文昌B凹陷位于珠江口盆地珠三坳陷，是南海北部大陆架西侧的重要产油区。珠三坳陷是一个以前古近系为基底，新生代沉积为主体的裂谷盆地^[1⁃2]。经过多年的勘探，目前在文昌B凹陷陡坡及琼海凸起已发现多个油田和含油构造，油气资源丰富，但北坡未见有大的突破。

珠海组是文昌B凹陷重要的含油层系之一，前人的研究多集中于整个珠三坳陷的断裂体系特征及其演化^[3⁃6]，以及基于边缘海盆地构造和古地貌对珠三坳陷的充填特征的控制^[7⁃8]，但主要是对沉积环境和演化进行概述。对文昌B凹陷的研究主要是探讨其油气成藏特征、模式、分布^{[1⁃2,9⁃16]}，以及油田区浅层的珠江组和韩江组的沉积相研究^[17⁃19]，未对北坡珠海组的沉积特征及沉积演化进行系统的研究，因此对其沉积类型及特征、沉积相的展布及演化认识不清，制约了进一步的勘探。本次研究运用钻井、测井、地震等资料，对层序进行划分，建立等时地层格架；在其控制下明确珠海组各段沉积相及沉积体系，并对其沉积演化进行分析，对文昌B凹陷北坡中深层的勘探具有重要的意义。

文昌B凹陷位于琼海凸起与神狐隆起之间，总体呈北东—南西向，是一个南陡北缓、南断北超的不对称箕状断陷^[11]。文昌B凹陷北坡是衔接文昌凹陷与琼海凸起的纽带，是文昌凹陷生成的油气向琼海凸起运移的必经之路（图1），受基底及断层的影响，文昌B凹陷北坡形成了台阶式、凹凸相间、高低起伏的古地貌，珠海组地层超覆于琼海凸起基底斜坡，形成大型地层超覆圈闭。

图  1  文昌B凹陷北坡区域构造简图

Figure 1.  Brief structural map of the north slope of the Wenchang B Sag

文昌B凹陷为裂谷盆地的一部分，主要经历了早期断陷、断拗、拗断以及晚期拗陷沉降四个演化阶段，即古新世—始新世受神狐运动和珠—琼运动I幕控制的早期张裂阶段，构造剧烈升降，主要发育中深湖沉积，为新生代油气田的形成奠定了烃源基础；伴随着始新世末期的珠琼运动Ⅱ幕盆地进入断拗期，湖盆范围扩大，水体变浅，沉积了中浅湖—沼泽相；晚渐新世，盆地开始向拗陷转化并发生海侵，主要为海陆过渡相的三角洲—滨浅海碎屑沉积，为盆地储层发育的主要层系；在中新世后，盆地为拗陷期，以整体沉降为主，海水加深，广泛发育浅海沉积，为盆地良好的区域盖层^[10⁃12,16]。由此盆地自下而上发育古近系的神狐组、文昌组、恩平组、珠海组和新近系的沉积。珠海组是在早渐新世末期南海运动之后，盆地由断陷向拗陷转化，伴随南部神狐隆起开始没于水下，海水从南向北大规模入侵，而形成了受潮汐影响的滨海沉积。

等时层序地层格架是沉积研究的基础，综合地震和测井等资料，运用经典层序地层学对文昌B凹陷北坡珠海组主要的三级层序界面进行识别，并结合高分辨率层序地层学对三级层序地层内部特征进行分析^[20⁃21]。

研究区珠海组整体为一个二级层序，在地震剖面上识别三级层序界面的地震反射终止关系类型主要有上超、削截和下超等，其界面在地震剖面上多为强反射特征，界面之上多表现为上超，在盆地边部还可见下超，界面之下则多为削截（图2），且界面上下地震相多存在明显差异。由此识别出四个三级层序界面，在地震剖面上分别对应T60、T61、T62和T70，三个三级层序SQ1、SQ2和SQ3，主要为具缓坡边缘的Ⅰ型层序，整体低位体系域不太发育。SQ1底界面为二级层序界面珠海组底界面T70，是盆地由断陷期开始向断拗期转换的分界面，在地震剖面上分布范围较大，界面之上可见上超的特征，在沉积滨线坡折之上可见明显的上超下削现象，为区域不整合界面，SQ1在低凸起附近为中—强振幅、中频、中连续性反射，向凹陷方向过渡为强振幅、中频、中—高连续性反射，在盆地边部可见中—强振幅、高频、弱连续的前积反射或杂乱反射；SQ2底界面为T62，在地震上主要表现为上超，在高部位可见下超，界面之下为沉积过路形成的假整合，整体为一套强振幅、中—高频、高连续性反射，代表沉积环境较为稳定；SQ3底界面T61在沉积滨线坡折之上具典型的下削上超特征，顶界面T60为二级层序界面的顶，同样具有下削上超特征，但发育范围较T61更大，在低凸起附近为强振幅、低频、中连续性反射，向凹陷方向过渡为中—强振幅、高频、中—高连续性反射，同时在顶部发育一套弱振幅、低频、中—高连续性反射。

图  2  文821单井层序划分及过文132井主测线地震剖面层序界面特征

Figure 2.  Comprehensive histogram of W821 single well sequence division and seismic sequence interface characteristics of inclines crossing well of W132

在三级层序内部划分地层时，厚层砂体一般有两种解释：一是反映基准面较高，因为在基准面较高时，才有较大的可容空间来沉积厚层的砂体；第二种是指基准面较低，比如湖泊、河流等沉积环境，但是这种厚层砂体主要是多期基准面较低时沉积的砂体叠加而成的，并不是真正意义上的厚层砂体。研究区为潮汐作用的海岸沉积，其准层序为向上变细的正韵律，一般为底部发育厚层的潮汐水道砂和水下沙坝，向上过渡为潮间带的砂坪、混合坪和泥坪沉积的部分或完整的沉积序列。潮汐水道和水下沙坝等潮下带沉积为水体较深，潮汐作用很强时形成；其下厚层泥岩沉积为水体很深的浅海沉积；潮间带砂坪沉积为水体较浅，潮流作用较强，沉积较为纯净的厚层砂岩，而上部潮间带的混合坪和泥坪为水体很浅，间歇性的暴露地表，潮流作用很弱的环境下形成的较细粒砂泥互层和泥岩沉积。因此层序划分时应遵循以下原则：1）厚层砂岩指示基准面较高；2）砂泥岩薄互层指示基准面较低。厚层砂岩与厚层泥岩互层指示基准面较高；3）盆地中部的连续砂泥岩互层其基准面较盆地边缘的厚砂层高。以研究区钻遇地层较全的文821井进行沉积旋回的分析，确定各层序特征（图2）。SQ3底界面（T70）上下在岩性上具有明显的区别，为一突变界面，界面下为大套灰黑色湖相泥沉积，界面上为多层的灰白色砂岩沉积，砂地比较大，SQ3下部岩性较粗，测井曲线多为高幅的钟形或箱形，而上部砂体岩性较细，泥质含量较高，GR曲线为齿化的正反韵律组合，即SQ3可划分为两个中期旋回。SQ2与SQ3在岩性和测井上具有明显的区别，界面下为薄层的砂泥岩组成的复合韵律沉积，而界面上的SQ2整体上为多套厚层砂岩与泥岩组成的正韵律沉积，单层厚度大，GR曲线为高幅钟形或箱形的组合，依据组合关系同样可以划分为两个中期旋回。SQ1顶底均为突变界面，顶界面（T60）是古近系和新近系的分界面，界面上为砂砾岩和砂岩组成的正旋回，底界面T61为厚层泥岩与SQ2厚层正旋回砂岩沉积的分界，SQ1整体为砂泥岩互层沉积，向上砂泥比增大而组成反旋回，根据其组合关系可划分出两个中期旋回。因此，文昌B凹陷北坡珠海组发育三个三级层序，每个三级层序均可划分为两个四级层序。

研究区珠海组沉积时期海水从神狐隆起中部和东北部较低部位发育的海道进入盆地，并且由于尚未没于水下的神狐隆起的障蔽作用，研究区潮汐作用较强，为有障壁的潮坪沉积。通过岩芯观察，研究区珠海组普遍发育反映潮汐作用的典型沉积构造，代表潮坪沉积的潮汐复合层理、反映水流方向突变的双向交错层理、羽状交错层理、以及双黏土层和对偶层，此外还可见菱铁矿结核和丰富的生物扰动及虫孔等。

潮汐复合层理是潮间带沉积的重要标志，其形成主要受周期性能量较低的潮流作用控制。由于潮汐水流活动期与停滞期交替出现，在砂泥供应充足的潮间带，砂层沉积于水流活动期，水动力较强，泥质呈悬浮状态；而水流停滞期，水动力较弱，细粒的悬浮物沉积于砂层之上，从而形成压扁层理、潮汐波状层理和透镜状层理^[22⁃24]（图3a~c）。当总体水流偏强时，周期性的滞水期形成的泥质披盖层主要以夹层的形式出现，且有的相互贴近，形成双黏土层^[23]（图3d）。

图  3  珠海组潮汐沉积特征

Figure 3.  Tidal sedimentary characteristics of Zhuhai Formation

双向水流是潮汐沉积的另一大特征，主要表现为方向相反的两套倾斜纹层交互形成人字形交错层理和羽状交错层理，研究区可见大量的反映水流突然变化的双向交错层理（图3e~f），另外由于潮汐水流较强，可见直立的生物潜穴（图3g）。同时，在砂岩粒度概率曲线上可见具有两个跳跃总体的四段式或缺乏滚动总体的三段式（图4），总体粒度较粗，跳跃总体含量较高，占比多大于70%，反映水动力作用较强，同时两个跳跃总体代表双向水流的特征，冲刷回流分界面清晰。

图  4  反映双向水流的粒度概率曲线特征

Figure 4.  Particle size probability curve characteristic of bidirectional flow

通过对研究区的岩芯的详细观察描述和录井、测井及三维地震等资料的分析，确定珠海组主要发育障壁海岸相的潮坪沉积和扇三角洲沉积（表1）。

障壁海岸的潮坪沉积是珠海组的主体沉积，主要包括潮间带的泥坪、混合坪和砂坪以及潮下带的潮汐水道和水下沙坝沉积。

泥坪：为潮坪环境中高潮线附近能量较低环境形成，其在高潮时被海水淹没，低潮时暴露，处于潮汐沉积的末端，潮流作用较弱，沉积物粒度细，主要为大段灰色水平层理的泥岩，且可见反映间歇性暴露而发生氧化作用的黄褐色泥岩（图5a），在测井上主要表现为GR曲线呈低幅平直状或微齿化（图6）。

图  5  文831井潮坪沉积构造

Figure 5.  Tidal flat sedimentary structure of W831

图  6  文831井取芯段沉积微相综合分析

Figure 6.  Comprehensive analysis of sedimentary microfacies in core section of W831

混合坪：为潮间带中部沉积，水体较泥坪加深，潮流作用有所增强，沉积物粒度变粗，主要发育灰色块状泥质粉砂岩、细砂岩等，砂泥岩多呈薄互层状，周期性潮流使得砂泥混合沉积形成典型的潮汐复合层理（图3a~c），可见对偶层、双黏土层、生物扰动及潜穴（图5b，c）等沉积构造，GR曲线多呈中低幅的指状。

砂坪：为低潮线附近水动力较强环境中形成，其沉积物粒度较粗、分选较好、泥质含量较少，主要为灰色中细砂岩，多为块状，在靠近混合坪处也发育压扁层理、波状层理等过渡性层理（图5d，e），下部发育双向交错层理（图5f），GR曲线中高幅，多为齿化的钟形或箱形（图6）。

潮汐水道：潮汐水道是潮下带沉积的主体，长期受潮流和回流的作用，水动力较强，以粗粒沉积为主、分选好，主要发育灰色或灰绿色中细砂岩、粗砂岩，常为厚层块状或发育冲洗层理、双向交错层理、波状、板状及槽状交错层理，底部可见冲刷面和泥砾，与其下的泥岩呈突变接触，见生物扰动，但较潮间带明显偏弱（图5g~j），GR曲线高幅，多呈典型的钟形或箱形（图6）。

根据地震反射结构及外部形态及同向轴特征等对地震相进行分析，研究区发育多种地震相类型，在地震层序控制下主要识别出了平行席状地震相、亚平行席状地震相、前积地震相、充填地震相以及楔形地震相（表2）。

平行席状地震相（A类）表现为平行的地震同向轴，分布较广，厚度较为稳定，呈席状，反射结构特征为中强振幅、中高连续性，反映区域上相对稳定的沉积环境^[25⁃26]，在研究区主要反映的是稳定广泛分布的潮下带沉积和浅海沉积。潮下带为分布广泛的厚层砂岩沉积，但其岩性也具有变化，因此其地震相表现为中—强振幅、中频、高连续性（A1类），主要发育在凹陷缓坡带；浅海主要为岩性较纯的泥岩沉积，其地震相为弱振幅、低频、中—高连续性（A2类），主要发育在凹陷陡坡带到凹陷中心。A类地震相分布广泛，SQ1、SQ2、SQ3均有发育。

亚平行席状地震相（B类）也是近平行的反射同向轴组成，但连续性较差，主要反映沉积水动力偏弱或变化较大，沉积不太稳定的沉积环境^[25⁃26]。研究区主要为水动力变化的潮间带砂泥互层沉积，其地震相主要为中—强振幅、中—高频、中—低连续性特征，主要发育在SQ1和SQ3缓坡带边部。

前积地震相（C类）为向同一方向倾斜的同向轴组成，其与上下同向轴斜向相交，一般是水流向盆地方向推进的前积作用沉积形成^[25⁃27]。根据其内部反射特征，研究区主要为高角度斜交地震相（C1）和低角度斜交型前积地震相（C2），其反射特征一般为中强振幅、中频、中弱连续性，主要反映扇三角洲沉积，前者主要发育在陡坡带，后者主要发育在缓坡带沉积滨线坡折附近。

充填地震相（D类）是指一组平行或上凸充填于其下明显下凹的沉积界面之上，其充填方式有上超、前积和杂乱等方式^[26⁃27]。研究区主要发育上超和前积充填地震相，多为中强振幅、中弱连续性反射特征，一般反映潮下带潮汐水道的侵蚀及后续沉积充填作用，主要发育在SQ1、SQ2缓坡带的沉积滨线坡折到凹陷中部附近。

楔形地震相（E类）是由一系列内部中等振幅、连续性较差或杂乱反射的同向轴组成，其形态整体呈楔形，向盆地边缘减薄^[26]。在研究区该地震相发育范围较小，主要分布于低凸起缓坡带边缘，是缓坡边缘的Ⅰ型层序的低位楔状体沉积，其反映的是在海平面下降期间缓坡带沉积滨线坡折附近沉积的砂坪或水下沙坝的富砂沉积，主要发育在SQ2。

文昌B凹陷北坡珠海组为障壁海岸的潮坪沉积，从连井剖面上看（图7），总体上，文731井等靠近海岸的井砂体发育较少，泥岩较为发育，而远离海岸的井（文821）砂体更为发育，砂地比较高。珠海组一段，其顶底各发育一套区域上广泛分布的浅海泥沉积，其厚度较为稳定，向凹陷方向略微增厚。内部为潮坪沉积，且由凸起向凹陷方向砂岩发育程度增大，沉积类型由泥坪和混合坪沉积逐渐过渡到砂坪沉积，代表沉积水动力逐渐增强，而在纵向上，也具有明显的变化规律，即由浅海泥沉积先过渡到砂坪和混合坪沉积，再向上变为混合坪和泥坪沉积，然后水体加深，沉积了砂坪和混合坪沉积，且砂坪的沉积范围逐渐扩大，最后过渡到浅海泥岩沉积，总体上为先发生海侵，然后海平面下降到再次海侵的两个短期旋回，珠海组一段主体为潮坪的潮间带沉积；珠海组二段砂体普遍较为发育，主要为潮汐水道的沉积，向凹陷方向砂地比增加，且单砂体厚度也增加，粒度更粗，代表更强的沉积水动力，总体上为潮下带沉积；珠海组三段钻遇的井较少，在已钻井中砂体较为发育，砂泥比高，但可明显分为两部分，上部多为厚层的箱状砂，泥岩较少发育，为砂坪和混合坪沉积，而下部泥岩较为发育，曲线多齿化，整体为反韵律，但砂体粒度较粗，底部发育粗砂岩和含砾砂岩，为扇三角洲沉积。

图  7  文136井—文821井珠海组连井剖面相

Figure 7.  Cross⁃well profile facies of Zhuhai Formation from W136 to W821

在以上沉积相分析的基础上，结合地震相反射特征，建立地震相与沉积相的关系，并对研究区地震相的分布进行分析，从过文821井的地震剖面来看（图8），珠海组一段在文821井附近地震反射特征主要为中—强振幅、中—高频率，但连续性较弱，主要反映的是砂泥混合沉积及在平面上的砂泥比变化引起的快速相变特征，即潮间带泥坪、混合坪及砂坪的过渡，因此其为潮间带地震相；向凹陷方向，地震反射有所减弱，频率略变低，为中频，但连续性变好，主要反映的是纵向上为岩性较纯的厚层沉积，横向上较大范围内相带稳定的沉积环境，结合沉积相分析，其为潮下带大范围分布的厚层砂体沉积，即潮下带地震相为中振幅、中频率和高连续性，其间可见顶平底凸的下切反射特征，内部多具叠瓦状结构，为潮汐水道充填沉积；到凹陷中心及陡坡带附近，珠海组一段其地震反射变弱，频率变低，连续性较好，过渡为稳定的浅海相泥岩沉积，因此浅海地震相为弱振幅、低频、中高连续性。凸起附近在珠海组三段可见楔形下超反射特征，内部多表现为中强振幅、中高频、较弱连续的特征或杂乱反射特征，为扇三角洲地震相。

图  8  地震剖面反射结构及地震剖面相

Figure 8.  Seismic profile reflection structure and facies

通过对研究区多条骨架剖面进行地震相分析，以确定地震相在各层序中的分布范围，并结合地震属性，对沉积相进行研究（图9）。以SQ3层序为例，在凹陷中部，地震相为平行席状相A2类（图9a），反映半封闭浅海的泥岩沉积，其岩性较纯，振幅较弱，地震属性表现为连片的低属性（图9b）；向凹陷边缘过渡为平行席状相A1类（图9a），反映潮下带主要为砂岩沉积，其属性在平面上整体较弱，其间可见典型充填地震相D类（图9a），为潮下带潮汐水道沉积，岩性较纯、粒度粗、厚度大，在地震属性上可见部分向低凸起延伸的长条状较强属性分布区（图9b）；而潮上带为砂泥互层沉积，岩性变化快，主要为亚平行席状地震相B类（图9a），地震属性整体较强，沿着低凸起呈带状分布（图9b）；而扇三角洲粒度粗、岩性混杂、变化快，为前积地震相（图9a），同样表现为强属性，但其主要分布在凹陷南部陡坡带和低凸起北部较陡区域，平面形态多呈扇形（图9b）。

图  9  文昌B凹北坡SQ1层序地震相分布及地震属性特征

Figure 9.  Seismic facies and attribute characteristics of the SQ1 in the northern slope of the Wenchang B Sag

基于以上分析，综合钻井、地震相和地震属性分析，确定各沉积相的边界，以分析研究区珠海组沉积相平面展布特征，珠海组一段主要为潮坪的潮间带和潮下带沉积，潮间带沿琼海凸起周缘大面积分布，向凹陷过渡为潮下带沉积，厚层砂体发育，为主要的储层，潮下带发育部分潮汐水道沉积，在凹陷的中心部位发育半封闭浅海沉积，南部陡坡带发育部分来自神狐隆起的扇三角洲沉积（图10a）；珠海组二段相比一段其潮下带极为发育，分布于全区，潮下带发育大量潮汐水道沉积，其砂体粒度较粗、分选好、厚度大，泥质含量少，同时在琼海凸起缓坡带滨线坡折附近发育水下沙坝沉积，其主要是在层序低位期，相对海平面不断下降，在沉积滨线坡折处潮流作用迅速减弱，其携带的砂质沉积物在此卸载形成楔状沉积，其砂体也较厚，分选较好，为优质储层，而潮间带和浅海沉积不太发育，琼海凸起周缘发育部分扇三角洲沉积（图10b）；珠海组三段潮间带广泛分布，特别是琼海凸起东倾没端极为发育，由于琼海凸起此时剥蚀区范围较大，在其坡度较陡的北缘也发育大规模的扇三角洲沉积（图10c）。

图  10  文昌B凹陷北坡珠海组各段沉积相平面图

Figure 10.  Sedimentary facies plan of Zhuhai Formation in the northern slope of the Wenchang B Sag

研究区在经历了早渐新世末期的南海运动后，海水越过神狐隆起进入盆地，此时神狐隆起大部分仍高于水面，形成障壁。由于潮流作用较强，珠海组大范围沉积潮下带和潮间带，在水体较深的东部和南部地区发育半封闭的浅海泥沉积，同时在神狐隆起和琼海凸起的边部局部地区发育短源的扇三角洲沉积。

珠海组三段（SQ1）沉积时，处于海水入侵的早期，潮流作用相对较弱，此时琼海凸起大面积出露形成剥蚀区，且沉积区地形坡度偏大，在层序早期，海平面相对较低，其周缘发育较多的短源扇三角洲沉积，其后海侵，沉积了广泛分布的海侵和高位体系域的潮下带和潮间带沉积，同时在凹陷中部反映水动力较弱的半封闭浅海沉积也分布较广；到珠海组二段（SQ2）沉积时，由于前期的沉积充填影响，沉积区坡度减缓，早期在琼海凸起缓坡带沉积滨线坡折处发育部分低位楔状沉积体，其后海水大量涌入加上神狐隆起的障壁作用，潮流作用加强，在海侵和高位期反映水动力较强的潮下带沉积广泛发育，潮间带沉积范围缩小，仅在琼海凸起南部缓坡带小范围分布，加上琼海凸起逐渐没于水下，剥蚀区范围减小，其物源的供给能力减弱，扇三角洲发育规模变小，整体上砂体极为发育，且水动力较强、分选好、厚度大的潮汐水道砂分布较广，为优质储层；珠海组一段沉积时海侵进一步加大，水体加深，浅海沉积范围加大，此时由于神狐隆起大部分被水淹没，潮汐水动力减弱，潮下带发育范围变小，潮汐水道零星发育，琼海凸起几乎没于水下，物源供应极弱，沉积区坡度依然平缓，扇三角洲不发育而潮间带发育范围扩大，整体上泥岩沉积比例加大，可形成良好的区域盖层。其后海侵继续扩大，波浪作用增强，逐渐过渡到新近系正常的滨浅海沉积。

基于上述层序地层和沉积相的分析，总结了研究区珠海组潮汐沉积特征及演化特征，并建立了有障壁的凸起周缘潮坪沉积模式（图11）。总体上为潮下带和潮间带沉积，但其发育规模主要受神狐隆起的障壁作用的控制，而在凸起的陡坡带由于坡度偏大而发育部分扇三角洲沉积。由于神狐隆起的障壁作用，海水沿潮道进入盆地，对早期的浅海沉积进行冲刷，并在平均低潮线之下沉积了厚层较粗粒的潮汐水道和水下沙坝砂体，而较细粒的沉积物继续随潮流向岸搬运，在低凸起周缘水动力较弱区分异沉积形成潮间带的砂坪、混合坪和泥坪，形成一个向上总体变细的正韵律组合，同时由于凸起的剥蚀，在其陡坡带普遍发育大规模的粗粒扇体沉积。

图  11  文昌B凹陷北坡珠海组沉积模式图

Figure 11.  Sedimentary model of Zhuhai Formation in the northern slope of the Wenchang B Sag

（1） 通过测井、录井、地震等的分析，识别出了珠海组四个主要的层序界面，将珠海组划分为三个三级层序，根据旋回特征，每个层序可划分为两个中期旋回。

（2） 通过岩芯的详细观察描述，结合测井、地震等资料，明确了研究区珠海组潮汐沉积特征，其发育障壁海岸的潮坪沉积，主要包括潮间带的泥坪、混合坪和砂坪以及潮下带的潮汐水道和水下沙坝等，在地震层序控制下识别出7种典型地震相，建立地震相与沉积相响应关系，并结合地震属性厘清了各沉积相带的展布。

（3） 文昌B凹陷北坡珠海组沉积是一个海侵的过程，潮流作用较强且对研究区的沉积具有控制作用，珠海组三段以潮下带和潮间带沉积为主，凸起周缘发育短源扇三角洲沉积，到珠海组二段潮流作用加强，潮下带广泛分布于整个研究区，珠海组沉积末期，海侵加剧，障壁逐渐消失，潮汐作用逐渐减弱，潮间带较为发育，直至过渡到新近系正常滨浅海沉积。珠海组厚层的潮汐水道砂和水下沙坝为优质储层，与其上海侵沉积的浅海泥和潮间带的泥坪组成良好的储盖组合，为有利的勘探目标。