2. 大庆油田勘探开发研究院, 黑龙江 大庆 163712
2. Exploration and Development Institute, Daqing Oil Company, Daqing 163712, Heilongjiang, China
0 引言
多年来关于松辽盆地构造演化的认识一直存在争论。陈昭年等[1]认为松辽盆地是大型的中新生代板内裂谷盆地，反转构造形成于两期，分别为嫩江期末和明水期末，其中嫩江期末形成构造雏形，明水期末构造运动使变形在原有基础上加强，并使构造定形，大庆长垣形成于明水期末。侯贵廷等[2]认为松辽盆地为晚中生代裂谷坳陷型盆地，盆地内部如大庆长垣等不同方向的背斜是自嫩江组沉积末期开始，经历了多期构造反转后形成的小变形量的反转构造; 其中主要的3个反转期分别为晚白垩世嫩江组沉积末期、明水组沉积末期和新生代晚期，嫩江组沉积末期的反转构造最强烈，明水组末期盆地发生区域上的隆升，缺失了下第三系的沉积地层，新生代挤压应力方向的转变与太平洋的俯冲方向以及日本海的扩张作用有关。胡望水等[3]认为松辽盆地为伸展裂陷型盆地，早白垩世以来构造演化先后经历了10个阶段，反转开始发育于嫩江组沉积末期，至上新世末期定型，最终形成了“下断中坳上隆顶平”的盆地结构；大庆长垣等属于同反转期生长背斜，形成始于嫩江组末期，这些同反转期生长背斜自盆地东部向西部构造幅度逐渐减小，挤压应力来源主要来自于盆地东部。陈晓等[4]认为松辽盆地大致经历了3期大规模构造运动，即裂陷末期、嫩江组末期和明水组末期; 嫩江组沉积末期的构造变形表现为南北向的差异升降，明水组沉积末期发生构造反转，并且只经历一次反转作用形成大庆长垣等挤压背斜的构造格局。前人对松辽盆地大庆长垣变形期次及形成时间的研究主要通过大地构造背景以及地层接触关系等手段进行分析的，而没能从记录构造变形过程的沉积记录(生长地层)入手做细致的研究。本文主要通过对大庆长垣二维、三维地震剖面解析，应用生长地层理论研究，厘定大庆长垣的形成时间和隆升过程，并探讨其地质意义。
1 区域地质概况松辽盆地是中新生代发育的以古生代和前古生代变质岩系为基底的大型含油气沉积盆地，总面积逾26×104 km2[5]，其发展先后经历了断陷、坳陷和反转作用3个构造演化阶段[3, 6-7]，形成了一系列伸展、挤压、反转构造，构造变形的几何学、运动学特征对沉积作用产生了重要影响[8]。大庆长垣位于松辽盆地北部一级构造单元中央坳陷区内(图 1)。图 2为大庆长垣地震剖面解释图, 从图 2a-2b二维地震剖面看，大庆长垣上部嫩江组、四方台组及明水组已被剥蚀，而邻区齐家古龙凹陷地层发育完整。松辽盆地发育地层自下而上包括白垩系火石岭组、沙河子组、营城组、登娄库组、泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组、明水组和新生界(图 3)。火石岭组、沙河子组及营城组为松辽盆地断陷阶段发育的沉积地层，主要发育于一系列小型断陷盆地中，其底界面和顶界面以区域性不整合为主与下伏和上覆地层接触。自营城组上段沉积开始，盆地进入了坳陷沉降沉积阶段。登楼库组分布面积大于营城组，岩性、岩相总体变化不大，地层厚度由盆地中部向两侧逐渐减薄，一般为300~400 m，最大可达1 000 m以上[6]；青山口组-嫩江组沉积时期，松辽盆地发生了两次大规模湖侵事件，分别在青山口组和嫩江组沉积时期，在这一时期内形成了河流、湖泊和三角洲相沉积的砂、泥互层的沉积特征，青山口组地层厚度变化大，一般为300~500 m，最大可达639.5 m[6]，以半深湖-深湖相沉积为主，岩性主要为灰黑、黑色泥岩、砂质泥岩夹粉砂岩、油页岩，青山口组底部黑色泥岩及其之上三组黑褐色油页岩分布稳定，在地震剖面上表现为一明显的反射界面；受湖侵事件的影响，嫩江组底界面附近表现出粒度由下向上逐渐变细，在地震剖面上仍表现为一明显的反射界面。四方台组和明水组主要发育砂岩、砂砾岩，以及以紫红色、砖红色为特点的泥岩，明水组顶面为一区域性不整合面。大庆长垣总体呈北北东向展布，它的形成对油气聚集起着极为重要的作用。
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| Ⅰ.大庆长垣；Ⅱ.齐家-古龙凹陷；Ⅲ.三肇凹陷；Ⅳ.黑鱼泡凹陷；Ⅴ.明水阶地；Ⅵ.龙虎泡红岗；Ⅶ.朝阳沟阶地；Ⅷ.长岭阶地；Ⅸ.扶余华字井阶地。 图 1 松辽盆地构造单元划分图 Figure 1 Structural unit map of Songliao basin |
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| T02.明水组顶界；T02-1.明水组二段底界；T02-2.明水组底界；T03.四方台组底界；T04.嫩江组五段底界；T05.嫩江组四段底界；T06.嫩江组三段底界；T07.嫩江组二段底界；T1.嫩江组底界；T2.青山口组底界。A、B、C、D、E以及A′、B′、C′、D′、E′为沉积时期构造高点。a.SL2；b.SL3；c.cylp-line1603。t0.双程地震波走时。剖面位置见图 1。 图 2 松辽盆地大庆长垣地震剖面解释图 Figure 2 Geological interpretation of seismic profiles of Daqing Placanticline in Songliao basin |
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| 1.油页岩；2.泥岩；3.粉砂质泥岩；4.泥质粉砂岩；5.粉砂岩；6.砂岩；7.含砾砂岩；8.砂砾岩；9.火山岩。 图 3 松辽盆地地层简表及其沉积特征 Figure 3 Stratigraphic and stratigraphic characteristics of the Songliao basin |
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在盆地的形成和演化过程中，盆地中的大部分构造都形成于剥蚀面之下，与变形作用伴生的连续沉积作用完整地记录了构造运动全过程，是研究盆地演化的最完整资料[9]。自1989年Medwedeff[10]首先提出生长地层理论研究后，Suppe等[11-14]、Mitra等[15]和Shaw[16-17]相继建立了不同构造体制下的生长断层相关褶皱的几何学与运动学模型，并提出了构造隆升速率与沉积速率之间的关系，为变形作用与沉积作用关系的研究提供了支撑。近年来，许多学者[18-23]一直关注着生长地层特征的研究，提出了应用生长地层分析法确立构造变形的起始和结束时间，为盆地构造演化提供了依据。生长地层是指在构造变形过程中伴随着沉积作用的发生，并在变形构造之上沉积了一套能够记录变形过程的地层。由于在构造活动过程中，构造隆升速率与沉积速率的差异，生长地层在不同构造部位表现出不同的沉积特征[24]：在沉积速率大于构造隆升速率的构造低部位，一直接受沉积，生长地层与早期沉积的前生长地层为整合接触，并逐渐向构造高部位超覆；在构造高部位，沉积速率小于构造隆升速率，早期沉积地层被抬升遭受剥蚀，发生沉积间断，构造高部位两侧的地层表现为退覆；当沉积速率等于隆升速率时，既无沉积作用也无剥蚀作用。因此，通过生长地层的研究不仅可以揭示构造作用与沉积作用的关系，而且可以确定构造变形起始时间[25]和构造演化过程。
2.1 大庆长垣的构造特征与形成时间大庆长垣为松辽盆地最大的正向构造[26]，表现为西翼陡、东翼缓的挤压背斜，整体呈NNE向展布，反映了当时受到NWWSEE向的挤压作用。在长垣背斜上，自南向北选取了3条EW向地震剖面(图 2)，并对背斜上部生长地层的几何学特征进行分析。从地震剖面看，大庆长垣背斜南部四方台组至明水组(T03-T02)、中部嫩江组四段至明水组(T05-T02)、北部嫩江组至明水组(T1-T02)主要表现为：①自背斜翼部向顶部地层的沉积厚度逐渐减薄，背斜翼部的地层呈楔形几何形态；②背斜翼部的地层由老到新倾角逐渐变缓，有的地段地层表现为向背斜的较高部位逐渐上超。上述特征反映了大庆长垣背斜南部四方台组至明水组(T03-T02)、中部嫩江组四段至明水组(T05-T02)、北部嫩江组至明水组(T1-T02)为一套与大庆长垣背斜隆升相伴沉积的生长地层[14]。而下伏前生长地层的厚度在背斜顶部、翼部及向斜部位基本相等，且无上超、退覆及削截等现象，地层呈整合接触，表明在上述地层沉积过程中大庆长垣并没有形成。
在地震剖面(图 2a)中，在背斜西部的构造低部位沉积速率大于构造隆升速率，四方台组与上覆明水组、下伏嫩江组呈整合接触，地层的沉积厚度由构造低部位向背斜顶部逐渐减小，生长地层顶超在界面T02之下；但在背斜顶部，T02反射层向构造高部位上超，反映了大庆长垣背斜南部自四方台组开始隆升，沉积速率始终大于构造速率，背斜西部处于稳定抬升的状态，新生代地层沉积时期构造活动仍在进行。在背斜的东翼，四方台组-明水组(T03-T02)由向斜至翼部地层的厚度逐渐减薄，在四方台组沉积早期，自背斜东侧的构造低部位向翼部逐渐上超，反映了当时沉积速率大于构造隆升速率，根据地层厚度及产状的趋势预测，在明水组沉积前，背斜顶部曾经沉积过四方台组，但厚度很小。在明水组沉积早期，背斜继续隆升，在构造低部位地层的沉积厚度较大，向背斜顶部方向逐渐减薄，表现为向背斜顶部超覆，反映了明水组沉积时期背斜顶部的隆升速率大于沉积速率而遭受剥蚀，嫩江组五段上部至明水组完全被剥蚀。
在地震剖面(图 2b)中，在嫩江组四段至四方台组(T05-T03)沉积时期，大庆长垣背斜中部地层沉积厚度最薄的部位出现在背斜翼部，自该部位向两侧地层的厚度逐渐增厚，反映了大庆长垣背斜中部自嫩江组四段沉积开始发生隆升，隆升速率很小，背斜顶部、翼部及两侧向斜部位始终接受沉积，F、G、H部位为当时的背斜高部位。在四方台组至明水组(T03-T02)沉积时期，大庆长垣背斜中部的构造高点由西向东迁移，原来的构造高部位转变为背斜西翼的一部分，在随后的变形过程中形成了以F’、G’、H’为顶部的背斜，其顶部嫩江组五段上部至明水组(T04-T02)已被完全剥蚀，仅在背斜两翼及向斜部位接受沉积，在远离背斜顶部的构造低部位，四方台组-明水组(T03-T02)厚度较大，与下伏嫩江组呈整合接触。在四方台组沉积时期，自大庆长垣背斜两侧向背斜构造高部位地层的厚度逐渐减小，在靠近背斜顶部的位置T03界面之上的地层出现了上超的现象，反映了在四方台组沉积初期构造隆升的速率非常小，背斜顶部沉积的四方台组厚度并不大。在明水组二段沉积初期，自背斜西侧构造低部位向构造高部位地层厚度减小的很快，在翼部出现了新地层退覆在老地层之上的现象，反映了在明水组二段沉积初期，背斜隆升速率迅速变大，沉积速率小于构造隆升速率，背斜顶部嫩江组五段上部及其以上地层遭受剥蚀。明水组沉积末期，向斜与翼部地层厚度差别较小，并且在离背斜顶部较近的区域出现了上超现象，说明了明水组上段沉积时期构造隆升速率减小。
在三维地震剖面(图 2c)中，在嫩江组(T1-T03)沉积时期，在A、B、C、D、E部位地层的沉积厚度最薄，自上述部位向两侧地层的沉积厚度逐渐增厚，反映了大庆长垣背斜北部自嫩江组沉积开始发生隆升，隆升速率很小，始终小于沉积速率，由于当时处于水下环境，背斜顶部、翼部及两侧向斜部位一直接受沉积；嫩江组在构造低部位沉积较厚，在构造高部位沉积较薄，反映了A、B、C、D、E部位在嫩江组至四方台组(T1-T03)沉积时期为背斜高部位。在四方台组至明水组(T03-T02)沉积时期，大庆长垣背斜北部的构造高点由西向东迁移，原来的构造高部位转变为背斜西翼的一部分，在随后的变形过程中形成了以A’、B’、C’、D’、E’为顶部的背斜，背斜西部向斜及翼部发育四方台组至明水组(T03-T02)，东部向斜及翼部沉积了四方台组至明水组一段下部，而明水组一段上部至明水组已被剥蚀，在背斜的顶部嫩江组五段上部至明水组已被完全剥蚀，在远离背斜顶部的构造低部位四方台组与嫩江组表现为整合接触。在四方台组沉积时期，自大庆长垣背斜两侧向斜至背斜构造高部位，地层厚度减小很快，具有差别明显、迅速变薄的特征，在背斜顶部没有接受沉积，反映了四方台组沉积时期构造发生快速隆升，隆升速率大于沉积速率，受到的挤压作用较强烈。在明水组沉积时期，自大庆长垣背斜两侧向斜至背斜构造高部位，地层厚度逐渐减小，反映了明水组与四方台组沉积时期相比，隆升比较缓慢，受到的挤压作用相对较弱，但在构造高部位隆升速率仍大于沉积速率，没有接受沉积。
根据上述3条地震剖面的研究可以确定，大庆长垣背斜南部四方台组-明水组(T03-T02)、中部嫩江组四段-明水组(T05-T02)、北部嫩江组-明水组(T1-T02)为与隆升作用相伴沉积的一套生长地层，T1、T05及T03界面之下为前生长地层。自嫩江组沉积初期开始，大庆长垣受到NWWSEE向挤压作用，发生持续隆升，但在大庆长垣的不同构造部位隆升时间、隆升速率及隆升高度都有所差异。自明水组沉积末期开始大庆长垣隆升速率逐渐减小，新生代仍处于隆升状态。
2.2 大庆长垣构造演化大庆长垣背斜自上白垩统嫩江组沉积初期开始直至明水组沉积末期持续受到近NWWSEE向挤压作用，但大庆长垣背斜不同构造部位的隆升时间、隆升速率和隆升高度存在差异，长垣背斜北部是隆升时间最早、隆升速率较快、隆升高度较大的地区，其次为长垣背斜中部，长垣背斜南部在四方台组沉积初期才开始隆升，是隆升时间最晚、隆升高度最小的地区。从剖面上看，大庆长垣背斜高部位由西向东迁移；从平面上看，大庆长垣背斜高部位自西北向东南方向逐渐迁移。大庆长垣北部嫩江组-明水组(T1-T02)、中部嫩江组四段-明水组(T05-T02)、南部四方台组-明水组(T03-T02)为与大庆长垣背斜隆升相伴沉积的一套生长地层，在背斜两侧构造低部位接受沉积，与下伏地层呈整合接触，背斜顶部嫩江组五段上部以及四方台组、明水组均已被剥蚀。
在嫩江组(T1-T03)沉积时期，大庆长垣背斜北部最先发生隆升，隆升速率小于沉积速率，在背斜顶部、翼部及两侧向斜部位沉积了嫩江组，嫩江组的厚度在背斜顶部最薄，向两侧逐渐增厚；大庆长垣背斜中部在嫩江组四段沉积初期开始隆升，与北部相比隆升时间较晚，隆升速率也很小，在背斜顶部、翼部及两侧向斜部位沉积了嫩江组四段及五段，地层厚度在背斜顶部最薄，向两侧逐渐增厚；与北部和中部相比，大庆长垣背斜南部在嫩江组沉积期处于稳定的构造环境，没有发生构造隆升。
在四方台组(T03-T02-2)沉积时期，大庆长垣背斜北部、中部构造高部位开始发生迁移，原来的构造高部位转变为背斜西翼的一部分，新的构造高部位开始形成，从剖面上看背斜高部位的迁移轨迹为由西向东，在四方台组沉积初期大庆长垣背斜南部才开始隆升。大庆长垣背斜北部的隆升速率较高，四方台组的厚度在背斜两侧的向斜部位与翼部差异较大；大庆长垣背斜中部和南部的隆升速率较低，四方台组的厚度由背斜两侧的向斜部位向翼部逐渐减小，背斜顶部曾经沉积过四方台组，但是沉积厚度不大，在之后的隆升过程中被剥蚀。
在明水组(T02-2-T02)沉积时期，大庆长垣背斜北部原来的挤压作用较弱，明水组的厚度由长垣背斜两侧的向斜部位向翼部逐渐减小，地层厚度的差异远不及四方台组显著，但背斜顶部的隆升速率仍大于沉积速率，明水组在背斜顶部仍没有沉积，只在背斜两侧的翼部被部分保留；在大庆长垣中部明水组二段沉积初期，背斜发生快速隆升，早期沉积的嫩江组五段上部、四方台组、明水组一段均已遭受剥蚀，仅在背斜两侧有所保留，明水组的厚度在长垣背斜两侧的向斜和翼部差别较大，明水组二段呈现退覆生长的现象；大庆长垣南部与北部和中部相比，构造活动较弱，隆升速率较低。在明水组二段(T02-1-T02)沉积时期，大庆长垣整体的隆升速率减小，地层厚度在背斜两侧的向斜部位与翼部差别不大。
新生界下部沉积初期，大庆长垣仍处于隆升状态，但隆升速率明显减小，背斜两侧大部分地区的沉积速率大于隆升速率而接受沉积，而背斜顶部的隆升速率大于沉积速率而处于被剥蚀状态。
3 地质意义松辽盆地晚期反转构造演化的认识一直存在争议，前人从不同的角度探讨了松辽盆地反转期的形成时间以及反转期次[1-4]。本次研究对大庆长垣形成时间的确定为松辽盆地构造演化研究提供了重要依据。研究表明：松辽盆地自嫩江组沉积开始就受到了挤压作用，并且挤压作用具有持续性、强弱性，最终形成了包括大庆长垣背斜在内的多个NNE向背斜构造，在四方台组和明水组沉积时期研究区都受到强烈的挤压作用，到明水组沉积末期挤压作用逐渐减弱，一直持续到新生代。晚白垩世时期，伊泽纳奇板块继续俯冲并逐渐趋于消亡，太平洋板块出现在中国东部大陆边缘，持续至整个古近纪[27]，日本海开始扩张，向西的挤压应力影响到了整个盆地[28]。松辽盆地在这一时期内受到的持续挤压作用可能与伊泽纳奇板块的消亡和太平洋板块持续俯冲作用有关。
大庆长垣形成时间的确定不仅反映松辽盆地晚期构造动力学性质的转变，而且为油气的运移和成藏时间的确立提供了依据。松辽盆地北部中浅层烃源岩的生烃高峰期和主排烃期在齐家-古龙凹陷和三肇凹陷分别为嫩江组沉积期和四方台组沉积期[29]，与大庆长垣背斜形成时间相比，生烃高峰期与大庆长垣背斜形成时间是同期，而在主排烃期之前形成，反映了烃源岩生烃高峰期与构造形成时间同步。大庆长垣背斜易于捕获油气，形成原生油气藏[30]，大庆长垣背斜的形成为油气的聚集提供了有利的场所，形成大型背斜油气藏。深层烃源岩生烃高峰期早，油气运聚成藏时间早，嫩江组沉积时期开始的挤压作用使原来停止活动的封闭性断层再次启动，形成油气再次运移的主要通道，又使油气在合适的圈闭内聚集成藏。这些断层多为地层压力释放区，成为油气的有利指向区[31]。因此，自早白垩世嫩江组沉积期开始的挤压作用有利于油气的运移和聚集成藏。
4 结论1)嫩江组至明水组为一套与大庆长垣背斜隆升作用相伴沉积的生长地层，由此确定大庆长垣背斜自嫩江组沉积开始发生隆升，新生代仍处于隆升状态。
2)自嫩江组沉积开始，松辽盆地一直受到近NWWSEE向挤压作用，大庆长垣背斜北部在嫩江组沉积时期最先开始隆升，中部在嫩江组四段沉积初期开始隆升，南部在四方台组沉积初期始开始隆升，背斜的隆升高度、隆升速率在不同时期、不同构造部位都存在差异。
3)大庆长垣的形成反映了松辽盆地自嫩江组沉积开始就受到了挤压作用，构造的形成与盆地内中浅层烃源岩生烃高峰期在时间上基本同步，长垣两侧凹陷内的油气在背斜圈闭中能够聚集；此外，这一时期的挤压作用对深层封闭性断层也起到激活作用，为深部油气运移提供了通道。因此，大庆长垣形成时间的厘定对油气的运移和成藏研究起到了至关重要的作用。
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