坡折带对陆相湖盆辫状河三角洲层序和沉积的控制——以准噶尔盆地东缘三工河组为例

万 力，李胜利，于兴河，李 文，单 新

（中国地质大学（北京）能源学院，北京 100083）

坡折带对陆相湖盆辫状河三角洲层序和沉积的控制
——以准噶尔盆地东缘三工河组为例

万 力，李胜利，于兴河，李 文，单 新

（中国地质大学（北京）能源学院，北京 100083）

针对准噶尔盆地东缘三工河组底部发育粗砂—砾岩沉积，异于盆地腹部与南缘，且相邻井区砂体发育状况差异明显的问题，分析坡折带对层序和沉积的控制作用.根据钻井、地震及露头资料识别关键层序界面，将三工河组划分为2个三级层序.识别挠曲和断裂2种构造坡折带，“径向沟梁辐射、纬向阶梯分布”的坡折带体系使得低位体系域发育；坡下沉积物卸载大量堆积；坡上侵蚀作用强烈.以彩9—C1805井区为例，识别6种沉积微相组合，前者为坡折发育的陡坡富河口坝型前缘，砂体连片性好；后者为坡折欠发育的缓坡富河道型前缘，砂体较孤立.因此，坡折带是富砂储层发育的有利地带，对油气预测勘探具有指导意义.

坡折带；辫状河三角洲；准噶尔盆地东缘；三工河组；沉积微相组合序列

0 引言

坡折带是指地形坡度发生突变的地带，最初主要指被动大陆边缘的陆架坡折，是经典层序地层学中的重要概念［1］，坡折带之下是低位楔、低位扇发育的主要位置［2］.近年来，人们逐渐将这一概念用于陆相湖盆，将坡折带分为构造、沉积、侵蚀3种成因类型，构造坡折带又可分为2种，一种为贯通至地表的同沉积断裂构成的断裂坡折带，另一种为基底构造引起上覆地层的变形，形成挠曲坡折带.侵蚀作用、构造作用和沉积作用构成控制坡折带形成的3种地质营力端元组分［3］.与陆架坡折相比，坡折带具有多级多类坡折带组合分布的特点，规模小且接近［4］.在剖面上具有正向阶梯、逆向阶梯、沟谷、山梁、沟梁组合等特征，在平面上具有梳状、帚状、斜交、喇叭状、平行组合等特征［5］.由此提出构造坡折域的概念，即一组具有成因联系和类似组合样式特征的坡折带［6］.

断裂坡折带构成盆内古构造单元和沉积区域的边界，常是沉积相带和沉积厚度发生突变的地带［7］.构造坡折带控制优质烃源岩发育，进而控制砂砾岩体岩性油气藏富集带的位置［8］.在深水湖盆条件下，坡折带发育较厚的低位体系域并可形成砂体发育的优质储集体，是寻找隐蔽圈闭的重点目标［9］.准噶尔盆地侏罗系坡折带类型多，空间分布复杂，多种样式多级分布.王英民等在准噶尔盆地侏罗系中识别6种构造坡折域类型，即西北坳陷构造坡折域、中部扭动构造坡折域、乌伦古前陆构造坡折域、南缘构造坡折域、莫南交会构造坡折域和东部构造坡折域［6］.Liu Hao等在准噶尔西北缘地区侏罗系识别断裂和挠曲坡折带，成因主要包括深部逆冲构造活动、继承性古隆起及盆内次级断层活动等［10］.

针对准噶尔盆地东缘克拉美丽山沉积体系的坡折带研究较少.自1981年彩参1井开钻后，相继发现滴西油气田、彩南油田等.三工河组一段，即三工河组下段为研究区重要油气产层，勘探开发存在2个问题：一是，准噶尔盆地腹部［11］与南缘［12］的大量野外露头研究与实际钻探资料表明，三工河组呈顶部和底部粒度细、中间粒度粗的特点，底部主要为细粒乃至泥质沉积，在三工河底部发育粗砂—砾岩沉积；二是，在彩9－C1805井区，同为三工河组一段辫状河三角洲前缘，但砂体变化十分迅速，导致物性及含油气性存在显著差异.首先结合钻井、测井地震资料识别层序界面，重新划分层序.然后从宏观盆地构造单元与微观开发井区角度，分别阐述坡折带对层序及沉积的控制作用.宏观方面，选取自克拉美丽山至白家海凸起的大型连井地震剖面，分析研究区低位体系域发育的原因；微观方面，选取彩9－C1805井区的顺物源钻井、测井剖面，探讨砂体分布规律迥异的原因.最终认为研究区发育多级别、多类型坡折带，促进富砂低位体系域与富河口坝三角洲前缘的发育，应作为油气预测勘探的重点目标.

1 区域地质概况

准噶尔盆地是晚石炭世到第四纪发展起来的大陆板内复合叠加盆地.研究区东临克拉美丽山，在古尔班通古特大沙漠的边缘地带.三工河组沉积于印支运动末期、燕山运动之前.该时期研究区已形成中央坳陷带、中央隆起带、陆梁隆起区等一级构造单元，其中包括东道海子凹陷、白家海凸起、滴南凸起等二级构造单元，准噶尔盆地东缘构造区的五彩湾凹陷也初步形成［13］（见图1）.

图1 准噶尔盆地东缘构造位置Fig.1 The tectonic situation of eastern Junggar basin

2 层序地层划分方案及沉积特征

以侏罗系下侏罗统三工河组为研究层段，岩心包括灰白、灰色砾岩，粗砂—中砂岩，灰色粉砂岩—细粉砂岩，灰绿色、灰黑色泥岩，厚度为79.0～218.5m，平均厚度约为150.0m.平均孔隙度为16.4%，平均渗透率为182.7×10－3μm2，与下伏八道湾组和上覆西山窑组总体呈整合接触，局部存在不整合，三工河组内部偶见不整合接触［14］.

2.1 划分方案

根据全区160余口探井、评价井及开发井的钻探资料，以及岩心、测井曲线、录井剖面等，结合野外露头和地震资料，应用沉积学及Vail经典层序地层学理论和方法进行层序划分与对比，确立不同于准噶尔盆地南缘和腹部的层序划分方案.

研究区识别3个层序界面、2个最大湖泛面、2个初始湖泛面及2套煤层.将三工河组划分为2个三级层序，下部的J1sQ1与三工河组一段对应，上部的J1sQ2与三工河组二段、三段对应（见图2）.每个层序内部又自下而上依次划分为低位体系域、湖侵体系域和高位体系域.

图2 彩502井侏罗系三工河组层序地层综合柱状图Fig.2 Column of sequence stratigraphy for Sangonghe formation

2.2 最大湖泛面特征

最大湖泛面是湖平面上升到最大时的相对平衡面，在陆相盆地中主要为陆源碎屑补给不足时形成的一套准层序向陆推进的、远离陆岸的较深水沉积［15］.三工河组存在2个最大湖泛面.J1sQ2上部为色深质纯的灰色泥岩—粉细砂岩，含有钙质（见图3（a）），反映深水还原环境，厚度接近100m，自然伽马值高；偶见细砂—中砂岩，为滩坝沉积.根据准层序叠置方式，此界面具有由退积向进积转化的特征（见图2）.在地震剖面上此界面的反射同相轴振幅弱但连续性好，分布稳定.J1sQ1顶部为较薄的细砂—中砂岩，局部存在致密泥岩，为三角洲前缘相与湖相沉积.最大湖泛面的地震反射同相轴连续性弱于上部的湖泛面界面（见图4）.

2.3 初始湖泛面特征

初始湖泛面形成于湖平面下降到最低点后开始快速回返时［15］，岩心上表现为三角洲前缘的中砂—粗砂岩向湖相泥岩的突变（见图3（b）），测井曲线上可识别箱型、钟型曲线向上突变为线性低幅曲线.在J1sQ1还表现为三角洲平原的粗粒沉积向三角洲前缘的偏细粒沉积过渡，反映基准面上升，可容纳空间增大的过程（见图2）.

图3 三工河组典型岩心与露头Fig.3 The typical cores and outcrops for Sanggonghe formation

2.4 层序界面特征

三工河组上覆层为西山窑组，西山窑组底部煤层之下分布底砾岩，为曲流河河道沉积，底砾岩之下突变为灰色—灰绿色湖相泥岩，此突变界面为三工河组J1sQ2层序的上层序界面（见图2）.在地震剖面上可见断续的正向同相轴，呈前积式形态，为不同期次的三角洲朵叶形成（见图4）.

地震剖面自下而上由弱振幅突变为强振幅的界面，即为J1sQ2层序与J1sQ1层序之间的界面（见图4）.此界面之上为J1sQ2层序内低位体系域形成的富砾沉积，此时期呈现多个正韵律，冲刷面明显发育，底部砾石定向排列，分选磨圆较好（见图3（c）、（d））.界面之下粒度变细，为三角洲前缘外带和湖泊的细粒沉积.J1sQ1与J1sQ2底部特征相似，但厚度与粒度均小于后者，J1sQ1底界面之下为八道湾组顶部的细粒沉积.J1sQ2层序底界面之上的相对富砂—富砾沉积与准噶尔盆地三工河组一段底细粒沉积的规律不一致，这与研究区的构造沉积背景有关.

图4 准噶尔东缘三工河组层序界面反射特征Fig.4 The seismic reflections of sequence stratigraphy boundaries for Sangonghe formation

3 坡折带对层序的影响

选择自克拉美丽山至白家海凸起末端的一条连井剖面及相应二维地震剖面，阐述坡折带对层序及沉积分布的影响.西山窑组底煤层近似等时沉积［16］，因此采用煤层拉平等高程对比方法，排除三工河后期构造作用的影响，确立层序格架控制下的沉积相充填剖面（见图5（a））.

图5 准噶尔东缘八道湾顶煤层－西山窑底煤层沉积层序对比剖面Fig.5 The deposition profiles from the top coal in Badaowan formation to the bottom coal in Xishanyao formation

3.1 平面展布

研究准噶尔盆地腹地及南缘的层序地层特征，认为三工河底部为基准面下降半旋回，层序格架划分方案将整个三工河组划分为一个三级层序［17］.研究区底部存在明显的河道冲刷沉积，总体为2套正旋回，因此需要分析研究区与准噶尔腹地和南缘的层序成因差异.

准噶尔腹地古地貌地势平坦，且受到来自周边山脉的多个物源供给［18］.研究区紧邻克拉美丽山，坡度较大，且物源单一来自克拉美丽山.与南缘相比，研究区属于中部扭动构造坡折域，沟梁状断裂坡折带呈喇叭状辐射展布，一方面形成发散状的疏导体系，另一方面形成限制性河谷，因此物源对研究区控制作用明显强于南缘；南缘虽有博格达山作为物源供给［19］，但博格达山以北的坡折带呈东西向展布，受物源影响减弱.

研究区除了存在沟梁状坡折带，还存在近似平行于克拉美丽山的环状构造带，即五彩湾凹陷与东道海子凹陷—白家海凸起之间的构造分区界限等，构造活动复杂，形成构造成因的坡折带.此外还存在因古地貌坡度不同形成的地形坡折带.因此，研究区大体具有“径向沟梁辐射、纬向阶梯分布”的古地貌特征（见图5（b））.

研究区受到单一物源供给且距离物源近、搬运距离短、坡度较大、沉积体系两侧受限制、台阶状下倾古地貌等因素的影响，物源供给充足，沉积物堆积方式为过补偿，低位体系域发育，明显有别于准噶尔盆地南缘及腹部地区.

3.2 剖面展布

在地震剖面上可识别3处古地貌转折带，坡折带1为下部基底挠曲形成的挠曲坡折带；坡折带2为正断层形成的断裂坡折带，为五彩湾凹陷与东道海子凹陷之间的构造带界限；坡折带3为古地貌的洼陷处（见图5（c））.将三者依次对应到连井剖面上可体现坡折带对层序的影响.

以坡折带2处J1sQ2的低位体系域为例，此坡折带之下层序厚度增大，由单一的退积准层序演变为由2～4个退积准层序叠加而成的退积式准层序组，反映可容纳空间增加后河道下蚀能力减弱，沉积充填作用增强.并且陡坡带为高部位的沉积物提供势能，沉积物易沿坡卸载，在坡下大量堆积，往往终止于坡下，具有填平补齐的作用（见图5（c））.

在坡折带高部位可容纳空间有限，A／S（A为可容纳空间，S为沉积供给量）远小于1，河道下蚀作用强烈.因此该部位上部层序往往剥蚀下部层序，如J1sQ2的低位体系域在彩11井（坡折带2）和彩29井（坡折带1）处侵蚀下伏的J1sQ1高位体系域，导致2口井在J1sQ1几乎不见区域性分布的湖泛泥岩，J1sQ2低位体系域大套粗粒砂岩—砾岩与J1sQ1低位体系域的粗粒砂岩接近直接相邻（见图5（c））.

4 坡折带对沉积的影响

三工河组为辫状河三角洲，某些相邻区块虽同属某一沉积亚相，但是储层物性及含油气性差异巨大.如相邻的彩9—C1805井区同为白家海凸起上的三工河组一段油田开发区，总面积为27.0km2，同为辫状河三角洲前缘相，然而砂体规模与含油气性差异巨大.C1805井区砂体分布不稳定、突变快，主要含气，2013年探明有利面积为4.5km2，天然气地质储量为10.49亿m3.彩9井区砂体连续性好，成片分布，为良好含油储层，截至2003年，探明含油面积为1.7km2，石油地质储量为102.0×104t，井区北部试采20井39层，获工业油气流14井21层；南部试采8井10层，获工业油流5井5层.以彩9—C1805井区为例，分析差异成因.

4.1 沉积微相组合类型

通过岩心观察，以SP曲线结合GR曲线为主要参照，确立研究区测井相.三工河组存在沉积微相组合：（1）叠加河道沉积.2个或3个钟型测井曲线叠加，最高幅相当，呈现几个正旋回的叠加，在岩心上体现多个河道冲刷面，为多期河道叠加而成.（2）河口坝上覆河道（对称型）.下部为箱型或漏斗型曲线，上部为钟型曲线，SP曲线呈现灯笼状弧线，上下厚度相当，对称分布.（3）厚河口坝上覆薄河道（非对称型）.下部为较厚箱型曲线，上部为较薄钟型曲线，钟型曲线的最高幅小于箱型曲线的最高幅，上薄下厚，不具有对称性.（4）单一河道.为单一钟型曲线，底部具冲刷面，具有明显的河道滞留沉积，可见泥砾或者是砾石定向排列（见图3（g）），发育板状和槽状交错层理（见图3（e））.（5）单一河口坝.单一箱型或漏斗型曲线，发育高角度的板状交错层理（见图3（f））.（6）薄河口坝上覆厚河道（非对称型）.下部为较薄箱型曲线，上部为较厚钟型曲线，钟型曲线的最高幅大于箱型曲线的最高幅（见图6）.

4.2 沉积特征及成因

4.2.1 彩9井区

彩9井区物源来自北部［20］，对彩9井区三工河组一段进行近似北—南方向的连井对比（见图6（a）），三工河组一段的砂岩段自下而上可识别3个序列：（1）下部为单一河道过渡到叠加河道，由近端明显的单一钟型曲线到远端似箱型曲线变化，说明近端底部河道冲刷作用显著，但是随着搬运距离增加，河道迁移增多，冲刷作用减弱.（2）中部为叠加河道—河口坝上覆河道（对称型）—厚河口坝上覆薄河道（非对称型）和单一河口坝，反映河流下蚀作用弱，河道迁移明显，在遇到坡度较大处，河口坝逐渐发育，上覆河道冲刷作用更加微弱，后期河道直接覆盖在前期河口坝之上.（3）上部沉积微相组合序列与中部相似，仅存在叠加河道—河口坝上覆河道（对称型），叠加河道延续距离远，厚河口坝上覆薄河道（非对称型）和单一河口坝在此井区剖面上未见，因为此小层发育于三工河组一段上部，先期沉积经过坡折处大量卸载沉积物，填平补齐，此时坡折带已不发育.

沉积微相组合在顺物源方向上的变化序列反映不同的三角洲前缘类型［21］.彩9井区沉积微相平面与垂向特征的重要影响因素为古地貌的控制沉积作用（见图7（c））.在彩9井区北部存在陡坡，坡折明显，沉积亚相为陡坡型辫状河三角洲前缘，微相有水下分流间湾、河口坝、水下分流河道、席状砂等［12］.此种类型三角洲前缘河口坝比较发育，砂体连通性好，连片发育，平面展布形态近似于朵叶状（见图7（a））.

图6 彩9－C1805井区沉积微相组合序列Fig.6 The sequences of depositional microfacies assemblages in Cai9－C1805well area

图7 彩9－C1805井区三工河组一段沉积微相展布模式Fig.7 The distribution of depositional microfacies in Cai9－C1805well area

彩9井区沉积物经历陡坡后，可容纳空间突然增加，由于水体加深，水体的阻碍能力增强，河流的搬运能力减弱，因此能量易释放，沉积物发生分异，大量底负载粗粒沉积物及少量悬浮负载细粒沉积物在陡坡下堆积，形成河口坝.

4.2.2 C1805井区

C1805井区物源来自北东部，由近似北东—南西方向的连井对比看出（见图6（b）），与彩9井区相比，缺失上部序列，仅识别2个砂岩序列：（1）下部与彩9井区相似，为低位体系域的河道冲刷沉积，但差异在于单一河道沉积厚度更大，远端叠置河道为三期河道，总体反映侵蚀作用更强，河道更为发育.（2）中部存在间断的2个砂岩序列，由古地貌推断，为中部低幅古隆起造成粗粒沉积的间断.C1805到C1807井显示从单一河道—下薄河口坝上覆厚河道（非对称型）的序列，后期河道常侵蚀先期河口坝.彩157井中部为典型河口坝，彩156井中部为叠加河道.推测受到古隆起的影响，导致沉积物卸载形成河口坝，河道迁移频繁，形成叠置河道，与彩9井区中部序列具有相似性.

C1805井区的沉积微相与彩9井区相同，但河道发育，河口坝不发育，砂体分布较为孤立，平面形态近似鸟足状（见图7（b））.C1805井区北东—南西方向地势平坦，坡折不够明显，延续湖相三角洲河流入湖后的高搬运—侵蚀能力，以缓坡型辫状河三角洲前缘为主；水下分流河道十分发育，且水动力强，以下切冲刷为主，常与湖相泥岩—粉细砂岩直接接触，因此河道冲刷面的泥砾较为发育.河道侧向迁移少，搬运距离长，大部分底负载沉积物与悬浮负载沉积物被搬运至远端，可容纳空间相对恒定，缺乏突然卸载的触发机制，而是在搬运过程中逐渐卸载，导致河口坝不发育，孤立的河道构成主要的储层砂体.

彩9井区陡坡坡折明显的富河口坝型三角洲前缘储层砂体连片分布，含砂层厚，总体含砂率高，且分布集中，为含油优良储层.C1805井区缓坡坡折不明显的富河道型三角洲前缘储层砂体孤立分布，连通性差，含砂率低，勘探开发难度大，需要明确主要水下分流河道的分布规律后再进行后续的勘探开发，否则易被砂体不规律性影响.

5 结论

（1）应用Vail经典层序地层学理论和方法，在准噶尔盆地东缘识别层序边界、最大湖泛面和初始湖泛面，将三工河组划分为2个三级层序，即J1sQ1和J1sQ2，将每个层序划分为低位体系域、湖侵体系域和高位体系域.

（2）在连井剖面和地震剖面上识别断裂坡折带和挠曲坡折带2种构造坡折带.认为坡折带对层序的控制作用为“径向沟梁辐射、纬向阶梯分布”的古构造坡折体系，有利低位体系域发育；低位体系域在坡折带高部位侵蚀下伏地层；低位体系域坡下沉积物大量卸载，填平补齐作用明显.

（3）确立彩9井区发育3个砂岩序列，总体呈现叠加河道—河口坝上覆河道（对称型）—厚河口坝上覆薄河道（非对称型）和单一河口坝的规律.彩9井区为陡坡坡折发育条件下的富河口坝型辫状河三角洲前缘沉积.C1805井区发育2个砂岩序列，缺失上部序列，总体呈现单一河道—下薄河口坝上覆厚河道（非对称型）的规律，平面上河道发育，为缓坡坡折不够发育条件下的富河道型辫状河三角洲前缘沉积.

（4）陡坡带下低位体系域为寻找富砂储层的勘探重点，陡坡区富河口坝型辫状河三角洲前缘砂体多且连通性好，为有利储层.缓坡区富河道型辫状河三角洲前缘砂体少且孤立，需要精准确立河道分布位置.

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DOI 10.3969／j.issn.2095－4107.2015.01.004

TE111.3；P618.130.2

A

2095－4107（2015）01－0023－09

2014－08－08；编辑：陆雅玲

国家自然科学基金项目（41272132）

万 力（1989－），女，硕士研究生，主要从事油气田开发及工程开发地质方面的研究.

李胜利，E－mail：slli＠cugb.edu.cn