点物源扇三角洲的岩相与构型特征:以希里沟湖现代扇三角洲为例
2024-01-05孙洪伟周新茂李顺利于兴河高明轩
孙洪伟,周新茂,李顺利,于兴河*,马 嫡,高明轩
(1.中国地质大学(北京)能源学院,北京 100083;2.中国石油勘探开发研究院,北京 100083)
0 引言
砾岩油藏越来越受到公众的重视,随着油田开发程度的不断深入,为满足粗粒油藏剩余油挖潜的需求,其内部构型研究迫在眉睫(于兴河等,2018)。构型研究主要集中在曲流河及辫状河上,且已相对比较成熟(Miall,1985,1988;陈彬滔等,2015;胡光义等,2017)。在河流基础上,冲积扇的构型研究也逐步展开并建立了一定的研究体系(吴胜和等,2016)。
而针对扇三角洲开展的储层构型研究则比较薄弱,并且研究对象多是古代油藏,以岩电震等手段对储层单一河道边界及规模的识别、构型要素的单井相划分及组合模式(姜建伟等,2016;李岩,2017;潘进等,2019;孙乐等,2017a;王珏等,2016)、储层夹层类型的划分(林煜等,2013)、构型界面的分级(宋璠等,2015)、水进水退对构型展布的控制作用(孙乐等,2017b)等方面内容所进行的分析,着重于砂体的刻画,缺乏对构型组合方式与相带分布规律系统的认识。
冲积扇主要发育在盆地边缘,断层的组合特征控制着沉积物的搬运和沉积(Feng et al.,2013;吴孔友等,2014)。冲积扇主要沉积于各单一断裂坡折内部可容纳空间较大的部位(即断距大的部位),扇体沿着坡折带内低部位的连线迁移(王英民等,2003),内部由多个侧向迁移、叠覆的朵叶构成(印森林等,2014)。根据断层对扇体物源的控制类型,可以将扇体划分为点状物源供给、线状(多点)物源供给(Reading and Richards,1994)。扇三角洲作为冲积扇入水形成的沉积体系(于兴河,2008),在物源上同样受到构造破折的控制,也可以分为点物源扇三角洲与线物源扇三角洲(Wescott and Ethridge,1980)。
野外露头观察与描述是石油地质研究中的一项基础工作,现代沉积的观测有助于建立完整的模式和揭示系统的规律,在油气地质勘探和开发过程中有至关重要的作用。形成比油气区井网更加精细的露头尺度地质规律认识,是指导地下储层构型模式的建立的关键。探地雷达(Ground Penetrating Radar)是一种高效的浅层地球物理探测技术,它通过向地下发射高频电磁脉冲,利用地下介质电性参数差异,根据回波的振幅、波形和频率等特征来分析和推断浅层沉积体结构和物性特征(Bristow,2016),在沉积构型分析方面具有十分突出的优势(James et al.,2003)。
本次研究旨在通过对希里沟湖现代扇三角洲天然剖面的实测、探地雷达的解译、精细构型解释和定量化,厘清点物源扇三角洲的构型单元类型、组合特征及分布规律,定量表征构型单元的几何属性,为储层分布的分析与预测和剩余油挖潜提供必要的基础地质依据。
1 区域地质概况
1.1 地理位置与气候
研究对象位于青藏高原西北部,青海省乌兰县正南方7 km 处,发源于希里沟湖南山,向北展开,扇体形态规整,半径约为7.4 km,展角约117°,总面积约为50 km2。物源出山口海拔3 200 m,湖面海拔2 934 mm,物源区与沉积区高差约300 m。该地区为典型的内陆高原半干旱高寒气候区,气候干燥,气温年较差和日较差大,据乌兰县气象站近年来气候数据统计,年平均降水量为211.16 mm,年平均气温为4.33 °C(吕顺昌,2018)。
1.2 构造沉积特征
希里沟湖位于狭长的NWW 向希—赛盆地,处于柴达木盆地东北部盆缘地带,为逆冲断层围限的山间断陷盆地(吕顺昌,2018)。盆缘受倾向正北、倾角30°的正断层所控制,断块撕裂形成沟谷,成为了希里沟湖扇三角洲出山口,以单点方式为扇体发育供源。在平面上扇体具有“大平原、小前缘”的相带分布特征,根部发育主水道,向端部逐渐形成分支水道向侧面展布而形成扇形。在垂向上希里沟湖具有间歇性河流沉积特点(高崇龙等,2020;张春生等,2000),垂向序列以多期冲刷叠置、单期较薄为典型特征(图1)。
图1 研究区概况及野外剖面综合柱状图Fig.1 Photos and the measured columnar section of the study area
2 岩相类型与垂向序列
2.1 岩相类型
岩相的主要识别标志在于岩性、粒度、沉积构造以及颜色(于兴河,2008)。Miall(1988)对河流沉积物划分出22 种岩相,本文沿用Miall 的划分方法,同时根据实际构造特征略有修改。岩相的划分以及命名,采用“岩性+沉积构造+其他”的表达方式,首先依据岩性划分出:G—砾岩、S—砂岩、F—粉砂岩、M—泥岩;依据沉积构造划分:t—槽状交错层理、p—板状交错层理、m—块状层理等;若有其他典型特征时,用相应描述的缩写代表,例如砾石质杂基支撑砾岩相为Gmg。
通过对野外21 个观测剖面的详细描述,在希里沟湖扇三角洲共识别出16 种岩相(图2),其中砾岩相9 种,包括:砾石质杂基支撑漂浮砾岩相(Gmg)、砂质杂基支撑漂浮砾岩相(Gms)、多级颗粒支撑砾岩相(Gcm)、同级颗粒支撑砾岩相(Gcs)、叠瓦状砾岩相(Gi)、槽状交错层理砾岩相(Gt)、板状交错层理砾岩相(Gp)、粒序层理砾岩相(Gg)及支撑岩相(Gco);砂岩相5 种,包括:板状交错层理砂岩相(Sp)、槽状交错层理砂岩相(St)、平行层理砂岩相(Sh)、冲洗层理砂岩相(Ss)及浪成沙纹粉砂岩相(Fr);泥岩相2 种,包括暗色泥岩(M)与炭质泥岩相(Mc)。
图2 希里沟湖扇三角洲典型岩相照片Fig.2 Photos showing lacus fan delta sedimentary facies of the Xiligou Lake
2.2 垂向序列
根据野外剖面的精细描述与沉积成因分析,希里沟湖扇三角洲主要发育8 种典型的垂向序列类型(图3)。
图3 希里沟湖扇三角洲岩相垂向序列类型Fig.3 Sedimentary sequences of the lacus fan delta deposits of the Xiligou Lake
2.2.1 FA-1 垂向序列:Gms-Gmg-Gg-Sm
该岩相序列为典型的碎屑流主辫状水道沉积。砾石以中、细砾石为主,偶见粗砾石,分选极差、磨圆极差。混杂堆积,块状或弱的正粒序,可见大量直立砾石。下切侵蚀能力较强,整体厚度较大,约2.0~4.5 m。底部发育冲刷面,典型碎屑流沉积(Gms),沉积速度快,块状结构(靳军等,2019);向上砂质杂基相对减少,以砾石基质支撑为主(Gmg),由于浮力的作用而呈现微弱反粒序;上部由于沉积相对较慢,重力分异作用明显而呈现正粒序(Gg);在岩相顶部或发育洪退期块状砂。
2.2.2 FA-2 垂向序列:Gg-Gi-Gcs-Sh
该岩相代表了洪水期溢散流沉积。砾石以中、细砾石为主,分选相对较好、磨圆极差。整体呈现明显的正粒序,厚度相对较薄,为1.0~2.5 m。底部发育冲刷面,砂质基质支撑,重力分异作用明显,砾石不明显定向排列(Gg)。向上杂基含量明显降低,砾石呈现明显定向排列(Gi)。顶部沉积较细砾石,多级颗粒支撑,砾石无定向排列特征(Gcs)。顶部发育平行层理砂岩。在垂向上构成了水动力逐渐减弱的垂向序列,中部沉积呈现片流特征,顶部沉积向牵引流水道过渡。
2.2.3 FA-3 垂向序列:Gcm-Gt-St-Sh-M
该岩相序列为典型的辫状水道沉积。以中、细砾石沉积为主,分选磨圆中等,杂基含量低,整体呈现明显的正粒序(盛和宜,1993),不对称二元结构,厚度为1.5~2.0 m。底部发育冲刷面,河底滞留沉积(Gcm)。向上发育槽状交错层理、板状交错层理,顶部发育平行层理砂岩与块状泥岩。
2.2.4 FA-4 垂向序列:Gmg-Gcm-Gcs-Sm
该岩相序列为典型的辫流坝沉积。以中、粗砾石沉积为主,分选磨圆中等,杂基含量低,整体呈现明显的反粒序,厚度为2.0~3.0 m。底部发育砾质基质支撑砾岩相,块状层理,向上杂基逐渐减少,并具有明显的沉积分异作用,由多级颗粒支撑过渡为同级颗粒支撑。顶部或发育洪水期漫溢沉积块状砂。
2.2.5 FA-5 垂向序列:Gms-Sm-Sp-M
该岩相序列代表了洪水期漫溢,分支水道间沉积。是分支水道中水流漫溢出水道边界,裹挟着附近的沉积物形成的二次搬运沉积,厚度为1.0~1.5 m。底部常可见较大砾石孤立漂浮于较细粒砾石沉积中,块状构造。上部沉积发育以砂为主的平行层理或者板状交错层理,以板状交错层理为主。顶部发育洪退期块状泥。
2.2.6 FA-6 垂向序列:St-Sp-Sh-Fr-M
该岩相序列是典型的水下分流河道沉积。以含细砾中粗砂沉积为主,厚度为0.5~1.0 m。底部发育槽状交错层理,砾石在底部岩纹层定向排列;向上过渡为板状交错层理、平行层理。顶部发育流水沙纹与块状炭质泥。
2.2.7 FA-7 垂向序列:Fh-Sp-Gp-M
该岩相序列代表了河口坝沉积。以中粗砂、细砾沉积为主,厚度为1.0~1.5 m。底部水平层理粉砂岩向上发育板状层理砂与板状层理细砾石,顶部发育炭质泥。该坝体发育以河流作用为主,受波浪影响不大。
2.2.8 FA-8 垂向序列:Sh-Ss-Sw-M
该岩相序列代表了席状砂/分流间湾沉积。发育席状砂典型层理特征——冲洗层理,以及平行层理和浪成沙纹,顶部发育炭质泥。由于该扇三角洲波浪作用不大,因此席状砂发育规模较小,厚度为0.3~0.5 m。
3 构型单元类型
详细的野外剖面实测和探地雷达精细解译结果表明,希里沟湖扇三角洲发育8 种典型的构型单元(表1)。
表1 希里沟湖扇三角洲构型单元特征Table 1 Characteristics of configuration units of the lacus fan delta deposits of the Xiligou Lake
3.1 水道(CH)
辫状水道是最常见的构型单元之一,在剖面上通常呈顶平底凹的透镜状。根据发育的位置以及水动力类型分为主辫状水道(MCH)(图4a)和分支辫状水道(DCH)(图4b)。主辫状水道(MCH)在靠近出山口位置,以碎屑流作用为主(McPherson et al.,1987),构型内部发育岩相序列FA-1。随着水动力的减弱与沉积物的卸载,流态逐渐向牵引流过渡,分支辫状水道(DCH)发育,对应发育岩相序列FA-3。野外剖面实测结果与探地雷达剖面解译表明,河道构型单元的厚度介于1.5~4.5 m,宽度介于50~200 m,宽厚比约为30~50。
图4 希里沟湖扇三角洲雷达剖面构型单元划分Fig.4 Configuration units identified by GPR in the lacus fan delta deposits of the Xiligou Lake.
3.2 片状洪流沉积(SF)
片状洪流沉积是发育规模较小的构型单元,通常呈薄板状(图4b,图5a),平面延伸距离与水动力强弱成正相关。垂向序列对应于岩相序列FA-2。随着沉积物卸载,顶部可发育小型辫状水道,沉积平行层理中粗砂。野外剖面实测结果与探地雷达剖面解译表明,片状洪流沉积构型单元的厚度介于1.0~2.5 m,宽度可达几十米至几百米,平面展布通常无固定形态。
图5 希里沟湖扇三角洲露头剖面构型单元划分Fig.5 Configuration units identified in outcrops in the lacus fan delta deposits of the Xiligou Lake
3.3 辫流坝(CB)
辫流坝是另一个常见的构型单元,在剖面上通常呈底平顶凸的透镜状(图4b),垂向序列对应于岩相序列FA-4。顶部通常因后期水流冲刷而形成小型冲沟(James et al.,2003)。野外剖面实测结果与探地雷达剖面解译表明,辫流坝构型单元的厚度介于2.0~3.0 m,宽度介于100~200 m,宽厚比约为50~70。总体而言,辫流坝构型单元与河道构型单元的厚度范围相近,但是辫流坝构型单元的宽度和宽厚比明显大于辫状水道构型单元。
3.4 洪漫沉积(OF)
洪漫沉积是分支辫状水道间沉积的构型单元,通常呈薄饼状(图5a),平面延伸距离与水动力强弱成正相关。垂向序列对应于岩相序列FA-5。该构型以二次搬运再沉积为主要特点,在沉积物上表现为孤立大砾石漂浮于较小粒度沉积中。野外剖面实测结果与探地雷达剖面解译表明,洪漫沉积构型单元的厚度介于1.0~1.5 m,宽度可达到几十米至上百米,平面展布通常无固定形态。
3.5 水下分流河道(UCH)
水下分流河道是一个常见的构型单元,在剖面上通常呈顶平底凹的透镜状(图5b),垂向序列对应于岩相序列FA-6。水下河道水动力较弱,以垂向加积作用为主,随着向水体推进逐渐消亡。野外剖面实测结果与探地雷达剖面解译表明,水下分流河道构型单元的厚度介于0.5~1.0 m,宽度介于40~70 m,宽厚比约为70~80。
3.6 河口坝(RMB)
河口坝在剖面上通常呈底平顶凸的透镜状(图5b),垂向序列对应于岩相序列FA-7。河口坝是河流作用与波浪作用的共同产物,但扇体波浪作用较弱,相应沉积构造不发育,坝体以板状交错层理为主要特征。野外剖面实测结果与探地雷达剖面解译表明,河口坝构型单元的厚度介于1.0~1.5 m,宽度介于80~140 m,宽厚比约为80~90。
3.7 席状砂(SS)
席状砂在剖面上通常呈薄层席状(图5b),垂向序列对应于岩相序列FA-8。席状砂是波浪对河口坝改造,使得砂体在平面铺开形成的构型单元。野外剖面实测结果与探地雷达剖面解译表明,席状砂构型单元的厚度介于0.3~0.5 m,平面范围无定形态,可延伸几十米至上百米。
水下分流间湾沉积常与河口坝以及席状砂交互出现,以炭质泥沉积为主要特征,在河流作用间歇期常发育在河口坝、水下分流河道与席状砂顶部,因此在构型上与席状砂不作区分。
4 构型单元分布规律
希里沟湖扇三角洲具有“大平原、小前缘”的特征,因此其扇三角洲平原特征与冲积扇极其相似,并且平原流态存在碎屑流过渡为洪流,继而为牵引流的特征(李维锋等,1999;张春生等,2000)。根据冲积扇扇根、扇中的划分依据,将希里沟湖扇三角洲平原分为上平原与下平原。同期次构型单元具有5 种组合方式(表2)。
表2 希里沟湖扇三角洲构型单元组合类型Table 2 Combination types of configuration units in the lacus fan delta deposits of the Xiligou Lake
上平原以碎屑流主水道、片状洪流沉积为主要构型单元,在剖面上表现为碎屑水道孤立发育于片状洪流沉积中。垂向上表现为多期碎屑水道的叠置,新水道在旧水道上继承发育,由于供源大小的不同,而使得原有水道扩宽或缩窄(图6A)。在上平原坝体不发育,主要原因在于碎屑流黏度较大,块状沉积,内部沉积分异较差(McPherson et al.,1987)。
下平原以辫状水道、辫流坝以及洪漫沉积为主要构型单元,在剖面上同期次表现为两道夹一坝、两道间洪漫,不同期次垂向上道坝接割频繁。水道分叉的根本原因在于流态降低的沉积分异作用,先滞留下来的沉积物对水流造成阻碍,使得滞留堆积不断加大(Postma,1990),最终形成分支水道(图6B)。下平原是辫流坝发育的主要相带,也是储层物性较好的相带。
前缘以水下分流河道、河口坝以及席状砂为主要构型单元,在剖面上变现为孤立水道、孤立坝体、两道夹一坝,间湾可以发育在两道之间、两坝之间以及两道之间。前缘构型组合虽然也是“道坝间”的模式,但是其组合类型较下平原更为丰富(图6C),主要原因在于水下间湾发育较为广泛,同时水下分流河道的水动力较低,难以形成一定规模的分支河道。通常在下平原河道入水后,由于水动力骤减,沉积物卸载形成河口坝,分支水道入水后延伸不远随即消失。由于河口坝沉积多为悬浮搬运物质的卸载,因此砾石较为不发育。前缘砾石多以河底滞留沉积形式存在。
席状砂是河口坝等砂体经过波浪改造后的产物(于兴河,2008),席状砂较为发育代表了河口坝的破坏。席状砂通常发育在河口坝的底部,代表在洪退期、间洪期,河流作用减弱,波浪作用为主的砂体沉积与改造。
正因前缘相带存在河流与波浪的共同作用,其沉积物往往分选、磨圆好,杂基含量低。同时由于不断的物源输入,河口坝的沉积规模不断增大,经过成岩作用以后能够形成规模大的优质储层,是勘探开发的有利相带。
5 结论
(1)希里沟湖点物源扇三角洲野外观测发育16 种典型的岩相类型、8 种垂向序列,总体以河道下切侵蚀、侧向迁移摆动以及充填形成的块状层理砂砾、槽状交错层理砂砾、板状交错层理砂为主。
(2)点物源扇三角洲发育8 种构型单元,分别为主水道(MCH)、片状洪流沉积(SF)、分支辫状水道(DCH)、辫流坝(CB)、洪漫沉积(OF)、水下分流河道(UCH)、河口坝(RMB)和席状砂(SS)。辫状水道宽度50~150 m,宽厚比25~30,辫流坝宽度100~200 m,宽厚比50~70。坝体规模约为河道的2 倍,宽厚比也约为2 倍。水下分流河道宽度40~70 m,宽厚比70~80,河口坝宽度80~140,宽厚比80~90。坝体发育规模约为河道的2 倍,但宽厚比接近。这主要是由于蓄水体对流水作用的限制,使得河道与坝体均以垂向加积作用为主。
(3)同一沉积时期,点物源扇三角洲存在5 种基本构型组合单元,上平原由于碎屑沉积黏度较大,水道孤立发育与片状洪流中,形成片状洪流-主水道-片状洪流组合类型(SF-MCH-SF);下平原流体性质向牵引流过渡,分支水道形成,发育洪漫沉积-分支辫状水道-辫流坝-分支辫状水道-洪漫沉积(OF-DCH-CB-DCH-OF);前缘由于河道入水动力不同,水下分流河道发育规模存在差异,形成间湾/席状砂-水下分流河道-河口坝-水下分流河道-间湾/席状砂(SS-UCH-RMB-UCH-SS)、间湾/席状砂-河口坝-间湾/席状砂(SS-RMB-SS)、间湾/席状砂-水下分流河道-间湾/席状砂(SS-UCHSS)三种组合类型。不同时期的构型单元空间分布,为以上5 种组合类型在垂向和横向上的重复或叠加。
(4)扇三角洲前缘相带存在河流与波浪的共同作用,沉积物的物性好。同时由于不断的物源输入,沉积规模相对较大,经过成岩作用以后能够形成大规模的优质储层,是勘探开发的有利相带。其次为扇三角洲下平原相带,因辫流坝广泛发育而具有相对较高的储集性能,但是分布零散,单个储层规模较小。
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