郭玉新

（中國石化勝利油田分公司勘探開發(fā)研究院，山東東營 257015）

自KUENEN 等提出遞變層理是濁流標志［1］，特別是BOUMA建立濁流垂向模式［2］以來，隨著石油勘探在深水砂體中不斷取得突破，水下重力流日益成為中外學術研究和石油勘探關注的焦點。中國重力流研究始自1970 年［3］，之后迅速取得豐碩研究成果，在渤海灣盆地［4-5］、鄂爾多斯盆地［6-7］、珠江口盆地［8-9］等多個地區(qū)深水沉積中取得重要突破。埕島東坡隸屬于渤海灣盆地渤中凹陷南部緩坡帶，是油氣有利指向區(qū)，東三段深水重力流砂體是主要勘探目標，已上報探明石油地質(zhì)儲量2 284.6×104t［10］。近期，埕北826、埕北830等探井相繼鉆探成功，其中埕北830井獲日產(chǎn)量為179.3 m3/d的高產(chǎn)工業(yè)油流，展示了該區(qū)極大的勘探潛力。但勘探中也有多口井出水，其原因是對砂體的分布認識不清，導致砂體描述不準確，因此對砂體成因及分布規(guī)律的認識仍需進一步深化。前人對研究區(qū)重力流沉積的認識存在爭議，陳廣軍等認為是緩坡濁積扇［11］，袁向春等認為是具有牽引流和濁流雙重沉積特征的水下扇［12］，宋明水等認為是深水湖底扇和滑塌湖底扇［10，13］，武群虎等認為是碎屑流、淺水風浪改造的洪水重力流和深水洪水重力流［14］，表明對該區(qū)重力流的類型還需要進一步認識。筆者利用巖心觀察、薄片鑒定、粒度分析、地震屬性反演等手段，研究埕島東坡東三段重力流砂體類型及沉積特征，總結(jié)重力流砂體分布規(guī)律，建立沉積模式，旨在為研究區(qū)重力流砂體巖性油氣藏勘探提供理論依據(jù)。

1 地質(zhì)概況

埕島東坡位于渤海灣南部的淺海、極淺海海域，區(qū)域構(gòu)造上位于渤海灣盆地濟陽坳陷和渤中坳陷交匯處，埕北低凸起的東南部，其北部以斜坡過渡到渤中凹陷，東南部以斷層與埕北30 潛山相接。研究區(qū)構(gòu)造特征較為簡單（圖1），中北部在北東傾的斜坡上發(fā)育了北西向和近東西向2 組同沉積斷層，其中北西向斷層成帶分布，構(gòu)成斷裂坡折，其與斜坡下方的地形坡折共同形成2個北西向延伸的坡折帶；東南部靠近埕北30潛山發(fā)育一條北東走向的大型溝谷；沿埕北30斷層發(fā)育一系列羽狀排列的斷層，這些斷層為晚期斷層，不控制東三段沉積。研究區(qū)在潛山之上發(fā)育古近系沙河街組、東營組，新近系及第四系。沙河街組和東營組自渤中凹陷向埕北低凸起依次超覆變薄，東營組晚期地層在研究區(qū)內(nèi)披覆于埕北低凸起之上，新近系和第四系分布穩(wěn)定。

圖1 埕島東坡區(qū)域位置及構(gòu)造綱要Fig.1 Tectonic location and structural outline in east slope of Chengdao area

2 沉積特征

2.1 地層發(fā)育特征

研究區(qū)東營組最大厚度約為1 400 m，劃分為東三段、東二段和東一段，進一步分為6個砂組，4砂組又細分出3 個小層（圖2）。東三段4—6 砂組發(fā)育一套以暗色泥巖、油頁巖為主的半深湖-深湖沉積，重力流沉積集中發(fā)育于4 砂組；東二段—東一段為一套完整的湖盆萎縮期河流-三角洲沉積充填序列（圖2）。

圖2 埕島東坡東營組地層劃分Fig.2 Stratigraphic column of Dongying Formation in east slope of Chengdao area

2.2 巖石組分特征

9口取心井216個樣品薄片分析資料表明，研究區(qū)重力流沉積物（巖）中石英體積分數(shù)平均為39.7%，長石體積分數(shù)平均為33.0%，巖屑體積分數(shù)平均為27.2%，巖石類型主要為巖屑長石砂巖（表1）。巖性主要為灰色、灰白色中砂巖、細砂巖，亦多見礫巖、含礫砂巖、粗砂巖、泥質(zhì)粉砂巖及深灰色-黑色泥巖，總體粒度偏粗。砂巖顆粒分選差-中等，主要為次棱角狀，顆粒支撐為主，線-點接觸，孔隙式或線-孔隙-接觸式膠結(jié)。

表1 埕島東坡東三段重力流沉積巖石各顆粒組分平均體積分數(shù)Table1 Average volume fractions of rock components of sediment gravity flow of Ed3 Member in east slope of Chengdao area

2.3 古地貌特征及物源分析

東三段4 砂組沉積時期，研究區(qū)受西部埕北低凸起和東部埕北30 潛山所夾持，呈現(xiàn)東西向坡折帶-洼陷帶階梯分布、南北向溝谷相間排列的古地貌特征。自西向東劃分為第一坡折帶、第二坡折帶和洼陷帶，自南向北依次排列著埕北326、埕北8、勝海8、埕北813等4個大型溝谷（圖3）。

圖3 埕島東坡東三段沉積時期古地形示意Fig.3 Paleotopographic diagram of Ed3 Member in east slope of Chengdao area

研究區(qū)重力流砂體中長石、巖屑體積分數(shù)分別高達33.0%和27.2%，結(jié)構(gòu)成熟度較低，表明為近源快速沉積。4 砂組沉積時期，研究區(qū)東部埕北30 潛山位于水下（其上發(fā)育4 砂組湖相暗色泥巖），物源主要來自研究區(qū)西部的埕北低凸起。4 砂組地層尖滅帶以西，物源區(qū)出露太古界、古生界和中生界，為重力流砂體發(fā)育奠定了物源基礎。

3 重力流類型及沉積特征

前人對重力流有多種劃分方案，BOUMA 建立的經(jīng)典濁積巖模式［2］在深水砂體勘探中發(fā)揮了重要作用，至今仍得到較普遍認可；SHANMUGAM 根據(jù)沉積物重力流流變學及沉積物支撐機制、沉積機制，建立了滑動—滑塌—砂質(zhì)碎屑流—濁流四分體系［15-16］，強調(diào)了砂質(zhì)碎屑流沉積在深水重力流中的重要意義；MULDER 等將沉積物重力流劃分為非激發(fā)型洪水異重流和激發(fā)型滑塌濁流［17-19］。筆者通過巖心觀察，認為埕島東坡東三段發(fā)育異重流、砂質(zhì)碎屑流和濁流3種類型重力流沉積。

3.1 異重流

FOREL 首次對萊曼湖（Lake Léman）密度流進行描述，提出異重流的概念［20］，BATES 在研究三角洲時給出了異重流的定義［21］，隨后MULDER 等進一步完善了異重流的概念［17-19］。異重流為洪水成因，洪水期河流攜帶大量的沉積物入海/湖，因其密度大于周圍水體密度而潛入盆地底部流動，其沉積物顆粒主要為湍流支撐，MULDER 等將其稱之為準穩(wěn)態(tài)濁流，以區(qū)別于地震、構(gòu)造活動、風暴等激發(fā)造成的滑塌濁流［18-19］。與滑塌濁流沉積相比，異重流沉積在沉積構(gòu)造方面具有獨特的特征，如反粒序過渡到正粒序、層內(nèi)微侵蝕面、炭質(zhì)碎屑以及爬升波紋層理等。

據(jù)巖心觀察，埕島東坡東三段發(fā)育大量的異重流沉積，在2個坡折帶、洼陷帶及東南部溝谷中均占主導地位。異重流沉積包含水道和朵體2部分。

異重流水道整體粒度較粗，主要為含礫砂巖及中-粗砂巖（圖4a—4f），礫石多為石英礫，偶見紅褐色陸源泥礫（圖4b，4e），泥礫直徑為3～9 cm 不等，部分砂巖段出現(xiàn)大量灰黑色泥巖撕裂屑（圖4f），撕裂屑的長度為1～3 cm 不等，長軸方向具有一定的定向性。沉積構(gòu)造多為塊狀及遞變層理。其中遞變層理主要包括2種類型：一種是反遞變-正遞變復合層理，形成于異重流能量增強和能量衰減2 個階段。在異重流發(fā)育初期，其頭部開始沉積，粒度較細，隨著能量的增強，較粗粒沉積物沉積下來，形成反遞變粒序?qū)?；在異重流能量衰減階段，隨著流體湍動能量減弱，形成正遞變粒序?qū)樱▓D4a，4b）。另一種是正遞變疊置的復合層理，洪峰期異重流通常會對早期反遞變粒序?qū)釉斐汕治g，當異重流能量足夠大、持續(xù)時間足夠長時，反遞變粒序?qū)颖磺治g殆盡，僅保留正遞變粒序?qū)?，形成正遞變粒序?qū)拥拇瓜虔B置，粒序?qū)觾?nèi)發(fā)育多個微侵蝕面（圖4c，4d）。

異重流朵體部分粒度較細，多為細砂巖、粉砂巖和泥質(zhì)粉砂巖，發(fā)育塊狀層理（圖4h，4i）及流水成因的平行層理（圖4j）、爬升波紋層理（圖4k，4l）和波狀層理（圖4g）。異重流較強階段發(fā)育平行層理，當沉積物沉積速率等于流動速率時發(fā)育爬升波紋層理，當沉積物沉積速率大于流動速率時發(fā)育波狀層理［22］。爬升波紋層理是異重流區(qū)別于滑塌重力流的典型特征之一［23］，其與洪水持續(xù)的水流能量和物源供給有關，能量持續(xù)減弱的滑塌濁流不發(fā)育爬升波紋層理。圖4g為正遞變過渡為反遞變，代表了異重流朵體邊緣1 期異重流2 次洪峰沉積的疊加。持續(xù)的流體能量將陸源植物碎片和炭屑帶入到湖盆中，在坡折帶和洼陷帶都可見到呈層狀分布或散布于砂巖之中的植物碎片和炭屑（圖4g，4j）。值得注意的是，異重流朵體部分的砂巖中有時會見到滑塌構(gòu)造（圖4i），這是由于早先沉積的異重流砂巖在地震、風暴或能量較大的重力流剪切、拖曳的影響下失穩(wěn)發(fā)生滑塌形成的，這意味著在其向洼陷帶的方向可發(fā)育滑塌重力流（碎屑流或濁流），或與新一期異重流匯合形成能量更強的異重流。

圖4 埕島東坡東三段異重流沉積構(gòu)造Fig.4 Sedimentary structure of hyperpycnal flows of Ed3 Member in east slope of Chengdao area

研究區(qū)異重流沉積顆粒多為次棱角狀，分選較差（圖5a），反映了近源快速沉積的特點。粒度概率累積曲線為跳躍-懸浮低斜兩段式和跳躍-過渡-懸浮具遞變懸浮過渡段的兩段式，反映出其同時擁有底床載荷和懸浮載荷的特征，水道位置多為低斜兩段式（圖6a），細截點為2～2.5?，朵體部分以具過渡段兩段式為主（圖6b），細截點為3～3.5?。

3.2 砂質(zhì)碎屑流

HAMPTON 通過模擬實驗，首次提出砂質(zhì)碎屑流的概念［24］，SHANMUGAM 明確了其在流體性質(zhì)、流動狀態(tài)、搬運和沉積機制方面的特殊性，建立了砂質(zhì)碎屑流概念和理論體系［15-16］。砂質(zhì)碎屑流是一種賓漢塑性沉積物流，具有分散壓力、基質(zhì)強度、受阻沉降、浮力等多種支撐機制，流體為層流流態(tài)，呈凍結(jié)式沉積［6，15-16］，因此具有明顯不同于湍流支撐的異重流和滑塌濁流的沉積構(gòu)造。

埕島東坡東三段砂質(zhì)碎屑流主要分布于埕北8溝谷、第二坡折帶和洼陷帶埕北81 井區(qū)，巖性多為中-細砂巖，局部層段見細礫巖和粗砂巖，沉積構(gòu)造為塊狀，多含不規(guī)則灰黑色泥礫、泥巖撕裂屑，偶見粗砂巖礫石團塊（圖7a—7f）。紅色泥礫（圖7a）代表其為陸上沉積物，是陸上碎屑流直接入湖的標志；雜亂分布于砂巖基質(zhì)中的泥巖撕裂屑（圖7b）形成于塊體滑塌向碎屑流過渡階段；細砂巖基質(zhì)中的粗砂巖團塊（圖7d）可能為先期沉積的異重流水道滑塌再沉積而成；長條狀泥巖礫石平行層面分布形成的面狀結(jié)構(gòu)（圖7c，7e）為碎屑流層流標志；不規(guī)則泥礫漂浮在巖層頂部，無定向雜亂分布，代表了砂質(zhì)碎屑流的基質(zhì)強度及受阻沉降沉積機制，砂巖不規(guī)則頂面則代表了塑性塊體流凍結(jié)式沉積（圖7f）。研究區(qū)砂質(zhì)碎屑流砂體粒度概率累積曲線主要為寬緩上拱弧形（圖6c），代表了砂質(zhì)碎屑流中不同粒級顆?；祀s的塊體搬運特征，巖石薄片上可見碎屑顆粒分選較差（圖5b）。

圖5 埕島東坡東三段重力流沉積薄片特征Fig.5 Characteristics of thin sections of sediment gravity flows of Ed3 Member in east slope of Chengdao area

圖6 埕島東坡東三段重力流沉積粒度累積概率Fig.6 Grain size probability of sediment gravity flows of Ed3 Member in east slope of Chengdao area

3.3 濁流

濁流是具有牛頓流體性質(zhì)的沉積物流，顆粒受湍流支撐，懸浮沉降［25］。研究區(qū)東三段濁流沉積所占比例最小，主要分布在第二坡折帶及洼陷帶，巖心上僅見于埕北804 井區(qū)及洼陷帶埕北328 井區(qū)。濁流沉積物一般粒度較細，以粉砂到泥質(zhì)為主，具有突變底界面，頂部漸變接觸，發(fā)育鮑馬序列，多為厘米級厚度的微弱正遞變粉砂巖與湖相泥巖薄互層沉積（圖7g，7h）。

圖7 埕島東坡東三段砂質(zhì)碎屑流和濁流沉積構(gòu)造Fig.7 Sedimentary structure of sandy debris flows and turbidity currents of Ed3 Member in east slope of Chengdao area

在SHANMUGAM 的滑動-滑塌-碎屑流-濁流四分體系中，層狀碎屑流在搬運過程中吸收周圍水體，當碎屑流中流體含量增加到一定程度時，碎屑流將演化為牛頓濁流，但并不是所有濁流都是由碎屑流轉(zhuǎn)化而來，早期沉積物斷裂滑塌也可直接形成濁流［26］。筆者認可濁流的碎屑流轉(zhuǎn)化和沉積物滑塌成因。異重流與濁流同為湍流支撐，但沉積物特征有所差異，異重流沉積物中多見炭屑［27］（圖4f，4g，4j），而在濁流沉積中炭屑少見［26］。

4 重力流砂體控制因素及分布規(guī)律

4.1 溝谷控制砂體分布

溝谷是埕島東坡東三段物源的主要搬運通道。洪水攜帶陸源碎屑入湖，匯聚于4個大型溝谷，自西向東向湖盆深處搬運并沉積下來，多期疊置，厚度最大處可達158 m。根據(jù)單砂體厚度等值線（圖8），結(jié)合古地貌特征（圖3）分析認為，溝谷對研究區(qū)重力流砂體的發(fā)育和分布控制作用非常明顯。沿斜坡傾向，砂體順著溝谷條帶狀延伸，從盆緣到洼陷帶，單個溝谷中的砂體呈現(xiàn)出多個厚度中心，表明同期沉積沿搬運方向可形成多個相對獨立的砂體。在斜坡走向上，不同期次單砂體受溝谷控制繼承發(fā)育3～5 個間隔分布的砂體條帶。溝谷中砂體厚度大，單砂體厚度可達25 m 以上；溝谷間砂體厚度減薄至0～5 m；不同溝谷間砂體連通性差。受不同時期物源供給差異的影響，不同期次單砂體在各溝谷中發(fā)育不盡相同，遷移規(guī)律不明顯，總體而言，埕北326溝谷和勝海8溝谷中各期次砂體均有發(fā)育，且厚度較大。

圖8 埕島東坡東三段4砂組單砂體厚度等值線Fig.8 Sand thickness contour lines of Ed34 sand group in east slope of Chengdao area

4.2 坡折帶控制砂體發(fā)育

陸相斷陷盆地中坡折帶控制砂體發(fā)育已成共識［28-31］。埕島東坡東三段4 砂組砂體厚度由盆緣向洼陷帶加厚，各構(gòu)造帶差異明顯。鉆井揭示第一坡折帶勝海801井砂體厚度最大，為41 m，而洼陷帶埕北81井砂體厚度達158 m。第一坡折帶與第二坡折帶砂體層數(shù)和厚度差異明顯（圖9）。分析認為，由同沉積斷裂構(gòu)成的斷裂坡折是不同構(gòu)造帶砂體層數(shù)和厚度變化的主要控制因素，沉積過路作用、早期沉積物垮塌再沉積是形成這種現(xiàn)象的主要機制。水道下切第一坡折帶，在第二坡折帶和洼陷帶沉積，第一坡折帶早期沉積物重力失穩(wěn)垮塌至第二坡折帶或洼陷帶沉積，都可造成第二坡折帶和洼陷帶砂體層數(shù)增多、厚度增大。2 個坡折帶底部傾角突然增大，造成沉積過路，使砂體分離成為獨立砂體或新砂體，形成坡折帶下方砂體的集中尖滅，對砂體的成藏及砂體描述都有十分重要的意義。

圖9 埕島東坡東營組4砂組波阻抗反演連井剖面Fig.9 Impedance inversion of well-tie section of Ed34 sand group in east slope of Chengdao area

5 沉積模式

埕北低凸起受到剝蝕產(chǎn)生的陸源碎屑物質(zhì)通過不同的搬運機制搬運到盆地斜坡帶和洼陷帶，形成異重流、碎屑流和濁流沉積，三者在埕島東坡呈規(guī)律性分布（圖10）。

圖10 埕島東坡東三段重力流沉積模式Fig.10 Sedimentary model of gravity flows of Ed3 Member in east slope of Chengdao area

規(guī)模較小的洪水能量弱，攜帶碎屑沿溝谷入湖形成異重流，主要沉積在第一坡折帶和東南部溝谷近端；而規(guī)模較大的洪水能量強，持續(xù)時間長，異重流水道下切第一、第二坡折帶或沿東南部溝谷繼續(xù)向盆地流動，沉積物分布于第二坡折帶、洼陷帶和東南部溝谷中，在4 個構(gòu)造單元均可見到水道下切造成的層內(nèi)侵蝕面及正遞變粒序?qū)拥拇瓜虔B置。陸上沉積物受構(gòu)造活動、降水等影響產(chǎn)生滑坡，以塊體流直接入湖，在盆內(nèi)溝谷形成碎屑流沉積；位于第一、第二坡折帶的早期異重流沉積物重力失穩(wěn)滑塌亦可在向洼陷方向上形成碎屑流沉積。碎屑流在向洼陷帶搬運過程中發(fā)生流體轉(zhuǎn)化，在洼陷帶形成濁流沉積。

綜上所述，異重流沉積在第一坡折帶、第二坡折帶、洼陷帶和東南部溝谷均較為發(fā)育，碎屑流沉積主要發(fā)育在坡折帶下方，而濁流沉積則主要發(fā)育在洼陷帶，分布局限。砂體發(fā)育受溝谷控制，沿溝谷條帶狀展布，各溝谷之間砂體橫向連通性較差；而坡折帶則造成順坡方向上砂體的分隔。因此，在油氣勘探中可以預測和描述沿溝谷帶狀分布、坡折帶下方上傾尖滅的獨立砂體。這些彼此分隔的砂體夾于東三段烴源巖之中，或者以斷層溝通沙河街組、東營組烴源巖，成藏條件極為有利。根據(jù)異重流、碎屑流和濁流的發(fā)育規(guī)律預測，在研究區(qū)向渤中凹陷方向延伸的洼陷帶仍可發(fā)育大量砂體。

6 結(jié)論

渤中凹陷埕島東坡東三段發(fā)育大量重力流沉積，其成分和結(jié)構(gòu)成熟度低，為近源快速沉積的產(chǎn)物，從中識別出異重流、砂質(zhì)碎屑流和濁流3種類型重力流沉積。異重流沉積在第一坡折帶、第二坡折帶、洼陷帶和東南部溝谷等各個構(gòu)造單元廣泛發(fā)育；砂質(zhì)碎屑流沉積主要發(fā)育于2 個坡折帶下方和部分溝谷中；濁流沉積主要發(fā)育于洼陷帶，分布局限。重力流砂體發(fā)育受溝谷控制，順溝谷呈帶狀分布，溝谷間砂體連通性較差；各溝谷中的砂體被坡折帶分隔，獨立性強，在坡折帶下方形成砂體集中尖滅帶。預測研究區(qū)向渤中凹陷延伸的洼陷帶仍可發(fā)育大量重力流砂體。