西湖凹陷三角洲平原河道識別及特征分析

王紅巖

( 中海石油(中國)有限公司 上海分公司,上海 200030 )

0 引言

三角洲是河流攜帶沉積物流入相對靜止的匯水盆地所形成的、不連續岸線的、突出的似三角洲形砂體。根據水動力條件，可以分為河控三角洲、浪控三角洲和潮控三角洲[1]。研究區平湖組中、上段主要受河流作用影響而發育多期河控三角洲，形成三角洲平原、前緣及前三角洲亞相，其中，目標層段以三角洲平原亞相為主，發育的分流河道砂體形成該區較為優質的儲層。

人們對三角洲儲層開展研究。根據野外實地考察、淺鉆孔、探坑、探槽等方法，李燕等[2]研究鄱陽湖贛江三角洲分流河道內發育的砂體類型、沉積特征及規模；根據巖心、測井、粒度分析及巖石薄片等資料，夏輝等[3]分析早白堊世塔北隆起西部卡普沙良群發育的辮狀河三角洲與曲流河三角洲沉積特征及其差異性，建立研究區卡普沙良群沉積模式；綜合巖心薄片、分析化驗、測錄井及生產動態等資料，劉暢等[4]表征柴達木盆地辮狀河三角洲沉積特征，明確相控儲層砂體展布規律及疊置類型；通過對準噶爾盆地南緣烏拉泊組辮狀河三角洲露頭進行實測，李亞龍等[5]分析各沉積微相沉積特征、巖相及粒度特征，建立辮狀河三角洲沉積模式及垂向沉積序列；根據巖心、測井和三維地震資料，結合水槽模擬實驗，陳誠等[6]開展湖盆淺水三角洲沉積學特征研究，總結淺水三角洲形成過程和發育模式；利用地震沉積學技術，李明等[7]識別四川盆地龍崗地區中侏羅統沙溪廟組河道砂體。目前，在西湖凹陷平北斜坡帶(北段)平湖組地層勘探中，多口工業油流井鉆遇三角洲平原分流河道砂體，展示儲層具有良好的勘探前景。

筆者分析巖石礦物、沉積微相、測井相和地震相特征，并利用Inpefa曲線完成4期河道劃分，利用Marr小波分頻、RGB融合技術預測主要期次河道展布范圍，為研究區巖性油氣藏勘探突破提供依據。

1 區域地質概況

西湖凹陷位于東海陸架盆地東部坳陷帶，是東海陸架盆地規模較大的中新生代含油氣凹陷[8-10]，西側為海礁隆起、漁山東低隆起，東側為釣魚島隆褶帶，南端與釣北凹陷接壤，北部與福江凹陷相鄰(見圖1(a))，面積約為5.18×104km2。地層自下而上發育前寶石組，始新統寶石組(E2bs)、平湖組(E2p)，漸新統花港組(E3h)，中新統龍井組(N1l)、玉泉組(N1y)和柳浪組(N1ll)，上新統三潭組(N2s)，以及第四系更新統東海群(Qpdh)。其中，平湖組含油氣層系廣泛發育三角洲沉積體系，是尋找巖性油氣藏的有利場所。

圖1 西湖凹陷平北斜坡帶構造地質特征Fig.1 Structural geological characteristics of Pingbei Slope Zone in Xihu Depression

研究區位于西湖凹陷平北斜坡帶北段，構造單元具有東西分帶特征，自西向東分別為斷階帶、次洼帶、古隆起帶和主洼帶(見圖1(b))。盆地經歷5個演化階段，分別為裂陷期、斷陷期、斷—拗轉換期、拗陷—反轉期和區域沉降期[11]。早白堊世末期，受基隆運動影響，盆地初始裂陷，發育上白堊統地層；古新世早期，受雁蕩運動影響，盆地進入斷陷階段，研究區古新統—始新統寶石組地層沉積厚度約為1.00～2.50 km；中始新世期，受平湖運動影響，盆地進入斷—拗轉換階段，研究區平湖組沉積厚度約為0.50～1.50 km，其中，平湖組中、上段廣泛發育的三角洲平原分流河道為研究重點；始新世末期，受玉泉運動影響，盆地進入拗陷期，研究區花港組沉積厚度約為0.50～1.25 km；漸新世末期，受花港運動影響，盆地局部開始反轉，沉積厚度約為1.40～2.60 km的中新統龍井組、玉泉組、柳浪組地層；中新世末期，受龍井運動影響，盆地遭受強烈擠壓抬升，地層剝蝕嚴重，形成T12區域不整合面；上新世早期，擠壓應力松弛，盆地進入區域沉降期，繼續接受沉積。

2 三角洲平原沉積特征

晚始新世末期，斜坡帶主要斷裂活動減弱，次級洼陷逐漸被填平補齊而形成統一的凹陷，平緩的斜坡有利于三角洲的發育。分析工區內已鉆井巖心、測井相、地震相等特征，總結三角洲平原主要亞相的沉積特征。

2.1 巖石學

2.1.1 砂巖類型及孔隙特征

砂巖是陸源碎屑的主要巖石類型，其碎屑組分主要來源于母巖機械破碎的產物，是反映物質來源的重要標志[12-13]。通過對研究區取心井巖心觀察和薄片鑒定分析，平湖組中、上段巖石類型主要以長石巖屑質石英砂巖為主，以長石質石英砂巖、巖屑質石英砂巖為輔，偶有巖屑砂巖(見圖2(a))。石英質量分數為50.0%～85.0%，平均為67.5%；長石質量分數為4.0%～19.0%，平均為13.6%；巖屑質量分數為7.5%～40.0%，平均為18.9%。砂巖成分成熟度好，磨圓以次棱角—次圓為主，接觸方式以線接觸、凹凸接觸為主，少量呈點接觸。由圖2(b)鑄體薄片可以看出，目的層孔隙較發育，面孔率約為9.16%，連通性為一般至較好，溶蝕現象常見，孔隙以粒內溶孔、原生粒間孔、粒間溶孔為主，微孔、鑄?？状沃?。

2.1.2 粒度特征

利用粒度概率累積曲線對粒度特征進行分析[14-16]，研究區平湖組中、上段地層粒度概率累積曲線以反應牽引流作用的兩段式為主，包括跳躍和懸浮式組分(見圖2(c))。曲線的跳躍組分占50%～70%，主體粒度為-1.8Φ～2.5Φ，具有較大斜率，表明顆粒組分具有較好的分選性；懸浮組分占30%～50%，主體粒度為2.5Φ～8.0Φ，變化范圍廣，說明顆粒組分呈大小混雜沉積；跳躍總體與懸浮總體交截點集中在2.0Φ附近，對應粒度約為0.25 mm，達到細砂巖級別，反映懸浮沉積物粒度總體偏細、跳躍總體分選較好的特征。

圖2 平湖組中、上段砂巖分類、鏡下薄片分析及粒度概率累積曲線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

三角洲平原發育于臨近海岸的平緩區域，主要為三角洲的陸上沉積部分，由一系列低彎度辮狀、曲流狀分流河道及分流河道間組成[17-19]。陸上分流河道為主要輸砂通道，以含礫較高的中砂巖、粗砂巖為特征，河道底部具有明顯的沖刷面且有向上變細的正粒序沉積特征。分流河道間主要為低濕的泥沼、草沼和樹沼等大片沼澤地，沉積物多以厚層塊狀層理、含鈣粒、植根、蟲孔的泥巖為特征，夾雜發育薄煤層。

2.2.1 分流河道

分流河道是三角洲平原的主要微相，具有單向水流且水位變化呈周期性特征，其性質可以是曲流河、辮狀河、網狀河或順直河[1]。其沉積物以分選較好的砂質為主，具有典型的河流沉積二元結構，韻律為單向水流形成的向上變細的正韻律粒序，底部多以含礫中—細砂為主，向上逐漸變為粉砂、泥質粉砂及粉砂質泥巖，最上部為含有大量植物根系的粉砂和黏土層。其底界常具有沖刷面和單向流水斜層理、平行層理等，砂層中有槽狀、板狀或波狀交錯層理，向上規模變小。

圖3(a—b)取心段為分流河道曲流砂壩，巖性為淺灰色細砂巖，成分以石英為主，次為長石，少量為暗色礦物，見炭質紋層，上部見斜層理，中部為塊狀層理，底部為平行層理，呈次圓狀，分選較好，泥質膠結，較致密。圖3(c)取心段為分流河道底部滯留沉積，下部為淺灰色砂礫巖，成分以石英為主，次為長石，少量為暗色礦物，礫石成分為泥礫、石英礫，礫石顏色較雜，礫徑一般為0.5～1.0 cm，最大的為3.0 cm，呈次圓—棱角狀，分選較差，泥質、硅質膠結。上部為淺灰色含礫粗砂巖，成分以石英為主，次為長石，少量為暗色礦物，局部礫石富集，呈次圓狀，分選較好，泥質、部分硅質膠結，砂體內部發育數條斜層理，底部見沖刷面。

圖3 研究區分流河道、分流間灣巖心特征Fig.3 Well core characteristics of distributary channel and bay in the study area

2.2.2 分流間灣

分流間灣為分流河道之間的沉積，前端常與?；蚝噙B。巖性主要為泥巖、粉砂質泥巖、泥質粉砂巖夾薄煤層。沉積構造以水平、透鏡狀及波狀層理為主，生物擾動作用強烈。

深灰色泥巖質較純，局部含有植物莖葉化石、炭屑、煤屑等，部分含少量粉砂，見少量波紋層理(見圖3(d))?；疑凵百|泥巖層理較發育，常見波紋層理、變形構造，局部發育泄水構造，粉砂質分布不均勻，部分粉砂質呈透鏡體分布(見圖3(e-f))。

2.3 測井相

測井相分析是利用測井響應的曲線特征和定量測井參數，描述地層的巖性、物性、層理類型及垂向組合、旋回性、厚度、頂底面接觸關系等沉積相[20]。在巖心標定的基礎上，主要利用自然伽馬、自然電位、電阻率曲線幅值、形態、光滑程度、接觸關系、厚度等要素，分析沉積微相的響應特征，識別出箱型、鐘型、漏斗型、線型4種曲線形態，建立研究區測井微相模式。

(1)箱型結構(見圖4(a))。對應的巖性多為細砂巖、含礫細砂巖，單層厚度為4～20 m，曲線幅度為高幅，頂底突變，略顯齒化，底部對應沖刷面，反映沉積過程物源充足、水動力穩定條件下的快速堆積沉積，典型代表為分流河道沉積。

(2)鐘型結構(見圖4(b))。對應巖性多為細砂巖，曲線為上窄下寬的鐘型，底部突變，頂部漸變，呈微齒化，反映河道側向遷移的正粒序結構。從下到上，曲線的異常幅度逐漸減小，是水流能量逐漸減弱或物源供應越來越小的表現。典型的代表為曲流河點砂壩或河道充填沉積。

(3)漏斗型結構(見圖4(c))。下部巖性多為泥巖，上部漸變為薄層砂巖，頂部突變接觸，底部漸變，垂向上呈現反映前積或順流加積砂體的反粒序結構，說明水動力逐漸加強和物源供應充足。典型代表為河流決口扇微相、三角洲前緣河口壩相。

(4)線型結構(見圖4(d))。垂向上的幅度變換不大，以細粒泥巖沉積為主，夾雜薄層煤，主要反映水動力條件變化緩慢平靜的沉積環境，常見于沼澤和分流間灣沉積環境。

2.4 地震相

地震相是沉積相在地震剖面上表現的總和[21]。地震相標志主要包括地震反射基本屬性與結構、外部幾何形態、內部反射構造、邊界關系等。根據沉積體在地震剖面上響應的基本屬性、內部反射構造等特征，分析其沉積相。

2.4.1 地震反射基本屬性

地震反射屬性是指地震剖面各組分的物理地震學特征，基本屬性包括振幅、視頻率、連續性3個要素。地震反射界面是由巖石的波阻抗差異產生的，單一或多個反射軸組成不同地震反射特征。巖石物理分析表明，目的層段埋深大于4 100.00 m，地震資料主頻約為22 Hz，儲層縱波速度為3 800～4 900 m·s-1，密度為2.33～2.70 g·cm-3，縱波阻抗為9 300～12 500(g·cm-3)·(m·s-1)，1/4波長約為43～56 m。泥巖縱波速度為3 200～4 500 m·s-1，密度為2.00 ～2.64 g·cm-3，縱波阻抗為7 000～11 800(g·cm-3)·(m·s-1)。多數砂巖阻抗略大于泥巖阻抗，砂巖頂面為波峰反射，泥巖頂面為波谷反射。

根據地震反射振幅、視頻率、連續性差異，將三角洲平原分流河道地震響應劃分為4類。第一類為強振幅—中頻—弱連續反射(見圖5(a))，河道主體沉積的砂巖與上下泥巖阻抗差異大，形成強振幅反射，河道間沉積體阻抗差異小，形成弱振幅反射，橫向上表現為弱連續特征；第二類為中強振幅—中頻—連續反射(見圖5(b))，河道(間)砂巖與泥巖阻抗差異變小，橫向砂體疊置成片，表現為席狀反射特征；第三類為中強振幅—中頻—斷續反射(見圖5(c))，河道主體砂巖與泥巖存在阻抗差異，河道間多以泥巖為主，多個分流河道橫向上形成斷續反射特征；第四類為中弱振幅—低頻—斷續反射(見圖5(d))，沉積較厚的河道砂巖與圍巖阻抗差異小，形成低頻弱振幅反射。

2.4.2 地震內部反射構造特征

地震內部反射構造是指地震同相軸在空間上的排列與組合方式，是巖層疊加形式的直接體現，反映沉積作用的性質和沉積補償狀況等[1]。根據河道砂體排列組合方式，劃分為孤立型河道(見圖5(a))、側積型河道(見圖5(e))、疊置型河道(見圖5(f))。孤立型河道多為單期河道充填，相互之間基本不連通，垂向上呈現泥包砂的特征，同相軸表現為平行(亞平行)、斷續、強振幅、透鏡狀反射特征；側積型河道一般發育規模較大，表現為頂平底凸狀，內部反射同相軸相對傾斜并朝一方加積，呈現河道演化過程中側向擺動遷移的特征；疊置型河道為多期次河道垂向疊置發育而成，多個單河道砂體在橫向和縱向上充分疊置、互相切割，砂體之間有局部或沒有泥巖隔層，單個河道砂體表現為強振幅波峰(紅軸)反射且在不同方向展布范圍不同，多個河道砂體形成迷宮狀組合，砂體空間展布變化較快。

3 分流河道期次劃分

3.1 Inpefa曲線劃分河道演化期次

3.1.1 Inpefa曲線原理

自然伽馬測井曲線可有效劃分砂、泥巖，但曲線旋回性變化不明顯，將實測GR曲線轉換為綜合預測誤差濾波分析曲線(Inpefa)，可以反映水進、水退的旋回性變化，進而實現工區內河道演化期次的劃分。Inpefa曲線轉換基本原理：首先，對GR曲線進行最大熵頻譜分析處理，完成GR曲線復合波形的分解，得到組成測井曲線不同波長的單波；然后，由測井曲線真實值減去最大熵頻譜分析估計值得到數據差值，即預測誤差濾波分析(PEFA)。PEFA曲線是一條被稱作地層連續性指示器的鋸齒狀曲線，不同大小的尖峰(誤差)代表不同規模的等時界面，正向尖峰(正值誤差)代表可能的層序界面，負向尖峰(負值誤差)代表可能的洪泛面;最后，對PEFA曲線進行積分處理，得到綜合預測誤差濾波分析曲線(Inpefa)[22-26]。

3.1.2 河道期次劃分

Inpefa曲線變化趨勢反映沉積旋回的差異，曲線從右到左數值降低代表負向趨勢，反映基準面下降、水體變淺、砂質含量增加；曲線從左到右數值增加代表正向趨勢，反映基準面上升、水體變深、泥質含量增加。正向拐點為曲線由負趨勢變為正趨勢的轉折點，代表層序界面，負向拐點為曲線由正趨勢變為負趨勢的轉折點，代表洪泛面。

平湖組沉積中晚期，研究區經歷4期水進—水退過程(見圖6)，發育4期三角洲平原分流河道。期次之間分界點對應Inpefa曲線正向拐點，代表該期水進的開始，伴隨發育分流間灣微相；期次內部由水進轉為水退的拐點對應Inpefa曲線負向拐點，代表該期水退的開始，伴隨發育分流河道微相。

3.2 Marr小波分頻處理

利用Marr小波分頻處理識別主要期次分流河道平面展布，利用RGB混頻精細刻畫單期河道儲層。

3.2.1 小波分頻原理

RGB混頻是將分頻成果中頻段互不重疊的低頻、中頻、高頻段能量屬性，以RGB模式混合起來顯示, 形成具有通頻信息的色彩數據體； 然后在數據體上進行儲層的刻畫與分析[28]。

3.2.2 河道識別

目的層段地震數據體的振幅譜見圖7。由圖7可以看出，地震主頻約為20 Hz，頻帶為5～35 Hz。利用Marr小波完成分頻處理，分別提取10、20、30 Hz優勢頻帶屬性，完成河道細節刻畫(見圖8)。第一期分流河道表現為局限發育特征(見圖8(a-d))，河道1發育于斜坡帶中部，自北北東流向南南西向，沿長軸長度約為18.5 km，河道寬度為500～1 500 m。由于斷塊掀斜翹傾作用形成斷槽，在斷層走向扭動區形成走向斜坡帶，影響水流方向，導致河道展布受控于北北東向順向正斷層。河道1被井5鉆遇，目的層段砂巖縱波速度約為4 200 m·s-1，10 Hz優勢頻率識別λ/4砂體厚度為105.00 m，20 Hz優勢頻率識別λ/4砂體厚度為52.50 m，30 Hz優勢頻率識別λ/4砂體厚度為35.00 m。由不同分頻屬性(見圖8(a-c))可以看出，北段、南段砂體能量響應較強，中段砂體能量響應弱，說明砂體主要發育于河道北段、南段；20 Hz頻率屬性最強，10 Hz頻率屬性最弱，說明河道砂體厚度主要集中于52.50 m，105.00 m厚層砂體發育較少。

圖7 地震數據體目的層段頻譜Fig.7 Seismic spectrum analysis of target layer

圖8 分流河道小波分頻屬性Fig.8 Wavelet frequency division attribute of distributary channel

由RGB紅、綠、藍融合(見圖8(d))可以看出，紅色為10 Hz低頻能量，綠色為20 Hz中頻能量，藍色為30 Hz高頻能量，黃色為10 Hz低頻與20 Hz中頻融合色，淡藍色為20 Hz中頻與30 Hz高頻融合色，紫紅色為10 Hz低頻與30 Hz高頻融合色，白色為低頻、中頻、高頻三色融合色。河道北段(井5處)融合色以紅、黃、白為主，說明低頻能量較強，代表中厚層砂巖較發育；河道南段融合色以白色為主，說明低、中、高頻強，代表厚層、薄層砂體發育。河道中段以淡藍色為主，說明低頻弱、中高頻強，代表薄層砂體發育。

第二、三期等晚期河道發育規模開始擴大，井4、井5、井6、井14等井鉆遇河道主體(見圖8(e-h))。根據已鉆井縱波速度分析，目的層段砂巖縱波速度約為4 100 m/s，10 Hz優勢頻率識別λ/4砂體厚度為102.50 m，20 Hz優勢頻率識別λ/4砂體厚度為51.25 m，30 Hz優勢頻率識別λ/4砂體厚度為34.10 m。由不同分頻屬性(見圖8(e-g))可以看出，工區中部、東部發育多條河道，河道展布方向轉變為近南北向，其中，河道2、河道3發育規模較大。河道2受多條弧形順向正斷層影響，為彎曲強烈的曲流河形態特征，沿長軸延伸16.5 km，河道寬度為750～2 000 m；河道3發育于東北部古隆起區，北段為單條河道，南段出現多個分支河道，河道彎曲較弱，沿長軸延伸25.0 km，河道寬度為500～700 m。由不同頻率屬性(見圖8(e-g))可以看出，20、30 Hz頻率屬性最強，10 Hz頻率屬性最弱，說明河道砂體厚度主要集中于34.10～51.25 m，105.00 m厚層砂體發育較少。

由RGB紅、綠、藍融合(見圖8(h))可以看出，河道2北段融合色以白色為主，說明低頻、中頻、高頻能量較強，代表厚層、薄層砂體發育；河道2南段融合色以淡藍色為主，說明低頻弱、中高頻強，代表薄層砂體發育。河道3北段發育單條分流河道，融合色以紅色、白色為主，說明低頻、中頻能量較強，代表厚層砂體發育；河道3南段發育多條分流河道，融合色以淡藍色、綠色為主，說明中頻、高頻能量強，代表中層、薄層砂體發育。

4 結論

(1)西湖凹陷平北斜坡帶平湖組中、上段三角洲平原分流河道儲層以長石巖屑質石英砂巖為主，次生孔隙較發育，粒度概率累積曲線呈跳躍和懸浮兩段式，存在反映水流沖刷的斜層理、平行層理、波紋層理、泄水構造等沉積構造；測井相表現為低伽馬，中—高幅、鐘型—箱型、微齒化特征。

(2)分流河道地震反射屬性表現為中—低頻、中—強振幅、透鏡狀反射特征；河道反射構造呈孤立型、側積型、疊置型3種樣式。

(3)利用Inpefa曲線劃分4期次河道，每期河道存在完整的水進—水退過程，Marr小波分頻屬性優勢頻率為20 Hz，對應河道砂體厚度集中在50 m左右；河道流向由早期的北北東向轉成晚期的近南北向，形成南部優勢河道砂體匯聚區。