张以明，葛家旺，张锐锋，陈贺贺，谢世建，冯广业，孟 婧

(1.中国石油华北油田分公司，河北 任丘 062552； 2.中国石油大学(北京) 地球科学学院，北京 102249；3.西南石油大学 地球科学与技术学院，四川 成都 610500)

0 引 言

地震沉积学(Seismic Sedimentology)是继地震地层学和层序地层学之后的一门新兴交叉学科。Zeng等将地震沉积学定义为一门用地震资料来研究沉积岩及其形成过程的地质学科，即通过地震岩性学(岩性、厚度、物性和流体等特征)与地震地貌学(古沉积地貌、古侵蚀地貌、地貌单元相互关系和演变及其他岩类形态)的综合分析来研究岩性、沉积成因、沉积体系和盆地充填历史的学科[1]。其核心技术包括90°相位转换、分频处理、属性优选和地层切片[2-4]。针对不同类型盆地、不同沉积体系的地震地貌和沉积研究是当前国际上研究的热点地质问题。近些年来，地震沉积学在中国陆相湖盆研究中得到了广泛应用，在沉积体系横向追踪、薄层砂体预测及油气勘探和开发方面取得了良好的效果[5-10]。

蠡县斜坡位于渤海湾盆地冀中坳陷饶阳凹陷西部，发育古近系沙二上亚段和沙一下亚段两套含油层系，并以沙一下亚段的油气资源最为富集[11-12]。截止到目前，蠡县斜坡的构造油气藏已基本勘探殆尽，寻找岩性-地层油气藏已经成为增储上产的重要任务[13]，而准确识别分析研究区目的层段的砂体成因类型及展布特征，无疑是解决岩性-地层油气藏预测的首要问题。蠡县斜坡沙一下亚段发育多种沉积成因类型的储层，包括三角洲和滩坝砂体，这些砂体具有厚度及规模变化大、多期次发育等特征[11-13]。针对蠡县斜坡沙一段砂体厚度较薄以及钻井分布不均等难点，本文利用地震沉积学识别薄层砂体优势，并充分利用大量地质与地球物理资料、高精度标定约束下的90°相位转换和地层切片技术[2]，对蠡县斜坡沙一下亚段沉积成因类型和时空分布规律进行精细研究并建立相应的沉积模式，为下一步有利储层预测及岩性-地层油气藏勘探提供地质依据。

图件引自文献[18]

1 区域地质背景

蠡县斜坡位于渤海湾盆地冀中坳陷饶阳凹陷的西部(河北省高阳县)，属于一个大型富油气斜坡[12-15]。蠡县斜坡为高阳古隆起上发育的古近系继承性沉积斜坡，东西宽20～30 km，南北长约80 km，面积约2 000 km2[图1(a)、(b)]。饶阳凹陷古近系沙河街组自下而上依次发育沙四段、沙三段、沙二段和沙一段[图1(c)]。沙四段形成于断陷分割充填早期，主要发育块状砂砾岩夹紫红色、灰色泥岩和火山岩等；沙三中、下亚段对应于盆地断陷扩张深陷期，以大范围分布的深灰色、黑灰色泥岩和页岩层为特征，而沙三上亚段由于断陷抬升，发育辫状河三角洲-滨浅湖沉积体系[16-17]；沙二段发育河流-三角洲体系，岩性为浅灰色、绿灰色泥岩和红色泥岩夹砂岩，局部发育膏岩；沙一下亚段发育于湖盆断坳扩展期、快速湖侵背景下，由三角洲前缘向上过渡为滨浅湖滩坝沉积[18-19]，沙一上亚段进入断坳回返消亡早期，形成厚层辫状河三角洲沉积[图1(c)]。

燕山运动末期的构造引张形成了蠡县斜坡NE向高阳断层和大百尺等张性断层，不仅切割了古生界的基底，而且造成了地层微弱的翘倾，出现了斜坡的特征[11]。沙三段沉积中后期，盆地处于断陷期末，构造运动减弱，切割基底的古断层趋于停止活动。到了沙二段和沙一段沉积期，蠡县斜坡整体呈产状宽缓斜坡背景[12]。在沙一段沉积期，蠡县斜坡自北向南依次发育源自太行山区的古大清河、古唐河、古大沙河等水系，为研究区提供丰富的物源[18]。沙一段沉积期，蠡县斜坡构造作用微弱，具有宽缓稳定的地貌背景，坡降极小((1～3)×10-3)，水体深度一般为10～20 m[14]，处于半干旱亚热带气候，湖平面频繁波动，在稳定而充沛的物源供给条件下发育了浅水三角洲沉积体系[12,14]。

本文研究区位于蠡县斜坡北段，面积大约900 km2[图1(b)]。研究区资料较为丰富，包括90余口探井，近400口开发井以及覆盖全区的三维地震资料，为开展地震沉积学研究奠定了扎实基础。研究层段(双程走时为2 000～3 000 ms)三维地震主频约30 Hz，层速度约为4 000 m·s-1，因此，肉眼能够识别的单个地震同相轴厚度约为10 m(λ/4)，而大多数富集油气的砂岩单层厚度均小于10 m。加之研究区目的层段地形平缓，砂体横向展布比垂向厚度有着更高的分辨率，因此，可有效利用地震沉积学方法刻画有利砂体分布及演化规律。

2 沉积相类型

沉积相研究是利用地震沉积学刻画有利砂体分布的一项基础工作，可为地震沉积学研究提供沉积背景[20-21]。本文通过30口关键井岩芯相及测井相分析，确定冀中坳陷饶阳凹陷蠡县斜坡沙一下亚段主要发育浅水三角洲相及湖泊相沉积。

2.1 浅水三角洲相

根据发育位置、岩性组合及沉积构造特征，可将浅水三角洲相划分为浅水三角洲平原、浅水三角洲前缘(内前缘和外前缘)及前浅水三角洲等3个亚相(图2、3)。

2.1.1 浅水三角洲平原亚相

浅水三角洲平原亚相指位于湖泊洪水面之上、河流过渡到三角洲的部分。其主体为分流河道砂体[4]，主要由中细砂岩和粉砂岩组成，发育典型的正韵律，底部具明显的大型冲刷面，可见顺层褐色泥砾[图2(a)]，向上过渡为平行层理和槽状-板状交错层理，厚度一般大于2 m，在测井曲线上表现为箱型和钟型(图3)。天然堤以紫红色、灰绿色泥岩与粉砂岩为主，发育波纹层理和爬升层理[图2(b)]，测井形态呈低幅钟型。

2.1.2 浅水三角洲前缘亚相

浅水三角洲前缘亚相可细分为浅水三角洲内前缘和外前缘[4]。浅水三角洲内前缘主体为分流河道砂体，岩性序列上表现为间断性正韵律，岩性为中细砂岩和粉砂岩，单期韵律厚度为1～2 m，发育强水动力沉积构造，如块状层理、槽状交错层理、波状交错层理和楔状交错层理等[图2(c)、(d)]。浅水三角洲外前缘岩性较细，包括粉砂岩、泥质粉砂岩，席状化水道和席状砂是其主要的微相类型，以不明显的正韵律或复合韵律为特征，厚度为0.5～1.0 m，发育多种类型的弱水动力沉积构造，包括中小型槽状交错层理、低角度楔状交错层理和脉状层理等[图2(e)、(f)]。砂岩轻微冲刷泥岩，并夹于厚层暗色泥岩中，暗色泥岩段保存较好。

2.1.3 前浅水三角洲亚相

前浅水三角洲亚相是指浅水三角洲外前缘之外更深的水体部分，位于正常浪基面之下。岩性以大套具水平纹层的灰色和暗色泥岩为主。测井特征为极低幅曲线，由于前浅水三角洲沉积与浅湖、较深湖沉积特征类似，常常难以识别。

2.2 湖泊相

蠡县斜坡沙一下亚段的上部主要发育滩坝-湖泊体系。其中，滩坝可划分为砂质碎屑岩滩坝和碳酸盐岩滩坝两种类型。

2.2.1 砂质碎屑岩滩坝

滩坝砂体分布于湖盆边缘或水下局部古隆起的缓坡带和顶部的浅水带，沉积物源主要来自三角洲河道砂等，在湖浪的淘洗和搬运下形成[22]。根据厚度和粒度差异，可以将滩坝砂体细分为坝主体砂和坝侧缘砂。

研究区砂质碎屑岩滩坝集中于沙一下亚段中上部，单独发育或与碳酸盐岩滩坝共生。岩芯上坝主体砂以细砂岩和粉砂岩为主，厚度为0.5～3.0 m，自然电位曲线为箱型或中高幅漏斗型，发育交错层理、水平层理和波状层理[图2(g)、(h)]；坝侧缘砂以粉砂岩为主，厚度为0.5～1.0 m，测井曲线表现为低幅漏斗型，透镜状和波状交错层理较为发育。滩坝复合体多呈现反韵律特征[图2(h)]。

图2 典型岩芯照片Fig.2 Photos of Typical Cores

2.2.2 碳酸盐岩滩坝

碳酸盐岩滩坝多形成于湖岸附近水动力条件较弱的平坦地区，主要由湖浪和湖流筛选作用形成生物碎屑破碎程度较高的生物灰岩段，以及较为纯净的鲕粒灰岩[20，22]。研究区碳酸盐岩滩坝集中分布于特殊岩性段的最顶部，呈薄层状发育，或与砂质碎屑岩滩坝共生；岩芯上颗粒滩厚度为0.5～2.0 m，岩性上主要为鲕粒灰岩、含生物碎屑和生物碎屑灰岩等。岩芯上常见块状层理、过渡型层理和水平层理[图2(i)、(j)]，缺少明显的韵律特征或发育复合韵律特征。

3 地震沉积学

3.1 等时层序地层格架

建立高精度等时层序地层格架是地震沉积学研究的基础和成功的关键[23]。近10年来，对于冀中坳陷饶阳凹陷层序地层学研究越来越多，并取得了实质性突破，研究区内指示层序边界的地震反射终止关系主要有上超、下超、削截等类型[16-17]。层位标定时，充分利用研究区内标准反射层，基于数十口井地震合成记录确定了钻井层序和地震层序划分的一致性。层序边界钻井识别标志主要依据岩性和测/录井曲线突然变化,具体有：①沉积物颜色和岩性的变化以及垂向叠置关系的改变，从准层序组进积式变为退积式；②泥岩颜色发生变化(图3)；③测井曲线由箱型变为漏斗型。饶阳凹陷古近系沙一下亚段对应一套四级层序[17]，底界面对应T4地震反射标志层，是一个分布广泛的上超面，表现为强振幅、连续的单轴反射，全区稳定分布(图4)。沙一下亚段顶界面对应T42地震反射标志层，是典型的地震下超面，且对应一个岩性突变面(由富泥夹砂岩相突变为富砂相)。沙一下亚段内部识别出一个岩性突变面，对应T43地震反射同相轴，界面上部表现为特殊岩性段(鲕粒灰岩和生物碎屑灰岩组合)，界面下部为尾砂岩段(浅水三角洲砂岩段)，是研究区重要的标志层。T4、T43和T42地震反射同相轴均可在全区追踪闭合，表现了产状不随地震频率变化和地质等时的特点，是研究区重要的等时界面(图4)。

图4 沙河街组层序边界地震反射特征Fig.4 Seismic Reflection Characteristics of the Sequence Interfaces of Shahejie Formation

3.2 90°相位转换

用地震振幅指示岩性一直是地震地质解释的重要目标和手段。众所周知，地震薄层存在振幅调谐现象，而且波形和振幅是地震相位谱的函数[2-3]。一般来讲，常规地震剖面是零相位地震数据体，零相位地震数据体的优点在于解释单一界面(如海底、主要不整合、厚层块状砂体的顶面等)，主波瓣(最大振幅)与反射界面吻合；但对于薄层砂岩地层，砂体与地震反射同相轴之间没有直接的对应关系。通过90°相位转换，可将地震响应的主波瓣移至薄层中间点，可以建立地震反射同相轴与薄层砂体之间的关系[4-5]。研究区目的层段主要表现为砂泥岩薄互层，单砂岩厚度最厚不超过10 m，属于地震意义上的薄层(小于λ/4)。

图5 过高26井地震剖面相位转换效果及地层切片位置Fig.5 Phase Adjustment Effect of Seismic Section Across Well Gao26 and the Positions of Stratal Slices

基于数十口井地震合成记录，采用多道扫描的方法进行相位估算，通过Hilbert变换进行地震相位扫描，分析得知研究区原始的地震资料相位约为8.4°。将地震数据体相位旋转，获得了地震道90°相位转换地震剖面。由蠡县斜坡过高26井的地震剖面可知，在原始相位地震剖面上，相同波阻抗的同一种岩性与地震反射同相轴之间没有直接的对应关系或对应关系不好(图5)；在转换后的-90°相位剖面上，所钻遇的砂体几乎都对应于地震波峰，泥岩均对应于地震波谷(图5)。显然，将原始地震资料经过90°相位转换之后，地震反射同相轴具有一定的岩性-地层意义，进而提高了地震剖面的可解释性，也为后续地层切片沉积学解释提供了依据。

3.3 地层切片制作

图件引自文献[18]

地层切片是充分利用沉积体横向分辨率远大于垂向分辨率这一基本特征[1]，将垂向上难以直接分辨的地震薄层通过平面成像显示出来，进而通过地震地貌学和地震岩性学综合解释其沉积类型和沉积环境。地层切片是在等时层序地层格架内部研究沉积砂体展布的一种经济有效的方法。国际上常用的切片方法包括时间切片、沿层切片和地层切片。根据具体情况选择合适的切片方法，才能达到有效刻画薄层砂体的最佳效果。时间切片适用于地层是席状的并且是水平的；沿层切片适用于地层是席状的但不是水平的；地层切片适用于地层既不是席状的也不是水平的。地层切片实际上是利用上、下两个等时界面进行线性内插开展切片处理，适用于各种复杂的地层产状[23-25]。本次研究以蠡县斜坡沙一下亚段为研究对象，选取T4、T43和T42为参考层，共产生了200张振幅属性地层切片。

3.4 典型地层切片沉积学解释

在获得系列地层切片的基础上，必须要利用岩芯对其进行标定，明确地震属性所代表的岩性意义。岩石物理参数分析表明，纵波速度(Vp)能较好地区分砂岩和泥岩，砂岩以相对高速为特征，泥岩则相对低速。在经过90°相位转换后，岩性与地震反射振幅具有较好的对应关系，一般强振幅代表富砂沉积，弱振幅代表富泥沉积(图6)。

本文在蠡县斜坡沙一下亚段尾砂岩段和特殊岩性段内各选取典型的地层切片，对不同时期的沉积相及砂体展布形态进行了详细研究。以上岩性-振幅属性标定结果显示，地层切片上振幅均方根大于30 000代表强振幅的富砂沉积，振幅均方根小于15 000代表弱振幅的富泥沉积。在尾砂岩段内共获得100张地层切片，选取两个地层切片(SS60和SS1)开展沉积学解释；在特殊岩性段内获取100张地层切片，选取SS10地层切片开展沉积学解释。相关地层切片位置如图5所示。

3.4.1 尾砂岩段SS60地层切片

沙一下亚段尾砂岩段SS60地层切片中振幅属性呈规律性变化，自SW向NE方向，振幅由强逐渐变弱，反映了浅水三角洲向NE方向推进，最大推进距离近15 km[图7(a)]。根据振幅属性图并结合工区岩芯观察，可识别浅水三角洲平原亚相、浅水三角洲前缘亚相(内前缘和外前缘)以及浅湖亚相。其中，浅水三角洲内前缘砂体展布范围最大[图7(b)]，且物性较好，是研究区最主要的砂岩储层。研究区东部发育弱振幅带，指示富泥的浅湖沉积。地震沉积学综合解释推断，研究区同时接受西南部和西北部两个物源供给，说明古唐河和古大沙河水系同时向蠡县斜坡北段提供物源[图7(b)]。

3.4.2 尾砂岩段SS1地层切片

沙一下亚段尾砂岩段顶部SS1地层切片显示自SW向NE方向，振幅由强变中等，最后变弱，反映浅水三角洲向NE方向推进。强振幅呈片状分布，范围占总面积的1/3，分布在研究区西南部，浅水三角洲前缘向盆地中央延伸约10 km；弱振幅带发育在研究区东部及中部地区[图8(a)]。通过钻井岩芯和地震属性平面图综合解释认为，尾砂岩段末期，研究区主要以浅水三角洲内前缘、外前缘以及浅湖沉积为主[图8(b)]。湖泊泥岩的面积占工区的2/3左右，反映了湖平面快速上升的过程。在大片弱振幅背景下，识别出两套较为孤立的土豆状或扇形强振幅带，对应浅水三角洲前缘浊积扇沉积[图8(b)]。与早期相比，西南部物源(古唐河和古大沙河)占据主体，北部物源(古大清河)影响减弱[图8(b)]。

3.4.3 特殊岩性段SS10地层切片

沙一下亚段特殊岩性段SS10地层切片上显示强振幅带主要分布在研究区东部，与尾砂岩段强振幅展布优势方向不同，其延伸方向为NNW—SEE向，多平行于湖岸线方向，分布面积约12 km2[图9(a)]。这些地震强振幅在测/录井曲线上标定为薄层砂岩(图3)，少部分为薄层鲕粒灰岩或混积岩，上、下均为较纯的泥岩沉积，反映了滩坝沉积的特点。这说明随着尾砂岩段至特殊岩性段沉积过程中快速的湖泛作用，浅水三角洲基本退出研究区，在湖浪作用下形成滩坝砂体并沿着湖岸线方向展布[图9(b)]。

图7 尾砂岩段SS60地层切片及其沉积解释Fig.7 Stratal Slice SS60 and Associated Sedimentary Facies Interpretation of the Bottom Sandstone Section

图8 尾砂岩段SS1地层切片及其沉积解释Fig.8 Stratal Slice SS1 and Associated Sedimentary Facies Interpretation of the Bottom Sandstone Section

图10 尾砂岩段和特殊岩性段沉积模式Fig.10 Depositional Models of the Bottom Sandstone Section and the Special Lihologic Section

4 沉积模式

基于地震沉积学综合研究，本文明确了蠡县斜坡北段沙一下亚段沉积演化规律，并建立了相应沉积模式(图10)。冀中坳陷饶阳凹陷蠡县斜坡沙一下亚段尾砂岩段沉积时期主要发育西南部和西北部两个物源体系，物源供给充沛，地形平缓[12,14]，发育两套浅水三角洲沉积体系并在研究区聚合(图10)，其中西南部古唐河水系影响明显[18]。本次地震沉积学综合研究也表明：浅水三角洲砂体大部分靠近西南部物源区发育，并显示出浅水三角洲向湖盆中央推进的特点，浅水三角洲前缘砂体可向湖盆中央延伸逾15 km；而北部的物源(古大清河水系[18])供源强度逐渐减小，导致北侧浅水三角洲展布范围逐渐缩小，此外，南侧古大沙河水系也可能为蠡县斜坡提供部分物源[18]。至尾砂岩段沉积末期，西南部物源占据绝对主导，湖盆沉积中心由研究区东南部向北部迁移，浅水三角洲前缘可发育重力流砂体。

此后，沙一下亚段沉积时期，湖平面快速上升，发生了蠡县斜坡最大的一次湖泛作用，饶阳凹陷广泛发育深水沉积组合[17]，并形成了广泛的特殊岩性段。伴随着湖平面迅速变高，浅水三角洲体系基本上退出研究区，蠡县斜坡北段整体以滨浅湖—半深湖和滩坝为特征，砂体类型主要为砂质碎屑岩滩坝，其延伸方向大多平行于湖岸线，主要分布在研究区东部地区(图10)。而少部分井显示砂质碎屑岩滩坝和碳酸盐岩滩坝混合沉积的特点。自湖岸线向湖中心，依次发育砂质碎屑岩滩坝、鲕粒或生物碎屑等碳酸盐岩滩坝，其中，碳酸盐岩滩坝形成于高能水体环境，分布于水下低隆部位。

5 结 语

(1)通过30口关键井岩芯相及测井相分析，认为渤海湾盆地冀中坳陷饶阳凹陷蠡县斜坡北段沙一下亚段发育浅水三角洲相和湖泊相沉积类型。浅水三角洲相可细分为浅水三角洲平原、浅水三角洲前缘(内前缘和外前缘)及前浅水三角洲等3种亚相类型。湖泊相主要为砂质碎屑岩滩坝，碳酸盐岩滩坝次之。

(2)地震沉积学研究表明，蠡县斜坡北段沙一下亚段尾砂岩段沉积时期以浅水三角洲-滨浅湖体系沉积为特征，在平面上浅水三角洲砂体表现出明显分带性，自SW向NE方向依次分布浅水三角洲平原、浅水三角洲前缘(内前缘和外前缘)和前浅水三角洲。其中，浅水三角洲内前缘水下分流河道砂体分布最为广泛，可向湖盆中央方向延伸最大距离约15 km，是主力的储层和油气产层。从早到晚，西南部物源逐渐占据绝对主导，北部物源体系萎缩。

(3)在蠡县斜坡北段沙一下亚段尾砂岩段至特殊岩性段沉积过程中，快速的湖泛作用致使浅水三角洲完全退出蠡县斜坡北段，湖浪作用下形成平行湖岸线方向展布的滩坝(NNW—SEE向)，分布面积约12 km2。

(4)断陷湖盆缓坡发育浅水三角洲和滩坝沉积，这些沉积类型受到河流和湖浪作用的综合影响，容易形成储层物性良好的较大面积分布的砂体。加强沉积砂体精细解剖和油气成藏综合研究，很可能会发现丰富的油气资源。

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