浅水三角洲沉积亚相划分方法研究

2020-03-05王加强

石油化工高等学校学报 2020年1期

王加强

浅水三角洲具有地形平坦、水体较浅、水面波动迅速、波浪作用带宽的特点[1⁃3]。这些特点使各沉积亚相间平缓相接、无明显转折，无明显突变的指相标志[4⁃7]，难以确定亚相间分界线的具体位置。而对于油田开发来说，合理精确的分界线标定，又是油层分类、层系组合及井网部署等工作的基础和保障[8⁃10]。为此，本研究基于喇萨杏地区PⅠ组大量的取心及测井资料，通过对相标志的精细刻画及有机结合，建立一种可操作性强的划分方法，实现沉积亚相的准确划分。

1 研究区概况

喇萨杏地区PⅠ组属于典型的浅水三角洲沉积，沉积地形十分平坦，坡度仅为 0°4′～0°57′，而且入湖前后没有明显变化，湖面开阔，在形成发育过程中，以河流作用为主导，而湖泊动力较弱，呈现出建设性三角洲的特征，水上、水下分流河道十分发育，河口坝不发育。平面上，各相带发育齐全，跨越三角洲分流平原⁃三角洲内前缘⁃三角洲外前缘⁃前三角洲等亚相类型（见图1）。整体上，从上至下划分为 PⅠ1—7共 7个短期旋回[11⁃14]。目前总井数为65 000余口，可利用取心井67口，平均井距为119 m，最小井距达25 m，为准确划分沉积亚相分界线提供了有利的支撑条件。

图1 浅水三角洲沉积相平面展布Fig.1 Planar distribution of sedimentary facies in shallow water delta

2 沉积相识别标准

不同的沉积环境有其独特的水动力特征，因而形成不同的沉积体，其几何形态、规模大小、连续情况及内部性质均有差异，正确认识这些差异是识别沉积环境的关键[15⁃20]。本文通过67口岩心资料的详细描述及平面演变趋势分析，结合高密度井网构架下所刻画的沉积相展布规律，建立了浅水湖盆三角洲岩心、砂体特征结合的沉积环境识别标准（见图2）。

2.1 浅水三角洲分流平原亚相

该亚相长期处于水面以上，只有当季节性、周期性湖面上升时，可短时期处于水下环境，以陆上沉积特征为标志。

分流河道以其强流冲刷和牵引流沉积所形成的宽大砂体为特征而区别于水下分流河道[21⁃23]。分流河道砂体岩性主要以中、细砂岩为主，含少量粉砂岩；垂向上沉积序列呈正渐变，底部突变接触，具有明显的冲刷面，呈下凸的弧形形态，之上常具有粒度不等的砾石、泥砾等滞留沉积物，甚至可见鹅卵石砾（见图2），其上由具有大型槽状、楔状交错层理的中细砂岩向上递变为具波状交错层理的粉砂岩；电测曲线总体表现为具高幅度值、高幅度差的钟形或齿化钟形，少量为箱形或齿化箱形。

平面上沿河流方向呈连续宽条带状展布，宽度为0.3～1.0 km，局部可达1.5 km；厚度通常大于2.5 m，垂向上连续性好，少有夹层发育；分流间砂体相对于水下沉积量较少，每个单砂体在侧向上分布范围有限，可划分为天然堤、河漫滩、决口扇微相。天然堤岩性以泥质粉砂岩、粉砂质泥岩为主，厚度为0.2～0.5 m；发育波状层理，偶见水平层理；顶部常富含植物碎片、根系和生物钻孔；电测曲线表现为中等幅度的指状或齿化指状，顶底为渐变或轻微突变；层位较高，位于河道砂顶部，平面上呈断续窄条带状紧邻河道两侧分布。河漫滩岩性以粉砂岩、泥质粉砂岩为主；厚度一般小于0.5 m；电测曲线上为中等幅值指状或圣诞树状；垂向上夹于厚层块状泥岩中，层位相对于河道砂偏中下，平面上略远离河道砂，呈窄带状分布。决口扇岩性以粉砂岩或泥质、钙质粉砂岩为主，泥质含量高、分选差，呈规模较小的正韵律，厚度一般小于0.5 m；底部可见不明显冲刷界面或岩性突变面，常发育小型楔状交错层理或块状层理；电测曲线上表现为中等幅度差的扁钟形，以底部弱突变、顶部渐变为特征；平面上在河道两侧呈扇形分布（见图1、3、4）。

图2 沉积微相岩性、构造岩心Fig.2 Core photographs of sedimentary microfacies lithology and tectonic

图3 A⁃B、C⁃D联井剖面对比Fig.3 A⁃B and C⁃D joint well profile comparison

图4 沉积微相特征Fig.4 Sedimentary microfacies characteristics

分流间泥岩含量较多，呈紫色、杂色（见图2），表明其处于陆上强氧化⁃弱还原沉积环境，厚层块状无层理是陆上平原的淤积产物，明显区别于水下泥质沉积。电测曲线上表现为低幅值、超低幅值的直线形，以微齿状厚层为特征；平面上大面积分布。

2.2 浅水三角洲内前缘亚相

该亚相是指平均高水位与平均低水位之间的沉积相区，受河流与湖水双重作用，近岸以河流动力为主，向湖泊中心方向逐渐减弱，以水下分流河道和内前缘席状砂组合的沉积特征为标志。

水下分流河道为分流河道的水下延伸部分，相对于分流河道，主要有以下区别：碎屑粒度变细，以细砂岩、粉砂岩为主。底部冲刷面规模变小，通常只能见到砂泥岩性的突变面，两者间平行接触（见图2）。层理规模变小，下部为小型楔状或槽状交错层理，向上递变为波状交错层理；砂体厚度多为1.5～3.0 m，垂向连续性变差，发育泥质薄夹层。电测曲线形态与分流河道相似，但厚度减小，齿化增多。河道宽度多为100～300 m，平面上呈顺直窄条带状展布，远岸过程中，宽度变小、连续性变差。

内前缘席状砂为水下分流间砂体与部分水下分流河道砂体被湖泊作用改造后形成，与陆上的差异性主要体现为陆上环境大多为正渐变的沉积序列，其表现为杂乱韵律或反韵律的砂泥交互层，平面呈席状分布，面积较大。岩性以薄层粉砂岩、泥质粉砂岩为主，具波状层理、透镜状层理（见图2）；一般单层厚度小于0.5 m；电测曲线上表现为中低幅度值的薄层指状，具底部渐变特征。

水下泥岩沉积以灰绿色、灰色泥岩为主，具水平、透镜状层理；电测曲线为极低幅值或低幅值的直线形状或微齿状；平面上呈不均匀窄条带状、豆荚状镶嵌在席状砂中（见图1、3、4）。

2.3 浅水三角洲外前缘亚相

该亚相是指位于平均低水位线以下的三角洲前缘的前端部分，河流作用已近消失，在外前缘湖流和湖浪作用控制了沉积物的分布，将水下分流河道、砂坝等砂体改造成为厚度大多数为1 m以下或更薄的外前缘席状砂体。外前缘席状砂岩性以粉砂岩、泥质粉砂岩为主，垂向序列多为反渐变；电测曲线为中等幅值的扁漏斗状、指状及圣诞树状；平面上大面积片状分布，横向连续性极好（见图1、2、4）。泥质沉积主要为灰色、灰黑色泥岩，岩心上发育水平层理，平面上不发育。

2.4 前三角洲亚相

以大面积连片分布的灰黑色、黑色泥岩沉积为特征（见图1），砂岩基本消失。泥岩质纯，发育水平层理、页理，富含介形虫化石，电测曲线为基线显示（见图2）。

3 沉积亚相分界线确定方法

岩心为沉积相的判定提供了最为详实的资料，但受取心井密度及浅水三角洲自身沉积条件所限，不能简单地给出沉积相带间的截然界限，存在一个“含混带”。而在实践中却发现“砂体几何形态”这一标志往往能比较准确地指示湖岸线与各亚相的分界位置。本研究综合了岩心与砂体形态判相的优势，制定了“岩心定区、微相定位”的沉积环境分界线确定方法，更为准确地划分三角洲分流平原与三角洲前缘的分界线⁃湖岸线，内外前缘分界线，外前缘与前三角洲分界线⁃外前缘尖灭线。即以岩心上泥岩颜色、冲刷面形态、底部滞留沉积类型、层理规模类型等典型特征的演变确定出沉积环境变化带，通过砂体及泥岩的展布准确标定沉积环境分界线具体位置（见表1）。

表1 沉积亚相分界线确定方法Table 1 Determination method of sedimentary facies boundar y

4 沉积相带划分结果及演化规律

短期旋回PⅠ7发育有三角洲的各个亚相类型，以三角洲内外前缘为主。湖岸线位于喇嘛甸中部，内外前缘分界线在萨中南部，杏北以南为前三角洲亚相。PⅠ6较好地继承了PⅠ7时期的沉积形态，也发育有三角洲的各个亚相类型。湖岸线向南推移到萨中北部，内外前缘分界线在萨南中部，内前缘较PⅠ7时期延伸更长，杏北中部以南为前三角洲亚相。PⅠ5也较好地继承了PⅠ6时期的沉积形态，湖岸线位置略往南移至萨中中部，代表了一次缓慢的湖退过程，内外前缘分界线在萨南北部，杏南为前三角洲亚相。PⅠ4相对于PⅠ5-7时期发生了一次广泛的湖泛，导致整个地区处于水下的沉积环境，内外前缘分界线在萨北中部至南部，萨南中部以南为前三角洲亚相。PⅠ3与PⅠ4时期相比，发生了根本性的变化，沉积环境以分流平原相为主，只在杏南地区发育三角洲内前缘亚相。PⅠ2时期代表了又一次快速湖泛的开始，湖岸线向北推移至杏北中部。PⅠ1相对PⅠ2时期又是一次快速湖泛的过程，湖岸线位于萨南北部，到杏八区进入外前缘沉积(见图5)。