范彩偉 胡 林 李 明 陳 奎,3 王真真

(1.中海石油(中國(guó))有限公司湛江分公司 廣東湛江 524057； 2.中海石油(中國(guó))有限公司海南分公司 海南?？?570312；3.西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系/大陸動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 陜西西安 710069)

目前，深水區(qū)已成為全球油氣勘探的熱點(diǎn)和油氣增儲(chǔ)上產(chǎn)的重要領(lǐng)域之一，其中深水石油資源主要集中在大西洋中、南段，而天然氣資源主要在大西洋、東非、新特提斯、環(huán)北極深水盆地[1-6]。南海是在歐亞板塊、印澳板塊和菲律賓海板塊相互作用下產(chǎn)生，位于西太平洋和新特提斯兩大構(gòu)造域交接部位，為古南海地臺(tái)新生代發(fā)生裂谷形成的具有洋殼結(jié)構(gòu)的邊緣海[7-8]。

2014年，南海西部瓊東南盆地深水區(qū)在中央峽谷內(nèi)先后探明了超千億立方米的優(yōu)質(zhì)天然氣儲(chǔ)量，證實(shí)了該區(qū)有效的含油氣系統(tǒng)和優(yōu)越的油氣成藏條件[9-10]。但是，瓊東南盆地深水區(qū)不同于大西洋兩岸被動(dòng)大陸邊緣的典型深水盆地，缺乏國(guó)外深水常見(jiàn)的鹽丘和底辟活動(dòng)，且受水深、崎嶇海底、差異沉積、高溫高壓、鉆井?dāng)?shù)量少等因素的影響，橫向上地層速度變化規(guī)律不清，從而導(dǎo)致該區(qū)構(gòu)造圈閉、巖性圈閉有效性難以有效刻畫，制約著深水油氣勘探進(jìn)程[11-12]。為此，本文提出基于地質(zhì)沉積與構(gòu)造共同約束的高精度疊前深度偏移速度建模方法，從大、中、小三種尺度研究瓊東南盆地深水坡折帶少井區(qū)地層速度變化規(guī)律，并開(kāi)展基于氣藏模式的單砂體速度驗(yàn)證及校正；針對(duì)深水區(qū)不同沉積地質(zhì)體互相影響的巖性圈閉，從井點(diǎn)出發(fā)，結(jié)合沉積演化規(guī)律與疊前地震反演結(jié)果，精細(xì)刻畫不同沉積體的砂泥巖分布情況，并通過(guò)鏤空技術(shù)立體化展示不同地質(zhì)體間的砂泥巖空間分布情況，實(shí)現(xiàn)由點(diǎn)、線、面、體多維度評(píng)價(jià)巖性圈閉有效性，從而為深水區(qū)勘探目標(biāo)選擇提供了科學(xué)依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

瓊東南盆地是一個(gè)新生代陸緣拉張盆地，位于南海西北陸緣近NE—SW走向的伸展裂陷帶，具有“南北分帶、東西分塊”的構(gòu)造特征，主要包括北部坳陷帶、中部隆起帶、中央坳陷帶和南部隆起帶等4個(gè)一級(jí)構(gòu)造單元。該盆地深水區(qū)主要位于中央坳陷帶和南部隆起區(qū)，自西向東發(fā)育樂(lè)東凹陷、陵水凹陷、北礁凹陷、松南凹陷、寶島凹陷、長(zhǎng)昌凹陷等六大凹陷和陵南低凸起、松南低凸起兩個(gè)低凸起，具有下斷上坳的雙層結(jié)構(gòu)特征(圖1)。其中，樂(lè)東-陵水凹陷為已證實(shí)富生烴凹陷，以生氣為主；松南-寶島凹陷屬于潛在富生烴凹陷；長(zhǎng)昌凹陷屬于生烴凹陷[13-15]。

圖1 瓊東南盆地構(gòu)造單元?jiǎng)澐謭D

勘探證實(shí)，瓊東南盆地深水區(qū)發(fā)育多套儲(chǔ)蓋組合，主要儲(chǔ)層包括黃流組-鶯歌海組中央峽谷濁積水道砂、三亞組-梅山組-鶯歌海組海底扇、陵水組濁積水道砂和海底扇、崖城組三角洲、基巖潛山風(fēng)化殼等?？v向上發(fā)育古近系和新近系兩大成藏組合，已發(fā)現(xiàn)氣藏具有下生上儲(chǔ)、古生新儲(chǔ)的特點(diǎn)，晚期天然氣垂向運(yùn)聚充注成藏，為構(gòu)造-巖性復(fù)合控藏，且多個(gè)砂體獨(dú)立成藏，氣水系統(tǒng)不同；橫向上發(fā)育中央峽谷構(gòu)造復(fù)合巖性圈閉群、樂(lè)東-陵水凹陷梅山組海底扇巖性圈閉群等有利成藏區(qū)帶[16]。

2 深水坡折區(qū)構(gòu)造圈閉有效性評(píng)價(jià)方法

中央峽谷沿瓊東南盆地軸向橫貫中央坳陷帶，長(zhǎng)達(dá)450 km，寬約10～30 km。中新世早期，隨著海平面下降，西部紅河遠(yuǎn)源水系與越南東部海岸秋賓河水系匯流，在中央坳陷帶中部凹槽侵蝕形成峽谷，繼而向東不斷侵蝕延伸，直達(dá)長(zhǎng)昌凹陷。其中，陵水凹陷中央峽谷區(qū)已發(fā)現(xiàn)陵水A大型氣田，樂(lè)東凹陷已發(fā)現(xiàn)陵水B構(gòu)造，該構(gòu)造位于水深從300 m急劇加深至1 500 m的坡折區(qū)。分析認(rèn)為，坡折區(qū)(尤其是陡坡的轉(zhuǎn)折端位置)由于坡度突然變陡而導(dǎo)致采集時(shí)無(wú)法接收到有效信號(hào)，處理時(shí)也就無(wú)法得到較好質(zhì)量的速度譜數(shù)據(jù)與其對(duì)應(yīng)，經(jīng)常出現(xiàn)速度譜質(zhì)量較差的情況；坡折區(qū)特有的海底多次波和側(cè)面波，導(dǎo)致不同位置速度譜變化規(guī)律不明顯，表現(xiàn)出一種跳躍性變化，與地層速度正常變化規(guī)律不符。此外，坡折區(qū)也是多物源、不同沉積體系匯聚區(qū)，海底扇、水道交互發(fā)育，不同地質(zhì)體不同埋藏深度的橫向地層速度難以約束，加之上新世快速沉降的欠壓實(shí)泥巖引起中深層超壓地層發(fā)育。因此，本文提出基于地質(zhì)沉積與構(gòu)造共同約束的高精度疊前深度偏移速度建模方法，從大、中、小三種尺度研究坡折區(qū)地層速度變化規(guī)律，并開(kāi)展基于氣藏模式的單砂體速度驗(yàn)證及校正。

2.1 基于地質(zhì)沉積與構(gòu)造共同約束的高精度疊前深度偏移速度建模

疊前深度偏移技術(shù)主要解決復(fù)雜構(gòu)造和復(fù)雜速度偏移成像問(wèn)題，既可以解決坡折帶附近地震資料品質(zhì)差的問(wèn)題，也能夠提高地層速度的研究精度。疊前深度偏移速度建模主要分兩大步：第一步是建立較準(zhǔn)確的初始速度-深度模型；第二步是利用一定的速度建模技術(shù)反復(fù)修正速度模型，直至速度-深度模型精確度滿足需要為止。

常規(guī)深水區(qū)疊前深度偏移速度場(chǎng)建立步驟為：①精細(xì)海底拾取、實(shí)測(cè)水速充填；②中長(zhǎng)尺度網(wǎng)格層析速度修正；③各向異性參數(shù)估計(jì)及模型建立；④各向異性參數(shù)掃描、更新；⑤基底速度掃描、變速充填；⑥最終VTI介質(zhì)模型(體偏移)。通過(guò)以上步驟，得到最終的疊前深度偏移初始速度模型既消除了受崎嶇海底影響的速度跳點(diǎn)，又保持了與測(cè)井速度趨勢(shì)相一致。

陵水B區(qū)處于坡折帶，要求更高精度的速度模型。本次研究中，在常規(guī)速度建模流程的基礎(chǔ)上增加了2個(gè)步驟：①基于地質(zhì)沉積與構(gòu)造共同約束，建立初始疊前深度偏移速度場(chǎng)；②利用少量已鉆井和大量虛擬井，控制多期次水道內(nèi)速度橫向變化趨勢(shì)，并對(duì)初始速度場(chǎng)進(jìn)行校正。這樣，將地質(zhì)沉積、已鉆井速度信息融合到速度建模的過(guò)程中，最終可獲得帶有地質(zhì)、沉積模式建立的速度體。

2.1.1基于地質(zhì)沉積與構(gòu)造共同約束，建立疊前深度偏移速度場(chǎng)

沉積層趨勢(shì)速度模型的建立，不僅要考慮到大的層序界面，而且要對(duì)各種不同地質(zhì)異常體進(jìn)行精細(xì)雕刻。對(duì)于陵水B區(qū)，所采取的主要方法有：①在坡折區(qū)，結(jié)合水深的變化趨勢(shì)，淺層地層速度采取漸變的趨勢(shì)；②在地質(zhì)異常體區(qū)，采取分期次、分層段精細(xì)刻畫；③在地層構(gòu)造復(fù)雜區(qū)，采取沉積地層橫向控制，構(gòu)造趨勢(shì)垂向調(diào)整。通過(guò)與研究區(qū)常規(guī)疊前深度偏移速度剖面的對(duì)比分析，可以看出基于地質(zhì)模式的疊前深度偏移速度剖面整體上消除了低速、高速異常，坡折帶淺層速度變化趨勢(shì)合理，多期水道雕刻更加清晰，水道內(nèi)部速度變化規(guī)律與沉積特征更加吻合，速度精度有了較大提高和改善(圖2)。

圖2 陵水B區(qū)常規(guī)疊前深度偏移速度剖面與基于地質(zhì)模式的疊前深度偏移速度剖面對(duì)比(剖面位置見(jiàn)圖1)

2.1.2基于虛擬井與沉積微相，對(duì)速度場(chǎng)進(jìn)行校正

基于地質(zhì)沉積與構(gòu)造約束的速度模型建立后，局部地層速度可能與已鉆井的速度變化規(guī)律存在差異，這就需要對(duì)速度場(chǎng)進(jìn)行局部校正。常規(guī)的井控速度場(chǎng)校正方法采取以井與區(qū)域?qū)有蚪缑婵刂?，橫向和垂向上考慮井的速度變化規(guī)律，對(duì)比井與速度體的誤差生成校正系數(shù)，進(jìn)行插值形成校正網(wǎng)格，對(duì)速度體進(jìn)行校正，從而使速度趨勢(shì)控制與已鉆井結(jié)果相吻合。

本次研究中，以井與區(qū)域?qū)有蚪缑婵刂茷榛A(chǔ)，橫向以沉積微相控制速度校正趨勢(shì)為輔，針對(duì)鉆井?dāng)?shù)量少的特點(diǎn)，在復(fù)雜地區(qū)采用多口虛擬井控制速度橫向、垂向變化趨勢(shì)，實(shí)現(xiàn)精細(xì)化速度校正。陵水B區(qū)已鉆3口井，分別鉆遇二期水道(LS1井)、一期水道(LS2井)、水道外(LS3井)。如圖3所示，該區(qū)已鉆井的地層速度變化規(guī)律是二期水道速度大于一期水道速度，再大于水道外地層速度；校正前速度剖面顯示二期水道內(nèi)存在低速，水道頂部存在異常高速，一期水道低速不明顯，地層橫向速度插值變化與該區(qū)速度變化規(guī)律匹配度低。

圖3 研究區(qū)沉積模式與井結(jié)合校正前、后速度剖面對(duì)比(剖面位置見(jiàn)圖1)

針對(duì)這一問(wèn)題，首先基于區(qū)域沉積認(rèn)識(shí)，刻畫出該區(qū)兩期水道的沉積范圍，并在二期水道速度異常變化區(qū)采取虛擬井控制一期主體水道內(nèi)穩(wěn)定高速、水道邊部速度逐漸變低的規(guī)律；其次在一期水道和二期水道交界處以及水道外，同樣采用虛擬井控制沉積地層的低速和水道的高速橫向變化規(guī)律。具體校正步驟如下：首先假設(shè)ΔVki表示第k套沉積地層在虛擬井i處的校正速度誤差系數(shù)(其取值結(jié)合鄰井與沉積模式)，ΔVkj表示第k套沉積地層在已鉆井j處的校正速度誤差系數(shù)，以ΔVkj為主導(dǎo)、ΔVki為輔助，針對(duì)速度復(fù)雜層可以增加虛擬井i的個(gè)數(shù)，滿足5 km×5 km范圍內(nèi)基本有控制井；然后基于現(xiàn)有的已鉆井和虛擬井校正速度誤差系數(shù)，采用克里金法對(duì)周圍的校正速度誤差系數(shù)進(jìn)行加權(quán)預(yù)測(cè)[17]，即

式中：ΔVk(Si)是第k套沉積地層第i個(gè)位置處的校正速度誤差系數(shù)；λi是第k套沉積地層第i個(gè)位置處的校正速度誤差系數(shù)的未知權(quán)重，其大小取決于預(yù)測(cè)位置與已鉆井、虛擬井的距離；So為預(yù)測(cè)位置；N為測(cè)量值數(shù)。依據(jù)第k套沉積地層的速度平面校正網(wǎng)格，進(jìn)行第k套沉積地層速度校正；以此類推，對(duì)所有地層速度體進(jìn)行校正。

由圖3可以看出，該區(qū)校正后的二期水道內(nèi)速度沒(méi)有畸變，水道主體顯示高速，水道邊部速度逐漸減小，然后過(guò)渡到水道外低速；已鉆井、虛擬井速度和沉積地層、沉積模式更加匹配，水道內(nèi)外低速、高速分布更加合理。同樣，上述局部地層速度校正方法也可以應(yīng)用到海底扇、三角洲等其他地質(zhì)體；而對(duì)無(wú)井鉆遇的地質(zhì)體，可以采用沉積微相橫向預(yù)測(cè)速度變化趨勢(shì)。

2.2 基于氣藏模式的單砂體速度驗(yàn)證及校正

陵水B區(qū)采用校正后速度體，在峽谷水道黃流組Ⅱ氣組發(fā)現(xiàn)優(yōu)質(zhì)氣藏。該氣組發(fā)育90～150 m厚層細(xì)砂巖，砂巖頂面為強(qiáng)波谷反射，底面為強(qiáng)波峰反射，內(nèi)部發(fā)育泥巖薄夾層，水道砂橫向穩(wěn)定發(fā)育。LS1井鉆探結(jié)果揭示，黃流組Ⅱ氣組井點(diǎn)處砂巖內(nèi)部波峰反射與氣水界面吻合；但波峰反射橫向是彎曲的，與氣藏模式不吻合[18-19]。

首先，驗(yàn)證LS1井區(qū)砂巖內(nèi)部波峰反射是否為氣水界面引起。如圖4所示，建立與地層相同比例的不同正演模型，模擬厚層砂巖內(nèi)部存在不同厚度夾層、不同厚度氣層、水層與夾層復(fù)合、氣水相間層等4種情況下的地震波形變化規(guī)律，結(jié)果表明：①在氣層厚度大于6 m的條件下，砂巖內(nèi)部才會(huì)產(chǎn)生波峰反射特征；②不同厚度氣層的模型中，氣藏邊界處地震波形由波峰突變成波谷，且氣層越厚砂巖內(nèi)部波谷、波峰反射越強(qiáng)；③薄層泥巖夾層模型中，砂巖內(nèi)部不產(chǎn)生地震波形變化；④氣水層相間分布模型中，氣層處產(chǎn)生明顯的地震波形變化，而水層內(nèi)無(wú)地震波形變化，波峰反射不連續(xù)分布。因此，陵水B構(gòu)造厚層砂巖內(nèi)部波峰反射是氣層與水層阻抗界面，而連續(xù)波峰反射指示該區(qū)為大型塊狀底水氣藏，波峰反射應(yīng)具有平點(diǎn)特征。

圖4 LS1井區(qū)不同模型正演地震波形變化圖(剖面位置見(jiàn)圖1)

其次，結(jié)合厚砂底水型氣層的平點(diǎn)模式對(duì)其彎曲不平地震反射進(jìn)行校正，使其與LS1井氣水界面保持一致。最終，參考?xì)馑缑娴男Ｕ?，逆向校正氣組頂面深度構(gòu)造，形成了小尺度單氣組高精度速度體。同樣，參考?xì)馑缑娴男Ｕ?，可?duì)目標(biāo)砂體附近構(gòu)造進(jìn)行相似校正。

3 深水區(qū)巖性圈閉有效性評(píng)價(jià)方法

巖性圈閉是指因儲(chǔ)層巖性或物性變化而形成的圈閉[20]，其成因既有沉積作用也有成巖作用；其類型有因砂巖尖滅、物性變化形成的圈閉，也有因不整合接觸形成的圈閉，還有構(gòu)造巖性復(fù)合型圈閉。巖性油氣藏評(píng)價(jià)需要多種方法和技術(shù)的綜合應(yīng)用，才可能提高勘探成功率。研究表明，層序地層學(xué)和地震儲(chǔ)層預(yù)測(cè)是巖性油氣藏勘探的關(guān)鍵技術(shù)[21-27]。

樂(lè)東凹陷陵水B構(gòu)造梅山組(T40—T50)晚期海底扇成藏條件優(yōu)越，已鉆3口井均有氣層或含氣顯示，證實(shí)該區(qū)油氣運(yùn)移充注活躍，但已鉆構(gòu)造均因巖性圈閉失效而未獲得商業(yè)突破。分析認(rèn)為，失利原因是構(gòu)造高部位被黃流組(T30—T40)早期水道切割，梅山組海底扇砂巖與黃流組水道砂巖對(duì)接導(dǎo)致圈閉側(cè)封失效，天然氣僅在局限的薄砂巖成藏[28]。

3.1 梅山組海底扇沉積期次劃分

首先，結(jié)合區(qū)域海平面變化對(duì)海底扇進(jìn)行沉積期次劃分，其中較早的兩期海平面下降幅度較大，該時(shí)期海南隆起中部陵水河水系所形成的陸架三角洲粒度粗、厚度大，推進(jìn)至北部坡折帶附近，其主要碎屑物質(zhì)沿陸架切谷主要向樂(lè)東凹陷中部匯聚，并經(jīng)過(guò)東西方向底流改造作用而形成第一期、第二期海底扇。中中新世末海平面下降時(shí)期(11.6 Ma)海南隆起北部物源相對(duì)萎縮，樂(lè)東凹陷中心主要接受西部越南物源碎屑物質(zhì)輸入，沉積形成梅山組晚期第三期海底扇，黃流組早期中央峽谷沿著軸向切割第三期、第二期海底扇(圖5)。本次研究中，建立了梅山組海底扇圈閉有效性判定“三大準(zhǔn)則”：①研究中央峽谷水道沉積旋回，剖析水道底部沉積特征；②綜合無(wú)曲線標(biāo)定技術(shù)與疊前反演耦合梅山組不同期次海底扇砂巖分布；③應(yīng)用鏤空技術(shù)剖析海底扇與水道的接觸關(guān)系，立體化判斷二者是否存在砂-砂對(duì)接，綜合分析海底扇圈閉有效性。

圖5 研究區(qū)過(guò)梅山組海底扇典型地震剖面(剖面位置見(jiàn)圖1)

3.2 黃流組水道沉積期次劃分

中央峽谷鉆井已證實(shí)強(qiáng)振幅異常為物性好的黃流組水道砂，橫向分布連續(xù)；但該水道底部為弱振幅且無(wú)井鉆遇，其砂泥分布與地震對(duì)應(yīng)關(guān)系不明[16]。首先，根據(jù)充填旋回將中央峽谷充填復(fù)合體劃分為3個(gè)沉積期次：沉積期次1以滑塌-塊體流泥巖-粉砂巖沉積為主；沉積期次2以早期獨(dú)立水道砂(連續(xù)性差)及其天然堤泥巖-粉砂巖沉積為主；沉積期次3以晚期復(fù)合水道砂巖(連續(xù)性好)沉積為主(圖6)。

圖6 研究區(qū)中央峽谷沉積充填模式(剖面位置見(jiàn)圖1)

黃流組3個(gè)沉積期次的沉積過(guò)程就是在中央峽谷背景下的復(fù)合沉積過(guò)程，每一期次沉積就是不同類型的巖性體混合形成的塊體搬運(yùn)復(fù)合體(MTC)，既可能富含砂，也可能富含泥，其形成動(dòng)力機(jī)制是重力流作用。因此，中央峽谷黃流組水道早期的內(nèi)滑塌-塊體流、天然堤富泥沉積為地震弱振幅反射，能夠有效側(cè)封水道外砂體，為巖性圈閉側(cè)封提供可靠依據(jù)，但局部區(qū)域水道底部可見(jiàn)強(qiáng)振幅反射異常，預(yù)測(cè)可能是局部水道砂發(fā)育，成為巖性圈閉的風(fēng)險(xiǎn)點(diǎn)。

3.3 無(wú)曲線標(biāo)定技術(shù)與疊前反演耦合梅山組海底扇砂巖分布

梅山組上覆層為快速沉降的大套鶯歌海組、黃流組泥巖，導(dǎo)致梅山組海底扇形成高壓(壓力系數(shù)達(dá)1.8～2.0[29])。由于超壓層的保護(hù)，LS5井在埋深5000多米層段鉆遇厚度超200 m海底扇砂巖儲(chǔ)層，孔隙度 8.1%～22.9%，測(cè)井滲透率0.6～174.6 mD，地震反射為中等偏弱振幅，但因受崎嶇海底和水深的影響，地震采集、處理資料品質(zhì)有限，海底扇砂巖橫向分布難以確定。而LS3、LS4井在埋深4 100多米的強(qiáng)振幅異常層鉆遇優(yōu)質(zhì)厚層砂巖，但由于梅山組地層異常高壓，這2口井缺失相關(guān)測(cè)井曲線，導(dǎo)致井震標(biāo)定不清、井震對(duì)應(yīng)關(guān)系不明，海底扇砂巖垂向、橫向分布均不落實(shí)(圖7)。

圖7 研究區(qū)梅山組海底扇典型剖面(剖面位置見(jiàn)圖1)

首先，對(duì)已鉆井梅山組海底扇砂巖進(jìn)行垂向劃分，海底扇頂部為薄互層砂巖，下部為箱狀砂巖，箱狀砂巖儲(chǔ)層物性明顯優(yōu)于薄互層。結(jié)合LS5井測(cè)井曲線分析，海底扇薄互層砂巖顯示為高縱波速度、高密度、高阻抗，地震剖面上對(duì)應(yīng)波峰反射。LS3、LS4井鉆遇海底扇箱狀厚層砂巖，但這2口井皆無(wú)相關(guān)聲波、密度曲線。因此，設(shè)定高縱波速度、低縱波速度、高密度、低密度等4種情況，通過(guò)正演方法模擬箱狀砂巖，進(jìn)行合成地震記錄標(biāo)定，并不斷耦合巖電曲線，直至所形成的合成地震記錄與原始地震記錄波形和振幅能量相匹配。結(jié)果表明，LS3井箱狀砂巖在縱波速度為3 400 m/s、密度為2.3 g/cm3的情況下標(biāo)定合理(圖8)。

圖8 LS3井目的層無(wú)曲線合成地震記錄

然后，參考LS3井箱狀砂巖的速度、密度參數(shù)，可對(duì)LS4井全井段進(jìn)行合理標(biāo)定。結(jié)合LS3、LS4井無(wú)曲線標(biāo)定結(jié)果及鉆遇情況，垂向上梅山組海底扇砂巖可分為三期；第一期主要顯示為中等偏弱振幅，第二期顯示為強(qiáng)振幅異常，第三期顯示為中等振幅。海底扇內(nèi)部為弱振幅反射，以泥巖沉積為主。井震標(biāo)定后，通過(guò)模擬的巖電曲線建立梅山組海底扇低頻模型，進(jìn)行疊前彈性反演，結(jié)果顯示第二期、第三期海底扇砂體均顯示為低縱波阻抗，橫向上被晚期水道切割，與水道內(nèi)高阻抗泥巖對(duì)接，但水道內(nèi)局部存在低阻抗獨(dú)立水道砂(圖9)。

圖9 研究區(qū)梅山組海底扇疊前反演縱波阻抗剖面(剖面位置見(jiàn)圖1)

3.4 立體評(píng)價(jià)梅山組海底扇

常規(guī)評(píng)價(jià)巖性圈閉主要通過(guò)剖面特征評(píng)價(jià)圈閉高部位是否存在砂砂對(duì)接漏失，并應(yīng)用疊前彈性反演屬性反映砂泥巖平面分布情況，但剖面特征或平面屬性往往容易忽視細(xì)微的風(fēng)險(xiǎn)對(duì)接點(diǎn)；而鏤空技術(shù)僅能立體化展示不同期次砂體的接觸關(guān)系。本次研究中，采用立體鏤空疊前彈性反演阻抗體方法，將疊前反演和鏤空技術(shù)兩者融合，立體化展示海底扇與中央水道砂泥接觸關(guān)系。

疊前彈性反演屬性剖面顯示，梅山組第三期海底扇屬于晚期海底扇，被切割的扇體位于構(gòu)造的高部位(圖9)。結(jié)合鏤空技術(shù)與疊前彈性反演技術(shù)，梅山組第三期海底扇砂體南塊、西塊和北塊均被中央水道切割，水道內(nèi)在側(cè)翼局部發(fā)育水道砂，因此推斷梅山組第三期海底扇南塊與水道內(nèi)低阻抗砂巖具有一定對(duì)接，巖性圈閉失效；而第三期海底扇西塊、北塊與水道內(nèi)高阻抗泥巖對(duì)接，海底扇東塊沒(méi)有被中央水道切割，巖性圈閉有效(圖10)。

圖10 研究區(qū)梅山組第三期海底扇與水道立體化鏤空顯示

4 應(yīng)用效果

通過(guò)對(duì)瓊東南盆地深水區(qū)構(gòu)造、巖性圈閉有效性分析方法研究，明確了基于大、中、小三種尺度約束的疊前深度偏移速度能夠有效提高坡折帶少井區(qū)速度場(chǎng)研究精度，基于沉積模式控制無(wú)曲線的疊前反演鏤空技術(shù)能夠立體化評(píng)價(jià)復(fù)雜巖性圈閉。

4.1 深水坡折帶少井區(qū)速度場(chǎng)研究精度對(duì)比

前人多采用常速、變速剝層法研究瓊東南盆地深水坡折區(qū)速度場(chǎng)，統(tǒng)計(jì)表明該區(qū)4 000 m埋深誤差在100～300 m；后續(xù)采用疊前深度偏移技術(shù)，該區(qū)4 000 m埋深誤差降至30～100 m，但仍難以滿足低幅度構(gòu)造圈閉或高溫高壓圈閉的研究精度[30]。

基于地質(zhì)沉積與構(gòu)造共同約束建立疊前深度偏移速度場(chǎng)，在采用氣藏模式的逆向剝層速度校正技術(shù)前，陵水B構(gòu)造LS1井區(qū)砂巖內(nèi)部波峰反射都存在不同程度誤差(圖11a)，但校正后該井區(qū)砂巖內(nèi)部波峰反射基本保持一條水平線，與氣水界面特征吻合(圖11b)。另外，LS6井區(qū)部署的一口深水井鉆探結(jié)果表明，該井埋深近4 000 m處目的層砂體頂面深度誤差2 m，疊前深度偏移深度誤差精度小于1/1 000，比常規(guī)變速成圖方法的速度精度提高10倍以上，而且氣水界面位于砂巖內(nèi)部地震波峰位置，平點(diǎn)特征與疊前深度偏移速度交互印證。

圖11 基于氣藏模式的逆向剝層速度校正前后LS1井區(qū)疊前深度偏移剖面對(duì)比(剖面位置見(jiàn)圖1)

4.2 梅山組海底扇巖性圈閉有效性評(píng)價(jià)效果

對(duì)于樂(lè)東凹陷梅山組海底扇巖性圈閉評(píng)價(jià)，早期層序地層學(xué)和地震儲(chǔ)層預(yù)測(cè)認(rèn)為該區(qū)儲(chǔ)層發(fā)育且?guī)r性圈閉落實(shí)，但忽視了中央峽谷內(nèi)的局部水道砂與海底扇對(duì)接導(dǎo)致圈閉失效，早期評(píng)價(jià)部署的LS4、LS5井皆鉆探失利[28]。

本次研究中，通過(guò)“地質(zhì)-物探”多方論證、“井-震-扇-水道”立體化顯示砂泥空間展布以及鏤空評(píng)價(jià)巖性圈閉有效性，綜合立體化評(píng)價(jià)梅山組第三期海底扇西塊的 LS7井區(qū)，認(rèn)為T40A、T40B砂體高部位均被晚期水道切割，但T40A砂體對(duì)應(yīng)水道內(nèi)富泥沉積，而T40B對(duì)應(yīng)水道內(nèi)薄層砂巖，即存在一定的圈閉風(fēng)險(xiǎn)(圖12)。后經(jīng)鉆探證實(shí)，對(duì)應(yīng)水道內(nèi)薄層砂巖的T40B砂體為水層，其圈閉失效；而對(duì)應(yīng)水道內(nèi)富泥沉積的T40A砂體鉆遇厚氣層，未見(jiàn)水，其圈閉有效，首次在梅山組海底扇獲得工業(yè)氣流，在該盆地深水區(qū)打開(kāi)了新的勘探領(lǐng)域。

圖12 LS7井區(qū)巖性圈閉地震剖面(剖面位置見(jiàn)圖1)

5 結(jié)論

1)本文提出了瓊東南盆地深水坡折帶少井區(qū)基于地質(zhì)沉積與構(gòu)造共同約束的疊前深度偏移速度建模方法，從大、中、小三種尺度研究深水坡折帶少井區(qū)地層速度變化規(guī)律，并開(kāi)展基于氣藏模式的單砂體速度驗(yàn)證及校正，有效規(guī)避了特殊地質(zhì)體、構(gòu)造異常帶、斷裂帶、異常壓力帶等引起的速度異常，既提高了速度建模精度，又實(shí)現(xiàn)了復(fù)雜地區(qū)構(gòu)造圈閉有效性評(píng)價(jià)。應(yīng)用效果表明，深水坡折帶陵水B構(gòu)造區(qū)4 000 m埋深的深度誤差僅為2～5 m。

2)針對(duì)瓊東南盆地深水區(qū)不同沉積地質(zhì)體互相影響的巖性圈閉，從井點(diǎn)出發(fā)，結(jié)合沉積演化規(guī)律與疊前地震反演結(jié)果，精細(xì)刻畫了不同沉積體的砂泥巖分布情況，并通過(guò)鏤空技術(shù)立體化展示了不同地質(zhì)體間的砂泥巖空間分布情況，實(shí)現(xiàn)了由點(diǎn)、線、面、體多維度評(píng)價(jià)巖性圈閉有效性。應(yīng)用結(jié)果表明，深水坡折帶陵水B構(gòu)造區(qū)梅山組第三期海底扇西塊、北塊和東塊砂體等3個(gè)巖性圈閉有效性較好，是較為有利的鉆探目標(biāo)，其中第三期海底扇西塊LS6井區(qū)對(duì)應(yīng)水道內(nèi)富泥沉積的T40A砂體鉆遇厚氣層，首次在梅山組海底扇獲得工業(yè)氣流，在該盆地深水區(qū)打開(kāi)了新的勘探領(lǐng)域。