古近系构造层序可细分为4个二级层序(图 3), 分别是孔店组、沙四段、沙三段— 沙二下、沙二上— 东营组, 对应于盆地发育的初始裂陷幕、裂陷发育幕、裂陷鼎盛幕以及裂陷收敛幕(冯有良, 1999; 姜在兴等, 2002)。

图3

Fig.3

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	图3 渤海湾盆地东营凹陷沙三中亚段层序地层划分简表 注:表中年龄值参考李丕龙等, 2003Fig.3 Sequence stratigraphic division of the middle sub-member of Member 3 of Shahejie Formation in Dongying sag, Bohai Bay Basin

盆地演化历史上, 沙河街组之前的孔店组对应于该凹陷的初始裂陷, 其后的沙四段湖盆整体扩张、沉积水深加大, 在后期的沙四上亚段沉积时期甚至发育大套烃源岩, 形成该凹陷内部一套重要的烃源岩。到沙四上亚段沉积末期, 湖盆基底整体抬升, 基准面下降, 凹陷边缘遭受局部剥蚀, 与上覆地层呈角度不整合接触。到沙三— 沙二下二级层序, 岩性上以早中期的泥岩、油页岩和深水重力流等大范围深水沉积和后期的三角洲大幅度前积沉积为特征, 对应于湖盆强烈裂陷阶段。根据岩性旋回特征和地震反射特征, 可将沙三— 沙二下二级层序进一步划分为沙三下、沙三中以及沙三上— 沙二下3个三级层序(武法东等, 1998)。

其中, 沙三中层序顶底分别对应着T₄与T₆地震反射界面(图 4)。T₆在地震剖面上连续性好、振幅较强, 之下存在削截终止地震反射现象, 之上表现为上超不整合接触, 代表沙三下亚段湖泛至最大并在湖盆内发育一套稳定分布的油页岩之后, 湖盆曾经短时间萎缩, 导致岸线快速向盆迁移, 之后再迅速扩张发生沙三中内部的最大湖泛事件。T₄位于沙三中亚段三角洲顶积层顶部。在研究区西部, T₄之下多见平行、亚平行反射结构; 在研究区东部则常见S型或斜交型前积结构, 界面上下同相轴连续性和振幅差异明显(图 4)。

图4

Fig.4

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	图4 渤海湾盆地东营凹陷顺物源地震剖面中沙三中层序及其内部准层序组解释方案(剖面位置见图1) a— 顺物源地震剖面及解释; b— a图对应的准层序组及沉积相解释Fig.4 Seismic section for interpretation of sequence and parasequence sets of sequence ESQ7 along the provenance direction in Dongying sag, Bohai Bay Basin(location of section showed in Fig.1)

沙三中亚段沉积时期, 伴随着强烈裂陷的区域性伸展作用形成了多条北东向正断层, 形成了对沉积充填具有重要影响的断裂坡折带(林畅松等, 2000)。其中, 梁家楼— 现河庄断裂带、胜永断裂带(图 1)等长期活动的同沉积断层对断层下降盘可容空间的变化影响巨大, 将沙三中亚段沉积早期(低位域时期)地层、沉积范围限定于该断裂带下降盘内, 直到湖盆大规模扩张的湖侵体系域时期湖盆范围才再次迅速扩张。可见, 大型同生断裂的活动与湖平面变化结合, 共同控制了研究区内沙三中亚段层序各体系域的沉积充填过程、沉积环境及砂岩储集层的空间展布(图 4)。

前述分析可知, 沙三中亚段沉积于沙三下— 沙二下亚段二级层序后期的基准面下降阶段。根据不同级次基准面复合原理, 沙三中三级基准面早期的上升过程将受到二级基准面下降的抑制而减弱, 但其晚期的下降过程将得到二级基准面下降的增效而加强。该区沙三中层序中高位域时期三角洲沉积发育规模大、多期前积特征明显(图 4)与上述分析相吻合。大量钻井和地震剖面资料均表明, 研究区内沙三中层序以多期高位域三角洲的大规模前积为特征, 单期三角洲沉积地层厚度为80~100, m(图 4, 图5)。

图5

Fig.5

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	图5 渤海湾盆地东营凹陷沙三中层序高位域三角洲— 重力流沉积的进积型准层序组的典型测井响应特征 a— 三角洲平原区; b— 三角洲前缘区; c— 半深湖— 深湖区Fig.5 Logging responses to progradational parasequence set of delta-turbidite system in highstand system tract of sequence ESQ7 in Dongying sag, Bohai Bay Basin

结合Vail(1977)的层序地层学理论, 采用体系域三分的方法, 将沙三中三级层序划分为低位域(LST)、湖侵域(TST)以及高位域(HST)。为了高精度地约束地震地层切片, 研究中井— 震结合完成了研究区内四级层序(准层序组)的解释, 在沙三中层序中共识别出10个四级层序(图 3)。其中, 低位域时期的3个准层序组主要分布于坡折带之下, 在地震上表现为沿层序底界的层层上超(图 4), 在钻测井上体现为垂向岩性相对稳定或向上岩性略有变细、水深略为加深的加积式或弱退积式深水泥页岩和重力流砂岩的地层叠置样式。湖侵域中仅识别一个准层序组:第4准层序组, 在研究区其地层厚度稳定、分布广泛, 地震结构表现为平行— 亚平行反射, 测井响应上GR值高且向上增大, 对应于细粒沉积, 与油田研究中提出的“ 纯泥岩段” 相对应。高位域时期识别出6期三角洲进积为特征的准层序组, 对应于第5至第10准层序组, 在地震上表现为明显的前积特征, 具有下超、削截、顶超的特点(图 4), 在钻测井上则表现为向上水深变浅、砂质沉积增多增厚的进积式沉积(图5)。

在层位上, 重点讨论的来自三角洲平原或前缘的滑塌型重力流沉积源于高位域三角洲— 重力流沉积体系。由于该沉积体系具有顶积层、前积层和底积层的三层结构特征, 在地层厚度上通常中部(前积层)厚、两头(顶积层和底积层)薄, 表现为极大的不均匀性; 此外, 由于基准面的相对升降可能导致三角洲平原遭受部分或完全剥蚀, 致使其顶部地层保存不全, 呈现顶超或斜交式前积的特征, 必然导致基于三维地震资料的常规切片方法难以保证其等时性。鉴于此, 研究中采用了地震沉积学研究思路和关键技术, 针对本区高位域三角洲— 重力流沉积体系中薄层的重力流砂岩开展储集层预测研究。

地震道90° 相位化的目的是为了实现地震数据— 薄层砂体的岩性标定。常规地震处理得到的零相位地震数据, 地震反射来自单一的界面(海底、主要不整合面、厚层块状砂岩顶面等), 主波瓣(最大振幅)与反射界面一致。当地震反射来自于薄层砂体, 则砂体和同相轴之间没有直接的对应关系。90° 相位子波将地震响应的主波瓣移至薄层中间点, 此时地震响应关于薄层中点对称, 则地震解释追踪的同相轴即为薄层砂体, 从而赋予了地震剖面岩性意义(Zeng and Backus, 2005a, 2005b)。

研究中, 首先基于合成地震记录, 进行分区块变速高精度井— 震标定, 然后通过多井目的层井— 震综合分析, 确定相位转换角度, 完成地震道90° 相位化调整。图6展示了研究区过营11-18井地震剖面相位调整前后的地震剖面。对比发现, 地震相位转换之前营11-18、营70、营78等井薄层砂体深度中值大致对应于地震反射同相轴波峰与波谷之间的过渡部位, 相关性不明显(图 6-a); 相位转换之后这些井段下部薄层砂岩均对应于地震剖面上一组高振幅同相轴(图 6-b)。并且相比较原始地震数据, 地震岩性数据体不仅仅发生了相位变化, 局部振幅也出现了增强, 和测井信息更符合(图6-b)。

图6

Fig.6

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	图6 渤海湾盆地东营凹陷沙三中地震剖面90° 相位调整前后对比(井旁为自然电位曲线, 剖面及井位见图1) a— 原始地震剖面, 薄层砂体与地震同相轴无明显对应关系; b— 90° 相位化剖面, 薄层砂岩与地震波峰明显相关, 注意方框内振幅变化更符合测井信息Fig.6 Comparison of seismic sections before and after 90° phase shift of sequence ESQ7 in Dongying sag, Bohai Bay Basin(Displayed well logs are SP curves, well and section location showed in Fig.1)

地震数据体地层切片, 是在等时地层格架内部研究沉积相展布的一种经济有效的方法。在地层切片上, 通过类比现代沉积体系地貌特征研究地震地貌模式, 可恢复沉积时期沉积体类型和沉积环境。

为保证切片结果符合地质意义, 在开展切片时保证切片层位的等时性尤其重要。地震数据体中, 地震同相轴的产状与频率不相关是选取等时参考同相轴的必要条件。在2个等时同相轴之间通过线性内插是拾取地层切片的重要手段。

常用的切片方法包括时间切片、沿层切片和地层切片(Zeng et al., 1998a, 1998b)或等比切片(Proportional slicing)(Posamentier and Kolla, 2003), 应针对不同的地层产状合理选取切片方法。地层席状、平卧时, 可选用水平切片; 地层席状、非平卧时, 则需要沿层切片; 地层既非席状也非平卧时, 则必须使用地层切片才能保证切片等时性。而地层切片实际上是在2个等时同相轴之间通过线性内插获得一系列切片层位, 能够保证切片平面图的等时性, 对这3种地层产状都适用。

现阶段在运用地层切片方法时通常以三级层序界面或体系域界面作为约束, 对该界面之内的地层进行线性内插。这种方法考虑到了三级层序内部不同部位沉积速率随等时参考面的线性变化, 相比较时间切片和沿层切片更具等时意义, 但是没有考虑到同一三级层序内部四级旋回中沉积速率与时间的线性关系和三级层序整体沉积速率随时间变化关系存在不一致的可能性, 会导致切片过程中层位逐渐偏离了等时界面。此外, 沙三中高位域三角洲前积体极发育, 为保证前积体切片的等时性, 在前积体内部增加参考同相轴, 以三级层序边界和内部四级层序(砂组级别)界面及前积体内部参考同相轴作为边界约束, 以四级层序作为基本切片单元开展地层切片。

对比可以发现, 在三角洲发育区, 以层序界面及体系域边界为约束开展地层切片(图 7-a), 三角洲前积体内部仍易出现穿时现象, 难以获得理想效果。而以三级层序边界和内部四级层序边界及前积体内部参考同相轴共同约束, 运用地层切片方法线性内插获得一系列层位效果更理想, 更符合前积模式(图 7-b)。以研究区沙三中实际剖面为例, 选取PSS8作为独立切片单元, 以PSS8顶底界面约束, 切片层位和前积模式一致(图 8)。

图7

Fig.7

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	图7 渤海湾盆地东营凹陷三角洲— 重力流沉积体系中基于三级层序和体系域与基于四级层序约束的地层切片差异 a— 基于三级层序及体系域约束的地层切片结果, 在三角洲内部穿时严重; b— 基于四级层序约束的地层切片结果, 切片更具等时意义Fig.7 Differences between slicing results restricted by 3rd order sequences and system tract boundaries and by 4th order sequences for delta-turbidite depositional system in Dongying sag, Bohai Bay Basin

图8

Fig.8

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	图8 渤海湾盆地东营凹陷沙三中亚段高位域地震前积反射体四级层序约束下地层切片结果 T4层拉平后, 以第8准层序组为例, 剖面位置见图4Fig.8 Slicing result restricted by 4th order sequence in highstand system tract delta foreset of sequence ESQ7 in Dongying sag, Bohai Bay Basin

东营三角洲发育于沙三中湖盆高位域, 其自东南端开始推进始于最大水进(MFS)之后, 湖盆水体处于缓慢上升至下降阶段。高位域6个准层序组(图 4, PSS5至PSS10)分别对应东营三角洲六期主要的进积过程, 每期三角洲前端均发育规模不等的重力流砂岩沉积, 并随着三角洲的推进逐步向湖盆中央推进。此外, 来自研究区北侧陈家庄凸起的扇三角洲规模在本区虽小于东营三角洲, 但其自北向南推进的过程, 也具备形成重力流的条件。

现以准层序组PSS8为例, 研究其前端重力流的沉积规律。地震剖面中可以看到(图 4), 准层序组PSS8末期其前端发育的重力流砂岩规模可观、厚度也较大(营67井、营68井钻遇砂体厚约20, m)。地震岩性数据体中, 该套砂岩完全包含于一组波峰内部(图 6), 其地震结构肉眼难以识别, 平面分布及发育过程不清楚, 可作为地震沉积学解剖的典型实例。

层位上, PSS8准层序组为沙三中6期三角洲中第3期, 处于高位域中晚期阶段。湖盆水体逐渐下降背景下, 三角洲已经深入到湖盆中央, 深水区面积较小, 可容空间局限, 限制了重力流的分布。为明确该套重力流砂岩的整体分布特征, 对切片层位a— c提取层间均方根振幅属性(图 9)。

图9

Fig.9

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	图9 渤海湾盆地东营凹陷沙三中亚段第8准层序组RMS属性分布(a)及沉积体系解释(b)(成图范围见图2)Fig.9 Distribution of RMS amplitude(a)and interpretation of sedimentary system (b)for PSS8 in Dongying sag, Bohai Bay Basin(See Fig.2 for position)

地震属性特征表明(图 9-a), 准层序组PSS8沉积末期, 其三角洲前端的深水区发育有相邻的A、B、C 共3个深水扇以及南侧D、E 这2个小规模土豆状重力流沉积体。北侧扇A规模较小, 与来自北部陈家庄凸起的扇三角洲相邻发育; 南侧扇体B、C规模相对较大, 与D、E一样, 物源可能都来自东南方向推进的东营三角洲。地震属性上扇A、B具有连片的特征, 成因上可能相关, 但难以区分先后关系(图 9-a, 9-b)。

研究区东南侧、东北侧红色强正振幅分别代表了东营三角洲及永安三角洲砂质沉积, 东南侧及东北侧红色高正振幅之间夹杂的蓝色、绿色则主要代表三角洲分支河道间等细粒沉积; 在研究区北侧, 范围小、分布集中的红色强正振幅代表了来自陈家庄凸起的扇三角洲粗粒沉积; 西北侧蓝色、绿色等弱正振幅代表深湖泥岩; 西北侧深蓝色背景下的扇形红色强正振幅区则代表重力流沉积, 重力流砂岩和深湖相泥岩岩性差异大, 重力流扇形体与深湖泥岩相之间边界清楚(图 9-a)。

四级层序约束下的地层切片较好地保证了其等时性, 为沉积体的客观表征和沉积过程的恢复奠定了基础。在宏观沉积体系的解释基础上, 为了进一步明确PSS8沉积末期重力流砂岩的平面分布及其沉积过程, 对钻井揭示砂体较发育的层段采用地层切片进行精细的沉积解释和储集层预测。

在已有钻井资料的井— 震标定结果的对比基础上, 结合不同期次的地层切片中均方根振幅分布结果可知, 砂岩厚度较大的三角洲前缘对应的振幅值不稳定, 与钻井揭示的砂岩分布差异较大, 需要综合井— 震信息确定三角洲前缘的分布范围; 对于砂岩厚度较小的洼陷带重力流沉积, 相位调整和四级层序约束下的振幅属性对砂岩的分布比较敏感, 这在高振幅区已有的钻测结果中可以得到证明。

对照图9沉积体系解释结果, 可知洼陷带发育的A— E重力流沉积体实际为多期沉积叠置的结果。从早到晚, 重力流发育程度和发育规模逐渐增强(图10)。下面选取PSS8顶部的砂岩发育段, 自下而上分为3期, 根据地层切片的均方根振幅属性平面图讨论重力流的分期沉积特征。

第1期代表了重力流沉积的初始阶段(图 10), 东南部东营三角洲、东北部永安三角洲及北部扇三角洲为主体, 仅在东营三角洲前端见零星分布的土豆状重力流沉积, 来自东北和北部物源的(扇)三角洲前端未见重力流沉积。到第2期, 北部(扇)三角洲开始发育小型重力流沉积体, 原东营三角洲前端重力流沉积体发育规模增大, 图9中的扇体C初具雏形(图 11)。

图10

Fig.10

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	图10 渤海湾盆地东营凹陷沙三中亚段第8准层序组下部基于地层切片的均方根振幅及沉积解释 初始阶段土豆状重力流沉积, 成图范围见图2, 切片位置见图8Fig.10 RMS amplitude and sedimentary interpretation based on stratal slicing for lower PSS8 in Dongying sag, Bohai Bay Basin

图11

Fig.11

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	图11 渤海湾盆地东营凹陷沙三中亚段第8准层序组中部基于地层切片的均方根振幅及沉积解释 中期土豆状重力流增多, 逐渐连片; 成图范围见图2, 切片位置见图8Fig.11 RMS amplitude and sedimentary interpretation based on stratal slicing for middle PSS8 in Dongying sag, Bohai Bay Basin

向上进入第3期后, 洼陷区“ 土豆状” 重力流沉积体面积快速增大, 来自东部和北部物源的3个重力流扇体面积达4~16, km², 来自不同物源的重力流扇形有逐步连片的趋势, 除了3个主要的重力流扇体外, 西南角也开始发育小规模的重力沉积(图 12)。不同时期的重力流沉积与三角洲前缘的供给区之间并没有明显的条带状砂岩发育, 可能与该区以碎屑流沉积为主(王德坪和刘守义, 1987), 而水下碎屑流可凭借“ 滑水机制” 快速输导碎屑物质而形成“ 路过型(bypass)” 重力流水道有关(鲜本忠等, 2014)。

图12

Fig.12

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	图12 渤海湾盆地东营凹陷基于地层切片的沙三中亚段第8准层序组上部均方根振幅及沉积解释 后期重力流沉积鼎盛阶段; 成图范围见图2, 切片位置见图8Fig.12 RMS amplitude and sedimentary interpretation based on stratal slicing for upper PSS8 in Dongying sag, Bohai Bay Basin