東非魯武馬盆地漸新統(tǒng)深水沉積層序地層 格架組成和時空分布

孫 輝,劉少治,呂福亮,范國章,馬宏霞

(中國石油 杭州地質研究院,浙江 杭州 310023)

深水層序地層學研究的主要目的是揭示整個地層的沉積過程和沉積體系的成因聯(lián)系,預測深水沉積儲層的區(qū)域時空分布[1]。深水層序地層學研究歷來是高難度的課題[2],常規(guī)的基于砂泥含量、厚度變化的準層序、準層序組的研究不再適用[3],但層序的發(fā)育對不同重力流流體的沉積仍具有控制作用[4]。因此,合理的層序地層劃分是深水沉積體系研究的基礎,深入掌握層序地層的劃分及解釋方法對有利目標層系的解釋及區(qū)域油氣勘探具有重要的指導意義。以常規(guī)層序地層學理論為基礎,對于一個基于源-匯體系[5]重力流沉積方式建立的層序地層格架通常是可行的。但很多時候,深水油氣勘探相關的資料通常只涉及主要儲層的分布區(qū),即陸坡和深水盆地區(qū),而缺少陸架邊緣海侵或海退濱線的沉積證據(jù)。此外,在傳統(tǒng)體系域劃分方案中,對基準面下降期低位體系域內的低位扇的層序邊界存在爭議,傳統(tǒng)的“高位”和“低位”體系域不能完全應用到深水沉積中,而下降期體系域的定義有助于深水體系的油氣勘探[6]。同時,深水沉積現(xiàn)象復雜,界面不整合極其發(fā)育,需要利用多種信息綜合分析,尋找一種有效的、適合于深水的層序地層劃分方法。

魯武馬盆地(Ruvuma Basin)位于非洲大陸東部,橫跨坦桑尼亞東南沿岸和莫桑比克的東北部,東部為凱瑞巴斯盆地(Kerimbas Basin),西部為莫桑比克褶皺帶,北部以魯武馬轉換帶為界,與坦桑尼亞的曼達瓦次盆(Mandawa Sub-basin)分隔,盆地新生界發(fā)育由陸架三角洲進積引發(fā)的重力滑脫構造[7-9](圖1)。深水區(qū)主要沉積了中侏羅世到新生代地層[10],發(fā)育豐富的深水沉積體系,古近系和新近系砂巖是重要的儲層，截至2014年底,魯武馬盆地相繼發(fā)現(xiàn)了7個大氣田,均為深海相[7],具有巨大的資源潛力和良好的勘探前景[11]。取得的巖心和測井信息明確了深水重力流沉積的巖性特征和電性響應,生物地層資料提供了地層年代信息,井震標定識別了地震反射界面。源于地震資料的振幅屬性圖、相干切片等圖像,反映了構成體系域的主要沉積體的平面分布形態(tài),為深水沉積層序地層的研究奠定了基礎。本項研究利用層序地層學原理,通過層序地層學分析方法,系統(tǒng)分析和總結魯武馬盆地深水沉積層序地層劃分方法,力求對具有相似沉積環(huán)境的東非深水盆地的后續(xù)評價及勘探發(fā)揮作用。

1 深水層序地層劃分依據(jù)

1.1 海平面波動變化與深水沉積物分布具有較好的對應關系

ODP116航次的研究成果發(fā)現(xiàn),印度洋北部中新世以來垂向上的粗粒沉積物的分布與全球海平面短周期波動曲線具有較好的對應關系[12],證明了全球海平面波動曲線及與之對應的濱線超覆[13]的變化可以反映魯武馬盆地的濱線遷移,三級海平面變化對應的濱線遷移變化規(guī)律反映了層序地層的分布規(guī)律,說明層序地層學理論可以指導同處印度洋邊緣深水區(qū)的魯武馬盆地層序地層解釋工作。

1.2 Catuneanu混合層序地層模型適合指導深水層序地層劃分

層序地層學始于20世紀70年代晚期,通過對陸架等盆地邊緣淺水區(qū)的研究逐步發(fā)展而來。經過40年的發(fā)展,沉積層序[14]形成了多種模型。目前層序地層研究中主要采用有多種方案(表1),這些模式的應用效果需要針對具體對象[15]。在層序模型的指導下,體系域和基準面的關系可以預測,盆地演化過程中不同體系域階段沉積相的橫向變化可以追蹤[6]。因此,層序地層學成為一種尋找盆地內自然資源極為有效的工具,選用合適的層序地層模型及對應的體系域劃分標準,對深水油氣勘探研究極其重要。Catuneanu采用了沉積層序Ⅵ[16-17]的體系域名稱和沉積層序Ⅱ[13,18]的層序邊界形成的混合沉積層序[15],按基準面升降和海侵、海退的變化將層序分為下降期體系域(FSST)、低位體系域(LST)、海侵體系域(TST)以及高位體系域(HST),層序邊界位于下降期體系域底部。這種劃分方式認為,深水中存在的層序界面有4個:強制海退開始(對應的整合面[19]),強制海退結束(對應的整合面[16]),海退結束(最大海退面),海侵結束[最大洪(海)泛面](圖2)。上述這種劃分方式既反映了基準面下降過程中的4個主要事件,又將重力流沉積與下伏半深海-深海沉積有效分開,每個體系域對應特定的重力流或深海-半深海沉積[20]。4個層序界面中,盡管理論上存在強制海退終止界面及海退終止界面,由于遠離陸架邊緣,難以觀察到與之相對應的地層終止關系,實際解釋時只能依據(jù)沉積作用的差異(如高密度濁流與低密度濁流)及產物的差異(不同沉積結構單元類型)加以推斷(圖2)。特別是強制海退開始及海侵結束因其與特征沉積物(碎屑流沉積,凝縮段)相對應,界面更易識別。

圖1 東非魯武馬盆地區(qū)域地理位置及構造格局(據(jù)文獻[7-9]修改)Fig.1 Location and structural framework of Ruvuma Basin, East Africa(modified from references[7-9])a.東非魯武馬盆地區(qū)域地理位置；b.魯武馬盆地區(qū)域構造位置；c.過魯武馬盆地及凱瑞巴斯盆地的地質剖面

2 層序界面及體系域識別

2.1 采用的數(shù)據(jù)

層序界面是研究深水沉積作用和過程的最重要的界面,界面能否清晰識別,取決于所利用的數(shù)據(jù)類型和研究區(qū)地層的供給和沉積間的相互作用。在層序地層研究中,各種資料不同程度發(fā)揮著各自的作用(表2)。深水區(qū)缺少露頭資料,巖心較少,而測井資料在層序地層研究中的作用一般；效果最好的是分布范圍廣、采集成本相對較低的三維地震資料。地震是對深埋的地層建立三維層序地層格架最重要的資料,特別在新區(qū)勘探的預測研究中更是如此[21]。三維地震資料在構造環(huán)境、地層終止關系、沉積趨勢、地層幾何形態(tài)、沉積單元及沉積體系的研究中,具有極大的優(yōu)勢,以地震反射結構為主的深水層序地層學研究可以建立三級層序格架,恢復沉積等時面上的沉積體系分布和相互關系。

圖2 基準面波動的主要沉積作用、產物以及四個主要事件和對應的層序界面(據(jù)文獻[15]修改)Fig.2 Main sedimentation, products and four major events with their corresponding sequence surfaces during the fluctuation of the base level(modified from reference [15])

表2 各種資料在層序地層解釋中的作用(據(jù)文獻[15]修改)Table 2 The role of various data in the interpretation of sequence stratigraphy (modified from reference[15])

深水層序界面的識別應以三維地震資料為主,多種資料綜合分析。

2.2 層序界面識別方法

以高精度三維地震資料為基礎,結合巖心、測井等多種資料開展深水層序界面及體系域的識別及解釋工作。利用巖心生物地層資料劃分地層年代,在此基礎上開展井震標定,確定研究區(qū)的地震地層界面；同時分析區(qū)域及全球海平面變化規(guī)律。最終利用三維地震資料開展層序界面識別及層序地層解釋。

在陸坡大規(guī)模塊體搬運沉積(MTDs)發(fā)育區(qū),層序界面主要位于MTDs沉積之下；在MTDs不發(fā)育區(qū),盆底扇上/下超覆于層序邊界之上,并對下部地層形成削截。最大海泛面可以通過凝縮段的識別來確定。利用地震資料的橫向可解釋性及不整合的識別方法,識別解釋區(qū)域層序邊界。隨著深水沉積位置的變化,層序邊界可位于峽谷/陸坡水道底部的侵蝕面、或MTDs的底部[22-23],根據(jù)位置不同可在界面上觀察到上超、下超、侵蝕等地層接觸關系。層序邊界的主要識別方法包括地層的終止類型、凝縮段的識別和MTDs識別等方法。

2.2.1 地層終止類型

Mitchum等最早提出了“地層終止”這一概念的,他認為4種地層的終止類型可以用來識別層序界面,包括兩種層序界面之上的地層終止類型(上超、下超)以及兩種層序界面之下的地層終止類型(削截、頂超)[24],其中深水中的“地層終止”以前3種為主(圖3),特別是由各種重力流的侵蝕作用所導致的下部地層的削截類型最常見。地層終止與特殊沉積趨勢有關,在陸架附近,一般可通過地層終止關系分析推斷沉積濱線的遷移類型。但在深水區(qū),地層終止類型主要代表了沉積的不連續(xù),與層序界面有關。

2.2.2 MTDs識別

魯武馬盆地的MTDs的結構特征及形成機理與其他深水盆地內發(fā)育的塊體搬運沉積[25]相似。MTDs在地震剖面上具有明顯異于周邊其他深水沉積的地震響應,易于識別。地震上主要以雜亂的弱反射為主,并隨位置的不同而表現(xiàn)出不同產狀[26]。由于MTDs是一些粘結碎屑流沉積,這種“塑性”流體與濁流的“液態(tài)”相比,更易堆積于深水盆地更近陸架一端的陸坡或盆底區(qū)域,同時由于海平面下降早期,陸架的部分地區(qū)仍然被浸沒,沒有陸架邊緣三角洲形成,所以重力流沉積物以細粒沉積為主。MTDs上通常缺乏鉆井資料,識別時以地震資料為主。

圖3 深水區(qū)主要地層終止類型(據(jù)文獻[24]改)Fig.3 Major types of stratigraphic termination in deep water areas (modified from reference[24])a.界面上部終止(上超)；b.界面上部終止(下超)；c.界面下部終止(削截)

圖4 東非魯武馬盆地漸新統(tǒng)凝縮段測井響應特征Fig.4 Logging response characteristics of the Oligocene condensate section in Ruvuma Basin,East Africa

2.2.3 凝縮段的識別

混合層序地層模型中,凝縮段是海侵終止到強制海退期間沉積的遠洋-半遠洋沉積物。它與最大海泛面伴生,沉積速率極低,底棲生物富集。由于凝縮段沉積多為富有機質泥頁巖或鈣質泥頁巖,因此常規(guī)測井曲線表現(xiàn)為高自然伽馬、低電阻率或尖峰狀高阻(含鈣質泥頁巖時)、高密度、高聲波速度等特征(圖4)。井震標定后的凝縮段在地震剖面上表現(xiàn)為連續(xù)性較好的強振幅反射同相軸,除局部被晚期重力流(MTDs或濁流沉積)侵蝕以外,可以全區(qū)追蹤。

2.3 體系域識別方法

深水沉積結構單元是三級層序下降期-海侵期深水沉積的最基本組成部分,雖然每個深水盆地的獨特性導致深水沉積結構單元的特征各不相同,但沉積結構單元在特定體系域沉積時是相對穩(wěn)定的。通?？梢酝ㄟ^以下兩種方式識別與體系域判斷相關的沉積結構單元:①沉積物性質及規(guī)模。沉積性質分析用以區(qū)分碎屑流和濁流,規(guī)模主要用來分析碎屑流的分布范圍及厚度。當碎屑流的沉積與海平面變化相關時,通常大型碎屑流產生于FSST早期,小型碎屑流產生于TST晚期,由此可以推斷不同碎屑流對應的體系域。這里的碎屑流主要指MTDs,而不是現(xiàn)今仍存在較大爭議的砂質碎屑流[27-28]；②形成深水沉積的濁流密度,區(qū)分高密度濁流和低密度濁流。這里的高密度濁流[29]與低密度濁流主要從流體密度加以區(qū)分[30],并沒有考慮流體中顆粒支撐機制[31]。雖然沉積時的流體密度難以直接觀測,但水道的側翼具有形態(tài)十分明顯的以泥為主天然堤,從該角度出發(fā)認為其流體密度應低于下降期體系域的無堤的、以含礫粗砂為主的大型朵體。因此認為具有堤的水道復合體為低位域/海侵體系域早期的低密度濁流,大型無堤的朵體為FSST晚期高密度濁流沉積作用的產物?？傊?根據(jù)基準面變化不同階段的主要沉積物對應關系(圖2),在魯武馬盆地漸新統(tǒng)共識別了3種主要沉積結構單元:水道復合體、大型朵體復合體和塊體搬運沉積(表3),從而判斷其所處體系域,分析層序內深水沉積演化規(guī)律。

2.3.1 FSST早期——塊體搬運沉積

地震上表現(xiàn)為半透明、弱振幅、雜亂反射特征；內部可見多個較強振幅、疊瓦狀逆斷層面響應(圖5a)。MTDs頂、底面地震反射強度總體較弱,可能由于上、下部與之接觸的沉積物粒度也較細,兩者之間無較大波阻抗差。MTDs對下伏地層具有明顯的侵蝕作用,使局部地層明顯減薄。底面沿層相干切片上可以觀察到弧形的同心構造(圖5b),分析是受陸架三角洲進積引發(fā)的重力滑脫構造(圖1)影響。重力滑脫構造在向海前緣形成兩處南北向排列的弧(弓)形復合體,在向海方向主滑脫層中分離出的一系列向上凸起、表面有輕微傾角的撇裂斷層,并形成逐漸消失在東部的斷層傳導褶皺[32]。在漸新統(tǒng)強制性海退初期,滑脫構造同時活動導致MTDs形成與弧(弓)形復合體形態(tài)相似的弧(弓)形的同心滑塌構造。在同心滑塌構造的前端,發(fā)育了局部分布的原地沉積和強烈變形物質(圖5b)。

表3 東非魯武馬盆地漸新統(tǒng)內識別的3種深水沉積結構單元特征參數(shù)Table 3 Characteristic parameters of three deep water sedimentary architecture elements in the Oligocene Ruvuma Basin,East Africa

圖5 東非魯武馬盆地漸新統(tǒng)MTDs的地震反射特征及相干切片F(xiàn)ig.5 Seismic reflection characteristics and coherent slice of the Oligocene MTDs in Ruvuma Basin,East Africaa.沿著漸新統(tǒng)MTDs運動方向的地震剖面;b.MTDs底面沿層相干切片

2.3.2 FSST晚期——大型朵體復合體

隨著基準面繼續(xù)下降到陸架海拔以下,具有超覆形態(tài)的陸架邊緣三角洲進積和下超到大陸斜坡之上,同期深水環(huán)境中沉積了由三角洲供給以及分流河道經峽谷直接向深水供給的高密度濁流,形成主要濁流沉積——大型朵體復合體(圖6)。巖心觀察結果表明,朵體復合體以粗-中粗砂巖為主(表2),具有高砂/泥比,容易被過載荷,沉積于陸坡坡度突然變緩之處(圖6a),受均衡剖面的影響,向陸方向的濁流主要以侵蝕或過路的方式通過,并不沉積,顯示出無根特征(圖6a—c)；向盆方向由于可容空間增大,空間開闊,濁流發(fā)散,為數(shù)眾多的補給水道-朵體/朵體單元不斷遷移疊置,形成大規(guī)模的朵體復合體(圖6d,e)。朵體復合體主體砂泥比最大(well 2井),砂泥厚度比值可達24；其次為朵體復合體近補給水道口(well 1井)砂泥厚度比值約9。

2.3.3 LST/TST早期——水道復合體

水道復合體主要分布于陸坡區(qū),是魯武馬盆地最重要的儲集類型之一,是研究區(qū)最主要、也是最容易識別的沉積結構單元。水道復合體形成于復雜的多期侵蝕-充填過程,水道內沉積了大量的低位域粗粒沉積物(圖7)。沿重力流運動方向,水道復合體因沉積時間和沉積位置的差異呈現(xiàn)出不同的變化趨勢。水道復合體的天然堤發(fā)育(圖7),由濁流經過時的細粒沉積構成,為富泥的細粒沉積物,受底流作用的影響,天然堤主要分布于與底流運動方向一致的水道側翼[33]。天然堤原始外部幾何形態(tài)為楔形,從水道侵蝕軸部向外聚斂。天然堤的地震反射同相軸總是連續(xù)的,當天然堤加積時,從下向上地震反射同相軸的傾角逐漸增加。水道復合體內部充填沉積十分復雜,隨沉積位置、下伏地形坡度的變化而不同,同時又受控于基準面的變化。水道復合體具有多級別、多期次頻繁遷移的特征,多期次遷移的水道砂可以形成連片分布的富砂沉積(圖7)。

圖6 東非魯武馬盆地漸新統(tǒng)大型朵體復合體沉積特征Fig.6 Depositional features of the Oligocenel arge lobe complex in Ruvuma Basin, East Africaa.沿著水流方向聯(lián)井地震剖面；b.對應于地震剖面的最大概率巖性預測剖面；c.大型朵體體系厚度分布；d.漸新統(tǒng)底界向上64 ms 沿層相干切片(無解釋)；e.漸新統(tǒng)底界向上64 ms沿層相干切片(解釋)

3 層序格架和沉積體系組成演化

3.1 魯武馬盆地漸新統(tǒng)層序格架

等時層序格架的建立,意味著沉積古地理環(huán)境的恢復,進而可以揭示各種沉積相帶及其相互聯(lián)系。印度洋南部非洲陸緣的深海沉積巖心的古生物和地化資料準確界定33.7Ma為始新統(tǒng)與漸新統(tǒng)界限,始新世-漸新世的變遷是自白堊紀結束以后對全球最具深遠影響的時期,氣候變冷,冰川生長,海平面下降以及加速的生物滅絕均發(fā)生在該時期[34]。自漸新世早期,全球海平面長周期曲線呈現(xiàn)出穩(wěn)定下降的趨勢[13],漸新統(tǒng)頂?shù)讓獌蓚€短周期海平面變化曲線的高點。以研究區(qū)內鉆屑和巖心資料為基礎的漸新統(tǒng)多學科生物(浮游有孔蟲亞綱,鈣質超微化石,花粉)地層分析結果,確定了漸新統(tǒng)的深水沉積環(huán)境及上、下段地層界線。在井標定基礎上,分析地震剖面上地震反射特征及上、下地層的接觸關系,完成3個層序界面(To,To1,Te)的識別和解釋,將魯武馬盆地漸新統(tǒng)劃分為兩個三級層序(圖8)。

層序頂部凝縮段通常為富有機質泥巖或鈣質泥巖,具有高聲速、高密度的電性特性,頂部可以形成較強的波阻抗界面(To)。除近陸架邊緣晚期MTDs對To產生的侵蝕外,To在全區(qū)范圍內具有很好的連續(xù)性。在近陸架區(qū)南部,三個層序界面均位于MTDs底部,北部層序以連續(xù)性好的凝縮段為界；在遠離陸架區(qū),近陸架分布的下漸新統(tǒng)MTDs并沒有延伸到較遠,圖8b剖面上不能觀察到；上漸新統(tǒng)MTDs仍然具有較大的規(guī)模,分布范圍較廣。各層序邊界以下的凝縮段局部被晚期MTDs、水道、朵體等侵蝕。

圖7 東非魯武馬盆地漸新統(tǒng)水道復合體沉積展布三維可視化圖Fig.7 3D visualization showing the sedimentary distribution of the Oligocene complex channel systemin Ruvuma Basin,East Africa

3.2 深水沉積體系演化規(guī)律

魯武馬盆地在晚侏羅世-早白堊世晚期形成“窄陸架、陡陸坡”的地貌特征[35]。白堊紀至今的被動大陸邊緣期,整個東非大陸構造環(huán)境較為穩(wěn)定。隨著全球性海侵的發(fā)生,海平面逐漸上升,魯武馬盆地從海陸過渡相轉變?yōu)闇\海、半深海相。進入漸新世,東非大陸抬升,源自東非大陸的沉積物供應量增加,全球海平面下降[36-37],在魯武馬盆地上陸坡廣泛發(fā)育三角洲沉積,隨著沉積的不斷向海推進,大量沉積物進入深水盆地。強制海退的初期,大部分的砂體聚集于上濱面系統(tǒng)之內,外陸架的下濱面系統(tǒng)以細粒的泥巖為主,伴隨著海平面下降速率的增加以及重力滑脫構造活動的影響,局部陸架邊緣沉積變得不穩(wěn)定,在近陸架一側的局部陸坡上形成大規(guī)模的MTDs。這種粘結碎屑流沉積的“塑性”流體特征使之更易堆積于深水盆地的更近源區(qū)域(圖8)。由于陸架邊緣三角洲重力滑脫作用的持續(xù)進行,逆沖斷裂的持續(xù)發(fā)育,原來連續(xù)性較好的MTDs被逆沖斷層破壞(圖8b)。伴隨海平面繼續(xù)下降,大型朵體開始沉積(圖8d),朵體以粗-中粗砂巖為主,具有高砂/泥比、高密度的特點,沉積于陸坡水道口的近處,為強制海退晚期產物。之后海平面開始上升,陸架的加積減少了沉積物向深盆的供給,此時流體由低密度濁流控制,堤化水道體系開始沉積(圖7,圖8)；隨著基準面快速上升,受浪蝕作用影響,深水中仍然有低密度濁流發(fā)育；當海平面上升速率減緩,深水區(qū)主要接受細粒的半遠洋和遠洋沉積而形成凝縮段。(圖8)。上漸新統(tǒng)僅觀察到低位域/海侵體系域早期的水道復合體沉積,而沒有類似于下漸新統(tǒng)層序的大型朵體,推測晚漸新世強制海退晚期的大型朵體可能位于北部研究區(qū)以外的更近盆處。

4 結論

1) Catuneanu的混合層序地層模型可以指導深水層序地層劃分,該劃分方式反映了基準面下降過程中的4個主要事件,層序邊界可以將重力流沉積與下伏半深海-深海沉積有效分開,每個體系域對應特定的重力流或深海-半深海沉積。

2) 魯武馬盆地漸新統(tǒng)識別和解釋了3個層序界面(To,To1,Te)。MTDs發(fā)育區(qū),各層序以MTDs底部為界；MTDs不發(fā)育處,層序以高連續(xù)的凝縮段為界。各層序邊界以下的凝縮段局部易被晚期MTDs、水道、朵體等侵蝕。

3) 魯武馬盆地漸新統(tǒng)陸架邊緣形成大規(guī)模的MTDs,強制海退的早期在近陸架一側的陸坡上局部發(fā)育。早漸新世的大型朵體以粗-中粗砂巖為主,具有高砂/泥比、高密度的特點,為強制海退晚期產物。堤化水道體系沉積于低位體系域及海侵早期,其頂部為凝縮段沉積；晚漸新世僅觀察到低位域/海侵體系域早期的水道復合體沉積,而沒有大型朵體,推測晚漸新世強制海退晚期的大型朵體處于北部研究區(qū)以外更近盆處,為后續(xù)新區(qū)評價提供依據(jù)。

致謝：感謝審稿專家仔細審閱本文并提出寶貴建議,感謝編輯老師的大力幫助。