坳陷湖盆淺水三角洲的沉積特征——以松遼盆地南部姚一段為例

王立武

(中國石油吉林油田公司 吉林松原 138001)

0 引言

淺水三角洲通常形成在水體較淺和構造相對穩定的臺地、陸表海、大陸架或地形平緩、整體緩慢沉降的坳陷湖盆［1～7］。研究證實，淺水三角洲形成的古地形背景、水動力學特征、三角洲形態、微相類型及三角洲內部結構等多個方面與正常三角洲有著極大的差異［1～12］。隨著沉積學的發展，國內外學者在現代和古代淺水三角洲的研究方面取得了豐碩的研究成果。目前已發現的現代淺水三角洲包括里海的伏爾加河三角洲［10］、澳洲北部的 Burdekin 河三角洲［11］以及中國鄱陽湖的贛江三角洲［12］等。Overeem 等［10］通過對伏爾加河淺水三角洲的研究，認為淺水三角洲地層坡度平緩、湖泊能量較弱，因此河口邊緣的湖泊或者淺海頂托作用較弱并以床面摩擦阻力為主，造成三角洲前緣砂體和河口壩砂體具有延伸較遠的特征;Cristopher［11］認為湖相和海相的淺水三角洲與經典三角洲不同，不具向上變粗的反序列特征。國內學者［6～9，12～14］重點在松遼盆地、鄂爾多斯盆地、渤海灣盆地開展了大量淺水三角洲的研究工作，主要成果有淺水三角洲以河控淺水三角洲為主，分流河道砂體為三角洲的骨架砂體并且河口壩不發育，不存在Gilbert型三角洲模式的頂積層、前積層和底積層等3層結構等。

松遼盆地姚一段是典型的淺水湖盆沉積，沿環坳帶分布的各類淺水三角洲砂體是松遼盆地坳陷期獲得油氣資源最為豐富的層系。前人對松遼盆地北部大慶探區的研究已經相對深入［7～9］，但對松遼盆地南部淺水湖盆及其淺水三角洲的沉積研究相對較少，本文結合巖芯、測井、地震、分析化驗資料和前人對淺水三角洲認識及成果，對松遼盆地南部淺水湖盆的沉積特征進行了系統研究。研究結果對松遼盆地南部的石油勘探與開發具有重要的指導意義，拓展了該區巖性油氣藏的勘探領域，目前姚一段淺水三角洲已經成為松遼盆地南部增儲上產的重要領域。

1 淺水三角洲的形成條件

淺水三角洲的成因除受盆地沉降速率和沉積速率的均衡制約之外，構造運動、古地形、沉積物供給量、氣候及季節性變化、湖平面升降以及沉積基準面變化也是重要的影響因素，但主控因素為古地形和古氣候。

圖1 松遼盆地南部姚一段地層等厚圖Fig.1 Strata thickness plan of K2y1in the south of Songliao basin

1.1 古地形條件

平緩的古地形是形成淺水三角洲的重要條件之一，如里海的伏爾加河淺水三角洲的平均坡降只有5 cm/km［15］。松遼盆地姚一段沉積時期，地形平緩，北部大慶探區的地層傾角只有 0°4’～0°57’［16］。南部與北部相似，松南姚一段地層厚0～55 m不等(圖1)，沉積中心分布在長嶺凹陷，根據古地形估算，姚一段的地層傾角只有0°4’～0°35’。這種平緩的古地形，為姚一段形成廣闊的淺水三角洲提供了必要的條件。

1.2 古構造、古氣候條件

姚家組沉積初期，太平洋板塊運動方向由NNW向NWW轉折，產生的東西向擠壓應力傳遞到盆內;同時該時期正值白堊紀土倫期末的全球大海退事件［17］。擠壓作用和海退二者疊加，造成盆內湖平面大幅下降，湖區面積迅速萎縮，盆地整體抬升。同時，古氣候干旱炎熱［18，19］，碎屑物供給十分充分，為河流提供了充分的風化產物，而且干熱的古氣候使得湖泊水體供給量不足、湖泊能量弱，因此河流具有很強的建設作用并能向前長距離推進，尤其是長軸方向的北部水系和南部通榆—保康水系，最遠可達150 km以上，形成大面積分布的建設性的鳥足狀淺水三角洲。

2 淺水型三角洲的沉積相類型和特征

淺水湖盆的沉積充填主要以淺水三角洲和濱淺湖沉積為主，深湖—半深湖相對不發育，淺水三角洲砂體是湖盆砂體的主要類型。在松遼盆地南部，淺水三角洲根據供源水系的不同，可以分為淺水型扇三角洲、淺水型辮狀河三角洲和淺水曲流河三角洲等。淺水型三角洲的形成條件、層序構型、相帶分布、沉積微相的類型與深水三角洲明顯不同。

2.1 沉積相類型

松遼盆地南部主要發育英臺、白城、通榆、?？怠训隆㈤L春和榆樹7支水系［20～24］，英臺水系為淺水型扇三角洲，白城水系為淺水型的辮狀河三角洲，通榆、?？怠训隆㈤L春和榆樹在中央坳陷帶和東南隆起形成了淺水曲流河三角洲。各類淺水三角洲均可以分為淺水三角洲平原、前緣和前三角洲3個亞相。

圖2 淺水三角洲沉積序列Fig.2 Shallow-water delta sedimentary sequence

2.1.1 三角洲平原

該亞相主要包括分流河道和河道間2個微相。分流河道砂體構成三角洲平原的骨架砂體，以中、細砂巖為主，中、上部夾有粉砂巖，由大型槽狀交錯層理砂巖相、大型板狀交錯層理砂巖相、平行層理砂巖相和沙紋交錯層理砂巖相組成，單砂體厚度為2.5～5 m。砂體內可見多段向上變細的層序，其間由沖刷面分開，測井曲線以鐘形和齒化箱形居多(圖2a)。

河道間由雜色、紫紅色塊狀泥巖夾灰綠色、灰色泥巖組成，局部層位含有水平紋層或季節性紋層。

2.1.2 三角洲前緣

該亞相可細分為水下分流河道、河道間、河口壩和席狀砂4種微相。

水下分流河道由細粉砂巖、泥質粉砂巖組成，垂向上一般由多期河道疊加而成(圖2b)。沿水流方向砂體呈條帶狀，連續性好。垂直水流方向砂體呈透鏡狀，連續性差。單砂層厚2～7 m，主要發育平行層理、槽狀、楔狀、板狀交錯層理及波狀層理，底部見沖刷構造及泥礫。水下分流河道在平面上呈網狀展布(圖3)，在地震剖面上同相軸呈低幅、不連續和透鏡狀展布。

河道間巖性由灰綠色、灰色、紫紅色泥巖和粉砂質泥巖夾薄層砂巖組成。主要發育波狀層理、水平層理和蟲孔構造，常見植物炭屑、植物根莖和植物葉片化石等。

圖3 三角前緣均方根地震屬性Fig.3 RMS of the front in shallow-water delta

河口壩巖性為細砂巖、粉砂巖及泥質粉砂巖，垂向上巖性自下而上由細變粗，具反韻率。單層厚2 m左右。發育平行層理、砂紋交錯層理、波狀層理和變形層理等。介形蟲、葉肢介、黃鐵礦及植物炭屑常見。概率曲線為兩段過渡式，跳躍總體含量為60%～80%。砂巖較純，分選好于河道砂巖，測井曲線一般為中低幅漏斗型。

席狀砂巖性以粉砂巖為主，平面上連片分布，但厚度較薄，一般小于2 m。砂巖中常發育浪成交錯層理、波狀交錯層理、平行層理及生物擾動構造等。介形蟲、葉肢介、植物葉片比較豐富。分選磨圓性好，測井曲線一般為指型。

2.1.2 前淺水三角洲

前三角洲亞相位于三角洲前緣的末端，巖性由紫紅色、灰色、深灰色、灰黑色粉砂質泥巖、泥巖組成，僅含有少量由三角洲體系帶來的薄層砂體。有時與湖相難以區分，常發育介形蟲層、葉肢介、黃鐵礦等。前三角洲沉積物中的沉積構造不太發育，主要為水平紋層和塊狀層理，可見少量透鏡狀層理。

2.2 淺水三角洲的沉積特征

淺水三角洲的內部結構、平面形態和微相類型等多個方面與正常三角洲有著極大的差異，主要表現在以下幾個方面。

2.2.1 具高建設性河控三角洲的沉積特點，平面上呈鳥足狀

三角洲的沉積特征是供源水系和湖泊能量相互作用的結果。由于古地形平坦，湖岸線季節性的大范圍變化，姚一段淺水型三角洲沉積體頻繁暴露水面，這種頻繁的暴露和平緩的古地形使得最大湖岸線、平均湖岸線與最小湖岸線之間相距甚遠，河流的水動力成為主力。因此形成的三角洲平原相和前緣相延伸距離遠，平面上呈鳥足狀，形成了大規模的湖盆中心砂體。

2.2.2 淺水三角洲前緣主要以分流河道為主，河口砂壩欠發育

淺水三角洲在靠近湖岸線的范圍內，分流河道是三角洲前緣的骨架砂體，砂體展布明顯受控于河道的分流作用，表現出明顯的分帶性。

淺水三角洲河口砂壩不發育的原因主要有2個方面，一是淺水湖盆水動力條件較弱，不具備形成河口砂壩發育的地質條件;二是湖岸線頻繁的季節性變化使得先期沉積的河口壩容易被后期遷移的分流河道改造而不易保存。

2.2.3 前緣分流河道遭受不同程度的席狀砂化

三角洲前緣分流河道砂體由于受到湖浪、沿岸流等湖泊水動力和湖岸線季節性遷移的頻繁改造，使得分流河道具有一定的席狀砂的特點［8］，向湖泊方向席狀砂化加劇。根據河道被改造程度的不同，可劃分為弱席狀砂化、中等席狀砂化和強席狀砂化分流河道等3種類型。

弱席狀砂化的分流河道主要分布于三角洲平原與前緣的轉換部位的情南地區，砂體相對較厚，單層厚度可達3～7 m，由細、中砂巖組成，底部常發育大型板狀交錯層理、塊狀層理等，并具單向水流的特征，Gr和電阻等測井曲線表現為典型的鐘型，具有明顯的正韻律特征(圖4a);中等席狀砂化的水下分流河道是前緣相帶主要的微相類型，主要分布在乾安地區，巖性以粉、細砂巖為主，局部為中砂巖，砂體厚3～5.5 m，發育交錯層理、平行層理、塊狀層理、浪成沙紋層理、夾脈狀層理和透鏡狀層理等，具單向水流特征，砂體在空間以透鏡體為主，局部表現為毯狀，總體以泥包砂結構為主，GR和電阻等測井曲線表現為鐘型—漏斗型的過渡型(圖4b);強席狀砂化的水下分流河道主要分布在乾安北和查干花等地區，巖性以粉、細砂巖和泥質粉砂巖為主，砂體厚2.5～5 m，發育水平層理、塊狀層理、浪成沙紋層理，以及波狀復合層理和脈狀層理等，平面上以毯狀、條帶狀為主，GR和電阻等測井曲線以漏斗型為主(圖4c)。

圖4 淺水三角洲分流河道的席狀砂化Fig.4 Logging characteristics of sheetsand － shaped distributary channels of the shallow deltas

2.2.4 不具備典型三角洲的三層結構及向上變粗的反序列特征

由于地形平坦，平面上淺水三角洲平原與三角洲前緣、前三角洲過渡相接，無明顯的變換，因此淺水三角洲沉積不具備Gilbert典型三角洲頂積層、前積層和底積層三元結構［8］。在地震剖面上也很難發現正常三角洲所特有的前積反射特征。淺水型三角洲同正常三角洲一樣，由三角洲平原、前緣和前三角洲相構成，但沉積主體以三角洲平原和前緣相帶為主，尤其前緣相，延伸較遠、甚至可達數百千米，形成大面積分布的湖泊中心砂體。

姚一段(K2y1)在縱向上劃分為3個短期旋回，自下而上分別代表Ⅲ、Ⅱ和Ⅰ砂組，這3個砂組大致對應于姚一段的低位體系域、水侵體系域和高位體系域。Ⅲ砂組沉積是松遼盆地中部組合可容納空間最小的時期，該時期氣候干旱，河流規模小、數量少，湖平面快速下降，湖泊大規模收縮。Ⅱ砂組沉積時期，氣候漸趨濕潤，河流能量和供應能力都明顯加強，湖泊面積雖有所擴大，但河流能量占主體，河流向湖盆中心長距離推進，形成典型的淺水三角洲沉積。Ⅰ砂組沉積時期，湖平面大規模上升、水域面積進一步擴大，河道規模快速縮小。因此，姚一段在縱向上表現為退積式沉積特征。

3 高頻層序格架下姚一段沉積演化特征

3.1 Ⅲ砂組沉積特征

Ⅲ砂組沉積時期是松遼盆地中部組合可容納空間最小的時期，沉積范圍最小，盆緣及扶新隆起帶等大部分地區都以沉積路過作用為主(圖5)。在紅崗北和大安地區姚一段底部存在紅層沉積，說明在Ⅲ砂組沉積時期這些地區也可能處于暴露環境。由于湖平面較低，加之登婁庫背斜帶和扶新隆起帶的分割，長嶺凹陷和東南隆起帶的水體成為相互獨立的匯水單元。另外由于受晚期構造的運動的影響，長春嶺背斜帶和青山口背斜帶受到嚴重的剝蝕。

在平面上相帶以濱淺湖相為中心呈環帶狀展布。除英臺和白城水系規模較大外，保康、長春和榆樹水系規模都較小。

3.2 Ⅱ砂組沉積特征

圖5 松遼盆地南部姚一段Ⅲ砂組沉積相平面圖Fig.5 Sedimentary facies of sandstone group Ⅲin K1y1in the south of Songliao basin

Ⅱ砂組沉積時期，隨著沉積基準面的升高，湖盆的可容納空間開始增大，沉積范圍也隨之擴大，沉積了姚一段最為發育的淺水三角洲體系，該砂組為松南姚一段成藏提供了最有利的儲集層。由于湖侵，在扶新古隆起及西斜坡形成一系列地層超覆。在平面上相帶仍以濱淺湖相為中心呈環帶狀展布，南部物源明顯增強，通榆、保康和懷德3條水系在長嶺凹陷中北部匯集并形成了建設性的河控淺水三角洲(圖6)，其前緣相帶互相疊加連片，三角洲分流河道主要呈網狀展布。三角洲總面積達到0.52×104km2，為長嶺凹陷葡萄花油層勘探的主力層位。英臺、白城、榆樹和長春水系的規模也明顯增強;北部水系一直向南延伸到南山灣和新民一帶(圖6)。

3.3 Ⅰ砂組沉積特征

姚一段Ⅰ砂組沉積時期，松遼盆地發生較大規模的湖侵，形成大范圍穩定分布的湖相泥巖，北到大慶的喇嘛甸、南到吉林黑帝廟以及西到紅崗階地均為湖相沉積(圖7)。由于湖泊能量的加強，河流—三角洲沉積范圍大幅萎縮，尤其是北部物源已經無法到達松遼盆地南部。Ⅰ砂組穩定分布的湖相泥巖為松遼盆地葡萄花油層的成藏提供了良好的蓋層，成為松遼盆地葡萄花油層大面積成藏的關鍵因素之一。

在平面上相帶仍以濱淺湖相為中心呈環帶狀展布，但濱淺湖相分布面積極為廣泛，盆地南部也形成了統一的匯水中心。從盆地邊緣向盆地中心，依次形成了沖積扇、河流相、三角洲和濱淺湖相(圖7)。

4 結論

(1)姚一段沉積時期，松遼盆地古地形平緩并不具備明顯的坡折帶，氣候干旱，湖泊水體淺、面積小、能量較弱，基準面的頻繁變化造成湖岸線常發生大范圍的遷移，是典型的淺水湖泊沉積。

(2)淺水湖盆的沉積充填主要以淺水三角洲和濱淺湖沉積為主，深湖、半深湖相對不發育，淺水三角洲砂體是湖盆砂體的主要類型。根據供源水系的不同，松遼盆地南部的淺水三角洲可以分為淺水型扇三角洲、淺水型辮狀河三角洲和淺水曲流河三角洲等3種類型。

(3)姚一段淺水三角洲主要有以下特點:①具高建設性河控三角洲的沉積特點，平面上呈鳥足狀，前緣相帶延伸較遠，形成了大規模的湖盆中心砂體;②淺水三角洲前緣主要以分流河道為主，河口壩極不發育;③前緣分流河道呈網狀展布，河道遭受不同程度的席狀砂化，依次劃分為弱席狀化、中等席狀化、強席狀化等3種類型;④不具備典型三角洲的三層式沉積結構及向上變粗的反序列特征。

(4)姚一段沉積時期，總體表現為基準面上升的湖侵過程，Ⅱ砂組是松遼盆地南部葡萄花勘探的主力層位。

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