深水中央峽谷水道壁綜合識別

廖 儀 劉 巍 馬光克 鄧海東 李 雷

(中海石油(中國)有限公司海南分公司，海南海口 524057)

0 概況

南中國海瓊東南盆地深水區沉積物總體以半深海泥、深海泥沉積為主，其間發育大型峽谷體系，峽谷總體延伸方向為NE—NEE，起始于鶯歌海盆地東部陸坡及越南東部陸坡，自西向東依次經過樂東、陵水、松南、寶島和長昌等五個凹陷至西沙海槽，最終匯入西北次海盆，總長度約為570km，寬為9～30km[1]。該深水水道由于規模大、下切深、彎曲度低且較平直，故稱為中央峽谷水道[2-3]。中央峽谷內鉆遇的主要儲層分別為黃流組峽谷水道軸部砂體、側向加積體和天然堤砂體，總體沉積厚度大、物性較好[4-5]。2020年，深水L氣田鉆探A井，基于隨鉆電阻率和聲波測井的地層壓力分析顯示，地層壓力隨埋深增加而增大，至峽谷水道上方地層壓力系數接近1.4，進入峽谷水道后壓力系數逐漸減至1.19，整個水道儲層表現為正常壓力系統。穿出峽谷水道后，地層壓力系數急劇升至約1.54(表現為異常高壓)。A井在峽谷壁附近鉆遇厚為2.9m的獨立氣層，該套氣層底部即為水道內、外兩套不同壓力系統的分界處。以壓力系統分類，這套氣層應屬水道內的沉積物，其底部即為峽谷壁位置，井震標定于地震波谷(圖1a)。2015年鉆探的B井同樣位于水道邊部，鉆遇水道內厚為17m的儲層，穿出儲層后鉆遇上百米厚的泥巖。基于地質定義，峽谷水道壁為峽谷水道沉積物與早期半深海泥巖的接觸面，井震標定于地震波峰位置(圖1b)。

基于不同角度劃分的A井(峽谷水道壁標定于黑色波谷)和B井(峽谷水道壁標定于紅色波峰)峽谷水道壁地震響應特征具有顯著差異，從而難以確定水道內的砂體解釋方案，對該區探明地質儲量落實和后續氣藏開發帶來較大不確定性。峽谷水道壁既是水道儲層的邊界線，也是水道內、外不同壓力系統的分界區，對它的識別和確認有利于落實儲層邊界和提高地層壓力預測精度。然而，目前業界對深水中央峽谷水道的研究主要集中于水道儲層[6-9]，鮮有對于峽谷水道壁的研究。

因此，本次研究通過分析中央峽谷水道壁的測井、巖性、物性和地震反射特征，推測峽谷水道壁的沉積演化過程，然后通過正演模擬求證多種峽谷水道壁地質假設的合理性，落實峽谷水道壁的地震響應特征；之后結合區域物性和含氣性規律，判斷A井所鉆厚為2.9m的薄氣層的地層歸屬，評價峽谷水道壁沉積演化認識，最終落實峽谷水道儲層邊界，優化氣田開發方案。

圖1 A(a)井和B井(b)鉆遇水道壁位置對比圖

1 峽谷水道壁巖石物理特征

中央峽谷深水L氣田存在4口鉆穿水道壁或鄰近水道壁的探井(圖2)，彼此相隔幾千米至十幾千米不等。A井、D井均鉆遇水道砂主體，測井解釋顯示水層厚度遠大于氣層、干層和層間泥巖段，因此水道砂整體的巖石物理性質主要由水層的巖石物理參數表征(表1)。測井曲線對比顯示，當前水道內地層(圖2紅色虛線以上)相對水道外地層整體表現為高速度、低密度、高電阻率和低自然伽馬的巖石物理特征(圖2)。水道外巖石物理參數(表2，B井)表明，水道內、外地層密度差(0.18g/cm3)的數量級遠小于地層速度差(524m/s)。因此地層速度對縱波阻抗影響更明顯，即水道內整體表現為高縱波阻抗特征，水道外表現為低縱波阻抗特征。

圖2 峽谷水道壁連井地層對比圖

研究目標集中于水道壁(即圖2紫色虛線與紅色虛線之間)，發現區域上存在一套穩定的高速度、高密度、高電阻率、高自然伽馬且厚度介于19～48m的正常壓實泥巖地層(表3)，相對于這套地層，其下欠壓實的巨厚半深海泥巖的速度、密度和電阻率均明顯更低。

表1 峽谷水道內地層巖石物理參數

表2 峽谷水道外欠壓實泥巖巖石物理參數

表3 峽谷水道壁位置正常壓實泥巖巖石物理參數

2 峽谷水道壁沉積演化過程及正演模型驗證

2.1 峽谷水道壁沉積演化過程

基于巖石物理特征，本文推測了峽谷水道壁沉積演化過程。瓊東南盆地自中中新世末開始快速沉降，中央坳陷帶(含中央峽谷發育區)迅速從淺海環境演變為半深海—深海環境，其中中央坳陷帶沉降最大，水體最深，且從西往東明顯變深。深水區先期堆積了巨厚的泥質披蓋沉積(L氣田G井鉆遇半深海泥巖厚度達407m)，后期發育大量重力流沉積，其物源主要來自盆地西部及北部，其中重力流沉積區域包括近東西向延伸的中央峽谷[10]。中央峽谷區域的海洋沉積物起初具有極高的孔隙度和滲透率，隨著沉積物負載增大，水道壁(水道沉積與半深海泥巖接觸面)周圍泥巖快速壓實為非滲透性隔層，埋深更大的半深海泥巖中的孔隙水就不能縱向穿過上覆被壓實的泥巖隔層，于是就在半深海泥巖孔隙間流動。地層內由于孔隙間流體受到新沉積負載而變成異常高壓層，這些流體支撐了大部分總負載，并產生大于正常壓實泥巖壓力的孔隙流體壓力，成為超壓狀態，這種超壓是由不平衡壓實或欠壓實引起的[11-12]。

圖3為推測的峽谷水道壁地質演化過程。由圖可見：①在演化早期，峽谷水道壁為水道內沉積物與早期半深海泥巖的接觸面，水道砂為儲層，其間深海泥巖充填于各期水道砂之間，上覆泥巖為蓋層。這套沉積組合處于正常靜水壓力梯度條件下，地層之間會發生流體交換(圖3a)。②隨著上覆荷載增加，地層壓實作用增強，沿水道壁分布的具有一定厚度的半深海泥巖首先被擠壓，將孔隙水排出到水道砂中，其孔隙度和滲透率隨著壓實作用的持續增強而逐漸降低(圖3b)。③隨著上覆荷載繼續增加，這套沿水道壁分布的半深海泥巖最終被壓實為非滲透性隔層，隔層頂面為地質意義上的峽谷水道壁，底面為兩套不同地層壓力系統的分界線，即峽谷水道壁和地層壓力分界線并不是一個界面(圖3c)。

2.2 峽谷水道壁正演模型驗證

2.2.1 正演模擬信號旁瓣干擾壓制論證

峽谷水道壁沉積演化認識是否合理還需要通過正演模型驗證[13-15]。首先，針對單一反射系數開展論證分析。采用雷克子波正演模擬得到的不同主頻正演信號均主瓣能量突出，旁瓣能量明顯。當較強的旁瓣干擾(負相位)與真實波谷(負相位)位置重合時，難以判斷波谷地震響應的真實性。實際地震資料的有效頻寬為8～70Hz，因此進行主頻為10～70Hz的雷克子波單頻自激自收正演模擬，分別得到7個不同主頻的正演信號，然后直接將其累加，拓寬其頻帶，得到累加正演信號(圖4)。分析認為地震子波的分辨率與頻帶寬度有關，不論何種子波，隨著頻帶加寬，子波旁瓣的連續振動相位數和能量逐漸減小，主峰逐漸變窄、變尖銳[16]，在提升信號分辨率的同時兼顧保真度[17]。

2.2.2 峽谷水道正演模型構建與分析

參考實鉆結果，峽谷水道正演模型地層巖性組合由泥巖蓋層、峽谷水道沉積、地層壓力分隔帶和半深海泥巖組成(圖5)，表4為峽谷水道正演模型速度、密度參數。其中峽谷水道沉積相對半深海泥巖整體上呈高速度、高密度和高縱波阻抗特征，地層壓力分隔帶頂面為峽谷水道壁，底面為地層壓力分界線。

圖3 推測的峽谷水道壁地質演化過程(a)早期； (b)中期； (c)晚期

本文基于峽谷水道壁的地震反射結構，設計了三種地質模式，通過對比累加正演信號與實際峽谷水道壁地震響應特征的匹配程度判斷各種模式的合理性。

第一種地質模式(圖6a)認為，峽谷水道壁和地層壓力分界線是同一個界面。巖石物理分析結果表明，水道內地層呈高縱波阻抗，水道外地層呈低縱波阻抗。正演模擬結果顯示峽谷水道壁整體呈地震波谷響應特征。然而實際地震資料(圖7)中水道壁附近地震波谷(黑軸)和波峰(紅軸)響應均存在，正演模擬結果與其差異明顯，因此本模式有待完善。

第二種地質模式(圖6b)依然認為，峽谷水道壁和地層壓力分界線是一個界面，但是假設水道外半深海泥巖縱波阻抗高于水道內。正演模擬結果顯示水道壁地震響應變為強波峰(紅軸)特征。由于氣組Ⅲ砂體頂部為高縱波阻抗層間泥巖，因此氣組Ⅲ砂體頂面地震響應為強波谷(黑軸)特征，與本模式峽谷水道壁的地震波峰響應產生耦合效應，使峽谷水道壁的波峰響應由于局部波谷影響出現斷點現象。上述正演信號特征與實際地震資料在水道壁位置的波峰變化響應特征一致，說明沿峽谷水道壁確實存在一套更高阻抗的泥巖地層。

第三種地質模式(圖6c)認為，峽谷水道壁和地層壓力分界線是兩個不同的界面，高縱波阻抗水道砂和低縱波阻抗半深海泥巖間存在一套具有更高縱波阻抗的泥質隔層。正演模擬結果顯示峽谷水道壁為地震波峰(紅軸)響應特征，但局部受氣組Ⅲ砂體頂面地震強波谷(黑軸)影響出現斷點；地層壓力分界線為地震波谷(黑軸)響應特征。這種地質模式對應的正演信號特征與實際地震資料的信號響應特征高度匹配。

圖4 10～70Hz雷克子波正演信號及其累加正演信號

圖5 峽谷水道正演模型

因此，綜合峽谷水道壁沉積演化認識和多種地質模式正演模擬信號與實際地震資料的對比結果，認為峽谷水道壁位置存在一套泥質的具有高縱波阻抗特征的地層壓力分隔層。這套分隔層一方面限制其下方巨厚半深海泥巖中大量孔隙流體的及時排出而成為低速度、低密度、低電阻率等具欠壓實特征的高[18]壓地層；另一方面成為具有十幾米至幾十米厚的地層壓力過渡帶，使水道內、外不能發生流體壓力交換，水道內的正常壓力系統和水道外的異常高壓系統得以共存。實際水道位置的地震波峰是峽谷水道沉積(高縱波阻抗)與壓力分隔層(更高縱波阻抗)的界面響應特征(圖7藍色虛線)，而外側的波谷是壓力分隔層與欠壓實泥巖(低縱波阻抗)的界面響應特征(圖7紅色虛線)。峽谷水道壁是地層壓力分隔層的頂面，地層壓力分界線是地層壓力分隔層的底面，兩者對應兩個不同的地震反射界面。

表4 峽谷水道正演模型速度、密度參數

圖6 峽谷水道壁不同地質模式(左)及其正演模擬剖面(右)(a)模式一； (b)模式二； (c)模式三

圖7 峽谷水道壁及地層壓力分界線地震解釋剖面

3 實際資料分析驗證

3.1 區域物性資料對比驗證

假設峽谷水道壁和地層壓力分界線為同一界面，并據此劃分A井地質層位。1610～1650m井段為氣組Ⅱ，其下方厚為2.9m的薄層為氣組Ⅲ(圖8)，氣組Ⅱ和氣組Ⅲ為中央峽谷水道黃流組重力流沉積。氣組Ⅱ(圖9a)各井儲層物性隨泥質含量而變化，在泥質含量相當的情況下，A井與C井孔隙度和滲透率極為接近(孔隙度大于18%，滲透率大于30mD)；氣組Ⅲ(圖9b)受地層埋深壓實作用影響，C井、D井和E井的儲層物性整體變差(孔隙度小于17%，滲透率小于13.5mD)，A井氣組Ⅲ(即厚為2.9m的薄氣層)的泥質含量與C井相當(約10%)，但儲層物性好于其余各井(孔隙度大于19%，滲透率大于30mD)。

井中物性資料表明，A井區氣組Ⅱ儲層物性與峽谷水道砂相當，氣組Ⅲ儲層物性與其余各井存在顯著差異。相關研究[19-22]認為，泥質底床對重力流沉積過程具有反作用，當重力流底部剪切力顯著大于底床強度時，重力流下部會直接進入底床并保持其原有形態繼續發生侵蝕搬運，隨后再與底床發生混合，降低重力流砂泥比。因此，A井鉆遇的厚為2.9m的薄氣層可能是水道重力流侵蝕半深海泥巖后的混合產物。測井曲線(圖8)顯示，分隔層內聲波速度隨埋深增大逐漸減小，該套薄氣層處于壓力分隔層底部，毗鄰下伏高壓地層，儲層物性受地層高壓保護，所以在地層埋深和泥質含量與其余各井相當的情況下，保持了更優質的儲層物性，并與水道內正常壓實的儲層物性差異明顯。

圖8 峽谷水道壁測井資料

圖9 氣組Ⅱ(a)、氣組Ⅲ(b)最小振幅屬性圖紫線為含氣層邊界

3.2 區域含氣性對比驗證

中央峽谷水道儲層含氣后具有明顯的地震反射亮點特征，L氣田多口探井已證實最小振幅屬性對儲層含氣性的良好指示意義[23]。以地震資料進行振幅流體定量化統計，當最小振幅值為-2時可以有效區分氣層和非氣層(圖10)，且含氣邊界與振幅屬性包絡吻合程度較高(圖9)。A井在氣組Ⅲ構造高部位鉆遇厚為2.9m的氣層，未鉆遇水層，因此以構造等值線最低圈閉線確定A井區控制儲量。控制儲量區域內最大氣層厚度為16.3m，D井區(氣層厚度為15.1m)和E井區(氣層厚度為7.6m)均表現為強振幅響應特征，而A井區和東北方向F井區均表現為水層弱振幅響應特征，因此將A井鉆遇的厚度為2.9m的氣層劃入氣組Ⅲ且以構造等值線最低圈閉線確定其控制儲量，與L氣田整體的含氣性認識矛盾，存在較高的地質風險。

綜上所述，假設峽谷水道壁和地層壓力分界線為同一界面，并將A井緊鄰地層壓力分界線之上的厚度為2.9m的薄氣層劃分至峽谷水道沉積中，會導致其與區域儲層物性分布規律和儲層含氣性認識之間的明顯矛盾。因此，上述假設不成立，峽谷水道壁和地層壓力分界線應為兩個不同界面，且兩者之間為地層壓力分隔層。

圖10 中央峽谷水道L氣田儲層流體振幅定量化統計圖

4 結論

(1)綜合區域測井、巖性、物性和地質認識，使用地震資料可識別水道壁地層壓力分隔層的地震響應特征，該特征為深水區峽谷水道內、外地層壓力急劇變化點的判別標志。若結合高精度地震速度模型可進一步提高鉆前地層壓力預測精度，減小工程實施風險。

(2)單頻正演模擬信號具有較強的旁瓣能量，當旁瓣干擾與真實地震響應在某一位置重合時，該位置地震響應的可靠性存在較大不確定性。通過直接累加多個低頻到高頻的單頻正演信號可以得到主瓣能量突出、波形尖銳、旁瓣相位數與能量高度收斂的累加正演信號，該信號對正演模型的識別更精準，具有高分辨率和高保真度的特征，可為后續研究提供可靠的分析數據。

(3)瓊東南盆地深水區中央峽谷水道壁內、外兩個不同的地層壓力系統間存在一套平行峽谷壁分布的泥質非滲透性壓力分隔層，整體上相對于底部欠壓實的半深海泥巖表現為高速度、高密度、高縱波阻抗、高電阻率和高自然伽馬的巖石物理特征。這套壓力分隔層厚度為十幾米至幾十米不等，使水道內、外不能發生流體壓力交換，進而使中央峽谷水道內正常壓力系統和水道外異常高壓系統共存。壓力分隔層頂部為峽谷水道壁，整體上對應地震波峰響應，局部受水道內地層巖性組合縱波阻抗差異變化和波形干涉影響，水道壁波峰能量會出現減弱或斷點現象；壓力分隔層底部為地層壓力分界線，對應地震波谷響應，相對穩定分布。

(4)由于水道重力流對泥質底床的侵蝕作用，可能導致壓力分隔層中存在部分薄砂體，對這些薄砂體的地層歸屬需要結合區域物性和含氣性認識綜合判別。

(5)明確了深水中央峽谷水道壁的地震響應特征，對砂體邊界落實、減小深水L氣田的地質儲量評價風險及深水氣田水道壁研究具借鑒意義。