陸相斷陷湖盆強(qiáng)制湖退及沉積響應(yīng)： 以萊州灣凹陷沙三段為例*

秦 祎 朱筱敏 王 彤 郭 誠 謝爽慧

1 中國石油大學(xué)(北京)地球科學(xué)學(xué)院，北京 102249 2 中國石油大學(xué)(北京)油氣資源與探測(cè)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 102249 3 中海石油(中國)有限公司天津分公司渤海石油研究院，天津 300450

1 概述

層序地層學(xué)早期研究主要致力于對(duì)地震層序界面和不整合的識(shí)別， Vail(1987)提出了基于層序研究的體系域劃分方案，并不斷對(duì)之完善(Posamentier and Vail，1988)。Plint(1991)、Plint 和 Norris(1991)在研究加拿大西部白堊系的露頭時(shí)，重點(diǎn)強(qiáng)調(diào)濱岸沉積侵蝕面的重要性，將其解釋為在相對(duì)海平面下降時(shí)期的沉積記錄，并提出“強(qiáng)制海退體系域”的術(shù)語。這一術(shù)語的表達(dá)方式很多，早期被稱作forced regressive wedge systems tract(FRWST)(Hunt and Tucker，1992)，隨后更改為forced regressive systems tract(FRST)(Hunt and Tucker，1995)，也有學(xué)者稱之為falling sea-level systems tract(Nummedaletal.，1992)；后期隨著綜合研究的深入，Plint 和 Nummedal(2000)、Catuneanu(2019)對(duì)強(qiáng)制海退體系域的概念進(jìn)行了完善和統(tǒng)一，強(qiáng)調(diào)該體系域是在相對(duì)海平面下降期間形成的，與沉積物供給無關(guān)，并稱之為falling stage systems tract(FSST)。Plint 和 Nummedal(2000)指出，盡管這些術(shù)語的表達(dá)方式不盡相同，但都說明了相似的問題。

強(qiáng)制海退體系域(FSST)是根據(jù)地層的幾何形狀、在層序中的位置、內(nèi)部疊置樣式及邊界特征來定義的，其以退覆沉積為特征，發(fā)育于高位體系域之上、低位體系域之下，是在相對(duì)海平面下降時(shí)期形成的向前推進(jìn)的一種疊覆地層，與沉積物供給的變化無關(guān)(Garyetal.， 1972；Plint，1991，1996；Posamentieretal.， 1992；Plint and Nummedal，2000；Posamentier and Morris，2000)。強(qiáng)制海退沉積體地層形成的主要驅(qū)動(dòng)因素包括5個(gè)方面： (1)海平面下降階段逐漸暴露的海底坡度；(2)沉積物通量與相對(duì)海平面下降速率的比值；(3)相對(duì)海平面下降時(shí)的波動(dòng)程度；(4)沉積物通量的多變性；(5)隨著海平面下降和陸架逐漸暴露而發(fā)生的沉積過程的變化(Posamentier and Morris，2000)。

國內(nèi)外學(xué)者做了大量強(qiáng)制海退的實(shí)例研究。Zhu等(2012)進(jìn)行了美國猶他州白堊系土倫階Ferron Notom三角洲復(fù)合體的強(qiáng)制海退過程及高頻層序的主控因素研究。Raine 和Smith(2017)通過研究蘇格蘭西北部Durnsee組的沉積序列，探討緩慢構(gòu)造沉降背景下強(qiáng)制海退期間的沉積保存，并指出海平面下降時(shí)間比較短時(shí)，隨后快速的海泛會(huì)使強(qiáng)制海退期間的沉積體得以保存。Shekhar 等(2018)基于沉積學(xué)和層序地層學(xué)研究，發(fā)現(xiàn)印度西部Kutch盆地新生界Sandhan組上部發(fā)育了一套強(qiáng)制海退的沉積記錄。

在陸相湖盆中也同樣存在湖退作用，其與強(qiáng)制海退類似，即湖岸線向盆地中心推進(jìn)(操應(yīng)長，2005；裴健翔等，2016)。也有學(xué)者對(duì)強(qiáng)制湖退體系域做了研究：早期Dam等(1995)對(duì)格陵蘭東部Jameson Land盆地Rhaetian-Sinemurian 地層進(jìn)行了高分辨率層序地層學(xué)研究，表明該湖相三角洲的席狀砂體發(fā)育于強(qiáng)制湖退階段；近年來裴健翔等(2016)利用地質(zhì)、測(cè)井和地震資料，研究了北部灣盆地潿西南凹陷流一段沉積體的特征及油氣地質(zhì)意義，證實(shí)該套地層為強(qiáng)制湖退沉積體。

萊州灣凹陷沙三段發(fā)育一系列典型的高角度“S”型前積反射，沉積厚度大(150～370m)，粒度細(xì)(粉—細(xì)砂為主)。在該“S”型前積反射頂部識(shí)別出3期低角度斜交前積反射，沉積厚度較小(60～80m)，鉆井標(biāo)定顯示沉積物粒度較粗(細(xì)—中砂巖為主)。生產(chǎn)實(shí)踐表明該套地層儲(chǔ)層物性好、含油性好，為目前萊州灣地區(qū)沙河街組沙三段勘探開發(fā)的主要含油層系。筆者綜合研究區(qū)三維地震資料、鉆測(cè)井及巖心資料，在層序地層學(xué)理論指導(dǎo)下，確定了該套低角度斜交前積反射為強(qiáng)制湖退作用的產(chǎn)物；并采用沉積學(xué)和地震沉積學(xué)研究方法，精細(xì)刻畫了該套強(qiáng)制湖退體系域的發(fā)育特征及演化模式，明確了其沉積響應(yīng)特征。研究區(qū)強(qiáng)制湖退的發(fā)現(xiàn)，不僅解釋了高角度“S”型前積反射之上發(fā)育低角度斜交前積這一地質(zhì)現(xiàn)象，也可為進(jìn)一步的油氣勘探開發(fā)提供重要的地質(zhì)指導(dǎo)。

2 正常湖退、強(qiáng)制湖退的定義與沉積響應(yīng)

強(qiáng)制湖退沉積體與正常湖退沉積體區(qū)別顯著，因?yàn)椴煌愋统练e體的形成伴隨著根本活動(dòng)過程的差異。

正常湖退是由湖平面相對(duì)上升階段的沉積物供給驅(qū)動(dòng)的(S>A)，濱岸線軌跡同時(shí)向前(盆地中心)和向上遷移，導(dǎo)致河流能量下降和隨之而來的頂積層的加積作用。正常湖退過程中一直伴隨著加積作用，從而形成頂積層和前積層(Catuneanu，2019)。

強(qiáng)制湖退體系域在相對(duì)湖平面下降過程中形成的，與沉積物供給無關(guān)，其頂積層難以保存。這一過程中比較典型的是河流的下切作用和沉積過路。正常湖退發(fā)生進(jìn)積過程時(shí)通常伴隨加積作用，而強(qiáng)制湖退一般只是進(jìn)積過程而沒有加積。這種強(qiáng)制湖退過程可能會(huì)導(dǎo)致沉積基質(zhì)的相移，從而改變沉積體系和沉積物的粒度分布，例如高的砂泥比和沉積通量的增加，湖平面下降會(huì)造成水深的下降從而影響可容納空間變化(Posamentier and Morris，2000)。也可見在相對(duì)湖平面下降階段，由相對(duì)湖平面下降驅(qū)動(dòng)、與沉積物供給無關(guān)、發(fā)育有頂積層的非典型強(qiáng)制湖退。典型強(qiáng)制湖退表現(xiàn)為頂積層的完全不保留，為剝蝕或沉積過路，而非典型強(qiáng)制湖退則表現(xiàn)為存在頂積層。

總之，非典型強(qiáng)制湖退和正常湖退可以通過頂積層的沉積特征和濱岸線遷移軌跡予以區(qū)分，前者的濱岸線遷移軌跡表現(xiàn)為向前(盆地方向)且同時(shí)向下，而后者的濱岸線遷移軌跡表現(xiàn)為向前(盆地方向)但同時(shí)向上(Catuneanu，2019；圖 1)。

圖 1 正常湖退和強(qiáng)制湖退地層疊置樣式示意圖(據(jù)Catuneanu，2019)Fig.1 Stratal stacking patterns of normal regression and forced regression(after Catuneanu，2019)

3 強(qiáng)制湖退的形成機(jī)制

強(qiáng)制湖退是在相對(duì)湖平面下降驅(qū)動(dòng)下發(fā)生的上表面呈一系列退覆幾何形態(tài)的進(jìn)積過程。碎屑沉積物的這一進(jìn)積過程可以分解為向湖盆中央(向前)推進(jìn)的分量和向下沉積的分量(圖 1)，向前推進(jìn)的分量主控因素為沉積物供給，而向下沉積分量的主控因素為可容納空間。強(qiáng)制湖退過程中通常伴隨不同程度的河流回春作用、侵蝕作用或沉積過路，使得進(jìn)積過程中的頂積層遭受剝蝕或未沉積而形成近地表的不整合(Catuneanu，2019)。

Plint和Nummedal(2000)提出隨著相對(duì)湖平面下降，河流的下切作用會(huì)導(dǎo)致早期形成的高處地層遭受削截，首先是形成下切谷，隨后整個(gè)陸地表面逐漸向盆地方向傾斜。Christie-Blick(1991)、Christie-Blick和Driscoll(1995)強(qiáng)調(diào)FSST上表面退覆的幾何形態(tài)是由于沉積物前積過程中發(fā)生沉積物過路形成的。Hunt 等(1992)也指出在相對(duì)湖平面下降時(shí)期，通常在斜坡上部的碎屑沉積物都是呈沉積過路的形式，很難發(fā)生沉積卸載，大量碎屑沉積物卸載在斜坡下部而形成盆底扇。Posamentier和Morris(2000)認(rèn)為FSST能被保存的條件是其沉積厚度足夠大，這樣才能在湖平面下降過程中不被完全剝蝕，所以在一些低沉積通量的地區(qū)，可能保留厚度非常小的沉積產(chǎn)物。另外一種造成FSST難以保存的情況是海底或湖底地形坡度太陡，無法為沉積物的進(jìn)積過程提供穩(wěn)定基底。持續(xù)的相對(duì)湖(海)平面下降會(huì)形成包括一系列連續(xù)下超楔形體的FSST，在高頻層序FSST沉積體系中，其內(nèi)部結(jié)構(gòu)的可識(shí)別性主要受到相對(duì)高沉降速率、高沉積物供給或高湖平面升降速率的促進(jìn)作用，而受到低沉降速率和低沉積物供給的抑制(Plint and Nummedal，2000)。

因此，相對(duì)湖平面下降是引起強(qiáng)制湖退的關(guān)鍵因素。5種情況可以滿足相對(duì)湖平面下降而引發(fā)強(qiáng)制湖退過程： (1)湖盆基底穩(wěn)定，絕對(duì)湖平面下降；(2)湖盆基底下沉，同時(shí)絕對(duì)湖平面下降，但下降速率超過湖盆基底沉降速率；(3)湖盆基底抬升，絕對(duì)湖平面不變；(4)湖盆基底抬升，絕對(duì)湖平面下降；(5)湖盆基底抬升，同時(shí)絕對(duì)湖平面升高，但湖盆基底抬升速率超過絕對(duì)湖平面上升速率(操應(yīng)長，2005)。

4 強(qiáng)制湖退類型及識(shí)別標(biāo)志

4.1 主要類型

Posamentier和Morris(2000)提出強(qiáng)制海退體系域主要有2種類型，分別是附著型(Attached)和分離型(Detached)。附著型顧名思義，就是后一期沉積體附著在前一期沉積體系上，即每期的三角洲沉積體相互有接觸。相反，如果每期的沉積單元都沒有接觸，換句話說就是在它們之間存在明顯的分離帶，這種FSST則稱為分離型。形成附著型和分離型的主要控制因素包括4個(gè)： 相對(duì)湖平面下降速率，沉積物供給速率，近岸區(qū)域的水動(dòng)力強(qiáng)弱，海底(湖底)地形坡度。通常在相對(duì)海(湖)平面下降速率較低、沉積物供給速率較高、強(qiáng)水動(dòng)力環(huán)境并且地形坡度較陡的情況下容易形成附著型FSST，反之容易形成分離型FSST(Posamentier and Morris，2000；圖 2)。

圖 2 附著型和分離型FSST示意圖(據(jù)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 主要識(shí)別標(biāo)志

一般情況下可以用以下標(biāo)志來識(shí)別強(qiáng)制湖退：

1)具有典型的退覆疊置樣式。退覆疊置樣式表現(xiàn)為上覆低角度地層終止于下伏高角度地層之上的一種地層終止關(guān)系，且隨著相對(duì)湖平面下降和岸線向盆內(nèi)的遷移，沉積物不斷發(fā)生前積(圖 3)。

圖 3 地層反射終止關(guān)系類型(據(jù)Catuneanu，2019)Fig.3 Types of stratal terminations(after Catuneanu，2019)

2)發(fā)育下切谷。FSST下界面是相對(duì)湖平面初始下降的沉積響應(yīng)，上界面是在基準(zhǔn)面下降期間形成的近地表的剝蝕面，代表了湖平面下降的最低點(diǎn)和最大范圍的不整合，即層序界面。由于基準(zhǔn)面下降導(dǎo)致的河流下切作用增強(qiáng)，容易形成深而窄的下切谷。正常湖退沉積期，一般難以發(fā)育下切谷(Hunt and Tucker，1992；Plint and Nummedal，2000；操應(yīng)長，2005；Catuneanu，2019)。

3)發(fā)生相移。分布范圍較小，可見包裹在細(xì)粒沉積物中孤立分布的相對(duì)粗粒沉積，即可能發(fā)生相移(Posamentier and Morris，2000)。

4)沉積頂積層難以保存。正常湖退沉積體的頂積層發(fā)育，地震剖面上通?？梢娗逦捻敺e層反射結(jié)構(gòu)，常為“S”型前積反射結(jié)構(gòu)；而強(qiáng)制湖退沉積體的頂積層不甚發(fā)育，通常在地震剖面上表現(xiàn)為斜交前積反射或楔狀前積反射結(jié)構(gòu)(操應(yīng)長，2005)。

5 萊州灣凹陷的強(qiáng)制湖退及沉積響應(yīng)

5.1 地質(zhì)背景

萊州灣凹陷位于渤海海域南部，是一個(gè)在中生界基底之上發(fā)育的新生代凹陷。凹陷西鄰墾東凸起，東與魯東隆起相接，南鄰濰北低凸起，北靠萊北低凸起，西北部與黃河口凹陷相鄰，東北與廟西凹陷相接，西南部則與青東凹陷相連，為郯廬走滑斷裂的東支和西支斷層所夾持，呈北斷南超的箕狀斷陷結(jié)構(gòu)，是一個(gè)拉伸和斷裂走滑雙重作用下發(fā)育的伸展—走滑盆地(牛成民，2012；辛云路等，2013；張建民等，2018)。凹陷自北向南可以劃分為北部陡坡帶、北洼、中央構(gòu)造帶、南洼和南部緩坡帶，本次研究范圍為北洼及北部陡坡帶沉積區(qū)(圖 4)。

萊州灣凹陷內(nèi)古近系發(fā)育比較齊全，從孔店組、沙河街組到東營組均有不同程度發(fā)育。沙河街組自下而上可進(jìn)一步劃分為沙四段、沙三段、沙二段和沙一段。本次研究目的層段為沙三段，研究區(qū)9口探井鉆遇目的層段。從構(gòu)造演化上看，沙三段沉積期處于構(gòu)造裂陷Ⅱ幕，凹陷表現(xiàn)為快速沉降(黃雷等，2012；王孝轅等，2018)(圖 5)，萊北低凸起淹沒于水下接受沉積，墾東凸起到萊州灣凹陷北洼之間發(fā)育斜坡及大型溝谷，成為墾東凸起風(fēng)化剝蝕的碎屑產(chǎn)物向研究區(qū)長距離供源的優(yōu)勢(shì)通道(辛云路等，2013；楊波等，2016)。

5.2 層序地層格架及強(qiáng)制湖退體系域

三級(jí)層序通常是盆地邊緣不整合面或盆地內(nèi)可與之對(duì)比的整合界面所限定的地層單元，其界面的識(shí)別關(guān)鍵在于確定全盆地范圍內(nèi)可以追蹤對(duì)比的不整合面，其不整合分布范圍較局限，常與構(gòu)造幕內(nèi)的次級(jí)構(gòu)造作用相對(duì)應(yīng)(解習(xí)農(nóng)等，1996；張世奇等，2002；嚴(yán)德天等，2008；朱筱敏等，2008)。三級(jí)層序界面可通過三維地震剖面中的地層反射接觸關(guān)系來識(shí)別，結(jié)合測(cè)井曲線及錄井巖性變化以確立層序界面及層序劃分方案。

圖 4 萊州灣凹陷區(qū)域構(gòu)造位置(據(jù)辛云路等，2013；有修改)Fig.4 Regional tectonic location of the Laizhouwan sag(modified from Xin et al.， 2013)

圖 5 渤海海域古近系構(gòu)造—地層及地震層序綜合柱狀圖(據(jù)王孝轅等，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)

圖 6 萊州灣凹陷沙三段垂直物源方向發(fā)育下切谷Fig.6 Incised valley developed in the vertical source direction of the Member 3 of Shahejie Formation in Laizhouwan sag

該FSST的3期退覆沉積體(從老到新依次命名為P1、P2和P3)自西向東依次疊置。第1期(P1)在研究區(qū)內(nèi)發(fā)育較全，可清晰鑒別出頂積層的缺失，與上覆界面(T61)呈明顯不整合接觸關(guān)系。P1是相對(duì)湖平面初始下降的沉積響應(yīng)，向湖盆中央延伸約14.8km，根據(jù)層拉平(T61)后的地震剖面測(cè)得其前積層傾角θ1約12°；P2在研究區(qū)內(nèi)可見延伸距離約9.6km，前積層傾角θ2約13°；P3在研究區(qū)內(nèi)推進(jìn)距離最小(僅3.4km)，前積層傾角θ3約15°。P3是研究區(qū)內(nèi)最后一期FSST沉積響應(yīng)。研究區(qū)3期低角度斜交前積反射的頂超點(diǎn)依次向湖盆中央方向遷移的同時(shí)向下遷移，反映相對(duì)湖平面下降期間的進(jìn)積過程(圖 7)。

5.3 沉積響應(yīng)特征

巖心觀察是沉積相類型識(shí)別的第一手資料，研究區(qū)K2井等關(guān)鍵井的典型巖心照片顯示沉積構(gòu)造以牽引流性質(zhì)的楔狀交錯(cuò)層理和波狀層理為主(圖 8-b，8-f)，可見生物擾動(dòng)構(gòu)造(圖 8-b，8-d)，油浸細(xì)砂巖中見泥質(zhì)條帶及泥礫的定向排列(圖 8-c，8-e)，粉砂巖中發(fā)育滑塌變形構(gòu)造(圖 8-a)。解釋為發(fā)育生物擾動(dòng)的三角洲前緣沉積，伴生前緣不穩(wěn)定的滑塌沉積體。

a—2549.75m，粉砂巖，滑塌變形構(gòu)造，見毛刺狀泥巖撕裂屑；b—2550m，細(xì)砂巖，上部發(fā)育波狀層理及碳質(zhì)紋層；c—2551.33m，油浸細(xì)砂巖，見深灰色質(zhì)泥巖條帶；d—2553.62m，細(xì)—中砂巖，發(fā)育強(qiáng)生物擾動(dòng)的波狀層理；e—2553.85m，細(xì)砂巖中見泥礫定向排列；f—2554.4m，油浸中砂巖，楔狀交錯(cuò)層理圖 8 萊州灣凹陷沙三段K2井三角洲典型沉積構(gòu)造Fig.8 Typical sedimentary structures of the Member 3 of Shahejie Formation from Well K2 of in Laizhouwan sag

圖 9 萊州灣凹陷沙三段典型測(cè)井曲線形態(tài)Fig.9 Typical well-logging shape of the Member 3 of Shahejie Formation in Laizhouwan sag

綜合典型巖心特征、測(cè)井相和地震前積反射展布的研究，井—震結(jié)合識(shí)別研究區(qū)內(nèi)強(qiáng)制湖退體系域沉積展布特征。萊州灣凹陷沙河街組沙三中亞段強(qiáng)制湖退體系域沉積體的巖性以細(xì)—中砂巖為主(圖 8)，25井測(cè)井曲線(GR和SP)呈高幅值箱形，垂向上為正韻律疊置關(guān)系，反映水下分流河道沉積微相(圖9)。K5井見漏斗形測(cè)井曲線形態(tài)(GR和SP)，表示反韻律的河口壩沉積微相，其曲線幅度呈中—高幅值(圖9)。K1井中—低幅的指狀測(cè)井曲線反映三角洲前緣單期厚度較小、垂向疊置的席狀砂沉積微相(圖 9)。

測(cè)井曲線形態(tài)和鉆井巖心對(duì)沉積特征識(shí)別的分辨率遠(yuǎn)高于三維地震資料，可識(shí)別高頻的FSST沉積。FSST的GR測(cè)井曲線形態(tài)垂向上為漏斗狀，表示沉積響應(yīng)為上粗下細(xì)的反旋回。過K5井的地震剖面顯示強(qiáng)制湖退沉積體第1期P1向下終止于FSST底界面，地震剖面上該段GR曲線顯示為3期準(zhǔn)層序的組合，即P1為3期準(zhǔn)層序構(gòu)成的準(zhǔn)層序組。因此在地震解釋與測(cè)井曲線形態(tài)相結(jié)合下，可將P1劃分為更高級(jí)別的3期，自下而上分別為P1-1、P1-2和P1-3。

圖 10 萊州灣凹陷沙三段K5井強(qiáng)制湖退體系域井—震對(duì)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沉積厚度約20.6m，以厚層泥巖為主，夾薄層粉砂巖，解釋為三角洲前緣環(huán)境中的席狀砂沉積和前三角洲沉積。P1-2沉積厚度約24.5m，巖性組合為上部厚層粉砂巖和下部厚層泥巖，解釋為三角洲前緣環(huán)境中水下分流河道和分流河道間沉積。P1-3沉積厚度約23.7m，巖性組合主要為厚層粉砂巖和厚層泥巖夾薄煤層，解釋為三角洲平原的分流河道和泛濫平原沼澤沉積。沉積體系自前三角洲、三角洲前緣到三角洲平原的垂向演化反映了P1內(nèi)部的3次進(jìn)積過程，表明P1沉積期低頻的相對(duì)湖平面下降包含3期高頻的相對(duì)湖平面下降，即在FSST進(jìn)積型三角洲沉積內(nèi)部存在多期疊置(圖 10)。

5.4 FSST發(fā)育模式

綜合沙河街組沙三段層序地層及地震反射結(jié)構(gòu)、測(cè)井和巖心描述等沉積響應(yīng)特征，建立了萊州灣凹陷沙三段強(qiáng)制湖退體系域的沉積和層序演化模式(圖 11，圖 12)。強(qiáng)制湖退的沉積模式表現(xiàn)在地層垂向堆積模式及其橫向變化，該強(qiáng)制湖退過程分為3個(gè)演化階段，最早期FSST下界面之上的第1期沉積響應(yīng)P1廣泛分布于研究區(qū)西部，自西向東推進(jìn)，于研究區(qū)中部下超于FSST下界面之上終止，為研究區(qū)可見沉積范圍最大、推進(jìn)最遠(yuǎn)(約14.8km)的一期沉積體。三角洲前緣地形坡度較大易于發(fā)生滑塌，形成滑塌湖底扇沉積體。強(qiáng)制湖退形成的典型沉積建造則是向盆地方向提供碎屑沉積物的河流—三角洲沉積體系(圖 12)(Sydow and Roberts，1994；Posamentier and Allen，1999；Kollaetal.， 2000；Rabineauetal.， 2005；Lobo and Ridente，2014)。順物源方向過K1井和K8井的東西向地震剖面顯示，在K1井區(qū)發(fā)育前積層P1，橫向?qū)Ρ鹊終8井區(qū)時(shí)，在P1之上疊覆另外一期前積層P2，K8井測(cè)井曲線及錄井巖性顯示其垂向疊置的2期前積層構(gòu)成反旋回序列，形成的沉積體P1、P2和P3相互疊覆接觸，期間沒有產(chǎn)生明顯的分離帶，反映相對(duì)湖平面下降速率較低(圖 11，圖 12)(Posamentier and Morris，2000)。

5.5 主控因素分析

圖 12 萊州灣凹陷沙三段強(qiáng)制湖退體系域沉積模式Fig.12 Sedimentary model of falling stage systems tract of the Member 3 of Shahejie Formation in Laizhouwan sag

強(qiáng)制湖退是相對(duì)湖平面下降引發(fā)的，陸相斷陷湖盆的相對(duì)湖平面升降則主要受盆地基底升降及絕對(duì)湖平面升降的影響，盆地基底沉降或抬升一般受控于區(qū)域構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，而絕對(duì)湖平面升降一般受控于氣候變化、構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和沉積物供給等因素(操應(yīng)長，2005；裴健翔等，2016)。區(qū)域性構(gòu)造抬升會(huì)造成湖盆基底上升，所以即使絕對(duì)湖平面沒有下降，也會(huì)造成相對(duì)湖平面的下降，促進(jìn)強(qiáng)制湖退的發(fā)生。若古氣候由潮濕變的干旱，會(huì)導(dǎo)致湖盆水體蒸發(fā)量增大，當(dāng)蒸發(fā)量大于注入量時(shí)，則會(huì)導(dǎo)致絕對(duì)湖平面下降，此時(shí)若湖盆沉降量小于絕對(duì)湖平面下降量，則會(huì)促進(jìn)強(qiáng)制湖退的發(fā)生。萊州灣凹陷沙三中亞段沉積期屬于強(qiáng)斷陷期，湖盆基底下沉，但到沙三中亞段沉積末期，古氣候變得相對(duì)干旱，絕對(duì)湖平面迅速下降，推測(cè)絕對(duì)湖平面的短期下降幅度超過湖盆基底的下降幅度，造成相對(duì)湖平面下降，引發(fā)短期的強(qiáng)制湖退，發(fā)育強(qiáng)制湖退體系域的三角洲—湖底扇沉積體系，所以該FSST沉積體系是氣候相對(duì)干旱和絕對(duì)湖平面下降共同作用的產(chǎn)物。

5.6 FSST沉積體系發(fā)現(xiàn)的地質(zhì)意義

萊州灣凹陷沙河街組沙三中亞段沉積末期強(qiáng)制湖退體系域的發(fā)現(xiàn)對(duì)于其沉積解釋具有重要意義。為什么在粒度較細(xì)、富砂程度較低、具有高角度“S”型前積反射的河流—三角洲沉積之上發(fā)育低角度前積、砂體富集程度高的三角洲沉積(即沙三中亞段末期沉積層)，并且該砂體粒度較粗(細(xì)—中砂巖)、儲(chǔ)層質(zhì)量好，含油性高？實(shí)際上，該細(xì)—中砂巖儲(chǔ)層形成于上述的強(qiáng)制湖退過程，其下伏高角度“S”型前積反射的河流—三角洲沉積形成于高位體系域，這就解釋了高角度進(jìn)積型三角洲砂體不太發(fā)育、而強(qiáng)制湖退體系域發(fā)育附著型砂體的沉積機(jī)制。顯然，這對(duì)萊州灣凹陷沙三段進(jìn)一步的油氣勘探開發(fā)具有指導(dǎo)意義，也對(duì)研究陸相斷陷湖盆強(qiáng)制湖退體系域的形成具有借鑒意義。

6 結(jié)論

1)萊州灣凹陷沙三段層序內(nèi)部發(fā)育典型的附著型強(qiáng)制湖退體系域。該強(qiáng)制湖退體系域由3期中頻、中振幅、中—強(qiáng)連續(xù)性的斜交前積反射(P1、P2和P3)構(gòu)成，頂積層缺失，且頂界面下切谷發(fā)育，其頂超點(diǎn)在向湖盆中央方向遷移的同時(shí)向下遷移，表征相對(duì)湖平面下降期間的進(jìn)積過程。

2)該強(qiáng)制湖退沉積過程以低角度前積為主(前積傾角平均約13.3°)，P1在研究區(qū)內(nèi)推進(jìn)距離最長(約14.8km)，P2和P3僅在研究區(qū)局部發(fā)育。井—震結(jié)合可將P1自下而上劃分為P1-1、P1-2和P1-3，反映P1內(nèi)部存在3次高頻的進(jìn)積過程。沉積物巖性較粗，以細(xì)—中砂巖為主，局部發(fā)育粉砂巖，廣泛發(fā)育牽引流性質(zhì)和重力流性質(zhì)的沉積構(gòu)造，反映該沉積過程主要為三角洲—湖底扇沉積。

3)該強(qiáng)制湖退是氣候相對(duì)干旱和絕對(duì)湖平面下降共同作用的產(chǎn)物，其相對(duì)湖平面下降速率不高，故引發(fā)的典型附著型強(qiáng)制湖退以規(guī)模較小的、低角度斜交前積反射為主。

4)萊州灣凹陷沙三段強(qiáng)制湖退的發(fā)現(xiàn)解釋了高角度“S”型前積之上發(fā)育低角度斜交前積這一地質(zhì)現(xiàn)象，對(duì)進(jìn)一步油氣勘探開發(fā)及陸相斷陷湖盆強(qiáng)制湖退的研究具有借鑒意義。