戴 宗，衡立群，孫潤平，王亞會，羅東紅，劉太勛，劉可禹，張青青

1中海石油（中國）有限公司深圳分公司研究院；2中國石油大學(xué)（華東）地球科學(xué)與技術(shù)學(xué)院

0 前言

古地貌是指某一地質(zhì)歷史時期的沉積地形起伏形態(tài)，是構(gòu)造變形、沉積充填、差異壓實、風(fēng)化剝蝕等因素的綜合結(jié)果［1-3］。它不僅是沉積過程定量模擬的基礎(chǔ)，而且也影響著沉積相帶發(fā)育和砂體展布。因此，開展古地貌與砂體配置關(guān)系的研究，對有利儲層區(qū)帶預(yù)測及油氣勘探開發(fā)具有重要指導(dǎo)意義［3-4］。近年來，隨著沉積學(xué)不斷發(fā)展，國內(nèi)外眾多學(xué)者對古地貌恢復(fù)方法及其對沉積體系和微相的控制作用進(jìn)行了研究［5-13］，但他們所采用的不同的方法具有不同的適用條件。筆者針對珠江口盆地番禺地區(qū)珠江組埋藏較淺、儲層物性好、古地形起伏小等特征，結(jié)合研究區(qū)鉆井資料少但三維地震資料品質(zhì)較好的實際條件，采用井震結(jié)合的方法，綜合應(yīng)用地震、測錄井、巖心、分析測試等資料，恢復(fù)了番禺地區(qū)珠江組古地貌結(jié)構(gòu)，分析了沉積體系發(fā)育特征，結(jié)合沉積模擬結(jié)果，探討了珠江組古地貌對沉積體系發(fā)育和分布的控制作用。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

珠江口盆地是在古生代變質(zhì)巖、中生代巖漿巖和沉積巖基底之上發(fā)展起來的一個新生代大陸邊緣伸展盆地，其中珠一坳陷位于珠江口盆地北部，自西向東包括恩平凹陷等構(gòu)造單元（圖1）［14-15］，番禺地區(qū)位于西江凹陷東南部和恩平凹陷東部以及番禺低隆起北部。盆地新生代地層從老到新依次為始新統(tǒng)文昌組、始新統(tǒng)—漸新統(tǒng)恩平組、漸新統(tǒng)珠海組、下中新統(tǒng)珠江組、中中新統(tǒng)韓江組、上中新統(tǒng)粵海組和上新統(tǒng)萬山組（圖1），其中儲層主要為珠海組、珠江組和韓江組的優(yōu)質(zhì)砂巖［14-15］。珠江口盆地珠江組埋深在1 600～2 900 m之間，可以劃分為6個三級層序［16］。番禺地區(qū)珠江組原始沉積地貌在地質(zhì)歷史時期經(jīng)歷了后期構(gòu)造變形、沉積充填、壓實作用等的影響而演變?yōu)楝F(xiàn)今地下構(gòu)造特征，筆者通過恢復(fù)珠江組NSQ1層序底部的古地貌，探討古地貌特征及其對沉積過程定量模擬及砂體展布的影響。

圖1 珠江口盆地構(gòu)造分區(qū)圖及地層綜合柱狀圖（據(jù)文獻(xiàn)［14］修改）Fig.1 Geotectonic map and stratigraphic column of Pearl River Mouth Basin（cited from literature［14］,modified）

2 古地貌恢復(fù)

2.1 方法及流程

古地貌恢復(fù)由構(gòu)造恢復(fù)和地層厚度恢復(fù)兩部分構(gòu)成，地層厚度恢復(fù)一般包括剝蝕量恢復(fù)、殘余地層厚度求取、去壓實校正和古水深校正等步驟［17］。傳統(tǒng)的古地貌恢復(fù)方法主要有殘留厚度和補(bǔ)償厚度印模法、回剝和填平補(bǔ)齊法，但在近些年的應(yīng)用中，已發(fā)現(xiàn)這些方法雖然簡單便捷但考慮地質(zhì)因素不夠全面，導(dǎo)致古地貌恢復(fù)有較大誤差。近年來發(fā)展了沉積學(xué)分析法和層序地層學(xué)古地貌恢復(fù)法等［17-18］，其中，沉積學(xué)方法是目前最常用的方法之一［19-20］?？傮w上，目前古地貌恢復(fù)大都停留在定性—半定量階段，而定量化手段諸如利用地震解釋結(jié)果，并通過井震結(jié)合求取地層殘余厚度、不同巖性壓實率求取、古水深的校正等，能進(jìn)一步提高古地貌恢復(fù)結(jié)果的精度。

研究區(qū)可利用的鉆井資料井僅12口，但三維地震資料品質(zhì)較好，因此采用井震結(jié)合的方法，利用鉆井地質(zhì)資料標(biāo)定地質(zhì)層位，在三維地震數(shù)據(jù)體中進(jìn)行層位追蹤及斷層解釋，利用地震精細(xì)解釋的斷層及層位，建立準(zhǔn)確的構(gòu)造格架模型，然后對其進(jìn)行構(gòu)造影響去除；結(jié)合合成地震記錄及時深標(biāo)定建立三維速度場模型，進(jìn)而進(jìn)行時深轉(zhuǎn)換，以求取現(xiàn)今殘留地層真厚度；結(jié)合研究區(qū)物性資料及巖性資料，對具有巖性資料的井分泥巖、粉砂巖、砂巖3種巖石類型求取其初始孔隙度和壓實系數(shù)，利用盆地模擬軟件，對其進(jìn)行去壓實校正；結(jié)合研究區(qū)的古生物化石、巖性資料及沉積微相研究成果分析古水深的分布，最后結(jié)合古水深校正恢復(fù)古地貌。

2.2 層序地層格架及參考面的選擇

番禺地區(qū)在區(qū)域上發(fā)育陸架與大陸坡折，其結(jié)構(gòu)與被動大陸邊緣結(jié)構(gòu)非常相似，物源主要來自北部與西部。研究區(qū)位于陸架之上，相對靠近陸架坡折線，這一區(qū)域的地層終止樣式相對簡單，以削截或頂超為主。在綜合利用三維地震、巖心、測井、錄井等資料的基礎(chǔ)上，對研究區(qū)珠江組及上覆地層進(jìn)行了層序地層劃分，劃分出NSQ1—NSQ7共7個三級層序（23.8～15.5 Ma）（圖2），各層序界面在地震反射結(jié)構(gòu)、測井和錄井資料上均具有明顯的標(biāo)志性特征。三級層序界面SB16.5是韓江組與珠江組的分界面，對應(yīng)地震反射層T40，絕對年齡為16.5 Ma，界面之下削截（頂超）特征明顯，珠江組終止于此界面，可作為在全區(qū)內(nèi)進(jìn)行追蹤對比的標(biāo)志性界面。

圖2 珠江口盆地番禺地區(qū)珠江組層序地層格架Fig.2 Sequence stratigraphic framework of Zhujiang Formation in Panyu area of Pearl River Mouth Basin

三級層序界面SB17.1、SB17.5、SB18.0、MFS18.5、SB21.0、SB23.8分別對應(yīng)地震反射層T41.5、T42、T42.5、T50、T55、T60（圖2）。其中，T41.5、T42、T42.5、T55反射層在地震剖面上表現(xiàn)為高連續(xù)強(qiáng)反射特征，其界面之下削截現(xiàn)象明顯；T60反射層（SB23.8）界面之上上超特征明顯，界面上下巖性與測井曲線特征表現(xiàn)為從加積式—進(jìn)積式轉(zhuǎn)變?yōu)橥朔e式。

為了恢復(fù)珠江組的沉積古地貌，為珠江組沉積過程模擬提供底面古地貌數(shù)據(jù)，筆者選取NSQ1的底界面（SB23.8，T60）至該層序最大海泛面(MFS22.0，T56)之間不存在大規(guī)模剝蝕的地層（圖2）為對象開展古地貌的恢復(fù)，這樣不僅能夠避免剝蝕恢復(fù)過程中出現(xiàn)的誤差，而且使古地貌恢復(fù)過程更加簡便，結(jié)果更加準(zhǔn)確。

2.3 目標(biāo)層頂?shù)椎卣饦?gòu)造解釋

利用鉆井地質(zhì)資料標(biāo)定地質(zhì)層位，在三維地震數(shù)據(jù)體中進(jìn)行相關(guān)層位追蹤及斷層解釋，對珠江組底界面（SB23.8）對應(yīng)的T60地震反射層和最大海泛面（MFS22.0）對應(yīng)的T56地震反射層進(jìn)行了解釋（圖3），利用地震精細(xì)解釋的斷層及層位結(jié)果，建立時間域的三維地層模型，并經(jīng)過時深轉(zhuǎn)換后得到深度域的三維地層格架模型（圖4），在此基礎(chǔ)上，對其進(jìn)行構(gòu)造影響去除?；谌S構(gòu)造模型能夠更為準(zhǔn)確地獲得目標(biāo)層的頂?shù)讟?gòu)造面（圖5）及殘余地層的真厚度。

圖3 番禺地區(qū)珠江組及NSQ1地震解釋剖面Fig.3 Seismic interpretation section of Zhujiang Formation and NSQ1 in Panyu area

圖4 番禺地區(qū)深度域構(gòu)造-地層三維模型Fig.4 Three-dimensional structural-stratigraphic model in depth domain in Panyu area

圖5 番禺地區(qū)目標(biāo)層頂?shù)捉缑鏄?gòu)造圖Fig.5 Structural map of SB23.8 and MFS22.0 in Panyu area

2.4 地層厚度恢復(fù)

2.4.1 現(xiàn)今殘余地層厚度

現(xiàn)今殘余地層厚度通過鉆井及地震資料井震間的互校等方法來得到［19］。在構(gòu)造影響去除基礎(chǔ)上，以鉆井得到的真實厚度為校驗依據(jù)，結(jié)合合成地震記錄及時深標(biāo)定建立合理的三維速度場模型，進(jìn)行時深轉(zhuǎn)換，將三維時間域模型轉(zhuǎn)換為三維深度域模型，求得主要反射層間的厚度，即為現(xiàn)今地層視厚度（圖6）。

2.4.2 地層真厚度的校正

由于地下構(gòu)造層面存在地層傾角，因此，利用鉆井資料直接獲取的井點地層厚度通常為斜厚度和垂厚度，都不是地層的真厚度（圖6）。為了獲取準(zhǔn)確的地層厚度，可利用如下幾何方法進(jìn)行校正［4］。

通過構(gòu)造解釋能夠得到目標(biāo)層的頂面及底面構(gòu)造圖（圖5），當(dāng)?shù)貙雍穸茸兓淮髸r，兩個構(gòu)造面海拔相減計算得到的是垂厚度，再乘以構(gòu)造面地層傾角的余弦值即可得到地層的真厚度（圖6a）：

式中：TST為傾斜地層的真厚度；TVT為地層垂直視厚度，可通過頂?shù)讟?gòu)造面海拔相減求??；θ為頂面構(gòu)造的地層傾角。

當(dāng)?shù)貙雍穸茸兓髸r，頂?shù)酌鎯A角差別較大，地層真厚度可通式（2）進(jìn)行校正，求取近似的地層真厚度（圖6b）：

圖6 地層視厚度和真厚度校正示意圖Fig.6 Sketch and calculation of true vertical thickness（TVT）and true stratigraphic thickness（TST）

式中：TST為傾斜地層的真厚度；TVT為地層垂直視厚度，也可通過頂?shù)讟?gòu)造面海拔相減求??；θ1為頂面構(gòu)造的地層傾角；θ2為底面構(gòu)造的地層傾角。

利用該方法，筆者借助地震解釋及鉆井校正后的頂?shù)讟?gòu)造面（圖5a，圖5b），準(zhǔn)確地計算出構(gòu)造面的地層傾角以及校正后的地層真厚度（圖7a）。

2.4.3 去除斷層的影響

計算的現(xiàn)今殘余地層真厚度往往受斷層的影響，在斷層附近會出現(xiàn)地層厚度缺失或地層厚度減薄的異常帶。番禺地區(qū)珠江組發(fā)育的斷層均為后期斷層，沒有同生斷層，因此，為了準(zhǔn)確地體現(xiàn)原始地層的真厚度，需要去除斷層帶異常厚度值后重新生成地層真厚度。斷層帶異常值的去除有2種方法：其一是在構(gòu)造頂面和底面中斷層附近的區(qū)域繪制出一系列斷層多邊形，即包括斷層帶的封閉區(qū)域，然后，采用區(qū)域刪除的方法將斷層區(qū)域的構(gòu)造面去除，通過上述方法計算地層真厚度后對去除的范圍采用插值填補(bǔ)地層厚度值；其二是直接在地層殘余厚度圖上，根據(jù)斷層的分布圈定斷層帶的范圍，然后采用區(qū)域扣除的方法在地層殘余厚度圖上去除斷層帶的異常值，再利用斷層兩盤的地層厚度數(shù)據(jù)內(nèi)插，填補(bǔ)去除范圍的地層厚度值。對比分析表明：采用第2種方法操作簡單，而且去除斷層帶異常值后的地層真厚度與去除前的整體趨勢完全一致（圖7b）。

圖7 珠江口盆地番禺地區(qū)珠江組目標(biāo)層地層厚度恢復(fù)Fig.7 Thickness recovery of the studied stratum of Zhujiang Formation in Panyu area of Pearl River Mouth Basin

2.4.4 去壓實校正

沉積地層在上覆地層重力作用下產(chǎn)生機(jī)械壓實。隨著埋深的增加，沉積物孔隙度和地層厚度也相應(yīng)減小，因此去壓實恢復(fù)對古地貌研究十分必要［20］。不同巖性壓實作用有較大的差異，假定壓實作用過程中骨架體積不變，減小的只是巖石孔隙體積，則孔隙度與深度之間存在指數(shù)關(guān)系［21］：

式中：φ為深度Z處的孔隙度,%；φ0為地表孔隙度,%；C為壓實系數(shù)；Z為深度，m。

利用番禺地區(qū)鉆井中不同深度的孔隙度及巖性實測數(shù)據(jù)，借助盆地模擬軟件，求取目標(biāo)層的原始沉積厚度和壓實率（表1，圖8）。

基于研究區(qū)7口井97個巖心樣品的物性分析數(shù)據(jù)，分別對泥巖、粉砂巖以及砂巖3種巖石類型統(tǒng)計孔隙度與埋深的關(guān)系，根據(jù)數(shù)據(jù)趨勢擬合得到研究區(qū)3種主要巖性的深度-孔隙度關(guān)系曲線（圖8），由此可得出砂巖的初始孔隙度φ0和壓實系數(shù)C。

由于壓實作用是不可逆的，且壓實前后巖石骨架體積保持不變［1,5］，因此巖石骨架的積分方程為：

式中：Z為現(xiàn)今地層頂面埋深，m；T為現(xiàn)今地層厚度，m；Z′為壓實恢復(fù)后的地層頂面埋深，m；T′為壓實恢復(fù)后的地層厚度，m；x為深度變量，m；?(x)為孔隙度隨深度的變化曲線。

表1 番禺地區(qū)珠江組目標(biāo)層壓實數(shù)據(jù)表Table 1 Compaction data of studied stratum of Zhujiang Formation in Panyu area

圖8 番禺地區(qū)不同巖性孔隙度-深度關(guān)系Fig.8 Relation of porosity with depth of different lithology in Panyu area

2.5 古地貌特征

在求取現(xiàn)今殘余厚度、壓實校正后，還需進(jìn)行古水深校正［21-24］。根據(jù)珠江口盆地珠江組底部沉積相分布特征判斷，珠江組沉積初期番禺地區(qū)處于三角洲平原、三角洲內(nèi)前緣和三角洲外前緣，三角洲平原沉積水深0～9.5m，三角洲前緣沉積水深9.5～20.5m。結(jié)合各井的位置及其巖性、沉積亞相特征，分析研究區(qū)的古水深為0～25m。最終，應(yīng)用壓實校正后的沉積真厚度（圖7c）和古水深研究成果，對古地貌進(jìn)行了恢復(fù)（圖9）。

從古地貌圖可以看出，研究區(qū)存在凸起、次級凸起、斜坡、溝谷、洼陷等古地貌特征。研究區(qū)珠江組古地貌整體呈現(xiàn)東北及東部地區(qū)高、PY-A井附近為最高點、東部整體上呈北高南低的特征，PY-G井、PY-F井以及PY-E井附近為凸起高點，PY-E井與PY-F井之間為溝槽地貌，PY-A井與PY-F井之間也為近東西向分布的溝槽地貌，PY-G井北部也分布多條較淺的溝槽地貌。西北地區(qū)為次高部位，西北部分布數(shù)條北西—南東向展布的較淺溝槽。西南及南部地區(qū)地勢較低，為洼陷地貌。研究區(qū)整體地形十分平緩，古地貌高處與低洼處的相對高差為120～140m，地形坡度范圍為0°～2°，主要傾角為1°～1.5°，整體坡度為0.28°～0.5°（圖9）。在整體起伏形態(tài)的背景上，番禺地區(qū)還存在部分低洼溝槽與小型凸起相間發(fā)育的古地貌特征，這些洼凸相間的特征為形成三角洲平原分支河道及三角洲前緣水下分流河道提供了古地形基礎(chǔ)。

圖9 珠江口盆地番禺地區(qū)珠江組目標(biāo)層沉積時期古地貌Fig.9 Palaeogeomorphology of the studied stratum of Zhujiang Formation in Panyu area of Pearl River Mouth Basin

3 古地貌對沉積特征的控制

3.1 古地貌對沉積體系展布的影響

研究區(qū)古地貌起伏較小，地形較為平緩，結(jié)合沉積背景認(rèn)為番禺地區(qū)珠江組沉積早期處于陸架背景的濱海環(huán)境，發(fā)育浪控三角洲，主要發(fā)育三角洲平原及三角洲前緣亞相。通過古地貌對沉積體系展布的影響分析認(rèn)為，古地貌對區(qū)內(nèi)砂體沉積及巖性展布具有重要控制作用。

為了進(jìn)一步探討古地貌特征對沉積的影響，基于研究區(qū)的地質(zhì)特征和概念模型，設(shè)置以古地貌參數(shù)為單一變量的兩組對照模擬文件，利用Sedsim軟件對其進(jìn)行模擬。模擬結(jié)果表明：初始古地形更加平緩時，在某一時刻三角洲沉積延伸范圍更廣、面積更大（圖10）；當(dāng)古地貌參數(shù)取值與實際恢復(fù)結(jié)果一致時，沉積過程模擬的砂體及巖性類型平面展布能夠較好地與沉積地層相匹配（圖10a）；而當(dāng)古地貌參數(shù)改變，其他模擬條件不變，模擬的沉積砂體及巖性展布范圍變化較大，與實際沉積地層相差較大（圖10b）。

圖10 不同古地貌條件下模擬砂體對比Fig.10 Comparison of simulated sedimentary sand bodies under different palaeogeomorphology

在珠江組沉積時期，古珠江攜帶大量的陸源碎屑物質(zhì)沿初始平緩的地形延伸較遠(yuǎn)并發(fā)生沉積，且由于多期水下分流河道疊加的影響，平面上沉積砂體呈大面積片狀展布的特征，番禺地區(qū)珠江組目標(biāo)層段的沉積微相展布特征（圖11）驗證了這一結(jié)論：在區(qū)內(nèi)東北及西北部各發(fā)育一個三角洲，在古地形較高部位發(fā)育三角洲平原的分流間灣及三角洲前緣的分流間灣，在地勢較為低洼的溝槽部位發(fā)育分流河道及水下分流河道，在水下分流河道前端的相對較高部位形成河口壩沉積，受波浪作用改造影響，在河口壩前端沉積形成浪控砂壩及席狀砂。

圖11 番禺地區(qū)珠江組目標(biāo)層段沉積微相展布Fig.11 Sedimentary microfacies of studied stratum of Zhujiang Formation in Panyu area

3.2 沉積體系發(fā)育特征

番禺地區(qū)的沉積物源主要來自于北部的盆地邊緣凸起，由古珠江經(jīng)過較長距離的搬運，進(jìn)入盆地主要表現(xiàn)為東北和西北方向物源，在番禺地區(qū)形成2個大的浪控型辮狀河三角洲。區(qū)內(nèi)東南部及中南部地勢較低，在凸起及低部位之間形成河口壩，部分砂體被波浪進(jìn)一步改造，在河口壩前端形成浪成砂壩及席狀砂沉積（圖11）。

巖心觀察表明：番禺地區(qū)珠江組巖性以細(xì)砂巖為主，部分井段可見含礫砂巖、粗砂巖和中砂巖。樣品碎屑成分分析表明：主要巖石類型為次長石砂巖和次巖屑砂巖，砂巖成分中石英體積分?jǐn)?shù)占78.6%，長石體積分?jǐn)?shù)占10.3%，巖屑體積分?jǐn)?shù)占11.1%，整體成分成熟度較高。砂巖分選差—中等，磨圓為次棱—次半圓狀。砂巖中塊狀層理、平行層理、正粒序?qū)永?、板狀交錯層理等沉積構(gòu)造較為常見，自然伽馬曲線常表現(xiàn)為箱形，部分井段呈漏斗形。綜合巖心相標(biāo)志、分析測試、測井相和地震相等相標(biāo)志分析表明：番禺地區(qū)珠江組發(fā)育浪控的辨狀河三角洲沉積體系，主要發(fā)育的沉積微相為水下分流河道、河口壩以及浪控砂壩；水下分流河道多呈復(fù)合體形式出現(xiàn)，表現(xiàn)為多期水下分流河道垂向疊置，不同期次水下分流河道間可通過泥巖沉積或微弱的曲線回返識別；水下分流河道砂體厚度較大，單層厚度通常介于3～15 m，油層內(nèi)砂體橫向延伸范圍廣且穩(wěn)定，平面上呈連片狀分布（圖11）。

4 結(jié)論

（1）在進(jìn)行構(gòu)造影響去除、地層殘余厚度求取、去壓實校正、古水深校正的基礎(chǔ)上，準(zhǔn)確地恢復(fù)了番禺地區(qū)珠江組的沉積古地貌。采用鉆井井深校正后的目標(biāo)層頂?shù)讟?gòu)造面求取地層真厚度的方法在實際應(yīng)用中較其他方法操作更簡便，井震結(jié)合后恢復(fù)的結(jié)果更準(zhǔn)確。

（2）番禺地區(qū)珠江組不同巖性的初始孔隙度和壓實系數(shù)差異較大，砂巖的壓實系數(shù)為0.000 399，粉砂巖的壓實系數(shù)為0.000 521，泥巖的壓實系數(shù)為0.000 717，砂巖的壓實率最低，泥巖的壓實率最高。分不同巖性恢復(fù)壓實能夠更準(zhǔn)確地恢復(fù)目標(biāo)層的原始地層厚度。

（3）番禺地區(qū)古地貌表現(xiàn)為東北及東部高、西南及南部低，整體地形平緩的特征。番禺地區(qū)珠江組發(fā)育浪控辮狀河三角洲沉積體系，其中分流河道及水下分流河道主要發(fā)育于古地形的溝槽部位，分流間灣主要分布于溝槽附近，古地貌的微型起伏特征控制著三角洲的微相分布。