近年来随着松辽盆地深层油气勘探的不断深入, 重力流砂体岩性油气藏对储量贡献愈来愈大, 促使裂陷期重力流沉积成为当前松辽盆地油气勘探和研究的热点课题^[1]。重力流作为重要的沉积物搬运机制, 广泛发育于湖盆斜坡和深水盆地, 形成规模巨大的油气储集体^[2-4]。中国陆相断陷湖盆重力流砂体常沉积于地形高差大、物源充沛、构造活动频繁的古地理环境中, 以粗碎屑沉积为主, 发育规模受同沉积构造活动和古地貌的约束^[5]。Kneller等^[6]认为沟道侧向地形限制了重力流沉积体展布, 沉积物在搬运过程中对侧向凸起冲刷的同时, 其结构构造也发生了改变。Pickering等^[7]认为同沉积断裂的形态对沉积流体的古流向、汇水区和砂体富集区具有控制作用。中国学者提出“坡折控砂”^[8-10]、“断坡控砂”^[11-12]等机制及沟道重力流、深水重力流等沉积模式, 丰富完善了重力流沉积理论。松辽盆地裂陷期湖盆快速扩张, 构造活动强烈, 古地貌坡度较大, 有利于重力流砂体的沉积, 具有良好的油气勘探前景^[13-15]。笔者以长岭断陷南部的龙凤山次凹营城组为例, 基于对研究区断裂形态、古地貌特征和重力流沉积物特征的研究, 探讨长岭断陷裂陷期重力流成因类型及分布特征。

长岭断陷位于松辽盆地南部, 是在中生代火山岩基底上经过大规模左行走滑作用而形成的, 总体上具有北西断南东超的箕状断陷特征^[16]。龙凤山次凹位于长岭断陷南部, 面积近300 km²。营城组沉积时期为松辽盆地快速裂陷期, 龙凤山次凹受北正镇断裂带和东岭断裂带拉张走滑作用的影响, 研究区内部发育4条北北东向次级断裂, 断裂活动剧烈, 在南部充沛的物源供给下研究区发育扇三角洲和近岸水下扇沉积, 沉积砂体紧邻半深湖—深湖相烃源岩, 空间上具有优越的油气生储组合条件, 是目前长岭断陷南部深层岩性油气藏勘探的重点目标(图 1)。

图 1

图 1 研究区区域构造位置示意图 Fig.1 Regional tectonic location schemes of study area

龙凤山次凹营城组沉积时期共发育4条西倾正断层, 分别为F2、F3、F4和F5断层。通过对龙凤山次凹营城组地层厚度平面展布特征研究, 认为研究区地势总体为南高北低, 坡度自西向东逐渐变陡(图 2)。根据构造地貌特征, 将研究区划分为东北洼陷带、西南断槽带和东南斜坡带3类古地貌单元, 其中西南断槽带是由于断裂活动造成断层两盘地形存在高度差所形成的, 断槽位于断层下降盘深凹陷部位, 延伸距离较远; 东南斜坡带地形相对较陡, 西南断槽带和东南斜坡带向北部逐渐过渡为东北洼陷带, 东北洼陷带地层厚度较大, 为研究区主要的沉降中心。研究区砂砾岩含量沿断层走向逐渐降低而碎屑岩成分成熟度沿断层走向逐渐升高(图 2), 同时断层两侧地层厚度、粒度特征、暗色泥岩含量和地震属性特征具有较大差异(表 1), 因此推测营城组沉积时期龙凤山次凹内部发育的断层为同沉积断层。

图 2

图 2 龙凤山次凹营城期古地貌特征 Fig.2 Paleogeomorphologic of Yingcheng Formation in Longfengshan subsag

表 1

表 1 龙凤山次凹营城组断层两盘沉积物特征 Table 1 Sediment characteristics of both side of fault in Longfengshan subsag 断层 井号 地层厚度/m 砂砾岩含量/% 暗色泥岩含量/% 地震属性均方根振幅 F2 下降盘 北205 811.7 41.2% 25.3% 中—低振幅 上升盘 低振幅 F3 下降盘 北1 699.7 58.7% 43.4% 中振幅 上升盘 中—低振幅 F4 下降盘 北204 711.2 57% 37.3% 中—高振幅 上升盘 北202、北201 576、620.3 41.1%、37.6% 10.9%、15.7% 中振幅 F5 下降盘 北206 838.5 39% 25.1% 中—高振幅 上升盘 北203 681.1 21.8% 11.8% 低振幅

表 1 龙凤山次凹营城组断层两盘沉积物特征 Table 1 Sediment characteristics of both side of fault in Longfengshan subsag

龙凤山次凹营城组重力流沉积岩性主要为砂砾岩、含砾砂岩、细砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩和泥岩, 可见泥质撕裂屑、泥砾以及炭屑呈分散状分布于砂砾岩中, F4和F5断层下降盘粗粒碎屑组分含量较高。根据研究区岩石支撑类型和粒度概率特征统计表明, 位于断层下降盘和东南斜坡带的沉积物以杂基支撑为主, 粒度概率累积曲线主要以粗粒一段式和两段式为主。断层上升盘处杂基支撑沉积物逐渐减少, 粒度概率累积曲线也逐渐过渡为以两段式和细粒一段式为主的特点(图 3)。这说明同沉积断层活动所形成的断槽和古地貌特征对重力流沉积物的成分和结构特征具有重要的影响作用。

图 3

图 3 龙凤山次凹营城期岩石特征展布 Fig.3 Lithological distribution of Yingcheng Formation in Longfengshan subsag

重力流类型划分是研究重力流沉积的理论基础。关于重力流发育类型的分类国内外尚无统一标准。学者们围绕着搬运流体流变学特征^[17]、碎屑支撑机制特征^[18]、沉积过程^[19]、流态特征^[19-20]和沉积物质量分数特征^[21]提出了自己的观点, 目前重力流分类参数多样且不能形成共识, 在重力流研究中存在了大量的争议(表 2，据杨田等^{[3, 22-26]}, 有修改)。中国陆相断陷湖盆具有水体深度浅、面积小、坡度陡、砂体搬运距离较短、流体性质转换速度快、发育多个物源、源-汇关系复杂、同沉积构造活动强烈的沉积背景, 与国外海相盆地构造稳定、水体深度和规模大、搬运距离远、物源单一、坡度较缓的沉积背景特征形成鲜明对比。

表 2

表 2 重力流分类方案 Table 2 Comparison of classification scenario of gravity flow 研究者 分类方案 Dott[22] 浊流 碎屑流 Middleton[19] 浊流 液化流 颗粒流 泥石流 Lowe[23] 流体流 碎屑流 浊流 流体化流 液化流 颗粒流 黏性碎屑流 Shamugam[24] 浊流 非黏性碎屑流 砂质碎屑流 泥质碎屑流 Mulder[25] 似涌浪浊流 准稳态浊流 浓密度流 超浓密度流 碎屑流 Talling[26] 泥质密度流 低密度浊流 高密度浊流 非黏性碎屑流 低黏性碎屑流 黏性碎屑流 泥流 笔者 泥质密度流 低密度浊流 高密度浊流 砂砾质碎屑流 泥质碎屑流

表 2 重力流分类方案 Table 2 Comparison of classification scenario of gravity flow

在精细观察描述龙凤山次凹9口取心井的基础上(图 4), 总结前人研究成果, 依据Shanmugam和Talling提出的浊流-碎屑流两分体系^[27-28], 认为研究区主要发育浊流和碎屑流两种重力流类型。浊流是一种变密度紊流体, 其紊流特征主要取决于颗粒质量分数和粒径, 所以浊流根据沉积物流变特征和沉降机制, 分为絮凝状搬运沉积的泥质密度流, 紊流搬运沉积的低密度浊流和受阻紊动沉降的高密度浊流。碎屑流是一种高密度的层流体, Talling等^[26-27]将深水碎屑流分为无黏性、弱黏性、黏性和泥质碎屑流4种类型, 但断陷湖盆中重力流砂体搬运距离短, 导致流体性质频繁转换, 多种黏性碎屑流沉积物混杂沉积, 区分特征不明显。而Shanmugam^[24]将深水碎屑流划分为颗粒流、砂质碎屑流和泥质碎屑流, 但中国陆相断陷湖盆重力流沉积物分选较差, 泥质含量较高, 导致颗粒流在陆相断陷湖盆中非常少见。所以根据结构差异将碎屑流分为泥质杂基含量较低且黏结强度不足以支撑砂砾质颗粒的砂质碎屑流和泥质杂基含量较高且黏结强度足以支撑砂砾质颗粒的泥质碎屑流。对于前人提出的液化流、浓度流、黏性流等术语, 因为断陷湖盆中各流态沉积物混积导致其识别特征模糊或不属于独立重力流流体^[29-30], 所以不采用以上术语。

图 4

图 4 龙凤山次凹营城组典型井位重力流沉积特征 Fig.4 Typical sedimentary characteristic of gravity flows of Yingcheng Formation in Longfengshan subsag

研究区高密度浊流沉积物以块状构造砂岩为主(图 5(a)、(b)), 块状构造砂岩向顶部和底部逐渐过渡为平行层理砂岩(图 5(b)~(d)), 岩石中碎屑颗粒分选较差。粒度分析结果显示, 粒度概率曲线主要呈两段式, 整体斜率较低(图 7)。与碎屑流沉积相比, 高密度浊流主要具有以下特点:①高密度浊流是以流体扰动支撑碎屑颗粒进行搬运, 所以其泥质杂基含量相对较低; ②高密度浊流是逐层沉积, 所以沉积物中“漂浮状砾石”常呈层状排列, 而碎屑流沉积物是整体固结块状搬运, 砾石常混杂排列; ③高密度浊流中碎屑颗粒质量分数较高, 所以悬浮组分中的碎屑颗粒频繁碰撞和快速堆积导致砂岩中纹层构造不明显, 随着搬运距离的增加, 颗粒间的作用逐渐减小, 块状砂岩也逐渐过渡为平行层理砂岩^[27]。研究区发育的块状构造砂岩符合高密度浊流沉积物的特征, 岩心中可见高密度浊流快速搬运沉降所形成的槽模(图 5(a)), 下覆沉积物受高密度浊流推进牵引的影响, 发育平行层理中细砂岩(图 5(c))。

图 5

图 5 浊流沉积特征及识别标志 Fig.5 Characteristics and recognition marks of turbidity currents

图 6

图 6 龙凤山次凹营城组重力流类型及特征(据文献[3], 有修改) Fig.6 Classification and characteristic of gravity flow of Yingcheng Formation in Longfengshan subsag (After citation [3], modified)

图 7

图 7 碎屑流沉积特征及识别标志 Fig.7 Characteristics and recognition marks of debris flow

研究区低密度浊流沉积物以波状层理粉细砂岩为主(图 5(b)、(e)、(f))。岩石中碎屑颗粒分选较好, 粒度分析结果显示, 粒度概率曲线主要呈两段式, 整体斜率较高(图 6), 与高密度浊流沉积物粒度特征相比, 沉积流体中悬浮载荷比例减小, 流体中颗粒间作用减弱, 沉积物逐层堆积且速率较慢, 发育明显的纹层构造。Talling等^[27]认为这种悬浮搬运组分较少且具波纹层理的沉积物为低密度浊流沉积物, 低密度浊流是具有牛顿流变性质的底流, 支撑机制以流体扰动为主。由于低密度浊流沉积过程中底载荷远大于悬浮载荷, 沉积物在向前方迁移的同时没有过多的向上增长, 保留了清晰的前积纹。

研究区岩心中发育大量的泥岩和粉砂质泥岩薄互层沉积(图 5(g)), 植物碎片和炭屑集中呈层状分布, 且长轴方向一致(图 5(h))。粒度分析结果显示, 沉积物粒度概率曲线以两段式为主(图 6)。全球有70%的水下沉积物为细粒沉积^[31], 前人研究多侧重于静水条件下细粒沉积物的沉降过程, 却忽视了重力流成因的泥质沉积^[32]。Juergen通过水槽实验发现浊流前进过程中, 细粒碎屑组成的密度流搬运距离较远, 与环境水体存在高质量分数差的流体沿湖盆底部搬运, 缓慢沉降并形成厚层的粉砂质和泥质沉积^[32]。细粒沉积物中可以观察到迁移波痕纹层(图 5(g)), 长轴方向一致的植物碎片和炭屑也指示了陆上沉积物在流水作用下逐层沉积的特点(图 5(h))。

研究区泥质碎屑流沉积物多为杂基支撑砾岩(图 7(a))和含砾砂质泥岩(图 7(b)), 以块状构造为主, 与底部泥岩或粉细砂岩呈线状突变接触。由于泥质碎屑流强剪切力的作用, 下覆沉积物常发育一些不规则的变形(图 7(c))。沉积物中砾石分选磨圆较差, 不发育纹层构造, 呈砾、砂、泥混合固结厚层块状沉积。在沉积物的中部和顶部可见泥质撕裂屑(图 7(d))和砂质团块(图 7(e)), 其中泥质撕裂屑由于抗剪强度较小, 两端被拉长尖灭或呈不规则状平行排列于沉积物中^[3]。粒度概率曲线显示为一段式为主, 斜率低, 细粒组分含量较高(图 6)。沉积物中复杂的粒度特征和较高的泥质含量反映了沉积过程中高黏度塑性的流体将沉积物整体搬运同时沉积的特点。

砂质碎屑流沉积物以块状构造和逆粒序砂砾岩(图 7(f))为主, 与泥质碎屑流沉积物相比杂基含量低, 较纯净的砂砾岩与底部泥岩呈突变接触, 并发育线状滑动剪切面(图 7(g))。岩心中发育大量深灰色的泥砾呈平行状“悬浮”于砂砾岩中(图 7(h)), 反映了砂质碎屑流以线性层流为主的流体性质。泥质撕裂屑以灰黑色为主, 沉积过程中在流体内部剪切应力和砂砾间碰撞下多呈不规则状并与层面斜交分布(图 7(i))。砂质碎屑流沉积物粒度概率累积曲线以一段式为主, 斜率低, 沉积物分选差且细粒组分含量较少(图 6)。

重力流沉积物的形成是包含“触发—搬运—沉降”的综合作用^[34-36], 不同构造位置重力流作用强度存在差异, 同时不同类型的重力流之间存在相互转化, 从而单一的重力流事件在不同的构造位置能够形成多种类型重力流组合。

龙凤山次凹营城组重力流沉积岩相组合主要分为两种类型, 一种为垂向上浊流—碎屑流—浊流沉积物组合, 另一种为垂向上滑塌—碎屑流—浊流沉积物组合。两种重力流岩相组合类型是重力流沉积过程和成因机制的物质反映, 前者表明流体的速度由慢变快再变慢的过程, 其质量分数也随着流速的改变先升高再降低, 流体性质经历了紊流—层流—紊流的演化, 代表了洪水水动力先增强后减弱的特征; 后者表明流体的速度瞬时增快后逐步减慢的过程, 流体质量分数逐渐降低, 流体性质主要由层流向紊流转化, 代表了沉积物快速滑塌再搬运的特征(图 8)。

图 8

图 8 龙凤山次凹营城组重力流沉积组合模式 Fig.8 Combination model of gravity flow of Yingcheng Formation in Longfengshan subsag

研究区西南断槽带受F3、F4和F5断层持续活动的影响, 断距逐渐增大, 从而形成自物源区凸起延伸至湖盆深处的断槽。根据单井测录井资料可见沉积物呈多期反粒序—正粒序组合为主的特征, 反映洪水型重力流沉积物在湖盆浪基面之上堆积, 形成扇三角洲相。(图 9剖面位置见图 2)。研究区东南斜坡带坡度较陡且水体深度较大, 泥质沉积物颜色以灰黑色和黑色为主, 根据单井岩性资料可见多组正粒序组合为主的沉积物特征。结合北2井岩心中发育的滑塌变形构造(图 4), 分析为沉积物在构造运动的触发下发生滑塌, 并堆积于研究区半深湖—深湖区, 形成近岸水下扇相(图 9)。

图 9

图 9 龙凤山次凹营Ⅲ-营Ⅴ砂组沉积相连井剖面 Fig.9 Sedimentary facies of Yingcheng third and fourth sand group in Longfengshan subsag

基于龙凤山次凹营城组沉积时期构造活动、古地貌、重力流类型和流体转化机制的研究, 建立断陷湖盆重力流发育与转化模式(图 10(a)、(b))。

图 10

图 10 龙凤山次凹营Ⅲ砂组沉积相 Fig.10 Sedimentary facies of 3rd sand group of Yingcheng Formation in Longfengshan subsag

断槽作为研究区西南部主要的输砂通道, 扇体沿断槽走向展布。从地震剖面(图 10(c))可以看出扇体根部为连续前积强反射, 代表逐层沉积的浊积体向湖盆进积。根据地震响应特征, 认为营城组沉积初期碎屑物质在重力的作用下沿断槽形成低密度浊流沉积。随着洪峰将至, 水体搬运能力逐渐增强, 导致搬运水体中碎屑颗粒质量分数逐渐上升, 并逐渐转化为塑性层流搬运为主的碎屑流, 此时砂砾泥沉积物混杂导致断槽内沉积物多为杂基支撑的砾岩。碎屑流进入湖盆水体中, 与环境水体混合导致搬运流体由碎屑流向高密度浊流的转化。洪峰过后的退水期, 水体能量减弱并转化为低密度浊流和泥质密度流, 沉积物按粒度大小依次卸载形成递变层理粉细砂岩。上述流体演化过程发育于湖盆正常浪基面之上, 主要为扇三角洲前缘亚相沉积(图 10(a)), 构成了洪水涨水期(低密度浊流—碎屑流)—洪峰期(碎屑流—高密度浊流)—退水期(低密度浊流—泥质密度流)的重力流演化过程(图 10(b))。

研究区东南部受古地貌控制, 坡陡水深。沿扇体展布方向切取地震剖面, 扇体根部显示为厚层的杂乱空白反射, 结合岩心中观察到的滑塌变形构造, 推测为物源区的碎屑物质发生滑塌, 呈块体搬运并快速堆积; 扇体末端坡度变缓处地震反射特征逐渐演变为前积弱反射, 分析为浊流沉积物逐层沉积形成了前积砂体(图 10(d))。

根据地震响应特征, 分析重力流发育过程, 认为沉积物发生滑塌, 直接进入半深水—深水环境, 形成近岸水下扇相砂体(图 10(a))。靠近物源区的近岸水下扇沉积物粒度较粗, 粗碎屑物质进入湖盆深部后以层流的方式进行搬运沉积, 构成了近岸水下扇中端亚相。由于砂泥岩之间抗剪切能力的不同, 湖盆底部的泥岩在滑动剪切的作用下被撕裂成屑卷入块状砂砾岩中, 形成泥质撕裂屑和泥砾。碎屑流在继续向前搬运的同时, 与湖盆水体不断混合, 搬运流体紊动性逐渐增强, 呈多种流体混合的流体形态, 并逐步转化为浊流, 沉积物逐层沉降, 构成了近岸水下扇远端亚相。研究区东南斜坡带自物源区向北, 流体性质逐渐由滑动滑塌转化为砂质碎屑流、高密度浊流、低密度浊流和泥质密度流。

(1) 龙凤山次凹营城组沉积时期发育东北洼陷带、西南断槽带和南部斜坡带3类古地貌单元, 自西向东坡度逐渐变陡, 西南断槽带中同沉积断裂活动所形成的断槽为研究区重要的输砂通道, 为重力流砂体长距离搬运提供条件。

(2) 龙凤山次凹营城组发育的重力流类型主要有泥质密度流、低密度浊流、高密度浊流、砂质碎屑流和泥质碎屑流。根据重力流触发机制和重力流沉积岩相组合特征, 认为龙凤山次凹营城组发育洪水型重力流和滑塌型重力流两种成因的重力流。洪水型重力流构成了洪水涨水期(低密度浊流—碎屑流)—洪峰期(碎屑流—高密度浊流)—退水期(低密度浊流—泥质密度流)的重力流演化过程。滑塌型重力流发育滑动滑塌转化为砂质碎屑流、高密度浊流、低密度浊流和泥质密度流的重力流演化过程。

(3) 西南断槽带重力流类型主要以洪水型重力流为主, 碎屑物质沿同沉积断层活动所形成的断槽进入湖盆, 形成扇三角洲相。扇三角洲前缘砂体受洪水或构造活动的影响, 滑动滑塌进入东北洼陷带形成湖底扇相。东南斜坡带重力流类型主要以滑塌型重力流为主, 碎屑物质自物源区沿斜坡整体呈块状发生滑动滑塌进入半深湖—深湖环境, 形成近岸水下扇相。