准噶尔盆地玛湖凹陷百口泉组相对湖平面升降规律研究

张坦，张昌民，瞿建华，朱锐，袁瑞，潘进，陶金雨

1.长江大学地球科学学院，武汉 430100 2.中国石油新疆油田分公司勘探开发研究院，新疆克拉玛依 834000

0 引言

玛湖凹陷是准噶尔盆地最有利的油气成藏区与勘探区之一，近年来其下三叠统百口泉组勘探取得了可喜成果。三叠系百口泉组是在二叠系前陆盆地基础上发育的大型坳陷浅水湖盆沉积[1]，该时期气候干燥，湖泊水位震荡频繁，造成斜坡区发育的沉积体系类型繁多、规模变化极大，给确定沉积相带的分布带来了困扰。开展对百口泉组相对湖平面升降规律研究，将对百口泉组沉积相带的确定具有重要作用，为玛湖凹陷百口泉组下一步油气勘探与开发提供可靠理论依据。

相对湖平面的变化主要受构造运动、气候变化以及沉积物供给速率等因素控制[2-4]。前人[5-6]研究认为对于陆相湖盆，在构造运动相对稳定情况下，相对湖平面的升降控制着湖盆可容纳空间的变化，与可容纳空间变化基本一致，并响应于沉积剖面岩性、层序类型以及沉积物厚度等特征[7]，故可利用容纳空间变化特征来反演相对湖平面的升降规律。基准面的变化与湖平面的升降存在直接联系,而由基准面变化旋回引起来的高分辨率层序地层单元叠加样式可反映湖侵与湖退，因此，可采用高分辨率层序地层学的分析手段刻画湖平面的升降规律。

本文以准噶尔盆地玛湖凹陷三叠系百口泉组为例，对研究区进行高分辨率层序地层的定量划分，并在此基础上进行Fisher图解分析，刻画了百口泉组相对湖平面的升降规律。

1 研究区地质概况

研究区位于准噶尔盆地玛湖凹陷西斜坡区(图1)。研究层位百口泉组自下而上可划分为百口泉组一段(T1b1)、百口泉组二段(T1b2)、百口泉组三段(T1b3)(图2)，地层整体超覆不整合覆盖于二叠系乌尔禾组之上，与上覆的克拉玛依组整合接触，地层厚度为50～400 m[8]。前人[9-13]研究认为百口泉组发育一套以砂砾岩为主的粗碎屑沉积，构造活动较稳定，构造背景表现为东南倾的平缓单斜，干燥气候，主要发育冲积扇、扇三角洲等沉积环境。

图1 研究区位置及构造位置(据匡立春等，2014，修编)Fig.1 Location and the tectonic position in Mahu sag of Junggar Basin (modified from the Kuang, et al., 2014)

2 高分辨率层序地层研究

Crossetal.[14-15]提出的受海(湖)平面、构造沉降、沉积负荷补偿、沉积物补给、沉积地形等综合因素制约的地层基准面是地层层序成因和进行层序划分的主要格架，作为本次高分辨率层序地层分析的理论基础。

层序地层学理论认为基准面(海平面、湖平面或河流平衡剖面)变化形成的异旋回，控制了层序地层单元的形成，而在陆相湖盆中基准面就是湖平面，因此，要研究陆相可容纳空间、湖平面变化等就必须是异旋回[16-17]。根据前人的研究[18-22]，低频旋回(长期、中期、短期、超短期旋回或者3、4、5、6级层序)一般都是异旋回，高频旋回(6级以上旋回)可能本身就是自旋回或者受到自旋回干扰。因此，在本次研究中笔者采用郑荣才等[23]提出的六级次层序级别划分标准，将层序级别划分到了六级。划分方法以定性研究为主的传统地质学划分和以基于测井小波变换的定量高分辨率层序地层划分两种。

2.1 高分辨率层序地层定性研究

高分辨率层序地层定性研究一般是以野外露头、岩芯、测井、地震资料为基础，对层序界面和层序级次进行识别与划分[24-25]。

本文以岩芯、录井、测井资料为基础，根据研究区百口泉组各级次层序界面基本特征(表1)，对相应层序界面进行了识别，长期、中期、短期层序界面均有发育，由于资料精度限制，超短期层序界面无法识别，共识别出长期层序界面2个、中期层序界面3个、短期层序界面15个，依此划分出1个长期层序、3个短期层序、16个短期层序(图2)。

2.2 测井小波分析定量研究

高分辨率层序地层学的研究是以层序界面的准确识别为基础，而传统高分辨率层序地层的研究是在视觉层次进行不同层次级别层序界面定性划分[26]，这样难以准确识别关键界面及其围限地层层序级别和类型,从而制约了高分辨率层序地层学的发展。近年来，有“数学显微镜”美誉的测井小波分析方法能对不同级别层序界面进行定量识别，有效弥补了传统高分辨率层序地层学的不足。

表1 研究区百口泉组基准面旋回界面级次划分和基本特征

图2 研究区百口泉组高分辨率层序地层定性划分Fig.2 High-resolution sequence stratigraphy qualitative division of Baikouquan Formation in Mahu sag of Junggar Basin

测井数据是目前为止能获得的纵向分辨率最高，连续性最好的地质数据载体，不同类别的测井信息在一定程度上记录着不同的地质演化过程。测井曲线的形态特征和变化趋势反映了沉积环境变化，而沉积环境的改变是层序界面形成的主要因素[26-27]。在传统的高分辨率层序地层定性研究时，未将测井资料所反映的地质信息按时间和级别进行区分，造成各种隐含的地质周期信息难以被识别出，从而无法满足高分辨率层序地层研究要求。

测井小波分析的基本原理是通过一个基本的小波函数进行不同尺度的伸缩和平移去表示或者逼进某一测井信号[28-29]，将测井曲线在时间域和频度域对测井信号进行不同级次、不同尺度的分解[30-31]，而不同尺度下小波系数的周期性变化特征与不同级次层序具有一定对应关系，可作为不同级次层序划分与对比的依据。小波分析中的低频信号通常与长地质周期对应，可用于划分大的地层格架，而信号中的高频成分则与较短地质周期对应，据此可进行高分辨率层序地层的定量划分[32]。

在砂、泥岩互层地区，利用GR数据进行小波分析效果最好[33-34],而百口泉组以砂砾岩沉积为主，由于受原岩碎屑中富含凝灰岩等高放射性物质以及沉积物搬运距离影响，造成了百口泉组砂砾岩自然伽马值异常高，而泥岩自然伽马值异常低的反常现象[35]。故笔者选取了M18井电阻率(RT)数据进行了测井小波分析。基于前人[36-39]研究经验，选取Daubechies小波和Dmeyer小波对电阻率曲线作一维离散小波分解，通过与既有地质认识进行对比，发现阶数为10、最大级数为10时，对不同级次层序单元的分辨效果最好。据db10 a10(参考dmey10 a10)一维离散小波分析中的a10曲线识别出2个3级层序界面及相应的1个长期层序;据db10 d9(参考dmey10 d9)曲线识别出5个4级层序界面及相应的4个中期层序;据db10 d7(参考dmey10 d7)曲线识别出16个短期层序;据db10 d4(参考dmey10 d4)曲线识别出126个超短期层序，测井小波变换对长期、中期、短期层序的定量划分与传统定性划分方案具有很好的一致性(图3、表2)。根据划分结果，百口泉组与长期层序对应，T1b1、T1b2、T1b3与中期层序对应，因此划分方案能在区域内相互对比分析。

3 Fisher图解

Fisher图解是Fisher[40]在研究奥地利三叠系环潮坪碳酸盐岩沉积时，为解释Lofter旋回中厚度变化特征而首先提出的。前人在研究旋回地层变化与相对海平面升降之间关系时[41-43]，对Fisher图解的可行性进行了验证，并将其不断发展与完善，Fisher图解最终演化为以旋回数为横轴，平均厚度偏移的累积为纵轴的表示方法，图解中平均厚度累积偏移曲线可反映沉积物沉积时可容纳空间的变化，因此Fisher图解又称为可容纳空间图解。

目前国内已将Fisher图解从在碳酸盐岩单一沉积剖面[44-45]中的应用逐步发展到碎屑岩沉积剖面[46-47]以及碎屑岩、碳酸盐岩混合沉积剖面[48-49]。Fischer图解在各种不同类型的沉积盆地中湖平面升降变化以及高频旋回研究中取得的良好效果[50],证明了Fisher图解是研究湖平面升降规律的有效方法[51]。

图3 研究区M18井百口泉组测井小波变换及高分辨率层序定量划分方案Fig.3 Wavelet analysis and classification scheme of high-resolution sequence of Well M18 of Baikouquan Formation in Mahu sag of Junggar Basin

表2 研究区M18井百口泉组超短期层序厚度偏移累计统计表

将Fisher图解运用到研究区百口泉组相对湖平面升降分析中，相对湖平面的上升导致可容纳空间的持续增长，在稳定的物源供给下，沉积剖面上以沉积物厚度的逐渐变厚为响应，在Fisher图上以厚度偏移的正向偏差为特征；而在相对湖平面下降期间，沉积剖面上沉积物厚度则会明显减薄，在Fisher图上表现为厚度偏移的负向偏差；因而Fisher图解特征可反映出相对湖平面升降规律。

对研究区百口泉组高分辨率层序地层定量划分的126个超短期旋回层序的平均厚度偏移的累积进行统计(表2)，进行Fisher图解的绘制(图4)。由于缺乏砂岩、泥岩孔隙度数据，并且孟祥化等[52]认为未校正的旋回层序厚度不会对Fisher曲线样式以及旋回的组合形式上产生影响，故本文未对旋回层序厚度的进行压实校正。

Fisher图解揭示了百口泉组相对湖平面的升降规律，整体看百口泉组相对湖平面呈现出持续湖侵的特征，百口泉组一段(T1b1)、百口泉组二段(T1b2)、百口泉组三段(T1b3)分别对应一次完整的较大规模的湖侵过程，湖侵过程中扇体在不断向扇根方向退缩，而扇体规模在不断减小，但沉积物厚度却在不断的增加；分段看，百口泉组一段(T1b1)早期湖平面在振荡中缓慢湖侵，末期湖平面发生小规模湖退；百口泉组二段(T1b2)早期湖平面发生小规模、短时间湖退，中后期湖平面发生较大规模湖侵；百口泉组三段(T1b3)湖平面继续湖侵，中后期湖侵达到整个百口泉组时期最大规模，而在末期湖平面发生较小规模的湖退(图4，5)。

图4 研究区M18井百口泉组Fisher图解分析Fig.4 Fischer plots of M18 well of Baikouquan Formation in Mahu sag of Junggar Basin

4 综合对比分析

通过与王龙樟[53]，鲜本忠等[54]、王雅宁等[55]的研究成果对比发现，本次研究所得的百口泉组相对湖平面升降规律与前人研究结论具有很好的一致性，且能反映次级、高频的湖平面升降特征。

将湖平面升降曲线投影到综合柱状图和沉积微相连井剖面上(图5，6)，与沉积物纵向变化特征和沉积相带横向迁移特征进行综合对比分析，验证、提高相对湖平面升降规律的准确性。通过对比钻录井信息，发现相对湖平面升降变化与沉积相带的垂向变化关系密切，从垂向剖面上整体看，随着湖平面的逐渐上升，沉积相带由扇三角洲平原沉积向扇三角洲前缘沉积、滨浅湖相沉积演变。

百一段湖平面升降旋回在垂向上与一个中期层序中的扇三角洲前缘沉积对应，沉积物从下向上表现为水下分流河道与分流间湾互层；在湖平面上升期间，沉积物中泥质含量增加，主要发育分流间湾沉积微相，而在湖平面下降过程中水下分流河道的发育明显增多。

百二段湖平面升降旋回表现出湖平面先小规模下降再大规模上升的特征，在垂向剖面上显示，湖平面在下降过程中，主要发育扇三角洲平原的季节性河道和河道间沉积，而在中后期湖平面不断上升过程中，沉积物以扇三角洲前缘水下分流河道和分流间湾沉积为主。

百三段湖平面升降旋回与一个中期层序中的扇三角洲前缘和滨浅湖沉积相对应，沉积物剖面下部发育水下分流河道和分流间湾沉积，中部发育盆地相泥沉积，顶部发育水下分流河道沉积。湖平面变化曲线呈现水进—高位—水退的特征，与沉积物退积—加积—进积的纵向变化特征基本一致。

此外，笔者选取一条顺物源方向的沉积微相连井剖面，将湖平面升降曲线与沉积微相连井剖面钻录井数据、沉积环境研究结果进行对比分析，发现湖平面的变化趋势与沉积相带横向迁移具有很好的契合性。综上所述，通过将湖平面升降曲线与钻遇沉积物的纵向变化以及横向迁移特征相对比，认为本次湖平面升降曲线较真实反映了百口泉组的湖平面变化特征。气候变化是湖平面升降的主控因素之一，气候主要包括温度和湿度两个指标，气候主要是通过影响湖泊区域降水量和蒸发量来控制湖泊水位的升降。据此，百口泉组时期古玛纳斯湖区域古气候特征可以为本次湖平面升降规律研究提供佐证。据王鸿祯[56]、赵锡文[57]、李兴等[11]，研究认为从T1b1到T1b3气候由干旱逐渐向潮湿转变，而沉积水体由较弱的贫氧环境向中等的厌氧环境转变，指示了水体是不断加深的一个过程，与本次研究结果有良好的对应性。

图5 百口泉组相对湖平面升降变化综合对比分析Fig.5 Synthesis analysis and comparison of relative lacustrine level change of Well M18 of Baikouquan Formation in Mahu sag of Junggar Basin

图6 准噶尔盆地三叠系百口泉组沉积微相连井对比图Fig.6 Comparison chart of sedimentary micro-connected wells in the Triassic Baikouquan Formation of Mahu sag of Junggar Basin

5 结论

(1) 陆相湖盆相对湖平面升降规律研究，可采用高分辨率层序地层分析与Fisher图解分析相结合的方法得以实现。

(2) 采用传统定性分析与定量的测井小波变换分析相结合的方法，在研究区百口泉组识别出1个长期层序、4个中期层序、16个短期层序、126个超短期层序。

(3) 百口泉组相对湖平面呈现持续湖侵的特征，百口泉组一段(T1b1)、百口泉组二段(T1b2)、百口泉组三段(T1b3)分别对应一次较大规模的湖侵过程，在百口泉组三段(T1b3)湖侵达到最大规模。百口泉组一段(T1b1)对应一次完整的湖侵—湖退旋回，百口泉组二段(T1b2)对应2次完整的湖侵—湖退旋回，百口泉组三段(T1b3)对应2次完整较大规模的湖侵—湖退旋回。

(4) 将湖平面升降曲线与沉积物纵向变化特征和沉积相带横向迁移特征进行综合对比分析，验证、提高相对湖平面升降规律的准确性。湖平面升降变化与沉积相带的垂向变化关系密切，随着湖平面升降变化沉积相带在扇三角洲平原沉积、扇三角洲前缘沉积与滨浅湖沉积交替演变。