歧口凹陷位于渤海湾盆地黄骅坳陷中部, 是黄骅坳陷长期以来继承性发育的重要生油气凹陷。整个凹陷呈北侧陡且深, 南侧缓而浅的箕状不对称形态(吴元燕等, 2000; 刘小平和邱楠生, 2006)。歧口凹陷断裂发育, 西部沧东断层及东部沙西断层对沙三段控制作用较强, 总体形成东西陡、南北较缓的构造格局。沙三²沉积时期隆凹格局明显, 发育5大构造单元:沧县隆起, 燕山褶皱带, 埕宁隆起, 孔店凸起, 沙垒田凸起(图 1)。其中, 孔店凸起为歧口及邻区提供物源。受孔店凸起的影响, 该时期孔店凸起北部、北东部及东部3个方向发育辫状河三角洲沉积。前人研究表明, 该沉积发育在坡度较缓的沉积区(钱赓等, 2011)。其中, 本次实验模拟对象为该凸起北东沿着周清庄— 歧口方向发育的辫状河三角洲(图 2)。

图1

Fig.1

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	图1 黄骅坳陷歧口凹陷构造位置图(据吴立群等, 2010, 略修改)Fig.1 Tectonic location of Qikou Sag in Huanghua Depression(Modified from Wu et al., 2010)

图2

Fig.2

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	图2 黄骅坳陷歧口凹陷沙三2辫状河三角洲沉积模拟工区范围(据吴立群等, 2010, 略修改)Fig.2 Simulation area of braided fluvial delta of Es32 in Qikou Sag of Huanghua Depression(Modified from Wu et al., 2010)

据孢粉分析资料, 歧口凹陷古近纪的古气候属亚热带型, 沙河街组沉积时气候温暖湿润。该时期辫状河三角洲沉积岩石类型多样, 以细砂岩和中砂岩为主, 成分较复杂。该地区辫状河三角洲以前缘亚相为主, 在靠近物源处发育平原亚相, 前三角洲亚相较为少见。辫状河三角洲平原亚相由单条辫状河道或多条辫状河道构成的辫状河平原组成, 主要包括辫状河道砂坝及堤岸沉积, 其中占主导地位的是在沉积过程中砂体频繁侧向迁移加积形成的辫状河道砂坝沉积。辫状三角洲前缘亚相主要由水下分流河道砂坝、分流间湾沉积、河口砂坝及远砂坝组成, 其中水下分流河道沉积为前缘亚相的主体。

根据该研究工区地质模型, 结合实验室实际条件, 建立物理模型, 分阶段进行盆地内孔店物源辫状河三角洲沉积模拟, 设计了不同的实验方案, 包括详细的底形设计、加砂组成、来水过程等方面。

模拟实验在长江大学CNPC沉积模拟重点实验室内完成, 实验装置如图3。该装置长16, m, 宽6, m, 深0.8, m, 底板距地平面2.2 m。实验装置包括4块方形活动底板组成的活动底板系统。每块活动底板面积为6.25, m², 能够向四周同步倾斜、异步倾斜、同步升降、异步升降。活动区倾斜坡度35%、上升幅度10 cm、下降幅度35 cm、同步误差小于2, mm, 基本满足实验要求。研究区沙三²沉积时期辫状河三角洲沉积是在坡度陡— 中等且远离断裂带的背景下形成的, 辫状河供源, 物源较近。考虑到孔店凸起物源沉积物主要分布在较缓沉积区的实际地质模型及辫状河三角洲形成条件, 原始底形设计如图4, Y=0~3.0, m为固定河道区, 作为老山区, 不计入有效测量范围; Y=3.0~6.0, m作为模拟辫状河区域; Y=6.0~7.0, m为入湖斜坡区, 相当于辫状河三角洲平原区; Y=7.0~14.0, m为湖区, 为辫状河三角洲前缘和前辫状河三角洲发育区域。根据该地区原始地形特点, 设计入湖斜坡区坡降为3.86%, 约2.2° , 湖区地势平缓。综合考虑到实验过程的可操作性、水流的搬运能力以及洪水期、中水期及枯水期含砂量的变化, 设计加砂、加泥组成见表1。根据歧口凹陷该时期强烈活动的断层数量多, 而沉积充填与断层活动具有良好吻合性的实际构造运动特点(吴立群等, 2010), 结合歧北斜坡带沙三²沉积时期地形、地貌特点及沉积物厚度分布, 调节活动底板如表2所示, 形成沉积凹陷的坡降在1.32%~6.64%之间。辫状河三角洲实验过程中各轮实验条件及水动力参数见表3。

图3

Fig.3

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	图3 黄骅坳陷歧口凹陷沙三2辫状河三角洲沉积模拟实验装置示意图Fig.3 Experimental apparatus of sedimentary simulation of braided fluvial delta of Es32 in Qikou Sag, Huanghua Depression

图4

Fig.4

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	图4 黄骅坳陷歧口凹陷沙三2辫状河三角洲实验底形设计Fig.4 Experimental bottom topographic design of braided fluvial delta of Es32 in Qikou Sag, Huanghua Depression

表1

Table1

表1(Table1)

表1 黄骅坳陷歧口凹陷沙三2辫状河三角洲加砂、泥组成 Table1 Adding sand and mud composition of braided fluvial delta of Es32 in Qikou Sag, Huanghua Depression 沉积期 加砂、泥组成/% 洪水期 中水期 枯水期 砾石 粗砂 中细砂 粉泥 砾石 粗砂 中细砂 粉泥 砾石 粗砂 中细砂 粉泥 第1沉积期 5 20 50 25 5 10 60 25 0 0 40 60 第2沉积期 10 30 40 20 10 50 30 10 5 40 40 15 第3沉积期 10 25 45 20 10 50 30 10 0 10 50 40 第4沉积期 5 15 55 25 10 50 30 10 0 10 50 40

表1 黄骅坳陷歧口凹陷沙三2辫状河三角洲加砂、泥组成 Table1 Adding sand and mud composition of braided fluvial delta of Es32 in Qikou Sag, Huanghua Depression

表2

Table2

表2(Table2)

表2 黄骅坳陷歧口凹陷沙三2辫状河三角洲实验活动底板运动幅度 Table2 Motive soleplate movement range of braided fluvial delta experiment of Es32 in Qikou Sag, Huanghua Depression 沉积期 第1排 第2排 第3排 第4排 第1沉积期 5, cm 15 cm 19 cm 24 cm 第2沉积期 7 cm 3 cm 3 cm 4 cm 第3沉积期 8 cm 12, cm 12 cm 7 cm 第4沉积期 3 cm 3 cm 2 cm 3 cm 累计 23 cm 33 cm 36 cm 38 cm

表2 黄骅坳陷歧口凹陷沙三2辫状河三角洲实验活动底板运动幅度 Table2 Motive soleplate movement range of braided fluvial delta experiment of Es32 in Qikou Sag, Huanghua Depression

表3

Table3

表3(Table3)

表3 黄骅坳陷歧口凹陷沙三2辫状河三角洲实验条件及水动力参数 Table3 Parameters of experimental conditions and hydrodynamic of braided fluvial delta of Es32 in Qikou Sag, Huanghua Depression 实验轮次 来水 过程 历时 /min 流量过程 /L· s-1 湖水水位 /cm Ⅰ -1 长流水 135 1.34~2.53 16.0~22.0 Ⅰ -2 长流水 445 1.39~0.60 20.58~14.5 Ⅰ -3 长流水 200 0.71~0.91 17.5~14.0 Ⅰ -4 长流水 225 0.91~4.88~1.29 16.5~8.0 Ⅰ -5 长流水 295 1.09~3.59~1.29 11.5~9.5 Ⅰ -6 长流水 190 1.18~2.86 7.0~5.0 Ⅰ -7 长流水 440 1.18~2.70 5.5~11.5~6.5 Ⅰ -8 长流水 440 1.18~2.70~1.39 6.5~17.0 Ⅱ -1 长流水 140 1.23 18.0 Ⅱ -2 长流水 150 1.18 18.5~19.0 Ⅱ -3 长流水 120 2.16~4.43~1.34 19.3~24.2 Ⅱ -4 长流水 420 1.34 13.5 Ⅱ -5 长流水 355 1.34~2.46 14.4~25.3~20.4 Ⅱ -6 长流水 360 1.34 20.3 Ⅱ -7 长流水 155 1.34 19.8 Ⅲ -1 长流水 600 1.34 21.6~21.8~20.9 Ⅲ -2 长流水 340 1.34 21.8~18.0 Ⅲ -3 长流水 420 1.29 18.0~14.3 Ⅲ -4 长流水 525 1.18 14.0 Ⅲ -5 长流水 360 1.23~0.60 20.5~15.5 Ⅲ -6 长流水 205 1.29 15.6~22.8 Ⅳ -1 长流水 330 1.29~0.95 22.5~23.0 Ⅳ -2 长流水 570 1.29 22.9~20.0 Ⅳ -3 长流水 200 1.29 20.0~17.8 Ⅳ -4 长流水 445 1.34 18.4~15.1 Ⅳ -5 长流水 175 1.29 16.4~15.0 Ⅳ -6 长流水 163 0.57~0.51~0.48 16.0~15.2 Ⅳ -7 长流水 355 1.18~1.95~0.67 14.8~24.9

表3 黄骅坳陷歧口凹陷沙三2辫状河三角洲实验条件及水动力参数 Table3 Parameters of experimental conditions and hydrodynamic of braided fluvial delta of Es32 in Qikou Sag, Huanghua Depression

通过实验砂体测量, 分别绘制出了原始底形等高线图、每个沉积期砂体厚度等值线图和累计砂体厚度等值线图 (图 5)。从图5中可以看出不同沉积期有以下变化趋势:

图5

Fig.5

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	图5 实验原始底形及辫状河三角洲砂体厚度等值线图Fig.5 Original experimental bottom topographic and isoline maps of sandbody thickness of braided fluvial delta

1)无论是单层砂体厚度还是砂体累计厚度, Y在8.0~10.0, m附近沉积较厚, 说明该部位是辫状河三角洲沉积的主体, 即三角洲前缘远端部位。7.0 m≤ Y≤ 8.0, m沉积较薄, 为三角洲前缘近端部位; 因湖水位的频繁升降, 湖岸线的不断变化, 辫状河三角洲平原亚相范围不断迁移, 后期形成的三角洲平原覆盖或者侵蚀前期形成的平原部分。在6.0 m≤ Y≤ 7.0, m的三角洲平原部位厚度相对较薄。Y≥ 11.0, m的前三角洲部位厚度也较薄。

2)三角洲砂体沿着物源方向或辫状河道的方向呈条带状或舌状分布, 沿三角洲砂体的中部或前部厚度较大, 其余部位属于厚度较薄的河道间沉积。

3)三角洲砂体的尖朵体展布或指状展布方向代表了分流河道的走向及主砂带的展布方向。

4)三角洲各沉积期砂体形态均呈范围广、沉积厚度厚薄不一的片叶状分布。这说明分流河道的迁移、摆动、汇合是相当频繁的。同时, 由图5中砂体厚度的脊线方向可以判断出主水道的延伸方向, 这对于油田开发过程中的稳油控水, 合理调整开发井网具有参考价值(刘忠保等, 2000)。

5)沉积主体砂体最厚发育部位有的稍偏左, 有的集中于右侧, 有的由左至右分布较均匀, 这在横向(X方向)上的多种分布情况与当时的水动力条件、地形特点、沉积过程有关。

通过对实验过程的监测, 发现实验条件下, 孔店物源辫状河三角洲可划分为3个亚相、7个微相(表 4)。

表4

Table4

表4(Table4)

表4 孔店物源辫状河三角洲沉积相 Table4 Sedimentary facies of braided fluvial delta from Kongdian provenance 相 亚相 微相 辫状河 三角洲 辫状河三角洲平原 辫状河道、砂坝沉积、堤岸沉积 辫状河三角洲前缘 水下分流河道、支流间湾、 河口砂坝、远砂坝 前辫状河三角洲 前三角洲泥

表4 孔店物源辫状河三角洲沉积相 Table4 Sedimentary facies of braided fluvial delta from Kongdian provenance

4.2.1 辫状河三角洲平原

辫状河道总体沉积特点是宽而浅、弯曲度小、河道坡度大、河道不固定、迁移迅速, 沉积物搬运量大。在剖面上可见分选较差的砾岩、砂砾岩组成的河道滞留沉积(饶政等, 2008)。河道砂坝发育, 主体岩性为含砾中、粗粒砂岩, 纵向砂坝、斜列砂坝发育, 横向砂坝不太发育(图 6)。在实验过程中, 随着辫状水道的不断迁移, 三角洲向湖区持续的推进, 纵向砂坝、斜列砂坝之间可以相互转化。堤岸沉积主要由粉砂岩和泥岩组成, 因河道砂坝的不断迁移、侵蚀破坏, 剖面上呈下凸上平的透镜状展布。

图6

Fig.6

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	图6 实验条件下辫状河三角洲微相类型Fig.6 Microfacies types of braided fluvial delta under experimental conditions

4.2.2 辫状河三角洲前缘

辫状河三角洲前缘是辫状河三角洲沉积的最活跃场所, 其沉积物亦是辫状河三角洲的主体(饶政等, 2008)。水下分流水道水动力条件强, 沉积物具有单层厚度大、岩性粗、分选性和磨圆度好等特点, 是辫状河三角洲前缘的主体。单一的水下分流河道砂体显示清楚的下粗上细特征, 主体为砂岩。砂体频繁侧向迁移加积形成的侧积交错层是其主要的沉积构造。分流间湾以大小不等的透镜体夹在河道砂体中。河口砂坝普遍可见, 剖面上常显示向上变粗层序及向上变粗再变细层序。远砂坝横向延伸远, 分布范围广, 但纵向上相带窄、厚度薄, 由薄层状粉砂岩、粉砂质泥岩组成。

4.2.3 前辫状河三角洲

前辫状河三角洲位于辫状河三角洲前缘带向湖的较深水区, 主要是由薄层泥组成, 分布范围较小。

实验研究表明, 影响孔店物源辫状河三角洲形成及演变的主要控制因素, 包括基底沉降、相对湖平面升降、流量及流量变幅、加砂量(物源供给)等。

1)基底沉降。湖区活动基底的沉降直接导致三角洲前缘主力砂体垂向发育增厚, 而且三角洲保留要素不完整(Miall, 1997)。构造活动基底的沉降一方面给湖区砂体沉积提供了容纳空间, 另一方面造成床面坡降变大, 砂体垂向发育加快, 厚度变大(张春生, 2001), 从而直接导致模拟区块主力砂体垂向发育增厚。构造活动的下降速率越快, 分流河道的迁移速率加快, 砂体形成及发育的速率也越快。在第2沉积期1700 min内, 活动底板第1排至第4排沉降情况分别为7 cm、3 cm、3 cm、4, cm, 分流河道迁移速率平均为95.0, cm/h, 在Y=7.5~9.5, m范围内, 砂体发育厚度多集中在10~20, cm; 在第4沉积期2238 min内, 活动底板沉降情况分别为3 cm、3, cm、2 cm、3, cm, 分流河道迁移速率平均为28.2 cm/h, 在Y=7.5~9.5, m范围内, 砂体发育厚度大多集中在2~6, cm, 仅在局部受出水口影响出现厚度较大的区域。明显地, 与第4期相比, 第2期活动底板的沉降速率更快, 坡降更大, 分流河道的变迁速度更快, 砂体发育速率更快。这也说明构造沉降是控制坡降和可容纳空间的主要因素。前人模拟长6三角洲和滦平扇三角洲时也发现, 分流河道的迁移与构造活动的下降速率、下降幅度呈正比关系(张春生, 2001)。

2)相对湖平面升降。一般而言, 相对湖平面上升, 可容纳空间增大, 三角洲退积, 扇面主要为片流沉积(程立华等, 2005; 鄢继华等, 2009), 三角洲以舌状体发育为主(图 7-a); 相对湖平面趋于稳定, 三角洲侧向发育, 水流改道频繁, 砂坝形态随河道变迁而变化(程立华等, 2005; 鄢继华等, 2009)(图 7-b); 相对湖平面下降较快时, 水流集中, 流速增大, 下蚀作用较强烈, 水道下切深度大, 稳定发育时期长, 纵向进积为主(程立华等, 2005; 鄢继华等, 2009)(图 7-c); 下降缓慢时, 与扇三角洲形成相对稳定的水道不同(程立华等, 2005; 鄢继华等, 2009), 辫状河三角洲水流改道相当频繁, 纵向进积不明显(图 7-d)。因此, 湖水位变化是控制三角洲纵横向分布及分流河道发育的主要因素。具体而言, 高湖水位期, 分流河道不甚发育, 分流河道数量少, 朵体不发育, 扇体边缘呈圆滑的弧形(程立华等, 2005; 鄢继华等, 2009); 湖水位保持不变时, 分流河道发育, 左右摆动频繁, 砂体以横向展布为主, 砂坝不断遭受侵蚀, 横向展宽, 扇体呈不规则状向湖盆内生长, 扇体边缘对应的辫状沟道末端的一系列小朵体发育特征不明显(鄢继华等, 2009); 湖水位降低, 分流河道发育, 砂体以顺流加积为主, 长条状纵向砂坝明显增多, 扇体前缘朵叶体发育, 形态随主沟道的改道而不断发生变化(程立华等, 2005; 鄢继华等, 2009)。

图7

Fig.7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图7 相对湖平面升降过程中辫状河三角洲砂体沉积特征Fig.7 Sedimentary characteristics of braided fluvial delta sandbody in progress of relative lake level rise and fall

三角洲分流河道的迁移与活动底板的下降速率及湖平面下降速率密切相关, 均呈正比例变化关系。活动底板下降速率越大, 三角洲分流河道迁移速率也越快。同理, 湖平面下降速率越大, 三角洲分流河道迁移速率也越大(张春生, 2001)。

3)流量及流量变幅。流量是控制分流河道和砂体类型的主要因素。

洪水期辫状河三角洲砂体上部以强片流为主, 水流强度大, 搬运能力强, 沉积物不易沉积下来, 砂坝不发育。中下部以强分流为主, 分流河道发育, 河口砂坝逐渐被侵蚀、减少(图 8-a)。水流强度大, 搬运能力较强, 部分粗颗粒被水流携带至三角洲前缘部位沉积; 洪水对水下分流河道迁移及河口砂坝沉积起决定性作用(Baridge and Mackey, 1993), 控制了辫状河三角洲沉积演化。

图8

Fig.8

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	图8 不同流量条件下辫状河三角洲沉积特征Fig.8 Sedimentary characteristics of braided fluvial delta under different flow conditions

中水期主要是沿分流河道方向砂体发育, 对早期砂体以改造为主。分流河道左右摆动频繁, 造成砂体表面期次性、层次性明显(图 8-b)。砂坝类型多样, 纵向砂坝、斜列砂坝发育, 河口砂坝可以向纵向砂坝、斜列砂坝转化。

枯水期因水流较弱, 砂体大范围暴露, 可见废弃河道, 主要沿袭原有河道起细化作用(成国栋, 1991; 蔡进功译, 1991), 发育细粒沉积, 河道变浅变窄。水流集中、分散、分叉与砂体沉积厚度及表面起伏相对应(图 8-c)。

流量变化率(即最大流量与最小流量的差值)影响三角洲演变过程。在流量变化率为3.45 L/h时, 砂体伸长率为25.8 cm/h, 砂体展宽率为8.53 cm/h; 在流量变化率为0.32 L/h时, 砂体伸长率为1.8 cm/h, 砂体展宽率为0.90, cm/h。前人在采用该实验装置研究滦平三角洲时发现, 砂体伸长速率变化率(cm/h)/流量变化率(L/h)介于0.4~4.0之间, 砂体展宽速率变化率(cm/h)/流量变化率(L/h)介于0.3~1.5之间(张春生, 2001)。由此可见流量变化率越大的沉积过程, 辫状河三角洲伸长和展宽速率均较大, 尤其是伸长速率变化更显著, 反之辫状河三角洲的演变过程较缓慢(Dreyer, 1993)。

4)加砂量(物源供给)。加砂量(物源供给)是控制辫状河三角洲沉积速率的主要因素。

流量较稳定, 当输砂量为1.6 g/s时, 物源供给充足, 水流处于平衡输砂或过饱和输砂状态, 砂体表面水流呈强片流状态。辫状河三角洲发育速度加快, 横向展宽, 纵向伸长, 垂向增高, 沉积过程加速, 砂体全方位发育(图 9-a)。

图9

Fig.9

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	图9 不同物源供给条件下辫状河三角洲沉积特征Fig.9 Sedimentary characteristics of braided fluvial delta under different sediment supply conditions

流量较稳定, 减少输砂量, 当加砂量为0.4 g/s时, 物源供给不足, 水流处于平衡输砂或次饱和输砂状态, 辫状河三角洲以主河道发育为主, 分流河道不发育, 下蚀作用明显, 以切割砂体表面为主, 砂坝较少, 但规模较大(图 9-b)。

综合分析表明, 辫状河三角洲主要受孔店物源影响。周清庄— 歧口地区沙三²亚段砂岩厚度等值线图(图 10)说明, 顺着歧35— 歧131— 滨28x1— 滨深6— 滨深8方向, 砂岩的厚度大体上呈逐渐增厚的趋势, 整体上厚度不大, 厚度最薄为25, m左右, 最厚达75, m左右, 歧35— 歧131— 滨28x1厚度为25~30, m, 滨28x1— 滨深6— 滨深8厚度由25, m增厚到75, m, 在滨深18附近存在一个砂岩范围较小的较厚带, 厚度为50多米, 滨深8— 滨深6— 歧52— 歧41附近的较厚带分布范围较广, 厚度在75, m以上。通过实验砂体测量, 绘制出了累计厚度等值线图(图 11)。实验结果表明, 歧35— 歧131— 滨28x1— 滨深6— 滨深8方向砂岩厚度有逐渐变厚的趋势。歧35— 歧131— 滨28x1方向砂岩厚度由35, cm增厚到52, cm左右, 在滨深18附近有厚带分布, 厚度在50多厘米, 滨深8— 滨深6— 歧52— 歧41附近砂岩厚带较大范围分布, 厚度在45~55, m之间, 这些与实际砂体厚薄变化趋势一致。砂体厚带分布区主要是由于分流河道迁移改造频繁造成各类砂坝如纵向砂坝、斜列砂坝及河口砂坝等交汇、叠置所致。滨28x1— 滨深6— 滨深8方向砂岩厚度总体较大, 基本稳定在50, cm左右, 且厚带分布范围广, 这与实际砂体厚度逐渐增厚的趋势稍有不一致; 实验模拟砂体厚度变化趋势简单, 与实际砂体局部厚薄变化趋势稍有差异, 这些不完全吻合现象是由于实验装置规模有限, 以及在实验过程中砂体展布受到流量、加砂量、湖水位、活动底板及模拟实验期次性等多因素的共同影响造成的, 其波动范围在正常实验误差之内。总体来说, 实验砂体厚薄变化趋势与实际砂体大体相近。模拟实验表明, 滨28x1井以北地区、滨深6井以南地区是有利储集层分布区域。

图10

Fig.10

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	图10 周清庄— 歧口地区沙三2亚段砂岩厚度等值线图(据吴立群等, 2010, 略修改)Fig.10 Isoline map of sand thickness of the Es32 in Zhouqing-zhuang-Qikou area(Modified from Wu et al., 2010)

图11

Fig.11

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	图11 周清庄— 歧口地区辫状河三角洲模拟实验砂体厚度等值线图(图中井位为模拟井位)Fig.11 Isoline map of sandbody thickness of simulation experiment of braided fluvial delta in Zhouqingzhuang-Qikou area (Well location in map is simulated)

实验研究表明, 自物源区到深水湖盆, 辫状河三角洲呈现出一套完整的沉积体系, 其岩性由粗变细, 单层厚度逐渐减薄, 砂地比随之降低, 水动力条件由强变弱。上游属辫状河三角洲平原亚相区, 地形宽阔, 往往与小而多的冲积扇群相接(张文朝等, 2000)。辫状河道和洪泛平原是主要微相。下游辫状河三角洲前缘位于坡折带以下的滨浅湖相中, 大量粗碎屑质在河流入湖处形成扇形或树枝状砂砾岩体, 主要发育分流水道、纵向砂坝、 斜列砂坝、河口砂坝、支流间湾等微相(牟汉生等, 2007)。综合歧口凹陷原始地质模型, 结合实验模拟成果, 建立了实验条件下歧口凹陷古近系沙三²亚段辫状河三角洲相模式图(图 12)。

图12

Fig.12

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	图12 黄骅坳陷歧口凹陷沙三2亚段辫状河三角洲相模式Fig.12 Sedimentary model of braided fluvial delta of the Es32in Qikou Sag of Huanghua Depression