富砂致密砂巖儲層沉積充填模式及儲層點預測富砂地層格架高分辨率層序地層學研究及儲層甜點預測以四川盆地合川地區須家河組為例

0從層序地層學角度進行富砂致密砂巖地層的層序格架與儲層“甜點”預測研究致密油氣是指儲存在致密低滲透層中的油氣。因此，找到相對優質存儲層的“甜味”是探索和研究的關鍵。地層層序是沉積物形成與演化的基礎,因此就理論而言,從地層層序格架入手,可以有助于致密砂巖儲層“甜點”識別有鑒于此,本文以我國這一領域的油氣勘探重點之一———四川盆地中部合川地區上三疊統須家河組第二段(簡稱須二段)為例,探索從高分辨率層序地層學角度來展開富砂致密砂巖地層的層序格架與儲層“甜點”預測研究。研究對象為川中油氣礦的重點產能建設區塊,主體構造開發效果較好,鉆探程度較高,基礎資料較豐富,同時整個研究區地震測網較為密集,為展開從層序地層學角度研究富砂致密油氣儲層甜點預測提供了難得的條件。前期勘探和研究已經揭示出儲層研究的難度:非均質性較強,空間展布和變化趨勢不明,因此研究區在主體構造之外,勘探效果并不理想,制約了滾動勘探和開發,但囿于領域研究的難度,這一問題迄今并未取得大的進展。故本次工作的研究結果可直接應用于區域油氣勘探部署,另一方面,具體思路方法可供富砂致密砂巖儲層研究參考。1構造及沉積期四川盆地合川地區位于盆地中部,區域構造隸屬于川中古隆中斜平緩構造區,局部構造位于上三疊統前陸盆地斜坡—隆起帶上,總面積約3.5×10須家河組的沉積根據地震剖面追蹤,須一段僅在合川地區西北部局部發育,說明須一段沉積期湖水波及范圍在本區僅影響到合川地區西北部,其余地區缺失須一段沉積(圖1)。相比而言,須二段地層全區均有分布,為一套溫暖潮濕氣候條件下的陸源碎屑巖沉積,主要巖性為大套塊狀砂巖夾黑色頁巖和煤沉積,地層厚度為150~250m(圖1),總體表現出西厚東薄的特征。2地質及資料條件本次工作的基礎分析數據主要來自研究區主體構造及外圍區的地震、測井、鉆井等方面,包括126條覆蓋研究區的二維地震測線,共計5000km;計300余口探井及開發井測井資料;3口全取芯井巖芯資料(合川149井、合川5井、合川001-69井),基礎資料充足。對于四川盆地須二段的高分辨率層序地層學研究目前相對較少,并且在研究中對于層序界面的識別及基準面的劃分主要依靠巖芯、測井、露頭及地震資料3局部沉積控制下的沉積特征合川地區雖鉆井眾多,但主要分布于合川主體構造區(圖1),因而難以利用鉆孔地層厚度精細刻畫須家河組沉積期的宏觀古地貌。考慮到須一至須二期沉積是對雷頂巖溶古地貌的“填平補齊”,須三期為盆內湖泛泥質沉積,說明須二頂具有相對等時性據此,本次工作以雷頂—須二頂的井震地層厚度變化近似表征須家河組沉積前巖溶古地貌(圖4)。從古地貌圖可看出,須家河組沉積前的古地形具有平緩向西北傾覆的特征,區內具有次一級的地勢起伏,凹凸變化明顯,并發育有多條向北西向展布的溝谷系統。結合合川地區在四川盆地晚三疊世沉積前古地質圖上的位置基于以上的古地貌恢復成果(圖4),結合橫切溝谷的地層、巖性對比剖面和地震剖面特征,發現古地貌相對低洼處以粗粒沉積為主(圖5A),且可觀察到在古地貌相對低洼處地層向兩側高地上超的現象(圖5B);相比而言,在地貌高處,以細粒沉積物發育為特征(圖5A)。這一沉積現象難以用傳統的灘壩沉積模式解釋,同時,若解釋為三角洲沉積的水下部分,在高地因受到湖浪的疊合改造,高地沉積物也應為分選更好的較粗粒沉積物。因而,從沉積過程來看,更為合理的解釋為:地貌低地屬于河道粗粒沉積物,而在洪泛期,洪水漫溢出河道,流面變寬,河道兩側相對高地沉積細粒的漫溢沉積物,也可能伴有沼澤和低洼湖泊沉積。綜上認為,在這一古地貌控制下,寬淺型湖盆背景下發育的辮狀河三角洲,以辮狀河三角洲平原發育為特征進一步分析發現,巖溶微地貌差異對砂體分配和堆積控制作用極為明顯,巖性及巖相的變化正是這種局部微地貌的差異所造成的,由此可建立合川地區須二段沉積初期在古地貌基礎上的充填概念模式(圖7)。如圖7所示,在沉積初期,隨著基準面的相對上升,在巖溶溝谷及洼地率先沉積粗粒分流河道砂體,將洼地與溝谷逐漸填平(圖7A)。在洪泛期,河水漫溢至河道兩側高地,流面變寬、流速下降,使兩側高地沉積了細粒分流間灣/河漫沼澤沉積物,形成溝谷富砂且厚度大、高地富細粒沉積物但厚度小的沉積特征(圖7B)。隨后基準面下降,繼續在溝谷沉積粗粒砂質沉積(圖7C);而在下一期基準面上升至最大湖泛期,粗粒物源退積,以發育細粒湖泛泥質沉積物為特征(圖7D)。之后,隨著基準面相對下降,再次出現溝谷富砂、相鄰高地富細粒沉積物的特征(圖7E)。這樣的基準面升降過程反復發生,且總體處于相對上升階段時,砂體就會相互疊置,并且沿兩側古地貌高地逐層超覆,地貌逐漸被填平,從而形成了古地貌低部位粗粒砂質沉積物所占厚度及比例較大,高部位細粒砂質及泥質沉積物增多,粗粒砂質沉積物所占厚度及比例較小的特征。同時,古地貌低部位往往較高部位地層厚度大、發育齊全,在古地貌高部位地層較薄,且或多或少具有一定程度的沉積缺失現象(圖7F)。4分辨率層序的特征和發展模式4.1基準面頻繁變化時地層對城市高度覆蓋的影響如上所述,可以看出合川地區須二段富砂地層早期的形成不受湖水波浪作用的直接控制,不發育湖泊作用為主的灘壩砂體,但是湖平面對應的基準面升降變化是層序形成的不可或缺的條件,正是由于基準面頻繁的升降變化,才可能導致可容空間大小交替出現,從而地層逐漸向高地超覆并覆蓋整個合川地區。因此本次研究基于古地貌對地層充填的控制模式(圖7),采用高分辨率層序地層學方法,在識別出不同級次基準面旋回層序界面及湖泛面的基礎上,將合川地區須一段、須二段分別劃分為2個長期基準面旋回層序LSC1、LSC2,再進一步根據巖芯、測井資料將須二段(LSC2)劃分為6個中期基準面旋回,自下至上分別為MSC1-MSC6(圖6)。4.2層序界面特征4.2.1內—長期基準面旋回層序界面特征合川地區須一段(LSC1)、須二段(LSC2)的頂底界面地震剖面特征如圖2所示,須一段底界為雷口坡組頂部削截面,頂部上超于雷口坡組頂部不整合面之上,須二段底部在北西方向靠近湖盆中心一側局部表現為與須一段的整合接觸,在向南東方向變為與雷口坡組頂部的角度不整合接觸,頂部與須三段在研究區表現為整合接觸。在巖性上,層序界面即為不整合面和沉積轉換面,此界面代表基準面從下降到上升的轉換。合川地區LSC1、LSC2長期基準面旋回界面表現為巖性突變面及由粗碎屑進積式組合向細碎屑退積式組合的轉換面。LSC1底界泥巖與下伏雷口坡組頂界灰巖呈突變接觸(圖8A)。LSC2為辮狀河三角洲平原分流河道大套砂巖夾薄層泥巖,其底部層序界面在研究區不同位置表現出不同的特征,在北部古地貌低部位,LSC2底部與LSC1頂部為砂巖沖刷接觸,呈漸變過渡(圖8B),層序界面表現為侵蝕沖刷面;在南方古地貌高部位,LSC2底部砂巖與雷口坡組頂部碳酸鹽巖呈突變接觸(圖8C),LSC2頂部層序界面之下為粗碎屑砂巖沉積,界面之上為湖平面快速上升形成的細粒退積沉積段,代表了水體由淺到深快速的轉變(圖8D、圖8E)。4.2.2中期基準面旋回層序界面特征LSC2內部更高頻的中期基準面旋回層序界面在巖性上主要表現為砂巖與湖泛泥巖的突變接觸以及沖刷面兩種形式(圖9),也均反映水體由淺到深、由進積式組合向退積式組合的轉換。在電性上,中期基準面旋回層序界面表現為兩種形式,一種為GR曲線由齒化漏斗或齒化箱形正向漂移突變為低幅的齒化箱型和漏斗形(圖10A),反映了一種水體快速加深、沉積物供應不足、基準面快速上升的特征;另一種為GR曲線由微齒化箱型逐漸過渡為齒化箱形—鐘形(圖10B),界面自然過渡,反映水體上升速度緩慢或沉積物供應充足,基準面緩慢上升的特征。4.3最大湖的表面LSC2最大湖泛面在地震剖面上對應高連續強振幅的反射結構特征(圖5B),可以明顯追蹤到一套俗稱為“腰帶子”的凝縮層4.4地層及構造分析在識別基準面旋回層序界面與最大湖泛面特征及單井層序劃分的基礎上,對合川地區須二段進行連井層序對比,確定層序地層特征及演化模式,以位于工區東部、走向北西—南東向的合川148—合川146—合川136—合川2—合川125—合川134井剖面(圖11),以及橫跨整個工區、走向北東—南西向的合川132—合川130—合川144—合川5—合川145—合川128—羅11—廣探1井剖面(圖12)為例進行分析。如圖11所示,從沿古地貌傾覆方向的連井剖面可以看出,LSC2總體為一個湖侵到湖退的過程,MSC1、MSC2、MSC3及MSC4早期對應基準面上升半旋回,地層向南東高地逐層超覆;MSC4后期、MSC5、MSC6對應基準面下降半旋回。從橫切古地貌溝谷方向的連井剖面(圖12)可以看出,沉積初期MSC1、MSC2、MSC3地層向兩側古地貌高地逐層超覆,MSC4早期達到LSC2最大湖泛期,MSC4沉積后基本將古地貌完全覆蓋,MSC5、MSC6地層厚度變化不大。4.5層序演化模式通過以上對合川地區須二段層序地層的研究,建立了該區須二段層序地層演化模式,分別為長期基準面上升期(大致等同于MSC1、MSC2、MSC3)沉積演化階段和長期基準面下降期(大致等同于MSC4、MSC5、MSC6)沉積演化階段模式(圖13)。4.5.1第二,藥代動力學特征及沉積特征MSC1沉積相類型及展布強烈受控于下伏的巖溶古地貌,在靠近物源的巖溶古地貌低地和峽谷部位主要發育辮狀河道及少量的河漫沉積;辮狀河道入湖后,進積至淺水湖盆,由于湖盆水體淺,水動力弱,三角洲主要表現為河流作用為主,進而形成向前快速推進的辮狀河三角洲,并且以辮狀河三角洲平原為主,以分流河道疊置遷移為特色。隨著基準面的上升,MSC2總體上向高地超覆,辮狀河三角洲平原面積向高地擴大。到MSC3沉積期,沉積相特征及展布仍然受控于巖溶古地貌和基準面的升降,其辮狀河三角洲平原面積進一步向西、南、東北高地不斷擴大,僅有南部部分高地未沉積。整個長期基準面上升期地層厚度北西厚,向南東高地逐漸減薄,總體向上粒度逐漸變細。4.5.2msc5沉積期巖相古地理在MSC4沉積早期湖侵達到了最大湖泛面,巖性上可以看到一套較純的暗色湖侵泥巖,除南部部分高地外,基本覆蓋了整個合川地區。在南東方向遠離湖盆中心的位置過渡為分流河道所形成的砂質沉積。最大湖泛沉積之后,LSC2進入了基準面下降期的發育階段,MSC5沉積期工區全部被辮狀河三角洲平原所占據,分流河道廣泛發育。MSC6沉積期物源供給十分充足,研究區依然以辮狀河三角洲平原水上分流河道為主。整個長期基準面下降期發育進積式辮狀河三角洲,粒度逐漸向上變粗。由于是辮狀河三角洲平原分流河道快速向前進積,辮狀河三角洲前緣很小,基本不發育,在地震剖面上上超現象消失。長期基準面下降期分流河道分布范圍完全覆蓋了整個合川地區,整體厚度依然是北西厚南東薄,但差距不大。長期基準面下降半旋回沉積后,須二段填平補齊過程基本完成。4.6陸巖石圈撓曲變形成因研究區須家河期發育前陸盆地,前陸盆地是大陸巖石圈受上覆逆沖推覆體加載引起撓曲變形而形成的邊緣坳陷盆地,其形成主要與區域上的構造擠壓應力和地貌載荷引起的撓曲作用有關5msc3層序格架內儲層“發展”的識別結果在以上對層序地層詳細研究的基礎上,于大工區范圍層序格架內對儲層分布進行預測。考慮到層序在工區分布的完整性及基礎資料的豐富程度,以研究條件最好的MSC3層序為例。如前所述,本次工作的層序劃分是基于古地貌控制的基礎上實現的,在MSC3沉積時,由于依然受到繼承性古地貌的影響,在古地貌低部位,層序厚度較大,沉積相對粗粒的骨架砂體,其所占比例及厚度較大;而在古地貌相對高部位,層序厚度較小,整體上細粒砂質、泥質沉積物所占比例較大,粗粒骨架砂體所占比例及厚度較小,即骨架砂體在古地貌上具有“低厚高薄”的特征。因此在MSC3層序格架內,以全取芯井觀察所建立的測井響應特征對平面上各井點中—粗砂巖骨架砂體進行識別,并統計其累計厚度,根據古地貌—骨架砂體的相關性,繪制出了MSC3骨架砂體的厚度等值線圖(圖14)。如圖14所示,骨架砂體相對較厚區域分布于古地貌的洼地、溝谷地區,整體呈南北向條帶狀交織展布。進一步將各井點儲層厚度值進行統計,建立了骨架砂體厚度—儲層厚度相關性散點圖(圖15),發現二者呈明顯正相關性,因此綜合以上分析可建立繼承性古地貌基礎上橫切溝谷剖面的儲層分布概率模式圖(圖16),MSC3在繼承性古地貌的影響下,總體具有低部位“層序厚度大—骨架砂體累計厚度大—儲層累計厚度大”的特征,即骨架砂體累計厚度大的區域儲層發育概率及累計厚度也相對較高,因此在骨架砂體厚度等值線圖的基礎上預測了MSC3儲層厚度等值線圖(圖17),從儲層厚度預測圖上可看出儲層總體亦發育于古地貌相對低洼的地區,展布趨勢整體呈條帶狀交織,厚度較大的區域呈斑塊、甜點狀分布,并結合主體構造區豐富的鉆井資料證實區內儲層的展布趨勢與實際吻合程度較高。對外圍構造區儲層的預測發現存在較多“甜點”區域,合川148井區以北儲層厚度最大,可達12m以上;在羅2井區與羅11井區之間、合川145井區以東、華西1井區、潼2井區、潼南117井區等區域儲層厚度也在10m以上。綜上所述,這樣的方法實現了從大面積分布的砂體中提取物性較好的骨架砂體,同時骨架砂體的展布預測也是基于沉積學原理的分析上實現的,所以在此基礎上得到的儲層預測結果具有科學的理論支撐,可信度相對較高,可直接應用于區域油氣勘探部署。這一研究思路方法可供富砂致密砂巖儲層,特別是井網稀疏、地震資料豐富但分辨率有限的地區研究參考。6層序地層充填概念模式以四川盆地中部合川地區須家河組二段為例,探索從基于古地貌控制下的高分辨率層序地層學角度來展開富砂致密砂巖地層