劉藝萌，張藜，黃曉波，鄭敬貴，徐偉

中海石油（中國(guó)）有限公司天津分公司，天津 300459

0 引言

湖底扇是陸相湖盆三角洲前緣或者濱岸淺水區(qū)尚未完全固結(jié)的碎屑沉積物，受一定因素觸發(fā)，由重力流沉積所搬運(yùn)的沉積物在湖底堆積形成的沉積體，是包含多種成因類(lèi)型重力流的籠統(tǒng)概念[1-2]，湖底扇鉆前富砂性預(yù)測(cè)一直是湖底扇巖性圈閉勘探長(zhǎng)期面臨的難題。自Kuenen和Migliorini[3]在1950年聯(lián)名發(fā)表的“濁流是遞變層理的成因”一文建立重力流理論以來(lái)，重力流理論體系經(jīng)歷了多個(gè)階段的發(fā)展[4-11]，其中Shanmugam[12-14]在繼承Middleton[4]重力流支撐機(jī)制和Lowe[5-6]重力流流變學(xué)分類(lèi)的基礎(chǔ)上，根據(jù)碎屑流在搬運(yùn)過(guò)程中的演化規(guī)律提出并建立砂質(zhì)碎屑流概念，將碎屑流研究從高密度濁流研究中剝離出來(lái)以來(lái)，代表了重力流理論體系研究的最新認(rèn)識(shí)，尤其是其建立的水道化沉積體系和非水道化沉積體系兩種深水重力流沉積模式是對(duì)Walker單一海底扇模式的重要補(bǔ)充[15]。

近年來(lái)，在砂質(zhì)碎屑流理論和模式指導(dǎo)下，鄂爾多斯盆地、松遼盆地、渤海灣盆地、珠江口盆地等富油氣盆地在深水重力流沉積砂巖中相繼獲得重要發(fā)現(xiàn)[16-21]，證明了砂質(zhì)碎屑流理論在指導(dǎo)深水重力流勘探中的有效性和實(shí)用性。其中以Shanmugam[12-14]、劉芬等[16]為代表的眾多學(xué)者從巖芯觀察角度對(duì)砂質(zhì)碎屑流、濁流的沉積特征和識(shí)別標(biāo)志等進(jìn)行了深入研究，但鮮有學(xué)者從坡折帶、三角洲富砂性變化等宏觀角度，分析不同類(lèi)型湖底扇、各類(lèi)型湖底扇間時(shí)空演化規(guī)律及成因。

遼中凹陷北洼東二下亞段發(fā)育多達(dá)14期湖底扇，具有縱向上疊置橫向上連片的特點(diǎn)。鉆井揭示這些湖底扇富砂型與富泥型并存，類(lèi)型多樣，空間演化規(guī)律復(fù)雜。以往受三維地震工區(qū)范圍限制，吳奎等多位學(xué)者多針對(duì)單一湖底扇進(jìn)行了成因、類(lèi)型及富砂性解剖[22-26]。近年來(lái)在遼東灣探區(qū)新處理了覆蓋遼東灣坳陷全區(qū)的三維地震大連片資料，得以將14期湖底扇在統(tǒng)一的等時(shí)地層格架中聯(lián)合分析。本文結(jié)合前人研究，利用三維地震資料、測(cè)錄井資料、化驗(yàn)分析資料，參考Shanmugam[14]建立的重力流沉積模式，對(duì)研究區(qū)湖底扇類(lèi)型進(jìn)行了劃分，并從坡折帶類(lèi)型、物源富砂性等角度分析了不同類(lèi)型湖底扇的時(shí)空演化關(guān)系及形成機(jī)理。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

遼東灣坳陷位于渤海灣盆地東北部，是下遼河坳陷的海域部分，屬于發(fā)育在華北克拉通上的裂陷盆地，東西分別與膠遼隆起和燕山隆起相鄰，整體呈北東走向，其形成明顯受郯廬斷裂帶控制。遼東灣坳陷在新生代經(jīng)歷了古近紀(jì)裂陷和新近紀(jì)—第四紀(jì)后裂陷兩個(gè)階段，呈現(xiàn)三凹夾兩凸的構(gòu)造格局[27-30]。遼中凹陷北洼位于遼東灣的中北部，具東斷西超的箕狀特征，古近紀(jì)東營(yíng)組時(shí)期東部以陡坡斷裂坡折帶與遼東凸起相連，西部以同沉積緩坡坡折帶與遼西凸起過(guò)渡，面積約3 400 km2（圖1）。

遼東灣地區(qū)古近系東營(yíng)組處于渤海灣盆地裂陷Ⅲ期，可劃分為東三段、東二下亞段、東二上亞段和東一段。東三段為快速裂陷期，沉積最厚地區(qū)約2 080 m，遼中凹陷北洼沉積以湖泊相厚層深灰色泥巖夾薄層砂巖、粉砂巖為主，靠近邊界斷層處發(fā)育扇三角洲沉積。東二下亞段構(gòu)造活動(dòng)逐漸減弱，盆地以沉積充填作用為主，沉積最厚地區(qū)約1 200 m，其中沿盆長(zhǎng)軸東北—西南向順遼中凹陷北洼形成大型曲流河三角洲沉積，沿盆地短軸方向沉積多期辮狀河三角洲沉積，這些三角洲前緣砂體滑塌在三角洲底部形成大量湖底扇沉積，沉積以灰色厚層泥巖夾薄層灰色砂巖、厚層砂巖為主。東二上亞段和東一段為裂陷收斂期，遼中凹陷逐漸填平補(bǔ)齊，沉積厚度約400 m，三角洲及三角洲平原發(fā)育，沉積以灰色、灰綠色與中厚層灰色砂巖不等厚互層為主[31-32]（圖1）。

圖1 研究區(qū)位置圖及地層綜合柱狀圖Fig.1 Location map of the study area and comprehensive strata log diagram

2 湖底扇沉積源匯體系分析

通過(guò)湖底扇追蹤解釋?zhuān)谘芯繀^(qū)共識(shí)別出14期湖底扇沉積。但東二下亞段時(shí)期，遼中凹陷北洼長(zhǎng)軸方向存在雙源供砂，三角洲與湖底扇相互疊置，明確各湖底扇與物源對(duì)應(yīng)關(guān)系是理清各類(lèi)型湖底扇成因的前提。本文從重礦物組合及湖底扇厚度中心走向統(tǒng)計(jì)等方面，對(duì)湖底扇與物源對(duì)應(yīng)關(guān)系進(jìn)行了識(shí)別。

2.1 湖底扇井震標(biāo)定與解釋

為明確湖底扇頂?shù)椎卣鸱瓷涮卣?，根?jù)測(cè)錄井資料對(duì)湖底扇進(jìn)行正演模擬，并在正演模擬指導(dǎo)下對(duì)各期次湖底扇頂?shù)走M(jìn)行了精細(xì)標(biāo)定和追蹤解釋。

以錦州8號(hào)湖底扇為例，該湖底扇為大套泥巖背景下的厚層砂巖夾薄層泥巖，反映巖性變化的伽馬和自然電位曲線上均有明顯的異常特征，而在密度和聲波時(shí)差曲線上湖底扇呈較明顯的箱形，表現(xiàn)出高速低密的特征。經(jīng)計(jì)算，湖相泥巖平均速度2 760.8 m/s，湖底扇段平均速度3 342.1 m/s，湖相泥巖平均密度2.42 g/cm3，湖底扇泥巖平均密度2.40 g/cm3，湖底扇砂巖平均密度2.33 g/cm3。以上述參數(shù)為模型對(duì)湖底扇進(jìn)行正演模擬，結(jié)果表明湖底扇頂部為強(qiáng)波峰反射為主，湖底扇底部為強(qiáng)波谷反射為主（圖2）。根據(jù)正演結(jié)果明確湖底扇頂?shù)椎卣鸾忉寴?biāo)準(zhǔn)，并對(duì)湖底扇進(jìn)行井震標(biāo)定及追蹤解釋?zhuān)⑤o助湖底扇地震反射特征及屬性特征，明確湖底扇空間展布范圍，在研究區(qū)共解釋出14期湖底扇（圖3）。

2.2 不同物源湖底扇重礦物特征差異明顯

穩(wěn)定重礦物經(jīng)過(guò)多次搬運(yùn)，組分和含量變化小、分布廣，在沉積區(qū)含量相對(duì)較高。應(yīng)用重礦物組分，可以判別母巖礦物組分及物源方向[33-35]。

研究區(qū)主要發(fā)育五大物源，順長(zhǎng)軸方向包括古大凌河和古遼河物源，短軸方向包括古東沙河、古南大河和古浮渡河物源。其中古大凌河物源重礦物以鋯石、石榴子石、磁鐵礦為主，其次為褐鐵礦，電氣石含量較少，白鈦礦含量最少；古遼河物源重礦物以電氣石、石榴子石、磁鐵礦為主，其次為鋯石，褐鐵礦及白鈦礦含量低為特征；古南大河物源重礦物以石榴子石、白鈦礦為主，其次為鋯石，電氣石和褐鐵礦含量最低；古東沙河物源重礦物以石榴子石、磁鐵礦為主，鋯石、電氣石及褐鐵礦含量低；古浮渡河重礦物以磁鐵礦、石榴子石、鋯石、白鈦礦含量高為特征，其次為電氣石，偶見(jiàn)褐鐵礦。

已鉆1號(hào)湖底扇、2號(hào)湖底扇重礦物組合以鋯石、石榴子石、磁鐵礦為主，特征與古大凌河物源類(lèi)似；已鉆的8號(hào)湖底扇重礦物組合以電氣石、石榴子石、磁鐵礦為主，特征與古遼河物源類(lèi)似；已鉆14號(hào)湖底扇重礦物組合以磁鐵礦、石榴子石、鋯石、電氣石為主，特征與古浮渡河相似（圖3）。

圖2 湖底扇地震反射正演模擬特征圖Fig.2 Forward seismic modeling of sublacustrine fan

圖3 東二下亞段沉積體系平面展布圖Fig.3 Layout plan of sedimentary system of lower E d 2 Formation

2.3 湖底扇厚度中心走向與物源方向的良好對(duì)應(yīng)關(guān)系

湖底扇為碎屑物質(zhì)受重力作用滑塌形成，作為一種流體，其在滑動(dòng)過(guò)程中受地貌控制作用明顯，但在滑動(dòng)—沉積過(guò)程中如沒(méi)有明顯障礙物阻擋，受慣性作用，沉積時(shí)扇體展布方向應(yīng)與物源方向應(yīng)有一定相關(guān)性。遼中凹陷為受控于東部走滑斷層控制的東斷西超箕狀凹陷，深洼內(nèi)部結(jié)構(gòu)簡(jiǎn)單，大型古隆起不發(fā)育，湖底扇滑塌方向主要受其自身慣性控制。通過(guò)1號(hào)、2號(hào)、8號(hào)、14號(hào)等經(jīng)過(guò)重礦物物源對(duì)比的湖底扇進(jìn)行驗(yàn)證，證明了該思路的可行性。利用湖底扇厚度中心展布方向分析進(jìn)一步對(duì)未鉆湖底扇物源對(duì)應(yīng)關(guān)系進(jìn)行了識(shí)別。通過(guò)對(duì)湖底扇中心空間展布方向進(jìn)行統(tǒng)計(jì)，研究區(qū)14期湖底扇展布走向可分為3組。

第一組，1號(hào)湖底扇厚度中心走向?yàn)?98.9°，2號(hào)湖底扇厚度中心走向?yàn)?02.17°，3號(hào)湖底扇厚度中心走向?yàn)?95°，4號(hào)湖底扇厚度中心走向?yàn)?98°，玫瑰畫(huà)圖顯示這4期湖底扇走向大致為北北東向，與古大凌河三角洲走向一致，應(yīng)為古大凌河三角洲供源形成（圖4）。

第二組，5號(hào)湖底扇厚度中心走向?yàn)?30.4°，6號(hào)湖底扇厚度中心走向?yàn)?55°，7號(hào)湖底扇厚度中心走向?yàn)?51.9°，8號(hào)湖底扇厚度中心走向?yàn)?49.9°，9號(hào)湖底扇厚度中心走向?yàn)?44.8°。10與11號(hào)湖底扇空間展布呈西南向，但其從東到西存在3到4個(gè)厚度中心，該湖底扇應(yīng)為面狀物源滑塌形成，其中10號(hào)湖底扇三個(gè)厚度中心走向分別為234.9°、236.2°、240°，11號(hào)湖底扇四個(gè)厚度中心走向分別為236.8°、245.6°、248.2°、262.4°。12號(hào)湖底扇厚度中心走向?yàn)?40°，13號(hào)湖底扇厚度中心走向?yàn)?62.5°。該組湖底扇空間走向主要為北東—北東東向，與古遼河三角洲走向一致，應(yīng)為古遼河三角洲供源形成（圖4）。

圖4 湖底扇厚度中心展布走向統(tǒng)計(jì)玫瑰花圖Fig.4 Rose diagrams of the trends of central sublacustrine fans

第三組，14號(hào)湖底扇經(jīng)過(guò)重礦物資料對(duì)比為古浮渡河物源供給，厚度圖顯示該湖底扇存在較明顯的6個(gè)水道，受東二下亞段時(shí)期活動(dòng)強(qiáng)烈的遼中一號(hào)走滑斷裂影響[36-38]，水道根部與三角洲前緣具有明顯的錯(cuò)動(dòng)，從北到南6個(gè)水道的展布方向依次為311.5°、310.7°、304.9°、303.2°、304.8°、326.8°，該組水道空間走向主要為西南向，與古浮渡河三角洲展布方向一致，為古浮渡河三角洲供源形成（圖4）。

3 湖底扇類(lèi)型及時(shí)空分布特征

Shanmugam[14]建立的重力流沉積模式分為非水道化體系和水道化體系2大類(lèi)。其中非水道化體系重力流為富砂型物源形成，水道欠發(fā)育，形成的重力流類(lèi)型分為兩小類(lèi)，分別為透鏡狀展布的富砂性砂質(zhì)碎屑流沉積和席狀展布的富泥性濁流沉積；水道化沉積體系為貧砂型物源形成，以水道發(fā)育為特征，水道內(nèi)部為富砂的砂質(zhì)碎屑流，水道之外為席狀展布的富泥濁流沉積（圖5）。

圖5 以碎屑流為主的非水道化體系和水道化體系Fig.5 Depositional model for non-channelized and channelized debris-flow dominated systems

參考Shanmugam[14]建立的重力流沉積模式，從地震相、錄井巖性、測(cè)井曲線及泥巖顏色等特征，將研究區(qū)湖底扇分為非水道化湖底扇和水道化湖底扇2大類(lèi)，其中非水道化湖底扇根據(jù)沉積過(guò)程—流變學(xué)劃分方案又可分為非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇和非水道化—濁流型湖底扇2小類(lèi)。

3.1 非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇

非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇是在富砂物源背景下形成，扇體整體富砂，外形呈丘狀、朵狀，水道不發(fā)育，沉積主體以砂質(zhì)碎屑流為主、濁流次之。

研究區(qū)東二下亞段廣泛發(fā)育非水道化—砂質(zhì)碎屑流沉積型湖底扇沉積，以8號(hào)湖底扇為代表，湖底扇鉆遇厚度204 m，巖性為塊狀含礫細(xì)砂巖、中砂巖、細(xì)砂巖夾薄層泥巖，單層砂體最薄0.5 m，最厚可達(dá)21 m，平均4.5 m。研究區(qū)非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇沉積具有以下特征：1）上下圍巖為灰色泥巖、灰黑色頁(yè)巖，為深湖相泥巖沉積，湖底扇頂?shù)着c深湖相泥巖呈突變接觸；2）湖底扇內(nèi)部泥巖顏色呈灰綠色，與圍巖具有明顯區(qū)別，表明為外來(lái)沉積；3）伽馬曲線表現(xiàn)為高幅背景下的指狀、刺刀狀低異常，自然電位表現(xiàn)為低值背景下的相狀高異常，單期湖底扇測(cè)井曲線整體表現(xiàn)為鐘型；4）湖底扇錄井含砂率64.6%，垂向具有明顯可分為兩期，單期次呈正粒序，中下部為粗砂巖、含礫粗砂巖、細(xì)砂巖，頂部漸變?yōu)榉凵皫r、泥巖。中下部為砂質(zhì)碎屑流沉積，頂部為細(xì)粒序濁流沉積（圖6a）。

在地震剖面上，該類(lèi)型湖底扇呈底平頂凸的丘型，底部無(wú)明顯下切水道，但靠近扇體根部，底部具有明顯波浪狀下切侵蝕現(xiàn)象，而扇體末端，底部平滑沒(méi)有明顯侵蝕現(xiàn)象，反映出根部砂質(zhì)碎屑流塊狀沉積，外緣濁流靜水懸浮沉積的特點(diǎn)。整體地震相由根部的弱振幅低頻空白反射向末端逐漸過(guò)渡為中強(qiáng)振幅中低頻高連續(xù)反射。順物源方向可見(jiàn)到明顯前積反射，根據(jù)井震對(duì)比，地震相弱振幅雜亂反射特征為富砂的砂質(zhì)碎屑流，尾端平滑且無(wú)基底侵蝕的地震反射為靜水懸浮細(xì)粒沉積（圖6d）。

對(duì)該類(lèi)型湖底扇厚度圖分析，砂質(zhì)碎屑流型湖底扇呈丘型，具有明顯的中間厚四邊薄的特點(diǎn)。面積介于11～126.5 km2之間，一般在50 km2左右。為定量表征湖底扇的形態(tài)特征，將湖底扇厚度最大值與延伸長(zhǎng)度最大值相比，經(jīng)統(tǒng)計(jì)該類(lèi)型湖底扇厚長(zhǎng)比介于（17.6～38.3）×10-3（圖6b，c）。

3.2 非水道化—濁流型湖底扇

非水道化—濁流型湖底扇是具有牛頓流體性質(zhì)的沉積物流，整體富泥，是碎屑流在搬運(yùn)過(guò)程中，由于水的稀釋?zhuān)芡牧髦螐乃樾剂髦兄饾u分異出的細(xì)粒沉積[14]。鉆井揭示研究區(qū)非水道化—濁流型湖底扇整體富泥，只濁流發(fā)育，不發(fā)育砂質(zhì)碎屑流。

研究區(qū)非水道化—濁流型湖底扇發(fā)育數(shù)量較少，以2號(hào)湖底扇為代表，典型巖性為與暗色泥巖接觸的淺灰色、灰綠色泥巖、粉砂巖、泥質(zhì)粉砂巖，單層砂體最薄0.5 m，最厚3.8 m，平均1.7 m。該類(lèi)型碎屑流測(cè)錄井具有以下特征：1）上下圍巖泥巖為灰色、深灰色，表現(xiàn)為深湖相泥巖沉積；2）湖底扇錄井泥巖顏色常見(jiàn)灰綠色、灰白色，與圍巖具有明顯區(qū)別；3）錄井含砂率介于2.3%～15.5%，平均10.1%；4）電測(cè)曲線與圍巖相比呈低幅度變化或與圍巖逐漸過(guò)渡，有時(shí)測(cè)井曲線難區(qū)分（圖7a）。

圖6 非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇測(cè)錄井、地震相及厚度形態(tài)特征（8號(hào)湖底扇）Fig.6 Test log,seismic facies and thickness morphological features of non-channelized SDF sublacustrine fan

在地震剖面上，濁流型湖底扇底部呈斷續(xù)波浪狀，沒(méi)有明顯下切水道，地震相呈中頻弱振幅弱連續(xù)蠕蟲(chóng)狀反射與上下中高頻強(qiáng)振幅高連續(xù)反射具有明顯區(qū)分，整體外形呈席狀。內(nèi)部表現(xiàn)為蠕蟲(chóng)狀，難以識(shí)別內(nèi)部結(jié)構(gòu)（圖7c）。

對(duì)該類(lèi)型湖底扇厚度圖分析，湖底扇平面上呈席狀展布，具有大而薄的特點(diǎn)。面積介于47～116.2 km2，平均81.6 km2。通過(guò)統(tǒng)計(jì)最大厚度與最大延伸長(zhǎng)度的比值，該類(lèi)型湖底扇厚長(zhǎng)比介于（7.8～8.4）×10-3之間，明顯小于砂質(zhì)碎屑流型湖底扇（圖7 b，d）。

3.3 水道化湖底扇

水道化湖底扇具有明顯下切水道，是在貧砂物源背景形成的，分異出的砂質(zhì)碎屑流分布在水道中，濁流呈席狀披覆在水道之外[14]。

研究區(qū)水道化湖底扇主要分布在研究區(qū)中南部。目前共有6口井鉆遇水道化湖底扇，其中3口鉆遇水道中間，3口鉆遇側(cè)翼沉積。以14號(hào)水道化湖底扇為例，水道中巖性主要為厚層細(xì)砂巖、粉砂巖，單層砂體最薄1 m，最厚達(dá)52.5 m，平均10.1 m；側(cè)翼巖性主要為泥巖、粉砂巖，單層砂體最薄1 m，最厚3.5 m，平均1.6 m。鉆井揭示的錄井具有以下特征：1）上下圍巖泥巖為灰色、深灰色，表現(xiàn)為深湖相泥巖沉積；2）水道中發(fā)育砂質(zhì)碎屑流沉積，含砂率介于56.5%～86.4%，平均72.6%，砂體與頂?shù)啄鄮r呈突變接觸；3）側(cè)翼發(fā)育濁流沉積，含砂率介于1.5%～9.1%，平均5.3%；4）水道中砂質(zhì)碎屑流電測(cè)曲線呈相狀、指狀與上下泥巖具有明顯區(qū)分；5）側(cè)翼濁流電測(cè)曲線與圍巖相比呈低幅變化或無(wú)明顯變化，有時(shí)測(cè)井曲線難以區(qū)分圍巖與側(cè)翼濁流沉積（圖8a）。

在地震剖面上，水道化湖底扇以發(fā)育明顯下切水道為特征。水道內(nèi)地震相呈弱振幅弱連續(xù)反射，不同期次之間發(fā)育泥質(zhì)夾層引起的強(qiáng)波谷反射；水道側(cè)翼發(fā)育中低頻中強(qiáng)振幅高連續(xù)反射披覆在水道之外，與圍巖中高頻中低振幅中低連續(xù)反射具有明顯區(qū)分（圖8c）。

對(duì)該類(lèi)型湖底扇厚度圖分析表明，水道化湖底扇可以發(fā)育多個(gè)供給水道，水道交匯區(qū)砂體疊置地層最厚，水道之外為濁流沉積，地層迅速減薄，呈席狀展布（圖8b，d）。

圖7 非水道化—濁流型湖底扇測(cè)錄井、地震相及厚度形態(tài)特征（2號(hào)湖底扇）Fig.7 Test log,seismic facies and thickness morphological features of non-channelized turbidite sublacustrine fan

圖8 水道化湖底扇測(cè)錄井、地震相及厚度形態(tài)特征（14號(hào)湖底扇）Fig.8 Test log,seismic facies and thickness morphological features of channelized sublacustrine fan

3.4 不同類(lèi)型湖底扇時(shí)空分布及演化特征

古大凌河及古遼河物源湖底扇發(fā)育數(shù)量眾多、類(lèi)型豐富，在已鉆湖底扇物源分析、類(lèi)型識(shí)別及特征總結(jié)的基礎(chǔ)上，對(duì)未鉆湖底扇類(lèi)型進(jìn)行了識(shí)別，明確了兩大物源控制下各類(lèi)型湖底扇空間分布及演化規(guī)律。

3.4.1 古大凌物源湖底扇由非水道化—砂質(zhì)碎屑流型演化為非水道化—濁流型

古大凌河物源湖底扇的形成受兩級(jí)斷裂坡折帶控制，共發(fā)育4期湖底扇，其中第一斷階之上沉積的1、3兩期為非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇，第二斷階之上沉積2、4兩期為非水道化—濁流型湖底扇（圖9）。

第一斷階之上的非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇地震反射呈丘型，具有厚度大、面積適中、厚長(zhǎng)比高的特點(diǎn)。其中已鉆1號(hào)湖底扇面積53.2 km2，最厚約261.6 m，厚長(zhǎng)比為30.8×10-3，地震相為中高頻中弱振幅低連續(xù)丘狀反射，鉆井已揭示厚層砂巖發(fā)育（圖9）。未鉆3號(hào)湖底扇面積36.2 km2，最厚約138.6 m，厚長(zhǎng)比為25×10-3，其厚長(zhǎng)比、地震相特征及所處構(gòu)造位置與1號(hào)湖底扇類(lèi)似，判斷其為非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇。

第二斷階帶之上的非水道化—濁流型湖底扇地震反射呈席狀，具有厚度薄、面積大、厚長(zhǎng)比小的特點(diǎn)，其中已鉆2號(hào)湖底扇面積116.2 km2，最厚約152 m，地震相呈中頻中振幅弱連續(xù)蠕蟲(chóng)狀反射，鉆井揭示該扇整體富泥（圖7，9）。未鉆4號(hào)期湖底扇面積47 km2，最厚約82.8 m，厚長(zhǎng)比為7.8×10-3，其厚長(zhǎng)比、地震相特征及構(gòu)造位置與2號(hào)湖底扇類(lèi)似，判斷其為非水道化—濁流型湖底扇。

3.4.2 古遼河物源湖底扇由非水道化—砂質(zhì)碎屑流型逐漸過(guò)渡為水道型

古遼河物源湖底扇的形成主要受沉積坡折控制，其中5—9號(hào)湖底扇為非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇，10—11號(hào)湖底扇為逐漸表現(xiàn)出水道化的特征，12—13號(hào)湖底扇為典型的水道化湖底扇（圖10）。

圖9 古大凌河物源湖底扇地震反射及時(shí)空展布特征Fig.9 Seismic reflection and space-time evolution of sublacustrine fans of the ancient Daling river

圖10 古遼河物源湖底扇地震反射及時(shí)空展布特征Fig.10 Seismic reflection and space-time evolution of sublacustrine fans of the ancient Liao river

非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇分布位置靠近物源，地震剖面沒(méi)有明顯水道，典型特征為地震反射呈丘型，扇體厚度大，厚長(zhǎng)比高，地震反射具有類(lèi)似的根部呈中高頻弱振幅低連續(xù)向末端過(guò)渡為中低頻中強(qiáng)振幅高連續(xù)反射特征。其中8號(hào)為已鉆的非水道化砂質(zhì)碎屑流型湖底扇，其地震反射呈丘型，面積126.5 km2，最厚約233.1 m，厚長(zhǎng)比17.6×10-3，地震相為根部的弱振幅低頻空白反射向末端逐漸過(guò)渡為中強(qiáng)振幅中低頻高連續(xù)反射，鉆井揭示砂巖發(fā)育（圖6，10）。5號(hào)湖底扇面積17.4 km2，最厚約179.3m，厚長(zhǎng)比 28.5×10-3；6 號(hào)湖底扇面積 48.2 km2，最厚約228.2 m，厚長(zhǎng)比32.7×10-3；7號(hào)湖底扇面積74.7 km2，最厚約260.8 m，厚長(zhǎng)比26.1×10-3；9號(hào)湖底扇面積23.1 km2，最厚約220.1 m，厚長(zhǎng)比38.3×10-3。

10—11號(hào)湖底扇均為長(zhǎng)條形展布，在厚度圖上可以觀察到多個(gè)厚度中心現(xiàn)象，在地震剖面上可見(jiàn)到較明顯下切水道發(fā)育（圖4，10），其形態(tài)特征與非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇明顯不同，已具有水道化湖底扇特征，為非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇向水道化湖底扇的過(guò)渡形態(tài)。

12—13號(hào)湖底扇為典型的水道化湖底扇，地震剖面上可以觀察到明顯的下切水道，水道內(nèi)地震相呈弱振幅弱連續(xù)反射，水道側(cè)翼地震相呈低頻中強(qiáng)振幅高連續(xù)反射披覆在水道之外，厚度圖上可以明顯看到水道內(nèi)厚度大，水道外厚度迅速減?。▓D4，10），其地震反射特征、厚度特征與已鉆14號(hào)水道化湖底扇類(lèi)似。

4 不同類(lèi)型湖底扇成因機(jī)制及時(shí)空演化模式探討

不同類(lèi)型湖底扇的富砂程度及砂體富集部位具有很大差異，闡明不同類(lèi)型湖底扇的形成機(jī)制對(duì)勘探找砂具有重要意義，本文從物源富砂性及坡折帶類(lèi)型和規(guī)模入手，對(duì)湖底扇水道發(fā)育程度、不同類(lèi)型湖底扇形成機(jī)制及沉積模式進(jìn)行了探討。

4.1 物源富砂程度決定湖底扇水道發(fā)育程度

古遼河物源早期形成的5—9號(hào)湖底扇水道不發(fā)育，而晚期形成的10—13號(hào)湖底扇及古浮渡河形成的14號(hào)湖底扇發(fā)育明顯下切水道，分析認(rèn)為湖底扇水道發(fā)育程度是受三角洲前緣富砂性決定的。

海相重力流研究表明，海底扇沉積形態(tài)及水道發(fā)育程度與物源富砂性具有明顯對(duì)應(yīng)關(guān)系。當(dāng)滑塌體富砂時(shí)，海底扇沉積整體富砂，外形呈朵狀或丘狀，對(duì)基底侵蝕呈片狀，水道不發(fā)育或發(fā)育程度低且穩(wěn)定性低，水道寬深比高；隨著滑塌體泥質(zhì)含量增高，重力流外形逐漸表現(xiàn)出水道分支，對(duì)基底侵蝕逐漸加深；當(dāng)滑塌體富泥時(shí)，重力流沉積水道內(nèi)富砂、水道外富泥，外形表現(xiàn)為明顯水道狀，水道深且穩(wěn)定，堤岸發(fā)育，水道寬深比低[39-42]（圖11）。

圖11 不同類(lèi)型重力流沉積模式及對(duì)基底侵蝕樣式（據(jù)Reading et al.[39]；Roberts et al.[42]）Fig.11 Different gravity flow depositional models showing erosion styles（modified from Reading et al.[39]；Roberts et al.[42]）

圖12 古浮渡河和古遼河三角洲前緣砂體富砂性連井對(duì)比圖（剖面位置見(jiàn)圖3）Fig.12 Well-connection diagram of delta-front sandbody of the ancient Fudu and Liao rivers

研究區(qū)東二下亞段古遼河物源沿遼中凹陷長(zhǎng)軸方向形成大型“S”型前積三角洲。根據(jù)鉆井揭示三角洲富砂性從北到南逐漸降低：在JZ22-1-1井以北鉆遇的三角洲富砂，前緣砂體含砂率介于39.1%～50.9%，形成的5—9號(hào)湖底扇為非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇；三角洲后期逐漸貧砂，JZ20-6-1和JZ21-1-1井揭示的前緣砂體含砂率分布為25.4%和24.3%，形成的10—13號(hào)湖底扇為水道化湖底扇。東二下亞段時(shí)期古浮渡物源沿凹陷短軸方向形成辮狀河三角洲，鉆井揭示前緣砂體含砂率為27.1%和21.9%，形成的14號(hào)湖底扇為水道化湖底扇（圖12）。

可見(jiàn)陸相斷陷湖盆重力流水道發(fā)育程度與物源富砂性也具有很好的關(guān)聯(lián)性，三角洲早期富砂，且當(dāng)物源含砂率大于30%左右時(shí)，易形成非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇；三角洲沉積晚期逐漸富泥，當(dāng)物源含砂率小于30%左右時(shí)，易形成水道化湖底扇（圖13）。

對(duì)水道的成因機(jī)理國(guó)內(nèi)外學(xué)者從不同角度進(jìn)行了解釋?zhuān)琒hanmugam[14]認(rèn)為砂質(zhì)碎屑流是層流，容易發(fā)育滑水效應(yīng)，發(fā)育滑水效應(yīng)的碎屑流不易侵蝕海底；濁流處于紊流狀態(tài)，紊流更易于侵蝕泥質(zhì)海底。本研究認(rèn)為，富砂滑塌體偏非粘性體，滑動(dòng)過(guò)程中易與水融合呈“一盤(pán)散沙”，對(duì)基底形成片狀沖刷；富泥滑塌體為粘性體，且粘性隨著黏土含量的增加更增高，與水混合稀釋速度相對(duì)富砂滑塌體較慢，滑動(dòng)過(guò)程中能較長(zhǎng)時(shí)候呈“塊狀”搬運(yùn)，對(duì)底部沖刷更集中，強(qiáng)度也更大，易形成單一水道。

圖13 古遼河三角洲前緣砂體富砂性變化與湖底扇水道發(fā)育程度關(guān)系模式Fig.13 Depositional models of the relationships between the sand-rich variability in the ancient Liao delta front,with the formation of water channels in sublacustrine fans

4.2 坡折規(guī)?？刂苹^(guò)程中碎屑流砂泥分異程度

4.2.1 “斷階”式坡折規(guī)模大，為砂質(zhì)碎屑流與濁流分離提供充足動(dòng)力及空間

富泥的濁流型重力流沉積在海相被動(dòng)大陸邊緣沉積中比較常見(jiàn)，在陸相斷陷湖盆少有發(fā)現(xiàn)，這主要由于陸相斷陷湖盆相對(duì)于海相被動(dòng)大陸邊緣坡折帶規(guī)模及可容納空間相對(duì)較小，碎屑流在滑動(dòng)過(guò)程中沉積分異不徹底造成的。

古大凌河三角洲前緣發(fā)育盆緣斷裂和洼內(nèi)斷裂兩個(gè)生長(zhǎng)斷層，形成兩級(jí)斷裂坡折帶，斷層間斷坡長(zhǎng)約11.2 km。兩級(jí)坡折相互匹配，以接力方式分別為重力流滑塌提供了初始及二次動(dòng)力，也為砂泥分異和沉積提供了充足坡長(zhǎng)規(guī)模及可容納空間，是形成2號(hào)富泥的非水道化—濁流型湖底扇的關(guān)鍵因素（圖9，14）。

以1、2號(hào)湖底扇為例，根據(jù)重力流在搬運(yùn)過(guò)程中的演化規(guī)律，分析認(rèn)為古大凌河物源湖底扇存在如下時(shí)空演化過(guò)程：1）三角洲前緣沉積體在第一坡折帶處發(fā)生滑動(dòng)；2）之后在兩級(jí)斷裂之間的斷坡上滑塌過(guò)程中，滑塌體底部受摩擦拖拽變形，并逐漸和水混合；3）隨著混合水比例不斷增加，碎屑流內(nèi)部顆粒所受外力主要為重力及湍流支撐力兩種，其中粗碎屑顆粒重力大于湍流支撐力發(fā)生下沉，泥質(zhì)細(xì)顆粒重力小于湍流支撐力上揚(yáng)，逐漸分異出砂質(zhì)碎屑流和濁流；4）當(dāng)滑塌到第二坡折帶附近時(shí)，下部的砂質(zhì)碎屑流受“凍結(jié)作用”[11]先沉積形成1號(hào)砂紙碎屑流型湖底扇，上部的濁流慣性繼續(xù)向前運(yùn)動(dòng)遇到第二坡折帶；5）第二坡折帶此時(shí)提供了二次動(dòng)力及更大可容納空間，使?jié)崃髂艹浞窒蚯斑\(yùn)動(dòng)與砂質(zhì)碎屑流徹底分離，并在第二斷階帶上沉積形成2號(hào)濁流型湖底扇（圖14）。因此兩級(jí)坡折為重力流滑塌提供了充足動(dòng)力的同時(shí)，斷層之間長(zhǎng)達(dá)11.2 km的斷坡為使重力流在搬運(yùn)過(guò)程中砂泥徹底分離，形成了砂質(zhì)碎屑流和濁流型湖底扇。

4.2.2 沉積坡折規(guī)模小，制約砂質(zhì)碎屑流與濁流徹底分離

古遼河物源湖底扇的形成受控于沉積坡折，三角洲發(fā)育早期沉積坡折角度最大，5、6號(hào)湖底扇沉積坡折角度可達(dá)6.3°，隨著三角洲向南前積，坡折角度逐漸減小，在8號(hào)湖底扇沉積坡折角度約為3°～4°，三角洲沉積末期沉積破折角度最小，12—13號(hào)湖底扇沉積坡折角度約為1.9°。沉積坡折相對(duì)斷裂坡折規(guī)模較小，湖底扇距離前緣砂體的距離一般不超過(guò)5 km（圖10）。

根據(jù)井震分析，古遼河物源湖底扇的形成過(guò)程為：1）三角洲前緣砂體受風(fēng)暴、地震觸動(dòng)或砂體堆積越過(guò)休止角[43-44]，沉積體發(fā)生滑動(dòng)；2）之后滑塌體在移動(dòng)過(guò)程中的變形及砂泥分異機(jī)理與上文古大凌河物源湖底扇類(lèi)似，不再贅述；3）當(dāng)滑塌體到達(dá)湖底失去動(dòng)力，分異出的砂質(zhì)碎屑流受“凍結(jié)作用”先沉積，之上的濁流受慣性繼續(xù)向前移動(dòng)一段距離，最終沉積在砂質(zhì)碎屑流前端（圖15）。受坡折長(zhǎng)度的影響，沉積坡折控制下滑塌體內(nèi)部砂質(zhì)碎屑流和濁流分異并不徹底，主要表現(xiàn)為湖底扇根部以砂質(zhì)碎屑流為主，尾部以濁流為主。

圖14 斷裂坡折控制下古大凌河物源湖底扇發(fā)育模式Fig.14 Development pattern of ancient Daling river sublacustrine fans controlled by fault slope break zone

圖15 沉積坡折控制下古遼河物源湖底扇發(fā)育模式Fig.15 Development pattern of ancient Liao river sublacustrine fans controlled by sedimentary slope break zone

5 結(jié)論

遼中凹陷北洼東二下亞段湖底扇可分為非水道化湖底扇和水道化湖底扇兩大類(lèi)，其中非水道化湖底扇又可分為非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇和非水道化—濁流型湖底扇兩小類(lèi)。非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇整體富砂，外形呈丘狀，厚長(zhǎng)比較大。非水道化—濁流型湖底扇整體富泥，地震反射呈蠕蟲(chóng)狀，難以識(shí)別內(nèi)部結(jié)構(gòu)，外形呈席狀，厚長(zhǎng)比小。水道化湖底扇發(fā)育明顯水道，水道中富砂水道外富泥。

物源含砂率是決定湖底扇是否發(fā)育水道的主要因素。三角洲前緣扇體含砂率小于約30%時(shí)易形成水道化湖底扇，含砂率大于約30%時(shí)易形成非水道化湖底扇?；w的粘性是決定是否形成水道的根本原因，富砂物源滑塌體偏非粘性體，搬運(yùn)過(guò)程中易與水融合，對(duì)底部呈片狀沖刷，不易形成單一水道；富泥物源滑塌體為黏性體，與水混合稀釋速度相對(duì)富砂滑塌體較慢，搬運(yùn)過(guò)程中對(duì)底部沖刷集中，強(qiáng)度更大，易形成水道。

坡折帶規(guī)模決定了重力流滑塌過(guò)程中砂泥分異程度，進(jìn)而決定湖底扇沉積類(lèi)型。坡折帶規(guī)模足夠大時(shí)，富砂性物源滑塌體在滑動(dòng)過(guò)程中砂泥徹底分異，形成非水道化—砂質(zhì)碎屑流型湖底扇和非水道化—濁流型湖底扇。坡折帶規(guī)模較小時(shí)砂質(zhì)碎屑流和濁流不能徹底分異，濁流分布在砂質(zhì)碎屑流尾端。