松辽盆地裂后反转期沉降中心迁移及其发育机制

李 朋, 张翔阳, 祝安安, 毛启曦

(湖北省地质调查院,湖北 武汉 430034)

松辽盆地裂后反转期沉降中心迁移及其发育机制

李 朋, 张翔阳, 祝安安, 毛启曦

(湖北省地质调查院,湖北 武汉 430034)

松辽盆地经历了同裂陷和裂后演化阶段,尤其是在裂后坳陷期不仅形成了大型的陆相湖盆,同时还形成了以坳陷湖盆为中心的富生烃的巨型的油气系统。在新的、高品质2D、3D地震资料及岩心、测井等资料的基础上,应用盆地动力学、构造地质学、层序地层学等理论和方法,通过对骨干大剖面的精细构造—地层解析,建立盆地的构造—地层格架。应用平衡剖面技术、沉降史回剥技术,揭示盆地裂后反转期沉降中心的迁移规律,结合盆地构造和区域动力学分析,确定其发育机制,从而为松辽盆地的油气资源勘探选区提供地质依据。

松辽盆地;构造反转;构造演化;沉降中心

松辽盆地是目前世界上已发现油气田中在非海相沉积盆地中的油气资源最为丰富的盆地,其形成和演化大致经历了断陷、裂后热沉降(坳陷)和构造反转三个阶段。对于松辽盆地裂后反转期沉降与沉积中心的研究,前人主要从宏观的角度分析了其大致分布范围,重在研究盆地的总体演化趋势。以往沉降中心的研究主要通过原始厚度图和残余厚度图来反映沉降中心的位置,残余厚度在反应沉降中心上误差会更大一些。

本文基于地质、地球物理资料,以现代盆地动力学和层序地层学理论为依托,通过多学科交叉,建立起盆地的构造地层格架及沉积体系变迁;通过压实校正、古水深校正,应用平衡剖面技术、沉降史恢复技术,最终确定盆地裂后期不同演化阶段的沉降中心、隆凹格局及其动态演化过程,并揭示其发育机制。

1 区域地质概况

松辽盆地位于北纬42°25′～49°23′,东经119°40′～128°24′之间,地理位置上位于中国东北,南北纵跨辽宁省、吉林省和黑龙江省(图1),长达820 km,最宽处可达350 km,面积约有26×104km2,总体上呈现北北东向展布特征[1-4]。

松辽盆地是晚中生代以来发育的大型陆内裂陷盆地[5-6],是一典型的断陷—坳陷反转复合双层结构的大型盆地。松辽盆地白垩系地层发育较全,但在漫长的地质历史过程中,由于隆凹格局的变迁,地层的分布范围变化较大,不同地区的厚度变化范围也大。

中生代以来,区域性板块的运动及地幔对流调整等的多次变化和调整,导致松辽盆地形成时空上有序分布的被动裂谷盆地。在早期的裂陷作用之后,叠加后期的热衰减和岩石圈冷却等因素,松辽盆地区域地壳下降,形成了牛头式的构造模式。晚侏罗世—早白垩世,盆地以断陷期沉积为主,主要表现为单断的箕状凹陷和双断的地堑凹陷,凸起和凹陷相互分割的构造格局。晚白垩世以来,盆地进入坳陷沉积阶段,盆地整体下降,统一了断陷期凹凸相隔的格局[7-8]。

通过对横跨研究区的大型地震剖面的精细解释、三维区块地震测线的闭合研究,同时结合研究区密集的钻井资料、测井资料的分析,加之岩相、生物相及地球化学特征研究分析,确立了盆地内区域不整合界面的级别和相互关系,将松辽盆地白垩纪以来的地层划分为下构造层(同裂陷构造层)和上构造层(裂后期构造层)。其中,上构造层又可细分为坳陷层和反转构造层(如表1)。

2 裂后反转期层序地层格架

松辽盆地裂后反转期的层序地层格架在空间展布上具有明显的规律性,对此,根据盆地充填序列[9],最终确立了盆地的地层格架(图2)。盆地裂后反转期共发育一级层序界面一个(SB02),二级层序界面两个(SB11、SB03),三级层序界面5个(K2m2、K2m1、SB03-1、SB04、SB1)。

图1 松辽盆地构造单元图[4](据杨万里,1985)

3 地层厚度特征

通过姚家组残余厚度图(图3)分析,在姚家组沉积时期,厚度中心位于三肇凹陷与朝阳沟阶地附近,其次为齐家—古龙凹陷与大庆长垣、乌裕尔凹陷相对沉积厚度也较大。总体的沉积范围相对于嫩江组(图4)而言要小一些[10-11]。姚家组总体厚度不大,最大不超过230 m,属于相对平稳的一个时期。齐家—古龙凹陷表现为南北厚、中间薄的状态。对整个盆地而言,西部斜坡区与东部地层分布较薄,呈“碟形”。北部分布有限,依安凹陷地层分布很薄或没有分布,显示北部物源供应不足。

嫩一段—嫩三段沉积期间,盆地的沉积范围相对其他时期要大,盆地沉积最厚处位于齐家—古龙凹陷南部,最大厚度超过1 300 m,三肇凹陷的沉积厚度要比齐家—古龙凹陷小很多,朝阳沟阶地开始抬升并向三肇凹陷扩大(图5-a)。中央坳陷区基本都在接受沉积,沉积范围向北扩大,基本到达嫩江阶地,因此,沉降中心的位置已经西迁到齐家—古龙凹陷附近,大庆长垣总体厚度较大,但厚度图显示相对高程要比两侧明显增大,表明在这个时期已经开始缓慢抬升。绥化凹陷从东向西厚度逐渐加大,再往东出现剥蚀现象。

嫩四段与嫩五段沉积时期,盆地整体的沉积范围明显较嫩一、嫩二、嫩三段小,呈现出一种突变性的沉积过程(图5-b、c)。如果没有构造等因素的制约,不会发生这种强烈的突变性萎缩。这应该与T04界面的形成密切相关,即松辽盆地由于构造隆升,东部强烈抬升,导致内湖与外海隔绝而造成的强制性水退的结果。齐家—古龙凹陷与三肇凹陷沉积厚度都较大,但由于此时的沉降速率整个盆地内都不高,因此最大厚度不超过600 m。大庆长垣由于抬升遭到剥蚀,最大残余厚度不到200 m。因此这个时期,盆地整体都在中部沉积,齐家—古龙凹陷的范围最大,但三肇凹陷的沉积最深。

四方台组的沉积地层厚度都较小(图5-d),最大厚度不过300 m左右,由于大庆长垣的隆起,齐家—古龙凹陷的沉积范围变小,但已经成为盆地最主要的沉积区,北部乌裕尔凹陷与依安凹陷厚度次之,成为北部的沉降中心。盆地的沉积范围与嫩四、嫩五段基本相差不大。这个时期盆地地层最厚的分布范围由之前的呈方形和近圆形沉积变为呈南北条带状沉积,这种特征显示了盆地挤压过程中的萎缩,大庆长垣的剥蚀范围进一步扩大,在盆地中部已经形成了明显的隆起剥蚀区,开始为西部输送物源。因此,物源供应距离缩短导致沉积颗粒变粗,这在钻井剖面上表现得相当明显。

明水组沉积时期,沉降范围进一步缩小,最厚沉积区位于三肇凹陷与齐家—古龙凹陷,最大厚度600 m左右。主要沉积区位于齐家—古龙凹陷的北部,在黑鱼泡凹陷南部与三肇凹陷之间的沉积厚度次之,其他区域则明显地变小。本阶段沉积中,较四方台组沉积具有向北迁移的特点,但北部的沉积范围又明显地萎缩。在该组沉积末期,由于强烈的构造挤压,东部强烈抬升,导致盆地大范围遭受剥蚀,之前的隆凹格局都发生明显的变迁,剥蚀强度达到裂后期的高峰。

表1 松辽盆地构造层划分及主要构造变革事件

Table 1 Structural layer division and transformation event of main construction in Songliao basin

4 构造—沉积特征

根据宋鹰、任建业等[12](2010)的研究,结合本文的研究,松辽盆地反转构造共可划分为四个幕次,分别是青山口组末期(T11)、嫩三段末期(T04)、嫩江组末期(T03)和白垩纪末期(T02)。各反转构造界面表现为区域的角度不整合界面,总体上,构造反转作用表现为由早到晚的逐步强化,空间上的东强西弱,构造变形逐渐向西扩展的特征,反映了挤压应力来源于东部,并逐步加强[13]。以下对各个幕次的构造特征及钻井特征进行详细描述。

4.1 构造反转一幕(T11,青山口组末期,88 Ma开始)

该构造幕的开始是以T11界面的发育为起点的。该界面在剖面上最主要的识别标志为上超下削的特征。在西部斜坡区上超现象明显(图6),对下部地层的削截现象分布比较广泛,自东向西这种特征逐渐变得平缓。对这种削截现象恢复之后发现,地层是在后期抬升之后遭受剥蚀的结果。剥蚀区域表现为微幅背斜,形态上表现为东部紧闭,向西逐渐变为宽缓,显示出后期挤压作用力来自于东部。根据之前的层序界面分析,姚家组时期湖平面持续上升,导致之上地层分布稳定,在斜坡区有明显的上超现象。

姚一段红壤以暗红色泥岩为主,地层厚度一般为4～15 m,区域上呈现东薄西厚的特点。以上这些特征都显示出姚家组底界面(T11)发育时期,盆地经受过长期的暴露剥蚀。

在T11界面上下电测曲线显示出突变性,表征了层序界面上下的相突变。由图7-c可以看到,电阻率值突然增高,自然电位曲线形态在界面上变为箱状、指状或钟形。

T11界面发育开始,控制松辽盆地发育的应力体制发生了明显的变化,之前沉降区抬升,形成微幅背斜而遭受剥蚀,标志着松辽盆地由伸展沉降向挤压抬升的过渡。该界面是发育在松辽盆地裂后热沉降期内具有明显挤压背景下的区域性不整合构造变革面。松辽盆地由此进入到构造反转演化阶段。

图2 松辽盆地裂后反转期层序类型、特征及沉积演化

Fig.2 Sequence type,characteristics and sedimentary evolution during postcracking inversion period in Songliao basin

图3 松辽盆地姚家组残余厚度图

Fig.3 Residual thickness map of Yaojia formation in Songliao basin

1.地层厚度等值线;2.一二级构造分区线;3.地层剥蚀线;4.盆地边界。

图4 松辽盆地嫩一段残余厚度图❶资料来源于张顺等科研报告《松辽盆地北部嫩江组—四方台组地震沉积学及勘探方向研究》,2010。

Fig.4 Residual thickness map of Nen 1 member in Songliao basin

1.地层厚度等值线;2.一二级构造分区线;3.地层剥蚀线;4.盆地边界。

图5 松辽盆地嫩江组—四方台组残厚图❶资料来源于张顺等科研报告《松辽盆地北部嫩江组—四方台组地震沉积学及勘探方向研究》,2010。

Fig.5 Residual thickness map of Nenjiang Formation-Sifangtai Formation in Songliao basin

1.地层厚度等值线;2.一二级构造分区线;3.地层剥蚀线;4.盆地边界。

图6 松辽盆地主要地震剖面精细解释(T07拉平)

Fig.6 Fine interpretation of main seismic section in Songliao basin

4.2 构造反转二幕(T04,嫩江组三段末期,80 Ma)

姚家组发育以来,盆地东部迅速抬升,东部物源控制了盆地的发育,嫩二段以来,由于湖平面的下降,形成一系列前积体,盆地规模开始缩小。这一系列前积体最终被包络于一统一的变革面——T04界面(图6)。该界面与下伏地层呈明显的角度不整合,上覆地层下超在该界面之上,且这种下超的角度要比嫩二段、嫩三段的下超角度更加陡立,显示了物源区与沉积区之间的相对高差变大,亦即物源区遭受了更大的抬升。

本文利用平衡剖面技术,通过对横跨松辽盆地的主干剖面进行演化恢复,从而对盆地各个时期的形态得以认识和了解。在SL3的演化剖面中(图8)可以看到,在T04界面发育之前,大庆长垣还未隆起,三肇凹陷还处于相对的构造高部位,与现今的构造形态不一致。但在T03-1界面沉积之前,即嫩四段发育时期,大庆长垣开始隆起变形,这就证明在这一期间,松辽盆地接收了构造挤压作用力的影响,通过剖面演化对比发现嫩四段发育前后,剖面在T04沉积前与T03-1沉积前,其长度发生相对的缩小,这也证明盆地处于一种挤压的状态。

在南北向的演化剖面(图9)中可以看到,三肇凹陷在这个时期也已经开始发育,总体上沉降中心位于三肇凹陷与黑鱼泡凹陷中,向南地层有加厚的趋势。北部的依安凹陷还未形成,克山依龙背斜带已经初具规模。呈现出南翼缓、北翼陡的形态。

T04界面是自姚家组沉积以来第一个强削截的界面,该界面发育开始,松辽盆地的隆凹格局发生了明显的变化,盆地东部变形更加强烈,且向西的影响范围较姚家组时期更大,盆地北部地区开始隆升,反映出构造应力方向的改变。

4.3 构造反转三幕(T03,嫩江组末期,73 Ma)

T03界面是嫩江组与四方台组的分界面,是一个局部角度不整合界面(图6)。在背斜顶部和盆地两侧表现为明显的角度不整合,在盆地中部主要变现为整合接触。与之前地层相比,四方台组的分布范围明显缩小,在接触关系上,基本上与嫩江组地层发育相似,表现为更高角度的下超。反映与物源区距离变小及相对高程的放大。大庆长垣隆升遭受剥蚀,但强度不大,三肇凹陷沉降接受沉积,绥化凹陷开始抬升,沉积物厚度要比三肇凹陷小(图10、图11)。

图7 姚一段典型红层剖面和T11界面测井曲线特征❶资料来源于解习农等科研报告《松辽盆地中浅层层序地层格架和沉积体系研究》,2007。

Fig.7 Logging curve characteristics of typical sections of red beds at Yao 1 interval and T11 interface

(a).敖16-2井姚一段古红壤层剖面;(b).树118井姚一段古红壤层剖面;(c).T11界面测井曲线特征。

该构造幕发育时期,早期接受沉积的地区开始隆升并有地区遭受剥蚀,早期的构造高部位发生沉降,接受沉积。这种隆凹格局的变迁改变了松辽盆地原有的形态。

4.4 构造反转四幕(T02,白垩纪末期,65 Ma)

T02界面是一个明显的区域性角度不整合界面,盆地内多数隆起构造均被该界面削顶、剥蚀(图6),该界面作为白垩纪与古近纪地层的分界面,与下伏白垩纪地层呈高角度的不整合接触,特别是在盆地东部区域,不整合程度更高。该界面发育时期盆地东部遭受强烈剥蚀,据最新的裂变径迹资料显示,在T02发育时期,盆地东部剥蚀厚度可达上千米。因此,该界面是盆地构造反转的高峰期,反转构造程度相对较高。

5 沉降史分析

5.1 主要研究思路及关键参数的选取和确定

5.1.1 主要研究思路

首先,完成地震层序反射界面的划分,应用钻井岩心资料分析地层的岩性特征;其次,按照一定的距离(该距离要能控制地层的变化及关键构造部位)在地震剖面上选取若干模拟井,并读取各模拟井上层位数据,利用时—深转换公式将时间值换算为深度值;第三步,根据地层岩性资料,确定关键界面的岩石压实系数、表面孔隙度、密度及界面年龄,并根据沉积相特征等沉积资料判定古水深;最后,将数据汇总并编辑格式,应用EBM盆地模拟软件进行模拟,从而得到沉降曲线、回剥图及沉降速率图,根据这些资料可以分析盆地的沉降中心迁移规律,总结沉降速率的时空演化规律[14]。

图8 松辽盆地东西向SL3剖面裂后反转期演化图

Fig.8 Evolution pattern of EW trending SL3 profile during postcracking inversion period in Songliao basin

1.姚家组;2.嫩一段;3.嫩二段;4.嫩三段;5.嫩四段;6.嫩五段;7.四方台组;8.明一段;9.明二段;10.新生代;11.剥蚀区;12.沉降中心迁移轨迹。

5.1.2 关键参数的选取和确定

(1) 时—深转换公式的建立。时间和深度的关系的确定是沉降史恢复的一项重要的工作。松辽盆地规模巨大,构造和岩性均非常复杂,不同构造单元内,甚至同一构造单元内不同层位的时间—深度转换关系亦非常复杂。本文应用合成记录方法,对不同构造单元分别拟合不同的时—深转换公式(表2,图13)。只有通过精确的时—深转换公式换算得到的深度数据,才能应用回剥技术得到合理的沉降史。

(2) 岩石学参数。岩石学参数的确定是沉降史回剥技术的一个重要环节。这些数据主要是在前人研究的基础上,将各参数在不同构造单元进行细化,松辽盆地反转作用强烈,导致隆凹格局变化迅速,盆地内顺层岩性变化较大。因此,只有在精确的构造解释和联井剖面的建立的前提下,才能更准确地确定岩石学参数。

(3) 古水深恢复校正。具有一定水深意义的生物证据,是确定古水深的重要依据。像有孔虫、介形虫、硅藻、孢子花粉、珊瑚礁、珊瑚藻、贝壳堆积、牡蛎礁或其他一些无脊椎动物及一些可反映特定水深的沉积构造和结构,这些研究都为古水深及古海面的确定提供了有用的信息(图14)。前人研究成果表明,古水深具有这样的分布规律:冲积—河流相古水深为0 m;扇三角洲相发育区的古水深≤30 m;滨湖相古水深<5 m;浅湖相为5～20 m;深湖20～100 m 或更深。

图9 松辽盆地南北向大剖面SL7构造演化图

表2 各构造单元时—深转换公式拟合所选取井

Table 2 Fitting selected wells by time-depth conversionformula in different tectonic unit

西部斜坡区西部超覆带来22江38富60泰康隆起带杜24中央坳陷区龙虎泡阶地哈7齐家—古龙凹陷金392古124古302古202古22古57古608古931古132古96古648英38大庆长垣撒53三肇凹陷树41尚13升44芳121朝阳沟阶地青2朝深6东南隆起区滨县—王府凹陷双39双3双38双39双21长春岭背斜带庙深1东北隆起区绥化凹陷东7绥深1绥棱背斜带莲1

5.2 EBM盆地模拟方法简介

5.2.1 沉降史分析的基本原理

沉降史分析是在现有地层残余厚度的基础上,通过压实校正、古水深和海(湖)平面的变化等方面的校正,进而获得各层的原始厚度、盆地的构造沉降史和埋藏史(图12)。

5.2.2 数据采集及参数确定

在前述研究思路的基础上,笔者选取盆地内三条主干剖面(两条东西向主干剖面,一条南北向主干剖面),采集数据点169个。根据不同沉积相具备不同岩性及相关物性的特征,及沉积相的平面展布特征,最终确定出各模拟点的相关岩性及物性参数(表3)。

5.3 沉降史回剥分析

在上述准备条件的基础上,本文对松辽盆地由东向西的主要构造单元的沉降史进行了恢复和研究。通过综合分析,可将反转阶段分为四个大的反转构造幕,在不同的构造单元之间的沉降量存在着明显的差异。现分述如下:

松辽盆地东部是主要的物源区,长期遭受剥蚀。本次研究最东部的模拟井位于绥化凹陷东部靠近呼兰隆起的位置。姚家组沉积时期,沉降速率与沉降量都很小。嫩江组一段—嫩江组三段时期,沉降速率是整个反转阶段中最大的,达到135 m/Ma,嫩三段末期存在一个突变阶段,即松辽盆地内湖与外海隔绝的阶段。在嫩三段末期,沉降曲线存在一个拐点,沉降速率突变为负值,达到-190 m/Ma,是一个强烈的反转阶段,该区发生强烈的剥蚀,剥蚀厚度在200 m左右。之后在嫩四段沉积开始,发生沉降,接受沉积,但沉降速率较小;76 Ma开始,盆地进入新一轮的反转阶段,160 m左右的地层被剥蚀,此次的剥蚀强度相对T04时期要小得多,但持续时间相对较长。

四方台、明水组沉积时期,该构造单元沉降速率较小,地层沉积很薄或无沉积,主要是基于此时基准面相对要低,可容纳空间变小,因此沉积厚度很小。65 Ma开始,进入到构造反转四幕,此次反转持续时间长,达30 Ma,早期沉积地层剥蚀严重,很多地区可以剥蚀到嫩一、嫩二段沉积地层(图13)。

三肇凹陷位于中央坳陷区的东部,毗邻东南隆起区和东北隆起区。通过沉降史曲线(图14)可知,在姚家组沉积时期,最大沉降量在100 m左右,嫩江组一—三段沉积时期,沉积量最大,为800～900 m,沉降速率为200 m/Ma以上。T04界面形成时期,三肇凹陷遭遇了强烈的反转,最大隆升速率超过220 m/Ma,凹陷进入到反转二幕,嫩四段早期沉降速率较大,随后降低到100 m/Ma左右,表明沉降中心已经开始迁移。T03界面形成时三肇凹陷的隆升速率与绥化凹陷的隆升速率基本一致。四方台组—明水组沉积时期,沉降速率只有20～30 m/Ma,又由于湖平面的急剧下降,可容纳空间锐减,造成沉积厚度小、剥蚀严重的现象。T02界面的形成标志着反转四幕的开始,此幕反转构造沉降速率为-15 m/Ma,但剥蚀厚度达到1 000 m以上,表明该时期导致剥蚀的主要原因是基准面的下降产生的持续剥蚀。

图10 不同构造单元时—深转换公式

Fig.10 Time-depth conversion formula in different tectonic unit

图11 松辽盆地白垩纪介形类生物相模式图[15](据叶得泉等,2002)

Fig.11 Mode chart of ostracoda biofacies during Cretaceous in Songliao basin

1.Triangulicypricypristorsuosus;2.Hyocyprimorpha;3.Periacanthella;4.Bicorniella;5.Cyprideaordinate;6.Cypridea spiniferusa;7.Triangulicy pris torsuosus var.nota;8.Limnocy pridea copiosa;9.Quadeacy pris grata;10.Cy pridea gibbosa;11.Cypridea dekhoinensis;12.Limnocy pridea bucerusa;13.Advenocypris definite;14.Limnocypridea datongzhenensis;15.Strumosia salebrosa;16.Daqingella;17.Cypridea nota;18.Kaitunia andaensis;19.Suliaovia;20.Lycopterocypris grandis;21.Mongolocy pris tera;22.Talicy pridea augusta;23.Ziziphocy pris concta;24.Candoniella。

图12 EBM盆地模拟系统沉降史模拟流程[16](据王敏芳等,2007)

Fig.12 Simulation process of subsidence history by simulation system in EBM basin

表3 松辽盆地不同沉积相岩性及物性参数

Table 3 Different sedimentary facies lithology and physical property parameter in Songliao basin

沉积相类型岩性表面孔隙度/%压实系数/km-1密度/(kg·m-3)古水深/m扇三角洲平原砾岩0.460.2224600扇三角洲(前缘)辫状河三角洲(平原)砂岩0.490.27265050辫状河三角洲(前缘)泥质砂岩0.560.39268010三角洲间湾滨浅湖半深湖泥岩0.630.512720101530

图13 松辽盆地东部绥化凹陷沉降史曲线及沉降速率图

Fig.13 Subsidence history curve and sedimentation rate figure of Suihua depression in Eastern Songliao basin

大庆长垣位于松辽盆地中央坳陷区的腹部,是松辽盆地裂后反转的典型位置。姚家组沉积时期,沉降速率在30～40 m/Ma,最大沉降量120 m以上。嫩江组沉积时期,沉降速率迅速变大,达到200 m/Ma,嫩三段沉积后期,大庆长垣发生了沉降速率-230 m/Ma的反转,但由于大庆长垣一直为水下沉积,此次反转并未造成剥蚀,或只有少数区域发生少量剥蚀。嫩四段沉积开始,大庆长垣发生了小幅的沉降,但其隆起的背斜形态已经基本形成,到嫩五段沉积后期,开始反转剥蚀,由于之前的水下背景,剥蚀量并不大。四方台组—明水组沉积时期,大庆长垣又发生一次大的沉降,沉降速率平均为100 m/Ma。在明水组末期,发生了第四幕的构造反转,大庆长垣遭受了大的剥蚀,一般剥蚀厚度在800 m左右(图15)。

齐家—古龙凹陷在姚家组沉积时期的沉降量很小,因此沉积厚度也不大。到了嫩江组沉积时期,沉降速率陡然增大,达到100 m/Ma左右,到嫩三段末期,发生了沉降速率为-80 m/Ma的反转运动,齐家—古龙凹陷发生了小幅隆起。嫩四段开始,沉降速率迅速增大,最大接近170 m/Ma,平均为130 m/Ma以上。76 Ma开始,松辽盆地进入裂后第三幕反转,齐家—古龙凹陷隆起幅度超过300 m,最终形成了T03不整合界面。四方台组沉积开始,凹陷沉降速率一直保持在100 m/Ma以上,到明水组沉积末期,沉降量超过1 000 m。65 Ma开始,齐家—古龙凹陷进入到-35 m/Ma沉降的反转幕,剥蚀厚度超过1 000 m(图16)。

西部斜坡区在姚家组时期沉降量很小,由于物源供应有限,沉积物厚度不大。嫩江组沉积时期,沉降速率变大,平均速率在100 m/Ma左右,由于此时期西部物源供应,斜坡区在嫩江组沉降厚度比较大,并且在地震剖面上表现为平行反射,80 Ma反转二幕开始,但反转强度不大,因此,此次反转在斜坡区基本未造成剥蚀。嫩四段开始,西部斜坡区总体上表现为缓慢沉降的状态,76 Ma开始,西部斜坡区开始隆升并遭受剥蚀,总体剥蚀强度不大。四方台组沉积开始,斜坡区沉降速度增大,平均为100 m/Ma,直到65 Ma开始,进入第四幕反转阶段(图17)。

图14 松辽盆地三肇凹陷裂后反转期沉降史曲线

Fig.14 Subsidence history curve of Sanzhao sag during postcracking inversion period in Songliao basin

图15 松辽盆地大庆长垣裂后反转期沉降史曲线

Fig.15 Subsidence history curve of Daqing placanticline during postcracking inversion period in Songliao basin

综合分析以上各主要构造单元在各个反转幕的沉降变化并进行比较可知,在姚家组沉积时期,松辽盆地基本上以三肇凹陷和大庆长垣为沉降中心而接受沉积,但由于沉积物供应有限,总体的沉积厚度并不大;嫩江组一段—嫩江组三段沉积时期,沉降中心位于齐家—古龙凹陷、大庆长垣和三肇凹陷,其中以三肇凹陷的沉降速率最大;嫩江组四段—嫩江组五段,齐家—古龙凹陷和三肇凹陷的沉降量最大,此时,大庆长垣已经隆起,将两个凹陷隔开;四方台—明水组沉积时期,三肇凹陷的沉降速率迅速变小,齐家—古龙凹陷的沉降速率在盆地中达到最大,西部斜坡区沉降速率明显增大,因此,沉降中心主要迁移到齐家—古龙凹陷和西部斜坡区的斜坡区域。综上,松辽盆地裂后反转阶段沉降中心的迁移应该主体上是向西迁移的(图18)。

图16 松辽盆地齐家—古龙凹陷裂后反转期沉降史曲线

Fig.16 Subsidence history curve of Qijia-Gulong sag during postcracking inversion period in Songliao basin

图17 松辽盆地西部斜坡区裂后反转期沉降史曲线

Fig.17 Subsidence history curve of slope area during postcracking inversion period in western Songliao basin

6 结论

通过上述复杂精细的工作,对松辽盆地裂后反转期不同幕次的沉降中心的迁移有了明确的认识。

(1) 在姚家组沉积时期,大庆长垣和三肇凹陷作为盆地的沉降中心接受沉积,绥化凹陷作为相对的构造高部位沉积厚度要小得多,齐家—古龙凹陷的沉降速率与大庆凹陷相差不大,可能由于距离物源较远的原因,沉积厚度要比大庆长垣小得多。该反转幕,沉降主要位于盆地的中心位置,相对范围比较小,构造活动相对微弱。嫩江组一段、二段和三段发育时期,沉降范围较大,沉降速率也明显增大,最大沉降厚度位于齐家—古龙凹陷的南段,三肇凹陷沉积速率次之。具体来说,嫩一段时期,齐家—古龙凹陷和三肇凹陷沉降速率最大,大庆长垣开始抬升,绥化凹陷相对沉降速率加速,沉积厚度较大;嫩二段沉积时期,齐家—古龙凹陷沉降速率最大,其他构造单元都较小,绥化凹陷相对活动不大,大庆长垣稳定发展;嫩三段时期是沉降中心跳跃的一个时期,齐家—古龙凹陷的沉降速率骤减,与此同时,绥化凹陷沉降速率剧增,经演化剖面显示,嫩三段在绥化凹陷地层遭受了强烈的剥蚀;对于齐家—古龙凹陷而言,沉降中心位于其南段,北段相对沉降速率要小;盆地在姚家组与嫩江组一段、二段和三段沉降中心展布范围基本呈近东西向。

图18 松辽盆地裂后反转阶段沉降—隆升对比图

Fig.18 Comparison chart of subsidence and uplift during postcracking inversion period in Songliao basin

(2) 反转二幕,该幕以T04界面的发育开始。嫩四段与嫩五段发育时期的沉降中心位于三肇凹陷,嫩四段末期开始,沉降中心位于三肇凹陷和齐家—古龙凹陷,在绥化凹陷的西部开始反转褶皱。此时,大庆长垣的背斜形态基本形成,嫩四段在西部斜坡发育很少,嫩五段沉降中心向西到三肇凹陷与齐家—古龙凹陷;沉降中心此时主要分布在大庆长垣的两侧,即齐家—古龙凹陷和三肇凹陷,但以齐家—古龙凹陷为主。整个时期沉降中心在空间上的展布范围表现为近南北向,这与反转一幕时期的近东西向展布呈现出明显的大角度旋转,表明此时应力加强,导致构造单元开始强烈变形褶皱;最主要的特征是大庆长垣开始接受剥蚀;在空间展布上还表现为沉降中心的西迁,这是东部抬升的最直接影响。

(3) 嫩江组沉积末期,松辽盆地进入裂后反转三幕。到四方台组时期,沉降中心开始由之前的双沉降中心变为单沉降中心,即齐家—古龙凹陷。大庆长垣隆升并开始遭受强烈的剥蚀,绥化凹陷的凹陷形态消失。明水组沉积时期,原先位于齐家—古龙凹陷的沉降中心开始向北迁移,并在北部黑鱼泡凹陷沉降速率变大,成为沉降中心,但相对齐家—古龙凹陷要小得多,龙虎泡—红岗阶地东部沉降加快,与齐家—古龙凹陷的西部缓斜坡统一,三肇凹陷的沉降速率开始变小,绥化凹陷抬升遭受剥蚀。整体的沉降中心表现为南北向的展布形态,该时期的沉降中心范围要比之前的沉降中心更向西迁移,而且有明显的向北迁移的迹象。

(4) T02界面发育时期,盆地进入第四次构造反转幕。盆地迅速萎缩,早期接受沉积的地区都开始遭受强烈的剥蚀。该界面在盆地的大多数区域都表现为大角度的不整合接触。该时期的沉降中心只分布在齐家—古龙凹陷的部分地区,盆地进入到急速萎缩的阶段。

(5) 盆地总体的沉降中心在前三幕的构造反转中呈现出明显的向西迁移的特征,但到了第四幕构造反转阶段,盆地的沉降中心向西迁移的幅度微弱,而向北迁移的程度明显地加强。到古近纪,松辽盆地急剧萎缩,盆地开始进入构造反转的强化阶段。

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(责任编辑：于继红)

The Migration of Subsidence Centers and Its Controlling Mechanism duringPost-rift Inversion Stage of Songliao Basin

LI Peng, ZHANG Xiangyang, ZHU An’an, MAO Qixi

(HubeiGeologicalSurvey,Wuhan,Hubei430034)

Songliao basin experienced the syn-rift and post-rift evolution phases.Especially,not only the large lake basin but also a depressional lake basin was formed within the basin.Based on the new high-quality 2D,3D seismic data,cores,well logging data and so on,basin dynamics,structural geology,sequence stratigraphy theories and methods are applied in this basin.The authors establish tectonic-stratigraphic framework of basin through fine structural-stratigraphic analysis for the main large profile.Applied balanced cross-section technology and subsidence history back-stripping technology,the thesis reveals the migration rule of subsidence center during post-rift inversion epoch in North Songliao basin.The mechanism of its development is determined by analysis of the basin structure and regional dynamics.The conclusions provide geological basis for oil and gas exploration of Songliao basin.

Songliao basin; tectonic inversion; tectnoic evolution; subsidence center

2016-03-31;改回日期:2016-08-09

李朋(1984-),男,工程师,矿产普查与勘探专业,从事沉积盆地构造—地层分析研究工作。E-mail:pengli198666@163.com

P618.13

A

1671-1211(2017)01-0027-15

10.16536/j.cnki.issn.1671-1211.2017.01.006

数字出版网址:http://www.cnki.net/kcms/detail/42.1736.X.20161208.1017.006.html 数字出版日期:2016-12-08 10:17