大庆长垣位于松辽盆地中央坳陷区北部, 是松辽盆地中央坳陷区内的二级正向构造单元, 西接齐家— 古龙凹陷, 东邻三肇凹陷, 北接黑鱼泡凹陷(图1), 是一个由多种成因复合形成的构造带, 面积2472 km²。大庆长垣位于两大生油凹陷之间, 构造的长期演化与青山口组泥岩大量生烃、排烃、运移同步, 大型压性正反转构造有利于油气聚集和保存(侯启军等, 2009)。在白垩纪, 大庆长垣南部发育三角洲前缘相, 向北部相变为三角洲平原相。姚家组形成于松辽盆地的坳陷成盆期(早白垩世晚期— 晚白垩世中期), 可分为3段, 其下为青山口组, 其上为嫩江组(图 2)。姚家组一段沉积于盆地基准面快速下降到缓慢上升时期, 河流作用强盛, 长距离向湖泊推进, 总体为进积— 退积的旋回。姚家组二、三段下部为高位体系域, 发育进积型三角洲沉积体系; 姚家组二、三段上部为湖侵体系域, 发育河流— 三角洲— 湖泊体系构成的退积型沉积序列。由于姚家组二、三段下部发育进积型三角洲沉积体系, 沉积物快速堆积, 此时受地震作用有利于软沉积物变形构造的发育, 故而震积岩在大庆长垣姚家组二、三段萨尔图油层较为发育, 且该地层为区内主要储集层及含油层位, 使得震积岩在油气勘探中的作用意义重大。

图1

Fig.1

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	图1 松辽盆地大庆长垣位置与一级构造单元划分(据高瑞琪和蔡希源, 1997, 有修改)Fig.1 Location of Daqing Placanticline and first order tectonic unit division of Songliao Basin(modified from Gao and Cai, 1997)

图2

Fig.2

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	图2 松辽盆地上白垩统综合柱状图(据王国栋, 2010, 有修改)Fig.2 Comprehensive column of the Upper Cretaceous of Songliao Basin(modified from Wang, 2010)

国内学者杜远生和韩欣(2000)、杜远生(2011)曾提出一个较为简单的震积岩分类, 国外学者Montenat等(2007)则提出了系统的震积岩分类, 乔秀夫和李海兵(2009)在总结前人工作成果的基础上, 提出了相对完善的地震及古地震沉积物变形的分类方案, 即震积岩的主要类型(图 3)。依据变形的成因机制将震积岩分为3大类, 即图3左侧的Ⅰ 、Ⅱ 、Ⅲ 大类, 分别总结了沉积物的形态、形成位置、成因机制和主要类型。

图3

Fig.3

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	图3 地震诱发沉积物变形类型(据乔秀夫和李海兵, 2009, 有修改)Fig.3 Classification of sediment deformation triggered by earthquake(modified from Qiao and Li, 2009)

笔者将详细描述研究区岩心中观察到的第Ⅱ 类软沉积物变形与第Ⅲ 类脆性变形。

本次所观察的4口取心井(DQ-N1井、DQ-N2井、DQ-N5井和DQ-N7井)钻遇的姚家组主要为一套三角洲沉积, 震积岩主要发育在姚家组二、三段中的三角洲前缘亚相薄层砂岩中。在姚家组中可识别出2种主要的震积岩类型(朱萌等, 2011; 周勇等, 2011):软沉积物变形构造(液化砂岩脉、砂球— 砂枕构造、液化卷曲构造和重荷构造)和硬岩层脆性变形构造(阶梯状微断层、角砾状构造和地层破裂构造), 共计7小类。

3.1 软沉积物变形构造

3.1.1 液化砂岩脉

液化砂岩脉是一种在砂泥互层沉积物中发育的砂质岩脉, 为不规则脉状、蠕虫状等, 与层面近乎垂直相交。液化砂岩脉的成因机制:在地震振动引起的剪切力作用下未固结沉积物中的砂粒改变原有状态, 使原砂粒的有效压力转移至孔隙流体中, 引起极高的孔隙压力, 因颗粒间的摩擦力减小而使沉积物液化, 形成液化砂岩脉(魏垂高等, 2006)。图4显示的是液化的粉砂层和泥质粉砂层斜向下侵入泥岩中形成的液化砂岩脉, 呈较平直的“ S” 形, 中上部相对较宽, 总体上向下变窄, 脉体延伸较远, 脉长约12 cm。此处孔隙度28.4%, 渗透率70.6× 10^-3 μ m²。

图4

Fig.4

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	图4 液化砂岩脉(DQ-N7井, 岩心深度:967, m)Fig.4 Photo and sketch of liquefaction sand vein(Well DQ-N7, core depth:967, m)

3.1.2 砂球— 砂枕构造、假结核

砂球— 砂枕构造十分发育。陷入下部泥质沉积物中的球状、枕状砂岩可以紧密地连续成层分布(图 5), 也可以独立“ 悬浮” 在下伏泥质沉积中形成假结核(图 6)。假结核的大小一般在1~3, cm之间, 由于内部发生液化而很少保留原有构造。形成重荷构造的砂层在更强烈的地震作用下继续下沉, 以至完全脱离母体进入下伏泥质沉积物中, 形成砂球— 砂枕构造, 随着地震作用的加强, 密度较大的砂球、砂枕进一步下沉, 最终杂乱地“ 悬浮” 在泥质沉积物中, 形成假结核。该岩心段(967~969, m)平均孔隙度23.77%, 平均渗透率72.3× 10^-3 μ m²。

图5

Fig.5

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	图5 砂球— 砂枕构造(DQ-N7井, 岩心深度:969, m)Fig.5 Photo and sketch of sand ball-and-pillow structure(Well DQ-N7, core depth:969, m)

图6

Fig.6

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	图6 假结核(DQ-N7井, 岩心深度:967, m)Fig.6 Photo and sketch of pseudonodule (Well DQ-N7, core depth:967, m)

3.1.3 液化卷曲变形

液化卷曲变形主要表现为薄层砂岩和泥质砂岩在泥岩层内发生明显褶曲, 而上、下岩层中的纹理保持不变。液化卷曲变形构造形态多样, 无固定规律, 褶曲规模较小, 纹层连续弯曲很少错断, 一般厚度较小(图 7)。液化卷曲变形可延伸到较远的距离, 其宽度较小, 多限在较薄的层内变化。许多学者对液化卷曲变形进行详细的描述之后一致认定其是地震作用的产物, 乔秀夫等(1994, 1997)在研究华北震旦纪— 早古生代地震节律时曾有报道。此处孔隙度20.55%, 渗透率69× 10^-3 μ m²。

图7

Fig.7

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	图7 液化卷曲变形(DQ-N7井, 岩心深度:969, m)Fig.7 Photo and sketch of liquefied convolute (Well DQ-N7, core depth:969, m)

3.1.4 重荷构造

如图8所示, 重荷构造通常发育在未液化或弱液化的砂岩层底部, 是较为常见的软沉积物变形构造。地震时形成重荷构造的特点是砂层垂向下沉, 陷入下部软沉积物中的砂层与母体相连且保留了弱变形的原层理。在地震活动相对较弱的情况下, 地震波对弱固结砂层的液化作用不明显, 结果只能是这种砂质沉积物在不均匀的重荷作用下, 陷入下部泥岩等软沉积物中(Moretti et al., 1999)。此处孔隙度23.78%, 渗透率32.7× 10^-3 μ m²。

图8

Fig.8

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	图8 重荷构造(DQ-N7井, 岩心深度:1010, m)Fig.8 Photo and sketch of load structure (Well DQ-N7, core depth:1010, m)

统计上述4种具变形构造现象的软沉积物孔隙度和渗透率数据, 得出在软沉积物变形构造中普遍具有中孔中渗的特征。

3.2 硬岩层脆性变形构造

3.2.1 阶梯状微断层

阶梯状微断层在粉砂岩中发育, 微断层是地震振动液化过程中在层内形成的小规模断层。断层规模较小, 延伸2~4, cm, 断层间距小, 约为1.5~2, cm, 断距约为0.2~1, cm, 大多限于层内发育, 不穿透下部和上部岩层, 被错断的两侧粉砂岩层内保留原有层理, 有时可发育微断裂和微型地堑(梁定益等, 1991)。微断层多为正断层, 其在剖面上呈阶梯状排列, 由于受到地震作用的影响, 边缘断层也可为逆断层(魏垂高等, 2006)(图 9)。在地震作用较弱时砂层不会发生液化, 在地震时产生的拉张力和重力作用下处于准同生期的砂层发生阶梯状错断和轻微的塑性变形, Seilacher(1969)最早命名的震积岩“ 断裂递变层” 中的底部带就是一类“ 阶梯状断裂带” 。如图9所示, 阶梯状微断层中油气显示效果非常良好, 其上下岩层也有油气显示, 但是色泽和含油饱和度比微断层中的要略逊色一些, 笔者认为在该取心井开钻之前, 此处就已受到注水开采的影响, 微断层上下岩层水洗现象严重, 同时, 微断层也提供了新的油气运移通道。此处岩心孔隙度28.69%, 渗透率106.9× 10^-3μ m²。

图9

Fig.9

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	图9 阶梯状微断层(DQ-N2井, 岩心深度:843.1, m)Fig.9 Photo and sketch of step micro-faults (Well DQ-N2, core depth:843.1, m)

3.2.2 角砾状构造

当层状分布的半固结或固结的砂层受到地震破坏作用时, 形成初始断裂角砾状构造。表现为角砾顺层分布, 相邻角砾之间的裂开距离仅有几毫米, 角砾棱角分明且保留内部原始层理, 由于部分角砾当时处于半固结的状态, 导致其边缘因液化而变圆滑, 相邻角砾的侧向边缘有时可以完全拼合, 清楚地反映出沉积物的原始状态, 表现出脆性裂开的特征(王国栋等, 2010)(图 10)。当其下部岩层液化作用较强时, 角砾化的岩块在重力和地震振动作用下陷落到下部液化的沉积物中, 形成不协调岩块。此处孔隙度30.3%, 渗透率2.31× 10^-3μ m²。

图10

Fig.10

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	图10 角砾状构造(DQ-N1井, 岩心深度:997, m)Fig.10 Photo and sketch of autoclastic brecciated structure (Well DQ-N1, core depth:997, m)

3.2.3 地层破裂构造

地层破裂构造形成过程:固结或半固结岩层受到地震的振动作用产生微裂缝, 后期被流体等充填, 并逐渐向裂缝两侧岩石发展, 最终形成宽度达5, mm左右的裂缝。地层破裂构造是岩层在平面和垂向上出现大面积杂乱交错破碎的构造现象, 最终将岩石分割而形成无规律的破裂构造。多数情况发育在储集物性较好的细、粉砂岩中, 与微裂缝共生(图11), 对改善储集层孔渗性有着显著效果。如图11所示, 该岩心具有良好的油气显示, 此处孔隙度27.49%, 渗透率446.7× 10^-3 μ m², 其上下发育地层破裂构造的岩层同样具备良好的孔渗性(深度916.4~919.6, m:平均孔隙度27.19%, 平均渗透率436.6× 10^-3 μ m²)。

图11

Fig.11

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	图11 地层破裂构造(DQ-N5井, 岩心深度:917.2, m)Fig.11 Photo and sketch of formation breakdown structure(Well DQ-N5, core depth:917.2, m)

总之, 发育脆性变形构造硬岩层普遍具有高孔中渗的特征; 且渗透率也普遍高于发育软沉积物变形构造现象岩层。在3种硬岩层脆性变形构造现象中有2处发现油迹显示, 且均具有高孔中渗的特征, 具备良好储集层的物性特征。

在固结的硬岩层和弱固结— 未固结的软沉积物中往往会有因地震作用而产生的具有成因联系的构造标志, 形成的垂向组合序列是地震事件沉积单元的规律组合, 它能够反映地震事件的沉积作用过程和沉积环境的规律性变化。原地与准原地形成的震积岩之间(孙晓猛等, 1995)或准原地与异地形成的震积岩之间(乔秀夫等, 1994, 1997; 乔秀夫和李海兵, 2009)发育不整合面。松辽盆地大庆长垣上白垩统姚家组为三角洲相沉积, 发育的震积岩以软沉积物变形构造为主, 多为原地形成的震积岩。在总结前人对震积岩垂向序列认识(邵晓岩等, 2009; 高红灿等, 2010; 何碧竹等, 2011)的基础上, 结合4口取心井(DQ-N1井、DQ-N2井、DQ-N5井和DQ-N7井)的观察结果, 概括出大庆长垣上白垩统姚家组软沉积物变形垂向组合序列由下而上依次为(图 12):(1)底部未震层段; (2)液化卷曲变形, 薄层砂岩的卷曲变形十分强烈; (3)阶梯状微断层, 其断距较小、断层间距较小, 剖面上呈阶梯状排列, 多为正断层; (4)中段角砾状构造层段, 角砾棱角分明且保留内部原始层理, 相邻角砾的侧向边缘有时可以完全拼合; (5)上段液化砂岩脉层段, 其变形程度相对于下伏层段有所减弱; (6)顶部未震层段。液化砂岩脉和砂球— 砂枕构造的形成主要与厚层泥岩夹砂岩相关, 可出现在软沉积物变形垂向组合序列的各个层段。

图12

Fig.12

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	图12 沉积物变形构造垂向组合序列综合模式Fig.12 Comprehensive model of deformational structure of sediments

在此强调一点, 该软沉积物变形垂向组合序列只在理想状态下存在, 与其他事件沉积序列一样, 每个序列单元往往在剖面上不完整发育或相互叠置, 这与软沉积物变形垂向组合序列本身无关, 而是由于地震震级、物源、沉积物固结程度以及剖面受地震事件影响的程度所致。综上所述, 在单口取心井中并不能发现完整的软沉积物变形垂向组合序列。

在三角洲沉积环境中, 岩层的固结程度由物源向湖盆方向逐渐减弱; 因此, 当地震持续作用于该地区时, 湖盆内的变形程度最强, 向三角洲前缘方向逐渐变弱(图 13)。在三角洲前缘亚相中, 当主河道较为发育时, 砂质沉积物经河道搬运至河口处, 覆盖在厚层泥质沉积之上。在强震期, 三角洲前缘斜坡处发育阶梯状微断层, 且多为正断层, 上盘沉积物会在重力作用下向湖盆方向推移; 在地震作用衰减早期, 三角洲前缘斜坡坡脚处发育液化变形构造; 在地震作用衰减晚期, 前三角洲与三角洲前缘斜坡交界处发育液化砂岩脉。在湖盆内部的深洼陷区发育震浊积体, 为三角洲前缘斜坡处沉积物在重力作用下发生滑塌并顺坡搬运至湖盆深洼陷区而形成; 由于其运移距离较远, 在搬运过程中会产生与重力流有关的变形构造(鄢继华等, 2007, 2009)。

图13

Fig.13

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	图13 大庆长垣姚家组三角洲体系震积岩相标志分布示意图(据鄢继华等, 2009, 有修改)Fig.13 Sketch showing distribution of facies markers of seismite in delta system of the Yaojia Formation, Daqing Placanticline(modified from Yan et al., 2009)

1)首次在松辽盆地大庆长垣上白垩统姚家组中发现大量与地震活动相关的软沉积物变形构造现象, 表明该地区地震作用波及范围较广; 震积岩在单井(DQ-N7井)岩心中多次重复出现, 表明该地区地震活动具有周期性和间歇性的特征。震积岩主要发育在姚二、姚三段, 表明该沉积期为大庆长垣区域地震作用较为强烈的时期。

2)识别出的震积构造主要有液化砂岩脉、阶梯状微断层、重荷构造、砂球— 砂枕构造(假结核)、液化卷曲变形构造、角砾状构造和地层破裂构造, 为地震作用对同生— 准同生期沉积物的改造, 属于原地沉积。

3)在所观察的4口取心井中, 在阶梯状微断层现象(DQ-N2井)和地层破裂现象(DQ-N5井)发育井段中均发现油迹显示, 且DQ-N2井和DQ-N5井的孔渗资料表明其物性较好; 综合7种构造现象发育井段的孔渗资料分析, 发现震积岩普遍具有良好储集层的物性特征, 从而有力地证明震积岩确实可以作为良好的油气储集岩体。

4)地震作用会产生大量的微裂缝, 尽管储集层的孔隙度并没有大幅度增加, 但是由于微裂缝将原本不连通的孔隙联系起来, 能够大幅度地提高储集层的渗透率(类似油井开采时的压裂工艺); 大量的微裂缝也可以为油气运移提供新的通道。可以从这一新角度进行油气勘探及开发。