地震沉积学在东海陆架盆地西湖凹陷河流-三角洲相储集层刻画中的应用

娄敏，蔡华，何贤科，刘英辉，黄鑫，张宪国，刘华峰

（1.中海石油（中国）有限公司上海分公司，上海 200335；2.中海石油（中国）研究总院有限责任公司，北京 100028；3.中国石油大学（华东），山东青岛 266580）

0 引言

随着国内外油气藏勘探开发不断深入，油气勘探开发的重点领域逐渐由构造油气藏转变为岩性油气藏。岩性油气藏研究的核心之一是储集层的精细刻画。东海陆架盆地西湖凹陷渐新统花港组的油气发现以河道相关的岩性油气藏为主，开展区域地震沉积学研究，落实储集层展布，是下一步滚动挖潜的关键。

对于厚储集层，在地震上能较好的解释追踪[1]。对于薄储集层，由于地震分辨率有限，较难开展砂体解释追踪[2]，针对沉积体宽度远大于厚度的特点，可以采用传统的地震沉积学方法，利用地震资料的水平分辨率（地层切片），刻画垂向分辨率难以识别的薄储集层[3-8]。目前地震沉积学在碎屑岩和碳酸盐岩中均有应用，其中在碎屑岩中应用更为广泛。由于河道砂体多具有典型的地震地貌响应特征，因而地震沉积学在陆相河流-三角洲储集层刻画中得到了成功的应用[9-10]。技术方法主要有-90°相移[11-12]、地层切片[13-14]和RGB分频融合等[15]。利用地层切片进行沉积学解释是地震沉积学成功应用的关键[16-17]。但是多数情况下，常规地震沉积学方法得到的地层切片的地质形态不典型，沉积学解释多解性大。尤其是在地震资料品质较差、断裂发育、层位解释易穿时串轴，河道砂体横向变化快、多期砂体叠置，研究区范围较大、地层厚度变化快、不同区域岩石物理特征差异较大等条件下，传统的技术往往很难取得较好效果。基于以上问题，本文对传统的 3大技术进行优化，综合运用分频解释技术、非线性切片技术及多属性融合技术，分析其在河流-三角洲相沉积中应用的优势。创新提出反演-常规-90°相移联合构建地震岩性体技术，对河流-三角洲相储集层平面展布进行精细刻画，提升储集层刻画的效果，落实储集层的平面分布，并指出西湖凹陷花港组下一步有利的勘探开发区。

1 区域地质背景

东海陆架盆地位于中国大陆边缘东部，是中国近海面积最大的含油气盆地。西湖凹陷位于东海陆架盆地东北部，是最具勘探开发潜力的凹陷。西湖凹陷西以海礁隆起和渔山低隆起为界，东至钓鱼岛凸起，北接福江凹陷，南抵钓北凹陷，呈北北东向展布（见图1a）。西湖凹陷经历多期构造运动，可分为白垩纪—始新世裂陷期、渐新世—中新世拗陷期和上新世—第四纪区域沉降期[18]，平面上具有东西分带，南北分块的格局，可划分为西部斜坡带、西次凹带、中央反转构造带、东次凹带和东部断阶带（见图1b）。本文研究区位于中央反转构造带南部黄岩构造和西次洼南部（见图1b），面积约2 100 km2（见图1c），主要发育构造油气藏，在构造翼部、紧邻油源断层的有利区带局部发育构造岩性油气藏[19]。

图1 研究区位置、钻井位置图和地层柱状图

研究区地层自下而上发育古新统、下始新统八角亭组、中下始新统宝石组、中上始新统平湖组、渐新统花港组、中新统龙井组、玉泉组、柳浪组、上新统三潭组和第四系东海群（见图1d）。本文研究目的层为渐新统花港组，发育陆相河流-三角洲相沉积[20]，为重要的含油气层系。花港组划分为花上段和花下段，花上段可进一步划分为5个层（H1—H5），花下段可划分为7个层（H6—H12）。根据不整合界面及相对应的整合界面，将花港组自下至上分为两个长期旋回（见图 2）。依据岩电响应特征自上至下又可进一步分为 5个中期旋回（MSC1—MSC5）[20]。研究区大部分钻井位于构造高部位，构造翼部钻井较少。为了落实构造两翼的岩性圈闭，亟需采用地震沉积学刻画储集层平面展布。

图2 研究区地质分层-地震层序特征及地层概况（剖面位置见图1c）

2 地震沉积学方法优化

前人对分频解释技术、非线性切片技术、多属性融合技术及古地貌恢复技术已有研究，但是并未指出地震沉积学技术在河流-三角洲相中应用的特定优势，笔者对相关的技术优势进行了挖掘和优化。具体表现在以下几个方面：①应用分频解释技术，针对河流-三角洲相沉积中岩性变化快、同相轴连续性较差的情况，解决了容易“穿时”的问题。②应用非线性切片技术，针对由于沉积速率随时间及地点的变化引起属性中河道局部错断的问题，使“丢失”的河道重新成像。③应用多属性融合技术，改善属性的地质形态，除了突出沉积体边界外，还有利于内部微相解释。④应用古地貌恢复技术辅助沉积解释。

本文提出反演-常规-90°相移联合构建地震岩性体技术，能够解决在区域地震沉积学研究中，岩石物理关系复杂，难以单独依靠常规-90°相移地震或者反演建立地震岩性体的问题。

2.1 分频解释构建等时地层格架技术

等时地层格架是地震沉积学分析的前提，精细的地震层位解释是建立等时地层格架的关键。从地震沉积学的角度来讲，地震同相轴并不是严格等时的，其地质意义与频率相关。一般来说低频多反映岩性信息，高频多反映等时沉积信息[21-22]。随着地震频率增大，地震反射特征不发生显著变化，保持稳定反射特征的同相轴在分频资料上更趋于等时。因此，通过分析地震同相轴随频率变化情况，分别提取原始数据和分频后地震数据的倾角属性，计算倾角属性差值来判断地震同相轴是否存在随频率变化而变化的现象。倾角差属性值越大，说明地震同相轴在分频前后的变化越大，表明在该位置存在较大的穿时可能性。此外，在有效频宽范围内适当地分频可以提高地震资料的分辨率，提高薄层的识别精度。针对具体的地质任务，选择不同的分频方法，地层构造研究强调突出构型，沉积储集层研究强调振幅保持，油气检测强调各频段的相对关系的保持。广义谱分解[23-24]是一种常见的叠后分频技术，可以强化构型。分频后地震数据体作为辅助的数据体，用于构造解释。

河流-三角洲相沉积中岩性变化快，同相轴连续性较差。在进行层位追踪解释时采用分频倾角差辅助，同时参考分频地震数据体来综合确定解释方案，避免出现同相轴追踪“穿时”现象。以 H6层的解释为例（见图3a），研究区原始地震资料分辨率较低，主频为28 Hz（见图 3b）。在精细井震标定的基础上，从B7-1W-1井出发追踪波峰，向东由于中间波峰处上下分叉，在原始地震剖面上极易向下追踪，结果在 A-3井处解释到H7层，导致“穿时”。通过常规地震剖面与分频倾角差叠合，可以清晰看到中间波峰处倾角差值较大（见图3a），表明该处同相轴等时性较差。因此，在解释时需要参考分频后的地震资料。在主频为35 Hz的地震剖面上，中间波峰变窄，地震分辨率明显提高（见图3c、图3d）。结合A-3井的地质分层，H6层在波峰分叉处向上解释更为合理。

图3 基于分频倾角差的分频解释地震剖面（剖面位置见图1c）

2.2 叠前反演-常规属性-90°相移联合构建地震岩性体技术

岩石物理分析是构建地震岩性体的前提。在砂泥阻抗差异明显、储集层厚度适中（小于二分之一波长）的情况下，-90°相移技术可以较好地表征岩性。以低阻砂和负极性零相位化的地震资料为例，通过井震标定，砂体顶面一般标定在波谷的极值。通过将地震资料进行-90°相移，砂体顶面标定在零相位，砂体与波谷完全对应。-90°相移常规地震数据体对于薄层刻画具有一定的优势[11-12]，但是对于厚层或者砂泥阻抗差异较小的情况下，其对储集层的刻画精度较低。当储集层厚度大于二分之一波长时，一套厚层砂在地震-90°相移剖面上会出现多套波谷反射，无法与砂体完全对应。此外，当砂泥阻抗差异不明显时，常规地震无法识别砂泥岩，需要通过岩石物理分析，寻找敏感岩石物理参数，利用反演来表征岩性。但是反演也存在一定多解性，对薄层的刻画存在不确定性。因此，在区域地震岩性体构建时，需要在岩石物理分析的基础上选择合适的地震数据体。尤其在不同区域岩石物理特征差异较大的情况下，单独依靠-90°相移常规地震或者反演地震无法较好地表征岩性，需要优选多套地震数据体联合构建地震岩性体，对平面属性进行合理的拼接，来获取大区相对可靠的地震相。理论上，属性拼接边界与岩石物理特征发生变化的位置一致，但是平面上岩石物理特征发生变化的具体位置较难确定。一般来说，埋深对岩石物理的影响较大，随着深度的增加，砂体多由低阻砂过渡到砂泥阻抗叠置，最后转变为高阻砂。通过深度构造线可以辅助拼接边界的确定，实际操作中可以参考平面属性的地质形态延续性来进行属性拼接，常规地震找“形”，反演地震识“砂”。

以H3层为例，研究区西部（D11井）由于埋藏较浅，储集层多为低阻砂（见图 4a）；而东部（B1-1-2井）埋藏相对较深，砂岩阻抗与泥岩差异较小，表现为阻抗叠置的特征（见图4b）。传统的-90°相移常规地震切片属性（见图 5a）对西部低阻砂能较好表征，河道形态清晰，但是东部砂泥阻抗叠置区的常规地震振幅切片无法表征岩性信息，属性反映的地质形态不典型。相比于叠后常规地震，叠前梯度地震对叠置阻抗砂岩表征效果更好，梯度地震的最小振幅属性切片上东部曲流河形态典型（见图5b）。依据曲流河河道形态的延续性将对应的平面属性进行拼接，得到全区河道形态清晰、与井点吻合度高的平面属性（见图 5c）。H3a小层（H3层分为H3a、H3b、H3c）拼接后的地震属性综合了常规地震切片和梯度切片的优势，为区域沉积解释奠定了坚实的基础。此外，特殊岩性发育的地层还需要选择合适的反演属性来表征储集层。以H7b小层（H7层分为 H7a、H7b）为例，研究区南部 A-3井储集层较薄，发育煤层，表现为强波谷振幅反射，较难与砂体区分（见图5d）。叠前同步反演（见图5e）可以较好的表征H7b小层南部的储集层平面展布，通过常规地震属性和叠前同步反演含砂率属性替换拼接可以得到H7b小层全区属性（见图5f）。

图4 D11井（a）和B1-1-2井（b）波阻抗与深度关系图

图5 H3a小层和H7b小层平面属性拼接图

2.3 非线性切片技术

切片是地震沉积学实现地震地貌刻画的核心技术。与传统的砂体地震解释相比，切片技术具有一定优势。由于地震分辨率有限，并非所有砂体在地震上均可追踪解释。切片技术采用顶底两层的内插，小时窗提取属性，结合井点砂体发育情况，即可分析沉积演化。目前有时间切片、层位切片及地层切片 3种切片方式。地层切片适用既非席状又非平卧的地层，使用最为频繁，但由于是线性的，没有考虑沉积速率随时间及地点的变化[25]，对于一些特殊沉积体难以等时刻画。自然界中沉积速率随时间及地点的变化的情况很多，如河道主体沉积速率大于河道侧缘沉积速率、顶底界面存在上超、下超等情况时，地层切片均难以实现等时。

非线性地层切片技术是对传统地层切片技术的一种扩展，解决地层切片不等时的问题，既考虑了沉积速率随等时参考面的变化，还考虑了等时参考面终止位置变化对地层切片的影响。目前非线性地层切片技术有两种类型，即基于 Wheeler变换的非线性年代地层切片[26]和局部优化的非线性地层切片[25]。前者形成的相对地质年代体比较直观，无拉伸或压缩改变，但对地震等时层位的要求较高，在地层接触关系复杂、资料品质不好的条件下实施困难；后者采用钟形函数或者椭圆函数，对圈定的与沉积模式不吻合的区域提取相邻切片的振幅，形成一系列非线性地层切片，可以快速修正由于地层切片穿时引起的河道中断、扇体缺失等不符合沉积现象的问题。本文主要采用后者，以研究区H3b小层为例，传统地层切片显示发育南北向河道沉积，由于河道的下切、沉积速率较大，传统地层切片属性仅表征河道顶部的泥岩沉积，导致河道显示局部错断、不连续（见图6a）。利用局部的非线性切片对水道重新进行切片成像，使“丢失”的河道重新成像，形成连续的分流水道沉积，得到完整的南北向河道展布特征（见图6b）。

图6 H3b小层原始地层切片和非线性切片对比图

2.4 多属性融合技术

属性融合一般包括RGB分频融合以及神经网络融合[10]。RGB分频融合多用于表征不同厚度储集层的平面展布，可以改善属性的地质形态。随着机器学习的发展，误差反向传播神经网络（BP）、概率神经网络（PNN）、卷积神经网络（CNN）、支持向量机（SVM）等多种神经网络的算法应用于属性的优化。神经网络属性融合有两方面的应用：①可以大大改善属性的地质形态，突出边界，辅助沉积微相解释，如在属性优选的基础上，利用BP神经网络的无监督聚类可以快速自动划分沉积微相，降低单属性的多解性；②可以定量预测砂体平面厚度，如利用卷积神经网络可以提高断裂发育、井点砂体厚度样本少情况下的砂体厚度预测精度。用于属性融合输入的原始单属性需要与井点砂体厚度的相关性较高，多属性融合起到优化原始单属性的效果，相比于单属性在沉积解释上更有优势，但并不能带来本质的提升，仅作为沉积解释的辅助工具。

2.5 古地貌恢复技术

古地貌作为沉积地层发育的背景，不仅再现了原始构造格局，还构建了古物源供给系统[27]。目前很多学者采取“印模法”近似反映古地貌特征[28]。古地貌的恢复不是简单的地层古厚度恢复，而应当是综合考虑构造演化、地层缺失、沉积物重力载荷沉降及压实作用等因素恢复出来的初始构造沉降量，恢复的过程应包括层序古地貌恢复、缺失地层恢复、去压实校正、地壳均衡恢复和断层复原。本文在残余厚度的基础上，采用压实校正、剥蚀量恢复和差异沉降校正等步骤来获得目的层古地貌图（见图7）。

古地貌恢复的流程具体如下：①将参考面之间深度构造相减，得到目的层现今的视残余地层厚度图（见图7a）。②考虑地层倾角（见图7b），得到倾角校正后的地层真厚度（见图7c），这也是目前大多数采用的粗略古地貌成果图。③去压实校正可以恢复岩石埋深前的沉积厚度，去除压实的影响。通过分析不同岩相的孔隙度随深度变化关系，计算压实系数和初始孔隙度，利用盆地模拟软件得到单井埋藏史和压实比例系数。通过插值得到压实系数平面分布图（见图7d），用于去压实校正后的古地貌恢复（见图7e）。④H5层西部存在局部剥蚀，需要进行剥蚀恢复。通过泥岩声波时差法可以定量恢复出单井点上的剥蚀厚度。在此基础上，根据构造趋势的恢复方法，将单井上的剥蚀量外推到整个剥蚀量，得到剥蚀厚度图（见图7f）。⑤通过重力载荷均衡校正求取沉积初期的构造沉降量（见图 7g）以及古水深的恢复（见图7h），得到最终的精细古地貌图（见图7i）。与残余厚度图（见图7c）相比，最终古地貌（见图 7i）趋势一致，局部存在一些细节差异，如斜坡区凸起范围，地势的绝对高度更合理。

利用古地貌可以辅助地层切片平面属性的沉积学解释，多方法相互印证增强刻画结果的可靠性。以研究区H5层古地貌（见图7i）为例，整体具有“西高东低”的特征，从西到东可以划分为剥蚀区（过路不沉积区）、斜坡区和低洼区。古地貌与砂体的展布范围高度匹配，在古地貌低洼区砂体更富集，斜坡区可容纳空间较小，砂体较不发育。

图7 研究区H5层古地貌精细恢复过程图

3 主要层段典型沉积相的地震沉积学解释

针对研究区主要层段不同沉积特征，分别采用多种技术组合，进行岩性识别、沉积解释及储集层刻画。

3.1 H4b小层浅水三角洲沉积

H4b小层（H4层分为H4a、H4b、H4c、H4d）整体为薄互层，采用分频后的地震资料进行层位追踪解释，可以提高地层格架的等时性。通过属性主成分分析，优选贡献度最高的最小振幅属性、平均能量属性和弧长属性进行BP神经网络融合，得到H4b小层的融合属性。结果表明，H4b小层融合属性的三角洲形态清晰（见图 8a），平面表现为窄条带-土豆状展布，为浅水三角洲沉积环境，发育北西—南东向分流河道砂体（见图8b），河道主体位于已钻井区西部。H4层整体为薄互层，砂地比38%，单砂体厚度小，平均单砂体厚度为2.8 m。H4b小层单层砂体厚度较薄，测井曲线形态以钟形和叠置箱形为主，整体表现为南厚北薄。A-A7和A-A8井在H4b小层钻遇河道的主体部位，发育20 m左右相对厚砂体（单期砂体厚10 m），在融合属性上为河道主体部分。顺物源方向可见三角洲隐性前积反射，三角洲平原水上河道表现为连续波谷反射（见图8c），垂直三角洲前缘水道的地震剖面上可见点状透镜体反射（见图8d），为三角洲前缘树枝状水道的地震响应。

图8 H4b小层平面属性、沉积相图及典型地震相特征

3.2 H5层辫状河沉积

由于砂泥阻抗叠置，H5层采用叠前梯度地震的最小振幅属性（见图 9a）来刻画可取得更好的效果，同时通过属性聚类（见图9b）来分析沉积微相。H5层最小振幅属性形态清晰的河道，为南北向辫状河沉积（见图 9c），砂体规模大，呈宽条带状分布。H5处于中期基准面旋回上升的早—中期，井上砂体以垂叠型厚砂为主。已钻井砂体厚度在30～50 m，砂地比较高（大于50%）。辫状河沉积主要以辫状河河道和心滩沉积为主，辫状河河道砂体测井曲线表现为底部突变的箱形或钟形形态，表明沉积过程中物源供给充足、水动力相对较强，下切作用明显，形成了规模较大、侧向连续性好的复合砂体。辫状河河道宽约2～8 km，在顺河道地震剖面上表现为强波谷反射轴，横切河道的方向上可见砂体呈透镜状展布（见图9d）。心滩是通过多期垂向加积而形成，砂体规模较大，自然伽马曲线为箱型（如B1-1-2井）；在地震属性上表现为分流河道带内的属性高值区域，高于河道沉积的属性值。依据以上特征，对属性进行聚类分析（见图9b），可以识别辫状河道中的心滩沉积。

图9 H5层平面属性、沉积相和典型地震相特征图

3.3 H7b小层大型曲流河沉积

由于发育煤层，H7b小层（H7层分为H7a、H7b）利用单一的常规地震已无法有效区分岩性（见图5d）。然而利用叠前同步反演可以较好的表征南部含煤背景下的砂体展布（见图5e）。通过采用常规地震最小振幅和南部的叠前同步反演最小振幅属性拼接，得到 H7b最终的平面属性用于沉积解释。结果表明，H7b小层平面属性形态清晰（见图 10a），为南北向大型曲流河沉积（见图10b）。已钻井B7-3-1和B2-1-1钻遇40 m的边滩砂体，A-B7井钻遇边滩砂体的边部，其余井未钻遇曲流河，为泛滥平原沉积，以泥质沉积为主。曲流河复合边滩跨度约10 km，在地震剖面上表现为多个透镜状波谷叠置特征（见图 10c）。通过复合边滩波谷间振幅变弱的区带，结合B7-3-1井单期点坝砂体厚度20 m的特点，将中部的复合点坝划分为3期，单期点坝跨度约6 km。南部（A-3井处）发育薄煤层，在地震上表现为高频强波谷反射特征（见图10d）。

图10 H7b小层平面属性、沉积相及典型地震相特征图

4 砂体演化及勘探开发的指示意义

4.1 砂体演化及控制因素

通过典型层的地震地貌相分析，表明研究区为河流-三角洲沉积体系，河道形态典型。花港组具体沉积演化（见图11a）自下而上依次为：H12—H11为辫状河沉积，H10—H9为浅水三角洲沉积，H8为辫状河沉积，H7为曲流河沉积，H6为浅水三角洲沉积，H5为辫状河沉积，H4为浅水三角洲沉积，H3为辫状河沉积，H2—H1为曲流河沉积。

研究区物源以南北向的轴向物源为主。砂体的发育样式受中期基准面旋回和古地貌共同控制。随着湖平面的多次升降变化，研究区花港组沉积时期发生多次范围广、速度快的湖进与湖退事件，形成了一系列垂向上具有继承性的河流-浅水三角洲沉积体系。①在中期基准面旋回上升早—中期（见图 11b），湖平面较低，可容纳空间大，物源供给充足，以辫状河道沉积为主（H5层为例），河道顺直，砂体呈连片分布，垂向上河道砂体发育样式以垂向叠置为主；该时期古地貌（见图11c）起伏较大、地势陡峭，发育限定性河谷，对砂体空间展布有一定控制作用。砂体多在低洼的河谷富集，斜坡区砂体较不发育。②在中期基准面上升晚期—下降早期（见图11d），湖平面快速上升至高位，可容纳空间中等，物源供给较少，以曲流河沉积为主（H7b小层为例），砂体呈窄条带状分布，垂向上砂体发育样式呈孤立式；古地貌（见图11e）相对平缓，发育非限定性的河谷，曲流河横向迁移较快。③在中期基准面下降中—晚期（见图 11f），湖平面从高位开始下降，进入湖退期，可容纳空间变小，物源供给中等，以浅水三角洲为主（H4b为例），三角洲平原砂体呈局部窄连片-交织条带状分布，垂向上砂体发育样式呈迁移型中—厚砂体，在三角洲前缘河口处形成呈朵叶状的水下分流河道和河口坝复合砂体。古地貌相对平缓（见图 11g），三角洲前缘倾斜坡度小于 0.1°，以浅水三角洲为主，在研究区南部可见前三角洲—浅湖沉积，湖岸线变化频繁。

图11 层序及古地貌对砂体的控制作用（A—可容纳空间；S—沉积物供给；A/S—可容纳空间和沉积物供给之比；MFS—最大湖泛面；TS—初始湖泛面）

4.2 勘探开发指示意义

在储集层刻画的基础上，结合构造特征和断裂的发育情况进行研究区有利目标搜索。在有利的构造背景下，砂体和断层等形成圈闭的要素在空间上的合理配置可形成有利的构造-岩性圈闭。岩性圈闭有效性的核心是保证高部位具有较好的封堵条件。通过对封堵性的分析，研究区主要存在两种构造岩性圈闭，分别为储集层侧向尖灭-断层封堵型构造岩性圈闭（见图12a）和储集层上倾尖灭型构造岩性圈闭（见图12b）。

依照上述模式优选识别出研究区潜力目标。H4b小层三角洲平原河道侧向尖灭，高部位受断层封堵，可形成较好的侧向尖灭-断层封堵型构造岩性圈闭（见图12c）。在H4b小层过目标区的典型地震剖面上可见局部强振幅（见图12e），砂体低部位与油源断层搭接，成藏可能性较大。H7b小层曲流河点坝砂体向高部位尖灭，可形成上倾尖灭型构造岩性圈闭（见图12d）。在H7b层过目标区的典型地震剖面上（见图 12f），同相轴向高部位发生相变，砂体尖灭点清晰；高部位振幅比低部位强，可能由含气导致。西湖凹陷构造翼部类似的河道上倾尖灭型构造岩性圈闭普遍发育，具有广阔的勘探开发前景，是下一阶段增储上产的有利方向之一。

图12 研究区有利的构造-岩性目标优选模式

5 结论

采用分频解释、反演-常规-90°相移联合构建地震岩性体、非线性切片、多属性融合、古地貌恢复等技术，可取得更好的平面属性刻画效果，对其他地区河流-三角洲相储集层地震沉积学刻画具有一定的参考价值。

研究区储集层砂体的发育样式受中期基准面旋回和古地貌控制，在中期基准面旋回上升早—中期，发育垂向叠置型砂体，以辫状河道沉积为主；在上升旋回晚期和下降半旋回的早期，发育孤立型砂体，以曲流河沉积为主；在中期基准面下降中—晚期，发育迁移型中—厚砂体，以浅水三角洲沉积为主。限定性古地貌对砂体展布具有控制作用，非限定性古地貌对砂体展布影响较小。