王 尉, 蔣有錄, 李瑞磊, 朱建峰, 趙鴻皓

(1.中國石油大學(華東)地球科學與技術學院,山東青島 266580;2.中國石油化工股份有限公司東北油氣分公司,吉林長春 130062)

近年來隨著松遼盆地深層油氣勘探的不斷深入,重力流砂體巖性油氣藏對儲量貢獻愈來愈大,促使裂陷期重力流沉積成為當前松遼盆地油氣勘探和研究的熱點課題[1]。重力流作為重要的沉積物搬運機制,廣泛發(fā)育于湖盆斜坡和深水盆地,形成規(guī)模巨大的油氣儲集體[2-4]。中國陸相斷陷湖盆重力流砂體常沉積于地形高差大、物源充沛、構造活動頻繁的古地理環(huán)境中,以粗碎屑沉積為主,發(fā)育規(guī)模受同沉積構造活動和古地貌的約束[5]。Kneller等[6]認為溝道側向地形限制了重力流沉積體展布,沉積物在搬運過程中對側向凸起沖刷的同時,其結構構造也發(fā)生了改變。Pickering等[7]認為同沉積斷裂的形態(tài)對沉積流體的古流向、匯水區(qū)和砂體富集區(qū)具有控制作用。中國學者提出“坡折控砂”[8-10]、“斷坡控砂”[11-12]等機制及溝道重力流、深水重力流等沉積模式,豐富完善了重力流沉積理論。松遼盆地裂陷期湖盆快速擴張,構造活動強烈,古地貌坡度較大,有利于重力流砂體的沉積,具有良好的油氣勘探前景[13-15]。筆者以長嶺斷陷南部的龍鳳山次凹營城組為例,基于對研究區(qū)斷裂形態(tài)、古地貌特征和重力流沉積物特征的研究,探討長嶺斷陷裂陷期重力流成因類型及分布特征。

1 研究區(qū)地質概況

1.1 區(qū)域地質背景

長嶺斷陷位于松遼盆地南部,是在中生代火山巖基底上經(jīng)過大規(guī)模左行走滑作用而形成的,總體上具有北西斷南東超的箕狀斷陷特征[16]。龍鳳山次凹位于長嶺斷陷南部,面積近300 km2。營城組沉積時期為松遼盆地快速裂陷期,龍鳳山次凹受北正鎮(zhèn)斷裂帶和東嶺斷裂帶拉張走滑作用的影響,研究區(qū)內部發(fā)育4條北北東向次級斷裂,斷裂活動劇烈,在南部充沛的物源供給下研究區(qū)發(fā)育扇三角洲和近岸水下扇沉積,沉積砂體緊鄰半深湖—深湖相烴源巖,空間上具有優(yōu)越的油氣生儲組合條件,是目前長嶺斷陷南部深層巖性油氣藏勘探的重點目標(圖1)。

圖1 研究區(qū)區(qū)域構造位置示意圖Fig.1 Regional tectonic location schemes of study area

1.2 古地貌特征

龍鳳山次凹營城組沉積時期共發(fā)育4條西傾正斷層,分別為F2、F3、F4和F5斷層。通過對龍鳳山次凹營城組地層厚度平面展布特征研究,認為研究區(qū)地勢總體為南高北低,坡度自西向東逐漸變陡(圖2)。根據(jù)構造地貌特征,將研究區(qū)劃分為東北洼陷帶、西南斷槽帶和東南斜坡帶3類古地貌單元,其中西南斷槽帶是由于斷裂活動造成斷層兩盤地形存在高度差所形成的,斷槽位于斷層下降盤深凹陷部位,延伸距離較遠;東南斜坡帶地形相對較陡,西南斷槽帶和東南斜坡帶向北部逐漸過渡為東北洼陷帶,東北洼陷帶地層厚度較大,為研究區(qū)主要的沉降中心。研究區(qū)砂礫巖含量沿斷層走向逐漸降低而碎屑巖成分成熟度沿斷層走向逐漸升高(圖2),同時斷層兩側地層厚度、粒度特征、暗色泥巖含量和地震屬性特征具有較大差異(表1),因此推測營城組沉積時期龍鳳山次凹內部發(fā)育的斷層為同沉積斷層。

圖2 龍鳳山次凹營城期古地貌特征Fig.2 Paleogeomorphologic of Yingcheng Formation in Longfengshan subsag

表1 龍鳳山次凹營城組斷層兩盤沉積物特征Table 1 Sediment characteristics of both side of fault in Longfengshan subsag

2 重力流沉積特征

2.1 巖性特征

龍鳳山次凹營城組重力流沉積巖性主要為砂礫巖、含礫砂巖、細砂巖、泥質粉砂巖、粉砂質泥巖和泥巖,可見泥質撕裂屑、泥礫以及炭屑呈分散狀分布于砂礫巖中,F4和F5斷層下降盤粗粒碎屑組分含量較高。根據(jù)研究區(qū)巖石支撐類型和粒度概率特征統(tǒng)計表明,位于斷層下降盤和東南斜坡帶的沉積物以雜基支撐為主,粒度概率累積曲線主要以粗粒一段式和兩段式為主。斷層上升盤處雜基支撐沉積物逐漸減少,粒度概率累積曲線也逐漸過渡為以兩段式和細粒一段式為主的特點(圖3)。這說明同沉積斷層活動所形成的斷槽和古地貌特征對重力流沉積物的成分和結構特征具有重要的影響作用。

圖3 龍鳳山次凹營城期巖石特征展布Fig.3 Lithological distribution of Yingcheng Formation in Longfengshan subsag

2.2 重力流類型

重力流類型劃分是研究重力流沉積的理論基礎。關于重力流發(fā)育類型的分類國內外尚無統(tǒng)一標準。學者們圍繞著搬運流體流變學特征[17]、碎屑支撐機制特征[18]、沉積過程[19]、流態(tài)特征[19-20]和沉積物質量分數(shù)特征[21]提出了自己的觀點,目前重力流分類參數(shù)多樣且不能形成共識,在重力流研究中存在了大量的爭議(表2，據(jù)楊田等[3,22-26],有修改)。中國陸相斷陷湖盆具有水體深度淺、面積小、坡度陡、砂體搬運距離較短、流體性質轉換速度快、發(fā)育多個物源、源-匯關系復雜、同沉積構造活動強烈的沉積背景,與國外海相盆地構造穩(wěn)定、水體深度和規(guī)模大、搬運距離遠、物源單一、坡度較緩的沉積背景特征形成鮮明對比。

在精細觀察描述龍鳳山次凹9口取心井的基礎上(圖4),總結前人研究成果,依據(jù)Shanmugam和Talling提出的濁流-碎屑流兩分體系[27-28],認為研究區(qū)主要發(fā)育濁流和碎屑流兩種重力流類型。濁流是一種變密度紊流體,其紊流特征主要取決于顆粒質量分數(shù)和粒徑,所以濁流根據(jù)沉積物流變特征和沉降機制,分為絮凝狀搬運沉積的泥質密度流,紊流搬運沉積的低密度濁流和受阻紊動沉降的高密度濁流。碎屑流是一種高密度的層流體,Talling等[26-27]將深水碎屑流分為無黏性、弱黏性、黏性和泥質碎屑流4種類型,但斷陷湖盆中重力流砂體搬運距離短,導致流體性質頻繁轉換,多種黏性碎屑流沉積物混雜沉積,區(qū)分特征不明顯。而Shanmugam[24]將深水碎屑流劃分為顆粒流、砂質碎屑流和泥質碎屑流,但中國陸相斷陷湖盆重力流沉積物分選較差,泥質含量較高,導致顆粒流在陸相斷陷湖盆中非常少見。所以根據(jù)結構差異將碎屑流分為泥質雜基含量較低且黏結強度不足以支撐砂礫質顆粒的砂質碎屑流和泥質雜基含量較高且黏結強度足以支撐砂礫質顆粒的泥質碎屑流。對于前人提出的液化流、濃度流、黏性流等術語,因為斷陷湖盆中各流態(tài)沉積物混積導致其識別特征模糊或不屬于獨立重力流流體[29-30],所以不采用以上術語。

表2 重力流分類方案Table 2 Comparison of classification scenario of gravity flow

2.2.1 高密度濁流

研究區(qū)高密度濁流沉積物以塊狀構造砂巖為主(圖5(a)、(b)),塊狀構造砂巖向頂部和底部逐漸過渡為平行層理砂巖(圖5(b)～(d)),巖石中碎屑顆粒分選較差。粒度分析結果顯示,粒度概率曲線主要呈兩段式,整體斜率較低(圖7)。與碎屑流沉積相比,高密度濁流主要具有以下特點:①高密度濁流是以流體擾動支撐碎屑顆粒進行搬運,所以其泥質雜基含量相對較低;②高密度濁流是逐層沉積,所以沉積物中“漂浮狀礫石”常呈層狀排列,而碎屑流沉積物是整體固結塊狀搬運,礫石?；祀s排列;③高密度濁流中碎屑顆粒質量分數(shù)較高,所以懸浮組分中的碎屑顆粒頻繁碰撞和快速堆積導致砂巖中紋層構造不明顯,隨著搬運距離的增加,顆粒間的作用逐漸減小,塊狀砂巖也逐漸過渡為平行層理砂巖[27]。研究區(qū)發(fā)育的塊狀構造砂巖符合高密度濁流沉積物的特征,巖心中可見高密度濁流快速搬運沉降所形成的槽模(圖5(a)),下覆沉積物受高密度濁流推進牽引的影響,發(fā)育平行層理中細砂巖(圖5(c))。

圖4 龍鳳山次凹營城組典型井位重力流沉積特征Fig.4 Typical sedimentary characteristic of gravity flows of Yingcheng Formation in Longfengshan subsag

圖5 濁流沉積特征及識別標志Fig.5 Characteristics and recognition marks of turbidity currents

2.2.2 低密度濁流

研究區(qū)低密度濁流沉積物以波狀層理粉細砂巖為主(圖5(b)、(e)、(f))。巖石中碎屑顆粒分選較好,粒度分析結果顯示,粒度概率曲線主要呈兩段式,整體斜率較高(圖6),與高密度濁流沉積物粒度特征相比,沉積流體中懸浮載荷比例減小,流體中顆粒間作用減弱,沉積物逐層堆積且速率較慢,發(fā)育明顯的紋層構造。Talling等[27]認為這種懸浮搬運組分較少且具波紋層理的沉積物為低密度濁流沉積物,低密度濁流是具有牛頓流變性質的底流,支撐機制以流體擾動為主。由于低密度濁流沉積過程中底載荷遠大于懸浮載荷,沉積物在向前方遷移的同時沒有過多的向上增長,保留了清晰的前積紋。

圖6 龍鳳山次凹營城組重力流類型及特征(據(jù)文獻[3],有修改)Fig.6 Classification and characteristic of gravity flow of Yingcheng Formation in Longfengshan subsag(After citation[3], modified)

2.2.3 泥質密度流

研究區(qū)巖心中發(fā)育大量的泥巖和粉砂質泥巖薄互層沉積(圖5(g)),植物碎片和炭屑集中呈層狀分布,且長軸方向一致(圖5(h))。粒度分析結果顯示,沉積物粒度概率曲線以兩段式為主(圖6)。全球有70%的水下沉積物為細粒沉積[31],前人研究多側重于靜水條件下細粒沉積物的沉降過程,卻忽視了重力流成因的泥質沉積[32]。Juergen通過水槽實驗發(fā)現(xiàn)濁流前進過程中,細粒碎屑組成的密度流搬運距離較遠,與環(huán)境水體存在高質量分數(shù)差的流體沿湖盆底部搬運,緩慢沉降并形成厚層的粉砂質和泥質沉積[32]。細粒沉積物中可以觀察到遷移波痕紋層(圖5(g)),長軸方向一致的植物碎片和炭屑也指示了陸上沉積物在流水作用下逐層沉積的特點(圖5(h))。

2.2.4 泥質碎屑流

研究區(qū)泥質碎屑流沉積物多為雜基支撐礫巖(圖7(a))和含礫砂質泥巖(圖7(b)),以塊狀構造為主,與底部泥巖或粉細砂巖呈線狀突變接觸。由于泥質碎屑流強剪切力的作用,下覆沉積物常發(fā)育一些不規(guī)則的變形(圖7(c))。沉積物中礫石分選磨圓較差,不發(fā)育紋層構造,呈礫、砂、泥混合固結厚層塊狀沉積。在沉積物的中部和頂部可見泥質撕裂屑(圖7(d))和砂質團塊(圖7(e)),其中泥質撕裂屑由于抗剪強度較小,兩端被拉長尖滅或呈不規(guī)則狀平行排列于沉積物中[3]。粒度概率曲線顯示為一段式為主,斜率低,細粒組分含量較高(圖6)。沉積物中復雜的粒度特征和較高的泥質含量反映了沉積過程中高黏度塑性的流體將沉積物整體搬運同時沉積的特點。

圖7 碎屑流沉積特征及識別標志Fig.7 Characteristics and recognition marks of debris flow

2.2.5 砂質碎屑流

砂質碎屑流沉積物以塊狀構造和逆粒序砂礫巖(圖7(f))為主,與泥質碎屑流沉積物相比雜基含量低,較純凈的砂礫巖與底部泥巖呈突變接觸,并發(fā)育線狀滑動剪切面(圖7(g))。巖心中發(fā)育大量深灰色的泥礫呈平行狀“懸浮”于砂礫巖中(圖7(h)),反映了砂質碎屑流以線性層流為主的流體性質。泥質撕裂屑以灰黑色為主,沉積過程中在流體內部剪切應力和砂礫間碰撞下多呈不規(guī)則狀并與層面斜交分布(圖7(i))。砂質碎屑流沉積物粒度概率累積曲線以一段式為主,斜率低,沉積物分選差且細粒組分含量較少(圖6)。

2.3 重力流巖相組合特征

重力流沉積物的形成是包含“觸發(fā)—搬運—沉降”的綜合作用[34-36],不同構造位置重力流作用強度存在差異,同時不同類型的重力流之間存在相互轉化,從而單一的重力流事件在不同的構造位置能夠形成多種類型重力流組合。

龍鳳山次凹營城組重力流沉積巖相組合主要分為兩種類型,一種為垂向上濁流—碎屑流—濁流沉積物組合,另一種為垂向上滑塌—碎屑流—濁流沉積物組合。兩種重力流巖相組合類型是重力流沉積過程和成因機制的物質反映,前者表明流體的速度由慢變快再變慢的過程,其質量分數(shù)也隨著流速的改變先升高再降低,流體性質經(jīng)歷了紊流—層流—紊流的演化,代表了洪水水動力先增強后減弱的特征;后者表明流體的速度瞬時增快后逐步減慢的過程,流體質量分數(shù)逐漸降低,流體性質主要由層流向紊流轉化,代表了沉積物快速滑塌再搬運的特征(圖8)。

圖8 龍鳳山次凹營城組重力流沉積組合模式Fig.8 Combination model of gravity flow of Yingcheng Formation in Longfengshan subsag

3 沉積相展布及沉積過程

3.1 重力流沉積展布特征

研究區(qū)西南斷槽帶受F3、F4和F5斷層持續(xù)活動的影響,斷距逐漸增大,從而形成自物源區(qū)凸起延伸至湖盆深處的斷槽。根據(jù)單井測錄井資料可見沉積物呈多期反粒序—正粒序組合為主的特征,反映洪水型重力流沉積物在湖盆浪基面之上堆積,形成扇三角洲相。(圖9剖面位置見圖2)。研究區(qū)東南斜坡帶坡度較陡且水體深度較大,泥質沉積物顏色以灰黑色和黑色為主,根據(jù)單井巖性資料可見多組正粒序組合為主的沉積物特征。結合北2井巖心中發(fā)育的滑塌變形構造(圖4),分析為沉積物在構造運動的觸發(fā)下發(fā)生滑塌,并堆積于研究區(qū)半深湖—深湖區(qū),形成近岸水下扇相(圖9)。

3.2 重力流發(fā)育過程

基于龍鳳山次凹營城組沉積時期構造活動、古地貌、重力流類型和流體轉化機制的研究,建立斷陷湖盆重力流發(fā)育與轉化模式(圖10(a)、(b))。

3.2.1 西南斷槽帶

斷槽作為研究區(qū)西南部主要的輸砂通道,扇體沿斷槽走向展布。從地震剖面(圖10(c))可以看出扇體根部為連續(xù)前積強反射,代表逐層沉積的濁積體向湖盆進積。根據(jù)地震響應特征,認為營城組沉積初期碎屑物質在重力的作用下沿斷槽形成低密度濁流沉積。隨著洪峰將至,水體搬運能力逐漸增強,導致搬運水體中碎屑顆粒質量分數(shù)逐漸上升,并逐漸轉化為塑性層流搬運為主的碎屑流,此時砂礫泥沉積物混雜導致斷槽內沉積物多為雜基支撐的礫巖。碎屑流進入湖盆水體中,與環(huán)境水體混合導致搬運流體由碎屑流向高密度濁流的轉化。洪峰過后的退水期,水體能量減弱并轉化為低密度濁流和泥質密度流,沉積物按粒度大小依次卸載形成遞變層理粉細砂巖。上述流體演化過程發(fā)育于湖盆正常浪基面之上,主要為扇三角洲前緣亞相沉積(圖10(a)),構成了洪水漲水期(低密度濁流—碎屑流)—洪峰期(碎屑流—高密度濁流)—退水期(低密度濁流—泥質密度流)的重力流演化過程(圖10(b))。

圖9 龍鳳山次凹營Ⅲ-營Ⅴ砂組沉積相連井剖面Fig.9 Sedimentary facies of Yingcheng third and fourth sand group in Longfengshan subsag

圖10 龍鳳山次凹營Ⅲ砂組沉積相Fig.10 Sedimentary facies of 3rd sand group of Yingcheng Formation in Longfengshan subsag

3.2.2 東南斜坡帶

研究區(qū)東南部受古地貌控制,坡陡水深。沿扇體展布方向切取地震剖面,扇體根部顯示為厚層的雜亂空白反射,結合巖心中觀察到的滑塌變形構造,推測為物源區(qū)的碎屑物質發(fā)生滑塌,呈塊體搬運并快速堆積;扇體末端坡度變緩處地震反射特征逐漸演變?yōu)榍胺e弱反射,分析為濁流沉積物逐層沉積形成了前積砂體(圖10(d))。

根據(jù)地震響應特征,分析重力流發(fā)育過程,認為沉積物發(fā)生滑塌,直接進入半深水—深水環(huán)境,形成近岸水下扇相砂體(圖10(a))。靠近物源區(qū)的近岸水下扇沉積物粒度較粗,粗碎屑物質進入湖盆深部后以層流的方式進行搬運沉積,構成了近岸水下扇中端亞相。由于砂泥巖之間抗剪切能力的不同,湖盆底部的泥巖在滑動剪切的作用下被撕裂成屑卷入塊狀砂礫巖中,形成泥質撕裂屑和泥礫。碎屑流在繼續(xù)向前搬運的同時,與湖盆水體不斷混合,搬運流體紊動性逐漸增強,呈多種流體混合的流體形態(tài),并逐步轉化為濁流,沉積物逐層沉降,構成了近岸水下扇遠端亞相。研究區(qū)東南斜坡帶自物源區(qū)向北,流體性質逐漸由滑動滑塌轉化為砂質碎屑流、高密度濁流、低密度濁流和泥質密度流。

4 結 論

(1)龍鳳山次凹營城組沉積時期發(fā)育東北洼陷帶、西南斷槽帶和南部斜坡帶3類古地貌單元,自西向東坡度逐漸變陡,西南斷槽帶中同沉積斷裂活動所形成的斷槽為研究區(qū)重要的輸砂通道,為重力流砂體長距離搬運提供條件。

(2)龍鳳山次凹營城組發(fā)育的重力流類型主要有泥質密度流、低密度濁流、高密度濁流、砂質碎屑流和泥質碎屑流。根據(jù)重力流觸發(fā)機制和重力流沉積巖相組合特征,認為龍鳳山次凹營城組發(fā)育洪水型重力流和滑塌型重力流兩種成因的重力流。洪水型重力流構成了洪水漲水期(低密度濁流—碎屑流)—洪峰期(碎屑流—高密度濁流)—退水期(低密度濁流—泥質密度流)的重力流演化過程?；椭亓α靼l(fā)育滑動滑塌轉化為砂質碎屑流、高密度濁流、低密度濁流和泥質密度流的重力流演化過程。

(3)西南斷槽帶重力流類型主要以洪水型重力流為主,碎屑物質沿同沉積斷層活動所形成的斷槽進入湖盆,形成扇三角洲相。扇三角洲前緣砂體受洪水或構造活動的影響,滑動滑塌進入東北洼陷帶形成湖底扇相。東南斜坡帶重力流類型主要以滑塌型重力流為主,碎屑物質自物源區(qū)沿斜坡整體呈塊狀發(fā)生滑動滑塌進入半深湖—深湖環(huán)境,形成近岸水下扇相。