近年来，普遍认为古地貌对于古近系沉积的类型、规模和展布具有严格的控制作用^[1-3]，古地貌是揭示物源体系、搬运体系与沉积体系之间的空间关系及其内在联系的重要研究内容^[4-6]。渤海湾盆地作为我国东部典型的断陷盆地，经历了多期幕式断陷活动，在伸展与走滑共生的构造背景下，盆地内部发育有众多同沉积断层和走滑断层^[7-9]，这些断裂及其特殊的古地貌特征与沉积充填的耦合关系的分析有助于进一步探究岩相古地理、沉积层序及砂体分散体系的时空演变。前人对于辽中凹陷古近系的构造演化及沉积充填进行了一系列研究^[10-12]。普遍认同东营组沉积相主要发育河流三角洲、扇三角洲、湖泊、湖底扇以及近岸水下扇5大沉积相类型^[13-15]。目前针对辽中南部的构造演化^[16-17]、沉积充填主要集中在东三段^[18-19]，黄凯等人在层序格架下明确了东三段的沉积演化规律^[13]，宛良伟和刘丰等人探讨了走滑断裂的沉积响应与控藏作用^[16-17]。但前人的研究大多集中在等时地层格架分析基础上的沉积充填或构造演化过程中单一沉积体的响应^[18-19]，且构造演化主要集中在走滑断层，少有人将等时地层格架、古地貌和沉积充填有机结合阐述时空背景下的沉积演化。因此，以辽中凹陷南部为例，通过15口井的测井、录井以及三维地震资料的综合分析，以构造沉积学、地震沉积学理论为指导，在区域地质背景和研究区东营组层序地层学分析基础上，系统开展了古地貌和沉积相类型的研究，阐明了等时地层格架下各体系域古地貌特征及其与多类型沉积体系的内在联系，进一步揭示古地貌演化以及对沉积差异充填的控制作用，为进一步探明有利储层砂体时空展布提供参考依据。

辽东湾坳陷是渤海湾盆地东北部的一个次一级构造单元^[20-22]，面积约2.6×10⁴ km²。其东部是胶辽隆起，西部为燕山褶皱带，北部和南部分别为辽河坳陷和渤中坳陷^[23-24]。辽东湾坳陷呈NE—SW方向展布，断裂很发育，受大断裂分割，被划分出“两凸三凹”5个次级构造单元（图 1a），自西向东依次为辽西凹陷、辽西低凸起、辽中凹陷、辽东凸起和辽东凹陷^[25]。辽中凹陷处于辽东湾坳陷的中部，古近系分布最广。研究区位于辽中凹陷南部，被多条断裂切割^[26-27]（图 1a）。

图 1

Fig. 1

下载原图 图 1 辽中凹陷南部区域构造位置（a）和古近系岩性地层综合柱状图（b）（据文献[14, 19]修改） Fig. 1 Structural location (a) and comprehensive stratigraphic column of Paleogene (b) of southern Liaozhong Sag

辽东湾地区古近纪经历了3个阶段强烈构造活动，由老至新，依次是古新世至始新世中期的伸展裂陷阶段、始新世晚期至渐新世早期裂后热沉降阶段以及渐新世东营期走滑拉分与再次沉陷阶段^[28]（图 1b）。其中东营组形成于走滑拉分再沉陷阶段（32.8~24.6 Ma）[²⁹]：①东三期，辽东湾地区整体受到走滑与拉张叠加作用，此时构造作用引起的差异沉降量明显增加，形成一系列东断西超的箕状断陷盆地^[30]。②东二期进入盆地裂陷高峰期，构造作用造成的大范围沉陷，造成东二段整体较厚^[31]。③东一期，构造沉降明显减弱，晚期发生区域抬升剥蚀作用，导致东一段整体厚度较薄，并呈现出自辽西凹陷向辽中凹陷逐渐增厚的特征^{[30, 32-34]}。辽中凹陷南部古近系东营组自下而上发育孔店组、沙河街组和东营组3套地层，其中东营组自下而上划分为SQd₃、SQd₂和SQd₁ 3个三级层序，三级层序低位域主要发育在辽中凹陷东北部。因此研究区东营组识别出三级层序界面东一段顶界面（SB₂）、东二段顶界面（SB₃¹）、东三段顶界面（SB₃²）、东三段底界面（SB₃）和最大湖泛面MFS₂、MFS₃，自下而上划分为东三段湖侵域（ESTd₃）、高位域（HSTd₃）、东二段湖侵域（ESTd₂）、高位域（HSTd₂）和东一段（SQd₁）（图 2）。

图 2

Fig. 2

下载原图 图 2 辽中凹陷南部古近系东营组层序地层格架 注：① SQd1；② HSTd2；③ ESTd2；④ HSTd3；⑤ ESTd3。 Fig. 2 Sequence stratigraphic framework of Paleogene Dongying Formation in southern Liaozhong Sag

由此可见，位于辽中凹陷南部的研究区，被辽西低凸起和辽东凸起所夹持，远离稳定的盆外物源区（图 1a），但东营组沉积地层厚度大，因此洼陷内部古地貌的演化可能是导致沉积充填差异的重要因素。

古地貌是指在沉积盆地中同沉积活动所形成的地貌^[35]，是沉积地层发育的背景，也是分析沉积体系和沉积相时空展布的前提与基础，因此，体系域尺度的古地貌研究是探究沉积相展布和演化的有效方法^[36]。古地貌低洼区可容纳空间较大，充填的地层较厚，而古地貌隆起区可容纳空间小，沉积地层薄，等时格架内地层沉积厚度在一定程度上反映古地貌的形态^[37]，因此，通过对研究区三维地震资料地震解释，识别出主要断裂（构造坡折带），并利用地震虚拟外推方法^[38]，恢复了辽中凹陷南部东营组各体系域的剥蚀厚度，从叠合不整合面之下保存完整的地层顶面（第一个剥蚀点）出发，加上各层的剥蚀厚度而恢复出虚拟的各原始地层界面（图 3），结合东营组沉积时期的构造特征重建了该时期的古地貌（图 4）。

图 3

Fig. 3

下载原图 图 3 地层厚度虚拟外推原理示意图 Fig. 3 Schematic diagram of virtual extrapolation principle of stratum thickness

图 4

Fig. 4

下载原图 图 4 辽中凹陷南部古近系东营组沉积时期古地貌单元 Fig. 4 Paleogeomorphological units in sedimentary period of Paleogene Dongying Formation in southern Liaozhong Sag

通过对古地貌恢复，绘制各体系域古地貌图（图 4），得出各体系域古地貌单元发育特征。辽中凹陷南部东营组沉积时期主要发育隆起带、低洼带、深洼带、斜坡带、水下低隆5种古地貌单元，其中低洼带与隆起带之间由构造坡折带分隔，研究区构造坡折带主要发育断裂坡折带（图 5）。SQd₁和SQd₂沉积时期，古地貌格局表现出明显相似性。低水位时期（ESTd₂、ESTd₃），辽中凹陷南部整体发育西部隆起带（辽西低凸起）、南部隆起带、西部斜坡带、若干条低洼带和深洼带。西部隆起带与低洼带之间由西部斜坡带连接，ESTd₃沉积时期，西部斜坡带地层厚度等值线密集，坡度陡，厚度梯度变化大；ESTd₂沉积时期，西部斜坡带地层厚度等值线稀疏，坡度缓，厚度梯度变化小。低洼带呈北东方向条带状展布，中间由断裂坡折带进行分隔，呈现出明显“东西分带”的特征。研究区中部向南西方向，低洼带分隔明显；北东方向分隔作用弱，低洼带融为一体并逐渐过渡为深洼带。高水位时期（HSTd₂、HSTd₃）整体发育西部水下低隆起、3个条带状低洼带和深洼带。水下低隆与低洼带之间的水下斜坡带更为宽缓，深洼带范围增大，研究区整体隆凹格局不明显。SQd₁沉积时期，东部2个构造高部位相接，将低洼带分为2个条带状呈北东方向贯穿研究区。

图 5

Fig. 5

下载原图 图 5 辽中凹陷南部古近系东营组古地貌剖面图 Fig. 5 Paleogeomorphological profile of Paleogene Dongying Formation in southern Liaozhong Sag

古地貌演化受区域构造活动控制。辽中凹陷东营组早期，构造活动强烈，走滑拉张与伸展裂陷并存，到SQd₁沉积时期，构造活动逐渐减弱。因此，SQd₂和SQd₃均形成于强构造背景，古地貌呈现明显继承性。低水位时期，辽西低凸起出露水面，形成西部隆起带，受F3和F4的共同作用，南部形成南部隆起带，与低洼带之间由断裂坡折带相连接。研究区南西部分断裂活动性强，对洼陷带的分隔作用明显，北东部分断裂伸展性质弱，分隔作用减弱，低洼带连片分布。东北部F5与F6断层走滑形成构造脊，并使深洼带呈现出具有一定错动距离的2条（图 4）。不同的是，ESTd₃沉积时期，构造活动最强，研究区隆凹格局明显，地层高差大，因此西部斜坡带较陡，洼陷内断裂坡折带多表现为陡坡断阶带；ESTd₂沉积时期，由于前期沉积不断填平补齐，地势趋于平缓，西部缓坡带平缓，洼陷内断裂坡折带演变为缓坡断阶带（图 5）。高水位时期，辽西低凸起与南部凸起带演变为水下低隆，分别与宽缓的斜坡带、断裂坡折带以及低洼带相连，低洼带范围进一步扩大。SQd₁地势平坦，研究区整体演变为低洼带。F5与F6形成的构造脊向南西方向延长，几乎与南部水下低隆相接，低洼带因此呈2个北东方向的条带状展布。

在地质研究中，对于沉积相含义的理解各有不同。经过多年发展，现今普遍认为沉积相是沉积物形成环境与环境中形成的物质特征的综合^[39]。本次研究采用此种定义，对岩心、录井、测井、地震资料综合分析，确定研究区东营组主要发育辫状河三角洲、曲流河三角洲、网状河三角洲、湖底扇以及湖泊相5种类型沉积相。

（1）辫状河三角洲

辫状河三角洲是东营组早期主要的砂质沉积体系，主要发育在西部隆起带和南部隆起带附近，主要发育前缘亚相的河口砂坝和远砂坝微相。W1井2 627.4 m取心段可见辫状河三角洲前缘河口砂坝粗砂岩，发育不明显的交错层理（图 6a）。远砂坝微相岩性为细砂岩、粉砂岩、泥岩不等厚互层。辫状河三角洲含砂量最高，测井曲线上自然电位曲线（SP）河口砂坝微相呈光滑、高幅漏斗形特征，远砂坝微相呈中幅钟形、指形特征（图 7a）；地震相上，辫状河三角洲多表现为中强振幅、中高频、连续较好的前积反射结构，前积层向下以下超方式终止于地层单元底界上，缺失底积层，多形成于湖侵域水面上升时期，顶积层发育（图 8）。

图 6

Fig. 6

下载原图 图 6 辽中凹陷南部古近系东营组岩心特征 （a）辫状河三角洲前缘河口砂坝粗砂岩，不明显交错层理，W1井，627.4 m；（b）中细砂岩，波纹层理，W2井，2 025.5 m；（c）细砂岩，块状层理、波纹层理，W2井，2 025 m；（d）泥质粉砂岩与泥质细砂岩，缓波纹层理，W2井，2 023 m；（e）泥质粉砂岩夹细砂岩，断续波纹层理，W2井，2 023 m；（f）泥岩碎块和砂岩碎块混杂堆积，W1井，2 622.6 m；（g）砂岩碎块夹泥岩碎块，W1井，2 624.3 m。 Fig. 6 Core characteristics of Paleogene Dongying Formation in southern Liaozhong Sag

图 7

Fig. 7

下载原图 图 7 辽中凹陷南部古近系东营组沉积相测井响应特征 Fig. 7 Logging response characteristics of sedimentary facies of Paleogene Dongying Formation in southern Liaozhong Sag

图 8

Fig. 8

下载原图 图 8 辽中凹陷南部古近系东营组典型地震相特征 注：①中强振幅、中高频率、连续性较好的前积反射结构；②中强振幅、中高连续“S”型前积反射结构；③中低振幅、中高连续的斜交型前积反射结构；④“蠕虫状”反射结构；⑤中强振幅、高连续的平行、亚平行反射结构；⑥弱振幅、连续性中等较差平行—亚平行反射结构。 Fig. 8 Seismic facies characteristics of Paleogene Dongying Formation in southern Liaozhong Sag

（2）曲流河三角洲

曲流河三角洲整体含砂量略低于辫状河三角洲，粒度较细，主要发育在东营组晚期，在研究区分布广泛。W2井2 025.5 m段岩心为曲流河三角洲河口砂坝，中细砂岩，发育波纹层理（图 6b），2 025 m，细砂岩，发育有波纹层理、块状层理（图 6c），2 022~ 2 023 m发育远砂坝，泥质粉砂岩与泥质细砂岩，发育缓波纹、波纹层理（图 6d，6e）；测井曲线上河口砂坝呈较光滑中幅漏斗形—箱形，远砂坝呈中低幅指形，齿形（图 7c）；地震相上曲流河三角洲表现为明显的中强振幅、中高连续“S”型前积反射结构，外形为向盆地方向逐渐增厚的楔形（图 8）。

（3）网状河三角洲

网状河三角洲整体以细粒沉积为主，局部发育在地层填平补齐的位置。网状河三角洲砂质含量较曲流河三角洲更低，砂岩厚度薄，多数在10 m左右，砂质沉积主要为细砂、粉砂；测井曲线上曲流河三角洲含砂量少于辫状河三角洲，网状河三角洲含砂量低，河口砂坝呈齿化低幅漏斗形，远砂坝呈低幅齿形（图 7b）；地震相上网状河三角洲表现为中低振幅、中高连续的斜交型前积反射结构（图 8），形成于水面相对下降的高位域。

湖底扇沉积在岩性上呈细砂岩、粉砂岩、泥岩混杂堆积，W1井钻遇湖底扇相，2 622.6~2 624.3 m取心段，上部主要由泥岩碎块和砂岩碎块混杂堆积（图 6f）、下部主要为砂岩碎块夹泥岩碎块（图 6g）组成的滑塌沉积；测井曲线上湖底扇相以混杂堆积为特征，表现为中幅箱形、指形（图 7d）；地震相上湖底扇表现为双向下超的丘形反射特征或“蠕虫状”反射特征（图 8）。

湖泊相沉积以泥岩为主，泥滩和混合滩泥岩呈褐灰色、灰绿色，半深湖—深湖相泥岩呈深灰色，湖泊相砂质沉积主要集中在砂质滩坝，研究区并未广泛分布，因此，钻井未曾钻遇。研究区钻井钻遇湖泊相的滨浅湖与深湖—半深湖亚相，两者在测井曲线上差别不大，均表现为较平直的曲线上夹低幅齿形，由于湖泊相泥质含量高，在测井曲线上以高伽马（GR）值为典型特征（图 7e）；地震相上湖泊相表现为中强振幅、高连续的平行及亚平行反射结构，滨浅湖的沉积层较厚，振幅更强，半深湖—深湖相表现为弱振幅，连续性中等较差（图 8）。

古地貌及其展布格局对沉积盆地的结构、沉积物源、沉积体系分布等都产生重要影响。通过古地貌研究可以揭示物源区和沉积区空间关系，进而预测富砂沉积体系的分布和储集砂体的类型。基于区内15口钻井的单井沉积相分析和岩心分析结果，依据研究区三维地震资料进行地震相追踪，井震相互佐证探究研究区内各体系域沉积相平面分布，绘制各体系域沉积相平面展布图（图 9）。辽中凹陷南部东营组古地貌单元的形成主要受控于构造坡折带和走滑转换带2种构造，对沉积相发育和展布的影响主要分为2个阶段：

图 9

Fig. 9

下载原图 图 9 辽中凹陷南部古近系东营组沉积时期沉积相平面分布图 注：①辫状河三角洲前缘河口砂坝；②辫状河三角洲前缘远砂坝；③曲流河三角洲前缘河口砂坝；④曲流河三角洲前缘远砂坝；⑤网状河三角洲前缘；⑥湖泊相滨浅湖混合滩；⑦湖泊相滨浅湖砂质滩坝；⑧湖泊相半深湖—深湖；⑨湖底扇。 Fig. 9 Distribution of sedimentary facies in sedimentary period of Paleogene Dongying Formation in southern Liaozhong Sag

（1）ESTd₃—ESTd₂沉积时期，研究区构造活动强，呈现强走滑弱伸展的特点^[40]，辽西低凸起和南部凸起作为隆起带和水下低隆的转变，控制研究区内主要沉积相类型发育，断裂形成的构造坡折带控制沉积物的搬运距离和可容空间等，走滑转换带控制形成局部隆起限制沉积物运移，进而控制沉积体平面展布特征。

湖侵域沉积时期，辽西低凸起和南部凸起隆升为主要物源区，低洼带接受近源沉积，控制了辫状河三角洲的发育。河流携带的沉积物在辽中凹陷沉积，形成由北西向南东方向的进积序列，辫状河三角洲前缘河口砂坝形成，进入低洼带向各个方向推进，在河口砂坝向盆地方向，形成远砂坝微相。洼陷内部，断裂坡折带进一步限制沉积体平面展布。其中ESTd³沉积时期，断裂活动性强，F4活动速率为300 ms/Ma左右（图 10），对沉积展布有强控制作用。断裂深断形成的陡坡断阶带形成较大的可容空间，导致研究区多条辫状河三角洲共同发育（图 11）。受陡坡断阶带的控制，三角洲向洼陷内部推进距离较近，沿西部斜坡带推进距离较远，垂直坡折带走向方向，沉积物动力充足，少量越过F1，F2走滑形成的局部隆起，在上盘缓坡带形成湖底扇。研究区南部，断裂走滑活动性强，增压型走滑转换带在地貌上表现为局部隆起，限制沉积物运移，造成三角洲沉积在南部分散发育。ESTd₂沉积时期斜坡带宽缓，西部隆起带和南部隆起带面积均减小，主要控沉积断裂F1，F4活动速率显著减小（表 1，3），F3活动速率仍然较高（图 10，表 2），南部凸起仍然露出水面但范围减小，加之缓坡断阶带形成的可容空间小，与ESTd₃沉积时期相比，辫状河三角洲明显萎缩，仅发育在西部隆起带和南部隆起带附近。由于F5，F6的强走滑性质，东北部半深湖沉积被断层切割，平面上呈现出右行的错位。

图 10

Fig. 10

下载原图 图 10 辽中凹陷南部控沉积断裂活动速率直方图 （a）F1断裂（b）F3断裂（c）F4断裂 Fig. 10 Histogram of sediment-controlled faults activity rate in southern Liaozhong Sag

图 11

Fig. 11

下载原图 图 11 辽中凹陷南部古近系东营组下段强裂陷（a）和东上段弱裂陷（b）沉积模式图 Fig. 11 Sedimentary models of strong fault depression in lower member of Paleogene Dongying Formation and weak fault depression in east upper member of Paleogene Dongying Formation in southern Liaozhong Sag

表 1(Table 1)

表 1 辽中凹陷南部古近系东营组各层序断裂F1活动速率统计表 Table 1 Statistics of fault F1 activity rate of each sequence in Paleogene Dongying Formation in southern Liaozhong Sag  ms/Ma 点位 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 SQd1 0.00 0.00 1.14 17.14 0.00 5.71 6.86 21.71 27.43 8.00 2.29 14.86 14.86 4.57 4.57 1.14 2.29 0.00 0.00 3.43 2.29 0.00 0.00 SQd2 29.71 24.00 16.00 17.14 25.14 12.57 16.00 60.57 36.57 41.14 44.57 56.00 41.14 50.29 32.00 13.71 6.86 59.43 22.86 0.00 16.00 24.00 2.29 SQd3 36.57 49.14 65.14 27.43 38.86 72.00 92.57 67.43 107.43 86.86 98.29 62.86 52.57 50.29 93.71 48.00 26.29 51.43 80.00 50.29 65.14 62.86 80.86 注：点位1—23自南西向北东依次展开。

下载CSV 表 1 辽中凹陷南部古近系东营组各层序断裂F1活动速率统计表 Table 1 Statistics of fault F1 activity rate of each sequence in Paleogene Dongying Formation in southern Liaozhong Sag

表 2(Table 2)

表 2 辽中凹陷南部古近系东营组各层序断裂 Table 2 Statistics of fault F3 activity rate of each sequence in Paleogene Dongying Formation in southern Liaozhong Sag  ms/Ma 点位 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 SQd1 7.27 14.55 9.09 16.36 20.00 1.82 12.73 10.91 7.27 20.00 23.64 14.55 36.36 10.91 14.55 7.27 9.09 SQd2 21.82 27.27 32.73 25.45 12.72 50.90 118.18 112.73 129.09 67.27 63.64 90.91 72.72 138.18 143.64 70.91 69.09 SQd3 16.36 18.18 18.18 9.09 10.91 47.27 80.00 100.00 96.36 118.18 41.82 14.55 29.09 100.00 78.18 70.91 9.09 注：点位1—17自南西向北东依次展开。

下载CSV 表 2 辽中凹陷南部古近系东营组各层序断裂 Table 2 Statistics of fault F3 activity rate of each sequence in Paleogene Dongying Formation in southern Liaozhong Sag

表 3(Table 3)

表 3 辽中凹陷南部古近系东营组各层序断裂F4活动速率统计表 Table 3 Statistics of fault F4 activity rate of each sequence in Paleogene Dongying Formation in southern Liaozhong Sag  ms/Ma 点位 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 SQd1 11.20 17.60 48.00 115.20 72.00 41.60 32.00 38.40 36.80 40.00 3.20 28.80 12.80 0.00 35.20 16.00 8.00 20.80 27.20 14.40 1.60 14.40 SQd2 160.00 120.00 107.20 139.20 60.80 16.00 112.00 60.80 104.00 48.00 67.20 99.20 115.20 139.20 28.80 28.80 33.60 44.80 52.80 57.60 80.00 72.00 SQd3 339.20 281.60 348.80 36.00 292.80 252.80 241.60 220.80 275.20 99.20 131.20 84.80 59.20 65.60 137.60 52.80 54.40 54.40 40.00 44.80 59.20 86.40 注：点位1—22自南西向北东依次展开。

下载CSV 表 3 辽中凹陷南部古近系东营组各层序断裂F4活动速率统计表 Table 3 Statistics of fault F4 activity rate of each sequence in Paleogene Dongying Formation in southern Liaozhong Sag

高水位时期，隆起区转化为水下低隆起，发育滨浅湖滩坝。该时期由于隆起区转为水下，物源减少，主要发育湖泊相。由断裂走滑性质形成的局部隆起在水下阻挡沉积物运移，砂体在各部位聚集形成分散的砂质滩坝。研究区东北部靠近沉积中心的半深湖沉积受控于断裂的强烈走滑作用，在平面上呈现出右行的错位。

（2）HSTd₂—SQd₁沉积时期，断裂走滑活动较弱，但远强于伸展活动^[40]，先存古隆起转变为水下低隆，伴随区域物源转换，研究区近北东—南西方向的条形洼陷带为来自北东方向的物源提供远源曲流河三角洲的地貌背景（图 11）。

HSTd₂沉积时期，东营期强走滑持续作用使辽中南部不断靠近东部物源，以至于该时期研究区主要接受北东方向的远源沉积，形成由北东向南西方向的远源三角洲前缘，向南地势变高，地势逐渐被填平补齐，沉积体由曲流河三角洲演化为网状河三角洲，由于断层伸展活动强度极弱，物源供应充足，该时期沉积相展布基本不受坡折带控制。在HSTd₂底部，F5，F6走滑作用引起局部增压形成的构造脊向南东方向滑塌形成近源湖底扇。同时，研究区存在局部水下隆起，对沉积物具有阻隔作用，形成分散的砂质滩坝。

SQd₁沉积时期，研究区整体呈现出北西高南东低的格局，洼陷带被沉积充填，受控于条带状地貌形成2条带状的曲流河三角洲前缘沉积体。该时期构造活动弱，各个断裂活动速率均在100 ms/Ma以下，但物源供应减弱，断层高部位仍对沉积物有所阻隔，因此在推进过程中向斜坡方向，远砂坝更加发育，条形洼陷带为来自北东方向的物源提供了地貌背景。

综上所述，ESTd₃—ESTd₂沉积时期，研究区古地貌单元发育及展布对于发育沉积相类型起主导作用。辽西低凸起和南部凸起隆起作为剥蚀区时，研究区接受近源沉积，发育不同程度的辫状河三角洲，沉降作为沉积区时，研究区内缺少物源供给，仅发育湖泊相。断裂形成的构造坡折带和走滑转换带进一步控制沉积相展布。HSTd₂—SQd₁沉积时期，北东方向的物源对研究区内发育的沉积相类型起主控作用，由于断裂活动性下降，地面趋于平缓，古地貌对沉积相平面分异作用减弱，仅仅限制南部沉积充填边界。

（1）辽中凹陷南部古近系东营组古地貌整体呈现出“东西分带、南北分块”的特征，北东走向的断裂坡折带在研究区广泛发育，控制形成“斜坡带、隆起带、水下低隆、浅洼带和深洼带”5种构造地貌单元。

（2）辽中凹陷南部古近系东营组沉积相主要发育辫状河三角洲相、曲流河三角洲相、网状河三角洲相、湖底扇以及湖泊相5种类型沉积相。辫状河三角洲相呈条形朵叶状发育在ESTd₂和ESTd₃浅洼带，曲流河三角洲广泛发育在HSTd₂和SQd₁沉积区，网状河三角洲发育在HSTd₂曲流河三角洲前缘，湖底扇发育在ESTd₃和HSTd₂，湖泊相在研究区东营组沉积时期广泛发育。

（3）古地貌对沉积演化的控制作用表现在沉积相类型、沉积充填、沉积相平面展布等方面，在沉积演化过程中分为2个阶段：ESTd₃—ESTd₂沉积时期，辽西低凸起在剥蚀区与沉积区的转换导致研究区内沉积相类型的差异，断裂的差异发育控制沉积相展布；ESTd₃—SQd₁沉积时期，辽西低凸起不再作为主要物源，北东-南西向洼陷带为来自北东方向物源沉积提供古地貌背景。