莺歌海盆地东方区黄流组一段小层划分及海底扇沉积演化主控因素*

杨朝强 周 伟 王 玉 彭 旋 莫冯阳 刘圣乾 李 华 何幼斌

(1. 中海石油(中国)有限公司海南分公司 海南海口 570312； 2. 长江大学地球科学学院 湖北武汉 430100)

莺歌海盆地黄流组发育浅海陆架背景下的重力流海底扇沉积[1-4]。与典型深水海底扇沉积相比，浅海海底扇对沉积物源的供给、海平面升降、沉积基底的古地貌及动态差异沉降等因素响应更加敏感，因而沉积作用较为复杂多变，垂向上演化迅速，平面上砂体展布复杂。从盆地或区域尺度上，前人对莺歌海盆地黄流组海底扇进行了大量研究，提出了浅海浊积扇[5-8]、非典型浅海海底扇[2,9]、砂质碎屑流海底扇[10]等沉积模式，理清了宏观地质背景下的沉积演化规律，这种宏观的沉积规律有效指导了东方区勘探早期浅海海底扇的期次、分布及规模的研究。

进入勘探和开发后期，东方区黄流组普遍存在着原认识与实际的生产动态匹配较差、小层砂体连通性不明、开发实际动用储量与控制储量差别较大等诸多问题，区域沉积相及扇体尺度的砂体刻画已经无法满足日益精细的勘探开发需求。然而，浅海海底扇不同期次扇体相互叠置或改造频繁，扇体内部不同砂体相互侵蚀改造、切叠或叠加，导致扇体内部小层难以对比，沉积微相相变迅速、平面展布复杂，储层单砂体展布规律复杂多变。此外，受限于海上少井条件及地震资料品质一般，前人对扇体内部地层、沉积特征及沉积演化的研究明显不足，储层砂体内部流动单元及连通性认识不清，严重制约了精细的勘探与开发部署。因此，笔者聚焦于东方区黄流组一段Ⅱ气组b海底扇(以下均简称Ⅱb扇体)，综合岩心、测录井、三维地震及波阻抗反演结果，对Ⅱ气组的小层划分、沉积微相及沉积演化进行精细研究，分析海底扇沉积演化主控因素，进而指导有利储层预测及开发部署。

1 区域地质概况

莺歌海盆地位于海南岛与印支半岛之间，大地构造上夹于华南和印支两个微板块之间，为受NW向走滑断裂控制的新生代转换-伸展型含油气盆地。东方区位于莺歌海盆地中央坳陷中北部(图1a)，晚中新世黄流组沉积时期，在西高东低的宏观古地貌格局控制下，盆地西侧广阔的昆嵩隆起及蓝江三角洲提供了充足的物源，越过盆内挠曲坡折带搬运至东方区底辟带，形成了大规模的海底扇沉积[1,5,11-12]。

黄流组形成于晚中新世全球海退的背景下(图1b)，与早—中中新世三亚组、梅山组相比，水深相对最小，沉积期古水深为38～111 m，为浅海陆架沉积背景[13]。根据王华 等[1]的层序划分，黄流组一段整体为一个三级层序(SQHL1，S31—S30)，内部可分为低位体系域、海侵体系域和高位体系域，黄流组海底扇主要发育于低位体系域，地震剖面上比较容易识别，总体上主要表现为强振幅体(图1c)。低位体系域内部自下而上进一步划分为三个准层序组PSS3、PSS2和PSS1，分别对应Ⅳ气组、Ⅲ气组和Ⅱ气组(图1c)。在该气田实际生产应用中，根据海底扇发育的期次和发育位置不同，Ⅱ气组划分为Ⅱa～f六个扇体，本次研究对象为PSS1(Ⅱ气组)的Ⅱb扇体。

2 小层划分与对比

2.1 单井小层划分与连井对比

本研究区为浅海重力流海底扇沉积背景，Ⅱ气组(PSS1准层序组)整体上对应中期沉积旋回下的大型海底扇，包含三个短期旋回。短期旋回内部重力流作用频繁，形成频繁叠加的超短期旋回(图2)，二者均具有很强的自旋回性，受重力流沉积或改造作用的控制。一般浅水区短期旋回多以次级海泛面作为层序界面识别标志，岩性上表现为泥岩隔层或夹层。然而，本研究区有限的钻井取心资料揭示了重力流频繁的侵蚀与沉积作用，小规模海泛作用形成的泥岩层难以保存下来，而较多的保留下来的为沉积层理厚度、泥质含量或沉积粒度粗细在垂向上的旋回性变化，可作为旋回划分依据。本区海底扇沉积旋回界面处常为泥质披覆沉积或薄层的波状层理粉细砂岩，代表相对弱水动力沉积，界面以上水动力增强，见弱侵蚀构造及块状含泥砾细砂岩(图2)。对于非取心井，这种旋回性变化在录井岩性上通常难以表现出来，在测井曲线上或可识别(如A-11、A-4井，图3)，或不易识别(如C-14、D-1井，图3)。

图2 东方区黄流组一段海底扇垂向叠加沉积序列及岩心特征(A-4井)

图3 东方区黄流组一段Ⅱ气组小层划分与对比

合成预测误差滤波分析(Integrated Prediction Erro Filter Analysis，INPEFA)是在最大熵谱分析法基础上发展而来的技术，广泛应用于层序地层、沉积旋回、沉积环境变化等方面的研究[15-17]。常规测井曲线旋回性变化通常不明显，而INPEFA曲线的正负变化趋势及拐点通常可以反映水体进退、砂质/泥质含量变化及地层界面等信息[15-17]。鉴于此，本文对GR测井曲线运用Cyclolog软件进行INPEFA处理，分析处理后曲线的垂向变化，从而在Ⅱ气组内部进行小层划分。结果表明，处理后得到的INPEFA_GR曲线具有明显的旋回性，可以将原始GR曲线中隐藏的不明显的旋回或趋势揭示出来(如C-14井，图3)。INPEFA_GR曲线的负趋势(从右到左)对应向上变粗的正旋回，正趋势(从左到右)对应向上变细的正旋回，正负趋势的拐点代表沉积旋回的起止(图3)。

据研究区Ⅱ气组钻井资料，岩性主要为细砂岩，录井岩性剖面上沉积旋回不明显或难以分辨；GR曲线主要表现为锯齿-齿化箱形、钟形或复合形态，反映海底扇背景下沉积水动力变化频繁，不同期次砂体频繁叠置或切叠，叠加厚度较大，旋回性大致可辨别或难以识别，横向难以对比；运用INPEFA技术处理后的INPEFA_GR曲线旋回性相对比较明显，可将Ⅱ气组划分为3个小层，自下而上依次为Ⅱb-1、Ⅱb-2和Ⅱb-3，分别对应三个沉积旋回，下部为正旋回或者反旋回，上部为叠加的两个反旋回，且不同钻井之间具有较好的对比性(图3)。

2.2 井-震-反演联合标定小层对比

东方区为三维地震覆盖区，目的层Ⅱ气组主频38 Hz左右，频宽范围8～80 Hz，理论上1/4波长可识别地层厚度为22 m，单砂组10 m左右砂体难以识别，且部分砂体位于1/4波峰处。从单井小层划分结果来看(图3)，除局部地层较厚外，大部分井Ⅱ气组厚度为20～40 m，小层厚度普遍在10 m左右。受限于地震分辨率，在传统地震剖面上小层界面难以识别，小层划分与对比多解性强(图4a)。

图4 东方区黄流组一段Ⅱ气组小层划分井-震-反演对比剖面(剖面位置见图3)

声波阻抗可以反映地层及岩石特征，相对于地震振幅可以提高解释精度，在高精度层序地层分析中更直接、更具优势[18]。通过单井分析，储层砂体具有高声波、低伽马、低密度及低阻抗的测井响应特征，依据岩石物理分析及测井解释结论，对砂岩和泥岩进行波阻抗分布统计，砂岩总体上波阻抗截断值小于8 100 g/cm3·m/s，泥岩波阻抗截断值大于8 300 g/cm3·m/s(图5)。通过分频建模关系，低频信息以井插值为主表征储层各向同性，中频信息以地震为主反演岩性背景，高频信息以测井高频信息和地震波形频率信息相匹配，完成对储层砂体的地震反演，得到Ⅱb扇体的地震反演数据体。对参与反演的井提取伪井曲线(反演井旁地震道)，与实际波阻抗曲线对比，整体韵律幅度一致，二者相关性85%以上，反映了本次地震反演结果的准确与可靠性。此外，对基于反演数据的连井剖面进行正演模拟，得到了与原始数据体相似的地震剖面，且正演和反演地震数据主频信息、频宽、中频等信息与原始地震数据体一致，反演方法和结果可靠性较强。

图5 A-4井岩石物理分析

从地震反演结果来看，砂体发育时以低阻抗为主，水道内储层(砂泥交互)为较低阻抗，水道间储层(席状砂体)为低阻抗，泥质沉积为较高阻抗。通过井震标定对比，地震反演剖面波阻抗高低与钻井岩性可完全匹配，地震反演纵向可识别10 m左右的单砂体，横向砂体边界及叠置关系清晰(图4b)。

通过对比钻井在地震剖面与波阻抗反演剖面上的标定结果，可以发现反演剖面上的地层更明显、更易于识别(图4)，且基于测录井和INPEFA_GR曲线划分的三个小层可与反演剖面上的波阻抗差异较好匹配。根据波阻抗的差异及变化和钻井标定结果，在Ⅱ气组(Ⅱb-top～Ⅱb-bot)内部识别出两个层序界面Ⅱb-1top和Ⅱb-2top，自下而上划分为Ⅱb-1、Ⅱb-2和Ⅱb-3三个小层，与钻井上的划分结果一致。在井-震-反演联合标定的基础上，在工区三维地震反演数据体内进行对比、界面追踪和闭合，建立Ⅱb扇体沉积区的精细地层格架，为沉积演化分析提供了可靠的地层框架。

3 沉积微相及沉积演化

前人研究认为，黄流组一段发育于浅海陆架背景下的海底扇沉积[1,13]。对于本研究区，基于岩心、测井、三维地震、地震反演等资料，认为研究区黄流组一段主要发育海底扇相的中扇沉积亚相，包括水道(带)、堤岸、席状砂三种沉积微相。

3.1 水道(带)

水道为研究区内常见微相类型，岩性上主要为细砂—粉砂岩，泥质撕裂屑发育，层厚大，常见块状层理、冲刷构造、交错层理等沉积构造。测井上常见多期叠加的厚层状底部和顶部突变的高幅齿化箱型，或底部突变顶部渐变的齿化钟形。水道(带)在地震剖面上比较容易识别，一般具有明显的底凸顶平的形态。水道顶、底面一般为强振幅高连续地震反射，内部则振幅变弱，连续性中等。波阻抗剖面上，单一水道主要呈U型、V型，侵蚀或下切下伏地层，规模上较小(图6a)；当多条水道发育比较集中时，难以区分不同的水道，表现为W型，横向上组成水道带，规模较大(图6c)。平面上，单一水道多表现为长条形，而水道带则连片发育形态不规则(图7)。

3.2 堤岸

堤岸常发育在水道的两侧，由水道内流体漫溢垂向加积形成。岩性上以粉砂岩为主，粒度相对水道较细，局部富集泥屑、泥质条带，多见水平层理、波状层理等沉积构造。测井上为多期叠加的较厚层状齿化漏斗形、齿化钟形或复合形态(图6b，A-11井)。地震反演剖面上为由水道向外厚度逐渐收敛的“海鸥翼状”(图6a)，并可逐渐向厚度更薄的席状砂过渡(图6b、c)，因此堤岸沉积多数情况下不易识别。

3.3 席状砂

研究区席状砂广泛发育，岩性上以偏细的细砂—粉砂岩为主，泥质薄层及纹层常见，局部夹薄层砂，层厚不大，平行层理发育，偶见生物扰动。测井上主要为叠加的薄层指状、漏斗状或钟形，顶底多渐变接触。地震剖面上主要为强振幅、高连续、平行—亚平行地震反射，呈楔形、板状(图4，A-4井)，平面上连片发育，远离水道方向逐渐减薄乃至尖灭(图6b、c，图7)。

图6 东方区黄流组一段主要沉积微相地震波阻抗反演剖面(剖面位置见图7)

3.4 沉积演化

在井震标定的三维精细地层格架内，基于波阻抗反演数据体，对各小层分别进行反演体地震属性分析，分析沉积微相平面展布特征及其时空演化。通过对比不同地震属性，优选出了基于反演数据体的最小振幅属性，其同时亦叠加了岩性波阻抗信息，砂岩波阻抗偏低，泥岩波阻抗偏高，可用来精细刻画沉积微相砂体平面展布(图7)。

研究区黄流组Ⅱ气组自下而上分为Ⅱb-1、Ⅱb-2和Ⅱb-3三个小层。

Ⅱb-1小层沉积期(图7a、b)，沉积中心主要位于工区中部及东南部，水道及水道带发育，其中中部水道及水道带规模较大，东南部较小。水道及水道带之间，发育较为连片展布的席状砂，而工区东部则发育零散和小型的席状砂沉积。工区西北发育一条SE走向的水道沉积，水道内砂体发育规模较小，堤岸宽度亦较小。自西向东，总体上可识别三个物源输入通道，均为NW—SE走向，其中中部②号物源规模较大，西部①号物源次之，东部③号物源最小。与之相对应，中部水道发育规模最大，形成复合的水道带，末端溢出沉积物依然具有强侵蚀改造能力，形成规模较大的水道沉积及大面积的席状砂沉积。西部水道规模亦较大，而东部仅发育小型水道及小面积席状砂。

Ⅱb-2小层沉积时期(图7c、d)，总体沉积格局较Ⅱb-1小层类似，沉积中心依然在工区中部及东南部的水道及水道带发育区。不同的是，该时期总体物源供给较强，Ⅱb-2小层各沉积微相总体上平面展布规模都较Ⅱb-1时期增大。工区中部及西部侵蚀-再沉积作用强烈，水道间的席状砂及水道带前端的漫溢席状砂大片发育，属性平面图上表现出明显的高值区。东部小型水道发育，席状砂围绕小水道中下部发育。西北部水道及堤岸沉积体系中水道砂体规模扩大，两侧堤岸变宽，沉积范围增大。

图7 Ⅱb-1小层(a、b)、Ⅱb-2小层(c、d)和Ⅱb-3小层(e、f)地震反演最小振幅属性及沉积微相解释

Ⅱb-3小层沉积时期(图7e、f)，总体上继承了Ⅱb-2小层沉积格局。反演体最小振幅属性平面图上，砂体波阻抗较Ⅱb-2小层稍高。该时期总体物源供给减弱，水道及席状砂发育规模不同程度减小。除西北部水道及堤岸沉积体系中水道砂体规模明显扩大外，中部、东南部、西南部及东部沉积微相砂体展布规律变化不大，但平面展布范围出现出小幅萎缩，较Ⅱb-2时期相对细碎，砂体边界表现为更明显参差状，如A-4和D-1井区支离破碎状席状砂。

4 古地貌对海底扇沉积的控制作用

研究区总体上为浅海陆架背景下发育的海底扇，物源供给、海平面升降、基底古地貌等因素共同制约和控制了海底扇的发育类型、规模、沉积演化及内部结构等[1-3,5,12]。对于本研究区而言，外部因素如物源供给水平、海平面变化程度及宏观古地貌因素的影响差别不大，沉积区微古地貌对沉积地点、砂体展布、演化方向等方面起到了主要的控制作用。

古地貌恢复常用方法有残余地层厚度法、印模法、填平补齐法、层序地层法等[19-20]。研究区整体沉积体厚度和规模不大，地层厚度横向变化较快，依靠三维地震资料可获得精细的地层厚度信息，残余地层厚度法相对应用较好。本文利用地层厚度得到沉积时间厚度平面图，经镜像处理得到地貌高低，近似恢复了Ⅱb扇体沉积期沉积古地貌，进而根据地形坡度预测了水流搬运体系(图8)。结合小层地层展布、沉积微相平面图及其沉积演化(图7)，可见微古地貌对沉积中心、沉积物搬运路径、沉积微相展布及沉积演化具有明显的控制作用。

图8 东方区黄流组一段Ⅱb扇体沉积古地貌

4.1 对沉积中心的控制作用

东方区陆架浅海海底扇在形成过程中，会对沉积基底进行不同程度的侵蚀，沉积物过路不留时会形成凹凸不平的地貌。当流态减弱时，重力流沉积物在沉积过程中具有明显的填平补齐的趋势，且沉积物优先沉积于先存的古地貌洼地中，地貌洼地中的沉积厚度明显大于地势较高的部位，沉积中心与地貌洼地分布范围基本一致，且洼地规模越大，地层厚度越大，如工区中部C-14井区洼地。此外，洼地内的地层主要为垂向加积叠加样式(图3，C-14井)，Ⅱ气组沉积期三个不同阶段总体的沉积中心具有明显的继承性(图7)。随着洼地的逐渐充满，Ⅱb扇体沉积区内的总体地形和坡度发生改变，沉积中心便再次发生改变，海底扇的主要沉积作用迁移到附近的其他地貌低洼地带，如Ⅱa和Ⅱd扇体沉积区[21]。

4.2 对沉积物搬运路径的控制作用

重力流沉积物在沉积过程中，受到重力的驱动，会沿着重力势能下降的方向移动，当遇到大型地貌洼地时，部分粗粒沉积物首先发生卸载而堆积，在洼地内开始充填沉积，此时重力流虽然经过减速，但是仍具有很强的侵蚀和搬运能力，部分粗粒及细粒沉积物溢出或冲破堤岸，甚至侵蚀出新的水道并继续向前搬运，如A-11井东侧的溢流侵蚀水道，并注入新的地貌洼地，如工区南部A-4井西部洼地(图7)。对于小型洼地(工区东北)，并不会明显限制重力流前进方向，当遇到较大的洼地时，可能会改变方向注入到洼地中，如A-4井北部洼地(图7)。对于顺物源的长条形洼地(工区西侧)，沉积物搬运路径受到地貌限制而基本不会改变。

4.3 对沉积微相展布及沉积演化的控制作用

东方区Ⅱb扇体分布范围内的沉积微相主体为水道(带)及席状砂，总体上水道微相主要发育于地貌洼地，席状砂主要发育于洼地周缘的平缓地貌。对顺物源走向的地貌洼地(工区西侧)及大型地貌洼地(工区中部、南部)，地貌洼地对重力流沉积作用具有一定的限制性，而在洼地周缘的平缓地貌重力流水道不发育，为非限制性漫流沉积(图8)。

对比沉积微相平面分布及古地貌图，结合主要的顺物源与切物源剖面(图6)，Ⅱb-1时期主要表现为侵蚀无沉积向充填沉积作用转变，少量沉积物溢出洼地并在其下游形成席状砂(图7a、b)。随着洼地填充程度的增加，Ⅱb-2时期主要表现为水道沉积充填及大规模漫溢形成的席状砂沉积，席状砂分布范围明显扩大，连片发育(图7c、d)。Ⅱb-3时期，随着洼地的充满，在大规模漫溢沉积形成的同时，亦遭到一定程度的改造破坏，连片发育的席状砂在平面展布上表现出一定的破碎状(图7e、f)。而对总体平缓、仅有少量小型洼地的地貌(工区东北部)，该地貌对重力流沉积作用没有限制性，主要形成规模很小的水道及规模较大的席状砂沉积，沉积演化变化不大(图7)。

综合分析认为，研究区具有限制型侵蚀-充填-溢出及非限制型漫流两种古地貌控砂沉积模式。工区中部的古地貌最低，水道规模及沉积厚度亦最大，对重力流沉积的限制性作用亦最强，主要表现为限制型侵蚀-充填-溢出沉积模式，侵蚀-充填作用主要发生于地貌洼地中，重力流对早期沉积物进行频繁的侵蚀改造与沉积充填，形成厚层叠加水道(图3，C-14井)。此外，重力流还会对原始沉积地貌进行修饰或改造，在水道下游出口处侵蚀出新的水道。同时，大量的沉积物向下游方向溢出，在地貌平缓处形成频繁叠加的溢流席状砂沉积(图2)。工区东部整体地形平缓，无大型水道经过，主体表现为非限制型漫流沉积模式，重力流对沉积地貌下切改造能力弱，仅可形成小型沟道。该条件下形成的席状砂垂向上单期厚度亦较小，累积厚度不大。平面上，虽然重力流沉积-改造-再沉积作用频繁转换，可对早期沉积物冲刷、改造并再沉积，形成支离破碎状展布席状砂(图7)，但沉积微相平面展布范围变化不大，沉积演化上与前期具有很强的继承性。

5 结论

1) 浅海重力流海底扇沉积作用复杂，旋回识别、小层划分与对比困难。测井曲线INPEFA分析技术可有效应用于小层划分和对比，地震波阻抗反演可以提高地震分辨率，纵向上可识别10 m左右的砂体，且横向上砂体边界及叠置关系清晰。基于井-震-反演联合标定小层对比，东方区黄流组一段Ⅱ气组自下而上划分为Ⅱb-1、Ⅱb-2和Ⅱb-3三个小层。

2) 研究区主要发育海底扇相中扇亚相的水道(带)、堤岸、席状砂三种沉积微相。工区自西向东，总体上可识别Ⅱb海底扇体三个物源，中部物源最强、水道最为发育，西部次之，东部最弱。中部和西部水道及水道带之间，发育较为连片展布的席状砂，而东部则发育零散和小型的席状砂沉积。

3) 微古地貌对沉积中心、沉积物搬运路径及沉积微相和沉积演化具有明显的控制作用，表现出限制型侵蚀-充填-溢出模式和非限制型漫流两种沉积特征。顺物源走向的地貌洼地及大型地貌洼地对重力流沉积作用具有一定的限制性，控制了水道或大型水道带的形成，并在水道间及前端形成大面积展布席状砂。而总体平缓的地貌限制性弱，主要形成规模很小的水道及较大规模的席状砂沉积。