開平凹陷文昌組沉積特征及半深湖空間分布*

熊連橋

(中海油研究總院有限責任公司 北京 100028)

20世紀70年代以來，圍繞開平凹陷油氣勘探在坎坷中前進，90年代鉆井均未獲得油氣發現，究其原因在于缺少油源斷層溝通文昌組烴源巖和第三系[1]。由于缺乏信心，一直到2011年，開平凹陷近15年沒有鉆井；2012年對開平凹陷的重新研究使鉆井獲得突破，再次引起了勘探家們的重視。但是截止目前，開平凹陷內的鉆井均有油氣顯示，卻無規模油氣田發現，形成有油無田的局面。文昌組半深湖相分布刻畫直接影響凹陷內油氣資源量評價和勘探目標選取，對尋找規模油氣田至關重要。有學者對開平凹陷層序格架[2]、邊界斷層的幾何學與運動學[3-4]及文昌組區域沉積體系[5-6]開展過研究，但對文昌組內部沉積相帶劃分和半深湖分布范圍仍缺乏系統認識。

珠二坳陷周邊呈環剝蝕特征[7]，文昌組沉積期間，開平凹陷北部的神狐暗沙隆起和東部的云開低凸起可為凹陷提供物源；先存斷裂控制的古溝谷、構造變換帶、古洼槽可作為沉積物搬運通道；坡折帶和洼陷區成為碎屑物堆積區域；根據“源-渠-匯”沉積體系分析，凹陷早期各次洼分隔，發育近源沉積扇體；中期水體連片，深湖相發育；晚期被辮狀河三角洲覆蓋[5-6]。開平凹陷從四周到洼陷中心，發育扇三角洲-辮狀河三角洲-湖泊沉積體系。古新世以來，開平凹陷經歷了多期構造運動[8-9]，凹陷內文昌組斷裂系統復雜，并且僅有4口井鉆揭文昌組上部，文昌組沉積相識別難度大。

利用開平凹陷二維、三維地震數據和有限的鉆井數據，在古氣候、沉積環境和古水深分析基礎上，結合區域地震反射特征類比開展文昌組沉積相劃分，建立相應的沉積相模式。在地質認識的基礎上，利用多屬性神經網絡深度學習方法對半深湖相空間分布進行了預測。以期為開平凹陷烴源巖評價提供依據。

1 區域地質背景

開平凹陷位于珠江口盆地珠二坳陷中部，開平凹陷面積6 200 km2[1,10]，現今水深200～500 m，以云開低凸起與白云凹陷分隔(圖1)。開平凹陷和白云凹陷均發育文昌組，開平凹陷屬于斷陷型凹陷[11]，凹陷內主控洼斷層規模較小，但沉降幅度大[8]。古新世以來，凹陷經歷了初始裂陷、持續裂陷、裂后沉降早期、裂后沉降晚期和新構造運動五個演化階段[8]。多期構造運動導致文昌組發育復雜的斷裂系統，主洼南北兩側發育兩個花狀構造帶(圖2a)。凹陷內自下而上劃分為文昌組、恩平組、珠海組、珠江組、韓江組、粵海組、萬山組和第四系(圖2b)，開平凹陷中心厚度可達22.5 km，比白云凹陷中心厚4.5 km[12]。

圖2 過開平凹陷主洼Line4661剖面(位置見圖1b)及開平凹陷地層柱狀圖

開平凹陷文昌組最大厚度5 200余米[13]，文昌組內部識別出T81—T85五個界面，將文昌組劃分為六段，以T83為界將文昌組劃分為上文昌組和下文昌組[4,9]。下文昌組屬于斷陷一幕構造層，發育辮狀河三角洲、扇三角洲、濱淺湖、半深湖相；上文昌組屬于斷陷二幕構造層，發育主要為辮狀河三角洲沉積[9]。前人研究表明，開平凹陷文昌組半深湖相可以作為優質烴源巖[14-15]，因此可以認為，明確了半深湖相空間分布也就基本明確了烴源巖分布規律。

文昌組沉積早期，主洼為南斷北超，晚期為北斷南超半地塹[16]。根據凹陷基底構造特征，開平凹陷文昌組可劃分為西洼、西南洼、主洼、北洼和東洼五個洼陷(圖1b)。主洼文昌組最大厚度4 300余米，表明文昌組沉積時期可容空間較大。

圖1 開平凹陷地理位置(據文獻[8])及基底埋深

2 沉積環境分析

2.1 古氣候與沉積環境

通過A1井孢粉和藻類組合分析[17]，總體上3 000 m以下井段生物化石較少(圖3a)。該井段檢測到水龍骨單縫孢、雙束松粉和常綠櫟粉含量較高，有少量榿木粉、柯氏雙溝粉和五邊粉，其中五邊粉分布上限為2 966 m，這一深度處常綠櫟粉含量突然增高。這些孢粉組合反映文昌組沉積時期為溫暖略干的氣候環境。A1井3 400 m和3 700 m檢測到蕨類孢子、被子植物、孢粉、河湖相藻類和少量裸子植物花粉(圖3b)，河湖相藻類主要為環紋藻、角凸藻和百色藻等非海相藻類。湖沼相內水生植物及藻類非常發育，說明當時氣候溫暖濕潤，是水源充足、湖泊十分發育的地區[11-12]，因此，文昌組沉積期間處于河流-湖泊環境。

圖3 A1井不同深度段孢粉含量特征(a)及藻類含量特征(b)(據文獻[17])

已鉆井地化分析表明，取心分析數據Pr/Ph小于3，部分泥巖樣品TOC能達到1.56%、S1+S2及IH反映出這些泥巖具備一定的生烴潛力(圖4)，說明沉積物發育于還原-弱氧化環境[18]，沉積物長期處于水平面之下。

圖4 A4井鉆井地化剖面特征

2.2 古水深變化

通過古水深分析，可為沉積相劃分提供依據。古水深的計算主要通過微體古生物化石[19]、沉積構造[20]或三角洲地震前積反射特征[21]，相比之下古生物化石能定量分析古水深。有學者研究認為，由陸地到海洋，Fe/Mn和V/Ni值減小，可作為判斷水深的依據[22]。砂巖中的自生礦物能間接反映古水深，結合浪基面取值，通過加權平均可估算研究區古水深區間[23]。

A4井元素分析得到Al/Ti(a)、Fe/Mn(b)、Sr/Ba(c)的值，通過歸一化、計算偏移距和加權系數，得到古水深估算方法：

歸一化：mi=(Xi-Xmin)/(Xmax-Xmin)

偏移距：ni=mave-mi

加權系數：Ki=nai+nbi+nci

Hi=(Ki-Kmin)×Hw/(Kmax-Kmin)

其中：mi為元素比值的歸一化數值；mave為歸一化數值集的均值；Xi、Xmin和Xmax代表元素比值、元素比值數據集最小值和最大值；ni為元素比值的偏移距；nai為Al/Ti值偏移距，nbi為Fe/Mn值偏移距，nci為Sr/Ba值偏移距；Ki為同一深度點，元素比值偏移距的加權系數；Kmax為加權系數最大值；Kmin為加權系數最小值；Hi為古水深；Hw為浪基面，取值20 m。

計算結果如圖5所示，自下而上，Al和Fe元素含量逐漸升高，到T83時出現極高值并產生回返，Al/Ti值逐漸降低，越過T83則發生較大突變，并且Fe/Mn值為極大值，T83也代表水深變淺的界面。T83界面向上，Al和Fe元素含量總體較低，下部含量比較平穩，上部含量變化較大，總體由低向高變化；Fe/Mn、Sr/Ba比值在T82處為極小值，反映出古水深也是最大。T82向上Al元素含量相對比較穩定，Fe元素變化比較劇烈，Al/Ti值平穩，Fe/Mn值由極高值向上變小，Sr/Ba值比較平穩，古水深向上逐漸變大，表明湖泊在擴張。總體上，鉆井揭示的層段大多發育在水平面之下、浪基面之上，T82和T83為水平面變化比較劇烈而形成的層序界面。

圖5 A4井鉆井元素含量分析古水深變化

3 沉積相與沉積模式

3.1 沉積相類型

通過已鉆井巖心、測井曲線分析，鉆井與地震結合識別出辮狀河三角洲、濱湖、淺湖，通過區域地震反射特征類比，識別出扇三角洲、半深湖；根據文昌組各層段沉積相帶識別，分析半深湖相沉積演化規律。在開平凹陷，A1井鉆遇文昌組四段上部，是鉆遇文昌組層段最多的井，以該井為例，結合沉積相識別標準，開展單井相分析(圖6)。文四段至文三段為辮狀河三角洲沉積，發育水下分流河道、河口壩、前緣席狀砂及分流河道間微相；文三段頂部至文二段底部為湖侵最強大、物源供給最小時期沉積，Fischer曲線反映此時可容空間最大，以湖泊沉積相為主，下部為濱湖沉積，上部為淺湖沉積，發育濱湖泥、濱淺湖砂壩和淺湖泥微相；文二段上部至文一段可容空間減小，以辮狀河三角洲沉積為主。

1)辮狀河三角洲。

鉆井揭示，具備發育1 m厚的煤層，表明存在出露于水面的環境，結合鉆井巖心和粒度分析判斷文昌組辮狀河三角洲發育平原和前緣亞相(圖6)，其中辮狀河三角洲平原發育辮狀河道和越岸沉積微相，辮狀河三角洲前緣發育水下分流河道和分流河道間微相。

圖6 A1井單井相綜合柱狀圖

由于地震分辨率低，難以區分出辮狀河三角洲亞相和微相，故僅能通過地震反射特征描述辮狀河三角洲相。文昌組地震剖面可見中—低頻、中—差連續、楔形前積的地震反射特征，并且延伸較遠，將其定為辮狀河三角洲相。

2)扇三角洲。

開平凹陷屬于斷陷型凹陷[12]，凹陷內主控洼斷層規模較小，但沉降幅度大[8]。根據“源-渠-匯”沉積體系分析，凹陷早期各次洼分隔，發育近源沉積扇體[6]。因此，開平凹陷文昌組發育沖積扇或扇三角洲。

3)濱湖與淺湖。

濱湖與淺湖位于洪水面和枯水面之間，濱湖時常暴露于水面，淺湖長期被水體覆蓋[24]。波浪作用較強，但濱湖多為泥質粉砂巖或粉砂質泥巖，淺湖以灰色塊狀泥巖為主。濱湖在錄井上表現為砂泥巖薄互層(圖6)，整體厚度僅數米厚；淺湖在錄井數據表現為厚層的泥巖夾薄層泥質粉砂巖(圖6)，厚度可達數十米。濱湖與淺湖相鄰，淺湖發育在厚度較大，地理位置較低的部位，地震剖面上表現為中—高頻、連續、平行席狀地震反射；而濱湖亞相在較高部位，地震剖面上表現為中低頻、連續、亞平行席狀地震反射。

4)半深湖。

珠二坳陷始新統文昌組具備發育湖相烴源巖條件，并且烴源巖質量較好[14-15]。通過白云凹陷鉆井揭示，文昌組發育Ⅰ—Ⅱ型好烴源巖[8]，表明珠二坳陷確實有好烴源巖發育。開平凹陷位于珠二坳陷西南部，目前雖然沒有鉆井證實文昌組發育好的半深湖相烴源巖，但是有學者通過油源對比、區域類比認為開平凹陷文昌組發育半深湖相優質烴源巖[14-15]。

由于開平凹陷沒有鉆遇半深湖相泥巖，對半深湖相的認識主要來自于研究比較成熟的珠一坳陷[25]。低頻、連續、強振幅或席狀弱振幅-空白地震反射特征可用于識別半深湖相泥巖[26-29]。珠一坳陷陸豐凹陷鉆遇半深湖相顯示(表1)，半深湖相泥巖地震上表現為主頻15 Hz左右，連續性5.1～10.9 km，地震振幅比1.3～1.8，表明低頻、連續是半深湖相在地震剖面上的共同特點，振幅的強弱并不能指示半深湖相。

表1 陸豐凹陷文昌組半深湖相綜合識別標志

將陸豐凹陷和開平凹陷地震反射特征對比表明(表2)，2個凹陷的辮狀河三角洲相都可見楔形前積反射特征，濱湖與淺湖相地震反射為平行—亞平行狀，主頻中—高，這些相帶地震反射特征相似，說明開平凹陷發育的沉積相帶可以與陸豐凹陷進行類比。開平凹陷疑似的半深湖相泥巖地震反射與陸豐凹陷有井證實的半深湖相地震反射相似，均為平行—亞平行，低頻、連續，中—弱振幅，故判定開平凹陷存在半深湖相。

表2 開平凹陷與陸豐凹陷文昌組不同相帶地震反射特征類比

3.2 沉積模式與半深湖相演化

基于區域地質背景、基底構造特征(圖1b)和沉積特征識別，建立起開平凹陷文昌組三角洲-湖泊沉積模式(圖7)。分析認為，開平凹陷周緣發育辮狀河或扇三角洲，主洼北部受低角度伸展斷層控制，主要沉積三角洲砂體；主洼南部，斷階控制控制了砂體分布范圍，半深湖相主要分布在主洼南部，控洼斷層下降盤，不同時期半深湖相發育規模不同。

圖7 開平凹陷文昌組沉積模式

根據開平凹陷文昌組不同層段沉積相識別，總結出文昌組沉積演化規律(圖8)。由于開平凹陷重點關注半深湖相烴源巖的分布，本文重點對半深湖相演化規律進行介紹。

圖8 開平凹陷文昌組沉積演化

文六段沉積時期，開平凹陷為雙斷結構，凹陷南部水體較深，發育小范圍的半深湖相(圖8a)；文五段沉積時期凹陷仍屬于斷陷階段，持續擴張，使得半深湖相發育范圍有所擴大(圖8b)。

文四段沉積時期，開平凹陷北部發生拆離，屬于拆離-斷陷階段(圖8c)，此時湖盆擴大，半深湖范圍達到最大。

文三段沉積時期，凹陷進入拗陷階段，湖盆仍在擴大，但水體變淺，半深湖開始萎縮(圖8d)，到文一、二段沉積時期，半深湖相消失。

4 半深湖相分布定量預測

長期以來，學者們一直堅信開平凹陷文昌組發育半深湖相烴源巖，但是至今沒有井鉆遇厚層優質的半深湖相烴源巖，文昌組半深湖相烴源巖究竟如何分布是目前油氣勘探比較關心的問題。基于上述研究，建立起開平凹陷文昌組半深湖相分布范圍的地質認識。在地質認識約束下，選取主測線和聯絡測線各3條地震剖面，在地震剖面上從文六段至文二段，將斷層附近、厚度較大、低頻、連續的區域設置為半深湖相種子點。集合種子點的主頻、頻率面積、瞬時頻率、瞬時相位、噪聲等地震屬性，利用多屬性神經網絡深度學習技術，初步對半深湖烴源巖空間分布進行了預測。

經過有監督的多屬性神經網絡深度學習，刻畫出開平凹陷文昌組半深湖空間分布范圍(圖9)。平面上，文六段有少量半深湖相發育(圖9d)，文五段開平凹陷主洼半深湖相面積達到95 km2(圖9c)，文四段半深湖相分布面積最大，僅主洼就達到166 km2(圖9b)，文三段主洼半深湖面積101 km2(圖9a)。

利用三維空間雕刻計算方法對文六段至文四段半深湖相體積進行定量計算，得到主洼內，文六段半深湖相體積7.4 km3，文五段體積67.9 km3，文四段體積98.6 km3，文三段體積42.5 km3。實際上主洼東部以及東洼還有半深湖相分布(圖9)。

圖9 開平凹陷文六段至文三段半深湖相空間分布定量預測

因此，開平凹陷文四段半深湖相烴源巖的規模最大。同時，主洼南部的控洼斷層為同沉積斷層，斷穿整個文昌組，直到恩平組末期停止活動。這條控洼斷層即為通源斷層，油氣生成后可優先沿斷層向上覆地層運移，與多期的構造運動[8]形成的多種類型構造圈閉、構造-巖性圈閉相連通。

5 結論

1)開平凹陷文昌組為河流-湖泊沉積環境，氣候溫暖略干，鉆井僅揭示了文昌組沉積時期水體較淺的辮狀河三角洲前緣、濱湖、淺湖亞相。

2)文昌組發育扇三角洲-辮狀河三角洲-湖泊沉積體系，識別出辮狀河三角洲平原和前緣亞相，濱湖、淺湖和半深湖亞相。低頻、連續席狀地震反射特征是文昌組半深湖相識別標志。

3)通過有監督的多屬性神經網絡深度學習，實現了半深湖相空間分布定量預測，認為開平凹陷主洼文四段半深湖相面積達166 km2，體積達98.6 km3，預測主洼東部及東洼同樣發育半深湖相。

致謝：非常感謝中海油研究總院有限責任公司趙釗、王龍、李建平、謝曉軍、廖計華等為本文的修改提出了建設性意見。