渤及中其凹对陷规断模拗湖转底换扇期发湖育扩展—布湖的退控型制层*序

龚承林 徐长贵 官大勇 王启明 李东伟

1 油气资源与工程全国重点实验室，中国石油大学（北京），北京102249

2 中国石油大学（北京）地球科学学院，北京102249

3 中国海洋石油集团有限公司，北京100010

4 中海石油（中国）有限公司天津分公司渤海石油研究院，天津300459

1 概述

自2000年以来，岩性油气藏业已成为中国陆相油气发现和增储上产的主体（刘化清等，2021）。2020年，中国海域的岩性油气藏储量占比首次超过构造和潜山油气藏，表明岩性油气藏已经成为中国近海储量增长的主力军，中国近海地区业已全面进入了岩性油气藏勘探阶段（徐长贵，2022；周心怀等，2022）。

20世纪90年代以来开始对渤中凹陷和辽中凹陷进行岩性圈闭（古近纪近岸水下扇和湖底扇）的勘探探索，但整体上仍存在数量少、成效差的特点（牛成民等，2022）。对渤海海域岩性油气藏的勘探主要集中在浅层，垦利地区超大面积浅层岩性油田的发现揭开了渤海海域浅层河流—三角洲体系岩性勘探的新篇章（徐长贵，2022；周心怀等，2022）。而针对辽中凹陷斜坡带东营组湖底扇钻探实施的LD10－6－A井，喜获近百米油气层，探明储量超3000万吨（油当量），亦展现出中—深层湖底扇岩性圈闭的巨大勘探潜力（牛成民等，2022；徐长贵，2022）。环渤中凹陷以及辽中凹陷中、北部是东营组规模湖底扇发育的主要地区，未钻湖底扇圈闭面积大、分布广，且紧邻富生烃洼陷，成藏条件优越，勘探前景良好（刘艺萌等，2019；张新涛等，2021；牛成民等，2022）。

前人针对渤海海域浅层河流—三角洲体系岩性圈闭开展过大量研究，提出湖盆萎缩期连片砂体发育模式，并建立了河湖交互背景下大面积岩性油气藏成藏模式（牛成民等，2022；徐长贵，2022；周心怀等，2022），但针对中—深层湖底扇岩性圈闭的研究相对较为薄弱，截止2019年年底，渤海油田以古近系湖底扇为目的层系的钻井仅14口，整体勘探程度较低，存在 “东营组规模湖底扇成因机制不明与时空展布不清”的勘探难题（牛成民等，2022；徐长贵，2022）。国内外的勘探实践证实，层序地层学理论方法是寻找隐蔽圈闭（岩性和地层圈闭）的有效手段，源自被动大陆边缘的层序地层学理论为规模湖底扇的成因类型与时空展布研究提供了理论依据（Fengetal.，2016；龚承林等，2022；朱筱敏等，2022）。然而，当前渤中凹陷东营组尚未建立全区统一、区域可对比的层序地层学格架，这成为制约渤中凹陷深层古近系岩性油气藏勘探突破的瓶颈（牛成民等，2022；徐长贵，2022）。

起源于海盆的层序地层学原理方法被广泛应用于湖盆的油气勘探中，在湖相地层研究中也展示出强大的生命力（Carroll and Bohacs，1999，2001；Fengetal.，2016；龚承林等，2022）。越来越多的研究表明，湖盆充填相较于海盆来说具有以下特征：（1）构造因素主导湖盆的层序充填，构造格架和同沉积断裂控制层序的构成样式以及沉积体系的特征与分布（Carroll and Bohacs，1999，2001；李思田等，2002；朱筱敏等，2022）；（2）湖盆层序演化和沉积充填对气候变化更为敏感，在湿润气候期，河流作用强、径流量大、异重流更为发育，而干旱气候期，河流作用弱、径流量小、异重流及其所形成的水道型湖底扇则相对少见（Fongngernetal.，2016；Gongetal.，2019；Liuetal.，2020）；（3）湖盆缺少宽缓的陆架区（全球陆架平均宽度约72 km），由陆到湖的源－汇系统过渡区往往较局限，响应尺度较小（Teq≤104a），湖盆层序演化和沉积充填主要受沉积物供给而非可容空间的调控（Sztanóetal.，2013；Gongetal.，2019；龚承林等，2021）；（4）湖盆具有更为紧密的湖平面变化和沉积物供给成因关联，当湖平面上升时，搬运到深湖—半深湖区的沉积物量亦会增多，而当湖平面下降时，搬运到深湖—半深湖区的沉积物量则会减少（Fongngernetal.，2016；Gongetal.，2019；Zhangetal.，2019；Liuetal.，2020）。

湖、海层序沉积特征的巨大差异造成在断陷盆地分析中重要的是运用层序地层学思路方法，而不是直接套用经典的 Exxon 层序地层模式（Fongngernetal.，2016；Gongetal.，2019；Liuetal.，2020）。经过多年的努力，湖盆层序地层学研究已取得丰硕的成果，建立了构造作用主导下的层序地层学方法原理，并提出 “构造坡折带”等重要层序地层学概念（林畅松等，2000；Linetal.，2002；朱筱敏等，2003；Fengetal.，2016）。

断拗转换期构造活动减弱，但沉积速率加快，沉积夷平作用明显，气候变化（湖平面升降）和物源供给是该时期层序发育的主控因素。相较于成熟的构造因素主导的断陷期湖盆层序地层学模式，断拗转换期气候—供给主导的层序地层学模式及其对大型湖底扇岩性圈闭的控制与预测有待进一步深入研究（Fengetal.，2016；牛成民等，2022）。文中利用渤中凹陷南部钻／测井资料和三维地震资料，基于地震反射终止关系进行层序界面识别，利用钻／测井资料进行旋回对比，建立了断拗转换期气候—供给主导下的层序地层模式；进而在东营组等时层序格架内开展湖底扇的搜索与刻画，厘定规模湖底扇的成因、展布以及有利发育条件，并结合成藏要素指出渤中凹陷深层有利的大型岩性勘探目标。

2 区域地质概况

渤海湾盆地海域面积约7.3×104km2，其中水深大于5m的有效勘探面积达5.2×104km2，由渤中凹陷和辽中凹陷组成（牛成民等，2022）。渤中凹陷西接沙垒田凸起，东临渤东低凸起，南接渤南低凸起，北临石臼坨凸起，整体上呈 “四凸一凹”的构造格局（图1－A）。研究区位于渤中凹陷的南部，紧邻渤南低凸起（图1－A；图2）。

图1 渤海湾盆地渤中凹陷区域构造位置（A）和地层综合柱状图（B）Fig.1 Regionalmap showing tectonic context（A）and tectono-stratigraphic and sequence stratigraphic chart（B）of Bozhong subbasin of Bohai Bay Basin

图2 研究区东营组二段厚度图示意了渤中凹陷南部坡折带和规模湖底扇的平面展布（区域构造位置图见图1）Fig.2 Isopach map in time domain（milliseconds）of the Second Member of Dongying Formation（i.e.，）illustrating plan-view distribution of the slope-break zone and regressive extensive sublacustrine fans in southern Bozhong subbasin（see Fig.1 for tectonic context and location of the isopach map shown in this figure）

在构造上，渤中凹陷主要受多期走滑活动影响，表现为伸展叠合走滑的构造特征，具有多幕裂陷、多旋回叠加的构造演化特征，先后经历了孔店组沉积期裂陷Ⅰ幕（65.0－50.5Ma）、沙四段沉积期裂陷Ⅱ幕（50.5－42.0Ma）、沙三段沉积期裂陷Ⅲ幕（38.0－42.0Ma）、沙二段至东一段沉积期裂陷Ⅳ幕（断拗转换期）（32.8－24.6Ma）以及馆陶组至明下段沉积期的裂后热沉降阶段（24.6－5.1Ma）的构造演化过程（图1－B）。在沉积上，渤中凹陷是渤海湾盆地沉积演化的最终归宿，新生界自下而上发育古近系孔店组、沙河街组和东营组以及新近系馆陶组和明化镇组5套地层（图1－B）。其中，沙河街组自下而上分为沙四段、沙三段、沙二段和沙一段，东营组（目的层）自下而上发育东三段、东二段和东一段3套地层（图1－B）。

伴随着多幕裂陷，渤中凹陷深层古近系形成多种类型的富砂沉积单元：（1）沙三段沉积期，在边界断层下降盘发育扇三角洲沉积，在湖心区局部见湖底扇沉积；（2）沙二段、沙一段以及东三段沉积期，陡坡带发育近源扇三角洲沉积，缓坡区和湖心区出现湖底扇沉积；（3）东二段沉积期，受盆地外水系的影响，盆地内出现大规模湖底扇沉积（马正武等，2022；牛成民等，2022）。这些富砂沉积单元，尤其是东营组湖底扇，往往形成大型连片厚层砂体，为深层古近系岩性油气藏勘探提供了必要条件。研究表明，东二段湖底扇多为近源或源上成藏，具有较好的勘探潜力，但也存在 “规模湖底扇成因机制不明与时空展布不清”的勘探难题（牛成民等，2022）。

3 渤中凹陷东营组层序发育模式

以层序地层学原理为指导，开展渤中凹陷南部东营组层序地层划分对比，建立了具有湖底扇预测功能的层序模式。

3.1 基于钻／测井资料的沉积旋回对比

在钻井资料基础上，以“旋回为体”，识别出不同类型的沉积旋回，进行单井层序划分（图3；图4）。

图3 渤中凹陷东营组单井层序划分（BZ19－6－16井，其平面位置见图2）柱状图Fig.3 Lithographical and sequence stratigraphic chart of the Dongying Formation at Well BZ19－6－16 in Bozhong subbasin（see Fig.2 for itsmap-view location）

3.1.1 正旋回底界面与反旋回顶界面（层序界面）

在单井（以BZ19－6－16井为例）和连井剖面上，渤中凹陷东营组整体上相对富泥，发育4个由“下部正旋回和上部反旋回”组成的复合旋回（图3；图4）。其中，下部正旋回主要由底部的薄层粗粒沉积（含砾细砂岩和细砂岩）和顶部暗色（灰色、灰绿色和深灰色）泥岩组成，整体表现为“向上砂岩减少、单层砂岩厚度减小、泥岩增多、砂泥比降低”的退积—加积式准层序组（图3；图4）。上部反旋回的底部相对富泥而顶部则相对富砂，整体表现为 “向上砂岩增多、单层砂岩厚度增大、泥岩减少、砂泥比增大”的进积式准层序组（图3；图4）。

这4个复合旋回的顶、底界面为层序界面，具有如下特征：SB3界面为沉积岩与火成岩（闪长岩、酸性火成岩或玄武岩）的分界面，界面之上见薄层的粉砂岩或泥质粉砂岩；界面之上多为指型测井相（图3；图4）。界面之上相对富砂，由多套单层厚约几米到几十米不等的细砂岩和粉砂岩组成，而界面之下相对富泥，多为厚层暗色泥岩；界面之上见箱型或钟型测井相（图3；图4）。界面之上沉积物粒度较粗，出现含砾细砂岩，而界面之下则相对富泥，见大套厚层暗色泥岩；界面之上见箱型、齿化箱型或钟型测井相（图3；图4）。界面之上相对富砂（含砾细砂岩和细砂岩），而界面之下反旋回特征明显（如CFD18－2E－1井、BZ19－6－16井和BZ22－1－4井）；界面之上见箱型测井相（图3；图4）。SB2界面之上为厚层、块状含砾细砂岩，而界面之下为暗色泥岩夹薄层细砂岩（厚约几米到十余米不等）；界面之上多见箱型测井相（图3；图4）。

3.1.2 正旋回与反旋回之间的分界面（M FS）

在测井曲线上，早期正旋回和晚期反旋回之间的分界面为最大洪泛面（MFS）（图3和图4中的MFSd3、和MFSd1）。它们对应电测曲线上的“突变处”，如伽马测井曲线上位于 “泥脖子”处（极高伽马测井曲线值）（图3；图4）。

3.2 基于地震反射终止关系的界面划分

在地震剖面上，以 “界面为纲”。基于地震反射终止关系，研究区共识别出5个不整合面（不整一面）和4个整合面（整一面）（图5至图7）。

图5 基于地震资料的渤中凹陷东营组连井（CFD18－2E－1，BZ13－1－1，BZ19－2－1，BZ19－6－16，BZ21－2－3，BZ21－2－1，BZ22－1－4，BZ22－12－2和BZ22－1－3）层序划分对比剖面（剖面位置见图2）Fig.5 Seismic－well tie transect（see Fig.2 for line location）of the Dongying Formation across Wells CFD18－2E－1，BZ13－1－1，BZ19－2－1，BZ19－6－16，BZ21－2－3，BZ21－2－1，BZ22－1－4，BZ22－12－2，and BZ22－1－3 in Bozhong subbasin

3.2.1 不整合面（层序界面）识别

T3：在凹陷周缘以及盆内局部低凸起处，界面之下出现削截地震反射终止关系；在盆内深洼带，界面之上可见上超地震反射终止关系（图5）。

图6 渤中凹陷东营组沉积层序典型层序—沉积解释剖面（剖面位置见图2）Fig.6 Seismic transect（see Fig.2 for line locations）and associated interpretation showing sequence stratigraphic frameworks and associated facies distribution of the，Dongying Formation in Bozhong subbasin

图7 渤中凹陷东营组沉积层序层序典型层序—沉积解释剖面（剖面位置见图1）Fig.7 Seismic transect（see Fig.1 for line location）and associated interpretation showing sequence stratigraphic frameworks and associated facies distribution of the depositional sequence of，Dongying Formation in Bozhong subbasin

T2：在盆地边缘或盆内低凸起处（如BZ19－2－1井处），界面之下出现削截地震反射终止关系（图5）。

总的来说，上述5个地震反射界面（T3、、和T2）之下均出现削截或顶超地震反射终止关系，而界面之上多见上超地震反射终止关系。削截和顶超地震反射终止关系分别代表着 “暴露剥蚀”和 “沉积过路”（Vailetal.，1977；Catuneanuetal.，2009），表明这5个地震反射界面出现了沉积间断（年代断续），为典型的不整合面（层序界面）。

3.2.2 整合面（M FS）识别

总的来说，上述3个地震反射界面（MFSd3、之上均出现了下超地震反射终止关系，为典型的下超包络面。下超包络面是沉积速率在横向上具有显著变化、但无时代断续出现的地质界面（沉积速率陡变面）（Vailetal.，1977；Catuneanuetal.，2009），故MFSd3、为典型的整合面。此外，地震反射界面MFSd1在横向上稳定且连续，亦无明显的沉积间断出现，亦为整合面（Vailetal.，1977；Catuneanuetal.，2009）。

3.3 渤中凹陷东营组层序发育样式

3.3.1 坳陷型湖盆层序地层样式

依据层序地层学基本理论，考虑到中国中新生代陆相坳陷型湖盆的盆地结构和沉积充填特征，前人建立了坳陷型湖盆的2种层序地层样式（体系域三分和体系域两分）（解习农等，1996；朱筱敏等，2003，2022；姜涛和辛仁臣，2015）。在能够识别出特定盆地地形（构造）坡折带的坳陷型湖盆中，依据首次湖泛面（FFS）和最大湖泛面（MFS），可以将一个沉积层序细分为低位体系域或初始充填体系域（LST）、湖侵体系域或湖扩展体系域（TST）以及高位体系域或湖萎缩体系域（HST）（解习农等，1996；朱筱敏等，2003，2022）。在不能确定地形（构造）坡折带的坳陷型湖盆中，依据最大湖泛面，可以将一个沉积层序细分为湖扩体系域或湖侵体系域（EST）和湖退体系域或湖缩体系域（RST）（朱筱敏等，2003，2022；姜涛和辛仁臣，2015）。

正如林畅松（2019）所指出的那样，在湖盆沉积序列中初始湖泛面的确定往往缺少地貌参照，故而难以区分低位体系域和湖侵体系域。在如图5至图7所示的地震剖面上，渤中凹陷东营组同样不发育首次湖泛面，而所识别的下超包络面MFSd3、均为沉积速率在横向上具有显著变化、但无时代断续出现的最大湖泛面（MFS）。因此，渤中凹陷东营组应采用体系域两分的层序模式来进行层序划分。

3.3.2 渤中凹陷东营组层序发育模式

4 东营组规模湖底扇类型和与特征

4.1 湖扩体系域规模性湖底扇

表1 渤中凹陷东营组规模水道型湖底扇和规模滑塌型湖底扇形态参数Table 1 Tabulation ofmorphologic parameters of volumetrically significant sublacustrine fans of the Dongying Formation in Bozhong subbasin

4.1.1 湖扩体系域缓坡水道型湖底扇

图8 渤中凹陷东营组沉积层序湖扩体系域规模水道型湖底扇（图2中的水道型湖底扇Ⅰ）典型均方根振幅（RMS）属性及其沉积相解释Fig.8 RMS－attribute map and associated interpretations illustrating seismic geomorphology of regionally extensive channelized sublacustrine fans（fanⅠshown in this Fig.2）in the expanding systems tract of of Dongying Formation in Bozhong subbasin

在深湖沉积环境中，如图8所示的朵状强RMS属性堆积体往往是末端朵叶的典型地震属性特征，而其轴部出现的低弯度强RMS属性条带往往是分支水道的典型地震属性特征（Doddetal.，2019；Panetal.，2019，2020）。故而，地震相1为水道型湖底扇（图2中的水道型湖底扇I）。其所伴生的末端朵叶可进一步识别并划分出朵叶核部、朵叶核缘和朵叶边缘3个微相（图8），其中朵叶核部具有枝状强RMS属性特征，朵叶核缘呈环带状中强RMS属性单元，朵叶边缘具有镶边状弱RMS属性特征（图8）。钻井（BZ21－2－3井）显示，朵叶核部最富砂，多见含砾粗砂岩（砾石呈次棱—次圆状、分选中等—好，局部砾石含量大于70%，砾石以颗粒支撑为主），向上递变为中粗砂岩；朵叶核缘相对富泥，为暗色泥岩夹薄层细—粉砂岩或薄层粗砂岩；而朵叶边缘最为富泥，以厚层（10～30m）、块状、暗色（灰色或深灰色）泥岩为主，局部见薄层的粉细砂岩（图9）。如图8所示的末端朵叶在单井上共计识别出4期垂向加积型单一朵叶，其中每一期朵叶底部为相对富砂的朵叶核部，向上递变为相对富泥的朵叶核缘或朵叶边缘，正旋回特征明显（图9）。

图9 渤中凹陷东营组沉积层序湖扩体系域规模水道型湖底扇（图2中的水道型湖底扇I）单井相图（BZ21－2－3）Fig.9 Lithographical and sequence stratigraphic chart ofWell BZ21－2－3 showing sedimentologic interpretation of regionally extensive channelized sublacustrine fans（fanⅠshown in this Fig.2）developed in the expanding systems tract of of Dongying Formation in Bozhong subbasin

4.1.2 湖扩体系域陡坡滑塌型湖底扇

图10 渤中凹陷东营组沉积层序湖扩体系域规模滑塌型湖底扇地层厚度图（A）与RMS属性图（B）以及层序湖退体系域规模滑塌型湖底扇厚度地层图（C）与RMS属性图（D）Fig.10 Isopach maps and representative RMS-attributemaps of regionally extensive non-channelized sub-lacustrine fans recognized in the expanding systems tract of and in the regressive systems tract of of Dongying Formation in Bozhong subbasin

杂乱地震反射不论是在深海（Moscardelli and Wood，2008；Bulletal.，2009）还是在深 湖（Zhangetal.，2016；Panetal.，2019，2020）环境中，均被认为是由滑块、滑塌、碎屑流沉积和浊流沉积所构成的块状搬运复合体的典型地震相标志。这些块状搬运复合体出现在边界大断层的下降盘或盆地的陡坡带（图6；图7），反映它们可能是由于重力滑塌失稳所形成的大规模沉积物重力流堆积体（Moscardelli and Wood，2008；Zhangetal.，2016；Panetal.，2019，2020；Shanmugam，2020）。这些滑塌失稳成因的大规模沉积物重力流堆积体在平面上呈朵状或扇状（图2），故而又可被称之为滑塌型湖底扇（Panetal.，2020）。

基于差异压实原理，如果沉积体相对富砂则抗压实能力强，相对富泥时则抗压实能力弱，故而块状搬运复合体中若出现了富砂沉积单元（砂质碎屑流沉积）则往往具有厚度大且见顶凸外形的剖面地震反射特征。据此，笔者将规模滑塌湖底扇中厚度大且具有补丁状或片状强RMS属性的沉积单元解释为砂质碎屑流沉积，而其他中弱RMS属性单元则为相对富泥的块体流沉积（Panetal.，2019，2020；Shanmugam，2020）。

4.2 湖退体系域规模性湖底扇

4.2.1 湖退体系域缓坡水道型湖底扇

4.2.2 湖退体系域陡坡滑塌型湖底扇

在深水环境中，楔状、弱振幅—低频—低连续、杂乱反射是重力滑塌失稳所形成的块状搬运复合体（滑塌型湖底扇）的典型地震响应特征（Moscardelli and Wood，2008；Bulletal.，2009；Zhangetal.，2016；Panetal.，2019，2020）。在BZ18地区渤南低凸起北部的陡坡带湖盆坡折前方，发育5套具有相似地震相特征的滑塌型湖底扇（图2中的滑塌湖底扇I至V）。这些滑塌型湖底扇中出现的厚度大且见补丁状或片状强RMS属性的地震相单元为相对富砂的砂质碎屑流沉积，而其他中弱RMS属性区域则为相对富泥的块体流沉积（图10－C，10－D）（Panetal.，2019，2020）。

上述5套滑塌型湖底扇尚未被钻井所揭示，形态参数详见表1。这5套滑塌型湖底扇的平均厚度从315m到450m不等（平均为358m），面积从108 km2到180 km2不一（平均为145 km2），累计搬运的沉积物体积为35.50～71.10 km3（平均53.10 km3）（表1）。由此可见，这些滑塌型湖底扇具有厚度大、面积广、累积沉积物体积巨大的特征，为规模滑塌型湖底扇（表1）。其形成时地形坡度较大，计算出的坡度从2.18°到3.16°不等（平均地形坡度为2.45°）（表1）。

5 断拗转换期湖扩—湖退型层序对规模湖底扇的控制与预测

图11 湖扩体系域和湖退体系域湖底扇形成有利条件和发育模式Fig.11 Schematic illustration of favorable conditions and formative models of sublacustrine fans developed in expanding and regressive systems tracts in lacustrine basins

5.1 湖扩体系域易形成规模水道型湖底扇

在湖平面上升时期，湖扩体系域具有如下特征：（1）湖平面退缩到最小并由最低点开始上升，故这一时期的物源剥蚀区面积更大，盆外物源供给也更加充沛；（2）降雨量大、径流量大、河流作用可能较强（Blum and Tönqvist，2000；Lyonsetal.，2011；Fongngernetal.，2016；Gongetal.，2019；Lietal.，2019）；（3）湖平面上升，湖水盐度减小，湖水与携沙水流的密度差增大，重力流（尤其是异重流）更为活跃（Bohacsetal.，2000；Gillietal.，2013；Fongngernetal.，2016）。

由此可见，在湖平面上升的湖扩体系域盆外物源供给更加充沛，重力流（尤其是异重流）也更为强劲。充足的物源供给是形成规模水道型湖底扇的先决条件，而坡折地貌增大了携沙水流的高度差，为规模水道型湖底扇的发育奠定了良好的地势基础。当携沙水流流经地貌坡折时（如图6所示的渤南低凸起西支）会因坡度陡增而被加速演变为重力流（超临界），而当地形变化时这些超临界重力流会减速形成低能（临界或亚临界）浊流并发生沉积物的卸载堆积（Geetal.，2017），从而使得在湖扩体系域地形坡折前方的缓坡环境中主要发育如图6和图8所示的规模水道型湖底扇（图11－A）。值得注意的是，在湖平面上升的湖扩体系域，当充沛的物源供给遇到陡坡背景时，巨大的地势差驱使高速沉积物供给以滑塌形式快速卸载堆积在陡坡（尤其是边界断层的下降盘），形成如图6和图10－B所示的规模滑塌型湖底扇（图11－A）。前人研究也指出在湖平面上升的湖扩体系域，在充沛的物源供给和强劲的重力流活动共同作用下，更易于形成水道型湖底扇（Sztanóetal.，2013；Fongngernetal.，2016；Gongetal.，2019；Liuetal.，2020）。

5.2 湖退体系域易发育规模滑塌型湖底扇

在湖平面下降时期，湖退体系域具有如下特征：（1）湖平面扩张到最大并由最高点开始下降，故这一时期的物源剥蚀区面积更小，物源供给也相对贫乏；（2）降雨量小、径流量小、河流作用也可能比较弱（Lyonsetal.，2011；Fongngernetal.，2016；Gongetal.，2019；Lietal.，2019；Liuetal.，2020）；（3）湖水盐度增大、湖水与携沙水流的密度差减小，重力流（尤其是异重流）则相对少见（Bohacsetal.，2000；Gillietal.，2013）。

由此可见，在湖平面下降的湖退体系域盆外物源供给相对贫乏、重力流（尤其是异重流）相对罕见。贫乏的物源供给和罕见的重力流（尤其是异重流）使得湖退体系域失去了发育规模水道型湖底扇的先决条件（Fongngernetal.，2016；Gongetal.，2019；Liuetal.，2020），在湖盆坡折前方缓坡环境中形成如图6所示的厚度小、体积小的非规模水道型湖底扇。然而，在陡坡背景下，当沉积物越过湖盆坡折后会因地势差等诱因以滑动滑塌的形式快速卸载堆积，形成如图7和图10－D所示的规模滑塌型湖底扇（图11－B；表1）。前人研究也指出在湖平面下降的湖退体系域，在贫乏的物源供给和罕见的重力流活动的共同作用下，更易于形成滑塌型湖底扇（Sztanóetal.，2013；Fongngernetal.，2016；Gongetal.，2019；Liuetal.，2020）。

5.3 层序格架对规模湖底扇岩性圈闭的预测

在幕式的湖扩—湖退旋回中，规模水道型湖底扇主要形成于湖扩体系域，紧邻层序界面展布，多出现在湖盆坡折（如渤南低凸起）前方的缓坡背景下（图6；图7；图11－A）。在海盆中，已发现的岩性油气藏约80%集中在低位域的海底扇中。与此相对应，在湖扩体系域的缓坡背景下易于形成水道型湖底扇。渤中凹陷东营组规模水道型湖底扇往往发育在盆外远源大型水系及其所伴生的大规模辫状河三角洲的前方，这些盆外远源水系为水道型湖底扇的发育提供了充沛的物质基础，因而盆外远源大型水系和坡折前方湖扩体系域的缓坡背景是规模水道型湖底扇岩性油气藏最有利的形成发育区（图11）。这些规模水道型湖底扇的四周往往被湖相泥岩所包围，岩性圈闭的有效性较好，其成藏与否的关键在于湖底扇周缘烃源岩的成熟程度以及沟通烃源岩的活动性断裂的发育程度（图11－A）。湖扩体系域规模水道型湖底扇与其他成藏条件相匹配时能够形成大型湖底扇岩性圈闭群，这是渤中凹陷中—深层最有利的大型岩性勘探目标（图2；图6；图11－A）。

在幕式的湖扩—湖退旋回中，规模滑塌型湖底扇主要形成于湖退体系域，也可在湖扩体系域中出现，其分布主要受地貌背景和物源供给的控制，易形成于坡折前方陡坡背景下，紧邻层序界面或MFS展布（图7；图8；图11－B）。渤中凹陷东营组规模滑塌型湖底扇往往发育在盆外远源大型水系的前方，它们为规模滑塌型湖底扇的形成提供了充沛的物质基础，因而盆外远源大型水系和坡折前方的陡坡背景是规模滑塌型湖底扇岩性油气藏最有利的形成发育区（图11）。这类湖底扇往往出现在边界断裂的下降盘，或底部发育沟通烃源岩的活动断裂，油气运聚条件往往较好（图6；图7；图11－B）。若规模滑塌型湖底扇与其他成藏条件（是否发育汇聚背景以及与断裂的匹配关系）相匹配，也能够形成大型湖底扇岩性圈闭群（张宏国等，2021），这是渤中凹陷另一类较有利的中—深层大型岩性勘探目标（图6；图7；图11－B）。例如，规模滑塌型湖底扇底部发育汇聚脊且断层切至汇聚脊，形成汇聚脊—断层型规模滑塌型湖底扇岩性圈闭（图7）。

6 结论

文中建立了渤中凹陷东营组断拗转换期湖扩—湖退层序模式，揭示了层序模式与源汇条件对规模湖底扇发育和展布的控制与预测。

1）地震资料表明渤中凹陷东营组发育5个不整合面和4个整合面，不整合面之下出现削截或顶超、界面之上出现上超，而整合面表现为下超包络面或横向连续稳定的整一面（MFS）。这5个不整合面将渤中凹陷东营组划分为4个沉积层序，MFS将每个沉积层序划分为2个体系域。其中，湖扩体系域多发育退积—加积式准层序组（正旋回），而湖退体系域多发育进积式准层序组（反旋回）。

2）规模水道型湖底扇发育补给水道和末端朵叶2个亚相，其中末端朵叶发育朵叶核部、朵叶核缘和朵叶边缘3个微相。这类湖底扇往往发育在盆外远源大型水系和坡折前方湖扩体系域的缓坡背景下，是湖平面上升条件下充沛物源供给以及活跃重力流（异重流）和坡折地貌的综合响应。

3）规模滑塌型湖底扇发育块体流和砂质碎屑流2个亚相，其中砂质碎屑流沉积具有厚度大且顶凸外形的地震相特征。这类湖底扇在湖扩体系域和湖退体系域均有发育，而以湖退体系域为主，一般出现在盆外远源大型水系和坡折前方的陡坡背景下，是沉积物因地势差等诱因以滑动滑塌的形式快速卸载堆积而成的产物。

4）规模水道型湖底扇是渤中凹陷中—深层最有利的大型岩性勘探目标，盆外远源大型水系和坡折前方湖扩体系域的缓坡是其最有利的形成条件。规模滑塌型湖底扇是渤中凹陷中—深层另一类较有利的大型岩性勘探目标，盆外远源大型水系和坡折前方的陡坡是其最有利的形成条件。