北海盆地维京地堑渐新统砂岩侵入体形态特征及成因

罗铃钞，纪友亮，段小兵，刘龙松

1.中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室，北京 102249 2.中国石油大学(北京)地球科学学院，北京 102249

北海盆地维京地堑渐新统砂岩侵入体形态特征及成因

罗铃钞1,2，纪友亮1,2，段小兵1,2，刘龙松1,2

1.中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室，北京 102249 2.中国石油大学(北京)地球科学学院，北京 102249

砂岩侵入体是由处于浅埋藏阶段、尚未固结的砂质沉积物发生液化并侵入到上覆盖层所形成的一类软沉积物变形，在北海盆地维京地堑渐新统地层中非常发育。为探讨砂岩侵入体的形态特征及诱发机制，通过高分辨率三维地震及测井资料，利用地震反射结构分析、地震相干切片等手段对砂岩侵入现象进行了识别；并结合多边形断层系统、流体充注与砂岩侵入之间的关联性，对砂岩侵入体的成因机制进行了分析。结果表明：在地震剖面上可识别的砂岩侵入体多呈V型或W型强振幅反射特征，其横向展布规模约1～2 km，垂向侵入高度约100～200 m；流体的大规模充注及多边形断层诱发盖层破裂是形成砂体内部超压并诱发其发生液化的关键因素。砂岩侵入体在形成之后可以作为流体运移通道，对强化流体的垂向运移具有重要意义；并且砂岩侵入体本身即可作为油气的有利储集体。因此识别并分析砂岩侵入体的成因机理，对盖层封闭性评价及油气勘探具有重要指导意义。

北海盆地；砂岩侵入体；多边形断层系统；油气充注；超压

0 引言

砂岩侵入现象虽然早在19世纪就已经在野外露头上被识别和描述(通常表现为厚度小于1 m的砂岩侵入岩床或岩墙)[1-2]。但是这种砂岩侵入体因其规模太小并未引起地质学家的重视。近二十年来，随着油气勘探逐渐向深水盆地转移，在世界上多个盆地(以北海盆地为代表)的地震资料中发现了一系列的反射异常体，经过测井解释、钻井取芯证实了地震反射异常体为侵入到泥岩中的砂岩体，并且在野外露头也观察到大型砂岩侵入体，这大大拓展了传统意义上对砂岩侵入体发育规模仅在厘米至米级的认知；并进一步认识到砂岩侵入体不仅可以作为流体渗流通道，其本身也可以作为油气聚集的有利储集体[3-5]。其作为流体运移通道表现为：1)在侵入过程中，压裂盖层形成大量的裂隙，使流体能沿之发生垂向运移；2)侵入活动停止后，裂隙将在上覆地层载荷下发生闭合，但是侵入砂体凭借其较高的渗透率能够在较长时期内(>10 Ma)作为流体运移通道，直到侵入体本身在构造作用下遭受变形破坏或内部孔隙被完全胶结[6-8]。北海盆地砂岩侵入体岩样分析表明即使侵入砂岩侵入体存在部分胶结现象，但是胶结程度低，远未达到形成低渗透致密砂岩的界限；因此相比于盖层极低的渗透率，无疑可作为流体良好的运移通道[9]。现今能够基于地震资料识别的最大砂岩侵入体其横向延伸范围多超过1 km，厚度大于40 m，当这种大型砂岩侵入体存在于油气圈闭之中可形成具有工业价值的油气藏[10-11]。

前人对于大规模砂岩侵入体的成因研究大致可归纳为以下几个方面：1)存在一个或多个分选良好、尚未固结的供源砂体[12]；2)供源砂体内存在由差异压实作用、构造挤压作用以及地层流体注入等多种因素形成的孔隙流体超压[13-14]；3)存在地震活动、水力压裂等诱发因素[9,12-13]。但是针对超压流体的流体来源及其保存问题目前尚有争议。而且由于北海盆地在新生代热沉降阶段总体上处于构造断裂活动相对静止期，因此是否存在大规模的地震活动诱发砂体液化也值得商榷。

针对上述问题，笔者基于前人研究，再结合研究区特殊的多边形断层系统、生烃高峰期与砂岩侵入发生时间上的吻合以及广泛分布的厚层富蒙脱石低渗泥岩盖层这三个最鲜明特征。探讨多边形断层系统、流体充注以及富蒙脱石泥岩盖层是否是控制：1)供源砂体内部超压的形成及其保存；2)诱发砂质沉积物液化并侵入到上覆泥岩盖层的关键因素。从而建立多边形断层系统及流体充注诱发砂质沉积物液化、侵入的模式图；并总结砂岩侵入体对于油气的运移及聚集的重要研究意义。

1 地质背景

北海盆地位于欧洲板块西北侧，是在拉张作用下形成的断陷盆地(图1)。大规模的断裂活动起始于中侏罗世，终止于早白垩世。在晚侏罗世的强断陷期，一系列大型边界断层控制着维京地堑及中央地堑的发育，盆地沉降速率非常快，由此奠定了盆地的基本构造单元[13]。在早—中白垩世，盆地由大型边界正断层所控制的断陷型盆地转变为热沉降坳陷型盆地，盆地的沉降速率明显变缓[14]。虽然裂后阶段属于相对构造活动静止期，但是受挪威—格陵兰海洋壳扩张的影响，导致北海盆地东西两侧在新生代仍然发生过数次构造挤压抬升活动。

整个裂后沉积阶段，在北海盆地沉积了最厚可达5 km以泥质为主的沉积物，垂向上可以划分为Shetland(中—晚白垩世沉积)、Rogaland(古新世沉积)、Hordaland(始新世至早中新世沉积)、Nordland(晚中新世至全新世沉积)四套岩石地层单元[15]。这些细粒的泥质沉积物中富含蒙脱石[16]，由挪威大陆上的岩浆岩或凝灰岩在后期遭受侵蚀并被搬运到北海盆地中沉积而成[17]。虽然沉积物以泥质为主，但是内部夹有两套由于区域性抬升剥蚀作用形成的砂岩，分别是Hordaland群上部Skade组砂岩及Nordland群下部的Utsira组砂岩。

2 地层单元划分及其地震反射特征

依据地震同相轴终止关系(如下超、上超及削截等)识别出区域性不整合界面，从而将研究区Hordaland群及Nordland群在垂向上划分为5个地层单元，至下而上依次命名为unit1至unit5(图2)。其中Hordaland群由unit1和unit2两套地层单元构成。unit1属于Hordaland群下部地层，底为Hordaland群与Rogaland群的分界面T0(图2中深蓝线所示)，顶部为Hordaland群内部发育的不整合界面T1(图2中浅黄色线所示，右侧可见多个上超点)所限定。地震剖面上该地层单元可以识别出两种地震相类型：1)波状、中弱振幅、中连续反射特征，对应于Hordaland群下组合富蒙脱石泥岩地层；2)杂乱或空白反射带，位于砂岩侵入形成的丘状隆起(图1b)之下，可能是由泥岩裂隙含气造成的。unit2属于Hordaland群上部地层(本文将其称为Hordaland群上组合)，其顶界面为中中新世至晚中新世剥蚀形成的不整合界面T2(图2中黄色线所示)。unit2是本文的研究重点，其残余厚度大小反映了研究区剥蚀强度(总体上呈现自西向东地层剥蚀厚度增大，残余厚度减薄的趋势)和侵入体变形隆起的幅度(在地层厚度整体变化趋势上，局部地区因为侵入形成的丘状隆起导致地层厚度明显增加)(图1b)，在地震剖面可以划分出两种典型的地震相：1)中强振幅、亚平行、中高连续反射特征，为富蒙脱石泥岩地层；2)杂乱反射带(丘状隆起)及其夹有的强振幅异常体。

图1 研究区位置及盆地构造单元位图(a)；地层单元unit2的残余地层厚度图及所截取地震剖面在地震工区中的位置(b)Fig.1 Location map of the study area and the structural units (a) residual stratum thickness of unit2 and location of seismic profiles in the 3D seismic survey

图2 基于研究区地震剖面反射特征的地层单元划分及其所对应的地质时间跨度Fig.2 Stratigraphy units division based on seismic reflection characteristics of seismic section across the study area and its corresponding geological timescale

Nordland群包含三套地层单元。其中，unit3(即Utsira组砂岩)其顶界面为典型的下超面T3(图2中浅蓝色所示)，是早上新世最大海泛期沉积的凝缩层对应的地震反射[18]。该套地层单元的地震相为强振幅、高连续、平行或丘状(在图2左侧可见明显的同相轴双向下超)反射特征。钻井证实Utsira组岩性以砂质沉积物为主，属于盆底扇沉积[19]，双向下超可能是盆底扇朵叶体的地震反射。地层单元unit4其顶界面为区域性的不整合界面，下伏地层的地震同相轴与该界面呈典型的削截关系。该地层单元内部发育典型的斜交型前积反射(在平面上呈由南东向西北方向前积)，是受斜坡地貌控制形成的。内部地震相为中—弱振幅、中连续、波状反射，测井显示其岩性以泥质为主。unit5其顶界面为现今的海底，T4上可见多个上超点，地震相为中—强振幅、高连续、平行反射特征。录井显示其岩性为粗粒的冰海沉积物[20]。

关于砂岩侵入体的形成时间，可基于以下两点分析进行确定。首先，图2可明显看到Utsira组砂岩地震反射同相轴上超并终止在砂岩侵入形成的丘状隆起上，在隆起顶部的小型凹坑之中也可见到双向上超的的Utsira组砂岩。表明在Utsira组砂岩进行沉积时，丘状隆起已经形成并处于地貌高点，控制着Utsira组砂岩的沉积。因而砂岩侵入及其引发的泥岩盖层变形的发生时间要早于Utsira组砂岩沉积时期(而Utsira组砂岩沉积于晚中新世至早上新世之间)[19]。其次，丘状隆起的顶界面与不整合界面T2重合(表明不整合面形态特征受砂岩侵入控制)，因此砂岩侵入是在早中新世—中中新世地层抬升剥蚀过程中或之后形成的。从而将砂岩侵入发生时间限定在早中新世至中中新世之间。

3 砂岩侵入体及多边形断层系统特征

不同级次侵入体的尺寸差别很大，野外露头上常见到厘米至米级规模的小型侵入体，但也不乏垂向厚度达数十米、横向延伸达千米的大型侵入体[4]。基于地震剖面分辨率能够识别的侵入体均为大型及超大型砂岩侵入体。这种规模的侵入体发育条件较为苛刻，多发育在海相盆地的深水沉积之中。而国内陆相盆地由于盆地规模较小、水深较浅很难满足发育大型砂岩侵入体的条件。但在南海海相珠江口盆地的深水区域中已识别出大型砂岩侵入现象，并在砂岩侵入体层段内发现了工业油气流[21]。

3.1 砂岩侵入体特征

研究区地震剖面上的砂岩侵入现象多呈V型或W型强振幅反射(图3)。前人曾认为V型强振幅反射是由于地层或岩性突变点产生的绕射波由于资料处理不当形成的人为假象[22]。但随着在北海盆地多个区块的地震资料中，相同的地层单元之中均能发现该类V型强振幅反射[7]。从而判定V型反射并非人为假象，而是真实地质现象的地震响应。而且越来越多的野外露头实例进一步证明了大型砂岩侵入体的确存在(4a,b)。

研究区内发育的砂岩侵入体尚无钻井直接钻遇。但是在与研究区相邻的区块中，两口井直接钻遇了V型强振幅反射体。测井显示V型强振幅反射体密度明显大于周围弱振幅反射体，自然伽马也明显较低，取芯证实为砂岩(图4c,d)[7]。因此研究区发育在相同层位中的V型强振幅反射体同样是砂质沉积物液化流侵入到上覆盖层形成的砂岩侵入体。砂岩侵入体其两翼多是对称的，但如果在侵入过程中其一翼因为侵入受阻而发育不完全，则呈非对称的斜亮点型。并将V型强振幅反射的顶点称为尖点(为砂岩侵入体向两侧分支的端点)。

通过声波时差换算的研究区渐新统岩石纵波速度在2 000 m/s左右，其时深关系为时间剖面上的1 ms可近似等于深度上的1 m。通过对研究区多个V型侵入体的平面直径(倒圆锥形侵入体的最大平面直径)、垂直高度(两翼交点与其最大侵入高度之间的垂向距离)以及侵入体的两翼倾角等进行了测量。统计表明V型侵入体的平面直径多在1～2 km之间，垂向上能在地震剖面上识别出来的侵入体高度多在100～200 ms(即100～200 m)之间，V型侵入体其两翼倾角多在20°～25°之间。

图3 砂岩侵入体在地震剖面上的反射特征(渐新统砂岩侵入(a)及古新统砂岩侵入(b))Fig.3 Seismic expression of sandstone intrusions (Oligocene sandstone intrusions (a) and Paleocene sandstone intrusions (b))

图4 美国加州Yellow Bank Creek砂岩侵入体(a)(据Boehm et al.,2002[3])；美国加州Panoche Giant Complex砂岩侵入体(b)(Huuse et al.,2004[4])；取自北海盆地砂岩侵入体一翼的岩芯(c)(据Szarawarska et al.,2010[5])；北海盆地砂岩侵入体测井解释(d)(据Huuse et al.,2004[7])Fig.4 Intrusive body south of Yellow Bank Creek beach (a) (from Boehm et al.,2002[3]); intrusive body of Panoche Giant Complex (b) (from Huuse et al.,2004[4]); core from well 24/9-7 drilled into one wing of the sandstone intrusive (c)(from Szarawarska et al.,2010[5]); well log interpretation of sandstone intrusive of North Sea basin (d) (from Husse et al., 2004) [7]

砂岩侵入体的厚度测量受地震资料的主频高低影响较大。只有当地层厚度大于地震波的调谐厚度时，通过测量峰谷之间的视时差可以较为真实的反映薄砂体的真实厚度；否则峰谷之间的视时差不随薄层厚度减薄而明显变化，此时测量的视时差难以准确反映地层的真实厚度。由于研究区的地震主频较低，无法获得砂岩侵入体的真实厚度。

砂岩侵入体为何在剖面上多呈V型或W型这一典型形态，前人做过很多探讨。Cartwrightetal.[2]基于安德森所建立的岩浆锥状侵入岩席的应力及破裂模型，认为当超压流体携带砂质颗粒通过供源通道向上运移到尖点时，侵入砂体对围岩的四壁产生强烈的挤压应力，最大主应力迹线自尖点向外呈辐射状，形成平行于最大主应力迹线的剪破裂面，在过侵入体剖面上即呈V型特征。Mourguesetal.[23]通过实验模拟得出砂岩侵入体的形态特征受到供源砂体内部流体超压(λb)大小及上覆盖层厚度的控制(图5)。当孔隙流体超压较大而盖层厚度较小时，常在供源通道的顶端即尖点处形成分支并向两侧延伸(形成侵入砂岩岩床)，在两侧端点处向上挠曲并切穿盖层形成侵入砂岩岩脉，即本文地震剖面所展示的V型强振幅反射或斜亮点反射，随着供源砂体孔隙流体超压值增加，使岩石发生破裂的压力(λfract)越大，而砂岩岩脉的倾角α(即翼倾角)越缓(A1—A5)；对于孔隙流体超压较小并且盖层覆盖厚度较大，则在尖点处形成单一的张裂缝，垂向向上延伸而不分支(B1，C1)。基于上述实验结论，可以通过侵入体的形态特征定性分析其形成条件及环境[23]。

砂岩侵入形成的丘状隆起与两侧原状地层呈截然的接触关系，并以铲式逆断层分隔(图2)。丘状隆起内部地层变形强烈，地震剖面上表现为杂乱反射，与两侧原状地层平行、中连续反射特征截然不同。这种接触关系表明砂岩侵入不是受水平挤压或拉张应力导致的，而是垂向应力作用的结果。符合这一特点的地质活动包括盐岩底辟、岩浆作用、断层破裂及流体充注。但是研究区未见到明显的盐岩底辟或岩浆侵入活动，因此大规模的流体垂向运移聚集及断层破裂作用是最为合理的解释。

3.2 多边形断层系统特征

多边形断层系统是发育在渗透率极低的地层(主要是富含蒙脱石的泥岩地层)中一种断距微小(多小于30 m)的张性正断层[24](图2)，其平面展布特征为多边形断层之间相互切割形成网状断裂系统，类似于地表泥质沉积物脱水形成的泥裂(图6)，说明二者在成因上具有相似之处。前人也认为多边形断层系统是厚层泥岩在埋藏过程中压实脱水及体积收缩导致的[25]。研究区的多边形断层系统的倾角多在45°～50°之间，远大于砂岩侵入体的翼倾角。多边形断层系统最大的特点是断层走向玫瑰花图没有明显的优势方向(即沿任意方向发育断层的密度近似相等)[26]。

图5 不同盖层厚度及孔隙流体压力下的砂岩侵入过程及其外形特征(据 Mourgues et al.[23])Fig.5 The intrusive features of different cap-rock thickness and pore fluid pressure(after Mourgues et al.[23])

虽然现今对多边形断层系统附近岩样测试表明其静岩渗透率低于周围原状地层[27]。但在断裂发生短时间内，其可以作为流体运移通道[28]。而且多边形断层系统不是一期形成的，而是通过多期垂向延伸扩展而成[29]。具体表现为多边形断层系统首先发育在Hordaland群下组合内部流体超压区。此后，Hordaland群上组合泥岩地层在与多边形断层接触处将出现剪应力集中，随着载荷增加，导致上覆地层形成大量剪裂缝并最终完全断开，从而使多边形断层系统向上覆地层延伸，诱发侵入。因此，在多边形断层系统垂向延伸过程中，存在多期断层的封闭—张开活动，使得沿多边形断层系统运移的流体也呈幕式运移特征。

4 砂岩侵入形成条件

砂岩侵入的形成条件正如前文所述，需满足未固结供源砂体、内部超压及一定的外部诱发因素三个条件。基于这些成因机理的认识，笔者将结合研究区的具体地质条件对其进行阐述。

4.1 供源砂体

作为砂岩侵入的供源砂体是Hordaland群上部的Skade组砂岩，属深水重力流沉积(图7a)。厚度在30～50 m之间，整个研究区均有分布，是形成大型砂岩侵入体的基础。正如前文所述，砂岩侵入及其引发的泥岩盖层变形的发生时间在早中新世至中中新世之间。此时，Skade组砂岩的最大埋藏深度不超过500 m，属于浅埋藏阶段。此时，砂质沉积物尚未固结成岩，砂质颗粒之间的作用力主要是通过颗粒相互接触所传递的上覆地层载荷的垂向压应力(不考虑水平构造应力)。由于砂质颗粒之间缺乏黏聚力，因此当颗粒之间的有效压应力消失时，砂质颗粒将处于悬浮状态，并可在孔隙流体的牵引下形成液化流。

4.2 超压

要形成研究区这种大型圆锥形砂岩侵入体，且侵入砂岩岩脉倾角很缓，基于Mourgues的实验分析，则供源砂体内部必然存在孔隙流体超压，这也是流体超压存在的最直接证据。研究区Skade组砂岩内部流体超压是受多种因素控制产生的。其一是具有良好的超压保存条件。在Skade组之上覆盖的是厚层富蒙脱石泥岩地层(图7a)，其典型特征是粒度很细、渗透率极低及孔隙度较高[17]。因此，其作为封闭性能优良的盖层，使得Skade组砂岩内部的流体难以排出，砂体内部超压能够很好的保存，这是形成砂岩液化的必备条件。其二是应具有充足的流体供给，这是其形成超压的物质基础。因为Skade组砂岩处于浅埋藏阶段，压实作用不强，砂体本身就孔隙发育且为流体饱和。而且，Hordaland群下组合的泥岩地层在压实作用过程中排出的地层水也可通过多边形断层系统及各种裂隙运移到Skade组砂岩之中。除此之外，北海盆地作为著名的含油气盆地，其油气系统在整个新生代都非常活跃[30]。其生油高峰期发生在晚古近纪和早新近纪之间，也就是在渐新世至中新世之间[31]。这与砂岩侵入的发生时间吻合，表明大规模烃类流体充注是形成砂体内部流体超压的关键因素。

图6 研究区地震相干体地层切片上显示的多边形断层系统平面展布特征(a)、三维模型(b)、泥裂(c)Fig.6 Horizontal slice through a variance attribute volume showing polygonal fault systems (a) and its 3-D model (b)， mud crack (c)

图7 Skade组砂岩及富蒙脱石低渗盖层的伽马测井显示(a)；泥火山及气烟囱的地震显示(b，c)Fig.7 The manifestation of Skade Formation sandstone and rich-montmorillonite, low-permeability sealing sequence on natural gamma-ray logging curve (a) and the seismic expression of mud volcano and gas chimney(b, c)

时至今日，盆地中依然存在着活跃的流体运移。研究区地震剖面上可见到流体垂向运移两种典型识别标志：气烟囱及泥岩底辟(图7b，c)。气烟囱主要指各种地下流体(主要是天然气)沿着水力压裂裂隙、构造裂隙及断层向上运移的现象[32]。研究区构造性断层及其裂隙不发育，主要以多边形断层及流体超压压裂盖层形成的裂隙为主。当裂隙或断层破碎带为天然气饱和后，其体积模量较之于周边不含气的原状地层明显减小。而体积模量是决定地震波纵波速度的关键参数，导致在纵波反射地震剖面上垂向含气带(即气烟囱)呈现出典型的弱振幅、杂乱或空白反射以及低速异常现象。泥岩底辟是一种泥质沉积物液化的现象，其形成条件与砂岩侵入相似，需要内部超压及一定的外部诱发因素使得泥质沉积物、地层水或烃类流体充分混合后以近似液态的方式垂向运移并刺穿上覆地层。泥岩底辟其自身就携带了大量的流体，而且底辟过程中形成大量的裂隙网络也可作为流体运移的通道[2]。

4.3 诱发因素

超压是导致供源砂体液化的必备条件。但并不是代表随着孔隙流体压力的升高就一定会导致砂体发生液化。当整个砂体的孔隙流体处于相对稳定，没有发生定向或不定向的流动时，此时即使孔隙流体压力升高砂体也难以形成液化流。但当孔隙中的流体发生渗流时，流体的牵引力将会抵消颗粒间相互接触所传递的应力(颗粒接触力)，将导致颗粒处于悬浮状态并随着流体流动[33]。而发生流动的流体牵引力取决于孔隙流体压力的大小。孔隙流体压力越大，流体流动时的压差越大，其对颗粒的牵引力也越大，使得砂质颗粒更易发生悬浮并形成液化流。因此，超压在流体处于静止状态时不能诱发砂体液化，其需要一定外界因素作用下使孔隙流体流动时才能发挥作用。如砂体之上的低渗泥岩盖层发生破裂时，导致砂岩中的流体沿裂隙发生流动，超压使砂质颗粒悬浮并随流体侵入到盖层裂隙之中(图8)。

形成砂体液化则必须使流体流动施加给砂质颗粒的牵引力p要大于或等于颗粒接触所传递的有效应力μ。而超压流体失稳是产生牵引力的根本原因，诱发孔隙超压流体发生流动的因素有多种如：1)地震，当地震波施加给供源砂体的剪切应力使其发生剪切变形时，破坏了孔隙流体的稳定状态使其液化。2)盖层构造应力作用下发生破裂，导致砂体内部的孔隙流体沿裂隙随之发生定向流动(图8)。3)供源砂体局部地区存在大量、快速的流体注入，而快速注入大量流体难以在极短时间内向周围砂体输导出去，从而在砂体内部流体注入区形成孔隙流体超压，诱发砂体顶部盖层形成大量裂隙，流体沿盖层裂隙定向流动。

图8 盖层破裂诱发砂岩液化的受力简图Fig.8 The force diagram of cap rock failure triggering liquefaction of sand

针对这些诱发因素，地震因素诱发砂体液化的证据在现今地震剖面上难以识别。而盖层裂隙及流体注入诱发砂体液化均能在研究区找到证据。前文已将阐述了多边形断层系统垂向延伸发展可诱发Skade组上部泥岩盖层破裂，盖层破裂引发Skade组内部的超压流体状态失稳并导致砂体液化，液化的砂质颗粒沿着盖层裂隙侵入(图9a,b)。但值得注意的是研究区多边形断层系统的倾角与侵入砂体的翼倾角明显不同，这与Cartwright对Faroe-Shetland盆地发育的多边形断层系统与砂岩侵入体翼倾角统计结果类似[2]。说明多边形断层虽然可以诱发砂体液化，但其仅充当砂岩侵入的供给通道。而当侵入物质沿着断层面运移到尖点时，将压裂围岩层面形成近似水平的张裂缝并横向侵入形成侵入砂岩岩床(图4a)。当侵入体向两侧侵入一定距离后(距离长短取决于孔隙流体超压及上覆盖层施加的垂向应力的大小)，再挠曲向上切穿盖层形成侵入砂岩岩脉(图4a，b)。因此砂岩侵入体的锥形特征并非受多边形断层的形态控制造成的，而是盖层载荷压应力及孔隙流体压力大小控制的(图9c)。而供源通道因砂体厚度太薄或倾角过大，尚无法在地震剖面上成像[33]。

基于以下两点分析：1)烃源岩热解生烃高峰期与砂岩侵入的发生时间的高度吻合；2)砂岩侵入强变形带与两侧原状地层呈现截然的接触关系，可以得出：大量烃类流体的供给也是导致超压失稳的重要原因之一。在中新世生烃高峰期，烃源岩大量流体的生成导致烃源岩内部形成超压并诱发烃源岩破裂，烃类流体通过压裂裂隙向上运移，并在地震剖面上表现为气烟囱。当超压烃类流体运移到Hordaland群时，流体运移通道从压裂裂隙转变为多边形断层系统，在地震剖面上表现为杂乱或空白反射带。在多边形断层最为发育的地区，油气的注入量最大，最易诱发砂岩内部超压流体失稳。基于上述观点笔者建立了砂岩侵入及其引发的泥岩盖层变形的诱发砂岩侵入模式图(图10)。

图9 多边形断层系统诱发盖层破裂并导致砂岩侵入简图Fig.9 The simplified diagram of polygonal fault systems triggering failure of cap-rock and sandstone intrusions

5 砂岩侵入体作为流体运移通道的意义

砂岩侵入本质上是流体携带着粒度较粗、抗压实能力较强的砂质颗粒沿着破裂面运移。但随着供源砂体内部流体的不断排出，使得流体压力下降，侵入体施加给围岩的压力小于静岩压力，压裂裂隙发生闭合。但是，充填在裂隙中砂质物质在一定程度上阻止了裂隙的闭合，使其仍然可以作为良好的流体运移通道。在后期埋藏过程中，侵入体周边泥岩地层中的孔隙流体能及时通过侵入砂体排出(图11 红色箭头所示)，使得其体积收缩量较远离砂岩侵入体的原状泥岩地层大。随着埋藏深度增加、上覆地层载荷加大，差异越明显。在过丘状隆起的任意地震剖面均能观察到地震同相轴明显下凹(如图11中T3所代表的最大海泛面)。这就间接证明了砂岩侵入体本身在侵入活动停止后的较长时期内依然可以作为流体运移通道。砂岩侵入体的输导作用不仅使得Skade组砂岩内部的超压流体的压力回降到静水压力(图11蓝色箭头所示)，而且可使得下伏地层的地层水以及各种烃类流体发生大规模垂向运移(图11绿色箭头所示)。因此在很多浅部地层中仍然可以见到由干酪根在成熟或高成熟阶段所生成的油气富集形成的油气藏。这在一定程度上扩展了进行油气勘探的范围，尤其是浅部地层中那些储集性及封闭性均较好的圈闭(包括砂岩侵入体本身)。如果在砂岩侵入体之上缺乏适合油气聚集的圈闭，那么通过砂岩侵入体向上运移的油气(以甲烷为主)可一直运移到海底(古海底或现今海底)形成天然气水合物。而如果是超压砂质液化流能够侵入到海底则可冲蚀形成麻坑等地貌。此外，深部的热流体通过砂岩侵入体向上运移可使得浅部地层地温梯度上升，在一定程度上加快浅部地层的成岩及储层胶结作用[34]。

图10 多边形断层系统及油气充注诱发砂岩侵入模式图Fig.10 The pattern diagram of polygonal fault systems and hydrocarbon emplacement triggering sandstone intrusions

此外，由于砂岩侵入体加强了流体的垂向运移效率，因此在做油气圈闭尤其是盖层封闭性能的有效性评价时，应给予充分重视。当油气圈闭之上发育有砂岩侵入体时，如果烃源岩对圈闭的油气供给速率超过油气通过砂岩侵入体的逸散速率时，圈闭是有效的；但如果烃源岩供给油气能力不足时，砂岩侵入体可在较短的地质时间内将整个圈闭的油气逸散掉使之成为无效的圈闭。因此在考虑油气的聚散动平衡时，认识上不应只考虑断层、不整合面等流体运移通道的影响，更应加强对这种新型流体运移通道的识别。

6 结论

(1) 砂岩侵入体在地震剖面上多呈V型或W型强振幅反射特征，三维空间上多呈倒圆锥形；平面展布规模多在1～2 km，垂向侵入高度在100～200 m之间。

(2) 富蒙脱石低渗泥岩盖层凭借良好的封闭性能，是形成砂体内部流体超压的必要前提。在生烃高峰期大规模烃类流体通过微裂隙、多边形断层系统等疏导体系注入到供源砂体是形成超压的根本原因。而多边形断层系统诱发盖层破裂及砂体局部流体超压压裂盖层是导致超压流体失稳，使砂质沉积物液化的关键因素。

(3) 砂岩侵入体形成之后可加快流体的垂向运移效率。丘状隆起内部孔隙流体在后期埋藏过程中通过砂岩侵入体向上渗流排除，加快了压实速率，从而在丘状隆起之上形成小型凹陷。

)

[1] Taylor B J. Sedimentary dykes, pipes and related structures in the Mesozoic sediments of south-eastern Alexander Island[J]. British Antarctic Survey Bulletin, 1982, 51: 1-42.

[2] Cartwright J, James D, Huuse M, et al. The geometry and emplacement of conical sandstone intrusions[J]. Journal of Structural Geology, 2008, 30(7): 854-867.

[3] Boehm A, Moore J C. Fluidized sandstone intrusions as an indicator of Paleostress orientation, Santa Cruz, California[J]. Geofluids, 2002, 2(2): 147-161.

[4] Huuse M, Duranti D, Steinsland N, et al. Seismic characteristics of large-scale sandstone intrusions in the Paleogene of the south viking graben, UK and Norwegian North Sea[J]. Geological Society, London, Memoirs, 2004, 29(1): 263-278.

[5] Szarawarska E, Huuse M, Hurst A, et al. Three-dimensional seismic characterisation of large-scale sandstone intrusions in the lower Palaeogene of the North Sea: completely injected vs. in situ remobilised sandbodies[J]. Basin Research, 2010, 22(4): 517-532.

[6] Hurst A, Cartwright J, Huuse M, et al. Significance of large-scale sand injectites as long-term fluid conduits: evidence from seismic data[J]. Geofluids, 2003, 3(4): 263-274.

[7] Huuse M, Mickelson M. Eocene sandstone intrusions in the Tampen Spur area (Norwegian North Sea Quad 34) imaged by 3D seismic data[J]. Marine and Petroleum Geology, 2004, 21(2): 141-155.

[8] Jonk R, Parnell J, Hurst A. Aqueous and petroleum fluid flow associated with sand injectites[J]. Basin Research, 2005, 17(2): 241-257.

[9] Lonergan L, Cartwright J A. Polygonal faults and their influence on deep-water sandstone reservoir geometries, alba field, United Kingdom Central North Sea[J]. AAPG Bulletin, 1999, 83(3): 410-432.

[10] MacLeod M K, Hanson R A, Bell C R, et al. The Alba field ocean bottom cable seismic survey: impact on development[J]. The Leading Edge, 1999, 18(11): 1306-1312.

[11] Jolly R J H, Lonergan L. Mechanisms and controls on the formation of sand intrusions[J]. Journal of the Geological Society, 2002, 159(5): 605-617.

[12] Molyneux S, Cartwright J, Lonergan L. Technical article: conical sandstone injection structures imaged by 3D seismic in the central North Sea, UK[J]. First Break, 2002, 20(6): 383-393.

[13] Yielding G. Footwall uplift associated with Late Jurassic normal faulting in the northern North Sea[J]. Journal of the Geological Society, 1990, 147(2): 219-222.

[14] Jordt H, Thyberg B I, Nøttvedt A. Cenozoic evolution of the central and northern North Sea with focus on differential vertical movements of the basin floor and surrounding clastic source areas[J]. Geological Society, London, Special Publications, 2000, 167(1): 219-243.

[15] Isaksen D, Tonstad K. A revised Cretaceous and Tertiary lithostratigraphic nomenclature for the Norwegian North Sea. Norwegian Petroleum Directorate Bulletin, 1998, 5: 35-55.

[16] Aplin A C, Yang Y L, Hansen S. Assessment of β the compression coefficient of mudstones and its relationship with detailed lithology[J]. Marine and Petroleum Geology, 1995, 12(8): 955-963.

[17] Thyberg B I, Jordt H, Bjørlykke K, et al. Relationships between sequence stratigraphy, mineralogy and geochemistry in Cenozoic sediments of the northern North Sea[J]. Geological Society, London, Special Publications, 2000, 167(1): 245-272.

[18] Martinsen O J, Bøen F, Charnock M A, et al. Cenozoic development of the Norwegian Margin 60-64°N: sequences and Sedimentary response to variable Basin Physiography and Tectonic Setting[J]. Geological Society, London, Petroleum Geology, 1999, 5: 293-304.

[19] Gregersen U. Upper Cenozoic channels and fans on 3D seismic data in the northern Norwegian North Sea[J]. Petroleum Geoscience, 1998, 4(1): 67-80.

[20] Sejrup H P, Aarseth I, Haflidason H. The Quaternary succession in the northern North Sea[J]. Marine Geology, 1991, 101(1/2/3/4): 103-111.

[21] 张昌民，张尚锋，朱锐，等. 珠江口盆地砂岩侵入体的识别特征及其石油地质意义[J]. 石油学报，2012，33(2)：188-194. [Zhang Changmin, Zhang Shangfeng, Zhu Rui, et al. Recognition criteria for sand injectites in the Zhujiangkou Basin and their significance in petroleum geology[J]. Acta Petrolei Sinica, 2012, 33(2): 188-194.]

[22] Loseth H, Wensaas L, Arntsen B, et al. Gas and fluid injection triggering shallow mud mobilization in the Hordaland Group, North Sea[J]. Geological Society, London, Special Publications, 2003, 216(1): 139-157.

[23] Mourgues R, Bureau D, Bodet L, et al. Formation of conical fractures in sedimentary basins: experiments involving pore fluids and implications for sandstone intrusion mechanisms[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2012, 313-314: 67-78.

[24] Cartwright J, Huuse M, Aplin A. Seal bypass systems[J]. AAPG Bulletin, 2007, 91(8): 1141-1166.

[25] Cartwright J A, Lonergan L. Volumetric contraction during the compaction of mudrocks: a mechanism for the development of regional-scale polygonal fault systems[J]. Basin Research, 1996, 8(2): 183-193.

[26] Lonergan L, Cartwright J, Jolly R. The geometry of polygonal fault systems in Tertiary mudrocks of the North Sea[J]. Journal of Structural Geology, 1998, 20(5): 529-548.

[27] Verschuren M. An integrated 3D approach to clay tectonic deformation and the development of a new 3D surface modelling method[D]. Ghent, Belgium: University of Ghent, 1992: 359.

[28] Cartwright J, James D, Bolton A. The genesis of polygonal fault systems: a review[J]. Geological Society, London, Special Publications, 2003, 216(1): 223-243.

[29] Stuevold L M, Faerseth R B, Arnesen L, et al. Polygonal faults in the Ormen Lange Field, Møre Basin, offshore Mid Norway[J]. Geological Society, London, Special Publications, 2003, 216(1): 263-281.

[30] Huuse M, Duranti D, Guargena C G, et al. Sandstone intrusions: detection and significance for exploration and production[J]. First Break, 2003, 21(9): 33-42.

[31] Huuse M, Van Rensbergen P, Jackson C A L, et al. Subsurface sediment remobilization and fluid flow in sedimentary basins: preface[J]. Basin Research, 2010, 22(4): 341.

[32] Løseth H, Gading M, Wensaas L. Hydrocarbon leakage interpreted on seismic data[J]. Marine and Petroleum Geology, 2009, 26(7): 1304-1319.

[33] Nichols R J. The liquification and remobilization of sandy sediments[J]. Geological Society, London, Special Publications, 1995, 94(1): 63-76.

[34] Shoulders S J, Cartwright J, Huuse M. Large-scale conical sandstone intrusions and polygonal fault systems in Tranche 6, Faroe-Shetland Basin[J]. Marine and Petroleum Geology, 2007, 24(3): 173-188.

GenesisandGeometryofOligoceneSandstoneIntrusionsinNorthSeaBasin

LUO LingChao1,2, JI YouLiang1,2, DUAN XiaoBing1,2, LIU LongSong1,2

1.StateKeyLaboratoryofPetroleumResourcesandProspecting,ChinaUniversityofPetroleum,Beijing102249,China2.CollegeofNaturalSourceandInformationTechnology,ChinaUniversityofPetroleum,Beijing102249,China

Sandstone intrusions are a common class of soft-sediment deformation. They are formed by the forceful intrusion of fluidization sand into overlying sealing sequence during early stages of burial. Based on 3-D high-resolution seismic data and logging data, we utilize methods of seismic reflection configuration analysis and coherence cube slice to illustrate geometry and induced mechanism of sandstone intrusions. Results indicated that sand intrusions appear V-shaped or W-shaped high amplitude anomalies in seismic sections; conical bodies are 1-2 km on the plane and up to hundreds of meters high; fluid emplacement and polygonal fault systems inducing cap-rock fracture are the key factors for overpressure of depositional sand body and fluidization of sand. After injection, sandstone intrusions may serve as high-permeability fluid flow passage for a long term and has great significance for vertical migration of fluid. More importantly, sandstone intrusions may serve as favorable reservoirs. So it has a great guiding significance to evaluation of cap-rock sealing capacity and hydrocarbon exploration.

North Sea Basin; sandstone intrusions; polygonal fault systems; hydrocarbon emplacement; overpressure

1000-0550(2017)06-1186-11

10.14027/j.cnki.cjxb.2017.06.010

2016-10-11；收修改稿日期2016-12-22

国家自然科学基金项目(41672098)[FoundationNational Natural Science Foundation of China, No.41672098]

罗铃钞，男，1990年出生，硕士研究生，沉积学和层序地层学，E-mail：lc_luo2016@sina.com

纪友亮，男，教授，E-mail：jiyouliang@cup.edu.cn

P618.13

A