的地震反射特征，局部具有杂乱反射的特点，整体呈“U”形或“V”形，砂岩填充，是有利的含气储层[10-11]。田兵等（2017）综合应用沉积相、相干处理、地震属性等地震技术对三维区块内珠江组上段沉积水道体系展布进行识别，定性分析水道砂岩储层有利相带分布特征[12]。储层内部（水道主体）以泥岩充填为主的水道，在常规地震剖面上，水道横剖面形态多具有典型的“V”形或“U”形特点，下切深度几十米，底部强反射边界，内部弱振幅反射清晰。李丽等（2012）应用三维可视化锁定沉积水道位置，沿层相干切片刻画水道平面几何形态，十字剖面反映水道的剖面几何形态、地震属性分析技术预测水道充填岩性，得到南海北部陆坡区更新世泥质沉积水道的展布，水道的侧向加积及砂坝部位中强振幅反射通常指示偏砂相储层[13]。

储层非均质性是储层表征的核心内容，得到诸多学者的重视[14-15]。从宏观发育特征和微观孔隙结构展开研究，宏观非均质性又分为层内非均质性、层间非均质性和平面非均质性三类[16]。平面非均质性从储层的几何形态、规模、连续性、物性及含油性等方面进行表征[17]。琼东南盆地的浊积水道储层构形特征、沉积微相类形、隔夹层平面展布特征、后期泥质水道切割、块体流改造及侧向加积体等影响着储层平面非均质性[18-20]。后期下切水道的改造作用在水道迁移改造后被泥岩或粉砂质泥岩充填，厚度较小[21]。每期砂体沉积后，被泥质水道冲刷、切割，下切较浅的砂体仍连片分布，而下切较深、改造强烈的砂体则形成具有侧向遮挡的多个岩性圈闭[22-23]。

本文以琼东南陵水凹陷L25 气田为研究区，综合地质、地震、数值正演方法，分析不同尺度和内部填充的下切水道的地震波组特征，再结合地貌平面特征识别水道展布。分析下切水道对储层平面非均质性的影响，指导浊积砂体储层预测，评价储层非均质性对油气藏开发的影响。

1 储层特征和沉积演化

琼东南盆地是近东西向延伸的新生代陆缘张裂型含油气盆地，具有“南北分带、东西分块”的构造特点（图1）。自北向南主要包括北部坳陷、中部隆起、中央坳陷和南部隆起4 个一级构造单元[24]。深水区中央坳陷带内展布“轴向样式”的中央峡谷体系，该峡谷长425 km，宽9～30 km，自西向东依次经过乐东-陵水凹陷、松南低凸起、松南-宝岛凹陷和长昌凹陷。西北部物源和红河断裂带构造活动控制了西侧头部区域浊积水道的形成和发育；西北部物源、北部陆坡的沉积物供给、构造地貌特征等控制了峡谷自西向东的运动，影响了峡谷内部的充填结构[25]。

图1 琼东南盆地研究区位置

新近系中新统黄流组多期浊积水道砂体组成的岩性圈闭群是深水西区陵水凹陷LS25 气田主要的含气储层，具有“多藏独立、纵向叠置”的特点，储层非均质性强[8，26-27]。自上而下划分为Ⅰ、Ⅱ上、Ⅱ下、Ⅲ、Ⅳ和Ⅴ气组，地层厚度大、发育稳定的Ⅱ下和Ⅲ含气气组是重点研究对象（图2）。钻遇井显示，Ⅱ下气组厚度为140.40～169.90 m，Ⅲ气组厚度为110.95～134.50 m，两者岩性类似，都表现为“一泥二砂”的特征，天然气主要分布在气组顶部。两气组各自划分为3 个砂层组，Ⅱ下1、Ⅲ1和Ⅲ2是主力含气砂层组。Ⅱ下1和Ⅲ1砂层组厚度较大，平均厚度分别约为77.00 m 和43.00 m，岩性均以砂岩为主，内部发育多个厚薄不均的隔夹层，局部发育泥质下切水道，与隔夹层一起切割砂体储层，形成岩性圈闭。

图2 琼东南盆地地层划分

利用层拉平技术，依据气组砂体加积、叠置特征，开展晚期水道体系沉积演化分析。共划分了8 个次级层序（SQ1～SQ8）（图3a）、3 个演化阶段（图3b）。演化阶段分为滞留沉积阶段（SQ1～SQ2）、Ⅲ气组沉积阶段（SQ3～SQ5）、Ⅱ下气组沉积阶段（SQ6～SQ8），是纵向多旋回“韵律式”叠加沉积模式。Ⅲ1砂层组发育一条与峡谷水道平行的北东向泥质下切水道。

图3 晚期水道体系演化阶段

2 下切水道识别

图4 是下切水道识别技术流程，从地震波组剖面和地貌平面两个方面进行多资料多属性下切水道的识别。

图4 下切水道识别技术流程

2.1 地震波组剖面特征

基于高分辨率地震资料，依据地震波外形、内部反射结构、振幅能量等地震可识别特征刻画下切水道剖面形态。受地震资料品质及海底地形等影响，下切水道的识别存在一定程度的多解性，可借助地震正演模型加以验证。研究下切深度和内部不同填充物的地震响应特征（图5a），各地层和下切水道参数见表1。层3 是砂层，厚度为100.00 m。①～③组的下切水道内部设置3 种填充速度，根据储层地质参数特征，大致对应泥岩、粉砂质泥岩和泥质粉砂岩。每组有6 种下切深度，分别是10、40、70、100、130 和160 m，宽度为988 m。然后进行自激自收地震数据采集，主频为23 Hz，结果如图5b。①组泥岩下切水道与上覆厚层泥岩速度一致，下切水道无顶部反射；下切深度从10 m 增大到70 m 时，小于砂岩厚度，下切水道底部逐渐接近砂层底部，两者反射叠合，弱反射能量增强，最后强于围岩地层；下切深度不小于100 m 时，此时大于砂岩厚度，底部呈“V”形或“U”形反射较弱。②组粉砂质泥岩下切水道速度略小于上覆厚层泥岩，下切深度10 m 和40 m 时，顶底反射没分开，出现弱反射特征；下切深度70 m 的下切水道顶底反射分开，出现一个波峰，下切水道底部接近砂层底部，两者反射叠合，出现强反射特征；下切深度大于砂岩厚度时，出现“V”形或“U”形弱反射特征。③组泥质粉砂岩下切水道速度接近于砂岩围岩，具有中-弱负反射特征，边界处反射更弱。综合分析认为，40 m 的下切深度能够在地震剖面上识别出波组特征，与垂向分辨率接近；下切深度（70 m）接近围岩砂体深度（100 m）但还没有完全隔断砂体时，底部反射能量增强，是下切水道波组特征的一个特例；下切水道内部填充砂岩越多，负振幅越弱。对比表2 的下切水道反射特征，下切深度为40 m、填充粉砂质泥岩的下切水道（②-2）具有与实际类似的响应特征，呈现“U”形或“V”形边界。

与实际下切水道的截面特征对比，综合识别下切水道，外形都表现为顶平底凹的对称或不对称“U”形或“V”形特征。地震振幅变弱，呈现弱振幅波谷特征，认定此类特征的下切水道是粉砂质泥岩填充，下切深度40 m，与实际剖面对应关系较好（表2）。

表2 下切水道正演模拟剖面和实际剖面特征对比

实际情况如图6 所示，AA’是过研究区西部的地震剖面，上边显示Ⅱ下1、Ⅲ1 两个砂层组各有一个顶平底凹的“U”形边界，内部呈弱波谷特征的地质体，正演模拟分析是两条下切水道的截面（图6a，AA’的位置参见图7b）。Ⅱ下1砂层组的水道宽度较大，下切砂体深度50 m，水道横向宽度765 m，导致地层波组特征发生变化，更容易识别。研究区东部BB’位置处两砂层组有多条水道分支，略有“V”形弱波谷特征，横向宽度和下切深度较小，BB’位置处的切割砂体深度都小于40 m，识别较难（图6b）。

图6 研究区西部和东部地震剖面下切水道特征

2.2 地震地貌平面特征

将井资料的合成地震记录的保幅性分析和实际资料处理相结合，相邻地震道的振幅相对关系得到保持，地震数据的信噪比和分辨率有所提高。结合下切水道波组剖面与地貌平面特征，参考浊积水道平面走向趋势，以Ⅲ1砂层组为例，结合多属性综合解释、刻画深水浊流体系下切水道边界及形态等平面特征，减少多解性。

沿层相干切片检测水道及储层突变边界，复合视频（RGB）时频三原色利用调谐厚度原理表征储层厚度等地貌变化，下切水道发育位置表现为明显相干低值异常，RGB 切片亮度分析的水道平面突变边界与相干特征类似。W1 井区储层砂体分布稳定、厚度大、平面变化小，波阻抗和孔隙度较高，是含气有利区，也证实了下切水道以泥质充填为主。W5 井区东北部存在多条泥质下切水道分支，具有低波阻抗和低孔隙度的特征，变化大、分割性强、非均质性强（图7a）。

取相干、波阻抗反演和孔隙度三种优势属性进行基于主成分分析的多属性融合，得到Ⅱ下1砂层组泥质下切水道平面展布（图7b）。研究区西部水道是一条主水道，边界清晰，宽度为700～1 500 m，下切深度为30～60 m；中部和东部水道呈树枝状发散形态，宽度和深度较小，单一属性识别难度增加，融合后能清晰分辨出水道砂体和泥质下切水道。水道1在研究区中部有两个二级分支1-1 和1-2，到了东边，分支1-1 有2 个三级分支，分支1-2 有3 个三级分支。泥质水道宽200～1 000 m，下切深度10～40 m。各种方法的刻画效果见表3。

表3 下切水道平面识别方法

3 下切水道对储层平面非均质性的影响

平面非均质性与砂体的平面几何形态、连通方式、连通程度密切相关。图7a 的波阻抗反演能表征砂体展布形态和物性。砂体的连通受下切水道影响，峡谷后期下切水道携带砂泥岩侵蚀、改造均质砂体，混杂岩性充填后，对原有均质储层物性、连通性产生影响，必然导致地质地貌的异常，地震横向特征发生相应变化，影响储层平面非均质性。多期次泥质下切水道的发育规模、下切深度、充填岩性等是影响储层平面非均质性的主要因素。这些因素的影响体现在：①改造砂体之间的接触关系；②砂体连通性、导致气水界面差异。

CC’是位于W5 井区东北侧的一条剖面（水平位置见图7b），Ⅱ下、Ⅲ气组多分支浊积砂岩水道频繁侧向迁移摆动，单水道分隔性强，同时受下切泥质水道的改造，浊积水道砂体间的接触关系发生改变，砂体呈“孤立”分布，储层非均质性增强（图8a）。

图7 Ⅲ1 砂层组下切水道识别(a)和平面展布特征(b)

WW1 和W1 连井线DD’显示（图8b），WW1井区Ⅲ气组气水界面在深度3 891 m 位置，而在W1井该气组气水界面在深度3908 m 处，两者有17 m的高度差，说明两个井区含气储层的砂体不连通。研究认为，两井区之间发育大型泥质下切水道，下切深度较深，起到封堵作用，厚度为36.00 m 的砂体不连通，影响Ⅲ气组气水界面差异。

图8 砂体接触关系(a)和连通性(b)分析

4 结论

（1）利用波组特征剖面和地震地貌平面共同识别下切水道。下切水道在剖面上呈现“U”形或“V”形边界，内部呈弱振幅波谷杂乱反射的特征；相干、RGB 和波阻抗反演三种属性融合能够清晰、准确地解释下切水道平面展布情况。

（2）采用数值模拟正演方法深入分析下切水道波组特征，能识别出大于垂直分辨率的下切深度下切水道。

（3）泥质下切水道是影响储层平面非均质性的沉积相因素之一，其分布改变储层砂体之间的接触关系和连通性。W1 井区周边砂体均质性强，是储层主力含气区。