台地相碳酸盐岩层序划分新方法<br/>——以渤中凹陷奥陶系为例

台地相碳酸盐岩层序划分新方法
——以渤中凹陷奥陶系为例

2021-06-06王清斌代黎明陈容涛崔普媛

岩性油气藏 2021年3期

叶涛，王清斌，代黎明，陈容涛，崔普媛

（中海石油（中国）有限公司天津分公司，天津 300459）

0 引言

层序地层学研究的核心内容是确定层序界面并建立等时地层格架［1］。碳酸盐岩地层中存在大量不同级次和不同成因类型的层序界面，与这些层序界面有关的各种地质作用控制着碳酸盐岩储层的发育［2］。层序界面对碳酸盐岩优质储层的控制作用已为大量勘探实践所证实［3-4］，碳酸盐岩不同级次层序划分及格架的建立是将层序地层学理论与油田勘探开发实践相联系的重要纽带［5-6］。

受资料与研究方法不同的影响，层序地层划分的精度也存在明显差别。野外露头法具有直观精确的特征，但在含油气盆地覆盖区往往难以实现［7］；三维地震资料可开展层序横向预测［8-10］，但受地震信号分辨率低的影响，其层序划分级别往往较低；测井资料由于其纵向分辨率较高，在碳酸盐岩层序划分中具有广泛应用［11-13］，尤其是在中国西部盆地的碳酸盐岩研究中取得了良好的应用效果［14-16］。

渤海湾盆地下古生界碳酸盐岩为一套克拉通陆表海沉积的浅水碳酸盐岩。受后期构造破坏、岩溶剥蚀等作用的影响，下古生界构造层残缺不全、零星分布，造成地层划分对比难度大。同时在陆表海台地泥质潮坪中，高自然伽马特征往往对应于浅水沉积环境，导致基于高自然伽马值识别层序界面的传统方法在此并不完全适用。有效区分不同高自然伽马值的成因是此类碳酸盐岩层序划分的关键。该研究以渤海海域新钻的科探井资料为基础，对奥陶系开展测井层序的划分，提出浅水台地潮坪相的层序划分新方法，探讨层序与优质岩储层间的关系，以期完善台地相碳酸盐岩层序界面的划分方法，并对渤海湾盆地下古生界碳酸盐岩潜山下一步的勘探开发提供依据。

1 区域地质概况

渤中21-22 构造区位于渤海海域渤中凹陷南部斜坡带，构造位置处于渤中凹陷与渤南低凸起之间，其南部以断层与渤南低凸起相邻，东部受郯庐断裂带分割，分别与渤中28-1 油田（下古生界潜山油田）与蓬莱19-3 油田相邻，油气成藏条件十分有利［图1（a）］。渤中凹陷新生代经历了古近纪裂陷期与新近纪坳陷期。裂陷期层序包括沙河街组与东营组，其中沙河街组与东营组三段主要为湖湘泥岩，也是研究区重要的气源岩［17-19］；坳陷期层序包括馆陶组、明化镇组与平原组，以河流相沉积为主。研究区新生界直接披覆于下古生界马家沟组之上，具有近源成藏的特征。马家沟组分为上马家沟组以及下马家沟组，其中上马家沟组顶部受加里东期—喜山期多期构造运动影响，发育区域性不整合面。上马家沟组下段以泥岩与泥质白云岩互层为主，上段以厚层灰岩为主；下马家沟组下段主要为泥岩与白云岩互层，上段主要为灰岩，泥质白云质等［图1（b）］。渤中21-2 构造与渤中22-1 构造在奥陶系潜山中测试均获得了高产气流，展示了研究区良好的勘探潜力。2 口科探井丰富的岩心、薄片、常规测井、自然伽马能谱资料以及成像测井资料，为研究工作提供了详实的资料基础。

图1 渤海西南海域区域地质纲要及地层柱状图Fig.1 Regional geological outline and stratigraphic column of southeastern Bohai Sea

2 测井层序划分方法

2.1 高自然伽马成因分析

利用测井曲线开展层序划分的过程多基于自然伽马（或自然伽马能谱）曲线与水深的关系展开，一般认为深水区较浅水区具有更高的自然伽马值背景［13］。基于此认识，测井资料在陆源碎屑岩的层序划分中取得了较好的应用，同时该方法也在西部深水碳酸盐岩研究中得到了拓展［20-21］。

针对华北地台浅水台地相碳酸盐岩，在实际应用中发现该方法存在一定的缺陷：①在台地相碳酸盐岩中泻湖以及开阔台地滩间的泥质增加指示水体变深，而泥坪区的泥岩（具有氧化色）指示水体变浅；②华北地台下古生界在加里东期风化强烈，顶部多遭受风化淋滤，表现为高自然伽马特征，而不是水体加深的结果；③在后期岩溶作用形成的储层中铀元素的富集同样可导致自然伽马增大，这也与沉积环境无关。基于以上原因，高自然伽马（大于碳酸盐岩自然伽马背景值，取20 API）成因分析是有效开展层序划分的基础。研究区高自然伽马异常的主控因素有3 种类型，分别为风化作用、储层中铀元素富集以及正常沉积泥岩。

风化成因的高自然伽马与储层中铀元素富集成因的高自然伽马异常一般小于50 API，这与沉积成因的高自然伽马（一般在100 API 以上）具有明显的差异。风化成因的高自然伽马［图2（a），表1］往往紧邻马家沟组顶部风化壳发育，与碳酸盐岩风化淋滤形成的铝土层有关。储层中铀元素富集形成的高自然伽马异常多发育于内幕储层段，是储层中铀元素在相对还原条件下局部富集而形成的自然伽马正异常［图2（b），表1］。风化成因的伽马异常曲线呈明显的漏斗形特征，而铀元素富集成因的高自然伽马异常则多呈箱形的特征。正常沉积的泥岩呈典型的高自然伽马、高声波时差、高中子的三高“箱形”特征，自然伽马值多高于100 API，电阻率呈现负异常；同为正常沉积的泥岩，在自然伽马能谱上U，Th，K 均呈现正异常，但Th/U 曲线和Th/K曲线特征却有明显的差别，Th/U 曲线无规律性的变化，而Th/K 曲线一类表现为高值，而另一类则表现为低值［图2（c），表1］。

图2 不同成因高自然伽马测井响应特征Fig.2 Response characteristics of high natural gamma ray logging with different genesis

表1 不同成因高自然伽马异常段测井响应特征Table 1 Logging response characteristics of high natural gamma with different genesis

综合泥岩与围岩沉积相分析发现，具有高Th/K值的泥岩往往与白云岩共生，以紫红色为主，为泥坪环境产物，代表氧化成因［图2，3（a）］，而具有较低Th/K 值的泥岩则往往与厚层泥晶灰岩相伴生，以灰色、黑灰色为主，且泥岩层面上见黄铁矿，表明其形成于相对（泻湖相，滩间亚相等）还原的沉积环境［图2，3（b）］，与沉积水体的加深有关。

图3 不同沉积环境泥岩测井响应特征Fig.3 Logging response characteristics of mudstone in different sedimentary environments

研究区的3 种高自然伽马具有不同的成因，在层序划分中具有不同的指示意义。风化成因的高自然伽马多与构造活动控制的大型不整合面有关，往往指示二级层序界面（上马家沟组顶部）；储层中铀元素富集造成的伽马异常是有效储层的响应，没有特定的环境指示意义，在层序划分中属于干扰因素；正常沉积的泥岩记录着大量的沉积环境信息，还原成因的泥岩指示水体加深，多位于最大海泛面附近，而氧化成因的泥岩则多是水体变浅的响应，多发育于层序顶、底界面附近。

2.2 层序识别方法

（1）参数选取

高自然伽马成因分析结果表明，要有效划分台地相层序地层，须利用风化成因以及正常沉积泥岩的测井响应信息，同时压制储层中铀元素富集的测井信息。因而前人常利用的总自然伽马曲线或Th/U曲线在台地相层序划分中难以适用［22-23］。为了不突出U 元素信息（避免储层中铀元素富集的影响），同时可有效地区分出氧化沉积型泥岩以及还原沉积型泥岩，本次研究选取Th/K 曲线开展层序划分，Th/K 无论是对风化作用，还是不同沉积环境下沉积的泥岩均具有明显的规律性响应，更为重要的是，其不仅可以消除铀元素富集的影响，同时可以有效地区分氧化成因的泥岩以及还原成因的泥岩。

（2）层序识别

为了更加客观直接地进行不同级别的层序界面识别，研究中对选取的Th/K 曲线开展小波变换，通过对不同小波波形的尝试，证实Gauss 小波波形曲线重构后对沉积旋回的响应最为有效。

如图4 所示，可将马家沟组划分为5 个三级层序，其中下马家沟组2 个，上马家沟组3 个，每一个三级层序均发育海侵体系域与高位体系域。SQ1下部泥岩具有高Th/K 值，且与白云岩共生，为海侵初期的潮坪相沉积，水体加深时，泥质、白云质含量均降低，以沉积厚层块状泥晶灰岩为主，高位域时随着水体的变浅，再次出现氧化成因的泥岩，该层序主要为潮坪—泻湖—潮坪的沉积旋回；SQ2 与SQ1 具有相似的水体变化特征，但水体深度浅于SQ1，这一点从白云岩含量增加可以推断得出，海泛期形成的泥晶灰岩具有明显高电阻率特征；SQ3 水体进一步变浅，几乎全是白云岩与氧化成因的泥岩，未见灰岩沉积，表明该层序主要为浅水潮坪相沉积；SQ4水体急剧加深，海侵体系域发育一定厚度的还原成因泥岩，此类泥岩主要与泥晶灰岩伴生，整个奥陶系超层序的最大海泛面即位于此三级层序内，高位域以鲕粒灰岩为主，为颗粒滩沉积；SQ5水体略有变浅，海侵体系域出现薄层白云岩，但该体系域的顶部受加里东运动影响，遭受强烈剥蚀，为Ⅰ型层序界面。

图4 BZ21-2-A 井三级层序特征Fig.4 Third-order sequence characteristics of well BZ21-2-A

针对层序划分的结果，应用地球化学资料对划分结果进行了验证。海相碳酸盐岩的δ13C，δ18O 演化规律研究提供了古代沉积环境的重要信息，能有效地反映古海平面的变化，但是δ18O 值易受后期成岩作用影响，而后期成岩作用基本不改变δ13C 的值［24］，因而δ13C 可有效指示古海平面变化。受海域取心资料限制，样品点较为分散，难以利用其数据准确地分析出古水深的变化情况，但是从δ13C 数据中还是可以解译出海平面的变化趋势，尤其是下马家沟组中的SQ1，SQ2 以及上马家沟组的SQ5 在层序界面附近均具有明显的δ13C 降低的趋势，表明在层序界面附近海平面曾发生过明显的下降，也证实了利用Th/K 曲线开展小波变换划分结果的可靠性（图4）。

3 层序与储层关系

层序界面对海相碳酸盐岩储层具有重要的控制作用。海相碳酸盐岩在高频旋回控制准同生期暴露溶蚀的基础上，叠加后期埋藏溶蚀作用而复合改造，可形成良好的储集层［25］。在稳定陆表海台地背景下，高频层序控制了岩相发育序列及同生岩溶作用，进而控制了不同成因类型储集层的发育［26］。

渤海海域渤中21-22 构造区主要发育与构造活动相关以及与成岩作用相关的2 类储层。与构造活动相关的储层主要为构造裂缝以及破碎粒间孔［图5（a）］。薄片中可见大量的网状裂缝，多由不同时期的裂缝切割而成［图5（b）］；部分裂缝现今仍然具有开启的特征［图5（c）］，同时大量裂缝在现今已被方解石充填，导致其有效性明显降低［图5（d）］。基于薄片观察发现，裂缝型储层在各类岩性中均可发育，表明其主要受控于构造应力。与成岩作用有关的储层主要发育在白云岩中。一类为白云岩晶间孔，多与白云岩化的增孔效应有关［图5（e）］，另一类储层为组构选择性溶蚀孔，主要发育于颗粒滩、生屑滩等滩相沉积中，这种选择性溶蚀既有对颗粒的选择性溶蚀，也有对胶结物的选择性溶蚀，其中对颗粒的选择性溶蚀多与同生期—准同生期岩溶有关［图5（f）］。

图5 渤中21-22 构造区储集空间类型（a）构造角砾岩，见破碎砾间孔与构造缝，BZ22-1-B 井，4 395.8 m；（b）泥晶灰岩，网状裂缝发育，BZ21-2-A 井，4 887.1 m；（c）粉晶灰岩，构造裂缝发育，BZ21-2-A 井，4 888.13 m；（d）泥晶灰岩，裂缝发育，为粗粉晶方解石充填，BZ21-2-A 井，4 890.5 m；（e）粉晶白云岩，晶间孔发育，BZ22-1-B，4 423.5 m；（f）晶粒云岩，颗粒选择性溶蚀孔发育，BZ22-1-B 井，4417.2 mFig.5 Reservoir space types in Bozhong 21-22 structure

基于成像测井，对2 口探井的储层类型及垂向展布进行了刻画（图6）。裂缝型储层在成像测井上多表现为暗色的正弦曲线，表明裂缝具有低阻特征，未发生充填，为有效裂缝［图6（b-Ⅰ）］；将组构选择性溶蚀型储层以及白云岩晶间孔型储层统称为孔洞型储层，其在成像测井上具有暗色豆状的成像特征［图6（b-Ⅱ）］。

图6 渤中21-22 构造三级层序与储层关系Fig.6 Relationship between third-order sequences and reservoirs in Bozhong 21-22 structure

储层划分结果表明，研究区储层具有明显的分带性。风化壳100 m 之内主要为裂缝型储层，成像测井上解释出大量的构造裂缝，该类储层主要受断裂控制，受层序控制作用不明显［图6（a）］。在风化壳100 m 之下，孔洞型储层占比明显增加，该类储层主要分布于SQ1 与SQ2 内。在单一三级层序内，孔洞型储层主要发育于三级层序的顶界与底界附近［图6（a）］。王宏语等［1］在塔中隆起卡1 地区奥陶系的研究结果也表明三级层序对裂缝性储层的影响较弱，但是对溶孔的纵向分布控制作用显著，溶孔一般出现在层序界面附近。