结合准噶尔盆地春光探区白垩系的区域构造背景(杨勇等, 2011; 杨永利等, 2012; 赵东娜等, 2013; 王平平, 2014; 李伟才等, 2016), 通过钻、测井以及地震层序界面识别, 可将春光探区白垩系划分为SQK₁q、SQK₁h、SQK₁s和SQK₁l共4个三级层序, 对应于清水河组、呼图壁组、胜金口组和连木沁组。清水河组在工区内只存在于侵蚀基底的沟谷内, 所以主要研究目标为呼图壁组、胜金口组和连木沁组, 它们又可细分为7个四级层序, 分别是SQh_1、SQh_2、SQh_3、SQh_4、SQs、SQl_1和SQl_2(图 2, 图 3)。

图 2

Fig.2

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	图 2 准噶尔盆地春光探区白垩系层序地层划分方案Fig.2 Sequence framework of the Cretaceous in Chunguang exploration area, Junggar Basin

图 3

Fig.3

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	图 3 准噶尔盆地春光探区白垩系层序地层发育模式Fig.3 Sequence stratigraphy model of the Cretaceous in Chunguang exploration area, Junggar Basin

在垂向上, 白垩系具有底超顶削的特征, 该特征反映了白垩系存在1个较大的湖侵— 湖退旋回, 白垩系呼图壁组至胜金口组沉积时期为大规模湖侵时期, 各层序超覆在车排子凸起的石炭系基底之上, 呈现出白垩纪早期大规模湖侵现象, 胜金口组延伸最远, 顶部遭受剥蚀; 连木沁组沉积时期为湖退时期, 顶部被不整合面剥蚀。白垩系平面上呈南厚北薄的楔状, 呼图壁组至胜金口组自东向西、由北向南依次超覆, 地层沉积范围逐渐增大; 连木沁组受大规模湖退作用影响, 地层沉积范围显著缩小, 超覆在胜金口组之上; 胜金口组和连木沁组顶部都遭受剥蚀(图 3)。

长期以来, 零相位子波被认为是用于地震解释的最佳子波, 它与非零相位子波相比具有子波多解性最小、子波的中心和最大振幅与反射界面一致、分辨率最高等优势。但是在地震薄层研究中, 零相位子波不如90° 相位子波能够更好地反映沉积岩性和界面特征。Zeng等(1998)、Zeng和Backus(2005a, 2005b)利用双层干涉模型和仿真砂泥岩薄互层模型证实了在地层为薄层情况下, 90° 相位地震数据与波阻抗曲线有更好的对应关系, 更易于与储集层岩性和界面准确对比, 薄层干涉效应更弱, 与地层无关的振幅失真更轻微。因此, 90° 相位调整为改善地震薄层的岩性和地层解释提供了一个良好的工具。

在开展90° 相位转换之前, 有必要对原始地震资料进行相位估算, 常见的相位估算方法有最大方差模准则、最大能量准则、波形对称性准则和Parssimony判断准则方法等。前3种方法在一般情况下均能适用, 第4种方法在地震反射较弱的情况下适用。为了尽量降低各种相位估算方法本身自带的系统误差, 作者分别利用最大能量准则(图 4-a)和波形对称性准则方法(图 4-b)估算相位。最大能量准则估算相位结果为-6° , 波形对称性准则估算相位结果为-8° , 取二者平均值-7° 作为研究区白垩系原始地震相位。

图 4

Fig.4

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	图 4 准噶尔盆地春光探区白垩系原始地震资料相位估算 a— 最大能量准则相位估算; b— 波形对称性准则相位估算。彩色线条表示实际地震道的相位分布Fig.4 Phase estimate for the Cretaceous in primary seismic data in Chunguang exploration area, Junggar Basin

在对原始地震相位进行(负)90° 相位转换后, 建立了地震波反射同相轴与测井岩性之间的对应关系(图 5)。在原始地震剖面中, 地震极性(波峰和波谷)与测井岩性没有明显对应关系, 有些砂体对应波峰, 有些砂体对应波谷, 还有些砂体对应波峰、波谷之间的零相位(图 5-a); 而90° 相位调整之后, 砂岩大都对应于波谷, 泥岩大都对应于波峰(图 5-b), 这就建立了地震极性与地层岩性良好的对应关系, 更有利于开展地质解释工作。

图 5

Fig.5

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	图 5 准噶尔盆地春光探区白垩系过春109E— 春102E井剖面相位转换对比 a— 原始相位(-7° ); b— 90° 相位。红色曲线为自然电位曲线; 绿圈内为相位转换重点对比层段Fig.5 Comparison of phase shift for the Cretaceous in profile across Wells Chun 109E-Chun 102Ein Chunguang exploration area, Junggar Basin

影响地震品质的主要因素是地震分辨率(Zeng and Kerans, 2003; Zeng and Hentz, 2004)。准噶尔盆地春光探区白垩系地震资料频谱图显示, 地震主频在80 Hz左右, 频宽10~160 Hz(图 6), 就目前国内采集地震数据整体水平而言, 该区地震资料品质良好, 因此不需要再进行提频和拓频处理。但是, 由于地震波中高频的成分倾向于响应薄层的信息, 低频的成分倾向于响应厚层的信息, 为了获得薄层砂体更清晰的地震地貌成像效果, 本次研究需要对地震资料进行分频处理。

图 6

Fig.6

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	图 6 准噶尔盆地春光探区白垩系地震资料频谱 f1: 频宽下限; fc: 主频; f2: 频宽上限Fig.6 Seismic spectrum of the Cretaceous in Chunguang exploration area, Junggar Basin

春光探区白垩系原始三维地震主频80 Hz, 频宽10~160 Hz, 由于频率过高会产生十分严重的噪声, 故先不考虑90 Hz以上的频率成分, 保留主频范围附近及以下的频率部分, 利用小波变换, 将原始地震数据体按照10~90 Hz范围每隔20 Hz分频提取数据体, 进而得到5个独立的分频数据体。分频的效果习惯上用地震振幅属性来衡量, 当地层所对应的振幅越大(峰值越高), 表明该层的地震响应被增强, 反之则被削弱, 实际上, 利用地震地貌成像可以更加直观简洁地对比分频的效果。

在春光探区春103E井区所做的5个分频数据体切片中, 10 Hz分频切片由于地震分辨率太低(图 7-a), 基本难以分辨地下沉积体系特征; 30 Hz分频切片中水道特征非常清晰, 水道部分的振幅大于水道以外地区的振幅(图 7-b); 50 Hz分频切片中水道特征依旧明显, 且水道和非水道部分的振幅值差异比30 Hz更大(图 7-c); 70 Hz分频切片中水道连续性比30 Hz和50 Hz分频切片有所下降(图 7-d); 90 Hz分频切片中不仅水道连续性下降, 许多杂乱的噪声也在切片上显现出来(图 7-e)。

图 7

Fig.7

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	图 7 准噶尔盆地春光探区地震数据分频切片对比Fig.7 Seismic data frequency decomposition in Chunguang exploration area, Junggar Basin

以上对比分析可知, 地震主频在30~70 Hz范围是比较能够反映地下沉积特征的, 主频过低会导致地震分辨率不够, 主频过高会导致地质体成像的连续性变差, 严重时还会产生噪声。因此, 在接下来的地层切片研究中既要尽量避免噪声的影响, 又要显著提高地层切片成像效果, 应当优先考虑利用30~70 Hz频段范围的地震数据。

近几十年来, 勘探地球物理学家从地震数据中提取出数百种地震属性(如振幅类、频率类、相位类、波形类、构造类和叠前类属性以及谱分解类属性等)(丁峰等, 2010)。对于多个地震属性来说, 采用单个属性逐一彩色显示方法不能明显地反映地质体整体趋势、沉积厚度及某些隐蔽的地质特征。为了解决这一问题, 研究人员在地震属性表征中引入基于颜色空间的多属性融合技术(RGB)(Guo et al., 2008; Zeng, 2018)。RGB属性融合技术的优点是能够充分利用地震属性中蕴含的构造和岩性信息(李艳芳等, 2009), 提高了从多属性中提取地质体的能力, 使图像显示更加清晰, 具有特征明显、细节丰富、高信息量和多属性联合显示的特点。

在采用RGB属性融合研究中, 将反映不同厚度及其组合特征对应的30 Hz、50 Hz和70 Hz分频数据体分别赋予红色、绿色和蓝色, 然后在平面上叠合显示(图 7)。与传统切片相比, RGB属性融合切片的优点在于它能够反映更多的地质信息, 红色主要反映(低频)23.3 m厚度地层信息, 绿色主要反映(中频)14 m厚度地层信息, 蓝色主要反映(高频)10 m厚度地层信息(图7-f), 这种颜色组合显示方式在判断沉积体形成期次和厚度方面具有独特优势。不同期次形成的沉积体具有明显不同的颜色组合特征, 这种特征在传统切片上是难以察觉的(图 8)。

图 8

Fig.8

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	图 8 准噶尔盆地春光探区春103E井区白垩系异重流水道RGB融合属性切片(a)及地质解释(b)Fig.8 RGB blending stratal slice(a)and geological interpretation(b)of the Cretaceous hyperpycnal-flow channel in Chun 103E well area of Chunguang exploration area, Junggar Basin

传统切片只能够依据不同水道的宽度来区分2期不同水道, RGB属性融合切片则不仅可判断宽度, 而且还能够依据同期水道具有类似的颜色组合来判断水道期次。RGB属性融合切片还携带了一定的厚度信息, 在图 8-a的异重流水道1中, 北部水道段偏红— 黄色, 绿色成分少, 南部水道段偏黄— 绿色, 红色成分少, 依据干涉图赋予的该切片厚度定义可知, 北段厚度比南段大, 水道由北向南是逐渐减薄的, 这就为本区异重流研究带来一个十分重要的信息, 该异重流水道的流向应当是由北向南。根据沉积学原理可知, 在洪水携带异重流沉积物向湖盆推进过程中, 更接近物源方向的上游水道应该比远离物源方向的下游水道沉积厚度大。

准噶尔盆地春光探区白垩系存在底部地层超覆和顶部地层剥蚀的现象, 不利于利用层拉平技术开展地层切片处理。本次研究尽可能多地选用了地震参考同相轴的个数, 而且还利用Paleoscan软件的自动寻优解释技术, 建立了白垩系层序地层模型, 并在层序地层模型基础上提取出200张均方根振幅属性地层切片以及四级层序层间均方根振幅属性切片, 开展地震岩性学和地震地貌学解释之后, 可以得到春光探区白垩系沉积体系展布规律。

在对振幅属性的地层切片进行解释之前, 必须明确振幅与岩性的对应关系。从90° 相位转换之后的地震剖面可以看出, 波谷对应偏砂岩相、波峰对应偏泥岩相(图 5)。同样, 在平面上, 用红色表示的波谷对应偏砂岩相, 用黑色表示的波峰对应偏泥岩相。

本次研究综合岩心、钻测井、地震和粒度概率曲线等资料, 明确了准噶尔盆地春光探区白垩系发育扇三角洲、辫状河三角洲、湖泊和重力流等沉积类型。

2.6.1 辫状河三角洲

辫状河三角洲是辫状河入湖(海)形成的粗粒三角洲, 它的发育主要受季节性洪水作用的控制, 通常受湍急洪水影响。冲积扇末端辫状河或由山区发育的冲积平原辫状河经较短距离搬运粗粒沉积物, 在盆地长轴或短轴部位地形较陡的地方入湖形成三角洲。辫状河三角洲可细分为辫状河三角洲平原、辫状河三角洲前缘和前辫状河三角洲3个亚相。研究区主要发育辫状河三角洲前缘, 判断依据如下: 岩性为互层的细砾岩、含砾砂岩、细— 中砂岩与泥岩、泥质粉砂岩, 砂、砾岩含量高, 可达50%~70%, 反映近源特点; 泥岩以灰色泥岩为主, 说明为水下沉积环境; 沉积构造主要为楔状、槽状交错层理为主, 显示牵引流沉积特征; 多发育冲刷面、间断正韵律, 反映水道沉积特征(图 9)。辫状河三角洲前缘可划分为水下分流水道、水下分流河道间、河口坝和席状砂等微相。

图 9

Fig.9

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	图 9 准噶尔盆地春光探区白垩系辫状河三角洲前缘水下分流河道岩电特征Fig.9 Lithological and well-logging characteristics of underwater distributary channel in braided river delta front of the Cretaceous in Chunguang exploration area, Junggar Basin

1)水下分流河道微相

水下分流河道沉积是辫状河三角洲前缘沉积的主体, 是平原亚相中辫状河道入湖后在水下的延续部分。春17-10井926~962 m井段存在多期水下分流水道沉积, 岩性为浅灰色砾岩、砾质砂岩和砂岩, 中、厚层至块状, 单砂层厚度多为5~10 m。砂岩底面常见凹凸不平的冲刷面, 发育平行层理和交错层理, 垂向上构成米级的间断正韵律, 自然电位曲线和电阻率曲线呈钟形或箱形(图 9)。

常见的辫状河三角洲水下分流河道微相的粒度概率累积曲线有2种类型, 第1种是“ 一跳一悬夹过渡式” 类型(如春114侧井, 1395.82 m; 图 10-a), 反映牵引流水动力条件, 主要包括分选较好的跳跃总体和分选略差的过渡总体, 其粒度、分选性及各组分特征随着所处沉积环境和位置不同而发生变化。岩性分布范围较广, 从泥质粉砂岩、粉砂岩到中细砂岩均有发育。通常随着粒度变细, 分选性变好, 跳跃总体斜率变大。研究区内, 该类型的粒度概率累积曲线悬浮总体含量较少, 占2%~5%, 斜率在60° 左右, 分选较好。过渡段总体分布宽广平缓, 尾部细粒组分呈现翘尾巴的曲线特征, 与跳跃总体交点粒度Φ 值介于3~5之间, 与悬浮总体交点处Φ 值往往大于10。第2种粒度概率累积曲线呈现“ 低斜多段式” 特征(如K4311-403井, 1042.49 m; 图 10-b), 整体斜率偏小, 30° 左右, 但内部由多个起伏段组成, 且跳跃总体斜率大、分选好, 反映水动力频繁变化的过程。

图 10

Fig.10

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	图 10 准噶尔盆地春光探区白垩系辫状河三角洲前缘水下分流河道粒度概率累积曲线 a— “ 一跳一悬夹过渡式” , 春114侧井, 1395.82 m, 石英中砂岩; b— 多段式, K4311-403井, 1042.49 m, 粉砂岩Fig.10 Grain-size probability accumulation curves of underwater distributary channel in braided river delta front of the Cretaceous in Chunguang exploration area, Junggar Basin

2)水下分流河道间

春17-10井927~928.2 m(图 9-a)和春121井1656.3~1657.2 m为水下分流河道间沉积, 其沉积物颜色较深, 为灰色和灰绿色; 粒度较细, 多为泥岩和泥质粉砂岩, 对应平直自然电位曲线。发育水平层理, 多被水下分流河道冲刷。

3)河口坝

研究区局部可见河口坝沉积。如春121井1662.4~1663.6 m, 位于水下分流水道前端, 沉积物比水下分流水道细。岩性为细砂岩和粉砂岩, 中厚层, 单层厚度多为3~6 m, 具向上变粗的沉积序列, 其自然电位曲线呈漏斗状, 发育交错层理以及压扁层理和波状层理。

4)席状砂

辫状河三角洲前缘席状砂为互层的粒度较细的砂岩、粉砂岩与泥岩, 颗粒分选性和磨圆度较好。如春17-10井972.8~973.9 m, 可见沙纹层理、波状层理、小型交错层理和生物潜穴等。自然电位曲线多呈低— 中幅指状。

2.6.2 扇三角洲

扇三角洲是从邻近高地推进到稳定水体(海、湖)中的冲积扇, 其发育的基本条件是源区地势高、坡降陡, 具有丰富的物源和相对干旱的气候条件。其形成的动力机制比较复杂, 陆上部分也可看作洪积扇体, 而水下部分与三角洲具有很大的相同性。在地震反射上, 扇三角洲具有一些前积特征, 一般呈斜交型前积结构, 代表着水动力较强、物源供应充足的沉积环境。在垂直物源方向上, 一般为宽缓的丘状反射, 内部为低频的平行或亚平行结构, 同相轴为连续性较好的强振幅反射。扇三角洲可分为3个亚相, 即扇三角洲平原、扇三角洲前缘和前扇三角洲。研究区主要发育前缘亚相, 主要判断依据如下: 岩石粒度较粗, 主要为分选中等的细砾岩、含砾砂岩, 并与杂色泥岩伴生; 多发育冲刷面, 常见多期正粒序叠置、以交错层理为主的牵引流沉积(图 11)。扇三角洲前缘亚相可细分为水下分流河道、河道间和河口坝微相。

图 11

Fig.11

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	图 11 准噶尔盆地春光探区白垩系扇三角洲前缘水下分流河道和河口坝岩电和岩心特征Fig.11 Lithological, well-logging and core characteristics of underwater distributary channel and mouth bar in braided delta front of the Cretaceous in Chunguang exploration area, Junggar Basin

1)水下分流河道

扇三角洲前缘水下分流河道沉积为平原环境中形成的分流河道在水下的延伸。如春50-9井1936~1945 m层段, 粗粒沉积以砂岩、含砾砂岩为主, 砾岩相对较少; 砂、砾岩呈灰白色、浅灰色, 厚层, 块状, 单层厚度为5~10 m, 部分由多个砂岩透镜体在纵向上相互叠置而形成厚达数米的砂砾岩(图 11-a); 砂体中发育大、中型槽状、楔状交错层理、平行层理(图 11-c, 11-d, 11-e), 砂体底部发育冲刷面构造; 自然电位曲线多呈钟形、中高幅指状或叠置箱形, 也可因为水道的进积而形成漏斗形上叠箱形的复合型, 以及因水道退积形成的钟形叠在箱形上的复合型(图 11-b)。

扇三角洲水下分流河道间主要由灰色泥岩、泥质粉砂岩、粉砂岩组成, 见水平层理和植物碎屑, 自然电位多呈微齿状— 平直状(如春50-9井)。

2)河口坝

扇三角洲河口坝在研究区内发育程度较低, 沉积岩性主要为砂岩和粉砂岩, 厚度较小, 发育波状层理、交错层理和平行层理(春50-9井; 图 11-f)。自然电位曲线为齿化的漏斗— 钟形, 反映河道冲刷作用减弱。但由于河道的迁移和冲刷, 在单井上很少见河口坝的沉积响应。

2.6.3 湖泊

准噶尔盆地春光探区东北部的春17-9井和西南部的春50-9井都有部分层位发育滨浅湖滩坝和湖泥微相。滩坝和湖泥微相的主要判断依据如下: 泥岩以灰色泥岩为主, 砂岩以粉— 细砂岩、含砾砂岩为主, 沉积构造以微波状层理为主, 可见虫孔和反韵律沉积序列(图 12)。

图 12

Fig.12

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	图 12 准噶尔盆地春光探区白垩系滨浅湖滩坝岩心特征Fig.12 Core characteristics of shore-shallow lacustrine beach and bar of the Cretaceous in Chunguang exploration area, Junggar Basin

2.6.4 重力流

在地震数据体分频研究和地层切片制作过程中, 发现了1种具有十分明显水道特征的沉积相类型(图 13)。这种沉积相类型发育在研究区井位部署较少的地区, 如研究区东南部春103E井区切片所示, 该切片范围目前仅存在4口钻井, 且4口钻井都未钻遇这类水道, 只是钻遇了水道以外的湖相泥岩, 因而在钻、测井上无法识别该沉积类型。

图 13

Fig.13

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	图 13 准噶尔盆地春光探区白垩系异重流沉积在典型地层切片及地震剖面中的特征Fig.13 Characteristics of hyperpycnal-flow deposits in typical stratal slice and seismic profile of the Cretaceous in Chunguang exploration area, Junggar Basin

这种高弯曲度水道特征很容易被解释为现代的曲流河沉积, 但是根据区域地质背景及地震属性、地震反射特征等资料, 研究认为这种沉积相类型应为重力流中的异重流沉积。异重流是沿湖底或海底流动的高密度流体, 它在河口流体密度大于湖水或海水密度时形成, 通常由季节性洪水携带的大量悬浮沉积物搬运而来, 这种洪水携带大量沉积物到深水地区, 形成异重流沉积可能是非常常见的现象。异重流常常发育在海洋和湖泊等深水环境, 在湖盆中心可以形成异重流水道— 湖底扇沉积体系(Girard et al., 2012; 潘树新等, 2017; Zavala和潘树新, 2018)。具体证据如下: (1)区域地质背景资料显示, 该区白垩系沉积时期属于湖盆水下斜坡沉积背景, 而不是陆上沉积背景(王勇等, 2015); (2)春103E和春111井揭示白垩系10~20 m厚度的黑色质纯泥岩, 反映当时为水下还原环境, 这一特征与陆上曲流河红色、杂色泥岩的氧化环境不符; (3)水道岩性偏细, 如春111井, 以粉砂岩为主, 缺乏曲流河道中的底砾岩或滞留沉积现象; (4)切片上水道与水道外的沉积界线非常清晰, 缺乏河漫滩沉积; (5)在异重流水道发育位置发现河道充填沉积和侧积反射地震相。

2.7.1 白垩系呼图壁组SQh_1— SQh_4地层切片地震沉积学综合解释

钻井岩心刻度表明, 研究区西南角红色强振幅指示扇三角洲沉积, 东部红色振幅指示辫状河三角洲沉积, 绿色和蓝色振幅主要对应于湖相泥岩沉积(图 14-a, 14-c, 14-e)。呼图壁组SQh_1和SQh_2沉积时期, 湖水分布范围很小, 只有春光探区东部和西南角接受湖盆沉积, 该时期处于湖平面缓慢上升阶段。在扇三角洲沉积中, 将测井上出现箱形自然电位和录井显示为砂砾岩的位置解释为水下分流河道, 测井和录井显示为泥岩的部分解释为扇三角洲前缘水下分流河道间。SQh_3沉积时期, 除了东部和西南角外, 春光探区南部逐渐开始接受湖盆沉积, 东部地区仍然以辫状河三角洲为主, 南部地区和西北角继承性发育扇三角洲。SQh_4沉积时期, 湖侵范围明显扩大, 东北部为辫状河三角洲沉积, 物源来自北部, 面积近30 km², 其前端异重流沉积较为发育, 在切片上可以清晰地观察到蜿蜒曲折的异重流水道及新月形的侧积复合体。靠近剥蚀区发育滨浅湖滩坝沉积。另外, 研究区中南部发育3~4个辫状河三角洲, 但面积明显变小, 仅2~5 km²; 西南部为3个扇三角洲, 面积4~6 km²。物源都来自于西北部的剥蚀区域(图 14-b)。

图 14

Fig.14

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	图 14 准噶尔盆地春光探区白垩系重点层序均方根属性及沉积相 a— SQh_4均方根振幅属性; b— SQh_4沉积相平面展布图; c— SQs均方根振幅属性; d— SQs沉积相平面展布图; e— SQl_1均方根振幅属性; f— SQl_1沉积相平面展布图Fig.14 Root-mean-square attribute and sedimentary facies of key Cretaceous sequences in Chunguang exploration area, Junggar Basin

2.7.2 白垩系胜金口组SQs地层切片地震沉积学综合解释

胜金口组SQs沉积时期是白垩系湖侵规模最大时期, 相对湖平面达到最高, 水深也最大, 10 m左右, 最有利于东部异重流发育和保存, 异重流规模达到最大, 以蜿蜒曲折的水道沉积为主。水道发育特征受古地貌控制, 在研究区东部中间发育1个古凸起, 北部和南部各发育1个次洼, 异重流水道首先自西北向东南、由高到低流动, 进入北次凹, 然后绕过古凸起, 又自东北向西南流入南次洼。而且该时期还发育多条异重流水道之间的相互叠切。中南部辫状河三角洲和西南部扇三角洲继续继承性发育, 面积也大致介于3~5 km²之间(图 14-d)。

2.7.3 白垩系连木沁组SQl_1— SQl_2地层切片地震沉积学综合解释

连木沁组SQl_1沉积时期与先前有很大的差异, 该时期由于西南部地形抬升影响, 只在东部接受沉积, 由于地形变化较大, 先前在东部发育的异重流沉积逐渐萎缩。此时, 湖平面开始下降, 层序顶部遭受剥蚀。东部和东北部鸟足状的红色— 黄色振幅指示辫状河三角洲沉积, 岩石粒度相对异重流明显变粗, 在井上能观察到灰色砾岩、含砾砂岩和箱形、钟形测井曲线特征。SQl_2沉积时期湖平面进一步收缩变小, 在东部发育辫状河三角洲、滩坝和异重流, 中南部发育辫状河三角洲, 西南部发育扇三角洲, 整体面貌和SQh_4沉积时期较为相似(图 14-f)。