濱里海盆地碳酸鹽巖高頻層序特征及其油氣勘探應用①——以M區塊石炭系KT—I含油層系為例

胡 源 陳開遠 李玉海 劉雙雙 郭曉琛

(1.中國地質大學能源學院 北京 100083;2.海相儲層演化與油氣富集機理教育部重點實驗室 北京 100083;3.東方物探公司研究院大港分院 天津 300280)

0 前言

近年來，陸相層序地層學在我國取得了蓬勃發展，已基本形成具中國特色的陸相層序地層學理論。相比之下，中國海相碳酸鹽巖層序地層學的研究相對薄弱，還存在許多問題:如淹沒不整合［1，2］能否作為層序界面，不同級別層序能否以及如何劃分體系域等。目前，我國碳酸鹽巖研究主要集中于塔里木、川東和南海地區［3］，受資料及方法等限制，層序地層學研究多局限于三級層序及對應的體系域劃分［3～5］。隨著研究深入，三級層序劃分已不能滿足油田實際生產的需求。

濱里海盆地位于東歐地臺東南隅，呈東西向延伸，盆地面積50×104km2。M區塊位于阿斯特拉罕—阿克糾賓斯克隆起帶上，區域構造位置非常有利。研究區周邊發現有多個油氣田及含油氣構造，是盆地有利的油氣聚集區。通過近幾年的勘探，M區塊的研究初步成果，發現了T油田，成為我國海外的油氣增長點。

因此，本文以濱里海盆地M區塊為例，通過對碳酸鹽巖含油層系進行高頻層序分析［3，6］，對以上提出的問題進行探討，理清研究區層序地層發育特征及儲層展布規律，進而總結研究區高頻層序及體系域劃分方法和發育模式，以期為國內碳酸鹽巖研究提供借鑒。

1 碳酸鹽巖高頻層序地層研究

在以往研究中，不論海相還是陸相，體系域劃分主要針對三級層序而言，超層序和高頻層序的體系域組合特征很少論及。2001年在武漢舉行的全國沉積學大會上，李思田教授提出三級以上的高頻層序也具有與三級層序同樣結構的特征。也就是說在分析更高級別的層序時，只要有足夠的手段以及資料分辨率允許，都可以做類似劃分三級層序體系域的體系域劃分工作。李群、王英明等也認為，任何級別的完整層序都可劃分為3個體系域，即低位體系域、水進體系域和高位體系域［7］。

筆者認為體系域是基準面變化等因素作用的產物，不同級別的基準面或海平面變化曲線對應不同級別的層序單元，不同級別的層序發育與其相應級別的體系域對應。在方法和資料允許的情況下，完整的高頻層序也可以進行相應級別的體系域劃分。當然，考慮到沉積時間相對較短以及構造部位的差異，高頻層序對應的體系域發育可能是不完整的，主要表現為受可容納空間與物源供應變化的影響。例如發育在臺地環境下的高頻層序可能缺失低位體系域，而位于陸棚坡折之下的高頻層序對應的高位體系域發育則會受限。這些情況在三級層序中也是常見的。

1.1 層序界面類型及識別標志

根據碳酸鹽巖層序發育特征，綜合分析巖心、薄片、測井和地震等資料，可識別出4種類型的層序界面。

(1)構造不整合面:是地層抬升暴露的標志，有明顯的地層缺失和角度不整合關系，對應于較大級別的層序界面。層序頂界面附近往往發生較大規模的巖溶作用(喀斯特)及局部的白云石化作用等［3］，如KT—I層與阿舍里階之間的不整合面。

(2)暴露間斷面:由于海平面頻繁升降造成的部分地層出露地表，未發生或僅發生較弱剝蝕作用而產生的沉積間斷面，局部地層可出現不整合接觸，主要與低級別層序(四級、五級以上)界面相對應。根據薄片鑒定，暴露剝蝕面附近地層往往具石膏晶體、溶蝕孔或鳥眼構造等暴露標志。如KT—I段內部的高頻層序界面。

(3)淹沒不整合面:未見到暴露標志，主要形成于海平面快速上升過程中，沉積水體加深造成碳酸鹽巖生產速率的降低或停止生產，從而發生沉積滯后效應。常常表現為深水或較深水沉積物直接覆蓋在淺水沉積物之上，界面上下的地層或巖石相帶不連續，相變突然。其識別標志主要包括:地震測線上強振幅反射，與下部的碳酸鹽沉積相及上部碎屑巖沉積相之間的一個明顯波阻抗差有關;陸架上碳酸鹽臺地的退積方式;在陸架環境中被高位體系域下超以及測井曲線的突變變化等。在碳酸鹽巖層序中，淹沒不整合代表了最重要的一個地層分界面，它以碎屑巖序列為特征［8，9］。

關于淹沒不整合面是否可以作為層序界面，筆者認為快速的水面上升往往抑制臺地部位碳酸鹽巖的生長，形成沉積間斷面，這樣形成的碳酸鹽巖與泥巖的巖性界面具有相對的等時效果，而淹沒不整合概念本身也強調了泥巖沉積速度相比水面快速上升的速度是可以忽略的。淹沒不整合的穿時特征及其在海相環境中水體突然加深階段的形成過程，使得其與碎屑沉積體系中的洪泛面類似。從體系域劃分角度來講，淹沒不整合界面也可解釋為快速海進造成低位體系域不發育或欠發育，海進體系域的泥質沉積直接覆蓋在下伏層序高位體系域碳酸鹽巖之上而形成的TST+HST型層序。此時，淹沒不整合面具有最大洪泛面的特征，但并不是所有的洪泛面都可作為淹沒不整合，僅僅是那些與快速海侵相聯系的洪泛面可以。

因此，鑒于其重要意義和在地震反射明顯特征，淹沒不整合可以作為碳酸鹽巖與硅質碎屑地層相對等時的層序邊界。如研究區石炭系KT—I與MKT的分界面以及KT—I內部部分高頻層序界面均以淹沒不整合面為主，測井曲線表現為突變關系。

(4)事件性沉積界面:在相對深水的陸棚環境中，可根據發育特征的低位體系域盆底扇顆粒灰巖或砂巖來劃分層序。顆粒灰巖或砂巖通常呈透鏡狀，底部具沖刷構造，內部具正粒序。如KT—I下部層序底位體系域形成的盆底扇和斜坡扇。

值得注意的是，任何一個層序界面的性質并不是一成不變的，在盆地不同區域或部位層序界面往往會表現為不同性質，即可以定義為不同類型。

1.2 研究區高頻層序劃分

在三級層序格架內進行四級、五級及以上高頻層序劃分和對比，實際是使用旋回地層學和事件地層學的原理［10］。碳酸鹽沉積對海平面變化的反映十分敏感，當海平面上升超過透光帶，碳酸鹽生長就會受到抑制，發育在海侵環境中的泥巖或頁巖層往往便于橫向上的追蹤對比，因此可以作為高頻層序界面的識別標志。而測井曲線具有等間距采樣的特點，數據序列連續、縱向分辨率高，特別是自然伽馬曲線能敏感地反映碳酸鹽巖地層中泥質含量的變化［11］，結合巖心及薄片觀察，可以作為識別高頻旋回的有效手段。此外，具有海退特征的小型喀斯特和白云石化現象等層序界面的典型特征，通過巖心觀察、薄片分析、地震資料分析［12］等可以較好的識別(圖1、圖2)。

本次研究根據以上分析將濱里海盆地M區塊石炭系MKT段和KT—I段劃分為1個超層序，將KT—I段細分為3個四級層序、9個五級層序(圖1)。其中超層序的地層剖面表現出三級層序的巖性組合特征，如MKT層對應于超層序的低位體系域(以發育深灰色泥巖、細粉砂巖為主，部分地區發育礫巖)和海進體系域(以發育深灰色灰質泥巖、粉砂質泥巖和泥晶灰巖為主)，KT—I層對應于高位體系域(以發育淺灰色泥晶灰巖、亮晶生物碎屑灰巖為主，局部發育白云巖和石膏)。

KT—I層SSQ2以發育淹沒不整合型碳酸鹽巖高頻層序為主，具快速海侵的沉積特征，表現為總體向上變淺的“盆地相泥頁巖—淺水碳酸鹽沉積”［13］，往往具有不對稱性的特點，即快速海進和相對緩慢的海退。在相對海平面快速上升期間，由于海平面上升速率超過碳酸鹽生長速率，產生淹沒事件而形成泥質沉積單元——凝縮段，該凝縮段直接覆蓋在下伏層序的高水位體系域上，二者之間即為一個淹沒不整合面，GR曲線表現為海侵泥巖高值與下伏高位域碳酸鹽巖低值的突變接觸(圖1)。到達最大海泛面之后，海平面進入停滯期及緩慢下降期，GR曲線值緩慢降低。隨著海平面變淺，碳酸鹽生長速率和堆積速率逐漸增大，從而沉積由淺水碳酸鹽沉積構成的高位體系域。SSQ1和SSQ3則以發育正常或慢速海進型高頻層序為主，對應的海近體系域仍可保持碳酸鹽的發育。

圖1 濱里海盆地M區塊C1井高頻層序單元特征Fig.1 High-frequency sequence feature of C1well in M block of Pre-Caspian basin

圖2 M區塊KT—I、MKT含油層系高頻層序地震剖面解析Fig.2 Seismic profile interpretation of KT-I and MKT member in M block

圖3 M區塊KT—I層臺地—盆地碳酸鹽巖高頻層序格架對比剖面Fig.3 Comparison profile of high-frequency sequence from platform to basin in M block

此外，地震剖面顯示四級層序SSB2、SSB3、SSB4界面具削截現象(圖2)，薄片資料顯示五級層序高位體系域見溶蝕孔及鳥眼構造等暴露標志;S8、S9高頻層序頂部發育白云巖，局部地區發育石膏晶體;測錄井解釋也顯示高頻層序高位域次生孔隙明顯發育，油氣產量較高(圖1)。由此反映在四、五級高頻層序高位域形成以后，發生了水面快速下降(快速海侵造成前期地層暴露時間相比正常海進較短，次生孔隙發育程度相對較低)，造成后期高頻層序高位體系域暴露地表遭受剝蝕，局部地區形成局限水環境，GR曲線特征表現為曲線值達到最低(圖3)。

1.3 高頻層序內部體系域發育模式

完整的高頻層序也應該包含以下五個階段，即:海平面迅速下降至上升早期形成低位域發展期，海平面旋回的早期快速上升期，海平面旋回的海侵晚期緩慢上升和相對平穩期，海平面旋回高位早期海平面最終穩定和緩慢下降期，海平面旋回高位晚期海平面快速下降期［2］。階段一對應低位體系域，二、三階段對應海進體系域，四、五階段對應高位體系域。

如圖4，a～d反映了慢速海侵體系域發育模式，對應KT—I層SSQ1和SSQ3高頻層序;d～f反映了快速海侵體系域發育模式，對應KT—I層SSQ2高頻層序。具體分析如下:

1.3.1 低位體系域

在高位正常海退期之后，臺地頂部暴露地表，在潮濕環境下碳酸鹽臺地溶蝕作用，可形成局部不整合，由于暴露時間相對較短，在高頻層序中主要變現為暴露間斷面。該暴露間斷面作為層序界面分隔下伏高位域碳酸鹽巖和上覆海侵域沉積(圖4a～b)。此時，位于海平面以下的透光面地區仍有碳酸鹽巖或碳酸鹽碎屑發育。值得注意的是，快速海侵可能缺少基準面下降階段的介入，從而抑制低位域的發育，造成海侵體系域泥質沉積直接覆蓋在下伏高位域碳酸鹽巖之上，造成下伏高位域暴露時間較短;而慢速海侵對應的低位期，為下伏高位域碳酸鹽巖提供更充分的暴露時間，從而更有利于儲層的發育;C1井的測錄井及試油結論就顯示慢速海侵型高頻層序對應的高位域儲層物性及含油氣性更好(圖1)。

1.3.2 海進體系域

高頻層序的海進體系域與三級層序相似，總體上物質供應及碳酸鹽巖生長能力受限，多為追補型。慢速海侵時，海岸線與陸架邊緣之間形成淺水沉積區域，相對有利于碳酸鹽巖的生長，基準面相對慢速上升可能使陸架邊緣礁或生物灰巖生長至基準面(圖4c)。快速海侵時，碳酸鹽臺地遭受水淹，碳酸鹽停止生長導致淹沒不整合的形成。沉積物隨基準面快速上升而向陸方向退積，形成退積臺地;當海平面上升到最高點、可容納空間最大時，發育密集段(圖4e)。

1.3.3 高位體系域

高位正常海退階段最有利于碳酸鹽體系的發育，在陸架和深水單元都是如此［6］。慢速海侵時，早期基準面上升期間高位體系域以追補型為主，由于基準面上升具有相對較低的速率，使得碳酸鹽臺地的生長能夠趕上可容空間的增長速率。隨著基準面開始緩慢下降，碳酸鹽開始大量發育，向海方向形成前積結構(圖2);當基準面下降到陸棚以下時，碳酸鹽巖向可容空間增大的斜坡和盆地堆積(圖4d)。在水淹情況下，碳酸鹽在水面下降至透光帶附近逐漸恢復生產;其高位域可容空間相對較大，碳酸鹽向斜坡和盆地方向堆積量相比慢速海進期的高位域有所減少(圖4f)。

2 高頻層序在油氣勘探中的應用

對碳酸鹽巖進行高頻層序及對應體系域劃分的意義在于:可以充分利用測井、取心和薄片等資料對地層進行更精細的解析，掌握高頻層序內部碳酸鹽巖的分布規律，有利于進行碳酸鹽巖儲層有利相帶(生物礁灘及碳酸鹽巖巖溶等相帶)分析，進而進行隱蔽油氣藏的精細研究。此外，較低級別層序的海進體系域劃分對頁巖氣的區域勘探可具一定的指向意義。

2.1 高頻旋回對儲層的控制作用

2.1.1 高頻旋回對巖溶儲層的控制作用

在三級層序內部，次級相對海平面下降形成了四級、五級等高頻層序界面，導致了碳酸鹽巖的暴露或者由深水環境轉入了淺水環境，前者使其受大氣淡水淋濾風化作用［14］，后者使其發生成巖環境改變。因此，在高頻層序界面附近往往也易發生風化殼巖溶作用和成巖作用改造，形成良好的油氣儲層，只是相比三級層序界面附近的巖溶作用強度較弱。其中位于臺地部位的古隆起圍斜帶［15］控制高能相帶碳酸鹽巖和巖性地層尖滅帶的發育，長期隆起遭受剝蝕對碳酸鹽巖儲集層改造作用明顯，對巖性地層圈閉的形成和油氣富集具有控制作用。位于T構造上的KT—I層高頻層序孔隙度普遍高于臺地其他部位，反映暴露環境對高位域的改造作用(圖1)，其圍斜帶油氣顯示也較好。因此，臺地部位的古隆起及圍斜帶往往是有利的油氣勘探相帶;此外，受古隆起影響形成的局部低凹部位易于發生蒸發作用和混合白云化作用［16］，也是有利的儲層相帶。

2.1.2 高頻旋回對生物礁灘儲層的控制作用

慢速海侵條件下，各層序成礁期的礁體在海侵體系域和高位體系域均可發育。海侵早期為礁基形成階段，隨著海平面上升礁體同步生長，直至最大海泛面被淹沒，礁體由臺緣斜坡向臺地部位呈退積式的生長特點。由于該生物礁在海侵晚期會被密集段的泥巖所覆蓋，因此，海侵體系域早期的生物礁儲層往往具良好的儲蓋組合。由于海侵時期碳酸鹽發育造成臺地邊緣隆升、臺緣斜坡相對較陡，使得高位期礁體生長的垂向空間相對較小，隨海退迅速淺化為碳酸鹽灘直至結束一期礁層序生長發育。例如中國南沙群島海域北康盆地中新世生物礁具類似特征［17］。

圖4 M區塊慢速海侵和快速海侵對應高頻層序體系域發育模式(據 Schlager，1992，有修改)Fig.4 The system tract model of high-frequency sequence on rapid transgression and slow transgression condition in M block

快速海侵條件下，碳酸鹽臺地往往被快速淹沒，淹沒不整合形成的密集段直接覆蓋在前期高位域之上，造成海侵體系域光線不足、泥質含量大幅增加，生物礁灘儲層往往分布在高位域的臺地及其邊緣地區，具加積或進積生長的特點。高水位早期，相對海平面緩慢上升，除局部有利環境生物礁呈并進—加積生長外，其它環境均處于“水體過深”狀態;高水位晚期，海平面相對靜止或下降，臺地生物礁開始恢復生長并向臺緣可容納空間較大的部位遷移。例如巴爾的摩峽谷侏羅紀和珠江口盆地流花臺地中新世生物礁具類似特征［2］。

因此，對于慢速海侵對應的高頻層序，生物礁儲層主要位于海侵體系域的臺緣斜坡呈退積式分布;而淹沒不整合對應的高頻層序生物礁儲層則主要位于高位域的臺地邊緣呈加積或進積式分布。

2.1.3 高頻旋回對碎屑巖儲層的控制作用

與陸相碎屑巖沉積不同的是，在缺乏陸源碎屑物質供應的情況下，由于臺地暴露時間較短，水淹條件下快速海侵可能緊跟前期高位域而沒有基準面下降階段的介入，導致剝蝕量不足，慢速海侵則更有利于形成低位扇沉積。研究區KT—I層SSQ2內部淹沒不整合型高頻層序低位域的碎屑巖儲層發育較差，而S1高頻層序局部發育的小規模低位斜坡扇和盆底扇則是有利儲層相帶(圖3)。

2.2 淹沒不整合面的油氣勘探指向意義

阿舍里階底部淹沒不整合形成的泥巖不僅與MKT層泥頁巖層(對應超層序的海侵體系域)組成研究區主要烴源巖系組合，而且直接分布于KT—I對應超層序高位域的巖溶帶之上，為下伏儲層提供良好的蓋層，從而形成研究區石炭系主要產油層段。KT—I內部各四、五級層序對應的淹沒不整合面也對下伏高位域儲層形成良好的封堵作用。此外，大規模淹沒不整合對應的海泛具幕式特征及區域可對比性，而快速的海進往往與海平面下降以及暴露剝蝕相對應，這樣發育在陸棚或臺地附近的淹沒不整合一般與良好的油氣儲層具有緊密聯系。因此，通過大規模淹沒不整合面的對比有利于在區域范圍內尋找有利的含油儲層。

3 結論

圖5 高頻層序格架內部碳酸鹽巖儲層發育模式Fig.5 Developmental model of carbonate reservoir in high-frequency sequence

(1)體系域是基準面變化等因素作用的產物，不同級別的基準面或海平面變化對應不同級別的層序單元，不同級別的層序與其相應級別的體系域對應。因此，在資料允許的條件下，超層序與高頻層序均可進行相應體系域的劃分。

(2)淹沒不整合形成的碳酸鹽巖與泥巖的巖性界面具有相對的等時效果，可作為碳酸鹽巖與硅質碎屑地層相對等時的層序邊界，對應的淹沒不整合型層序低位體系域往往不發育或欠發育。

(3)快速海侵(對應淹沒不整合)和慢速海侵情況下研究區碳酸鹽巖高頻層序的體系域具不同發育模式，主要反映為海平面升降速度對碳酸鹽巖生長的控制作用，其對應的生物礁等儲層發育也存在明顯差異。

(4)研究區向臺地一側超層序和高頻層序的高位域中晚期遭受溶蝕作用及白云化作用，儲層物性較好，其中臺地部位的古隆起及圍斜帶往往是最有利的勘探相帶。淹沒不整合形成的泥巖對應良好的烴源巖系和蓋層;大規模的淹沒不整合面更具區域可對比性，且與風化溶蝕面相對應，對油氣勘探具有指向意義。

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