坡折帶–物源耦合控砂模式在湖相盆地儲層預測中的探討——以松遼盆地西斜坡地區白堊系儲層為例

崔龍濤，張倩萍

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坡折帶–物源耦合控砂模式在湖相盆地儲層預測中的探討——以松遼盆地西斜坡地區白堊系儲層為例

崔龍濤，張倩萍

（中海石油（中國）有限公司天津分公司，天津 300452）

松遼盆地西斜坡白堊系以三角洲、重力流沉積為主，青山口組沉積前西斜坡地區受兩級坡折帶控制，高位坡折帶寬12～18 km，坡度約0.7°～0.8°；低位坡折帶寬13～15 km，坡度約1°。姚家組時期高位坡折帶逐漸消失，西斜坡地區主要受單一坡折帶控制，坡折帶寬13～16 km，坡度約0.4°。坡折帶與物源方向的組合樣式對儲層的成因與類型影響較大，物源走向與坡折帶走向平行時，坡折帶下重力流沉積發育；物源走向與坡折帶走向垂直時，坡折帶則成為砂體疏導通道。古地貌、湖平面變化、物源供給是西斜坡地區的砂體類型及展布的主控因素。

松遼盆地；古地貌；坡折帶；沉積類型

松遼盆地西斜坡整體呈平緩東傾的大型單斜，油氣勘探目標以巖性油氣藏為主，富拉爾基、泰康隆起等地相繼發現工業油流，表明松北西斜坡地區具有一定的油氣勘探前景[1–2]。青山口組–姚家組沉積時期具有構造活動強烈、多物源、儲層相變快等特點。古地貌、物源供給系統（物源區、搬運方向等）時空上的耦合匹配，控制著后期物源輸導、分配和堆積[3]，對古地貌重建和沉積特征的再認識對輔助預測砂體分布具有重要意義[4–6]。辛仁臣通過地震剖面分析、編制沉積厚度圖恢復了松遼盆地西斜坡白堊系地層，定性識別了坡折帶平面展布特征及發育演化規律[7]；劉桂珍等利用井震結合、地層對比、沉積相分析等方法分析了溝谷–坡折帶特征及對儲層分布的控制作用[8]；趙志魁等通過高分辨三維地震資料研究坡折帶控制下層序、沉積微相、油藏分布特征[9]。

然而前人利用地震、厚度圖等定性恢復西斜坡的坡折帶古地形，精度不能滿足需要，且僅考慮坡折帶單一因素影響尚欠全面。本次研究結合巖心、測井、地震等資料明確了研究區沉積類型，采用回剝法恢復白堊系青山口組–姚家組沉積時地貌，定量刻畫西斜坡青山口組–姚家組時期地貌特征，并分析坡折帶、物源方向與沉積體系分布的關系，明確了湖相盆地儲層發育模式及主控因素，為下一步準確評價西斜坡的油氣勘探潛力提供依據。

1 地質背景

松遼盆地西斜坡北部位于齊家–古龍凹陷中軸線以西，西至盆地邊界，北起寶山縣陽起鎮，南以黑吉省界為界，勘探面積約24 000 km2（圖1左），包括齊家–古龍凹陷西部、龍虎泡–大安階地、泰康隆起帶、西部超覆帶。全區自下而上發育了泉頭組、青山口組、姚家組、嫩江組、四方臺組、明水組、古近系、新近系和第四系地層[10]。松遼盆地在青山口組初期大規模湖侵，形成了水域寬闊的深水坳陷湖盆，青山口組末期發生了整體構造抬升，與此同時， 全球海平面大幅度下降，造成松遼盆地湖平面大規模下降，湖區面積大幅度萎縮（圖1右）。

2 沉積類型及展布

圖1 西斜坡青一段沉積相圖（左）和青山口–姚家組地層柱狀圖（右）

青山口組時期為多物源的坳陷湖盆，主要受北部物源、西北方向齊齊哈爾物源和西部英臺物源影響[11]，其中北部物源最強，控制著大部分地區沉積。姚家組時期地貌變淺，為多物源方向的三角洲朵葉體疊置，整體上物源由西向北東沿順時針方向遷移。選取西斜坡地區具代表性的11口井進行巖心觀察，結合自然伽馬、密度測井曲線對比研究，發現西斜坡青山口組至姚家組時期以三角洲、重力流、濱淺湖沉積為主，主要儲層為三角洲前緣砂體、介殼類灘壩及重力流砂體。

重力流主要發育于青一段、青二段，重力流砂體與深色泥巖、三角洲前緣混合沉積。砂質碎屑流沉積主要由細砂巖、粉砂巖組成，常見滑塌變形層理和塊狀層理[12]，底部、頂部與暗色泥巖突變接觸（圖2a）。濁流由黏土和中細粒沉積物組成，主要是由碎屑流稀釋演化而來[13]，多為粉砂巖和粉砂質泥巖，與下伏暗色泥巖突變接觸，常見鮑馬序列、液化構造、塊狀層理、水平層理和波紋層理（圖2b）。三角洲前緣主要發育水下分流河道、河口壩和遠砂壩。水下分流河道以中細砂巖、粉砂巖為主，分選較好，多呈向上變細的正韻律，發育大型交錯層理、平行層理，底部常具沖刷面（圖2 c、g）。河口壩以細砂巖、粉砂巖為主，分選中等–較好，發育波紋交錯層理、小型交錯層理等，呈向上變粗的反韻律，部分河口壩頂部發育正韻律的生物灘壩（圖2 d、f）。遠砂壩沉積顆粒較細，主要為薄層粉砂巖、泥質粉砂巖互層，發育波紋層理、水平層理等，沿紋層面分布較多的植屑和碳屑，具有生物擾動構造，并有零星的介形類化石分布（圖2 e）。

3 古地貌恢復

前人對松遼盆地西斜坡地區坡折帶成因及其演化規律已有較多認識，多通過編制地層厚度圖反映地貌起伏變化[14]。但現今地層經沉降壓實、后期剝蝕、構造擠壓等作用后殘缺不全，與初始沉積時的地層差別較大[15]。本次研究通過對地層精細解釋后，進行剝蝕厚度恢復、去壓實校正和古水深校正等一系列研究，定量恢復地層原始沉積厚度。

3.1 剝蝕厚度恢復

剝蝕恢復對于古地貌恢復有十分重要的意義，只有將被剝蝕的厚度加上才能真正展現古厚度[16]。地層厚度在橫剖面上常有一定的變化規律，利用地震剖面，未剝蝕地層厚度及沉積邊界內插或者根據未被剝蝕的兩點地層厚度外插，可估算被剝蝕地層厚度。青山口組末期，構造反轉作用使松遼盆地西側抬升，青三段被剝蝕，發育明顯的侵蝕古地貌，故采用趨勢延伸法恢復地層。

圖2 西斜坡地區青山口組–姚家組巖心特征

a．粉砂巖，變形層理，重力流沉積，青一段，Y51井；b．砂泥巖薄互層，見液化，鮑馬序列CD段，重力流沉積，青一段，Y51井；c．細砂巖，見多組單向水流，水下分流河道，青一段，D84井；d．細砂巖，平行層理與雙向水流改造，河口壩沉積，姚家組，L31井；e．變形層理，遠砂壩，青二段，G98井；f．含介殼泥巖，河口壩沉積，姚家組，D56井；g．小型槽狀交錯 層理，水下分流河道，姚家組，G844井

3.2 去壓實校正

沉積物在埋藏壓實過程中，孔隙度隨深度、有效應力的變化有一定規律[17]。本次研究采用孔隙度指數模型，利用西斜坡地區孔隙度測試數據擬合砂泥巖的孔隙度（）–埋深（）變化曲線，得到泥巖、砂巖–方程：

在地層的骨架厚度不變的前提下，采用骨架厚度積分公式[18]推演出西斜坡青山口組至姚家組約100口井的地層原始厚度，通過恢復地層厚度與原始地層厚度之比求取壓實率，結果為1.19～2.00。

3.3 古水深校正

地層厚度恢復后，結合沉積構造、生物化石組合和巖相等綜合估算，進行古水深校正[19–21]，其中大型交錯層理水深0.5～5.0 m，波狀層理、平行層理水深5.0～20.0m，而鮑馬序列、丘狀交錯層理水深一般大于30.0 m。

4 古地貌特征與沉積體系的時空耦合

古地貌恢復結果表明：松北西斜坡構造單元以坡折帶為主，坡折帶附近可容空間多變，往往使沉積相和沉積厚度突變，在地震、地質等厚圖上表現為斜坡處等值線密集，由坡折到坡腳厚度劇增。

4.1 坡折帶的識別及展布特征

青山口組早期沉積前，西部斜坡地區整體受兩級坡折帶控制，高位坡折帶呈西南–北東走向，寬12~18 km，坡度較緩（0.7°~0.8°）；低位坡折帶呈西南–北東向，寬13~15 km，坡度較陡（約1°）。整體而言，呈外緩內陡、南陡北緩形態；湖盆中心位于東南部，大致處于齊家古龍凹陷（圖3）。

青山口組晚期沉積，西部斜坡地區仍受兩級坡折帶控制，高位坡折帶北部向東南遷移，整體呈西南–北東走向，寬12~16 km，坡度略緩（約0.7°）；低位坡折帶呈南西–北東向，寬13~16 km，坡度略緩（約0.9°）。整體外緩內陡、南陡北緩形態，湖盆中心仍位于齊家古龍凹陷（圖4）。

受前期填平補齊作用影響，姚家組時期沉積地層明顯變緩，西部斜坡地區主要受單一坡折帶控制，青山口組時期的高位坡折帶更為寬緩，坡度約0.1°，對地形及沉積物分布影響不大；低位坡折帶呈南西–北東向，寬度13~16 km，坡度較陡，約0.4°。外緩內陡、南陡北緩形態基本不變。

4.2 坡折帶–物源體系耦合控砂模式

青山口組早期主要發育來自西部物源的三角洲平原、三角洲前緣。較陡的高位坡折帶之下，以重力流滑塌連片沉積為主，如H2–H20區域、Y28–Y19區域等；低位坡折帶之下，西部物源至此處沉積物較細，供給動力不足，難以繼續向前推進，因此低位坡折之下以大段深水泥質沉積為主，重力流沉積較少發育（圖5a）。同時，早期北部物源的沉積體大部發育在二級平臺之上，以三角洲前緣為主，物源方向平行坡折帶走向，側向超覆于高位坡折帶之上。高位坡折帶形成了北部物源體系運輸的通道，推進終止于低位坡折帶附近，部分沉積物滑塌形成孤立的重力流沉積（圖5a）。

圖3 青山口組早期古地貌特征

圖4 青山口組晚期古地貌特征與沉積體系類型展布

青山口組沉積早期，研究區為饑餓充填狀態，為半深湖沉積，僅湖盆邊緣發育砂體，坡折之下砂體分布較少（圖5a）。沉積填平補齊作用下，坡折逐漸平緩，對沉積物控制作用減弱。姚家組沉積時期，西南部、北部及北東部物源大范圍推進，物源供給增強，各物源方向的三角洲前緣砂體廣泛分布于研究區內（圖5b）。

綜上所述，西斜坡青山口時期地貌整體受兩級坡折帶控制，其中低位–高位坡折帶組合樣式控儲層成因類型；高位坡折帶平行物源方向，形成物源供給通道，控制儲層平面展布特征。姚家組初期，坡折帶角度逐漸變緩，物源供給對儲層發育規模的控制作用增強，三角洲砂體大范圍分布。

圖5 西斜坡坡折帶–物源體系耦合控砂模式

5 儲層分布的主控因素分析

沉積盆地中控制儲層成因類型與分布的主要因素包括構造、氣候、沉積物供給、湖平面[22]。構造作用在非海相盆地對沉積體系具有重要控制作用[23]，古構造運動通過對古地貌的改造影響可容納空間大小，控制沉積體系類型與分布。松北西斜坡青山口組處于坳陷期，區域伸展作用使盆地繼續下降，青山口組時期發育兩條坡折帶，高位坡折帶較陡，寬12~16 km，坡度約0.7°，湖岸線在局部范圍內進退，可容納空間主要局限于斜坡以下，坡折下發育重力流與三角洲前緣混雜堆積；低位坡折帶寬13~16 km，坡度約0.9°，坡折下發育少量土豆狀濁積巖（圖6）。

圖6 松北盆地西斜坡青山口組儲層發育模式

湖平面變化對控制湖盆充填模式有重要控制作用，然而在過度充填盆地中，氣候條件影響則很小[24]。松北西斜坡沉降速率小于10 m/Ma[25]，青山口組時期快速湖侵，發育半深湖沉積，為饑餓充填狀態，僅湖盆邊緣砂體發育，較陡坡帶之下砂體分布較少，湖盆中心多為泥質沉積。物源供給與坡折帶走向的組合樣式對沉積類型及展布同樣有重要控制作用，松北西斜坡青山口組時期，物源方向與坡折帶走向一致，坡折帶形成物源體系運輸的通道；物源方向與坡折帶走向垂直，三角洲終止于坡折帶附近，部分滑塌至坡折之下形成孤立的重力流沉積（圖6）。

因此，構造古地貌、湖平面變化及物源供給綜合作用于松北西斜坡地區，使該區發育不同規模的三角洲、重力流沉積。

6 結論

（1）青山口組沉積前，松遼盆地西斜坡地區整體受兩級坡折帶控制，呈外緩內陡形態。姚家組時期地形變緩，西斜坡地區主要受單一坡折帶控制。

（2）雙坡折帶組合樣式控制西斜坡地區儲層成因類型，物源方向–坡折組合控制儲層分布，供給速率影響砂體規模與展布。

（3）古地貌、湖平面變化與物源供給是松遼盆地西斜坡地區沉積發育的主控因素。

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編輯：蒲洪果

2017–11–28

崔龍濤，工程師，1988年生，2014年畢業于中國地質大學（北京）礦產普查與勘探，現從事沉積學及開發地質學研究。

國家科技重大專項“巖性地層油氣藏成藏規律、關鍵技術及目標評價”（2011ZX05001022）。

1673–8217（2018）04–0006–06

TE112.23

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