马正武，官大勇，王启明，刘尧均，李晓辉

（中海石油（中国）有限公司天津分公司渤海石油研究院，天津 300459）

0 引言

辽中凹陷面积约为4 300 km2，整体呈近北东—南西走向带状分布，东部为陡坡断裂坡折带与辽东凸起相接，西部为同沉积缓坡向辽西凸起过渡。在“晚期成藏”理论的指导下，本区的油气勘探一直以辽西凸起上的构造圈闭为主要研究对象，相继发现了绥中36-1、旅大4-2，旅大5-2 等一大批新近系大中型油气田群。随着勘探的深入，研究区亟需开拓新的勘探层系，为油气的增储上产提供保障。西斜坡一直被认为是油气运移的重要通道，因缺乏大的构造圈闭并未引起重视。在斜坡区各类坡折带较为发育，具备寻找湖底扇岩性圈闭的先天条件。湖底扇作为深水重力流沉积的一种类型，这一概念最早是由海底扇引申出来的，借鉴了Walker 的海底扇沉积模式［1］，泛指三角洲前缘尚未完全固结的碎屑沉积物，在一定的触发机制下，沉积物在重力作用下以重力流（滑塌、碎屑流、浊流等）的方式搬运到湖泊深水区而形成的扇形碎屑岩体［2-3］。得益于优良的储集物性，湖底扇是理想的油气勘探目标。针对湖底扇岩性体的研究工作一直是勘探热点［4-6］。国内的众多学者从沉积类型、发育背景、地震响应、储层描述等方面对湖底扇展开研究，湖底扇的研究方法日趋成熟［7-9］。在渤海海域，对湖底扇的研究工作开展的也比较早。前期学者系统梳理总结了渤海古近系湖底扇成因类型、形成机制，指出了断陷盆地不同类型坡折带对相应沉积体系的控制作用［10-14］，将渤海海域的湖底扇研究推向了新高潮。

当前针对辽中凹陷东营组东三段湖底扇砂体勘探取得了一定的成果，但在湖底扇的沉积特征、分类、控制因素方面仍存在一些争议，制约了下一步的勘探进程。综合分析岩心及岩石学特征、测井响应、地震响应等，对辽中凹陷东三段湖底扇的沉积特征，发育控制因素及沉积展布特征进行了研究，以期对该区下一步的勘探工作提供依据。

1 地质背景

辽东湾坳陷位于渤海海域东北部，属于下辽河坳陷的海域部分，为渤海湾盆地的一个次级单元［15］，面积约2.6×104km2，整体呈NE 走向，其形成明显受郯庐断裂带控制，可划分为“三凹三凸”共6个次级构造单元，分别为辽西凹陷、辽西南凸起、辽西凸起、辽中凹陷、辽东凸起和辽东凹陷，各构造单元均呈北东—南西向展布且近似相互平行，形成凸凹相间的构造格局（图1a）［16］。

辽中凹陷表现为东断西超，是典型的半地堑箕状断陷，是辽东湾坳陷重要的富生烃凹陷，可以进一步划分为北、中、南等3 个洼陷［17］。辽中南洼位于辽中凹陷最南部，受郯庐断裂的走滑与转型、地幔上涌产生的水平拉张、太平洋板块的俯冲强度与方向改变等诸多因素的影响与控制，其新生代盆地演化具有走滑与拉伸并存的多动力源区域地质背景［18］，其中古近纪构造演化可划分为3 个阶段：①古新世—始新世中期的伸展裂陷阶段（裂陷Ⅰ幕，38～65 Ma），此期间扬子板块受菲律宾板块作用向北运动，郯庐断裂左旋走滑；②始新世晚期—渐新世早期的裂后热沉降拗陷阶段（32.8～38.0 Ma），此期间太平洋板块俯冲由北北西转为北西西，日本群岛裂离，印度板块向欧亚板块碰撞，郯庐断裂右旋走滑；③渐新世东营期的走滑拉分再次裂陷阶段（裂陷Ⅱ幕，24.6～32.8 Ma），此期间右旋走滑拉分伴随幔隆和上、下地壳的非均匀不连续伸展［19-20］。辽中南洼基底为太古宇变质岩、花岗岩，古生界碳酸盐岩和中生界火成岩。古近系包括沙河街组和东营组，其中沙河街组自下而上依次为沙四段（Es4）、沙三段（Es3）、沙二段（Es2）和沙一段（Es1），发育湖相、扇三角洲、辫状河三角洲和滩坝等沉积类型；东营组自下而上依次为东三段（Ed3）、东二段（Ed2，分为东二下亚段和东二上亚段）和东一段（Ed1），以湖相、扇三角洲、辫状河三角洲、曲流河三角洲、湖底扇等沉积为主（图1b）。本次研究的主要层位是东三段（Ed3），沉积厚度约为800 m，研究工区面积约为400 km2，发育有A，B，C 共3 个构造，有10 口探井钻遇东三段地层（图1a）。根据辽中凹陷西斜坡构造演化特征及沉积充填特征，研究区东三段划分为一个三级层序，湖平面经历了一个从上升到下降的完整沉积旋回，整体上可分为早期—低位体系域、中期—湖侵体系域、晚期—高位体系域（图1b）。

图1 辽中凹陷区域构造位置（a）和地层综合柱状图（b）Fig.1 Regional tectonic location（a）and comprehensive stratigraphic column（b）of Liaozhong Sag

2 湖底扇沉积特征

2.1 岩石学特征

辽中凹陷古近系东三段储层主要为砂岩，通过对4 口取心井岩心观察及41 块砂岩岩心薄片鉴定资料统计，研究区东三段的砂岩粒径主要为0.1～1.0 mm，最大粒径可达1.0～5.0 mm。岩石类型主要为碎屑岩，包括含砾砂岩、砂岩、粉砂岩和泥岩，主要为砂岩，岩性以岩屑长石砂岩为主，长石岩屑砂岩次之，石英体积分数为21%～38%，长石体积分数为32%～48%（钾长石占优势，斜长石含量相对较低），岩屑体积分数为15%～43%，其中，岩块组合以岩浆岩和变质岩岩块为主。分选中等—好；磨圆度较差，以棱角—次棱为主；颗粒支撑类型主要为颗粒支撑，颗粒间接触关系以线接触为主；胶结类型主要是接触型。综上分析，研究区东三段砂岩的成分成熟度中等，结构成熟度较高。

2.2 沉积构造特征

沉积构造是指沉积岩的各组分在空间上的分布和排列方式所表现出的总体特征，是沉积物沉积时或沉积之后，因物理作用、化学作用及生物作用而形成的。通过研究沉积构造，可以快速判断沉积环境及沉积相。岩心观察表明，研究区东三段可以识别出水平层理、泥砾、泥岩撕裂屑、滑塌变形构造、突变面、变形层理等多种沉积构造（图2），表现出典型的水下重力流沉积特点，具有明显滑塌、二次搬运的特征。

图2 辽中凹陷东三段湖底扇岩心特征（a）水平层理，B2 井，3 229.54～3 229.58 m；（b）泥砾，B2 井，3 229.86～3 229.96 m；（c）泥岩撕裂屑，B2 井，3 230.72～3 231.22 m；（d）滑塌变形构造，B1 井，3 392 m；（e）突变面，A1 井，2 811.20 m；（f）泥岩撕裂屑，B2 井，3 147.5 m；（g）变形层理，B2 井，3 226.52～3 226.65 mFig.2 Core characteristics of sublacustrine fans of Ed3in Liaozhong Sag

2.3 测井响应特征

不同的沉积体系类型在测井资料中会表现出不同的特征，因此可以通过岩心观察与测井曲线的精细标定，建立岩-电对应关系，并在此基础上，根据10 口已钻井的测井资料对非取心井段进行沉积相研究［21］。湖底扇内扇亚相受控于较强水动力沉积环境，岩性以厚层砂岩夹薄层泥岩为主，自然伽马与电阻率曲线表现为微齿化的箱形、钟形和指形，齿化程度反映了沉积时的水动力强度。湖底扇在纵向一般是多期叠置的，测井曲线上多表现为多个齿化箱形叠加组合。中扇亚相岩性为厚层砂岩夹灰色泥岩，测井曲线多表现为中低幅钟形、齿形、指形、漏斗形及其组合。外扇亚相沉积时水动力明显减弱，砂体沉积厚度较薄，测井曲线常以指形、齿形低幅齿化漏斗形及其组合为主（图3）。

图3 辽中凹陷东三段湖底扇沉积测井相特征Fig.3 Logging facies characteristics of sublacustrine fans of Ed3in Liaozhong Sag

2.4 地震响应特征

研究区的湖底扇在垂向上具有多期叠置的特点，单砂体厚度一般为5～20 m，最厚可达31.2 m。湖底扇在研究区A，B，C 等3 个构造内均有发育，但在不同地区地震反射特征各不相同。A 构造在地震剖面上可识别出4 期湖底扇，地震反射特征为中低频，中—好连续性、强振幅，整体具有一定的强反射结构，与湖相泥岩的弱振幅空白反射存在明显差异，向高部位减薄尖灭。B 构造在地震上可识别出①，②，③，④共4 期湖底扇，①和②期湖底扇地震反射特征表现为短轴、中频、连续强振幅反射特点；③和④期湖底扇具有丘状外形结构，内部为中弱振幅或顶部强振幅反射，从中间向两侧逐渐变薄直至尖灭。C 构造在地震上可识别出纵向叠置的3 期湖底扇，①和②期展布面积较小，地震相表现为丘形结构，内部为中强振幅反射；③期湖底扇具有“蠕虫状”反射结构，内部为杂乱反射（图4）。

图4 辽中凹陷东三段湖底扇沉积井-震特征Fig.4 Drilling-seismic characteristics of sublacustrine fans of Ed3in Liaozhong Sag

2.5 沉积相类型及特征

通过综合分析各类沉积相特征，依据岩心观察、录井资料、测井资料，结合地震相研究及辽中凹陷西斜坡区域构造演化分析，认为研究区在东三段沉积时期发育有多期湖底扇沉积体系，可进一步划分为内扇、中扇和外扇3 个沉积亚相及若干沉积微相（表1）。从内扇到外扇，水动力强度逐步减弱，沉积物的粒度逐步变细。

2.5.1 内扇亚相

内扇亚相主要发育在湖底扇根部，以重力碎屑流沉积为主，沉积物粒度较粗，岩性主要为厚层中—细砂岩和含砾砂岩，砾石直径最大可达5 mm，颗粒支撑，分选较差，磨圆度较差，以棱角—次棱为主，表明沉积物快速堆积的特点。在底部发育冲刷面，平行层理及滑塌变形构造，可见到泥岩撕裂屑，向上沉积物粒度逐渐变细，为正递变粒序（参见图2a）。测井曲线表现为顶底突变的齿化箱形（图3）。内扇亚相可进一步划分为主水道和主水道堤2 种微相（表1）。

表1 辽中凹陷东三段湖底扇沉积微相类型及特征Table 1 Sedimentary microfacies types and characteristics of sublacustrine fans of Ed3in Liaozhong Sag

2.5.2 中扇亚相

中扇亚相主要发育辫状水道，受控于水动力强度减弱，沉积物粒度相比内扇亚相的主水道沉积变细。岩性主要为不等厚互层的厚层细砂岩、含砾砂岩与灰色泥岩，分选磨圆较好，垂向上表现为多期正韵律叠置构成的、由粗变细的正旋回，反映重力流沉积特点，旋回底部与下伏泥岩间可见冲刷面，局部可见交错层理及泥岩撕裂屑。测井曲线多呈齿化状钟形或箱形，中高幅。地震相表现为“蠕虫状”反射结构，内部特征为杂乱反射（图3、图4）。中扇亚相可进一步划分为辫状水道和辫状水道间2种微相（表1）。

2.5.3 外扇亚相

外扇亚相位于湖底扇的最前端，向盆地方向过渡为深湖—半深湖泥岩沉积，水体环境稳定，水动力强度很弱，多以细粒沉积为主。岩性主要为厚层泥岩夹薄层粉砂岩，偶见细砂岩，常见炭屑；发育水平层理、变形层理等沉积构造；在纵向上发育不完整的鲍马序列，为BCD 或CDE。测井曲线多表现为高幅度单一指形或细齿形。在地震剖面上多表现为明显的平行反射特征（图3、图4、表1）。

3 湖底扇发育控制因素及沉积展布特征

3.1 湖底扇发育控制因素

湖底扇属于一种事件性沉积，其形成需要具备一些特定的地质条件。综合分析辽中凹陷古近系东三段构造发育特征、区域沉积特征，认为该区内湖底扇的发育主要受控于物源供给、古地貌以及坡折带。

3.1.1 物源供给

充足的物源供给是形成湖底扇的先决条件，研究区湖底扇的发育受控于远源三角洲。东营组沉积时期，渤海海域逐步成为渤海湾盆地的沉积沉降中心。通过对辽西凸起的形成与演化［22］及古地貌进行分析，东三段沉积时期，辽西凸起北段主干断层活动减弱，此时已经没入水下接受沉积；辽西凸起南段主干断层的活动依旧活跃，只有部分凸起没入水下。辽西凸起主要表现为“链状岛”式构造样式，凸起只有部分高点露出水面，这也意味着凸起剥蚀区提供的物源有限，斜坡沉积主要依靠盆外的燕山褶皱带提供远源沉积。“岛与岛”之间的输砂通道控制了三角洲进入斜坡区的沉积位置，进而控制了湖底扇的发育位置（图5）。

图5 辽中凹陷西斜坡典型古沟谷特征（剖面位置见图1）Fig.5 Characteristics of typical paleo-ravine in the western slope of Liaozhong Sag

3.1.2 古地貌

古地貌的样式反映了外源三角洲沉积体系的发育规模及沉积位置，能够影响湖底扇的沉积过程及展布形态，是湖底扇发育的主控因素之一。结合东三段古地貌图及地震资料，辽西凸起发育有3 个大型沟谷，其中沟谷1、沟谷2 对应着B，C 等2 个构造区，沟谷3 对应着A 构造区（图6）。物源砂体通过沟谷进入斜坡区，随着水体变深，水动力减弱，沉积物发生卸载进而形成湖底扇。

图6 辽中凹陷东三段古地貌图Fig.6 Paleogeomorphic map of Ed3in Liaozhong Sag

3.1.3 坡折带

坡折带是斜坡上地形坡度突然发生变化的地带，坡度变化就会引起地层厚度的变化，可以通过地震剖面进行识别。坡折带对沉积体系的控制机理主要有3 个方面：①构造差异活动形成的构造坡折带控制着沉降剖面的斜率，从而影响水动力的大小及方向，进而控制沉积物的供给速率及粒度粗细等；②坡折带坡度的大小差异反映了物源区地势的高低及沉积物性质，决定了物源与沉积区势能的大小，进而控制了沉积物的供给量和沉积体系展布；③坡折带坡降可以产生可容纳空间，提供沉积物发生卸载的场所［23-24］。

根据发育位置及成因机制的不同，研究区可以识别出2 种类型的坡折带：断裂坡折带和沉积坡折带（图7）。

图7 辽中凹陷东三段坡折带分类Fig.7 Classification of slope break zone of Ed3in Liaozhong Sag

（1）断裂坡折带

断裂坡折带是指由同沉积构造长期活动引起的斜坡厚度发生突变的地带，断裂构造的持续活动是形成该坡折带的主要原因，对盆地充填的可容纳空间和沉积作用产生了重要影响［25-26］。研究区的断裂坡折带主要发育在B，C 构造区，坡折带走向为NEE 向。根据坡折带倾向与物源方向，可划分为顺向断裂坡折带和反向断裂坡折带。

顺向断裂坡折带是指断裂的倾向与物源方向一致，断层下降盘厚度明显大于上升盘，这表明顺向断裂坡折带提供了较大的可容空间，有利于沉积物的卸载。坡折带的坡度为20°～30°，断层的生长指数为1.2～2.6。

反向断裂坡折带是指断裂的倾向与物源方向相反，坡折带阻挡了沉积物的搬运和沉积，沉积物只能进行侧向迁移，起到了“限流阻砂”的作用，受断层活动影响，下降盘的厚度大于上升盘。坡折带的坡度为15°～22°，断层的生长指数为1.1～2.0。

（2）沉积坡折带

沉积坡折带通常是指在斜坡的不同位置由于沉积速率不同造成地形坡度发生变化或大规模的物源供给造成地层加厚而形成的一类坡折带。坡折带坡度较小，一般为3°～5°。研究区广泛发育沉积坡折带（参见图6），提供了可容纳空间且坡度的变化直接影响到沉积物的沉积速率及沉积类型，对湖底扇的展布具有重要的控制作用［27-28］。

3.2 沉积展布特征

东三段沉积早期（图8a），湖平面较低，提供的可容纳空间有限，辽西凸起物源出露面积大，南宽北窄，呈北东向条带状展布，来自西部的盆外辫状河三角洲受到遮挡难以进入辽中凹陷，斜坡带和洼陷区大部分地区处于饥饿状态，主要发育湖相沉积。仅在B，C 构造所处的斜坡区发育辫状河三角洲沉积，三角洲沉积体发生滑塌，进而在坡脚发育湖底扇沉积。C 构造发育反向断裂坡折带，滑塌沉积物在此处受到反向断裂遮挡，发育1 期湖底扇沉积，呈北东向展布，与坡折带走向大致相同。B 构造受顺向断裂的影响发育2 期湖底扇沉积，呈南北向展布，与断裂坡折带走向近于垂直。此外在B，C 构造之间还发育1期湖底扇沉积，呈朵叶状分布。

东三段沉积中期（图8b），湖平面逐渐上升，可容纳空间变大，研究区辽西凸起的主干断层活动减弱，凸起整体沉入水下，西部盆外物源形成的大型辫状河三角洲可通过凸起之上的古沟谷进入斜坡带，自南向北大规模的发育了3 支面积较大的三角洲沉积朵叶体。其中南部和北部三角洲面积较大，中部面积较小。沉积物供给充足，有利于湖底扇沉积的发育。在C 构造发育有1期湖底扇，在B 构造发育有3 期湖底扇，受控于断裂坡折带和沉积坡折带的继承性活动，湖底扇的展布规律相比东三段早期变化不大，且与早期的湖底扇垂向叠合性较好。通过已钻井可知，北部A 构造区发育6 期湖底扇沉积，展布面积较大，呈北东向条带状分布，与沉积坡折带走向大致相同，垂向叠合性较好。

东三段沉积晚期（图8c），湖平面进一步升高，西部的盆外物源供给持续增强，受古地貌影响，研究区北部发育一支大型辫状河三角洲朵叶体沉积，越过沉积坡折带，直至凹陷中央完成沉积物的卸载，这种情况不利于发育湖底扇沉积。因此，A 构造区并未形成湖底扇沉积。在研究区中部，三角洲供给相对较弱，通过地震相分析认为在沉积坡折带下发育了9 期湖底扇砂体，规模大，但叠合性差，整体呈北东向分布，与沉积坡折带走向相同。B 构造区受控于古地貌，仅发育湖相泥岩沉积。研究区南部的C 构造发育2 期湖底扇沉积，展布特征相较之前变化不大，只是湖底扇面积变大，垂向叠合性较好。

4 结论

（1）辽中凹陷古近系东三段主要发育湖底扇沉积体系，可进一步划分为内扇、中扇和外扇等3 个沉积亚相及主水道、辫状水道等若干微相。

（2）辽中凹陷古近系东三段湖底扇沉积特征受物源供给、古地貌及坡折带分布的影响。其中远源的三角洲是湖底扇的发育先决条件；古地貌提供了可容纳空间，控制了湖底扇的发育位置及规模；坡折带控制沉积物的沉积速率及湖底扇的调节与再分配。

（3）辽中凹陷古近系东三段划分为早中晚3期，东三段沉积早期仅在B，C 构造区发育有3 期湖底扇沉积；东三段沉积中期辫状河三角洲体系发育，大规模发育湖底扇沉积；东三段沉积晚期，仅在研究区中部和B 构造区发育湖底扇沉积，B 构造区湖底扇展布面积大，砂体厚度大，储层物性好，垂向叠合性好，是有利的勘探目标。