松辽盆地南部埋藏史

松辽盆地南部埋藏史
郭 巍1,于文祥2,刘招君1,马 琳
1
1.吉林大学地球科学学院,长春 130026
2.长春市国土资源局,长春 130026
摘要:盆地沉降史和埋藏史分析是油气评价的重要组成部分,根据松辽盆地南部测井资料,在地层剥蚀量计算的基础上,开展了沉积速率、沉降速率和埋藏史研究。

沉积速率和沉降速率模拟结果表明:沙河子组、营城组沉积速率和沉降速率最高,泉头组、明水组较高,而登娄库组、青山口组、姚家组、四方台组较低。

埋藏史研究结果表明:沙河子组 营城组时期,具有快速沉降、快速沉积和快速埋藏特征;营城组末期遭受剥蚀,地层缺失和剥蚀自西向东有增大的趋势;登娄库组 明水组时期,埋藏史特征表现为较快速的沉降、沉积和埋藏;姚家组以下的地层保存相对完整,嫩江组上部 明水组地层剥蚀较大,东南隆起区基本缺失嫩江组三段 明水组;古近纪 新近纪,总体特征是缓慢抬升,之后缓慢下降、缓慢沉积、缓慢埋藏。

关键词:松辽盆地南部;埋藏史;剥蚀量;沉积速率;沉降速率
中图分类号:P618.13 文献标识码:A 文章编号:1671 5888(2009)03 0353 08
收稿日期:2008 09 27
基金项目:国家重大油气专项(ZP-Y -01)
作者简介:郭巍(1960 ),男,内蒙古包头人,副教授,博士,主要从事沉积学与石油地质学研究,E mail:guow ei jldx @
。

The Burial History of the Southern Songliao Basin
GU O Wei 1,YU Wen xiang 2,LIU Zhao jun 1,MA Lin 1
1.Colle ge of E arth S cience s ,Jilin Univ e rsity ,Chang chun 130026,China
2.B ure au of the L and an d Resourc es of Chan gchu n,Chan gchu n 130026,Ch ina
Abstract:T he analysis of basin subsidence history and bur ied histo ry are im po rtant part of hydro car bon appraisement.According to the w ell lo gg ing data of south Songliao basin,on the basis of fo rmatio n denude,the authors ev olved the research o n deposition r ate,subsidence rate and buried history.T he simulatio n of deposition rate and the subsidence rate indicate that the deposition rate and the subsidence rate of the Shahezi For matio n,the Yingcheng For mation is the rapidest,the Quantou Formation,the Mingshui Form ation is high,and the Denglouku Formation,the Qingsankou For mation,the Yao jia For
m ation,the Sifangtai Form ation is low ;the finding of the buried history m ake know n the sig nificance that fast depo sition,fast subsidence and fast burial fro m the Shahezi Form ation to the Yingceng Form ation.The str ata is denuded in the Late Yingcheng For matio n,stratigraphic break and denudation present in creasing ly tendency fr om w est to east;the sig nificance of buried history is the m ore fast depositio n,sub sidence and interm ent.From the Denglouku For matio n to the M ingshui Formation,the subsidence stay entire fr om the Yaojia Fo rmatio n,the strata fro m upper the Nenjiang Fo rmation to the M ingshui Forma tion denudation acutely.T he strata basically absent in the so utheast uplift of the basin from T he Neng jiang Fo rmation to the M ing shui For matio n.From the Paleogene to the N eo gene,the overall sig nificient present that strata uplift slow ly,then fall slo w ly,depo sitio n slo w ly,bury slo w ly.
第39卷 第3期
2009年5月
吉林大学学报(地球科学版)
Jour nal of Jilin U niver sity(Ea rth Science Editio n)
Vo l.39 No.3
M a y 2009
Key words:the southern Song liao basin;buried histo ry;denudation;deposition rate;subsidence rate
0引言
松辽盆地是中国东部大型中新生代具有断坳双
重结构的复合沉积盆地。

其南部系指松辽平原嫩江、第一松花江及拉林河以南盆地部分,地跨吉林、辽宁、内蒙古三省区,现今仍为地貌盆地。

松辽盆地南部根据其基底性质和盖层的区域地质特征,可进一步划分为4个一级构造单元,即西部斜坡区、西南隆起区、东南隆起区、中央坳陷区(图1)。

图1松辽盆地南部构造分区图Fig.1
Tectonic indifferent location of the southern of Songliao basin
盆地南部构造演化经历了伸展断陷、坳陷、构造反转和新生代断坳等4个阶段。

沉积体系发育特征在断陷期具近源、多源、多沉积体系特点;坳陷期受3个主要的物源控制,形成冲积扇 河流 (扇)三角洲 湖泊沉积体系组合。

盆地埋藏史的模拟现已成为含油气盆地资源评价的关键技术之一。

目前,盆地埋藏史恢复的计算机模型主要有正演和反演2种模型,二者均是基于沉积压实原理[1]。

而应用沉积压实原理恢复盆地埋藏史的方法主要有沉积速率法、物质平衡法、回剥法等,其中反演回剥法是较精确的方法[2]。

本文以回
剥法为基础,探讨了松辽盆地南部埋藏史。

1
埋藏史恢复的基本原理
1.1
埋藏史计算模型
一般认为地层在埋藏成岩过程中,骨架颗粒的
总体积保持不变,成岩中岩石体积减小主要是孔隙度减小所致。

孔隙度的减小主要受压实、胶结作用的控制,其中压实作用是主要作用,通常可以忽略胶结作用的影响,将孔隙度的减小近似地看作压实量。

假定地层的横向位置在沉积过程中不变,变化的仅是纵向位置。

根据质量守恒法则,随着埋藏深度的增加,地层厚度变小,但骨架厚度始终不变[3]
,
其数学表达式为
h s =
!Z 2Z
1
[1- (Z)]d Z 。

(1)
式中:h s 为地层骨架厚度,m;Z 1、Z 2为现今地层的顶界和底界埋深,m; (Z)为地层的孔隙度 深度曲线函数。

不同岩性有不同的孔隙度 深度曲线,因此整个地层的孔隙度 深度曲线是不同岩石的孔隙度 深度
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吉林大学学报(地球科学版) 第39卷
曲线的百分组合[4]。

考虑到火石岭组和营城组火山岩发育的特殊地质条件,在模型中加入火山岩体,并认为火山岩体在埋藏过程中孔隙度保持不变。

建立了综合岩性孔隙度 深度解析数学表达式为
(Z)=P s 0s ex p(-C s Z)+
P m 0m ex p(-C m Z)+P v v0。

(2)式中:P s为砂岩含量(%);P m为泥岩含量(%);P v 为火山岩含量(%); 0s为砂岩原始孔隙度(%); 0s=42.7%; 0m为泥岩原始孔隙度(%); 0m=
64.5%; 0v为火山岩原始孔隙度(%), 0v=10%;
C s,C m分别为砂岩和泥岩的压实系数(m-1);其中C s=0.000076,C m=0.00034。

由于在埋藏史恢复中,最终得到的是地层的古埋藏深度底界,因此z2才是最终需要的变量,把(2)式代入(1)式中,得到关系式:
z2=(h s+Z1)-P s 0s/C s[ex p(-C s Z2)-
exp(-C s Z1)]-P m 0m/C m[exp(-C m Z2)-
ex p(-C m Z1)]-0.1P v。

(3) z2是所求的地层古埋深底界,Z1和Z2分别是现今地层埋藏深度的底界和顶界。

依据测井原理,利用声波时差数据计算得到的孔隙度能较真实地反映地层的实际情况。

利用声波时差数据计算孔隙度公式为
= t- t ms
t f- t ms。

(4)式中: t为声波时差; t ms为声波在孔隙度为零的岩石中传播的时差,为常量; t f为声波在液体中传播的时差,为常量。

尽管测井中由于井壁断裂、泥饼的影响,声波时差在局部不能完全反映地层孔隙度的真实大小,但并不影响整体上声波时差反映孔隙度大小的准确性。

在计算得到孔隙度后,利用回归拟合的方法剔除异常的孔隙度数据并得到孔隙度 深度函数[5]。

1.2剥蚀量计算
埋藏史恢复时一个重要参数就是地层剥蚀量。

计算剥蚀量的方法有很多种,但是各有不同的适应条件,根据研究区的地质状况选择了声波时差法。

研究结果表明,在具有均匀小孔隙度的地层中,声波的传播速度和孔隙度大小存在正比例线性关系。

因此,不同的声波时差变化与不同孔隙度变化可以类比,即在正常压实情况下可以用指数函数来表示声波时差数据与深度的关系:
T=T0ex p(-bx)。

(5)式中:T为声波传播时间,即声波时差;T0为声波在地表的传播时间,一般为常量;b为指数衰减常数。

在没有剥蚀的情况下,声波在地表传播的时间是T0,与原始沉积孔隙一致。

不同的地区有不同的T0值,其范围一般为590~690s/m。

经过某个剥蚀事件后(图2),现今地层的表面与原始沉积顶面的垂直距离就是剥蚀量,由于压实作用的不可逆性,未剥蚀地层的孔隙度未发生变化,但原本完整的声波时差与深度的指数函数曲线在剥蚀面上的部分被削去。

剥蚀后地层的声波时差与深度指数函数可用回归拟合的方法得到,如果再有原始地表声波时差值,通过恢复函数曲线的原貌就可得到剥蚀厚度[6]。

图2 声波时差法剥蚀量计算原理图
Fig.2 Principle of formation denude using method of equation time of sound wave
研究区在营城组末期和嫩江组末期有两次全区性的隆升事件,按上述方法计算得到研究区各井剥蚀量(表1)。

表1各井剥蚀量统计
Table1Statistics of formation denude of each well
井号农40井伏10井合5井布1井德深5井万22井黑100嫩江组末剥蚀量/m570520542515401742297
营城组末剥蚀量/m425410546未钻遇353487未钻遇
1.3构造沉降史计算模型
埋藏史恢复得到的实际上是各地层单元的总沉降史,总沉降量由负荷沉降和构造沉降两部分组成。

在求得盆地总沉降量后,通过沉积物负载均衡校正,可求得构造沉降量。

若构造沉降为T s,盆地总沉降为S,上地幔、地壳、沉积物和盆地内水体的密度分
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第3期 郭 巍,等:松辽盆地南部埋藏史
别为!m 、!c 、!
s 和!w ,则有T s =S(!m -!s )/(!m -!w )。

(6)
由于地壳上部具有一定的弹性厚度,岩石圈均
衡实质上属挠曲均衡。

当盆地足够宽、挠曲刚度或有效弹性厚度很小时,挠曲均衡趋近于Airy 均衡。

若拉伸量大并具多幕性,地壳受到明显加热,挠曲刚度或有效弹性厚度明显减小,均衡作用接近于Airy 均衡。

沉积物负荷均衡作用校正时应考虑古水深W d (x )、古海平面SL 的影响。

但对于松辽盆地这
样的陆内湖盆,古水深一般不过几十米,且变化不大,海平面变化影响也很小,加之资料所限,古水深、古海平面等参数很难准确取值,本文略去了这两项因素。

因此,当盆地足够宽,挠曲刚度或有效弹性厚度很小时,满足Airy 均衡,则有
T s (x )=S (x )[!m -!s (x )]/(!m -!w )。

(7)
式中:S(x )为总沉降量;地幔密度!m =3.33g /cm 3
;
!s (x )为深度x 处岩石的密度,!0=2.31g/cm 3
,k =0.0000437;水体密度!w =l g /cm 3。

通过式(7)可分别求得Airy 均衡状态下的构造沉降量。

构造运动既可以表现为沉降,也可以表现为抬升[7]。

构造沉降量用上式计算可得,而构造抬升量计算公式如下:
T u (x )=d w (x )+h e (x )。

(8
)
图3
东西向沉积速率联井剖面图
Fig.3
Eastern western section of deposition rate of combination wells
式中:T u (x )为任一点某一地质时刻的构造抬升量;d w (x )为任一点某一地质时刻构造抬升前古水深;h e (x )为任一点某一地质时刻构造抬升造成的地层剥蚀厚度。

如果古水深d w (x )很浅,忽略不计,则构造沉降量就等于构造抬升所造成的地层剥蚀厚度,即
T u (x )=h e (x )。

(9) 根据上述方法和数学模型,对平1井、英10井、海3井、乾198井、长深1井、坨深6井、四3井等井
进行了剥蚀量的计算。

计算结果表明:虽然各井剥蚀量大小不一,但基本符合盆地南部的整体构造形
态,位于凹陷中心的各井剥蚀量相对较小,而隆起区剥蚀量相对较大,与现今T 2地震反射界面构造形态特点基本吻合[8]。

2沉积速率分析
从松辽盆地东西向平1井 榆深2井和南北向
英10 四3井沉积速率联井剖面分析(图3、4),揭示了深部地层四3井、榆深2井、万22井和坨深6井计算出的沙河子组和营城组的沉积速率很高,其中沙河子组沉积速率大于营城组;而榆深2井营城组沉积速率大于沙河子组是由于未钻穿沙河子组,
计算地层不全所致。

从登娄库组至嫩江组时期,沉积速率整体的趋势是登娄库组低、泉头组高,从青山口组到姚家组沉积速率逐渐变低,到姚一段达到最低后回返逐渐变高,嫩江组具较高的沉积速率。

其中红75井、平1井、海3井和乾198井泉头组沉积速率较低也是因未钻穿泉头组造成的。

嫩江组四、五段沉积速率小于嫩一至三段与嫩江组末期的隆升事件有关。

四方台组和明水组沉积速率较高,而明水组的沉积速率大于四方台组。

孤101井明水组沉积速率偏低,是由于该时期孤101井大部分时间处于剥蚀状态,这部分时间没有接受沉积,但计算中把它当作沉积时间的一部分,导致沉积速率偏小。

在横向上,黑151井和乾198井青山口组沉积速率较大,反映青山口期沉积中心位于长岭凹陷,由长岭凹陷向四周,沉积速率逐渐降低;姚家组沉积速
率在孤101井和黑151井较大,东南隆起区最小,反
映该时期沉积中心向东偏移;嫩江组沉积速率在孤
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吉林大学学报(地球科学版) 第39卷
图4
南北向沉积速率联井剖面图
Fig.4
Southern northern section of deposition rate of combination w ells
101和乾198井较大,该时期沉积中心位于孤店
乾安地区,东南隆起区在该时期沉积速率较小,是由于嫩江组末期强烈的剥蚀作用结果。

四方台和明水组沉积速率在黑151和红75井处较大,东南隆起则一直处于剥蚀状态,
沉积中心已明显向西偏移。

图5
东西向沉降速率联井剖面图
Fig.5
Eastern w estern section of subsidence rate of combination wells
松辽盆地南部沙河子组和营城组沉积速率较大,一方面与断陷期强烈的伸展作用有关,另一方面有充足的物源供给。

泉头组沉积时期,河流相快速沉积作用和充足的物源供给是造成沉积速率较高的
原因。

而姚家组沉积时期,盆地整体抬升,物源供应不足,非补偿沉积特点突出,造成沉积速率极低。

3沉降速率分析
松辽盆地南部南北向红75 四3井,各井的沉降曲线特征虽有差异,但总体特征基本相同。

沉降曲线可划分为3个阶段(图5、6)。

第一阶段是沙河子组至营城组,第二阶段为登娄库组到明水组,第三阶段为新生界。

由于沙河子
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第3期 郭 巍,等:松辽盆地南部埋藏史
图6
南北向沉降速率联井剖面图
Fig.6
Southern northern section of subsidence rate of combination
wells
图7
东西向埋藏史联井剖面图
Fig.7
Eastern western section of interment history of combination wells
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图8南北向埋藏史联井剖面图
Fig.8Southern northern section of interment history of combination wells
组和营城组埋藏深度大,大部分钻井没有揭示这些地层,而且钻遇沙河子组和营城组的钻井分布不均匀。

因此,第一阶段变化规律不明显,但仍然可以看出沙河子组和营城组沉降速率曲线较陡,速率较大,在营城组末期有一次抬升。

第二阶段登娄库组至明水组,沉降速率曲线有所变缓,沉降速率变慢,总体规律表现为:登娄库组时期沉降速率低,泉头组时期高,青山口组、姚家组时期低,嫩江组时期高,四方台组时期低,明水组时期高,并且在嫩江组末期经历了一次快速回返后又急速沉降的过程。

第三阶段从明水组沉积结束至今,这个阶段经历时间较长,特点是沉降速率变化缓慢,从古近纪开始以缓慢的速度持续上升,至新近纪开始转为缓慢地沉降。

东西向海3井 万22井沉降速率联井剖面仅有万22井揭示了沙河子组和营城组,但各井的沉降速率曲线特征与南北向剖面基本相同。

在横向上,从青山口组时期至明水末期黑62井沉降速率较大,自南向北,沉降速率逐渐减小,其中南部沉降速率大于北部;自东向西沉降速率也逐渐减小,其中西部沉降速率大于东部。

四方台组和明水组时期,由北向南古近纪与新近纪构造抬升速率和沉降速率逐渐变小,由西向东构造抬升速率逐渐变大。

综上表明,松辽盆地南部经历了3次主要的沉降和3次抬升:沙河子组 营城组时期快速沉降、登娄库组 明水组时期较快速沉降、新近纪缓慢沉降。

3次抬升发于营城末期、嫩江末期和明水末期。

4埋藏史特征分析
松辽盆地南部东西向平1井 榆深2井、南北向英10井 四3井埋藏史剖面图基本控制了盆地南部埋藏史特征。

虽然各井的埋藏史各有特点,但整体规律却非常明显(图7、8)。

沙河子组 营城组时期,具有快速沉降、快速沉积和快速埋藏特征;营城组末期回返遭受剥蚀,地层缺失和剥蚀自西向东有增大的趋势;登娄库组 明水组时期,埋藏史特征
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第3期 郭 巍,等:松辽盆地南部埋藏史
表现为较快速的沉降、沉积和埋藏。

姚家组以下的地层保存相对完整,嫩江组上部 明水组地层,由于嫩江组末期和明水组末期的抬升,地层缺失和剥蚀较大,由东向西有增加的趋势,东南隆起区基本缺失嫩江组三段 明水组;古近纪 新近纪,总体特征是缓慢抬升,之后缓慢下降、缓慢沉积、缓慢埋藏。

由西向东沉积速率、埋藏速率逐渐减小,东南隆起区则始终处于剥蚀状态。

5结论
(1)依据沉积速率计算结果,沙河子组和营城组具较高的沉积速率;登娄库至嫩江期,登娄库组沉积速率较低,泉头组较高,从青山口组到姚家组沉积速率逐渐变低,到姚一段达到最低后逐渐变高;至明水组沉积速率达到最高。

青山口期长岭凹陷沉积速率较大,反映沉积中心位于长岭凹陷,由长岭凹陷向四周沉积速率逐渐降低;姚家期和嫩江期孤店沉积速率较大,反映该时期沉积中心向东偏移;四方台和明水组沉积速率在黑帝庙和红岗地区较大,东南隆起则一直处于剥蚀状态,沉积中心已明显向西偏移。

(2)松辽盆地南部经历了3次主要的沉降和3次抬升:沙河子组 营城组时期快速沉降、登娄库组 明水组时期较快速沉降、新近纪缓慢沉降。

3次抬升发于营城末期、嫩江末期和明水末期。

从青山口组时期至明水末期,自南向北,沉降速率逐渐减小,自东向西沉降速率也逐渐减小。

四方台组和明水组时期,由北向南古近纪与新近纪构造抬升速率和沉降速率逐渐变小,由西向东构造抬升速率逐渐变大。

(3)沙河子组 营城组时期,具有快速沉降、快速沉积和快速埋藏特征。

营城组末期回返遭受剥蚀,地层缺失和剥蚀自西向东有增大的趋势;登娄库组 明水组时期,埋藏史特征表现为较快速的沉降、沉积和埋藏。

古近纪 新近纪,总体特征是缓慢抬升,之后缓慢下降、缓慢沉积、缓慢埋藏。

由西向东沉积速率、埋藏速率逐渐减小,东南隆起区则始终处于剥蚀状态。

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