引言

含油气盆地中层序格架、沉积充填演化及其对同沉积断裂控制的响应研究是预测有利砂体和寻找隐蔽油气藏的基础^[1-3]，也是当前国内外构造地质学和含油气盆地分析研究领域的热点。然而，在中国东部新生代陆相断陷湖盆中，由于同沉积构造活动复杂^[1]，层序结构差异较大^[2]，沉积相变剧烈^[2-3]，研究该背景下的层序地层及同沉积构造对沉积相发育展布的控制作用，对有效预测隐蔽油气藏分布、取得油气勘探新突破具有重要意义^{[2, 4]}。

综合前人研究成果可知，辽东湾拗陷作为渤海湾盆地石油战略储备的重点区域，一直以来受到勘探界的广泛关注，研究人员从构造活动^[5-16]、层序地层^{[6-7, 17-22]}、沉积体系^{[2, 23-27]}、成藏因素^[28-33]等角度对该区域进行了大量的研究，并取得了富有成效的研究成果。而对辽东湾拗陷同沉积断裂的活动性及其对沉积演化控制作用的研究明显薄弱，亟待进一步开展更为详细深入的研究工作。

研究区位于辽东湾拗陷北部，由于区内钻井稀少、断裂发育相对复杂、沉积体系的充填演化及其主控因素研究程度较弱。因此，本文在研究区三维地震资料解释的基础上，综合利用岩芯、钻测井数据及网络状三维地震反射资料，进行围区内部东二早期同沉积断裂活动史及沉积体系充填演化分析，研究同沉积断裂活动性强弱及其对曲流河三角洲进退和湖底扇沉积充填演化的控制作用。这对区内油气勘探具有十分重要的理论价值与实际意义，同时为相似背景的沉积盆地内部构造—沉积响应研究提供理论及技术方法支持。

1 区域地质背景

辽东湾拗陷位于渤海湾盆地北部，属于渤海湾盆地下辽河拗陷的海域部分。作为渤海湾盆地内重要的富油拗陷之一，是一个NE—SW向延伸、总面积约为26 000 km²、古近系面积约为14 900 km²、最大埋深约7 000 m的中—新生代沉降带。辽东湾拗陷是一个具有典型“下断、上拗”的二元结构和“东西分带，南北分块”特征的新生代裂陷盆地(图 1，图 2)。辽东湾地区整体为三凹两凸(三凸夹三凹^[15])的基本构造格局，自西向东分别是辽西凹陷、辽西凸起、辽中凹陷、辽东凸起、辽东凹陷(图 1)。各构造单元均呈NE—SW向相互平行展布。

辽东湾拗陷在沙三期前呈现宽缓平坦的地貌，以受基底断裂发育演化控制的地垒—地堑相间的构造为特征，断裂对辽中凹陷的控制明显强于辽西凹陷。地层较为平缓，出现辽东凸起、辽中凹陷、辽西凸起和辽西凹陷的凹凸相间的构造雏形。沙一、二期，辽东凸起边界断裂活动性明显增强，造成了靠近辽东凸起的一侧构造沉降量迅速增加，进而引起地层逐渐东倾，辽西低凸起高隆部位由于受到风化剥蚀作用开始向其两侧低洼地带供源，辽中凹陷的地层沉积厚度在继承前阶段的基础上继续增加。在这个时期，无论是辽西或者辽东凸起本身不接受沙一、二段沉积，而此时辽西低凸起西部控凹断裂活动性减弱，而凹陷两侧控凹断裂活动性较为一致，因此，造成凹陷整体以地垒—地堑结构均匀沉降。东三期，辽东湾拗陷构造演化整体处于走滑与拉张叠加作用阶段。构造作用造成的沉降量明显增大，而此时辽西低凸起受湖平面上升影响整体没于水下，辽西凹陷两侧控边断裂开始活化，构造格局继承了前期沙河街组的地垒—地堑特征。辽东凸起控边断裂持续活动，在主断层附近出现次级断层，辽中凹陷的断裂系统开始复杂。地层的旋转沉降继续增大，出现非对称的半地堑结构雏形，盆地结构整体呈现出箕状断陷特征。此前整体没于水下的辽西低凸起开始接受东三晚期的部分地层沉积。东二期处于盆地的裂陷高峰期，构造引起的沉降量也相应达到最大，此时沉积的东二段整体较厚。辽西凹陷该时期由于受区域挤压应力场作用，局部出现凹中隆特征。相比之下，辽中凹陷由于受控于东部断裂，其地层旋转作用在持续。东一期，构造活动整体上明显减弱，加之晚期产生的区域剥蚀作用，导致东一段整体厚度较薄，地层厚度由辽西凹陷向辽中凹陷逐渐增厚^{[9-10, 13]}。新近纪，断裂活动基本停滞，因此，沉积呈对称结构分布，三隆两凹格局形成(图 2)。

东二下亚段为一个三级层序(图 3)，该沉积期，随着构造活动减弱，凸起仅残留于辽东部分，物源主要来自凸起西侧与北部轴向河流。主要发育轴向曲流河三角洲—湖底扇体系、侧向辫状河三角洲、凸起边缘扇三角洲—湖底扇体系及滨浅湖沉积等。东二下亚段主要为厚层灰色泥岩与浅灰色砂岩或粉砂岩互层。与下伏地层在凹陷边缘呈不整合接触，在凹陷内部呈整合接触。古生物化石中，介形类主要含细湾脊东营介—近三角华介组合。东二下亚段在研究区厚度变化在500~1 400 m。

2 东二下亚段层序地层 2.1 层序地层单元

研究区东营组层序地层的划分和对比一直是渤海湾盆地石油地质领域与含油气盆地分析领域争论的焦点，国内学者根据不同勘探阶段所拥有资料的差异，结合大量的分析研究工作对辽东湾层序划分与对比方面已做过大量的工作并提出了多种划分方案^{[6, 17-20]}。

本次研究在2011年处理的地震资料基础上，结合测井曲线、岩芯及孢粉等资料，认为研究区东二下亚段可以单独构成一个三级层序，其内部根据水进界面划分为两个体系域。基于多口井资料分析表明，东二下亚段整体表现为一个水进—水退旋回，具有三级层序内完整的体系域发育特点，东二下亚段底部以退积三角洲—湖底扇沉积为主，为东二段的低位—水进体系域。东二下亚段顶部以进积三角洲—湖底扇沉积为主，为高位域沉积。整体上，东二下亚段内部三角洲前积具有明显的水进到水退的过渡特征(图 4)。

2.2 主要界面特征

基于研究区油气勘探现状及资料情况，利用三维地震、钻井岩屑、测井曲线、取芯及古生物(类别、含量及组合特征)等资料，对东二下亚段进行层序地层单元划分与对比。区内东二早期不同级别界面由于形成时构造作用强弱、沉积水动力条件差异等原因，造成其界面上下地震反射特征、测井曲线叠加样式、沉积相及孢粉含量和种类等存在差异。

三级层序地层格架的建立是在岩芯观察描述、钻测井曲线特征及地震信息垂向分析与横向对比的基础上，通过识别并追踪盆地边缘的不整合面及盆地内部与之对应的整合面等来确立。四级层序地层格架是建立在高分辨的地质、物探、古生物等资料条件下根据水进/退界面、古生物分异度或丰度界面等来确立^[34]。

古生物资料(如动物化石、孢粉或大型植物化石)可以大致反映地层形成时代。高精度层序地层学通过利用生物地层参数如生物组合或种属变迁、含量分异度与丰度等变化与海/湖平面及沉积基准面变化的关系来建立高精度年代地层格架。磁性地层学通过提取岩石中所记录的地球磁场极性反转等变化以及岩石中磁性参数的变化特征来进行高精度层序地层划分、格架的建立与对比^[35]。

T₃^m为东二下亚段底界面，古地磁测试结果表明其地质年龄约29.341 Ma。在斜坡带，该界面之上主要表现为上超，界面之下表现为局部弱削截与顶超反射，以中强振幅、中高频、高连续性反射为特征，全区可对比性强，易于识别和追踪；向凹陷内逐渐过渡为强振幅、中低频、高连续性反射特征，在辽中凹陷内界面之上主要以蠕虫状或多期杂乱下切水道充填反射为特征(图 4)。

根据岩性及测井曲线响应差异，可将T₃^m反射界面划分为3种类型(图 5)：(1)富砂层段内正反旋回分界面，界面之下GR曲线多呈漏斗形特征；界面之上则相反(JZ-A)。(2)富砂段与泥岩的分界面，界面之上多为砂泥不等厚互层或厚层砂岩，GR曲线呈齿化钟形；界面之下以发育泥岩为主，GR曲线呈低幅齿化特征(JZ-B)。(3)大套泥岩段内正反旋回分界面，界面上下发育泥岩夹薄层粉砂岩，界面之下GR曲线以反旋回为主，而界面之上则反之(JZ-C)^[32-33]。

古生物组合上，T₃^m界面之上为细弯脊东营介—近三角华花介组合，藻类含量低。界面之下为光亮西营介组合^[32-33]。

T₃^u为东二下层序顶界面，古地磁测试结果表明其地质年龄约27.826 Ma。该界面主要以中弱振幅、中高频、中连续性反射为特征，界面之上在凸起—斜坡带呈现微弱上超(图 4)，而界面之下发育顶超反射特征(图 4)。向凹陷内部过渡为强振幅、高连续性整合界面。

根据岩性及测井曲线响应差异将T₃^u反射界面划分为两种类型(图 6)：(1)富砂段内正反旋回分界面，界面之上以大套粉细砂岩夹泥岩，测井曲线以齿化箱形与指形组合为特征，而界面之下以薄层砂岩互层为特征，测井曲线以齿化特征为主(JZ-D)。(2)泥岩段内正反旋回分界面(JZ-E)^[32-33]。

古生物组合特征上，界面之上介形类化石含量较少，孢粉类主要为水龙骨单缝孢属—戚粉属—椴粉属组合，藻类以光面球藻属—粒面球藻属组合为主。而界面之下介形类化石主要发育细弯脊东营介与近三角华花介组合，孢粉类主要发育榆粉属组合，藻类以皱面球藻属—网面球藻属组合为主^[32-33]。

东二下亚段内部存在一个四级层序界面，该四级层序界面之上为上部进积三角洲的底积层，界面之下为下部退积三角洲的顶积层，每个四级层序内部三角洲前缘前端发育蠕虫状浊积体系。根据测井曲线叠加样式变化也可以识别(图 5，图 7)。该界面上下古生物含量与分异度也不同，d₂x²层序中藻类含量较高而近岸沼泽类和松科类孢粉较少，而d₂x¹层序中则相反^[32-33]。

3 东二下亚段沉积体系 3.1 曲流河三角洲沉积

研究区东二早期发育的曲流河沉积主要物源来自盆地北部轴向河流。在地震剖面上具有明显的“S”前积发射结构，由北向南进积，前积层角度、厚度及长度反映了其水动力能量变化，由平原至前缘前积角度逐渐减小且厚度减薄指示其水动力能力减弱含砂量减少。岩性整体颜色较浅，以灰白色、浅灰色为主，反映其沉积主体在滨浅湖环境中，部分出露水面且岩性向上变粗。测井曲线呈齿状钟形与不明显的漏斗形组合特征。生物扰动构造及潜穴较多发育，也见碳屑及植物根。前积体前端通常会出现由三角洲前缘滑塌形成的浊积体。其岩性特征上，泥岩含量多，呈“泥包砂”特征。测井曲线形态上下部呈齿状不明显漏斗形与上部钟形叠合。粒度总体向上变粗，单个砂体厚度向上减少(图 7)。

3.1.1 曲流河三角洲平原

曲流河三角洲平原以“砂包泥”岩性组合为特征，通常表现为以厚层的中细砂岩或薄层砂岩为主，夹灰白色、灰褐色泥岩，测井曲线以高幅度锯齿状为主，地震剖面上，以中强振幅、中高连续性反射特征为主(图 4)。

3.1.2 曲流河三角洲前缘

曲流河三角洲前缘以薄层中细砂岩与泥岩不等厚互层为特征，在测井曲线上为锯齿状漏斗型特征，在地震剖面上显示强振幅高连续性前积反射结构，在研究区轴向剖面上，可划分出7期三角洲，包括顶部5期进积三角洲和两期退积三角洲，三角洲前缘发育滑塌浊积(图 4)。

3.1.3 前曲流河三角洲

前三角洲岩性以粉砂质泥岩和深黑色泥页岩为主，与薄层粉砂岩不等厚互层(图 7)，测井曲线以平缓低幅为主要特征。

3.2 湖底扇沉积

湖底扇是指陆相湖盆内部以重力流为搬运方式，其沉积物主要堆积在浪基面以下深水区的外形似扇形的粗碎屑沉积体。近年来的油气勘探实践证实，辽东湾地区具有蠕虫状反射特征的湖底扇沉积体系多发育在东营组，特别是东二下亚段^[32-33]。这种发育在盆地轴向带主要依靠曲流河供源的沉积体在湖平面频繁升降变化的影响下，可以在半深水—深水区形成碎屑流沉积和浊积扇体。在地震剖面上，研究区湖底扇沉积的主体部分在三角洲退积沉积时，主要以强振幅、低频、较高连续性反射为主，由三角洲前缘向湖盆振幅逐渐减弱，连续性降低(图 4)。测井曲线上表现低幅高伽马偏泥质沉积为主(图 7)。而在三角洲进积沉积时的湖底扇主要为形态变化多样的蠕虫状杂乱反射(图 4)。测井曲线上，湖底扇主体部分具有高幅齿化钟形或箱型特征，代表浊积水道沉积。底部渐变或突变为漏斗形，代表浊积朵叶体沉积(图 7)。

4 同沉积断裂活动性对沉积充填演化的控制 4.1 同沉积断裂的活动性

中国东部断陷湖盆中，由于受到区域构造应力场变化所产生的影响，同沉积断裂(包括控凹和控盆断裂)的发育演化是引起盆地发生拉张与沉降作用的主要因素，其活动的强弱也是影响或者控制断裂活动期沉积充填演化的重要因素。不同断裂活动性的差异往往控制着断裂附近沉积体系的演化^[1-2]。为了探讨同沉积断裂在研究区东二早期的活动性差异，采用目前在断陷湖盆中常用的生长指数法与断层落差法来确定断裂活动性。确定活动断裂的生长指数需要明确断裂两侧地层厚度及沉积的地质年限，本次研究中，对于地层厚度的确定主要以合成地震记录制作及井震标定，将时深关系转换后，厘定断层上下盘的地层厚度；而对于地层的沉积年龄，依据最新的古地磁测试结果来确定。具体流程如下：为了明确地震反射同相轴的岩性意义，选取钻遇地层相对较全且避开断裂的井制作合成地震记录。根据井的时深关系对标定计算了以四级层序界面为界的断层落差与生长系数。地层厚度确定根据断裂断面两侧地层地震平均反射时间经过JZ-F井的时深关系转换确定，而年代的确定则依据古地磁测试确定的层序界面及其内部界面年龄来确定。

根据时深关系转换所确定的不同时期断裂落差图可知(图 8)，从整体上看，退积期东部断层落差大于西部断层落差。这个落差主要体现在断层两侧地层厚度的变化。从地震剖面及断裂落差柱状图可以看出，东部断层(F₁，F₂，F₃和F₄)两侧地层厚度变化远远大于西部断层(F₅和F₆)，特别是F₂断层两侧地层厚度变化远远大于其他断层。这表明，退积期F₂断层活动性更为强烈。与此同时，东部4条断层在该时期的活动性不均一。这种不均一性表现在F₂断层与其他3条断层(F₁，F₃，F₄)的落差厚度相差较大。而其他3条断层落差相对均一。进积期，西部断层落差幅度大于东部断层落差，东部断层表现为较为强烈的活动性。最大落差在断层F₆附近，可达45 m左右。从进积期到退积期，断层落差呈“跷跷板”关系。退积期，东部控制曲流河三角洲平原沉积的断裂落差大，控制三角洲前缘的断裂落差小。进积期，西部控制三角洲前缘的断层落差大，控制三角洲平面断层落差小。断层落差大时，三角洲前缘滑塌浊积发育较弱，地震反射特征不明显。结合钻测井标定可知，浊积以泥岩为主，电测曲线齿化幅度小。断层落差小时则相反。

落差作为分析断裂活动的指标之一，可反映断层纵向活动性，可以用于对比同一构造活动期断裂活动强度，由于落差计算分析过程中未能表达地质历史时期概念，因此，难以体现断层在地质历史时期活动强度变化特征。而生长指数法可以定量分析生长断层的相对活动强度与活动历史，因而应用相对广泛。

本次研究中，亦根据相关定义计算了断裂的净生长指数来分析断裂活动强度(图 9)。退积型三角洲发育在由同沉积断裂活动所引起的高沉降速率阶段；前缘滑塌形成的浊积以强振幅、低频、高连续性为特征，根据钻测井标定，测井曲线呈中高幅度齿状为主，岩性以粉砂岩和泥岩为主。而进积型三角洲形成于断层活动所造成的低沉降速率阶段；前缘滑塌形成浊积以中弱振幅蠕虫状杂乱反射为主，测井曲线呈低幅度钟形或以漏斗形为主，岩性以中粗砂岩为主。

4.2 断裂活动对层序厚度与沉积中心的控制

同沉积断裂活动的强弱可以通过其对凹陷内可容纳空间和沉积速率的综合作用，控制层序厚度及沉积中心的迁移。本次研究通过计算退积期和进积期地层厚度与该时期断裂活动性进行对比来揭示地层厚度及沉积中心的动态演化和迁移规律。进积期(图 10)，西部断层(F₅，F₆)落差大，造成其附近的可容纳空间增大，相应地层厚度也增大。此时，沉积中心位于西部，最大的地层厚度约650 m。地层最大厚度位置呈北东向展布，与断层的空间走向具有良好的匹配关系。虽然此时断裂的活动性整体较弱，提供的可容纳空间较小、沉积速率整体偏低，但断裂活动对凹陷沉积中心的发育和空间展布仍具有较强的控制作用。

退积期(图 11)，研究区存在两个规模不同，相互分割的沉降区，南部由于断层落差小，造成可容纳空间减小，因此，沉降区的规模和沉积的地层厚度均较小。此时，由于北部断层(F₁，F₂，F₃，F₄)落差大，沉降中心北移，最大沉积厚度约为710 m。综上可知，从进积期到退积期，随着断裂活动性强弱演化，沉积中心逐渐北移，沉积厚度逐渐增加。

4.3 断裂活动对层序结构及沉积充填的控制

同沉积断裂活动性控制着沉积期古地貌形态，进而对层序结构及内部沉积充填产生深刻影响。本次研究通过对研究区顺物源方向不同构造部位地震剖面刻画、层序结构分析及内部沉积相识别，深入分析研究区同沉积断裂带对层序结构及沉积充填演化的控制。

总的来说，东二早期，研究区具有盆广坡缓的古地形，频繁多变的湖平面，动荡极浅的古水深，充足的古物源，这样的沉积环境为研究区沉积体的发育提供了良好的背景条件。

具体来说，研究区层序格架及内部的沉积充填受控于断裂展布及其活动性特征。退积期，由于东部同沉积断裂下降盘断块旋转掀斜作用较强，因此，造成断层落差较大，活动性较强，从而形成了地貌上的坡度变化。北部大河物源持续提供碎屑物，在东部断层附近快速卸载。发育两套叠置的大型三角洲沉积。在断层带及以东地区，发育三角洲平原亚相，地震反射特征整体表现为中—弱振幅、中—高频率、连续性较差的反射。在断层F₄与F₅之间发育三角洲前缘亚相，地震剖面表现为弱振幅前积反射特征，钻井上显示反旋回叠加样式。该时期，由于西部断层落差小，活动性弱，断层F₅以西，地震剖面上呈现两个中—强振幅、连续性较好的同相轴夹弱振幅杂乱反射特征，钻井标定为湖底扇沉积。进积期，由于西部同沉积断裂落差较大，活动性较强，加之湖平面快速上升，水体缓慢变浅，陆源碎屑物供给增加，发育5套进积三角洲沉积。三角洲前缘沉积在该区容易由断裂活动引发重力滑塌进而向远处搬运形成规模较大的湖底扇沉积。此时东部三角洲平原亚相在地震剖面上表现为弱振幅、中低频率反射特征。而三角洲前缘沉积以中—强振幅、中等频率、连续性较好的反射为主。其前缘滑塌形成的湖底扇在地震上以蠕虫状为特征，钻井揭示为大套泥岩中发育薄互层砂岩特征。

5 结论

(1) 根据不整合面，辽东湾拗陷东二下亚段可划分为一个三级层序，根据水进界面识别出两个四级层序。由于同沉积断裂活动强度的差异造成不同级别层序界面特征在地震内部反射结构与外部几何形态、测井曲线叠加样式、古生物含量及组成方面差别较大。

(2) 辽东湾拗陷东二早期主要发育曲流河三角洲—湖底扇沉积。曲流河三角洲在地震剖面发育顶积层、前积层和底积层。顶积层发育表明沉积时该区可容纳空间增大，从而使陆源物质垂向加积。底积层发育表明在前积体前方沉积了大量的细粒物质。这一特征在测井曲线及录井上有体现。湖底扇沉积早期表现为强振、低频、高连续性反射及中高幅度齿化为特征，晚期表现为蠕虫状杂乱反射及中低幅度钟形或者漏斗形为特征。

(3) 辽东湾拗陷东二下亚段同沉积断裂活动期的沉积响应差别较大。退积型曲流河三角洲发育在由同沉积断裂活动所引起的高沉降速率阶段，断裂落差大，前缘滑塌形成的浊积呈现强振幅、低频、高连续性及中高幅度齿状的特征，岩性以粉砂岩和泥岩为主，没有明显的沉积构造。进积型曲流河三角洲形成于同沉积断裂活动所造成的低沉降速率阶段，断裂落差小，前缘滑塌形成的浊积呈现中弱振幅蠕虫状杂乱反射及中低幅度钟形或者漏斗形为主，岩性以中粗砂岩为主，局部含砾，沉积构造以软沉积变形构造为主。