东营凹陷营11北地区沙三中亚段重力流触发机制

2021-08-09杨剑萍黄雅睿卢惠东李宇志欧浩文张文博黄志佳党鹏生高丽萍

中国石油大学学报（自然科学版） 2021年4期

杨剑萍，黄雅睿，卢惠东，李宇志，欧浩文，张文博，黄志佳，党鹏生，高丽萍，鲁娜

(1.中国石油大学(华东)地球科学与技术学院，山东青岛 266580； 2.青岛海洋科学与技术国家实验室，海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室，山东青岛 266071； 3.中国石化胜利油田分公司石油开发中心有限公司，山东东营 257061； 4.中国石化胜利油田分公司东辛采油厂，山东东营 257061； 5.中国石油天然气股份有限公司华北油田分公司采油三厂，河北河间 062450)

深水沉积的理论研究从基于浊流理论的鲍玛(Bouma)序列[1-2]和建立发展海底扇[3]沉积模式时期到以碎屑流为特征的斜坡沉积模式时期[4]，经历了60余年。浊流模式的缺陷渐渐被国内外专家学者提出，这种仅靠古岩石记录得来的相模式，与实际深水环境下沉积砂体类型相差甚远，砂质碎屑流的理论与近年来油气勘探中发现的重力流砂体相吻合[5]，并广泛应用于中国陆相断陷盆地的湖相重力流研究中。营11北地区沙三中亚段主要发育深水重力流沉积，陈秀艳等[6]将其划分为远源浊积岩、滑塌浊积岩和坡移堆积体，陈杰等[7]将其划分为浊积岩和坡移扇，但这些模式逐渐被碎屑流的斜坡沉积模式取代。滑动—滑塌—砂质碎屑流—浊流沉积模式[8]以及更加精细的泥质碎屑流和砂质碎屑流[2]的沉积类型，逐渐被广大学者应用于解释东营凹陷营11北地区沙三中亚段的湖相重力流研究中，有效指导该区深水油气勘探。目前针对于东营凹陷营11北地区沙三中亚段，重力流触发机制及强弱程度的研究尚属空白。因此笔者依据岩心、测井、录井、地震和地化分析等资料，结合前人研究成果，对营11北地区沙三中亚段重力流的触发机制及其强弱程度、沉积演化模式进行研究，以期进一步指导研究区重力流沉积油气勘探。

1 区域地质背景

东营凹陷位于渤海湾盆地内济阳坳陷的东南部[9]，是一个开阔型的中、新生界箕状断陷盆地，剖面上主要为北陡南缓、北断南超的充填模式[10-11]。东营凹陷的北部为陈家庄—滨县凸起，东部与青坨子凸起相邻，南部和鲁西隆起相邻，西部为林樊家凸起、高青凸起[12]。研究区营11北地区长度为15.0 km，宽度为7.0 km，总面积约为105.0 km2(图1)。

图1 东营凹陷构造格局平面及剖面(据文献[8]，有修改)

东营凹陷沙三段沉积时期，整体处于裂陷扩张期，沙三段地层自下而上分为下、中、上3个亚段，沙三中亚段为研究目的层位，自下而上划分为6个砂组，分别是沙三中亚段的6砂组至1砂组。目的层岩性以厚层深灰色泥岩为主，夹薄层中细砂岩、粉砂岩或薄层碳酸盐岩，整体上处于半深湖—深湖沉积环境。沙三段中亚段沉积时期，东营凹陷湖盆沉降幅度较大，水体扩张较快[11]。研究区东部的东营三角洲和永安三角洲，规模不断扩大，三角洲发育达到顶峰时期，并且推进到东营凹陷的深洼区[13]。湖平面升降及自东向西物源供应强度的变化，控制营11北地区砂体的展布，三角洲前缘砂体也在自身重力、构造运动或季节性洪水等触发机制影响下，失稳沿斜坡进入半深水—深水中，形成滑动、滑塌、砂质碎屑流和浊流4种重力流类型的砂体。

2 重力流砂体触发机制及地质意义

较为稳定状态的三角洲形成重力流沉积，一定的触发机制来打破平衡状态发生二次沉积，是形成重力流的基本条件之一。Masson等[14]提出块体搬运沉积的触发机制，认为块体搬运沉积受重力、沉积物重量、坡度以及薄弱面的影响。深水块体搬运沉积的触发机制至少有18种，例如地震、火山活动和季风降雨等。路慎强[15]、杨剑萍等[16]、陈世悦等[17]在济阳坳陷北部陡坡带、洼陷带和中央隆起带的古近纪地层中均发现地震岩，并建立不同区域地震活动和控盆边界断裂活动所形成的地震岩序列。笔者在对营11北地区沙三中亚段地层岩心观察中发现大量的微断层构造并伴随各类软沉积物变形构造，认为该地区具有地震岩特征，通过典型沉积特征的识别，建立垂向序列，并对重力流砂体触发机制及地质意义进行探讨。

2.1 地震岩识别标志

2.1.1 微断层

微断层是地震岩的重要识别标志之一，是由于沉积物的差异压实作用形成[18]。砂泥薄互层中可观察到大量的微断层构造(图2(a)～(e))，或发育平行排列的阶梯状断层(图2(a))。主要为正断层，断层规模较小，断距为0.5～2.0 cm，断面倾角一般较陡，倾角为50°～90°，断层延伸较短，断面长度多在1.0～10.0 cm，尖灭于上下岩层中，限于层内发育。微断层发育密集区可形成地堑和地垒等组合样式，伴随微断层出现的是各种类型的软沉积物变形构造。

图2 东营凹陷营11北地区沙三中亚段微断层特征

2.1.2 液化卷曲变形构造

液化卷曲变形构造主要是一系列小型紧闭的褶皱，主要发育在砂泥互层的地层中，卷曲构造相互连接[16]，其附近的岩层内不发生变形。研究区内的液化卷曲变形构造较为发育，形态复杂多样，可见S形、Z形(图3(a)、(b))、上拱形及波浪形(图3(c)～(f))，尺度较小，长度一般在1.0～15.0 cm，角度一般在40°～90°。液化构造是地震岩中较为典型的标志，一般是地震作用高潮期产物。液化卷曲变形构造在营891井、营691井和新坨743井均有发现。

图3 东营凹陷营11北地区沙三中亚段液化卷曲变形构造特征

2.1.3 液化砂、泥岩脉

液化砂岩脉主要发育在砂泥互层地层中，形态呈现脉状且不规则延伸,中部膨大[15],且分叉现象较普遍。围岩的纹层随着砂岩脉的切穿而变形，形成上拱或下弯的形态，尤其在两端变细(图4(a)～(f))。岩心观察中发现粉砂、细砂脉体，常与阶梯状断层伴生。还有砂岩脉充填于断层面中(图4(d))，说明砂岩脉不是成岩后形成，而是沉积物刚沉积不久，伴随构造运动形成。

图4 东营凹陷营11北地区沙三中亚段液化砂岩脉特征

2.1.4 重荷模、球枕构造、串珠状构造和火焰构造

在震动和上覆沉积物重荷作用下，上覆砂质沉积物陷入到下伏细粒软沉积物中形成重荷模构造。重荷模构造在研究区砂泥互层的界面中较为常见。其规模大小与当时原始沉积层横向不均匀的压实作用有关[19]。规模从几毫米到几厘米，形态不规则，大致呈波浪形，上下起伏程度不等(图5(a)、(b))。

在震动和上覆沉积物压力的作用下，岩层受到侧向挤压和拉伸作用使层变厚，且侧向变薄，形成串珠状构造[20]。研究区内串珠状构造长度为5.0～15.0 cm，宽度约为2.0 cm，砂体彼此相连却未断开，形状与相互连接的香肠类似(图5(e)、(f))，经常与球枕状构造伴生出现。

随着震动持续加强，砂体会持续下陷入泥岩内，直到与砂岩脱离[21]。在下沉过程中可形成砂球构造，为不规则的砂球形态。砂球的直径大小不等，较大的约为8.0 cm，较小的约为0.5 cm，有的为圆球形，有的因侧向挤压和拉伸作用而形成一头变细的拉长的形态，其拉长的一边指示受力的反方向，还有的砂球受到挤压或拉伸作用，形状也变的不规则或扭曲(图5(c)、(d))。

图5 东营凹陷营11北地区沙三中亚段震积砂球-枕状构造等特征

泥质沉积物的黏滞系数在砂质沉积物下沉的过程中一般小于上覆的砂质沉积物，同时由于地震作用，下伏细粒的沉积物向上侵入砂质沉积物中，形成形态类似于火焰的火焰状构造。一般情况下，在研究区岩心观察中，重荷模、砂球构造、串珠状构造和火焰构造经常会伴生出现。

2.1.5 环形构造

环形构造属于一种软沉积物变形构造，由于环形构造多同断层和液化卷曲大量共生，推断其与地震作用有关，认为是由于地震诱发的张应力所致。其环形层主要为多层薄岩层因卷曲变形而连接成环状或似圆状[22]，主要表现为由多层不同的岩层组成的圆形或椭圆形结构。发现微断层将环形构造错断，在微断层两侧均有环形构造，直径一般为2.0～5.0 cm，最大可达10.0 cm(图6(a))。

2.1.6 震碎角砾岩

震碎角砾岩是地震岩最典型的识别标志之一。震碎角砾岩一般是由于构造运动，使得原地半固结或固结的岩层震碎形成。角砾顺层分布，可以观察到明显的棱角，有的角砾还可以与相邻角砾拼接到一起，类似于“排骨”(图6(b))，这种状态可以明显反应原始沉积物的状态[15]，常被解释为地震成因。研究区营544井沙三中亚段3砂组岩心观察中发现，震碎角砾岩中角砾直径一般为0.5～5.0 cm，可看到角砾排列近似平行呈排骨状，也可看到分散的角砾。表明当时的构造运动作用强烈，足以使原始的半固结或固结沉积层断裂。震碎角砾一般是由于构造运动引发的地震作用形成，而季节性洪水不会形成震碎角砾。

图6 东营凹陷营11北地区沙三中亚段环状构造及震碎角砾岩特征

2.2 地震岩序列

受到地震作用影响到的沉积物，纵向上可以形成一定的序列，而季节性洪水引发沉积物的变形不会形成序列，地层中固结的岩层和松软的沉积层在构造运动的作用下形成序列不同[23]。地震岩的垂向序列与地震强度、岩石组合及在盆地中所处的位置有关，不同的影响因素会造成不同的地震岩序列[24]。通过对研究区取芯井的岩心观察，根据沉积物的固结程度建立2种序列：一种是未固结的富含孔隙水的软沉积物地震岩序列(图7)，另外一种是半固结或固结的沉积物，以断裂和破碎变形为主地震岩序列(图8)。

2.2.1 未固结的富含孔隙水的软沉积物地震岩序列

该序列可以划分为6个层段(图7(a))。

(1)底部未震层。岩性为灰色泥岩或者粉砂质泥岩，厚度约为40.0 cm，是地震波触及范围之外的正常沉积，未受到地震的扰动，原生层理保存良好。

(2)微断裂层。主要发育在砂泥互层中，厚度为10.0～40.0 cm，可见小规模阶梯状正断层，断距为5.0 ～10.0 mm，倾角为35°～60°，可单独发育，也可平行排列呈阶梯状，限于层内发育，一般与重荷模和砂球构造等伴生。微断层自下而上，断距逐渐减小，断层可发育地堑和地垒等组合形式。

(3)重荷模、球枕构造层。主要发育在砂泥互层中，厚度约为30.0 cm，上覆砂质沉积物陷入到下伏细粒软沉积物中形成重荷模构造。侧向挤压使层变厚，拉伸使层变薄，发育串珠状构造，震动持续过程加强，砂质沉积物陷入泥岩中呈不规则的块状、球状、枕状、拖曳拉长状，形成球枕或砂球构造。其中也可见在地震作用下，泥质沉积物底劈上侵的火焰构造。砂球直径不等，约为10 mm，一般与阶梯状断层伴生。

(4)振动液化卷曲变形层。发育在泥质粉砂岩或砂泥互层中，软沉积变形段厚度不稳定，一般在4.0～15.0 cm，构造类型多样，形态复杂，形成各种复杂的褶皱；可见砂岩脉、碟状构造、砂岩透镜体等构造。

(5)液化均一层。岩性主要为粉砂质泥岩或薄层砂岩，细粒沉积物由晃动、振荡而稀释液化，性质趋于均一的结果。结构均一，无层理或纹理等沉积构造，厚度一般约为10.0 cm。

(6)顶部未震层。该段为地震结束后未受其影响的正常沉积岩层。

这种序列在营11北地区沙三中亚段营891井5砂组的2 915、2 912和2 906 m取芯段中发育(图7(b))。2 915.0 m处底部出现擦痕，震动的标志，向上在砂泥互层中出现串珠状构造和液化卷曲变形构造，向上为深灰色泥岩，震动影响深度为1.1 m。2 912.0 m处出现擦痕和微断层，震动的标志，微断层为一条正断层，断层规模小，影响深度为0.90 m。其中也见液化卷曲变形构造。2 906.0 m处出现微断层，震动的标志，砂泥互层中，可见规模较大正断层，断距为10.0 mm，倾角为60°，在其两侧可见小规模的断层，平行排列成阶梯状，层内发育，正断层，断距为2.0 ～ 4.0 mm，可见地堑。向上液化卷曲变形构造和火焰状构造泥质砂岩，无层理，震动影响深度约为1.5 m。

图7 东营凹陷营11北地区沙三中亚段未固结的富含孔隙水的软沉积物地震岩序列

2.2.2 半固结或固结的沉积物以断裂和破碎变形为主地震岩序列

该序列可以划分为6个层段(图8(a))。

图8 东营凹陷营11北地区沙三中亚段半固结及固结的以断裂和破碎变形为主地震岩序列

(1)底部未震层。岩性为灰色泥岩或者粉砂质泥岩，厚度约为40.0 cm，是地震波触及范围之外的正常沉积，未受到地震的扰动，原生层理保存良好。

(2)震碎角砾岩层。原地的深灰色泥岩或泥质粉砂岩破碎，角砾棱角分明，顺层分布，相邻角砾有时可以完全拼接到一起，呈“排骨状”，清晰反映出沉积物的原始状态。

(3)微断裂层。主要发育在砂泥互层中，厚度为10.0～40.0 cm，可见小规模阶梯状正断层，断距为5.0～10.0 mm，倾角为35°～60°，可单独发育，也可平行排列呈阶梯状，限于层内发育。一般与重荷模和砂球构造等相伴生。微断层的断距自下而上减小，断层可发育地堑和地垒等组合形式。

(4)重荷模、球枕构造层。主要发育在砂泥互层中，厚度约为30.0 cm，上覆砂质沉积物陷入到下伏细粒软沉积物中形成重荷模构造。侧向挤压使层变厚，拉伸使层变薄，发育串珠状构造。震动持续加强，砂质沉积物陷入泥岩中，呈不规则的块状、球状、枕状、拖曳拉长状，形成球枕构造。其中也可见在地震作用下，细粒沉积物底劈上侵的火焰构造。砂球直径不等，约为10.0 mm，一般与阶梯状断层伴生。

(5)振动液化卷曲变形层。发育在泥质粉砂岩或砂泥互层中，软沉积变形段厚度不稳定，一般在4.0～16.0 cm，构造类型多样，形态复杂，形成各种复杂的褶皱；可见砂岩脉、碟状构造、砂岩透镜体等构造。

(6)顶部未震层。该段为地震结束后，未受影响的正常沉积岩层。

这种序列在营11北地区沙三中亚段营544井3砂组的2 866.0～2 861.0 m取芯段中发育(图8(b))，由于地震强度较大，影响深度较未固结的富含孔隙水的软沉积物地震岩序列更大。具体地震岩序列为2 862.0 m处砂泥互层中底部出现震碎角砾岩、原地震积岩，部分可见排骨状角砾，震动的标志，向上出现微断层，微断层，呈阶梯状，一系列小的正断层，断距为5.0～10.0 mm，倾角为45°，也可见断层组合地堑，向上断距逐渐变小，可见拉长的砂球构造，“拖曳尾巴”延伸方向指示砂体最后一次水平运动的反方向，向上为液化卷曲变形构造，可见砂岩透镜体，向上发育砂球构造，砂球直径较大，有拉长的现象，向上发育重荷模和砂球，震动影响深度为2.5 m。

2.3 地质意义

地震岩是地震活动在沉积物中的特殊沉积记录，不同时代、构造背景下形成的地震岩差异明显，差异主要表现在不同的沉积序列类型及出现频率。在地震岩的研究中，不同学者均提出地震强度与沉积构造之间的关系[25-26]，一般认为发育液化变形构造地震震级Ms≥5，而岩层发生脆性变形形成液化角砾等沉积构造为地震震级Ms≥8[27](表1)。因此对地震岩的研究可以为古地震的研究提供有力依据，营11北地区沙三中亚段地震岩的发现，也从沉积学角度证明沙三中亚段6个砂组，不同时期构造活动的强弱。

表1 沉积构造的变形机制及其可能的最小震级(据文献[29]，有修改)

根据营11北地区沙三中亚段5口取芯井地震岩沉积序列统计结果(表2)，可知沙三中亚段重力流沉积的主要触发机制，主要为构造运动引发的地震作用。通过识别不同软沉积物组合特征和频率，明确不同时期构造运动强度。研究区沙三中亚段6～4砂组及2～1砂组沉积时期，主要发育以未固结的富含孔隙水的软沉积物地震岩序列，以砂岩脉和液化卷曲变形构造为主要的沉积构造特征，而3砂组沉积时期，主要发育以半固结或固结的沉积物为主的地震岩序列，以震碎角砾岩为主要特征，震级约7～7.5级，构造运动最为强烈。因此推测3砂组沉积时期，应为湖盆裂陷扩张最强烈的时期，砂体受到构造运动的影响最大。

表2 东营凹陷沙三中亚段营11北地区地震岩序列与地震震级对应关系

3 沉积演化模式

通过对营11北地区沙三中亚段地层的精细对比划分，结合砂体成因类型、物源方向、砂体厚度和构造演化等因素，认为研究区内发育水道控制型、非水道控制型重力流沉积及三角洲沉积。建立营11北地区沙三中亚段沉积演化模式。

沙三中6～4砂组沉积时期，为裂陷扩张初期，湖盆水体较深，研究区全区只发育深湖—半深湖水道控制型沉积和非水道控制型重力流沉积(图9)，物源主要来自北东方向的永安三角洲和南东方向的东营三角洲。重力流水道末端发育沟道化朵叶体、碎屑舌状体及浊积席状砂沉积，研究区西部距离湖盆中心更近的区域，发育孤立的、面积较小的浊积朵叶体(图9)。

图9 东营凹陷营11北地区沙三中亚段6～4砂组沉积模式

沙三中亚段3～1砂组沉积时期，东营三角洲和永安三角洲不断进积，三角洲的发育达到鼎盛期，在由于湖平面急剧下降，研究区东部由较深湖演变为滨浅湖，发育滨浅湖三角洲前缘河口坝砂体，研究区西部仍处于波基面之下，发育水道控制型沉积和非水道控制型重力流沉积。3砂组沉积时期，构造运动强度最大，湖平面下降最为剧烈，与观察研究区地震岩中软沉积物变形构造，所得出的结论相契合(图10)。