高邮凹陷阜三段控砂机制分析

宋 轶 鸿

(中国石油大学(北京)地球科学学院， 北京 102249)

沉积砂体的成因机制影响着砂体的性质、分布、形态及内部结构。Coleman和Wrigt(1975)通过对现代世界上具有代表性的35个河流三角洲的资料研究，分析了影响三角洲形成作用的400个参数，总结出对三角洲砂体及形态格架有重要地质意义的12种影响因素，这些因素主要包括气候、流域盆地的地形、河口的水动力学特征、近滨地区波浪的功率、潮汐作用、陆架坡度、受水盆地的大地构造、受水盆地的形态等[1]。潘元林等人则总结了陆相湖盆砂体沉积的主要控制因素，包括古地貌、构造运动、古气候、基准面变化及物源补给等[2]。

高邮凹陷位于苏北盆地东台坳陷中部，受控于南部及东部的边界大断层，总体结构呈南断北超的箕状结构，按构造单元由南向北依次划分为南断阶、深凹带和北斜坡(图1)。阜三段沉积时期，属于苏北盆地构造演化的断 — 坳阶段，有一定的断层发育，而又受到下伏阜二段时期拗陷作用的后续影响，因此其砂体发育机制十分复杂。而作为苏北盆地主要储层的阜三段，研究其砂体形成机制，分析其展布规律，就显得尤为重要。

1 阜三段沉积特征

阜三段地层主要由砂岩、粉砂岩和深灰色泥岩互层组成，地层视厚度220～350 m，根据湖平面变化形成的沉积旋回性、测井曲线组合形态及选择稳定黑色泥岩作为标志层，可以进一步将其划分为3个亚段。作为三角洲相沉积，其主要的沉积构造类型中具有较强牵引流形成的冲刷充填构造和平行层理发育在粗粒级的砂岩中，较弱水流作用下形成的斜层理、波状交错层理、水平纹理、爬升纹理、强烈的生物扰动及变形层理构造等主要发育在细粒级的砂岩中[3]。

阜三段沉积时期，高邮凹陷具有缓长的斜坡背景，集水面积大，因而形成了宽缓的三角洲相沉积，三角洲砂体在平面上呈北东向西南散开的朵叶状砂体，其物源来自北东方向，地层整体呈东厚西薄、南厚北薄的沉积格局。就沉积相带而言，在凹陷北斜坡的东北部(花沙瓦地区)主要发育三角洲前缘亚相，向西南渐变为前三角洲与半深湖相带。从3个亚段的砂体展布特征来看，来自于东北方向上的物源一直相对稳定，形成的三角洲前缘沉积分布较广。三角洲主体由3～5支来自北东向物源的沉积砂体汇成，由东北向西南方向，相带分异比较明显，由三角洲前缘的水下分流河道 — 河口砂坝演变为前缘席状砂和前三角洲及较深水湖泊相沉积。由于阜三段构造活动不剧烈，气候变化不悬殊，地形坡度又较缓，沉积物较细，沉积作用处于盆地波浪活动带中，因而使得沉积物分选较好，储油物性较好。东部顺吴堡断层方向河流作用有所加强，砂体较凹陷中西部地区的厚、粒度相对较粗、延伸相对较远。从目前钻井揭示的砂体看，位于深凹带的许庄地区，在大套泥岩中发育浊积岩砂层，表明这里具备发育重力流砂体的机制(图2)。

图1 高邮凹陷构造单元划分图

图2 高邮凹陷阜三段三亚段二砂组沉积相图

2 控砂机制分析

通过对高邮凹陷阜三段3个亚段的砂体展布与沉积相发育特征进行分析，认为该时期具有断 — 坳双重性质砂体的形成主要受到物源与古地貌、受水盆地的构造断裂活动、水动力特征以及三角洲前缘斜坡控砂的影响。

2.1 物源及古地貌控砂机制分析

阜三段沉积时期地壳运动使盆地周围山地略有上升，陆源碎屑供给增多，湖盆收缩、湖水变浅，气候上属于湿润型，有充足的雨量，导致物源区河流水系横溢，河流携带大量碎屑入湖，形成三角洲。高邮凹陷内阜三段地层厚度依然是承袭了阜二段的趋势，东南和南部地区地层最厚，往西部和北部逐渐有所减薄，说明阜二段、阜三段沉积期，受吴堡运动拉张沉降同时，东部和南部的吴堡断层、真武断层均已经产生同生断裂，造成凹陷基底块体发生掀斜，北斜坡缓坡形态逐渐形成。从三角洲的规模看，顺地貌走势东北方向的物源可能来自于远源的滨海隆起 — 南黄海的中部隆起，已有研究成果显示，该三角洲范围还遍及了盐阜坳陷的涟南、阜宁、盐城凹陷和东台坳陷白驹凹陷全部、溱潼、海安凹陷的北部[4]。而高邮凹陷南部的地层岩性主要是厚层 — 块状黑色泥岩夹灰色粉细砂岩，表明真武断层上升盘的通扬隆起区此时期并没有物源供给。

平稳开阔的大型洼陷古地形是控制大型细粒三角洲形成的主要原因，这是因为开阔平缓的地貌上不能形成稳定的流道，河道下切深度小，汇水范围较大，易于形成树枝状的沟谷，不利于形成长的单枝的下切谷，不利于水系稳定持续延展。因此水系在进入高邮凹陷顺缓坡地形由东北往西南推进中，呈现出的是细水漫流的特征：水系横流，不断发生树枝状分支，沉积物比较分散，砂体形成的规模较小，导致厚度薄而层数较多，砂层单层厚度通常小于10 m，普遍只有2～5 m。高邮凹陷内从西到东，可以识别出3～4支主要分流河道，水系顺缓坡延西南方向又很快发生分支，向湖中心逐渐消退，各砂层组水系分布、延展没有继承性，砂体分布也是顺西南坡向，砂岩厚度、砂岩百分比由大到小发生变化，向湖中心砂体逐渐发生尖灭，砂体平面形态随分支河道不断分叉、消退呈朵叶状，各砂层组砂体分布随水系频繁摆动而形态各异，因此纵向上砂体通常是薄层状与泥岩互层，横向上砂体连通性较差。这些都与物源及古地貌的控制作用有关，表明物源与古地貌控制着砂体规模及其延展方向[5]。

2.2 断层控砂机制分析

一般认为，断陷盆地形成、发育是构造活动的结果，它控制着地层的沉积与分布，因此断裂活动的发育程度控制着砂砾岩体的发育和演化。在盆地主裂陷幕时期盆缘发育的沟谷是流域水系和碎屑物入湖的位置,它们控制了砂、砾岩扇体发育的位置，而且一些断层与破折还控制着隐蔽砂体的分布[6-8]。

但是高邮凹陷阜三段沉积时期，整个盆地并不完全是断陷盆地，而是从阜二段的拗陷期向断陷期过渡的构造过程，该时期在凹陷的南部和东部边界分别发育有真武、吴堡两大一、二级断层，凹陷内部广泛分布一系列三级、四级小断层，但是这些断层并不是都有强烈运动，其控制砂体的能力也有所不同。

2.2.1 一、二级断层控砂机制分析

从阜二段、阜三段地层厚度分布来看，两套地层厚度最大部位靠近真武、吴堡断层，往西、往北地层厚度逐渐减薄，证实南边真武断层和东边吴堡断层在阜二段、阜三段沉积时期具有同生断裂的性质，控制着盆地的沉降及沉积。但从阜三段砂岩分布范围上来看，真武断层下降盘阜三段主要为大套灰黑色的纯泥岩，说明紧靠控凹断层真武断层下降盘的地区在该时期是深水区，它既是沉降中心，又是沉积中心，沉积环境上属于前三角洲 — 半深湖，从东北方向来的水系分支在该地区以北就已经消亡，南部真武断层的上升盘也未见有物源物质流入，因此真武断层基本不控制砂体沉积。吴堡断层下降盘地层具有多期河道持续叠加的特点，沉积的砂体多为较厚层的箱状或钟形，粒度概率曲线主要为两段式，反映了这些砂体是强度中等的稳定牵引流所形成，其砂体发育程度好于沙埝地区。而吴堡断层下降盘紧贴断层处同样作为沉降中心，但由于有水系携带砂体通过，使得断层具有控砂作用。

分析发现，吴1断层断距西部最大，向东变小，阜三段沉积期断层生长指数在荻垛为1.24，至C2井位置增大到2.3；吴2断层断距由西向东逐渐变大，阜三段沉积期断层生长指数最大为1.3，所以吴1、吴2两条断层在该时期都有一定的活动性，是同沉积断层。而从砂体展布来看，砂体的展布走向与断层走向一致，并紧贴断层，呈条带状形态，方向性强，与沙埝等地区明显不同，表明吴1、吴2断层上盘与下盘之间所形成的断槽实际上是一个沟道化的水道，断槽位置随断层的活动和沉积作用的发生，会边沉降边接受沉积，沉降造成的沟道化的特点，有利于形成相对稳定的河道，并有利于沉积物的聚集和叠加，因此容易造成经过的沉积物供给速度相对快速，使地层沉积厚度明显较远离断层的高邮凹陷中西部地区厚，沟道控制和约束着水系的发育和伸展，使输沙量增大，沉积的砂体变厚(图3)。由于河道稳定，在横向上摆动范围小，相对延伸也远，陆源物质可直接进入由断层形成的条带状断槽而进入盆地腹部，形成狭长状的水道或叶状体沉积，顺着吴1、吴2断层下降盘处的断槽，陆源物质甚至可以被推进到真1断层下降盘深水区，在许庄地区形成深水浊积扇体沉积。

图3 高邮凹陷阜三段吴1、吴2断层控砂模式图

2.2.2 三、四级断层控砂机制分析

高邮凹陷除了在南边和东边发育真武、吴堡两大控凹断裂，在凹陷内部还广泛发育着一系列三、四级的小断层，其走向主要呈北东向，倾向大部分与地层相反，只有在凹陷的东北角与西北角存在一些顺向正断层。目前发现的所有含油断块被反向正断层控制，为了分析三、四级断层是否在阜三段沉积期对砂体的形成有控制作用，对S19块等含油断块的砂体展布进行了解剖。

S19断块位于高邮凹陷北斜坡中段，是由3条N — NW倾反向弧形正断层侧向封档形成的断块圈闭。从该断块阜三段一亚段的砂地比与沉积相图可以看出(图4)，其砂体的展布方向为由北向南，受水系树枝状分叉的影响，砂体分布形态大多成朵叶状，在湖水波浪对砂体改造下，朵叶状砂体前端也会形成河口坝。而且砂体展布方向都是横穿控制圈闭的断层，没有出现砂体在断层下降盘顺断层走向延展的现象。地层对比上也显示各断层间地层的厚度一致，说明控制S19块圈闭的断层对砂体形成和展布无控制作用。

在对其他断块的解剖分析中(如S7、S11等)也发现了同样的砂体展布特点，这表明三、四级断层在阜三段沉积时期并不能对沉积起到控制作用。

2.3 水动力控砂机制分析

高邮凹陷斜坡带与东部吴堡断裂带阜三段砂体分布特征的不同，除与上述吴堡断层的活动控制有关，还与分流河道供砂量的多少、湖浪的改造程度等水动力特征有关。

阜三段沉积时期，分流河道携带沉积物从北方进入高邮凹陷后，水动力能量受湖水的阻挡，河流搬运能力消退，沉积物发生沉积而形成河口砂坝沉积体，在湖水波浪改造作用下，三角洲前缘的前端往往也会形成远砂坝，席状砂砂体。因此，湖浪的改造导致了斜坡带砂体沉积物沿水流方向延伸受阻，横向上扩展分布，平面上形成朵叶状形态。但在东部吴堡断裂下降盘，断槽控砂不仅约束了水系沿断槽形成沟道化的分流河道，更重要的是由于断层活动产生的沉降加强了河道水流的切割能力、搬运能力，湖水在断槽位置抑制分流河道水动力的能力变弱，导致分流河道发育稳定，延伸远、沉积砂体厚，呈条带状分布。而顺着断槽，陆源物质甚至可以被强大的水动力推进到真1断层下降盘深水区，在许庄地区形成深水浊积扇体沉积。

2.4 三角洲前缘斜坡控砂机制分析

三角洲滑塌浊积岩是由于三角洲前缘斜坡沉积体存在一定的坡度，在外界某种触发机制如地震、风暴浪、差异压实等作用下，导致早期沉积物发生再搬运、沉积。滑动作用的发生除了与外界触发机制有关外，还与沉积古地形密切相关[9]，特别是三角洲沉积体的前缘斜坡或前积层的坡度。

图4 S19断块阜三段一亚段砂地比及沉积相图

高邮凹陷阜三段沉积期除现今凹陷的边界断层吴1、真1断层有一定活动可能形成相对“低”的地形外，斜坡带分布众多的三、四级断层并未活动。由于物源都来自于北部方向，边界断层上升盘没有发现有物源供给，因此，形成重力流砂体的可能性只有来自于三角洲前缘沉积体在触发机制下沿斜坡发生滑塌的浊积岩。目前，在许庄地区钻井揭示的大套深水泥岩中夹的砂岩应该就是类似这种三角洲斜坡带之下的滑塌的浊积岩，不过，该深水滑塌浊积岩的形成机制除了受控于三角洲前缘斜坡，还明显地受控于吴堡断裂的活动。凹陷内其他的三角洲前缘伸向前三角洲 — 半深湖亚相区域内，未发现有滑塌浊积岩，但从三角洲前缘砂体容易形成前缘斜坡的机理上考虑，这类砂体还是有存在的可能，并且由于三角洲前缘相带的东部地区砂体比中西部地区发育，前三角洲 — 半深湖环境中的东部地区存在滑塌浊积岩体的可能性要大于西部地区，但对这类砂体的预测还有待高精度地震的解释。

3 结 论

通过对高邮凹陷阜三段控砂机制的分析，可以得到以下结论：

(1)高邮凹陷阜三段沉积时期具有断 — 坳双重性质，其砂体形成主要受到物源与古地貌、构造断裂活动、水动力特征以及三角洲前缘斜坡的影响，这些影响因素并不是单独起作用，而是复合叠加的影响着砂体的发育与分布。

(2)由于断 — 坳双重构造特性的影响，在凹陷内，只有边界一、二级断层才对砂体的形成与分布有影响，三、四级断层对砂体基本无控制能力。

(3)较远的物源、宽缓的湖盆地形提高了湖浪的改造能力，导致了斜坡带砂体沉积物沿水流方向延伸受阻，横向上扩展分布，平面上形成朵叶状形态，其水系分布、延展没有继承性，砂体具有粒度细、连通差、厚度薄的特点。

(4)吴堡断层断槽的沟道化与三角洲前缘斜坡共同导致了位于前三角洲 — 半深湖相带的许庄地区发育有深水滑塌浊积岩。

[1] 张金亮,谢俊.储层沉积相[M].北京:石油工业出版社,2008：125-168.

[2] 潘元林,李思田.大型陆相断陷盆地层序地层与隐蔽油气藏研究：以济阳坳陷为例[M].北京:石油工业出版社,2004:116-141.

[3] 于兴河.碎屑岩系油气储层沉积学[M].北京:石油工业出版社，2002：211-282.

[4] 邱旭明,刘玉瑞,傅强.苏北盆地上白垩统 — 第三系层序地层与沉积演化[M].北京:地质出版社，2006：7-11.

[5] 邢凤存,陆永潮,刘传虎,等. 车排子地区构造 — 古地貌特征及其控砂机制[J].石油与天然气地质,2008，29(1):78-83.

[6] 李丕龙,张善文,宋国奇,等. 断陷盆地隐蔽油气藏形成机制：以渤海湾盆地济阳坳陷为例[J].石油实验地质,2004，26(1):3-10.

[7] 冯有良.断陷湖盆沟谷及构造坡折对砂体的控制作用[J].石油学报,2006,27(1):13-16.

[8] 刘震,李运振,赵阳,等.济阳坳陷古近系多级控砂机制分析[J].地质学报,2007,81(5):701-711.

[9] 操应长,刘晖.湖盆三角洲沉积坡度带特征及其与滑塌浊积岩分布关系的初步探讨[J].地质论评,2007,53(4):454-458.