自旋回－异旋回控制的扇三角洲相高精度层序地层对比模式

史长林 （中海油能源发展股份有限公司钻采工程研究院，天津300452）

纪友亮 （中国石油大学 （北京），北京102249）

刘灵童，姚为英 （中海油能源发展股份有限公司钻采工程研究院，天津300452）

异旋回 （构造运动、沉积物供给速率变化、气候周期性变化和与之相关的湖平面变化或基准面变化等）控制下的低频高级次基准面旋回层序划分和对比，已经成功地应用于油气勘探阶段的地层划分和对比，但在油气开发阶段小层和单层的划分和对比还存在很多问题，最主要体现在异旋回控制的地层对比精度不能满足油气开发阶段的要求。高精度层序地层 （短期和超短期基准面旋回地层，或五、六级层序）的划分和对比，能够满足单层或小层级别的地层划分与对比，但高精度层序结构和分布模式受自旋回控制作用比较明显。因此，要将层序地层学应用于油气田开发阶段，有效地指导小层和单层划分与对比，还要研究自旋回对高精度层序结构和分布模式控制作用[1～3]。

1 自旋回及自旋回作用形式

1.1 自旋回概念

Beerbower[4]于1964年提出了自旋回 （Autocyclicity）的概念，指出自旋回是指沉积体系在外部条件 （构造运动、物源供给和气候变化）不变的情况下，沉积体系为达到自身能量平衡，发生周期性的沉积和侵蚀作用，包括河道迁移、河道分流和砂坝迁移。Miall[5]认为这种自成因地层不会严格按照旋回发生，因此将 “Autocyclic”改为 “Autogenic”，并认为最常见的自成因地层是决口沉积和河道迁移。之后，有多位学者[6～10]将这种自成因地层定义为沉积体系内地层对构造升降、物源供给变化、气候变化等地质作用稳定变化的响应。

该次研究中自旋回概念是指，在异旋回作用 （构造升降、物源供给变化、气候变化和由此引起的基准面或湖平面升降变化）的同时，沉积体系按照自身搬运、沉积介质特征、地形坡度、围岩特征、植被发育等条件发生沉积、路过或侵蚀作用而形成的沉积旋回，自旋回作用在基准面升降变化期或稳定期都会发生。

1.2 自旋回作用形式

自旋回作用范围由沉积体系的沉积作用决定，常局限于沉积体系的某一个微相或亚相，自旋回形成的沉积地层横向上连续性较差，纵向上持续时限较短。典型的自旋回沉积作用包括：曲流河边滩侧向加积、决口扇前积或退积，辫状河心滩坝加积、前积，扇三角洲和三角洲朵体前积、侧向迁移，火山沉积和泥石流沉积等。自旋回的侵蚀作用包括：曲流河侧向侵蚀、辫状河改道侵蚀、扇三角洲和三角洲水道的侧向侵蚀以及泥石流的侵蚀作用[11]。

自旋回是相对异旋回而言，自旋回控制的地层单元是超短期基准面旋回形成的地层，一个超短期旋回结构不反映短期基准面升降变化，多个超短期旋回层序叠加反映短期基准面的变化，自旋回成因地层是由搬运、沉积介质性质决定的。

2 扇三角洲沉积地层层序结构

2.1 超短期旋回 （六级）层序结构和沉积序列

超短期旋回层序与Vail的Ⅵ级层序相当，对应的油田开发单元是单层，是应用岩心、录井、测井曲线等实际资料所能识别的最小成因地层单元，为米级至数米级，时间跨度为0.02～0.05Ma，往往由单一岩性或具成因联系的若干岩性韵律层组成[12]。

在基准面旋回或湖平面升降划分方案中，超短期旋回层序结构属于沉积环境和相类型控制的自旋回，与基准面变化没有直接的联系，只有超短期旋回的叠加样式才能反映A/S（可容纳空间/沉积物供给量）的增加或减小，从而提供基准面旋回变化的重要信息。超短期旋回层序可划分为3大类 （A、B、C）7个基本结构类型[13]（图1），相同的层序结构类型一般具有相似的岩性组合和粒序变化特征，大多出现在同一沉积微相或亚相中；在同期同亚相或微相中的不同部位可出现不同类型的旋回结构[14]。此特征表明超短期旋回结构类型并不受基准面变化的控制，而是受控于特定环境的沉积作用，也就是受自旋回作用的控制。

图1 扇三角洲超短期旋回基本结构类型

2.1.1 向上 “变深”非对称型层序结构 （A类）

A类层序结构只保存基准面上升半旋回沉积记录，下降半旋回没有沉积或沉积后被剥蚀，形成向上“变深”的非对称型旋回结构。自旋回控制作用明显，主要表现为无论在基准面上升期还是下降期该层序结构都具有向上 “变深”的特征。此类层序主要发育在扇三角洲平原、前缘亚相，其共同的特点为：层序顶底界面为冲刷面，仅保存上升半旋回沉积记录，主要发育在水道区。

1）低可容纳空间向上 “变深”非对称型层序结构 （A1型）是在A/S1的沉积条件下形成的。扇三角洲平原分流河道下切、侧向迁移频繁，造成河道砂体彼此叠置互相切割，形成由底部冲刷面和向上变细的块状水道砂体组合特征的A1型层序。

2）较高容纳空间向上 “变深”非对称型层序结构 （A2型）是在A/S＞1的沉积条件下形成的。扇三角洲平原和前缘中的水上与水下分流河道下切作用较弱，形成具有底部冲刷面、块状砂岩、溢堤薄层粉砂岩和水道间泥岩组合特征的A2型层序。

2.1.2 向上变浅非对称层序结构 （B类）

B类层序上升半旋回则表现为水进冲刷面或无沉积间断面，仅发育基准面下降半旋回沉积记录，具有向上变浅的非对称型旋回结构特征。该类层序主要发育在扇三角洲前缘的河口坝至远砂坝沉积区，自旋回控制作用明显，表现为无论在基准面上升期还是下降期，该沉积区总是发育向上 “变浅”的层序结构。

较低容纳空间向上 “变浅”的层序结构 （B1型）是在A/S≤1的沉积条件下形成的，在扇三角洲前缘河口坝沉积区，物源供给量大于可容纳空间增长量，形成具有水进冲刷面和向上变粗层状砂岩组合特征的B1型层序。

高可容纳空间向上 “变浅”的层序结构 （B2型）是在A/S＞1的沉积条件下形成的，在扇三角洲前缘远砂坝到前扇三角洲沉积区，沉积物供给量小于可容纳空间增长量，形成具有沉积间断面、泥砂岩互层和薄层砂岩组合特征的B2型层序。

2.1.3 向上变深复变浅的对称型 （C类）

此类层序结构形成于A/S≥1的高可容纳空间沉积条件下，层序沉积记录发育和保存比较完整，同时保存了基准面上升和下降半旋回沉积记录，其岩性韵律变化具有向上由粗变细又变粗复合韵律特征。依据洪泛面上下的岩性特征、沉积序列和沉积厚度差异，可将C类层序结构细分为3种亚型：上升半旋回为主的对称型 （C1型）、近完全对称型 （C2型）和下降半旋为主的对称型 （C3型）。

1）C1型层序基准面上升半旋回沉积厚度大于下降半旋回沉积厚度，自下而上依次发育底冲刷面、水道砂岩、溢堤砂岩、水道间泥岩和溢堤砂岩，常见于水道与水道间交替沉积区。

2）C2型层序基准面上升半旋回沉积厚度与基准面下降半旋回沉积厚度基本相等，自下而上发育冲刷面、水道砂岩、溢堤砂岩、水道间泥岩、溢堤砂岩和河口坝砂岩，常见于水道与河口坝交替沉积区。

3）C3型层序基准面上升半旋回沉积厚度小于下降半旋回沉积厚度，自下而上发育溢岸砂岩、水道间泥岩和水道砂岩，常见于水道与水道间交替沉积区。

2.2 短期旋回 （五级）层序结构和沉积序列

短期旋回层序与Vail[12]的五级层序相当，厚度为数米至数十米级，时限跨度为0.05～0.1Ma，一般由几个超短期旋回层序叠加而成。在沉积序列上，短期旋回是由若干个微相叠加组成的相组合，能够反映基准面升降和指示沉积相域的迁移方向。短期旋回层序的结构类型和分布规律与超短期旋回层序基本一致 （图1）。

3 扇三角洲沉积地层对比模式

3.1 扇三角洲顺物源方向地层不等厚斜对模式

扇三角洲沉积地层对比难度较大，前人提出不同地层对比的方法，常见的有切片法、等高程法、标志层法和高分辨率层序地层学对比法[15～18]。无论哪种方法，对比模式往往决定对比结果的正确性。扇三角洲超短期旋回 （单层级别）地层存在前积现象，图2露头中A、B、C地层依次前积，地层厚度1～4m，相当于油田开发的单层的厚度级别。测井解释的地层厚度也可以看出单层级别地层前积现象，如图3，小层Ⅳ24－2、Ⅳ24－1依次前积。

根据地层厚度变化趋势，结合扇三角洲前积特征、层序结构以及自旋回－异旋回对地层结构的影响，建立超短期旋回 （六级）层序地层对比模式 （见图4）。当基准面或湖平面上升时，物源不断向盆地边缘退积，沉积相域也向盆地边缘迁移，地层呈退积现象，短期基准面上升半旋回地层依次退积 （图4），沉积相域依次迁移，前扇三角洲亚相覆盖在前缘亚相之上，扇三角洲前缘亚相覆盖在平原亚相之上。当基准面或湖平面下降时，物源持续向湖盆中心推进，沉积相域也向湖盆中心迁移，地层前积现象明显 （图4）。当基准面或湖平面基本不变时，小层级别的沉积仍然是前积，区别在于前积程度，基准面下降时前积程度更为明显。

图2 滦平扇三角洲超短期旋回 （单层级别）层序前积

图3 黄骅坳陷柳赞油田扇三角洲超短期旋回对比结果

图4 扇三角洲超短期和短期旋回地层对比模式 （基准面上升到下降）

超短期旋回层序结构受自旋回作用控制，在扇三角洲平原主要是水道沉积微相，发育较低可容纳空间的A1型或较高可容纳空间的A2型超短期旋回层序；在扇三角洲前缘水下分流河道微相，大多发育A2型超短期旋回层序；在扇三角洲平原水道到前缘河口坝沉积区，基准面上升后期，较高可容纳空间可能发育C1型、C2型和C3型超短期旋回层序；在扇三角洲前缘河口坝微相，多发育低可容纳空间的B1型反旋回超短期旋回层序；在扇三角洲前缘远砂坝或席状砂微相，可发育高可容纳空间的B2型超短期旋回层序。从盆地边缘向湖盆方向，超短期旋回层序结构分布规律一般是：A1型 （A2型）→C1型→C2型 （C3型）→B1型 （B2型）→沉积间断面，基准面上升早期可容纳空间较小，可发育A1型、B1型层序，基准面上升中后期可容纳空间较大时，主要是A2型、B2型层序 （图4）。短期旋回层序结构分布规律与此类似。

3.2 扇三角洲切物源方向地层对比模式

3.2.1 等高程地层对比模式

扇三角洲平原亚相主要是河流单向水流，以强烈的冲刷充填方式形成不稳定的条带状河道砂体，其剖面为复杂多样的透镜状砂体。依据河道砂体叠置形式，可以简单地分为大面积叠置、小面积叠置、交错叠置、层状叠置和孤立型，根据河道下切充填程度，采用河流相的等高程同期地层对比模式或等高程非同期地层对比模式[15，18]。

3.2.2 地层平对模式

扇三角洲前缘亚相是河流与湖泊共同作用下的产物，砂体主要分布在水下分流河道、河口坝和席状砂微相，所以分别按照河流沉积环境的对比模式、河口坝和席状砂沉积环境的对比模式进行对比。

河口坝的剖面具有典型的向上逐渐变粗反韵律特征，该特征是由河口坝自旋回作用决定的。河口坝的形成是河流分叉，水动力变弱，水流携带的沉积物不断沉积，同时水流冲刷沉积物不断前积，河口坝不断增长，前积作用使得较粗的沉积物覆盖在较细的沉积物之上，形成反韵律特征。河口坝与水道叠置主要有两种情况，也就有两种对比模式。

1）等厚地层平对模式 当可容纳空间较大时，河口坝与水道同期沉积，河道侧向迁移和下切幅度较小，即 “河在坝中游”，这种情况一般采用等厚平对模式 （图5）。

图5 黄骅坳陷柳赞油田扇三角洲前缘河口坝超短期旋回比结果

席状砂发育在扇三角洲前缘外侧，主要是在湖浪选积作用下形成稳定席状砂，沉积韵律不明显，在侧向上厚度均匀渐变，广泛分布，在纵向上层层叠置，单元间少见明显的切割和冲刷现象，所以采用等厚地层平对模式。

2）不等厚地层平对模式 当可容纳空间较小时，水道下切或侧向迁移侵蚀先期沉积坝体，即 “河在坝上走”，此时一般采用不等厚地层平对模式 （图6）。

4 结 论

4.1 自旋回影响的扇三角洲相高精度层序结构和分布模式

图6 黄骅坳陷柳赞油田扇三角洲前缘河口坝超短期旋回对比结果

自旋回作用对超短期旋回层序结构影响较大，扇三角洲不同沉积亚相、微相发育超短期旋回层序结构也有所差异，其主要超短期旋回结构有：A1型、A2型、B1型、B2型、C1型、C2型和C3型，其顺物源方向上的变化规律是由A1型 （A2型）→C1型→C2型 （C3型）→B1型 （B2型）沉积间断面。

4.2 扇三角洲相高精度层序地层对比模式

扇三角洲顺物源方向高精度层序地层采用不等厚斜对模式；扇三角洲切物源方向的地层对比根据不同沉积亚相和微相沉积特征采用不同的地层对比模式，在扇三角洲平原水道发育区采用等高程 （同期或不同期）地层对比模式，在扇三角洲前缘水下分流河道、河口坝、席状砂沉积区采用地层 （等厚或不等厚）平对模式。

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