雷 蕾 韩宏伟 于景强

(中国石化胜利油田分公司物探研究院，山东东营 257022)

0 引言

东营凹陷陡坡带发育了冲积扇、扇三角洲、近岸水下扇、深水浊积扇等多种具有扇体特征的砂砾岩沉积体，其中近岸水下扇发育在断陷湖盆控盆边界断层的下降盘，往往延伸进入深湖—半深湖相中，可进一步分为扇根、扇中、扇端三种亚相[1-2]。在油气勘探过程中发现，砂砾岩沉积体内幕特征复杂，呈现横、纵向多期叠置的特点[3-4]，且具强非均质性，在地震剖面上难以直接识别；同时，存在油水关系矛盾，即扇体低部位出油、高部位出水的情况。

为了落实近岸水下扇内幕结构，合理解释油藏油水关系，本文依据陡坡带水下沉积模拟实验，结合录、测井资料，总结东营凹陷近岸水下扇砂砾岩体沿相带变化的沉积样式，并根据三维正演模拟结果,落实各类沉积样式的地震反射特征，分析地层产状的变化，从而提出扇体成藏方面的新认识。

1 模拟实验

1.1 模拟实验条件

水槽沉积模拟实验是沉积学研究的一种重要手段。本次实验是在长江大学CNPC油气储层沉积模拟重点实验室的模拟湖盆内进行[5-6]的，实验区为5m×5m、可模拟基底沉降的活动底板区域。在断陷湖盆陡坡带边界断裂幕式活动与水下砂砾岩沉积作用分析的基础上，以东营凹陷北部陡坡带东段盐家、利津地区为沉积背景(即发育两个物源，形成两个近岸水下扇)，以水下砂砾岩沉积特征为依据，根据相似性理论(几何相似、运动相似、动力相似)，开展了水下砂砾岩沉积模拟实验。实验共分四个期次，每期包含洪水—枯水—间歇沉积过程。实验结束后，根据网格解剖，开展25cm×50cm的实验体切片分析，分块描述微观特征，然后整体研究断陷湖盆陡坡带边界断层控制下的近岸水下扇砂砾岩沉积样式。

1.2 沉积样式分析

1.2.1 平面沉积样式

从实验揭示的砂砾岩分布模式(图1)看，多物源近岸水下扇划分为扇根、扇中、扇端、扇间亚相。扇间亚相位于同期发育的相邻两个扇体之间，两扇体外侧缘的交会处，是由扇体上的侧向分支水道汇水形成统一水系后，改造侧缘沉积物形成的小型“扇间扇”。

扇中亚相可以进一步细分为水道、沟槽、水道间等微相类型。水道内沉积物主要为砾石，水道位置不断迁移变化。沟槽是比水道次一级别的水流通道，通常位于水道前缘、扇中末端。水道间在扇中部位大面积分布，面积约占扇中亚相的60%～70%，由洪水期漫流作用形成。

图1 近岸水下扇沉积相分布模式

由于水流频繁改道，扇中、扇间与扇端均可形成岩性圈闭。其中扇间易出现沉积迁移补偿，形成独立的朵叶体，朵叶体向四周尖灭，可形成岩性圈闭；扇端发育滑塌浊积体，也可形成独立的岩性圈闭。

1.2.2 剖面沉积样式

从纵向剖面(图2)看，多期次砂砾岩叠置；在某些期次的前端会形成独立的坡积朵叶体，坡积体一般紧邻前一期扇体，四周尖灭，延伸较远，沉积序列上具有明显的前积特征。扇体的远端会出现滑塌浊积体，其为包裹在泥岩中的独立砂砾岩体，具有明显的正粒序，呈透镜体状。扇中部位由于构造沉降快、沉积速率大而易形成沉积背斜。

从横向剖面(图3)看，不同相带的沉积样式也不同。扇根部位主要发育主水道(砾石)和水道间滩地(泥岩)，较难形成岩性圈闭，条件适宜时可形成地层超覆圈闭。扇中部位存在侧向沉积迁移朵叶体(细砂岩)、分支水道(含砾细砂岩，呈上凸底凹形态)和坡积朵叶体(细砂岩，呈上凸底凸形态)，表现为透镜体和局部下蚀加厚的沉积样式，易形成良好的油气藏圈闭。而扇端部位扇体变薄，泥岩发育， 主要沉积类型为滑塌浊积体(细砂岩)。

图2 近岸水下扇纵向剖面沉积模式

图3 近岸水下扇不同相带的横向剖面沉积模式

1.2.3 近岸水下扇沉积样式

根据模拟实验结果及区内钻井揭示，近岸水下扇共发育扇根、扇中、扇端和扇间4种亚相，分别形成地层超覆、坡积朵叶体、滑塌浊积和侧向沉积迁移朵叶体等沉积现象。其中扇根部位发育地层超覆圈闭，扇中、扇端及扇间发育岩性圈闭(图4)。

图4 沿相带变化的近岸水下扇(两个物源)砂砾岩沉积样式

2 近岸水下扇地震响应特征

明确近岸水下扇地震响应特征,就可以直接利用地震资料预测近岸水下扇砂砾岩扇体[7-8]。地震正演模拟是建立沉积样式和地震响应特征之间的桥梁。与二维相比，三维正演模拟能够更加真实地反映地下波的传播过程，明确储层和构造的反射特征[9-13]。

区别于常用的建模方法[14-16]，本文依据水槽模拟实验数据，建立了东营凹陷近岸水下扇三维正演模型，在此基础上应用波动方程正演模拟，分析近岸水下扇砂砾岩体地震响应特征。

2.1 基于沉积模拟实验的三维正演模型

依据沉积模拟实验，三维正演模型建立方法及流程如图5所示，具体实施步骤如下。

首先，整理实验记录数据，按照水槽大小建立空间坐标系统，得到扇体发育区各层系及各期次顶、底面的空间坐标。

其次，将各沉积层位根据实际井震数据统计结果按比例缩放，形成反映水槽实验沉积规律并与实际井震数据数量级可比的等效层位。

然后，根据研究区井震资料统计得到不同深度、不同井区扇体砂砾岩及泥岩隔层的速度、密度等岩石物理参数。本文统计了东营凹陷北带利津、胜坨、盐家地区的砂、泥岩速度，砂岩速度约为3500～5500m/s，泥岩速度约为3000～4000m/s，同一深度砂岩速度明显大于泥岩速度，砂、泥岩速度整体上均随着深度的增大而增大； 同一期次的砂砾岩体，受岩性、粒度、压实等的影响，扇根部位的速度大于扇中、扇端。

图5 基于沉积模拟实验的三维正演模型建立方法

最后，根据层位数据建立构造框架模型，根据砂砾岩体各期次顶、底层和岩石物理参数建立岩性体子模型，二者融合即得到初步三维模型。

水槽沉积模拟实验数据的精度尚不能完全达到精细建模的要求，层位有时会出现不平滑或不闭合的情况；在砂砾岩体发育集中区，尤其是在扇根部位，准确刻画岩体形态较难。所以，以沉积模式和实验记录的照片资料作为参考，对实验数据采集密度不够或初始三维正演模型不准确之处，利用三维层位闭合解释法对等效层位进行重构，在此基础上进行二次建模，即得到最终可用于正演运算的砂砾岩体三维模型(图6)。

该三维模型几乎包含了沉积模拟实验揭示出的全部沉积现象，并且为岩石物理参数模型，可用于正演运算。从速度参数看，砂岩速度明显大于泥岩速度，砂、泥岩速度整体上均随着深度的增大而增大，与井震资料揭示的变化规律相吻合。

从横向剖面(图6a)上可以看到，在扇主体和扇间发育砂砾岩透镜体、侧向迁移朵叶体以及砂体局部下蚀加厚等不同沉积样式。

从纵向剖面(图6b)上看，不同期次叠置的扇体在展布范围、扇根与基底的接触形态方面各有不同，发育坡积朵叶体和滑塌浊积体。

从深度切片(图6c～图6h)上看，扇体沉积边界逐渐向湖盆边缘推移，展布范围逐渐缩小，符合扇体发育的基本规律。

图6 东营凹陷北带砂砾岩体(两个物源)三维正演模型(速度体)

2.2 地震响应特征

应用声波波动方程对上述三维模型正演模拟，得到近岸水下扇砂砾岩体地震数据体。

从典型纵向剖面(图6b)正演模拟结果(图7)看，地震反射同相轴基本上可以反映扇体的沉积模式，表现为楔状杂乱地震反射，不同期次间产状有交叉，反映了快速退积为主的沉积特征；当发育进积式的期次时，表现为近平行的前积底超的地震反射特征；滑塌浊积体表现为透镜体状的强反射。泥岩隔层是决定反射轴能量强弱的重要因素，泥岩隔层越厚，地震反射能量越强，连续性越好(扇中、扇端)；泥岩隔层不发育时，地震上呈空白反射(扇根)。多数情况下，一个反射同相轴至少代表了一个期次，个别厚层扇体有可能出现顶、底两套反射同相轴。

图7 砂砾岩体典型纵向剖面正演模拟结果

从横向剖面(图8)上看，对于两个物源近岸水下扇，扇根部位是分别独立的扇体,正演结果可见两个独立的扇体反射特征。扇中部位出现扇体叠置接触，出现复波、叠置、扭动、相交的现象。扇端部位扇体出现叠合连片，呈现平行或者类平行反射样式。

通过三维正演模拟，可以建立近岸水下扇多物源、沿相带变化的沉积样式及地震响应特征量板(图9)。

总体来说，砂砾岩体由于横、纵向相互叠置且非均质性强，地震反射特征十分复杂。

(1)一般来说，扇根部位横向地震剖面中扇体呈独立的反射同相轴，纵向剖面中扇体存在强泥岩隔层时表现为强反射振幅直达基岩面；泥岩隔层不发育时表现为空白反射。

(2)扇中部位一般泥岩隔层相对较厚，整体表现为强振幅。纵向剖面中，坡积朵叶体地震响应表现为与前一扇体独立的反射同相轴，分辨率较低时或与前一扇体合为同一反射同相轴。横向剖面中稳定发育的扇体表现为稳定反射同相轴；同一期扇体被前期扇体分隔两侧时，反射同相轴也被分割在前一期次两侧； 层界面或强反射轴下的砂体反射波会被屏蔽。

(3)扇端一般砂岩厚度较薄，常表现为弱反射特征。纵向剖面中滑塌浊积体表现为纺锤式反射；横向剖面中扇端叠合连片，常叠置成一个波形。

图8 砂砾岩体不同相带的横向剖面正演模型(左)和结果(右)

图9 多物源、沿相带变化的近岸水下扇砂砾岩沉积样式及地震响应特征量板

(4)扇间发育侧向沉积朵叶体，纵向剖面中表现为独立反射同相轴，受砂岩叠置的影响，时间剖面上会发生形变。横向剖面中反射样式较为丰富：扇间多个物源的扇体相互叠置，多出现复波或扭动；侧向沉积朵叶体厚度较大或泥岩较厚时表现为独立反射同相轴；侧向沉积朵叶体发育规模较小时，反射波能量会由强逐渐减弱，与前一期合成一个反射同相轴，交会处能量和形状有变化； 或者侧向沉积朵叶体反射同相轴与前一期表现为一个反射同相轴，无法区分。

2.3 近岸水下扇地层产状研究

受断层活动速度和物源条件的影响，近岸水下扇在沉积过程中往往会出现构造回倾，但是由于扇体高速陷阱，在时间域地震剖面中出现扇根上拉现象，在正演模拟过程中可见该现象(图6b与图7)。

首先，根据这一认识，结合东营凹陷北带近岸水下扇典型沉积模式(图10a)，建立一个包含沙三下～沙四下的二维正演模型(图10b)，对其正演模拟得到如图10c所示的剖面(时间域)。由图可见，发育在较浅层的砂砾岩体(沙三下)在地震剖面中形态与模型中基本一致，而深层则产生了明显的形变，即扇根部位上拉，砂体回倾角度变缓，且随着深度的增加上拉现象更明显。也就是说，在时间域地震剖面中看到的顺向扇体并不一定是扇体的真实形态，是由于扇体与围岩相比的高速陷阱造成的，此时扇体可能存在产状回倾。因而，地震剖面中回倾扇体的高部位不一定真实，有可能存在高部位移位。

图10 砂砾岩体典型沉积模式(a)、正演模型(b)及结果(c)

常规认为东营凹陷近岸水下扇扇中亚相为成藏有利区，主要是由于扇中物性最好、扇根可侧向封堵[17]。而本文揭示的扇体的构造回倾现象则证明扇体成藏可能还受到构造的影响，即近岸水下扇扇体成藏可能受到构造和岩性的双重影响，扇体构造的高部位为成藏的有利区。按照这种思路重新对砂砾岩体油藏进行了对比分析，将以往采用平行式的砂组对比方式(图11a)改变为按深度域下真实产状的对比方式(图11b)，解决了以往对比中深层出现的高部位出水、低部位出油的油水矛盾关系。

图11 L85井区油藏新旧剖面对比

3 结论和认识

本文从水槽沉积模拟实验入手，结合东营凹陷录、测井资料，总结了近岸水下扇砂砾岩体的沉积样式，并在正演模拟的基础上明确了各类沉积样式的地震反射特征。

(1)多物源近岸水下扇可划分为扇根、扇中、扇端和扇间等4种亚相，进一步又可细分不同的沉积微相。分别形成地层超覆、坡积朵叶体、滑塌浊积和侧向沉积迁移朵叶体等不同类型圈闭。

(2)基于沉积模拟实验结果建立三维正演模型，并通过正演模拟落实了不同的圈闭样式对应不同的地震反射特征。但扇体横纵向叠置，反射特征影响因素较多，实际应用时需综合考虑。

(3)通过正演模拟揭示砂砾岩体时间域地震资料可能存在构造假象，砂砾岩体真实产状可能存在构造回倾，于是提出了砂砾岩扇体成藏可能同时受到构造控制的新认识。