張自力 李 琦 朱筱敏 談明軒 張銳鋒 曹蘭柱 李鳳勛 單帥強

1 中國石油西南油氣田分公司勘探開發(fā)研究院，四川成都610051

2 中國地質大學（北京）海洋學院，北京100083

3 中國石油大學（北京）地球科學學院，北京102249

4 河海大學海洋學院海洋地質研究所，江蘇南京210098

5 中國石油華北油田分公司，河北任丘062552

6 中國石化石油勘探開發(fā)研究院無錫石油地質研究所，江蘇無錫214126

1 概述

自Kuenen和Migliorini于1950年聯(lián)合發(fā)表《作為遞變層理成因的濁流》一文以來，沉積物重力流始終是沉積學的研究熱點（Kuenen and Migliorini，1950；鄒才能等，2009；談明軒等，2016；朱筱敏等，2019）。Bouma（1962）所建立的濁流成因正韻律砂巖模式成為目前沿用最廣泛濁流沉積識別標志。陸相斷陷湖盆發(fā)育多種類型的重力流沉積，隨著勘探程度的提高，重力流成因的砂體逐漸成為中國中東部中—新生代斷陷盆地油氣區(qū)巖性油氣藏領域重要的勘探目標（李相博等，2009；鮮本忠等，2012；廖紀佳等，2013；楊仁超等，2015）。國內的石油地質工作者們通過勘探實踐，在不同地區(qū)對斷陷湖盆重力流的成因類型、發(fā)育條件及相模式開展了積極討論（彭勇民等，2008；鮮本忠等，2014）。區(qū)別于海底扇成因模式（Walker，1978；Bouma，2001），在陸相湖盆中通常用 “湖底扇”指代以重力流搬運方式堆積在深水區(qū)的粗碎屑沉積體（劉孟慧和趙澂林，1984；彭勇民等，2008；孫雨等，2016），并且認為洪水重力流和滑塌重力流是主要的觸發(fā)機制（劉孟慧和趙澂林，1984；崔周旗等，2005；鮮本忠等，2012）。與深海盆地沉積相相比，陸相湖盆具有規(guī)模小、氣候控制下的水深和沉積物供給變化明顯、湖底扇的規(guī)模和分布變化大等特征，特別是在陸相斷陷湖盆幕式構造演化過程中，湖盆具有底型復雜、水深變化快、多物源、多沉積類型等特點。目前對于重力流的發(fā)育特征和控制因素深入研究，本研究以渤海灣盆地霸縣凹陷古近系沙河街組為例，基于三維連片地震資料，通過井—震結合的方式，分析陸相斷陷湖盆不同構造演化階段重力流發(fā)育特征和空間分布，該研究將明湖盆重力流砂體成因類型，同時也為陸相斷陷湖盆巖性圈閉的識別和油氣勘探提供依據(jù)。

2 地質背景

霸縣凹陷位于渤海灣盆地西北部，為冀中坳陷內部中—新生代發(fā)育的次一級凹陷，是華北油田油氣生產(chǎn)的主要區(qū)域之一（翟光明，1998；張文朝等，2001）。霸縣凹陷古近系整體呈近NE－SW 走向的地結構（圖1），其西部以牛駝鎮(zhèn)凸起為界，向東過渡為文安斜坡帶，北部以霸縣二階和里斷層與固凹陷、清凹陷相隔，南以徐水—新安橫向調節(jié)斷層與饒陽凹陷，東西寬70km，南北長80km，總勘探面積5600km2（翟光明，1998；紀友亮等，2009；張自力等，2019）。其中，三維地震覆蓋面積為2552km2，探井800口。

圖1 渤海灣盆地霸縣凹陷區(qū)域構造位置及盆地結構樣式Fig.1 RegionaltectoniclocationandbasinstructureofBaxiansag，BohaiBayBasin

牛東斷層古近紀伸展活動控制了霸縣凹陷的形成和演化，根據(jù)渤海灣盆地區(qū)域構造背景并結合工區(qū)內部斷層演化特征，前人將霸縣凹陷古近系構造演化進一步劃分為3個構造演化幕和6個演化階段（張自力等，2019；Maetal.，2019；Zhangetal.，2020）（圖2）。鉆井資料顯示，霸縣凹陷新生代地層發(fā)育齊全，控盆斷裂強烈伸展使古近系厚度超過8000m，自下而上依次劃分為孔店組（Ek）、沙河街組（Es）、東營組（Ed）（翟光明，1998；張文朝等，2001；紀友亮等，2009）（圖2）。沙河街組（Es）是霸縣凹陷古近系斷陷湖盆沉積的主體，物源主要來自東部滄縣隆起物源區(qū)、西部太行山隆起物源區(qū)和牛駝鎮(zhèn)凸起次要物源區(qū)，根據(jù)巖性組合及粒度旋回特征可進一步劃分為4個亞段（張文朝等，2001；張自力等，2019）。

圖2 霸縣凹陷古近系盆地充填演化過程及地層綜合柱狀圖（據(jù)張自力等，2020；有修改）Fig.2 Comprehensive stratigraphic column and basin-filling evolution within the Paleogene sequence framework in Baxian sag（modified from Zhang et al.，2020）

沙河街組四段（沙四段）形成于構造I幕強烈斷陷期（I－2），地層厚度0～2200m，巖性由灰色砂礫巖、粗砂巖、砂巖與棕紅色、紫紅色泥巖呈不等厚互層組成。沙四段沉積期，西部邊界牛東斷層強烈活動，基底呈現(xiàn)出西斷東翹的地層結構樣式，盆地沉積中心和沉降中心位于高家堡—岔河集一線。沙四段沉積期冀中地區(qū)氣候溫暖濕潤，周緣物源區(qū)供給強烈，發(fā)育向盆內強烈進積的辮狀河三角洲沉積。沙河街組三段（沙三段）形成于構造Ⅱ幕穩(wěn)定沉降期（Ⅱ－1），地層厚度300～1600m，由暗色泥巖、灰色中－細砂巖、粉砂巖組成垂向上由粗到細3個正旋回構成。經(jīng)歷了沙四段末期短暫抬升、剝蝕后，霸縣凹陷再次強烈伸展下陷接受沉積，盆地沉降中心位于牛東斷層中段偏北的岔河集地區(qū)，最大厚度超過2000m，沉積中心則位于高家堡XJ4井附近區(qū)域。沙三段沉積期氣候溫暖、濕潤，此時霸縣凹陷湖盆進入古近紀鼎盛時期，深湖區(qū)廣布，形成巨厚的暗色泥巖和優(yōu)質油頁巖，凹陷周圍物源區(qū)供給穩(wěn)定，以短軸方向三角洲、扇三角洲沉積為主（紀友亮等，2009；張自力等，2019）。沙河街組二段（沙二段）形成于構造Ⅱ幕斷后回返期（Ⅱ－2），地層厚度100～400m，下部由灰色砂巖與灰色泥巖互層組成，上部廣泛發(fā)育膏泥巖。進入沙二段沉積時期，受區(qū)域構造抬升影響，霸縣凹陷沉降速率迅速降低，在溫熱、干旱的氣候條件下，霸縣凹陷發(fā)生大范圍湖退，東部大城凸起物源區(qū)辮狀河三角洲向湖盆內強烈進積。沙二段沉積晚期湖水僅分布于牛東斷層中南段下降盤等局部地區(qū)，霸縣凹陷廣泛發(fā)育一套膏鹽巖沉積（陶明華等，2001；梁宏斌等，2009）。沙河街組一段（沙一段）形成于構造Ⅲ幕強烈斷陷期（Ⅲ－1），地層厚度100～1700m，下部發(fā)育暗色泥巖、油頁巖和生物灰?guī)r互層，上部由紫紅色、棕紅色泥巖夾灰色砂巖組成。結束了沙二段沉積末期短暫的構造回返，廣泛剝蝕、夷平后，沙一段沉積時期霸縣凹陷快速、大幅度沉降，沉降中心位于邊界斷層下降盤。沙一段沉積時期氣候溫暖、濕潤，在大規(guī)模湖侵下陸源供給少，盆地處于饑餓狀態(tài)，形成大量內源性混積灘壩，后期形成小型三角洲、扇三角洲沉積（張自力等，2019；Lietal.，2022）。

3 重力流湖底扇沉積特征

區(qū)別于野外露頭觀察的直觀性和完整性，對于覆蓋區(qū)重力流湖底扇體的分析多基于地質背景結合鉆井巖心、巖／電特征及地震屬性綜合識別。

3.1 巖性識別標志

通過對霸縣凹陷沙河街組20口井巖心的觀察，發(fā)現(xiàn)重力流沉積物常夾于灰色、深灰色泥巖中，不同類型的重力流沉積物沉積構造差異明顯，依據(jù)重力流沉積物及其上下巖性組合，可以劃分為3類組合（圖3）。

1）鈣質砂巖和鈣質泥巖組合。巖性以淺灰色薄層（鈣質）砂巖、（鈣質）粉砂巖，灰色（鈣質）泥巖為主，可見青灰色、深灰色泥礫和淺灰色砂礫，垂向上與薄層碳酸鹽巖、暗色泥巖及油頁巖相伴生（圖3－A至3－F）。砂巖段內以正粒序、復合正粒序為主，可見鮑馬序列（圖3－B，3－C），單期正粒序下部為淺灰色鈣質砂巖、砂巖，含砂礫，多見撕裂狀泥礫（圖3－A，3－E），底部可見沖刷面（圖3－B，3－C）、泄水構造、包卷層理（圖3－D，3－F）。中部為淺灰色平行層理細砂巖、粉砂巖夾紋層泥巖，上部為灰色波狀層理粉砂巖、泥質粉砂巖（圖3－D）。頂部為青灰色、灰色水平層理、塊狀層理泥巖（圖3－C）。該類型沉積主要發(fā)育于沙一段（Es1）下部地層中。

2）含礫砂巖和深灰色泥巖組合。巖性以淺灰色（細）砂巖、粉砂巖夾灰色薄層泥質粉砂巖、深灰色泥巖為主（圖3－G至3－J），發(fā)育平行層理、波狀層理、上攀層理（圖3－G），局部砂巖段底部發(fā)育沖刷面（圖3－J），可見變形層理、透鏡狀層理等（圖3－H至3－J），可見鮑馬序列。可見粒徑不一的砂礫與層面呈不同角度斜交，透鏡狀砂巖及條帶狀砂巖段可見1～5 cm 砂礫與層面近垂直產(chǎn)出（圖3－I），泥質粉砂巖段及薄層泥巖夾層段砂礫順層或與層面呈小角度斜交狀產(chǎn)出（圖3－G，3－H）。砂巖段上部常發(fā)育波狀層理泥質粉砂巖或泥質條帶粉砂巖段、暗色泥巖段，與深湖泥巖、油頁巖呈漸變過渡（圖3－G，3－H）。該類巖性組合主要發(fā)育于沙河街組三段中。

3）砂礫巖和砂巖組合。巖性以淺灰色（含礫）砂巖為主，主要發(fā)育粒序層理、塊狀層理，可見青灰色泥礫、泥巖撕裂屑，底部常見沖刷面，與下伏淺灰色砂巖段、灰色泥巖突變接觸（圖3－K，3－I）。砂巖段頂部與上覆巖性段有3種類型接觸方式：（1）頂部細砂巖、泥質條帶粉砂巖段與淺灰色泥巖、砂質泥巖段呈漸變過渡；（2）頂部細砂巖、泥質條帶粉砂巖與上覆細砂巖、泥質粉砂巖呈突變接觸；（3）頂部中－細砂巖發(fā)育明顯的沖刷面，垂向頻繁互層沉積。該類巖性組合主要發(fā)育于沙河街組二段和四段。

3.2 鉆井巖／電特征

基于巖心相分析，識別研究區(qū)重力流巖／電響應特征，受重力流湖底扇成因及規(guī)模影響，主要體現(xiàn)在單套（期）砂體巖性、厚度、垂向巖性組合的不同，因此，單井巖／電響應差異性明顯（圖4）。厚層砂巖與薄層泥巖互層段，砂巖段厚1～25m，自然電位（SP）曲線呈現(xiàn)出變形箱型、鐘型與漏斗型復合特征，電阻率（R4）曲線與聲波時差（AC）曲線在巖性界面出現(xiàn)幅度差跳躍，砂巖內部二者呈現(xiàn)微齒化特征（圖4－A）。厚層泥巖夾薄層砂巖段中，砂巖段厚1～4m，自然電位（SP）曲線呈現(xiàn)出變形尖刀狀、舌狀、高峰狀及高幅齒狀特征，深水沉積自然電位（SP）曲線負偏幅度要明顯大于淺水沉積。自然伽馬（GR）曲線在巖性界面由泥巖段向砂巖段呈現(xiàn)明顯低幅跳躍現(xiàn)象，砂巖段GR值呈現(xiàn)齒化升高特征，電阻率（R4）曲線與聲波時差（AC）曲線在巖性界面處跳躍現(xiàn)象不明顯（圖4－B，4－C）。厚層砂巖與泥巖互層段中，砂巖中普遍含礫，厚2～8m，自然電位（SP）曲線呈現(xiàn)出變形鐘型、鐘型與漏斗型復合特征，電阻率（R4）曲線與聲波時差（AC）曲線在巖性界面出現(xiàn)幅度差跳躍，砂巖內部二者呈現(xiàn)微齒化特征，自然伽馬（GR）曲線呈現(xiàn)齒化升高特征（圖4－D）。

圖4 霸縣凹陷沙河街組典型重力流沉積鉆井巖／電響應特征（巖性圖例見圖2）Fig.4 Typical lithology and logging of gravity flow deposits of the Paleogene Shahejie Formation in Baxian sag（lithologic legends in Fig.2）

3.3 地震反射特征

重力流湖底扇體因其發(fā)育位置、控制因素、成因類型以及規(guī)模大小的不同，扇體之間以及扇體內部各自具有不同的地震響應特征（圖5）。依據(jù)地震反射結構、異常體分布，將研究區(qū)重力流地震反射特征劃分為以下4類。

圖5 霸縣凹陷古近系沙河街組重力流湖底扇沉積地震反射特征及沉積學解釋剖面（剖面位置見圖1－C）Fig.5 Seismic reflection and interpretation of sublacustrine fan deposits of the Paleogene Shahejie Formation in Baxian sag（profiles location in Fig.1－C）

1）集合—透鏡狀地震反射。集合—透鏡狀地震反射表現(xiàn)為單個連續(xù)、強波峰反射，橫向連續(xù)性中斷，強波峰反射內部出現(xiàn)多組由中頻、斷續(xù)、中—強波谷反射彼此間呈疊瓦狀結構，波谷集合體呈透鏡狀反射結構（圖5－A，5－A’）。該類型地震反射特征多見于霸縣凹陷西部牛東斷層下降盤一側沙三段（SQ5－SQ7）、沙二段（SQ8－SQ9）中（圖1－C）。

2）單透鏡狀地震反射。單透鏡狀地震反射主要表現(xiàn)為復合波峰振幅內部以單個中—高頻，不連續(xù)、斷續(xù)，中—弱波谷振幅反射為特征；單透鏡底部平整并與地層界面相平行，頂部呈較為平緩外凸結構（圖5－B，5－B’）。該類型地震反射多分布于文安斜坡沙三段中部（SQ6）、上部（SQ7），個別可見于沙一段底部（圖1－C）。

3）反向—楔狀地震反射。反向—楔狀地震反射主要表現(xiàn)為楔狀地震反射結構，集合體的頂或底通常會出現(xiàn)連續(xù)性相對較好的低頻、強振幅反射，其內部由中頻斷續(xù)、弱連續(xù)、中—強振幅反射組成（圖5－C，5－C’）。楔狀地震反射多分布于文安斜坡帶沙四段至沙三段下部地層中（SQ2－SQ5），盆內二級斷裂下降盤之上（圖1－C），因楔狀朝向與地層傾向相反，稱為反向—楔狀地震反射。此外楔狀反射地震相也分布于牛東斷層下降盤之上，整個沙河街組可見，呈厚層楔狀與上下近平行反射地震相相區(qū)別。

4）順向—楔狀地震反射。順向—楔狀地震反射主要表現(xiàn)為強振幅、強連續(xù)波谷反射，形成楔狀、透鏡狀外形，內部呈中—低頻、中—弱振幅、弱連續(xù)反射特征（圖5－D，5－D’）。順向—楔狀地震反射多分布于文安斜坡沙三段（SQ5－SQ7）、沙二段（SQ8－SQ9）中，部分楔狀反射與地層傾向相同，稱為順向—楔狀地震反射。

4 斷陷湖盆重力流湖底扇沉積類型

4.1 湖底扇類型劃分

表1 霸縣凹陷古近系沙河街組重力流湖底扇類型及識別特征Table 1 Types and identification characteristics of gravity flow sublacustrine fans of the Paleogene Shahejie Formation in Baxian sag

4.2 主要湖底扇沉積類型及沉積特征

4.2.1 風暴型湖底扇沉積

風暴型湖底扇沉積一般發(fā)育在盆地裂陷初期或者新強烈構造沉降幕的初始階段，研究區(qū)主要分布于沙一段下部（SQ10），富鈣質，偶見鮞粒，以碳酸鹽巖與碎屑巖混合沉積為特征（Chenetal.，2020；杜一帆等，2020；張自力等，2022）。霸縣凹陷沙一期湖侵迅速，古湖盆具有寬、淺、咸及欠補償?shù)忍攸c（張自力等，2022），寬、淺湖盆中風場作用凸顯。在湖浪及風暴浪作用下，原始沉積的灘壩、三角洲沉積被改造就近或經(jīng)短距離搬運，再堆積（圖2；圖6）。巖性由灰白色淺灰色含礫（鈣質）砂巖、（鈣質）粉砂巖、灰色（鈣質）泥巖組成。礫石以青灰色、灰黑色鈣質泥巖巖屑為主，泥礫呈不規(guī)則狀或撕裂狀，部分具有壓扁特征，粒徑0.2～3.0 cm，泥礫長軸方向具順層排列現(xiàn)象。整體發(fā)育粒序層理、同沉積變形層理，可見鮑馬序列（圖5）。風暴湖底扇的頂／底部多與淺湖泥巖沉積突變過渡，也可見以下伏灘壩為底呈漸變過渡。巖心中風暴重力流沉積厚度為0.3～4.0m，鉆／測井顯示厚度為1.5～6.0m。測井SP曲線呈尖刀狀、舌狀，局部可見下部漏斗、上部鐘型復合特征，高R4曲線、高AC曲線呈微齒化（表1；圖4－B）。霸縣凹陷風暴型湖底扇規(guī)模相對較小（發(fā)育面積多小于1 km2），受底部T4強振幅反射影響，通常與沙一段下部泥巖、碳酸鹽巖及油頁巖形成低頻、連續(xù)復合強反射，局部可見灘壩—湖底扇復合體形成蠕蟲狀地震相（圖6－A至6－C）。單井及地層切片分析顯示，風暴型湖底扇主要分布于文安斜坡帶沙一段下部（SQ10），常見于水下低凸起周緣、馬西走滑斷層及派生斷層的下降盤之上，地層切片呈現(xiàn)點狀中—強均方根振幅反射。規(guī)模相對較大的灘壩與湖底扇復合體沉積，地層切片呈現(xiàn)連片中—強均方根振幅反射（圖6－D）。

圖6 霸縣凹陷古近系沙河街組風暴重力流—灘壩地震相特征及其沉積學解釋Fig.6 Seismic reflection and interpretation of storm gravity flow sublacustrine fan and beach-bar of the Paleogene Shahejie Formation in Baxian sag

4.2.2 礫質洪水型湖底扇

礫質洪水型湖底扇沉積一般發(fā)育在盆地強烈斷陷期內，研究區(qū)主要分布于沙四段（SQ2－SQ4），以富砂、粒粗為特征。強烈斷陷期盆緣斷裂及盆地次級斷裂活動強烈，湖盆底型高差明顯，陸源碎屑物容易在斷層下降盤之上快速堆積（圖2；圖7）。按扇體規(guī)模和分布位置可進一步劃分為近岸水下扇和（遠岸）水下扇2種類型。第1類，近岸水下扇主要分布于霸縣凹陷西部牛東大斷裂下降盤之上，巖性以砂礫巖、含礫砂巖、粉砂巖為主，鉆／測井顯示厚度為2～16m，最大厚度可超過25m。測井SP曲線呈鐘型、變形箱型（表2；圖4－B）。近岸水下扇規(guī)模相對較大，長度2.5～5.0 km，由邊界斷層扇根至扇端，地震反射特征由雜亂反射向中—低頻、強連續(xù)、中—強振幅反射逐漸過渡，深湖相多為強連續(xù)、強振幅反射，多期扇體集合體呈楔狀地震相（圖7－A，7－A'），斷裂陡坡帶近岸水下扇也零星發(fā)育于沙一段、沙二段中（SQ8－SQ11）。第2類，（遠岸）水下扇分布于文安斜坡帶盆內次級斷裂下降盤之上，其規(guī)模和分布范圍略小于近岸水下扇沉積（圖7－B，7－B’）。巖性以含礫砂巖、砂巖及粉砂巖為主，鉆／測井顯示厚度為2～6m。測井SP曲線呈復合鐘型、漏斗型和鐘型復合型，R4曲線呈低阻微齒狀，AC曲線呈微齒狀（圖4－D）。地震反射呈斷續(xù)、弱連續(xù)、中—強振幅反射，整體呈楔狀地震相（圖5－C，5－C’；圖7－B，7－B’）。

4.2.3 砂質洪水型重力流湖底扇沉積

砂質洪水型重力流湖底扇沉積多發(fā)育于盆地穩(wěn)定沉降期，主要分布于研究區(qū)沙三段（SQ5－SQ7），以富泥為特征，是盆地穩(wěn)定深陷、陸源碎屑物在洼槽區(qū)直接堆積的產(chǎn)物（圖2；圖8）。巖性由淺灰色（細）砂巖、粉砂巖、灰色泥質粉砂巖、深灰色泥巖組成，可見粒徑不一的砂礫、泥礫與層面呈不同角度斜交（圖3－G至3－J）。發(fā)育平行層理、波狀層理以及上攀層理，湖底扇砂巖段底部發(fā)育沖刷面與下伏深湖泥巖或早期湖底扇頂部呈突變接觸，可見同沉積變形層理、泄水構造、透鏡狀層理等。其上部以波狀層理泥質粉砂巖或泥質條帶粉砂巖、暗色泥巖與深湖泥巖、油頁巖呈漸變過渡（圖3－G至3－J；圖4－C）。砂質洪水型重力流湖底扇規(guī)模不一，巖心觀察統(tǒng)計，單期湖底扇厚度為0.2～4.0m，鉆／測井顯示厚度為1.0～6.0m。SP曲線呈變形尖刀狀、舌狀、高峰狀及高幅齒狀特征，GR值在巖性段底部出現(xiàn)向低幅跳躍現(xiàn)象后，逐漸呈現(xiàn)齒化升高特征，R4曲線與AC曲線呈鋸齒狀特征（圖4－C；圖8－B；表1）。砂質洪水型重力流湖底扇地震反射多以中頻、較連續(xù)、斷續(xù)、中等振幅為主，可見丘狀、底平頂凸透鏡狀地震相，內部呈蠕蟲狀或疊瓦狀反射，多期重力流湖底扇常與深水泥巖形成地震反射，厚度20～55m，寬度0.5～3.0 km（圖8－A，8－D）。沉積期古地貌恢復結果及地層切片顯示，湖底扇體多分布于霸縣凹陷岔河集、高家堡等主洼槽深水區(qū)，均方根振幅呈現(xiàn)中—弱振幅反射，席狀大面積分布。此外，發(fā)源于文安斜坡的湖底扇展布特征受控于湖盆底型，其長軸方向多沿強烈沉降期形成并在穩(wěn)定沉降期內繼承性發(fā)育的深水坡折分布（圖8－A，8－C）。

圖8 霸縣凹陷古近系沙河街組砂質洪水重力流湖底扇地震響應及沉積學解釋（巖性圖例見圖2）Fig.8 Seism ic reflection and interpretation of sandy flood gravity flow sublacustrine fan of the Paleogene Shahejie Formation in Baxian sag（lithologic legends in Fig.2）

4.2.4 滑塌型湖底扇

滑塌型湖底扇多分布于構造回返初期階段，研究區(qū)內主要分布于沙二段下部（SQ8），以富砂、含變形泥礫為特征，應該是盆地構造回返階段，強烈進積的三角洲前緣砂體失穩(wěn)、向深水區(qū)再調整的產(chǎn)物（圖2；圖9）。巖性為淺灰色（含礫）砂巖、粉砂巖、泥質條帶粉砂巖，發(fā)育粒序層理、塊狀層理、平行層理等，多見鮑馬序列下部A-B段，可見青灰色泥礫、泥巖撕裂屑，底部常見沖刷面與下伏淺灰色砂巖段、灰色泥巖段突變接觸（圖3－K，3－I），頂部與后期湖底扇體呈沖刷充填突變接觸，或發(fā)育正常淺湖泥巖沉積（圖4－A）。鉆／測井顯示單期滑塌型湖底扇厚度為2.0～10.0m，累積厚度4.0～40.0m（圖9－D）。測井SP曲線呈變形箱型、鐘型與漏斗型復合特征，R4曲線在砂巖段呈低阻跳躍現(xiàn)象后呈微齒化，AC曲線在厚層砂巖段呈微齒化特征（圖4－A；圖8－D）?；秃咨润w地震反射多呈低頻、弱連續(xù)、中—強振幅反射，楔狀地震相，地震反射厚度50～350m，長度1.0～2.5 km。通?？梢姀娺B續(xù)、強波谷反射，橫向地震波屬性變化，呈現(xiàn)多個中—強、弱連續(xù)波谷反射疊瓦狀排列，滑塌型湖底扇體存在穿時現(xiàn)象明顯、下伏地震同相軸同樣出現(xiàn)明顯的下凹、反射結構變化等特征（圖8－A，8－C）。沉積期古地貌恢復結果（圖8－B）顯示，滑塌型湖底扇多分布于霸縣凹陷馬西走滑斷層下降盤沿線至高家堡等沙二段沉積期洼槽區(qū)，修正了此前沙二段底部厚層砂巖為“堡壩”沉積成因的認識。此外，滑塌湖底扇體也可見于盆地穩(wěn)定沉降階段，與沙三段沉積期主物源口處形成的大型三角洲前緣相對應（圖5－D，5－D’）。

圖9 霸縣凹陷古近系沙河街組滑塌型湖底扇地震響應及沉積學解釋（巖性圖例見圖2）Fig.9 Seismic reflection and interpretation of sliding flood sublacustrine fan of the Paleogene Shahejie Formation in Baxian sag（lithologic legends in Fig.2）

5 斷陷湖盆重力流湖底扇成因與時空分布

從沉積學角度來看，斷陷湖盆湖底扇的沉積特征、平面形態(tài)和空間組合特征受控于主導的重力流類型、湖盆底型特征，其中，湖盆底型又與斷層組合及活動性有關。在層序劃分和對比的基礎上，結合單井和地震屬性分析成果，編制了沙河街組典型構造演化階段沉積相圖（圖10），分析重力流湖底扇體空間分布特征和控制因素并總結其沉積模式。

圖10 霸縣凹陷古近系沙河街組沉積相圖Fig.10 Sedimentary facies of the Paleogene Shahejie Formation in Baxian sag

5.1 重力流湖底扇平面組合及差異性特征

5.1.1 斷陷湖盆湖底扇空間分布

陸相斷陷湖盆中，構造活動是控制層序界面成因、沉積中心遷移、層序構型及沉積體系多樣性的根本因素。多幕、多期次構造活動形成特定的古沉積背景與物源供給之間的配置，控制了沉積物的運輸路徑及層序格架下的分散樣式，從而決定了斷陷盆地的充填演化過程（Gawthorpe and Ledder，2000；王華等，2010；張自力等，2019；Lietal.，2022）。湖底扇體并不是孤立形成和發(fā)育的，其形成和分布與上述要素之間關系密切。構造特征及古湖盆底型決定了湖底扇體的搬運路徑、分布和結構，源區(qū)（三角洲）大小控制了湖底扇的規(guī)模。霸縣凹陷沙河街組沉積時期盆地宏觀結構為典型的箕狀凹陷（圖1－D），物源主要來自周緣凸起區(qū)，盆地短軸向物源水系是湖底扇體最大的供源（圖10）。根據(jù)湖底扇體物源、搬運路徑上底型結構和平面分布特征，可以分為物源區(qū)—斷裂陡坡帶—湖底扇（圖7）、（進積型）三角洲—坡折帶—湖底扇（圖8；圖9）、水下低凸起（灘壩）－湖底扇（圖6）3種平面組合類型。

5.1.2 斷陷湖盆湖底扇體差異性特征

斷陷湖盆不同成因類型湖底扇體特征差異明顯，基于地震反射和鉆井巖／電特征總結斷陷湖盆重力流湖底扇宏觀差異性，主要體現(xiàn)在扇體結構、規(guī)模、分布、扇體間疊置關系等方面。水下低凸起（灘壩）－湖底扇體規(guī)模最小，各期扇體彼此孤立分布并且扇體通常被厚層泥巖包裹（圖4－B），地震反射特征難以識別，均方根振幅（RMS）切片顯示中等振幅特征（圖6）。受盆地底型限制（進積型）三角洲—坡折帶—湖底扇主要分布于坡折帶至盆地沉積、沉降中心附近區(qū)域，早期扇體的沉積建造往往限制了后期扇體的堆積，各期扇體間呈錯落疊置，地震反射呈現(xiàn)丘狀外形，內部呈疊瓦狀、蠕蟲狀地震相（圖5－A，5－B；圖8－A；圖9－A，9－C），均方根振幅（RMS）切片顯示強振幅特征，呈舌狀、朵狀或條帶狀分布（圖9－D），而不是簡單的朵狀樣式。物源區(qū)—斷裂陡坡帶—湖底扇組合中湖底扇體規(guī)模較大，各期扇體在同沉積斷層下降盤之上垂向相互疊置、橫向連片展布，地震反射呈典型楔狀地震相特征。

5.2 斷陷湖盆湖底扇成因機制與沉積模式

5.2.1 斷陷湖盆湖底扇的成因機制

洪水型觸發(fā)機制是霸縣凹陷湖底扇體主要的成因類型，是盆地短軸方向物源區(qū)洪水攜帶碎屑物直接下潛入湖形成的湖底扇沉積。對于穩(wěn)定沉降期的陸相斷陷湖盆來說，尤其霸縣凹陷沙三段湖盆具有近物源、盆—源高差大、水深變化快等特點，物源區(qū)因氣候變化和季節(jié)因素形成強降雨伴隨而來的洪水作用，大量碎屑物沿主水流方向進入湖盆后，仍有繼續(xù)向前搬運和下切的能力（Mulderetal.，2001；Parsonsetal.，2001；談明軒等，2015）。洪水型異重流是一種外源型持續(xù)性濁流，能夠在湖（海）底保持長距離流動狀態(tài)而不會快速散（Piper and Normark，2001；楊田等，2015；談明軒等，2015，2022），能夠將砂礫和泥等在水底繼續(xù)向深水區(qū)搬運。通常陸相斷陷湖盆深水區(qū)范圍較小，限制了碎屑物的繼續(xù)搬運，在盆地深水區(qū)及斷層下降盤堆積形成洪水型湖底扇沉積。對于箕狀斷陷盆地來說，緩坡帶和陡坡帶洪水重力流扇體存在明顯差異，緩坡帶之上由于三角洲的緩沖作用，使洪水攜帶的粗碎屑物發(fā)生大量卸載，入湖沉積物粒度偏細，底流對下伏未固結的沉積物的沖刷，導致砂質洪水型湖底扇中夾固結程度較差的砂礫（圖3－I），而陡坡帶則不存在沉積物提前卸載，直接覆蓋于早期扇體之上。此外，單次洪水型異重流要比單次激發(fā)型（滑塌）重力流持續(xù)時間長得多，通常能持續(xù)達數(shù)天到數(shù)周，穩(wěn)定的物質供應使其具有穩(wěn)定流的性質，故異重流是一種持續(xù)型濁流，頻繁的洪水使其具有更高的發(fā)生頻率（Mulderetal.，2001；Plink-Bj?rklund and Steel，2004；孫福寧等，2016）。因此，洪水型重力流沉積地震反射通常呈多期疊置分布，具有透鏡狀、楔狀地震相響應（圖5－A至5－C；圖7；圖8）。

三角洲前緣早期沉積失穩(wěn)，是霸縣凹陷沙二段早期滑塌型湖底扇體的觸發(fā)機制。處于斷陷Ⅱ幕回返階段，盆地由構造沉降轉向區(qū)域性構造抬升，在溫熱、干旱氣候條件下，古湖盆可容納空間逐漸減小，盆地周緣物源區(qū)供給量相對穩(wěn)定，碎屑物向湖盆內強烈進積，特別是位于文安斜坡帶的辮狀河三角洲直接超覆于沙三段厚層泥巖之上。而沉積物的快速堆積造成前緣斜坡之上普遍存在欠壓實、未固結的沉積體（物）在重力作用下具有向斜坡下運動的勢能（張關龍等，2006）。滑塌型湖底扇體具備充足的物源和坡度，造成斜坡上沉積物失穩(wěn)的原因較多，比如地震活動，火山作用，沉積物強供給等（王英民等，2007；Talling，2014；Baileyetal.，2021）。沉積物的失穩(wěn)作用導致下伏泥巖滑塌、滑動并發(fā)生破裂，形成陣發(fā)性的濁流（Mulder and Alexander，2001；Haughtonetal.，2003），形成了沙二段滑塌型湖底扇體。二次搬運的沉積物主要沿著古湖盆底型坡折帶向更深水區(qū)運移（圖9－B），碎屑滑塌作用對下伏沉積物具有明顯的沖刷和侵蝕，通常可以形成下切侵蝕溝槽，這也解釋了圖9－A、9－C中T5及臨近波谷地震相軸反射結構出現(xiàn)的變化。此外，下切侵蝕構造也為下期沉積物再搬運提供通道。前人研究認為早期沉積失穩(wěn)觸發(fā)機制持續(xù)時間較短（一般為數(shù)十分鐘至數(shù)小時），因重力流流體的沉積物濃度降低而迅速衰減（Mulde and Alexander，2001；劉招君等，2003），在滑動、滑塌、分流與稀釋的過程中，由于顆粒支撐機制的變化，逐步轉換為塑性流態(tài)的砂質碎屑流，由扇根液化沉積物流逐漸轉變成為砂質碎屑流和遠端濁流（劉招君，2003；李存磊等，2012；潘樹新等，2013），從而在盆地較深水區(qū)或者坡折帶底部形成舌狀和朵狀分布滑塌型湖底扇體沉積（圖9－D）。也有學者認為三角洲前緣的沉積物作為重力流沉積的 “源”，在古地震和重力作用下，發(fā)生再次搬運、沉積，并最終 “匯”于湖盆中央（鄭榮才等，2012；劉磊等，2015；劉建平等，2016）。

湖浪及風暴作用是霸縣凹陷重力流另外一種觸發(fā)機制，主要對應于沙一段下部沉積。處于第3幕裂陷強烈斷陷初始階段（圖2），冀中地區(qū)古氣候溫暖、濕潤（陶明華等，2001；杜一帆等，2020；葉蕾等，2020），在快速沉降、快速湖侵作用下，霸縣凹陷沙一段沉積時期古湖盆具有廣盆、淺咸水、欠補償?shù)忍攸c（張自力等，2022），不僅有利于碳酸鹽沉淀，而且風浪作用顯著。在平靜期湖盆廣泛發(fā)育泥巖及（泥質）碳酸鹽巖，在事件性的風暴浪作用下，淺水區(qū)早期沉積物被改造就近或攜帶至深水區(qū)再堆積，出現(xiàn)湖水化學沉淀與重力流同時沉積現(xiàn)象（圖6）。受物源和觸發(fā)機制頻次的影響，風暴型扇體相對于洪水型和滑塌型扇體規(guī)模較小，但巖性組合類型多樣，可分布于湖盆淺水區(qū)。

5.2.2 重力流湖底扇沉積過程及沉積模式

依據(jù)霸縣凹陷沙河街組各沉積時期湖盆沉積背景和重力流湖底扇體觸發(fā)機制等因素，建立了以下4種類型重力流湖底扇沉積模式（圖11）。

1）風暴湖底扇模式主要發(fā)育于盆地的初始裂陷階段或各強烈斷陷幕的早期階段（圖11－A）?？焖俸蛛A段形成廣湖、淺水環(huán)境，有利于碳酸鹽沉淀，灘壩（碳酸鹽巖與陸源碎屑巖混積灘壩）廣布。處于低凸起區(qū)或斷層下降盤高部位的（混積）灘壩沉積被湖浪特別是風暴浪改造，調整再堆積于斷層下降盤或局部古地貌低洼部位，形成風暴重力流湖底扇。風暴重力流湖底扇間沉積孤立分布，通常被包裹于厚層淺湖（鈣質）泥巖中，與淺湖含鮞?；?guī)r段沉積伴生。水下低凸起迎風（浪）坡與背風（浪）坡的沉積物組合和規(guī)模存在較大差異，迎風（浪）坡形成小型透鏡狀湖底扇，背風（浪）坡是主要的沉積區(qū)，與低凸起區(qū)灘壩組成風暴灘壩—湖底扇透鏡狀復合體沉積（圖6）（張自力等，2022）。

2）礫質洪水湖底扇主要發(fā)育于盆地強烈沉降期（圖11－B）。伴隨湖盆強烈沉降湖盆水體進一步加深，湖盆與周圍凸起（物源區(qū)）的地形高差加劇，由陣發(fā)性的洪水或季節(jié)性降水夾雜物源區(qū)碎屑顆粒直接進入湖盆深水區(qū)卸載形成，以間隙性陸源供給、粗粒和快速堆積為特征。入盆洪水主要經(jīng)歷了紊流混合、斷層根部早期堆積和湖盆沉積中心再堆積3個階段。斷層下降盤紊流混合階段具有明顯的水下侵蝕，后期保留厚層平行層理砂巖（邊界斷層下盤沉積物不保留）（圖7）。斷層下降盤是主要的沉積物卸載區(qū)，發(fā)育緊貼斷層面的楔狀湖底扇沉積，少量碎屑物隨底流進一步搬運，在沉積中心形成被厚層泥巖包裹的透鏡狀湖底扇。深水區(qū)底流對下伏沉積物（巖）侵蝕作用較弱，連續(xù)、多期次洪水可形成垂向多個正韻律疊置湖底扇體，各期次間以深水泥巖沉積相分隔（圖7）。

3）砂質洪水型湖底扇模式主要發(fā)育于盆地深凹階段（圖11－C）。經(jīng)歷了強烈斷陷期后各物源口形成的三角洲趨于穩(wěn)定并持續(xù)向湖盆內供源，處于深陷期的斷陷盆地湖盆面積小、水深變化迅速，三角洲主水下分流河道沉積物在三角洲前緣并未完全卸載，以底流向盆地內進一步搬運至斜坡帶之下深水區(qū)卸載，形成湖底扇沉積。特別是季節(jié)性水流，其流量、水動力進一步加強，攜帶陸源碎屑沉積物量增多，對下伏地層侵蝕作用明顯，尤其對坡折帶附近沉積物（巖）具有強烈的侵蝕作用，因此，湖底扇砂巖內含固結程度較弱并與層系界面高角度接觸的砂礫。盆地穩(wěn)定沉降期湖底扇沉積以富泥、沉積物粒度偏細為特征，正對主要物源口的三角洲前緣至深湖區(qū)分布，并且湖底扇體多被深水泥巖、油頁巖包裹。湖底扇地震反射多呈規(guī)模不一的透鏡狀地震相特征（圖8）。

4）滑塌型湖底扇主要發(fā)育于斷后回返階段（圖11－D）。向湖盆內強烈進積的三角洲，其前緣砂體覆蓋于前三角洲或淺湖泥巖之上，在地震、火山作用或風暴作用下，三角洲前緣砂體失穩(wěn)，依次經(jīng)歷了塊體滑動、塑性變形、紊流混合、沉積物過路和深水區(qū)再堆積幾個過程，形成三角洲—湖底扇組合。斜坡部位滑動（滑塌）成因的重力流體在搬運過程中，由于顆粒支撐機制的變化，逐步轉換為塑性流態(tài)的砂質碎屑流（Shanmugam，2000；劉招君等，2003）。在砂質碎屑流的前方或頂部，隨著砂質碎屑流沿著斜坡繼續(xù)搬運，流體含量增加，則轉換為具紊流特征的濁流（李存磊等，2012；潘樹新等，2013）。塊體滑動、塑性變形和紊流混合階段存在較為明顯的水下侵蝕，下伏泥巖（或早期沉積）遭受侵蝕是厚層砂巖底部變形泥礫的主要來源。不同期次的滑塌扇體相互疊置，形成丘狀外形、內部呈疊瓦狀反射的地震相，各期滑塌湖底扇之間呈沖刷接觸或以深湖泥巖相分隔（圖9）。

5.3 湖底扇的油氣地質意義

重力流成因砂體類型多樣，分布范圍廣泛，從湖岸線到深湖區(qū)都有發(fā)育，是潛在的巖性油氣藏勘探領域。陸相斷陷湖盆中，陡坡帶線狀物源斜坡群、緩坡點狀物源湖底扇和三角洲前緣多點物源濁積扇體等重力流沉積是優(yōu)勢的勘探目標（Bai and Zhang，2004），呈扇狀、舌狀或條帶狀分布的重力流扇體周圍被深水泥巖包圍形成良好的巖性圈閉，并且具有良好的生儲蓋組合條件。特別是對于深水異重流沉積，床底載荷部分砂礫巖具有良好的物性（孔隙度可達25%以上）（談明軒等，2015），是優(yōu)質的儲集層。深水區(qū)泥巖包裹的湖底扇體往往因欠壓實而形成異常高壓、高孔滲體，成為烴類流體運聚指向的低勢能單元，成為油氣勘探的甜點區(qū)。對于霸縣凹陷沙河街組典型箕狀斷陷，在湖盆充填演化各個階段都取得突破性進展，展現(xiàn)了巖性—地層油氣藏領域良好的勘探前景（趙力民等，2009；楊德相等，2016）。霸縣凹陷經(jīng)歷了多幕構造運動的改造，沉降中心始終分布于牛東斷層下降盤一線，主要物源及分散方向未發(fā)生重大變化，陵城—高家堡—新鎮(zhèn)—霸州是沙河街組各沉積期主要深湖分布區(qū)域，具備發(fā)育大規(guī)模湖底扇體的條件，是巖性圈閉勘探的優(yōu)勢區(qū)域（圖10）。此外，通過對湖底扇體發(fā)育位置、幾何形態(tài)特征的研究，結合多井精細對比，能夠表征和刻畫深水儲集層的非均質性，從而達到預測有利砂體、提高油氣采收率的目的。

6 結論

重力流沉積屬事件沉積，其沉積作用范圍較為局限，目前認為在任何水深和時期都可以形成重力流沉積，尤其在陸相斷陷湖盆中。本次基于三維地震和巖／電等資料，套用基于被動大陸邊緣深水扇（單點物源，水深大且穩(wěn)定）的研究成果，靜態(tài)地分析了霸縣凹陷沙河街組重力流湖底扇類型、空間分布特征并初步對其觸發(fā)機制做了分析。陸相斷陷湖盆具有底型復雜、水深變化快、多點－多變物源等特征，重力流湖底扇沉積作用要遠比想象中的復雜，特別是對于沉積物搬運過程中流體特征及其產(chǎn)物與油氣之間的關系等仍然需要進一步研究。本研究得出以下認識：

1）通過鉆井巖／電特征及地震屬性分析，并依據(jù)霸縣凹陷構造演化過程，將古近系沙河街組重力流湖底扇可以劃分為滑塌型重力流湖底扇、洪水型重力流湖底扇、風暴重力流沉積3種成因類型和多種具體樣式。根據(jù)重力流湖底扇體物源、搬運路徑上底型結構和平面分布特征，可以組合為物源區(qū)—斷裂陡坡帶—湖底扇、（進積型）三角洲—坡折帶—湖底扇、水下低凸起（灘壩）－湖底扇3種平面組合類型。

2）季節(jié)性洪水、滑塌及湖浪作用是斷陷湖盆重力流沉積主要的觸發(fā)機制。綜合考慮沉積物來源、構造演化和觸發(fā)機制，建立了斷陷湖盆初始裂陷期風暴型湖底扇、強烈斷陷期洪水型湖底扇、穩(wěn)定裂陷期洪水型湖底扇、斷后回返期滑塌型湖底扇4種沉積模式。

致謝感謝審稿專家的寶貴意見！文中原始資料來源于中國石油華北油田勘探開發(fā)研究院，對中國石油華北油田相關專家在本次研究中的大力支持和指導深表感謝！