1)在油气勘探阶段, 编图精度较低, 单一模式指导下编制的沉积亚相图只能反映“ 优势相” 。在油气勘探阶段, 编图精度较低, 常以层序(组、段或亚段)或体系域(亚段或砂组)为单元。在单一模式指导下编制的沉积相图, 只能反映优势相, 精度可达到亚相。虽然这种图件只能反映优势相, 但能够满足指导油气勘探的要求。然而, 由于其编图精度较低, 编图指导模式单一, 无法满足日益发展的油藏评价乃至油藏开发的需求。如笔者在开展四川盆地侏罗系蓬莱镇组沉积学研究工作过程中, 共划分1个构造层序(约12, Ma), 2个三级层序和4个体系域, 并最终按照体系域进行成图, 解决了研究区物源方向不清、沉积相带展布不明等问题, 满足了勘探的需要(刘君龙等, 2015a)。但是, 在油气田内部需要更为精细的砂组级别的沉积微相图, 以此指导开发布井。而这种精度的沉积微相图是用传统单一模式指导无法实现的, 即使勉强实现, 也是很不准确的, 不反映实际情况的。因为该区的砂组厚度为60~80, m, 沉积时间约为0.5, Ma, 在这样一个漫长的地质时间内, 必定经历了多期次的沉积体系变迁, 多期次、多种类型砂体叠置在一起。

2)在油气开发阶段, 当编图单元足够精细时, 单一模式指导下编制的沉积微相图比较精确。在开发阶段, 编图单元往往很精细, 当编图单元为单层级别时, 由于一个单层内的砂体都是属于同一时期沉积的, 尽管仍采用“ 单一沉积模式” 指导, 仍然能够把各微相的砂体分布特征表达清楚。以这种地层单元编图, 一般是在一个很小的开发区块内的重点单砂体做工作。但若在一个盆地或一个区带, 若仍以这种单元编制图件, 其工作量将非常大。

研究精度处于体系域与岩相之间的地质体, 很难在单一沉积模式的指导下进行沉积微相的编图, 这样就存在一个沉积学研究的“ 空白带” (scale gap; Miall, 2014)。而这一个“ 空白带” , 恰恰是目前油气生产勘探十分关注的, 比如砂组或小层。

在油田的滚动勘探或油藏评价阶段, 若编图精度较低, 则不能满足生产需求, 若编图单元精度太精细, 则工作量巨大, 且资料密度不够。在多数情况下, 往往以准层序组或准层序(砂组或小层)为单元编制沉积微相图。由于一个砂组或小层内的单砂体, 是不同时期的砂体复合在一起的, 若仍采用“ 单一沉积模式” 指导作图, 则做出的沉积微相图仍然是“ 优势相图” , 这就需要研究砂体的复合模式, 进而在这种“ 复合砂体” 沉积模式指导下, 编制沉积微相图。

因此, 如何通过现有资料, 在“ 复合砂体” 沉积模式的指导下, 对油气田所关心的“ 空白带” 内部的沉积体系进行精细刻画, 是目前沉积学领域发展的一个难点, 亟需一种实用的沉积模式予以指导。

在准层序及其以上的层序地层单元内, 当包含不止一个单层时( 表 2), 相同时期、不同成因类型或不同时期、不同沉积微相的砂体相互叠置在一起, 称为复合砂体( 图 1)。一般地, 体系域(四级)内部可以划分若干个准层序(五级), 而准层序内部又可以进一步划分若干个层组(六级)。当准层序内部包含1个单层时, 则其中的砂体不属于复合砂体, 可以在单一沉积模式的指导下, 编制精细的沉积微相图来刻画单砂体分布; 而当准层序内部包含不止1个单层时, 则准层序内的砂体是不同时期不同微相砂体在垂向上及侧向上的复合, 因此, 在单一沉积模式指导下编制的沉积微相图很难刻画这一精度的地层单元。必须采用“ 复合砂体” 指导模式进行编图。当编图地层单元级别较高(如层序或体系域), 砂体数量大, 叠合方式复杂, 即使采用“ 复合砂体” 沉积模式指导编图, 也很难实现不同沉积微相砂体分布的精确表达。因此适合“ 复合砂体” 沉积模式的编图单元, 一般是准层序或准层序组( 表 2)。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 陆相湖盆三角洲— 滩坝“ 复合砂体” 不同级别地层单元编图对比 Table2 Comparison of mapping of delta and beach￣bar composite sand-bodies in different grades of stratigraphic unit in continental lacustrine basin

表2 陆相湖盆三角洲— 滩坝“ 复合砂体” 不同级别地层单元编图对比 Table2 Comparison of mapping of delta and beach￣bar composite sand-bodies in different grades of stratigraphic unit in continental lacustrine basin

传统的模式所建立的沉积相垂向序列主要包括三角洲反旋回序列和滩坝的反旋回或无旋回性序列等( 表 1), 单一期次的湖泊三角洲的厚度为30~70, m, 单一期次的滩坝厚度为1~10, m。然而, 无论是在现代沉积( 图 2, 图3)还是古代地层中( 图 4, 图5, 图6), 我们都发现在高频层序(数十年)发育过程中, 由于受湖浪淘洗、河流进积等因素的改造, 陆相湖盆三角洲砂体经历了沉积— 破坏— 重建的动态进积过程, 在平面上表现为后期形成的树枝状的分流河道切割早期形成的多期平行于湖岸线的滩坝砂。这种不同时期形成的不同微相砂体在空间上相互叠置、覆合, 进而形成了笔者在文中所提倡的“ 复合砂体” ( 图 1)。

图1

Fig.1

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	图1 陆相湖盆三角洲— 滩坝“ 复合砂体” 垂向叠置样式Fig.1 Vertical superposed patterns of delta and beach￣bar composite sand-bodies in continental lacustrine basin

3.2.1 特征之一:现代沉积中可见晚期分流河道对早期滩坝砂体的改造 内陆湖盆湖平面的波动周期一般在数十年至数百年之间(纪友亮等, 2003, 2005; Catuneanu, 2006; Miall, 2014), 因此, 通过Google Earth和遥感可以很好地对湖岸线的迁移进行观测。笔者以青海湖和岱海现代沉积为例( 图 2), 以期对“ 复合砂体” 形成过程提供直观的证据。这2个湖盆均为中国典型的内陆封闭湖盆, 具有一定的代表性。其中青海湖面积4400, km², 流域面积29, 660, km², 位于东亚季风、印度季风和西风激流三者的汇聚带, 地理位置上处于中国东部季风湿润区与西北干旱区的过渡带; 岱海面积(160, km²)较小, 湖岸线长度为61.56, km, 处在内蒙古一个狭长的断陷盆地之中。

图2

Fig.2

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	图2 青海湖、岱海现代沉积Google Earth照片Fig.2 Photos of modern sediments in Qinghai Lake and Daihai Lake by Google Earth

通过Google Earth, 可以发现青海湖的南岸和东岸都存在一种特殊的沉积相展布形态, 即在平面上可以识别多期平行于岸线展布的滩坝砂体, 被后期形成的进积型三角洲分流河道改造。在南岸( 图 2-A), 这种现象较为明显, 平面上可识别出多期滩坝砂体。在东岸( 图 2-C), 由于波浪能量和方向的差异, 导致其平面形态与南岸有所差异, 发育湾头三角洲(bayhead delta; Bhattacharya and Giosan, 2003)。岱海与青海湖具有相似性, 同样在南岸和东岸都发育这种特殊的地质现象( 图 2-E, 2-F)。由于岱海的湖域面积比青海湖小, 风的吹程小, 波浪的能量相对较弱, 因此岱海的三角洲进积作用显著(石良等, 2014)。但是, 同样可以识别出多期平行岸线的坝体被晚期进积型三角洲改造的现象。

另外, 大量气候数据显示( 图 3), 青海湖自1958年以来湖平面持续下降, 并且在每一年内的9月份水位最高(李林等, 2005; 伊万娟等, 2010)。随着湖平面的不断下降, 岸线逐渐发生迁移。遥感监测数据显示(冯钟葵和李晓辉, 2006), 1989— 2004年期间, 青海湖西岸的岸线共向湖盆中心推进约为850, m。

图3

Fig.3

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	图3 青海湖近50年水位变化及西岸1989— 2004年岸线迁移Fig.3 Lake level changes of Qinghai Lake in recent 50 years and shore-line migrations from the year of 1989 to 2004

3.2.2 特征之二:野外露头可以识别出不同微相砂体之间相互叠置 笔者在大量的野外露头剖面上也发现了“ 复合砂体” 叠置的证据( 图 4)。川西蓬莱镇组沉积期, 地形开阔平坦, 水体较浅, 发育了一套以浅水三角洲为主的沉积体系(刘君龙等, 2015a, 2015b)。在四川盆地彭州白水河剖面出露典型的浅水三角洲露头, 通过对露头精细解剖, 共划分3期坝体和3期分流河道砂体( 图 4-A, 4-B)。在分流河道的底端发育冲刷面, 见冲刷泥砾( 图 4-C)。另外, 可见不同时期形成的坝体之间相互叠置, 不同时期形成的分流河道之间相互叠置, 并且晚期形成的分流河道CH1切割早期形成的滩坝BA3( 图 4-B, 4-D), 导致BA3顶部残缺。在青海柴达木盆地油砂山组同样可以观察到这种砂体叠置现象( 图 4-E, 4-F)。从该剖面中共识别出9期坝体和2期分流河道, 其中明显可见晚期形成的分流河道CH2对早期形成的BA4、BA5进行切割和改造。通过野外露头的精细解剖可以发现, 不同时期形成的同种微相类型之间可以相互叠置, 另外, 不同微相类型之间也可以相互叠置。而这些种砂体叠置形态, 都是“ 复合砂体” 在古代地层中最直接的证据。

图4

Fig.4

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	图4 川西坳陷侏罗系蓬莱镇组和柴达木盆地古近系油砂山组野外露头结构要素分析Fig.4 Architecture elements analysis of outcrops of the Jurassic Penglaizhen Formation in western Sichuan Depression and the Paleogene Youshashan Formation in Qaidam Basin

3.2.3 特征之三:钻井资料可揭示“ 下残坝上河” 、“ 叠置河口坝” 等多种测井相形态 除了上述直接证据外, 笔者以川西坳陷蓬莱镇组和鄂尔多斯盆地延长组为例, 进行钻井资料解释和分析。根据高精度的测井资料( 图 5, 图6), 同样可以识别和对比“ 下残坝上河” 、“ 叠置河口坝” 等多种“ 复合砂体” 类型。

图5

Fig.5

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	图5 川西坳陷侏罗系蓬莱镇组浅水三角洲多种成因砂体垂向叠置模式Fig.5 Superposed patterns of shallow-water deltic sand￣bodies in the Jurassic Penglaizhen Formation in western Sichuan Depression

通过对川西坳陷400余口钻井进行沉积(微)相分析发现, 蓬莱镇组的单层砂体厚度为3~20, m。值得一提的是, 在单层厚度较大的单砂体中, 其测井曲线形态并非全部为箱型河道砂体, 也可以识别出下部反旋回上部箱型、叠置反旋回和叠置箱型等多种形态( 图 5)。其中下部反旋回上部箱型的测井相形态可以解释为“ 下残坝上河” , 如聚源21井1557.8~1563.6, m砂体、温江3井2163.1~2179.5, m砂体和丰谷22井1262.8~1273.9, m砂体等; 叠置反旋回可以解释为“ 叠置河口坝” , 如温江3井2185.1~2198.1, m砂体; 叠置箱型可以解释为“ 叠置分流河道” , 如温江3井2163.1~2173.9, m砂体。另外, 还可以在测井相上识别出晚期河口坝改造早期河道以及晚期河口坝改造早期滩坝的例子。

精细的单井沉积微相识别是沉积相研究的基础, 而连井的砂体精细对比也是尤为关键的。笔者选取鄂尔多斯盆地垂直物源走向的过罗55井— 塔19井延长组长8₂油层段的剖面进行砂体对比( 图 6), 同样可以识别出“ 下残坝上河” 等多种测井相形态, 如元288井在2379.2~2382.3, m和2389.8~2394.5, m的砂体, 白428井在2303.8~2308.8, m和2309.1~2315.1, m的砂体。

图6

Fig.6

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	图6 鄂尔多斯盆地三叠系延长组罗55井— 塔19井沉积微相及砂体剖面Fig.6 Profile passing Well Luo 55 and Well Ta 19 showing sedimentary microfacies and sand-bodies in the Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin

陆相湖盆三角洲— 滩坝复合砂体的形成可能受多种因素控制, 包括自旋回因素, 如河流的进积作用(Nanson, 1986; Rice, 1988; Miall, 1996; Gouw and Autin, 2008), 异旋回因素, 如构造运动(Zaleha, 1997; Hickson et al., 2005; Hampson et al., 2012; Alqahtani et al., 2015)、气候变化(Rajchl and Uli n, 2005; Hampson et al., 2012; Banham and Mountney, 2014)、基准面升降(Shanley and McCabe, 1994; Ethridge et al., 1999)和沉积物供给(Ashworth et al., 2007; Jensen and Pedersen, 2010)等。一般地, 就一个完整的源汇系统而言, 在中游和下游, 沉积体系的演化主要受海(湖)平面(近似基准面)升降控制(Hampson et al., 2012; Alqahtani et al., 2015)。笔者所讨论的陆相湖盆三角洲就是发育在中游和下游地区, 因此, 这种“ 复合砂体” 形成的控制因素主要包括水深、地形和异旋回因素, 如湖平面的升降等。

3.3.1 陆相湖盆水体较浅、地形平坦开阔 水深是影响沉积体系沉积与充填的重要因素(Galloway et al., 1975; Van Wagoner et al., 1990; Catuneanu, 2006)。在水体较浅的环境下, 湖盆三角洲会更容易地发生轴向进积和侧向迁移。陆相湖盆三角洲的形成环境与海洋相比, 一般水体较浅, 其形成的三角洲规模也较小, 如东濮凹陷古近系沙河街组发育的湖盆三角洲, 以及青海湖、岱海现代三角洲等。另外, 水体更浅的环境下(一般不大于10, m), 可以形成浅水三角洲, 这种浅水三角洲具有平面上分流河道呈树枝状, 并具有典型浅水沉积构造标志等特征, 如川西坳陷侏罗系蓬莱镇组(刘君龙等, 2015a, 2015b)、鄂尔多斯盆地三叠系延长组(邹才能等, 2008; 李元昊等, 2009)和高邮凹陷古近系阜宁组(纪友亮等, 2013)等。

除了水深, 地形对湖盆三角洲的影响也十分关键。地形的差异一般决定沉积体系自旋回过程, 而地形的陡缓在一定程度上决定了沉积体系的展布范围(Jensen and Pedersen, 2010)。笔者所讨论的湖盆三角洲多是发育在地形相对平坦、开阔的背景下, 如鄂尔多斯盆地延长组, 其地形坡度小于0.5° 。

3.3.2 湖平面频繁变化 基准面的变化对“ 湖— 陆过渡沉积体系” 具有重要的影响, 其控制着可容空间的大小, 进而决定了沉积物的充填(Shanley and McCabe, 1994)。一般地, 对于陆相湖盆三角洲、滩坝等沉积相而言, 湖平面就是近似基准面(Hampson et al., 2012; Alqahtani et al., 2015)。因此, 湖平面的升降是影响陆相湖盆三角洲— 滩坝“ 复合砂体” 形成的重要因素。陆相湖盆与海洋环境不同, 具有水体浅、体积小、能量弱等特点(解习农等, 1994; 纪友亮和张世奇, 1996)。在这样一个环境下, 湖平面的变化会相当敏感, 季节性降水、河流注入量等因素都会影响湖平面的升降, 进而影响基准面的变化。

不同级别的湖平面变化, 对湖盆内部层序充填和沉积响应有不同的影响(Shanley and McCabe, 1994; Catuneanu, 2006)。在文中, 笔者所讨论的是高频(五级层序, 对应于准层序)湖平面变化对沉积体系及岸线迁移的影响, 在油气田生产勘探中对应于砂组, 厚度为60~80, m。

依据经典层序地层学观点, 四级或者更低频的湖平面变化会控制着盆地内部的沉积体系充填和层序结构样式(Catuneanu, 2006)。然而, 在陆相湖盆中, 由于水体较浅、地形平坦, 高频湖平面变化对其影响更大。如在一个完整的湖侵体系域(四级层序)中( 图 7), 其内部可以划分5个准层序(五级层序), 而在每个准层序中, 湖平面仍然发生频繁变化, 进而导致岸线的不断迁移。在陆相湖盆中, 一个体系域一般厚度为数百米(纪友亮和张世奇, 1996), 在这样一个漫长的地质历史时期内部, 湖平面必定发生了多次的变化, 也形成了多期次的沉积体系进积和退积。如果以体系域为单元成图, 将会无法精细刻画三角洲分流河道、河口坝和滩坝等地质体, 所形成的平面图件将会出现“ 满盆含砂、相序杂乱” 的假象。当研究精度更高, 如五级层序或者更高频的层序, 由于其沉积时间相对较短, 因此, 三角洲分流河道、河口坝和滩坝等地质体将会更容易被精细刻画出来, 更能反映地质体发育规律。

图7

Fig.7

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	图7 高频湖平面变化对沉积充填及岸线迁移的影响Fig.7 Influence of high-frequency lake level changes on sedimentary infill and shore-line migration

笔者建立了发育在稳定构造盆地、水体较浅、地形相对平坦开阔的陆相湖盆三角洲— 滩坝复合砂体分布模式( 图 8)。该模式具有如下特征: 1)湖平面的频繁变化是“ 复合砂体” 形成的关键因素。由于陆相湖盆能量较低、水体较浅, 因此, 数米至数十米深度的湖平面波动, 都会伴随着大规模的岸线迁移。据经典层序地层学理论, 任何级别的湖平面的升降都可以近似一个完整的正弦曲线, 在正弦曲线的波峰和波谷位置, 其曲线的斜率最低, 即当湖平面上升到最高或下降到最低时, 总会存在一个湖岸线相对稳定期。在这一时期, 岸线相对固定, 进积型三角洲砂体受波浪的改造, 形成平行于岸线分布的滩坝砂体。而当湖平面发生变化时, 早期形成的坝体会受晚期分流河道进积作用的破坏, 空间上叠置形成“ 复合砂体” 。

图8

Fig.8

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	图8 陆相湖盆三角洲— 滩坝复合砂体分布模式Fig.8 Distribution pattern of the delta and beach￣bar composite sand-bodies in continental lacustrine basin

2)三角洲分流河道、河口坝和滩坝是主要成因砂体类型。一个完整的湖平面升降过程中, 存在高水位稳定期和低水位稳定期。在这2个时期会形成2期平行于岸线分布的坝体, 分别是高水位滩坝和低水位滩坝。在湖平面快速下降过程中, 主要发育三角洲分流河道砂体。

3)晚期形成的分流河道改造早期形成的多期滩坝是该模式的主要特征。随着湖平面的下降, 三角洲向前进积, 分流河道对早期形成的坝体进行切割改造, 这种现象已经被大量现代沉积实例所证实。而在古代地层中, 则表现出多种不同时期形成的多种成因砂体相互叠置, 形成“ 下残坝上河” 、“ 叠置河口坝” 和“ 叠置分流河道” 等多种“ 复合砂体” 类型。