坳陷湖盆斜坡区深水重力流水道地震响应及沉积特征——以松辽盆地LHP 地区嫩江组一段为例

刘化清，冯 明，郭精义，潘树新，李海亮，洪 忠，梁苏娟，刘彩燕，徐云泽

（中国石油勘探开发研究院西北分院，兰州 730020）

0 引言

近年来，石油勘探家对松辽盆地下白垩统嫩江组一段重力流水道系统的宏观分布特征进行了识别和描述，在嫩一段发现了陆相盆地中规模最大、清晰完整的深水重力流水道-湖底扇系统［1-4］。如大庆长垣的水道系统延伸的直线距离可达70 km，宽度为600 m，平均宽度为300 m，而在齐家—古龙地区的规模更大，长度超过80 km，宽度为100～900 m。潘树新等［2］认为这些规模宏大的深水重力流水道体系由陆上河流直接入湖而形成，为异重流成因。这些水道被细砂岩、粉砂岩充填，其含油性好，是盆地中央深水区岩性油气藏勘探潜在的新领域［1-2］。对水道的时空演化、水道的内部结构及各结构参数（曲率、坡降、深度、宽度等）及其相关性研究相对较少，而深入研究这些问题有助于弄清水道系统的结构特征以及水道砂岩的非均质性，从而为油气勘探开发部署提供重要依据。

以LHP 地区高精度三维地震资料为基础，应用地震沉积学、地震地貌学技术方法，识别湖盆深水斜坡的重力流水道及其伴生的水下天然堤的分布特征，研究水道时空演化规律、确定水道的宽、深、曲率等结构参数及其相关性，探讨水道形成与演化的控制因素，以期为油气勘探开发部署提供依据，并为其他陆相盆地深水水道沉积研究提供借鉴。

1 沉积背景与研究区概况

松辽盆地的基底为变质的古生界及前古生界，中新生界沉积盖层的发育经历了伸展断陷阶段、裂后热沉降阶段和构造反转阶段［1］。其中，裂后热沉降阶段发育的下白垩统泉头组（K1q）和上白垩统青山口组（K2qn）、姚家组（K2y）和嫩江组（K2n）是盆地的主要含油层系。姚家组—嫩江组发育一套完整的基准面升降旋回沉积，嫩江组二段底部发育了全盆地范围内稳定分布的油页岩，这标志着最大湖泛面的形成期，是层序划分与对比的标志层（T07）［5］。姚家组—嫩江组一段沉积期为湖盆扩张期，形成了大型退积型三角洲及重力流水道-末端扇沉积体系；嫩江组二段—五段沉积期为湖盆萎缩期，强制性水退形成大型湖泊与进积型三角洲沉积［5］。嫩五段沉积以后，盆地抬升并遭受剥蚀，与上覆四方台组（K2s）形成不整合接触关系［6］。

松辽盆地嫩江组一段沉积时期，湖盆水体快速扩张。潘树新等［2］对齐家—古龙地区嫩一段上部（S1）沉积体系进行过深入研究，发现该区发育多支大型异重流成因的水道—湖底扇系统。本文选取该水道系统的中下游的LHP 地区开展嫩一段上部（S0）水道的精细解剖［图1（a）］。LHP 三维地震资料精度高，采集面元为10 m×10 m，主频为50 Hz。工区内有钻井10 余口，录井及测井资料比较齐全。

LHP 地区嫩一段岩性主要为厚层黑色、灰黑色泥岩，夹薄层粉砂岩、泥质粉砂岩，埋深为1 500～1 700 m，厚度为110 m，其顶、底界对应的地震反射界面分别为T07和T1。嫩一段可进一步细分为上下2 个部分：下部（S1油层组）形成于湖盆快速扩张期，以黑色泥岩、薄层泥质粉砂岩、粉砂岩互层为主，粉砂岩单层厚度最大可达5 m，底部以厚层泥岩与下伏姚家组富砂地层（S2+3）接触，形成地震强反射界面（T1）；上部（S0油层组）以厚层泥岩为主，粉砂岩、泥质粉砂岩零星分布，其厚度仅为2 m［图1（b）］，形成于湖盆发育的鼎盛时期。S0地层与上覆嫩二段底部油页岩形成显明的地震波阻抗界面（T07）。

图1 松辽盆地嫩一段沉积体系［2］（a）和地层综合柱状图（b）Fig.1 Sedimentary system（a）and comprehensive stratigraphic column（b）of Nen 1 member in Songliao Basin

2 研究方法与技术

2.1 地震地貌成像处理

在地震地貌成像过程中，综合利用了地震沉积学［7-8］和地震地貌学［9］的研究思路和技术手段：①首先将地震数据体转换为具有岩性意义的数据体。据12 口井资料统计，嫩一段上部泥岩的波阻抗值为5 000～8 000 g/cm3·m/s，而粉砂岩的波阻抗值为7 500～11 500 g/cm3·m/s，二者的波阻抗差异明显［图2（a）］。对于波阻抗差异明显的砂岩和泥岩，对地震资料进行90°相位转换即可赋予地震数据岩性意义［10-11］［图2（b）—（c）］。②通过地层时间模型（Stratal time model）把90°相位转换地震数据体转化为各个地震标志层均拉平的地层切片数据体（Stratal slice volume）［12-13］，就制作成相对地质年代域数据体。③在地震标志层（T07和T1）控制之下，等比例内插形成地层切片层位数据体。从下到上多次浏览不同时代的地层切片，即可以弄清嫩一段水进过程中的沉积体系发育模式及时空演化规律；当地层切片不能完整显示地质模式，可能存在局部穿时现象时，采用非线性地层切片技术进行修正［14-15］。④在获得比较清晰的地震地貌图像后，应用三维显示及光源照明技术进一步突出地貌细节变化，突出沉积体的边界及内部结构。

图2 地层岩性界面和地震反射界面的相关性分析Fig.2 Correlation analysis of stratigraphic lithologic interface and seismic reflection interface

2.2 水道结构参数测量与换算

水道的深度和宽度均从地震资料测量获得。水道宽度为水道两岸之间的距离，或者从一侧天然堤到另一侧天然堤之间的距离，其测量主要基于地震地貌图（地层切片）并参考地震剖面获得；深度是从水道顶部到底部的距离，或者两侧天然堤连线的中点到水道底部的距离。在地震剖面上读取双程旅行时差，并使用嫩一段的层速度换算得到水道的深度。具体算法为

式中：H为深度或厚度，m；T0双程旅行时差，ms；V0为嫩一段的层速度，m/s，取值3 200。

水道坡降的测量方法是，沿水道轴线切地震剖面，沿距离水道发育层位最近的上部地震标志层T07（嫩二段底部油页岩）拉平，测量水道两端对应的地震同相轴中心点之间的垂向双程旅行时差，然后根据式（1）换算为厚度落差，再根据如下方法计算出坡降

式中：D为坡降，‰；ΔH为水道落差，m；L为水道首尾两端之间的直线距离，km。

曲率由水道在工区内的实际流径与水道首尾之间的直线距离的比值得到。

尽管单期水道有时候在地震地貌成像（地层切片）上能够被分辨出来，但受地震资料纵向分辨率低的限制，在地震剖面上很难识别。因此，从地震剖面上测量得到的宽度、深度等水道结构参数实际上是水道带或水道复合体的结构参数。

3 水道的地震响应识别、结构参数确定及沉积物分析

3.1 水道的地震识别

地震地层切片成像结果显示（图3），松辽盆地LHP 地区嫩一段发育A—D 和E—H 等2 组特征截然不同的水道系统。第一组包括A—D 等4 条水道，其宽度较大，呈蛇曲带状穿越工区。其中，水道A 发育在工区西南部，NW—SE 向呈弧形延伸约3.5 km 后并入水道B。水道B 呈南北向贯穿整个工区，延伸10 km。水道C 和D 发育在工区东侧，并在东部边界中段相交而过，显然二者并未同时活动。其中，水道D 在工区内最宽，在曲流环发育部位宽度可达500 m 左右。对地层切片进行多光源照射发现，水道D 实际上为1 个水道带，由4 期以上的水道复合而成，在3 个发育完好的曲流环之上可以清晰地观察到因水道迁移摆动而形成的单期水道［图3（a）］。进一步观察发现，经黄光照射的彩色振幅地层切片［图3（a）］，水道A—D 的地震异常均呈不均一分布，在水道延伸方向，多段不规则分布的纺锤形强振幅异常通过各自变细的端部相互连接，呈现宽-窄交互式分布。第二组自西而东分别是E，F，G，H，I，水道窄，呈较为顺直的线状，地震成像相对模糊［图3（d）—（e）］，推测大多为单一重力流事件形成的水道。其中，水道F 最为清晰，可完全追踪，它呈S 型南北向贯穿整个工区，在下游（工区西南角水道A 和水道B 交汇部位附近）频繁决口形成多个决口水道，展现出末端扇的特征［图3（b）］。水道G，H，I 的上游部分（工区东北端）地震成像较为模糊，但在流经水道C 发育区域后清晰可见，均呈NNE—SSW 向顺直状延伸至工区最南端断层附近消失。其中，水道H 在W1 井东侧偏北2 km 处出现分流，分流水道H1 和H2 呈约20°的夹角向西南方向延展。过断层至W5 井区，水道G 及H1，H2 的地震成像均较为模糊，从隐约可见的线条状强振幅异常分析，它们仍然向前延展，但开始决口分叉，接近末端。水道E 只在工区西北部呈S 型NW—SE 向延伸约4 km 后消失。水道I 从北向南穿过水道C 所在区域之后频繁决口改道，并最终消失在水道C 以南3～4 km 处，形成完整发育的末端扇。该末端扇在地震振幅切片上显示为强振幅，由5 条以上决口水道及其漫溢沉积组成（图3）。从沉积过程看，这样的末端扇又可称为末端分散体系（Terminal splay）［16］。

图3 LHP 地区嫩一段S0油层组地震地貌图像及重力流水道地质解释图（a）地层切片（黄光照射）；（b）重力流水道地质解释图；（c）连井沉积剖面；（d）未解释的地震地貌图像，位置见（a）图中白色方框；（e）为（d）解释后的地震地貌，T1—T4 为水道发育的先后时间顺序，黑色实线（T4）为最后一期水道位置Fig.3 Seismic geomorphologic image and geological interpretation of gravity flow channels of Nen 1 member in LHP area

第一组水道A，B，C，D 的断面形态大多呈对称或不对称的U 型，但不同水道之间、同一条水道上下游的不同位置其断面形态不同。①水道A 的底界呈宽阔且两侧对称的U 型，深度为15～20 m（1 个地震同相轴），宽度约为100 m。下切植入下伏地层，内部反射为强振幅。水道A的上部呈现丘状反射，在横断面上呈“透镜状”［图4（a）—（b）］，推测该水道富砂且存在水下天然堤。②水道B 在北部上游地区的断面呈比较对称的V 型［图5（b）］，下切侵蚀现象清晰可见，时间厚度接近1 个同相轴；在南部的断面演变为右陡左缓不对称的U 型［图4（a）—（b）］，宽度为50～100 m。较陡的右岸为水道的凹岸（外侧），以侵蚀作用为主；较缓的左岸为水道的凸岸（内侧），以沉积为主，地震地貌成像结果显示出同样的特征［图3（a）］。当与水道A 汇合后，宽度变为150～180 m，截面特征与水道A 相似［图4（c）—（d）］。③水道C 和D 的横断面同样呈现U型，对下伏地层的下切侵蚀作用强烈［图4（e）］。其中水道C 的宽度为200～270 m，水道带D 在工区内上游的宽度为230 m，到下游的大型曲流环一带宽度可达340～370 m。［图4（f）—（g）］是横穿水道D 的2 个曲流环的地震剖面，在下切谷下部的红色强振幅反射中隐约可见向西倾斜的叠瓦状反射，说明水道由东向西侧向迁移摆动，西侧为侵蚀岸（凹岸），东侧是沉积岸（凸岸），这与图5 中的平面特征一致。水道D 两岸地形明显高于周围地区，表现出分别向岸外倾斜的反射特征，西侧和东侧的倾角约为50° 和30°，显示发育有3～5 m 高的水下天然堤，且保存完整［图4（f）］。

图4 水道A，B，C，D 的地震响应特征（沿T07拉平）（剖面位置见［图3（a）］）（a）S2 剖面，水道A 和B 的分别呈现出标准的U 型和不规则U 型或宽V 型，水道A 的上拱地震反射可能暗示天然堤的存在以及水道可能富砂；（b）S2 剖面，水道A 的地质解释；（c）S1 剖面，与水道A 合并之后的水道B 地震剖面响应；（d）S1 剖面水道B 的地质解释。横断面为规则的U 型，上拱的地震反射预示天然堤的存在以及富砂的水道充填；（e）S7 剖面，水道C 的右岸和水道D 的左岸直立；（f）S5 剖面，示水道带的U 型底界、陡峭的水道壁，以及水道两侧比外围明显高出的正振幅（红色）异常，预示存在着天然堤；（g）S3 剖面，宽阔的U 型下切谷，天然堤不明显。水道底界呈宽阔而对称的U 型，水道充填物的中下部波峰（红色）强振幅反映富砂特征，上部波谷（蓝色）富泥Fig.4 Seismic response characteristics of channel A，B，C and D

第二组水道E—I 在地震剖面上大多为强振幅反射，难以分辨对下伏地层的侵蚀［图5（a）—（b）］。只有水道F 在下游决口分叉前有1 km 左右的地段对下伏地层产生比较明显的侵蚀，在地震剖面上表现为尖锐的V 型［图5（b）］，时间厚度约1/3 地震同相轴，揭示局部地形的突然变化。

3.2 水道结构参数及其相关性

对各水道实际流径、水道首尾直线距离、坡降和曲率等参数进行统计和相关性分析表明，水道的曲率与其坡降具有很好的正相关关系，曲率大的水道（A，C）具有较大坡降，曲率小的水道坡降较小（G，I 等）［图6（a）］。采用随机采样方式，从地震剖面上测量各水道的宽度和深度，将这些统计数据进行散点拟合，发现水道的宽度和深度之间也具有较好的正相关关系［图6（b）］。

图6 水道结构参数交会图Fig.6 Cross plot of channel structure parameters

比较水道平均深度与坡降、曲率关系发现，水道深度与曲率、坡降之间总体呈正相关关系［图6（c）—（d）］。总体而言，研究区水道的深度、宽度、曲率、坡降之间具有较好的相关性。这与Wood 等［17］对南美洲Trinidad 和Tobago 地区深海水道体系的研究结果相似。Posamentier 等［18］在研究印度尼西亚Kalimantan 地区Borneo 东部海域更新统的水道-天然堤系统时，就发现深水水道的曲率与海底斜坡的坡降呈正相关关系，海底坡度增加，水道深度增大，曲率也增大。可见海洋和湖泊的深水水道的结构特征具有一定的相似性。

3.3 水道沉积物分析

LHP 地区的10 口钻井没有一口真正钻遇水道，而统计分析表明，粉砂岩与泥岩具有明显的波阻抗差异（参见图3），因此，在地震剖面上水道内的强振幅异常推测为砂质沉积。从邻区钻遇深水水道的Ta-X 井来看，水道内的沉积物以细砂岩为主，厚度为25 m，发育块状层理、平行层理、波状交错层理，常见暗色泥砾沿层理面叠瓦状排列，局部见厚度可达10 cm 的泥砾层（图7）。水道位置对应的测井曲线呈箱状，地震地貌特征为条带状强振幅异常，剖面特征为宽阔的U 型，宽度可达600 m［2］。LHP 地区水道A—D 的地震特征与Ta-X 井区的情况相似，且均位于整个水道系统的中游，因此，推测水道内的沉积物为细砂岩沉积。水道外侧主要发育漫溢沉积。录井资料揭示，这些漫溢沉积以粉砂岩、泥质粉砂岩为主，其厚度通常小于1 m，夹于大套暗色泥岩当中［参见图1（b）］。邻区资料表明，漫溢沉积中常见厘米级波状层理细砂岩与粉砂质泥岩互层［图7（e）］。

图7 Ta-X 井嫩一段重力流水道沉积物岩心照片（a）块状层理细砂岩，1 259.21～1 259.43 m；（b）示细砂岩中叠瓦状排列的泥砾，1 251.40～1 251.62 m；（c）平行层理细砂岩，1 249.50～1249.7 m；（d）泥砾层，水道滞留沉积，1 250.50～1 258.59 m；（e）波状层理细砂岩与粉砂质泥岩互层，1 227.82～1 227.93 mFig.7 Core photos of channel fills of Nen 1 member in well Ta-X

水道A，D 在局部地段发育有水下天然堤，天然堤与外围斜坡区漫溢沉积的地震反射振幅相近，因而预测具有相似的岩性特征，为粉砂岩或泥质粉砂岩［参见图4（a）—（d）］。需要注意的是，水道D 局部地段的天然堤较外围斜坡区漫溢沉积的地震振幅略强，揭示强水流背景下的较粗粒溢岸沉积［参见图4（f）—（g）］。

实际上，水道C，D 以及B 的上游地段在地震剖面上可以分为上下2 个部分（参见图4），中下部侵蚀谷内沉积物的地震振幅（红色）明显大于水道两侧的漫溢相（浅红色），应为细砂岩—粉砂岩，厚度为10～20 m，而上部沉积物的反射呈反极性特征（蓝色），从图2（a）的岩石物理特征分析结果判断，其岩性应为泥岩，代表了重力流水道被废弃后，残余水道谷地在安静深水环境下的沉积。水道A，B在下游地区，其横截面在水道中轴线上地震呈上拱反射［参见图4（a）—（b）］，这可能与差异压实作用有关，富砂的水道沉积物在后期成岩作用中压实率小，而泥质的天然堤及岸后溢岸沉积压实率大［16，19］。对比发现，水道A，B 在下游地区的沉积厚度更大。

水道E—I 在地震剖面上显示为比围岩相对较强的亮点地震反射，在振幅切片上显示较水道A—D 更弱的振幅异常。根据振幅与岩性的相关性分析认为，水道E—I 的沉积物的泥质含量略高，很可能大多为粉砂及泥质粉砂岩，且厚度薄，小于1/4 子波长度。

4 水道系统时空演化与成因机制

4.1 水道系统时空演化

浏览对比上下层位的地震切片是判别沉积体发育先后顺序的有效手段［20］。在地震属性平面图上可以看出，水道E—I 呈线型，总体曲率小，顺直分布，侵蚀作用弱，而水道A—D 呈带状，曲率较大，因侧向迁移摆动常形成宽度较大的曲流环。因而，这2 组水道系统发育时限靠近，利用地层切片序列无法把E—I 与A—D 完全剥离，但从E 被B，F 被B和A，I 被C 切割的情况分析，E—I 的发育时间要早于A—D（图8）。这2 组水道系统可能形成于不同的气候旋回，A—D 显然形成于强降雨和洪水事件中，保持着强有力的下切侵蚀作用，形成深度达10～20 m 的斜坡峡谷，而E—I 已经处于其发育末端的LHP 地区。

图8 地震振幅的地层切片序列（a）—（d）从早到晚的地层切片，示水道C 发育时期略早于A，B，D，而水道E，F，G，H，I 是最早发育的水道系统；（e）地层切片在剖面上的位置Fig.8 Strata slice series of seismic amplitude

Posamentier 等［16］将深水浊流沉积体系按照源—汇系统的思路划分为上、中、下游3 段。上游靠近陆上，发育下切侵蚀的支流峡谷；中游发育以限制性水道为特征的单一水道体系和天然堤；下游发育非限制性水道，决口改道频发，是沉积物的主要卸载区，多条先后决口的水道呈分散状分布，构成末端扇。PHL 地区的水道A—D 单一水道复合体特征明显，局部保留天然堤，可类比于Posamentier等［16］划分的浊流沉积体系的中游，而水道E—I 处于重力流系统的末端，决口分流频发，可类比于其浊流沉积体系下游末端扇部分。

就A—D 等4 条水道而言，在重力流水道集中发育层段自下而上制作的地层切片中，水道C 的发育时间略早于A，B，D。最下部的地貌特征显示，在A，B，D 出现之前，水道C 表现为条带状强振幅异常，已经在工区东北部开始发育［图8（a）］，而图8（b）—（c）反映的是过渡层段的地震影像，水道A—D 同时存在是由于地震成像过程中子波旁伴效应的影响，不能同时反映它们的真实发育位置，图8（d）为该层段顶部的地震地貌，水道A，B，D 的影像清晰，而水道C 已经不见踪影。A，B，D 等3 条水道很可能是在同一期、或者时间上非常靠近的洪水事件中形成的。

4.2 水道成因机制

4.2.1 水道形成与演化的控制因素

松辽盆地嫩一段沉积于湖盆快速扩张期，其下部（S1）以砂泥岩互层为主，为滨浅湖沉积；上部（S0）以厚层黑色、灰黑色泥岩夹薄层粉砂岩沉积为特色，为半深湖—深湖沉积，水道沉积主要发育在这套厚层泥岩当中。上覆嫩二段底部的油页岩，厚度约为4 m［参见图1（b）］，是湖盆水体扩张达到鼎盛时期的标志。

冯志强等［5］认为，嫩一段沉积时期大庆长垣地区从三角洲前缘演变到十分发育的深湖区重力流水道，延伸直线距离达50～100 km，在水道末端常见湖底扇。潘树新等［2］发现在齐家—古龙地区嫩一段上部（S0）发育多支大型异重流成因的水道-湖底扇系统，直线延伸距离超过80 km，宽度为100～900 m。

无论是限制性水道系统A—D，还是非限制性水道系统E—I，均属于异重流成因，是洪水期陆上河流携带大量泥沙直接入湖，并经斜坡区长距离奔流而成。水道A—D 发育期间，包括松辽盆地在内的广大地区经历了强降雨天气，河流水位暴涨，泥沙含量剧增，携带大量泥沙的河流向盆地汹涌而来，由于河水密度远大于湖泊静水水体的密度，因而河流水体入湖后在惯性力及重力作用下，沿着湖水底部向盆地中央深水区强力推进，并对湖盆斜坡区形成强烈侵蚀，形成多个峡谷系统。后期，降雨量减小，洪水能量减弱，导致水下异重流的流速降低，以底床和悬浮负载方式搬运的细砂—粉砂质沉积物得以沉积充填于水道当中。最后，水道被废弃，在残余的水道谷地内沉积了深水泥质沉积。

黄清华等［21］认为，松辽盆地青一段和嫩一段、嫩二段发育的3 套厚层暗色泥岩、油页岩、页岩分别对应于3 期全球性的缺氧事件，导致了湖盆内介形虫、叶肢介等生物的3 次变革。缺氧事件通常会导致大气密度降低，光照强度及蒸发量增大，进而引起温度升高和降雨量增大［22］。因此，缺氧事件可能是松辽盆地嫩一段沉积时期气候异常、洪水泛滥、盆地内部深水区广泛发育异重流水道的主要原因。

前文已经指出，与水道A—D 对比，E—I 发育时间略早，处在盆地整个重力流水道系统的末端，而A—D 则处于稍晚发育的水道系统的中游地带。这2 组水道出现显著差异的原因，可能既有构造变动的影响，也有气候变化的因素。冯志强等［1］研究表明，嫩江组沉积时期松辽盆地处于构造缓慢沉降阶段。从图6（a）看出，水道E—I 的坡降较A—D的更小，前者为0.55‰～0.69‰，后者为0.61‰～1.0‰。这些数据印证了嫩江组沉积时期盆地持续沉降的认识。相对较陡的湖泊底形可能是异重流水道A—D 较E—I 在湖泊底部能够长距离流动的原因之一。另外，气候变化也可能是导致2 组重力流水道在湖泊底部延伸距离存在差异的原因。水道E—I 发育时期只是气候条件剧变的开始，此时松辽盆地所在流域开始发生大面积的洪水事件，高密度河水沿着水下沟谷以异重流的方式向湖盆深水区推进。到水道A—D 发育时期，气候变化达到极端条件，较前期有更大的洪水事件，也就形成了在湖盆底部延伸更远的异重流沉积。同时，强降雨导致大量的浑浊地表水流沿着河道注入湖泊，引起湖平面快速上升，也为嫩一段上部（S0）发育厚层泥岩创造了条件。

嫩一段水道系统发育之后，盆地在相当长的时期内都处在相对宁静时期，湖盆水体安静，水生藻类繁盛，发育了嫩二段底部大面积分布的油页岩，其TOC 的质量分数为5.3%～11.9%（平均为7.9%），是松辽盆地一套极其优质的烃源岩［23］。也正是由于以这套油页岩为代表的安静的深水沉积环境，才使得嫩一段的重力流水道体系得以完整地保存。

4.2.2 水道沿流向“宽-窄”相间的成因

水道A，B，C 在地震地貌图上沿水流方向均呈“宽-窄”间互分布的地震振幅异常［参见图3（a）］。利用非线性地层切片技术上下浏览观察，发现这种现象反映了地下真实的沉积地貌特征。与水道D宽-窄变化原因一样，水道A，B，C 的宽-窄相间变化为水道侧向迁移摆动所致，只是地震分辨率有限而无法呈现其细节。图像中出现的水道A，B，C，D 实际上不是由单期水道形成，而是由一定时期内发育的多期水道侧向迁移摆动形成的水道带，其中的较宽部分在位置上可与陆上河流的点坝对比，为曲流水道沿凹岸反复侵蚀、在凸岸不断沉积所致，是曲流环（Meandering Loop）的位置之所在；较窄的部位为2 个相邻、但摆动方向相反的曲流环之间的转换部位，其特征是新水道对老水道的交叉切割［参见图3（d）—（e）］。

Posamentier 等［16］将深水水道划分为有序水道序列（Organized channel successions）和无序水道序列（Disorganized channel successions）等2 种类型。有序水道序列是指重力流事件结束后，水道未被完全充填，从而为后续水流留下空间，这样曲流水道的凹岸不断被后续重力流侵蚀，在凹岸靠下游位置遭受的侵蚀作用尤其强烈，导致水道在侧向摆动（Swing）的同时，还常常引起曲流环向下游方向不断迁移，形成扫动（Sweep）特征。通过曲流环扫动方向分析还可以判断古水流方向。无序水道序列是指重力流事件结束时，水道已经被沉积物完全充填，因而后续水流只能另辟蹊径，从而形成无序分布的水道模式。从形态上看，水道A，B，C，D 与有序水道序列的特征更为接近，水道D 体现得更为明显［图3（d）—（e）］。

4.3 讨论

（1）深水重力流水道与天然堤相伴生似乎是海相盆地的常见现象［20，24-27］，特别是在重力流水道的中游，受陆上供源河流洪水事件的影响，流经水道的水流时常高于水道壁，从而产生漫溢沉积，形成水下天然堤［17］，而对于陆相盆地，鲜有深水区发育天然堤的报道。从部分地震剖面看（参见图4），松辽盆地嫩一段发育的限制性水道系统（水道A，B，D）在局部地段水道两侧的沉积地貌明显高于外围同期沉积，预测存在着天然堤，但是从目前的地震地貌图上还无法确定其分布范围。这或许与其规模小有关，也可能是大部分水道天然堤高度普遍较小，经后期成岩压实作用后幅度更低，无法用地震资料分辨出来。

（2）受沉积期后差异压实等后生成岩作用的影响及地震资料分辨率的限制，在地震反射剖面上所测量的坡降、水道宽度、深度，以及天然堤高度等数据与真实的沉积地貌之间存在一定的误差。此外，文中水道相关结构参数实际上是水道带的结构参数。尽管如此，这些数值至少可以帮助人们半定量认识湖泊中深水水道的结构特征以及储集层发育规模。

5 结论

（1）松辽盆地LHP 地区嫩一段发育2 期重力流水道沉积事件，早期的水道体系E—I 为非限制性水道体系，处于重力流系统的下游靠末端，末端多见决口水道，对下伏地层侵蚀弱，水道窄，水下天然堤不发育或发育程度很弱。晚期水道体系A—D 为限制性水道体系，处于大型水道系统的中游，能量强，对下伏地层下切侵蚀达10～20 m，以单一水道复合体形式存在，局部发育天然堤。晚期的重力流事件还可以进一步细分为早、晚2 个亚期，水道C发育时间略早于水道A，B 和D。

（2）水道沉积物主要为细砂岩和粉砂岩，厚度可达20 m，宽度50～370 m，局部宽度可达500 m 以上。这些水道沉积与构造背景匹配可以形成构造-岩性圈闭，是夹持在优质烃源岩当中的高效勘探目标。

（3）水道A—D 与E—I 等2 套水道系统存在显著的差异，一方面是松辽盆地发生持续沉降，湖盆坡度发生了比较明显的变化。另一方面是古气候变化导致的降雨量显著增大，导致了异重流水道A—D 较E—I 具有更强的侵蚀能力和水下延伸距离。导致降雨量剧增的直接原因很可能是当时的全球性的缺氧事件。

致谢：成文过程中得到Posamentier、顾家裕教授的悉心指导，黄银涛、于兴河教授提出了许多建设性的建议，在此深表谢意。