东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区平湖组已钻探11口探井和14口生产井，天然气探明储量约82×10⁸ m³，凝析油探明储量约247×10⁴ m^3[1-3]。以往研究人员对该地区开展了系统研究，江东辉等^[4]认为西湖凹陷平湖组背斜主要为受波浪改造的河控三角洲。杨彩虹等^[5]指出西湖凹陷平湖组主要为三级层序框架下河控-潮控三角洲沉积体系，地震沉积相刻画多以地震属性切片为依据刻画相边界^[6-8]，而单一属性常常是对海相复杂沉积环境的整体反映^[9]，其结果无明显的地质形态。西湖凹陷平湖组为一套海陆过渡的含煤地层，地层埋藏深度大，地震资料在高速、低频背景下分辨率较低，导致地震刻画多解性强，90°相位及地层切片等地震沉积学方法效果不甚理想^[10-11]。因此，如何建立西湖凹陷孔雀亭地区平湖组中位体系域重点砂层组沉积体系，并准确刻画平湖组重点砂层组有利沉积相带的形态和边界，成为孔雀亭地区油气勘探急需解决的关键问题。

根据不同地震体属性融合^[12]，在井数量充足的基础上，利用对应层段每口钻井沉积微相与多属性融合结果互相验证的方法，在等时地层格架约束下开展沉积微相的识别与精细刻画，明确西湖凹陷孔雀亭地区平湖组中段重点砂层组的沉积体系，以期为类似地区岩性油气藏勘探及本地区开发部署提供一定参考。

西湖凹陷位于东海陆架盆地东部，面积约5×10⁴ km²，是中国海洋勘探开发的重点区域^[13-14]。孔雀亭气田位于东海陆架盆地西湖凹陷西部斜坡带平北地区的鼻状隆起带上，西靠海礁隆起，东临西部次洼^[15-16]，面积约400 km²。（图 1）。

图 1

Fig. 1

下载原图 图 1 东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区构造位置（a）及平湖组K1井岩性地层综合柱状图（b） Fig. 1 Tectonic location map of Kongqueting area in Xihu Sag(a)and stratigraphic column of well K1 Pinghu Formation(b), East China Sea Shelf Basin

西湖凹陷古近纪经历了瓯江运动、玉泉运动、花港运动，形成了早期断陷、中期坳陷，平湖组中段沉积期处于始新世晚期，阶段为断坳转换期，该时期区域拉张作用逐渐减弱，断层发育减少^[15]。瓯江运动之后、玉泉运动之前产生的断层视为断陷中晚期断层。玉泉运动之后，西湖凹陷进入坳陷期，少量较大规模的生长断层继承性发育，在斜坡带新产生少量断裂，均不控制沉积（图 1b）。平湖组中段包含1个下细上粗的三级旋回，厚度为70~200 m，旋回下部岩性主要为前三角洲灰色粉砂质泥岩与绿色泥岩互层，夹黄色薄层细砂岩和棕黄色粉砂岩，偶夹薄煤层，厚度为2~40 m；旋回上部为厚层三角洲平原—前缘棕黄色、黄色细砂岩夹泥质粉砂岩，局部见黄色含砾中砂岩，与灰、绿色泥岩、粉砂质泥岩互层，形成2~6个下细上粗的四级旋回（每个四级旋回厚度为13~80 m）（图 1b）。

基于Vail经典层序所构建的层序格架^[17-18]，对格架中的砂体沉积相展布进行精细研究。东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区平湖组与下伏地层呈微角度不整合或平行不整合接触（地震T₃⁴），构成二级层序界面SSBT₃⁴，与上覆地层呈微角度不整合或平行不整合接触（地震T₃⁰），构成二级层序界面SSBT₃⁰，二级层序内部共识别出4个三级层序界面（SBT₃¹，SBP5，SBT₃²，SBT₃³）（图 2）。高带（1 500~ 2 700 m）探井基本全部钻穿，中带（约3 500~4 600 m）、低带（约2 700~3 500 m）探井均基本钻遇。孔雀亭地区平湖组岩性组合为灰、绿色泥岩夹粉砂质泥岩、泥质粉砂岩及薄煤层，与黄色细—中砂岩、含砾中砂岩组成5个下细上粗的三级旋回，厚度为450~ 1 000 m。根据同期全球海平面变化^[1]，平湖组可分为一个二级层序，5个三级层序（自下而上分别为SQE₂p1，SQE₂p2，SQE₂p3，SQE₂p4，SQE₂p5）（图 1b、图 2），三级层序自低带至高带逐渐变薄或缺失。高带紧邻凹陷边缘，靠近西部物源区，层序格架内的沉积充填主要受缓坡和下伏断阶双重影响，可容纳空间较小，同时还存在低位期剥蚀作用，残留的三级层序较薄或缺失，主要发育高位体系域三角洲平原^[19]。中、低带层序格架内的沉积充填主要受控于断控坡折，可容纳空间较高带大，层序内部体系域构成齐全，发育海侵体系域和高位体系域。海侵体系域为退积前三角洲泥质沉积，高位体系域为进积型三角洲平原-前缘砾岩、砂岩与泥岩或潮坪薄层砂泥互层沉积（图 2）。

图 2

Fig. 2

下载原图 图 2 东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区平湖组地震剖面 Fig. 2 Sequence seismic profiles of Pinghu Formation of Kongqueting area in Xihu Sag, East China Sea Shelf Basin

古地貌恢复是基于Seismic Restoration构造恢复技术模拟地层沉积的逆过程。通过计算平衡剖面的方法^[20]，将目的层构造形态恢复至刚沉积时的构造形态，对平湖组中段进行古地貌恢复（图 3）。沉积体系的展布、砂体的分布受沉积环境和古地貌共同影响^[21-23]。平湖组中段沉积期古地貌整体呈北西高，南东低的构造格局，高地位于K6井以北，K1井，K2井，K3井以东，海礁物源方向坡度大，沉积区位于N3dSa井、N1Sb井及K5井、K4井、K7井以西，沉积区坡度较缓，表现为水下低凸，（图 3）。

图 3

Fig. 3

下载原图 图 3 东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区平湖组中段古地貌 Fig. 3 Restoration map of paleogeomorphology of the middle member Pinghu Formation of Kongqueting area in Xihu Sag, East China Sea Shelf Basin

东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区平湖组沉积相可识别出三角洲与有障壁滨海。平湖组中段（37.7~36.2 Ma，时限1.5 Ma）三级层序界面底界面SBT₃²和顶界面SBP5为侵蚀不整合面。平湖组中段海侵体系域发育退积型前三角洲深灰色泥岩夹薄层粉砂岩。平湖组中段高位体系域主要发育进积型三角洲平原—前缘夹潮坪（图 4）。根据24口钻井岩心和薄片观察，三角洲平原为浅灰色中—厚层状中—细砂岩夹浅灰色中—细砾岩及深灰、紫红色泥岩，三角洲前缘为浅灰色中—厚层状细砂岩、粉砂岩夹深灰、棕褐色泥岩，潮坪为灰色、灰绿色薄层状砂岩与紫红泥岩互层夹煤线。

图 4

Fig. 4

下载原图 图 4 东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区平湖组中段K3井岩心沉积微相综合柱状图 Fig. 4 Comprehensive column diagram for core microfacies analysis of well K3 in the middle member Pinghu Formation of Kongqueting area in Xihu Sag, East China Sea Shelf Basin

西湖凹陷孔雀亭地区平湖组中段三角洲平原亚相可识别出分流河道和分流河道间湾微相。分流河道岩性为浅灰色中—厚层状中—细砂岩夹中—细砾石、含砾砂岩，砾石定向排列，见交错层理，垂向上常以多个正粒序叠置，厚度为10~62 m；自然伽马为低值箱形或钟形，L1，K2，K5，B2S1，B2H，A3，A9等井钻遇（图 4、图 5a）。分流河道间湾以深褐、灰褐色薄层状泥岩为主，夹炭质泥岩和薄煤层，见波状层理和水平层理，纵向上与分流河道砂砾岩组成下粗上细的二元结构，厚度为1~22 m；自然伽马多为高值指形，L1井钻遇（图 4、图 5a）。

图 5

Fig. 5

下载原图 图 5 东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区平湖组中段典型沉积相岩性特征 Fig. 5 Lithologic characteristics of typical sedimentary facies in the middle member Pinghu Formation of Kongqueting area in Xihu Sag, East China Sea Shelf Basin

孔雀亭地区平湖组中段三角洲前缘亚相可识别出水下分流河道、水下分流河道间湾和河口坝3种微相。水下分流河道岩性为浅灰色中—厚层状中—细砂岩、粉砂岩，见泥砾，常见交错层理，垂向上常以多个正粒序叠置，厚度为3~42 m；自然伽马为低值箱形或钟形（厚度为20~40 m）或低值指形（厚度多小于10 m），K1，K2，K3，K5，K6，K7，N1Sb等井钻遇（图 4、图 5b）。水下分流河道间湾岩性为灰绿和褐色薄层泥岩、粉砂质泥岩，见灰质团块，发育水平层理，厚度为1~22 m，多小于10 m，自然伽马多为高值指形，K2，K3，K5，K7，A5，N3d等井钻遇（图 4、图 5b）。河口坝为浅灰色中—厚层细砂岩、粉砂岩，发育平行层理、沙纹层理，厚度为12~74 m；自然伽马曲线为低值漏斗形或箱形，K4，N1，N1Sa，N1Sb等井均钻遇（图 4、图 5b）。

孔雀亭地区平湖组中段潮坪亚相可识别出泥坪、混合坪和砂坪等微相，呈薄互层出现，常见潮汐层理，K1，K2，K6，K7，N1，N1Sa，N1Sb，N3d等井钻遇。泥坪主要为极薄—薄层粉砂质泥岩，见潮汐层理的透镜状层理，自然伽马高值指形或针形（图 4、图 5）。混合坪为薄—极薄层泥岩与粉砂岩薄互层，见潮汐层理的波状层理，自然伽马为低值齿形（图 4、图 5b）。砂坪为薄—极薄层粉砂岩，见潮汐层理的脉状层理，自然伽马为低值指形、针形（图 4、图 5）。

东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区平湖组中段可受构造沉降（断陷-坳陷）和全球海平面变化的影响。不同的沉积环境形成不同的岩相组合，与周围围岩形成大的波阻抗差异，反射强度、频率、连续性等地震相也具有明显差异^[24-27]。综合岩心、测井、地震相的岩性标定，经过部分井的岩心照片和测井相特征确定沉积相类型，而与之对应的地震相特征即可总结分类：Ⅰ类地震相特征为强振幅、中频、高连续，振幅横向变化较快，其对应的测井相及岩性特征可分2类：①薄层砂岩，砂泥岩互层，自然伽马低值指形、针形，沉积微相为分流河道或砂坪；②中—厚层砂岩，垂向正粒序，自然伽马低值钟形，沉积相微相为分流主河道。Ⅱ类地震相特征为中弱振幅、中低频、中高连续、叠瓦状前积，其对应的测井相及岩性特征为厚层砂岩，自然伽马低值箱形，沉积微相为河口坝。Ⅲ类地震相特征为中强振幅波谷或弱振幅波峰，中高频，中连续，其对应的测井相及岩性为中—薄层（粉砂质）泥岩，夹薄—极薄砂岩，自然伽马高值指形、针形，沉积微相为分流河道间湾和前三角洲泥或泥坪（图 6）。

图 6

Fig. 6

下载原图 图 6 东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区平湖组中段典型地震相-测井相 Fig. 6 Typical seismic facies-logging correspondence plate in the middle member Pinghu Formation of Kongqueting area in Xihu Sag, East China Sea Shelf Basin

东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区剖面CD西北高东南低（图 7），西北为物源方向，与古地貌特征吻合。地震相显示河道特征明显，强振幅、中频、高连续，振幅横向变化较快，反演剖面在该地震特征对应为砂体，且砂体延伸较远，如K5，N1，N2等井附近河道和河道间湾特征明显。在N1井及N2井附近有中弱振幅、中频率地震特征和箱形伽马测井特征，且N1井在该区域为中带和低带的分割带，N2井为低带，砂体在此卸载，判断为河口坝或水下分流河道，反演剖面特征为中—厚砂层。

图 7

Fig. 7

下载原图 图 7 西湖凹陷孔雀亭地区平湖组中段CD方向地震（a）、VP/VS反演（b）及沉积微相（c）剖面 Fig. 7 Seismic(a), VP/VS inversion(b)and sedimentary microfacies(c)interpretation profiles in C-D direction in the middle member Pinghu Formation of Kongqueting area in Xihu Sag, East China Sea Shelf Basin

地震属性融合可为砂体及沉积相平面刻画提供宏观边界，通过在各类地震体或地震属性中优选最能反应研究区储层特征的地震属性集，来解决地震多解性的问题，以提高储层预测精度^[28-29]。本次研究选择梯度、均方根振幅、Vp/Vs反演等参数进行融合，分别统计P8，P7，P6等砂层组单井砂地比及与之对应的3类属性，并讨论各属性与井砂地比的相关性。

由于压实作用的差异，随着深度增加，砂岩和泥岩的地震波传导速度会发生转换：中浅层由于泥岩压实速度快，所以泥岩地震波传导速度快而砂岩地震波传导速度慢；深部位随着压实所用的加剧，砂岩进一步致密，地震波传导速度加快至超过泥岩^[4]。发生转换的位置在深度为2 500~4 500 m处（图 8），此深度范围内砂岩和泥岩地震波传导速度相近，利用波阻抗难以区分砂岩和泥岩。所以孔雀亭地区平湖组中段部分中带（2 700~3 500 m）及低带（3 500~4 600 m）仅利用原始地震体属性难以区分砂泥岩，而泥岩-砂岩界面的偏移距-振幅曲线通常表现为负梯度特征，且梯度体属性与单井砂地比具有一定的相关性，因此AVO梯度体振幅属性能较好地指示砂体^[30]，可利用梯度属性进行预测。原始地震体均方根振幅对沉积体属性敏感度高，而且其浅层（1 500~2 700 m）纵波阻抗与岩性有较好的线性关系（图 8），单井砂地比与原始地震均方根有一定的相关性（图 9），可以利用波阻抗区分砂岩和泥岩，原始均方根振幅属性参与预测（图 10）。

图 8

Fig. 8

下载原图 图 8 东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区平湖组砂、泥岩纵波阻抗分布 Fig. 8 Longitudinal wave impedance distribution of sand and mudstone in the Pinghu Formation of Kongqueting area in Xihu Sag, East China Sea Shelf Basin

图 9

Fig. 9

下载原图 图 9 东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区平湖组中段反演体砂地比、地震体均方根及梯度体均方根与钻井砂地比相关性 Fig. 9 Correlation analysis of seismic sand-ground ratio, original seismic RMS, gradient RMS and well sand-ground ratio in the middle member Pinghu Formation of Kongqueting area in Xihu Sag, East China Sea Shelf Basin

图 10

Fig. 10

下载原图 图 10 东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区平湖组中段反演体砂地比、地震体均方根及梯度体均方根展布 Fig. 10 Sand-ground ratio, original seismic RMS and gradient body RMS distribution map in the middle member Pinghu Formation of Kongqueting area in Xihu Sag, East China Sea Shelf Basin

研究区有大量薄煤层，Vp/Vs反演属性可以回避薄煤层的影响^[31]，而且其反演属性和钻井砂泥岩吻合度较高，统计Vp/Vs反演体的地震砂地比，结果显示反演体地震砂地比和另外2种属性相比，其与钻井砂地比的相关性最高（图 9），即选用Vp/Vs反演属性进行预测（图 10）。

针对多属性融合，常规简单的线性分析需要扩展到多属性（多变量线性回归）分析，通过逐步回归的方法，逐渐增加参与分析的属性数量，依据目标值（井砂地比）和自变量（多元属性）的相关性计算每个属性的权重，使预测值（预测砂地比）与目标值（钻井砂地比）之间的误差最小，最终确定参与分析的属性及其权重系数，得到预测砂地比的计算公式。统计反演体砂地比、地震体均方根、梯度体属性和与之对应的钻井砂地比，建立数学回归模型^[32]，多变量线性回归公式如下：

式中：Y为预测砂地比，a—i为加权回归系数，A₁—A₃分别为P8砂层组原始地震体均方根、梯度体均方根、反演体砂地比；A₄—A₆分别为P7砂层组原始地震体均方根、梯度体均方根、反演体砂地比；A₇—A₉分别为P6砂层组原始地震体均方根、梯度体均方根、反演体砂地比。

模型结果显示，P8，P7，P6等砂层组的预测砂地比与实际钻井砂地比的相关性分别为0.718 4，0.740 5，0.763 8（图 11），数学模型较为可靠，根据该预测砂地比得出砂体展布的宏观边界，可为P8，P7，P6等砂层组沉积相的平面展布提供边界依据。

图 11

Fig. 11

下载原图 图 11 西湖凹陷孔雀亭地区平湖组中段实测钻井砂地比与预测值相关性分析及多属性预测砂地比平面展布 Fig. 11 Correlation analysis between measured sand-land ratio and predicted value in the middle member Pinghu Formation of Kongqueting area in Xihu Sag, East China Sea Shelf Basin Sea and the plane distribution of multi-attribute prediction sand-land ratio

孔雀亭地区平湖组中段沉积期古地貌整体呈北西高、南东低的构造格局。凸起带位于西北侧，通过公式（1）—公式（3）分别对3套砂体做多属性融合预测砂地比，分析孔雀亭地区平湖组中段3套砂砂体的展布特征，通过分析发现，P8砂层组朵叶体集中在中部地区，由西北物源至东南深洼方向分布，P7砂层组朵叶体向东北扩张，且西南方靠近中部，砂地比较低，P6砂层组朵叶体在南部，东北及北部均有分布，相比其他砂体分布更广（图 11）。

在钻井沉积微相和砂地比约束下以多属性拟合，确定辫状河三角洲—有障壁滨海宏观分布规律，明确沉积微相边界。最后结合区域构造沉积背景，井震相互验证，编制孔雀亭地区平中湖组中段高位体系域内3套砂层组（P8，P7，P6）的沉积微相图（图 12）。

图 12

Fig. 12

下载原图 图 12 东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区平湖组中段沉积相 Fig. 12 Sedimentary facies in the middle member Pinghu Formation in of Kongqueting area in Xihu Sag, East China Sea Shelf Basin

P8砂层组主要发育辫状河三角洲前缘，处于最大海泛面之上，处于高位体系域初期，且分流河道间较多，物源供给充足，沉积卸载区主要在东边低洼地带，三角洲平原在K6井—K2井—L1井一线以北西发育，在K2井区域形成自北西向南东的前凸朵叶体，分流主河道开始入水，东北及东南方向发育水下分流河道，河口坝在分支河道附近较为发育，在远离物源的N3d井附近发育有前三角洲泥，且周围水下分流河道在该区域附近卸载发育河口坝，K4井附近区域，预测砂地比和钻井砂地比均较小，发育小面积潮坪（图 12a）。

P7砂层组主要发育三角洲平原和潮坪，处于高位体系域中期，海退加剧，西北部物源不断向东部卸载，砂体向东南不断进积，三角洲平原发育在K6井—K3井北西和K6井—K5井一线，形成自北向南的鸟足状前凸朵叶体。然后分流河道开始入水，发育水下分流河道，和P8砂层相比，砂体不断向东南扩张，砂体分布面积广，分流河道间湾不断缩小，受潮汐、波浪作用改造发育潮坪，潮坪在N3D井和N3DSA井及K1井和K2井发育。（图 12b）。

P6砂层组发育三角洲平原—前缘，处于高位体系域末期，继续海退，局部发育潮坪。三角洲平原靠近物源区，长期暴露于水面，物源供给充分，沉积厚度较大，且砂体面积也较大。但由于海平面总体持续下降，三角洲平原遭受剥蚀，只残留下部部分层序（砂体）。三角洲平原发育在K6井—K3井—L1井一线以北西，和K6井—K2井—A5井一线以东，水上分流河道继续自北西向东南展布，由K5井和A9井附近及K6井—K3井—L1井一线向东开始入水，发育水下分流河道，河道向东、向南展布，水道末端河口坝发育，潮汐作用在P6砂层组减弱，潮坪发育面积不断减小，但K7井附近发育潮坪（图 12c）

平湖组中段三级层序地层单元的几何形态、沉积作用和岩性主要受控于全球海平面升降，沉积期为普里亚本早期二级海平面下降期。高位体系域（HST）对应普里亚本期第1次三级海退（海平面下降约20 m，36.6~36.2 Ma持续约0.4 Ma），P8，P7，P6等砂层组属于高位体系域内的3个四级层序。

平湖组中段高位体系域海平面从最大海泛面④→三级层序界面⑥（SBP5）陆架坡折带之下。最大海泛面结束后P8砂层组开始发育，此时三角洲平原发育在孔雀亭地区西北部边缘，K2井附近见三角洲平原朵叶体（主河道来自西北）。高位体系域中期，P7砂层组开始发育，三角洲平原面积较大，P8砂层组扩大，砂体向东、向南进积，分别发育来自西北和北部的主河道，此时因潮汐改造作用强烈，发育大面积潮坪。高位体系域末期，海平面持续下降，P6砂层组三角洲平原面积较P7砂层组大，但由于低位体系域暴露剥蚀形成三级层序，平湖组中段顶界面侵蚀不整合界SBP5，尤其是靠近海礁凸起西北物源的三角洲平原遭受剥蚀，即高位体系域P6砂层组部分被剥蚀夷平，或过路沉积，仅残留了下部较多的三角洲前缘砂体，主河道分布继承了P7砂层组的格局，P6砂层组虽然被剥蚀但是地层含砂率最高，泥质较少，由此构成了孔雀亭地区平湖组中段高位体系域（进积）辫状河三角洲-潮坪沉积体系（图 13）。

图 13

Fig. 13

下载原图 图 13 东海陆架盆地西湖凹陷孔雀亭地区平湖组中段沉积式 注：①平下段与平中段分界线；②低位体系域中期；③初始海泛面；④最大海泛面；⑤高位体系域末期；⑥三级层序界面 Fig. 13 Sedimentary model of the middle member Pinghu Formation(SQE2p3)in of Kongqueting area in Xihu Sag, East China Sea Shelf Basin

（1）西湖凹陷孔雀亭地区平湖组可识别出一个二级层序（E₂p），5个三级层序（自下而上分别为SQE₂p1，SQE₂p2，SQE₂p3，SQE₂p4，SQE₂p5），在此层序格架框架内古地貌为北西向南东阶梯式加深的格局，研究区沉积物源来自西北部的海礁凸起。

（2）东海陆架盆地西湖凹陷始新统平湖组中段主要发育辫状河三角洲—有障壁滨海沉积体系，三角洲相包括三角洲平原、三角洲前缘及前三角洲3个亚相，有障壁滨海相识别出了1个亚相及3个微相。平湖组中段砂体主要发育在高位体系域三角洲平原分流河道、三角洲前缘水下分流河道及河口坝3个微相中，其中三角洲平原与三角洲前缘分流河道与河口坝在地震剖面上表现为强振幅，横向变化快，叠瓦状前积等反射特征。

（3）平湖组中段P8，P7，P6等砂层组受高位体系域内的3个四级层序控制，从最大海泛面开始发育P8砂层组，高位体系域中期发育P7砂层组，高位体系域末期发育P6砂层组，随着海平面不断下降，后期P6砂层组三角洲大面积暴露并遭受剥蚀，过程中经历潮汐改造，由此构成了孔雀亭地区平湖组中段高位体系域（进积）辫状河三角洲-潮坪沉积体系。