任夢怡，江青春，劉 震，盧朝進

（1.中國石油勘探開發(fā)研究院，北京 100083；2.中國石油大學（北京）地球科學學院，北京 102299）

0 引言

層序地層學自20 世紀80 年代進入地層學研究主流以來，被動大陸邊緣層序地層學、成因層序地層學及高分辨率層序地層學等理論在全球海相層序地層研究中發(fā)揮了舉足輕重的作用［1-3］。我國東部陸相斷陷盆地規(guī)模小，構造活動、物源供給以及沉積充填過程復雜，層序地層構型及控制因素與經典海相層序地層模式具有較大差異。我國學者通過分析陸相盆地沉積-構造背景，建立了“湖侵—湖退體系域”二分方案及以高分辨率層序地層學為基礎的多種陸相層序地層劃分方案［4-6］；對于陸相斷陷盆地可根據斷層結構樣式［7-8］和裂陷幕期次［9-10］建立經典層序構型模式；考慮到斷陷盆地沉降速率的非均一性［11-12］，沉降中心與沉積中心的遷移性［13-14］，朱紅濤等［15］提出了陸相盆地特征性層序構型模式。近年來，層序地層形成機制研究方面也逐漸從靜態(tài)描述向動態(tài)分析發(fā)展，動力層序地層所提出的盆地演化過程中主驅動力和層序構型的關系分析，也成為層序地層構型研究的發(fā)展趨勢［16］。

渤海灣盆地南堡凹陷柳贊地區(qū)沙河街組三段是該區(qū)油氣勘探主力層位，但湖盆內部斷裂復雜、沉積相帶橫向變化快且垂向多期疊置，制約了勘探開發(fā)工作的順利進行。近年“構造層序”被廣泛應用于柳贊地區(qū)層序格架構建，但前人以區(qū)域或局部地震不整合面作為三級層序界面識別標志，解釋結果的多解性也導致沙三段層序劃分未有統(tǒng)一定論［17-19］。此外前人主要聚焦三級層序地層格架，對內部層序構型與不同期次沉積充填過程研究較少，難以滿足現階段儲層精細預測等工作的需要。

利用地震、測錄井以及巖心資料，結合頻譜屬性趨勢分析（INPEFA—Integrated Prediction Error Filter Analysis）與屬性提取技術，將柳贊地區(qū)沙三段劃分為具有湖侵—湖退體系域結構的5 個三級層序并分析各層序內部的沉積充填特征，重點討論構造活動作為對斷陷盆地形成的主要驅動力是如何控制陸相層序地層的構型演化，以期為儲層預測與油氣勘探提供地質依據。

1 區(qū)域地質背景

柳贊地區(qū)位于渤海灣盆地南堡凹陷東北部，構造特征為北陡南緩、西陡東緩的滾動背斜，內部劃分為柳東斷背斜、柳北斷鼻、柳中斷塊和柳西斜坡帶4 個次級構造帶，構造面積約70 km2（圖1）［20］。柳贊地區(qū)東北與南部分別以柏各莊斷層與高柳斷層為界，西以鞍部與高尚堡構造相連；其中柏各莊斷層為北西向鏟式斷層，工區(qū)位于斷層下降盤，在沙三段不同沉積期，斷層西-中-東段有差異活動的特征；高柳斷層為近東西向的鏟式斷層，工區(qū)位于其上升盤，斷層在沙三段沉積末期逐漸活動，對柳贊地區(qū)地層后期改造具有重要作用［15］。柳贊地區(qū)構造演化基本與渤海灣盆地區(qū)域幕式構造一致，中生代以來印度洋板塊向歐亞板塊俯沖控制南堡凹陷3 期幕式構造運動［21-24］：一是裂陷早期，即中生代（侏羅紀—白堊紀末）印度洋板塊向歐亞板塊的俯沖作用引起拱升裂陷并形成NE—SW 向斷陷湖盆雛形。二是裂陷中后期，即始新世以來構造應力場由左旋壓扭轉變?yōu)橛倚龔埮?，南堡凹陷進入主裂陷期；北西向拉張作用控制數千米厚的沙河街組沉積，沉積中心在柳北斷鼻與柳東斷背斜。至東營組沉積期渤海灣盆地構造應力又變?yōu)榻媳毕蜃呋饔茫澋貐^(qū)沉積與沉降中心由北向南遷移。三是坳陷期，即中新世以來渤海灣盆地進入熱沉降過程。

圖1 柳贊地區(qū)區(qū)域位置與構造單元分布圖Fig.1 Location of Liuzan area and the distribution of tectonic unit

柳贊地區(qū)古近系沙河街組三段（Es3）自下而上可以劃分為沙三五亞段至沙三一亞段（Es35—Es31），厚度為800～1 700 m（圖2）［25］。目前鉆穿沙三段的井主要分布在柳中斷塊與柳東斷背斜，而柳西斜坡帶與柳北斷鼻的鉆井較少且僅鉆至Es33亞段。柳贊地區(qū)除Es34亞段主要為大面積湖侵形成的細粒沉積物外，其他亞段均發(fā)育以含礫砂巖、砂巖等為主的粗碎屑沉積。

圖2 柳贊地區(qū)沙三段井-震層序格架圖（測線位置見圖1）Fig.2 Well-seismic sequence framework of Es3 in Liuzan area

2 層序地層格架建立

根據鉆測井、巖心以及三維地震資料分析，通過識別典型地震不整合面、測井曲線與巖性特征，并運用頻譜屬性趨勢分析技術，認為沙三段整體為1 個二級層序，內部劃分為5 個三級層序（由下向上為SQⅠ—SQⅤ），識別出SB1—SB6 共6 個三級層序界面，進一步細分出相當于四級層序單元的22個高頻旋回［參見圖2（a）］。

（1）二級層序的識別

南堡凹陷柳贊地區(qū)沙三段為1 個二級層序（距今45.5～33.7 Ma），其底界（SB1）在地震剖面上為一組中振幅中連續(xù)性的反射界面，界面之下見工區(qū)廣泛存在的高角度削截反射特征（不整合面分布面積近50%）［參見圖2（b）］。同樣在頂界（SB6）之下亦可識別出削截或頂超反射特征（不整合面分布面積近40%）［參見圖2（c）］?？紤]到工區(qū)原始伽馬曲線（GR）趨勢變化不明顯，不易于通過GR曲線形態(tài)變化識別層序界面，本文運用INPEFA 技術，對原始伽馬曲線進行最大熵頻譜分析與積分處理，得到有明顯趨勢變化的曲線，該曲線趨勢與拐點可代表湖平面升降變化過程［26］。將全井段作為INPEFA 處理窗口，SB1 與SB6 均為負趨勢（曲線數值由下向上逐漸減?。┫蛘厔荩ㄇ€數值由下向上逐漸增大）轉變的拐點，即二級層序界面［參見圖2（a）］。

（2）三級層序的識別

柳贊地區(qū)沙三段在二級層序的基礎上進一步劃分出5 個三級層序，層序界面（SB1—SB6）在地震剖面上以局部典型上超、下超、頂超或者削截等反射特征為標志（不整合面面積一般小于＜30%）［27］。在電阻率曲線與巖性特征方面，三級層序底界面均表現為電阻率曲線由漏斗型轉變?yōu)殓娦?，巖性粒度韻律由反韻律轉變?yōu)檎嵚?；頂界面表現為電阻率曲線由鐘型轉變?yōu)槁┒沸?，巖性粒度韻律由正韻律轉變?yōu)榉错嵚桑蹍⒁妶D2（a）］。SQⅠ內部主要為代表深湖亞相的強振幅高連續(xù)性亞平行地震相，僅在東部識別出反映濱淺湖或小型扇三角洲的小型、弱振幅低連續(xù)性充填地震相。SQⅡ底界（SB2）為強振幅高連續(xù)性的整合面，但在電測曲線和巖心資料上表現為明顯的沉積突變，巖性由灰綠色泥巖-灰色含礫砂巖突變?yōu)榧t褐色泥巖-雜色砂巖，電阻率曲線由漏斗型轉變?yōu)殓娦?，SQⅡ層序內部地震相為“雙軌式”強振幅高連續(xù)性亞平行地震相［參見圖2（b）］。SQⅢ底界（SB3）之上可見中振幅中連續(xù)性同相軸上超至西部斜坡上，同時SQⅢ頂界（SB4）之下可為局部頂超不整合面，界面之上為局部下超不整合面；SQⅣ頂界（SB5）和SQⅤ頂界（SB6）之下均可見中振幅中連續(xù)性同相軸削截于斜坡帶［參見圖2（c）］。各三級層序以最大湖泛面（MFS）為界分為湖侵體系域與湖退體系域，部分地區(qū)的最大湖泛面可通過局部下超面識別，電阻率與伽馬曲線由鐘型轉變?yōu)槁┒沸?，砂泥比由逐漸減小向逐漸增大變化也是最大湖泛面的重要識別標志（參見圖2）。

同時，以二級層序頂底界面的起止深度作為分段INPEFA 處理窗口，同樣在沙三段內識別出5 個代表三級層序的旋回，將層序界面與電阻率曲線、巖性特征以及地震層序界面相互印證，得到相對可靠的三級層序劃分方案。在確定三級層序劃分方案的基礎上，綜合電阻率曲線形態(tài)變化并以每一個三級層序作為INPEFA 處理窗口進一步識別出沙三段相當于四級層序單元的高頻旋回，高頻旋回不同的疊置結構樣式與層序內沉積充填特征息息相關［參見圖2（a）］。

3 不同沉積類型及其層序結構

南堡凹陷柳贊地區(qū)沙三段沉積期基準面多旋回升降運動主要受幕式構造活動控制，同時三級層序界面也多為局部不整合面，導致層序缺少相對穩(wěn)定的階段（不易劃分低位相對穩(wěn)定階段），因此根據湖侵—湖退層序劃分方案，將柳贊地區(qū)沙三段三級層序地層二分為湖侵體系域與湖退體系域，兩類體系域內均發(fā)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 個三級層序均有發(fā)育，但規(guī)模與分布規(guī)律有所差異，隨相對湖平面頻繁升降，湖侵域發(fā)育退積型扇三角洲（完整沉積序列為向上變細的正旋回，內部發(fā)育有若干個小型反旋回，代表多期扇三角洲），湖退域發(fā)育進積型扇三角洲（完整沉積序列為向上變粗的反旋回，內部發(fā)育有若干個小型反旋回，代表多期扇三角洲），扇三角洲在順物源方向的地震剖面上反映為前積或楔形前積地震相［圖3（a）］，在垂直物源方向為充填地震相［圖3（b）］。

圖3 柳贊地區(qū)沙三段扇三角洲沉積序列（測線位置參見圖1）Fig.3 Sedimentary sequence of fan delta of Es3 in Liuzan area

湖侵域早期（或湖盆邊緣），相對湖平面較低，扇三角洲發(fā)育完整的三層結構［圖3（c）第1 期扇三角洲沉積］。扇三角洲平原分流河道底部見大型板狀交錯層理粗中砂巖相與定向排列砂質支撐遞變砂礫巖相且粒度曲線為典型兩段式特征，扇三角洲平原亞相厚度大但分布范圍較小，層序結構類型為以低—中等可容納空間的“上升半旋回模式”，受新一期分流河道沖刷作用影響，沉積旋回多缺少下降半旋回［圖3（c）］。向扇三角洲前緣發(fā)展，沉積主體粒度明顯變細，泥質砂巖與泥巖互層為主要的巖性組合，沉積相主要為小型槽狀交錯層理粉砂巖相水下分流河道，部分地區(qū)還發(fā)育河口壩沉積，層序結構類型演變?yōu)橐陨仙胄貫橹鞯姆菍ΨQ層序結構［圖3（c）］。

湖侵域后期（或湖盆中部），水體加深，扇三角洲平原逐漸減小，扇三角洲前緣成為沉積主體［圖3（c）第2 期扇三角洲沉積］。水下分流河道不斷向岸收縮，而河口壩規(guī)模逐漸增大，并向湖盆中心推進［圖3（c）第3 期扇三角洲沉積］，層序結構類型為“近對稱型旋回模式”，代表可容納空間逐漸變大，物源供給也隨之增大，A/S接近于1。湖侵域沉積末期，可容納空間達到最大，席狀砂、河口壩沉積與湖相泥巖間互發(fā)育，A/S逐漸增大，層序結構演變?yōu)椤跋陆蛋胄啬Ｊ健薄?/p>

湖退域早期，相對湖平面較高，扇三角洲沉積物粒度較細，發(fā)育以細粒薄層深灰色砂巖與深灰色泥巖互層為主且粒度曲線呈三段式特征的席狀砂、河口壩與水下分流河道為主，發(fā)育有水平層理與平行層理等沉積構造，主要層序結構類型為以代表A/S＞1 的“下降半旋回模式”［圖3（d）第1 期扇三角洲沉積］。至湖退域后期，隨著湖平面變淺，扇三角洲砂礫巖含量增高，淺水環(huán)境的水下分流河道淺灰色大型板狀交錯層理粗中砂巖為沉積主體，扇三角洲厚度隨湖盆變小而減小，層序結構主要為“近對稱型旋回模式”［圖3（d）第3～4期扇三角洲沉積］。

3.2 近岸水下扇

近岸水下扇主要發(fā)育在柳贊地區(qū)北部柏各莊斷層下降盤，SQⅢ—SQⅣ沉積期形成“下緩上陡”的鏟式構造樣式，馬頭營凸起的粗粒碎屑物質沿鏟式邊界斷層直接入湖，形成一系列沿斷層面片狀分布的近岸水下扇砂巖體。近岸水下扇在順物源的地震剖面上為楔狀雜亂相或楔狀前積相，楔狀相內部弱連續(xù)性的同相軸特征反映快速且不穩(wěn)定的沉積環(huán)境。楔狀相前端為中高連續(xù)性亞平行相，代表近岸水下扇扇端發(fā)育于深水環(huán)境，與深湖泥巖交互沉積［圖4（a）］。近岸水下扇顆粒支撐礫巖巖性組合為近源沉積，無粒度遞變［圖4（b）］。巖相上則以灰色雜亂多級顆粒支撐砂礫巖相與暗色泥巖為主，向上砂泥比逐漸減小，發(fā)育半深湖亞相泥巖，沉積旋回層序結構表現為“上升半旋回模式”，反映典型深水重力流沉積特征，為湖平面快速上升緩慢下降且物源供給充足時期快速堆積的重力流產物［圖4（c）］。

圖4 柳贊地區(qū)沙三段近岸水下扇沉積序列（測線位置參見圖1）Fig.4 Sedimentary sequence of nearshore subaqueous fans of Es3 in Liuzan area

4 層序結構演化

南堡凹陷柳贊地區(qū)在SQⅠ—SQⅡ沉積期為裂陷早期，沉積物分布范圍和沉積速率均較小，湖盆整體相對平坦且水體較淺（圖5）。小型扇三角洲主要發(fā)育在臨近柏各莊斷層北段與東段的湖盆邊緣，湖盆中心表現為強振幅低頻高連續(xù)亞平行地震相的深湖［圖5（a），（e）］，四級層序結構從盆緣向湖盆中心，由“上升半旋回模式”演變?yōu)椤耙陨仙胄貫橹鞯姆菍ΨQ層序結構”再變化為“近對稱型旋回模式”［圖5（i）］。

圖5 柳贊地區(qū)沙三段沉積-層序演化模式（測線位置參見圖1）Fig.5 Depositional evolution of Es3 in Liuzan area

SQⅢ在湖盆北部發(fā)育大型扇三角洲—近岸水下扇，湖盆東部發(fā)育小型扇三角洲，扇三角洲在地震剖面上表現為前積地震相或充填地震相［圖5（b）］。在湖侵域早期湖盆北緣近源沉積一系列由上升半旋回構成的近岸水下扇。在物源供給充足的前提下，近岸水下扇之上進一步疊置沉積多期北西—南東向退積—加積型扇三角洲，四級層序也演變?yōu)椤敖鼘ΨQ旋回模式”［圖5（i）］。SQⅢ湖退域初期仍主要發(fā)育退積型扇三角洲，湖退域晚期主要沉積加積型—進積型扇三角洲，在四級層序特征上均表現為“近對稱型旋回模式”，代表高可容納空間湖平面升降速率與沉積物供給速率接近一致條件下的產物。湖盆東部扇三角洲與西北部扇三角洲相比，其沉積水體較淺，在低可容納空間條件下，以粗碎屑沉積為主的小型扇三角洲在湖盆中的延伸范圍更小［圖5（e）］。

SQⅣ沉積期北東—南西向大型扇三角洲自湖盆北部下切溝谷入湖疊置沉積于SQⅢ扇三角洲上，順物源方向可見大型前積地震相［圖5（h）］，同時東部繼承性發(fā)育多期小型扇三角洲。與SQⅢ扇三角洲沉積相比，該層序扇三角洲具有平原亞相規(guī)模小、扇三角洲前緣沉積分布廣的特征［圖5（f）］。

SQⅤ沉積期盆地東部沉積北東東向大型扇三角洲，近東西向地震剖面見楔形前積地震相［圖5（i）］，疊置于早期小型扇三角洲上；北部繼承性扇三角洲規(guī)模小于SQⅣ北東—南西向扇三角洲。與SQⅢ及SQⅣ相比，SQⅤ在湖盆東部扇三角洲的厚度偏薄且粒度偏粗，湖侵域多以厚層分流河道含礫砂巖為主，僅在湖盆中部扇三角洲前緣水下分流河道與前緣河口壩較發(fā)育，短期旋回對稱性也逐漸加強［圖5（g）］。

綜上所述，柳贊地區(qū)沙三段SQⅠ—SQⅡ自湖盆邊緣小型扇三角洲相至湖盆中心的深湖亞相，層序結構由“上升半旋回”模式演變?yōu)椤敖鼘ΨQ旋回”，而SQⅢ—SQⅤ大型扇三角洲—近岸水下扇沉積體系展布方向發(fā)生“北→北東→東”遷移，層序結構由“近對稱旋回”的扇三角洲—近岸水下扇沉積體系演化到湖盆內部“以下降半旋回為主”的濱淺湖亞相。

5 層序地層結構及沉積充填的構造響應

斷陷盆地層序地層發(fā)育主要受盆地構造運動、沉積物供給及氣候條件的共同控制［28］。渤海灣盆地沙三段古氣候在全盆地基本趨于穩(wěn)定，干、濕程度的微弱變化不足以引發(fā)大規(guī)模的沉積差異，而沉積物供給又受到構造活動的控制，因此在這3 種控制因素中，構造運動起著控制層序結構與沉積充填的主導作用。

5.1 幕式構造運動控制三級層序結構演化

根據構造沉降速率與沉積充填特征分析，盆地在沙三段中下部沉積期快速沉降，至沙三段上部—沙二段沉積期沉降速率逐漸減緩；對應的沉積物供給經歷早期物源供給不足后期碎屑物質大量注入的過程［27］；在沙三段下部沉積期湖盆構造沉降速率明顯大于沉積物供給速率，富含有機質的細粒暗色泥巖與油頁巖在全區(qū)廣泛發(fā)育；沙三段中部沉積期構造沉降量與沉積物供給量均逐漸增多，A/S仍大于1，為欠補償盆地，沉積退積型扇三角洲。沙三段上部，湖盆構造沉降速率明顯減緩加上沉積物大量注入，導致A/S小于1，形成過補償盆地，沉積進積型扇三角洲。

5.2 邊界斷層差異活動控制沉積充填過程

柳贊地區(qū)邊界斷層不同時期分段差異活動影響物源分配方向和規(guī)模。SQⅠ與SQⅡ沉積期柏各莊斷層整體活動速率變化不大，至SQⅢ沉積期柏各莊斷層西段強烈活動（柏各莊斷層西段活動速率為230～375 m/Ma，而東段活動速率為150～200 m/Ma），下降盤沉降明顯，大型物源自柏各莊凸起從北部注入湖盆［圖5（f）］；在SQⅣ沉積期柏各莊斷層中段活動性增強（柏各莊斷層中段活動速率為200～300 m/Ma，而西段活動速率已降至150 m/Ma以下），沉積物源注入方向順時針變化，形成北東向大型扇三角洲［圖5（g）］。SQⅤ沉積期高柳斷層活動強度增大與柏各莊斷層東段（柏各莊斷層中東段活動速率為150～200 m/Ma，而西段活動速率仍在150 m/Ma 以下）共同控制柳贊地區(qū)東部大型扇三角洲形成［圖5（h）］［28］。柳贊地區(qū)沙三段邊界斷層的差異性活動控制該時期大型砂體的展布方向，呈“北→北東→東”順時針變化，沉積砂體由小型向大型多期疊置砂體轉變。邊界斷層差異性分段活動一是影響著盆內地層沉降程度的變化，進而改變層序格架內的可容納空間；二是控制著柏各莊-馬頭營凸起物源注入量與注入方向，從而影響盆地沉積物的供給。

5.3 斷階坡折帶與沉積砂體疊置

柳贊地區(qū)SQⅢ沉積期的同沉積斷層多形成于沙河街組沉積早期，斷層傾向北，斷層面與物源方向相反，為逆源斷階坡折帶（圖6）。同沉積斷層下盤逐級下降，擴大湖盆可容納空間，對SQⅢ沉積期的古地貌形態(tài)起著重要的控制作用。根據圖6 的SQⅢ砂體厚度圖可以看出，湖侵域物源自北向湖盆注入且方向與斷階傾向垂直，扇體推進至斷階帶，優(yōu)先沿逆源斷層充填在近源地塹中，在物源充足的情況下，逐次充填遠源地塹。臨近柏各莊斷層的斷階坡折帶在下降盤一側形成了較大的可容納空間，沉積近岸水下扇以及厚度大分布廣的加積-退積型扇三角洲，扇體厚度與規(guī)模自盆緣向湖盆中心逐漸減小，最終尖滅于柳西斜坡上［29-31］。

SQⅣ沉積期，同沉積斷層傾向為南東向，斷層傾向與沉積體系的推進方向相同，為順源斷階坡折帶，在遠離邊界處則發(fā)育與柏各莊斷層傾向相反的次級斷層（圖6）。與SQⅢ沉積期不同的是，該時期大型北東物源推進方向與斷階傾向一致，多級斷階使地層向湖盆中心逐級降低，沉降中心由湖盆邊緣向湖盆中心遷移，在斜坡帶發(fā)育多期疊置的扇三角洲。

SQⅤ沉積期，同沉積斷層傾向為南東向或南傾，平面上呈叉狀分布，斷層走向與沉積體系推進方向相同，為順源叉狀斷階坡折帶（圖6）。該時期發(fā)育東部物源與北東物源等2 個大型沉積體系，其中北東物源的沉積體系的控砂模式和SQⅣ相似，而東部叉狀斷裂的內叉角通常為構造低部位，形成次級沉降中心，東部物源沿主斷裂向洼陷推進，在內叉角構造低部位沉積較厚的扇三角洲砂體。

圖6 柳贊地區(qū)沙三段斷階坡折帶特征與沉積充填模式Fig.6 Characteristics of slope break zone and sedimentary filling model of Es3 in Liuzan area

6 結論

（1）南堡凹陷柳贊地區(qū)沙三段5 個三級層序內部發(fā)育近岸水下扇—扇三角洲沉積體系，層序結構縱向上從湖侵域至湖退域、平面上從湖盆邊緣向湖盆中心，存在由“以上升半旋回為主的非對稱層序結構（上升半旋回模式）”變?yōu)椤敖鼘ΨQ旋回模式”再演變?yōu)椤耙韵陆蛋胄貫橹鞯姆菍ΨQ層序結構（下降半旋回模式）”的演化規(guī)律。

（2）構造作用是控制南堡凹陷柳贊地區(qū)沙三段層序結構與沉積演化的主要因素。一是通過邊界斷層差異活動控制可容納空間的變化，二是通過盆內次級同生斷層控制沉積砂體的展布方向、厚度與范圍，即控制物源供給變化，而物源供給與可容納空間共同影響著層序結構的時空耦合。沙三段幕式構造沉降影響層序內沉積砂體的組合類型。邊界斷層差異活動控制了沙三段沉積砂體的展布方向呈“北→北東→東”順時針變化，且砂體規(guī)模由小型砂巖體向大型且多期疊置砂巖體轉變。盆內次級斷層通過控制斷階坡折帶組合，間接影響層序內沉積單元疊置規(guī)律。