陆相断陷湖盆强制湖退及沉积响应： 以莱州湾凹陷沙三段为例*

秦 祎 朱筱敏 王 彤 郭 诚 谢爽慧

1 中国石油大学(北京)地球科学学院，北京 102249 2 中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室，北京 102249 3 中海石油(中国)有限公司天津分公司渤海石油研究院，天津 300450

1 概述

层序地层学早期研究主要致力于对地震层序界面和不整合的识别， Vail(1987)提出了基于层序研究的体系域划分方案，并不断对之完善(Posamentier and Vail，1988)。Plint(1991)、Plint 和 Norris(1991)在研究加拿大西部白垩系的露头时，重点强调滨岸沉积侵蚀面的重要性，将其解释为在相对海平面下降时期的沉积记录，并提出“强制海退体系域”的术语。这一术语的表达方式很多，早期被称作forced regressive wedge systems tract(FRWST)(Hunt and Tucker，1992)，随后更改为forced regressive systems tract(FRST)(Hunt and Tucker，1995)，也有学者称之为falling sea-level systems tract(Nummedaletal.，1992)；后期随着综合研究的深入，Plint 和 Nummedal(2000)、Catuneanu(2019)对强制海退体系域的概念进行了完善和统一，强调该体系域是在相对海平面下降期间形成的，与沉积物供给无关，并称之为falling stage systems tract(FSST)。Plint 和 Nummedal(2000)指出，尽管这些术语的表达方式不尽相同，但都说明了相似的问题。

强制海退体系域(FSST)是根据地层的几何形状、在层序中的位置、内部叠置样式及边界特征来定义的，其以退覆沉积为特征，发育于高位体系域之上、低位体系域之下，是在相对海平面下降时期形成的向前推进的一种叠覆地层，与沉积物供给的变化无关(Garyetal.， 1972；Plint，1991，1996；Posamentieretal.， 1992；Plint and Nummedal，2000；Posamentier and Morris，2000)。强制海退沉积体地层形成的主要驱动因素包括5个方面： (1)海平面下降阶段逐渐暴露的海底坡度；(2)沉积物通量与相对海平面下降速率的比值；(3)相对海平面下降时的波动程度；(4)沉积物通量的多变性；(5)随着海平面下降和陆架逐渐暴露而发生的沉积过程的变化(Posamentier and Morris，2000)。

国内外学者做了大量强制海退的实例研究。Zhu等(2012)进行了美国犹他州白垩系土伦阶Ferron Notom三角洲复合体的强制海退过程及高频层序的主控因素研究。Raine 和Smith(2017)通过研究苏格兰西北部Durnsee组的沉积序列，探讨缓慢构造沉降背景下强制海退期间的沉积保存，并指出海平面下降时间比较短时，随后快速的海泛会使强制海退期间的沉积体得以保存。Shekhar 等(2018)基于沉积学和层序地层学研究，发现印度西部Kutch盆地新生界Sandhan组上部发育了一套强制海退的沉积记录。

在陆相湖盆中也同样存在湖退作用，其与强制海退类似，即湖岸线向盆地中心推进(操应长，2005；裴健翔等，2016)。也有学者对强制湖退体系域做了研究：早期Dam等(1995)对格陵兰东部Jameson Land盆地Rhaetian-Sinemurian 地层进行了高分辨率层序地层学研究，表明该湖相三角洲的席状砂体发育于强制湖退阶段；近年来裴健翔等(2016)利用地质、测井和地震资料，研究了北部湾盆地涠西南凹陷流一段沉积体的特征及油气地质意义，证实该套地层为强制湖退沉积体。

莱州湾凹陷沙三段发育一系列典型的高角度“S”型前积反射，沉积厚度大(150～370m)，粒度细(粉—细砂为主)。在该“S”型前积反射顶部识别出3期低角度斜交前积反射，沉积厚度较小(60～80m)，钻井标定显示沉积物粒度较粗(细—中砂岩为主)。生产实践表明该套地层储层物性好、含油性好，为目前莱州湾地区沙河街组沙三段勘探开发的主要含油层系。笔者综合研究区三维地震资料、钻测井及岩心资料，在层序地层学理论指导下，确定了该套低角度斜交前积反射为强制湖退作用的产物；并采用沉积学和地震沉积学研究方法，精细刻画了该套强制湖退体系域的发育特征及演化模式，明确了其沉积响应特征。研究区强制湖退的发现，不仅解释了高角度“S”型前积反射之上发育低角度斜交前积这一地质现象，也可为进一步的油气勘探开发提供重要的地质指导。

2 正常湖退、强制湖退的定义与沉积响应

强制湖退沉积体与正常湖退沉积体区别显著，因为不同类型沉积体的形成伴随着根本活动过程的差异。

正常湖退是由湖平面相对上升阶段的沉积物供给驱动的(S>A)，滨岸线轨迹同时向前(盆地中心)和向上迁移，导致河流能量下降和随之而来的顶积层的加积作用。正常湖退过程中一直伴随着加积作用，从而形成顶积层和前积层(Catuneanu，2019)。

强制湖退体系域在相对湖平面下降过程中形成的，与沉积物供给无关，其顶积层难以保存。这一过程中比较典型的是河流的下切作用和沉积过路。正常湖退发生进积过程时通常伴随加积作用，而强制湖退一般只是进积过程而没有加积。这种强制湖退过程可能会导致沉积基质的相移，从而改变沉积体系和沉积物的粒度分布，例如高的砂泥比和沉积通量的增加，湖平面下降会造成水深的下降从而影响可容纳空间变化(Posamentier and Morris，2000)。也可见在相对湖平面下降阶段，由相对湖平面下降驱动、与沉积物供给无关、发育有顶积层的非典型强制湖退。典型强制湖退表现为顶积层的完全不保留，为剥蚀或沉积过路，而非典型强制湖退则表现为存在顶积层。

总之，非典型强制湖退和正常湖退可以通过顶积层的沉积特征和滨岸线迁移轨迹予以区分，前者的滨岸线迁移轨迹表现为向前(盆地方向)且同时向下，而后者的滨岸线迁移轨迹表现为向前(盆地方向)但同时向上(Catuneanu，2019；图 1)。

图 1 正常湖退和强制湖退地层叠置样式示意图(据Catuneanu，2019)Fig.1 Stratal stacking patterns of normal regression and forced regression(after Catuneanu，2019)

3 强制湖退的形成机制

强制湖退是在相对湖平面下降驱动下发生的上表面呈一系列退覆几何形态的进积过程。碎屑沉积物的这一进积过程可以分解为向湖盆中央(向前)推进的分量和向下沉积的分量(图 1)，向前推进的分量主控因素为沉积物供给，而向下沉积分量的主控因素为可容纳空间。强制湖退过程中通常伴随不同程度的河流回春作用、侵蚀作用或沉积过路，使得进积过程中的顶积层遭受剥蚀或未沉积而形成近地表的不整合(Catuneanu，2019)。

Plint和Nummedal(2000)提出随着相对湖平面下降，河流的下切作用会导致早期形成的高处地层遭受削截，首先是形成下切谷，随后整个陆地表面逐渐向盆地方向倾斜。Christie-Blick(1991)、Christie-Blick和Driscoll(1995)强调FSST上表面退覆的几何形态是由于沉积物前积过程中发生沉积物过路形成的。Hunt 等(1992)也指出在相对湖平面下降时期，通常在斜坡上部的碎屑沉积物都是呈沉积过路的形式，很难发生沉积卸载，大量碎屑沉积物卸载在斜坡下部而形成盆底扇。Posamentier和Morris(2000)认为FSST能被保存的条件是其沉积厚度足够大，这样才能在湖平面下降过程中不被完全剥蚀，所以在一些低沉积通量的地区，可能保留厚度非常小的沉积产物。另外一种造成FSST难以保存的情况是海底或湖底地形坡度太陡，无法为沉积物的进积过程提供稳定基底。持续的相对湖(海)平面下降会形成包括一系列连续下超楔形体的FSST，在高频层序FSST沉积体系中，其内部结构的可识别性主要受到相对高沉降速率、高沉积物供给或高湖平面升降速率的促进作用，而受到低沉降速率和低沉积物供给的抑制(Plint and Nummedal，2000)。

因此，相对湖平面下降是引起强制湖退的关键因素。5种情况可以满足相对湖平面下降而引发强制湖退过程： (1)湖盆基底稳定，绝对湖平面下降；(2)湖盆基底下沉，同时绝对湖平面下降，但下降速率超过湖盆基底沉降速率；(3)湖盆基底抬升，绝对湖平面不变；(4)湖盆基底抬升，绝对湖平面下降；(5)湖盆基底抬升，同时绝对湖平面升高，但湖盆基底抬升速率超过绝对湖平面上升速率(操应长，2005)。

4 强制湖退类型及识别标志

4.1 主要类型

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 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)

4.2 主要识别标志

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 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)。

5 莱州湾凹陷的强制湖退及沉积响应

5.1 地质背景

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)。

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)。

5.2 层序地层格架及强制湖退体系域

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。

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)

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)

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

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14.8km，根据层拉平(T61)后的地震剖面测得其前积层倾角θ1约12°；P2在研究区内可见延伸距离约9.6km，前积层倾角θ2约13°；P3在研究区内推进距离最小(仅3.4km)，前积层倾角θ3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)。

5.3 沉积响应特征

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。

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

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

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)。

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。

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

P1-1沉积厚度约20.6m，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24.5m，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23.7m，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)。

5.4 FSST发育模式

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14.8km)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；Kollaetal.， 2000；Rabineauetal.， 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)。

5.5 主控因素分析

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。

5.6 FSST沉积体系发现的地质意义

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。

6 结论

1)莱州湾凹陷沙三段层序内部发育典型的附着型强制湖退体系域。该强制湖退体系域由3期中频、中振幅、中—强连续性的斜交前积反射(P1、P2和P3)构成，顶积层缺失，且顶界面下切谷发育，其顶超点在向湖盆中央方向迁移的同时向下迁移，表征相对湖平面下降期间的进积过程。

2)该强制湖退沉积过程以低角度前积为主(前积倾角平均约13.3°)，P1在研究区内推进距离最长(约14.8km)，P2和P3仅在研究区局部发育。井—震结合可将P1自下而上划分为P1-1、P1-2和P1-3，反映P1内部存在3次高频的进积过程。沉积物岩性较粗，以细—中砂岩为主，局部发育粉砂岩，广泛发育牵引流性质和重力流性质的沉积构造，反映该沉积过程主要为三角洲—湖底扇沉积。

3)该强制湖退是气候相对干旱和绝对湖平面下降共同作用的产物，其相对湖平面下降速率不高，故引发的典型附着型强制湖退以规模较小的、低角度斜交前积反射为主。

4)莱州湾凹陷沙三段强制湖退的发现解释了高角度“S”型前积之上发育低角度斜交前积这一地质现象，对进一步油气勘探开发及陆相断陷湖盆强制湖退的研究具有借鉴意义。