Posamentier和Morris(2000)提出强制海退体系域主要有2种类型, 分别是附着型(Attached)和分离型(Detached)。附着型顾名思义, 就是后一期沉积体附着在前一期沉积体系上, 即每期的三角洲沉积体相互有接触。相反, 如果每期的沉积单元都没有接触, 换句话说就是在它们之间存在明显的分离带, 这种FSST则称为分离型。形成附着型和分离型的主要控制因素包括4个: 相对湖平面下降速率, 沉积物供给速率, 近岸区域的水动力强弱, 海底(湖底)地形坡度。通常在相对海(湖)平面下降速率较低、沉积物供给速率较高、强水动力环境并且地形坡度较陡的情况下容易形成附着型FSST, 反之容易形成分离型FSST(Posamentier and Morris, 2000; 图 2)。

图 2

Fig.2

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	图 2 附着型和分离型FSST示意图(据Posamentier和Morris, 2000; 有修改)Fig.2 Schematic diagram of attached and detached falling stage systems tract(modified from Posamentier and Morris, 2000)

一般情况下可以用以下标志来识别强制湖退:

1)具有典型的退覆叠置样式。退覆叠置样式表现为上覆低角度地层终止于下伏高角度地层之上的一种地层终止关系, 且随着相对湖平面下降和岸线向盆内的迁移, 沉积物不断发生前积(图 3)。

图 3

Fig.3

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	图 3 地层反射终止关系类型(据Catuneanu, 2019)Fig.3 Types of stratal terminations (after Catuneanu, 2019)

2)发育下切谷。FSST下界面是相对湖平面初始下降的沉积响应, 上界面是在基准面下降期间形成的近地表的剥蚀面, 代表了湖平面下降的最低点和最大范围的不整合, 即层序界面。由于基准面下降导致的河流下切作用增强, 容易形成深而窄的下切谷。正常湖退沉积期, 一般难以发育下切谷(Hunt and Tucker, 1992; Plint and Nummedal, 2000; 操应长, 2005; Catuneanu, 2019)。

3)发生相移。分布范围较小, 可见包裹在细粒沉积物中孤立分布的相对粗粒沉积, 即可能发生相移(Posamentier and Morris, 2000)。

4)沉积顶积层难以保存。正常湖退沉积体的顶积层发育, 地震剖面上通常可见清晰的顶积层反射结构, 常为“ S” 型前积反射结构; 而强制湖退沉积体的顶积层不甚发育, 通常在地震剖面上表现为斜交前积反射或楔状前积反射结构(操应长, 2005)。

莱州湾凹陷位于渤海海域南部, 是一个在中生界基底之上发育的新生代凹陷。凹陷西邻垦东凸起, 东与鲁东隆起相接, 南邻潍北低凸起, 北靠莱北低凸起, 西北部与黄河口凹陷相邻, 东北与庙西凹陷相接, 西南部则与青东凹陷相连, 为郯庐走滑断裂的东支和西支断层所夹持, 呈北断南超的箕状断陷结构, 是一个拉伸和断裂走滑双重作用下发育的伸展— 走滑盆地(牛成民, 2012; 辛云路等, 2013; 张建民等, 2018)。凹陷自北向南可以划分为北部陡坡带、北洼、中央构造带、南洼和南部缓坡带, 本次研究范围为北洼及北部陡坡带沉积区(图 4)。

图 4

Fig.4

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	图 4 莱州湾凹陷区域构造位置(据辛云路等, 2013; 有修改)Fig.4 Regional tectonic location of the Laizhouwan sag(modified from Xin et al., 2013)

莱州湾凹陷内古近系发育比较齐全, 从孔店组、沙河街组到东营组均有不同程度发育。沙河街组自下而上可进一步划分为沙四段、沙三段、沙二段和沙一段。本次研究目的层段为沙三段, 研究区9口探井钻遇目的层段。从构造演化上看, 沙三段沉积期处于构造裂陷Ⅱ 幕, 凹陷表现为快速沉降(黄雷等, 2012; 王孝辕等, 2018)(图 5), 莱北低凸起淹没于水下接受沉积, 垦东凸起到莱州湾凹陷北洼之间发育斜坡及大型沟谷, 成为垦东凸起风化剥蚀的碎屑产物向研究区长距离供源的优势通道(辛云路等, 2013; 杨波等, 2016)。

图 5

Fig.5

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	图 5 渤海海域古近系构造— 地层及地震层序综合柱状图(据王孝辕等, 2018; Liu et al., 2019; 有修改)Fig.5 Integrated tectonic-stratigraphic column and seismic sequence of the Paleogene in offshore Bohai Bay Basin (modified from Wang et al., 2018; Liu et al., 2019)

三级层序通常是盆地边缘不整合面或盆地内可与之对比的整合界面所限定的地层单元, 其界面的识别关键在于确定全盆地范围内可以追踪对比的不整合面, 其不整合分布范围较局限, 常与构造幕内的次级构造作用相对应(解习农等, 1996; 张世奇等, 2002; 严德天等, 2008; 朱筱敏等, 2008)。三级层序界面可通过三维地震剖面中的地层反射接触关系来识别, 结合测井曲线及录井岩性变化以确立层序界面及层序划分方案。

莱州湾凹陷沙三段识别出4个三级层序界面, 对应于地震反射界面的T6、T6²、T6¹和T5。地震剖面上可见T6界面之下的削截反射及界面之上的上超反射, T6²和T6¹界面之上均见上超反射, T6¹界面之下见削截地震反射。综合测井、录井和岩心等资料, 结合区域构造演化、湖平面变化和古气候变化等因素, 将莱州湾凹陷沙三段划分为3个三级层序, 自下而上命名为SQ s3L、SQ s3M和SQ s3U(图 5)。

层序SQ s3M内部识别出多期高角度前积反射结构, 且下超于全区稳定分布的同相轴之上。在地震剖面上该下超点的包络面易于识别, 解释为层序SQ s3M内部的最大湖泛面(MFS), 从而识别出最大湖泛面之上发育的高位体系域, 即广泛发育的一系列“ S” 型高角度进积型三角洲沉积体(图 5)。该高位体系域之上发育一套缺失顶积层的低角度斜交前积反射, 地震剖面上可见该低角度前积以中频、中振幅、中— 强连续性反射为主, 自西向东推进, 与上覆T6¹地震反射界面呈不整合接触关系。与下伏“ S” 型前积相比, 反映出一种在相对湖平面下降和高能水动力环境共同作用下近地表地层遭受强烈侵蚀的特征, 表现为顶积层不发育且顶界面下切谷发育, 解释为强制湖退体系域(图 6, 图 7)。

图 6

Fig.6

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	图 6 莱州湾凹陷沙三段垂直物源方向发育下切谷Fig.6 Incised valley developed in the vertical source direction of the Member 3 of Shahejie Formation in Laizhouwan sag

图 7

Fig.7

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	图 7 莱州湾凹陷沙三段强制湖退体系域典型地震反射特征Fig.7 Typical seismic reflection of falling stage systems tract of the Member 3 of Shahejie Formation in Laizhouwan sag

该FSST的3期退覆沉积体(从老到新依次命名为P1、P2和P3)自西向东依次叠置。第1期(P1)在研究区内发育较全, 可清晰鉴别出顶积层的缺失, 与上覆界面(T6¹)呈明显不整合接触关系。P1是相对湖平面初始下降的沉积响应, 向湖盆中央延伸约14.8 km, 根据层拉平(T6¹)后的地震剖面测得其前积层倾角θ ₁约12° ; P2在研究区内可见延伸距离约9.6 km, 前积层倾角θ ₂约13° ; P3在研究区内推进距离最小(仅3.4 km), 前积层倾角θ ₃约15° 。P3是研究区内最后一期FSST沉积响应。研究区3期低角度斜交前积反射的顶超点依次向湖盆中央方向迁移的同时向下迁移, 反映相对湖平面下降期间的进积过程(图 7)。

岩心观察是沉积相类型识别的第一手资料, 研究区K2井等关键井的典型岩心照片显示沉积构造以牵引流性质的楔状交错层理和波状层理为主(图 8-b, 8-f), 可见生物扰动构造(图 8-b, 8-d), 油浸细砂岩中见泥质条带及泥砾的定向排列(图 8-c, 8-e), 粉砂岩中发育滑塌变形构造(图 8-a)。解释为发育生物扰动的三角洲前缘沉积, 伴生前缘不稳定的滑塌沉积体。

图 8

Fig.8

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	图 8 莱州湾凹陷沙三段K2井三角洲典型沉积构造 a— 2549.75 m, 粉砂岩, 滑塌变形构造, 见毛刺状泥岩撕裂屑; b— 2550 m, 细砂岩, 上部发育波状层理及碳质纹层; c— 2551.33 m, 油浸细砂岩, 见深灰色质泥岩条带; d— 2553.62 m, 细— 中砂岩, 发育强生物扰动的波状层理; e— 2553.85 m, 细砂岩中见泥砾定向排列; f— 2554.4 m, 油浸中砂岩, 楔状交错层理Fig.8 Typical sedimentary structures of the Member 3 of Shahejie Formation from Well K2 of in Laizhouwan sag

综合典型岩心特征、测井相和地震前积反射展布的研究, 井— 震结合识别研究区内强制湖退体系域沉积展布特征。莱州湾凹陷沙河街组沙三中亚段强制湖退体系域沉积体的岩性以细— 中砂岩为主(图 8), 25井测井曲线(GR和SP)呈高幅值箱形, 垂向上为正韵律叠置关系, 反映水下分流河道沉积微相(图9)。K5井见漏斗形测井曲线形态(GR和SP), 表示反韵律的河口坝沉积微相, 其曲线幅度呈中— 高幅值(图9)。K1井中— 低幅的指状测井曲线反映三角洲前缘单期厚度较小、垂向叠置的席状砂沉积微相(图 9)。

图 9

Fig.9

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	图 9 莱州湾凹陷沙三段典型测井曲线形态Fig.9 Typical well-logging shape of the Member 3 of Shahejie Formation in Laizhouwan sag

测井曲线形态和钻井岩心对沉积特征识别的分辨率远高于三维地震资料, 可识别高频的FSST沉积。FSST的GR测井曲线形态垂向上为漏斗状, 表示沉积响应为上粗下细的反旋回。过K5井的地震剖面显示强制湖退沉积体第1期P1向下终止于FSST底界面, 地震剖面上该段GR曲线显示为3期准层序的组合, 即P1为3期准层序构成的准层序组。因此在地震解释与测井曲线形态相结合下, 可将P1划分为更高级别的3期, 自下而上分别为P1-1、P1-2和P1-3。

P1-1沉积厚度约20.6 m, 以厚层泥岩为主, 夹薄层粉砂岩, 解释为三角洲前缘环境中的席状砂沉积和前三角洲沉积。P1-2沉积厚度约24.5 m, 岩性组合为上部厚层粉砂岩和下部厚层泥岩, 解释为三角洲前缘环境中水下分流河道和分流河道间沉积。

P1-3沉积厚度约23.7 m, 岩性组合主要为厚层粉砂岩和厚层泥岩夹薄煤层, 解释为三角洲平原的分流河道和泛滥平原沼泽沉积。沉积体系自前三角洲、三角洲前缘到三角洲平原的垂向演化反映了P1内部的3次进积过程, 表明P1沉积期低频的相对湖平面下降包含3期高频的相对湖平面下降, 即在FSST进积型三角洲沉积内部存在多期叠置(图 10)。

图 10

Fig.10

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	图 10 莱州湾凹陷沙三段K5井强制湖退体系域井— 震对比Fig.10 Well-seismic correlation of falling stage systems tract of the Member 3 of Shahejie Formation from Well K5 in Laizhouwan sag

综合沙河街组沙三段层序地层及地震反射结构、测井和岩心描述等沉积响应特征, 建立了莱州湾凹陷沙三段强制湖退体系域的沉积和层序演化模式(图 11, 图 12)。强制湖退的沉积模式表现在地层垂向堆积模式及其横向变化, 该强制湖退过程分为3个演化阶段, 最早期FSST下界面之上的第1期沉积响应P1广泛分布于研究区西部, 自西向东推进, 于研究区中部下超于FSST下界面之上终止, 为研究区可见沉积范围最大、推进最远(约14.8 km)的一期沉积体。三角洲前缘地形坡度较大易于发生滑塌, 形成滑塌湖底扇沉积体。强制湖退形成的典型沉积建造则是向盆地方向提供碎屑沉积物的河流— 三角洲沉积体系(图 12)(Sydow and Roberts, 1994; Posamentier and Allen, 1999; Kolla et al., 2000; Rabineau et al., 2005; Lobo and Ridente, 2014)。顺物源方向过K1井和K8井的东西向地震剖面显示, 在K1井区发育前积层P1, 横向对比到K8井区时, 在P1之上叠覆另外一期前积层P2, K8井测井曲线及录井岩性显示其垂向叠置的2期前积层构成反旋回序列, 形成的沉积体P1、P2和P3相互叠覆接触, 期间没有产生明显的分离带, 反映相对湖平面下降速率较低(图 11, 图 12)(Posamentier and Morris, 2000)。

图 11

Fig.11

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	图 11 莱州湾凹陷沙三段顺物源方向的沉积解释Fig.11 Sedimentary interpretation in parallel source direction of the Member 3 of Shahejie Formation in Laizhouwan sag

图 12

Fig.12

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	图 12 莱州湾凹陷沙三段强制湖退体系域沉积模式Fig.12 Sedimentary model of falling stage systems tract of the Member 3 of Shahejie Formation in Laizhouwan sag

强制湖退是相对湖平面下降引发的, 陆相断陷湖盆的相对湖平面升降则主要受盆地基底升降及绝对湖平面升降的影响, 盆地基底沉降或抬升一般受控于区域构造运动, 而绝对湖平面升降一般受控于气候变化、构造运动和沉积物供给等因素(操应长, 2005; 裴健翔等, 2016)。区域性构造抬升会造成湖盆基底上升, 所以即使绝对湖平面没有下降, 也会造成相对湖平面的下降, 促进强制湖退的发生。若古气候由潮湿变的干旱, 会导致湖盆水体蒸发量增大, 当蒸发量大于注入量时, 则会导致绝对湖平面下降, 此时若湖盆沉降量小于绝对湖平面下降量, 则会促进强制湖退的发生。莱州湾凹陷沙三中亚段沉积期属于强断陷期, 湖盆基底下沉, 但到沙三中亚段沉积末期, 古气候变得相对干旱, 绝对湖平面迅速下降, 推测绝对湖平面的短期下降幅度超过湖盆基底的下降幅度, 造成相对湖平面下降, 引发短期的强制湖退, 发育强制湖退体系域的三角洲— 湖底扇沉积体系, 所以该FSST沉积体系是气候相对干旱和绝对湖平面下降共同作用的产物。

莱州湾凹陷沙河街组沙三中亚段沉积末期强制湖退体系域的发现对于其沉积解释具有重要意义。为什么在粒度较细、富砂程度较低、具有高角度“ S” 型前积反射的河流— 三角洲沉积之上发育低角度前积、砂体富集程度高的三角洲沉积(即沙三中亚段末期沉积层), 并且该砂体粒度较粗(细— 中砂岩)、储层质量好, 含油性高?实际上, 该细— 中砂岩储层形成于上述的强制湖退过程, 其下伏高角度“ S” 型前积反射的河流— 三角洲沉积形成于高位体系域, 这就解释了高角度进积型三角洲砂体不太发育、而强制湖退体系域发育附着型砂体的沉积机制。显然, 这对莱州湾凹陷沙三段进一步的油气勘探开发具有指导意义, 也对研究陆相断陷湖盆强制湖退体系域的形成具有借鉴意义。