滑塌浊积扇内幕结构及成因——以涠西南凹陷流一段上亚段为例

陶倩倩 周家雄 孙文钊 陈丽君 李 达

(中海石油(中国)有限公司湛江分公司研究院,广东湛江 524057)

0 引言

陆相湖盆重力流沉积体系中的滑塌浊积扇具有良好的油气成藏条件[1]。它一般发育于半深湖—深湖相沉积环境，邻近烃源岩；处于三角洲前缘坡折带，储盖组合好。目前，在中国陆相含油气盆地中，特别是处于勘探中后期的陆相断陷湖盆中，滑塌浊积岩油气藏已成为一个重要的勘探领域，如渤海湾盆地的东营凹陷、惠民凹陷、黄河口凹陷、岐口凹陷等[2-6]，苏北盆地的高邮凹陷[7]，二连盆地的白音查干凹陷[8]，松辽盆地的松南斜坡[9-10]，准噶尔盆地的阜康凹陷[11]及鄂尔多斯盆地[12-13]等均发现规模不等的浊积岩类型油气田(藏)。

北部湾盆地涠西南凹陷属于陆相断陷湖盆，发育多种类型的岩性圈闭，如扇三角洲前缘水下分流河道岩性圈闭、湖底扇岩性圈闭、三角洲前缘水下分流河道岩性圈闭、滑塌浊积扇岩性圈闭等。以往的研究仅集中于油气勘探效果较好的扇三角洲及湖底扇沉积的岩性圈闭[14-16]，而对于三角洲前缘的滑塌浊积扇的研究[17]较少。在2016～2017年，针对上始新统流沙港组一段(以下简称流一段)上亚段的滑塌浊积扇先后钻探4口井，均获得油气流。

涠西南凹陷流一段上亚段发育大型滑塌浊积扇，根据钻井岩性组合及地震相特征，浊积扇内部单层砂体厚度不一且互不连通，但呈现砂体纵向叠置、横向连片的特征，当累计厚度较大时，可成为岩性油气藏的有利富集带。由于针对滑塌浊积扇特征方面的研究较少，因而其内部沉积构成、成因机制、成藏规律等均认识不清，严重制约了勘探进程及成效。本文综合运用沉积相、地震相、地层切片、模型正演、相控稀疏脉冲反演等多种地质及地球物理手段，对涠西南凹陷流一段上亚段发育的滑塌浊积扇的内幕结构、主控因素及沉积模式等进行深入探讨，以期指导涠西南凹陷的岩性油气藏勘探。

1 地质背景

涠西南凹陷是北部湾盆地的一个三级构造单元，面积约为3800km2，具北断南超的箕状断陷地质结构，经历了古近纪张裂和新近纪裂后热沉降的构造演化过程。其中，涠西南凹陷古近纪经历了湖盆的出现、发展至消亡的一个完整过程，而新近纪接受海侵，形成海相沉积旋回。

流一段沉积时期凹陷长期继承性发育大型三角洲沉积体系，成藏条件优越： 流一段砂体直接覆盖在流二段烃源岩上；渐新世末期开始并持续活动的断层形成油气运移通道；半深湖区发育的泥岩、页岩厚度较大，可以作为良好的盖层。

流一段上亚段(地震反射层T80-T81)三角洲多期发育并逐步扩大成为统一的复合性大型三角洲。本文以其中的一期三角洲朵叶体为研究对象，即以2号断裂带下降盘、B洼和C洼结合部(图1a)，在三角洲朵叶体前缘发育的大型滑塌浊积扇为例(图1b)，分析其沉积特征及成藏机理，为凹陷内其他朵叶体的研究提供参考。

图1 研究区位置(a)及地震剖面(b)

2 技术流程

研究区内浊积砂体分布零散，沉积相多变，内部结构复杂，成藏规律不清。本文从分析滑塌浊积扇沉积特征出发，综合运用地层切片、相控稀疏脉冲反演及模型正演三种地质、地球物理手段，着重突出滑塌浊积扇内幕结构的精细剖析，分析浊积扇发育的主控因素，明确浊积扇的沉积模式，进而指明涠西南凹陷有利勘探方向(图2)。

图2 滑塌浊积扇研究技术流程图

3 沉积特征

3.1 地震反射特征

滑塌浊积扇一般发育于三角洲前缘坡折带，由于地形坡度的突变，在构造活动、自身重力、波浪或湖平面沉降等作用下，三角洲前缘沉积物滑塌并与水体混合形成高密度浊流，在不断对底床进行冲刷侵蚀的过程中重新堆积而形成外形呈扇状的浊积体[18]。由于滑塌再搬运作用，导致滑塌浊积扇的地震相特征与三角洲前积层有明显的不同。浊积体地震反射外形呈透镜状或楔状，内部呈波状、短波状或杂乱反射结构，反射波组具有低—中频率、变振幅和差连续性等特征，不同于三角洲前缘典型的S型前积特征。高分辨率三维地震剖面上可见流一段上亚段的浊积水道下切、充填形态。浊积扇体为平面上连片展布、垂向上相互叠置的多期小型分支浊积水道复合体，或者仅发育于孤立、单一的大型浊积水道中。单个浊积水道地震相特征表现为“V”形或“U”形反射，反映了水道的下切侵蚀作用较强(图3)。

图3 滑塌浊积扇典型地震反射特征(测线位置见图1a)

3.2 沉积序列及岩性特征

流一段上亚段三角洲朵叶体主要发育两种沉积序列。一种为由水下分流河道细砂岩—分流河道间湾灰色泥岩组成，粒度向上变粗，地层变厚的进积型结构； 另一种为由下部浊积岩—顶部深湖相暗色泥岩组成，在垂向上反复叠置，形成总体向上地层变薄、粒度变细的退积型结构。例如，W15和W14井L1Ⅲ油组向上地层变厚，表明流一段晚期低位域三角洲体系呈高建设性不断进积态势。而W9井和W10井L1Ⅳ、L1Ⅴ油组多发育细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩与厚层褐灰色泥岩互层的正韵律沉积序列，为发育于高位域中深湖相泥岩环境中的浊积扇体(图4)。浊积扇内部单层砂体厚度变化较大，为1～25m不等，纵向上多期次砂体叠置，总厚度可达90m。砂岩成分以石英为主，微含暗色矿物，细粒为主，分选较好。单层砂体的GR曲线多呈漏斗形，块状厚层砂岩呈箱型，多层砂体的叠置常呈齿化箱型、钟形或漏斗形。

3.3 岩心沉积特征

研究区滑塌浊积体岩性由细砂岩、粉砂岩和泥质粉砂岩组成，多呈正韵律，底部与下伏泥岩呈突变接触的关系。在重力滑塌、滑动、快速堆积等作用下，内部多发育滑塌变形构造、波状层理、变形层理、包卷层理及泥岩撕裂片、重荷模、泄水构造等各种指示液化变形的标志(图5a)，另外也常见块状层理、递变层理、平行层理等指示较强水动力条件及快速堆积的标志(图5b)。

图4 研究区流一段上亚段钻井地层对比

图5 涠西南凹陷滑塌浊积扇岩心沉积构造特征

W6井(图5)岩心具有滑塌浊积岩特征，内部发育多期不完整的鲍马序列，缺少A段具递变层理的杂砂岩段，但是底部存在明显的滑塌作用造成的冲刷面及与滑塌作用有关的沉积构造，与下伏块状泥岩呈突变接触的关系。向上逐渐发育B段具平行层理的分选较好的细砂岩，C段具波状层理或斜交层理的细砂岩，内部存在含泥质纹层，D段具有断续水平层理的泥质粉砂岩层及E段块状泥岩。各个鲍马序列多以BCD、BC、BD、BCDE等多种组合形式出现，厚度从0.1～4.0m不等。

4 内幕结构

利用地层切片及正、反演相结合的手段研究滑塌浊积扇砂体的发育规模、内部横向接触关系及纵向叠置样式等，了解浊积扇体的发育规律。

4.1 砂体平面展布特征

根据研究区已钻井分析，结合地震反射特征，流一段上亚段滑塌浊积扇具有横向岩性变化快、纵向砂岩厚度变化大的特点，滑塌浊积扇内部砂体多呈点状或带状分布。本文利用三维高分辨率地震资料对流一段上亚段区域性界面T80、T81及各油组顶面进行精细追踪解释 (图3)，并利用地层切片技术[6,19-22]还原滑塌浊积扇发育早期至晚期的砂体展布规律，为进一步认清浊积扇内幕结构奠定基础。

L1Ⅴ油组沉积时期，研究区为半深湖相沉积，浊积砂体以点状、条带状分布为主(图6a)。点状堆积说明砂体再次搬运过程中以块体流整体搬运为主，未发育浊积水道；条带状展布反映了浊积水道的存在。浊积水道主要呈北北西—南东东向展布，反映了物源来自北西。A和B构造区主要发育点状浊积砂体， C构造区主要发育条带状浊积砂体；浊积砂体主要分布于近物源的B、C构造区，A区分布较零星。

L1Ⅳ油组沉积早期，浊积砂体主要以长条带状展布为主(图6b)，反映了此时浊积水道较为发育。在图中可以清晰识别浊积水道发育形态及侧向迁移摆动的现象。浊积水道主要呈北西—南东向展布，反映了此时物源方向有所变化，但仍以北西向为主。A区浊积砂体分布范围扩大。

L1Ⅳ油组沉积中后期，发育大规模浊积砂体(图6c)。A构造区浊积体呈横向连片展布，范围继续扩大。B构造区以北西—南东向短条带状浊积砂体为主，浊积砂体范围缩小。

L1Ⅲ油组沉积时期，研究区以滨浅湖相沉积为主，发育三角洲前缘水下分流河道砂体，砂体平面展布范围较广(图6d)。

利用地层切片可以清晰识别出不同时期浊积砂体的发育特征，并由此可推断油气成藏规律。以A区为例： 早期(图6a)，浊积砂体以点状或短条带状镶嵌于广阔的泥岩背景中，易形成岩性圈闭，但由于砂体发育范围较小且远离断层，缺少沟通烃源通道，不利于油气的充注；中期(图6b、图6c)，浊积砂体以条带状为主，砂体展布范围扩大，但仍以泥岩环境为主，具有形成岩性圈闭的有利条件，并且油气可通过断层垂向运移和砂体的横向输导聚集成藏；晚期(图6d)，由于砂体横向连通性增强，缺少泥岩遮挡，不易形成岩性圈闭，成藏可能性较小。

图6 涠西南凹陷流一段上亚段地层切片

4.2 砂体横向连通性分析

波阻抗反演可以将反映岩石界面信息的振幅转化为反映岩性信息的波阻抗。相控稀疏脉冲反演是加入沉积相控制参数的波阻抗反演技术。该技术以沉积相模式为指导，分析地震反射波组的组合特征，并结合地层切片信息，建立能反映研究区沉积微相特征的层序体；将该层序体应用于初始全频带模型的建立并参与反演，反演结果可更准确地反映砂泥岩信息，并能清晰展示各油组砂体的横向连通性。

通过对研究区目的层位进行岩石物理分析,得知流一段上亚段砂、泥岩波阻抗分异性不明显。整体上呈现砂岩低阻抗、泥岩高阻抗的特征，但是底部L1Ⅴ油组砂岩阻抗反转为高阻抗，内部还存在低阻抗泥岩，导致反演效果不理想，不能严格区分L1Ⅴ油组沉积时期砂、泥岩，但是对研究L1Ⅲ、L1Ⅳ砂体横向连通性仍具有一定价值。

从波阻抗反演结果看(图7)，W10井区L1Ⅳ油组砂体横向连通性较好，岩性尖灭点清晰，与W12井区的砂体呈不连通的关系，能合理解释低部位W10井处为油层、高部位W12井处为水层的现象。L1Ⅲ油组整体横向砂体连通性较好。L1Ⅴ油组由于砂岩具有高阻抗特征，与围岩阻抗差异较小，反演效果较差，但大致可判断横向展布范围较窄，多为孤立砂体。

图7 联井波阻抗反演剖面

4.3 砂体叠置样式

受分辨率的限制，地震资料和波阻抗反演大致只能反映规模较大砂体的接触关系及厚层砂岩的地质外形，对于厚度小于地震分辨率的砂体形态及接触样式难以判别。本文根据浊积砂体沉积特征及规律，建立砂体赋存样式与地震响应模型，寻找与其类似的地震反射特征，从而还原单砂体规模、泥岩隔层厚度及砂体之间的接触样式，并且由此反推了A构造的浊积体正演模型，最终对浊积体内幕结构有了清晰认识。

4.3.1 不同砂体赋存样式的地震响应特征

地震响应是不同岩石界面、地质体外形、地质体厚度、隔层厚度及地质体接触关系的综合反映。为此，本文建立了不同条件下的砂体接触模型，并对正演模型地震响应与实际地震反射进行对比，从而找出隐藏在地震剖面中的地质信息[23]。

表1展示了砂体厚度变化、泥岩隔层厚度变化及横向接触关系与地震响应的关系。针对砂体厚度变化，设计了三个模型： 当砂体厚度大于地震分辨率时(a1)，由于砂、泥波阻抗的差异，砂岩顶、底面均可形成强反射界面，从而可识别出地质外形；而当砂体厚度小于地震分辨率时(a2、a3)，不能识别出砂体地质外形，但随着砂岩厚度的减薄，地震响应从强反射特征(a2)逐渐变为弱反射特征(a3)。

当砂岩厚度大于地震分辨率，不论泥岩隔层厚度大于或小于地震分辨率(b1、b2)，都可以识别出上下叠置的各个砂体；而当砂岩厚度和泥岩隔层厚度均小于地震分辨率时(b3)，反射波旁瓣相互叠加形成强反射，则识别不出单个地质体外形，仅能通过阻抗界面大致判断岩性。

当多期砂体横向接触样式不同时，会出现“V”形(c1)、“U”形(c2)、波状(c3)等多种地震反射特征。在研究区，均能找出与模型地震响应相对应的实例，说明浊积扇内部砂体的堆积方式主要为表中所列几种情形。

4.3.2 浊积砂体内幕结构恢复

基于以上研究，可以利用实际地震反射特征来反推地下地质体的堆积样式，从而更加直观地建立浊积扇的内幕结构。以A构造为例，根据已钻井的岩性组合、岩石物理特征、油水关系，结合该区浊积扇体地震反射特征，恢复该构造的浊积体内幕结构(图8a)，得到的正演地震响应(图8b)与实际地震反射(图8c)特征相似，说明建立的浊积扇体模型非常接近地下实际情况。整个浊积扇是由纵向上厚度不同、横向展布范围不同的多期浊积砂体堆积而成，砂体叠置样式复杂，内部泥岩隔层较发育。

通过总结滑塌浊积扇地质模型、正演模拟地震响应和实际地震反射特征，可以得出三点认识。

(1)L1Ⅴ油组底部砂体具有 “V”形、“U”形孤立浊积水道地震响应特征，说明砂体厚度较大且横向展布范围较小。因此，如果该套砂体处不发育沟通油源断层，则成藏可能性较小； L1Ⅳ油组主要呈波状强反射结构，说明砂体横向连通性相对较好，且砂岩厚度相对较大，油气可通过沟通油源断层和砂体横向输导聚集成藏； L1Ⅲ砂体呈横向连续性好、弱—中反射地震特征，说明砂体分布范围广，砂岩厚度较小，缺少泥岩隔挡，不利于油气聚集。

(2)地震剖面上类似层内小断层的响应(图8c蓝色虚线所示)可能是由于两侧砂体不连通造成的假象，而非真实存在断层。只有贯穿浊积体上下地层的断层响应才是由构造活动形成的断层。

(3)岩性发育及油气成藏存在多种可能性。经正演模型演示并经钻井证实，存在同一套砂体高部位为水层(W12井)、低部位为油层(W10井)的可能性； 也存在紧邻的两口井中，一口井岩性基本为泥岩而另外一口井出现巨厚砂岩的情况。

图8 A构造滑塌浊积扇内幕结构及地震响应特征

5 主控因素及沉积模式

5.1 主控因素

影响滑塌浊积扇发育的主控因素主要有沉积环境、重力作用及特殊地形三个方面。

根据沉积序列及岩性组合特征，研究区滑塌浊积扇形成于高位体系域，也只有在湖平面处于较高时期的半深—深湖滞水、强还原环境中，受外界破坏作用小[8,24]，浊积扇才能得以保存。

根据前人对三角洲前缘滑塌浊积体形成过程的模拟[18]，受自身重力作用而产生的滑塌浊积扇，存在近于垂直岸线的深水沟道,沉积物沿着沟道缓慢移动和沉积，形成断续相连或孤立的小型浊积砂体。研究区发育的滑塌浊积扇内部存在多期浊积水道，与前人模拟特征相似，证实形成滑塌浊积扇的因素主要为自身的重力。

涠西南凹陷始新世晚期，即流一段沉积时期，2号断裂带为横贯凹陷的北东向张扭性走滑断裂带，在断裂带上下盘形成一个落差较大的构造坡折带，且各断层之间发育较多地势较低的断沟或断槽，对沉积物的堆积起到重要的引导作用。可见，滑塌浊积扇的形成也需要具备有利的地形条件。

5.2 沉积模式

涠西南凹陷在始新世中期基本定型，控凹1号断裂带及2号走滑断裂带已经形成，但A洼和B洼没有明显的分隔界限，两者为一个统一的湖盆。始新世晚期， 1号断裂带持续活动， 2号断裂带基本停止活动[25]。在1号断裂带控制下，来自粤桂隆起区继承发育的大规模北西物源的三角洲沉积，越过A洼直至2号断裂带。受2号断裂带构造斜坡的控制作用，大量碎屑物质在2号断裂带附近快速堆积。当三角洲前缘沉积厚度和坡度增大到稳定休止角的极限值时，沉积物自身的重量大于下部泥岩的承受能力，促使沉积界面发生倾斜及强烈液化，并沿泥质沉积物表面顺断槽发生滑移而形成重力滑塌。随着滑塌和对下伏沉积物的截切和冲刷作用增强，形成下切侵蚀水道[13,18]，并在深水区多期发育，互相叠置，最终在2号断裂带下降盘形成滑塌浊积扇(图9)。浊积砂体的发育位置也逐步向湖盆中央靠近。另外，研究区浊积体的发育规模还受内部次级断层的影响，次级断层形成的二级构造斜坡控制沉积物滑塌方向和规模，在其前端发育的浊积体的规模大于无二级断层发育的浊积体。

图9 流一段上亚段滑塌浊积扇沉积模式

6 结论

(1)涠西南凹陷流一段上亚段发育的滑塌浊积扇内部呈多个下切水道“V”形或“U”形组成的波状、短波状或杂乱地震反射结构，反射波组具有低—中频率、变振幅和差连续性等特征。向上变细的正韵律沉积序列及岩心内部变形层理等印证了滑塌浊积体的存在。

(2)运用地层切片、相控稀疏脉冲反演及模型正演三种地球物理技术，剖析了滑塌浊积扇内幕结构，认为浊积扇体由纵向上厚度不同、横向展布范围不同的多期浊积砂体组成，砂体呈点状、条带状、块状展布,且叠置样式及接触关系多变，泥岩隔层较发育。

(3)研究区滑塌浊积扇发育的主控因素为半深湖相滞水、强还原环境、自身重力作用和2号断裂带发育的构造坡折及断槽。