0 引言

在陆相沉积盆地中，以往的研究多集中于受主物源直接控制的大型沉积砂体，如三角洲、扇三角洲、近岸水下扇等，且勘探程度越来越高。近年来，随着国内油气勘探开发工作的不断深入，增储增产的主要方向正逐步向岩性地层油气藏转移。其中，湖盆浅水环境下广泛发育的薄层砂体日益受到人们的重视^[1-3]。这类砂体有分布广、层厚薄、层数多、埋藏深、物性低、储层脆6个特点^[4]。以往关于这类薄层砂体的研究相对较少，前人^[5-6]多简单地将其归入三角洲沉积。并且由于砂体厚度薄、分布不规则，认为其没有较好的储层；由于其勘探难度大，所以没有对其进行深入彻底的研究。近几年在美国绿河盆地^[7-9]、土耳其巴伊布尔特盆地^[10]、中国渤海湾盆地^[11-12]等都发现了这种薄层砂体具有可观的储量，因此迫切需要对这套薄层砂体开展深入的沉积研究。辽河西部凹陷沙河街组四段上亚段(简称沙四上亚段，Es^4上)广泛发育这类砂体，本文将以此为例，深入研究这类薄层砂体的沉积特征和沉积模式。

前人关于辽河西部凹陷沙四上亚段的研究^[13-14]认为，该层段主要发育滨浅湖和扇三角洲沉积体系，水下分流河道砂体是主要储集体。随着近年来勘探的深入，关于这套砂体的研究出现了以下问题：一是沙四上亚段沉积期凹陷南北沉积环境差异大，沉积体系类型多样，储层分布特征和储集能力有较大变化，并非均为传统认识的扇三角洲沉积体系；二是凹陷北部曙北地区大面积发育砂泥岩薄互层沉积，这类砂体在以往的勘探中未被重视，对这种薄互层砂体的精细刻画和描述，以及对其沉积成因机理的研究，将直接影响到对该区油气藏特点的认识，从而影响该区下一步勘探部署。这些认识上存在的问题，正是寻找该区下一个勘探目标的突破点。本文针对这些问题，对西部凹陷的薄层砂体和三角洲砂体进行精细描述和深入剖析，以期建立研究区的沉积模式，为下一步的勘探开发提供指导。

1 地质背景

辽河坳陷位于华北地台的东北隅，是渤海湾盆地的一个二级构造单元。辽河坳陷新生代可划分为“三凹三凸”，西部凹陷为其三级构造单元之一。该凹陷呈现狭长带状分布特点，位于郯庐大断裂下辽河段内，展布方向与郯庐断裂的走向一致。凹陷西部临近燕山褶皱系及西部凸起，东靠中央凸起与东部凹陷相隔，向南与渤海湾海域的辽西凹陷相接^[15]。西部凹陷内的构造格局具有东西分带、南北分段的特征。总的地形、地质特点是北高南低、北窄南宽、东断西超、东陡西缓，总面积约2 500 km²。凹陷内沿深大断裂一侧由北向南依次发育了牛心坨、台安、盘山、陈家、清水沟和鸳鸯沟6个洼陷。此外还发育洼中之隆的兴隆台背斜构造带、双台子背斜构造带、双南断裂背斜构造带等^[16]。缓坡带由北向南依次发育了高升、曙光、杜家台、齐家、欢喜岭等几个鼻状隆起(图 1)。

① 辽宁省辽河油田研究院盆地所.辽河西部凹陷构造分区图.盘锦：辽河油田研究院，2005.

辽河西部凹陷是在复杂的基底结构基础上，经历“拱张、裂陷、坳陷”演化阶段发育起来的裂谷型断陷盆地。构造变动和气候变化是控制盆地沉积演化的主导因素之一，层序特征又是反映构造变动和气候变化最直观的证据。古近系内部组段划分采用渤海湾地区统层方案，自下而上分为房身泡组、沙河街组和东营组，其中沙河街组进一步分为4段，即沙四段(Es⁴)、沙三段(Es³)、沙二段(Es²)和沙一段(Es¹)^[17]。

2 层序地层格架分析

建立层序地层格架是沉积体系研究的前提，只有在具有等时性和成因相关性的地层格架之下，沉积特征、演化和成因分析才是有价值的^[18-20]。本文研究目的层为古近系沙四上亚段，研究区北部厚度约为400 m；南部缺少下部地层，厚度约为200 m。研究区内曙北地区地层发育完整，其下部和上部均为油页岩沉积，厚度均约为20 m，两套页岩生烃潜力很好，砂岩夹在两套页岩之间。

依据经典层序地层学理论，结合辽河西部凹陷地震、测录井及岩心资料分析，将沙四段划分为2个三级层序，从下到上分别为SQ1和SQ2，2个三级层序的界线为下部油页岩与中段砂体的分界处，在地震剖面上有可全区追踪对比的强振幅反射同相轴。由于沙四段砂体主要发育于SQ2，所以SQ2地层为本次研究的重点。通过对初始湖泛面和最大湖泛面的识别，以及对准层序组叠置样式的分析，将SQ2划分为低位体系域和湖侵体系域，而高位体系域进入沙三段地层。依据地层叠置样式，将SQ2低位体系域划分为2个准层序组，分别命名为PSS1、PSS2;将SQ2湖侵体系域划分为2个准层序组，分别命名为PSS3、PSS4(图 2)。

3 沉积相分析

沉积相研究旨在明确构造演化期次控制下的沉积相类型、特征、分布及演化规律，进而查明各种沉积砂体的空间展布规律，为进一步确定有利勘探目标奠定基础^[21]。本文针对薄层砂岩的识别尺度，主要从岩心上寻找相标志，同时结合测录井资料，建立各种沉积相类型的模式；然后以四级层序为单元，绘制西部凹陷各准层序组的沉积相平面分布图，分析演化规律，并解释砂体成因。

3.1 沉积相类型及特征

由于研究区砂体厚度薄，因此主要通过岩心(图 3)和测录井资料分析沉积相类型。根据岩石类型、沉积构造、沉积旋回、岩电组合和测井曲线等多种资料组合分析，认为辽河西部凹陷沙四上亚段主要发育湖泊沉积相和辫状河三角洲沉积相。

3.1.1 湖泊沉积相

1) 滨浅湖沉积亚相

研究区曙北地区、齐家近岸区、杜家台远岸区受物源影响弱，岩性为浅灰色细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩和灰绿色泥岩、杂色泥岩互层沉积, 水平层理、波状交错层理、浪成沙纹层理、生物扰动和植物炭屑等沉积构造十分常见。上述地区地势比较平缓，沉积构造显示水动力作用以波浪和湖流作用为主，沉积的砂体为滩坝砂，其广泛分布于曙北地区、齐家近岸区和杜家台的远岸区。通过对该区域取心井的观察，滩坝主要为粒度较细的沉积体，为浅灰色细砂岩、粉砂岩和泥岩的薄互层；而在一些近岸弱物源地区，也有粗粒的砾质滩坝沉积，它们表现为单层厚度较薄的砂砾岩、含砾砂岩夹在大套灰色泥岩之间。滩坝间常发育有滨浅湖细粒沉积岩。

曙北地区是滩坝砂体发育的主力地区，主要发育的层位是SQ2的低位体系域。低位体系域PSS1时期主要沉积薄层砂岩，其与泥岩形成互层，砂岩单层厚度薄，最薄的单层砂体仅50 cm，最厚的单层砂体7 m；沉积构造上可见波痕、波状交错层理(图 3a)。同时岩心上见大量植物碎屑成层分布，岩心顶面见生物爬痕(图 3b)，薄片上分选磨圆好。自然电位曲线为反韵律旋回特征，电阻率曲线表现为异常幅度较高的“尖刀状”指形密集组合(图 4a)。PSS2时期沉积特征与PSS1时期类似，单层砂岩厚度更薄，最厚仅为4 m。

杜家台地区远岸区可以观察到的滩坝沉积，主要发育于杜家台地区东侧北部的杜126井区。杜126井是取心井，取心段齐全，岩心上沉积构造现象丰富。SQ2沉积时期沉积的地层可以划分为低位体系域和湖侵体系域。低位体系域时期，岩性为砂泥岩薄互层，单层砂岩厚度1 ~8 m。观察岩心，岩性为灰色细砂岩，粒度细，沉积构造可见大量的波状交错层理，浪成沙纹层理，波痕，植物根化石，以及成层分布的植物碎屑、生物潜穴等。其中：波痕具有对称形态，波尖谷圆，反映其为波浪成因(图 3c、d)；植物根为水平板状根铸模，反映离湖岸有一定距离，为远岸沉积(图 3e)；无粗粒沉积和冲刷构造，薄片上分选磨圆好。自然电位曲线为反韵律特征，电阻率曲线表现为异常幅度较高的“尖刀状”指形密集组合(图 4b)。由于该区位于杜家台三角洲前缘末端，砂体成因是风浪和湖流作用将部分未固结、粒度较细的三角洲前缘砂体搬运到远岸，再沉积形成滩坝，故称为前缘改造型滩坝沉积。湖侵体系域早期，沉积的地层为一套褐色油斑泥质细砂岩和深灰色泥岩互层，在岩心上可见沙纹层理(图 3f)，薄片上分选磨圆明显好于下部，其成因为波浪作用对低位域砂体改造后形成滩坝，称为淹没改造型滩坝。

齐家近岸地区物源弱，波浪作用强。波浪对岸边缘基岩侵蚀改造，在湖岸边缘形成砾石沉积，同时带来砂质沉积。以取心井齐106井为例，岩性剖面为大套泥岩夹薄层砂砾岩，粗粒沉积物主要为滚圆状砾石、灰白色细砂岩，厚度薄，仅为1~3 m，沉积构造见波痕、波纹层理(图 3g)、植物碎屑；自然电位曲线具反韵律特征，电阻率曲线为“尖刀状”指形密集组合(图 4c)；全井段无河道冲刷沉积特征。因此，该区域主要发育滨浅湖砾质滩坝沉积。由于靠近岸线，滩坝为波浪作用对岸线砾质基岩改造形成，称为基岩改造型滩坝沉积。

2) 半深湖-深湖沉积亚相

研究区曙北地区北部为相对低洼的汇水环境，发育于湖侵体系域时期，位于正常浪基面以下到湖盆水体最深的部位。主要沉积细粒沉积物，岩性以深色、灰黑色泥页岩为主，判断为半深湖-深湖沉积亚相。在曙北北部与高升地区接壤处碎屑物质供给不足，并且波浪作用也不明显，水动力弱，发育多类型的碳酸盐岩沉积。

在湖侵域时期，曙北地区东部的岩心上观察到细砂-粉砂岩沉积，颜色较深，为深灰色和灰黑色，可见一些特殊的沉积构造，如丘状交错层理、泥岩撕裂屑、截切构造、生物逃逸迹等(图 3h、i)，夹植物茎干碎片，见泥砾，粒径0.5~2.5 cm；自然电位曲线表现为宽幅正向齿化的箱形(图 4a)。风暴作用明显，这是一种特殊类型的滩坝，称为风暴改造型滩坝沉积。它的成因是风暴搅起了正常浪基面之下、风暴浪基面之上已沉积的湖岸砂体，在风力和重力的控制作用下，较重的粗粒碎屑就近沉积，较轻的细粒碎屑被风暴带远，在风力减弱处沉积下来^[22]。

3.1.2 辫状河三角洲沉积相

研究区中南部的杜家台地区、齐家地区和欢喜岭地区的沙四上亚段时期处于初陷阶段，古地形坡度较缓，距离岸线近，且有坡折带特征^[23]。岩性多以砾岩、砂砾岩和砂岩为主，与灰绿色、深灰色泥岩叠置互层，其中砂、砾等粗碎屑体积分数较高，一般大于15%(图 3j、k)。岩心粒度粗，正韵律特征，见强牵引流成因的冲刷面、平行层理、剥离线理构造、槽状交错层理等(图 3l-o)。自然电位曲线为箱形特征，电阻率曲线呈钟形，底部为突变接触(图 4d、e、f)。通过对该区域取样制作C(累积曲线1%处对应的粒度)-M(累积曲线50%处对应粒度的中值)图进行分析，M值在0.06~0.50 mm之间，C值在0.20~1.50 mm之间，样品分布点中，QR段大致平行于C-M基线，反映了水动力条件较强，且以牵引流搬运为特征(图 5)。判断为辫状河三角洲沉积相，主要发育辫状河三角洲前缘水下分流河道沉积。

研究区辫状河三角洲的平原部分未被保存下来，主要发育的亚相有辫状河三角洲前缘和前三角洲。其中辫状河三角洲前缘部分是沉积主体，前缘部分发育的微相类型有水下分流河道、分流间湾、河口坝、远砂坝和席状砂等。水下分流河道微相是前缘沉积的主力砂体。由于河道冲刷侵蚀，河口坝和席状砂发育程度相对低，仅在东部地区部分取心井上可见残余的河口坝沉积。

3.2 层序格架下沉积相展布

本次研究在建立等时地层格架的基础上，结合沉积相分析成果，在准层序组级次内对优势相进行分析，形成了沉积相平面展布图。本文主要讨论SQ2各准层序组内的沉积相特征。

3.2.1 SQ2低位体系域

SQ2低位体系域PSS1时期水体较浅、砂体发育、砂地比值高。杜家台-欢喜岭地区靠近湖岸处整体砂地比值最高，可达50%以上，并且存在3处明显的垂直岸线的高值区，是主要的物源通道，为辫状河三角洲前缘水下分流河道发育区；向湖盆中心方向，砂地比值降低，发育河口坝和席状砂沉积；在三角洲前缘末端杜126井区，砂地比值较高，原因是由于风浪和湖流作用影响了该区域的沉积特征，将部分未固结粒度较细的三角洲前缘砂体顺水流带到远岸地区再沉积，形成了前缘改造型滩坝沉积。在杜家台-欢喜岭地区两条主水系之间存在弱物源区域，该区波浪作用强，对岸线基岩进行改造，形成基岩改造型滩坝沉积。在曙北地区，没有物源注入湖盆，发育了两列与岸线近平行分布的砂地比值较高区，岩性为浅色砂岩和泥岩互层，发育有大量的波痕、波状交错层理、浪成沙纹层理、冲洗交错层理、上攀波纹层理、植物碎屑等，同时可见生物爬迹和石针迹等生物遗迹化石，这些现象反映了滨浅湖湖流和波浪作用的水动力特征，因此为滩坝砂体的沉积区。由于沉积区位于三角洲侧缘，称为侧缘改造型滩坝。曙北地区最北部为深洼区碳酸盐岩沉积(图 6a)。

SQ2低位体系域PSS2时期继承了PSS1时期的沉积特征。从砂地比值分析，在杜家台-欢喜岭地区依然存在3个高值区，砂地比值可达50%以上，为主要的物源通道，发育水下分流河道沉积，只是向湖盆中心的延伸距离变短，分叉程度减小；向湖盆中心方向，砂地比值降低，发育辫状河三角洲前缘河口坝和席状砂沉积，在三角洲末端前部发育波浪改造三角洲前缘砂体形成的前缘改造型滩坝沉积。在欢喜岭和杜家台的两河道之间靠近湖盆岸线处，继承发育基岩改造型滩坝沉积，由于湖平面相对上升，波浪和沿岸流对岸线基岩的改造作用减弱，基岩改造型滩坝发育规模减小。在这一时期，曙北地区的主力滩坝砂体还是分为两列，只是发育面积有所减小(图 6b)。

3.2.2 SQ2湖侵体系域

SQ2湖侵体系域PSS3时期，湖平面快速上升，水体加深。受湖泛作用影响，水下分流河道规模减小，延伸距离变短，分叉程度减小，砂地比值变小。此时波浪作用对低位域浪基面之上的砂体进行改造，在三角洲前缘末端杜139井区形成淹没改造型滩坝沉积。曙北地区的滩坝砂体沉积范围大幅减小，在曙北地区靠近湖盆中心处，相变为半深湖-深湖沉积环境，岩心上观察到一些薄层细砂-粉砂岩沉积，颜色较深，为灰黑色，可见丘状交错层理、截切构造、生物逃逸迹等特殊沉积构造，为风暴改造型滩坝沉积(图 6c)。

SQ2湖侵体系域PSS4时期，湖平面进一步上升，水体进一步加深。此时仅局部发育一些小规模砂体。这一时期，在西部凹陷北部半深湖-深湖沉积环境的范围迅速变大(图 6d)。

4 讨论 4.1 滩坝沉积模式

通过对岩心、测井、地震等资料的综合分析，认为辽河西部凹陷沙四上亚段沉积时期主要发育辫状河三角洲、湖泊滩坝等沉积相类型。其中：研究区北部沿岸流和湖浪作用改造三角洲侧缘砂体，形成大面积滩坝沉积；研究区中部和南部主要发育辫状河三角洲前缘沉积，在部分弱物源地区为滩坝沉积。根据滩坝的发育位置和成因机理，将其划分为5种沉积模式，分别为侧缘改造型滩坝、前缘改造型滩坝、基岩改造型滩坝、淹没改造型滩坝和风暴改造型滩坝。

4.1.1 侧缘改造型滩坝

此类型滩坝通常发育于辫状河三角洲侧缘。当三角洲进入湖盆后，河流作用逐渐减弱，波浪作用逐步增强，三角洲砂体易受到湖浪和沿岸流的二次改造，使沉积物沿湖岸线方向发生侧向移动，从而在三角洲侧缘形成滩坝沉积，例如研究区内曙北地区。该区三角洲侧缘又有古潜山发育，更加有利于经波浪改造后的砂体在古潜山周缘沉积。岩性为砂泥岩互层，其中：砂岩为灰色细砂岩、粉砂岩，砂岩单层厚度薄，最薄仅50 cm，最厚7 m；泥岩呈灰绿色，表明沉积时水体较浅。沉积构造可见到波状层理、波状交错层理、波痕、浪成沙纹层理等波浪作用改造砂体的沉积构造特征。自然电位曲线为反韵律旋回特征，电阻率曲线表现为异常幅度较高的“尖刀状”指形密集组合(图 7a)。

4.1.2 前缘改造型滩坝

此类型滩坝发育于辫状河三角洲前缘。在断陷湖盆早期，湖盆初陷，水体浅，风浪和湖流作用会影响三角洲前缘的沉积特征，部分未固结粒度较细的前缘砂体被水流带到远岸地区再沉积，在三角洲前缘前方形成滩坝砂体沉积。这类滩坝沉积特征十分类似于侧缘改造型滩坝，但是在岩心上可见水平板状根化石，反映其形成于杜家台远岸地区，是一种远岸滩坝沉积(图 7b)。

4.1.3 基岩改造型滩坝

此类型滩坝又称为砾质滩坝。在靠近岸线的弱物源地区，湖浪和沿岸流对岸边缘基岩侵蚀改造，形成砾石沉积，同时带来砂质沉积在岸边缘。此外，在水位下降期，被高水位带入湖中的小砾石在波浪作用下也可在新的水位线附近沉积。通常此类型滩坝发育于两个主物源之间的弱物源地区，如齐家弱物源地区。在岩性剖面上为大套泥岩夹薄层的砂岩、砂砾岩等。岩心上见波状层理、植物碎屑。自然电位曲线具反旋回特征，电阻率曲线为“尖刀状”指形密集组合。地震反射剖面为透镜状地震相特征(图 7c)。

4.1.4 淹没改造型滩坝

这种类型滩坝通常发育于湖侵体系域早期的杜家台地区。由于湖平面上升，波浪作用对低位域砂体进行改造后重新沉积，形成淹没改造型滩坝。岩性为褐色泥质粉细砂岩和深灰色泥岩互层，粒度较细，泥岩颜色较深，反映水体变深。沉积构造上可见浪成沙纹层理、波状交错层理和植物碎屑等。平面上为片状展布，分布范围广。自然电位曲线为反韵律旋回特征，电阻率曲线表现为异常幅度较高的“尖刀状”指形密集组合(图 7d)。

4.1.5 风暴改造型滩坝

西部凹陷沙四上亚段沉积时期，除了发育有正常滨浅湖滩坝外，在曙北地区东部半深湖-深湖泥岩中还发育风暴改造型滩坝。它是指风暴作用影响湖盆水动力、进而搅起湖盆内弱固结至半固结的沉积物并进行改造，之后再沉积而形成的具特殊沉积构造的滩坝类型。风暴改造型滩坝主要发育于半深湖-深湖地区正常浪基面和风暴浪基面之间。岩性主要为细砂岩、粉砂岩，深灰色泥岩。砂、泥岩呈频繁互层，多具有下粗上细、底面突变和顶面渐变的特征。具有明显的风暴成因构造如丘状交错层理、V字形泥砾、泥岩撕裂屑、截切构造、生物逃逸迹等。自然电位曲线表现为宽幅正向齿化的箱形(图 7e)。

4.2 滩坝沉积控制因素

滩坝砂体的形成与分布受到多种因素共同控制，这些因素中，最主要的是古风场、古物源和古盆地等^[24-25]。这些因素之间也会相互作用，以一定的耦合关系控制着研究区滩坝砂体的形成与发育。古风场的控制作用在传统沉积学研究中较为薄弱，但风场作为一个重要的气候参数，对沉积体系的控制具有普遍性，应当予以重视并单列^[26-28]；因此滩坝沉积体系形成与分布可以概括为受风场、物源、盆地三者控制。

古风场是形成滩坝的重要营力场。滩坝是受波浪、沿岸流和湖流共同作用所形成的一类砂体，这其中波浪起决定性作用。波浪是由于风与水体摩擦而产生的水面不平状变化，因此风对于滩坝的形成具有重要意义。古风场中的两个因素对滩坝沉积的研究具有重要意义，分别是古风向和古风力。古风向决定了滩坝的展布特征，古风力决定了滩坝的展布规模。

古物源是形成滩坝的物质基础。滩坝是沉积物经二次搬运而形成的，其物源主要来自波浪作用对沉积物的改造和再搬运。物源决定了滩坝砂体的分布格局、砂体规模、矿物组成和储集物性。研究区滩坝砂体的物源主要来自于三角洲侧缘和前缘砂体改造、岸线基岩改造、古潜山剥蚀改造和低位域砂体改造等。

古盆地包括盆地自身的地貌特征、盆地水深和盆地构造运动等。盆地的这些特征对滩坝砂体发育起到重要的控制作用。古地貌高点与低点之间的转折地带是水动力能力减弱、滩坝砂体优先沉积的场所；古水深决定了水动力的分带，滩坝发育的主要场所是浪基面之上、水动力作用强烈而复杂的滨岸环境；构造活动控制了古湖盆层序地层几何形态及沉积充填类型和规模。

研究区滩坝发育过程对风场-物源-盆地系统各要素反应敏感，平面上主要发育于波浪作用持续稳定、沉积物源丰富、古地形差异较小的场所，即其形成和分布主要受水动力、物源和盆地的古构造特点及水深等因素控制，因此可以概括为受风场-物源-盆地系统控制。

5 结论

1) 辽河西部凹陷沙四上亚段共识别出2种主要的沉积相类型，分别为湖泊沉积相和辫状河三角洲沉积相。湖泊相发育滨浅湖亚相和半深湖-深湖亚相，滩坝砂体是湖泊相的主力砂体；辫状河三角洲主要发育辫状河三角洲前缘亚相，水下分流河道砂体是其骨架砂体。

2) 依据研究区滩坝的沉积特征、发育位置、成因机理和水动力特征，将滩坝砂体分为侧缘改造型滩坝、前缘改造型滩坝、基岩改造型滩坝、淹没改造型滩坝和风暴改造型滩坝5种沉积模式。其中侧缘改造型滩坝发育于低位体系域曙北地区，前缘改造型滩坝发育于低位体系域杜家台远岸区，基岩改造型滩坝发育于低位域齐家弱物源地区，淹没改造型滩坝发育于湖侵域早期的杜家台地区，风暴改造型滩坝发育于湖侵域早期曙北半深湖-深湖区。

3) 滩坝砂体的形成与分布受到多种因素共同控制，这些因素中最主要的是古风场、古物源和古盆地等，即“风场-物源-盆地”三端元控制系统。研究区滩坝发育过程对风场-物源-盆地系统各要素反映敏感。古风场是形成滩坝的营力场，古物源是形成滩坝的物质基础，古盆地是形成滩坝的场所。