基于小波分析的定量层序划分及湖平面变化

董火祥，刘景彦，陈兆芹

中国地质大学（北京）能源学院，北京 海淀 100083

引言

渤海湾盆地是中国含油气盆地之一，古近系是其重要的油气勘探目的层[1]。长堤地区地处渤海湾盆地中南部，邻近黄河入海口，位于济阳拗陷沾化凹陷的东北部，由长堤断裂带和长堤潜山披覆构造带组成，是多个生油凹陷环绕的大规模构造油气聚集带，在油气成藏分布条件上有很大的潜力[2]。经过多年勘探开发，在长堤断层西侧和东侧均有发现[3]。但是长堤地区位于潜山披覆构造带之上，地理位置特殊，断层带发育，构造情况复杂，层序沉积发育情况不明确。需要进一步对层序的形成和发育、沉积体系的类型有更加深切的认识。

陆相盆地沉积受多种因素控制，相较于海相盆地，沉积类型多，在较小范围内沉积相变化复杂[4],因此，对陆相层序进行划分对比、等时格架和模式建立时，必须有新的思路和更精细有效的方法[5]。而利用小波分析就是一种有效的方法。它不仅能对高频层序地层进行划分，基于小波分析的Fischer 图解分析，还能对湖平面的升降规律进行研究，有助于确定不同容纳空间下发育的沉积相的类型。很早就有学者在渤海湾盆地利用小波分析识别高频旋回，进行过高精度层序划分，但主要集中在对东营凹陷、黄河口凹陷和垦东凸起等进行的研究[6-8]。利用小波分析划分高频层序及湖平面变化的相关研究在沾化凹陷长堤地区尚未见报道，相关工作亟待开展。

在沉积盆地中，湖平面的变化是层序发育、变化和体系域结构变化的主要控制因素，而湖平面的变化又受到构造、气候及物源供给等多重因素的影响[5]。在构造相对稳定的陆相盆地中，湖平面的变化又进一步制约着可容纳空间，两者的变化趋势相一致。因此，可以用可容纳空间的变化趋势来近似地揭示湖平面变化的规律[9]。

本文基于测井、录井资料，采用小波分析的方法，对济阳拗陷沾化凹陷长堤地区古近系东营组进行高频层序定量划分，得到具体的三级层序、准层序组及准层序的划分方案。在此基础上，应用Fischer 图解，得到研究区可容纳空间的变化趋势曲线，由此揭示研究区东营组相对湖平面变化的规律，为研究区内后续沉积相的具体识别、储层研究与开发提供一定的研究基础。

1 区域地质概况

渤海湾盆地是在古生代华北地台基底上发育的中、新生代断陷盆地。白垩世开始，在区域拉张应力作用下，在中生代断块体的基础上形成了一系列分割的古近系箕状断陷，形成了凹凸相间的构造格局，不同的断块体系形成了盆地内主要的油气聚集单元，济阳拗陷为其中之一[10-11]。研究区位于济阳拗陷的东北部，面积约为370 km2，构造形态为南高北低、西陡东缓。长堤凸起的东北部邻近黄河口凹陷，东南部与孤南洼陷及孤东潜山相接，西部与桩西潜山、五号桩洼陷及孤北洼陷相邻，被长堤断裂带分隔，区域构造及井位如图1 所示。

图1 研究区区域构造及井位分布图Fig.1 Regional structure and well location distribution of the study area

长堤地区的形成演化与盆地整体的构造演化密切相关，具有多幕裂陷和多旋回演化的特点。新生代以来研究区内发生多期构造变动，古近纪孔店末期、沙四末期、沙三末期、东营末期及新近纪明化镇末期都存在构造抬升事件，这些构造事件都在盆地内留下了地层褶皱变形、抬升剥蚀和不整合特征[10，12-13]。尤其是不整合特征，在划分层序过程中是极为重要的参考因素。长堤地区古近系主要发育沙河街组和东营组，其中，沙河街组可以划分为沙一段（E3s1）、沙三段（E3s3），沙二段（E3s2）遭受剥蚀，长堤潜山普遍缺失沙二段。研究区内，研究的主要目的层段为沙一段及东营组。如图2 所示，沙一段在全区发育，地层较薄，底部发育深色泥岩、油页岩。东营组被划分为东一段（E3d1）、东二段（E3d2）、东三段（E3d3）。东一段岩性主要为含砾砂岩，其中，夹有灰绿色、红色泥岩；东二段岩性主要为灰、深灰色泥岩夹薄层粉—细砂岩；东三段岩性主要为深灰色泥岩，夹砂岩透镜体，厚度较大。

图2 长堤地区目的层段岩性特征图Fig.2 Lithologic characteristics of the target stratum in Changdi Area

2 高分辨率层序划分

高分辨率层序划分是在综合分析岩芯、测井资料、地震资料及野外露头的基础上，识别三级及以下的层序界面，来进行层序划分。其中，需要识别的层序界面为二级层序内的体系域分界面、准层序组和准层序，这三者通常都是根据湖（海）泛面来作为划分依据的[14-15]。而湖泛面包含初始湖泛面和最大湖泛面，前者是水退沉积转向水进沉积的转换界面，后者是高级别的层序中的最大水进界面，是水进沉积向水退沉积的转换面。在识别时，初始湖泛面之上多为退积沉积的准层序叠置，在测井曲线上表现为伽马曲线的突变，形成进积—退积或进积—加积的沉积旋回叠置。最大湖泛面代表了水进沉积的终止，在测井曲线上表现为伽马曲线一段高值（多为泥岩）中的极大值，且电阻率曲线值较低，岩性上呈现出从进积向退积的转变。

在对多口井的岩芯、录井和测井资料的分析后，依据湖泛面及最大湖泛面的特征，对三级层序、准层序组、准层序进行了划分与识别。此外，还通过高分辨率层序划分建立起了等时层序地层格架。东营组内识别出5 个三级层序界面、11 个准层序组界面和20 个准层序界面，进而划分出4 个三级层序、10 个准层序组和19 个准层序（图3）。

图3 东营组定性层序划分Fig.3 High resolution sequence division of Dongying Formation

3 小波分析定量层序划分及Fischer 图解分析

由于地震资料分辨率较低、品质较差，钻井取芯资料缺乏，划分高精度层序单元时受主观因素影响较大，且传统的录井资料难以完成五级高频层序的划分[16-17]。相较于地震录井资料，测井曲线的分辨率高，经过小波分析充分利用测井曲线蕴藏的信息能够对层序单元的划分起到帮助作用[18]。

3.1 小波分析原理及过程

使用MATLAB 中的小波分析工具箱是一种比较常用的进行小波分析的途径，可以用来对测井曲线进行小波分析分析[19]。

对测井曲线进行小波分析时，首先需要标定研究层段的顶底界面，选择研究层段中需要进行小波分析的测井曲线，将其数值建立为文本文件来作为原始文件导入后保存成信号文件。再对原始的信号进行预处理，运用MATLAB 生成的原始信号文件，通过全局软阈值将小波系数进行截断，压制其中的噪声信号，得到消噪重构后的信号[20]。

利用MATLAB 的小波分析工具箱进行一维连续小波分析，还需要选取小波的类型和阶数等具体数据。将上述参数设定好后进行分析，即可得到一组不同级次的小波分析曲线，流程如图4 所示。

图4 小波分析流程图Fig.4 Flow chart of wavelet analysis

3.2 小波的选取

随着小波分析方法的推广应用，被应用于分析的小波类型也逐渐增多。本次研究采用的是一维连续小波变换。小波类型的选择是以前人的研究成果[16-20]及研究区的具体情况为基础，经过实验、分析，最终选用效果最好的DB 小波及Dmeyer 小波对自然伽马曲线进行小波分析。由于研究区岩性主要为砂岩与泥岩，伽马曲线对砂泥岩最为敏感，因此，选用伽马曲线能很好地揭示岩性变化的韵律。

3.3 小波分析定量层序划分的应用

选取Z302 井及ZH18 井的伽马测井曲线进行小波分析。与定性的层序划分方案相比，选用阶数5、最大级数11 的小波系数曲线能较好地识别出各级层序，且相互对应。

如图5 所示，在对Z302 井进行一维连续小波分析后，根据5 阶DB 小波系数曲线中的d11、d10 及d9 等3个级别的小波系数曲线（结合Dmeyer11 小波系数曲线），在目的层段中识别出3 个三级层序、7 个准层序组和16 个准层序。

图5 Z302 井东营组小波分析曲线及层序划分Fig.5 Wavelet curve and sequence division of Dongying Formation in Well Z302

再对ZH18 井进行一维连续小波分析后，根据5 阶DB 小波系数曲线中的d11、d10 及d9 等3 个级别的小波系数曲线（结合Dmeyer 小波11 级系数曲线），在东营组一个二级层序中识别出4 个三级层序、10 个准层序组和19 个准层序，如图6 所示。

图6 ZH18 井东营组小波分析曲线及层序划分Fig.6 Wavelet transform curve and sequence division of Dongying Formation in Well ZH18

由于研究区极大范围内东一段都被剥蚀，且部分区域东二段存在剥蚀，导致第4 个层序部分区域存在缺失，其中就有Z302 井。对ZH18 井和Z302井进行对比，以东三段为主体的两个三级层序都发育两个准层序组，而第3 个层序发育3 个准层序组。

忽略Z302 井缺失的层段，仅比较两口井共有层段，可见两两之间相互吻合，且与高精度层序划分方案能够相互对应。

3.4 Fischer 图解基准面变化分析

Fischer 图解最早由Fischer 在1964 年提出，后经过发展和修正，逐步形成现在常用的形式，即以旋回数作为横坐标，以平均厚度累积偏移作为纵坐标，以此得到的即为Fischer 图解曲线[19，21]。Fischer 图解曲线代表的是可容纳空间的变化趋势。而在相对稳定的陆相盆地中，构造活动较弱，湖平面的变化主要受到可容纳空间的制约，两者的变化趋势相一致。因此，Fischer 图解曲线可以用来近似反映相对湖平面的变化趋势。

在Fischer 图解中，当厚度累积偏移值出现正向偏移，说明沉积地层的厚度增大，代表可容纳空间增大，湖平面上升，湖盆扩大；当厚度累积偏移值出现负向偏移，说明沉积地层厚度变薄，代表可容纳空间减小，湖平面下降，湖盆减小[22-25]。

选取研究区Z302 井的db5 小波曲线进行超短期旋回划分，共划分出101 个超短期旋回。旋回编号从小到大，代表地质年龄从老到新。这些旋回的厚度在3.17∼9.22 m，平均厚度为5.57 m。在对这些超短期旋回的平均厚度累积偏差进行统计后，得到了如图7 所示的Fischer 图解曲线。

图7 长堤地区Z302 井东营组Fischer 图解分析Fig.7 Fischer diagram analysis of Dongying Formation of Well Z302 in Changdi Area

从图7 可以看出，长堤地区在东营期发生了一次湖退和湖侵。SQ1期，湖平面缓慢上升达到最高值后迅速下降，在较高水位处震荡，期间伴随几次小规模的湖侵和湖退；SQ2期，湖平面快速上升，持续时间较短，在到达极大值后缓慢湖退，一直降到最低点，持续了较长时间；SQ3期，湖平面快速上升后又缓慢湖退，保持在一个相对较低的水位动荡。

4 长堤地区层序格架的建立

在对研究区多口井高分辨率层序划分及小波定量层序划分后，以ZHG1 井—ZH18 井—Z14井—ZX472 井—Z317 井—Z302 井连井剖面为基础建立起长堤地区层序地层格架，如图8 所示。将研究区内东营组划分成4 个三级层序，其中，SQ1以沙一期及东三早中期为主体，沙一段主要沉积环境为浅湖—蒸发台地，研究区中部发育有碳酸盐岩浅滩，分布在ZH18 井和Z14 井等处，东三早期发育有少量三角洲前缘远端坝，主要分布在Z317 井和Z14井附近，主要沉积环境为深湖—半深湖。SQ2主体为东三中晚期，主要沉积环境为半深湖—浅湖，同时南北两边的物源推进，出现较多的三角洲前缘远端坝砂体。结合湖平面变化曲线，从SQ1—SQ2期，湖平面从较高水位逐渐下降，期间有所波动。SQ3期，以东二中晚期为主体，这一时期，南部的三角洲持续向北推进、范围更大、延伸更远，前缘推进至Z14 井附近；同时北部也有物源体系的推进，具体表现在SQ3期，北部的ZHG1 井和ZH18 井出现三角洲前缘的砂体。但随着物源的推进，湖平面短暂的上升后维持在一个较低的水平波动。SQ4期，南北物源继续推进，几乎将长堤低凸起区全部充满，湖平面持续下降，湖盆萎缩直至消失，研究区内发育三角洲平原—辫状河沉积，辫状水道、分流河道广泛分布。

图8 长堤地区东营组ZHG1 井—ZH18 井 Z14 井—Z X472 井—Z317 井—Z302 井连井剖面层序-沉积格架Fig.8 Sequence framework of wells ZHG1–ZH18–Z14–ZX472–Z317–Z302 of Dongying Formation in Changdi Area

5 结论

1）在相对稳定的陆相湖盆中，借助不同尺度的小波分析可以有效识别出三级、四级高频层序旋回的界面，能够反映出各级层序旋回的变化。而基于小波分析得到的Fischer 图解揭示出可容纳空间的变化，近似反映相对湖平面变化的趋势。

2）通过高分辨率层序划分及伽马曲线小波分析定量层序划分，将长堤地区东营组层序划分为4 个三级层序、10 个准层序组和19 个准层序，部分区域层序存在缺失。

3）长堤地区东营组相对湖平面变化表现为一次大规模的湖退到湖侵。东营早期，湖平面处于较高的位置上下波动。随后，在东营早中期，相对湖平面缓慢持续下降，直至最低值。东营中期，湖平面从最低值点迅速湖侵后又迅速湖退，随后在较低值处波动。

4）长堤地区沙一段沉积环境主要为浅湖蒸发台地，东营期起始，湖平面处于高值震荡，沉积相带上呈现出由浅湖到深湖又到浅湖的变化。同一时期，南北物源持续向湖盆推进，直到东二中晚期，湖盆萎缩消失，研究区内由湖相变迁为三角洲平原—辫状河沉积相带。