东非鲁伍马盆地中始新统深水沉积特征及层序界面识别方法

孙 辉，范国章，王红平，丁梁波，左国平，马宏霞，庞 旭，许小勇

（中国石油杭州地质研究院，杭州 310023）

0 引言

随着深水领域在油气勘探中的重要性不断提高，深水沉积体系已成为目前沉积学领域研究的重点之一［1］。由于深水盆地区缺少陆架边缘海侵或海退滨线的沉积证据，传统的“高位”和“低位”体系域不能直接应用到深水沉积中［2］。深水沉积层序地层结构关系研究是开展深水区沉积储层识别和评价的基础，通过建立等时层序格架和恢复沉积演化过程可以明确层序格架内各沉积相带的展布及演变规律，进而揭示沉积相带间的联系［3-4］。

鲁伍马盆地是东非重要的含油气盆地之一，深水区主要沉积了中侏罗世—新生代的地层，始新世深水重力流形成的深水浊积砂岩是盆地重要的储集层之一，层序地层分析对盆地油气储-盖组合的研究具有重要意义。现有的研究已经证实了Catuneanu的层序地层理论适用于该盆地深水沉积的层序地层划分［5-6］，对层序内体系域的划分及油气勘探均具有重要的指导意义。随着鲁伍马盆地深水区多个大型气藏的发现，众多学者对该盆地的构造［7-8］、油气资源［9-10］及层序地层［11-12］等方面开展了深入的研究，针对盆地重要的含油层始新统A 气藏也开展了多方面的研究工作，并取得了大量的研究成果［13-15］。一些学者将碳酸盐碎屑流与A 气藏重力流沉积划分到相同的三级层序内［16-18］，结合完钻井生物地层资料和全球海平面变化规律［19］，对其所处的三级层序进行重新划分，在此基础上对层序内部的深水沉积开展研究。鲁伍马盆地深水沉积形成于复杂的侵蚀充填过程，且因浊流的粒度、下伏地层的坡度和地形地貌的差异而形成不同的沉积类型［20-21］。同时，在底流流经区域，浊流沉积会受底流的影响而产生不同于浊流单独作用所形成的沉积方式［16］，其深水体系的海底地形、沉积作用、几何形态和堆积方式都极其复杂［22］。目前学界对该套处于陆坡—盆底区既包含水道充填沉积又包含朵体沉积的深水水道-朵体体系的研究仍存在以下问题：①水道充填沉积和朵体沉积的分级方式未统一，二者级别之间的对应关系仍不清楚，给水道-朵体体系的细分级工作带来困难；②深水水道-朵体体系及其内部组构与沉积相、亚相和微相之间的对应关系不明确，影响对水道-朵体体系的平面分布特征、沉积演化规律及有利储集层沉积相的识别和研究。

在重新厘定鲁伍马盆地中始新统三级和四级层序界面的基础上，将沉积体系与沉积相对应，划分沉积亚相与微相，探讨深水沉积的演化规律及沉积相对储层的影响，以期为该区下步油气勘探开发提供依据。

1 地质概况

鲁伍马盆地（Rovuma Basin）位于非洲大陆东部，其东部与凯瑞巴斯盆地（Kerimbas Basin）相接，西部比邻莫桑比克褶皱带，北部以鲁伍马转换带为界与坦桑尼亚的曼达瓦次盆（Mandawa Sub-basin）分隔［5］。盆地是东非被动陆缘系统的一部分，海上部分由宽度为5～30 km 的狭长区域构成，面积约为3.66×104km2［8］，深水区位于海域东部，水深为1 300～2 900 m（图1a）。

图1 东非鲁伍马盆地地理位置（a）及岩性地层综合柱状图（b）（据文献［10］修改）Fig.1 Geographical location（a）and stratigraphic column（b）of Rovuma Basin in East Africa

鲁伍马盆地的形成与演化经历了3 个时期［8，23］，沉积了二叠系—第四系多套地层，厚度超过10 km［24］（图1b）。在晚侏罗世—早白垩世晚期形成的“窄陆架、陡陆坡”地貌形态一直延续至今［25-26］，对深水区重力流沉积体系的形成及展布具有控制作用。几乎无大断裂分布的陆坡区整体上构造活动微弱［8，11，21］，且后期构造活动未对深水区产生明显的改造，为深水沉积的研究提供了有利条件。晚白垩世—第四纪漂移期的被动陆缘沉积对盆地油气成藏贡献巨大，深水区内主要沉积了古近系和新近系重力流砂岩储层，油气主要分布于古新统—渐新统的重力流砂岩储层中，本文重点研究对象中始新统A 气藏是东非近年重要的油气发现之一。

研究区储层的岩性为砂砾岩、含砾粗砂岩、中—粗砂岩、中—细砂岩以及细砂岩，主要呈棱角—次棱角状、次圆形，分选性中等，以钙质胶结为主，存在少量硅质胶结。与墨西哥湾、西非等其他深水沉积相比，该套储层厚度更大，单层砂体厚度可达50.0 m，泥岩基质含量低，也更洁净均质［27］。因深水区地处南极底流（AABW）［28］必经之地，底流对源自西部陆架的深水沉积体系远端的水道-朵体体系沉积具有明显的影响［11，13］。

2 层序界面识别

ODP116 航次的研究成果证实：中新世以来印度洋北部垂向上粗粒沉积物的分布与全球海平面短周期波动曲线具有较好的对应关系［29］，层序地层理论可以用来指导东非鲁伍马盆地的深水沉积研究。层序界面是研究深水沉积作用和过程的重要界面，其识别取决于所利用的数据类型、地层的供给和沉积间的相互作用。从生物地层研究成果入手，利用岩心、测井、录井及地震资料，结合深水沉积理论和认识，重新分析鲁伍马盆地深水沉积的三级、四级层序界面。

2.1 三级层序界面

一个三级层序通常是由强制海退—海退终止的下降期体系域—低位体系域和海侵—强制海退开始之间的海侵—高位体系域组成。研究区2 口探井的生物地层研究结果表明，中始新统界面之上的浮游有孔虫、底栖有孔虫以及钙质超微浮游生物的突变极低值代表了中始新统三级层序的顶界面。该界面之下发育一期重力流沉积，该重力流形成于中始新世，对应全球海平面变化曲线［19］上短周期波动曲线的最大海退过程，如图2 中的红框所示，推测鲁伍马盆地中始新世的深水沉积复合体形成于39.5～39.0 Ma。

图2 东非鲁伍马盆地中—上始新统层序地层与海平面波动变化关系图（据文献［19］修改）Fig.2 Relationship between sequence stratigraphy and sea level fluctuations of Middle and Upper Eocene in Rovuma Basin，East Africa

根据研究区地震剖面（图3a）可知，浊流沉积下部为一套碳酸盐碎屑流沉积，而生物地层研究结果指示该套碳酸盐碎屑流沉积形成于早始新世。根据深水沉积学理论，深海碳酸盐岩体系通常与深水硅质碎屑体系的沉积方式相反，在海平面高位期，陆架碳酸盐的产量显著增加，钙质重力流可以通过高位溢流（high stand shedding）［30］的过程频繁进入深海，形成深水碳酸盐碎屑流沉积。因此，推测研究区下始新统碳酸盐碎屑流为高位体系域沉积产物。根据沉积层序地层理论［6］及深水研究中的应用实践［11-12］，中始新统层序顶界应处于碳酸盐碎屑流沉积的顶部。对碳酸盐碎屑流底界与无碳酸盐碎屑流区域中始新统层序底界地震反射同相轴连续性解释得到的现今地貌形态（图3b）显示，该碳酸盐碎屑流源于研究区西北部，呈北西—南东走向；层序界面处于碳酸盐碎屑流顶界时的现今地貌形态（图3c）显示，存在代表浊流搬运通道的水道，且水道方向与中始新统重力流砂体东—西走向一致。地震反射能量及连续性通常与界面上、下地层的岩性有关，上部粗粒重力流沉积物随时空变化，碳酸盐碎屑流之上的地震反射界面能量及连续性也会随之变化，而碳酸盐碎屑流之下的高位体系域细粒沉积分布较稳定，与碳酸盐碎屑流之间的波阻抗差异大。因此，在碳酸盐碎屑流之下形成了反射能量强而稳定的地震反射同相轴。

图3 东非鲁伍马盆地深水区中始新统三级层序地层解释Fig.3 Interpretation of third-order sequence stratigraphy of Middle Eocene in deep-water areas of Rovuma Basin，East Africa

尽管深水重力流直接披覆于碳酸盐碎屑流之上，但二者并非形成于同一时期的同一深水沉积过程中。在对研究区中始新统主要层序界面认识的基础上，建立等时地层格架，三级层序地层厚度的分布主要受控于低位体系域（LST）浊流沉积（图3d），高位体系域（HST）及海侵体系域（TST）补偿沉积于低位体系域重力流沉积之上，其地层厚度与低位体系域沉积趋势相反（图3e）。

三级层序边界在未被上覆重力流侵蚀的区域连续性好，易于识别；在重力流沉积区，局部地震反射同相轴连续性变差。深水沉积的层序顶界面主要位于凝缩段顶界，偶尔发育碳酸盐碎屑流时，则处于碳酸盐碎屑流顶界。受深水重力流沉积随时空变化的影响，三级层序底界面之上的沉积物也经常发生变化，界面可以位于块体搬运沉积的底界［12］、水道复合体的底界或朵体复合体的底界。

2.2 四级层序界面

三级层序内可以解释的沉积期次界面相当于四级层序界面。四级层序（SQ1—SQ4）代表了三级层序内不同沉积期次（第1 期—第4 期），各期次之间的界面清晰、连续性好；同一期次内部地震反射特征相近，为相似的沉积单元。与三级层序边界通常可以在区域内开展解释不同，四级层序边界仅可以在沉积体的分布范围内利用地震资料开展解释。

研究区四级层序顶界由半深海泥岩顶界确定。岩心观察结果显示，半深海沉积主要为块状—薄层状暗色泥岩，反映了浊流的失活。泥岩厚度小，样品中半深海泥岩厚度为0.65 m，易被晚期浊流侵蚀，通常只能在岩心上识别，通过测井曲线的合成记录标定于地震剖面。界面解释的主要依据：①同期次的界面具有较强的地震反射能量和较好的连续性，平面上基本可以连续追踪；②界面上、下地层之间存在不整合接触关系；③同一期次内部具有相似的地震反射特征，如同相轴的产状、振幅的能量、连续性和频率等（图4）；④岩心上不同期次之间存在半深海泥岩沉积。各四级层序受重力流与底流交互作用形成的沉积地貌，促使各期沉积由北向南迁移。

图4 东非鲁伍马盆地深水区中始新统四级层序界面的识别和解释Fig.4 Identification and interpretation of the fourth-order sequence boundary of Middle Eocene in deep-water areas of Rovuma Basin，East Africa

3 深水沉积特征

鲁伍马盆地深水区处于陆坡坡脚向盆地过渡区域（参见图3c），浊流经狭窄的限制性水道复合体发育区进入开阔的盆底区，同时发育水道复合体和朵体复合体。根据水道的沉积位置、充填规模及特征、界面接触关系等的区别，采用Sprague 等［31］的分类命名方式将水道充填沉积从大到小分为水道复合体、复合水道和水道3 个级别。朵体复合体通常可以划分为朵体复合体、朵体、朵体单元、层和层组等4 个级别［32］，其中层和层组代表了单一事件沉积，厚度一般小于1 m，从岩心资料可以识别，从地震、测井资料上均难以分辨，与水道复合体的最小分级难以对应。

综合分析地震，岩心、测井、录井资料以及沉积物的形态、岩性、物性特征差异，同时参考Mayall 等［20］的研究，从相的角度，将水道复合体和朵体复合体对应沉积相，水道、朵体单元则对应沉积微相（表1）。

表1 东非鲁伍马盆地深水区水道复合体、朵体复合体与沉积相对应关系Table 1 Corresponding relationship between channel complex，lobe complex and sedimentary facies in deep-water areas of Rovuma Basin，East Africa

3.1 沉积亚相特征

沉积亚相的识别和解释是架起深水沉积复合体与有利储层分析的重要桥梁。研究区中始新统沉积亚相研究是在开展沉积期次解释的基础上，利用多种地震解释技术，在岩心-测井相图版的标定下，结合沉积模式类比开展的，共识别了复合水道、朵体、决口扇以及溢岸/漂积沉积4 种沉积亚相。

（1）复合水道

复合水道的组合关系和沉积方式基本符合限制条件下的复合水道充填模式［20］，即底部为薄层富砂滞留沉积，自下而上依次为泥质碎屑、厚层且较顺直的叠置水道沉积和内天然堤沉积（图5）。研究区X2 井的取心段长度大于100 m，可以覆盖一个完整的复合水道，根据岩心观察结果完成复合水道的解释。水道在层间振幅属性、沿层相干切片和谱分解三色融合属性等多种地震属性中都易于识别，具有条带状强振幅、强相干的特征，特别是在谱分解三色融合属性图中水道形态清晰（图6）。

图5 东非鲁伍马盆地深水区X2 井中始新统水道复合体单元沉积相解释Fig.5 Interpretation of channel complex of Middle Eocene of well X2 in deep-water areas of Rovuma Basin，East Africa

图6 东非鲁伍马盆地深水区不同地震技术下第4 期沉积亚相的识别与分布Fig.6 Identification and distribution of the fourth period of sedimentary subfacies under different seismic techniques in deep-water areas of Rovuma Basin，East Africa

（2）朵体

深水朵叶沉积体系是多期沉积的综合产物［33］，其内部沉积结构复杂，由多期次一级结构复合而成［34］，同一个沉积层序内不同体系域中发育的朵体复合体的特征也不相同。在地震资料上朵体的识别相对困难，由于侵蚀能力减弱，沿层相干切片上朵体的形态不清晰。同时，由于朵体一般成群发育，且发育过程通常表现为进积—迁移—决口的过程，在均方根振幅属性图上富砂朵体常表现为连片的强振幅，单一朵体难以识别。研究区中始新统朵体复合体与近源区的水道复合体可以一起划分出4个期次，从地震波形分类地震相图（图6c）可以相对清晰地反映该类沉积亚相的分布，地震谱分解成像区（图6d）也有朵叶状分布形态，能够反映更多的沉积细节。

（3）决口扇

决口扇可根据测井曲线形态、录井沉积组合特征及地震谱分解成像等进行综合识别。研究区受底流影响的决口扇为砂、泥岩薄互层沉积，录井显示其垂向岩相组合具有反旋回特征。地震谱分解融合成像（图6d）显示，决口扇分布于水道的北侧，平面形态呈向北发散的脉状，总面积约为50 km2；决口扇内的亮色分布区由与东西向延伸的主水道相垂直的多个低幅度弯曲小水道构成，弯曲水道宽度约为200 m，为决口水道，其规模明显小于朵体内部的分支水道；决口扇砂体厚度较小，其中细砂岩厚度为0.5～2.5 m，粉砂岩厚度为0.5～1.0 m（图7）。

图7 东非鲁伍马盆地深水区X1 井中始新统受底流影响的决口扇测井响应特征Fig.7 Logging response characteristics of crevasse splays affected by bottom current of Middle Eocene of well X1 in deep-water areas of Rovuma Basin，East Africa

（4）溢岸/漂积沉积

溢岸/漂积沉积发育在各期复合水道北侧，位于复合水道侧翼振幅能量减弱区域，可利用地震振幅属性进行识别（图6）。其伽马曲线表现为较高幅度齿化箱形，岩性主要为较细粒的砂、泥岩互层。近端溢岸沉积以发育近平行分布的沉积物波为特征；远端溢岸沉积与水道沉积相距更远，地震反射同相轴能量较弱，连续性一般，岩性以泥岩为主（图7）。

3.2 沉积微相特征

结合X2 井的岩心资料及3口井的录井资料，研究区4 种亚相可进一步识别出9 种沉积微相（图8）。

图8 东非鲁伍马盆地深水区中始新统典型沉积微相识别模版Fig.8 Identification template of typical sedimentary microfacies of Middle Eocene in deep-water areas of Rovuma Basin，East Africa

（1）复合水道

复合水道包含水道轴部充填、水道边部充填、内天然堤、块体搬运沉积（MTD）及水道底部滞留沉积等5 种微相。水道轴部/边部充填微相通常表现为块状砂岩垂向叠置，由分选性较差—良好、粗—极粗砂岩和一些页岩撕裂碎屑组成，偶见碟形构造，砂岩之间没有任何泥岩夹层保存。内天然堤微相主要表现为薄层砂、泥岩互层，自然伽马曲线表现为指状。MTD 微相表现为高自然伽马值，仅从大段自然伽马测井曲线上难以将之与曲线为钟形的薄层水道区分，需考虑测井综合解释结果加以分析。水道底部滞留沉积微相一般出现在块状砂岩层序的底部，通常由粗粒、富含卵石的砂岩或砾岩组成，伴有大小不一的泥屑，钙质胶结强烈且致密，块状砂、砾岩指示沉积时水动力强，由高密度浊流形成，侵蚀能力强，X2 井岩心显示底部滞留沉积微相厚度为7.4 m。

此外，Mayall 等［20］认为复合水道沉积晚期发育的弯曲水道在垂向上往往位于叠置水道上方，因此，可以认为叠置水道上方发育的薄层砂岩为该复合水道沉积晚期发育的弯曲水道。

（2）朵体

朵体包含朵体单元主体和朵体单元边缘2 种沉积微相。朵体单元主体微相自然伽马值低，曲线表现为箱形，录井岩相显示为多层叠置的粗碎屑砂岩，单砂层厚度一般为1.0～6.0 m，最大为6.8 m，通常比单层水道砂体的厚度小。朵体单元边缘微相位于朵体单元主体微相的侧面，表现为多层砂、泥岩互层，砂岩厚度较小，单砂层厚度一般小于4.0 m，具有一定的反旋回特征。

（3）决口扇

决口扇具有较高的自然伽马值，测井、录井均表现为反旋回，单砂层厚度和砂岩粒度均较小。

（4）溢岸/漂积沉积

该类沉积微相中砂岩的厚度最小，单砂层厚度约为2.0 m，粗粒沉积部分以粉砂岩为主。

4 深水沉积演化规律及其对储层的影响

4.1 深水沉积演化规律

鲁伍马盆地中始新统深水沉积的演化可分为4个阶段。

（1）中始新世SQ1 沉积时期，源于研究区西部的浊流规模较小，复合水道前端终止于研究区东部，复合水道宽度为2～3 km，呈近东西向展布，沿复合水道轴线延伸长度约53 km。溢岸/漂积沉积发育于复合水道北侧，在平面上呈东西两端窄、中部宽的半橄榄球形（图9a），从近水道端向远水道端沉积物的粒度逐渐变小。

图9 东非鲁伍马盆地中始新统深水沉积演化特征Fig.9 Evolution characteristics of deep-water deposits of Middle Eocene in Rovuma Basin，East Africa

（2）随着SQ1 沉积末期地貌的改变，在SQ2 沉积时期深水沉积向南迁移的同时也向盆进积，沉积规模变大，发育复合水道-朵体、决口扇及溢岸/漂积沉积。浊流沉积向盆进积导致复合水道及朵体相互侵蚀叠置，从平面上难以区分，故以复合水道-朵体沉积区代表该区域，区域面积约220 km2，是区内有利储层的主要分布区。复合水道-朵体沉积区主要分布于研究区南部，以北西—南东走向为主，其北侧还发育了规模较大、分布面积较广的决口扇，面积约75 km2（图9b）。

（3）SQ3 沉积时期是浊流活动最强盛的时期，浊流分布范围明显大于SQ2 沉积期，复合水道-朵体沉积区面积更大，约300 km2，但其北侧未发育决口扇，广泛分布溢岸/漂积沉积（图9c）。

（4）SQ4 沉积时期，浊流显示出明显向陆退积的特征，以朵体沉积为主，仅在小范围内可以识别出复合水道，此时决口扇重新发育。由于中始新世浊流沉积受底流影响大，细粒溢岸/漂积沉积在整个深水沉积过程中都位于粗粒沉积的单侧，分布于研究区北部（图9d）。

总体上，在中始新世深水沉积表现为先进积、后退积的过程，表现出非对称沉积特征，伴随地貌的改变逐期向南迁移。

4.2 沉积控制储层发育

研究区储层的发育主要受控于沉积相，相同水道不同沉积微相中砂岩储层物性和品质差异大。对X2 井岩心样品进行分析发现，钻遇的同一复合水道亚相中水道充填沉积内发育的储层孔隙度为1.26%～22.72%，渗透率为0.01～924.00 mD，变化范围均较大，其中水道轴部充填微相中储层渗透率和孔隙度具有较好的相关性，而水道边部充填储层中孔隙度和渗透率基本不相关。朵体的岩心样品都分布于朵体单元主体内，孔隙度主要为10.00%～20.00%，渗透率与孔隙度的相关性比水道轴部充填微相中更好（图10a）。

图10 东非鲁伍马盆地深水区中始新统不同沉积相储层渗透率-孔隙度交会图Fig.10 Crossplot of permeability and porosity of different sedimentary facies of Middle Eocene in deep-water areas of Rovuma Basin，East Africa

对研究区9 种可识别的深水沉积结构单元进行测井解释发现，决口扇微相中不发育储层；MTD和水道底部滞留沉积微相中发育的储层均显示出较致密的特征，测井解释为干层；其他微相按照测井解释储层的层数及厚度由大到小依次为朵体单元（主体/边缘）、水道轴部充填、水道边缘充填和内天然堤；朵体单元主体砂岩储层物性最好，孔隙度为13.00%～21.00%，渗透率为5.0～118.0 mD，水道轴部充填微相中发育的储层物性次之，孔隙度为13.00%～19.00%，渗透率为0.8～23.0 mD（图10b），朵体单元边缘有大量低孔、低渗储层，内天然堤沉积中储层的整体物性较差。

此外，储层的岩相类型、杂基和胶结物的含量也是控制储层质量的重要因素［17］。研究区始新统由向下陆坡—盆底方向的高密度浊流和穿越陆坡的底流产生的延伸数十千米的同沉积作用产物构成。浊积砂体通常是由多期叠置的事件层组成，而每一期事件层自下而上呈正旋回分布，通常在底部沉积的含砾粗砂岩、粗砂岩的分选性和渗透性均较差。同时，在水道砂体中广泛发育的泥岩撕裂屑、钙质胶结作用产生的钙质结核也大大降低了储层的物性。

5 结论

（1）鲁伍马盆地深水区渐新统三级层序顶界面位于凝缩段和偶发的碳酸盐碎屑流的顶界；受深水重力流沉积随时空变化的影响，底界面可以位于不同沉积结构单元的底界；三级层序界面除局部受重力流侵蚀导致地震反射连续性变差以外，地震反射整体连续性较好；四级层序界面仅可以在沉积体分布范围内开展解释，四级层序顶界由半深海泥岩顶界确定。

（2）鲁伍马盆地深水区中始新统三级层序内可识别2 种沉积相、4 种沉积亚相和9 种沉积微相。早、晚期复合水道、朵体、决口扇及溢岸/漂积沉积易于识别，中期浊流进积期复合水道及朵体不易单独识别，受底流影响的决口扇分布于复合水道-朵体沉积区北部，具有向北部放射性发散的外部形态。

（3）鲁伍马盆地中始新统深水沉积的演化可分为4 个阶段，整体表现为先进积、后退积的过程，水道-朵体复合体表现出非对称的沉积特征，伴随地貌的改变各期沉积体整体向南迁移。

（4）鲁伍马盆地深水区储层的发育主要受控于沉积相，水道轴部充填及朵体单元主体微相中储层最发育，物性最好，是盆地中始新统最有利的储集类型，水道充填边缘次之，朵体边缘及溢岸沉积微相中发育的储层物性相对较差。