奥连特盆地西临科迪勒拉造山带, 东侧为圭亚那地盾, 北邻哥伦比亚境内的普图马约盆地(Putumayo Basin), 南部是延伸至秘鲁的马拉 maranon Basin), 这3个盆地共同组成1个次安第斯(sub-Andes)(Dashwood and Abbotts, 1990; Christophoul, 2002)前陆盆地群( 图 1)。盆地大致经历了晚古生代— 中生代侏罗纪同裂谷期, 白垩纪裂谷后热沉降期和晚白垩世— 新生代前陆盆地3个演化阶段(Baby et al., 2013; Vallejo et al., 2019)。白垩纪热沉降期, 盆地整体属于弧后局限海环境(马中振, 2014; Vallejo et al., 2019), 该时期盆地西侧岛弧为现今科迪勒拉造山带的前身。由于构造活动相对平静, 因此弧后海相和海陆交互相沉积在几乎整个晚白垩世长期较稳定, 沉积了阿普第至阿尔必阶的Hollin组和阿尔必至马斯特里赫特阶的Napo组碎屑沉积。物源主要来自盆地的东侧圭亚那地盾(Shanmugam et al., 2000; Vallejo et al., 2021)。在马斯特里赫特阶末期至新生代的前陆阶段, 盆地经历了多期挤压反转、整体抬升和随后的前陆沉降, 形成马斯特里赫特阶的Napo组顶面、古新统Tena组顶面、始新统Tiyuyacu组顶面、渐新统Orteguaza组顶面和Chalcana顶面5套盆地不整合面。沉积环境以陆相河流为主, 西部的科迪勒拉造山带提供主要物源。

图 1

Fig.1

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	图 1 奥连特盆地区域构造图Fig.1 Regional structure map of Oriente Basin

由于奥连特盆地白垩纪末期以来的前陆改造, 因此现今盆地可划分为西部逆冲褶皱带、中部前渊带和东部斜坡带。但是, 科迪勒拉造山运动对奥连特盆地、特别是盆地北部的构造形变和抬升比较有限, 除西部的逆冲褶皱带外, 其前渊带和斜坡带整体上保留了白垩纪热沉降期构造面貌(Gutié rrez et al., 2019)。前渊带晚白垩世— 古近纪构造反转和抬升变形较弱的特征还有其他证据支持, 比如: 前渊带的反转断层大部分未穿过始新统Tiyuyacu顶面, 断背斜构造幅度均在200 m以内, 断层和挤压活动幅度较有限。前陆盆地早期的Tena组页岩沉积范围较广, 为区域盖层, Tena组以来的新生界厚度2000~3500 m, 沉积厚度适中。

图 2

Fig.2

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	图 2 奥连特盆地地层柱 ma et al. 2017; 有修改)Fig.2 Stratigraphic column of the Oriente Basin(modified from Ma et al., 2017)

盆地内唯一已证实的生储盖组合是白垩系热沉降期的Hollin组和Napo组, 相对稳定的海相和海陆交互环境保证了盆地最重要的烃源岩Napo Shale ma et al., 2017; 张志伟等, 2021)以及上下多套海陆交互相碎屑岩储集层的发育, 如: Hollin组、Napo组T段、U段和Main-M1段砂岩(刘畅 等, 2014)。Hollin组为河流相和三角洲相沉积, 砂岩厚度较大、全盆地发育广泛, 为油气运移重要的疏导层。Napo组各个储集层段为海进域河口湾、河口湾远端和陆棚沉积(Shanmugam et al., 2000)。前渊带Napo组Main-M1段储集层为河口湾外侧、河口湾远端或陆棚沉积环境(Vallejo et al., 2017)。砂体横向变化快易于形成岩性油藏(Tang et al., 2019), 是目前盆地构造— 岩性圈闭勘探的重要目的层系。由于研究区新生界前陆盆地沉积地层厚度适中, 使得Napo组也处于适中的埋深, 既有利于Napo Shale烃源岩的成熟, 也使得Napo组各段砂岩储集层的物性未遭受深埋破坏。上覆的Tena组下段的泥岩为区域盖层, 因此新生界陆相沉积中基本未见油气。

奥连特盆地中部前渊带受NNE-SSW向剪切断裂控制发育一系列位于断裂上升盘的、与断层相同走向的长轴背斜( 图 3)。

图 3

Fig.3

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	图 3 奥连特 m1层构造图 a— 建隆发育区; b— 建隆发育区南部背斜构造延申区。 图 1-a中的白色边界为地震识别的建隆边界; A-A’ 和B-B’ 为 图 4、图 5地震剖面位置; Ⅰ -Ⅰ ’ 、Ⅱ -Ⅱ ’ 和Ⅲ -Ⅲ ‘ 为 图 6和图 10的连井剖面位置。红色圆盘的大小表示实际油田井钻遇的有效砂体厚度Fig.3 Structure map of M1 section in center of Oriente Basin

研究区所在的背斜属于该类型的长轴背斜其中的一段。背斜核部的地层为Hollin组和Napo组, 其上披覆有马斯特里赫特阶至新生界Tena组( 图 4)。挤压褶皱的形态一直向上延伸至始新统Tiyuyacu组及其上部, 但抬升幅度逐渐降低, 至Orteguaza组顶面以上完全消失。从地震剖面中可以发现, 在背斜的最高部位、在Napo Shale和M1灰岩的相应地层内发育了1套异常反射体, 可能为碳酸盐岩建隆( 图 5)。Napo Shale和M1灰岩地层中发育灰岩段在该地区很常见, 但是该建隆与周边井在测井和地震上的差异均非常明显, 可以较明确地识别( 图 6)。

图 4

Fig.4

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	图 4 奥连特盆地过建隆南北向地震剖面Fig.4 N-S seismic profile across the build-up in Oriente Basin

图 5

Fig.5

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	图 5 奥连特盆地过建隆东西向地震剖面Fig.5 W-E seismic profile across the build-up in Oriente Basin

图 6

Fig.6

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	图 6 奥连特盆地过碳酸盐岩建隆的连井剖面和地层精细对比Fig.6 Well section across the carbonate build-up with fine stratigraphic correlations in Oriente Basin

首先, 在地震剖面中, 该建隆 m2灰岩、Napo Shale和M1灰岩的连续强轴明显不同。内部可识别1~2个相对弱振幅、低频、水平方向相对连续的反射轴, 反映了内部物性相对均一, 没有明显的横向变化且地层相对连续。建隆的顶部和周原有明显的边界反射, 与周边地层相分隔。从地震上可识别南北2个建隆发育区, 北部的相对较大, 南北向长度和东西向宽度均为大约2.6 km, 南部的台地相对较小, 长宽均为1 km左右( 图 3)。相对水平弱反射有别于相对杂乱或者高角度的典型建隆型反射, 但是由于本区发育建隆范围较小, 且呈现丘状特征, 因此识别为碳酸盐岩建隆而非台地。由于该建隆的边界反射直接截断了周边地层较连续的反射轴, 而非超覆或者披覆的地震相, 可能指示了该建隆的生长与周边泥岩沉积同步发育。也就是说在生长的同时, 底部即被逐渐填埋, 并最终在Napo Shale顶部附近被周边泥岩填埋, 停止生长。由于其生长和填埋的同步, 也可以解释建隆周边只有少量坡积体或者垮塌体的地震反射特征。

其次, 穿过建隆的所有井的测井资料, 均显示该段为低GR和低电阻率的大套、连续地层, 与周边同时期自上而下 m1灰岩、Napo Shale的高GR段较厚层的泥 m2灰岩以及灰岩— 泥岩互层的地层特征明显不同。指示建隆内部发育相对连续厚层的碳酸盐岩, 中间基本没有泥岩夹层, 整个灰岩段厚度达到120~150 m( 图 6)。

由于该地层并非油气勘探目的层, 没有取心资料直接观察其岩心特征, 无法明确该沉积体的类型和岩性特征, 但是基于录井信息可以证实地层为生物灰岩。此外, 从区域背景认识也可以排除其他可能性: 比如剥蚀残余的潜山或者大套低GR的砂岩。因为这套地质体发育时期为Napo shale发育的最大海泛面(刘畅等, 2014; Ma et al., 2021), 盆地范围内特别是处于盆地中心前渊带和大部分斜坡带, 几乎没有可能发育大套砂体沉积, 也未见文献和油气勘探中发现有类似大套厚层的砂岩沉积。同理, 由于位于最大海泛时期, 缺乏发育区域不整合和剥蚀残丘的条件, 可以排除其为剥蚀残余的潜山。最后, Napo组沉积末期, 奥连特盆地前渊带的整体沉积环境为稳定的海相及海陆过渡相, 适合页岩和碳酸盐岩发育(Vallejo et al., 2021 m2灰岩和M1灰岩均为浅海灰岩沉积( 图 6中A-1和A-7的M2和M1背景沉积), 同时期完全有可能在局部发育建隆。因此, 尽管缺乏直接岩心证据, 但是综合地震形态、测井特征和区域地质背景认识, 可以确认该地质体为一个碳酸盐岩建隆。

通过测井解释划分地层的横向对比和地震解释层位编制等厚图等方法, 都可发现研究区的长轴背斜在Napo组LU层( 图 2中大致对应土伦阶)以上的地层已经出现了背斜高部位减薄的特征, 说明背斜在LU层沉积以后已经开始抬升发育。但是地层厚度图等方法无法反映背斜在各个时期具体抬升幅度, 特别是Napo组M1页岩和Main-M1砂岩沉积期的抬升幅度, 无法明确构造抬升是否对于建 main-M1砂体沉积产生了直接的影响。

作者利用Trinity软件, 采用压实恢复的方法重建古地貌抬升演化过程。首先对研究区以及周边地区的3D地震的LU层至新近系Chalcana地层的7个地层顶面的进行了解释。发现这些地层顶面虽然在理论上存在剥蚀的历史, 但是在研究区周边地震剖面上显示这些地层相对水平连续, 无明显剥蚀特征( 图 7)。因此可以假设没有显著剥蚀, 不需要剥蚀厚度补偿。最后将这些地层采用典型的碎屑岩压实恢复公式和参数模拟压实的厚度变化, 从而进行压实恢复建模。

图 7

Fig.7

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	图 7 奥连特盆地Napo组 LT层以上的主要地层Fig.7 Main formation above LT level of the Napo Formation in Orient Basin

模拟恢复结果显示, 研究区长轴 main-M1砂岩沉积前( 图 8; 74 ma)就已经开始抬升, 但是抬升幅度较小, 仅为现今构造相对于相邻向斜抬升幅度的10%左右, 厚度7~10 m。主要的构造隆升期为始新世Tiyuyacu末和渐新世Orteguaza早期(50~60 Ma BP), 抬升幅度约73 m。因此主要的抬升期发生在古近纪, 白垩纪Napo沉积末期的抬升幅度非常有限。如果单根据压实恢复模拟的古地貌恢复结果, 无法排除Napo组沉积末期7~10 m的小幅度隆升是否为模拟过程中层位解释、定年和时深转换等方面造成的误差。但是本次研究的碳酸盐岩建隆的识别, 可以确定在建隆发育时期, 其古水深必然在海平面附近。如三角洲前缘或者局限海陆棚的深度在20~30 m之间, 则7~10 m的抬升幅度恰好可以将背斜的最高点抬升至建隆适合生长的有利深度, 而背斜走向上的其他地区则水深仍然太大, 无法发育建隆, 从而继续沉积Napo Shale泥岩和M1陆棚灰岩。

图 8

Fig.8

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	图 8 奥连特盆地碳酸盐岩建隆所在长轴背斜段构造演化模拟结果 图中色标单位为英尺。其中每个小图各代表Trinity软件构造压实恢复模拟的研究区长轴背斜的某个年代的古构造抬升幅度。74 ma BP为Main-M1砂岩沉积前地貌, 构造抬升幅度较小, 但已经高于周边7~10 m(20~30英尺)。长轴背斜快速的抬升期为45~30 ma BP的始新世Fig.8 Structure uplift reconstruction of anticline where the build-up is located in Oriente Basin

综合这些观察和分析, 可以判断科迪勒拉造山运动应该在圣通阶或者坎潘阶早期即开始活动, 背斜抬升使得研究区的背斜构造高部位隆升至接近海平面。由于该时期为Hollin-Napo二级层序的最大海 m2、Napo Shale和M1灰岩的沉积期, 前渊带碎屑物源相对缺乏, 因此在背斜局部隆升最高部位发育了碳酸盐岩建隆。而在周边地区, 包括背斜走向上的其他抬升幅度较低的部位, 则因为水深太大而无法发育碳酸盐岩, 而是沉 m2、Napo Shale和M1灰岩等页岩和碳酸盐岩地层。建隆的生长与周边地层基本同步, 属于边沉积边填埋。Napo Shale沉积 main-M1砂岩沉积前, 由于水深进一步加深, 建隆上部形态愈发变得狭窄而以加积生长为主, 直至发育条件消失而停止生长, 并被碎屑沉积披覆, 但仍然是周边最高的地貌( 图 9), 因此具备影响紧随其后 main-M1沉积展布的条件。

图 9

Fig.9

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	图 9 奥连特盆地碳酸盐岩建隆演化示意图(基于 图 5地震剖面) a— 早期抬升使得早期背斜接近海平面, 形成建隆生长条件, 开始加积发育; b— 抬升和建隆生长发育较快, 开始侧向进积, c— 抬升减慢及盆地沉降使得水深加大, 建隆转为加积, 但是最终加积速度不及相对水平面上升速度而停止生长 m1页岩披覆; d— 披覆填埋的建隆仍然高于周边地形, m1砂体沉积Fig.9 Sketch of evolution of the carbonate build-up(based on seismic profile in Fig.5)in Oriente Basin

研究区内钻井密度相对较高, 因此可以对建 main-M1砂岩的有效砂岩厚度分布进行较精细地统计( 图 3; 图 8)。结果表明, 建隆发育 main-M1砂岩厚度明显偏薄或者缺失, 而建隆北侧Napo Shale正常发育、背斜构造相对较低的地区, 和建隆东侧面向陆源物源的方向则砂体厚度较大, 远大于周边陆棚的极薄砂岩或者砂岩缺失的背景。因 main-M1砂岩整体厚度较大, 但是在建隆顶部厚砂缺失, 表观 main-M1砂岩的分布绕开了碳酸盐岩建隆的最高处。

该盆地沉积研 main-M1砂岩沉积时期前渊带的属于河口湾或者三角洲的前缘局部, 发育潮汐控制的陆架沙坝(Vallejo et al., 2017; Tang et al., 2019)。砂体沿大致W-E向的水道方向沉积。规模和几何尺寸的统计较少, 但在研究区东北侧约80 km处、且属于斜坡带和前渊带交界处的T区块河口湾研究发现潮汐沙坝的宽度一般为2~3 km, 而长度为超过10 km(Tang et al., 2019)。所有的沙坝沉积均比较直, 不存在弯曲形态。由于该地区相比T区块处于盆地的更西侧远端的位置, 潮汐沙坝的宽度可能更窄。但是只要是潮汐水道的沙坝沉积, 在不受地形影响的情况下, 一般没有机制形成弯曲的砂体(Shanmugam et al., 2000; Dalrymple and Choi, 2007; Cummings et al., 2016)。因此, 研究区砂体发育区的弯曲形态, 非常有可能是受到建隆古地貌的影响而发生折弯绕道( 图 10)。

图 10

Fig.10

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	图 10 碳酸盐岩 main-M1砂体厚度图 101白色轮廓为碳酸盐岩建隆的边界Fig.10 Main-M1 sand thickness distribution around the carbonate build-up

砂体在建隆古地貌中心未沉积的现象表明, 即使10 m左右的相对高差, 仍然可以影响河口湾或者三角洲前缘砂体的输送和沉积。由于 main-M1砂岩沉积前应该仍然为背斜中相对构造位置最高的区域, 很可能因为其较高的古地貌阻挡了砂体沉积, 并使得沙坝向北侧折弯。而建隆北部的背斜 main-M1砂岩沉积时有也小幅度的隆升, 但是对砂体沉积基本没有影响, 沙坝沉积仍然穿越古构造并且沉积( 图 8)。

Main-M1砂岩沉积前古地貌抬升虽然整体有限, 但是在该盆地前渊带砂体沉积分布的影响并不限于研究区内, 在研究区以外同一背斜构造的南部延伸背斜上, 构造现今的幅度比背斜的构造幅度更低( 图 3-b), 在Main-M1砂岩沉积前应该隆升更加有限, 也没有相似的建隆沉积。但是, 在该 main-M1砂体极薄或缺失, 并而在背斜东侧下倾方向逐渐增厚( 图 11)。Main-M1砂体显然未能在古构造高部位沉积, 而被阻挡在古构造的东翼。这表明在 main-M1砂岩的分布受沉积前古地貌的影响是较普遍的, 并且受古构造抬升幅度、物源规模和搬运能力的综合影响。

图 11

Fig.11

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	图 11 奥 m1储集层在长轴背斜东斜坡不同段( 图 3-a和3-b)的分布模式对比 图中橙黄色代表低GR值的偏中粒细砂岩, 淡黄色代表中低GR值的偏粉砂细砂岩; 2个剖面均为海拔连井对齐, 显示剖面Ⅱ 中砂体向上倾方向逐渐尖灭; 剖面Ⅲ 的砂体沉积则不受地形影响Fig.11 M1 reservoir distribution in different sectors of the long-axis anticline(Figs.3-a and 3-b)in Oriente Basin

首先奥连特盆地前渊带的背斜在坎潘阶隆升至水面附近, 在Napo Shale沉积的高水位期, 陆源碎屑相对较少的时期发育建隆, 且该建隆的生长发育恰好与周边的泥岩沉积保持基本同步, 早期生长略快于周边泥岩沉积, 因此有少量侧向进积( 图 9-b)。在生长的过程中, 其边缘被周边的泥岩填埋, 因此缺乏垮塌边坡沉 main-M1砂岩沉积前( 图 9-c, 9-d)则因水位上升幅度大或者碎屑物质逐渐增多而停止生长, 被陆棚泥岩披覆式填埋, 仍然为背斜上相对高度最高的位置。该高点仍然 main-M1砂岩沉积具有一定的控制作用。

建隆沉积因其生长发育必须位于深度范围狭窄的有光带、接近海面的位置, 因此建隆对该盆地前渊带的古水深、科迪勒拉早期抬升的幅度、盆地 main-M1砂体沉积控制等均具有“ 临界状态” 的指示意义。首先, 如果科迪勒拉早期抬升幅度过大, 前渊带的背斜隆升幅度过大, 则而该背斜将高于古水面成为物源剥蚀区, 建隆不可能发育, 或者至多沿着抬升出露区周边发育; 其次, 如果现今前渊带的古水深太大, 或者早期隆升不足以使得研究区的背斜隆升至古水面附近, 则建隆也不可能发育, 整体仍然为陆棚碎屑沉积。本次研究剥蚀恢复显示建隆发育段在Napo Shale沉积时期科迪勒拉运动的抬升幅度在10 m左右, 因此盆地中部现今前渊带位置的古水深必定在数十米。

最后, Main-M1砂体的沉积受到科迪勒拉早期抬升的古地形、砂岩物源强度和动力的共同控制。从古地貌而言, 古建隆高点代表了研究区及 main-M1砂体沉积前局部最高点, 而古建隆北侧, 以及 图 3-b所在的长轴背斜段则抬升幅度更小, 均没有发育建隆。从物源强度角度来看, 研究区 图 3-a的Main-M1砂岩的物源相对丰富, 砂体可以“ 爬上” 当时小幅抬升的背斜, 在构造顶部沉积, 仅构造最高的古建隆顶部可以阻挡砂体的沉积。推测该背斜向东的构造下倾方向应该存在部分被古高 main-M1砂体( 图 10)。而 图 3-b所在的长轴背斜段, 尽管抬升幅度更小, 但是物源强度更小 main-M1砂岩仍然在 图 3-b的构造侧翼尖灭。推测砂岩在构造的东斜坡侧翼沉积, 并且形成相对富砂带。

总之, 科迪勒拉造山运动的早期活动对盆地前渊带长轴背斜的抬升幅度有限, 最高仅7~10 m main-M1砂体沉积已经形成一定的影响。在物源强度相对较小的地区, 小幅的抬升即可阻挡砂体运移, 使其在背斜构造的东翼斜坡沉积。而在富砂区, 砂体沉积可能不受构造抬升影响, 在其顶部沉积, 但如果抬升幅度达到10 m以上, 仍然可以阻挡砂体搬运沉积。由于背斜抬升具备阻挡部分砂体的自东向西的运移能力, 有利于背斜东部侧翼下 main-M1砂体沉积, 并形成翼部上倾尖灭型构造— 岩性圈闭。

科迪勒拉抬升在奥连特盆地内形成多个与研究区背斜相同性质的背斜和走滑背斜, 包括了Auca背斜、Sacha背斜、Shushufindi背斜等(Canfield et al., 1982)。如果研究区的背斜在坎潘期已经开始抬升, 则处于相同的前渊带构造单元的其他背斜也应在相同的区域应力控制下有所抬升。由于这些背斜构造现今的抬升幅度都相似, 可以推测 main-M1砂岩沉积前抬升的幅度也相似, 因此已 main-M1砂岩沉积产生影响, 可能形成东部侧翼的构造— 岩性圈闭, 从而成为新的勘探领域。

此外, 研究发现压实恢复的方法能较好地恢复盆地前渊带的古地貌高度。最有可能的原因是上覆的新生界中潜在的剥蚀时期均见连续沉积或者平行不整合, 没有重大的构造调整。至少是在前渊带该盆地剥蚀程度有限, 不需要进行剥蚀恢复。如果压实恢复发现古地貌相对抬升的区域, 则有可 main-M1砂体的横向展布方向, 甚至上倾尖灭形成构造— 岩性圈闭。

1)综合测井和地震特征分析发现, 奥连特盆地前渊带的1个长轴背斜顶部发育有碳酸盐岩建隆, 该建隆在测井中表现为连续、近箱型的低GR段, 明显区别于周边地层的灰泥交互特征, 而地震剖面上则表现为弱振幅、低频但是较连续的内部反射, 以及与周边地层反射分离的边界包络反射。建隆的识别说明在其发育的坎潘阶时期背斜的顶部已经位于至古水面附近, 局部形成有利于建隆生长的条件。而建隆的地震特征则表明其生长与周边地层Napo Shale和M1灰岩的沉积基本同步, 体现边生长边埋藏的特征。

2)奥连特盆地在晚白垩世为热沉降的弧后拗陷盆地, 而在马斯特里赫特阶及新生代则受科迪勒拉造山运动影响演变为前陆盆地。在坎潘阶, 盆地前渊带为弧后拗陷盆地的远端陆棚, 水深较大, 一般不发育碳酸盐岩建隆。该建隆的识别说明坎潘阶远端陆棚存在古水面附近的局部高点, 进而揭示科迪勒拉造山运动的挤压在该时期已经开始, 形成现今长轴背斜构造的雏形, 并将构造顶部部分推至古水面附近。压实恢复方法进一步证实背斜 main-M1砂岩沉积前已经开始抬升, 且最大抬升幅度为 7~10 m。

3)尽管研究区长轴背斜在坎潘阶的抬升幅度有 main-M1砂岩沉积已经具有一定的控 main-M1砂岩沉积主要为河口湾或者三角洲远端至陆棚的沙坝沉积, 理论上为狭长条带状分布的砂体。但是研究区的古建隆高部位砂岩明显缺失, 表观上绕开了该高部位, 而在其周边沉积。长轴背斜的南部 main-M1砂岩在背斜高点缺失, 也同样指示了背斜抬升对 Main-M1砂岩沉积的控制。

4)前渊带背斜在坎潘阶抬升后具有阻挡或影响 Main-M1砂岩沉积的能力, 使砂岩在构造东翼下倾方向富集, 从而形成上倾尖灭型构造— 岩性圈闭。盆地中类似背斜构造以及研究区长轴背斜沿走向的其他部位均可能存在东斜坡侧翼的富砂区和上倾尖灭的构造— 岩性圈闭, 可作为该盆地岩性圈闭勘探的新领域。

(责任编辑 郑秀娟; 英文审校 李攀)