陆相断陷湖盆重力流湖底扇沉积与地震响应特征分析：以渤海湾盆地霸县凹陷古近系沙河街组为例*

张自力 李 琦 朱筱敏 谈明轩 张锐锋 曹兰柱 李凤勋 单帅强

1 中国石油西南油气田分公司勘探开发研究院，四川成都610051

2 中国地质大学（北京）海洋学院，北京100083

3 中国石油大学（北京）地球科学学院，北京102249

4 河海大学海洋学院海洋地质研究所，江苏南京210098

5 中国石油华北油田分公司，河北任丘062552

6 中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所，江苏无锡214126

1 概述

自Kuenen和Migliorini于1950年联合发表《作为递变层理成因的浊流》一文以来，沉积物重力流始终是沉积学的研究热点（Kuenen and Migliorini，1950；邹才能等，2009；谈明轩等，2016；朱筱敏等，2019）。Bouma（1962）所建立的浊流成因正韵律砂岩模式成为目前沿用最广泛浊流沉积识别标志。陆相断陷湖盆发育多种类型的重力流沉积，随着勘探程度的提高，重力流成因的砂体逐渐成为中国中东部中—新生代断陷盆地油气区岩性油气藏领域重要的勘探目标（李相博等，2009；鲜本忠等，2012；廖纪佳等，2013；杨仁超等，2015）。国内的石油地质工作者们通过勘探实践，在不同地区对断陷湖盆重力流的成因类型、发育条件及相模式开展了积极讨论（彭勇民等，2008；鲜本忠等，2014）。区别于海底扇成因模式（Walker，1978；Bouma，2001），在陆相湖盆中通常用 “湖底扇”指代以重力流搬运方式堆积在深水区的粗碎屑沉积体（刘孟慧和赵澂林，1984；彭勇民等，2008；孙雨等，2016），并且认为洪水重力流和滑塌重力流是主要的触发机制（刘孟慧和赵澂林，1984；崔周旗等，2005；鲜本忠等，2012）。与深海盆地沉积相相比，陆相湖盆具有规模小、气候控制下的水深和沉积物供给变化明显、湖底扇的规模和分布变化大等特征，特别是在陆相断陷湖盆幕式构造演化过程中，湖盆具有底型复杂、水深变化快、多物源、多沉积类型等特点。目前对于重力流的发育特征和控制因素深入研究，本研究以渤海湾盆地霸县凹陷古近系沙河街组为例，基于三维连片地震资料，通过井—震结合的方式，分析陆相断陷湖盆不同构造演化阶段重力流发育特征和空间分布，该研究将明湖盆重力流砂体成因类型，同时也为陆相断陷湖盆岩性圈闭的识别和油气勘探提供依据。

2 地质背景

霸县凹陷位于渤海湾盆地西北部，为冀中坳陷内部中—新生代发育的次一级凹陷，是华北油田油气生产的主要区域之一（翟光明，1998；张文朝等，2001）。霸县凹陷古近系整体呈近NE－SW 走向的地结构（图1），其西部以牛驼镇凸起为界，向东过渡为文安斜坡带，北部以霸县二阶和里断层与固凹陷、清凹陷相隔，南以徐水—新安横向调节断层与饶阳凹陷，东西宽70km，南北长80km，总勘探面积5600km2（翟光明，1998；纪友亮等，2009；张自力等，2019）。其中，三维地震覆盖面积为2552km2，探井800口。

图1 渤海湾盆地霸县凹陷区域构造位置及盆地结构样式Fig.1 RegionaltectoniclocationandbasinstructureofBaxiansag，BohaiBayBasin

牛东断层古近纪伸展活动控制了霸县凹陷的形成和演化，根据渤海湾盆地区域构造背景并结合工区内部断层演化特征，前人将霸县凹陷古近系构造演化进一步划分为3个构造演化幕和6个演化阶段（张自力等，2019；Maetal.，2019；Zhangetal.，2020）（图2）。钻井资料显示，霸县凹陷新生代地层发育齐全，控盆断裂强烈伸展使古近系厚度超过8000m，自下而上依次划分为孔店组（Ek）、沙河街组（Es）、东营组（Ed）（翟光明，1998；张文朝等，2001；纪友亮等，2009）（图2）。沙河街组（Es）是霸县凹陷古近系断陷湖盆沉积的主体，物源主要来自东部沧县隆起物源区、西部太行山隆起物源区和牛驼镇凸起次要物源区，根据岩性组合及粒度旋回特征可进一步划分为4个亚段（张文朝等，2001；张自力等，2019）。

图2 霸县凹陷古近系盆地充填演化过程及地层综合柱状图（据张自力等，2020；有修改）Fig.2 Comprehensive stratigraphic column and basin-filling evolution within the Paleogene sequence framework in Baxian sag（modified from Zhang et al.，2020）

沙河街组四段（沙四段）形成于构造I幕强烈断陷期（I－2），地层厚度0～2200m，岩性由灰色砂砾岩、粗砂岩、砂岩与棕红色、紫红色泥岩呈不等厚互层组成。沙四段沉积期，西部边界牛东断层强烈活动，基底呈现出西断东翘的地层结构样式，盆地沉积中心和沉降中心位于高家堡—岔河集一线。沙四段沉积期冀中地区气候温暖湿润，周缘物源区供给强烈，发育向盆内强烈进积的辫状河三角洲沉积。沙河街组三段（沙三段）形成于构造Ⅱ幕稳定沉降期（Ⅱ－1），地层厚度300～1600m，由暗色泥岩、灰色中－细砂岩、粉砂岩组成垂向上由粗到细3个正旋回构成。经历了沙四段末期短暂抬升、剥蚀后，霸县凹陷再次强烈伸展下陷接受沉积，盆地沉降中心位于牛东断层中段偏北的岔河集地区，最大厚度超过2000m，沉积中心则位于高家堡XJ4井附近区域。沙三段沉积期气候温暖、湿润，此时霸县凹陷湖盆进入古近纪鼎盛时期，深湖区广布，形成巨厚的暗色泥岩和优质油页岩，凹陷周围物源区供给稳定，以短轴方向三角洲、扇三角洲沉积为主（纪友亮等，2009；张自力等，2019）。沙河街组二段（沙二段）形成于构造Ⅱ幕断后回返期（Ⅱ－2），地层厚度100～400m，下部由灰色砂岩与灰色泥岩互层组成，上部广泛发育膏泥岩。进入沙二段沉积时期，受区域构造抬升影响，霸县凹陷沉降速率迅速降低，在温热、干旱的气候条件下，霸县凹陷发生大范围湖退，东部大城凸起物源区辫状河三角洲向湖盆内强烈进积。沙二段沉积晚期湖水仅分布于牛东断层中南段下降盘等局部地区，霸县凹陷广泛发育一套膏盐岩沉积（陶明华等，2001；梁宏斌等，2009）。沙河街组一段（沙一段）形成于构造Ⅲ幕强烈断陷期（Ⅲ－1），地层厚度100～1700m，下部发育暗色泥岩、油页岩和生物灰岩互层，上部由紫红色、棕红色泥岩夹灰色砂岩组成。结束了沙二段沉积末期短暂的构造回返，广泛剥蚀、夷平后，沙一段沉积时期霸县凹陷快速、大幅度沉降，沉降中心位于边界断层下降盘。沙一段沉积时期气候温暖、湿润，在大规模湖侵下陆源供给少，盆地处于饥饿状态，形成大量内源性混积滩坝，后期形成小型三角洲、扇三角洲沉积（张自力等，2019；Lietal.，2022）。

3 重力流湖底扇沉积特征

区别于野外露头观察的直观性和完整性，对于覆盖区重力流湖底扇体的分析多基于地质背景结合钻井岩心、岩／电特征及地震属性综合识别。

3.1 岩性识别标志

通过对霸县凹陷沙河街组20口井岩心的观察，发现重力流沉积物常夹于灰色、深灰色泥岩中，不同类型的重力流沉积物沉积构造差异明显，依据重力流沉积物及其上下岩性组合，可以划分为3类组合（图3）。

1）钙质砂岩和钙质泥岩组合。岩性以浅灰色薄层（钙质）砂岩、（钙质）粉砂岩，灰色（钙质）泥岩为主，可见青灰色、深灰色泥砾和浅灰色砂砾，垂向上与薄层碳酸盐岩、暗色泥岩及油页岩相伴生（图3－A至3－F）。砂岩段内以正粒序、复合正粒序为主，可见鲍马序列（图3－B，3－C），单期正粒序下部为浅灰色钙质砂岩、砂岩，含砂砾，多见撕裂状泥砾（图3－A，3－E），底部可见冲刷面（图3－B，3－C）、泄水构造、包卷层理（图3－D，3－F）。中部为浅灰色平行层理细砂岩、粉砂岩夹纹层泥岩，上部为灰色波状层理粉砂岩、泥质粉砂岩（图3－D）。顶部为青灰色、灰色水平层理、块状层理泥岩（图3－C）。该类型沉积主要发育于沙一段（Es1）下部地层中。

2）含砾砂岩和深灰色泥岩组合。岩性以浅灰色（细）砂岩、粉砂岩夹灰色薄层泥质粉砂岩、深灰色泥岩为主（图3－G至3－J），发育平行层理、波状层理、上攀层理（图3－G），局部砂岩段底部发育冲刷面（图3－J），可见变形层理、透镜状层理等（图3－H至3－J），可见鲍马序列。可见粒径不一的砂砾与层面呈不同角度斜交，透镜状砂岩及条带状砂岩段可见1～5 cm 砂砾与层面近垂直产出（图3－I），泥质粉砂岩段及薄层泥岩夹层段砂砾顺层或与层面呈小角度斜交状产出（图3－G，3－H）。砂岩段上部常发育波状层理泥质粉砂岩或泥质条带粉砂岩段、暗色泥岩段，与深湖泥岩、油页岩呈渐变过渡（图3－G，3－H）。该类岩性组合主要发育于沙河街组三段中。

3）砂砾岩和砂岩组合。岩性以浅灰色（含砾）砂岩为主，主要发育粒序层理、块状层理，可见青灰色泥砾、泥岩撕裂屑，底部常见冲刷面，与下伏浅灰色砂岩段、灰色泥岩突变接触（图3－K，3－I）。砂岩段顶部与上覆岩性段有3种类型接触方式：（1）顶部细砂岩、泥质条带粉砂岩段与浅灰色泥岩、砂质泥岩段呈渐变过渡；（2）顶部细砂岩、泥质条带粉砂岩与上覆细砂岩、泥质粉砂岩呈突变接触；（3）顶部中－细砂岩发育明显的冲刷面，垂向频繁互层沉积。该类岩性组合主要发育于沙河街组二段和四段。

3.2 钻井岩／电特征

基于岩心相分析，识别研究区重力流岩／电响应特征，受重力流湖底扇成因及规模影响，主要体现在单套（期）砂体岩性、厚度、垂向岩性组合的不同，因此，单井岩／电响应差异性明显（图4）。厚层砂岩与薄层泥岩互层段，砂岩段厚1～25m，自然电位（SP）曲线呈现出变形箱型、钟型与漏斗型复合特征，电阻率（R4）曲线与声波时差（AC）曲线在岩性界面出现幅度差跳跃，砂岩内部二者呈现微齿化特征（图4－A）。厚层泥岩夹薄层砂岩段中，砂岩段厚1～4m，自然电位（SP）曲线呈现出变形尖刀状、舌状、高峰状及高幅齿状特征，深水沉积自然电位（SP）曲线负偏幅度要明显大于浅水沉积。自然伽马（GR）曲线在岩性界面由泥岩段向砂岩段呈现明显低幅跳跃现象，砂岩段GR值呈现齿化升高特征，电阻率（R4）曲线与声波时差（AC）曲线在岩性界面处跳跃现象不明显（图4－B，4－C）。厚层砂岩与泥岩互层段中，砂岩中普遍含砾，厚2～8m，自然电位（SP）曲线呈现出变形钟型、钟型与漏斗型复合特征，电阻率（R4）曲线与声波时差（AC）曲线在岩性界面出现幅度差跳跃，砂岩内部二者呈现微齿化特征，自然伽马（GR）曲线呈现齿化升高特征（图4－D）。

图4 霸县凹陷沙河街组典型重力流沉积钻井岩／电响应特征（岩性图例见图2）Fig.4 Typical lithology and logging of gravity flow deposits of the Paleogene Shahejie Formation in Baxian sag（lithologic legends in Fig.2）

3.3 地震反射特征

重力流湖底扇体因其发育位置、控制因素、成因类型以及规模大小的不同，扇体之间以及扇体内部各自具有不同的地震响应特征（图5）。依据地震反射结构、异常体分布，将研究区重力流地震反射特征划分为以下4类。

图5 霸县凹陷古近系沙河街组重力流湖底扇沉积地震反射特征及沉积学解释剖面（剖面位置见图1－C）Fig.5 Seismic reflection and interpretation of sublacustrine fan deposits of the Paleogene Shahejie Formation in Baxian sag（profiles location in Fig.1－C）

1）集合—透镜状地震反射。集合—透镜状地震反射表现为单个连续、强波峰反射，横向连续性中断，强波峰反射内部出现多组由中频、断续、中—强波谷反射彼此间呈叠瓦状结构，波谷集合体呈透镜状反射结构（图5－A，5－A’）。该类型地震反射特征多见于霸县凹陷西部牛东断层下降盘一侧沙三段（SQ5－SQ7）、沙二段（SQ8－SQ9）中（图1－C）。

2）单透镜状地震反射。单透镜状地震反射主要表现为复合波峰振幅内部以单个中—高频，不连续、断续，中—弱波谷振幅反射为特征；单透镜底部平整并与地层界面相平行，顶部呈较为平缓外凸结构（图5－B，5－B’）。该类型地震反射多分布于文安斜坡沙三段中部（SQ6）、上部（SQ7），个别可见于沙一段底部（图1－C）。

3）反向—楔状地震反射。反向—楔状地震反射主要表现为楔状地震反射结构，集合体的顶或底通常会出现连续性相对较好的低频、强振幅反射，其内部由中频断续、弱连续、中—强振幅反射组成（图5－C，5－C’）。楔状地震反射多分布于文安斜坡带沙四段至沙三段下部地层中（SQ2－SQ5），盆内二级断裂下降盘之上（图1－C），因楔状朝向与地层倾向相反，称为反向—楔状地震反射。此外楔状反射地震相也分布于牛东断层下降盘之上，整个沙河街组可见，呈厚层楔状与上下近平行反射地震相相区别。

4）顺向—楔状地震反射。顺向—楔状地震反射主要表现为强振幅、强连续波谷反射，形成楔状、透镜状外形，内部呈中—低频、中—弱振幅、弱连续反射特征（图5－D，5－D’）。顺向—楔状地震反射多分布于文安斜坡沙三段（SQ5－SQ7）、沙二段（SQ8－SQ9）中，部分楔状反射与地层倾向相同，称为顺向—楔状地震反射。

4 断陷湖盆重力流湖底扇沉积类型

4.1 湖底扇类型划分

表1 霸县凹陷古近系沙河街组重力流湖底扇类型及识别特征Table 1 Types and identification characteristics of gravity flow sublacustrine fans of the Paleogene Shahejie Formation in Baxian sag

4.2 主要湖底扇沉积类型及沉积特征

4.2.1 风暴型湖底扇沉积

风暴型湖底扇沉积一般发育在盆地裂陷初期或者新强烈构造沉降幕的初始阶段，研究区主要分布于沙一段下部（SQ10），富钙质，偶见鲕粒，以碳酸盐岩与碎屑岩混合沉积为特征（Chenetal.，2020；杜一帆等，2020；张自力等，2022）。霸县凹陷沙一期湖侵迅速，古湖盆具有宽、浅、咸及欠补偿等特点（张自力等，2022），宽、浅湖盆中风场作用凸显。在湖浪及风暴浪作用下，原始沉积的滩坝、三角洲沉积被改造就近或经短距离搬运，再堆积（图2；图6）。岩性由灰白色浅灰色含砾（钙质）砂岩、（钙质）粉砂岩、灰色（钙质）泥岩组成。砾石以青灰色、灰黑色钙质泥岩岩屑为主，泥砾呈不规则状或撕裂状，部分具有压扁特征，粒径0.2～3.0 cm，泥砾长轴方向具顺层排列现象。整体发育粒序层理、同沉积变形层理，可见鲍马序列（图5）。风暴湖底扇的顶／底部多与浅湖泥岩沉积突变过渡，也可见以下伏滩坝为底呈渐变过渡。岩心中风暴重力流沉积厚度为0.3～4.0m，钻／测井显示厚度为1.5～6.0m。测井SP曲线呈尖刀状、舌状，局部可见下部漏斗、上部钟型复合特征，高R4曲线、高AC曲线呈微齿化（表1；图4－B）。霸县凹陷风暴型湖底扇规模相对较小（发育面积多小于1 km2），受底部T4强振幅反射影响，通常与沙一段下部泥岩、碳酸盐岩及油页岩形成低频、连续复合强反射，局部可见滩坝—湖底扇复合体形成蠕虫状地震相（图6－A至6－C）。单井及地层切片分析显示，风暴型湖底扇主要分布于文安斜坡带沙一段下部（SQ10），常见于水下低凸起周缘、马西走滑断层及派生断层的下降盘之上，地层切片呈现点状中—强均方根振幅反射。规模相对较大的滩坝与湖底扇复合体沉积，地层切片呈现连片中—强均方根振幅反射（图6－D）。

图6 霸县凹陷古近系沙河街组风暴重力流—滩坝地震相特征及其沉积学解释Fig.6 Seismic reflection and interpretation of storm gravity flow sublacustrine fan and beach-bar of the Paleogene Shahejie Formation in Baxian sag

4.2.2 砾质洪水型湖底扇

砾质洪水型湖底扇沉积一般发育在盆地强烈断陷期内，研究区主要分布于沙四段（SQ2－SQ4），以富砂、粒粗为特征。强烈断陷期盆缘断裂及盆地次级断裂活动强烈，湖盆底型高差明显，陆源碎屑物容易在断层下降盘之上快速堆积（图2；图7）。按扇体规模和分布位置可进一步划分为近岸水下扇和（远岸）水下扇2种类型。第1类，近岸水下扇主要分布于霸县凹陷西部牛东大断裂下降盘之上，岩性以砂砾岩、含砾砂岩、粉砂岩为主，钻／测井显示厚度为2～16m，最大厚度可超过25m。测井SP曲线呈钟型、变形箱型（表2；图4－B）。近岸水下扇规模相对较大，长度2.5～5.0 km，由边界断层扇根至扇端，地震反射特征由杂乱反射向中—低频、强连续、中—强振幅反射逐渐过渡，深湖相多为强连续、强振幅反射，多期扇体集合体呈楔状地震相（图7－A，7－A'），断裂陡坡带近岸水下扇也零星发育于沙一段、沙二段中（SQ8－SQ11）。第2类，（远岸）水下扇分布于文安斜坡带盆内次级断裂下降盘之上，其规模和分布范围略小于近岸水下扇沉积（图7－B，7－B’）。岩性以含砾砂岩、砂岩及粉砂岩为主，钻／测井显示厚度为2～6m。测井SP曲线呈复合钟型、漏斗型和钟型复合型，R4曲线呈低阻微齿状，AC曲线呈微齿状（图4－D）。地震反射呈断续、弱连续、中—强振幅反射，整体呈楔状地震相（图5－C，5－C’；图7－B，7－B’）。

4.2.3 砂质洪水型重力流湖底扇沉积

砂质洪水型重力流湖底扇沉积多发育于盆地稳定沉降期，主要分布于研究区沙三段（SQ5－SQ7），以富泥为特征，是盆地稳定深陷、陆源碎屑物在洼槽区直接堆积的产物（图2；图8）。岩性由浅灰色（细）砂岩、粉砂岩、灰色泥质粉砂岩、深灰色泥岩组成，可见粒径不一的砂砾、泥砾与层面呈不同角度斜交（图3－G至3－J）。发育平行层理、波状层理以及上攀层理，湖底扇砂岩段底部发育冲刷面与下伏深湖泥岩或早期湖底扇顶部呈突变接触，可见同沉积变形层理、泄水构造、透镜状层理等。其上部以波状层理泥质粉砂岩或泥质条带粉砂岩、暗色泥岩与深湖泥岩、油页岩呈渐变过渡（图3－G至3－J；图4－C）。砂质洪水型重力流湖底扇规模不一，岩心观察统计，单期湖底扇厚度为0.2～4.0m，钻／测井显示厚度为1.0～6.0m。SP曲线呈变形尖刀状、舌状、高峰状及高幅齿状特征，GR值在岩性段底部出现向低幅跳跃现象后，逐渐呈现齿化升高特征，R4曲线与AC曲线呈锯齿状特征（图4－C；图8－B；表1）。砂质洪水型重力流湖底扇地震反射多以中频、较连续、断续、中等振幅为主，可见丘状、底平顶凸透镜状地震相，内部呈蠕虫状或叠瓦状反射，多期重力流湖底扇常与深水泥岩形成地震反射，厚度20～55m，宽度0.5～3.0 km（图8－A，8－D）。沉积期古地貌恢复结果及地层切片显示，湖底扇体多分布于霸县凹陷岔河集、高家堡等主洼槽深水区，均方根振幅呈现中—弱振幅反射，席状大面积分布。此外，发源于文安斜坡的湖底扇展布特征受控于湖盆底型，其长轴方向多沿强烈沉降期形成并在稳定沉降期内继承性发育的深水坡折分布（图8－A，8－C）。

图8 霸县凹陷古近系沙河街组砂质洪水重力流湖底扇地震响应及沉积学解释（岩性图例见图2）Fig.8 Seism ic reflection and interpretation of sandy flood gravity flow sublacustrine fan of the Paleogene Shahejie Formation in Baxian sag（lithologic legends in Fig.2）

4.2.4 滑塌型湖底扇

滑塌型湖底扇多分布于构造回返初期阶段，研究区内主要分布于沙二段下部（SQ8），以富砂、含变形泥砾为特征，应该是盆地构造回返阶段，强烈进积的三角洲前缘砂体失稳、向深水区再调整的产物（图2；图9）。岩性为浅灰色（含砾）砂岩、粉砂岩、泥质条带粉砂岩，发育粒序层理、块状层理、平行层理等，多见鲍马序列下部A-B段，可见青灰色泥砾、泥岩撕裂屑，底部常见冲刷面与下伏浅灰色砂岩段、灰色泥岩段突变接触（图3－K，3－I），顶部与后期湖底扇体呈冲刷充填突变接触，或发育正常浅湖泥岩沉积（图4－A）。钻／测井显示单期滑塌型湖底扇厚度为2.0～10.0m，累积厚度4.0～40.0m（图9－D）。测井SP曲线呈变形箱型、钟型与漏斗型复合特征，R4曲线在砂岩段呈低阻跳跃现象后呈微齿化，AC曲线在厚层砂岩段呈微齿化特征（图4－A；图8－D）。滑塌型湖底扇体地震反射多呈低频、弱连续、中—强振幅反射，楔状地震相，地震反射厚度50～350m，长度1.0～2.5 km。通常可见强连续、强波谷反射，横向地震波属性变化，呈现多个中—强、弱连续波谷反射叠瓦状排列，滑塌型湖底扇体存在穿时现象明显、下伏地震同相轴同样出现明显的下凹、反射结构变化等特征（图8－A，8－C）。沉积期古地貌恢复结果（图8－B）显示，滑塌型湖底扇多分布于霸县凹陷马西走滑断层下降盘沿线至高家堡等沙二段沉积期洼槽区，修正了此前沙二段底部厚层砂岩为“堡坝”沉积成因的认识。此外，滑塌湖底扇体也可见于盆地稳定沉降阶段，与沙三段沉积期主物源口处形成的大型三角洲前缘相对应（图5－D，5－D’）。

图9 霸县凹陷古近系沙河街组滑塌型湖底扇地震响应及沉积学解释（岩性图例见图2）Fig.9 Seismic reflection and interpretation of sliding flood sublacustrine fan of the Paleogene Shahejie Formation in Baxian sag（lithologic legends in Fig.2）

5 断陷湖盆重力流湖底扇成因与时空分布

从沉积学角度来看，断陷湖盆湖底扇的沉积特征、平面形态和空间组合特征受控于主导的重力流类型、湖盆底型特征，其中，湖盆底型又与断层组合及活动性有关。在层序划分和对比的基础上，结合单井和地震属性分析成果，编制了沙河街组典型构造演化阶段沉积相图（图10），分析重力流湖底扇体空间分布特征和控制因素并总结其沉积模式。

图10 霸县凹陷古近系沙河街组沉积相图Fig.10 Sedimentary facies of the Paleogene Shahejie Formation in Baxian sag

5.1 重力流湖底扇平面组合及差异性特征

5.1.1 断陷湖盆湖底扇空间分布

陆相断陷湖盆中，构造活动是控制层序界面成因、沉积中心迁移、层序构型及沉积体系多样性的根本因素。多幕、多期次构造活动形成特定的古沉积背景与物源供给之间的配置，控制了沉积物的运输路径及层序格架下的分散样式，从而决定了断陷盆地的充填演化过程（Gawthorpe and Ledder，2000；王华等，2010；张自力等，2019；Lietal.，2022）。湖底扇体并不是孤立形成和发育的，其形成和分布与上述要素之间关系密切。构造特征及古湖盆底型决定了湖底扇体的搬运路径、分布和结构，源区（三角洲）大小控制了湖底扇的规模。霸县凹陷沙河街组沉积时期盆地宏观结构为典型的箕状凹陷（图1－D），物源主要来自周缘凸起区，盆地短轴向物源水系是湖底扇体最大的供源（图10）。根据湖底扇体物源、搬运路径上底型结构和平面分布特征，可以分为物源区—断裂陡坡带—湖底扇（图7）、（进积型）三角洲—坡折带—湖底扇（图8；图9）、水下低凸起（滩坝）－湖底扇（图6）3种平面组合类型。

5.1.2 断陷湖盆湖底扇体差异性特征

断陷湖盆不同成因类型湖底扇体特征差异明显，基于地震反射和钻井岩／电特征总结断陷湖盆重力流湖底扇宏观差异性，主要体现在扇体结构、规模、分布、扇体间叠置关系等方面。水下低凸起（滩坝）－湖底扇体规模最小，各期扇体彼此孤立分布并且扇体通常被厚层泥岩包裹（图4－B），地震反射特征难以识别，均方根振幅（RMS）切片显示中等振幅特征（图6）。受盆地底型限制（进积型）三角洲—坡折带—湖底扇主要分布于坡折带至盆地沉积、沉降中心附近区域，早期扇体的沉积建造往往限制了后期扇体的堆积，各期扇体间呈错落叠置，地震反射呈现丘状外形，内部呈叠瓦状、蠕虫状地震相（图5－A，5－B；图8－A；图9－A，9－C），均方根振幅（RMS）切片显示强振幅特征，呈舌状、朵状或条带状分布（图9－D），而不是简单的朵状样式。物源区—断裂陡坡带—湖底扇组合中湖底扇体规模较大，各期扇体在同沉积断层下降盘之上垂向相互叠置、横向连片展布，地震反射呈典型楔状地震相特征。

5.2 断陷湖盆湖底扇成因机制与沉积模式

5.2.1 断陷湖盆湖底扇的成因机制

洪水型触发机制是霸县凹陷湖底扇体主要的成因类型，是盆地短轴方向物源区洪水携带碎屑物直接下潜入湖形成的湖底扇沉积。对于稳定沉降期的陆相断陷湖盆来说，尤其霸县凹陷沙三段湖盆具有近物源、盆—源高差大、水深变化快等特点，物源区因气候变化和季节因素形成强降雨伴随而来的洪水作用，大量碎屑物沿主水流方向进入湖盆后，仍有继续向前搬运和下切的能力（Mulderetal.，2001；Parsonsetal.，2001；谈明轩等，2015）。洪水型异重流是一种外源型持续性浊流，能够在湖（海）底保持长距离流动状态而不会快速散（Piper and Normark，2001；杨田等，2015；谈明轩等，2015，2022），能够将砂砾和泥等在水底继续向深水区搬运。通常陆相断陷湖盆深水区范围较小，限制了碎屑物的继续搬运，在盆地深水区及断层下降盘堆积形成洪水型湖底扇沉积。对于箕状断陷盆地来说，缓坡带和陡坡带洪水重力流扇体存在明显差异，缓坡带之上由于三角洲的缓冲作用，使洪水携带的粗碎屑物发生大量卸载，入湖沉积物粒度偏细，底流对下伏未固结的沉积物的冲刷，导致砂质洪水型湖底扇中夹固结程度较差的砂砾（图3－I），而陡坡带则不存在沉积物提前卸载，直接覆盖于早期扇体之上。此外，单次洪水型异重流要比单次激发型（滑塌）重力流持续时间长得多，通常能持续达数天到数周，稳定的物质供应使其具有稳定流的性质，故异重流是一种持续型浊流，频繁的洪水使其具有更高的发生频率（Mulderetal.，2001；Plink-Björklund and Steel，2004；孙福宁等，2016）。因此，洪水型重力流沉积地震反射通常呈多期叠置分布，具有透镜状、楔状地震相响应（图5－A至5－C；图7；图8）。

三角洲前缘早期沉积失稳，是霸县凹陷沙二段早期滑塌型湖底扇体的触发机制。处于断陷Ⅱ幕回返阶段，盆地由构造沉降转向区域性构造抬升，在温热、干旱气候条件下，古湖盆可容纳空间逐渐减小，盆地周缘物源区供给量相对稳定，碎屑物向湖盆内强烈进积，特别是位于文安斜坡带的辫状河三角洲直接超覆于沙三段厚层泥岩之上。而沉积物的快速堆积造成前缘斜坡之上普遍存在欠压实、未固结的沉积体（物）在重力作用下具有向斜坡下运动的势能（张关龙等，2006）。滑塌型湖底扇体具备充足的物源和坡度，造成斜坡上沉积物失稳的原因较多，比如地震活动，火山作用，沉积物强供给等（王英民等，2007；Talling，2014；Baileyetal.，2021）。沉积物的失稳作用导致下伏泥岩滑塌、滑动并发生破裂，形成阵发性的浊流（Mulder and Alexander，2001；Haughtonetal.，2003），形成了沙二段滑塌型湖底扇体。二次搬运的沉积物主要沿着古湖盆底型坡折带向更深水区运移（图9－B），碎屑滑塌作用对下伏沉积物具有明显的冲刷和侵蚀，通常可以形成下切侵蚀沟槽，这也解释了图9－A、9－C中T5及临近波谷地震相轴反射结构出现的变化。此外，下切侵蚀构造也为下期沉积物再搬运提供通道。前人研究认为早期沉积失稳触发机制持续时间较短（一般为数十分钟至数小时），因重力流流体的沉积物浓度降低而迅速衰减（Mulde and Alexander，2001；刘招君等，2003），在滑动、滑塌、分流与稀释的过程中，由于颗粒支撑机制的变化，逐步转换为塑性流态的砂质碎屑流，由扇根液化沉积物流逐渐转变成为砂质碎屑流和远端浊流（刘招君，2003；李存磊等，2012；潘树新等，2013），从而在盆地较深水区或者坡折带底部形成舌状和朵状分布滑塌型湖底扇体沉积（图9－D）。也有学者认为三角洲前缘的沉积物作为重力流沉积的 “源”，在古地震和重力作用下，发生再次搬运、沉积，并最终 “汇”于湖盆中央（郑荣才等，2012；刘磊等，2015；刘建平等，2016）。

湖浪及风暴作用是霸县凹陷重力流另外一种触发机制，主要对应于沙一段下部沉积。处于第3幕裂陷强烈断陷初始阶段（图2），冀中地区古气候温暖、湿润（陶明华等，2001；杜一帆等，2020；叶蕾等，2020），在快速沉降、快速湖侵作用下，霸县凹陷沙一段沉积时期古湖盆具有广盆、浅咸水、欠补偿等特点（张自力等，2022），不仅有利于碳酸盐沉淀，而且风浪作用显著。在平静期湖盆广泛发育泥岩及（泥质）碳酸盐岩，在事件性的风暴浪作用下，浅水区早期沉积物被改造就近或携带至深水区再堆积，出现湖水化学沉淀与重力流同时沉积现象（图6）。受物源和触发机制频次的影响，风暴型扇体相对于洪水型和滑塌型扇体规模较小，但岩性组合类型多样，可分布于湖盆浅水区。

5.2.2 重力流湖底扇沉积过程及沉积模式

依据霸县凹陷沙河街组各沉积时期湖盆沉积背景和重力流湖底扇体触发机制等因素，建立了以下4种类型重力流湖底扇沉积模式（图11）。

1）风暴湖底扇模式主要发育于盆地的初始裂陷阶段或各强烈断陷幕的早期阶段（图11－A）。快速湖侵阶段形成广湖、浅水环境，有利于碳酸盐沉淀，滩坝（碳酸盐岩与陆源碎屑岩混积滩坝）广布。处于低凸起区或断层下降盘高部位的（混积）滩坝沉积被湖浪特别是风暴浪改造，调整再堆积于断层下降盘或局部古地貌低洼部位，形成风暴重力流湖底扇。风暴重力流湖底扇间沉积孤立分布，通常被包裹于厚层浅湖（钙质）泥岩中，与浅湖含鲕粒灰岩段沉积伴生。水下低凸起迎风（浪）坡与背风（浪）坡的沉积物组合和规模存在较大差异，迎风（浪）坡形成小型透镜状湖底扇，背风（浪）坡是主要的沉积区，与低凸起区滩坝组成风暴滩坝—湖底扇透镜状复合体沉积（图6）（张自力等，2022）。

2）砾质洪水湖底扇主要发育于盆地强烈沉降期（图11－B）。伴随湖盆强烈沉降湖盆水体进一步加深，湖盆与周围凸起（物源区）的地形高差加剧，由阵发性的洪水或季节性降水夹杂物源区碎屑颗粒直接进入湖盆深水区卸载形成，以间隙性陆源供给、粗粒和快速堆积为特征。入盆洪水主要经历了紊流混合、断层根部早期堆积和湖盆沉积中心再堆积3个阶段。断层下降盘紊流混合阶段具有明显的水下侵蚀，后期保留厚层平行层理砂岩（边界断层下盘沉积物不保留）（图7）。断层下降盘是主要的沉积物卸载区，发育紧贴断层面的楔状湖底扇沉积，少量碎屑物随底流进一步搬运，在沉积中心形成被厚层泥岩包裹的透镜状湖底扇。深水区底流对下伏沉积物（岩）侵蚀作用较弱，连续、多期次洪水可形成垂向多个正韵律叠置湖底扇体，各期次间以深水泥岩沉积相分隔（图7）。

3）砂质洪水型湖底扇模式主要发育于盆地深凹阶段（图11－C）。经历了强烈断陷期后各物源口形成的三角洲趋于稳定并持续向湖盆内供源，处于深陷期的断陷盆地湖盆面积小、水深变化迅速，三角洲主水下分流河道沉积物在三角洲前缘并未完全卸载，以底流向盆地内进一步搬运至斜坡带之下深水区卸载，形成湖底扇沉积。特别是季节性水流，其流量、水动力进一步加强，携带陆源碎屑沉积物量增多，对下伏地层侵蚀作用明显，尤其对坡折带附近沉积物（岩）具有强烈的侵蚀作用，因此，湖底扇砂岩内含固结程度较弱并与层系界面高角度接触的砂砾。盆地稳定沉降期湖底扇沉积以富泥、沉积物粒度偏细为特征，正对主要物源口的三角洲前缘至深湖区分布，并且湖底扇体多被深水泥岩、油页岩包裹。湖底扇地震反射多呈规模不一的透镜状地震相特征（图8）。

4）滑塌型湖底扇主要发育于断后回返阶段（图11－D）。向湖盆内强烈进积的三角洲，其前缘砂体覆盖于前三角洲或浅湖泥岩之上，在地震、火山作用或风暴作用下，三角洲前缘砂体失稳，依次经历了块体滑动、塑性变形、紊流混合、沉积物过路和深水区再堆积几个过程，形成三角洲—湖底扇组合。斜坡部位滑动（滑塌）成因的重力流体在搬运过程中，由于颗粒支撑机制的变化，逐步转换为塑性流态的砂质碎屑流（Shanmugam，2000；刘招君等，2003）。在砂质碎屑流的前方或顶部，随着砂质碎屑流沿着斜坡继续搬运，流体含量增加，则转换为具紊流特征的浊流（李存磊等，2012；潘树新等，2013）。块体滑动、塑性变形和紊流混合阶段存在较为明显的水下侵蚀，下伏泥岩（或早期沉积）遭受侵蚀是厚层砂岩底部变形泥砾的主要来源。不同期次的滑塌扇体相互叠置，形成丘状外形、内部呈叠瓦状反射的地震相，各期滑塌湖底扇之间呈冲刷接触或以深湖泥岩相分隔（图9）。

5.3 湖底扇的油气地质意义

重力流成因砂体类型多样，分布范围广泛，从湖岸线到深湖区都有发育，是潜在的岩性油气藏勘探领域。陆相断陷湖盆中，陡坡带线状物源斜坡群、缓坡点状物源湖底扇和三角洲前缘多点物源浊积扇体等重力流沉积是优势的勘探目标（Bai and Zhang，2004），呈扇状、舌状或条带状分布的重力流扇体周围被深水泥岩包围形成良好的岩性圈闭，并且具有良好的生储盖组合条件。特别是对于深水异重流沉积，床底载荷部分砂砾岩具有良好的物性（孔隙度可达25%以上）（谈明轩等，2015），是优质的储集层。深水区泥岩包裹的湖底扇体往往因欠压实而形成异常高压、高孔渗体，成为烃类流体运聚指向的低势能单元，成为油气勘探的甜点区。对于霸县凹陷沙河街组典型箕状断陷，在湖盆充填演化各个阶段都取得突破性进展，展现了岩性—地层油气藏领域良好的勘探前景（赵力民等，2009；杨德相等，2016）。霸县凹陷经历了多幕构造运动的改造，沉降中心始终分布于牛东断层下降盘一线，主要物源及分散方向未发生重大变化，陵城—高家堡—新镇—霸州是沙河街组各沉积期主要深湖分布区域，具备发育大规模湖底扇体的条件，是岩性圈闭勘探的优势区域（图10）。此外，通过对湖底扇体发育位置、几何形态特征的研究，结合多井精细对比，能够表征和刻画深水储集层的非均质性，从而达到预测有利砂体、提高油气采收率的目的。

6 结论

重力流沉积属事件沉积，其沉积作用范围较为局限，目前认为在任何水深和时期都可以形成重力流沉积，尤其在陆相断陷湖盆中。本次基于三维地震和岩／电等资料，套用基于被动大陆边缘深水扇（单点物源，水深大且稳定）的研究成果，静态地分析了霸县凹陷沙河街组重力流湖底扇类型、空间分布特征并初步对其触发机制做了分析。陆相断陷湖盆具有底型复杂、水深变化快、多点－多变物源等特征，重力流湖底扇沉积作用要远比想象中的复杂，特别是对于沉积物搬运过程中流体特征及其产物与油气之间的关系等仍然需要进一步研究。本研究得出以下认识：

1）通过钻井岩／电特征及地震属性分析，并依据霸县凹陷构造演化过程，将古近系沙河街组重力流湖底扇可以划分为滑塌型重力流湖底扇、洪水型重力流湖底扇、风暴重力流沉积3种成因类型和多种具体样式。根据重力流湖底扇体物源、搬运路径上底型结构和平面分布特征，可以组合为物源区—断裂陡坡带—湖底扇、（进积型）三角洲—坡折带—湖底扇、水下低凸起（滩坝）－湖底扇3种平面组合类型。

2）季节性洪水、滑塌及湖浪作用是断陷湖盆重力流沉积主要的触发机制。综合考虑沉积物来源、构造演化和触发机制，建立了断陷湖盆初始裂陷期风暴型湖底扇、强烈断陷期洪水型湖底扇、稳定裂陷期洪水型湖底扇、断后回返期滑塌型湖底扇4种沉积模式。

致谢感谢审稿专家的宝贵意见！文中原始资料来源于中国石油华北油田勘探开发研究院，对中国石油华北油田相关专家在本次研究中的大力支持和指导深表感谢！