基于小波变换方法划分塔里木三叠系层序及湖平面变化分析

2023-02-11董火祥刘景彦李勇史超群

科学技术与工程 2023年1期

董火祥，刘景彦*，李勇，史超群

(1.中国地质大学(北京)能源学院，北京 100083； 2.中国石油塔里木油田分公司勘探开发研究院，库尔勒 841000)

塔里木盆地是中国主要含油气盆地之一,三叠系作为塔里木盆地主要勘探目的层系之一[1-2],在早期的勘探中陆续发现了多个油气藏[3],表明三叠系陆相地层对塔里木盆地具有十分重要的地位。但是由于复杂的构造环境导致对塔里木三叠系的沉积环境认识并不清晰。前人在对三叠系进行研究探讨时,从层序地层学的角度出发,得到的结论存在较大差异。

傅恒等[4]将三叠系划分为下三叠1个长周期,中上统均为3个长周期,共7个长周期，对应于三级层序;吕雪雁等[5]将塔中塔北区带三叠系划分下三叠3个三级层序，中上统各1个三级层序;郭建华等[6]的划分方案为下三叠1个,中三叠3个,上三叠2个三级层序。受限于资料品质及采用的层序理论不同,诸多学者对三叠系的层序划分方案存在较大差异[7]。层序方案划分存在争议，导致沉积相带发育同样存在差异性，制约了研究区的勘探进展。因而对层序发育情况进行客观深入研究，有助于相带研究突破。当地震资料品质较差,按照传统的地震追踪不整合面来识别三级层序具有一定的困难，导致划分层序不一致时，如何客观地对连续沉积的地层划分层序是一个关键问题。现用小波分析的方法来对缺乏地震资料进行层序划分的地层进行多级层序划分,详细刻画塔里木三叠系各构造单元内层序发育情况，为研究区沉积相带的研究及后续的生储组合研究奠定一定的基础。

由于测井数据蕴含着丰富的地质信息,利用其进行小波变换来得到多级次旋回曲线有助于对内藏的信息进行揭示[8]。此外通过测井数据获取的高频旋回还能够作为绘制Fischer图解的基础,用来建立研究区的相对湖平面变化。

湖平面升降变化控制着各类沉积体的分布情况和层序地层界面的形成,对于沉积体系分布及生储盖组合研究有着重要意义。在陆相湖盆中,沉积基准面可以近似视为相对湖平面变化。近年来，前人通过Fischer图解曲线来刻画相对湖平面升降，取得了诸多成果[9-10]。现综合多口井的Fischer图解,描绘可容纳空间的变化情况,重建塔里木盆地三叠系相对湖平面变化曲线,并与沉积相带的变迁进行对应分析。研究结果将对高频层序地层的研究和沉积相带发育和有利储层的预测具有一定的意义。

1 地质背景

塔里木盆地是中国内陆最大的含油气盆地,总面积约56万km2,近似菱形,东西向展布。盆地处于阿尔金山脉、西昆仑山和天山山脉之间。三叠系时期,古特提斯洋向北俯冲,造成塔里木盆地西部隆起,沉积仅分布在坳陷内,即现今盆地的中北部[11-13]。库车地区受冲断负荷的作用发生大幅挠曲沉降,形成库车前陆盆地。而中部盆地具有复合成因机制,不仅受到热冷却沉降,还受到新和前缘隆起的冲断作用的影响,发生了挠曲沉降[14-15]。因此,该时期的原型盆地具有前陆盆地特征,发育有3个一级盆地:库车前陆盆地、中部克拉通坳陷盆地及塔西南前陆盆地。但现今残存的三叠系主要集中在库车盆地及塔北-塔中盆地[12]。塔里木盆地现今划分为库车坳陷、塔北隆起、北部坳陷、中央隆起等7个一级构造单元带[16-17]，研究区主要位于盆地的中北部,三叠纪时期,尚未形成如今的隆坳地貌格局,表现为东、西隆,中间坳，如图1所示。

塔里木盆地三叠系地层自下而上可以划分为俄霍布拉克组、克拉玛依组、黄山街组和塔里奇克组,但在台盆区塔里奇克组普遍缺失,有学者指出可能是构造运动导致,但仍然存在争议,具体成因尚不明确[13]。

台盆区三叠系俄霍布拉克组发育湖泊-辫状河三角洲相带[5],在近物源的盆地边缘处,该组底部发育粗砂岩、含砾砂岩等,与下部二叠系多呈不整合接触;克拉玛依组时期辫状河三角洲、扇三角洲广泛发育[18-19],近源粗碎屑岩发育有两到三期,呈向上变细的特征;黄山街组多发育灰色、褐色泥岩,局部发育辫状河三角洲[20]。由于三叠系末构造运动形成大范围剥蚀导致黄山街组残余面积较小,与上部侏罗系多呈不整合接触。台盆区三叠系综合柱状图如图2所示。

图1 塔里木盆地构造单元及研究区井位示意图Fig.1 Schematic diagram of structural units and well locations in the study area of Tarim Basin

图2 台盆区三叠系综合柱状图Fig.2 Comprehensive histogram of Triassic in Platform Basin area

2 测井小波分析定量研究

2.1 高频层序划分

测井数据通常有着分辨率较高、连续性较好的优点,还具有丰富的地质信息。当地震资料分辨率较低、品质较差,取芯资料缺乏时,进行高精度层序单元划分相对受限,对测井信息进行挖掘能起到帮助作用。而测井小波分析方法有“数学显微镜”之称,对数据变化的响应精度高,可以定量识别各种级别的层序界面,从而弥补了依照传统高分辨率层序划分的不足[21-23]。

小波分析的基本原理是利用一个小波函数作为基本单位进行伸缩和平移变换来模拟信号值,将信号值分解为多个不同尺度、多级次的信号[24-25],而在测井小波分析中,分解出的小波信号呈现周期性变化的特点,与各个级次的层序具有较好的对应关系。低频小波信号一般与长期旋回具有对应关系,而高频信号通常与高频短期旋回对应,据此可以对各个级别的层序旋回进行划分[26-27]。

随着小波分析方法的推广及发展,应用的小波函数也出现了诸多类型,如Daubechies小波、Morlet小波等。基于前人的研究成果[28-30]及研究区的具体情况,经过实验分析,最终选择了效果最好的Daubechies小波及Dmeyer小波进行一维连续小波变换。而进行变换的测井信号选择了伽马曲线,因为其对砂泥岩变化敏感,能很好地揭示岩性变化[31]。

共选取了12口单井作为研究对象,且均匀分布在4个一级构造带,每个构造带均有3口单井,分布位置如图1所示。以A2井为例,对其进行小波变换及高频层序划分。当选用设定阶数为10,最大级数为12的小波系数曲线,能够较好地识别各级层序,且相互对应。如图3所示,对A2井测井伽马值进行一维连续小波变换后,根据db小波系数曲线中的d11、d10、d7级小波曲线(结合Dmeyer11级小波曲线),在目的层段中识别出4个长周期旋回、8个中周期旋回及57个短周期旋回。研究区内12口单井经过小波变换划分旋回结果如图4所示。其中,塔北隆起带中的A1～A3井长、中、短周期旋回发育平均值分别为4、8、58;北部坳陷带的B1～B3井长、中、短周期旋回发育平均值分别为3、5、40;中央隆起带C1～C3井长、中、短周期旋回发育平均值分别为3、4、40;西南坳陷带的D1～D3井长、中、短周期旋回发育平均值分别为2、4、33。长、中周期旋回数比值在1.3～2范围内,长、短周期旋回数比值在13～16.5。

从数据上来看,4个区带旋回数量从多到少排列为:塔北隆起带,北部坳陷带,中央隆起带,西南坳陷带。可以看出,塔北隆起区带的地层旋回个数保留最多,说明该区带内原始沉积地层保留相对完整,其次是北部坳陷带及中央隆起带,最差的是西南坳陷带。

从层序角度分析,长周期旋回大致对应于三级层序,中周期旋回发育于三级层序内部。从A2-B2-C1-D1连井层序格架图(图5)上可见,从南到北,三级层序个数渐增,从1个增加至4个,A2井层序、旋回数最多,D1井层序、旋回数最少。从垂向上来看,底部的SQ1发育有1～3个中期旋回;SQ2发育有2个中期旋回;SQ3与SQ4均发育有1个中期旋回。

综上分析,A1～A3井所位于的塔北隆起带旋回结构发育最为完整,从底到顶,仅黄山街组存在剥蚀,可能导致旋回缺失,而其他区带内井旋回相对缺失,且缺失程度从北向南加剧。因此以塔北隆起带井旋回数据来分析原始沉积旋回比较恰当。

2.2 小波能谱分析

借助Morlet小波变换来进行能谱分析能够将一维时间域测井信号变换到二维时频域,而不同的沉积旋回具有不同的时频变换形态,当测井曲线的形态变化不明显时,通过对时频变换形态组合的分析,可以快速地从测井资料中提取时频特征变化规律,辅助研究层序旋回的变化及沉积环境的改变[32]。但分析时需要注意排除首尾处异常高能量团的影响,这是由于软件本身所导致的干扰因素[33]。Morlet小波的能量团变化形态与层序旋回的对应关系如图6所示。退积型、加积型与进积型砂体形态对应的Morlet小波的能量团的分布与迁移有规律性变化[34]。沉积地层呈现进积型沉积样式时,砂体厚度向上减薄,沉积时水体能量减弱,能谱分析图中能量团垂向上能量减弱,横向尺度上由低频向高频迁移;呈现加积沉积样式时,砂体垂向上厚度均一,沉积时水体能量不变,能量团垂向上能量不增不减,横向尺度不变;呈现退积沉积样式时,砂体垂向上厚度增大,沉积时水体能量增强,能量团垂向上能量增强,横向尺度上由低频向高频迁移。

根据db小波综合Dmeyer小波对A2井进行层序划分的结果,对4个三级旋回分别进行Morlet小波变换能谱分析,来判断沉积时期水体能量强弱的变化,结果如图7所示。每个层序中都存在多个水体环境能量变化旋回,SQ1时期在中部位置,水体能量达到最弱,相对应的湖平面最高;SQ2早期水体能量相对较弱,相对湖平面处于高位,中晚期水体能量较强;SQ3早期、晚期水体能量均较强,相对湖平面处于低位,中期水体能量最弱,此时湖平面最高;SQ4中期水体能量达到最弱,相对湖平面达到高值。

3 Fischer图解

Fischer图解最先是在研究奥地利环潮坪碳酸盐沉积时提出[35],后经过发展完善,逐步演化为现今常用的形式。以旋回数量、平均厚度偏移累积量分别作为横轴与纵轴,以此得到Fischer图解曲线[36-37]。早期的Fischer图解主要应用于海相碳酸盐领域[38-40],后经过不断的发展,逐渐被推广至陆相湖盆碎屑岩领域[10,30]。

在较稳定的陆相湖盆中,湖平面的升降主要受可容纳空间的控制,两者的变化趋势相一致,而Fischer图解中平均厚度累积偏移曲线代表可容纳空间的变化趋势,因此Fischer图解曲线可以近似地表示相对湖平面的变化趋势[41]。

将Fischer图解运用到研究区内三叠系相对湖平面变化分析中,当厚度累积偏移值正向偏移的特征时,表明沉积地层厚度增大,是对湖平面上升导致可容纳空间增长的响应;当厚度累积偏移值出现负向偏移时,表明沉积地层厚度减小,是对湖平面下降导致可容纳空间减小的响应。

由于已对各区带长、中、短周期旋回进行了划分,依据划分结果显示,A区带的高频旋回保存最为完整,因此选取A1、A2、A3测井伽马曲线进行测井小波定量层序划分。对所得到的高频旋回经过统计得到了高频层序累积偏移量,并绘制了Fischer图解(图8)。由于缺乏校正地层厚度所需要的砂泥岩孔隙度的数据,并且前人[41-43]认为缺乏压实校正过程不会对Fischer图解曲线的趋势形态及旋回组合产生影响,因此未进行压实校正。

①～⑤表示旋回结构图8 相对湖平面变化曲线Fig.8 Relative lake level change curve

Fischer图解揭示出研究区内的相对湖平面的升降规律,从图8中可见,A1井主体表现为5个旋回结构,第一个旋回仅发育湖退过程,第二至第四个旋回在可容纳空间低值附近波动,表明当时可容纳空间较小,湖平面位于低值,伴随着快速湖侵,第五个旋回主体发育在黄山街组内,同时包含了可容纳空间最大值,这表明黄山街组时期可容纳空间保持在较高水平。A2井发育有4个旋回,T2k发育有2个三级旋回,T1e和T3h内部分别存在一个三级旋回,但A2井的可容纳空间最大值点不同于A1井,而是位于T2k时期内。说明同一个湖盆不同区带的可容纳空间的变化受到空间位置的影响,可能是由于物源供给所引起的可容纳空间的不一致。A3井与A2井相似度极高,三级层序旋回分布相一致,可容纳空间最低值点位于T2k时期内,最高值点位于T3h内部。比较这3口井的可容纳空间曲线,发现A1井俄霍布拉克组存在一个旋回是A2、A3井没有的,推测成因为A2、A3井在俄霍布拉克组早期处于构造高位,缺少地层沉积,因此未能记录下第一个旋回。

将Fischer图解与Morlet小波分析结果进行对比,具有很高的一致性。整体来看,台盆区三叠系相对湖平面呈现一次湖退到湖侵的过程,俄霍布拉克组与克拉玛依组发育湖退,直至克拉玛依中晚期达到相对湖平面最低值点,克拉玛依组晚期与黄山街组内呈现湖侵的特点,相对湖平面的最大值基本位于黄山街组内部。

4 综合对比

在A1～A3井所在的塔北隆起带内,选择一条顺物源方向的连井剖面进行层序沉积对比分析。如图9所示,A区共发育有5个三级层序,其中SQ1层序在以A1井附近的区域发育半深湖-深湖相带,与一个长周期旋回相对应,往东北方向沉积地层受到X井所在的英买力低凸的古地貌控制,无沉积发育。SQ1时期沉积相带垂向上深湖-半深湖泥质沉积过渡为半深湖滩坝及泥质沉积,湖平面变化曲线主要体现为一个湖退的过程，与沉积物纵向变化特征一致。

SQ2发育在俄霍布拉克组中上段,这一时期,南北两侧无大型物源汇入,广泛发育滨浅湖相,湖平面变化曲线在中高水位动荡,滨浅湖泥质沉积与滩坝构成主要沉积微相,湖平面变化曲线显示,此时可容纳空间小于SQ1时期,在中低水位波动。

SQ3发育于克拉玛依组下段,沉积相带为辫状河三角洲前缘-滨浅湖，水下分流河道、河口坝厚层砂体及远端滩坝发育,顶部发育有少量滨浅湖泥质沉积,可容纳空间主体呈水退的特征,在较低水位处动荡。

SQ4位于克拉玛依组中上段,这一时期西部物源充足发育辫状河三角洲前缘近端,相带向东过度为三角洲前缘远端-滨浅湖。西部在大量陆源碎屑的注入下,湖平面变化曲线呈现水进的特征,与录井岩性呈现向上变细的正旋回相一致。东部物源较少,垂向相带展布呈现三角洲前缘近端-滨浅湖-三角洲前缘远端的变迁。与湖平面变化曲线呈现的水进-高位-水退的变化形态相吻合。

SQ5时期,黄山街底部存在东部推进的大套三角洲前缘近端,向上过渡为半深湖-深湖的暗色泥质沉积,而湖平面变化曲线呈现水进-高位震荡的特征,且可容纳空间最大值位于黄山街组内,表明黄山街组沉积时,湖平面位于较高水位。

将湖平面升降曲线与层序-沉积连井剖面进行对比分析,发现湖平面的升降变化与沉积相带纵向演变、横向迁移相互契合,因此认为本次得到的湖平面升降曲线能够代表台盆区三叠系的湖平面变化曲线。