坡折带控制下的坳陷湖盆沉积体系——以松辽盆地西部斜坡区为例

陈 诚

(中海油研究总院有限责任公司 新能源研究中心，北京 100028)

0 引言

松辽盆地西部斜坡区面积为7.5×103km2，赋存丰富的中浅层天然气，为松辽盆地重要的油气勘探区域。有关松辽盆地西部斜坡区构造样式、沉积类型、成岩相、成藏动力及成藏规律的研究表明，西部斜坡区优质储层发育受构造和沉积因素的双重控制，如邹才能等[1]提出，松辽盆地湖泛面对三角洲储层和油气分布具有控制作用；付晓飞等[2-3]认为，西部斜坡区的构造有利于油气的运移和成藏；向才富等[4]认为，西部斜坡区的特殊构造控制砂体和有效油气运移通道的形成。目前的研究主要针对单一控制因素，未厘清构造和沉积的耦合关系。青山口组沉积期，西部斜坡区发生差异沉降而形成坡折带，坡折带对发育的三角洲和浊流相的规模和平面分布具有明显的控制作用[5]。根据岩心、测井和地震资料，分析基准面变化过程中西部斜坡区沉积体系的构成、演化及其相互配置关系，以及物源供给和坡折带对沉积体系发育模式的影响，探讨坡折带发育特征与控砂原理，为明确松辽盆地西部斜坡区优质储层发育模式和中浅层天然气分布规律提供依据。

1 区域地质概况

松辽盆地白垩系区域构造属于吉黑造山带，在基底构造演化的基础上发育断陷期和坳陷期地层。受强烈的北东—北北东向伸展变形和裂谷作用影响，在盆地断陷期斜坡内部发育一系列地堑。早白垩世泉头组沉积时期，盆地进入坳陷期，地层逐层向西超覆而形成西部超覆带。坳陷期地层包括下白垩统泉头组(K1q)和上白垩统青山口组(K2qn)，主要为大型坳陷湖盆中沉积的河湖相碎屑岩，断层活动强度明显减弱，青山口组沉积末期发生一次重要的断裂活动，形成坳陷期的伸展断层。文中研究目的层段为盆地主要的含油层系——下白垩统泉头组四段(泉四段，K1q4)和上白垩统青山口组。

根据中生代构造演化，松辽盆地由北向南可分为北部倾没区、东北隆起区、西部斜坡区、中央坳陷区、东南隆起区、西南隆起区和开鲁坳陷区7个一级构造单元[5-7](见图1)。西部斜坡区位于中央坳陷区西部，包括西部超覆带、泰康隆起带和富裕构造带3个二级构造单元，油源条件好。

图1 松辽盆地西部斜坡区构造位置

2 地层发育特征

根据地震、岩心和测井资料，研究区可识别4个三级层序，自下而上分别为SQ1、SQ2、SQ3和SQ4[8-9]。研究层段地质时期总体属于湖盆演化的坳陷期，地层成层性好，未见明显的剥蚀及厚度差异(见图2)。

SQ1对应泉头组四段(K1q4)，底界面为SBT21，顶界面为SBT2。在整个SQ1时期，填平补齐过程基本结束，研究区地层整体平缓，厚度没有明显变化，盆地进入稳定沉积阶段。SQ2、SQ3和SQ4分别对应青山口组一段(青一段，K2qn1)、二段(青二段，K2qn2)和三段(青三段，K2qn3)[10]，该沉积时期地形已有明显差异，开始发育坡折带，地层厚度从边缘到中心明显加厚。SQ2时期为青一段发育时期，整体具有西薄东厚、分异明显的特点，以湖相泥岩为主。SQ3时期为青二段发育时期，湖平面逐渐下降，湖盆范围缩小，湖岸线后移至龙虎泡阶地东部，西部斜坡区整体位于湖平面以上，直至该层序末期；受构造活动影响，研究区地貌特征发生明显变化，呈北高南低的特征。SQ4时期为青三段发育时期，早期，研究区地势平坦，齐家南和古龙大部分地区为地貌地势较低区域，为沉积沉降中心；晚期，地层尖灭线向东部迁移，西部斜坡区经历一定程度的剥蚀作用，产生一定规模的不整合面。地震剖面上可见青山口组顶部存在较强烈的削截现象。

图2 松辽盆地西部斜坡区泉四段—青山口组层序及沉积相发育特征

3 沉积相分布特征

根据钻井和岩心资料，识别研究区泉四段和青山口组沉积相，绘制不同时期的沉积相图。西部斜坡区主要发育4种沉积相类型，分别为河流、三角洲、浊流和湖相[11-13]。

3.1 沉积相类型

3.1.1 河流相

研究区河流相主要发育于泉四段，以曲流河为主。单井上河流相具有典型的二元结构，测井曲线呈钟形(见图3(a))，岩性从中—粗砂岩过渡为粉砂岩，颗粒分选较好，磨圆以次棱角—次圆为主，砂体厚度为2～15 m，岩心可见冲刷面、楔形交错层理和平行层理(见图4(a))，表明沉积时水动力强。

3.1.2 三角洲相

研究区三角洲相广泛发育于青山口组[14-16]，典型岩性以灰色—灰绿色粉砂岩、细砂岩和深灰色—黑灰色泥岩为主，表明发育于水下还原环境，三角洲前缘和前三角洲特征较明显；测井曲线整体表现为自然伽马和声波时差低。

三角洲前缘亚相的砂体以水下分流河道和河口坝为主。水下分流河道主要为细砂岩和粉砂岩，底部存在滞留沉积，呈正韵律，岩心可见交错层理和平行层理，单砂体厚度为1～8 m，测井曲线呈中幅箱形或钟形(见图3(b))，反映水动力强或水动力向上减弱。河口坝岩性主要为细砂岩，呈反韵律，以粒序层理(见图4(b))为主，顶部发育交错层理，单砂体厚度为1～10 m；测井曲线呈漏斗形(见图3(c))，表明水动力向上逐渐增强。三角洲前缘亚相的细粒沉积物主要为分流间湾(见图3(b)、图4(c))，为泥岩夹粉砂杂砂质条带，可见波纹层理。

前三角洲亚相的细粒沉积主要为席状砂(见图3(d)、图4(d))，砂岩厚度一般不高于3 m，岩性以灰色粉砂岩和泥质粉砂岩为主，韵律特征不明显。前积型地震相顺物源方向发育于三角洲(见图5(a))，指示三角洲快速向湖泊推进。

3.1.3 浊流相

浊流相一般发育于三角洲前缘水深较大的区域[17-20]，是由摩擦力不足以对抗沉积体重力而形成的事件型沉积物[21-22]，主要发育于研究区青一段半深湖—深湖亚相。浊流相岩性主要为粉砂岩或泥质粉砂岩，为大段的湖相泥岩中夹若干单层厚度在1～3 m之间的粉砂岩，发育滑塌构造和变形构造(见图4(e))，分选较差，砂砾混杂，磨圆中等，以次棱角—次圆为主，泥质含量低，孔隙度较好。浊流相自然伽马相对较高，测井曲线齿化严重，呈钟形、箱形和漏斗形(见图3(f))，表明砂泥岩的混杂堆积。地震剖面上表现为湖相地带中弱振幅背景下的大规模片状或丘状强振幅反射(见图5(b))。

图3 研究区典型测井相

图4 研究区岩心照片

3.1.4 湖相

湖相沉积主要发育于龙虎泡大安阶地和齐家—古龙凹陷，包括滨浅湖和半深湖—深湖亚相。岩性以泥岩为主，偶夹砂质条带，发育水平层理。湖相环境发育泥岩和粉—细砂岩，测井曲线多呈指状，指状砂体向湖泊方向逐渐减少，反映砂泥互层因滨浅湖向半深湖—深湖亚相转变而变为稳定泥岩(见图3(e-f))。在构造相对稳定的半深湖—深湖区域多为前三角洲席状砂或湖相泥岩，连续性好、中—强振幅的平行—亚平行席状地震相(见图5(c))较发育；在滨浅湖区域，中等连续性、中—弱振幅的波状地震相(见图5(d))较发育。

图5 松辽盆地西部斜坡区典型反射照片

3.2 沉积相演化

泉头组—青山口组沉积时期，西部斜坡区构造稳定，经历湖盆先迅速扩大又缓慢缩小的过程。泉头组沉积末期发生大规模湖侵，沉积相由河流相广泛演化为半深湖—深湖亚相，随时间的推移，沉积物在青山口组不断地搬运和充填，使三角洲的范围扩大，形成现今的沉积相展布模式。

3.2.1 泉头组

研究区原为一个向西上倾的单斜，地貌在泉四段沉积时期逐渐变缓，发育曲流河—三角洲，物源主要来源于盆地西北部及西部的英台地区。研究区在泉四段沉积时期发生大规模湖侵，早期，湖岸线在泰康隆起带的西缘，之后，湖侵速度逐渐加快；中期，湖岸线进一步西移，可容空间进一步增大，冲积平原逐渐演化为沼泽或河漫湖泊，三角洲发育范围逐渐扩大，北部物源加强(见图6(a))。

3.2.2 青山口组

青山口组沉积初期，西部斜坡区湖平面陡然上升(见图7)，为松辽盆地第一次大规模湖泛期。整个青山口组以湖相泥岩、粉砂质泥岩、介形虫泥岩沉积为主，主要物源区为泰康隆起带的西北部和北部，主要发育三角洲前缘和前三角洲，三角洲平原在研究区分布较局限，仅发育于青三段，三角洲前缘分布面积较大，水下分流河道为主力砂体；中部的前三角洲—湖相发育片状或点状浊流沉积；东部齐家—古龙凹陷水体较深，发育十余米厚的稳定暗色泥岩和油页岩[23]。

青一段物源主要来自研究区西北部和北部，沉积早期物源较弱，发生湖侵作用；沉积中期物源加强，三角洲朵叶大规模进积；沉积晚期发生一次大规模湖侵，湖相范围扩大(见图6(b))。青二段沉积早期三角洲显著发育，三角洲前缘相带向南延伸，呈片状分布，水下分流河道砂岩累计厚度一般为3～8 m，个别可达15 m，水体较浅，浊流和灰岩沉积规模发育于古龙深凹陷；青二段沉积中期，北部物源加强，湖岸线向南退缩，浊流和灰岩沉积范围在研究区内进一步减小，呈零星状分布；青二段沉积末期发生快速湖侵，形成一期在区域内稳定发育的深灰色—黑色纯泥岩，厚度为5～20 m(见图6(c))。青三段沉积早期主要发育三角洲沉积，三角洲朵叶规模大，前缘的席状砂体、河道砂体和河口坝砂体形成青山口组主要的有利目标相带，湖相灰岩和浊流相不发育；之后，基准面不断下降，至青三段沉积晚期，研究区中西部暴露于水面，三角洲平原区域扩大，地层广泛被剥蚀，北部物源供给量小，以薄层砂体湖相泥岩为主，不发育浊流相，而西部物源重新加强，大规模发育三角洲朵叶，古龙凹陷坡折带以下发育较大规模的浊流相(见图6(d))。

图6 松辽盆地西部斜坡区泉头组—青山口组沉积相平面分布

图7 松辽盆地西部斜坡区地震及沉积相剖面(剖面位置见图1)

4 沉积模式

断陷湖盆沉积体系演化与构造作用密切相关[24]。青山口组沉积时期，松辽盆地西部斜坡区湖平面升降频繁，物源供给充分，整体呈外缓内陡、南陡北缓形态，发育两阶坡折带(见图8(a))，坡折带的生长贯穿整个沉积时期。一阶坡折带位于泰康隆起带西北部，整体呈北东—南西向，宽度为12～18 km，坡度较缓，东西向视坡度为0.71°(见图8(b))，真实坡度约为0.80°；二阶坡折带位于龙虎泡与齐家—古龙交界区域，呈西南—北东向，宽度为13～15 km，坡度较陡，东西向视坡度为1.10°(见图8(b))，南北向视坡度为0.90°(见图8(c))，真实坡度约为1.00°。坡折带在地震剖面上呈典型的上超型反射，沉积厚度在坡折带两侧发生明显变化。坡折带对沉积体系和储层分布具有明显的控制作用，一阶坡折带主要控制三角洲沉积，二阶坡折带主要控制浊积体沉积。

图8 松辽盆地西部斜坡区古地貌

湖盆中心位于研究区东南部，大致处在齐家—古龙凹陷内。坡折带在泉四段未发育，西部斜坡区发育稳定的河流相沉积(见图9(a))。泉四段沉积末期—青一段沉积早期，坡折带的雏形初现(见图9(b))。一阶坡折带为三角洲的发育提供可容空间和动力，三角洲的规模和分布范围扩大，三角洲沉积体系主要位于一阶坡折带的缓坡带和二阶坡折带的北部。二阶坡折带主要位于半深湖—深湖区域，因坡度较大，陆源碎屑在三角洲前缘外侧发生大面积滑塌而形成浊流相。由于两阶坡折带距离较远，在有强物源供给的条件下，三角洲的规模更大，可以到达二阶坡折带而形成浊流相(见图9(b-c))。

图9 松辽盆地西部斜坡区沉积模式

青一段沉积时期，西部物源较发育，水动力强，三角洲规模较大，三角洲前缘到达二阶坡折带而形成浊流相；青一段沉积末期和青二段沉积时期，发生大规模的湖进，三角洲规模减小，西部物源无法到达二阶坡折带，西北部物源增强，在研究区北部发育小规模的浊流相；青三段沉积时期，发生湖退，三角洲规模重新扩大，西部物源重新加强，形成大面积的浊流相(见图9(d))。青一段和青二段沉积时期，北东部物源较小，三角洲大部分发育在二阶平台之上；青三段沉积时期，物源变强，三角洲规模增大，前缘向东延伸至二阶坡折带附近，陆源碎屑在二阶坡折带发生滑塌而形成浊流相砂体。

坡折带的坡度对进积规模具有明显的影响，对比一阶坡折带和二阶坡折带，虽然二阶坡折带物源供给较少，但坡度较大，容易发生重力流沉积而形成浊积体，同时在坡折处河道下切更为明显，河道更为稳定，浊积体的规模较低角度坡折带的更大。

研究区目的层段湖平面升降频繁，三角洲前缘砂体与湖相泥岩互层，有利于形成优质储层和有效圈闭；东南部直接赋存于湖相泥岩的浊流相砂体同样为研究区有利储集体。目前，在英台—大安地区的青一段、青二段中广泛发现浊流相砂体，大多见油气显示，是青山口组湖相区域勘探的有利目标之一。

5 结论

(1)松辽盆地上白垩统坳陷期是西部斜坡区的发育期，形成三角洲—浊流—湖相沉积体系，沉积相发育主要受盆地边缘坡折的控制作用。

(2)西部斜坡区泉四段—青山口组主要发育曲流河、三角洲、浊流和湖相沉积。泉四段主要发育河流—三角洲沉积，青山口组整体发育水退型三角洲和浊流相。

(3)青山口组沉积时期，西部斜坡区开始发育两阶坡折带。三角洲沉积主要发育于一阶坡折带的缓坡带，呈连片状分布，一阶坡折带为三角洲提供可容空间，扩大三角洲的规模。二阶坡折带一方面限制三角洲向东延伸，另一方面为浊流相的发育提供条件，而浊流相常被成熟的烃源岩包围，是优质岩性圈闭的有利探测区。