杜威　李昆　紀(jì)友亮　呂文睿　趙祥宇　黃志佳　姜燕　劉炎鑫　王子涵　吳浩

關(guān)鍵詞 渤海灣盆地；冀中坳陷；三角洲；沙一段；高頻湖平面變化

第一作者簡介 杜威，男，1992年出生，博士，工程師，沉積學(xué)、儲層地質(zhì)學(xué)和層序地層學(xué)，E-mail： ScienceDW@163.com通信作者 紀(jì)友亮，男，博士，教授，沉積學(xué)、儲層地質(zhì)學(xué)和層序地層學(xué)，E-mail： jiyouliang@cup.edu.cn

中圖分類號 P618.13 文獻(xiàn)標(biāo)志碼 A

0 引言

陸相湖盆的幾何形態(tài)和充填樣式主要受控于構(gòu)造運動、湖平面升降和沉積物供給[1]。在穩(wěn)定的坳陷背景下，沉積物供給和不同頻次的氣候變化共同控制著湖泊的演化[2]。與湖泊的主動擴(kuò)張相對，湖泊的消亡（即湖平面下降）一般有兩種形式，一種是氣候不斷干旱背景下湖域面積萎縮和湖平面的主動下降（即強制湖退），在我國中西部大多數(shù)現(xiàn)代湖泊較為常見（如岱海湖、鄂爾多斯盆地和準(zhǔn)噶爾盆地）[3?7]；另一種則是潮濕氣候下沉積物快速充填湖泊導(dǎo)致陸地面積持續(xù)增大和基準(zhǔn)面降低（即正常湖退），例如鄱陽湖和渤海灣盆地[3?4，8?9]。湖泊的萎縮和消亡一般是以上兩種湖退方式的循環(huán)和多期疊加，但是不同期次主要以怎樣的方式消亡未受到普遍重視。

國內(nèi)外學(xué)者根據(jù)構(gòu)造演化和基準(zhǔn)面變化提出了陸相湖盆“坡折帶控砂”和“湖岸線控砂”兩種控砂機(jī)理，后者更適用于基準(zhǔn)面高頻變化的淺水坳陷湖盆砂體展布規(guī)律[10?12]。在不考慮風(fēng)浪和湖流作用的前提下，湖平面在三角洲的下平原內(nèi)波動，在最高和最低湖泛面之間形成多期岸線的水上分流河道砂體和河—壩復(fù)合砂體，前緣則形成河—壩復(fù)合砂體和河口壩砂體[13?14]。然而，國內(nèi)外學(xué)者更重視高頻基準(zhǔn)面變化對陸相湖盆砂體類型的控制作用，常忽視沉積微相和復(fù)合砂體的時空分布對湖泊不同演化期次的低頻響應(yīng)。據(jù)此，以饒陽凹陷肅寧—大王莊構(gòu)造帶為例，利用巖心、測錄井和三維地震等資料，綜合巖石學(xué)和地震沉積學(xué)兩種證據(jù)，分析和總結(jié)研究區(qū)古湖泊演變的過程和期次，建立穩(wěn)定坳陷背景下湖泊多期次擴(kuò)張—消亡低頻演化模式，并分析該模式與沉積微相時空分布的關(guān)系。

1 地質(zhì)概況

饒陽凹陷是渤海灣盆地西北部冀中坳陷的次一級負(fù)向半地塹式構(gòu)造單元，是冀中坳陷中南部最大的富油凹陷，面積約6 300 km²。肅寧—大王莊地區(qū)整體為一東抬西傾的鼻狀構(gòu)造，面積約490 km²，東北為河間—窩北洼槽，西南為留西洼槽，探明地質(zhì)儲量約7×10⁷t。向河間洼槽方向發(fā)育弧狀斷裂帶，洼槽中心斷裂不發(fā)育[15]。下漸新世時期，肅寧—大王莊地區(qū)位于饒陽凹陷中央隆起帶西北部緩坡帶，東南鄰兩個沉積中心（現(xiàn)河間洼槽和留西洼槽所在位置），與東南部陡坡帶相對（圖1）[15?16]。

2 古湖泊演化過程

2.1 巖石學(xué)證據(jù)

2.1.1 沉積微相類型和分布

選取40余口探井，在巖心相分析的基礎(chǔ)上利用GR測井曲線形態(tài)識別出11種沉積微相，重點統(tǒng)計5種偏砂相在不同沉積時期的出現(xiàn)頻率（圖5）。由于三角洲前緣分流河道總是侵蝕前期的河口壩，疊覆于河口壩之上形成“壩上河”，這種垂向疊置關(guān)系在一定程度上反映了高頻基準(zhǔn)面的變化，故在水下分流河道和河口壩的基礎(chǔ)上增加一種砂體類型，稱為河—壩復(fù)合體[22?27]。這也意味著統(tǒng)計中的“分流河道”是指三角洲平原水上分流河道，而“河口壩”則是指未被河道下切的完整河口壩（圖5a）?？傮w上，分流河道的占比最高，河—壩復(fù)合體次之，其余沉積微相比例較小。自B時期至E時期，分流河道占比由30%增長至50%，河—壩復(fù)合體占比由20%增長至40%，而河口壩、席狀砂和遠(yuǎn)砂壩的數(shù)量逐漸減少。另外，除了D沉積時期，B、C和E沉積時期偏砂相數(shù)量是增加的（圖5b）。鉆遇的分流河道和河—壩復(fù)合體指示著湖泊逐漸消亡的過程。

2.1.2 沉積物粒度和顏色

沉積物粒度和顏色是判斷沉積環(huán)境的重要指標(biāo)。根據(jù)機(jī)械沉積分異原理，隨著河流和湖泊水動力逐漸減弱，向湖方向沉積物粒徑減小，即自湖泊邊緣至湖中心呈現(xiàn)粗砂—細(xì)砂—粉砂—泥的平面展布規(guī)律。隨著湖域萎縮和水深變淺，粗粒陸源碎屑向湖進(jìn)積，自下而上“粒度由細(xì)變粗、泥巖顏色由暗及紅”的演化序列[28]。

2.1.3 暗色泥巖分布

暗色泥巖一般形成于長期的水下低能環(huán)境，其厚度的變化趨勢與古水深呈正相關(guān)，可以反映古水深的變化趨勢[21]。通過統(tǒng)計研究區(qū)井點的暗色泥巖厚度并繪制等值線圖，從而表征古水深的分布，0 m等值線可以定性的代表某一沉積時期長期穩(wěn)定的湖岸線位置。結(jié)果表明，A～E沉積時期，暗色泥巖的分布范圍逐漸減小，從早期的全區(qū)分布最終縮小到河間洼槽，指示古水深變淺、湖泊面積減小的趨勢，殘余湖泊的位置位于河間洼槽（圖7）。

2.2 地震沉積學(xué)證據(jù)

90°相位轉(zhuǎn)換后的地震剖面的0 mm振幅對應(yīng)巖性界面，地震反射同相軸則與地質(zhì)體具有良好的對應(yīng)關(guān)系（圖2）。T3反射層頂拉平后，同相軸的產(chǎn)狀可以反映三角洲的前積角，進(jìn)而定性的反映水深。三角洲相總體上呈現(xiàn)斷續(xù)中—弱振幅的偏砂相，順物源方向自下而上顯示疊瓦狀前積和隱性（疊瓦狀）前積，垂直物源方向則呈現(xiàn)透鏡狀。濱淺湖亞相和深湖—半深湖亞相分別呈現(xiàn)連續(xù)中—弱振幅的偏泥相和連續(xù)強振幅的偏泥相。垂向上，地震反射自下而上由連續(xù)強振幅偏泥相和疊瓦狀前積的偏砂相向隱性前積轉(zhuǎn)化，指示水深向上變淺的趨勢（圖8）。

均方根振幅屬性與砂巖厚度具有良好的相關(guān)性，可以反映三角洲等陸源粗碎屑體系的平面展布[29]。通過分析均方根振幅的數(shù)值正態(tài)分布，將地震屬性切片歸一化處理，歸一化均方根振幅的中值可以近似作為陸地和湖泊的分界線。結(jié)果表明，A～E沉積時期，湖泊面積分別約占研究區(qū)的75%、70%、50%、30%和10%，A和B沉積時期湖域縮小速度較慢，C～E時期湖域快速萎縮，最終局限于河間洼槽（圖9）。

綜上所述，饒陽凹陷肅寧—大王莊構(gòu)造帶下漸新統(tǒng)垂向上砂巖粒度由細(xì)變粗、泥巖顏色由暗變紅、地震前積反射由疊瓦狀向隱性轉(zhuǎn)變、陸源粗碎屑沉積體系面積增大，這些趨勢代表著湖域面積萎縮和水體深度變淺的過程，指示著湖盆穩(wěn)定坳陷背景下，漸新世時期饒陽凹陷古湖泊經(jīng)歷了一次完整的擴(kuò)張（A期）至消亡（B～E期）的低頻演化過程。

3 古湖泊演化期次

在沉積微相類型分析的基礎(chǔ)上，利用歸一化均方根振幅屬性切片、自然伽馬測井曲線形態(tài)和砂地比繪制了Esx1II～Ed3IV油組的優(yōu)勢沉積微相平面圖，作為確定湖泊演化期次的標(biāo)準(zhǔn)（圖5a、圖9～11）。在穩(wěn)定的構(gòu)造背景下，研究區(qū)物源主要來源于西南部和西部，東南部也有物源供給但規(guī)模較小，不同時期湖岸線位置和湖域面積差異明顯。河流波及范圍和湖泊的面積可以定性表征湖泊的演化過程，其中河流的支流數(shù)量和流域指示湖泊的沉積物供應(yīng)速率，湖泊的面積指示湖平面的升降，三角洲平原生長的速率指示湖泊演化的快慢。例如，河流流域越大，支流數(shù)量越多，湖泊面積也隨之減小，指示湖泊的被動充填；河流流域越小，支流數(shù)量越少，而湖泊面積依然縮小，指示湖泊的主動收縮[30]。據(jù)此，根據(jù)湖侵、強制湖退和正常湖退將研究區(qū)古湖泊的演化劃分為5個階段：快速主動擴(kuò)張期、緩慢被動收縮期、快速被動收縮期、緩慢主動收縮期和緩慢被動消亡期（圖11）。

3.1 快速主動擴(kuò)張期（A 期）

這一時期，緩坡帶主要發(fā)育三角洲前緣—濱淺湖沉積體系，陡坡帶局部發(fā)育近岸水下扇沉積體系。

三角洲的延伸范圍相對較小且以前緣為主，介于7～12 km。早期的分流河道和河口壩被改造為平行于岸線的橢圓狀或長條狀灘壩，單個灘壩面積約48 km²（圖11a）。這說明研究區(qū)湖平面升高，水體迅速加深，形成了湖域面積較大的深水—半深水湖盆，河流的進(jìn)積作用較弱，風(fēng)浪和湖流作用較強。

3.2 緩慢被動收縮期（B 期）

這一時期，緩坡帶和陡坡帶均發(fā)育三角洲前緣—濱淺湖沉積體系，在研究區(qū)中央呈匯聚趨勢。緩坡帶三角洲前緣的面積擴(kuò)大明顯，來自不同物源的沉積物不斷充填湖盆，指狀河—壩復(fù)合體延伸距離增大，以西南部三角洲最為明顯且進(jìn)積方向逐漸偏向河間洼槽（圖11b）。這說明湖泊水體較上一時期略微變淺，沉積物保持較高的速率充填湖泊，湖泊以正常湖退為主，但是由于可容納空間依然很大，湖泊面積整體上沒有顯著減小。

3.3 快速被動收縮期（C 期）

這一時期，緩坡帶和陡坡帶均發(fā)育三角洲平原—三角洲前緣—濱淺湖沉積體系，兩個方向的物源在研究區(qū)中央?yún)R聚并向河間洼槽進(jìn)積，三角洲平原的面積迅速擴(kuò)大，面積約1 152 km²，三角洲前緣和湖泊局限于河間洼槽及周緣，僅是三角洲平原面積的三分之一。三角洲平原分流河道的分布很廣，分支較多，形成密集河網(wǎng)，在末端形成大量指狀河口壩（圖11c）。這說明河流處于洪水期，具有較強的水動力和充足的物源供給。隨著沉積物的持續(xù)供給，湖泊被大面積充填，水體變淺且地形坡度逐漸平緩，湖泊以正常湖退為主。

3.4 緩慢主動收縮期（D 期）

這一時期，緩坡帶和陡坡帶均發(fā)育三角洲平原—三角洲前緣—濱淺湖沉積體系，兩個方向的物源向河間洼槽進(jìn)一步匯聚，三角洲平原的面積較上一期沒有明顯增加，三角洲前緣和湖泊的面積略有減小，河口壩分布于分流河道的末端，河流支流較上一期明顯減少且呈樹枝狀分布（圖10d）。這說明河流能量減弱并進(jìn)入枯水期，水動力條件減弱導(dǎo)致沉積物的搬運能力下降，湖泊僅小幅度的收縮，湖泊以強制湖退為主。

3.5 緩慢被動消亡期（E 期）

這一時期，緩坡帶和陡坡帶均發(fā)育三角洲平原—三角洲前緣—濱淺湖沉積體系，三角洲平原的面積較上一期有所增加，湖泊面積進(jìn)一步大幅度縮小，分流河流逐漸將湖泊封閉。三角洲平原分流河道繼續(xù)決口分叉，并在向源方向形成零星的河漫湖泊，在末端形成大量指狀河口壩，部分分流河道逐漸向現(xiàn)今的沉積中心白洋淀匯聚（圖10e）。河流的支流數(shù)量有所增加指示河流水動力和沉積物供給也相應(yīng)增強，湖泊以正常湖退為主。

4 古湖泊演化模式

早漸新世時期饒陽凹陷古湖泊演化可以概括為一次完整的擴(kuò)張—消亡過程，不同的湖泊演化時期造就了不同微相砂體的平面展布（圖11，12）。湖泊快速擴(kuò)張時期，湖平面上漲導(dǎo)致早期形成的三角洲前緣分流河道和河口壩被湖浪和風(fēng)暴改造為灘壩（圖11a）；湖泊的被動收縮（即正常湖退）造就早期廣闊的三角洲前緣指狀河—壩復(fù)合砂體和后期大規(guī)模三角洲平原網(wǎng)狀分流河道體系（圖11b，c，e）；湖泊的主動收縮（即強制湖退）則與樹枝狀分流河道體系相對應(yīng)（圖11d）。

低頻的湖泊演化對不同類型復(fù)合砂體的垂向分布也具有很大影響。首先，高頻湖平面的波動范圍有限，湖泊的低頻的消亡過程可造成相同類型的復(fù)合砂體較上一期向湖遷移，垂向上形成不同類型復(fù)合砂體的疊置，分流河道和河—壩復(fù)合體數(shù)量向上增加，河口壩數(shù)量向上減少（圖5b、圖12）。再者，隨著三角洲面積的擴(kuò)大，以分流河道為主的偏砂相數(shù)量較多，正常湖退起主導(dǎo)作用使河—壩復(fù)合體的數(shù)量也有所增多。相反，干旱氣候背景下湖泊消亡以強制湖退為主，雖然三角洲面積擴(kuò)大，但是大部分分流河道進(jìn)入枯水期或被廢棄，導(dǎo)致河道類型以水上分流河道為主且數(shù)量較少（圖11b、圖12）。

5 結(jié)論

（1） 饒陽凹陷肅寧—大王莊構(gòu)造帶下漸新統(tǒng)自下而上三角洲平原分流河道增加、砂巖粒度由細(xì)變粗、泥巖顏色由暗變紅、暗色泥巖分布范圍減小、地震前積反射由疊瓦狀向隱性轉(zhuǎn)變、陸源粗碎屑沉積體系面積增大，這些證據(jù)均證明了湖域面積的萎縮和水體深度的變淺，指示古湖泊一次完整的擴(kuò)張—消亡低頻演化過程。

（2） 饒陽凹陷肅寧—大王莊構(gòu)造帶早漸新世古湖泊演化可以劃分為5個期次，分別為快速主動擴(kuò)張期、緩慢被動收縮期、快速被動收縮期、緩慢主動收縮期和緩慢被動消亡期。

（3） 古湖泊的擴(kuò)張—消亡低頻演化過程影響著不同類型復(fù)合砂體的垂向分布。湖泊主動擴(kuò)張將早期形成的分流河道和河口壩改造為灘壩，正常湖退背景下湖泊的充填造就廣闊的三角洲前緣河—壩復(fù)合砂體和三角洲平原網(wǎng)狀分流河道體系，而強制湖退背景下湖泊的收縮則形成樹枝狀分流河道體系。湖泊的消亡使相同類型的復(fù)合砂體較上一期向湖遷移，垂向上形成不同類型復(fù)合砂體的疊置。

致謝 感謝編輯及審稿專家提出的寶貴建議，感謝中石油華北油田分公司提供的寶貴資料和大力支持！