任梦怡，江青春，刘 震，卢朝进

（1.中国石油勘探开发研究院，北京 100083；2.中国石油大学（北京）地球科学学院，北京 102299）

0 引言

层序地层学自20 世纪80 年代进入地层学研究主流以来，被动大陆边缘层序地层学、成因层序地层学及高分辨率层序地层学等理论在全球海相层序地层研究中发挥了举足轻重的作用［1-3］。我国东部陆相断陷盆地规模小，构造活动、物源供给以及沉积充填过程复杂，层序地层构型及控制因素与经典海相层序地层模式具有较大差异。我国学者通过分析陆相盆地沉积-构造背景，建立了“湖侵—湖退体系域”二分方案及以高分辨率层序地层学为基础的多种陆相层序地层划分方案［4-6］；对于陆相断陷盆地可根据断层结构样式［7-8］和裂陷幕期次［9-10］建立经典层序构型模式；考虑到断陷盆地沉降速率的非均一性［11-12］，沉降中心与沉积中心的迁移性［13-14］，朱红涛等［15］提出了陆相盆地特征性层序构型模式。近年来，层序地层形成机制研究方面也逐渐从静态描述向动态分析发展，动力层序地层所提出的盆地演化过程中主驱动力和层序构型的关系分析，也成为层序地层构型研究的发展趋势［16］。

渤海湾盆地南堡凹陷柳赞地区沙河街组三段是该区油气勘探主力层位，但湖盆内部断裂复杂、沉积相带横向变化快且垂向多期叠置，制约了勘探开发工作的顺利进行。近年“构造层序”被广泛应用于柳赞地区层序格架构建，但前人以区域或局部地震不整合面作为三级层序界面识别标志，解释结果的多解性也导致沙三段层序划分未有统一定论［17-19］。此外前人主要聚焦三级层序地层格架，对内部层序构型与不同期次沉积充填过程研究较少，难以满足现阶段储层精细预测等工作的需要。

利用地震、测录井以及岩心资料，结合频谱属性趋势分析（INPEFA—Integrated Prediction Error Filter Analysis）与属性提取技术，将柳赞地区沙三段划分为具有湖侵—湖退体系域结构的5 个三级层序并分析各层序内部的沉积充填特征，重点讨论构造活动作为对断陷盆地形成的主要驱动力是如何控制陆相层序地层的构型演化，以期为储层预测与油气勘探提供地质依据。

1 区域地质背景

柳赞地区位于渤海湾盆地南堡凹陷东北部，构造特征为北陡南缓、西陡东缓的滚动背斜，内部划分为柳东断背斜、柳北断鼻、柳中断块和柳西斜坡带4 个次级构造带，构造面积约70 km2（图1）［20］。柳赞地区东北与南部分别以柏各庄断层与高柳断层为界，西以鞍部与高尚堡构造相连；其中柏各庄断层为北西向铲式断层，工区位于断层下降盘，在沙三段不同沉积期，断层西-中-东段有差异活动的特征；高柳断层为近东西向的铲式断层，工区位于其上升盘，断层在沙三段沉积末期逐渐活动，对柳赞地区地层后期改造具有重要作用［15］。柳赞地区构造演化基本与渤海湾盆地区域幕式构造一致，中生代以来印度洋板块向欧亚板块俯冲控制南堡凹陷3 期幕式构造运动［21-24］：一是裂陷早期，即中生代（侏罗纪—白垩纪末）印度洋板块向欧亚板块的俯冲作用引起拱升裂陷并形成NE—SW 向断陷湖盆雏形。二是裂陷中后期，即始新世以来构造应力场由左旋压扭转变为右旋张扭，南堡凹陷进入主裂陷期；北西向拉张作用控制数千米厚的沙河街组沉积，沉积中心在柳北断鼻与柳东断背斜。至东营组沉积期渤海湾盆地构造应力又变为近南北向走滑作用，柳赞地区沉积与沉降中心由北向南迁移。三是坳陷期，即中新世以来渤海湾盆地进入热沉降过程。

图1 柳赞地区区域位置与构造单元分布图Fig.1 Location of Liuzan area and the distribution of tectonic unit

柳赞地区古近系沙河街组三段（Es3）自下而上可以划分为沙三五亚段至沙三一亚段（Es35—Es31），厚度为800～1 700 m（图2）［25］。目前钻穿沙三段的井主要分布在柳中断块与柳东断背斜，而柳西斜坡带与柳北断鼻的钻井较少且仅钻至Es33亚段。柳赞地区除Es34亚段主要为大面积湖侵形成的细粒沉积物外，其他亚段均发育以含砾砂岩、砂岩等为主的粗碎屑沉积。

图2 柳赞地区沙三段井-震层序格架图（测线位置见图1）Fig.2 Well-seismic sequence framework of Es3 in Liuzan area

2 层序地层格架建立

根据钻测井、岩心以及三维地震资料分析，通过识别典型地震不整合面、测井曲线与岩性特征，并运用频谱属性趋势分析技术，认为沙三段整体为1 个二级层序，内部划分为5 个三级层序（由下向上为SQⅠ—SQⅤ），识别出SB1—SB6 共6 个三级层序界面，进一步细分出相当于四级层序单元的22个高频旋回［参见图2（a）］。

（1）二级层序的识别

南堡凹陷柳赞地区沙三段为1 个二级层序（距今45.5～33.7 Ma），其底界（SB1）在地震剖面上为一组中振幅中连续性的反射界面，界面之下见工区广泛存在的高角度削截反射特征（不整合面分布面积近50%）［参见图2（b）］。同样在顶界（SB6）之下亦可识别出削截或顶超反射特征（不整合面分布面积近40%）［参见图2（c）］。考虑到工区原始伽马曲线（GR）趋势变化不明显，不易于通过GR曲线形态变化识别层序界面，本文运用INPEFA 技术，对原始伽马曲线进行最大熵频谱分析与积分处理，得到有明显趋势变化的曲线，该曲线趋势与拐点可代表湖平面升降变化过程［26］。将全井段作为INPEFA 处理窗口，SB1 与SB6 均为负趋势（曲线数值由下向上逐渐减小）向正趋势（曲线数值由下向上逐渐增大）转变的拐点，即二级层序界面［参见图2（a）］。

（2）三级层序的识别

柳赞地区沙三段在二级层序的基础上进一步划分出5 个三级层序，层序界面（SB1—SB6）在地震剖面上以局部典型上超、下超、顶超或者削截等反射特征为标志（不整合面面积一般小于＜30%）［27］。在电阻率曲线与岩性特征方面，三级层序底界面均表现为电阻率曲线由漏斗型转变为钟型，岩性粒度韵律由反韵律转变为正韵律；顶界面表现为电阻率曲线由钟型转变为漏斗型，岩性粒度韵律由正韵律转变为反韵律［参见图2（a）］。SQⅠ内部主要为代表深湖亚相的强振幅高连续性亚平行地震相，仅在东部识别出反映滨浅湖或小型扇三角洲的小型、弱振幅低连续性充填地震相。SQⅡ底界（SB2）为强振幅高连续性的整合面，但在电测曲线和岩心资料上表现为明显的沉积突变，岩性由灰绿色泥岩-灰色含砾砂岩突变为红褐色泥岩-杂色砂岩，电阻率曲线由漏斗型转变为钟型，SQⅡ层序内部地震相为“双轨式”强振幅高连续性亚平行地震相［参见图2（b）］。SQⅢ底界（SB3）之上可见中振幅中连续性同相轴上超至西部斜坡上，同时SQⅢ顶界（SB4）之下可为局部顶超不整合面，界面之上为局部下超不整合面；SQⅣ顶界（SB5）和SQⅤ顶界（SB6）之下均可见中振幅中连续性同相轴削截于斜坡带［参见图2（c）］。各三级层序以最大湖泛面（MFS）为界分为湖侵体系域与湖退体系域，部分地区的最大湖泛面可通过局部下超面识别，电阻率与伽马曲线由钟型转变为漏斗型，砂泥比由逐渐减小向逐渐增大变化也是最大湖泛面的重要识别标志（参见图2）。

同时，以二级层序顶底界面的起止深度作为分段INPEFA 处理窗口，同样在沙三段内识别出5 个代表三级层序的旋回，将层序界面与电阻率曲线、岩性特征以及地震层序界面相互印证，得到相对可靠的三级层序划分方案。在确定三级层序划分方案的基础上，综合电阻率曲线形态变化并以每一个三级层序作为INPEFA 处理窗口进一步识别出沙三段相当于四级层序单元的高频旋回，高频旋回不同的叠置结构样式与层序内沉积充填特征息息相关［参见图2（a）］。

3 不同沉积类型及其层序结构

南堡凹陷柳赞地区沙三段沉积期基准面多旋回升降运动主要受幕式构造活动控制，同时三级层序界面也多为局部不整合面，导致层序缺少相对稳定的阶段（不易划分低位相对稳定阶段），因此根据湖侵—湖退层序划分方案，将柳赞地区沙三段三级层序地层二分为湖侵体系域与湖退体系域，两类体系域内均发育扇三角洲及近岸水下扇［4］。

3.1 扇三角洲

扇三角洲在沙三段5 个三级层序均有发育，但规模与分布规律有所差异，随相对湖平面频繁升降，湖侵域发育退积型扇三角洲（完整沉积序列为向上变细的正旋回，内部发育有若干个小型反旋回，代表多期扇三角洲），湖退域发育进积型扇三角洲（完整沉积序列为向上变粗的反旋回，内部发育有若干个小型反旋回，代表多期扇三角洲），扇三角洲在顺物源方向的地震剖面上反映为前积或楔形前积地震相［图3（a）］，在垂直物源方向为充填地震相［图3（b）］。

图3 柳赞地区沙三段扇三角洲沉积序列（测线位置参见图1）Fig.3 Sedimentary sequence of fan delta of Es3 in Liuzan area

湖侵域早期（或湖盆边缘），相对湖平面较低，扇三角洲发育完整的三层结构［图3（c）第1 期扇三角洲沉积］。扇三角洲平原分流河道底部见大型板状交错层理粗中砂岩相与定向排列砂质支撑递变砂砾岩相且粒度曲线为典型两段式特征，扇三角洲平原亚相厚度大但分布范围较小，层序结构类型为以低—中等可容纳空间的“上升半旋回模式”，受新一期分流河道冲刷作用影响，沉积旋回多缺少下降半旋回［图3（c）］。向扇三角洲前缘发展，沉积主体粒度明显变细，泥质砂岩与泥岩互层为主要的岩性组合，沉积相主要为小型槽状交错层理粉砂岩相水下分流河道，部分地区还发育河口坝沉积，层序结构类型演变为以上升半旋回为主的非对称层序结构［图3（c）］。

湖侵域后期（或湖盆中部），水体加深，扇三角洲平原逐渐减小，扇三角洲前缘成为沉积主体［图3（c）第2 期扇三角洲沉积］。水下分流河道不断向岸收缩，而河口坝规模逐渐增大，并向湖盆中心推进［图3（c）第3 期扇三角洲沉积］，层序结构类型为“近对称型旋回模式”，代表可容纳空间逐渐变大，物源供给也随之增大，A/S接近于1。湖侵域沉积末期，可容纳空间达到最大，席状砂、河口坝沉积与湖相泥岩间互发育，A/S逐渐增大，层序结构演变为“下降半旋回模式”。

湖退域早期，相对湖平面较高，扇三角洲沉积物粒度较细，发育以细粒薄层深灰色砂岩与深灰色泥岩互层为主且粒度曲线呈三段式特征的席状砂、河口坝与水下分流河道为主，发育有水平层理与平行层理等沉积构造，主要层序结构类型为以代表A/S＞1 的“下降半旋回模式”［图3（d）第1 期扇三角洲沉积］。至湖退域后期，随着湖平面变浅，扇三角洲砂砾岩含量增高，浅水环境的水下分流河道浅灰色大型板状交错层理粗中砂岩为沉积主体，扇三角洲厚度随湖盆变小而减小，层序结构主要为“近对称型旋回模式”［图3（d）第3～4期扇三角洲沉积］。

3.2 近岸水下扇

近岸水下扇主要发育在柳赞地区北部柏各庄断层下降盘，SQⅢ—SQⅣ沉积期形成“下缓上陡”的铲式构造样式，马头营凸起的粗粒碎屑物质沿铲式边界断层直接入湖，形成一系列沿断层面片状分布的近岸水下扇砂岩体。近岸水下扇在顺物源的地震剖面上为楔状杂乱相或楔状前积相，楔状相内部弱连续性的同相轴特征反映快速且不稳定的沉积环境。楔状相前端为中高连续性亚平行相，代表近岸水下扇扇端发育于深水环境，与深湖泥岩交互沉积［图4（a）］。近岸水下扇颗粒支撑砾岩岩性组合为近源沉积，无粒度递变［图4（b）］。岩相上则以灰色杂乱多级颗粒支撑砂砾岩相与暗色泥岩为主，向上砂泥比逐渐减小，发育半深湖亚相泥岩，沉积旋回层序结构表现为“上升半旋回模式”，反映典型深水重力流沉积特征，为湖平面快速上升缓慢下降且物源供给充足时期快速堆积的重力流产物［图4（c）］。

图4 柳赞地区沙三段近岸水下扇沉积序列（测线位置参见图1）Fig.4 Sedimentary sequence of nearshore subaqueous fans of Es3 in Liuzan area

4 层序结构演化

南堡凹陷柳赞地区在SQⅠ—SQⅡ沉积期为裂陷早期，沉积物分布范围和沉积速率均较小，湖盆整体相对平坦且水体较浅（图5）。小型扇三角洲主要发育在临近柏各庄断层北段与东段的湖盆边缘，湖盆中心表现为强振幅低频高连续亚平行地震相的深湖［图5（a），（e）］，四级层序结构从盆缘向湖盆中心，由“上升半旋回模式”演变为“以上升半旋回为主的非对称层序结构”再变化为“近对称型旋回模式”［图5（i）］。

图5 柳赞地区沙三段沉积-层序演化模式（测线位置参见图1）Fig.5 Depositional evolution of Es3 in Liuzan area

SQⅢ在湖盆北部发育大型扇三角洲—近岸水下扇，湖盆东部发育小型扇三角洲，扇三角洲在地震剖面上表现为前积地震相或充填地震相［图5（b）］。在湖侵域早期湖盆北缘近源沉积一系列由上升半旋回构成的近岸水下扇。在物源供给充足的前提下，近岸水下扇之上进一步叠置沉积多期北西—南东向退积—加积型扇三角洲，四级层序也演变为“近对称旋回模式”［图5（i）］。SQⅢ湖退域初期仍主要发育退积型扇三角洲，湖退域晚期主要沉积加积型—进积型扇三角洲，在四级层序特征上均表现为“近对称型旋回模式”，代表高可容纳空间湖平面升降速率与沉积物供给速率接近一致条件下的产物。湖盆东部扇三角洲与西北部扇三角洲相比，其沉积水体较浅，在低可容纳空间条件下，以粗碎屑沉积为主的小型扇三角洲在湖盆中的延伸范围更小［图5（e）］。

SQⅣ沉积期北东—南西向大型扇三角洲自湖盆北部下切沟谷入湖叠置沉积于SQⅢ扇三角洲上，顺物源方向可见大型前积地震相［图5（h）］，同时东部继承性发育多期小型扇三角洲。与SQⅢ扇三角洲沉积相比，该层序扇三角洲具有平原亚相规模小、扇三角洲前缘沉积分布广的特征［图5（f）］。

SQⅤ沉积期盆地东部沉积北东东向大型扇三角洲，近东西向地震剖面见楔形前积地震相［图5（i）］，叠置于早期小型扇三角洲上；北部继承性扇三角洲规模小于SQⅣ北东—南西向扇三角洲。与SQⅢ及SQⅣ相比，SQⅤ在湖盆东部扇三角洲的厚度偏薄且粒度偏粗，湖侵域多以厚层分流河道含砾砂岩为主，仅在湖盆中部扇三角洲前缘水下分流河道与前缘河口坝较发育，短期旋回对称性也逐渐加强［图5（g）］。

综上所述，柳赞地区沙三段SQⅠ—SQⅡ自湖盆边缘小型扇三角洲相至湖盆中心的深湖亚相，层序结构由“上升半旋回”模式演变为“近对称旋回”，而SQⅢ—SQⅤ大型扇三角洲—近岸水下扇沉积体系展布方向发生“北→北东→东”迁移，层序结构由“近对称旋回”的扇三角洲—近岸水下扇沉积体系演化到湖盆内部“以下降半旋回为主”的滨浅湖亚相。

5 层序地层结构及沉积充填的构造响应

断陷盆地层序地层发育主要受盆地构造运动、沉积物供给及气候条件的共同控制［28］。渤海湾盆地沙三段古气候在全盆地基本趋于稳定，干、湿程度的微弱变化不足以引发大规模的沉积差异，而沉积物供给又受到构造活动的控制，因此在这3 种控制因素中，构造运动起着控制层序结构与沉积充填的主导作用。

5.1 幕式构造运动控制三级层序结构演化

根据构造沉降速率与沉积充填特征分析，盆地在沙三段中下部沉积期快速沉降，至沙三段上部—沙二段沉积期沉降速率逐渐减缓；对应的沉积物供给经历早期物源供给不足后期碎屑物质大量注入的过程［27］；在沙三段下部沉积期湖盆构造沉降速率明显大于沉积物供给速率，富含有机质的细粒暗色泥岩与油页岩在全区广泛发育；沙三段中部沉积期构造沉降量与沉积物供给量均逐渐增多，A/S仍大于1，为欠补偿盆地，沉积退积型扇三角洲。沙三段上部，湖盆构造沉降速率明显减缓加上沉积物大量注入，导致A/S小于1，形成过补偿盆地，沉积进积型扇三角洲。

5.2 边界断层差异活动控制沉积充填过程

柳赞地区边界断层不同时期分段差异活动影响物源分配方向和规模。SQⅠ与SQⅡ沉积期柏各庄断层整体活动速率变化不大，至SQⅢ沉积期柏各庄断层西段强烈活动（柏各庄断层西段活动速率为230～375 m/Ma，而东段活动速率为150～200 m/Ma），下降盘沉降明显，大型物源自柏各庄凸起从北部注入湖盆［图5（f）］；在SQⅣ沉积期柏各庄断层中段活动性增强（柏各庄断层中段活动速率为200～300 m/Ma，而西段活动速率已降至150 m/Ma以下），沉积物源注入方向顺时针变化，形成北东向大型扇三角洲［图5（g）］。SQⅤ沉积期高柳断层活动强度增大与柏各庄断层东段（柏各庄断层中东段活动速率为150～200 m/Ma，而西段活动速率仍在150 m/Ma 以下）共同控制柳赞地区东部大型扇三角洲形成［图5（h）］［28］。柳赞地区沙三段边界断层的差异性活动控制该时期大型砂体的展布方向，呈“北→北东→东”顺时针变化，沉积砂体由小型向大型多期叠置砂体转变。边界断层差异性分段活动一是影响着盆内地层沉降程度的变化，进而改变层序格架内的可容纳空间；二是控制着柏各庄-马头营凸起物源注入量与注入方向，从而影响盆地沉积物的供给。

5.3 断阶坡折带与沉积砂体叠置

柳赞地区SQⅢ沉积期的同沉积断层多形成于沙河街组沉积早期，断层倾向北，断层面与物源方向相反，为逆源断阶坡折带（图6）。同沉积断层下盘逐级下降，扩大湖盆可容纳空间，对SQⅢ沉积期的古地貌形态起着重要的控制作用。根据图6 的SQⅢ砂体厚度图可以看出，湖侵域物源自北向湖盆注入且方向与断阶倾向垂直，扇体推进至断阶带，优先沿逆源断层充填在近源地堑中，在物源充足的情况下，逐次充填远源地堑。临近柏各庄断层的断阶坡折带在下降盘一侧形成了较大的可容纳空间，沉积近岸水下扇以及厚度大分布广的加积-退积型扇三角洲，扇体厚度与规模自盆缘向湖盆中心逐渐减小，最终尖灭于柳西斜坡上［29-31］。

SQⅣ沉积期，同沉积断层倾向为南东向，断层倾向与沉积体系的推进方向相同，为顺源断阶坡折带，在远离边界处则发育与柏各庄断层倾向相反的次级断层（图6）。与SQⅢ沉积期不同的是，该时期大型北东物源推进方向与断阶倾向一致，多级断阶使地层向湖盆中心逐级降低，沉降中心由湖盆边缘向湖盆中心迁移，在斜坡带发育多期叠置的扇三角洲。

SQⅤ沉积期，同沉积断层倾向为南东向或南倾，平面上呈叉状分布，断层走向与沉积体系推进方向相同，为顺源叉状断阶坡折带（图6）。该时期发育东部物源与北东物源等2 个大型沉积体系，其中北东物源的沉积体系的控砂模式和SQⅣ相似，而东部叉状断裂的内叉角通常为构造低部位，形成次级沉降中心，东部物源沿主断裂向洼陷推进，在内叉角构造低部位沉积较厚的扇三角洲砂体。

图6 柳赞地区沙三段断阶坡折带特征与沉积充填模式Fig.6 Characteristics of slope break zone and sedimentary filling model of Es3 in Liuzan area

6 结论

（1）南堡凹陷柳赞地区沙三段5 个三级层序内部发育近岸水下扇—扇三角洲沉积体系，层序结构纵向上从湖侵域至湖退域、平面上从湖盆边缘向湖盆中心，存在由“以上升半旋回为主的非对称层序结构（上升半旋回模式）”变为“近对称旋回模式”再演变为“以下降半旋回为主的非对称层序结构（下降半旋回模式）”的演化规律。

（2）构造作用是控制南堡凹陷柳赞地区沙三段层序结构与沉积演化的主要因素。一是通过边界断层差异活动控制可容纳空间的变化，二是通过盆内次级同生断层控制沉积砂体的展布方向、厚度与范围，即控制物源供给变化，而物源供给与可容纳空间共同影响着层序结构的时空耦合。沙三段幕式构造沉降影响层序内沉积砂体的组合类型。边界断层差异活动控制了沙三段沉积砂体的展布方向呈“北→北东→东”顺时针变化，且砂体规模由小型砂岩体向大型且多期叠置砂岩体转变。盆内次级断层通过控制断阶坡折带组合，间接影响层序内沉积单元叠置规律。