莱州湾凹陷东缘走滑断裂带特征及沉积响应

汪 晶，刘 睿，张海义，王孝辕，郭 轩

(中海石油(中国)有限公司 天津分公司，天津 300459)

引 言

郯庐断裂带是中国东部一条重要的巨型走滑断裂带，横贯整个渤海海域东部，对渤海湾盆地的形成演化、沉积发育及油气成藏具有明显的控制作用。郯庐断裂在渤海海域分东西2支，勘探实践已表明，目前发现的众多大中型油气田均沿郯庐断裂带分布，证实郯庐断裂带与油气富集具有紧密的联系。针对走滑断裂带对沉积的控制作用，国内外学者展开过大量研究并取得了众多成果和认识[1-9]。走滑对盆地内部沉积模式和充填格架具有重要的控制作用，走滑盆地往往具有独特的沉积模式,如冲积扇、扇三角洲等沉积体具有沿走滑断层斜向迁移、随走滑运动周期性叠置的特征[1-3]；走滑及其派生作用形成的复杂构造，导致快速相变的沉积特征[4]；晚期的断裂走滑活动错开早期形成的沉积体，并控制着同期沉积体系的展布与迁移[8-9]。随着渤海油气勘探的不断深入，郯庐断裂带的走滑活动及其对油气的控制作用已有诸多论述[10-18]，但均集中于郯庐断裂带渤海西支及东支辽东湾段，对渤海东支莱州湾段的研究较少，缺乏莱州湾段走滑活动与沉积关系方面的研究。基于此，笔者在前人研究的基础上，应用最新的三维地震资料，从走滑断裂特征分析入手，探讨走滑与宏观平面沉积、多期砂体分布等沉积响应关系，明确莱州湾凹陷东部盆缘走滑断裂带对沉积的控制作用。

1 地质背景

莱州湾凹陷位于渤海海域南部，为中生界基底上发育的新生代半地堑，总体呈东断西超、北断南超的凹陷结构。郯庐断裂莱州湾段东西2支沿该凹陷两侧通过，控制了凹陷的结构特征。郯庐断裂东支向莱州湾凹陷倾没消逝，受断裂强烈活动作用，凹陷东部盆缘发育3条规模较大走滑断裂(图1)，对凹陷渐新世以来的构造演化、地层沉积以及油气成藏产生明显的影响。

目前,在该区相继成功钻探了J1、J2、J3等多口探井，获得重要的油气发现。钻探结果表明，该区油气主要集中分布于古近系东营组东三段、沙河街组沙三段及沙一二段。钻遇地层从中生界到第四系，其中，明化镇组及馆陶组主要岩性为厚层砂砾岩夹薄层泥岩,东二段以含砾砂岩、中-细砂岩为主，夹灰-灰绿色泥岩，东三段以细砂岩、含砾细砂岩与灰绿色、褐灰色泥岩互层为主，沙一二段以粉-细砂岩与泥岩不等厚互层为主，局部发育厚层含砾细砂岩，沙三段以细砂岩、含砾细砂岩为主，夹灰色、褐灰色泥岩。总体来看该区古近系储层发育适中，储盖组合理想，但储层横向变化较快。

图1 莱州湾凹陷东缘区域位置Fig.1 Regional location map of the eastern margin of Laizhou Bay Sag

2 走滑断裂特征

2.1 断裂分布特征

受郯庐断裂东支走滑作用影响，平面上，盆缘发育呈线形分布、NNE向雁行排列的F1、F2及F3走滑断裂组成的断裂带。从古近纪东三期的断裂平面展布来看(图2)，3条主走滑断裂断面清晰且连续，延伸距离长，将莱东6区分隔为洼陷区的莱东6A及斜坡区的莱东6B、莱东6C这3个构造区。F1断裂与F2断裂呈左阶斜列，F3断裂形成于东部胶辽隆起边界断裂转折处，向北逐渐延伸。走滑作用导致走滑带西侧及主走滑间NE向为主的断裂非常发育，形成f1、f2等派生走滑断裂及其他NE向伸展断裂，搭接于主走滑断裂或联结2条主走滑断裂。派生断裂伴随走滑活动形成，将构造进一步复杂化。剖面上，主走滑断裂断穿基底，产状近直立，派生断裂与主枝形成明显的负花状组合样式(图2剖面)；主干伸展断层表现为上陡下缓的铲式正断层，下部切入前新生界基底，上部切穿馆陶组，对沙三段至东营组地层具有控制作用。

图2 莱州湾凹陷东缘古近纪走滑断裂活动性分析Fig.2 Analysis of the activity of strike-slip faults in Paleogene in the eastern margin of Laizhou Bay Sag

2.2 断裂活动特征

前人研究表明，郯庐断裂带新生代早期(42.0 Ma前)表现为左旋弱走滑，伴随43.0 Ma左右太平洋板块俯冲方向的转变，郯庐走滑断裂带由左旋转变为右旋，至东营组沉积期达到右旋走滑最强烈时期[19-21]。走滑派生断裂是走滑断裂主要活动期的产物，以主走滑断裂组成的花状构造样式可以分析走滑断裂的应力状态和主要活动期次。统计主走滑派生断裂活动速率及构造演化分析结果表明，该区走滑断裂带在古近纪具有明显分期、分段的活动特征，活动规律和活动强度与郯庐断裂带具有一致性。

古近纪时期主要表现为早期伸展、晚期走滑，呈现“弱-强-弱”的分期走滑特征，沙三-沙一二末期以伸展作用为主，东营组时期开始叠加走滑，东三期走滑活动最强，东三后期走滑活动逐渐减弱(图3(b))。从地震剖面看，主走滑断裂F1、F2两盘东营组地层厚度差异较沙河街组更为明显，说明该时期断裂活动更为强烈，控制沉积作用更强。

图3 莱州湾凹陷东缘走滑断裂特征Fig.3 Characteristics of strike-slip faults in the eastern margin of Laizhou Bay Sag

东营组强走滑作用时期，主走滑F1、F2呈明显的差异分段活动特征。依据主走滑派生断裂发育数、派生断裂延伸长度等不同，可分为南段、中段和北段(图3(a)、图3(c)、图3(d))。从南到北派生断裂条数逐渐减少，延伸长度也逐渐减小，表明从南到北走滑断裂活动速率逐渐减小，走滑活动强度逐渐减弱。结合已钻井东营组储层厚度看，断裂活动速率与储层发育厚度密切相关，分段活动控制了不同区带储层发育厚度的差异。断裂活动性越强，储层厚度越大(图3(e))。

3 走滑断裂对砂体发育的控制

3.1 分期活动对宏观沉积的控制

平面上，分期活动决定了沉积体平面展布方向及规模。古近纪沙三沉积期，以强伸展弱走滑为主，主走滑F1、F2对沉积体横向错动迁移作用小，近源扇三角洲沉积体展布方向与沟谷展布方向一致，近东西向(图4(a))。由于F1、F2断裂倾向与扇体沉积方向相反，反向断槽阻碍了近源扇体向西推进，导致扇体发育规模相对较小，反向断槽根部扇体厚度相对更大。沙一二沉积期，处于热沉降期，断裂活动弱，走滑作用相对增强，受走滑活动影响，沉积体沿走滑方向发生错动，三角洲沉积展布开始由东西向往北迁移偏转。东三沉积期，强走滑作用导致三角洲沉积体展布方向发生明显偏转，近北西向展布(图4(b))，反向断槽阻碍沉积作用减弱，沉积体规模较沙三期明显增大。剖面上，分期活动决定了沉积体纵向沉积响应特征的差异。沿顺物源方向，不同期沉积体具有明显的地震反射响应差异。沙三弱走滑期，近源扇体的前积楔状体发育，进积特征明显；东三强走滑期，走滑活动导致沉积区发育的三角洲进积特征不明显，不同期次砂体受走滑活动影响发生横向迁移叠覆，导致新形成的沉积中心可容空间相对增大，不利于“进积式”沉积样式的形成。

图4 莱州湾凹陷东缘古近纪沉积体系展布Fig.4 Distribution of Paleogene sedimentary system in the eastern margin of Laizhou Bay Sag

3.2 强走滑对不同期次砂体分布的控制

选取洼陷区莱东6A构造已钻井对比分析，依据岩性组合、测井相及地震反射特征，可将研究区东三段砂体划分为三期砂体(图5)。不同期次砂体在岩性组合特征、地震反射特征、平面分布特征等方面差异明显。从岩性组合及储层类型统计看，第一期岩性组合特征多为厚层砂体叠置，单砂体厚度大，岩性以含砾砂岩、中细砂岩为主，含砂率介于30%～51.8%，测井曲线呈漏斗型、箱型，受古地貌控制，主要分布在洼陷区南部，地震剖面上主体表现为强振幅连续反射特征。J1、J2、J4、J5钻遇砂体厚度分别为99.4 m、82.8 m、58.4 m、78.6 m，J1、J2井区砂体厚度最大，为第一期砂体的主要富砂区及沉积方向；第二期岩性组合特征为薄层砂泥频繁互层，主要分布在洼陷区中部。砂岩分布在大套深灰色、灰色泥岩中间，岩性以细砂岩、粉砂岩为主，含砂率介于21.8%～27.5%，测井曲线上表现为钟型、指状，地震剖面上表现为弱振幅断续反射特征。J1、J2、J4、J5钻遇砂体厚度分别为74.8 m、26.2 m、183.1 m、106.8 m，J4井区砂岩厚度最大，为第二期砂体的主要富砂区及沉积方向；第三期岩性组合特征为砂泥互层，局部单层厚度大，主要为中细砂岩、含砾砂岩，含砂率介于11.8%～26.1%，测井曲线表现为漏斗型、指状，地震剖面上表现为中振幅较连续反射特征。J1、J2、J4、J5钻遇砂体厚度分别为44.8 m、2.48 m、58.8 m、92.4 m，J5井区含砾砂岩及砂岩总厚度最大，为第三期砂体的主要富砂区及沉积方向。依据已钻井储层类型及地震响应，精细追踪刻画三期砂体的平面展布，发现三期砂体富砂主体位置明显不同。分析表明，碎屑物质的沉积中心不断往北横向迁移，控制三期富砂区发育位置的迁移(图6)。

总体上看，东三段三期砂体表现为由南往北逐渐迁移叠覆的特征。东营组早期第一期砂体沉积时，沉积中心位于走滑南部，控制富砂区发育位置；第二、第三期砂体沉积时，沉积中心随走滑发生迁移，控制第一期和第二期砂体发生横向迁移，最终形成三期砂体现今的沉积展布形态(图7)。而在F1、F2主走滑之间的斜坡区，三期砂体纵向叠置特征更为明显，富砂体迁移距离相对洼陷区变短。

图5 东三段砂体期次对比Fig.5 Sandbody contrast of different wells in Ed3

图6 东三段三期沉降中心Fig.6 Migration of settlement center in three periods of Ed3

图7 东三段三期砂体横向迁移展布Fig.7 Lateral migration distribution map of sand body in three periods of Ed3

3.3 走滑差异控砂模式

东三强走滑期，通过三期砂体展布与沉积古地貌叠合表明，洼陷区砂体展布与沉降中心位置有良好的对应关系。走滑活动使走滑前形成的沉降中心、沉积体发生迁移，迁移后新形成的沉降中心会继续接受沉积，进而再次发生横向迁移。各期沉降中心位置控制各期主富砂区位置，三期砂体呈现“鱼跃式迁移叠覆”样式(图8(a))。在斜坡区，受F1、F2走滑应力作用影响，走滑拉分形成规模较大的沟槽，控制斜坡区砂体主要富集位置。斜坡区已钻井J3井处于局部高隆区，含砂率仍较高，岩心上可见粒度较粗的砂砾岩沉积，表明东部胶辽隆起物源供给充足，推测拉分沟槽处砂体厚度更大。

图8 莱州湾凹陷东缘走滑断裂带古近纪走滑差异控砂模式Fig.8 Different control models of strike-slip fault on sand body in Paleogene

沙三弱走滑期，主要为走滑坡折控砂，洼陷区沉降中心、斜坡区反向断槽是砂体富集有利位置(图8(b))。砂体沿沟谷推进到盆地后,首先沿着走滑断裂下的反向断槽进行分散和充填,导致反向断槽处沉积厚度相对更大。古地貌恢复表明，沙三期洼陷区存在2个主要沉降中心，处于沉降中心的J1井含砂率明显高于相邻高地的J3井。而斜坡区近反向断槽处的J8井含砂率较局部高隆的J3井更高，这都反应了洼陷区沉降中心、斜坡区反向断槽处更有利砂体富集。

总体而言，该区不同走滑期控砂模式存在明显差异。弱走滑期走滑坡折控砂，反向断槽阻挡水系，沉积规模小，富砂区相对固定，沉降中心及反向断槽处砂体更为富集。强走滑期砂体纵向多期发育，横向迁移叠覆，洼陷区沉降中心、斜坡区拉分沟槽为主富砂区发育位置(图8)。

4 结 论

(1)走滑断裂带在古近纪呈现“弱-强-弱”的分期走滑特征，强走滑阶段具有明显的差异分段活动特征。沙三期以伸展作用为主，东三期走滑作用最强。断裂分段活动决定不同区带储层发育厚度差异。断裂活动性越强，储层厚度越大。

(2)断裂走滑活动控制着宏观沉积特征及砂体分布。主要表现在：分期活动决定沉积体地震响应特征、展布方向及规模；强走滑活动使同期形成的沉降中心、沉积体随时间发生横向迁移，形成纵向多期发育、横向迁移叠覆的砂体分布样式。

(3)走滑不同活动期存在差异控砂模式。弱走滑期坡折控砂，沉降中心及反向断槽等处砂体更为富集。强走滑期砂体横向迁移，洼陷区沉降中心、斜坡区拉分沟槽为主富砂区发育位置。