王紅巖

(中海石油(中國)有限公司 上海分公司，上海 200335)

三角洲是河流攜帶沉積物進入相對靜止的匯水盆地所形成的、不連續(xù)岸線的、突出的似三角洲形沉積體[1]。根據(jù)供源體系(沖積扇、辮狀河、曲流河及網(wǎng)狀河等)差異，劃分為扇三角洲、辮狀河三角洲、曲流河三角洲；按照水體深度(洪水線、枯水線、浪基面)不同，可劃分為三角洲平原、前緣及前三角洲等3個亞相[2]。曲流河三角洲多發(fā)育于地形平緩的拗陷區(qū)，以遠源曲流河作為主要供源體系，在匯水盆地沉積形成的朵狀或席狀三角洲。巖性以細砂巖、粉砂巖、泥巖為主，分選性和磨圓度好，沉積序列整體為向上變粗的反韻律，層理類型多樣，具有波狀交錯層理、平行層理等沉積構造。

近年來，對三角洲開展的研究主要有：依據(jù)巖心、測井和地震等資料，朱筱敏等[3]分析了松遼盆地齊家地區(qū)白堊系青山口組淺水三角洲沉積特征，指出有利砂體分布區(qū)；根據(jù)巖心、測井、粒度分析及巖石薄片等資料，夏輝等[4]分析了早白堊世塔北隆起西部卡普沙良群發(fā)育的辮狀河三角洲與曲流河三角洲沉積特征及其差異性，建立了卡普沙良群沉積模式；利用地震沉積學方法，結合地質資料，樊曉伊[5]對準噶爾盆地春光區(qū)塊沙灣組多物源沉積體系進行分析，總結了沉積演化規(guī)律；綜合巖心薄片、測試分析、測錄井數(shù)據(jù)及生產(chǎn)動態(tài)資料，劉暢等[6]精細表征了柴達木盆地三角洲沉積特征，明確相控儲層砂體展布規(guī)律及疊置類型。針對東海盆地西湖凹陷中新統(tǒng)龍井組下段曲流河三角洲，筆者綜合利用古地貌恢復、楔狀砂體正演模擬、地震沉積學等技術，結合地震、測井、錄井資料，對曲流河三角洲的形態(tài)及沉積特征進行分析，為本區(qū)巖性油氣藏勘探提供支持。

1 區(qū)域地質概況

西湖凹陷屬于東海陸架盆地東部拗陷帶，它是東海陸架盆地中規(guī)模較大的中生代—新生代含油氣凹陷[7-8]，構造位置西側為海礁隆起、漁山東低隆起，東側為釣魚島隆褶帶，南端與釣北凹陷接壤，北部與福江凹陷相鄰(圖1-A)，面積約為5.18×104km2。地層自下而上發(fā)育前寶石組，始新統(tǒng)寶石組(E2bs)、平湖組(E2p)，漸新統(tǒng)花港組(E3h)，中新統(tǒng)龍井組(N1l)、玉泉組(N1y)和柳浪組(N1ll)，上新統(tǒng)三潭組(N2s)，以及第四系更新統(tǒng)東海群(Qpdh)。

研究區(qū)位于西湖凹陷平北斜坡帶北段，自西向東分別為斷階帶、次洼帶、古隆起帶(圖1-B)，次洼帶受西部同向斷階和古隆起邊緣的反向斷階共同控制，往北東部延伸。盆地經(jīng)歷了5個演化階段，分別為晚白堊世的裂陷期、古新世至中始新世的斷陷期、晚始新世的斷-拗轉換期、漸新世至中新世的拗陷-反轉期和中新世末期以后的區(qū)域沉降期[9]。斷裂展布多為NE向，除控盆主斷裂長期繼承性發(fā)育外，多數(shù)斷裂活動終止于始新世末期，控制平湖組及其以下地層沉積。研究區(qū)的鉆井揭示：花港組上段發(fā)育較厚的濱淺湖泥巖，疊覆其上的龍井組下段發(fā)育較厚的曲流河(三角洲)砂巖，說明本區(qū)在漸新世晚期處于相對低洼帶，漸新世末(約23.3 Ma B.P.)受花港運動影響，早期斷陷盆地開始局部反轉，結束了濱淺湖沉積環(huán)境，開始發(fā)育龍井組下段曲流河三角洲沉積體系。該套儲層為本次研究重點。

2 古地貌恢復

古地貌恢復的基本原理是“回剝”，即通過“退變形”獲得不同地質演化階段某構造層的埋藏起伏變化[10]。古地貌恢復主要由構造恢復和原始地層厚度恢復兩部分組成。由于目的層處于構造活動較弱的拗陷期，所以構造恢復可以忽略。按照沉積補償原理，研究區(qū)拗陷期龍井組的沉積速度相對穩(wěn)定，盆地內沉積物的堆積厚度與地殼沉降幅度大體相當，所以原始地層厚度與古地貌近似呈負相關關系，利用厚度變化可以反映古地貌形態(tài)[11]。原始地層厚度恢復包括殘留厚度恢復、剝蝕厚度恢復、壓實校正和古水深校正等部分[12]。由于目的層沉積環(huán)境屬于河流、三角洲相，古水體較淺，并且地層基本沒有遭受剝蝕，所以本文重點論述殘留地層厚度恢復和壓實校正兩方面。

殘留地層厚度反映了沉積盆地在經(jīng)歷長期地質歷史時期后現(xiàn)今地層的分布特征[13]。由于盆地沉降過程中被改造，導致地層傾斜，產(chǎn)生不同的地層傾角α。目的層頂、底界面相減得到的地層視厚度不能代表地層真厚度，所以需對地層做傾角校正，進而恢復地層真厚度，校正公式為

Δd=(h2-h1)cosα

(1)

式中：Δd為地層現(xiàn)今真厚度；h1為目的層頂深；h2為目的層底深；α為地層傾角。h1、h2通過地震解釋層位網(wǎng)格化后求得，α可利用地震傾角屬性求得，代入(1)式后，換算出地層現(xiàn)今真厚度Δd。

沉積區(qū)域內由于壓實作用，導致碎屑巖地層體積發(fā)生不可逆的減少，表現(xiàn)為上覆沉積物有效壓力的變化，孔隙內流體的排出，空間上顆粒的重排。Athy(1930)對美國賓西法尼亞和俄克拉荷馬南部二疊系頁巖研究過程中，得出沉積地層的孔隙度值隨深度呈指數(shù)倍數(shù)減小[14-16]，滿足公式

qz=q0e-cz

(2)

式中：qz表示深度z處的巖石孔隙度；q0為地表巖石孔隙度；c為表征沉積物可壓縮性的參數(shù)，即壓實系數(shù)；z為地層埋藏深度。

在實際應用中，由于巖性不同，壓實程度不同，因此要分巖性進行壓實曲線的擬合。統(tǒng)計之前，先對測井數(shù)據(jù)進行篩選，選取泥質的體積分數(shù)(φ)>70%的較純凈泥巖和泥質的體積分數(shù)<20%的較純凈砂巖作為孔隙度統(tǒng)計樣本點，分別擬合砂巖、泥巖孔隙度隨深度的變化曲線，得出變化關系式(圖2-A)。研究區(qū)內已有鉆井的砂巖、泥巖孔隙度隨深度變化關系分別為

qz,sand=0.48 e-0.00041 z

(3)

qz,shale=0.62 e-0.00095 z

(4)

可以看出，本區(qū)砂巖地表孔隙度約為48%，表現(xiàn)為松散狀態(tài)；泥巖地表孔隙度更大，約為62%，主要是由于泥巖中黏土成分的多孔結構引起的。由于泥巖的巖石骨架比砂巖的松散，所以表征泥巖可壓縮性的參數(shù)(壓實系數(shù))更大，為9.5×10-4m-1；而砂巖的壓實系數(shù)為4.1×10-4m-1。

地層沉積成巖過程中，假設地層橫向位置及巖石骨架體積不變，只有砂、泥巖孔隙度發(fā)生變化，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為壓實校正后的地層厚度；S為砂地比(砂巖厚度/地層厚度)。

將(1)、(3)、(4)、(5)式聯(lián)合，得出本區(qū)壓實校正后地層厚度公式

d=(h2-h1)cosα[S(1-qz,sand)+(1-S)

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

(6)

其中z取目的層頂、底界面之間的中間深度?？梢钥闯觯嫉貙雍穸萪為頂深h1、底深h2、地層傾角α、砂地比S的函數(shù)。

從微古地貌圖中可以看出(圖2-B)：中新世初期，研究區(qū)存在多個局部高點和低點，呈現(xiàn)為高低相間的地貌格局。工區(qū)內斜列發(fā)育3個局部凸起，其中低凸起1位于東北部，面積約220 km2，向西南方傾沒形成緩坡；低凸起2長軸近南北向，面積達到230 km2，表現(xiàn)為東陡西緩特征，凸起控制了東部、北部低洼區(qū)的分布；低凸起3呈長條狀分布于西南部，面積約400 km2，表現(xiàn)為西陡東緩的特征，主要影響了南部低洼區(qū)展布；受凸起區(qū)影響，低勢區(qū)主要位于研究區(qū)中部，呈北東向分布，東西方向寬約8～15 km，南北方向長約70 km。水流攜帶陸源碎屑物質從高勢區(qū)向低勢區(qū)匯聚沉積，發(fā)育曲流河三角洲沉積體系。

3 正演模擬

3.1 高阻抗砂巖楔狀體正演模擬

根據(jù)已鉆井統(tǒng)計結果，設定泥包砂楔狀體模型，楔狀體厚度由0 m逐漸增加到160 m；設置砂巖縱波速度為 4 000 m/s、密度為2.4 g/cm3，設置泥巖縱波速度為 3 600 m/s、密度為2.33 g/cm3。由于目的層地震資料主頻約為25 Hz，所以分別利用主頻25 Hz的0°雷克子波、-90°雷克子波合成正演地震記錄(圖3)。

-90°雷克子波正演記錄(圖3-B)：砂體頂界面為波谷-波峰0相位反射，底界面為波峰-波谷0相位反射；砂體厚度<3λ/8(約60 m,λ為波長)時，表現(xiàn)為一個強波峰反射；砂體厚度為3λ/8(約60 m)～19λ/40(約76 m)時，表現(xiàn)為一個復合強波峰反射；砂體厚度>19λ/40(76 m)時，表現(xiàn)為2個獨立波峰夾一個波谷反射。0°雷克子波正演記錄(圖3-A)：砂巖頂面為波峰反射，砂巖底面為波谷反射；砂體厚度<3λ/16(30 m)時，砂體頂面波峰反射上翹，偏離楔狀體頂界。從正演記錄與楔狀砂體模型吻合情況上看：-90°合成地震記錄能夠更好地刻畫砂體，所以可將0相位地震體做90°相位旋轉用于地質體識別[19]。

從正演記錄波峰振幅能量強度上看(圖4)：砂體厚度約為λ/5(32 m)時，表現(xiàn)為最強的振幅能量響應[20]；當砂體厚度<λ/5時，砂體厚度與振幅強弱呈正相關關系；當砂體厚度為λ/5(32 m)～7λ/20(56 m)時，厚度與振幅強弱呈負相關關系；當砂體厚度>7λ/20(56 m)時，厚度與振幅強弱基本無相關性。當砂體厚度=3λ/10(48 m)時，0°子波正演記錄振幅值與-90°子波正演記錄振幅值相等；當砂體厚度<3λ/10(48 m)時，-90°子波正演記錄振幅值更大；當砂體厚度>3λ/10(48 m)時，0°子波正演記錄振幅值更大。工區(qū)已鉆井揭示龍井組下段單砂體厚度基本小于48 m，所以砂體在-90°地震數(shù)據(jù)體上振幅能量更強，更易于被識別。

3.2 高阻抗砂巖合成地震記錄

目的層為花港組上段(簡稱花上段)、龍井組下段(簡稱龍下段)，埋藏深度3.0～4.5 km，研究區(qū)內井6鉆遇曲流河三角洲沉積(圖5)。從縱波阻抗-伽馬交會圖中看(圖6-A)：砂巖縱波阻抗集中在 (9 000～12 000)×106g/m2·s，泥巖縱波阻抗集中在 (8 000～11 000)×106g/m2·s，整體趨勢是砂巖阻抗稍大于泥巖，表現(xiàn)為高阻抗砂巖特征。

利用-90°雷克子波完成井6合成地震記錄(圖6-B)，薄層高縱波阻抗砂體1、砂體2、砂體3均表現(xiàn)為強波峰反射，砂體被有效識別。砂體4上部阻抗與頂部泥巖的阻抗差異小，表現(xiàn)為弱振幅反射；下部阻抗增大，表現(xiàn)為強振幅反射：指示該套砂體上部的低阻砂巖可能具有更好的儲集物性。厚層高縱波阻抗砂體5，只有頂、底表現(xiàn)為強波峰反射，砂體內部表現(xiàn)為弱反射，該套厚層砂體識別效果一般。

4 曲流河三角洲沉積特征

本文利用最大振幅屬性完成曲流河三角洲平面幾何形態(tài)識別。曲流河主河道沉積地層具有透鏡狀、強振幅波峰反射特征，邊灘沉積地層具有單邊疊瓦狀、中強振幅波峰反射特征；三角洲平原分流河道沉積地層呈現(xiàn)為串珠狀、較強振幅波峰反射，分流間灣沉積地層多為弱振幅波谷反射。同時，建立了本區(qū)曲流河點壩定量構型模式，總結了三角洲平原、三角洲前緣不同砂體沉積特征。

4.1 曲流河沉積特征

曲流河是以彎曲的單一河道為特征的地表水流[21]，主要發(fā)育于河流中下游的沖積平原地帶。其上游多為辮狀河流，下游入海(或者入湖)處轉變?yōu)槿侵轠22]。

目前為止，前人提出多種河流分類原則，例如：構造控制因素分類，沉積物搬運負載形式分類，結構成因分類和地貌形態(tài)分類。其中，按照河道地貌平面形態(tài)劃分為順直河、辮狀河、曲流河和網(wǎng)狀河，這種劃分原則主要根據(jù)河道彎曲度、分汊系數(shù)等參數(shù)確定。彎曲度是指河道的彎曲長度與河道的延伸距離之比，低彎度河流(順直河、辮狀河)的彎曲度<1.5，高彎度河流(曲流河、網(wǎng)狀河)的彎曲度>1.5。河道分汊指數(shù)是指每個平均蛇曲波長中河道沙壩的數(shù)目，分汊指數(shù)<1為單河道(包括順直河、曲流河)，分汊指數(shù)>1為多河道(包括辮狀河、網(wǎng)狀河)[1,21-22]。

利用最大振幅屬性完成龍井組下段曲流河識別(圖7-A)。曲流河流向平行于盆地長軸，呈現(xiàn)為NNE-SSW向，河道南北延伸約30 km，河道寬度約0.5～1.7 km，東側曲流河包括7個曲流段，西側曲流河包括2個曲流河段，東側曲流段(2～7)彎曲指數(shù)范圍為1.57～5.12，西側曲流段(8～9)彎曲指數(shù)范圍為2.12～5.01，河流的彎曲指數(shù)大于臨界值1.5，表現(xiàn)為曲流河特征。

圖7-B為切過河道的-90°相移的地震響應剖面。由于河道砂巖縱波阻抗值稍大于泥巖，砂體地震響應為強波峰(紅軸)，外形為短軸透鏡狀(圖7-B中線1、線2、線5)。曲流河邊灘(點壩)砂體的地震響應呈現(xiàn)為單邊疊瓦狀中強振幅波峰反射，為砂體單向遷移加積的結果(圖7-B中線3、線4)；點沙壩內各個側積體之間接觸關系主要表現(xiàn)為2種：其一為沖刷接觸關系，相鄰側積砂體之間沒有泥巖隔層，砂體疊置成為一套，連通性較好，對應的地震響應為一套強波峰反射；其二，相鄰側積砂體之間披覆一些間洪期的泥質薄層(常稱為“側積泥”)，砂體連通性差，對應的地震響應為2套疊置的強波峰反射。

曲流河包括河道、邊灘、牛軛湖、天然堤、決口扇等亞相，其中邊灘(點壩)是最主要的地貌單元。邊灘的形成與河流的側向遷移有關，表現(xiàn)為河道的凹岸剝蝕與凸岸加積，形成向上變細的正粒序。根據(jù)前人研究[23-24]，點壩定量構型模式的建立是點壩預測的關鍵，高彎度曲流河單一點壩的跨度(河彎之間的長度)與河道寬度具有一定的線性關系。通過統(tǒng)計8個曲流段，擬合出河流滿岸寬度與點壩跨度之間的線性關系式，相關系數(shù)達到90%(圖8)，進而可以根據(jù)河道寬度估算出單一點壩的規(guī)模，這對點壩的預測具有重要意義。

4.2 三角洲沉積特征

西湖凹陷平北斜坡帶漸新世末期為大型寬緩拗陷湖盆沉積環(huán)境，研究區(qū)龍井組下段識別出多套曲流河三角洲沉積體。曲流河三角洲為遠源河流攜帶沉積物進入湖盆而形成的沉積體，往往發(fā)育于盆地較平緩的地區(qū)，包括三角洲平原、前緣、前三角洲等亞相。三角洲平原亞相可進一步劃分為分流河道、沼澤、分流間灣等沉積微相；三角洲前緣亞相可劃分為水下分流河道、分流間灣、河口壩及席狀砂等沉積微相。由于河流攜帶陸源物質供給充沛，使三角洲逐步向湖盆推進，沉積物粒度總體呈現(xiàn)為下細上粗狀，底部為遠岸細粒沉積物，上部逐漸轉變?yōu)橐陨皫r為主的近岸粗粒沉積物，同時伴隨發(fā)育水流波紋、交錯層理等各種沉積構造[1]。

圖5-A中曲流河入湖(或者海)處，遇到湖盆邊界撓曲(或斷裂)坡折，可容納空間突然增大，河道分叉、擺動，轉換為三角洲沉積。圖5-B中線1，主河道形成3條分流河道，單個河道寬度為250～400 m，地震相外形呈現(xiàn)為透鏡狀，以高阻抗砂巖為主的分流河道1、分流河道2表現(xiàn)為強振幅波峰反射；分流河道3波峰能量稍弱，指示該套砂巖阻抗值變小、物性稍好。隨著水流往湖盆方向推進，分流河道數(shù)量進一步增多，圖5-B中線2剖面為位于靠近三角洲前緣部位的下三角洲平原區(qū)沉積體，圖中至少識別出6個分流河道沉積體，呈現(xiàn)為透鏡狀中強振幅波峰反射；河道間沉積體為弱振幅反射。

圖5-B中線3為一條沿南北物源方向的地震剖面，剖面切過曲流河主河道、三角洲平原、前緣等沉積亞相，井6鉆遇大套分流河道砂巖，井10鉆遇三角洲前緣水下分流河道、遠砂壩及席狀砂微相，可以看出近物源區(qū)的主河道及分流河道沉積表現(xiàn)為中強振幅波峰反射(見井6處)，遠離物源區(qū)的三角洲前緣砂體表現(xiàn)為中弱振幅波峰反射(見井10處)。

從地層對比圖中看(圖9)，井6鉆遇139 m厚分流河道砂層組，巖性以細砂巖為主，頂部單砂體厚度最大達到39 m，砂地比約為92%；井10鉆遇111 m厚水下分流河道及席狀砂砂層組，巖性以細砂巖、泥質粉砂巖為主，單砂體厚度最大達到18 m，砂地比約為59%?？梢钥闯?，距離河口越遠，砂體越薄、砂地比越小、沉積物越細。分析認為，三角洲平原分流河道攜帶大量的沉積物流向盆地低洼區(qū)，受水體搬運能量逐漸降低的影響，較粗粒的沉積物在近物源區(qū)堆積，逐漸形成分流河道砂、河口壩等沉積體；而細粒的懸移物往往被搬運至距河口較遠處，堆積形成前緣席狀砂、遠砂壩及前三角洲粉砂和泥。

4.3 曲流河三角洲沉積模式

漸新世晚期至中新世早期，西湖凹陷處于拗陷期，多數(shù)斷裂停止活動，早期凹凸相間的格局基本消失，形成了統(tǒng)一的凹陷。漸新世晚期，研究區(qū)處于濱淺湖沉積環(huán)境之下，鉆井揭示花港組上段頂部普遍發(fā)育大套泥巖、粉砂質泥巖，夾雜薄層粉砂巖、細砂巖，表現(xiàn)為砂、泥頻繁互層的特征，沉積物多屬于濱淺湖泥巖及灘壩砂。漸新世末期，盆地經(jīng)歷了以剪切擠壓作用為主的花港運動(約23.3 Ma B.P.)，開始整體抬升，湖盆范圍縮小，研究區(qū)轉變?yōu)榍骱尤侵蕹练e環(huán)境。

由于工區(qū)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東向展布的低凸起3(圖10)。受凸起包圍的低洼帶具有北高南低的特點，從而控制了水流攜帶碎屑物質由北往南流淌，在中北部地勢相對平坦區(qū)發(fā)育了多條曲流河，形成了河道、點壩砂等微相的良好儲層。

當水流匯聚到南部低洼地帶時，可容納空間突然增大，河道末端分叉、擺動，轉變?yōu)槿侵蕹练e。其中，三角洲平原發(fā)育了多條指狀分流河道，巖性以細砂巖為主，分選性、磨圓度好，表現(xiàn)為串珠狀、中強振幅波峰反射特征，測井相為低伽馬、高幅、微齒化-箱型(圖9)；分流河道間發(fā)育大套泥巖，與分流河道砂體共同形成了泥包砂狀巖性體。遠離物源區(qū)的三角洲前緣主要發(fā)育水下分流河道、席狀砂、遠砂壩等微相，砂體厚度變薄，巖性以細粒粉砂巖為主，測井相為低伽馬、中幅、齒化-漏斗形；三角洲前緣席狀砂、遠砂壩距離湖盆中心更近，受湖水波浪、潮汐改造作用更大，平面分布多呈平行于岸線的橢圓狀，砂體分選性更好，質較純，可形成良好的儲層。

5 結 論

a.本區(qū)砂巖、泥巖地表孔隙度分別為48%、62%，表現(xiàn)為松散狀態(tài)；砂巖、泥巖壓實系數(shù)分別為4.1×10-4m-1、9.5×10-4m-1。微古地貌圖顯示研究區(qū)斜列發(fā)育3個局部凸起和1個低洼地帶，水流易于攜帶碎屑物質在低洼處發(fā)育曲流河三角洲沉積體。

b.通過巖石物理分析，本區(qū)漸新統(tǒng)花港組上段、中新統(tǒng)龍井組下段砂巖縱波阻抗稍大于泥巖，表現(xiàn)為高阻抗砂巖特征。高阻抗楔狀砂巖模型， -90°雷克子波正演記錄表現(xiàn)為強波峰反射，厚度<48 m單砂體的振幅能量更強，砂體更易被識別。

c.本區(qū)曲流河彎曲指數(shù)為1.57～5.12，高彎度曲流段點壩跨度與河道寬度具良好的線性關系。主河道沉積的地震相具有透鏡狀、強振幅波峰反射特征，邊灘具有單邊疊瓦狀、中強振幅波峰反射特征；三角洲平原分流河道沉積呈現(xiàn)串珠狀、較強振幅波峰反射，測井相為低伽馬、高幅、微齒化-箱型，分流間灣沉積多為弱振幅波谷反射。

d.三角洲砂體距離河口越遠，沉積物越細，砂體越薄，砂地比越小，分選性和磨圓度越好；近河口處，發(fā)育多條指狀三角洲平原分流河道，巖性以厚層細砂巖為主，分流河道間發(fā)育大套泥巖，形成泥包砂的巖性體；遠離河口處發(fā)育薄層三角洲前緣席狀砂、遠砂壩，巖性以粉砂巖為主，平面上呈平行于岸線的橢圓狀，分選性更好且質較純，可形成良好的儲層。