3.1.1 浅水辫状河三角洲的形成条件

浅水三角洲的形成除受盆地沉降速率和沉积速率的均衡制约外, 还受古构造背景、古地形地貌、古气候、古物源及沉积物供给量、古水深及古湖平面变化等因素的共同控制(楼章华等, 1999; 朱筱敏等, 2012, 2013b), 但其中主控因素为古地形地貌、古气候及古物源供给(王立武, 2012)。浅水辫状河三角洲相主要发育于清水河组低位体系域。从清水河组低位域发育期的地质背景来看, 具备十分有利于浅水三角洲形成的条件。

1)平静的构造活动及准平原化的古地形地貌。中侏罗世燕山运动Ⅰ 幕及晚侏罗世燕山运动Ⅱ 幕准噶尔盆地构造活动较为强烈, 使得车— 莫古隆起继承性演化发育并抬升出水面, 随后伴随着盆地整体拗陷接受沉降, 早白垩世全区进入稳定埋藏阶段, 构造活动基本停止。而莫索湾地区自中侏罗世开始抬升遭受风化剥蚀, 其遭受剥蚀夷平作用持续时间久, 使得清水河组沉积期古地形地貌整体呈现准平原化的状态, 仅局部由于差异性风化剥蚀作用的存在而残存小型侏罗系残丘(图 4-a), 残丘规模不大, 平面面积在1~15km²之间, 高度平均在38~52m之间。清水河组低位域与侏罗系呈平行不整合接触关系或呈披覆状态覆盖沉积于侏罗系局部残丘之上(图 3, 图4-b), 地层产状平缓, 地形坡度小于1° 。而受控于准平原化的地形地貌, 地震剖面上以最大湖泛面拉平处理可见地层厚度变化差异性不大, 仅在局部残丘部位有所减薄(图 4-c)。因此, 平静的构造活动及准平原化的古地貌形态为清水河组低位浅水三角洲发育提供了稳定的盆地构造基础。

2)统一的物源体系及充足的沉积物供给量。低位域沉积时期, 伴随着盆地由压扭型向挤压坳陷型转变, 准噶尔盆地整个构造形态开始发生向南掀斜, 盆地恢复统一的沉积沉降中心, 位于昌吉凹陷(谷云飞等, 2003; 方世虎等, 2004a), 发育滨浅湖— 半深湖亚相。盆地边缘发育厚层冲积扇— 扇三角洲相底砾岩, 而北部哈特阿拉特山及克拉美丽山两支物源体系发育大型辫状河三角洲相, 并向腹部延伸很远(谷云飞等, 2003; 斯春松等, 2005), 在昌吉凹陷北部有汇聚的趋势。从清水河组低位域地层倾角测井资料、重矿物稳定系数等值线及重矿物组合特征(图 5)来看, 倾角测井古流向显示物源呈NE-SW及NW-SE方向, 稳定系数平面上向南逐渐增大, 而重矿物组合及各成分含量在各井分布差异不大, 均以钛铁矿及石榴石所占比重最大, 二者含量之和平均在50%以上, 整体上看莫索湾地区低位域受控于统一的北部物源。因此在区域相序演化、距源区远近及沉积物供给量上, 莫索湾地区低位域具备发育浅水三角洲的物质条件。

图5

Fig.5

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	图5 准噶尔盆地莫索湾地区白垩系清水河组低位体系域综合物源分析Fig.5 Comprehensive provenance analysis of lowstand system tract of the Cretaceous Qingshuihe Formation in Mosuowan area, Junggar Basin

3)干旱— 半干旱到湿润古气候的转变及古水体深度较小。侏罗纪末期准噶尔盆地南缘发育山前红色冲积体系沉积(方世虎等, 2004b), 而在准噶尔盆地腹地K/J系间不整合界面以下, 侏罗系顶部广泛发育一套氧化成因的红层(焦养泉等, 2008), 显示古气候为半干旱— 干旱条件, 至白垩纪, 随着湖水面积扩大, 气候逐渐转变为湿润。而处于这种干旱到湿润的古气候转变时期, 水体范围仍相对较为有限, 并且水体深度不会太大, 因此为浅水三角洲的形成演化提供了有利的水体条件。

3.1.2 浅水辫状河三角洲沉积亚相、微相类型及特征

莫索湾地区底砂岩砂体粒度以中细砂、粉细砂及粉砂岩为主, 分选、磨圆较好, 缺少陆相辫状河相底部粗粒滞留砂砾岩, 砂体间发育薄层灰黑色泥岩, 并且砂体内部见黑色泥砾, 反映沉积区整体处于水下或濒临浅湖区, 缺少陆相河流及三角洲平原暴露环境下的氧化色泥岩及植物碎屑, 并可见特征的反映浅水环境的虫孔及生物扰动构造。而整个清水河组低位域中中— 细砂岩单层砂体厚度大, 垂向泥岩夹层薄, 整体表现为“ 砂包泥” , 平面连井间泥质细粒沉积物较缺乏, 砂体连续性、可对比性较好。区域位置上距昌吉凹陷湖盆中心较近, 结合北部辫状河三角洲沉积体系及物源方向, 判断莫索湾地区低位域主要为浅水辫状河三角洲前缘亚相沉积。并可进一步识别出水下分流河道、河口坝、席状砂及分流间湾4种微相类型。

1)水下分流河道微相。水下分流河道微相是浅水辫状河三角洲前缘最为发育的沉积微相类型, 岩性以灰绿色— 灰白色中、细砂岩为主, 沉积水动力强, 层理类型以平行层理、交错层理、块状层理、韵律层理(图 6-a至6-d)为主, 分选较好。砂体底部可见灰黑色— 灰绿色泥岩撕裂屑及泥砾, 发育冲刷面(图 6-e, 6-f), 砂体内部含有侏罗系煤系地层遭冲刷侵蚀而剥落的煤屑颗粒(图 6-g)。由于水动力强, 水下分流河道频繁迁移, 岩心垂向上可见多个正旋回水下分流河道砂体叠置, 相互冲刷侵蚀, 形成厚度较大的复合砂体(图 7, 莫9井)。粒度概率曲线呈明显的两段式, 跳跃和悬浮总体交截点粒度Ф 值在2~4之间, 悬浮总体含量为10%~15%(图 7-a)。单井上, GR测井曲线呈典型箱型、钟型或因湖浪改造而具一定程度的齿化。

图6

Fig.6

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	图6 准噶尔盆地莫索湾地区白垩系清水河组低位体系域砂岩沉积构造Fig.6 Sedimentary structures of lowstand system tract sandstone of the Cretaceous Qingshuihe Formation in Mosuowan area of Junggar Basin

图7

Fig.7

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	图7 准噶尔盆地莫索湾地区白垩系清水河组砂体垂向叠置关系与粒度概率曲线特征Fig.7 Vertical superimposition relationship and grain size probability curves of sandbodies of the Cretaceous Qingshuihe Formation in Mosuowan area, Junggar Basin

2)河口坝微相。河口坝微相砂体较水下分流河道砂体粒度细, 以灰绿色细砂、粉细砂岩为主, 内部发育小型交错层理、平行层理及特征的河口坝逐渐前积生长的小型前积纹层(图 6-h), 可见少量灰黑色泥砾。岩心垂向上表现为向上粒度变粗的反旋回, 河口坝顶部常可见水下分流河道对其冲刷破坏现象(图 7, 莫6井)。并且由于受河流携带及湖浪冲刷的双重影响或水下分流河道对其的多期改造, 使得河口坝砂体粒度概率曲线呈多段式(图 7-b), 包括2个跳跃次总体和2个悬浮次总体, 悬浮总体含量较水下分流河道增加, 在15%~25%之间。单井上, 河口坝GR测井曲线呈典型的漏斗型, 砂体厚度不大, 多在2~4m之间, 垂向上由于水下分流河道的频繁迁移, 常常被改造而难以识别。

3)席状砂微相。席状砂微相岩性粒度细, 以灰绿色— 灰色粉细砂岩、粉砂岩或泥质粉砂岩为主, 分布于辫状河三角洲前缘前端, 发育小型砂纹层理及波状层理(图 6-i, 6-j), 内部夹有灰黑色泥岩条带或与灰黑色泥岩呈互层状态产出。单井上, GR测井曲线呈指状, 整体厚度不大, 但局部厚度可有所增加。

4)分流间湾微相。分流间湾微相为前缘内部发育的薄层灰黑色— 灰绿色泥岩沉积, 厚度较小, 泥岩内部见垂直生物钻孔, 并发育生物扰动构造(图 6-k, 6-l)。垂向上发育于分流河道间或与席状砂、河口坝相伴生(图 7, 莫6井), 而从生物扰动强度及垂直的钻孔产状上看, 应属水动力较强的沉积环境。

湖泊相沉积主要发育于清水河组湖侵体系域。沉积类型及沉积特征较为简单, 主要为滨浅湖— 半深湖细粒灰黑色泥岩、粉砂质泥岩沉积, 岩性较纯, 仅局部夹有薄层被湖相泥岩包围的浊积砂体或滩坝砂体, 但砂体粒度、厚度及规模均较小。该套湖相细粒沉积在莫索湾地区北部甚至整个盆地腹地均可进行区域追踪对比, 垂向上直接覆盖沉积于低位域砂体之上, 而这一相序叠置关系再次证明早期低位域砂体应位于浅水辫状河三角洲前缘部位, 否则将违反沉积学中的相序递变法则。

浅水曲流河三角洲相主要发育于清水河组高位体系域, 即清二段。整个清二段目前尚无取心资料, 同时暂时也并非油气有效储集层, 而其顶界划分尚存在一定争议, 因此不做探讨。湖侵体系域沉积后, 莫索湾地区全区覆盖厚层湖相泥岩, 地形平坦, 且无构造活动, 而从其整体沉积特征上看, 发育岩性主要表现为薄层细砂岩、粉砂岩及泥岩的频繁互层。同时泥岩主要呈还原色与氧化色间互出现为特征。砂体厚度、泥质含量较低位域沉积期明显变小, 并可见低角度叠瓦状前积反射特征(图 3), 综合上述沉积特征, 对比典型浅水三角洲过渡色泥岩、砂泥岩频繁互层、砂体单层厚度薄的特点(朱伟林等, 2008; 纪友亮等, 2013; 朱筱敏等, 2013a), 推断其应属浅水曲流河三角洲相。

在层序地层格架划分、单井沉积微相识别及井震标定的基础上, 利用三维地震资料进行地层切片及层间各类属性提取, 并结合钻井资料对底砂岩沉积微相展布特征进行识别和分析。根据地震属性与单井沉积微相分析结果的标定, 认为研究区平均振幅属性与水下分流河道、河口坝的中— 细砂岩砂体厚度实际钻探结果线性相关性最好(图 8), 地震资料主频在35~40 Hz之间, 分辨率较高, 对砂体平面分布及形态特征可具备良好的属性响应。因此反复对比验证及综合分析底砂岩段地层切片平均振幅属性(图 9-a)与区域砂地比、砂厚、物源方向及多井点单井沉积微相的匹配关系, 最终还原底砂岩沉积微相平面展布(图 9-b)。

图8

Fig.8

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	图8 准噶尔盆地莫索湾地区地震平均振幅属性与中— 细砂岩厚度关系Fig.8 Relationship between seismic mean amplitude attribute and medium-fine sandstone thickness in Mosuowan area, Junggar Basin

图9

Fig.9

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	图9 准噶尔盆地莫索湾地区白垩系清水河组低位体系域“ 底砂岩段” 地震平均振幅属性(a)与沉积微相平面分布(b)Fig.9 Seismic mean amplitude attribute(a)and distribution of sedimentary microfacies(b) of lowstand system tract “ bottom sandbody member” of the Cretaceous Qingshuihe Formation in Mosuowan area, Junggar Basin

浅水三角洲前缘亚相以平均低水位线和平均高水位线为界可划分为内前缘与外前缘2部分(楼章华等, 1998; 李元昊等, 2009), 而辫状河三角洲的砂体分布、规模、形态与水动力条件具有较强的相关性(韩晓东等, 2000; 陈彬滔等, 2012; 阮壮等, 2013)。浅水辫状河三角洲内、外前缘由于具有不同的水动力条件, 使得其砂体沉积特征具有相应的差异性。依据砂体地震属性响应、砂体对比关系、砂体厚度及距源区远近, 认为研究区北部主要处于三角洲内前缘, 南部则位于外前缘。综合研究区沉积特点, 对浅水辫状河三角洲内、外前缘沉积特征进行详细对比分析, 各沉积特征差异见表1, 而由于内前缘部位砂体以分流河道为主, 完整河口坝少见, 因此图9-b内河口坝暂为示意性。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 准噶尔盆地莫索湾地区白垩系清水河组浅水辫状河三角洲内前缘与外前缘沉积特征对比 Table1 Comparison of sedimentary characteristics of inner part and outer part of shallow water braided river delta front of the Cretaceous Qingshuihe Formation in Mosuowan area, Junggar Basin 对比特征 浅水辫状河三角洲内前缘 浅水辫状河三角洲外前缘 岩性 中、细砂岩为主, 夹薄层细粒沉积 粉细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩 砂体厚度 砂体厚度大, 垂向叠置 砂体厚度相对小, 垂向存在细粒隔夹层 河道砂体形态 连片分布 条带状、分叉状、交织状 河道发育特征 频繁迁移, 相互改造、切割 河道位置较固定, 迁移能力减弱 水动力条件 主要受控于河流作用, 水动力强 受控于河流和湖浪双重作用, 较内前缘减弱 分布位置 平均低水位线与平均高水位线之间 平均低水位线与正常浪基面之间 沉积环境 时而水下, 时而水上 一直位于水下 特殊沉积构造 大型交错层理及冲刷构造、生物扰动及钻孔 发育小型层理构造 沉积微相类型 以水下分流河道、河口坝为主 发育席状砂、分流间湾及水下分流河道、河口坝 地震属性响应 连片振幅异常区 带状、分叉、交织状振幅异常区 测井电性响应 齿化较弱的巨厚型箱型, 漏斗型 齿化较强的箱型、指状

表1 准噶尔盆地莫索湾地区白垩系清水河组浅水辫状河三角洲内前缘与外前缘沉积特征对比 Table1 Comparison of sedimentary characteristics of inner part and outer part of shallow water braided river delta front of the Cretaceous Qingshuihe Formation in Mosuowan area, Junggar Basin

5.1.1 浅水辫状河三角洲内前缘

研究区北部浅水辫状河三角洲内前缘位于平均低水位线与平均高水位线之间。地震属性响应呈大范围连片平均振幅负值异常区(图 9-a), 砂体厚度及中— 细砂岩厚度占地层比重大, 细粒泥质及粉砂质沉积物基本不发育。通过过研究区内前缘连井微相对比剖面(图 10, AA'剖面)可见, 各井单砂体厚度大, 测井曲线呈巨厚箱型, 同时齿化程度较弱。各井间水下分流河道砂体呈区域连片、相互切割的沉积状态, 河口坝砂体少见, 大部分属残余型河口坝, 局部可识别出“ 坝上河” , 即早期河口坝砂体被后期分流河道切蚀破坏的现象。上述沉积特征表明, 浅水辫状河三角洲内前缘水动力条件主要受控于河流作用, 水动力强, 沉积微相以水下分流河道为主。并且由于辫状分流河道的频繁迁移, 细粒沉积物往往难以保存, 造成砂体连片分布, 河口坝也常常被河道改造, 分流间湾较不发育, 且强烈的河道冲刷侵蚀可将下伏侏罗系煤层破坏、打碎, 使得砂体内部出现棱角状煤屑颗粒。

图10

Fig.10

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	图10 准噶尔盆地莫索湾地区白垩系清水河组过辫状河三角洲内前缘(AA')与外前缘(BB')层序格架及沉积微相剖面Fig.10 Profiles of sequence framework and sedimentary microfacies across the inner part(AA') and outer part (BB') of braided river delta front of the Cretaceous Qingshuihe Formation in Mosuowan area, Junggar Basin

5.1.2 浅水辫状河三角洲外前缘

研究区南部浅水辫状河三角洲外前缘位于平均低水位线之下浪基面之上。砂体地震平均振幅属性响应与内前缘部分相比, 主要呈条带状的河道形态异常振幅响应特征(图 9-a)。砂体厚度及中— 细砂岩占地层比重减小, 细粒沉积物含量增加。通过过研究区外前缘连井微相对比剖面(图 10, BB'剖面)可见, 各单井河道型砂体厚度减小, 主要呈孤立状态分布, 并且由于垂向细粒泥质、粉砂质含量增加及砂体内部粒度变细, 使得河道箱型测井曲线齿化程度明显增强, 而席状砂型指状及河口坝型漏斗状测井曲线特征增多。结合地震平面属性响应可见外前缘水下分流河道主要呈条带状单支或多支汇聚发育, 分流河道宽度及规模较内前缘明显减小。但河口坝砂体垂向上可完整保存, 仅局部被分流河道侵蚀切割。上述沉积特征表明, 外前缘水动力条件较内前缘减弱, 主要受控于河流及湖浪的双重作用, 分流河道已不发生横向频繁迁移, 仅局部水动力较强的单支分流河道可从内前缘延伸至外前缘, 并可多条相互汇聚、交织。

5.1.3 浅水辫状河三角洲内前缘、外前缘与现代沉积对比

上述莫索湾地区低位浅水辫状河三角洲内、外前缘沉积特征及其差异性与现代沉积具有较好的匹配关系。如美国阿拉斯加Kachemak湾现代辫状河三角洲(图 11), 地形平缓, 物源供给量大, 水体深度也较浅, 为典型的浅水辫状河三角洲。

图11

Fig.11

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	图11 美国阿拉斯加Kachemak湾现代辫状河三角洲低水位期沉积特征Fig.11 Sedimentary characteristics of shallow water braided river delta in lowstand period of Alaska Kachemak bay in USA

从其低水位期平面沉积特征上看(图 11), 可明显区分出浅水辫状河三角洲平原、内前缘及外前缘3个部分。三角洲平原位于平均高水位线之上, 长期出露水面, 相较于内前缘, 平原河道宽度大, 呈一条主河道形式供给沉积物, 整体上分流河道并未呈发散状。同时由于三角洲平原洪泛细粒泥质沉积物发育, 使得植被生长茂密, 特征明显, 并以此可显著区分出三角洲平原与前缘的分界。向湖方向进入三角洲内前缘, 即时而出露水面时而处于水下的部分, 可见整个三角洲沉积体呈朵叶状, 分流河道开始发散, 并可区分出河口坝与分流间湾。但明显可识别出分流河道横向频繁迁移的痕迹, 同时可见分流河道切割河口坝的现象。整体上内前缘沉积物以砂质为主, 砂体呈连片发育, 泥质沉积物匮乏, 植被不发育。再向湖盆方向进入三角洲外前缘, 即一直位于水下的部位, 可见内前缘的分流河道在向外前缘延伸的过程中多条分支已逐渐消失或河道枯竭, 仅局部水动力较强的分流河道或多条分流河道汇聚后的主河道可向前继续延伸进入外前缘。而进入水体后, 在水体内部仍可见水道化的沉积特征, 表明局部分流河道在水体内部仍可延伸发育, 但单支水道位置较为固定, 规模明显减小, 不再分叉, 呈条带状, 多支不同方向进入水体的分流河道仍可汇聚、交织。而在局部湖水动力较强的环境下, 可见砂质沉积物一入水体即呈片状散开或外前缘水下分流河道被湖浪或湖流改造使得沉积物重新分散而形成呈平铺状展布的外前缘席状砂。这一现代沉积现象和研究区低位砂体展布特征对比, 可见二者各沉积相带平面分布具有相当的吻合性。

莫索湾清水河组低位域沉积期受控于北部物源, 向南逐渐进入湖盆中心, “ 底砂岩段” 全区发育, 但相较于北部石南、石西、陆梁、白家海地区清水河组底砾岩段(赵霞等, 2007; 岳云雷等, 2007; 罗曦等, 2008)粒度细, 自北部物源供给区到南部汇水区, 沉积特征具有良好的继承性, 因此从区域沉积体系演化角度及内、外前缘沉积特征差异性分析出发, 总结出莫索湾地区清水河组低位浅水辫状河三角洲前缘沉积微相模式(图 12)。

图12

Fig.12

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	图12 准噶尔盆地莫索湾地区白垩系清水河组低位体系域浅水辫状河三角洲沉积微相模式Fig.12 Sedimentary microfacies model of shallow water braided river delta of lowstand system tract of the Cretaceous Qingshuihe Formation in Mosuowan area, Junggar Basin

整体上, “ 底砂岩段” 沉积期盆地北部边缘发育冲积扇— 扇三角洲相沉积, 而向南到准噶尔盆地腹地以北地区逐渐过渡为辫状河沉积(高雷等, 2004), 粒度粗, 表现为北部地区的白垩系底部杂色砂砾岩段沉积, 临近莫索湾地区由于沉积期地形平缓、水体深度不大, 物源供给充足, 沉积相开始转变为浅水辫状河三角洲相, 而莫索湾地区正处于浅水辫状河三角洲前缘部位。相对于三角洲平原来说, 前缘河道进入水体后由于水动力条件的改变及其所携带的沉积物发生卸载, 河道下切能力减弱, 但位于内前缘部位水体浅, 河流水动力仍强于湖浪作用, 因此分流河道开始发散, 并调整为横向的频繁迁移。加之内前缘部位时而出露水面的沉积环境, 使得分流河道砂体受湖泊水体改造减弱, 特别是低水位期分流河道迁移更为强烈。但内前缘单期河道规模较平原分流河道小, 而由于分流河道的频繁迁移使得砂体呈连片展布, 分流间湾分布较局限, 河口坝也较难完整保存。继续向湖中心方向进入外前缘, 河道水动力已大幅度减弱, 沉积环境长期处于水下, 水体深度增加, 以湖浪、湖流作用为主, 沉积物散开或被改造而形成连片的席状砂, 仅局部水动力较强的单支河道还可从内前缘继续延伸至外前缘, 但河道不再迁移, 呈孤立单支条带状或多支呈枝状汇聚, 并逐渐消失, 同时小型河口坝砂体受改造破坏程度低, 可完整保存。再向南至昌吉凹陷则进入滨浅湖— 半深湖相沉积区。

从莫索湾地区区域层序地层格架发育特征看(图 10), 清水河组低位储集砂体较为发育, 其上又直接覆盖湖侵期大套泥岩盖层, 储盖空间配置十分有利。其中低位浅水辫状河三角洲内前缘部分由于砂体呈连片展布, 因此如果油气进入, 将以内前缘中规模较大、物性较好的分流河道进行优先充注或运移, 而如果横向各河道规模或物性相差不大, 那么油气可能呈连片面状分布或在现今砂体构造高部位聚集成藏。而外前缘部分由于物性较好的分流河道或河口坝砂体呈条带状及孤立状分布且规模较小, 那么油气富集规律平面上可能以条带状或交织状分布为特点, 而剖面上可能以孤立状的河道型及河口坝型砂体油藏发育为特点。