須家河組沉積模擬實(shí)驗(yàn)及大面積砂巖成因機(jī)理分析①

馬晉文 劉忠保 尹太舉1, 楊 威 施振生 蒲秀剛 連麗霞1,

(1.長江大學(xué)地球科學(xué)院 湖北荊州 434023;2.油氣資源與勘探技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 長江大學(xué) 湖北荊州 434023; 3.中國石油勘探開發(fā)研究院廊坊分院 河北廊坊 065007;4.大港油田公司勘探開發(fā)研究院 天津 300280; 5.中國冶金地質(zhì)總局三局地質(zhì)堪查院 太原 030002)

須家河組沉積模擬實(shí)驗(yàn)及大面積砂巖成因機(jī)理分析①

馬晉文1,2,5劉忠保2尹太舉1,2楊 威3施振生3蒲秀剛4連麗霞1,2

(1.長江大學(xué)地球科學(xué)院 湖北荊州 434023;2.油氣資源與勘探技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 長江大學(xué) 湖北荊州 434023; 3.中國石油勘探開發(fā)研究院廊坊分院 河北廊坊 065007;4.大港油田公司勘探開發(fā)研究院 天津 300280; 5.中國冶金地質(zhì)總局三局地質(zhì)堪查院 太原 030002)

四川前陸盆地上三疊統(tǒng)須家河組砂巖大面積分布,是整個盆地現(xiàn)今天然氣勘探的重點(diǎn)層系之一,隨著氣田的勘探和開發(fā),亟需弄清形成大片砂巖的主控因素來指導(dǎo)勘探和生產(chǎn)。為研究其成因機(jī)理,在對須家河組區(qū)域構(gòu)造演化、古地貌、沉積體系等地質(zhì)條件調(diào)查研究的基礎(chǔ)上,運(yùn)用沉積物理模擬的方法,將原型地質(zhì)條件轉(zhuǎn)化為物理模型,并設(shè)計模擬實(shí)驗(yàn)參數(shù),通過水槽模擬實(shí)驗(yàn)技術(shù)進(jìn)行研究。實(shí)驗(yàn)主要設(shè)計三個物源,通過控制流量、加沙量、地形坡降、活動底板沉降量及湖水位等參數(shù),在水槽裝置再現(xiàn)形成大面積砂巖的演變過程,系統(tǒng)研究大面積砂巖形成的主控因素。模擬結(jié)果表明,地形坡降小、不同來水特征組合、湖水頻繁進(jìn)退、各沉積體系間交匯及盆地沉降與沉積速率的匹配等,影響著大面積砂巖的形成。實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)多期河道不斷分汊改道,在側(cè)向上不斷遷移,縱向上受湖水位的變化表現(xiàn)為前積和退積,致使砂體在橫向和縱向上相互拼接,導(dǎo)致砂巖大面積分布。

大面積砂巖 主控因素 沉積模擬 多物源

0 前言

沉積模擬是沉積地質(zhì)和含油氣盆地分析中十分活躍的領(lǐng)域。20世紀(jì)50年代前,主要對沉積表面現(xiàn)象的觀察描述進(jìn)行模擬[1];60年代至70年代間,轉(zhuǎn)而注重沉積構(gòu)造和形成機(jī)理的定性研究[2～4];80年代后,著眼于大型盆地模擬和沉積學(xué)的定量研究[5,6];而今,更多重要的理論及實(shí)際應(yīng)用問題可通過沉積模擬來解釋研究。沉積模擬將自然界真實(shí)的碎屑沉積體系從空間尺寸及時間尺度上都大大縮小,并抽取控制體系發(fā)展的主要因素,建立實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ团c原型之間應(yīng)滿足的相似關(guān)系[7～11],依據(jù)這種對應(yīng)關(guān)系及試床實(shí)驗(yàn)確定實(shí)驗(yàn)方案,從而開展沉積模擬實(shí)驗(yàn),再現(xiàn)沉積過程和結(jié)果。

四川盆地一直是我國天然氣勘探的重點(diǎn)盆地之一,而川西陸相砂巖儲層勘探則是其中最熱點(diǎn)地區(qū)之一[12]。須家河組砂體面積分布廣,但成因機(jī)理不清,主控因素不明,砂體疊置特征不詳,優(yōu)勢儲層分布預(yù)測困難,嚴(yán)重影響了該區(qū)的進(jìn)一步勘探。前人研究認(rèn)為須一段下部為海陸過渡相,須一段上部,須三、須五段主要發(fā)育濱、淺湖沉積相,須二、四、六段主要發(fā)育三角洲沉積相,局部地區(qū)發(fā)育河流相[13～15]。近期在安岳地區(qū)的研究表明須一-須六段具有淺海相沉積特點(diǎn),有可能是淺海潮汐沉積[16],若果如此,必會影響該區(qū)的勘探方向,形成新的勘探突破。然而總體上從該區(qū)盆地構(gòu)造和沉積演化特征看,該區(qū)海相沉積的證據(jù)還不是很充分,而湖相沉積的認(rèn)識更為廣大研究者所接受,因而本次研究基于湖相砂體的成因機(jī)理,通過沉積物理模擬,探討須家河組大面積砂體的成因成理。

針對此,按照模擬區(qū)域地質(zhì)特征及生產(chǎn)資料,建立原型物理模型,明確盆地區(qū)域范圍、古地貌、構(gòu)造演化、各沉積體系展布特征、古水位變化、模擬各期的沉積厚度及砂地比等物理要素,依據(jù)沉積模擬相似理論,確定模擬實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ偷倪吔绱笮?、物源方位、底型坡降、?gòu)造沉降量、湖水位變化、沙泥級配等模擬參數(shù)[11,17～21],再結(jié)合經(jīng)驗(yàn)及試床實(shí)驗(yàn)調(diào)整模擬過程來水量、加沙量、粒度大小等水動力參數(shù),塑造模擬底型,進(jìn)行沉積模擬實(shí)驗(yàn)。在模擬過程中,對沉積現(xiàn)象進(jìn)行仔細(xì)觀察及描述,并適時對經(jīng)典現(xiàn)象進(jìn)行錄像和拍照,測量各期砂體沉積厚度,重建三維地質(zhì)模型,最終探討并分析不同的條件對實(shí)驗(yàn)過程和結(jié)果的影響,為預(yù)測有利天然氣儲層展布及天然氣勘探提供指導(dǎo)。

圖1 沉積模擬實(shí)驗(yàn)裝置Fig.1 The experimental apparatus of sedimentary simulation

1 沉積模擬設(shè)計

模擬實(shí)驗(yàn)在長江大學(xué)沉積模擬實(shí)驗(yàn)裝置內(nèi)完成,其方法的關(guān)鍵問題在于沉積模擬的設(shè)計,而模型比尺的設(shè)計是非常重要的。

1.1 實(shí)驗(yàn)裝置

實(shí)驗(yàn)主要的裝置特點(diǎn)介紹如下(圖1):實(shí)驗(yàn)裝置長16m,寬6m,湖盆前部設(shè)進(jìn)(出)水口1個,兩側(cè)各設(shè)進(jìn)(出)水口3個,在實(shí)驗(yàn)裝置Y=7～12 m處設(shè)置4塊活動底板,能向四周同步傾斜、異步傾斜、同步升降、異步升降。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(shí)施有效監(jiān)控以及對實(shí)驗(yàn)過程進(jìn)行視頻采集與分析。

1.2 模型設(shè)計

須家河組形成于四川前陸盆地演化階段,晚三疊世四川盆地主要受控于川西前陸盆地系統(tǒng)與川東北前陸盆地系統(tǒng),兩者具有同一前陸隆起[22]。該期主要存在川西、川西北龍門山造山帶物源體系,川東北米倉山-大巴山造山帶物源體系和川西南康滇古陸、川南和川東南江南古陸6個物源體系[23]。

本實(shí)驗(yàn)原型基于須家河組湖相沉積的認(rèn)識,模擬了西北龍門山、東北大巴山-米倉山和東南江南古陸3個物源體系共同作用下的沉積作用。由于模擬區(qū)域較大,模擬目標(biāo)過多,湖盆裝置條件有限,沉積厚度有限,為了反映須家河組泥巖為主的濱淺湖沉積,與以砂巖為主的三角洲沉積,實(shí)驗(yàn)僅模擬須一段上部至須三段上部。實(shí)驗(yàn)設(shè)計分6期模擬,模擬層段從下至上分別為須一上、須二下、須二中、須二上、須三下和須三上段,每一層段為一個模擬期。

模型設(shè)計中,根據(jù)須家河組沉積體系分布圖,測量模擬區(qū)域砂體展布的有效長670 km,寬300 km,水槽的有效范圍為長15 m,寬5.3 m,得到幾何比尺λL=LH/Lm≈55 000∶1(H:代表原型,m:代表模型,L:代表長度,m)。根據(jù)須家河組須一上部到須三上部的地層厚度分布圖,測量模擬層段總沉積厚度為850 m,設(shè)定活動底板的最大沉降量為50 cm,故垂向比尺λh=850 m/50 cm=1 700∶1,設(shè)計江南古陸、龍門山和米倉山-大巴山各物源處對應(yīng)活動底板最大沉降量分別為16.5 cm、48 cm和29 cm。因此,模型是一個變率η=λL/λh=32的變態(tài)模型。實(shí)驗(yàn)旨在通過控制沉積的相關(guān)因素對沉積體系和砂體展布的研究,著力分析砂體大面積展布的機(jī)理,而不是著力刻畫砂體的詳細(xì)結(jié)構(gòu)和局部展布特征。因而盡管實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ蛶缀伪瘸呒按瓜虮瘸叻秶h(yuǎn)遠(yuǎn)超出了正常模擬實(shí)驗(yàn)要求的1 000∶1及200∶1,影響了對須家河組的沉積內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征的刻畫,難于精細(xì)體現(xiàn)地層和砂體的細(xì)節(jié),但對砂體的總體展布和形成機(jī)理的分析還是具有重要的參考價值。

根據(jù)江南古陸、龍門山和米倉山-大巴山三物源沉積體系的分布方位,實(shí)驗(yàn)對應(yīng)設(shè)計各物源河流出水口所在裝置位置分別為X=3 m、Y=4 m,X=0.8 m、Y=14 m和X=5.2 m、Y=14 m處(圖1),龍門山和米倉山-大巴山兩物源水流入湖夾角約為110o。江南古陸、龍門山和米倉山-大巴山各物源處原始底型坡度設(shè)計參考構(gòu)造恢復(fù)的須一上部底界面的地形,坡降分別為1‰～5‰、40‰～50‰和20‰～30‰之間。

1.3 實(shí)驗(yàn)參數(shù)設(shè)計

流量、加沙量、粒級大小等參數(shù),需達(dá)到水流和攜帶沉積物能力的平衡。由于不同時期的來水情況、流水時間、流量及加沙量不同,考慮到實(shí)驗(yàn)的可操作性、水流的搬運(yùn)能力以及洪水期、平水期、枯水期含沙量的變化,根據(jù)經(jīng)驗(yàn)參數(shù)及試床調(diào)整最終設(shè)計龍門山和米倉山-大巴山物源洪水期、平水期、枯水期的流量均約分別保持在6 l/s、3 l/s、1 l/s,江南古陸物源洪水期、平水期、枯水期的流量約分別保持在4.35 l/s、1.92 l/s、0.49 l/s,洪水期、平水期、枯水期的時間比例約為1∶2∶6;加沙量與流量比例匹配,設(shè)計約為6∶3∶1,實(shí)驗(yàn)中視具體情況和易于操作,可適當(dāng)調(diào)整。

2 模擬過程與結(jié)果

依據(jù)設(shè)計方案開展了實(shí)驗(yàn)?zāi)M。模擬過程中,監(jiān)控碎屑沉積體系的生長形態(tài)及演變規(guī)律。根據(jù)各期砂體的沉積厚度以及切剖面獲取的砂泥層的厚度,對碎屑沉積體建立三維模型,深入研究過程與結(jié)果的對應(yīng)性并進(jìn)行分析。

實(shí)驗(yàn)依據(jù)體系域及準(zhǔn)層序組疊置關(guān)系所反映的相對湖平面變化控制模擬水位變化。各物源來水情況按平水-洪水-平水-枯水的順序供水,按照設(shè)計中各種水流態(tài)持續(xù)時間和加沙量來操作。第一輪模擬須一段上部,依次模擬到第六輪須三段上部。除須一段上部僅有龍門山物源外,其它每一輪模擬均對應(yīng)龍門山、米倉山-大巴山和江南古陸三物源。各階段跟蹤河道變化,三角洲的形成、演變、并測量其沉積厚度,實(shí)驗(yàn)共歷時約180 h。整個模擬過程,隨著時間的變遷,水流的沖刷,泥沙的沉積,三角洲在不停的演變,分布范圍漸漸變大(圖2)。

(1)第一沉積期

模擬層段為須一段上部,為高位體系域沉積。湖水位經(jīng)8 h由17 cm慢慢上升到21.7 cm,再保持通水8 h,后經(jīng)8 h將湖水位控制到17.6 cm。

龍門山物源水流呈多股分流全方位入湖。當(dāng)湖水下降時,多條水流攜帶沉積物向更遠(yuǎn)的地方沉積,扇體表面被切割時有縱向砂壩保留下來,其外緣呈圓滑狀并漸漸變大。

(2)第二沉積期

模擬層段為須二段下部,為進(jìn)積型準(zhǔn)層序組,砂體疊置樣式為進(jìn)積。湖水位經(jīng)24 h由17.6 cm慢慢降至10 cm。

2.1 模擬過程

圖2 江南古陸物源處三角洲的沉積演化過程(a):實(shí)驗(yàn)剛開始時,須一上部三角洲的雛形.(b),(c),(d):分別為須二下、中、上三期三角洲逐漸變大的某一時刻的形態(tài).Fig.2 Evolution of the delta in Jiangnan ancient land(a)the initial pattern of the deltas in the experiment of the1st section of Xujiahe Formation.(b),(c),(d):the corresponding delta shapes in some time of the three periods of the lower,middle,upper second section of Xujiahe Formation

龍門山物源水流切割前期沉積的扇體,攜帶沉積物向湖區(qū)更遠(yuǎn)的方向推進(jìn),扇體面積繼續(xù)擴(kuò)大。米倉山-大巴山物源陣發(fā)性來水入湖形成扇體,水流切割扇體表面并攜帶沉積物向前推進(jìn),侵蝕龍門山右側(cè)物源,與龍門山物源扇體因橫向分流展寬而匯合。江南古陸物源分流河道發(fā)育,砂體全方位擴(kuò)大,整體呈現(xiàn)大面積鳥足狀三角洲形態(tài)[24],其沉積環(huán)境為典型的砂質(zhì)辮狀河沉積。

(3)第三沉積期

模擬層段為須二段中部,為加積型準(zhǔn)層序組,砂體疊置樣式為加積。實(shí)驗(yàn)歷時32 h,湖水位整體趨于穩(wěn)定,基本控制在8 cm左右。各物源砂體表面被切割改造。龍門山物源與江南古陸物源在Y=9～10 m處交匯,湖盆砂體面積不斷展寬。

前3期整體是一個湖水位下降的過程,各方位沉積不斷地在側(cè)向上展寬,縱向上延伸,致使龍門山物源分別與其它兩物源交匯,從而三物源砂體連片(圖3)。

圖3 前3期沉積砂體邊界圖Fig.3 The boundarymap of the sand-bodies in the preceding 3 stages

(4)第四沉積期

模擬層段為須二段上部,為退積型準(zhǔn)層序組,砂體疊置樣式為退積。湖水位由8 cm慢慢上升到13 cm,歷時24 h。

各物源處沉積的砂體均向后退縮,沉積范圍漸漸變小,退積期次性明顯。入湖河流方位變化頻繁,砂體側(cè)向疊置明顯。

(5)第五沉積期

模擬層段為須三段下部,為湖侵體系域。湖水位由10 cm慢慢上升到18 cm,歷時24 h。該期在第四期沉積的基礎(chǔ)上,依舊是湖水位上升,沉積范圍縮小,砂體退積。隨著湖水位上升,湖盆面積增大,江南古陸物源沉積區(qū)與龍門山物源沉積區(qū)間不再發(fā)生交匯。

(6)第六沉積期

模擬層段為須三段上部,為高位體系域。湖水位經(jīng)12 h由10 cm慢慢上升到18 cm,再經(jīng)8 h慢慢下降到15 cm,最后經(jīng)8 h降至12 cm。

湖水位上升時,沉積物向物源區(qū)退積,期次性明顯。湖水位下降時,沉積物向湖區(qū)進(jìn)積,湖盆范圍縮小,砂體縱向延伸遠(yuǎn),三角洲面積擴(kuò)大。由于基準(zhǔn)面下降,可容空間減小,河道下切能力增強(qiáng),河道較固定,以侵蝕改造早期沉積為主,使不同期沉積體相互疊置。

2.2 模擬結(jié)果

實(shí)驗(yàn)中,龍門山物源沉積與米倉山-大巴山物源沉積背景及特征相似,為陡坡深水沉積。兩物源水流均以噴射的方式入湖,沉積物還來不及分選便迅速堆積,形成的朵體邊緣形態(tài)圓鈍,休止角約大于35o,整個扇體表面呈圓錐狀,橫寬縱短。但隨著時間的遷移及湖水位的進(jìn)退,入湖砂體不斷的在縱向上進(jìn)積、退積,橫向上分流側(cè)積,朵體漸漸的擴(kuò)大,垂向上砂體不斷加積,導(dǎo)致兩物源砂體交錯疊置,致使兩物源砂體連片。剖面顯示,兩物源交匯處,如Y=10～12 m,X=2.5～3.5 m間區(qū)域,泥質(zhì)含量較高,厚度可達(dá)15 cm,在泥巖之間夾有很薄的砂層,使來自兩物源砂體得以連通。

江南古陸物源河流屬牽引流沉積,距深湖區(qū)較遠(yuǎn),坡度較緩,湖水位較淺,區(qū)域受水面積較大。水流攜帶沉積物易堆積淤高,河道頻繁遷移分汊,并入湖形成規(guī)模不等的朵體,各朵體相連在橫向上砂體連片。縱向上,伴隨著湖平面的下降,沉積物向前推進(jìn)的速度加快[18]。最終,江南古陸物源沉積延伸至Y=9.5 m處,侵蝕龍門山物源右側(cè),兩物源交匯在一起。剖面顯示,在無沉降區(qū),由于水動力較強(qiáng),侵蝕程度較高,使得該區(qū)域泥質(zhì)含量較少,砂質(zhì)含量極高。在深湖區(qū)Y=9.25～10.25 m,X=2.3～5 m處,沉降量越大,泥質(zhì)沉積厚度較大,且在橫向展布越穩(wěn)定。

為了更直觀反映沉積體三維空間的形態(tài)及內(nèi)部結(jié)構(gòu),對模擬結(jié)果進(jìn)行模型重建。根據(jù)實(shí)驗(yàn)過程中測得的各期沉積厚度值和最終沉積體剖面砂泥巖相數(shù)據(jù),分別建立了沉積體的幾何模型和巖相模型(圖4、圖5)。結(jié)果表明龍門山和大巴山-米倉山物源沉降幅度大,沉積厚度大,砂體延伸距離較短。江南古陸物源一側(cè)地形平緩,沉降幅度小,沉積厚度小且較均一,延伸較遠(yuǎn)。巖相模型中發(fā)現(xiàn)泥巖分布范圍較小,主要發(fā)育于濱淺湖地區(qū),其余部位以砂巖沉積為主,局部含有斷續(xù)分布的泥巖夾層。模型與原型進(jìn)行對比,沉積體三維空間的展布及構(gòu)造形態(tài)與原型擬合度較好,基本達(dá)到了建模的目的。

圖4 地層格架模型Fig.4 Framework architecturemodel

圖5 巖性模型Fig.5 Lithologymodel

3 大面積砂巖形成機(jī)理的實(shí)驗(yàn)認(rèn)識

各物源來水情況不同、坡度大小不同、距離深水區(qū)的位置不同、底板沉降量不同,導(dǎo)致其沉積體系分布及內(nèi)部結(jié)構(gòu)有一定的影響。通過對實(shí)驗(yàn)現(xiàn)象的觀察和分析,關(guān)于大面積砂巖的成因得出如下結(jié)論。

3.1 地形平緩及湖水淺有利于砂體大面積分布

坡降控制在45‰左右,入湖水深約15 cm的龍門山物源沉積從Y=12.5 m延伸至Y=9.3 m,橫向上展寬為3.5 m,各期沉積的寬厚比小于34∶1。各期沉積結(jié)束后,龍門山物源沉積的最大厚度和最小厚度分別為62 cm和21 cm。坡降控制在4‰左右,入湖水深約3～5 cm的江南古陸物源沉積從Y=4 m延伸至Y=9.7 m,橫向上展寬為5.6 m,各期沉積的寬厚比大于98∶1。最終,江南古陸物源沉積的最大厚度和最小厚度分別為22.5 cm和16.6 cm。實(shí)驗(yàn)表明,龍門山物源發(fā)育于沉降量大、坡度較陡、水體較深的環(huán)境中,水流攜帶沉積物順直流入湖區(qū),形成相對均質(zhì)的砂礫扇體,但砂體延伸距離較短,橫向展寬相對較大,沉積厚度較大(圖6)。江南古陸物源發(fā)育于構(gòu)造穩(wěn)定、地形坡度平緩、水體能量相對較弱的環(huán)境中,緩坡淺水三角洲發(fā)育,渠道化特征明顯,砂體具有沉積厚度薄、分布范圍廣的特征,有利于大面積砂巖的展布(圖7)。

圖6 陡坡深水扇三角洲Fig.6 Deep-water fan deltaic deposition on highergradient slope developing within a small distribution area

圖7 緩坡淺水三角洲Fig.7 Shallow-water deltaic deposition developed on lower-gradient slope with a widespread morphology

3.2 盆地沉降與沉積速率的匹配保證了砂礫巖得以長期發(fā)育

實(shí)驗(yàn)過程觀察,活動底板沉降,湖區(qū)可容空間增大,三角洲分流河道經(jīng)決口改道,向地勢較低的區(qū)域沉積,產(chǎn)生新的朵體填積近岸湖區(qū)。后期的河流流經(jīng)近岸三角洲朵體時發(fā)生過路作用,在向湖一側(cè)卸載形成新的三角洲朵體群,并不斷的向湖心遷移,砂體垂向增厚,如此不斷的進(jìn)積形成大面積分布的三角洲復(fù)合體,使得砂體連片分布。

圖8 X=3 m砂泥層組合縱剖面Fig.8 Sand-mud deposition grouping profile at X=3 m

剖面觀察,發(fā)現(xiàn)快速沉降區(qū)粗物源供應(yīng)不足,沉積厚度和砂體發(fā)育相對較差,泥質(zhì)含量較高;穩(wěn)定沉降區(qū)發(fā)育一定的泥巖,砂體厚度明顯增大,其連續(xù)性也有所好轉(zhuǎn);無沉降區(qū)基本處于暴露或淺水狀態(tài),整個沉積過程以不斷改造,不斷建設(shè)為主,導(dǎo)致粗粒沉積進(jìn)一步發(fā)育,使得無沉降區(qū)砂體連片性增強(qiáng)(圖8)。

實(shí)驗(yàn)認(rèn)為可容納空間隨多期河流-三角洲朵體的不斷建設(shè)和改造發(fā)生變化,進(jìn)而也影響大面積砂體的形成,盆地沉降與沉積速率的匹配保證了砂礫巖得以長期發(fā)育。

3.3 不同來水特征的有機(jī)組合影響著大面積砂體的展布

在江南古陸緩坡、水淺的背景下,就不同的來水特征對沙體作用的影響,進(jìn)行觀察并得到如下認(rèn)識。

(1)來水充分

流量為4.35 l/s,加沙量為9.5 g/s時,河流分支增多,多股水流攜帶泥沙全方位向湖區(qū)推進(jìn)。由于水流不足以長距離搬運(yùn)更多的沉積物,故沙質(zhì)很易在能量較低的河間活躍沉積區(qū)沉積,并不斷加積,使得河道易頻繁遷移,入湖形成多個小朵體,并在側(cè)向和垂向上疊置(圖9)。

(2)來水不足

流量為0.49 l/s,加沙量為0.4 g/s時,河道分支較小,沿著上游河道方向水道少數(shù)集中,河道間規(guī)模較大,水流以改造作用為主,侵蝕切割水上三角洲砂體表面。沙體沉積作用主要在河流入湖處,不能向更遠(yuǎn)的方向沉積,湖區(qū)以泥巖沉積為主。

圖9 來水充足時三角洲發(fā)育模式Fig.9 The delta growingmodel during enough inflow stage

實(shí)驗(yàn)認(rèn)識:當(dāng)來水充分時,河道易多股分流,區(qū)域過水面積較大,各河道沙體以及入湖沉積的朵體相互疊置,使得砂巖大面積分布。當(dāng)來水不足時,河道單一,以侵蝕切割為主,對前期沉積的砂體進(jìn)行改造,可使原本相隔的砂體連通。因此,來水的充分與不足的有機(jī)組合可造成大面積砂體連片。

3.4 湖水頻繁進(jìn)退造成多期次砂體平面上相互疊置連片

實(shí)驗(yàn)過程觀察:水進(jìn)時,湖泊面積不斷擴(kuò)大,河道向湖延伸距離變短,攜帶的沙體入湖因受阻而退積,期次性明顯(圖10)。水退時,湖泊大面積收縮,河流下切及側(cè)向侵蝕作用較強(qiáng),對前期形成的砂體改造較大,砂體沉積范圍較局限,發(fā)育進(jìn)積式三角洲(圖11)。

圖10 水進(jìn)期三角洲發(fā)育模式Fig.1 0 Retrograded delta growingmodel

圖11 水退期三角洲發(fā)育模式Fig.1 1 Prograded delta growingmodel

實(shí)驗(yàn)X=3.5 m的剖面(圖12),須二段低水位期,黃色、土黃色地層砂體相連,須三上藍(lán)色高水位地層明顯比下伏須二段地層向湖心距離短,不易形成整個盆地大面積展布的砂巖。

圖12 X=3.5 m模型縱切片F(xiàn)ig.1 2 YZmodel at X=3.5 m

認(rèn)為湖水位進(jìn)退是砂體大面積展布的條件之一,頻繁進(jìn)退的湖水導(dǎo)致不同時期的砂巖相互連接形成大面積砂巖,這些砂巖相疊置形成一個由不同時期的建設(shè)和破壞組成的復(fù)合砂巖體系。

3.5 沉積體系間交互影響,擴(kuò)大了砂巖連片面積

龍門山物源區(qū)與米倉山物源區(qū)在Y=10～12 m, X=2.5～3.5 m處交匯疊合(圖13),交匯角約110o,疊合區(qū)沉積厚度相對較薄,泥巖在疊合中部較發(fā)育,向兩側(cè)上傾尖滅,夾于泥巖間的薄砂體連通龍門山和米倉山-大巴山砂體。龍門山物源區(qū)與江南古陸物源區(qū)在Y=9.5 m,X=0.5～1.5 m處以150o的交匯角疊合,兩物源的砂體連通,進(jìn)一步增大砂巖發(fā)育面積,從而使整個湖盆三物源砂體相連。認(rèn)為沉積體系的交匯,擴(kuò)大了砂體連片的面積。

圖13 Y=10.75 m物源交匯區(qū)砂泥層組合橫剖面圖Fig.1 3 Sand-mud deposition grouping cross section at Y=10.75 m in provenances interjunction

4 結(jié)論

(1)沉積模擬可以解釋理論和實(shí)際問題,對沉積學(xué)上的許多理論和模式在實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行驗(yàn)證,針對主要研究問題進(jìn)行模型設(shè)計,通過模擬再現(xiàn)其沉積過程,研究其影響及控制因素、砂體內(nèi)部結(jié)構(gòu)、砂體展布等特征。

(2)在無活動底板沉降區(qū),水深約4 cm左右、坡降為4‰的緩坡淺水背景下,分流河道頻繁變遷,使得整個區(qū)域過水面積變大,相應(yīng)沉積和再改造面積也增大,整體沉積厚度較薄且均一,發(fā)育的三角洲寬厚比大于98∶1,有利于形成大面積砂巖。

(3)不同的來水組合導(dǎo)致砂體連片分布:流量為4.35 l/s,加沙量為9.5 g/s時,多河道分汊,并不斷向前推進(jìn)。流量為0.49 l/s,加沙量為0.4 g/s時,河道單一,以侵蝕改造作用為主。

(4)伴隨著各期構(gòu)造沉降,可容納空間增大,使得砂質(zhì)沉積長期發(fā)育,形成一定規(guī)模的砂體。

(5)頻繁的湖水位進(jìn)退,造成多期次砂體在平面上不同程度的延伸,各三角洲砂體在垂向上相互疊置,再加上三角洲朵體在側(cè)向上的拼接,進(jìn)而組成大面積的砂巖體。湖水位不變時,即同期沉積的砂體一般在湖岸線附近堆積。第六沉積期,湖水位分5次按10～12～14～16～18 cm的次序依次上升,三角洲砂體分5次向源區(qū)方向期次性退積連片。當(dāng)湖水位從18 cm分4次降至12 cm時,可容空間減小,河流帶來的沉積物繼續(xù)向前地勢較低的地方沉積,以前各期疊置的砂體被改造作用明顯,導(dǎo)致砂體被不同的席狀化。

(6)模擬實(shí)驗(yàn)中龍門山物源與江南古陸物源及大巴山-米倉山兩物源彼此交匯,致使湖區(qū)三物源砂體彼此相互連通,增大了砂巖連片面積。

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Sedimentary Simulation of Xujiahe Fomation and Depositional M echanism of Large Area Sandstone

MA Jin-wen1,2,5LIU Zhong-bao2YIN Tai-ju1,2YANGWei3SHIZhen-sheng3PU Xiu-gang4LIAN Li-xia1,2
(1.Geoscience School in Yangtze University,Jingzhou,Hubei434023; 2.Key Laboratory of Oil&Gas Resources and Exploration Technology of MOE,Yangtze University,Jingzhou,Hubei434023; 3.Langfang Branch of Research Institute of Petroleum Exp loration and Development,PetroChina,Langfang,Hebei 065007; 4.Exploration and Development Research Institute of Dagang Oilfield Com pany,PetroChina,Tianjin 300280; 5.Geological Survey Institute,3rd Branch of China Metallurgical Geology Bureau,Taiyuan 030002)

The wide-spread sandstone in Xujiahe Fomation of the Upper Triassic,Sichuan Foreland Basin,is one of themost importantexploration strata.With the exploration developmentof the gasfield,it needs to clarify the predominant factors that control the widespread sandstone developing to guide the further exploration and production.

To elucidate the depositionalmechanism and spacial arrangement of the the widespread sandstone,the sedimentary physical simulation method was adopted to transform the original geological conditions into physicalmodel,on base of investigating the evolution of tectonic,ancient landform and sedimentary system,and so on.And the simulation parameterswere taken into consideration and designed to study the mechanism of widespread sandstone through the simulation of flume experiment technology.Three provenances were designed in the experiment to incarnate the characteristics of sedimentary systems during different stages and at different locations under themulti-source conditions.Six intervalswere simulated to playback the sedimentary characteristics,by conducting the experiment which was designed referring to principle of simulation and natrural model method.The main controlling factors of widespread sandstone were concluded,by designed such as simulation parameters,such as flow,sediment flux,gradient, subsidence and lake level et al.Some preliminary conclusions are obtained as follows:

1.Under the gradual slope conditions,it is in the shallow area-at the depth of2.3 cm,slope of4 that distributary channelsmigrated frequently,where the area water passed became larger gradually.And so did the area where sandbody deposited and was retransformd,which was benefit forwidespread sandstone developing.The sandbodieswere universally thin and homogeneous.And the width-thickness ratio of the deltas is grater than 98∶1。

2.In the experiment,when the flux was4.35 l/s and sediment contentwas9.5 g/s,the channels branched and sandbodiesmoved forward.While was0.49 l/s and 0.4 g/s,single channel developed and sandbodieswere eroded.So the flux and sediment content of differentwater consociation helped widespread sandstone development。

3.With tectonic subsidence and accommodation extending,the sand sediment developed to sandbodies of certain scale。

4.With frequent changes of the lake level,sandbodies of each stage expanded to different directions in the plane and overriding in vertical.Besides,the lobes combinated laterally,widespread sandstone was easily developed。

5.In the experiment,convergence of 3 sources showed explain of the development of widespread sandstone.During 6thdepositional stage,the lake level rised in ascending order:10cm-12cm-14cm-16 cm-18cm,when the sandbodies deposited continuously towards the source regions.When the lake level dropped from 18cm to 12cm,the accommodation decreased,the sediment carried by rivers deposited in low-lying location and former sandbodieswere reformed obviously,which was benefit to widespread sandstone。

In the depositional process,the channels bifurcated into distributary channels and lateralmigrated continuously.The sandbody prograted and retrogradated vertically by fluctuation of lake level and assembled in horizontal and vertical direction.Then widespread sandstone developed。

large area sandstone;sedimentary simulation;main controls;multi-source

馬晉文 男 1984年12月 碩士研究生 沉積學(xué) E-mail:majinwen1985@163.om

劉忠保 E-mail:lzb623@163.om

P512.2

A

1000-0550(2012)01-0101-10

①國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(批準(zhǔn)號:41072087)資助。

2011-01-20;收修改稿日期:2011-04-21