玛湖地区位于准噶尔盆地西北缘, 紧邻盆地露头物源区扎伊尔山和哈拉阿拉特山, 包含乌夏断褶带、克百断裂带以及玛湖凹陷3个二级构造单元大部分地区, 其东部为达巴松凸起和夏盐凸起(图 1)。自下而上发育有石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系以及白垩系, 受区域构造变动的影响, 各地层之间以不整合接触为主, 局部地层内部也存在不整合。研究的目的层为三叠系百口泉组, 厚度100~250m。其沉积时期, 玛湖凹陷为一个地形坡度小、湖盆水体相对浅的湖盆, 形成该区特殊的连片扇体朵页入湖的冲积扇— 扇三角洲沉积体系。百口泉组纵向上可划分为3段: 底部百口泉组一段为一套冲积扇— 扇三角洲平原为主的厚层褐色砂砾岩— 灰色砂砾岩建造, 整体为陆上或者浅水氧化环境的产物; 中部百口泉组二段为厚层的块状灰色砂砾岩; 上部百口区组三段则沉积有泥岩。整体表现为一套由砾岩— 含砂砾岩— 含砾砂岩— 砂岩— 泥岩的正韵律沉积建造。百口泉组沉积期是玛湖凹陷西缘填平补齐的一个关键时期, 其沉积前古地貌对砂— 砾岩沉积分布的影响至关重要。

图 1

Fig.1

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 1 准噶尔盆地区域构造区划及玛湖地区位置Fig.1 Regional tectonic division of Junggar Basin and location of Mahu area

现阶段玛湖地区三叠系百口泉组沉积前古地貌形态是通过地层残余视厚度来刻画的(任本兵等, 2016; 邹妞妞等, 2016), 恢复结果显示山前地层残余厚度大, 即古地貌低, 为冲积扇扇体主槽发育区, 向凹陷斜坡区地层减薄, 形成古凸起, 是扇三角洲前缘砂— 砾岩沉积部位, 向凹陷中心地层厚度加厚, 形成湖盆沉积。而真实的沉积前古地貌形态如图 2-A所示, 沉积前古地貌陆上与水下地势差异较大, 较近源陆上以粗碎屑砾— 砂质沉积为主, 向盆地内部逐渐过渡为砂— 泥细粒沉积。地层厚度变化: 水下d(MZ1井)点地层厚度大于陆上a(B21井)点地层厚度, 但a点地层厚度大于b(AH2井)、c(M18井)点地层厚度(图 2), 这种厚度上的差异是源于沉积中心、沉降中心受到构造变动的影响在纵向上不一致引起的。当以残余地层厚度、印模法等表征古地貌时, 会将a点恢复为古地貌低, b、c点恢复为古地貌高, 恢复结果明显与沉积古构造背景有差异, 主要是因为简单地以地层厚度来反映古地貌, 引起对古地貌认识的误差。因此, 笔者提出一种均衡点趋势校正技术, 通过分析构造沉降与物质沉积的关系, 考虑盆地沉降与差异沉积对地层厚度的影响(田珊珊, 2010; Ji et al., 2013), 对山前地层厚度进行趋势补偿, 以恢复较为合理的古地貌形态。

图 2

Fig.2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 2 准噶尔盆地玛湖地区三叠系百口泉组沉积前古地貌形态模式(A)及对应地层顶拉平沉积相对比剖面(B)Fig.2 Paleogeomorphy restoration before deposition of the Triassic Baikouquan Formation(A)and the corresponding top flattening sedimentary facies correlation section(B)in Mahu area of Junggar Basin

本次研究基于工区内丰富的新部署及早期部署采集的“ 两宽一高(宽方位、宽频带、高密度)” 三维连片地震资料(高精度三维1870km², 大面元三维1665km²), 以及已完钻探井的录井、测井资料。

古地貌恢复相关研究虽然在中国起步较晚, 但在国内外多个盆地、多个区层已取得一系列丰硕的研究成果。中国古地貌恢复研究目前处于定性— 半定量阶段, 内容多以基础地质分析、古地貌形态、半定量的表征参数研究、古地貌与古物源、古环境的关系为主, 划分古地貌单元进而划分沉积相, 预测有利储集体(姜正龙等, 2009)。较常用的方法有补偿厚度印模法、残余厚度法、回剥分析法、层拉平法、地球物理方法、平衡剖面综合分析法、层序地层学方法(宋国奇等, 2000; 赵俊兴等, 2003; 赵永刚等, 2017)、沉积学综合分析法(赵俊兴等, 2001)、计算机模拟方法等(Liu et al., 2015; 王敏芳等, 2006)(表 1)。其中, 基于沉积学原理的沉积学综合分析法、残余厚度法、印模法、回剥分析法等作为传统古地貌恢复方法应用较为广泛(辛云路等, 2013), 但在运用中已发现存在一些不足之处。其他方法如层序地层学方法、层拉平法以及地震地貌恢复方法(Carter, 2003; Gee, 2006; Zhu et al., 2015), 均需要依靠地震资料和测井资料信息。阳孝法等(2008)、林闻和程岳宏(2012)对国内外地震地貌恢复技术进行归纳总结, 详细介绍了地震地貌学的概念及研究现状, 该方法不仅可以依据沉积学理论、层序地层学理论定性分析古地貌(Zeng et al., 2004), 还可以依据地震资料解释结果结合地表露头信息“ 将今论古” (Sawyer et al., 2007; Masalimova et al., 2016), 通过计算机模拟, 综合多种地质信息恢复古地貌, 是一种综合性较强的技术方法。较为超前的方法有高分辨率层序地层学方法(赵俊兴等, 2003; 徐彬, 2018)、定量地震地貌恢复技术(Nordfjord et al., 2005; El-Mowafy and Marfurt, 2016)。虽然采用新方法恢复古地貌结果更加合理, 但应用过程中存在资料受限制、操作难度大、工作量大等问题, 因此传统古地貌恢复方法依然是首选方法。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 古地貌恢复方法原理及优缺点对比 Table 1 Principles and comparison between advantages and disadvantages of different ancient landform restoration methods

表 1 古地貌恢复方法原理及优缺点对比 Table 1 Principles and comparison between advantages and disadvantages of different ancient landform restoration methods

吴丽艳等(2005)对中国油气勘探中的古地貌恢复方法, 如沉积学及高分辨率层序地层学古地貌恢复方法, 进行过论述。例如沉积学古地貌恢复方法, 其恢复途径主要是依据各种地质图件(赵俊兴等, 2001), 而地质图件的获取(古地质图、古构造图、沉积相图、不整合分布图等)可以是层序解释的结果, 也可以是地震解释的结果。因此, 严格意义上的沉积学方法只是以沉积学分析为主, 还会涉及地球物理及层序地层学分析。王家豪等(2003)通过层序地层学研究, 依据地震反射特征识别层序界面及隆起斜坡, 也反映出方法上的综合性。此外, 层拉平方法(Meng et al., 2016)是结合沉积学、地震地貌学、层序地层学分析, 通过计算机恢复技术形成的综合性古地貌恢复法。定量地震地貌恢复方法是基于层序地层学和地震地层学综合分析, 开展定量地震地貌分析。

在充分考虑研究区三叠系百口泉组沉积前后构造格局及演化特点的基础上, 依据该区钻井及地震资料情况以及恢复过程的可操作性, 拟选择残余厚度法和地震层拉平法进行综合古地貌恢复。依据区域性高精度连片的地震资料, 优选残余厚度法来获取区域性平面古地貌分布, 再结合地震层拉平法对残余厚度法的结果进行精细修正和验证。

本次古地貌恢复有别于前人研究的5个关键步骤, 具体如下。

1)地层真厚度求取。盆地沉降过程中, 往往存在掀斜及构造变形, 导致原始沉积厚度发生变化。此时由顶面向底面垂直方向的厚度为视厚度, 视厚度不足以反映地层沉积结束时期的真正厚度, 传统的方法是将视厚度依据地层倾角校正为真厚度(图 3-A)。玛湖凹陷向西越靠近山前地层倾角越大, 视厚度与真厚度差距也越大, 应用残余视厚度反映的古地貌结果不准确, 是导致前人研究认为山前残余视厚度大为古地貌低、是冲积扇扇体主槽发育区, 而向盆地过渡为古地貌高、是扇三角洲前缘砂— 砾岩沉积部位的主要原因。而本次研究直接应用时间域地震解释结果求取三维空间任意一点法向量与底界面的交点(图 3-B), 并求取2点之间的距离, 结合钻井分层资料和层速度数据, 通过时深转换获得地层真厚度。

图 3

Fig.3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 3 地层视厚度与真厚度差异及三维空间真厚度求取地质模型Fig.3 Difference between visual and true thickness and the geological model of true thickness in 3D space

2)去压实校正。对地层残余厚度进行压实校正, 是古地貌恢复中非常重要的工作。以砂岩、砂砾岩为主要沉积物的地层与以泥岩、煤系沉积为主的地层, 会发生较大的差异压实作用, 因此, 通过现今残余厚度获得的隆凹格局经过压实恢复后, 可能会改变。国内学者用压实率来表征压实程度, 据统计, 泥岩、煤系地层压实率可高达70%, 而砂岩压实率一般可达30%(石广仁, 1999; 姜正龙等, 2009)。

在第1步基础上, 运用盆地模拟技术, 通过建立单井埋藏史, 以实测孔隙度数据与模拟数据拟合调参, 其中, 初始孔隙度与压实系数为软件给定的缺省值(表 2), 通过调整岩性组合, 获取实测与模拟孔隙度拟合最优的岩性组合方案, 在此基础上开展关键井点回剥分析。通过关键井地层回剥柱状图(图 4), 将现今残余厚度恢复到其沉积期末的沉积厚度, 以此推算出井点压实率, 对研究区多口井开展回剥分析, 获得其压实率数据, 并通过克里金差值获得压实率平面, 进而对真厚度进行压实校正。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 准噶尔盆地玛湖地区不同岩性压实系数及初始孔隙度取值参数 Table 2 Parameters for compaction coefficient and initial porosity of different lithologies in Mahu area of Junggar Basin 岩性 压实系数 初始孔隙度/% 泥岩 0.524 56.7 泥质砂岩、砂岩 0.395 49.2 砾岩 0.287 48.3

表 2 准噶尔盆地玛湖地区不同岩性压实系数及初始孔隙度取值参数 Table 2 Parameters for compaction coefficient and initial porosity of different lithologies in Mahu area of Junggar Basin

图 4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 4 准噶尔盆地玛湖地区M1井地层回剥柱状图Fig.4 Strata back-stripping histogram of Well M1 in Mahu area of Junggar Basin

3)古水深校正。目前古水深校正以动物化石、藻类及其他微古生物化石鉴定和分析为主, 也有应用沉积地球化学测试分析等(Badynkov, 1986), 结合沉积学研究, 编制古水深等值线图。国内应用最广泛的是以沉积相反映古水深, 冲积扇— 河流相古水深为0m, 扇三角洲相古水深不大于30m, 滨湖相古水深小于5m, 浅湖相为5~20m, 深湖相为20~100m或更深(陈亮等, 2002)。研究区以冲积扇— 扇三角洲— 滨浅湖沉积体系为主, 水体相对较浅, 古水深对古地貌的影响不大, 因此, 古地貌恢复过程中忽略这一步。

4)区域格架差异沉降研究。该步骤是为了解决前述古地貌恢复研究内容中存在的盆地沉降与差异沉积导致的盆地沉降中心与沉积中心不一致问题。沉降中心是构造沉降量相对大的地区, 凹陷区沉积中心则是地层厚度大的地区。采用盆地沉降史恢复技术, 结合典型井的回剥分析, 获得构造沉降曲线及总沉降曲线(图 5),

图 5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 5 准噶尔盆地玛湖地区典型井沉降史曲线Fig.5 Subsidence history curves of typical wells in Mahu area of Junggar Basin

进而获得构造沉降量(陆克政等, 2003)。通过对研究区多口单井的埋藏史恢复, 求取百口泉组构造沉降量, 并建立多条构造沉降量与沉积厚度关系剖面(图 6)。

图 6

Fig.6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 6 准噶尔盆地玛湖地区三叠系百口泉组构造沉降量与沉积厚度关系剖面Fig.6 Profiles showing relationship between tectonic settlement and sedimentary thickness of the Triassic Baikouquan Formation in Mahu area of Junggar Basin

5)均衡点趋势校正。由于基底差异沉降作用, 玛湖凹陷西缘斜坡带沉积中心与构造沉降中心不一致, 并于B6— B9井附近存在沉积与沉降量转换均衡点(图 6), 均衡点在地震剖面上表现为明显的削截现象(图 7-A)。将区域内多个剖面的均衡点连接, 即为均衡点趋势校正线。此边界向山缘一侧, 整体构造沉降量变化幅度较小, 但沉积厚度有明显的增大趋势, 并且地震层拉平剖面上显示此边界两侧地层厚度明显增大, 地层底界与下伏地层呈明显的高角度不整合接触。

图 7

Fig.7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 7 地震层拉平法古地貌恢复剖面(对应图 2-A)及地层趋势校正原理示意图Fig.7 Ancient landform restoration profile through seismic layer flattening(corresponding to Fig.2-A)and sketch map of stratigraphic trend correction principle

对此均衡边界线向西的地层真残余厚度进行趋势校正, 其原理见图 7-B:以均衡边界为基准, 通过计算机求取正常沉积区下部地层在该点的切线, 并将校正区地层以均衡点为中心进行旋转校正, 直至校正区地层在均衡点位置的切线与正常沉积地层的切线重叠, 通过这一方法最终获得区域残余厚度法古地貌图。

图 8-A为经过去压实校正的地层真厚度反映的古地貌形态, 山前存在低洼地带, 中间存在宽缓隆起平台, 向东南地区表现出凹陷形态。以此为古地貌进行沉积分析, 中部隆起将形成物源屏障, 携带沉积物的水体无法自西北物源区向凹陷过渡。此现象即为差异构造沉降引起的古地貌恢复假象。但通过前述均衡点趋势校正, 获得的古地貌形态很好地解决了这一假象(图 8-B)。山口控制了物源供给, 地貌控制了扇体发育形态, 整体地貌形态由山前高地向凹陷中部逐渐降低。百口泉组沉积前古地貌发育三大坡折带(任本兵等, 2016), 一级坡折带向山一侧为古构造高点, 是冲积扇发育的部位, 二、三级坡折带为水下沉积, 是扇三角洲主体发育的部位, 坡折带的平台区是沉积物卸载沉积的主体部位, 也是目前玛湖地区百口泉组油气发现的高产部位。

图 8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 8 准噶尔盆地玛湖地区三叠系百口泉组沉积前古地貌及沉积分析图 A— 未经地层趋势校正的古地貌形态; B— 经过地层趋势校正的真实古地貌形态Fig.8 Maps of ancient landform before deposition and sedimentary analysis of the Triassic Baikouquan Formation in Mahu area of Junggar Basin

地震层拉平法古地貌恢复结果(图 7-A)验证了这一认识, 山前B21井百口泉组厚度大, 向AH2井方向厚度减小, 向MZ1井厚度进一步增大, 但B21— B64— AH2井一带百口泉组下伏地层存在的削截现象, 反映百口泉组沉积前为隆起剥蚀区, 古地貌较高, AH2— MZ1井为水下沉积区, 与图 8-B具有很好的对应关系, 三级坡折界限明显。同时, 层拉平地震剖面削截点的位置也为均衡点趋势校正边界的确定提供了依据。通过联井相剖面的岩性及曲线特征(图 2-B)可以看出, 山前到AH2井区显示为冲积扇— 扇三角洲平原沉积, 向中部水下沉积区逐渐过渡为前缘沉积, 一级坡折带对应于最大湖平面, 三级坡折带对应于最小湖平面, 整体为水进沉积体系。

依据研究区黄羊泉地区古地貌恢复的结果进行古水流模拟, H4井附近的山口控制了主水槽, 形成黄羊泉地区的一大水系, 这一水系整体控制了黄羊泉扇体的展布, 该水系为扎伊尔山与哈拉阿拉特山之间主水槽共同汇聚的结果, 物源非常充足, 水动力也相对较强, 延伸远, 直至进入湖盆中心。其次, 黄羊泉主水系南部BQ1及B9井附近存在2个次级山口, 也形成了相对局限的水系分支, 在AC1井附近汇聚于黄羊泉主水系。为进一步验证这一古地貌恢复结果的合理性, 应用地震属性进行分析(图 9-A), 结果显示, 属性平面上3级坡折带明显, 在二级坡折带之下的平台区, 沉积了较厚的砂体, 整体为扇三角洲前缘, 与古地貌划分的沉积展布形态吻合性较好。

图 9

Fig.9

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 9 准噶尔盆地玛湖地区三叠系百口泉组地震属性(A)及沉积相展布平面(B)Fig.9 Seismic property(A)and sedimentary facies distribution(B)of the Triassic Baikouquan Formation in Mahu area of Junggar Basin

通过以上方法获得了较为可靠的百口泉组沉积前古地貌, 其恢复结果对研究区百口泉组沉积体系的划分有很好的指导作用(图 9-B)。整体上, 砂体的分布明显受到古地貌及古水系的影响, 物源的供给及水系水动力大小控制扇体的发育。一级坡折带以上为扇三角洲平原发育区, 地形坡度较大, 重力滑塌作用明显, 加之近物源形成厚层块状典型冲积扇相的褐色砂— 砾— 泥混杂堆积沉积体。向湖盆方向在二级坡折带地形相对平缓的平台区, 是湖水动力淘洗作用较强的有利区域, 该平台成为砂体卸载的主要区域, 形成泥质含量低, 砂— 砾粒度相对适中的优质砂体。向湖盆中心则形成明显的细粒泥质沉积条带, 阵发性的强水流作用携带的碎屑颗粒形成厚度相对小、分布局限的砂质沉积。这一古地貌恢复的结果, 为该区源-汇的认识提供了较为可靠的依据, 为有利砂体分布的认识提供了充足的证据, 也为玛湖地区其他层系的古地貌恢复提供了理论支撑。

1)运用丰富的地震、钻井资料信息, 对准噶尔盆地玛湖凹陷西缘地层真厚度进行求取, 并分析区域构造沉降及沉积厚度之间的关系, 对陆缘剥蚀区— 过渡区古地貌进行趋势校正, 恢复的古地貌结果比简单的残余视厚度法和层拉平法更能反映玛湖凹陷西缘三叠系百口泉组沉积前古地貌。

2)采用趋势校正法开展陆相坳陷盆地边缘剥蚀区— 过渡区— 沉积区的古地貌恢复的方法, 较适合于准噶尔盆地陆源砂— 砾岩源-汇沉积体系的古地貌恢复, 能够更加合理地为陆源碎屑物质沉积分散及砂体分布认识提供依据。

3)玛湖凹陷地区三叠系百口泉组沉积前存在3级坡折带, 分别对应3次湖平面变化, 山前剥蚀区坡折带地层倾角大, 受重力滑塌作用形成较厚的砂— 砾— 泥混杂堆积。进入沉积区坡折带地层倾角变缓, 砂— 砾沉积物卸载沉积, 同时受到湖水的淘洗, 泥质含量少, 形成较优质的储集层。