据相关机构统计，在深水盆地中潜在的石油储量达（159.0~238.5）亿m³，深水沉积在未来油气勘探中占有十分重要的地位^[1]。用深水沉积理论指导勘探开发，先是在基于Bouma序列指导下提出的扇模式^[2]，随后Walker的综合扇模式被广泛引用^[3]。综合扇模式总结了Normark^[4-5]的现代海底扇模式和Mutti等^[6]的古代扇模式，提出了含有上扇的单一补给水道和中部下扇地区的叠覆扇叶状体的模式^[7]。在后来的应用中，学者们为弥补浊流模式的缺陷，以Shanmugam^[8-12]为代表，提出了砂质碎屑流的观点，认为块体搬运由滑动、滑塌和碎屑流组成，并建立了非水道和水道沉积体系。该沉积模式主要是以碎屑流为主，根据大陆架的性质将碎屑流斜坡沉积模式分为水道体系和非水道体系2种类型，分别对应富泥型和富砂型的大陆架^[13-14]，该理论标志着深水沉积研究进入新的阶段，重力流的沉积微相类型也逐渐精细化和实用化。东营凹陷营北地区沙三中亚段（Es₃²）深水沉积，曾经被称为“浊积岩”，但这仅是广义上的深水重力流砂体的统称，这种笼统的称呼制约了对Es₃²深水重力流砂体成因类型的精细研究。针对该区重力流沉积类型的研究，陈秀艳等^[15]将重力流划分为远源浊积岩、滑塌浊积岩和坡移堆积体3类，将具有滑塌构造的深水沉积单元也纳入了浊积岩范畴；杨田等^[16]将其划分为似涌浪浊流沉积、准稳态浊流沉积、碎屑流沉积和滑动（滑塌）沉积；陈杰等^[17]将其划分为浊积岩和坡移扇2类；鲜本忠等^[18]根据成因差异，将重力流划分为滑动沉积、滑塌沉积、砂质碎屑流沉积和浊流沉积等4类；张青青^[1]根据基质含量和支撑机制的不同，将碎屑流细分为泥质碎屑流和砂质碎屑流。近年来，基于砂质碎屑流模式的重力流认识逐渐取代了传统的扇体模式。精细的砂质碎屑流沉积模式对整个营北地区深水重力流沉积环境和砂体展布的研究更具指导意义，但目前针对Es₃²不同层位沉积微相类型的理解和整体沉积模式的认识制约了该地区勘探的进展。

以东营凹陷营北地区Es₃²深水重力流沉积砂体为研究对象，综合利用岩心、测井、录井和化验资料，系统划分不同层位沉积微相类型并研究砂体展布规律及演化模式，深化和完善该区重力流认识，以期为勘探开发提供理论依据。

东营凹陷位于济阳凹陷东南部，在大地构造区划上属济阳坳陷中的一个次级负向构造单元，是一个开阔型中、新生界箕状断陷盆地，控制其发育的为陈家庄南基底大断裂，剖面上表现为北陡南缓、北断南超的充填模式。东营凹陷北界为陈家庄—滨县凸起，东部与青坨子凸起相邻，南部和鲁西隆起相邻，西部为林樊家凸起、高青凸起^[19-21]。营北地区位于东辛油田西部，凹陷内部中央隆起带的中东部，民丰洼陷、牛庄洼陷和董集洼陷的交会部位（图 1）。

图 1

Fig. 1

下载原图 图 1 东营凹陷构造格局平面及地层柱状图(根据文献[18]修改） Fig. 1 Tectonic pattern map and stratigraphic column of Dongying Sag

东营凹陷营北地区，地层发育齐全，有井钻遇的沙河街组地层，自下而上分为沙四段（Es₄）、沙三段（Es₃）、沙二段（Es₂）、沙一段（Es₁），沙三段自下而上分为下亚段（Es₃³）、中亚段（Es₃²）和上亚段（Es₃¹）。研究目的层位为Es₃²，自下而上又进一步分为Z₆，Z₅，Z₄，Z₃，Z₂，Z₁等6个砂组。该层段沉积大套泥岩，其中夹杂砂岩，呈现“泥包砂”特征，岩性为深灰色泥岩、油页岩、夹薄层砂岩、粉砂岩。该时期二级构造单元基本定型，盆地扩张速度快，水体变浅，三角洲自东向西进积，表现为半深水—深水重力流沉积。

在东营凹陷营北地区Es₃²沉积期，主要受到来自东南部东营三角洲、东北部永安三角洲以及北部物源的影响，呈现多物源汇聚特征，多期砂体进入深湖—半深湖中形成重力流砂体。结合岩心，测、录井和化验资料分析，明确营北地区主要为较深湖相水道控制型沉积和非水道控制型沉积，主要物源区为东部的东营三角洲和永安三角洲，也存在北部的次要物源区，具有多物源汇聚的特点。在沙三中亚段沉积期，来自东部的永安三角洲和东营三角洲提供碎屑物，三角洲前缘河口坝受自身重力或者其他触发机制的影响，滑塌进入半深湖内，形成了2种重力流沉积类型。

东营凹陷营北地区沙三中亚段（Es₃²）的非水道控制型沉积包括滑动微相和滑塌微相。

（1）滑动微相。主要出现在三角洲河口坝外侧，岩性主要为粉砂岩和细砂岩，含少量泥质粉砂岩。在Z₁砂组中，可以观察到较厚的反序砂体，与河口坝相比，在大套砂体以下可以看到高角度的滑动面[图 2（a）]，并且在其附近可见明显的变形层[图 2（b）]，砂球构造均匀发育。砂岩整体保留三角洲前缘原始的沉积特征，可见交错层理[图 2（c）]、波状层理等浅水沉积构造。粒度概率曲线为两段式[图 3（a）]，分选好，粒度Φ值为1~8，交点值为2.5~3.5，其中跳跃组分占比为60%~90%，悬浮组分占比为15%~40%。C-M图表现为重力流和牵引流特征。自然电位曲线呈箱形和齿化漏斗形，自然伽马曲线为中高幅指形和漏斗形[图 4（a）]。在三角洲前缘河口坝处发现了原地的滑动沉积，滑动距离较短。

图 2

Fig. 2

下载原图 图 2 东营凹陷营北地区沙三中亚段岩心照片 （a）滑动面可见剪切带，营542井，2 671.50 m，Es32Z1；（b）交错层理，营542井，2 666.98 m，Es32Z1；（c）变形带（发育砂球），营542井，2 667.45 m，Es32Z1；（d）滑塌面，新坨743井，2 826.92 m，Es32Z1；（e）揉皱变形，营691井，2 880.12 m，Es32Z6；（f）揉皱变形，营891井，2 914.98 m，Es32Z5；（g）微断层，营891井，2 905.82 m，Es32Z5；（h）滑塌变形，新坨743井，2 826.85 m，Es32Z1；（i）滑塌变形，营9-斜1井，3 000.81 m，Es32Z2；（j）冲刷面，营544井，2 749.85 m，Es32Z3；（k）截切面，营926井，2 971.30 m，Es32Z6；（l）块状砂岩，营926井，2 971.30 m，Es32Z6；（m）含油砂岩，营9-斜1井，3 007.70 m，Es32Z2；（n）油浸砂岩，营691井，2 875.89 m，Es32Z6；（o）泥岩撕裂屑，新坨743井，2 831.02 m，Es32Z1；（p）泥岩撕裂屑，营891井，2 909.00 m，Es32Z5；（q）泥砾，新坨743井，2 828.81 m，Es32Z1；（r）红色泥砾，营72井，2 908.50 m，Es32Z3；（s）鲍玛序列AE，营691井，2 861.90 m，Es32Z5；（t）砂泥互层，营9-斜1井，3 005.25 m，Es32Z2 Fig. 2 Core Photos of Es32 member in Yingbei area, Dongying Sag

图 3

Fig. 3

下载原图 图 3 东营凹陷营北地区沙三中亚段粒度概率曲线 Fig. 3 Particle size probability curves of Es32 member in Yingbei area, Dongying Sag

图 4

Fig. 4

下载原图 图 4 东营凹陷营北地区沙三中亚段测井响应特征及综合C-M图 Fig. 4 Log response characteristics and comprehensive C-M diagram of Es32 member in Yingbei area, Dongying Sag

（2）滑塌微相。发育在滑动微相的前端，是由滑塌的砂岩和泥岩相互叠置而成，岩性为细砂岩、粉砂岩和泥质粉砂岩，可见滑塌面[图 2（d）]，并伴随着剪切带的发育，向上在砂泥互层中发育强烈的变形构造[图 2（e）—（f），（h）—（i）]，也可见高角度的断层[图 2（g）]。砂泥接触中可见砂岩脉或者重荷模等构造。滑塌岩粒度概率曲线为上拱式[图 3（b）]，表现为一条略微上拱的弧线，粒度Φ值为1~8。C-M图反映滑塌岩同时具有重力流和牵引流的特征。测井曲线呈齿化箱形[图 4（b）]、齿化钟形、齿化漏斗形，甚至接近基线呈线性，齿化强烈，齿化钟形为中—高幅特征，代表着一期或者多期滑塌沉积。

水道控制型沉积包括重力流水道和前端复合体2类沉积亚相，重力流水道亚相包括重力流水道微相和堤岸微相。前端复合体亚相包括沟道化朵叶体微相、碎屑舌状体微相、浊积朵叶体微相和浊积席状体微相。

（1）重力流水道微相。重力流水道为长期输送砂质碎屑物进入到深水区域内的长条形通道。在Es₃²的Z₅—Z₁砂层组沉积期，识别出了重力流水道沉积微相。重力流水道的根部与滑塌、滑动或者三角洲前缘砂体相连接，向前沿着沟道呈长条状分布，主要为砂质碎屑流沉积。重力流水道的末端主要因地形开阔平坦，而形成碎屑舌状体或沟道化朵叶体，最终砂质碎屑流转化为浊流，岩性以含砾砂岩、粉砂岩、细砂岩为主。重力流水道砂体底界面发育冲刷面[图 2（j）]，也可见较平直的截切面[图 2（k）]，与上、下岩层呈突变接触，以块状砂岩为主[图 2（l）—（n）]，还可见块状砂岩顶部发育微弱的似流动成因的平行层理，反映在搬运过程中砂质碎屑流向浊流转化^[22]。有时可见逆粒序层理和正粒序层理，其中砂岩内部也可见变形层。砂层顶部漂浮泥岩撕裂屑[图 2（o）—（p）]砂质团块和泥砾[图 2（q）—（r）]，底部可见平行排列的泥岩撕裂屑，颜色以深灰色、灰黑色为主。部分砂质碎屑流沉积顶部可见薄层微弱平行层理。粒度概率曲线以上拱式为主[图 3（c）]，主要表现为一条略微上拱的弧线，粒度Φ值为1~8，具有典型的重力流沉积特征。C-M图反映营北地区砂质碎屑流砂体同时具有重力流和牵引流的特征[图 4（f）]。测井曲线以箱形为主，该种曲线主要反映的是物源供给充分的快速堆积水道沉积，包括箱形和齿化箱形2种，代表着一期或者多期重力流水道沉积特征，漏斗形也较发育[图 4（a）]。重力流在平面上主要为长条形或带状，在剖面上为带状，可以看到多期重力流砂体叠置现象，砂体厚度大于10 m [图 5（a）]。

图 5

Fig. 5

下载原图 图 5 东营凹陷营北地区沙三中亚段沉积微相连井剖面对比 Fig. 5 Profile comparison of microfacies of Es32 member in Yingbei area, Dongying Sag

（2）堤岸微相。主要位于重力流水道两侧，沉积物为极细的砂和粉砂，属于砂质碎屑流沉积特征，岩性以含砾砂岩、粉砂岩、细砂岩为主。底界面发育冲刷面，也可见较平直的剪切面，与上、下岩层呈突变接触，以块状砂岩为主，有时可见逆粒序层理和正粒序层理，其中砂岩内部也可见变形层。砂层顶部漂浮泥岩撕裂屑砂质团块和泥砾，底部可见平行排列的泥岩撕裂屑，颜色以深灰色、灰黑色为主。部分砂质碎屑流沉积顶部可见薄层微弱平行层理，粒度概率曲线为单段型，测井曲线以钟形为主，砂体厚度小于5 m。

（1）沟道化朵叶体微相。朵叶体在平面上位于重力流水道末端广阔地区圆形突出部分，岩性以分选较好的粉砂岩、泥质粉砂岩为主，具有砂质碎屑流的主要沉积特征。推测朵叶体的形成是由于多期砂质碎屑流叠加，厚度较大。其分选性相对于重力流水道内砂体更好。沟道化朵叶体在重力流水道末端的开阔地形处撒开，面积较大，长宽比小，多是由于湖盆内出现小型洼地，沙体堆积而形成。

（2）碎屑舌状体微相。重力流水道的前端和内部由于缺乏沉积物，驱动力逐渐下降，发生沉积作用或因为沉积过路而滞留一部分形成碎屑舌状体。碎屑舌状体在研究区内分布广泛，尤其是在Z₄—Z₆砂组发育期。碎屑舌状体有的与重力流水道连接呈舌状，有的孤立发育，推测可能是滑塌岩持续滑塌，随水加入并搅动形成砂质碎屑流而形成的[图 5（b）]，岩性以细砂、粉砂为主。由于沉积物经历了一定距离的搬运过程，因而颗粒分选略好于重力流水道中的砂质碎屑流砂岩。该类沉积微相是砂质碎屑流沉积，具有砂质碎屑流典型的沉积特征。在平面上，碎屑舌状体主要在重力流水道的末端，延伸远，长宽比非常大，多沉积在沟谷或者湖底平坦处，呈舌状分布。碎屑舌状体有时也发育在滑塌沉积之下，或孤立地发育在深水里。

沟道化朵叶体和碎屑舌状体本质上都是砂质碎屑流沉积，与碎屑舌状体的区别有：①沟道化朵叶体为多期砂质碎屑流沉积，厚度较大；碎屑舌状体为单期碎屑流成因，砂体厚度较小。②沟道化朵叶体在沉积区成板状撒开，面积较大，长宽比小；碎屑舌状体延伸远，长宽比大，呈舌状分布。③沟道化朵叶体发育在重力流水道末端，为水道沉积体系；碎屑舌状体既可以发育在重力流水道末端，也可以发育在非水道沉积体系中，孤立发育。④沟道化朵叶体由于是多期砂质碎屑流沉积结果，粒度较细；碎屑舌状体储层相较于沟道化朵叶体来说，物性较差，但高频率的碎屑舌状体与高频率的滑塌砂体叠置，同样也可以发育较厚的储层^[21]。

（3）浊积席状砂微相与浊积朵叶体微相。其本质都为砂质碎屑流转化为浊流沉积，所以都具有浊流沉积的典型特征，具有不完整的鲍玛序列，厚度小于1 m。顺流向浊积岩岩层变薄，分选变好，颗粒变小。二者的区别在于浊积席状砂发育在水道控制型沉积、碎屑舌状体和沟道化朵叶体末端，而浊积朵叶体孤立地分布在盆地平原、斜坡内凹陷和斜坡水道间的最低区域。在营北地区，浊积朵叶体分布较少，真正的浊流沉积发育较少，仅在研究区的西部，较深水中发育较薄且分布范围较小的浊流朵叶体，主要为砂泥岩薄互层，岩性为细砂岩。砂体底部为突变接触，顶部为渐变接触，具有不完整的鲍玛序列，经常可见A，E或者A，C，E段[图 2（s）—（t）]，在砂泥界面处发育重荷模、火焰构造、波状层理和砂岩脉等构造。浊流沉积的粒度概率曲线为典型的宽缓上拱式，C-M图反映具有重力流的特征[图 3（d）]。测井曲线呈指形或齿化强烈的线性特征，反映水动力条件在相对较弱的背景下发生快速变化，可见中—高幅指形测井曲线，也可见齿化指形测井曲线，显示出薄砂泥互层的浊流沉积浊积薄层砂岩特征[图 4（d）—（e）]。

对东营凹陷营北地区117口井的资料进行综合分析，参考对东营凹陷东辛地区沉积微相的现有认识，绘制了营北地区Es₃²段6个砂组的沉积微相平面图。其中具有代表性的沉积为Es₃²Z₆砂组、Es₃²Z₃砂组和Es₃²Z₁砂组。

（1）Z₆砂组。该期水体较深，主要为较深水沉积，大面积发育重力流水道控制型沉积和非水道控制型沉积，也可见面积较大的碎屑舌状体或孤立的碎屑舌状体发育。在碎屑舌状体周围，砂体变薄处发育浊积席状体[图 6（a）]。

图 6

Fig. 6

下载原图 图 6 东营凹陷营北地区沙三中亚段典型砂组沉积微相 Fig. 6 Sedimentary microfacies of typical sand groups of Es32 member in Yingbei area, Dongying Sag

（2）Z₃砂组。该期湖平面由缓慢下降转至快速下降的关键时期。水体快速变浅，东营三角洲不断进积到营北地区，在东部开始发育朵叶状滨浅湖三角洲河口坝砂体，砂体规模较小，相较于Z₆—Z₄砂组沉积期，区内的整体沉积类型发生改变。在河口坝的末端连接重力流水道，重力流水道成条带状延伸至中部，水道两侧较薄的砂体发育堤岸沉积。水道末端发育面积较大的碎屑舌状体，推测为东南的东营三角洲所形成的[图 6（b）]。

（3）Z₁砂组。该期三角洲不断进积，但速度变慢，水体趋于稳定。在东部发育朵叶状的三角洲砂体，三角洲砂体由于自身重力或构造活动等因素滑塌，在其末端发育重力流水道和碎屑舌状体，局部发育砂体近距离滑动沉积。在中部和西部为较深湖沉积，东部的新坨743井区发育碎屑舌状体，方向为北西—南东向，推测可能由北部物源提供砂体[图 6（c）]。

综上所述，东营凹陷营北地区Es₃²存在2种沉积演化模式：① Es₃²的Z₆—Z₄砂组沉积期，物源主要来自东部偏北的永安三角洲和东部偏南的东营三角洲，东营三角洲物源供给影响较为明显。由于水体较深，仅发育水道控制型沉积。重力流水道自东向西呈条带状展布，在其前端发育碎屑舌状体和沟道化朵叶体沉积微相，在两者边缘砂体变薄的区域发育浊积席状砂，浊积朵叶体在西部靠近湖盆位置零星发育。在相应沉积期，随着水体逐渐变浅，重力流水道规模逐渐变大，物源区主要为永安三角洲和东营三角洲[图 7（a）]，东部物源区供给能力不断增强，且表现出继承性。② Z₃—Z₁砂组沉积期物源供给充足，随着三角洲不断自东向西进积，水体逐渐变浅。Z₃砂组沉积期在东部开始出现滨浅湖三角洲河口坝砂体沉积，并分为东部偏北的永安三角洲河口坝砂体和东部偏南的东营三角洲河口坝砂体，2个物源在Es₃²的Z₃—Z₁砂组沉积期在营北地区汇聚，控制整个地区的砂体展布，表现为多物源汇聚的沉积特征。在西部和中部，以大量重力流沉积为主[图 7（b）]。

图 7

Fig. 7

下载原图 图 7 东营凹陷营北地区沙三中亚段沉积模式 Fig. 7 Sedimentary models of Es32 member in Yingbei area, Dongying Sag

（1）东营凹陷营北地区沙三中亚段水道控制型沉积包括了重力流水道和前端复合体2类沉积亚相，重力流水道亚相包括重力流水道微相和堤岸微相。前端复合体亚相包括沟道化朵叶体微相、碎屑舌状体微相、浊积朵叶体微相和浊积席状体微相。重力流水道、沟道化朵叶体和碎屑舌状体具有典型的砂质碎屑流沉积特征，浊积朵叶体和浊积席状体具有不完整鲍玛序列的浊流沉积特征。

（2）东营凹陷营北地区沙三中亚段Z₆—Z₄砂组沉积期水体较深，主要发育为半深湖的重力流沉积，Z₃—Z₁砂组沉积期随着湖平面下降，开始在东部出现滨浅湖三角洲河口坝砂体，同时中部和西部也发育重力流沉积。