山東試驗(yàn)站范爾干凹陷古近系沙三

山東試驗(yàn)站范爾干凹陷古近系沙三

自20世紀(jì)50年代建立以來，減少污染理論引發(fā)了沉積學(xué)術(shù)界的革命，提高了人們對減少污染研究的深度和認(rèn)識水平。世界各地都在報(bào)道古代和現(xiàn)代的濁流。在我國中—新生代湖盆中廣泛發(fā)育重力流沉積。湖泊重力流沉積在形態(tài)上呈扇狀的,又稱之為湖底扇或深水濁積扇。典型的研究實(shí)例有東營凹陷南坡梁家樓沙三中緩岸湖底扇,遼河盆地大凌河油層湖底扇。近來在一些新的勘探區(qū)域也有關(guān)于湖底扇的研究報(bào)道。對深水重力流沉積的深入研究,不僅具有重要的理論意義,而且對油氣勘探實(shí)踐具有重要的現(xiàn)實(shí)意義。目前許多研究和生產(chǎn)實(shí)踐結(jié)果都表明,重力流沉積是一種重要的油氣儲(chǔ)集類型,它開拓了我國油氣勘探的新領(lǐng)域,在“增儲(chǔ)上產(chǎn)”中日益發(fā)揮作用。海南福山凹陷流沙港組廣泛發(fā)育重力流沉積,對其進(jìn)行深入研究有助于指導(dǎo)福山凹陷進(jìn)一步的勘探和開發(fā)。1沉積型巖相古地理福山凹陷位于海南省北部沿海地區(qū),在?？谑幸晕?、臨高縣城以東、澄邁縣城以北,是北部灣盆地中次級負(fù)向構(gòu)造單元。其南部為海南隆起,北入瓊州海峽,東臨云龍凸起,西與臨高凸起相接。凹陷是受燕山運(yùn)動(dòng)的影響在古生界及中生界白堊系巖層基底上,發(fā)育起來的一個(gè)呈北斷南超的箕狀凹陷,構(gòu)造走向北東,總面積2880km2,其中陸地面積約2100km2。按構(gòu)造和沉積特征,凹陷的陸上部分又可細(xì)分為6個(gè)構(gòu)造單元:南部斜坡帶、美臺(tái)斷階帶、皇桐洼陷、福山鼻狀隆起、白蓮?fù)菹莺褪綌嚯A帶(圖1)。福山凹陷古近系自下而上可分為長流組、流沙港組和潿州組,其中流沙港組又可進(jìn)一步分為流三段、流二段和流一段三個(gè)巖性段。其地層系統(tǒng)劃分及巖性特征如表1。從表1可以看出,流沙港組流二段的巖性特征與流三段、流一段有明顯差異:流三段、流一段均為砂泥巖不等厚互層,且砂巖比例較大。而流二段以大套暗色泥巖為主,僅局部夾粉砂巖或薄的砂泥巖互層。流二段的底界相當(dāng)于地震T6反射層,流一段的底界相當(dāng)于地震T5反射層。2挖掘背景2.1凹陷發(fā)育階段福山凹陷古近系流沙港組沉積時(shí)期可以劃分為三個(gè)沉積階段:構(gòu)造演化階段、即初始擴(kuò)張階段、深陷階段和萎縮階段。2.1.1初始擴(kuò)張階段始新世初期,福山凹陷在東、西兩側(cè)的北西、北東向斷裂共同作用下,凹陷緩慢穩(wěn)定沉降,凹陷范圍逐漸擴(kuò)大,初步形成蓄水湖盆,但水體較淺,南北向具南高北低的箕狀形態(tài);東西向顯示雙斷式的地塹特征。2.1.2深陷階段始新世中期,福山凹陷急劇沉降。此期凹陷東西兩側(cè)的斷裂活動(dòng)更為強(qiáng)烈,凹陷呈大幅度沉降,凹陷與周邊高差加大,蓄水面積擴(kuò)大,為凹陷最大的湖盆擴(kuò)張期。2.1.3萎縮階段始新世后期,控制凹陷邊界的斷層活動(dòng)較弱,凹陷曾以緩慢穩(wěn)定的速率沉降,但美臺(tái)斷層急劇抬升造成部分地層被剝蝕。同時(shí),南部的海南隆起急劇隆升造成全凹陷的整體抬升,斷裂活動(dòng)的影響隨之減小,因而造成了凹陷的大規(guī)模水退,湖盆收縮。2.2道側(cè)向遷移的沉積構(gòu)造研究區(qū)流沙港組泥巖、頁巖的顏色主要為深灰色和灰黑色,且主要分布于凹陷的北部地區(qū),如在位于凹陷北部的54井中見厚度達(dá)400多米的暗色泥巖的連續(xù)沉積;而在凹陷的南部地區(qū)可見薄層紫紅色、棕紅色泥巖,如在位于凹陷南部的56井、57井的巖心中就觀察到了紫紅色泥巖條紋或薄夾層。研究區(qū)流沙港組砂巖的顏色主要為灰白色、灰色和淺灰色,巖性主要為細(xì)—中粒巖屑砂巖、長石質(zhì)巖屑砂巖,次為粗砂巖、含礫砂巖和礫狀砂巖,礫石主要為泥巖和石英巖巖屑。位于凹陷南部的井中砂巖常見大—中型交錯(cuò)層理和平行層理等沉積構(gòu)造。其中,“側(cè)積交錯(cuò)層”相當(dāng)發(fā)育,這種交錯(cuò)層理是水道側(cè)向遷移的產(chǎn)物,是辮狀河三角洲沉積中最主要的沉積構(gòu)造。而在研究區(qū)北部的井中,如41井、42井和59井,砂巖中常出現(xiàn)粒序?qū)永?、平行層理和小型交錯(cuò)層理,其中粒序?qū)永沓Ｎ挥谏皫r的底部,向上可見平行層理、小型交錯(cuò)層理,且平行層理多出現(xiàn)在粒序?qū)永碇?。粒序?qū)永砼c平行層理、交錯(cuò)層理常構(gòu)成不完整的鮑瑪層序。底部可見有槽模、溝模和重荷模等印模構(gòu)造。在大套半深湖—深湖暗色泥巖、頁巖中出現(xiàn)這種特征的砂巖,說明其應(yīng)為重力流沉積的產(chǎn)物。流二段和流一段ZTR指數(shù)平面等值線圖表明,最穩(wěn)定重礦物鋯石(Z)、電氣石(T)和金紅石(R)占透明重礦物的百分含量,自南向北明顯增高,指示流沙港組沉積時(shí)期自南向北的搬運(yùn)方向。流三段、流二段及流一段的砂(礫)巖百分含量等值線圖也清楚地反映流沙港組粗碎屑巖百分含量自南向北顯著減少,只是由于北部半深湖—深湖區(qū)規(guī)模較大重力流沉積的存在,才使這一變化趨勢略顯復(fù)雜化。綜合單井沉積相和平面沉積相分析,研究區(qū)沉積相類型為湖泊相和湖成三角洲相。其中湖泊相的主要亞相類型為半深湖—深湖亞相,湖成三角洲則為辮狀河三角洲。其沉積相平面展布特征以流二段為例加以說明,凹陷北部為半深湖—深湖,凹陷南部發(fā)育辮狀河三角洲,它們側(cè)向相連,組成三角洲群。自南向北依次出現(xiàn)辮狀河三角洲相和半深湖—深湖亞相,半深湖—深湖中還可發(fā)育湖底扇(圖2)。流三段和流一段的沉積相展布特征與流二段相似,辮狀河三角洲沉積在流三段沉積時(shí)期最為發(fā)育,流二段沉積時(shí)期分布范圍最小,至流一段沉積時(shí)期,范圍又有所擴(kuò)大。半深湖—深湖亞相的分布范圍從流三段沉積時(shí)期至流一段沉積時(shí)期經(jīng)歷了逐漸擴(kuò)大到逐漸縮小的過程。湖底扇在流二段沉積時(shí)期的分布比流三段沉積時(shí)期和流一段沉積時(shí)期都要廣泛,其中流三段沉積時(shí)期的分布范圍最小。這三個(gè)時(shí)期分別與盆地發(fā)展的初始擴(kuò)張階段、深陷階段和萎縮階段相對應(yīng),因此盆地的構(gòu)造演化控制了其沉積相類型。3深湖—重力流沉積及伴生沉積特征重力流沉積在研究區(qū)流沙港組較為發(fā)育,位于半深湖—深湖區(qū)。結(jié)合地震、測井和巖心資料分析,在研究區(qū)可以識別出濁流沉積、碎屑流沉積等重力流沉積類型及與之伴生的滑塌沉積(圖3)。3.1高密度濁流砂漿研究區(qū)濁流沉積包括經(jīng)典濁積巖和高密度濁流沉積兩種類型。經(jīng)典濁積巖(圖4-1、圖4-2)的特征完全可以由鮑瑪層序來描述,但最常見的是AE、ABE、ABCE組合等,其巖性主要為粉砂至細(xì)砂巖,底部可見槽模、溝模及重荷模等構(gòu)造(圖4-3)。高密度濁流沉積粒度較粗,可達(dá)中、粗砂級,常含有細(xì)礫組分。常見粗尾粒序?qū)永?也可見平行層理和中至大型交錯(cuò)層理,它們在垂向上構(gòu)成似鮑瑪層序,如ABC、ABE、ABCE等(圖4-4、圖4-5)。高密度濁流沉積常發(fā)育在湖底水道內(nèi),與碎屑流沉積共生,因此一些學(xué)者習(xí)慣上將其稱之為溝道濁積巖。流沙港組濁積砂巖顆粒組分的統(tǒng)計(jì)表明,碎屑顆粒中石英含量為15%～73%,平均約43%;長石含量為4%～12%,平均約6%;巖屑含量為20%～78%,平均約51%,其中變質(zhì)巖(石英巖)巖屑的含量高,從8%至57%不等,平均約31%,其次為巖漿巖巖屑,平均含量約為16%。說明物源區(qū)的巖性可能以變質(zhì)巖(石英巖)為主,巖漿巖次之。3.2富基質(zhì)內(nèi)碎屑流碎屑流沉積的粒度范圍寬廣,通常呈塊狀,無分選,無粒序(圖4-6),但其頂部可見正粒序。按其基質(zhì)的含量可以將其分為富基質(zhì)的和貧基質(zhì)的兩類,研究區(qū)以富基質(zhì)者為主。此類碎屑流沉積主要為含礫中—粗砂巖,富含黏土基質(zhì),呈典型基質(zhì)支撐,礫石級顆粒漂浮于其中,這反映碎屑流流動(dòng)是完全靠基質(zhì)強(qiáng)度和浮力支撐,是典型的碎屑流沉積。其中礫石主要為深灰色泥巖,大小不一,分布雜亂。礫石成分也有石英巖巖屑,大小一般2～3mm。碎屑流沉積一般為水道的充填體,其分布于湖底扇水道中及水道向下延伸方向上;在半深湖—深湖非湖底扇沉積區(qū),碎屑流沉積也可呈席狀產(chǎn)出。3.3重力流沉積相滑塌沉積在研究區(qū)流沙港組中也比較常見(圖4-7),系尚未完全固結(jié)的巖層,因重力滑動(dòng)—滑塌沉積所致,屬于重力沉積系列中的一種,廣泛見于重力流沉積體系,應(yīng)視為重力流沉積的伴生沉積,既有以塑性變形為主形成的滑塌褶皺,也有滑塌作用較強(qiáng)烈而形成的滑塌角礫巖,主要形成于半深湖斜坡環(huán)境。滑塌褶皺一般是由尚未完全固結(jié)的軟沉積物形成,常見揉皺變形層理(圖4-8);而滑塌角礫巖則是由于原巖層的連續(xù)性遭到徹底破壞,全面角礫化形成的,多見于有一定固結(jié)程度的脆性巖層中。4重力流沉積相沉積物重力流在流動(dòng)和演化過程中,力學(xué)性質(zhì)和流動(dòng)機(jī)制發(fā)生有規(guī)律的變化,其結(jié)果必然導(dǎo)致相應(yīng)沉積物形成有規(guī)律的組合。研究區(qū)重力流沉積一般呈夾層分布于半深湖—深湖中,但也發(fā)育在湖底扇中,在13井—59井區(qū)、41井—42井區(qū)均發(fā)育有湖底扇,白蓮地區(qū)的湖底扇也為地震資料證實(shí)。重力流沉積中具有石油地質(zhì)意義的組合形式是湖底扇,其特點(diǎn)是扇相砂體、砂礫巖體與深水泥頁巖間互出現(xiàn)。平面形態(tài)上呈扇形,垂向?qū)有蛏媳憩F(xiàn)為推進(jìn)式復(fù)合疊置的向上變厚變粗層序(圖5)。垂向上流沙港組重力流沉積表現(xiàn)出3種類型的特征組合形式,剖面上表現(xiàn)為暗色泥巖或頁巖與不同類型的重力流沉積的共生以及各種重力流沉積之間的組合,構(gòu)成復(fù)雜的垂向序列。4.1半深湖斜坡區(qū)這是研究區(qū)內(nèi)最常見的組合,反映濁流沉積與深水原地沉積的共生。在半深湖、深湖亞相中表現(xiàn)為大套的暗色泥巖夾濁流沉積。其中在半深湖斜坡環(huán)境中,偶爾可見紫紅色的泥巖,是因?yàn)樗w不深,有時(shí)處于氧化環(huán)境而形成的。而在湖底扇亞相中,泥巖與濁流沉積則是呈互層產(chǎn)出,測井曲線常呈鐘形(圖5),反映扇中多次濁流沉積的疊置。4.2高密度濁流或者碎屑流該組合中的滑塌沉積在剖面上夾于碎屑流沉積與濁流沉積之間(圖3)。其中的滑塌沉積并不多見,該組合更多地表現(xiàn)為向上變細(xì)變薄的碎屑流沉積—濁流沉積組合。該組合中的濁流沉積一般為粒度較粗的高密度濁流沉積(圖4-5),其測井曲線常呈微齒化的箱形(圖5),反映了湖底扇亞相辮狀水道的充填體。其中高密度濁流沉積可能是碎屑流能量衰減后形成的。甚至國外有學(xué)者,如G.Shanmugam認(rèn)為,從流變學(xué)特征來看,高密度濁流不應(yīng)稱作為濁流,而應(yīng)該看作是一種碎屑流,因?yàn)樗哂兴苄粤髯儗W(xué)特征,而非濁流的流體流變學(xué)特征;它是一種介于黏性碎屑流與非黏性碎屑流之間的一種流體,他建議稱之為砂質(zhì)碎屑流(sandydebrisflow)。Shanmugam還認(rèn)為“碎屑流沉積儲(chǔ)層不具有良好的儲(chǔ)層物性”這種傳統(tǒng)的觀點(diǎn)是不正確的,如挪威北海地區(qū)Frigg油田古近系Frigg組砂巖被解釋為碎屑流和滑塌成因的,具有非常高的孔隙度(27%～32%)和滲透率(900×10-3～4000×10-3μm2)?？梢姼呙芏葷崃?或者砂質(zhì)碎屑流)具有現(xiàn)實(shí)的油氣勘探意義。這種組合中也并不是各種重力流沉積直接接觸,其間也可夾半深湖、深湖亞相的暗色泥巖。4.3碎屑流沉積相該組合在研究區(qū)也較發(fā)育,但出現(xiàn)的頻率比泥巖—濁流沉積組合低。在半深湖、深湖亞相中表現(xiàn)為大套的暗色泥巖夾碎屑流沉積,碎屑流沉積的厚度相對較薄,反映了間歇性的碎屑流沒有什么特定溝道的面式層流搬運(yùn),因此,碎屑流沉積呈席狀產(chǎn)出。而在湖底扇亞相中,該組合表現(xiàn)為泥巖與碎屑流沉積的互層產(chǎn)出,碎屑流沉積厚度較大,反映了碎屑流的溝道搬運(yùn)方式,此時(shí)碎屑流沉積應(yīng)為辮狀水道的充填體。此組合的測井曲線常呈箱形或漏斗形(圖5)。5湖底扇中自然電位的分布研究區(qū)流沙港組重力流沉積一般呈夾層分布于半深湖—深湖區(qū),也有組合成規(guī)模較大的沉積體——湖底扇。本文以湖底扇來說明研究區(qū)內(nèi)重力流沉積的地球物理特征。利用電測曲線解釋沉積相主要是用自然電位曲線,湖底扇的自然電位曲線常呈微齒或齒化的箱形、漏斗形和鐘形。低幅的微齒到齒化反映了粒序混雜的沉積特征或多期沉積的疊加。湖底扇中自然電位呈鐘形常代表濁流沉積,反映完整或不完整的鮑馬序列。而湖底扇中碎屑流沉積的自然電位曲線形態(tài)主要呈箱形,反映其為水道的充填體。地震信息也逐漸成為劃相的重要手段,地震相劃分主要依據(jù)是地震反射的振幅、連續(xù)性和反射強(qiáng)度等參數(shù)。研究區(qū)內(nèi)湖底扇在地震剖面上主要呈丘狀反射特征。典型的剖面為測線96-423、97-146、97-345a中振中連丘形地震相,內(nèi)部反射結(jié)構(gòu)呈丘形充填,終止于丘狀體內(nèi),左右兩側(cè)地層與丘狀體界面呈上超接觸,丘狀體上部地層形成披蓋(圖6)。此外,研究區(qū)還有一種亂崗狀反射地震相,其代表一種帶滑塌性質(zhì)的快速堆積,內(nèi)部成層較差。由于該相所處位置與剖面96-423中的丘形地震相很近,故也解釋為湖底扇。6沉積的地質(zhì)意義福山凹陷的構(gòu)造背景和沉積環(huán)境為區(qū)內(nèi)重力流沉積的形成提供了良好的條件。首先,流沙港組沉積時(shí)期是福山凹陷的主要成盆期,沉降幅度較大,地勢較陡,由此導(dǎo)致流沙港組半深湖—深湖相發(fā)育,這為重力流沉積的形成提供了足夠的水深條件和沉積場所;其次,流沙港組沉積時(shí)期來自南方海南隆起的主要物源以及東、西兩個(gè)方向的次要物源是形成重力流沉積充沛物源的保證;再次,凹陷西部北東走向的美臺(tái)斷階帶和東部北西走向的石山斷階帶的構(gòu)造活動(dòng)則是重力流沉積形成的觸發(fā)機(jī)制,當(dāng)然突發(fā)性的洪水也可以導(dǎo)致重力流沉積的形成。此外,南部斜坡帶的存在對重力流沉積的發(fā)育也是非常有利的。綜上所述,可以建立福山凹陷流沙港組的沉積模式(圖7)。7重力流沉積相與沉積機(jī)制(1)海南福山凹陷為一北斷南超的箕狀凹陷,古近系流沙港組為一套碎屑巖建造,在凹陷的北部發(fā)育重力流沉積。研究區(qū)重力流沉積可以分為濁流沉積和碎屑流沉積等類型。此外,區(qū)內(nèi)還發(fā)育與重力流沉積伴生的滑塌沉積