冷春鹏，董桂玉，张振国，仇永峰，毕天卓

(1.河北联合大学 矿业工程学院，河北 唐山 063009； 2.中国石油化工股份有限公司江苏油田分公司 地质科学研究院，江苏 扬州 225009)

陆相断陷盆地深凹带沉积朵体特征
——以高邮凹陷邵伯次凹戴南组为例

冷春鹏1，董桂玉1，张振国1，仇永峰2，毕天卓2

(1.河北联合大学 矿业工程学院，河北 唐山 063009； 2.中国石油化工股份有限公司江苏油田分公司 地质科学研究院，江苏 扬州 225009)

以高分辨率层序地层学理论为指导,综合利用岩心、测井、地震和古生物等资料，结合邵伯次凹区域地质背景，对戴南组进行高分辨率层序地层划分，在此划分方案基础上对深凹带沉积特征进行了系统剖析，识别出扇三角洲、近岸水下冲积扇、湖底“扇”和辫状河三角洲4种沉积朵体，并对各自的亚(微)相特征进行了详细刻画，探讨演化规律，建立了深凹带沉积朵体的沉积模式，为研究区的下一步油气勘探开发提供有力的地质依据。

沉积相；沉积演化；戴南组；邵伯次凹

高邮凹陷是苏北盆地目前勘探程度最高、资源潜力最大的凹陷[1]。高邮凹陷戴南组探明储量834×104t，控制储量1 088×104t，预测储量1 109×104t，三级储量合计3 031×104t。在长期的勘探开发实践中，发现邵伯次凹是高邮凹陷最重要的生烃凹陷，因此，对邵伯次凹的沉积相研究不仅有助于恢复当时的古地理环境，还对指导油气勘探开发有着重要的现实意义。

陆相断陷盆地断裂系统发育、多物源供给、相带复杂，砂体类型繁多，既有牵引流成因又有重力流成因，针对这些特点，提出了沉积朵体的概念。沉积朵体是指由单一成因或复合成因沉积物形成的具一定展布规模的沉积复合体，其砂体可呈规则扇形分布，也可呈不规则状叠合或零星分布。沉积朵体强调砂体成因的复杂性，其可归属于单一或多种沉积环境，与沉积体系或沉积相之间没有直接的从属关系。

1 区域地质概况

高邮凹陷在构造上位于苏北盆地东台坳陷中部，东西长约100 km，南北宽25～35 km，面积2 670 km2(图1)。高邮凹陷在晚白垩世仪征运动和新生界吴堡运动作用下形成[2]。真①和吴①断层为凹陷的边界大断层，真②断层及汉留断层为次一级断层，汉留断层为真武断裂的次一级反向补偿断层，受控于这些大断层。高邮凹陷总体构造格局为南断北超、南陡北缓的箕状断陷结构。

图1 高邮凹陷构造单元划分

邵伯次凹位于高邮凹陷南部陡坡一侧的黄珏、真武2个含油高带之间[3]，为高邮凹陷的重要生烃次凹，油气源条件十分有利，周边地区的物源体系、输送体系和坡折体系配置关系相对较好，具备良好的输砂能力(图2)。

图2 邵伯次凹构造位置

2 高分辨率层序地层划分

在对研究区的地表露头、钻井岩心和测井等资料综合分析的基础上，以Cross倡导的高分辨率层序地层学理论体系和研究方法为理论指导，依据基准面原理、体积划分原理、相分异原理和旋回等时对比法则[4]，结合油田分层测试和试井等动态资料，对研究区进行层序划分(表1)。

表1 高邮凹陷戴南组高分辨率层序地层划分方案

3 沉积朵体相类型划分

在前人研究成果基础上，以现代沉积学原理为指导，结合沉积学标志、古生物学标志、地球物理学标志(测井相标志、地震相标志)和地球化学标志，并按照沉积体系的通用定义和基本特征，对研究区内沉积朵体的相带归属进行系统剖析。沉积朵体的相、亚相、微相划分详见表2。

表2 高邮凹陷邵伯次凹戴南组沉积朵体的相、亚相、微相类型划分

3.1 扇三角洲

Holmes和McGowen将扇三角洲定义为：“由相邻高地进积到安静的水体中的冲积扇”[5]。属于陡地形、近物源背景下快速沉积的粗碎屑岩[6-8]，是一种特殊类型的三角洲，由扇三角洲平原、扇三角洲前缘和前扇三角洲3种亚相及其相应的微相组成(表2)。

3.1.1 扇三角洲平原亚相 岩性主要为棕红色、棕色砂砾岩、砾状砂岩、含砾不等粒砂岩、含砾细砂岩和细砂岩等夹棕红-棕色粉砂质泥岩、泥岩等细粒沉积物组成。以黄珏地区黄10井的E2d22亚段为例(图3)，含砾细砂岩的砾石一般为4 cm×6 cm，磨圆度较差，为次圆-次棱角，正韵律结构明显,沉积构造类型以块状层理为主，砂层底部发育冲刷充填构造，由于泥质含量高，电测曲线幅度多为中-高幅。分流河道微相的岩性最粗，其次为废弃河道微相和决口河道微相，分流间湾微相的粒度最细。

图3 黄10井E2d21-2取心井段(1 524.08～1 547.12 m)扇三角洲平原沉积特征(1∶100)

3.1.2 扇三角洲前缘亚相 扇三角洲前缘是扇三角洲的主体部分。分选和磨圆相对较好，牵引流和重力流成因的沉积构造都很发育，由于地处南断阶，地势陡、势能大、沉积速率高，湖水的顶托作用明显减弱，因此，河口砂坝不发育。当波浪、沿岸流、底流和风暴流等原生或次生牵引流的作用加强时，水下分流河道砂体受到改造且重新分布。水下分流间湾和水下决口扇微相粒度相对较细，与水上相应沉积单元类似。

3.1.3 前扇三角洲亚相 前扇三角洲位于扇三角洲前缘向湖中心一侧，主要由暗棕色、灰色和深灰色泥岩、粉砂质泥岩、砂质泥岩和泥质粉砂岩等细粒岩性组成，偶夹少量粉砂岩和细砂岩，其前端与滨浅湖或半深湖泥岩相接，且难以区分。

3.2 近岸水下冲积扇

近岸水下扇是一种位于水下陡坡快速堆积的扇形沉积体[9]。由于国内外学者在对其命名、定义等方面存在争议，为了便于研究本文引用董桂玉的观点将其定义为“携带大量陆源碎屑物质的近源山间洪水由落差大的陡坡带一侧直接进入湖盆，形成完全没于水下的沉积体[10]”。近岸水下冲积扇可划分为扇根亚相、扇中亚相和扇端亚相，每个亚相又可进一步细分为若干微相(表2)。

3.2.1 扇根亚相 扇根亚相位于扇体顶端，呈喇叭状展布，主要由滑塌堆积物和补给水道组成，补给水道内主要发育砂质碎屑流成因的砂砾岩体，具体岩石类型有块状颗粒支撑砾岩、块状基质支撑砾岩、块状含砾泥岩和块状砾质泥岩，沉积构造主要为块状层理和递变层理，滑塌岩则杂乱地堆积在陡坡带根部和补给水道旁。扇根整个沉积环境由携带粗碎屑的洪水所控制，其沉积物结构成熟度低，泥质含量很高(图4)。

图4 邵9井E2d12取心井段(2 975 m～2 985.06 m)近岸水下冲积扇沉积特征(1∶50)

3.2.2 扇中亚相 扇中亚相位于扇根亚相下方，是近岸水下冲积扇的主体，也是砂砾岩体发育最厚的部位，结构成熟度与内扇亚相类似，均较低，根据岩石组合类型和水动力条件，可进一步划分为扇中水道、扇中水道间和扇中前缘席状砂3个微相。其中扇中水道接内扇主水道，沉积构造类型有块状层理、递变层理(包含反-正递变)和准同生变形构造等；扇中水道间类似于扇三角洲的水下分流间湾，主要为细粒沉积物，发育水平层理和各种小型交错层理；扇中前缘席状砂微相主要为扇中水道受各种原生、次生牵引流改造的产物，多以粉砂岩、泥质粉砂岩与泥岩薄互层的形式产出，波状交错层理、爬升交错层理和浪成波纹层理等比较发育，局部可见准同生变形构造(图4)。

3.2.3 扇端亚相 位于扇中亚相前方，水体相对较深，岩性以厚层泥岩夹薄层粉砂、泥质粉砂为主，水平层理和各种小规模交错层理相对发育，生物化石比较丰富，细粒沉积物易受到各种成因牵引流体的改造，局部地区由于受到季节性洪水重力流和滑塌重力流的影响，使剖面结构多样化(图5、图6)。

图5 扇端岩石类型、沉积构造

图6 邵X14井E2d12扇中、扇端沉积特征

3.3 湖底“扇”

基于该区的取心资料，将以往浊积扇沉积体的概念归纳为“以砂(泥)质碎屑流占主导地位的块状沉积物重力流(含滑坡堆积物和浊流等)在深水区形成的规则或不规则的沉积体。此类沉积体是多种流体的叠合体，并且受到各类牵引流的影响和改造”。将此类沉积体称为湖底“扇”，扇字应该加注引号，因为此类沉积体既可以形成相对规则的舌形体，也可以形成不规则的舌形体。根据物源供给方式，可细分为具有供给水道的湖底“扇”和不具有供给水道的湖底“扇”(滑塌湖底“扇”)两大类[10-11]。本文将重点论述不具有供给水道的湖底“扇”的相构成(表2)和沉积特征。不具供给水道的湖底“扇”在地震剖面上一般具有透镜状外形，内部呈蠕虫状反射(图7)。

图7 湖底“扇”地震反射特征(过邵伯次凹)

3.3.1 近端亚相 主要发育泥岩、砂岩和砾岩混杂的滑塌堆积体微相，由紧邻构造坡折带的构造高部位先前堆积的沉积物在自身重力失衡、古风暴或古地震等外界因素的触发下，发生滑塌，沿陡坡或斜坡滑动，在坡脚堆积形成具有一定规模的沉积体，具有滑动错断、滑塌搅混、包卷层理等准同生变形构造和泥砂砾混杂的块状层理(图8)，电测曲线多为低-中幅齿化箱形、钟形或二者复合形态。

图8 湖底“扇”近端亚相滑塌堆积体沉积特征(马X32井-E2d11)

3.3.2 中端亚相 中端亚相是湖底“扇”的主体，包含中端水道和中端水道间2个微相，主要发育砂质碎屑流沉积、泥质碎屑流沉积和少量浊流沉积(图9)，其中沉积物重力流由近端块体-重力流演化而来。中端水道为多期砂、砾岩叠置而成，单期砂砾岩体多呈正韵律，块状层理、反-正递变层理、粗尾递变层理、叠覆冲刷构造、漂砾构造和准同生变形构造(多为古地震或古风暴成因)非常发育，局部可见受原生或次生牵引流影响的沉积构造类型，如平行层理、波状交错层理、爬升交错层理和浪成波纹交错层理等；中扇水道间多为薄互层状细粒沉积，受牵引流的影响更为明显，但缺少明显的冲刷充填构造，电测曲线多为中-高幅微齿化、齿化钟形。

3.3.3 远端亚相 远端亚相主要发育末梢细粒微相沉积，岩性粒度很细，以粗粉砂级别以下为主，剖面结构多以泥质岩与粉砂岩薄互层形式产出，浊流沉积较发育，且牵引流改造非常严重，沉积构造类型有各种小型交错层理、水平层理、粒度递变层理和准同生变形构造，电测曲线多为低幅齿化-齿化钟形和指形。

图9 湖底“扇”取心井段特殊沉积现象

3.4 辫状河三角洲

辫状河三角洲是由辫状河体系前积到盆地中形成的富含砂砾的粗碎屑三角洲。

3.4.1 辫状河三角洲平原 辫状河道充填物为宽厚比高的、宽平板状的多侧向砂岩带，表现出较好的侧向连续性特征。底部冲刷面具有较平缓的特征，表现为低角地形起伏。废弃河道由主河道改道形成，二元结构明显，反应改道后水动力条件逐渐减弱的过程。天然堤仅在局部层位可见(图10)。

3.4.2 辫状河三角洲前缘 远源部位，岩性明显变细，以粗粉砂岩和细粉砂岩为主。水下分流河道分叉比较严重，水下决口扇、水下决口河道、水下废弃河道相对发育。水下分流河道前端、河口砂坝和远砂坝被牵引流作用改造成薄层呈环带分布的席状砂。

3.4.3 辫状河前三角洲 岩性以泥质沉积物为主。辫状河三角洲前缘亚相沉积物堆积迅速，沉积体不稳定，使沉积物重力流沿前缘斜坡运动到前三角洲泥质沉积物中堆积。

图10 沙20井E2d25亚段辫状河三角洲平原沉积特征(1∶200)

4 沉积演化

根据沉积相平面展布特征，结合构造运动、地层分布、基准面旋回特征等因素综合分析高邮凹陷深凹带戴南组沉积时期的沉积演化特征(图11—图18)：吴堡运动造成苏北盆地整体抬升，断裂活动加剧，戴南组沉积初期(MSC1)在起伏不平的古侵蚀面上充填沉积。伴随着断陷盆地的沉降与抬升，戴南组经历了2次大规模的水进-水退过程(MSC1—MSC3，MSC4—MSC8)和一些次级水进-水退过程(如MSC3)。基准面升降中，由于构造坡折带的影响，邵伯次凹的扇三角洲和近岸水下冲积扇除了前后略有进退和偏移外，朵体的规模整体上变化不太明显。但是在长期基准面的上升半旋回过程中深凹带湖底“扇”不规则体发育，尤其是LSC1的最大湖泛期，湖底“扇”不规则体的规模达到鼎盛。该区沉积环境主要由还原环境逐渐向弱还原—弱氧化环境转变(LSC1→LSC2)。

5 沉积模式

沉积模式是对沉积环境及其沉积产物、沉积过程的高度概括，具有广泛的概括性和代表性[12]。通过对高邮凹陷邵伯次凹戴南组沉积相的研究，结合区域地质背景，以现代沉积学原理为理论指导，建立了高邮凹陷邵伯次凹戴南组沉积时期的相模式(图19)。

6 结 论

高邮凹陷戴南组地层层序划分为2个长期旋回和8个中期旋回。深凹带发育扇三角洲、近岸水下冲积扇、湖底“扇”和辫状河三角洲4种沉积朵体。扇三角洲在戴南组沉积时期主要发育前缘亚相，除MSC3时期外，扇三角洲朵体规模逐渐增大。近岸水下冲积扇其扇根、扇中和扇端亚相均发育良好，除MSC3时期外，朵体规模逐渐增大。南部陡坡带附近发育一系列的块体—沉积物重力流成因的不规则沉积体—湖底“扇”，经历扩大到减小再到扩张，最后在MCS6时期消失的演化历程。辫状河三角洲主要发育在E2d2沉积时期。

图11 MSC1沉积相平面分布

图12 MSC2沉积相平面分布

图13 MSC3沉积相平面分布

图14 MSC4沉积相平面分布

图15 MSC5沉积相平面分布

图16 MSC6沉积相平面分布

图17 MSC7沉积相平面分布

图18 MSC8沉积相平面分布

图19 高邮凹陷邵伯次凹戴南组沉积模式

今后应进一步加强湖底“扇”形成机理的研究，为本区域的油气勘探提供指导。

[1] 仇永峰，马英俊，崔晓晓，等.高邮凹陷黄珏、联盟庄地区戴一段砂体展布特征研究及应用[J].复杂油气藏,2010,3(1):15-19. QIU Yong-feng,MA Ying-jun,CUI Xiao-xiao,et al.Distribution characteristics of E2d1sand body in Huangjue and Lianmengzhuang area,Gaoyou Sag[J].Complex Hydrocarbon Reservoirs,2010,3(1):15-19.

[2] 程国峰,宋全友,李宝钢.高邮凹陷南断阶油气成藏模式[J].西部探矿工程,2009,21(4):106-110. CHENG Guo-feng,SONG Quan-you,LI Bao-gang.Model for formation reservoir in south terrace of Gaoyou Sag[J].West-China Exploration Engineering,2009,21(4):106-110.

[3] 夏连军,吴向阳,毛树礼,等.高邮凹陷邵伯地区近岸水下扇的地震预测[J].勘探地球物理进展,2008,31(3):212-217. XIA Lian-jun,WU Xiang-yang,MAO Shu-li,et al.Seismic prediction of nearshore subaqueous fan in Shaobo,Gaoyou Depression[J].Progress in Exploration Geophysics,2008,31(3):212-217.

[4] 郑荣才.高分辨率层学地层学[M].北京:地质出版社,2010.

[5] 周继刚，荣磊.扇三角洲研究综述[J].胜利油田职工大学学报,2009,23(6):36-37. ZHOU Ji-gang,RONG Lei.A review of fan delta studies[J].Journal of Shengli Oil Field Staff University,2009,23(6):36-37.

[6] Peter D Falk,Rebecca J Dorsey.Rapid development of gravelly high-density turbidity currents in marine Gilbert-type fan deltas,Loreto Basin,Baja California Sur,Mexico[J].Sedimentology,1998,45:331-349.

[7] Longhitano S G.Sedimentary facies and sequence stratigraphy of coarse-grained Gilbert-type deltas within the Pliocene thrust-top Potenza Basin( Southern Apennines,Italy )[J].Sedimentary Geology,2008,210:87-110.

[8] 高丽坤,林春明,姚玉来,等.苏北盆地高邮凹陷古近系戴南组沉积相及沉积演化[J].沉积学报,2010,28(4):706-716. GAO Li-kun,LIN Chun-ming,YAO Yu-lai,et al.Sedimentary facies and evolution of paleogene Dainan formation in Gaoyou Sag,Subei Basin[J].Acta Sedimentologica Sinica,2010,28(4):706-716.

[9] 张萌,田景春.“近岸水下扇”的命名、特征及其储集性[J].岩相古地理,1999,19(4):44-52. ZHANG Meng,TIAN Jing-chun.The nomenclature,sedimentary characteristics and reservoir potential of nearshore subaqueous fans[J].Sedimentary Facies and Palaeogeography,1999,19(4):44-52.

[10] 董桂玉.高邮凹陷戴南组沉积体系与控制因素研究[D].江苏:江苏油田地质科学研究院,2011.

[11] 董桂玉,邱旭明,刘玉瑞,等.陆相复杂断陷盆地隐蔽油气藏砂体预测：以苏北高邮凹陷为例[M].北京:石油工业出版社,2013.

[12] 朱筱敏.沉积岩石学[M].4版.北京:石油工业出版社,2008.

责任编辑：王 辉

2014-09-16

河北省自然科学基金(编号：D2013209045)；河北省科技计划项目(编号：12274203)

冷春鹏(1990-)，男，硕士研究生，主要从事储层沉积学与油气田勘探方面的研究。E-mail：leng210682@163.com

1673-064X(2015)01-0014-09

TE121

A