扇三角洲高分辨率层序构型及砂体预测——以沙湾凹陷西斜坡二叠系上乌尔禾组为例

熊 婷，党玉芳，贾春明，李 胜，尚 春

(中国石油集团公司新疆油田分公司 勘探开发研究院地球物理研究所，新疆 乌鲁木齐 830011)

引 言

准噶尔盆地西北缘沙湾凹陷上乌尔禾组沉积和储层等方面的研究有一定进展，前人认为上乌尔禾组为扇三角洲沉积，其中扇三角洲前缘相水下分流河道砂体为有利的储集相带[1-4]，研究区属于浅水缓坡扇三角洲沉积[5]；已有学者针对其他地区，采用高分辨率层序地层学研究方法对砂体分布进行预测[6-8]。但迄今针对研究区的沉积和储层研究尺度较大，对砂体的时空展布特征研究较粗，为了更高效地开展斜坡区的勘探，本文基于高分辨率层序构型，建立浅水缓坡扇三角洲水下分流河道地质模式，通过地震正演模拟论证，构建地震振幅、水道砂体厚度以及水道宽度的定量关系，从而精细预测该区沉积砂体的发育特征及其展布规律。

1 研究区地质概况

沙湾凹陷西斜坡位于准噶尔盆地西北缘，北面与中拐凸起相邻，南面为北天山山前冲断带的霍玛吐背斜带，西面紧邻红车断裂带，东面接沙湾凹陷生烃区(图1(a))。沙湾凹陷自晚石炭世以来，经历了晚石炭世伸展断陷阶段、早二叠世伸展坳陷阶段、中二叠世—晚三叠世前陆盆地阶段、侏罗纪陆内坳陷及压扭盆地阶段、白垩纪—古近纪陆内坳陷阶段以及新近纪—第四纪陆内前陆盆地6个阶段。红车断裂带在晚海西运动中期，印支运动晚期及燕山运动中晚期的强烈扭压作用对沙湾凹陷的构造演化及相应地层的发育与分布影响最强[9]。断裂作用导致地层东厚西薄，由北东向南西超覆沉积于石炭系—二叠系之上，与下伏地层形成明显的角度不整合接触关系。该区二叠系上乌尔禾组发育扇三角洲沉积相，垂向多期叠置。向沙湾凹陷方向，逐步从扇三角洲平原相过渡到扇三角洲前缘相、滨浅湖相。扇三角洲平原相砂砾岩岩性相对致密，扇三角洲前缘相水下分流河道砂体是主要的储集体(图1(b))。

2 各级次旋回层序及其特征

沙湾凹陷西斜坡二叠系上乌尔禾组从近物源到远离物源，地层厚度缓慢加大，研究区古地貌平均倾角7.1°，沉积缓坡浅水扇三角洲[5]。研究区二叠系上乌尔禾组整体为一个长期基准面上升半旋回层序，与上覆及下伏层序的地震响应特征不同，其底为一全区削截不整合面TP5，以界面下的削蚀及界面上的上超反射为特征；其顶为一连续强振幅的上超面TT1，以界面上的上超反射为特征。经过地震高分辨处理，层序界面削截、上超等地震响应特征及层序内的下切水道下超地震相更清晰(图2)。上乌尔禾组沉积过程中，随着基准面上升，可容空间与沉积物补给通量之比(A/S)增大，凹陷内大面积湖侵，从沉积相的相类型及相序关系看，自下而上发育多期叠置退覆型浅水缓坡扇三角洲。层序界面在单井测井曲线及录井上表现为突变面。

2.1 中期旋回层序构型

随着基准面旋回的变化，不同中期层序具有不同扇三角洲叠置样式[10]。中期基准面主要为湖泛面，在地震上表现为中强振幅-连续性较好、分布广泛的响应特征，局部存在上覆地层的下超点。其中，最大湖泛面(MFS)是最远上超对应的界面，湖泛面上下的层序叠置样式不同，单井具有不同的测井响应特征、岩相组合和岩性变化(图2、图3)。

图2 中期基准面旋回界面Fig.2 Mid-term base level cycle interface

图3 C451井-C45井-St2井连井层序及典型地震相Fig.3 Sequence and typical seismic facies of C451-C45-St2 well-connecting profile

二叠系上乌尔禾组可以划分为3个中期旋回层序，自下而上分别为缓慢退积型低位旋回层序、快速退积型湖侵旋回层序和缓慢进积-加积型高位旋回层序。缓慢退积型低位旋回层序在可容空间下降至最低并开始缓慢上升时形成，整体为一个中期基准面上升半旋回，沉积大规模水下分流河道砂体。缓坡浅水扇三角洲水下分流河道在地震上表现为顶平底突双向上超充填地震相。随着基准面缓慢上升，A/S逐渐增大，砂地比值逐渐降低，从下至上，砂体厚度逐渐减薄，岩性以厚层砂砾岩夹薄层泥岩为主。因此，该旋回层序缓坡浅水扇三角洲垂向上表现为缓慢退积的叠置样式。快速退积型湖侵旋回层序是在可容空间迅速上升时期形成，为一中期基准面上升半旋回，该层序底部存在小型水下分流河道充填地震相，随着基准面缓慢上升，A/S逐渐增大，砂地比值降低，从下至上，砂体厚度迅速减薄，该旋回层序顶界为最大湖泛面，沉积较厚滨浅湖泥岩。缓慢退积-加积型高位旋回层序在可容空间开始下降并保持在较高水平时形成，整体为一个中期基准面下降半旋回。该层序沉积的缓坡浅水扇三角洲以水下分流河道及决口扇为主，其中，水下决口扇具有底平顶突的地震相特征。随着基准面下降并保持稳定，A/S约为1，从下至上，缓坡浅水扇三角洲沉积砂体以退积-加积型为主，砂体厚度逐渐增大(图2、图3)。

2.2 短期旋回层序构型

短期基准面主要为小型冲刷面或岩相组合的转换面。C451井、C45井及St2井位于古沟槽，易沉积以古沟槽为底形的扇体，且沉积厚度大，连续性好，是缓坡浅水扇三角洲水下分流河道的主体沉积区，短期基准面旋回变化影响扇体发育的规模、沉积微相的类型，导致沉积岩相和岩性纵向叠置多样性。根据中期层序内地层叠置样式，通过单井测井、录井以及岩相变化，分别识别出8个短期基准面旋回层序，自下而上分别为SSC1- SSC8，在整体基准面较低的环境下，向上变浅的逆旋回不易保存，因此，低位旋回和湖侵旋回层序分别包括3个向上变深的非对称性短期旋回。高位旋回层序整体基准面相对较高，可识别1个向上变深和1个向上变浅的短期旋回。向上变深的短期旋回沉积早期，发育水下分流河道，沉积厚层砂砾岩。随着基准面上升，砂质沉积减薄，泥质沉积增加；从下至上具有“箱型-箱型-钟型”的测井相特征。向上变浅的短期旋回以水下决口扇沉积为主，具有“漏斗型”测井相(图3)。

2.3 超短期旋回层序构型

超短期基准面只能通过单井测井、录井及岩心进行识别，研究区8个短期旋回可识别出15～20个超短期旋回层序，包括向上变深、向上变浅的非对称型，以及上升与下降近对称、以上升或下降为主的不完全对称型5种类型(图3)。随着超短期基准面旋回的变化，同期沉积扇体内不同沉积微相砂体具有差异沉积特征，表现为岩性组合差异，具有不同的测井相特征。

研究区目的层优质储层以向上变深的超短期旋回内水下分流河道沉积微相为主，根据测井响应曲线的形态、顶底接触关系、异常幅度、光滑度及齿中线的收敛状态进行水下分流河道测井相分析，认为该区发育单一水下分流河道、水下天然堤和多个水道连续叠置3种类型的水道。单一水下分流河道砂体电测曲线呈微齿中—高幅钟形或箱型。水下天然堤较少独立出现，位于水下分流河道砂体上部连续变细的钟形曲线细尾部，和水下分流河道共同构成微齿中—高幅钟形叠加箱型。多个水道连续叠置呈现中—高幅箱型或钟型叠加箱型的复合形(表1)。

表1 水下分流河道沉积微相地质参数、测井相Tab.1 Geological parameters and log facies of underwater distributary channel sedimentary microfacies

3 水下分流河道砂体预测

建立超短期旋回构型下水下分流河道地质模型，进行地球物理正演，进一步确定水道砂体的地震响应特征，为确定砂体发育的横向规模奠定基础。

3.1 正演模型

根据高分辨率层序构型特征以及岩石地球物理参数，建立该区缓坡浅水扇三角洲3种水下分流河道的地质模型，包括单一水下分流河道、水下分流河道天然堤复合体及大型水下分流河道复合体。其中后者细划为侧向迁移型、非限制型、半限制型和限制型复合水道4种类型。研究采用峰值频率与地震资料基本一致的Ricker子波进行地震正演模拟。Ricker子波频率为25 Hz的、波长120 ms，采样率2 ms。地震正演模型研究表明，单砂体厚度在地震极限分辨率之下，单一水下分流河道的地震响应为单峰波形强振；水下分流河道天然堤复合体在主水道部分呈现单峰波形强振，在天然堤部分呈现减弱振幅特征；侧向迁移型复合体在水道切割处呈现振幅突然减弱特征；非限制型水道随着砂体厚度降低，振幅减弱；半限制性型水道在水道切割处因其砂体厚度最大，地震振幅最强；限制型水道砂体厚度最厚，振幅最强，但是振幅连续性最差(图4)。

图4 水下分流河道地质模型及正演响应Fig.4 Geological model and forward modeling response of underwater distributary channel

3.2 砂体定量表征

根据以上正演模拟，水下分流河道砂体的厚度和水道宽度、地震振幅具有明显的相关性。研究表明，低频地震反射同相轴趋近于反映相似岩性的界面，不一定具有等时意义；高频地震反射同相轴趋近于反映等时地层界面[11-13]。因此，对原始数据进行分频重构，针对45 Hz高频数据体进行地层切片分析，用以揭示短期甚至超短期层序构型内砂体的振幅响应。通过对振幅数据无量纲化，构建振幅、砂体厚度和水道宽度的定量关系。统计显示，地震振幅和砂体厚度具有良好的二次函数关系，砂体厚度和水下分流河道宽度具有较好的指数关系(图5)。

图5 水下分流河道砂体厚度、河道宽度、地震振幅之间的关系Fig.5 Relationships between sandbody thickness and channel width and seismic amplitude of underwater distributary channel

拟合经验公式为：

h=-231.54A2+326.87A-94.263，

(1)

w=92.147e0.122 1h。

(2)

式中：A为地震振幅，无量纲，取值(0～1)；h为砂体沉积厚度，m；w为水下分流河道宽度，m。

根据函数关系，通过平面切片振幅属性和砂体沉积厚度，就能确定水下分流河道沉积宽度，从而为分析砂体平面展布特征提供依据。

3.3 砂体平面展布

本文利用古沟槽发育趋势约束水道砂体沉积走向[14]，根据水道宽度和地震振幅、砂体厚度关系确定其平面展布特征。分流河道顺着地势低洼的沟槽区展布，因此，NW-SE向是河道砂体的沉积方向。SSC1和SSC4短期旋回层序沉积砂体油气显示活跃，本文针对这两期砂体进行平面展布预测。SSC1旋回层序沉积期，物源充足，水下分流河道砂体平面展布规模较大。近物源位置，水道砂体相互切割、垂向叠置厚度较大，水道较宽。随着远离物源方向，水道分叉程度增加，单水道宽度变窄，砂体沉积厚度减薄，连片分布开始转为条带状分布。SSC4旋回层序沉积期，湖平面开始缓慢上升，沉积物供给速率开始低于可容空间增长速率，扇三角洲水下分流河道分叉程度高，砂体沉积厚度整体低于SS1旋回层序内的砂体厚度，呈孤立条带状展布特征(图6)。低位旋回层序整体和湖侵旋回层序中下部是优质砂体发育的位置，高位旋回层序砂体不十分发育，呈零星展布，一般作为区域性盖层。

图6 SSC1和SSC4短期旋回水下分流河道砂体平面展布Fig.6 Plannar distribution of underwater distributary channel sandbodies in short-term cycles SSC1 and SSC4

4 结 论

(1)研究区水下分流河道砂体厚度和地震振幅具有良好的二次函数关系，砂体厚度和水道宽度存在较好的指数函数关系。

(2)基于高分辨率层序构型，缓慢退积型低位旋回层序内水下分流河道砂体最为发育，随着远离物源，横向连片垂向叠置的水道砂体逐渐呈条带状分布；快速退积型湖侵旋回层序底部水下分流河道砂体部分发育，整体呈孤立状条带展布；优质砂体主要发育于二叠系上乌尔禾组中下部，也是下一步勘探的重点层系。