苑伯超,劉忠保,何幼斌,文 沾,羅進雄,蒲秀剛,陳長偉,林常梅

(1.長江大學地球科學學院,湖北荊州 434023;2.中石油大港油田分公司勘探開發(fā)研究院,天津 300280)

重力流沉積機理模擬研究初探
——以歧口凹陷沙一下亞段為例

苑伯超1,劉忠保1,何幼斌1,文 沾1,羅進雄1,蒲秀剛2,陳長偉2,林常梅2

(1.長江大學地球科學學院,湖北荊州 434023;2.中石油大港油田分公司勘探開發(fā)研究院,天津 300280)

在對歧口凹陷古地貌、構(gòu)造演化、沉積體系等地質(zhì)條件調(diào)查研究的基礎上,運用沉積模擬技術(shù),再現(xiàn)了沙一下重力流的形成及演化過程,分析了重力流的搬運沉積特征與影響因素。實驗表明,來水特征、湖水位、初始流速、沉積物濃度與泥砂含量、湖區(qū)底形、流態(tài)等對重力流沉積砂體形成及演化具有顯著的影響。通過實際砂體與實驗砂體厚度分布對比,濱海4以南、港深78、濱海28以北地區(qū)為上傾尖滅砂體有利儲層分布區(qū)。

歧口凹陷;沉積模擬;重力流;上傾尖滅砂體;主控因素

沉積模擬是沉積學理論研究的一種重要的實驗手段和技術(shù)方法。縱觀其成長歷程,沉積模擬經(jīng)歷了19世紀末的簡單現(xiàn)象觀察描述[1]、20世紀60年代的沉積機理研究[2-4]至20世紀80年代對砂體形成過程和演化規(guī)律的湖盆砂體模擬[5]等三個發(fā)展階段,直至今日與計算機相結(jié)合,沉積模擬已經(jīng)逐漸形成一項綜合性的實用技術(shù)。

自20世紀50年代濁流理論建立以來,沉積學領域掀起了一場革命,隨著之后世界各地先后發(fā)現(xiàn)大量濁流沉積,人們對濁流沉積的認識水平和研究深度都有了長足的進步[6]。在我國,中—新生代湖盆中廣泛發(fā)育著重力流沉積[7-10],歧口凹陷古近系沙一下重力流沉積就是其中之一。歧口凹陷位于黃驊凹陷中北部,東西南北依次被沙壘田隆起、滄縣隆起、埕寧隆起、燕山褶皺帶前緣所圍限,受滄東斷層、漢沽斷層以及羊二莊斷層控制,區(qū)內(nèi)發(fā)育了5個負向構(gòu)造單元:歧口主凹、北塘次凹、板橋次凹、歧北次凹、歧南次凹;5個正向構(gòu)造單元:埕北斷階帶、南大港潛山構(gòu)造帶、北大港潛山構(gòu)造帶、濱海Ⅰ號斷裂構(gòu)造帶、塘沽-新港潛山構(gòu)造帶(圖1)。歧口凹陷具有凹深、坡廣的特點,其中的次級凹陷均呈北側(cè)陡且深、南側(cè)緩而淺的箕狀不對稱形態(tài),兩個斜坡分別為歧北凹陷西斜坡帶(歧北斜坡帶)和歧南凹陷羊三木-黃驊扣村-埕北斜坡帶(歧南斜坡帶),凹陷整體具有“西斷東超、北斷南超”的特點[11-13]。沙河街組是歧口凹陷的主要產(chǎn)油目的層之一,自下而上可以分為沙三段、沙二段、沙一段,沙一段又可分為沙一上、沙一中、沙一下亞段。沙一下亞段厚約55 m～610 m,其沉積時期為歧口凹陷漸新世湖盆裂陷中期的最大湖泛期[14-15],此時歧口凹陷主要發(fā)育三個物源方向,即北部燕山物源區(qū)、西部滄縣隆起和南部的埕寧隆起物源區(qū),其中燕山物源區(qū)發(fā)育一套辮狀河三角洲-遠岸水下扇沉積沉積體系,重力流在空間位置上主要發(fā)育在辮狀河三角洲前緣,地理位置上主要分布在歧口主凹、板橋次凹、歧北次凹、北塘次凹及其周緣地區(qū)(圖1)。重力流砂體厚度由凹陷區(qū)向孔店-羊三木隆起總體呈變薄的趨勢,并于南緣斜坡帶形成上傾尖滅[16]。

圖1 歧口凹陷構(gòu)造單元圖

歧口凹陷具有沉降深度大,勘探程度低,剩余資源量多等特點,所以勘探潛力大,具備大型油氣田發(fā)育的基本條件[17-18]。經(jīng)過多年的勘探開發(fā),歧口凹陷在勘探及基礎地質(zhì)研究工作方面取得較大進展,但對沙一下重力流沉積及重力流成因上傾尖滅砂體的成因機制及影響砂體分布的主控因素等問題的研究不夠充分,這在一定程度上導致了歧口凹陷沙一下圈閉的預測缺乏力度和準確性,因此,本文在了解歧口凹陷沙一下重力流各類砂體沉積初始條件和建立砂體沉積過程地質(zhì)模型的基礎上,通過試驗定量觀察和定量描述,初步弄清了重力流砂體形成過程及其主控因素。沉積模擬實驗的開展為研究砂體展布特征、沉積體系演化規(guī)律、預測有利儲層分布區(qū)等提供現(xiàn)實可行的實驗依據(jù)。

1 實驗方案設計

1.1 實驗裝置簡介

重力流沉積模擬實驗在長江大學CNPC沉積模擬重點實驗室中進行(圖2),實驗裝置長16 m,寬6 m,深0.8 m,距地平面高2.2 m,湖盆前部設進(出)水口1個,兩側(cè)各設進(出)水口2個,用于模擬復合沉積體系,尾部設出(進)水口一個。湖盆四周設環(huán)形水道。裝置上方裝有檢測橋驅(qū)動定位系統(tǒng),可對砂體沉積過程實施有效監(jiān)控以及對實驗過程進行視頻采集與分析。

1.2 實驗底形設計

考慮到歧北凹陷西斜坡和歧南凹陷羊三木-黃驊扣村-埕北斜坡帶兩個斜坡的坡度、長度及實驗可行度等因素,可以將地質(zhì)模型概化,由北至南依次設計了:①臺地區(qū)(簡化的燕山物源區(qū)),位于Y方向0～5.5 m;②斜坡區(qū)(燕山物源與凹陷過渡區(qū)),位于5.5 m～6.0 m處,坡度為12°,高差為32 cm;③湖盆區(qū)(簡化的歧口凹陷區(qū)),位于7m～10.5 m處;④古隆起(歧口凹陷南緣歧南凹陷羊三木-黃驊扣村-埕北斜坡帶),位于10.5 m～12.5 m處(圖3)。研究區(qū)南緣隆起帶受埕北斷階帶、歧南次凹、南大港潛山等構(gòu)造單元控制,東側(cè)有一明顯地形低勢區(qū)(見圖4),由此設計古隆起地形(見圖5)。古隆起區(qū)底形等高線見圖6。

1.3 實驗參數(shù)設計

重力流可以是由于三角洲砂及砂礫或礫石沉積物經(jīng)滑塌作用,在重力作用下搬運至深-半深湖中形成,也可以是因碎屑源區(qū)砂和砂礫碎屑由洪泛事件直接形成重力流被搬運至深-半深湖中形成。研究區(qū)這兩種成因重力流均有發(fā)育[19],主要有砂質(zhì)碎屑流、濁流兩種類型,其中以砂質(zhì)碎屑流為主。通過巖心觀察,研究區(qū)大量發(fā)育塊狀層理,可見沖刷現(xiàn)象,單砂體厚度一般大于0.5 m,最大可達數(shù)十米,橫向變化快,該現(xiàn)象揭示了原始沉積體的整體凍結(jié)過程,指示了流體的高濃度流動和塑性流變學特征,綜合分析為三角洲前緣整體滑塌形成。歧口凹陷深湖-半深湖區(qū)發(fā)育濁流沉積,但發(fā)育規(guī)模以及發(fā)育程度要遠小于砂質(zhì)碎屑流沉積。

圖3 實驗底形設計剖面圖

圖4 沙一段古地貌立體圖(據(jù)大港油田研究院,2010)

圖5 實驗底形設計平面圖

圖6 實驗底形等高線圖(cm)

研究區(qū)重力流沉積巖主要由細砂、粉砂巖和中砂、粗砂組成,據(jù)巖心觀察與粒度分析表明,細砂含量約為40%,粉砂質(zhì)泥約占35%,中砂與粗砂總體約為25%,考慮到實驗過程的可操作性,綜合砂質(zhì)碎屑流、濁流兩種重力流的搬運能力、流量、攜砂量及攜砂粒徑等沉積特性的差異,并結(jié)合前人對砂質(zhì)碎屑流與濁流的模擬參數(shù)及相關(guān)研究[20-22],設計了長流水、陣發(fā)性來水等兩種來水方式分別對砂質(zhì)碎屑流與濁流進行模擬。本次實驗共進行10輪,根據(jù)研究區(qū)砂體發(fā)育情況及古環(huán)境、古氣候條件對各輪重力流進行調(diào)配,其調(diào)配結(jié)果與實驗參數(shù)見表1。

表1 實驗條件及水動力參數(shù)

2 實驗過程

依據(jù)實驗方案進行試驗,實驗過程中長流水模擬砂質(zhì)碎屑流,共進行約49 h,陣發(fā)性來水模擬濁流,共約0.75 h,實驗初期,砂泥攪拌充分的砂質(zhì)碎屑流經(jīng)斜坡區(qū)迅速入湖,沉積物在斜坡區(qū)上部幾乎不作停留,堆積在斜坡區(qū)中下部及斜坡腳部位,輪廓呈舌形。1 h后,斜坡區(qū)逐漸形成沿水流方向的串珠狀沖坑,隨著沖坑逐漸連通,早期深切谷顯現(xiàn)。深切谷中砂質(zhì)碎屑流能量集中,將沉積物帶至湖區(qū)。實驗至10 h左右于斜坡頂部構(gòu)建向上變粗三角洲前緣砂體沉積層序,并進行陣發(fā)性來水,起始砂體前端出現(xiàn)裂紋,伴隨著裂紋的發(fā)育,砂體出現(xiàn)緩慢滑動,進而砂體分裂并呈塊體向湖區(qū)滑塌,塊體大小不一,大部分沉積物最終堆積在斜坡腳及鄰近斜坡的湖底處,部分沉積物則繼續(xù)搬運至古隆起區(qū),形成上傾尖滅,尖滅砂體粒度較細,多為泥級至細砂級沉積物。

3 實驗結(jié)果分析

3.1 搬運沉積特征分析

通過實驗過程監(jiān)測與實驗結(jié)果分析,對砂質(zhì)碎屑流與濁流的搬運沉積特征有如下認識:

(1)砂質(zhì)碎屑流搬運沉積特征

砂質(zhì)碎屑流是一種介于低密度濁流和泥質(zhì)碎屑流之間的粘滯性流體,代表在粘性和非粘性碎屑流之間的連續(xù)作用過程,屬于賓漢塑性流體,支撐機制有分散壓力、基質(zhì)強度和浮力等[23-25]。砂質(zhì)碎屑流流體濃度較高,泥質(zhì)含量較低,常呈連續(xù)塊體搬運,搬運顆粒為砂-粉砂級。砂質(zhì)碎屑流下滑是一個加速過程,流速的快慢與斜坡特征密切相關(guān),實驗條件下,通過流速測定發(fā)現(xiàn),坡腳處速度約是坡折脊處的3倍左右。實驗初期,在重力作用下,辮狀河三角洲前緣砂體發(fā)生滑塌,形成砂質(zhì)碎屑流沿斜坡向湖區(qū)推進,沉積物大部分聚集在斜坡中下部及坡腳處,并沒有直接進入湖底。隨著深切谷的形成,水流集中,斜坡中下部及坡腳部位的沉積物才被帶往湖底沉積。實驗發(fā)現(xiàn),砂質(zhì)碎屑流常形成流體分層,上部細顆粒形成濁流,并逐漸與下部砂質(zhì)碎屑流分離,隨著濃度的降低,砂質(zhì)碎屑流逐漸演變成濁流;粗顆粒相對細顆粒更易形成砂質(zhì)碎屑流沿斜坡滑動,粗顆粒往往形成碎屑流的頭部且搬運距離更遠;湖水位不變的情況下砂質(zhì)碎屑流主水流總體居中,并向兩側(cè)隨機擺動,最終砂體形成較對稱的朵葉復合體。改變湖水位或來水來砂條件,特別是當湖水位降低時,碎屑流會形成明顯切割水道,并在水道前端出現(xiàn)新的朵葉[26](圖7)。隨著實驗條件的變化,碎屑流砂體表面水道變遷改道,砂體不斷變寬。

圖7 砂質(zhì)碎屑流沉積特征示意圖

(2)濁流搬運沉積特征

由于初始水流動能大,濁流沿斜坡快速入湖,隨著流體在底形上的沖刷侵蝕,湖底逐漸形成分支水道,粗顆粒開始卸載,隨著水流的繼續(xù)前進,水流能量逐漸減小、發(fā)散,碎屑物大量沉積,伴隨流體能量的進一步減小,細粒懸浮物質(zhì)沉積于砂體頂部。濁流砂體形態(tài)往往呈不規(guī)則的扇形,而不同期次濁流導致了扇體的疊置,這與湖底地形密切相關(guān)。濁流沉積物搬運頭部以砂質(zhì)搬運為主,并有一定的侵蝕作用,體部與尾部以砂泥混合為主,說明砂質(zhì)流動速度較泥質(zhì)快,但由于砂質(zhì)沉積快,搬運距離短,故其分布范圍要比泥質(zhì)沉積范圍小。多次濁流事件的發(fā)生導致靠近斜坡的湖區(qū)內(nèi)泥質(zhì)沉積往往被剝蝕,因而砂體垂向上常因缺失隔擋層而連通,這就增加了砂巖儲層的規(guī)模,在系列濁流事件的末期,泥質(zhì)最終沉積并得以保存,形成泥質(zhì)蓋層,為油氣儲集與保存提供有利條件。由于實驗坡度較陡(12°),濁流的動力比較充足,在沉積床底上以較大的速度向前翻滾,砂體沉積范圍比較大,主要分布于湖區(qū)(圖8)。

圖8 濁流沉積特征示意圖

3.2 對比分析

研究區(qū)砂質(zhì)碎屑流發(fā)育在三角洲前緣臺緣帶斜坡,常呈大面積的舌狀體;碎屑流沉積物的前方或上部發(fā)育濁流沉積,因為濁流沉積密度較小,故分布范圍較廣泛(小于碎屑流沉積范圍),部分濁流與砂質(zhì)碎屑流前緣砂體共同上超尖滅在南部斜坡帶上,兩種類型重力流成因砂體常呈互層沉積,但以砂質(zhì)碎屑流沉積為主。以上這兩種與滑塌相關(guān)的重力流常形成不規(guī)則舌狀體,其中在滑塌根部砂體厚,含油性好。本次實驗模擬結(jié)果基本反映了研究區(qū)砂體分布情況:砂質(zhì)碎屑流為砂體沉積的主體,基本分布于整個湖區(qū),平面范圍大,厚度大。濁流沉積部分覆蓋在砂質(zhì)碎屑流之上,部分搬運至砂質(zhì)碎屑流前緣,與砂質(zhì)碎屑流沉積前緣砂體共同形成上傾尖滅體,雖然濁流平面面積也有一定規(guī)模,但是厚度較之砂質(zhì)碎屑流砂體要薄的多。垂向總體形態(tài)為砂質(zhì)碎屑流砂體之中夾薄層濁流沉積與滑塌沉積透鏡體。

圖9 濱海地區(qū)沙一下亞段砂巖厚度(m)等值線圖

研究區(qū)西部滄縣隆起以東和北部砂體發(fā)育,尤其是滄縣以東砂體最為發(fā)育,且砂體厚度大,而南部區(qū)域砂體分布稀疏,規(guī)模較小,厚度較薄,由北至南,砂體厚度總體逐漸變薄(圖9)。將原型砂體上濱海2、濱海4、濱海 8、濱海28、濱深3x1、港深 46、港深59等7口井鉆井剖面按X、Y平面坐標縮至實驗砂體上,研究對應井點相應層之間的厚度變化特征。統(tǒng)計表明,原型砂體厚度與實驗結(jié)果厚度分布具有很好的可比性,平均符合率達到84.7%,吻合程度較高(表2)。

由濱海地區(qū)沙一下亞段上傾尖滅砂體厚度等值線圖(圖10)表明,從濱海 8至港深 78、濱海 28方向,砂體厚度大體呈逐漸減薄的趨勢。濱海4北西方向為厚度高值區(qū),厚度變化較明顯,最厚達280 m。濱海4以南至濱海28、港深78砂體厚度較平緩,大部分區(qū)域厚度集中在120 m～160 m,最薄80 m。濱海28與港深78以南地區(qū)厚度值主要集中在40m左右。本次實驗對重力流(砂質(zhì)碎屑流與濁流)成因上傾尖滅砂體的厚度及邊界進行了測量,編繪了上傾尖滅砂體厚度等值線圖(圖11)。圖11表明,由北至南,上傾尖滅砂體厚度逐漸變薄,砂體最遠端可以達Y=12.5 m,最厚可達10 cm。砂體厚度最高值集中于濱海4北西方向,濱海4與濱海28之間則為砂體厚度相對平穩(wěn)區(qū)。由此可見,實驗砂體厚度變化趨勢與實際砂體大體相近,砂體的厚度差異分布是重力流與古隆起地形共同影響的結(jié)果。綜合考慮實驗結(jié)果與研究區(qū)實際砂巖厚度分布趨勢,認為濱海4以南、港深78、濱海28以北地區(qū)砂體厚度大,分布范圍廣,是上傾尖滅砂體的有利儲層分布區(qū)域,考慮到西部扇三角洲沉積的影響,研究區(qū)以西扇三角洲與研究區(qū)辮狀河三角洲共同影響的重力流沉積區(qū)砂巖厚度與范圍相當可觀,應給予足夠的重視。

表2 實驗砂體厚度與原型砂體厚度對比

圖10 沙一下亞段上傾尖滅砂體厚度(m)等值線圖

4 控制因素

實驗表明,重力流及上傾尖滅砂體的形成及發(fā)育主要受控于以下因素:

圖11 實驗條件下上傾尖滅砂體厚度(cm)等值線圖

(1)來水特征

不同的來水特征形成不同類型的重力流,進而影響重力流砂體的分布與形成。來水特征的變化主要通過流量、流速、來水時間、加砂組成及加砂濃度的控制來體現(xiàn),如長流水主要形成砂質(zhì)碎屑流,砂質(zhì)碎屑流有一定的持續(xù)性,但強度有限,有效時間內(nèi)水下扇體生長速率慢,砂體搬運距離也較近;陣發(fā)性來水形成的濁流兼具一定的持續(xù)性和足夠能量,一定時間內(nèi)持續(xù)能量的供應使得砂體搬運距離最遠,對上傾尖滅砂體發(fā)育最為有利。

(2)湖水位與初始流速

湖水位與初始流速直接影響重力流搬運距離及砂體發(fā)育的規(guī)模和厚度。實驗表明,湖水位高較時,對砂體搬運的阻力大,砂體平面展布受阻,沉積物以垂向加積為主,形成的砂體平面范圍小,厚度大,這種情況下砂體發(fā)育部位主要位于湖區(qū)和斜坡區(qū)下部;湖水位較低時,對砂體搬運的阻力小,砂體縱向展布明顯,形成的砂體平面范圍大,厚度小,基本分布于整個湖區(qū)。對于兩種重力流來說,湖水位影響趨勢是一致的,但在相同湖水位下,砂質(zhì)碎屑流較濁流砂體發(fā)育范圍小,在沒有后期改造的情況下砂質(zhì)碎屑流沉積厚度較濁流大。

攪拌充分的物質(zhì)注入靜止湖區(qū)水體的初始流速越大,流體慣性越大,在慣性影響下進入湖區(qū)的洪水碎屑物質(zhì)越多,沉積物搬運距離越遠,重力流砂體形成的規(guī)模越大,沉積的厚度也大;反之,攪拌充分的物質(zhì)注入靜止湖區(qū)水體的初始流速小,流體慣性小,在慣性影響下進入湖區(qū)的碎屑物質(zhì)少,重力流砂體形成的規(guī)模及厚度也就比較小。

(3)斜坡坡度與長度

斜坡坡度和斜坡長度是重力流發(fā)育的必要邊界條件。只有坡度達到一定值之后才能形成重力流,據(jù)前人研究,坡度為0.5°及以上時均可形成砂質(zhì)碎屑流[26],而濁流發(fā)生的最理想坡度是 1.5°～3.0°[27]。一般情況下,坡度越陡,重力流滑動速度越快;斜坡長短一方面通過地形高差控制重力流的發(fā)育,坡度相同,長度越大,高差就越大,越有利于重力流的發(fā)育,另一方面斜坡越長,重力流加速時間就越長,速度就越大。

斜坡的坡度與長度是相互補償?shù)?斜坡短、坡度陡與斜坡長、坡度緩均可滿足重力流的發(fā)生,在相同斜坡坡度與長度條件下濁流較砂質(zhì)碎屑流更容易發(fā)生。

(4)沉積物濃度與泥砂含量

沉積物濃度與泥砂含量決定重力流流動行為與沉積結(jié)構(gòu)。不同重力流的泥砂含量有所差異,實驗過程中結(jié)合自然界中兩種重力流的實際差異,通過多次實驗的嘗試發(fā)現(xiàn),濁流搬運過程中泥砂含量具有一定的范圍,一般將泥砂含量10%大致定為低密度濁流的上限;10%～25%定為濁流和高密度濁流的范圍,大于20%或25%則屬于砂質(zhì)碎屑流的范疇[22]。濁流的泥砂含量組成中,必須要達到一定數(shù)量的泥級顆粒,才能為濁流搬運過程提供支撐力,否則濁流有可能演變?yōu)轭w粒流,因此泥砂含量高低和泥砂顆粒組成對重力流影響較大。

(5)湖區(qū)底形

湖區(qū)底形對重力流砂體厚薄分布趨勢及展布具有明顯的控制作用。當湖底平坦時,砂體平面展布所遇阻力小,砂體分布范圍廣,常形成厚度較均勻的朵葉體;當湖底底形凹凸不平時,重力流沉積常被底形阻礙,砂體平面形態(tài)取決于底形形態(tài),在相對平坦處砂體延伸遠,不平坦處平面沉積受阻,延伸有限,因而砂體形態(tài)往往不規(guī)則。垂向上,砂體厚度分布極不均勻,凹陷處厚,凸出處薄;當湖區(qū)底形具有一定坡度時,在慣性作用下,重力流具有爬坡功能,其爬坡的高度與斜坡帶高差和坡度有關(guān),如果斜坡帶高差大、坡度陡,濁流在深湖內(nèi)就具有較強的爬坡能力,可以越過比較高的陡坎,反之濁流的爬坡能力就比較小[22]。在相同湖區(qū)底形下,濁流爬坡能力較碎屑流更強。

(6)流態(tài)

流態(tài)決定了重力流砂體形成發(fā)育的動力方式及沉積方式。攪拌充分的水、砂、泥物質(zhì)在一定的初始流速條件下注入靜止的湖區(qū),在重力及慣性力影響下快速流動并相繼發(fā)生不同程度的摻混,如砂質(zhì)碎屑流往往呈層狀或塊狀流動,沉積物搬運過程中顆?；旧喜粨交?濁流以懸浮搬運為主,伴隨沉積物在湖區(qū)的注入、搬運、沉積,湖區(qū)中的水體呈紊動狀態(tài),并與漩渦、回流及環(huán)流相伴生。

5 沉積模式

特定的地質(zhì)背景、獨特的古地貌特征決定了砂體的沉積特征和展布模式。工區(qū)由北至南依次為燕山褶皺帶、歧北斜坡帶、歧口凹陷區(qū)、歧南斜坡帶。燕山褶皺帶發(fā)育辮狀河三角洲,三角洲前緣延伸至歧北三級斜坡帶頂端,前緣砂體在水流及一定外力作用下沿斜坡下滑動、滑塌,形成砂質(zhì)碎屑流與濁流。由于砂質(zhì)碎屑流流體密度較大,沉積物主要集中在滑塌的根部,即斜坡帶下部及靠近斜坡帶的湖區(qū),此處由于水動力較強,而濁流沉積物較細,故前期濁流沉積物常被后期流體侵蝕改造,保留下來的濁流沉積物較少;至深湖區(qū),水流強度逐漸減弱,濁流沉積比重增加,但碎屑流沉積仍為主體;到南緣斜坡帶,砂質(zhì)碎屑流砂體繼續(xù)變薄,濁流較發(fā)育,二者砂體共同形成上傾尖滅帶。從實驗結(jié)果可以看出,自北向南,歧口凹陷依次發(fā)育辮狀河三角洲、斜坡帶、重力流沉積。據(jù)以上特征,建立了歧口凹陷沙一下沉積模式圖,見圖12。其中辮狀河三角洲位于燕山物源區(qū),三角洲前緣為重力流沉積提供物源,斜坡帶即為歧北斜坡帶,它為重力流的形成提供構(gòu)造條件,而水流強度與攜砂量、攜砂粒級則決定了重力流砂體分布及上傾尖滅的規(guī)模。

圖12 歧口凹陷沙一下沉積模式圖

6 結(jié) 語

沉積模擬可以解決理論和實際問題,對沉積學上的理論和模式進行驗證,針對存在的問題進行模型設計,通過模擬再現(xiàn)其沉積過程,研究其影響及控制因素、砂體展布等特征,并建立相應的沉積模式,為油田勘探開發(fā)提供更為實際的思路和方向。實驗表明,歧口凹陷重力流砂體的形成與分布是不同類型重力流共同作用的結(jié)果,砂質(zhì)碎屑流與濁流對重力流超覆體的形成影響都較大。通過分析,歧口凹陷重力流主要受來水特征、湖水位與初始流速、斜坡坡度與長度、沉積物濃度與泥砂含量、湖區(qū)底形、流態(tài)等因素的控制。實驗模擬所得的砂體厚度變化趨勢與研究區(qū)實際砂體厚度變化趨勢擬合度較高。綜合分析模擬結(jié)果與模擬區(qū)塊實際情況,研究區(qū)有利的儲層應分布于濱海4以南、港深78、濱海28以北地區(qū)。最終,綜合重力流沉積模擬實驗研究與歧口凹陷地質(zhì)原型,建立了歧口凹陷古近系沙一下重力流沉積體系的沉積模式。

[1]Allen J R L.Fining-upwards Cycles in Alluvial Successions[J].Geol J,1965,4:229-246.

[2]Bridge J S.Hydraulic inter pretation of grain-sized distributions using a physical modelfor hedload transport[J].J Sediment Petrol,1981,51:1109-1124.

[3]Best J L.Sediment transport and bed morphology at river channel confluences[J].Sedimentology,1988,35(3):481-498.

[4]Saunderson H C,Lockett F P J.Flume experiments on bedforms and structures at the dune-plane bed transition[J].Special Publication of The International Association of Sedimentologists,1983,6:49-58.

[5]李敏,朱紅濤,郭巧珍,等.沉積物理模擬技術(shù)進展及發(fā)展趨勢[J].地質(zhì)科技情報,2010,29(4):137-141.

[6]方愛民,李繼亮,侯泉林.濁流及相關(guān)重力流沉積研究綜述[J].地質(zhì)論評,1998,44(3):270-280.

[8]高延新,吳崇筠,龐增福,等.遼河盆地大凌河油層湖底扇沉積特征[J].沉積學報,1985,3(4):83-92.

[9]崔周旗,李文厚,吳健平,等.烏里雅斯太凹陷斜坡帶湖底扇相礫巖體沉積特征與隱蔽性油藏勘探[J].沉積學報,2005,23(1):21-28.

[10]何玉平,劉招君,董清水,等.依舒地塹湯原斷陷古近系湖底扇沉積與層序特征[J].世界地質(zhì),2006,5(1):23-28.

[11]榮 輝,肖敦清,白小鳥,等.歧口凹陷中部古近系沙三一亞段水下扇沉積體系內(nèi)部構(gòu)成分析[J].大地構(gòu)造與成礦學,2010,34(4):520-527.

[12]吳元燕,付建林,周建生,等.歧口凹陷含油氣系統(tǒng)及其評價[J].石油學報,2000,21(6):18-22.

[13]趙華,張福利.黃驊坳陷歧口凹陷的油氣勘探方向分析——與車鎮(zhèn)凹陷比較[J].勝利油田職工大學學報,2008,22(2):38-39.

[14]黃鵬.歧口凹陷沙一下亞段湖相碳酸鹽巖儲層特征研究[D].北京:中國石油大學,2010:5-20.

[15]蒲秀剛,周立宏,肖敦清,等.黃驊坳陷歧口凹陷西南緣湖相碳酸鹽巖地質(zhì)特征[J].石油勘探與開發(fā),2011,38(2):136-144.

[16]陳斌.歧口凹陷隱蔽性油氣藏研究與預測[D].西南石油學院,2005:27-28.

[17]蒲秀剛,周立宏,周建生,等.歧口凹陷沙一上亞段-東營組沉積體系[J].成都理工大學學報(自然科學版),2009,36(1):45-49.

[18]魯超.渤海灣盆地歧口凹陷沙二段沉積體系分析與砂體預測[D].中國地質(zhì)大學,2010,17-22.

[19]張學偉.渤海海域歧口凹陷古近系沙河街組層序地層研究與有利儲集相帶預測[D].北京:中國地質(zhì)大學,2006:39-58.

[20]Elverhoi A,Issler D.Emerging insights into the dynamicsof submarine debris flows[J].Natural Hazards and Earth System Sciences,2005,5:633-648.

[21]姜輝.濁流沉積的動力學機制與響應[J].石油與天然氣地質(zhì),2010,31(4):428-435.

[22]劉忠保,龔文平,王新海,等.洪水型濁流砂體形成及分布的沉積模擬實驗[J].石油與天然氣地質(zhì),2008,29(1):26-30.

[23]夏青松,田景春.濁積巖神話與砂質(zhì)碎屑流[J].沉積與特提斯地質(zhì),2006,26(4):105-108.

[24]李相博,付金華,陳啟林,等.砂質(zhì)碎屑流概念及其在鄂爾多斯盆地延長組深水沉積研究中的應用[J].地球科學進展,2011,26(3):286-291.

[25]李祥輝,王成善,胡修棉.深海相中的砂質(zhì)碎屑流沉積——以西藏特提斯喜馬拉雅侏羅-白堊系為例[J].礦物巖石,2000,20(1):45-50.

[26]劉忠保,張春生,龔文平,等.牽引流砂質(zhì)載荷沿陡坡滑動形成砂質(zhì)碎屑流沉積模擬研究[J].石油天然氣學報,2008,30(6):30-38.

[27]姜濤,解習農(nóng),湯蘇林.濁流形成條件的水動力學模擬及其在儲層預測方面的作用[J].地質(zhì)科技情報,2005,24(2):1-6.

Preliminary Exploration for Simulation Study of Deposition Mechanism of Gravity Flow——Taking Lower Part of Shahejie Formation in Qikou Sag for Example

YUAN Bo-chao1,LIU Zhong-bao1,HE You-bin1,WEN Zhan1,LUO Jin-xiong1,PU Xiu-gang2,CHEN Chang-wei2,LIN Chang-mei2
(1.College of Geosciences,Yangtze River University,Jingzhou,Hubei434023,China;2.Research Institute of Exploration andDevelopment,China Detroleum Dagang Oilfield Company,Tianjin300280,China)

Based on studying the paleogeomorphological features,tectonic evolution,depositional system of Qikou Sag,the formation and evolution of the sand bodies of gravity flow origin are reconstructed by using the technology of simulation experiment.The transportation and sedimentary characteristics and the influencing factors of gravity flow are also analyzed.The experiment results show that the inflow characteristics,lake level,initial flow velocity,sediment concentration and sediment content,lake bottom shape,flow patterns and so on have obvious influence for the formation and evolution of the sand bodies of gravity flow origin.By comparing the actual thickness and experimental thicknessof the sand body,the region of the south of Binhai4 and the north of Gangshen78 and Binhai28 is the favourable region for reservoir development.

Qikou Sag;sedimentary simulation;gravity flow;upward pinchout sand;main control factor

P512.2

A

1672—1144(2012)01—0004—08

2011-11-25

2011-12-20

國家科技重大專項資助(2008ZX05007-002)

苑伯超(1987—),男(漢族),河北保定人,碩士研究生,主要從事儲層地質(zhì)學研究。

劉忠保(1965—),男(漢族),湖北荊州人,副教授,主要從事水動力學及實驗沉積學領域的教學與科研工作。