楊朝強(qiáng) 周 偉 王 玉 彭 旋 莫馮陽 劉圣乾 李 華 何幼斌

(1. 中海石油(中國)有限公司海南分公司 海南海口 570312； 2. 長江大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院 湖北武漢 430100)

鶯歌海盆地黃流組發(fā)育淺海陸架背景下的重力流海底扇沉積[1-4]。與典型深水海底扇沉積相比，淺海海底扇對沉積物源的供給、海平面升降、沉積基底的古地貌及動(dòng)態(tài)差異沉降等因素響應(yīng)更加敏感，因而沉積作用較為復(fù)雜多變，垂向上演化迅速，平面上砂體展布復(fù)雜。從盆地或區(qū)域尺度上，前人對鶯歌海盆地黃流組海底扇進(jìn)行了大量研究，提出了淺海濁積扇[5-8]、非典型淺海海底扇[2,9]、砂質(zhì)碎屑流海底扇[10]等沉積模式，理清了宏觀地質(zhì)背景下的沉積演化規(guī)律，這種宏觀的沉積規(guī)律有效指導(dǎo)了東方區(qū)勘探早期淺海海底扇的期次、分布及規(guī)模的研究。

進(jìn)入勘探和開發(fā)后期，東方區(qū)黃流組普遍存在著原認(rèn)識與實(shí)際的生產(chǎn)動(dòng)態(tài)匹配較差、小層砂體連通性不明、開發(fā)實(shí)際動(dòng)用儲(chǔ)量與控制儲(chǔ)量差別較大等諸多問題，區(qū)域沉積相及扇體尺度的砂體刻畫已經(jīng)無法滿足日益精細(xì)的勘探開發(fā)需求。然而，淺海海底扇不同期次扇體相互疊置或改造頻繁，扇體內(nèi)部不同砂體相互侵蝕改造、切疊或疊加，導(dǎo)致扇體內(nèi)部小層難以對比，沉積微相相變迅速、平面展布復(fù)雜，儲(chǔ)層單砂體展布規(guī)律復(fù)雜多變。此外，受限于海上少井條件及地震資料品質(zhì)一般，前人對扇體內(nèi)部地層、沉積特征及沉積演化的研究明顯不足，儲(chǔ)層砂體內(nèi)部流動(dòng)單元及連通性認(rèn)識不清，嚴(yán)重制約了精細(xì)的勘探與開發(fā)部署。因此，筆者聚焦于東方區(qū)黃流組一段Ⅱ氣組b海底扇(以下均簡稱Ⅱb扇體)，綜合巖心、測錄井、三維地震及波阻抗反演結(jié)果，對Ⅱ氣組的小層劃分、沉積微相及沉積演化進(jìn)行精細(xì)研究，分析海底扇沉積演化主控因素，進(jìn)而指導(dǎo)有利儲(chǔ)層預(yù)測及開發(fā)部署。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

鶯歌海盆地位于海南島與印支半島之間，大地構(gòu)造上夾于華南和印支兩個(gè)微板塊之間，為受NW向走滑斷裂控制的新生代轉(zhuǎn)換-伸展型含油氣盆地。東方區(qū)位于鶯歌海盆地中央坳陷中北部(圖1a)，晚中新世黃流組沉積時(shí)期，在西高東低的宏觀古地貌格局控制下，盆地西側(cè)廣闊的昆嵩隆起及藍(lán)江三角洲提供了充足的物源，越過盆內(nèi)撓曲坡折帶搬運(yùn)至東方區(qū)底辟帶，形成了大規(guī)模的海底扇沉積[1,5,11-12]。

黃流組形成于晚中新世全球海退的背景下(圖1b)，與早—中中新世三亞組、梅山組相比，水深相對最小，沉積期古水深為38～111 m，為淺海陸架沉積背景[13]。根據(jù)王華 等[1]的層序劃分，黃流組一段整體為一個(gè)三級層序(SQHL1，S31—S30)，內(nèi)部可分為低位體系域、海侵體系域和高位體系域，黃流組海底扇主要發(fā)育于低位體系域，地震剖面上比較容易識別，總體上主要表現(xiàn)為強(qiáng)振幅體(圖1c)。低位體系域內(nèi)部自下而上進(jìn)一步劃分為三個(gè)準(zhǔn)層序組PSS3、PSS2和PSS1，分別對應(yīng)Ⅳ氣組、Ⅲ氣組和Ⅱ氣組(圖1c)。在該氣田實(shí)際生產(chǎn)應(yīng)用中，根據(jù)海底扇發(fā)育的期次和發(fā)育位置不同，Ⅱ氣組劃分為Ⅱa～f六個(gè)扇體，本次研究對象為PSS1(Ⅱ氣組)的Ⅱb扇體。

2 小層劃分與對比

2.1 單井小層劃分與連井對比

本研究區(qū)為淺海重力流海底扇沉積背景，Ⅱ氣組(PSS1準(zhǔn)層序組)整體上對應(yīng)中期沉積旋回下的大型海底扇，包含三個(gè)短期旋回。短期旋回內(nèi)部重力流作用頻繁，形成頻繁疊加的超短期旋回(圖2)，二者均具有很強(qiáng)的自旋回性，受重力流沉積或改造作用的控制。一般淺水區(qū)短期旋回多以次級海泛面作為層序界面識別標(biāo)志，巖性上表現(xiàn)為泥巖隔層或夾層。然而，本研究區(qū)有限的鉆井取心資料揭示了重力流頻繁的侵蝕與沉積作用，小規(guī)模海泛作用形成的泥巖層難以保存下來，而較多的保留下來的為沉積層理厚度、泥質(zhì)含量或沉積粒度粗細(xì)在垂向上的旋回性變化，可作為旋回劃分依據(jù)。本區(qū)海底扇沉積旋回界面處常為泥質(zhì)披覆沉積或薄層的波狀層理粉細(xì)砂巖，代表相對弱水動(dòng)力沉積，界面以上水動(dòng)力增強(qiáng)，見弱侵蝕構(gòu)造及塊狀含泥礫細(xì)砂巖(圖2)。對于非取心井，這種旋回性變化在錄井巖性上通常難以表現(xiàn)出來，在測井曲線上或可識別(如A-11、A-4井，圖3)，或不易識別(如C-14、D-1井，圖3)。

圖2 東方區(qū)黃流組一段海底扇垂向疊加沉積序列及巖心特征(A-4井)

圖3 東方區(qū)黃流組一段Ⅱ氣組小層劃分與對比

合成預(yù)測誤差濾波分析(Integrated Prediction Erro Filter Analysis，INPEFA)是在最大熵譜分析法基礎(chǔ)上發(fā)展而來的技術(shù)，廣泛應(yīng)用于層序地層、沉積旋回、沉積環(huán)境變化等方面的研究[15-17]。常規(guī)測井曲線旋回性變化通常不明顯，而INPEFA曲線的正負(fù)變化趨勢及拐點(diǎn)通?？梢苑从乘w進(jìn)退、砂質(zhì)/泥質(zhì)含量變化及地層界面等信息[15-17]。鑒于此，本文對GR測井曲線運(yùn)用Cyclolog軟件進(jìn)行INPEFA處理，分析處理后曲線的垂向變化，從而在Ⅱ氣組內(nèi)部進(jìn)行小層劃分。結(jié)果表明，處理后得到的INPEFA_GR曲線具有明顯的旋回性，可以將原始GR曲線中隱藏的不明顯的旋回或趨勢揭示出來(如C-14井，圖3)。INPEFA_GR曲線的負(fù)趨勢(從右到左)對應(yīng)向上變粗的正旋回，正趨勢(從左到右)對應(yīng)向上變細(xì)的正旋回，正負(fù)趨勢的拐點(diǎn)代表沉積旋回的起止(圖3)。

據(jù)研究區(qū)Ⅱ氣組鉆井資料，巖性主要為細(xì)砂巖，錄井巖性剖面上沉積旋回不明顯或難以分辨；GR曲線主要表現(xiàn)為鋸齒-齒化箱形、鐘形或復(fù)合形態(tài)，反映海底扇背景下沉積水動(dòng)力變化頻繁，不同期次砂體頻繁疊置或切疊，疊加厚度較大，旋回性大致可辨別或難以識別，橫向難以對比；運(yùn)用INPEFA技術(shù)處理后的INPEFA_GR曲線旋回性相對比較明顯，可將Ⅱ氣組劃分為3個(gè)小層，自下而上依次為Ⅱb-1、Ⅱb-2和Ⅱb-3，分別對應(yīng)三個(gè)沉積旋回，下部為正旋回或者反旋回，上部為疊加的兩個(gè)反旋回，且不同鉆井之間具有較好的對比性(圖3)。

2.2 井-震-反演聯(lián)合標(biāo)定小層對比

東方區(qū)為三維地震覆蓋區(qū)，目的層Ⅱ氣組主頻38 Hz左右，頻寬范圍8～80 Hz，理論上1/4波長可識別地層厚度為22 m，單砂組10 m左右砂體難以識別，且部分砂體位于1/4波峰處。從單井小層劃分結(jié)果來看(圖3)，除局部地層較厚外，大部分井Ⅱ氣組厚度為20～40 m，小層厚度普遍在10 m左右。受限于地震分辨率，在傳統(tǒng)地震剖面上小層界面難以識別，小層劃分與對比多解性強(qiáng)(圖4a)。

圖4 東方區(qū)黃流組一段Ⅱ氣組小層劃分井-震-反演對比剖面(剖面位置見圖3)

聲波阻抗可以反映地層及巖石特征，相對于地震振幅可以提高解釋精度，在高精度層序地層分析中更直接、更具優(yōu)勢[18]。通過單井分析，儲(chǔ)層砂體具有高聲波、低伽馬、低密度及低阻抗的測井響應(yīng)特征，依據(jù)巖石物理分析及測井解釋結(jié)論，對砂巖和泥巖進(jìn)行波阻抗分布統(tǒng)計(jì)，砂巖總體上波阻抗截?cái)嘀敌∮? 100 g/cm3·m/s，泥巖波阻抗截?cái)嘀荡笥? 300 g/cm3·m/s(圖5)。通過分頻建模關(guān)系，低頻信息以井插值為主表征儲(chǔ)層各向同性，中頻信息以地震為主反演巖性背景，高頻信息以測井高頻信息和地震波形頻率信息相匹配，完成對儲(chǔ)層砂體的地震反演，得到Ⅱb扇體的地震反演數(shù)據(jù)體。對參與反演的井提取偽井曲線(反演井旁地震道)，與實(shí)際波阻抗曲線對比，整體韻律幅度一致，二者相關(guān)性85%以上，反映了本次地震反演結(jié)果的準(zhǔn)確與可靠性。此外，對基于反演數(shù)據(jù)的連井剖面進(jìn)行正演模擬，得到了與原始數(shù)據(jù)體相似的地震剖面，且正演和反演地震數(shù)據(jù)主頻信息、頻寬、中頻等信息與原始地震數(shù)據(jù)體一致，反演方法和結(jié)果可靠性較強(qiáng)。

圖5 A-4井巖石物理分析

從地震反演結(jié)果來看，砂體發(fā)育時(shí)以低阻抗為主，水道內(nèi)儲(chǔ)層(砂泥交互)為較低阻抗，水道間儲(chǔ)層(席狀砂體)為低阻抗，泥質(zhì)沉積為較高阻抗。通過井震標(biāo)定對比，地震反演剖面波阻抗高低與鉆井巖性可完全匹配，地震反演縱向可識別10 m左右的單砂體，橫向砂體邊界及疊置關(guān)系清晰(圖4b)。

通過對比鉆井在地震剖面與波阻抗反演剖面上的標(biāo)定結(jié)果，可以發(fā)現(xiàn)反演剖面上的地層更明顯、更易于識別(圖4)，且基于測錄井和INPEFA_GR曲線劃分的三個(gè)小層可與反演剖面上的波阻抗差異較好匹配。根據(jù)波阻抗的差異及變化和鉆井標(biāo)定結(jié)果，在Ⅱ氣組(Ⅱb-top～Ⅱb-bot)內(nèi)部識別出兩個(gè)層序界面Ⅱb-1top和Ⅱb-2top，自下而上劃分為Ⅱb-1、Ⅱb-2和Ⅱb-3三個(gè)小層，與鉆井上的劃分結(jié)果一致。在井-震-反演聯(lián)合標(biāo)定的基礎(chǔ)上，在工區(qū)三維地震反演數(shù)據(jù)體內(nèi)進(jìn)行對比、界面追蹤和閉合，建立Ⅱb扇體沉積區(qū)的精細(xì)地層格架，為沉積演化分析提供了可靠的地層框架。

3 沉積微相及沉積演化

前人研究認(rèn)為，黃流組一段發(fā)育于淺海陸架背景下的海底扇沉積[1,13]。對于本研究區(qū)，基于巖心、測井、三維地震、地震反演等資料，認(rèn)為研究區(qū)黃流組一段主要發(fā)育海底扇相的中扇沉積亞相，包括水道(帶)、堤岸、席狀砂三種沉積微相。

3.1 水道(帶)

水道為研究區(qū)內(nèi)常見微相類型，巖性上主要為細(xì)砂—粉砂巖，泥質(zhì)撕裂屑發(fā)育，層厚大，常見塊狀層理、沖刷構(gòu)造、交錯(cuò)層理等沉積構(gòu)造。測井上常見多期疊加的厚層狀底部和頂部突變的高幅齒化箱型，或底部突變頂部漸變的齒化鐘形。水道(帶)在地震剖面上比較容易識別，一般具有明顯的底凸頂平的形態(tài)。水道頂、底面一般為強(qiáng)振幅高連續(xù)地震反射，內(nèi)部則振幅變?nèi)?，連續(xù)性中等。波阻抗剖面上，單一水道主要呈U型、V型，侵蝕或下切下伏地層，規(guī)模上較小(圖6a)；當(dāng)多條水道發(fā)育比較集中時(shí)，難以區(qū)分不同的水道，表現(xiàn)為W型，橫向上組成水道帶，規(guī)模較大(圖6c)。平面上，單一水道多表現(xiàn)為長條形，而水道帶則連片發(fā)育形態(tài)不規(guī)則(圖7)。

3.2 堤岸

堤岸常發(fā)育在水道的兩側(cè)，由水道內(nèi)流體漫溢垂向加積形成。巖性上以粉砂巖為主，粒度相對水道較細(xì)，局部富集泥屑、泥質(zhì)條帶，多見水平層理、波狀層理等沉積構(gòu)造。測井上為多期疊加的較厚層狀齒化漏斗形、齒化鐘形或復(fù)合形態(tài)(圖6b，A-11井)。地震反演剖面上為由水道向外厚度逐漸收斂的“海鷗翼狀”(圖6a)，并可逐漸向厚度更薄的席狀砂過渡(圖6b、c)，因此堤岸沉積多數(shù)情況下不易識別。

3.3 席狀砂

研究區(qū)席狀砂廣泛發(fā)育，巖性上以偏細(xì)的細(xì)砂—粉砂巖為主，泥質(zhì)薄層及紋層常見，局部夾薄層砂，層厚不大，平行層理發(fā)育，偶見生物擾動(dòng)。測井上主要為疊加的薄層指狀、漏斗狀或鐘形，頂?shù)锥酀u變接觸。地震剖面上主要為強(qiáng)振幅、高連續(xù)、平行—亞平行地震反射，呈楔形、板狀(圖4，A-4井)，平面上連片發(fā)育，遠(yuǎn)離水道方向逐漸減薄乃至尖滅(圖6b、c，圖7)。

圖6 東方區(qū)黃流組一段主要沉積微相地震波阻抗反演剖面(剖面位置見圖7)

3.4 沉積演化

在井震標(biāo)定的三維精細(xì)地層格架內(nèi)，基于波阻抗反演數(shù)據(jù)體，對各小層分別進(jìn)行反演體地震屬性分析，分析沉積微相平面展布特征及其時(shí)空演化。通過對比不同地震屬性，優(yōu)選出了基于反演數(shù)據(jù)體的最小振幅屬性，其同時(shí)亦疊加了巖性波阻抗信息，砂巖波阻抗偏低，泥巖波阻抗偏高，可用來精細(xì)刻畫沉積微相砂體平面展布(圖7)。

研究區(qū)黃流組Ⅱ氣組自下而上分為Ⅱb-1、Ⅱb-2和Ⅱb-3三個(gè)小層。

Ⅱb-1小層沉積期(圖7a、b)，沉積中心主要位于工區(qū)中部及東南部，水道及水道帶發(fā)育，其中中部水道及水道帶規(guī)模較大，東南部較小。水道及水道帶之間，發(fā)育較為連片展布的席狀砂，而工區(qū)東部則發(fā)育零散和小型的席狀砂沉積。工區(qū)西北發(fā)育一條SE走向的水道沉積，水道內(nèi)砂體發(fā)育規(guī)模較小，堤岸寬度亦較小。自西向東，總體上可識別三個(gè)物源輸入通道，均為NW—SE走向，其中中部②號物源規(guī)模較大，西部①號物源次之，東部③號物源最小。與之相對應(yīng)，中部水道發(fā)育規(guī)模最大，形成復(fù)合的水道帶，末端溢出沉積物依然具有強(qiáng)侵蝕改造能力，形成規(guī)模較大的水道沉積及大面積的席狀砂沉積。西部水道規(guī)模亦較大，而東部僅發(fā)育小型水道及小面積席狀砂。

Ⅱb-2小層沉積時(shí)期(圖7c、d)，總體沉積格局較Ⅱb-1小層類似，沉積中心依然在工區(qū)中部及東南部的水道及水道帶發(fā)育區(qū)。不同的是，該時(shí)期總體物源供給較強(qiáng)，Ⅱb-2小層各沉積微相總體上平面展布規(guī)模都較Ⅱb-1時(shí)期增大。工區(qū)中部及西部侵蝕-再沉積作用強(qiáng)烈，水道間的席狀砂及水道帶前端的漫溢席狀砂大片發(fā)育，屬性平面圖上表現(xiàn)出明顯的高值區(qū)。東部小型水道發(fā)育，席狀砂圍繞小水道中下部發(fā)育。西北部水道及堤岸沉積體系中水道砂體規(guī)模擴(kuò)大，兩側(cè)堤岸變寬，沉積范圍增大。

圖7 Ⅱb-1小層(a、b)、Ⅱb-2小層(c、d)和Ⅱb-3小層(e、f)地震反演最小振幅屬性及沉積微相解釋

Ⅱb-3小層沉積時(shí)期(圖7e、f)，總體上繼承了Ⅱb-2小層沉積格局。反演體最小振幅屬性平面圖上，砂體波阻抗較Ⅱb-2小層稍高。該時(shí)期總體物源供給減弱，水道及席狀砂發(fā)育規(guī)模不同程度減小。除西北部水道及堤岸沉積體系中水道砂體規(guī)模明顯擴(kuò)大外，中部、東南部、西南部及東部沉積微相砂體展布規(guī)律變化不大，但平面展布范圍出現(xiàn)出小幅萎縮，較Ⅱb-2時(shí)期相對細(xì)碎，砂體邊界表現(xiàn)為更明顯參差狀，如A-4和D-1井區(qū)支離破碎狀席狀砂。

4 古地貌對海底扇沉積的控制作用

研究區(qū)總體上為淺海陸架背景下發(fā)育的海底扇，物源供給、海平面升降、基底古地貌等因素共同制約和控制了海底扇的發(fā)育類型、規(guī)模、沉積演化及內(nèi)部結(jié)構(gòu)等[1-3,5,12]。對于本研究區(qū)而言，外部因素如物源供給水平、海平面變化程度及宏觀古地貌因素的影響差別不大，沉積區(qū)微古地貌對沉積地點(diǎn)、砂體展布、演化方向等方面起到了主要的控制作用。

古地貌恢復(fù)常用方法有殘余地層厚度法、印模法、填平補(bǔ)齊法、層序地層法等[19-20]。研究區(qū)整體沉積體厚度和規(guī)模不大，地層厚度橫向變化較快，依靠三維地震資料可獲得精細(xì)的地層厚度信息，殘余地層厚度法相對應(yīng)用較好。本文利用地層厚度得到沉積時(shí)間厚度平面圖，經(jīng)鏡像處理得到地貌高低，近似恢復(fù)了Ⅱb扇體沉積期沉積古地貌，進(jìn)而根據(jù)地形坡度預(yù)測了水流搬運(yùn)體系(圖8)。結(jié)合小層地層展布、沉積微相平面圖及其沉積演化(圖7)，可見微古地貌對沉積中心、沉積物搬運(yùn)路徑、沉積微相展布及沉積演化具有明顯的控制作用。

圖8 東方區(qū)黃流組一段Ⅱb扇體沉積古地貌

4.1 對沉積中心的控制作用

東方區(qū)陸架淺海海底扇在形成過程中，會(huì)對沉積基底進(jìn)行不同程度的侵蝕，沉積物過路不留時(shí)會(huì)形成凹凸不平的地貌。當(dāng)流態(tài)減弱時(shí)，重力流沉積物在沉積過程中具有明顯的填平補(bǔ)齊的趨勢，且沉積物優(yōu)先沉積于先存的古地貌洼地中，地貌洼地中的沉積厚度明顯大于地勢較高的部位，沉積中心與地貌洼地分布范圍基本一致，且洼地規(guī)模越大，地層厚度越大，如工區(qū)中部C-14井區(qū)洼地。此外，洼地內(nèi)的地層主要為垂向加積疊加樣式(圖3，C-14井)，Ⅱ氣組沉積期三個(gè)不同階段總體的沉積中心具有明顯的繼承性(圖7)。隨著洼地的逐漸充滿，Ⅱb扇體沉積區(qū)內(nèi)的總體地形和坡度發(fā)生改變，沉積中心便再次發(fā)生改變，海底扇的主要沉積作用遷移到附近的其他地貌低洼地帶，如Ⅱa和Ⅱd扇體沉積區(qū)[21]。

4.2 對沉積物搬運(yùn)路徑的控制作用

重力流沉積物在沉積過程中，受到重力的驅(qū)動(dòng)，會(huì)沿著重力勢能下降的方向移動(dòng)，當(dāng)遇到大型地貌洼地時(shí)，部分粗粒沉積物首先發(fā)生卸載而堆積，在洼地內(nèi)開始充填沉積，此時(shí)重力流雖然經(jīng)過減速，但是仍具有很強(qiáng)的侵蝕和搬運(yùn)能力，部分粗粒及細(xì)粒沉積物溢出或沖破堤岸，甚至侵蝕出新的水道并繼續(xù)向前搬運(yùn)，如A-11井東側(cè)的溢流侵蝕水道，并注入新的地貌洼地，如工區(qū)南部A-4井西部洼地(圖7)。對于小型洼地(工區(qū)東北)，并不會(huì)明顯限制重力流前進(jìn)方向，當(dāng)遇到較大的洼地時(shí)，可能會(huì)改變方向注入到洼地中，如A-4井北部洼地(圖7)。對于順物源的長條形洼地(工區(qū)西側(cè))，沉積物搬運(yùn)路徑受到地貌限制而基本不會(huì)改變。

4.3 對沉積微相展布及沉積演化的控制作用

東方區(qū)Ⅱb扇體分布范圍內(nèi)的沉積微相主體為水道(帶)及席狀砂，總體上水道微相主要發(fā)育于地貌洼地，席狀砂主要發(fā)育于洼地周緣的平緩地貌。對順物源走向的地貌洼地(工區(qū)西側(cè))及大型地貌洼地(工區(qū)中部、南部)，地貌洼地對重力流沉積作用具有一定的限制性，而在洼地周緣的平緩地貌重力流水道不發(fā)育，為非限制性漫流沉積(圖8)。

對比沉積微相平面分布及古地貌圖，結(jié)合主要的順物源與切物源剖面(圖6)，Ⅱb-1時(shí)期主要表現(xiàn)為侵蝕無沉積向充填沉積作用轉(zhuǎn)變，少量沉積物溢出洼地并在其下游形成席狀砂(圖7a、b)。隨著洼地填充程度的增加，Ⅱb-2時(shí)期主要表現(xiàn)為水道沉積充填及大規(guī)模漫溢形成的席狀砂沉積，席狀砂分布范圍明顯擴(kuò)大，連片發(fā)育(圖7c、d)。Ⅱb-3時(shí)期，隨著洼地的充滿，在大規(guī)模漫溢沉積形成的同時(shí)，亦遭到一定程度的改造破壞，連片發(fā)育的席狀砂在平面展布上表現(xiàn)出一定的破碎狀(圖7e、f)。而對總體平緩、僅有少量小型洼地的地貌(工區(qū)東北部)，該地貌對重力流沉積作用沒有限制性，主要形成規(guī)模很小的水道及規(guī)模較大的席狀砂沉積，沉積演化變化不大(圖7)。

綜合分析認(rèn)為，研究區(qū)具有限制型侵蝕-充填-溢出及非限制型漫流兩種古地貌控砂沉積模式。工區(qū)中部的古地貌最低，水道規(guī)模及沉積厚度亦最大，對重力流沉積的限制性作用亦最強(qiáng)，主要表現(xiàn)為限制型侵蝕-充填-溢出沉積模式，侵蝕-充填作用主要發(fā)生于地貌洼地中，重力流對早期沉積物進(jìn)行頻繁的侵蝕改造與沉積充填，形成厚層疊加水道(圖3，C-14井)。此外，重力流還會(huì)對原始沉積地貌進(jìn)行修飾或改造，在水道下游出口處侵蝕出新的水道。同時(shí)，大量的沉積物向下游方向溢出，在地貌平緩處形成頻繁疊加的溢流席狀砂沉積(圖2)。工區(qū)東部整體地形平緩，無大型水道經(jīng)過，主體表現(xiàn)為非限制型漫流沉積模式，重力流對沉積地貌下切改造能力弱，僅可形成小型溝道。該條件下形成的席狀砂垂向上單期厚度亦較小，累積厚度不大。平面上，雖然重力流沉積-改造-再沉積作用頻繁轉(zhuǎn)換，可對早期沉積物沖刷、改造并再沉積，形成支離破碎狀展布席狀砂(圖7)，但沉積微相平面展布范圍變化不大，沉積演化上與前期具有很強(qiáng)的繼承性。

5 結(jié)論

1) 淺海重力流海底扇沉積作用復(fù)雜，旋回識別、小層劃分與對比困難。測井曲線INPEFA分析技術(shù)可有效應(yīng)用于小層劃分和對比，地震波阻抗反演可以提高地震分辨率，縱向上可識別10 m左右的砂體，且橫向上砂體邊界及疊置關(guān)系清晰?；诰?震-反演聯(lián)合標(biāo)定小層對比，東方區(qū)黃流組一段Ⅱ氣組自下而上劃分為Ⅱb-1、Ⅱb-2和Ⅱb-3三個(gè)小層。

2) 研究區(qū)主要發(fā)育海底扇相中扇亞相的水道(帶)、堤岸、席狀砂三種沉積微相。工區(qū)自西向東，總體上可識別Ⅱb海底扇體三個(gè)物源，中部物源最強(qiáng)、水道最為發(fā)育，西部次之，東部最弱。中部和西部水道及水道帶之間，發(fā)育較為連片展布的席狀砂，而東部則發(fā)育零散和小型的席狀砂沉積。

3) 微古地貌對沉積中心、沉積物搬運(yùn)路徑及沉積微相和沉積演化具有明顯的控制作用，表現(xiàn)出限制型侵蝕-充填-溢出模式和非限制型漫流兩種沉積特征。順物源走向的地貌洼地及大型地貌洼地對重力流沉積作用具有一定的限制性，控制了水道或大型水道帶的形成，并在水道間及前端形成大面積展布席狀砂。而總體平緩的地貌限制性弱，主要形成規(guī)模很小的水道及較大規(guī)模的席狀砂沉積。