松辽盆地扶新隆起带东缘泉四段沉积特征及沉积模式分析

罗 超，罗水亮，胡光明，陈昌照，王子琦

(1.中国石油勘探开发研究院 鄂尔多斯分院，北京 100083；2.长江大学 油气资源与探测技术教育部重点实验室，湖北 武汉 430100；3.长江大学 地球科学学院，湖北 武汉 430100；4.中国石油安全环保技术研究院，北京 102200；5.中石油辽河油田分公司 特种油开发公司，辽宁 盘锦 124010 )



松辽盆地扶新隆起带东缘泉四段沉积特征及沉积模式分析

罗 超1，罗水亮2,3，胡光明2,3，陈昌照4，王子琦5

(1.中国石油勘探开发研究院 鄂尔多斯分院，北京 100083；2.长江大学 油气资源与探测技术教育部重点实验室，湖北 武汉 430100；3.长江大学 地球科学学院，湖北 武汉 430100；4.中国石油安全环保技术研究院，北京 102200；5.中石油辽河油田分公司 特种油开发公司，辽宁 盘锦 124010 )

浅水三角洲是当今油气勘探开发的热点与重点对象.扶新隆起带东缘泉四段沉积时期，古地形平坦，气候整体干旱，湖盆宽浅，具备发育大面积浅水三角洲的有利地质条件.为了更好地厘定扶新隆起带浅水三角洲沉积体系与油气勘探开发间的关系，利用13口井的岩心资料及近600口井的录井、测井资料，分析下白垩统泉四段的沉积特征及沉积模式.结果表明：研究区下白垩统泉四段沉积演化阶段，受西南保康水系的影响，发育树枝状浅水三角洲沉积体系.该三角洲沉积体系特征包括成分、结构成熟度中等，粒度偏细，概率曲线反映为浅水牵引流沉积特征；砂岩中发育丰富的强水动力沉积岩相；(水下)分流河道及席状砂大面积分布，河口坝不甚发育.三角洲平原和前缘亚相区，发育连片分布(水下)分流河道砂体为主体的富砂带,侧向叠置，切割严重，沿北北东向展布，向盆地方向延伸较远；受湖浪因素影响，在三角洲前缘发育大面积展布的薄层席状砂，具有沿向湖盆方向呈条带状延伸的分布模式.

沉积特征； 沉积模式； 泉四段； 浅水三角洲； 扶新隆起带

0 引言

Fisk H N在1961年提出浅水三角洲的概念，将河控三角洲按水深变化划分为深水型和浅水型两种[1].Donaldson A C(1974年)认为在浅水三角洲中，主要可以分出上三角洲平原、下三角洲平原、三角洲前缘与前三角洲4种亚相[2].在浅水三角洲研究方面，国外主要体现在成因动力学、成因砂体构成及储层建筑结构等方面[3-5].我国学者对浅水三角洲的认识起源于20世纪80年代，在浅水三角洲形成条件、微相发育特征及聚煤作用等方面取得丰富的认识及成果，主要包括：浅水三角洲形成于水体宽浅、地形平缓的环境中，是一种特殊的三角洲类型，不具备Gilbert型三角洲的三层结构；浅水三角洲所发育的亚相相带间平缓相接，无明显坡折，平面微相类型以分流河道砂体为主，河口坝不发育，垂向相序往往不完整；河流、沿岸流作用对前缘砂体的不同程度改造，使得各微相组合成枝状、坨状、席状等不同样式的平面形态[6-17].目前国内主要研究区域分布于松辽、渤海湾、四川、鄂尔多斯等含油气盆地，松辽盆地三角洲研究是学者们关注的重点，人们研究扶新隆起带及周边地区下白垩统泉四段的沉积特征和局部地区的沉积微相[18-21]，认为该层段发育浅水三角洲沉积体系，但缺少对地质演化时期沉积条件、沉积体系特征和沉积演化特征的研究.

文中根据研究区13口井的取心资料和近600口井的录井、测井资料，以区域地质特征为背景，在泉四段沉积古地形、古气候及古水深条件分析的基础上，研究扶新隆起带东缘浅水三角洲发育的有利条件；同时，在高精度地层格架内，分析研究区浅水三角洲沉积相标志、沉积微相构成及沉积作用演化规律，建立浅水三角洲沉积模式，以明确泉四段沉积条件及储层分布特征，为该地区陆相浅水三角洲储层内油气勘探开发提供地质依据.

1 区域地质概况

扶新隆起带位于松辽盆地中央坳陷区东部一个正向二级构造单元(见图1)，西南部与长岭凹陷相接，南毗华字井阶地，北临三肇凹陷，东连登娄库—长春岭背斜带[22].根据构造演化特征，可细分为断陷期、断坳转换期、坳陷期、反转期4个阶段，晚侏罗世(约158 Ma)至早白垩世中期(约120 Ma)为断陷期，早白垩世末期(约110 Ma)至晚白垩世末期(约83 Ma)为坳陷期，断陷期与坳陷期之间为持续时间相对较短的断坳转换期，晚白垩世末期之后为反转期[23].下白垩统泉头组发育于盆地坳陷期，按照层序及岩性韵律特征自下而上可分为四段，构造沉降稳定，地形平坦，整体气候干旱，受西南通榆—保康水系影响，在扶新隆起带发育大范围河流—三角洲沉积体系[24-26].

图1 扶新隆起带东缘位置与目的层地层岩性特征

2 泉四段沉积背景

泉四段沉积时期，扶新隆起带处于基底稳定均匀沉降的构造演化阶段，研究区古地势平坦，湖盆水域宽浅，气候整体干旱，周缘物源沉积物供给充分，满足浅水三角洲沉积的有利条件.

2.1 古地势

浅水三角洲的沉积过程与古地势特征有重要联系.人们采用平衡剖面法对扶新隆起带的古地势特征进行分析，结果显示下白垩统沉积阶段盆地进入坳陷期，经过下伏登娄库组及泉一、泉二段的长期淤积填平作用，形成坡度角小于1°的平坦古地形，使得位于入盆过渡沉积区域内的平原沉积与水下沉积之间相带间距宽，发育前积作用不明显的浅水三角洲沉积.

在泉四段内，根据湖泛泥岩界限、冲刷面等特征划分为4个砂组，对比顺物源方向的小井距井，结果表明4个砂组前积特征不明显，计算地层倾角小于1°(见图2).如图2的D13-7.4井和D+13-7井井距为76.3 m，井距较近，层间对比标志层明确，岩性韵律特征基本一致，2口井的曲线形态相似性较高，表明砂组及小层的划分依据具有较高的可靠性.通过泉四段顶、青一段底的标志层拉平，可见砂组界面与内部砂层顶面基本平行，前积特征并不明显.应用井距和深度参数，计算各小层内倾角小于1°，可推断泉四段沉积时期古地势平坦，相应的三角洲沉积物不具备典型的前积特征.

图2 D13-7.4井和D+13-7井顺物源方向地层对比剖面Fig.2 Stratigraphic profile in same direction of provenance(well D13-7.4 and D+13-7)

2.2 古气候

根据δ18O古地温资料[27]，推断扶新隆起带泉一段到泉四段沉积早期，气候整体炎热干旱，古温度最高可达37 ℃，与泉四段下部层位发育的石膏层及钙质层对应.由于古气候演化规律可以由保存化石的类型及数量反映，如沙椤科、紫萁孢等代表温湿气候，希指蕨孢、克拉梭粉反映干旱条件，因此结合泉四段层内的化石信息可推断该阶段的古气候特征[28-29].根据泉头组各个时期的孢粉相对质量分数，泉头组的气候演化具有明显的阶段性特征，从泉一段到泉二段、泉三段到泉四段晚期，化石数量由少变多，其中泉三段到泉四段末期尤为明显，孢粉组合中沙椤科逐渐增多，克拉梭粉、希指蕨孢由多变少.这些化石组合的变化特征表明古气候逐渐由干热向温湿转变(见图3).

图3 泉四段古气候标志变化示意(据文献[13]略有修改)Fig.3 Palacoclimatologic changes within Quan 4 formation

图4 J25井泉四段泥岩颜色转换面(深度334.72 m)Fig.4 Changing surface of mudstone of J25 well within Quan 4 formation(334.72 m)

泉四段早期气候炎热，西南物源区的风化剥蚀作用加剧，为研究区提供丰富的碎屑物质，沉积的泥岩颜色以紫红色和杂色为主.伴随气候转换，泉四段中上部的泥岩颜色逐渐变化，如J25取心井在334.72 m位置发育一个典型的泥岩颜色转换面，在该面之下泥岩多为紫红色等氧化色，该面之上以灰绿色泥岩为主，表明泉四段中后期降雨量增加，湖盆水体加深，沉积环境由干旱、半干旱向温湿过渡(见图4).

2.3 古水深

扶新隆起带泉四段上下介形类化石特征基本一致，所包含的化石数量较多，个体大小多具有中等偏小的特点，壳面常呈蜂孔和光滑状；壳体保存情况良好，在研究区广泛分布，且与湖岸线的分布基本一致，推测为就近原地保存，未经过长距离搬运，不具备深湖—半深湖环境特征；同时与介形类化石共生大量浅水型原地轮藻[30-31]，表明该时期以滨浅湖沉积环境为主要特征，水体宽浅，具备发育浅水三角洲的古水深条件.

3 泉四段沉积特征

3.1 沉积相标志

3.1.1 岩石学特征

图5 扶新隆起带东缘泉四段砂岩岩石成分Fig.5 Sand composition of Quan 4 formation in the eastern Fuxin uplift

扶新隆起带泉四段储层岩性为长石岩屑砂岩，以及少量岩屑长石砂岩(见图5)，稳定矿物体积分数较少，石英体积分数为18.0%～55.0%，平均为37.4%，表明储层整体成分成熟度较低；颗粒分选、磨圆中等，为次棱—次圆状，颗粒间以点—线接触为主，表明整体结构成熟度中等.杂基体积分数为1.0%～35.0%，平均为9.1%，胶结以灰质和钙质胶结为主，胶结类型主要为接触式、孔隙—接触式.

3.1.2 粒度分布特征

扶新隆起带东缘泉四段储层砂体以细砂岩、粉砂岩为主，粒度概率曲线具有典型的两段式特征，其中跳跃次总体质量分数偏低，悬浮次总体质量分数较高，反映细截点偏细的特点(见图6).其中，平原亚相分流河道中的滚动组分质量分数低，悬浮组分质量分数较高，多在35%～45%之间，跳跃组分质量分数一般大于50%，截点一般位于2.6Φ～3.9Φ之间，表现出浅水牵引流的粒度特征.如J24井350.12～350.22 m段、J25井376.34～376.43 m段的平原分流河道，跳跃总体质量分数在53%～58%之间，悬浮总体质量分数约为40%，截点位于2.9Φ～3.2Φ之间.在前缘亚相中，受湖浪、沿岸流作用影响，水下分流河道中悬浮物质减少，如FB10井426.55～426.64 m段的水下分流河道中跳跃组分质量分数占70%以上，悬浮总体质量分数小于28%，较该井459.87～459.97 m段的平原分流河道明显减少.

3.1.3 岩石相及其组合

根据泉四段储层砂体岩性及发育的沉积构造特征，在研究区泉四段识别6种岩相类型，其中块状砾岩相、交错层理砂岩相及平行层理砂岩相等反应河流强水动力条件的岩相组合，集中发育在泉四段中、下部.

图6 扶新隆起带东部泉四段粒度概率累积曲线Fig.6 Grain size probability curves of Quan 4 formation in the eastern Fuxin uplift

(1)块状砾岩相(Gm).该类岩相位于泉四段中—细砂岩旋回系列的最底部，为强烈冲刷侵蚀作用产物，与下伏地层呈突变接触.岩性粒度较粗，成分以中—粗砂岩为主，为河流量高峰期搬运并快速沉积的特征.如J25井321.53 m段，整体以中砂岩为主，层段底部发育定向排列的砾石沉积，砾石呈球状、椭圆状及扁平状，多数磨圆较好(见图7(a))，显示该时期河流作用为主要控制因素，碎屑物质快速搬运卸载的沉积特征.

(2)交错层理砂岩相(Sc).在泉四段四砂组、三砂组沉积序列中大段分布，如J24井339.45 m段，岩性以细砂岩为主，夹杂较粗碎屑成分，粒度整体分选性较好(见图7(b)).沿层理面充填暗色炭屑及油气，代表较强水动力条件下砂体韵律段中、下部的沉积响应.

(3)平行层理砂岩相(Sh).多出现于泉四段河道砂体的顶部，也可以是高能席状流携带碎屑颗粒漫溢至低能环境发生沉积的产物.如J25井368.23 m段，岩性以细砂岩为主，分选性好，岩层厚度不大，分布受限，反应出较强水动力的高流态沉积条件(见图7(f)).

(4)波状层理砂岩相(Sr).为细粒沉积物在较弱水动力条件下的产物，一般出现在泉四段河道沉积的上部，如J25井389.58 m处，整体以细砂岩—粉砂岩为主(见图7(d))，呈明显经过水下牵引和悬浮的沉积过程.该类型岩相在二砂组、一砂组较为常见.

图7 扶新隆起带东缘泉4段主要岩相类型Fig.7 Major lithofacies of the Quan 4 formation in eastern Fuxin uplift

(5)水平层理粉砂岩相(Fh).主要发育于堤岸沉积及河道顶部，如J25井的307.03 m段，岩性以粉砂岩、泥质粉砂岩为主，粒度较细，反映出水动力逐渐减弱的沉积环境(见图7(e)).

(6)厚层泥岩相(Mh).以块状灰色、紫红色泥岩为主，可见水平层理，如J25井380.13 m段(见图7(c))，厚层泥岩相代表较高可容纳空间内低能环境下的产物.根据J24、J25等13口取心井的泥岩颜色统计表明，泉四段泥岩颜色由紫红色转变为灰色、灰绿色的过渡层段主要集中在三砂组与二砂组界限处,反映出泉四段沉积早期到后期水体由浅变深，气候条件由干旱向湿润转换的沉积过程.

3.2 沉积微相构成

在明确湖泛泥岩、冲刷面等各砂组、小层划分依据的基础上，将泉四段细分为4个砂组、13个小层，并根据段内岩性、粒度分布、沉积构造、岩石相组合及电测曲线等特征，在泉四段沉积演化序列中，主要识别出河控三角洲平原、三角洲前缘2个亚相.主要发育的微相包括(水下)分流河道、溢岸砂、(水下)分流河道间湾、席状砂、河口坝等(见图8、图9)，并绘制13个小层的微相展布图.泉四段各小层内的骨架砂体为大幅度向北东方向延伸的(水下)分流河道砂体，向湖盆水体变深的方向逐渐过渡为薄层席状砂沉积(见图9).由于泉四段沉积时期盆地地形平坦，所沉积的浅水三角洲亚相相带宽阔，使得区内各小层亚相间的界限不甚明显；然而，垂向上湖盆水体的整体水进变化使得各砂组间的亚相差异显著.

图8 扶新隆起带泉四段沉积各微相测井曲线特征Fig.8 Logging curve characteristics of each microfacies in Quan 4 formation in the eastern Fuxin uplift

3.3 沉积作用演化规律

下白垩统沉积时期，盆地南部处于持续稳定整体沉降坳陷阶段.早期断裂期形成的隆坳相间的构造格局已被侵蚀夷平，气候由干热向温湿转换，在湖盆水体不断加深的作用下，扶新隆起带东缘泉四段依次经历四砂组、三砂组、二砂组和一砂组4个沉积阶段.在4个阶段的沉积演化过程中，研究区大部分区域依次发育高能河控三角洲平原、低能河控三角洲平原、河控三角洲前缘—前三角洲沉积.

四砂组沉积阶段，湖平面较低，浅水三角洲沉积体广泛暴露于湖岸线之上，研究区大部分区域以发育高能平原亚相沉积为典型特征.在该阶段平缓的古地形条件下，微弱的湖平面升降，使得最大、最小湖岸线间距极远，沿通榆—保康水系方向河流作用主控，而湖流、沿岸流作用微弱；同时炎热的气候加剧物源区的母岩风化、剥蚀作用，为研究区浅水三角洲沉积体系提供充沛的物源条件.充足的水体能量使得沉积砂体大范围叠加、拼接，形成沿北北东向广泛分布的粗条带状(宽度为500～1 500 m)砂体，沿主物源方向在分流河道交汇处呈厚层坨状展布，向着分流河道侧缘方向砂体厚度逐渐减薄，并最终过渡为溢岸砂及分流间湾沉积；由于河道能量作用强烈，因此分流间湾在平面小范围分布.如12小层(见图9(a))中，沿北北东向发育10条复合高能分流河道砂带，砂体侧向切割叠置强烈，延伸范围远，在研究区中部D12-01、D16-1井区厚度达到最大.J24、J25井等岩心资料显示四砂组沉积砂体的底部可见较大范围的冲刷侵蚀面，分流河道砂体中大型交错层理、斜层理广泛分布，且夹杂着钙质胶结的发育，泥岩颜色多为紫红色，反映出该时期湖盆水体范围局限、气候干旱、河流作用强烈.

图9 扶新隆起带东缘泉四段综合沉积层序演化Fig.9 Sedimentary sequence evolution of Quan 4 formation in the eastern Fuxin uplift

三砂组沉积阶段,随着湖平面的较快上升，湖盆面积快速增大.虽然在西南物源的持续影响下，河流能量为主控作用，但搬运沉积物的能力减弱，向湖盆中心方向的延伸距离较四砂组减短，砂体厚度减薄，钙质结核减少，代表高能水动力环境的粗颗粒含量降低，表明区内沉积特征已过渡为低能三角洲平原亚相.分流河道砂体宽度一般分布于400～1 200 m，沿北北东向呈窄条带状分布，如9小层(见图9(b))中，发育十余条分流河道砂体，在东南部D19-2.3、D+21-1.2井区位置侧向连续性最好，宽度可达1 200 m，在向湖盆中心推进过程中，河道不断汇聚、改道，至北部D+7-2.3、D9-4.1井区宽度达到最窄，紫红色分流间湾泥质沉积在井间连续分布，分流河道砂体的总体发育程度较四砂组沉积时期明显变小.

二砂组沉积阶段,气候由干旱向潮湿气候过渡，区内主要发育河控三角洲前缘亚相沉积，席状砂大面积展布，水下分流河道规模较小，河口坝零星发育.该沉积时期湖平面整体较快上升，使得湖盆面积迅速增大，在分流河道向湖盆注入的过程中，伴随湖平面的往复动荡，沿岸流等作用对沉积砂体的改造分配，使得水下分流河道呈现不同程度的席状化特征，一般向湖盆方向席状化程度越高，并最终形成席状砂围绕水下分流河道的条带环状分布模式.其中席状砂厚度一般分布在2～4 m之间，由席状砂主体位置向侧缘方向厚度减薄；水下分流河道规模较四砂组、三砂组明显减小，且仅在靠近湖岸区域才较好保存，砂体宽度一般分布在300～600 m之间.如6小层(见图9(c))中，沿南西向北北东向发育7支水下分流河道砂体，河道能量弱，侧向延伸范围小，只在研究区西南D28-6.4、D+18-02井区连续性较好，向外快速相变为席状砂沉积.

一砂组沉积阶段，处于湖平面上升的晚期，西南物源供给能力减弱，使得分流河道较少发育，沉积砂体中以大量小型波状层理砂岩相、水平层理粉砂岩相为特征，而J24、J25等取心井上缺少代表强水动力条件的岩相组合.砂体的规模也明显变小，呈明显的席状砂化特征，宽度不超过300 m，席状砂在一定范围内连片分布，分流间以灰绿色泥岩为主，沉积物的组合特征标志三角洲前缘环境向前三角洲亚相过渡(见图9(d))，而顶部发育一组全区稳定分布的黑色泥页岩，表明该阶段湖平面已上升至最高点.

4 泉四段浅水三角洲沉积模式

在分析扶新隆起带东缘泉四段沉积背景、沉积特征及沉积微相类型的基础上，建立扶新隆起带东缘泉四段浅水三角洲沉积模式(见图10)：

图10 扶新隆起带东缘泉四段沉积模式Fig.10 Depositional model of Quan 4 formation in the eastern Fuxin uplift

(1)该浅水三角洲体系发育于盆地长轴，地形坡度较缓，主要受西南保康水系控制.

(2)受古地形、古构造及古气候等因素影响，砂体分布受主河道方向控制，且相带宽阔、分异完善，空间分布具一定规律性.

(3)骨架砂体为以北北东向展布的连片分布的(水下)分流河道砂体，向盆地方向延伸较远，直至过渡成薄层连片状分布的席状砂；在三角洲分流平原亚相沉积区形成以平原分流河道为主体的富砂带，在顺河道局部位置呈厚层坨状分布，一般宽度为400～1 500 m，向边部过渡为“分流河道—河道侧缘—溢岸砂—分流间湾”的分布组合序列；向湖盆方向，三角洲前缘亚相沉积区以水下分流河道、席状砂为主，由于河道频繁多级分汊、改造，水下分流河道宽度减小，一般小于600 m，同时受湖浪作用影响存在不同程度的席状砂化特征，平面上构成由中心向外条带状延伸的“水下分流河道—席状砂主体—席状砂侧缘—席状砂间”的微相组合序列.

(4)由于地形坡度较小，三角洲前缘与前三角洲过渡相接，相带变换界限不明显.前缘单一席状砂规模较大，可形成较大范围内的薄层连续分布，具有沿水下分流河道向外“席状砂主体—席状砂侧缘—席状砂间”的条带环状分布模式.

5 结论

(1)扶新隆起带东缘泉四段沉积时期，盆地基底稳定均匀沉降，古地势平坦，平均古地形坡度小于1°，湖盆水域宽浅，气候整体干旱，周缘物源沉积物供给充分，满足发育浅水三角洲沉积的古地势、古气候及古水体条件.

(2)受西南保康水系控制，扶新隆起带泉四段发育树枝状浅水三角洲沉积体系，骨架砂体为以北东向展布的连片分布的(水下)分流河道砂体，砂体间叠置切割严重，向盆地方向延伸远，直至过渡成薄层连片状分布的席状砂.

(3)泉四段的浅水三角洲沉积模式可概括为：平原亚相沉积区形成以平原分流河道为主体的富砂带，向边部过渡为“分流河道—河道侧缘—溢岸砂—分流间湾”的分布组合序列；向湖盆方向，三角洲前缘亚相沉积区以水下分流河道、席状砂为主，由于河道频繁多级分汊、改造，水下分流河道宽度减小，同时受湖浪作用影响存在不同程度的席状砂化特征，由中心向外条带状延伸为连片分布的席状砂；三角洲前缘单一席状砂规模较大，可形成较大范围内的薄层连续分布，具有沿水下分流河道向外呈“席状砂主体—席状砂侧缘—席状砂间”的条带环状分布模式.

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2015-05-25；编辑：陆雅玲

国家科技重大专项(2011ZX05015)；国家自然科学基金项目(41472097)；湖北省自然科学基金项目(2011CDB002)

罗 超(1989-)，男，博士研究生，主要从事层序地层与沉积储层方面的研究.

罗水亮，E-mail: luoshuiliang@sohu.com

TE122

A

2095-4107(2015)04-0011-10

DOI 10.3969/j.issn.2095-4107.2015.04.002