玛湖凹陷二叠系风城组细粒沉积岩米氏旋回识别及意义

王小军，冯右伦，杨 森，邹 阳，黄立良，钱永新，何文军，常秋生，贺 萍，王青春，惠 婧

(1.中国石油新疆油田分公司，新疆 克拉玛依 834000；2.中国石油新疆油田分公司 勘探开发研究院，新疆 克拉玛依 834000；3.河北地质大学 地球科学学院，河北 石家庄 050031)

玛湖凹陷位于准噶尔盆地西北缘,北西与乌夏断裂和克百断裂相邻,南东倚达巴松凸起和夏盐凸起,西接中拐凸起,东抵石英滩凸起和英西凹陷[1-4],是准噶尔盆地油气富集程度最高的生烃凹陷(见图1)[5-11]。玛湖凹陷是在前石炭纪基底之上发育的凹陷,石炭系—第四系沉积地层厚度上万米,其中二叠系风城组多在150～1 000 m,最厚可达1 800 m,平面分布面积约5 000 km2,是玛湖凹陷的主力烃源岩[8,11],属于碱湖沉积成因[12-21],也是准噶尔盆地西北缘百里油区形成的重要物质基础,是中国乃至全球著名的湖相优质烃源岩。碱湖烃源岩是细粒沉积岩的一种重要类型,因生烃潜力大，烃类性质好而著称,但实例较少[22-25]。本文综合利用钻井、录井和测井等基础地质资料和分析测试资料,结合前人的研究成果,重点开展细粒沉积岩的旋回地层学研究,分析细粒沉积岩的米氏旋回特征,并对其意义进行剖析。

图1 玛湖凹陷构造纲要示意图Fig.1 Sketch showing structural outline of Mahu Sag

1 岩性特征

玛湖凹陷风城组与下伏佳木河组及上覆夏子街组均呈不整合接触,发育砂砾岩、细粉砂岩、泥岩、碳酸盐岩及其他化学岩和火山碎屑岩。平面上,凹陷西北部断裂带沉积了厚层砂砾岩,向内粒度逐渐变细,过渡为湖相泥岩。垂向上,自下而上，风城组可划分为风一段(P1f1)、风二段(P1f2)和风三段(P1f3)。风一段厚200～450 m,东北部以火山碎屑岩、灰质泥岩、灰质砂岩为主,中西部发育云质碎屑岩,碱性矿物含量较高;风二段厚250～650 m,主要为云质碎屑岩类,碱性矿物和碱性岩较发育;风三段厚150～550 m,主要为云质岩类和厚层泥岩,上部发育薄层细砂岩。

玛湖凹陷风城组细粒沉积岩的矿物组成复杂[26-27],主要有石英、斜长石、钾长石、方解石、白云石、铁白云石、黄铁矿等(见图2);岩石类型多样,包括粉砂岩、泥岩、碳酸盐岩及其他化学岩等(见图3)。

图2 风城组矿物组分及含量图Fig.2 Mineral composition and content map of Fengcheng Formation

图3 风城组岩石类型及含量Fig.3 Types and contents of sedimentary rocks in Fengcheng Formation

陆源沉积物与内源沉积物的交替变化反映出了不同的古地理沉积环境,玛湖凹陷风城组细粒沉积岩可划分为3类岩相组合(见图4)。第一类是低盐度沉积组合,即粉砂岩-泥质岩组合,该组合基本不含化学沉淀形成的自生矿物,发育层段主要是P1f1下部及P1f3中上部;第二类是咸化沉积组合,自生矿物以方解石和白云石为主,主要包括泥质白云岩、云质泥岩、凝灰质云岩、云质凝灰岩、云质粉砂岩等,早期以方解石沉积为主,晚期白云石较发育,其标志为具季节性纹层的深灰色—黑色泥页岩,发育层段主要是P1f1上部及P1f3下部;第三类是高盐度沉积组合,主要发育盐岩、粉砂岩、云泥岩等,其中盐岩中富含苏打石、碳酸钠钙石等化学沉淀作用形成的蒸发盐类矿物,发育层段主要是P1f2。

A 低盐度沉积组合,基本不含化学沉淀形成的自生矿物;B 咸化沉积组合,自生矿物以方解石和白云石为主;C 高盐度沉积组合,富含蒸发盐类矿物图4 风城组岩相组合类型Fig.4 Types of lithofacies assemblage of Fengcheng Formation

2 高精度层序地层划分

深水环境对于海(湖)面升降变化的敏感性较低,因此基于海(湖)面变化的经典层序地层学理论在深水细粒沉积岩中的应用效果并不太理想[28-30]。为此，本文采用经典层序地层学与旋回地层学相结合的方法开展研究工作。

2.1 低—中频层序界面划分

准噶尔盆地二叠系可识别出两个一级区域构造不整合(C/P和P/T)和一个二级区域构造不整合(P1/P2), 同时在二叠系内部还发育有3个三级局部构造不整合(P2w/P3w, P2x/P2w， P1j/P1f)[28-29]。海西早期的构造隆升,形成了上覆地层和石炭系之间的角度不整合;海西晚期的构造运动造成了二叠系内部地层之间的多期不整合;印支运动基本继承了前期构造的特征,三叠系和二叠系之间为大规模的不整合接触。这些不整合在盆地范围内是广泛分布的。

对于玛湖凹陷风城组(P1f)而言, 顶底不整合界面都十分清晰, 向东西两侧逐渐合并(见图5), 地震相类型在横向上也有明显的转变(见图6)。 凹陷西部地区，风城组顶部呈现明显的削截现象, 向东至凹陷内部方向, 佳木河组/风城组(P1j/P1f)和风城组/夏子街组(P1f/P2x)之间可见明显的“似下超”；东部地区，地层厚度则明显变薄，风城组与上下地层呈“上剥下超”特征，形成一个独立的层序结构单元。

风城组中部发育一套振幅强、连续性好的反射波组,波组之下至风城组底界,地震频率低,振幅弱,连续性差;波组之上至风城组顶界,地震资料品质整体偏好(见图6)。上、下反射波组与中部反射波组呈下超和削截接触,在凹陷边缘地带尤为明显,表明此波组应是一个比较重要的层序界面(见图6)。玛页1井的微量元素特征在风城组中部(约4 700 m)也具有明显变化,其中B元素含量明显升高，Th/U比值和Sr/Ba比值明显降低,结合前文述及的高盐度沉积组合岩相出现的层位,表明风城组中部沉积时期是湖盆水体最浅的时期,即地表暴露面积最大、地表径流对地层剥蚀作用最强的时期。故推测风城组中部反射波组对应的地质界面也为三级层序不整合界面。

图6 玛湖凹陷玛西—玛北地区联井地震剖面风城组地震反射特征Fig.6 Seismic reflection characteristics of Fengcheng Formation in seismic profile of Maxi-Mabei Area of Mahu Sag

综合以上分析,风城组可以识别出3个三级层序界面,内部发育2个三级层序；在凹陷周边部位,因构造剥蚀作用,层序保存不完整；凹陷中心细粒沉积岩层段具有完整的三级层序旋回特征。

2.2 高频层序界面划分

米氏旋回原理进行界面识别是高频层序划分的主要方法之一[31-51]。高频沉积旋回的形成受地球轨道参数周期性变化的控制或影响,而研究区气候替代指标中的自然伽马(GR)测井曲线是最为丰富和完整的。GR测井曲线经过滤波处理后可提取偏心率周期、地轴斜率周期和岁差周期曲线,即可作为高频层序识别的参考曲线。

2.2.1 数据选择及预处理 地质历史中，米兰科维奇旋回周期性变化的最佳记录是沉积地层有规律的发育,岩性、岩相呈现出韵律性和旋回性。为提取GR测井曲线中记录的米兰科维奇沉积旋回周期,一般会对测井曲线进行两种预处理:高频干扰的抑制和低频背景的消除[31-52]。

高频干扰是通过频率域滤波方法来抑制的,先对曲线进行频谱分析,确定要消除的高频干扰的频率范围。设计一个低通滤波器,将干扰波频段的频率变为零,再进行傅里叶逆变换,这样得到的信号中高频干扰成分就被消除了。低频背景是按照地质变化将其划分为不同的小层进行消除的,对每个小层采用线性回归模型来消除低频背景,消除低频变化后的曲线就成为一种呈“平稳状态”的序列,这样就可以用来分析其中的米兰科维奇旋回。本文筛选玛页1井和艾克1井进行系统的米氏旋回分析。

2.2.2 频谱分析及米氏旋回确定 利用频谱分析计算出的各级高频旋回厚度比值与天文轨道周期比值作对比,是确定米兰科维奇旋回在沉积地层中是否存在的最常用方法。频谱分析的实质是将测井曲线看作是各种地质因素共同在深度域(或时间域)上引起地层规律性变化而形成的一个综合信号,通过傅里叶变换把这一综合信号从深度域(或时间域)转换到频率域而生成频谱曲线。频谱具有统计特性,其横轴对应频率,纵轴对应功率。其中,频率是指在采样间隔范围内该周期信号出现的次数,因此,其倒数即为旋回周期。由于时间间隔(采样间隔)是利用厚度表示的,因此旋回周期本质上是旋回厚度。频率(沉积旋回出现次数/旋回厚度)越大,其对应的波长(旋回厚度)越小,反之亦然;能量越大,表明代表该沉积旋回的信号在地层信号中越明显。

频谱曲线的米兰科维奇旋回分析是一个复杂的过程,必须反复比较和鉴定,分析每一个峰值频率(即幅度高于一般频率)的波长和相互之间的比值关系,目的在于发现目的层段内部的波长比率与地史时期天文轨道周期比率相同或相似的频率。其比值越接近,越能反映古气候变化,为沉积旋回分析提供依据。

图7是玛页1井和艾克1井风城组GR测井曲线频谱分析成果图。玛页1井5个峰值点A、B、C、D、E的频率对应值为0.07，0.18，0.22，0.36，0.42,计算对应沉积旋回厚度为14.29，5.56，4.55，2.78，2.38 m,厚度比值为1.0∶0.39∶0.32∶0.19∶0.17。风城组沉积于早二叠世末期,其天文周期比值为1.0∶0.43∶0.34∶0.21∶0.17,与玛页1井风城组计算的旋回厚度比值近似,误差在10%以内,说明玛湖凹陷风城组保留了米氏旋回信息。A、B、C、D、E五个峰值点分别对应偏心率短周期(100 kyr)、斜率长周期(43 kyr)、斜率短周期(34 kyr)、岁差长周期(21 kyr)和岁差短周期(17 kyr)。同理,艾克1井5个谱峰对应的频率值为0.09，0.22，0.28，0.42，0.50,计算沉积旋回厚度为11.11，4.55，3.57，2.38，2.00 m,比值为1.0∶0.41∶0.32∶0.21∶0.18,同样与天文理论周期比值近似,误差在10%以内(见表1)。

图7 玛页1井和艾克1井风城组GR测井曲线频谱分析图Fig.7 Spectrum analysis of GR logging data from the Fengcheng Formation in wells Maye 1 and Aike 1

表1 玛页1井和艾克1井频谱分析结果Tab.1 The spectrum analysis results of wells Maye 1 and Aike 1

2.2.3 小波变换与高频层序格架 为了更加直观地显示频谱分析的结果,通过将重构的离散化测井数据进行Morlet复小波变换,生成玛页1井和艾克1井风城组时间(深度)-波长(旋回厚度)的二维频谱分析成果图(见图8)。图8中，颜色不同代表能量强弱不同,从底到顶表现为强→弱→强的渐变过程,即两个大的沉积旋回,与前文所述的风城组内部发育2个三级层序完全一致。

图8 玛页1井和艾克1井二维频谱图Fig.8 Two-dimensional spectrum of wells Maye 1 and Aike 1

尽管通过频谱分析法能从替代指标的时间(或深度)域数据中很好地计算出其包含的主要频率(周期)成分,但其分析得到的结果仅为一段时间(或深度)内的平均谱结构,不能反映出频率域随时间(或深度)的变化信息,也不能对地层的沉积速率在各个地质历史时期的变化情况进行良好的反映,而小波分析的方法能较好地解决这一问题。

信号分析的主要目的是寻找一种简单有效的信号变换方法,使信号所包含的重要信息能显现出来。小波分析属于信号时频分析的一种,即空间(时间)和频率的局部变换,因而能有效地从信号中提取信息。通过伸缩和平移等运算功能可对函数或信号进行多尺度的细化分析。

玛页1井和艾克1井风城组的GR测井曲线进行处理后,利用Matlab软件对其进行小波变换,并按照高、中、低3个频率提取成果曲线(见图9)。低频曲线代表长期旋回,相当于三级旋回,其中玛页1井两个长期旋回的界线在厚度150 m(深度大约4 700 m)附近,艾克1井的界线在厚度400 m附近,相当于风城组内部的三级层序界线;中频曲线代表中期旋回,相当于四—五级旋回,对应于偏心率周期;高频曲线代表短期旋回,相当于六级旋回,对应于斜率或岁差周期。

图9 玛页1井和艾克1井小波变换图Fig.9 Wavelet transform of wells Maye 1 and Aike 1

以风城组GR测井曲线频谱分析和小波变换为基础,利用岩心录井、测井敏感性曲线、微量元素检测数据等资料，建立了玛页1井的高精度层序地层格架(见图10)。

图10 玛湖凹陷玛页1井风城组高精度层序地层格架Fig.10 High precision sequence stratigraphic framework of Fengcheng Formation in Well Maye 1, Mahu Sag

玛湖凹陷风城组细粒沉积岩,从老到新具备由粗变细再变粗的特点。风二段中部以化学沉积为主,上下均逐渐过渡为碎屑岩沉积为主,化学岩沉积时期对应于高级次层序(三级层序)界面。钍铀比和锶钡比的垂向变化特点同样表明，风二段中期有一次强还原、高盐度沉积时期；进入风三段，水体逐渐变深，气候变得温暖潮湿。这说明风城组整体发育2个完整的长期旋回,即风一段—风二段下半段和风二段上半段—风三段,与经典层序地层分析、频谱分析及小波变换分析的结果均吻合。风城组可进一步细分为9个中期旋回和16个短期旋回,可作为地层精细划分和对比的依据。

3 地质意义

3.1 旋回控制烃源岩的发育特征

烃源岩评价及地化指标对比发现,研究区风二段的有机碳含量、生烃潜量、干酪根碳同位素含量、氢指数等指标明显高于风一段和风三段[53-54](见图11)。虽然统计数据依赖于样品取样的分布情况,但结合高精度层序旋回划分与对比结果发现：在风城组沉积旋回中,暖湿气候时期的沉积物堆积速率大,有机质易保存。暖湿气候主要出现在两个长期旋回的中期,即风一段晚期和风二段晚期,表现为风一段湖进，风二段先湖退后湖进,风三段整体以湖退为主。在湖水水域最大的时期,陆源碎屑供应量大，盐度偏低的生物发育，有机质含量偏高;风二段沉积中期，湖平面最浅,但有机质地化指标却显示最佳,说明有机质对应的古生物类型比较特殊,具有碱湖特色的生烃母质菌藻类的参与是碱湖不同于传统酸性硫酸盐盐湖的关键。同时，微生物的含量与沉积环境的碱性相关,碱性越强,微生物活度越高。

图11 玛湖凹陷风城组有机质地化指标分层统计柱状图Fig.11 Hierarchical statistical histogram of organic texturing indexes in Fengcheng Formation, Mahu Sag

3.2 旋回控制甜点储层发育特征

近年来,蕴藏着非常规油气的低孔低渗储层日益受到重视,国内外学者在此领域取得了大量研究成果,甜点储层的评价及预测逐步成为非常规油气勘探开发的重点。甜点储层是低孔低渗储层中相对高孔渗的区域和层段[55-57]。

3.2.1 控制甜点储层剖面发育特征 研究表明,玛页1井甜点储层发育上、中、下3层(见图12)。上甜点层以含云粉砂质泥岩、云质细粉砂岩为主,发育裂缝、基质孔隙、溶孔等多种储层空间,以裂缝为主。中甜点层以白云质泥岩为主,对应风城组二段中部,此时沉积环境极其干旱,以碱类矿物和碳酸盐矿物沉积为主,原生孔隙不发育,有机质以菌藻类为主,有机孔相对于细粒沉积物的粒间孔也不占有绝对优势,微裂缝和基质孔隙较为发育。因此,虽在烃源岩评价指标上占优,但受储层孔隙空间条件的限制,中甜点层的整体品质不及上甜点层优越。下甜点层以泥质白云岩为主,脆性矿物含量增加,基质孔隙和微裂缝均发育。

图12 玛湖凹陷玛页1井甜点层综合评价柱状图Fig.12 Comprehensive evaluation section of the sweet spot layers of Well Maye 1, Mahu Sag

旋回发育规律明显控制着玛页1井3段甜点层的岩相组合特点。下甜点层主要形成于第一个长期旋回的早期阶段,处于气候趋于湿润阶段,沉积物供给较为充足,沉积速率较高,脆性矿物含量高,因此易形成裂缝,且粒度偏粗，导致原生孔隙较为发育,因此甜点品质较好。中甜点层主要形成于第一个长期旋回的后期阶段,处于气候趋于干旱阶段,沉积物供给不足,沉积速率较低,形成了最好的烃源岩,但受干旱环境中碱性矿物和地应力强度的综合控制,储集空间有限,甜点品质较差,需采用工艺措施来提升。上甜点层主要形成于第二个长期旋回的中期阶段,处于气候逐步趋于温暖潮湿、沉积物供给增加的时期,其细粒沉积物粒度较粗,裂缝和溶蚀孔隙均较发育,因此甜点品质最好。

3.2.2 控制甜点储层发育类型 风城组细粒沉积岩甜点储层发育两类四型(见图13), 分别是原生沉积类(Ⅰ类)源储互层型(Ⅰ1型)和源储同体型(Ⅰ2型)、 后生改造类(Ⅱ类)构造改造型(Ⅱ1)和成岩改造型(Ⅱ2)[57]。 旋回发育规律对甜点储层发育的岩性基础具有明显的控制意义。

图13 玛湖凹陷风城组“甜点”类型示意图Fig.13 Diagram of the "sweet spot" types of Fengcheng Formation, Mahu Sag

源储互层型(Ⅰ1型)由富含有机质的云质泥岩与粉砂岩、白云岩构成,岩心可见层理结构,油气需二次运移方能成藏；甜点层纵向上主要分布在第一个长期旋回早期的风一段和第二个长期旋回中期的风三段裂缝不发育的层段。

源储同体型(Ⅰ2型)以富含有机质的云质泥岩、泥质云岩和云质粉砂岩构成,泥质/云质粉砂岩也是潜在烃源岩,油气初次运移即可成藏；甜点层纵向上主要分布在第一个长期旋回晚期的风二段,平面上主要分布在凹陷中心的断裂不发育区域。

构造改造型(Ⅱ1)在细粒沉积岩岩相组合的基础上,断裂或裂缝发育,甜点层主要发育在构造活动强烈的风一段和风三段中，脆性矿物含量较高的区域。

成岩改造型(Ⅱ2)在细粒沉积岩岩相组合的基础上,与断裂或裂缝相关的溶蚀孔隙比较发育,甜点层主要位于断裂发育区中，风三段溶蚀矿物含量较高的区域。

4 结论

1)玛湖凹陷风城组细粒沉积岩保留了米氏旋回信息。通过对自然伽马测井数据进行处理、频谱分析和小波变换等,将风城组划分为2个长期旋回,与经典层序地层学分析、微量元素变化特征和岩相变化规律等划分的结果非常吻合。风城组又可进一步划分为9个中期旋回和16个短期旋回。米氏旋回划分结果对风城组的地层精细划分和对比具有指导意义。

2)玛湖凹陷风城组米氏旋回特征控制着细粒沉积岩中烃源岩的发育特征和分布规律,其中湖退期耐盐性菌藻类生物具备有机质丰度高、生烃潜力大的特点,湖进期的有机质与泥岩和粉砂岩同时沉积可形成有利的源储组合。

3)玛湖凹陷风城组米氏旋回特征控制着甜点层的发育特征和发育类型。旋回演化与气候变化密切相关,旋回不同阶段的气候特点控制着沉积物的供给及沉积速率、沉积物类型等,进而在时间和空间上影响着甜点层的发育。