坡折带类型及特征

“ 断裂坡折带-低位扇” 岩性油气藏~

(1)复杂陆相断陷盆地全盆地高精度层序地层研究奠定了成藏规律研究的基础
按地层沉积的时间单元准确划分地层是油气勘探开发的需要,层序地层学为解决这一问题提供了手段。层序地层研究的核心和难点是准确确定各级层序界面即沉积间断面。我们综合应用地震、岩心、测井、古生物和地球化学等资料,在济阳坳陷古近系确定了一、二、三级层序界面,结合构造和沉积特点,划分出全盆地统一的1个一级层序、个二级层序、10个三级层序,实现了全盆地三级层序的地层等时对比,并对主要含油层序进行了更精细的研究。还发现陆相断陷盆地三级层序也具有3层结构,即低位体系域、湖侵体系域和高位体系域。其中深断陷型三级层序是岩性油藏勘探的主要目的层序。
(2)陆相断陷盆地“低位扇”是岩性油藏的最有利储集体
三级层序发育过程研究表明,在古地形斜坡突变带(坡折带)易发育湖底扇和扇三角洲砂体,统称“低位扇”。随湖面上升,在其上先后沉积湖侵体系域泥岩(通常是生油岩)和高位体系域大型河流-三角洲砂体。对济阳坳陷三级层序进行研究后,发现它们基本都有“低位扇”发育,并圈出了4个主要三级层序内7种低位扇的主要发育区。研究发现,“低位扇”砂体具有储集性能好、近油源和圈闭条件好的特点,是岩性油藏的最有利储集体。
(3)“断裂坡折带”控制“低位扇”的发育和分布
在陆相断陷盆地内,与地层沉积同时发育的断裂称同沉积断层,通常由几条断层组成断裂带。这个带是三级层序沉积古地形的急剧变化带,被命名为“断裂坡折带”。它们控制了低位扇砂体的发育,向岸一侧发育近岸水下扇,向湖心一侧发育深水浊积扇等。多种类型的低位扇砂体沿断裂坡折带成群成带发育和分布。
(4)“断裂坡折带-低位扇”成藏规律
低位扇沿断裂坡折带成群成带分布。因此,断裂坡折带就是岩性油藏的主要发育带,形成岩性油藏群,局部地区可有多个油藏叠合连片(见图5.4)。
多个叠合连片展布的浊积岩分布区。三期进积分别与沙三早、中、晚期3次构造脉动作用相对应。低位期和湖扩展期,构造活动强烈,可容空间增大。高位期,构造活动性减弱,三角洲进积充填盆地。
以凸缘坡折带为主要类型的凸起边缘部位断陷期发育了冲积扇及河流相沉积体系。盆地发育的坳陷期,在大面积准平源化的古地貌背景上,济阳坳陷广泛发育河流相沉积体系,从馆陶组沉积早期的冲积扇-辫状河沉积,到馆陶组沉积晚期的辫状河-低弯度曲流河沉积,至明化镇组沉积期成为高弯度曲流河沉积。
综上所述,断陷盆地不同时期,在不同的构造部位发育的不同断坡类型,控制了不同的沉积体系,形成不同的断坡控砂模式。陡坡断阶控制了陡坡带砂砾岩体的发育,缓坡断阶控制了缓坡带低位扇体的发育,盆内坡折控制了三角洲及滑塌浊积岩体的发育,凸起缘坡折控制了冲积扇及河流体系的发育。断坡带是隐蔽油气藏形成极其重要的部位,断坡带往往是砂岩厚度和砂层数的加厚带,还常是不整合面开始发育的部位,对寻找不整合油气藏具有重要意义。同沉积断层是重要的油气通道和侧向封堵条件。从盆缘地层(超覆、剥蚀)油气藏、构造单元过渡部位的构造-岩性-地层混合油气藏,到洼陷中心的岩性油气藏,断陷湖盆隐蔽油气藏分布的控制因素中,不同成因类型、级别的断坡带起着重要作用。断坡带与隐蔽油气藏分布的关系表现为四个方面;断裂坡折带控制了岩性油气藏和断层-复合油气藏的发育;挠曲断坡带控制了地层和岩性油气藏的发育;沉积坡折带控制了岩性透镜体油气藏的发育;侵蚀坡折带上则一般形成深切谷油气藏和地层类油气藏。

上述讨论表明：陆相断陷盆地存在着同生断裂坡折带、弯折带两种基本的坡折带类型，它们控制着层序及体系域的发育。
3.1.2.1 层序二分体系域
以研究较为详细的渤海湾盆地的惠民凹陷古近系沙三段发育的层序为例研究其二分体系域构成特征。
运用层序地层研究方法，以钻/测井、地震资料为基础，在沙三段可识别出九个具有时间意义的层序界面，自下而上分别为：SB1、SB2、SB3、SB4、SB5；基准面上升到下降的转换面（最大湖泛面）自下而上分别为：F1、F2、F3、F4。

图3.1 构造坡折带样式

（据林畅松等，2000）
A—帚状构造坡折带；B—陡坡断阶状构造坡折带；C—缓坡断阶状构造坡折带；D—交叉状构造坡折带

图3.2 陆相盆地弯折带样式

该类层序水平面没有下降到坡折带以下，底界面在地震剖面上较难识别，主要表现为上超面，但在测井上容易识别，为沉积作用的转换面（图3.3）。从下往上可识别出两个小层序组构成的体系域，其特点表现在：①退积小层序组——湖扩展体系域，在坡折带之下为一套稳定的深湖相泥岩、油页岩，在坡折带之上陡坡带发育近源水下扇、粗砾滨浅湖相沉积；在缓坡带发育细粒滨浅湖、生物灰岩或废弃型三角洲沉积，地震剖面上呈现超覆现象。②进积小层序组——湖萎缩体系域，地层厚度较上两者为厚，砂层数目及厚度向上增多、增厚，其中冲积体系面积不断扩大，湖泊体系面积不断缩小。扇三角洲、三角洲沉积向湖盆迁移，前缘可形成滨浅湖、半深湖并夹水下重力流沉积，地震剖面上有时可见前积结构。

图3.3 渤海湾盆地惠民凹陷古近系沙三段层序及体系域划分

3.1.2.2 层序三分体系域
以研究较为详细的渤海湾盆地的南堡凹陷古近系东营组发育的层序为例研究其三分体系域构成特征。
运用层序地层、特别是高分辨率层序地层研究方法，以钻/测井、地震资料为基础，在东营组可识别出四个具有时间意义的层序界面，自下而上分别为：SB1、SB2、SB3、SB4；基准面上升到下降的转换面（最大湖泛面）自下而上分别为：F1、F2、F3。
该类层序水平面下降到断裂坡折带以下，在地震剖面上容易识别，其层序界面附近可见到明显的削截现象。层序的发育受同生断裂坡折带的控制，从下往上可识别出三个小层序组构成的体系域（图3.4），其特点表现在：①坡折带之下则发育加积-小型进积小层序组——低位体系域，地层厚度较薄，是在下伏层序进积型小层组基础上发育的，以小型扇三角洲、水下扇或浊积扇沉积为主，其中扇三角洲辫状河道很发育，地震剖面上偶见小型前积结构。②退积小层序组——湖扩展体系域，地层厚度相对较薄，砂岩层数及厚度向上减少、减薄，在坡折带之下为一套稳定的深湖相泥岩、油页岩，在坡折带之上发育近源水下扇、粗砾滨浅湖沉积；在缓坡带发育细粒滨浅湖、生物灰岩或废弃型三角洲沉积，地震剖面上呈现超覆现象。③进积小层序组——湖萎缩体系域，地层厚度较上两者为厚，砂层数目及厚度向上增多、增厚，其中冲积体系面积不断扩大。湖泊体系面积不断缩小。扇三角洲、三角洲沉积向湖盆迁移，前缘可形成滨浅湖、半深湖并夹水下重力流沉积，地震剖面上有时可见前积结构。
由此可见，可总结出湖平面变化的完整旋回与不完整旋回两种基本情况（图3.5）。在完整旋回中（图3.5A），层序从低位域开始，随后是湖扩展体系域（曲线左翼），达到波峰稳定一段时间，水平面开始下降为湖萎缩体系域，当下降到波谷时形成I型层序界面，进而进入下一个层序，仍以低位开始。在不完整旋回中（图3.5B），水平面没有下降到波谷，从而形成Ⅱ型层序界面，随之产生湖侵，以湖扩展体系域开始了下一个层序，以湖萎缩体系域结束。
所以说，一个完整旋回形成的层序可出现低位、湖扩展、湖萎缩三个体系域，层序界面为Ⅰ型层序界面。而不完整旋回形成的层序可出现湖扩展、湖萎缩两个体系域，层序界面为Ⅱ型层序界面。

根据坡折带的成因机制可划分为构造坡折带和沉积坡折带。

1.构造坡折带特征

构造坡折带是指由于同沉积构造长期活动引起的地形坡度发生明显突变的地带。能够形成坡折带的同沉积构造活动主要有断裂和挠曲作用。因此，相应地可划分为断裂坡折带和挠曲坡折带。断裂坡折带是由于同生断裂活动而形成地形坡折带，如莺东斜坡带一号断裂和莺东断裂在不同地段活动强度不同而形成明显的坡折(图3－14)。挠曲坡折带则是由于盆地中央和边缘沉降速率差异较大而导致了坡折带的形成，如莺歌海盆地S₆₀之后由于热沉降作用在盆地中央的沉降速率较大，而边缘处的沉降速率则较低，因而出现了明显的坡折带，相应地形成了大量盆底扇和斜坡扇。有时，挠曲坡折带受控于深部隐伏断裂。

2.构造坡折带分区

莺歌海盆地莺东斜坡带在盆地裂后期主要以热沉降作用为主，但是盆缘一号断裂和莺东断裂仍控制不同层段的沉积作用。因而，莺东斜坡带大致可分为两个构造坡折带区，即沿一号断裂和莺东断裂带的断裂坡折带区和向盆地内部与断裂坡折带平行的挠曲坡折带区(图3－14)。

在盆地演化过程中，这两类坡折带的平面位置以及对层序形成演化的控制作用也不尽相同，比如在有些三级层序中断裂活动极其微弱，低位体系域的展布主要受控于挠曲坡折带，而有些三级层序的低位体系域的形成则主要受控于断裂坡折带。

图3－14 莺歌海盆地东侧坡折带分布

3.沉积坡折带特征

沉积坡折带是由于不同地区沉积速率差异从而造成地形坡度突变而形成的。Van Wag-oner等(1988)提出的Ⅰ类层序，即陆架陆坡型层序，主要受控于全球平面升降变化，而此时陆坡的形成主要是由于沉积作用所控制的。所以，坡折带(陆坡带)随着沉积物快速堆积而不断向前推进。在莺东斜坡带莺歌海组二段沉积时期为典型的陆架陆坡形成时期，尽管该时期早期陆坡的形成受莺东断裂的影响，但随后明显受沉积物供给速率的控制，导致陆坡向盆地中央和东南侧推进(图3－15)。

图3－15 莺歌海盆地陆坡的迁移

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