饶阳凹陷留西留北地区馆陶组底部砂砾岩体成因

国景星, 刘晨旭, 杨 琨, 杨 琛

(中国石油大学地球科学与技术学院,山东青岛 266580)

随着勘探开发技术水平的逐步提高,隐蔽油气藏在中国陆相断陷盆地油气勘探中所占比重越来越大。砂砾岩油气藏作为隐蔽油气藏的一员,正在逐步受到人们的重视[1]。虽然其所占比例较小,但在中国广泛分布,准噶尔盆地北缘哈拉阿拉特山山前带侏罗系八道湾组一段发育典型的湿地冲积扇相的砂砾岩[2],大庆油田徐家围子地区营城组发育三角洲相的砂砾岩[3],济阳坳陷的车镇凹陷、沾化凹陷及东营凹陷古近系发育冲积扇相、近岸水下扇相、扇三角洲相砂砾岩[4-6],冀中坳陷的廊固凹陷沙河街组发育近岸水下扇相砂砾岩[7]。在冀中坳陷中部的饶阳凹陷留西留北地区,尽管直接的岩心资料极少,但测井、录井及地震资料表明:馆陶组的底部广泛发育一层厚度稳定的杂色石英、燧石砾岩,覆盖于东营组沉积之上,与其呈角度不整合接触,是“下生上储”的新近系油藏的重要输导通道和良好储层[8-12]。然而由于对这套砂砾岩体的成因及分布认识不清,制约了本地区新近系油气勘探开发。笔者依据地质录井、测井、地震资料,对其识别方法、电性响应特征、物源和沉积相特征等进行研究,一方面对预测有利勘探目标具有重要意义,同时有助于进一步完善东部陆相盆地砂砾岩体成因类型。

1 区域地质概况

留西留北地区位于饶阳凹陷的中南部,北达河间洼槽,南至留楚构造带,东临留路断层,西与大王庄东断层相接,面积约320 km2(图1)。饶阳凹陷新生界的地层从下往上依次为古近系的孔店组、沙河街组、东营组和新近系的馆陶组、明化镇组。研究区断层发育,在主断层的控制下,体现出“东西分带,南北分区”的特点,平面上表现为南部发散、北部收缩的帚状断裂系统[12-13]。

图1 留西-留北地区位置示意图Fig.1 Location of Liuxi and Liubei area

据最新数据显示,华北油田探明新近系石油地质储量1 973×104t,其中留西留北构造带探明新近系地质储量1 784×104t,占新近系总储量的90%,展现出该地区新近系良好的勘探开发前景。

2 砂砾岩体的识别方法

前人利用录井、测井等资料,识别出不整合、洪泛面、相序转换等特征,将馆陶组划分为3段[10]。研究区内大部分井在底部(即馆三段的3砂层组)见一套横向分布相对稳定且厚度较大的砂砾岩体沉积,厚度为30～50 m。以该套砂砾岩体为研究对象,采用旋回-厚度和等高程对比法,同时考虑河流下切、叠加等因素的影响,又将Ng33砂层组划分为3个小层,自下而上依次是33小层、32小层、31小层(图2(a))。

鉴于这套砂砾岩体直接的岩心资料少,因此考虑从测井、地震等间接资料着手,根据测井响应和地震反射特征,找寻能够有效识别这套砂砾岩体的方法。从岩屑录井资料反映的岩性来看,馆陶组底部为厚层块状灰白色、杂色砂砾岩,夹薄层紫红色泥岩,下伏东营组为粉细砂岩与泥岩互层,二者岩性及其组合存在明显不同。从测井响应来看,馆陶组底部自然电位(SP)曲线为中偏高幅的箱型、齿化箱型,表现出“砂包泥”特征,电阻率曲线则表现出“高阻尖峰”特征;东营组SP曲线呈中偏低幅的钟形、指型(图2(a))。

从地震反射来看,其地震反射同相轴振幅强、连续性好,并且与下伏地层产状明显不同:馆陶组地层近于平行,而下伏地层倾角较陡,表现出明显的消截现象。为进一步从定量的角度表征这套砂砾岩体,提取了该区地震资料的多种地震属性[14],发现均方根振幅(RMS)和岩性变化关系最为密切。根据录井资料反映的岩性和均方根振幅值之间的对应关系,泥岩的RMS值一般低于30×103,砂砾岩体的RMS值一般高于30×103,最高可达62×103。如图2(b)所示,留西地区存在3个强均方根振幅区(RMS大于44×103),即南部的留91-留411井区、东部的留406-路11井区、西部的留434-路105井区。

总体来说,馆陶组底部砂砾岩体具有较为明显的测井响应和地震反射特征,据此建立了定性和定量识别指标(表1),并且通过地质录井资料反映的岩性进行检验,发现识别效果较好,但砂砾岩厚度对识别效果有一定影响。统计表明,对厚度不小于6 m的砂砾岩识别率在90%以上,对于厚度小于6 m的砂砾岩识别率约为50%。此外,岩性(颗粒粗细)对砂砾岩体的识别效果影响不大。

图2 馆陶组底部砂砾岩体识别标志Fig.2 Identification marks of glutenite on the bottom of Guantao Formation

表1 砂砾岩体识别指标

3 砂砾岩电性响应

由综合录井、组合测井等资料,对馆陶组底部砂砾岩体的电性响应特征进行分析,在充分考虑岩性及厚度的情况下,建立了系统、全面的不同厚度条件下的岩性-电性关系模板(图3),以利于非录井井段的岩性预测。

研究区馆陶组底部砂砾岩的岩性比较复杂,可以归纳为5种岩性:砾岩、砾状砂岩、含砾不等粒砂岩、细砂岩、粉砂岩和泥质粉砂岩,反映出“近物源、多物源”的特征。为了使测井曲线的曲线形态对岩性、粒度以及垂向序列有较好的反映,以SP曲线来研究砂砾岩的电性响应。从横向上看,同种岩性,随着厚度的减薄,SP曲线的幅度差减小,SP曲线的形状发生明显的变化。从纵向上看,从砾岩到粉砂岩及泥质粉砂岩,随着粒度变细,SP曲线的幅度由高幅变为低幅,曲线形状由箱形为主变为宽指状或平直状,其中部分细砂岩由于分选好,甚至要比含砾不等粒砂岩的SP曲线幅度更高。总体来说,研究区馆陶组底部砂砾岩体的SP曲线形态不仅与岩性有关,还受到单层厚度的影响。

图3 馆陶组砂砾岩体岩-电关系模板Fig.3 Response of lithology and electrical property of glutenite of Guantao Formation

4 物源分析

4.1 砂砾岩体展布特征

砂砾岩体的展布特征对于分析物源具有重要意义,例如砂砾岩体延伸方向有助于判断物源的方向。根据地层划分与对比的结果,绘制出Ng33砂层组各小层的砂砾岩厚度等值线图,从中发现其展布具有一定的规律性。

33小层沉积时期,砂砾岩体呈宽带状,延伸方向:中部和南部为北东—南西向,东部以北北西—南南东为主,西部以北东东—南西西向为主。33小层的砂砾岩体厚度多在4～20 m,局部可达22 m以上,平均厚度13.5 m。砂砾岩体的厚度变化较大,并存在多个高值区。整体来看:高值区主要集中在研究区的中部,且连片分布;东西两侧以及南部也存在高值区,尤其是南部和东部地区(图4)。

图4 33小层砂砾岩体厚度等值线及馆三段物源分析Fig.4 Contour map of thickness of 33 small layer and provenance analysis of the third section of Guantao Formation

32小层沉积时期,砂砾岩体的厚度整体减薄,主要在4～16 m,局部可达20 m,平均厚度11.4 m。砂砾岩体多呈条带状分布,延伸方向和厚度分布特征与33小层沉积时期也基本一致。

31小层的砂砾岩体在整个研究区都有分布,厚度4～20 m,局部地区厚度超过20 m,平均厚度11.6 m,与32小层相比厚度有所增大,但延伸方向和厚度分布特征没有大的变化。

4.2 砂砾岩碎屑组分特征

在碎屑岩三大碎屑组分中,石英是最稳定的成分,长石和岩屑的稳定性次之。在从物源区向沉积区搬运的过程中,随着搬运距离的增加,石英含量逐渐增加,长石和岩屑的含量逐渐减少。因此可用碎屑组分含量的变化进行物源分析[15]。

鉴于Ng33砂层组取心资料极少,馆三段上部沉积具有继承性,在对碎屑组分分析特别是碎屑组分平面分布特征的分析中以整个馆三段为统计对象,可基本反映Ng33砂层组物源特征。统计结果表明,区内馆三段以岩屑质长石砂岩、长石质岩屑砂岩、长石砂岩为主,偶见岩屑砂岩;矿物成分中石英平均含量30%～62%,长石15%～45%,岩屑10%～30%,最高超过45%;碎屑组分含量变化较大(图4):在南部和东部表现出“高岩屑、低石英”的特点,如路56井、路16井、新留1井等;在西部表现出“高长石、低石英”的特点,如路13井等;在中部表现出“高石英、低长石、低岩屑”的特点,如留97井、路6井等。总体来讲,从研究区南部、东部、西部到中部地区,石英含量逐渐增加,岩屑、长石含量逐渐降低。对比三个物源方向,南部和东部表现出近物源的“高岩屑”特征,西部为远物源的“中—低岩屑,高长石”特征。

4.3 自然电位曲线齿化频率

自然电位曲线作为一种基本测井曲线,其齿化程度能够反映物源供应的变化。齿化程度越强,代表分选越差,距离物源区越近。曲线的齿化程度可以通过曲线的齿化频率来定量表征,曲线齿化频率定义为单位厚度齿形的个数,简称为曲线齿频[16]。本文中计算的齿化频率是整个Ng33砂层组SP曲线每百米齿形的个数。

从平面上来看,齿化频率具有规律性的变化。如图5所示,南部、东部和西部地区是齿化频率的高值区,齿化频率基本都高于12,并且随着向中部地区的靠近,齿化频率逐步降低,中部地区的齿化频率普遍低于10。对比3个齿化频率高值区可以发现,南部和东部地区齿化频率多高于16,局部可超过20(留462井为21.5,留436井为23.7);西部地区齿化频率相对较低,在12到18之间。据此推断,研究区的南部、东部和西部均是物源区,但西部物源区相对较远。

图5 Ng33砂层组砂砾岩体SP曲线齿化频率等值线图Fig.5 Contour map of tooth frequency of SP curve of glutenite of Ng33 sand group

4.4 古地貌特征

古地貌分析对于分析沉积物来源具有重要意义。在馆陶组沉积初期,饶阳凹陷整体上呈现出“两凸夹一凹”的构造格局,留西地区位于饶阳凹陷中部,古地貌呈现出“西高、东低,南高、北低,四周高、中间低”的趋势。留北地区受两条铲式大断层控制,形成了一个东部高,西部低的古地形。具体来说,研究区整个是一个凹槽带,东西两侧分别受留路断层和大王庄东断层(河间断层)的限制,为一个东、西、南3个方向物源汇聚的地方。

由砂砾岩体展布特征、砂砾岩体碎屑组分特征、自然电位曲线齿化程度和古地貌特征的综合分析,认为留西留北地区Ng33砂层组沉积时期存在南部、东部和西部3个物源方向,并且西部物源区相对较远。

5 沉积相分析

5.1 沉积相类型

首先,根据测井和录井资料,初步分析认为Ng33砂层组为辫状河沉积。另一方面,根据少量的岩心资料(路4井Ng33砂层组),将粒度分析中粒径小于0.074 mm颗粒的含量20.5%带入舒姆提出的河形判断经验公式:

F=255M-1.08.

(1)

式中,F为河道宽深比;M为粉砂泥质含量。求得F值为9.8,超过判断辫状河的下限值6.0。此外根据Ng33砂层组河型形态的统计结果,其弯曲系数在1.02和1.04之间,判断为辫状河。

辫状河可分为河道亚相和道间亚相,其中河道亚相的沉积物粒度较粗,可进一步划分出心滩微相和河道充填微相[17-18];道间亚相的沉积物粒度较细,包括道间滩地和道间洼地两种微相[19-21]。

5.2 Ng33砂层组各小层沉积相平面展布

5.2.1 33小层沉积相

图6为Ng33砂层组各小层沉积相平面图。由图6(a)可以看出,河道弯曲度低,经常分叉和汇聚,而且心滩十分发育,符合辫状河沉积特征。33小层沉积时期,研究区河道亚相发育,心滩和河道约占2/3,而道间滩地和道间洼地约占1/3。东部河道多呈南东—北西流向,西部河道多呈南西—北东流向,东、西部多条河道向研究区中部汇聚,以北北东向延伸为主。受物源供应的影响,整体上东部河道规模大于西部。心滩十分发育,在平面上呈“两头尖,中间宽”的透镜状,其长轴方向平行于河道的延伸方向;道间滩地以狭长的条带状分布在河道两侧,道间洼地被道间滩地包围,在区内孤立分布。

图6 Ng33砂层组各小层沉积相平面图Fig.6 Flat sedimentary facies of all small layers of the third section of Ng33 sand group

5.2.2 32小层沉积相

32小层沉积时期,河道亚相和道间亚相各占一半,河道亚相的沉积范围缩小,河道变窄,心滩变小,而道间亚相的沉积范围明显增大。研究区河流的流向没有发生明显的变化,仍以北北东向为主(图6(b))。

5.2.3 31小层沉积相

31小层沉积时期,心滩和河道约占2/3,而道间滩地和道间洼地约占1/3。与32小层相比,该小层河道亚相沉积范围明显增大,河道充填微相尤为发育,而道间亚相不发育,河流的流向与32小层基本一致(图6(c))。

6 结 论

(1)该套砂砾岩体具有较为明显的测井响应和地震反射特征,在缺少直接取心资料的情况下,可采取SP曲线形态、幅度以及RMS值等定性和定量指标对其进行有效识别。

(2)馆陶组底部的砂砾岩体岩性较为复杂,包括砾岩、砾状砂岩、含砾不等粒砂岩、细砂岩、粉砂岩和泥质粉砂岩,反映出“近物源,多物源”的特征。

(3)研究区Ng33砂层组沉积时期存在3个物源供应区:研究区南部、东部和西部,并且西部物源相对较远。

(4)研究区Ng33砂砾岩体属于辫状河沉积,发育心滩、河道充填、道间滩地、道间洼地4种微相。从沉积相纵向演化来看,33小层沉积时期,物源供应充足,河道亚相约占研究区面积的2/3,尤其是心滩十分发育;32小层沉积时期,物源供应有所减少,河道宽度及分布范围明显缩小;31小层沉积时期,河道规模有所扩大,道间亚相不甚发育。

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