岩相组合A包含岩石类型主要有碎屑支撑砾岩、基质支撑砾岩、平行层理砂岩、块状砂岩、沙纹层理粉砂岩(图 2-a)、杂色泥岩和灰色泥岩。岩相组合A下部的测井曲线为大段齿化箱型和钟型组合, 具突变界面, 指示冲刷面, 为典型的分流河道特征, 中部测井曲线呈漏斗型和齿型的组合, 指示扇三角洲前缘的河口坝沉积, 顶部的测井曲线表现为高幅齿型, 指示前扇三角洲泥沉积(图 3-a)。根据上述岩性特征和测井特征, 将岩相组合A解释为扇三角洲沉积相。在地震剖面上, 扇三角洲的地震反射特征多为中频率、中振幅、低连续和楔状前积反射(图 4-a)。

图 4

Fig.4

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	图 4 渤海湾盆地埕北凹陷古近系沉积体系地震相特征Fig.4 Seismic facies characteristics of sedimentary system of the Paleogene in Chengbei sag, Bohai Bay Basin

辫状河三角洲指辫状河直接进入浅水体形成的沉积相, 多发育在断陷湖盆地形高差小, 搬运距离长, 物源区距湖盆水体较远。岩相组合B下部包含碎屑支撑砾岩和基质支撑砾岩(图 2-b, 2-c, 2-g, 2-h)、块状砂岩(图 2-d)、水平层理粉砂岩和杂色泥岩, 分选磨圆较好, 具冲刷面及叠瓦状构造(图 2-h), 可见紫红色泥岩(图 2-i), 指示干旱的沉积环境。该组合上部包含平行层理砂岩(图 2-e)、深灰色泥岩(图 2-f)和水平层理粉砂岩。该组合底部测井曲线表现为小段低幅齿型和钟型的组合, 变化较快且突变面频繁出现, 指示辫状河三角洲平原亚相的分流河道微相, 中间表现为微齿漏斗型, 指示辫状河三角洲前缘的河口坝微相, 上部表现为高齿型, 指示前三角洲泥沉积(图 3-b)。根据上述岩性特征和测井特征, 将岩相组合B解释为辫状河三角洲沉积相。在地震剖面上, 辫状河三角洲的地震反射特征主要为中频率、中振幅、低连续的前积反射(图 4-b)和中频率、中振幅、低连续的S型前积反射(图 4-c)。

埕北凹陷目标层位的沉积环境为断陷型湖泊, 该类型湖泊分布于断陷盆地的各个凹陷中, 其构造活动以断陷为主, 横断面呈两侧陡的地堑式或者侧陡— 侧缓的箕状。根据沉积物在湖泊内的位置和湖水深度, 以正常浪基面为界将湖相沉积划分为半深— 深湖和滨浅湖2个亚相。

半深— 深湖亚相以半深— 深湖泥为主, 偶发湖底扇砂体沉积。岩相组合C显示半深— 深湖亚相主要以厚层灰色泥岩为主, 测井曲线特征主要表现为高幅齿型, 指示半深— 深湖泥沉积, 地震反射特征表现为高振、中频率、高连续性的平行反射(图 4-g)。其间发育薄层砂岩, 夹在厚层泥岩之间。钻井主要分布在断裂附近与缓坡带靠近盆地边缘的位置, 很少能发现具有鲍马序列的显示湖底扇沉积相的岩心。但是在C3井岩心中见到夹于厚层深湖湘泥岩中的薄层砂岩(图 3-c)应该是湖底扇沉积。在地震剖面上, 湖底扇沉积表现为在大段高振幅、高频率、中好连续性的平行反射波之间的低振幅、低频率、低连续性的蠕虫状前积反射或透镜状反射特征(图 4-e)。

滨浅湖亚相以滨浅湖泥和滩坝砂质沉积为主。岩相组合C显示滨浅湖亚相主要以以灰色— 暗灰色泥岩夹细砂岩、粉砂岩为主, 测井曲线特征表现为箱型、钟型与齿型组合, 指示滩坝沉积与滨浅湖泥沉积(图 3-c; 图 5)。滨浅湖泥地震反射特征表现为中频率, 中振幅, 高连续性的平行— 低平形反射(图 4-f), 其中滩坝地震反射特征主要表现为孤立丘状或透镜状地震反射(图 4-d)。

图 5

Fig.5

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	图 5 渤海湾盆地埕北凹陷C4井古近系沉积体系柱状图Fig.5 Columnar section showing sedimentary system of the Paleogene of Well C4 in Chengbei sag, Bohai Bay Basin

沙三段形成于断陷高峰期, 统一的盆地还没有完全形成, 陡坡带埕北低凸起断裂开始发育, 构造活动强烈(张强等, 2017; 张晓庆等, 2019)。位于陡坡带C4井揭示该组岩性多为大套砂砾岩, 自然伽马曲线表现为齿化箱型, 为扇三角洲相(图 5)。由于陡坡带高差较大, 裂陷与源区的距离较近, 沉积相类型以扇三角洲为主, 在缓坡带由于高差较小, 地势较平缓, 沉积相以辫状河三角洲为主, 且从已钻井沉积相连井剖面可以看出, 垂向分布上沙三段扇三角洲厚度远大于辫状河三角洲(图 6)。

图 6

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	图 6 渤海湾盆地埕北凹陷古近系连井沉积体系对比Fig.6 Cross section showing well-to-well correlation of sedimentary system of the Paleogene in Chengbei sag, Bohai Bay Basin

根据典型地震剖面分析, 沙三段共识别出3种地震相类型, 分别为:(1)埕北凹陷缓坡带发育的具中振幅、中频率、低连续前积反射特征的辫状河三角洲沉积; (2)洼陷带发育的具中振幅、中频率、高连续中强反射特征的湖相沉积; (3)陡坡带发育的中振幅、中频率、低连续楔状前积反射特征的扇三角洲沉积(图 7)。

图 7

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	图 7 渤海湾盆地埕北凹陷过C8井北东向古近系沉积体系地震剖面Fig.7 Cross sections showing seismic sequence stratigraphic framework and sedimentary facies of the Paleogene in SW-NE direction passing through Well C8 in Chengbei sag, Bohai Bay Basin

在断陷湖盆中, 湖平面变化代表了沉积过程中可容纳空间的变化, 断层活动的强弱在一定程度上决定了可容纳空间的大小, 进而影响扇三角洲的分布。此时沙三段物源来自于凹陷北东部埕北低凸起与西南部埕子口凸起, 沉积相类型以辫状河三角洲和扇三角洲为主(图 8-a)。

图 8

Fig.8

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	图 8 渤海湾盆地埕北凹陷古近系沉积相及砂体类型平面图 a— 沙三段; b— 沙一二段; c— 东三段; d— 东二段Fig.8 Maps showing sedimentary facies distribution and sand body genetic types of different members of the Paleogene in Chengbei sag, Bohai Bay Basin

沙一二段形成于断陷萎缩期, 边界断层活动减弱, 古气候由沙一二段早期干旱环境转换为晚期相对潮湿环境, 该阶段湖盆扩张, 水体相对加深(张强等, 2017; 张晓庆等, 2019)。垂向上C4井显示底部发育砂砾岩、中间砂泥岩互层, 粒度呈现向上变细的趋势, 测井相特征主要表现为钟型和漏斗型, 为扇三角洲平原和前缘沉积(图 5)。由于埕北凹陷断裂活动微弱, 受地形坡度及物源供给能力的影响, 区域残余厚度变化不大, 厚度为50~100 m。沙一二段缓坡带以辫状三角洲为主, 在辫状河三角洲前缘部位, 局部构造隆起处发育滩坝砂体, 而陡坡带发育扇三角洲。沙一二段顶部发育泥岩、灰岩和油页岩的滨浅湖沉积, 从已钻井沉积相连井剖面可以看出, 沙一二段沉积相分布特征基本继承沙三段沉积相分布特征, 陡坡带以扇三角洲为主, 缓坡带以辫状河三角洲为主(图 6; 图 8-b)。

沙一二段共识别出5种地震相类型, 分别为(1)缓坡带发育的中频率、低振幅、低— 中连续进积反射特征的辫状河三角洲沉积; (2)缓坡带发育的中振幅、中频率、中连续S型前积反射特征的辫状河三角洲沉积; (3)洼陷带发育的高振幅、中频率、高连续强反射特征的湖相沉积; (4)洼陷带发育的中振幅、中频率、高连续中强反射特征的湖相沉积; (5)陡坡带发育的中振幅、中频率、低连续楔状前积、退积反射特征的扇三角洲沉积(图 7)。

东三段亦形成于断陷萎缩期, 构造活动较沙一二段减弱, 湖盆范围扩张, 盆地水体逐渐变浅, 呈现“ 广盆、浅水” 的沉积特征(张强等, 2017)。是在沙河街组沉积背景上发展起来的一套水退式碎屑沉积。东三段随着不断被充填, 缓坡带地形坡度持续变缓, 同时物源区变小, 辫状河三角洲向超覆线后退; 而陡坡带扇三角洲受物源通道类型、物源区面积变小的影响, 其发育的扇三角洲面积相对减小(图 8-c)。C4井东三段主要发育大套灰色泥岩、其间发育黄色细砂岩, 测井相特征主要表现为高幅齿型与箱型组合, 以湖相沉积为主(图 5)。连井沉积相图显示东三段沉积湖盆扩张, 扇三角洲沉积范围减小(图 6)。

东三段共识别出4种地震相类型, 分别为(1)埕北凹陷缓坡带发育的具有中振幅、中频率、中连续S型前积反射特征的辫状河三角洲沉积; (2)洼陷带发育的中振幅、中频率、高连续中强反射特征的湖相沉积; (3)辫状河三角洲前缘发育的低振幅、低频率、低连续型透镜状反射特征的湖底扇沉积; (4)陡坡带发育的中振幅、中频率、低连续楔状退积反射特征的扇三角洲沉积(图 7)。

东二段也形成于断陷萎缩期, 埕北低凸起构造活动减弱, 沉积物开始继续区域盆地中央进行充填(图 7; 图 8-d)。C4井东二段主要发育黄色砂砾岩、砂岩和灰色泥岩, 测井相特征主要表现为钟型与箱型组合, 以扇三角洲为主(图 5)。连井沉积体系图显示东二段沉积湖盆扩张、扇三角洲持续萎缩(图 6)。

东三段共识别出5种地震相类型, 分别为:(1)缓坡带发育的中频率、低振幅、低— 中连续进积反射特征的辫状河三角洲沉积; (2)缓坡带发育的中振幅、中频率、中连续S型前积反射特征的辫状河三角洲沉积, 且向洼陷内推进较远; (3)洼陷带发育的高振幅、中频率、高连续强反射特征的湖相沉积; (4)洼陷带发育的中振幅, 中频率, 高连续中强反射特征的湖相沉积; (5)陡坡带发育的中振幅、中频率、低连续楔状退积反射特征的扇三角洲沉积(图 7)。

埕北凹陷扇三角洲砂体的形成主要受到构造、物源供给和湖平面变化的影响。埕北凹陷扇三角洲主要分布在受东北部边界断裂控制的陡坡带, 主体砂体分布于陡坡带的断裂附近(图 8), 主要受构造作用影响。通过对陡坡带沉积相连井图和典型地震剖面分析(图 6; 图 7), 扇三角洲砂体在不同时期发育的厚度变化较大。沙三段处于断陷高峰期, 盆地内构造活动最强, 伴随着断层活动, 湖盆内部基底下降, 且物源从断裂处垮塌下来, 此时期的沉积速率和可容空间增长速率都较大, 致使沙三段的扇三角洲砂体发育规模最大。沙一二段— 东二段进入断陷萎缩期, 断陷盆地内构造活动减弱, 基地沉降速率减缓, 沉积物供给速率大幅降低, 可容空间增长速率大于沉积物供给速率, 致使扇三角洲砂体沉积向湖盆边缘收缩, 分布范围逐渐缩小。

辫状河三角洲砂体因其分选较好、粒度较粗及泥质杂基含量较低, 可能具有良好的储集层质量(McPherson et al., 1987)。区内辫状河三角洲的发育主要受到构造升降和湖平面波动的影响。缓坡带辫状河三角洲展布范围主要受由坡折带及其所形成的古地形所控制。对沉积速率来说, 在缓坡带裂陷作用较陡坡带的影响较小, 沉积速率较稳定。沙三段— 东三段, 处于裂陷发育阶段的裂陷萎缩期, 由于基地沉降, 湖平面上升、可容空间增大速率大于沉积速率, 导致辫状河三角洲砂体整体呈现退积的沉积趋势(图 8-a, 图 8-b, 图 8-c)。到东二段, 为裂陷萎缩期的末期, 埕北凹陷内部构造活动强度最弱, 可容空间增大速率减慢, 此时沉积速率大于可容空间增大速率, 致使砂体不断向洼陷内部进积(图 8-d)。因此东二段时期辫状河三角洲砂体的分布范围最广(图 7; 图8-d)。

区内湖底扇砂体主要分布在裂陷萎缩期。岩性特征主要表现为厚层泥岩段中间的砂岩, 典型的湖底扇可以观察到鲍马序列, 但由于取心有限而未观察到。测井相特征主要表现为在大段低幅齿型中间夹小段箱型(图 3-c)。在地震上, 在东三段缓坡带辫状河三角洲前端识别到蠕虫状前积反射和透镜状前积反射地震相, 并且其发育在缓坡带辫状河三角洲向湖泊方向延伸的前端, 可能是由于水动力条件的波动导致向前进积的辫状河三角洲前缘向中央洼陷垮塌形成。

研究区C3井滨浅湖亚相中发育滩坝微相, 主要表现为厚层泥段之间的薄层砂体, 测井相特征主要为箱型和漏斗型(图 3-c)。埕北凹陷滩坝砂体受波浪作用的影响, 但由于湖盆边缘为断层所限, 湖盆范围较小, 湖浪与湖流作用较弱, 不足以对来自湖盆两侧的扇三角洲和辫状河三角洲进行充分改造, 因此呈孤立发育的特点(图 6; 图 8-b)。主要分布在东三段和沙一二段湖泊的边缘或中央部隆起周围和湖湾等缓坡带滨浅湖地区, 发育厚层泥岩夹细砂岩与粉砂岩, 测井曲线特征表现为箱型和漏斗型。