西湖凹陷三角洲平原河道识别及特征分析

2020-04-30王红岩

东北石油大学学报 2020年1期

王红岩

( 中海石油(中国)有限公司上海分公司,上海 200030 )

0 引言

三角洲是河流携带沉积物流入相对静止的汇水盆地所形成的、不连续岸线的、突出的似三角洲形砂体。根据水动力条件，可以分为河控三角洲、浪控三角洲和潮控三角洲[1]。研究区平湖组中、上段主要受河流作用影响而发育多期河控三角洲，形成三角洲平原、前缘及前三角洲亚相，其中，目标层段以三角洲平原亚相为主，发育的分流河道砂体形成该区较为优质的储层。

人们对三角洲储层开展研究。根据野外实地考察、浅钻孔、探坑、探槽等方法，李燕等[2]研究鄱阳湖赣江三角洲分流河道内发育的砂体类型、沉积特征及规模；根据岩心、测井、粒度分析及岩石薄片等资料，夏辉等[3]分析早白垩世塔北隆起西部卡普沙良群发育的辫状河三角洲与曲流河三角洲沉积特征及其差异性，建立研究区卡普沙良群沉积模式；综合岩心薄片、分析化验、测录井及生产动态等资料，刘畅等[4]表征柴达木盆地辫状河三角洲沉积特征，明确相控储层砂体展布规律及叠置类型；通过对准噶尔盆地南缘乌拉泊组辫状河三角洲露头进行实测，李亚龙等[5]分析各沉积微相沉积特征、岩相及粒度特征，建立辫状河三角洲沉积模式及垂向沉积序列；根据岩心、测井和三维地震资料，结合水槽模拟实验，陈诚等[6]开展湖盆浅水三角洲沉积学特征研究，总结浅水三角洲形成过程和发育模式；利用地震沉积学技术，李明等[7]识别四川盆地龙岗地区中侏罗统沙溪庙组河道砂体。目前，在西湖凹陷平北斜坡带(北段)平湖组地层勘探中，多口工业油流井钻遇三角洲平原分流河道砂体，展示储层具有良好的勘探前景。

笔者分析岩石矿物、沉积微相、测井相和地震相特征，并利用Inpefa曲线完成4期河道划分，利用Marr小波分频、RGB融合技术预测主要期次河道展布范围，为研究区岩性油气藏勘探突破提供依据。

1 区域地质概况

西湖凹陷位于东海陆架盆地东部坳陷带，是东海陆架盆地规模较大的中新生代含油气凹陷[8-10]，西侧为海礁隆起、渔山东低隆起，东侧为钓鱼岛隆褶带，南端与钓北凹陷接壤，北部与福江凹陷相邻(见图1(a))，面积约为5.18×104km2。地层自下而上发育前宝石组，始新统宝石组(E2bs)、平湖组(E2p)，渐新统花港组(E3h)，中新统龙井组(N1l)、玉泉组(N1y)和柳浪组(N1ll)，上新统三潭组(N2s)，以及第四系更新统东海群(Qpdh)。其中，平湖组含油气层系广泛发育三角洲沉积体系，是寻找岩性油气藏的有利场所。

图1 西湖凹陷平北斜坡带构造地质特征Fig.1 Structural geological characteristics of Pingbei Slope Zone in Xihu Depression

研究区位于西湖凹陷平北斜坡带北段，构造单元具有东西分带特征，自西向东分别为断阶带、次洼带、古隆起带和主洼带(见图1(b))。盆地经历5个演化阶段，分别为裂陷期、断陷期、断—拗转换期、拗陷—反转期和区域沉降期[11]。早白垩世末期，受基隆运动影响，盆地初始裂陷，发育上白垩统地层；古新世早期，受雁荡运动影响，盆地进入断陷阶段，研究区古新统—始新统宝石组地层沉积厚度约为1.00～2.50 km；中始新世期，受平湖运动影响，盆地进入断—拗转换阶段，研究区平湖组沉积厚度约为0.50～1.50 km，其中，平湖组中、上段广泛发育的三角洲平原分流河道为研究重点；始新世末期，受玉泉运动影响，盆地进入拗陷期，研究区花港组沉积厚度约为0.50～1.25 km；渐新世末期，受花港运动影响，盆地局部开始反转，沉积厚度约为1.40～2.60 km的中新统龙井组、玉泉组、柳浪组地层；中新世末期，受龙井运动影响，盆地遭受强烈挤压抬升，地层剥蚀严重，形成T12区域不整合面；上新世早期，挤压应力松弛，盆地进入区域沉降期，继续接受沉积。

2 三角洲平原沉积特征

晚始新世末期，斜坡带主要断裂活动减弱，次级洼陷逐渐被填平补齐而形成统一的凹陷，平缓的斜坡有利于三角洲的发育。分析工区内已钻井岩心、测井相、地震相等特征，总结三角洲平原主要亚相的沉积特征。

2.1 岩石学

2.1.1 砂岩类型及孔隙特征

砂岩是陆源碎屑的主要岩石类型，其碎屑组分主要来源于母岩机械破碎的产物，是反映物质来源的重要标志[12-13]。通过对研究区取心井岩心观察和薄片鉴定分析，平湖组中、上段岩石类型主要以长石岩屑质石英砂岩为主，以长石质石英砂岩、岩屑质石英砂岩为辅，偶有岩屑砂岩(见图2(a))。石英质量分数为50.0%～85.0%，平均为67.5%；长石质量分数为4.0%～19.0%，平均为13.6%；岩屑质量分数为7.5%～40.0%，平均为18.9%。砂岩成分成熟度好，磨圆以次棱角—次圆为主，接触方式以线接触、凹凸接触为主，少量呈点接触。由图2(b)铸体薄片可以看出，目的层孔隙较发育，面孔率约为9.16%，连通性为一般至较好，溶蚀现象常见，孔隙以粒内溶孔、原生粒间孔、粒间溶孔为主，微孔、铸模孔次之。

2.1.2 粒度特征

利用粒度概率累积曲线对粒度特征进行分析[14-16]，研究区平湖组中、上段地层粒度概率累积曲线以反应牵引流作用的两段式为主，包括跳跃和悬浮式组分(见图2(c))。曲线的跳跃组分占50%～70%，主体粒度为-1.8Φ～2.5Φ，具有较大斜率，表明颗粒组分具有较好的分选性；悬浮组分占30%～50%，主体粒度为2.5Φ～8.0Φ，变化范围广，说明颗粒组分呈大小混杂沉积；跳跃总体与悬浮总体交截点集中在2.0Φ附近，对应粒度约为0.25 mm，达到细砂岩级别，反映悬浮沉积物粒度总体偏细、跳跃总体分选较好的特征。

图2 平湖组中、上段砂岩分类、镜下薄片分析及粒度概率累积曲线Fig.2 Sandstone classification map, microscopic thin section analysis and probability accumulation curves of particle size in the middle and upper section of Pinghu Formation

2.2 微相

三角洲平原发育于临近海岸的平缓区域，主要为三角洲的陆上沉积部分，由一系列低弯度辫状、曲流状分流河道及分流河道间组成[17-19]。陆上分流河道为主要输砂通道，以含砾较高的中砂岩、粗砂岩为特征，河道底部具有明显的冲刷面且有向上变细的正粒序沉积特征。分流河道间主要为低湿的泥沼、草沼和树沼等大片沼泽地，沉积物多以厚层块状层理、含钙粒、植根、虫孔的泥岩为特征，夹杂发育薄煤层。

2.2.1 分流河道

分流河道是三角洲平原的主要微相，具有单向水流且水位变化呈周期性特征，其性质可以是曲流河、辫状河、网状河或顺直河[1]。其沉积物以分选较好的砂质为主，具有典型的河流沉积二元结构，韵律为单向水流形成的向上变细的正韵律粒序，底部多以含砾中—细砂为主，向上逐渐变为粉砂、泥质粉砂及粉砂质泥岩，最上部为含有大量植物根系的粉砂和黏土层。其底界常具有冲刷面和单向流水斜层理、平行层理等，砂层中有槽状、板状或波状交错层理，向上规模变小。

图3(a—b)取心段为分流河道曲流砂坝，岩性为浅灰色细砂岩，成分以石英为主，次为长石，少量为暗色矿物，见炭质纹层，上部见斜层理，中部为块状层理，底部为平行层理，呈次圆状，分选较好，泥质胶结，较致密。图3(c)取心段为分流河道底部滞留沉积，下部为浅灰色砂砾岩，成分以石英为主，次为长石，少量为暗色矿物，砾石成分为泥砾、石英砾，砾石颜色较杂，砾径一般为0.5～1.0 cm，最大的为3.0 cm，呈次圆—棱角状，分选较差，泥质、硅质胶结。上部为浅灰色含砾粗砂岩，成分以石英为主，次为长石，少量为暗色矿物，局部砾石富集，呈次圆状，分选较好，泥质、部分硅质胶结，砂体内部发育数条斜层理，底部见冲刷面。

图3 研究区分流河道、分流间湾岩心特征Fig.3 Well core characteristics of distributary channel and bay in the study area

2.2.2 分流间湾

分流间湾为分流河道之间的沉积，前端常与海或湖相连。岩性主要为泥岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩夹薄煤层。沉积构造以水平、透镜状及波状层理为主，生物扰动作用强烈。

深灰色泥岩质较纯，局部含有植物茎叶化石、炭屑、煤屑等，部分含少量粉砂，见少量波纹层理(见图3(d))。灰色粉砂质泥岩层理较发育，常见波纹层理、变形构造，局部发育泄水构造，粉砂质分布不均匀，部分粉砂质呈透镜体分布(见图3(e-f))。

2.3 测井相

测井相分析是利用测井响应的曲线特征和定量测井参数，描述地层的岩性、物性、层理类型及垂向组合、旋回性、厚度、顶底面接触关系等沉积相[20]。在岩心标定的基础上，主要利用自然伽马、自然电位、电阻率曲线幅值、形态、光滑程度、接触关系、厚度等要素，分析沉积微相的响应特征，识别出箱型、钟型、漏斗型、线型4种曲线形态，建立研究区测井微相模式。

(1)箱型结构(见图4(a))。对应的岩性多为细砂岩、含砾细砂岩，单层厚度为4～20 m，曲线幅度为高幅，顶底突变，略显齿化，底部对应冲刷面，反映沉积过程物源充足、水动力稳定条件下的快速堆积沉积，典型代表为分流河道沉积。

(2)钟型结构(见图4(b))。对应岩性多为细砂岩，曲线为上窄下宽的钟型，底部突变，顶部渐变，呈微齿化，反映河道侧向迁移的正粒序结构。从下到上，曲线的异常幅度逐渐减小，是水流能量逐渐减弱或物源供应越来越小的表现。典型的代表为曲流河点砂坝或河道充填沉积。

(3)漏斗型结构(见图4(c))。下部岩性多为泥岩，上部渐变为薄层砂岩，顶部突变接触，底部渐变，垂向上呈现反映前积或顺流加积砂体的反粒序结构，说明水动力逐渐加强和物源供应充足。典型代表为河流决口扇微相、三角洲前缘河口坝相。

(4)线型结构(见图4(d))。垂向上的幅度变换不大，以细粒泥岩沉积为主，夹杂薄层煤，主要反映水动力条件变化缓慢平静的沉积环境，常见于沼泽和分流间湾沉积环境。

2.4 地震相

地震相是沉积相在地震剖面上表现的总和[21]。地震相标志主要包括地震反射基本属性与结构、外部几何形态、内部反射构造、边界关系等。根据沉积体在地震剖面上响应的基本属性、内部反射构造等特征，分析其沉积相。

2.4.1 地震反射基本属性

地震反射属性是指地震剖面各组分的物理地震学特征，基本属性包括振幅、视频率、连续性3个要素。地震反射界面是由岩石的波阻抗差异产生的，单一或多个反射轴组成不同地震反射特征。岩石物理分析表明，目的层段埋深大于4 100.00 m，地震资料主频约为22 Hz，储层纵波速度为3 800～4 900 m·s-1，密度为2.33～2.70 g·cm-3，纵波阻抗为9 300～12 500(g·cm-3)·(m·s-1)，1/4波长约为43～56 m。泥岩纵波速度为3 200～4 500 m·s-1，密度为2.00 ～2.64 g·cm-3，纵波阻抗为7 000～11 800(g·cm-3)·(m·s-1)。多数砂岩阻抗略大于泥岩阻抗，砂岩顶面为波峰反射，泥岩顶面为波谷反射。

根据地震反射振幅、视频率、连续性差异，将三角洲平原分流河道地震响应划分为4类。第一类为强振幅—中频—弱连续反射(见图5(a))，河道主体沉积的砂岩与上下泥岩阻抗差异大，形成强振幅反射，河道间沉积体阻抗差异小，形成弱振幅反射，横向上表现为弱连续特征；第二类为中强振幅—中频—连续反射(见图5(b))，河道(间)砂岩与泥岩阻抗差异变小，横向砂体叠置成片，表现为席状反射特征；第三类为中强振幅—中频—断续反射(见图5(c))，河道主体砂岩与泥岩存在阻抗差异，河道间多以泥岩为主，多个分流河道横向上形成断续反射特征；第四类为中弱振幅—低频—断续反射(见图5(d))，沉积较厚的河道砂岩与围岩阻抗差异小，形成低频弱振幅反射。

2.4.2 地震内部反射构造特征

地震内部反射构造是指地震同相轴在空间上的排列与组合方式，是岩层叠加形式的直接体现，反映沉积作用的性质和沉积补偿状况等[1]。根据河道砂体排列组合方式，划分为孤立型河道(见图5(a))、侧积型河道(见图5(e))、叠置型河道(见图5(f))。孤立型河道多为单期河道充填，相互之间基本不连通，垂向上呈现泥包砂的特征，同相轴表现为平行(亚平行)、断续、强振幅、透镜状反射特征；侧积型河道一般发育规模较大，表现为顶平底凸状，内部反射同相轴相对倾斜并朝一方加积，呈现河道演化过程中侧向摆动迁移的特征；叠置型河道为多期次河道垂向叠置发育而成，多个单河道砂体在横向和纵向上充分叠置、互相切割，砂体之间有局部或没有泥岩隔层，单个河道砂体表现为强振幅波峰(红轴)反射且在不同方向展布范围不同，多个河道砂体形成迷宫状组合，砂体空间展布变化较快。

3 分流河道期次划分

3.1 Inpefa曲线划分河道演化期次

3.1.1 Inpefa曲线原理

自然伽马测井曲线可有效划分砂、泥岩，但曲线旋回性变化不明显，将实测GR曲线转换为综合预测误差滤波分析曲线(Inpefa)，可以反映水进、水退的旋回性变化，进而实现工区内河道演化期次的划分。Inpefa曲线转换基本原理：首先，对GR曲线进行最大熵频谱分析处理，完成GR曲线复合波形的分解，得到组成测井曲线不同波长的单波；然后，由测井曲线真实值减去最大熵频谱分析估计值得到数据差值，即预测误差滤波分析(PEFA)。PEFA曲线是一条被称作地层连续性指示器的锯齿状曲线，不同大小的尖峰(误差)代表不同规模的等时界面，正向尖峰(正值误差)代表可能的层序界面，负向尖峰(负值误差)代表可能的洪泛面;最后，对PEFA曲线进行积分处理，得到综合预测误差滤波分析曲线(Inpefa)[22-26]。

3.1.2 河道期次划分

Inpefa曲线变化趋势反映沉积旋回的差异，曲线从右到左数值降低代表负向趋势，反映基准面下降、水体变浅、砂质含量增加；曲线从左到右数值增加代表正向趋势，反映基准面上升、水体变深、泥质含量增加。正向拐点为曲线由负趋势变为正趋势的转折点，代表层序界面，负向拐点为曲线由正趋势变为负趋势的转折点，代表洪泛面。

平湖组沉积中晚期，研究区经历4期水进—水退过程(见图6)，发育4期三角洲平原分流河道。期次之间分界点对应Inpefa曲线正向拐点，代表该期水进的开始，伴随发育分流间湾微相；期次内部由水进转为水退的拐点对应Inpefa曲线负向拐点，代表该期水退的开始，伴随发育分流河道微相。

3.2 Marr小波分频处理

利用Marr小波分频处理识别主要期次分流河道平面展布，利用RGB混频精细刻画单期河道储层。

3.2.1 小波分频原理

RGB混频是将分频成果中频段互不重叠的低频、中频、高频段能量属性，以RGB模式混合起来显示, 形成具有通频信息的色彩数据体；然后在数据体上进行储层的刻画与分析[28]。

3.2.2 河道识别

目的层段地震数据体的振幅谱见图7。由图7可以看出，地震主频约为20 Hz，频带为5～35 Hz。利用Marr小波完成分频处理，分别提取10、20、30 Hz优势频带属性，完成河道细节刻画(见图8)。第一期分流河道表现为局限发育特征(见图8(a-d))，河道1发育于斜坡带中部，自北北东流向南南西向，沿长轴长度约为18.5 km，河道宽度为500～1 500 m。由于断块掀斜翘倾作用形成断槽，在断层走向扭动区形成走向斜坡带，影响水流方向，导致河道展布受控于北北东向顺向正断层。河道1被井5钻遇，目的层段砂岩纵波速度约为4 200 m·s-1，10 Hz优势频率识别λ/4砂体厚度为105.00 m，20 Hz优势频率识别λ/4砂体厚度为52.50 m，30 Hz优势频率识别λ/4砂体厚度为35.00 m。由不同分频属性(见图8(a-c))可以看出，北段、南段砂体能量响应较强，中段砂体能量响应弱，说明砂体主要发育于河道北段、南段；20 Hz频率属性最强，10 Hz频率属性最弱，说明河道砂体厚度主要集中于52.50 m，105.00 m厚层砂体发育较少。

图7 地震数据体目的层段频谱Fig.7 Seismic spectrum analysis of target layer

图8 分流河道小波分频属性Fig.8 Wavelet frequency division attribute of distributary channel

由RGB红、绿、蓝融合(见图8(d))可以看出，红色为10 Hz低频能量，绿色为20 Hz中频能量，蓝色为30 Hz高频能量，黄色为10 Hz低频与20 Hz中频融合色，淡蓝色为20 Hz中频与30 Hz高频融合色，紫红色为10 Hz低频与30 Hz高频融合色，白色为低频、中频、高频三色融合色。河道北段(井5处)融合色以红、黄、白为主，说明低频能量较强，代表中厚层砂岩较发育；河道南段融合色以白色为主，说明低、中、高频强，代表厚层、薄层砂体发育。河道中段以淡蓝色为主，说明低频弱、中高频强，代表薄层砂体发育。

第二、三期等晚期河道发育规模开始扩大，井4、井5、井6、井14等井钻遇河道主体(见图8(e-h))。根据已钻井纵波速度分析，目的层段砂岩纵波速度约为4 100 m/s，10 Hz优势频率识别λ/4砂体厚度为102.50 m，20 Hz优势频率识别λ/4砂体厚度为51.25 m，30 Hz优势频率识别λ/4砂体厚度为34.10 m。由不同分频属性(见图8(e-g))可以看出，工区中部、东部发育多条河道，河道展布方向转变为近南北向，其中，河道2、河道3发育规模较大。河道2受多条弧形顺向正断层影响，为弯曲强烈的曲流河形态特征，沿长轴延伸16.5 km，河道宽度为750～2 000 m；河道3发育于东北部古隆起区，北段为单条河道，南段出现多个分支河道，河道弯曲较弱，沿长轴延伸25.0 km，河道宽度为500～700 m。由不同频率属性(见图8(e-g))可以看出，20、30 Hz频率属性最强，10 Hz频率属性最弱，说明河道砂体厚度主要集中于34.10～51.25 m，105.00 m厚层砂体发育较少。

由RGB红、绿、蓝融合(见图8(h))可以看出，河道2北段融合色以白色为主，说明低频、中频、高频能量较强，代表厚层、薄层砂体发育；河道2南段融合色以淡蓝色为主，说明低频弱、中高频强，代表薄层砂体发育。河道3北段发育单条分流河道，融合色以红色、白色为主，说明低频、中频能量较强，代表厚层砂体发育；河道3南段发育多条分流河道，融合色以淡蓝色、绿色为主，说明中频、高频能量强，代表中层、薄层砂体发育。