劉化清，馮 明，郭精義，潘樹新，李海亮，洪 忠，梁蘇娟，劉彩燕，徐云澤

（中國石油勘探開發(fā)研究院西北分院，蘭州 730020）

0 引言

近年來，石油勘探家對松遼盆地下白堊統(tǒng)嫩江組一段重力流水道系統(tǒng)的宏觀分布特征進(jìn)行了識別和描述，在嫩一段發(fā)現(xiàn)了陸相盆地中規(guī)模最大、清晰完整的深水重力流水道-湖底扇系統(tǒng)［1-4］。如大慶長垣的水道系統(tǒng)延伸的直線距離可達(dá)70 km，寬度為600 m，平均寬度為300 m，而在齊家—古龍地區(qū)的規(guī)模更大，長度超過80 km，寬度為100～900 m。潘樹新等［2］認(rèn)為這些規(guī)模宏大的深水重力流水道體系由陸上河流直接入湖而形成，為異重流成因。這些水道被細(xì)砂巖、粉砂巖充填，其含油性好，是盆地中央深水區(qū)巖性油氣藏勘探潛在的新領(lǐng)域［1-2］。對水道的時(shí)空演化、水道的內(nèi)部結(jié)構(gòu)及各結(jié)構(gòu)參數(shù)（曲率、坡降、深度、寬度等）及其相關(guān)性研究相對較少，而深入研究這些問題有助于弄清水道系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)特征以及水道砂巖的非均質(zhì)性，從而為油氣勘探開發(fā)部署提供重要依據(jù)。

以LHP 地區(qū)高精度三維地震資料為基礎(chǔ)，應(yīng)用地震沉積學(xué)、地震地貌學(xué)技術(shù)方法，識別湖盆深水斜坡的重力流水道及其伴生的水下天然堤的分布特征，研究水道時(shí)空演化規(guī)律、確定水道的寬、深、曲率等結(jié)構(gòu)參數(shù)及其相關(guān)性，探討水道形成與演化的控制因素，以期為油氣勘探開發(fā)部署提供依據(jù)，并為其他陸相盆地深水水道沉積研究提供借鑒。

1 沉積背景與研究區(qū)概況

松遼盆地的基底為變質(zhì)的古生界及前古生界，中新生界沉積蓋層的發(fā)育經(jīng)歷了伸展斷陷階段、裂后熱沉降階段和構(gòu)造反轉(zhuǎn)階段［1］。其中，裂后熱沉降階段發(fā)育的下白堊統(tǒng)泉頭組（K1q）和上白堊統(tǒng)青山口組（K2qn）、姚家組（K2y）和嫩江組（K2n）是盆地的主要含油層系。姚家組—嫩江組發(fā)育一套完整的基準(zhǔn)面升降旋回沉積，嫩江組二段底部發(fā)育了全盆地范圍內(nèi)穩(wěn)定分布的油頁巖，這標(biāo)志著最大湖泛面的形成期，是層序劃分與對比的標(biāo)志層（T07）［5］。姚家組—嫩江組一段沉積期為湖盆擴(kuò)張期，形成了大型退積型三角洲及重力流水道-末端扇沉積體系；嫩江組二段—五段沉積期為湖盆萎縮期，強(qiáng)制性水退形成大型湖泊與進(jìn)積型三角洲沉積［5］。嫩五段沉積以后，盆地抬升并遭受剝蝕，與上覆四方臺組（K2s）形成不整合接觸關(guān)系［6］。

松遼盆地嫩江組一段沉積時(shí)期，湖盆水體快速擴(kuò)張。潘樹新等［2］對齊家—古龍地區(qū)嫩一段上部（S1）沉積體系進(jìn)行過深入研究，發(fā)現(xiàn)該區(qū)發(fā)育多支大型異重流成因的水道—湖底扇系統(tǒng)。本文選取該水道系統(tǒng)的中下游的LHP 地區(qū)開展嫩一段上部（S0）水道的精細(xì)解剖［圖1（a）］。LHP 三維地震資料精度高，采集面元為10 m×10 m，主頻為50 Hz。工區(qū)內(nèi)有鉆井10 余口，錄井及測井資料比較齊全。

LHP 地區(qū)嫩一段巖性主要為厚層黑色、灰黑色泥巖，夾薄層粉砂巖、泥質(zhì)粉砂巖，埋深為1 500～1 700 m，厚度為110 m，其頂、底界對應(yīng)的地震反射界面分別為T07和T1。嫩一段可進(jìn)一步細(xì)分為上下2 個部分：下部（S1油層組）形成于湖盆快速擴(kuò)張期，以黑色泥巖、薄層泥質(zhì)粉砂巖、粉砂巖互層為主，粉砂巖單層厚度最大可達(dá)5 m，底部以厚層泥巖與下伏姚家組富砂地層（S2+3）接觸，形成地震強(qiáng)反射界面（T1）；上部（S0油層組）以厚層泥巖為主，粉砂巖、泥質(zhì)粉砂巖零星分布，其厚度僅為2 m［圖1（b）］，形成于湖盆發(fā)育的鼎盛時(shí)期。S0地層與上覆嫩二段底部油頁巖形成顯明的地震波阻抗界面（T07）。

圖1 松遼盆地嫩一段沉積體系［2］（a）和地層綜合柱狀圖（b）Fig.1 Sedimentary system（a）and comprehensive stratigraphic column（b）of Nen 1 member in Songliao Basin

2 研究方法與技術(shù)

2.1 地震地貌成像處理

在地震地貌成像過程中，綜合利用了地震沉積學(xué)［7-8］和地震地貌學(xué)［9］的研究思路和技術(shù)手段：①首先將地震數(shù)據(jù)體轉(zhuǎn)換為具有巖性意義的數(shù)據(jù)體。據(jù)12 口井資料統(tǒng)計(jì)，嫩一段上部泥巖的波阻抗值為5 000～8 000 g/cm3·m/s，而粉砂巖的波阻抗值為7 500～11 500 g/cm3·m/s，二者的波阻抗差異明顯［圖2（a）］。對于波阻抗差異明顯的砂巖和泥巖，對地震資料進(jìn)行90°相位轉(zhuǎn)換即可賦予地震數(shù)據(jù)巖性意義［10-11］［圖2（b）—（c）］。②通過地層時(shí)間模型（Stratal time model）把90°相位轉(zhuǎn)換地震數(shù)據(jù)體轉(zhuǎn)化為各個地震標(biāo)志層均拉平的地層切片數(shù)據(jù)體（Stratal slice volume）［12-13］，就制作成相對地質(zhì)年代域數(shù)據(jù)體。③在地震標(biāo)志層（T07和T1）控制之下，等比例內(nèi)插形成地層切片層位數(shù)據(jù)體。從下到上多次瀏覽不同時(shí)代的地層切片，即可以弄清嫩一段水進(jìn)過程中的沉積體系發(fā)育模式及時(shí)空演化規(guī)律；當(dāng)?shù)貙忧衅荒芡暾@示地質(zhì)模式，可能存在局部穿時(shí)現(xiàn)象時(shí)，采用非線性地層切片技術(shù)進(jìn)行修正［14-15］。④在獲得比較清晰的地震地貌圖像后，應(yīng)用三維顯示及光源照明技術(shù)進(jìn)一步突出地貌細(xì)節(jié)變化，突出沉積體的邊界及內(nèi)部結(jié)構(gòu)。

圖2 地層巖性界面和地震反射界面的相關(guān)性分析Fig.2 Correlation analysis of stratigraphic lithologic interface and seismic reflection interface

2.2 水道結(jié)構(gòu)參數(shù)測量與換算

水道的深度和寬度均從地震資料測量獲得。水道寬度為水道兩岸之間的距離，或者從一側(cè)天然堤到另一側(cè)天然堤之間的距離，其測量主要基于地震地貌圖（地層切片）并參考地震剖面獲得；深度是從水道頂部到底部的距離，或者兩側(cè)天然堤連線的中點(diǎn)到水道底部的距離。在地震剖面上讀取雙程旅行時(shí)差，并使用嫩一段的層速度換算得到水道的深度。具體算法為

式中：H為深度或厚度，m；T0雙程旅行時(shí)差，ms；V0為嫩一段的層速度，m/s，取值3 200。

水道坡降的測量方法是，沿水道軸線切地震剖面，沿距離水道發(fā)育層位最近的上部地震標(biāo)志層T07（嫩二段底部油頁巖）拉平，測量水道兩端對應(yīng)的地震同相軸中心點(diǎn)之間的垂向雙程旅行時(shí)差，然后根據(jù)式（1）換算為厚度落差，再根據(jù)如下方法計(jì)算出坡降

式中：D為坡降，‰；ΔH為水道落差，m；L為水道首尾兩端之間的直線距離，km。

曲率由水道在工區(qū)內(nèi)的實(shí)際流徑與水道首尾之間的直線距離的比值得到。

盡管單期水道有時(shí)候在地震地貌成像（地層切片）上能夠被分辨出來，但受地震資料縱向分辨率低的限制，在地震剖面上很難識別。因此，從地震剖面上測量得到的寬度、深度等水道結(jié)構(gòu)參數(shù)實(shí)際上是水道帶或水道復(fù)合體的結(jié)構(gòu)參數(shù)。

3 水道的地震響應(yīng)識別、結(jié)構(gòu)參數(shù)確定及沉積物分析

3.1 水道的地震識別

地震地層切片成像結(jié)果顯示（圖3），松遼盆地LHP 地區(qū)嫩一段發(fā)育A—D 和E—H 等2 組特征截然不同的水道系統(tǒng)。第一組包括A—D 等4 條水道，其寬度較大，呈蛇曲帶狀穿越工區(qū)。其中，水道A 發(fā)育在工區(qū)西南部，NW—SE 向呈弧形延伸約3.5 km 后并入水道B。水道B 呈南北向貫穿整個工區(qū)，延伸10 km。水道C 和D 發(fā)育在工區(qū)東側(cè)，并在東部邊界中段相交而過，顯然二者并未同時(shí)活動。其中，水道D 在工區(qū)內(nèi)最寬，在曲流環(huán)發(fā)育部位寬度可達(dá)500 m 左右。對地層切片進(jìn)行多光源照射發(fā)現(xiàn)，水道D 實(shí)際上為1 個水道帶，由4 期以上的水道復(fù)合而成，在3 個發(fā)育完好的曲流環(huán)之上可以清晰地觀察到因水道遷移擺動而形成的單期水道［圖3（a）］。進(jìn)一步觀察發(fā)現(xiàn)，經(jīng)黃光照射的彩色振幅地層切片［圖3（a）］，水道A—D 的地震異常均呈不均一分布，在水道延伸方向，多段不規(guī)則分布的紡錘形強(qiáng)振幅異常通過各自變細(xì)的端部相互連接，呈現(xiàn)寬-窄交互式分布。第二組自西而東分別是E，F(xiàn)，G，H，I，水道窄，呈較為順直的線狀，地震成像相對模糊［圖3（d）—（e）］，推測大多為單一重力流事件形成的水道。其中，水道F 最為清晰，可完全追蹤，它呈S 型南北向貫穿整個工區(qū)，在下游（工區(qū)西南角水道A 和水道B 交匯部位附近）頻繁決口形成多個決口水道，展現(xiàn)出末端扇的特征［圖3（b）］。水道G，H，I 的上游部分（工區(qū)東北端）地震成像較為模糊，但在流經(jīng)水道C 發(fā)育區(qū)域后清晰可見，均呈NNE—SSW 向順直狀延伸至工區(qū)最南端斷層附近消失。其中，水道H 在W1 井東側(cè)偏北2 km 處出現(xiàn)分流，分流水道H1 和H2 呈約20°的夾角向西南方向延展。過斷層至W5 井區(qū)，水道G 及H1，H2 的地震成像均較為模糊，從隱約可見的線條狀強(qiáng)振幅異常分析，它們?nèi)匀幌蚯把诱?，但開始決口分叉，接近末端。水道E 只在工區(qū)西北部呈S 型NW—SE 向延伸約4 km 后消失。水道I 從北向南穿過水道C 所在區(qū)域之后頻繁決口改道，并最終消失在水道C 以南3～4 km 處，形成完整發(fā)育的末端扇。該末端扇在地震振幅切片上顯示為強(qiáng)振幅，由5 條以上決口水道及其漫溢沉積組成（圖3）。從沉積過程看，這樣的末端扇又可稱為末端分散體系（Terminal splay）［16］。

圖3 LHP 地區(qū)嫩一段S0油層組地震地貌圖像及重力流水道地質(zhì)解釋圖（a）地層切片（黃光照射）；（b）重力流水道地質(zhì)解釋圖；（c）連井沉積剖面；（d）未解釋的地震地貌圖像，位置見（a）圖中白色方框；（e）為（d）解釋后的地震地貌，T1—T4 為水道發(fā)育的先后時(shí)間順序，黑色實(shí)線（T4）為最后一期水道位置Fig.3 Seismic geomorphologic image and geological interpretation of gravity flow channels of Nen 1 member in LHP area

第一組水道A，B，C，D 的斷面形態(tài)大多呈對稱或不對稱的U 型，但不同水道之間、同一條水道上下游的不同位置其斷面形態(tài)不同。①水道A 的底界呈寬闊且兩側(cè)對稱的U 型，深度為15～20 m（1 個地震同相軸），寬度約為100 m。下切植入下伏地層，內(nèi)部反射為強(qiáng)振幅。水道A的上部呈現(xiàn)丘狀反射，在橫斷面上呈“透鏡狀”［圖4（a）—（b）］，推測該水道富砂且存在水下天然堤。②水道B 在北部上游地區(qū)的斷面呈比較對稱的V 型［圖5（b）］，下切侵蝕現(xiàn)象清晰可見，時(shí)間厚度接近1 個同相軸；在南部的斷面演變?yōu)橛叶缸缶彶粚ΨQ的U 型［圖4（a）—（b）］，寬度為50～100 m。較陡的右岸為水道的凹岸（外側(cè)），以侵蝕作用為主；較緩的左岸為水道的凸岸（內(nèi)側(cè)），以沉積為主，地震地貌成像結(jié)果顯示出同樣的特征［圖3（a）］。當(dāng)與水道A 匯合后，寬度變?yōu)?50～180 m，截面特征與水道A 相似［圖4（c）—（d）］。③水道C 和D 的橫斷面同樣呈現(xiàn)U型，對下伏地層的下切侵蝕作用強(qiáng)烈［圖4（e）］。其中水道C 的寬度為200～270 m，水道帶D 在工區(qū)內(nèi)上游的寬度為230 m，到下游的大型曲流環(huán)一帶寬度可達(dá)340～370 m。［圖4（f）—（g）］是橫穿水道D 的2 個曲流環(huán)的地震剖面，在下切谷下部的紅色強(qiáng)振幅反射中隱約可見向西傾斜的疊瓦狀反射，說明水道由東向西側(cè)向遷移擺動，西側(cè)為侵蝕岸（凹岸），東側(cè)是沉積岸（凸岸），這與圖5 中的平面特征一致。水道D 兩岸地形明顯高于周圍地區(qū)，表現(xiàn)出分別向岸外傾斜的反射特征，西側(cè)和東側(cè)的傾角約為50° 和30°，顯示發(fā)育有3～5 m 高的水下天然堤，且保存完整［圖4（f）］。

圖4 水道A，B，C，D 的地震響應(yīng)特征（沿T07拉平）（剖面位置見［圖3（a）］）（a）S2 剖面，水道A 和B 的分別呈現(xiàn)出標(biāo)準(zhǔn)的U 型和不規(guī)則U 型或?qū)扸 型，水道A 的上拱地震反射可能暗示天然堤的存在以及水道可能富砂；（b）S2 剖面，水道A 的地質(zhì)解釋；（c）S1 剖面，與水道A 合并之后的水道B 地震剖面響應(yīng)；（d）S1 剖面水道B 的地質(zhì)解釋。橫斷面為規(guī)則的U 型，上拱的地震反射預(yù)示天然堤的存在以及富砂的水道充填；（e）S7 剖面，水道C 的右岸和水道D 的左岸直立；（f）S5 剖面，示水道帶的U 型底界、陡峭的水道壁，以及水道兩側(cè)比外圍明顯高出的正振幅（紅色）異常，預(yù)示存在著天然堤；（g）S3 剖面，寬闊的U 型下切谷，天然堤不明顯。水道底界呈寬闊而對稱的U 型，水道充填物的中下部波峰（紅色）強(qiáng)振幅反映富砂特征，上部波谷（藍(lán)色）富泥Fig.4 Seismic response characteristics of channel A，B，C and D

第二組水道E—I 在地震剖面上大多為強(qiáng)振幅反射，難以分辨對下伏地層的侵蝕［圖5（a）—（b）］。只有水道F 在下游決口分叉前有1 km 左右的地段對下伏地層產(chǎn)生比較明顯的侵蝕，在地震剖面上表現(xiàn)為尖銳的V 型［圖5（b）］，時(shí)間厚度約1/3 地震同相軸，揭示局部地形的突然變化。

3.2 水道結(jié)構(gòu)參數(shù)及其相關(guān)性

對各水道實(shí)際流徑、水道首尾直線距離、坡降和曲率等參數(shù)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)和相關(guān)性分析表明，水道的曲率與其坡降具有很好的正相關(guān)關(guān)系，曲率大的水道（A，C）具有較大坡降，曲率小的水道坡降較?。℅，I 等）［圖6（a）］。采用隨機(jī)采樣方式，從地震剖面上測量各水道的寬度和深度，將這些統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)進(jìn)行散點(diǎn)擬合，發(fā)現(xiàn)水道的寬度和深度之間也具有較好的正相關(guān)關(guān)系［圖6（b）］。

圖6 水道結(jié)構(gòu)參數(shù)交會圖Fig.6 Cross plot of channel structure parameters

比較水道平均深度與坡降、曲率關(guān)系發(fā)現(xiàn)，水道深度與曲率、坡降之間總體呈正相關(guān)關(guān)系［圖6（c）—（d）］。總體而言，研究區(qū)水道的深度、寬度、曲率、坡降之間具有較好的相關(guān)性。這與Wood 等［17］對南美洲Trinidad 和Tobago 地區(qū)深海水道體系的研究結(jié)果相似。Posamentier 等［18］在研究印度尼西亞Kalimantan 地區(qū)Borneo 東部海域更新統(tǒng)的水道-天然堤系統(tǒng)時(shí)，就發(fā)現(xiàn)深水水道的曲率與海底斜坡的坡降呈正相關(guān)關(guān)系，海底坡度增加，水道深度增大，曲率也增大?？梢姾Ｑ蠛秃吹纳钏赖慕Y(jié)構(gòu)特征具有一定的相似性。

3.3 水道沉積物分析

LHP 地區(qū)的10 口鉆井沒有一口真正鉆遇水道，而統(tǒng)計(jì)分析表明，粉砂巖與泥巖具有明顯的波阻抗差異（參見圖3），因此，在地震剖面上水道內(nèi)的強(qiáng)振幅異常推測為砂質(zhì)沉積。從鄰區(qū)鉆遇深水水道的Ta-X 井來看，水道內(nèi)的沉積物以細(xì)砂巖為主，厚度為25 m，發(fā)育塊狀層理、平行層理、波狀交錯層理，常見暗色泥礫沿層理面疊瓦狀排列，局部見厚度可達(dá)10 cm 的泥礫層（圖7）。水道位置對應(yīng)的測井曲線呈箱狀，地震地貌特征為條帶狀強(qiáng)振幅異常，剖面特征為寬闊的U 型，寬度可達(dá)600 m［2］。LHP 地區(qū)水道A—D 的地震特征與Ta-X 井區(qū)的情況相似，且均位于整個水道系統(tǒng)的中游，因此，推測水道內(nèi)的沉積物為細(xì)砂巖沉積。水道外側(cè)主要發(fā)育漫溢沉積。錄井資料揭示，這些漫溢沉積以粉砂巖、泥質(zhì)粉砂巖為主，其厚度通常小于1 m，夾于大套暗色泥巖當(dāng)中［參見圖1（b）］。鄰區(qū)資料表明，漫溢沉積中常見厘米級波狀層理細(xì)砂巖與粉砂質(zhì)泥巖互層［圖7（e）］。

圖7 Ta-X 井嫩一段重力流水道沉積物巖心照片（a）塊狀層理細(xì)砂巖，1 259.21～1 259.43 m；（b）示細(xì)砂巖中疊瓦狀排列的泥礫，1 251.40～1 251.62 m；（c）平行層理細(xì)砂巖，1 249.50～1249.7 m；（d）泥礫層，水道滯留沉積，1 250.50～1 258.59 m；（e）波狀層理細(xì)砂巖與粉砂質(zhì)泥巖互層，1 227.82～1 227.93 mFig.7 Core photos of channel fills of Nen 1 member in well Ta-X

水道A，D 在局部地段發(fā)育有水下天然堤，天然堤與外圍斜坡區(qū)漫溢沉積的地震反射振幅相近，因而預(yù)測具有相似的巖性特征，為粉砂巖或泥質(zhì)粉砂巖［參見圖4（a）—（d）］。需要注意的是，水道D 局部地段的天然堤較外圍斜坡區(qū)漫溢沉積的地震振幅略強(qiáng)，揭示強(qiáng)水流背景下的較粗粒溢岸沉積［參見圖4（f）—（g）］。

實(shí)際上，水道C，D 以及B 的上游地段在地震剖面上可以分為上下2 個部分（參見圖4），中下部侵蝕谷內(nèi)沉積物的地震振幅（紅色）明顯大于水道兩側(cè)的漫溢相（淺紅色），應(yīng)為細(xì)砂巖—粉砂巖，厚度為10～20 m，而上部沉積物的反射呈反極性特征（藍(lán)色），從圖2（a）的巖石物理特征分析結(jié)果判斷，其巖性應(yīng)為泥巖，代表了重力流水道被廢棄后，殘余水道谷地在安靜深水環(huán)境下的沉積。水道A，B在下游地區(qū)，其橫截面在水道中軸線上地震呈上拱反射［參見圖4（a）—（b）］，這可能與差異壓實(shí)作用有關(guān)，富砂的水道沉積物在后期成巖作用中壓實(shí)率小，而泥質(zhì)的天然堤及岸后溢岸沉積壓實(shí)率大［16，19］。對比發(fā)現(xiàn)，水道A，B 在下游地區(qū)的沉積厚度更大。

水道E—I 在地震剖面上顯示為比圍巖相對較強(qiáng)的亮點(diǎn)地震反射，在振幅切片上顯示較水道A—D 更弱的振幅異常。根據(jù)振幅與巖性的相關(guān)性分析認(rèn)為，水道E—I 的沉積物的泥質(zhì)含量略高，很可能大多為粉砂及泥質(zhì)粉砂巖，且厚度薄，小于1/4 子波長度。

4 水道系統(tǒng)時(shí)空演化與成因機(jī)制

4.1 水道系統(tǒng)時(shí)空演化

瀏覽對比上下層位的地震切片是判別沉積體發(fā)育先后順序的有效手段［20］。在地震屬性平面圖上可以看出，水道E—I 呈線型，總體曲率小，順直分布，侵蝕作用弱，而水道A—D 呈帶狀，曲率較大，因側(cè)向遷移擺動常形成寬度較大的曲流環(huán)。因而，這2 組水道系統(tǒng)發(fā)育時(shí)限靠近，利用地層切片序列無法把E—I 與A—D 完全剝離，但從E 被B，F(xiàn) 被B和A，I 被C 切割的情況分析，E—I 的發(fā)育時(shí)間要早于A—D（圖8）。這2 組水道系統(tǒng)可能形成于不同的氣候旋回，A—D 顯然形成于強(qiáng)降雨和洪水事件中，保持著強(qiáng)有力的下切侵蝕作用，形成深度達(dá)10～20 m 的斜坡峽谷，而E—I 已經(jīng)處于其發(fā)育末端的LHP 地區(qū)。

圖8 地震振幅的地層切片序列（a）—（d）從早到晚的地層切片，示水道C 發(fā)育時(shí)期略早于A，B，D，而水道E，F(xiàn)，G，H，I 是最早發(fā)育的水道系統(tǒng)；（e）地層切片在剖面上的位置Fig.8 Strata slice series of seismic amplitude

Posamentier 等［16］將深水濁流沉積體系按照源—匯系統(tǒng)的思路劃分為上、中、下游3 段。上游靠近陸上，發(fā)育下切侵蝕的支流峽谷；中游發(fā)育以限制性水道為特征的單一水道體系和天然堤；下游發(fā)育非限制性水道，決口改道頻發(fā)，是沉積物的主要卸載區(qū)，多條先后決口的水道呈分散狀分布，構(gòu)成末端扇。PHL 地區(qū)的水道A—D 單一水道復(fù)合體特征明顯，局部保留天然堤，可類比于Posamentier等［16］劃分的濁流沉積體系的中游，而水道E—I 處于重力流系統(tǒng)的末端，決口分流頻發(fā)，可類比于其濁流沉積體系下游末端扇部分。

就A—D 等4 條水道而言，在重力流水道集中發(fā)育層段自下而上制作的地層切片中，水道C 的發(fā)育時(shí)間略早于A，B，D。最下部的地貌特征顯示，在A，B，D 出現(xiàn)之前，水道C 表現(xiàn)為條帶狀強(qiáng)振幅異常，已經(jīng)在工區(qū)東北部開始發(fā)育［圖8（a）］，而圖8（b）—（c）反映的是過渡層段的地震影像，水道A—D 同時(shí)存在是由于地震成像過程中子波旁伴效應(yīng)的影響，不能同時(shí)反映它們的真實(shí)發(fā)育位置，圖8（d）為該層段頂部的地震地貌，水道A，B，D 的影像清晰，而水道C 已經(jīng)不見蹤影。A，B，D 等3 條水道很可能是在同一期、或者時(shí)間上非?？拷暮樗录行纬傻?。

4.2 水道成因機(jī)制

4.2.1 水道形成與演化的控制因素

松遼盆地嫩一段沉積于湖盆快速擴(kuò)張期，其下部（S1）以砂泥巖互層為主，為濱淺湖沉積；上部（S0）以厚層黑色、灰黑色泥巖夾薄層粉砂巖沉積為特色，為半深湖—深湖沉積，水道沉積主要發(fā)育在這套厚層泥巖當(dāng)中。上覆嫩二段底部的油頁巖，厚度約為4 m［參見圖1（b）］，是湖盆水體擴(kuò)張達(dá)到鼎盛時(shí)期的標(biāo)志。

馮志強(qiáng)等［5］認(rèn)為，嫩一段沉積時(shí)期大慶長垣地區(qū)從三角洲前緣演變到十分發(fā)育的深湖區(qū)重力流水道，延伸直線距離達(dá)50～100 km，在水道末端常見湖底扇。潘樹新等［2］發(fā)現(xiàn)在齊家—古龍地區(qū)嫩一段上部（S0）發(fā)育多支大型異重流成因的水道-湖底扇系統(tǒng)，直線延伸距離超過80 km，寬度為100～900 m。

無論是限制性水道系統(tǒng)A—D，還是非限制性水道系統(tǒng)E—I，均屬于異重流成因，是洪水期陸上河流攜帶大量泥沙直接入湖，并經(jīng)斜坡區(qū)長距離奔流而成。水道A—D 發(fā)育期間，包括松遼盆地在內(nèi)的廣大地區(qū)經(jīng)歷了強(qiáng)降雨天氣，河流水位暴漲，泥沙含量劇增，攜帶大量泥沙的河流向盆地洶涌而來，由于河水密度遠(yuǎn)大于湖泊靜水水體的密度，因而河流水體入湖后在慣性力及重力作用下，沿著湖水底部向盆地中央深水區(qū)強(qiáng)力推進(jìn)，并對湖盆斜坡區(qū)形成強(qiáng)烈侵蝕，形成多個峽谷系統(tǒng)。后期，降雨量減小，洪水能量減弱，導(dǎo)致水下異重流的流速降低，以底床和懸浮負(fù)載方式搬運(yùn)的細(xì)砂—粉砂質(zhì)沉積物得以沉積充填于水道當(dāng)中。最后，水道被廢棄，在殘余的水道谷地內(nèi)沉積了深水泥質(zhì)沉積。

黃清華等［21］認(rèn)為，松遼盆地青一段和嫩一段、嫩二段發(fā)育的3 套厚層暗色泥巖、油頁巖、頁巖分別對應(yīng)于3 期全球性的缺氧事件，導(dǎo)致了湖盆內(nèi)介形蟲、葉肢介等生物的3 次變革。缺氧事件通常會導(dǎo)致大氣密度降低，光照強(qiáng)度及蒸發(fā)量增大，進(jìn)而引起溫度升高和降雨量增大［22］。因此，缺氧事件可能是松遼盆地嫩一段沉積時(shí)期氣候異常、洪水泛濫、盆地內(nèi)部深水區(qū)廣泛發(fā)育異重流水道的主要原因。

前文已經(jīng)指出，與水道A—D 對比，E—I 發(fā)育時(shí)間略早，處在盆地整個重力流水道系統(tǒng)的末端，而A—D 則處于稍晚發(fā)育的水道系統(tǒng)的中游地帶。這2 組水道出現(xiàn)顯著差異的原因，可能既有構(gòu)造變動的影響，也有氣候變化的因素。馮志強(qiáng)等［1］研究表明，嫩江組沉積時(shí)期松遼盆地處于構(gòu)造緩慢沉降階段。從圖6（a）看出，水道E—I 的坡降較A—D的更小，前者為0.55‰～0.69‰，后者為0.61‰～1.0‰。這些數(shù)據(jù)印證了嫩江組沉積時(shí)期盆地持續(xù)沉降的認(rèn)識。相對較陡的湖泊底形可能是異重流水道A—D 較E—I 在湖泊底部能夠長距離流動的原因之一。另外，氣候變化也可能是導(dǎo)致2 組重力流水道在湖泊底部延伸距離存在差異的原因。水道E—I 發(fā)育時(shí)期只是氣候條件劇變的開始，此時(shí)松遼盆地所在流域開始發(fā)生大面積的洪水事件，高密度河水沿著水下溝谷以異重流的方式向湖盆深水區(qū)推進(jìn)。到水道A—D 發(fā)育時(shí)期，氣候變化達(dá)到極端條件，較前期有更大的洪水事件，也就形成了在湖盆底部延伸更遠(yuǎn)的異重流沉積。同時(shí)，強(qiáng)降雨導(dǎo)致大量的渾濁地表水流沿著河道注入湖泊，引起湖平面快速上升，也為嫩一段上部（S0）發(fā)育厚層泥巖創(chuàng)造了條件。

嫩一段水道系統(tǒng)發(fā)育之后，盆地在相當(dāng)長的時(shí)期內(nèi)都處在相對寧靜時(shí)期，湖盆水體安靜，水生藻類繁盛，發(fā)育了嫩二段底部大面積分布的油頁巖，其TOC 的質(zhì)量分?jǐn)?shù)為5.3%～11.9%（平均為7.9%），是松遼盆地一套極其優(yōu)質(zhì)的烴源巖［23］。也正是由于以這套油頁巖為代表的安靜的深水沉積環(huán)境，才使得嫩一段的重力流水道體系得以完整地保存。

4.2.2 水道沿流向“寬-窄”相間的成因

水道A，B，C 在地震地貌圖上沿水流方向均呈“寬-窄”間互分布的地震振幅異常［參見圖3（a）］。利用非線性地層切片技術(shù)上下瀏覽觀察，發(fā)現(xiàn)這種現(xiàn)象反映了地下真實(shí)的沉積地貌特征。與水道D寬-窄變化原因一樣，水道A，B，C 的寬-窄相間變化為水道側(cè)向遷移擺動所致，只是地震分辨率有限而無法呈現(xiàn)其細(xì)節(jié)。圖像中出現(xiàn)的水道A，B，C，D 實(shí)際上不是由單期水道形成，而是由一定時(shí)期內(nèi)發(fā)育的多期水道側(cè)向遷移擺動形成的水道帶，其中的較寬部分在位置上可與陸上河流的點(diǎn)壩對比，為曲流水道沿凹岸反復(fù)侵蝕、在凸岸不斷沉積所致，是曲流環(huán)（Meandering Loop）的位置之所在；較窄的部位為2 個相鄰、但擺動方向相反的曲流環(huán)之間的轉(zhuǎn)換部位，其特征是新水道對老水道的交叉切割［參見圖3（d）—（e）］。

Posamentier 等［16］將深水水道劃分為有序水道序列（Organized channel successions）和無序水道序列（Disorganized channel successions）等2 種類型。有序水道序列是指重力流事件結(jié)束后，水道未被完全充填，從而為后續(xù)水流留下空間，這樣曲流水道的凹岸不斷被后續(xù)重力流侵蝕，在凹岸靠下游位置遭受的侵蝕作用尤其強(qiáng)烈，導(dǎo)致水道在側(cè)向擺動（Swing）的同時(shí)，還常常引起曲流環(huán)向下游方向不斷遷移，形成掃動（Sweep）特征。通過曲流環(huán)掃動方向分析還可以判斷古水流方向。無序水道序列是指重力流事件結(jié)束時(shí)，水道已經(jīng)被沉積物完全充填，因而后續(xù)水流只能另辟蹊徑，從而形成無序分布的水道模式。從形態(tài)上看，水道A，B，C，D 與有序水道序列的特征更為接近，水道D 體現(xiàn)得更為明顯［圖3（d）—（e）］。

4.3 討論

（1）深水重力流水道與天然堤相伴生似乎是海相盆地的常見現(xiàn)象［20，24-27］，特別是在重力流水道的中游，受陸上供源河流洪水事件的影響，流經(jīng)水道的水流時(shí)常高于水道壁，從而產(chǎn)生漫溢沉積，形成水下天然堤［17］，而對于陸相盆地，鮮有深水區(qū)發(fā)育天然堤的報(bào)道。從部分地震剖面看（參見圖4），松遼盆地嫩一段發(fā)育的限制性水道系統(tǒng)（水道A，B，D）在局部地段水道兩側(cè)的沉積地貌明顯高于外圍同期沉積，預(yù)測存在著天然堤，但是從目前的地震地貌圖上還無法確定其分布范圍。這或許與其規(guī)模小有關(guān)，也可能是大部分水道天然堤高度普遍較小，經(jīng)后期成巖壓實(shí)作用后幅度更低，無法用地震資料分辨出來。

（2）受沉積期后差異壓實(shí)等后生成巖作用的影響及地震資料分辨率的限制，在地震反射剖面上所測量的坡降、水道寬度、深度，以及天然堤高度等數(shù)據(jù)與真實(shí)的沉積地貌之間存在一定的誤差。此外，文中水道相關(guān)結(jié)構(gòu)參數(shù)實(shí)際上是水道帶的結(jié)構(gòu)參數(shù)。盡管如此，這些數(shù)值至少可以幫助人們半定量認(rèn)識湖泊中深水水道的結(jié)構(gòu)特征以及儲集層發(fā)育規(guī)模。

5 結(jié)論

（1）松遼盆地LHP 地區(qū)嫩一段發(fā)育2 期重力流水道沉積事件，早期的水道體系E—I 為非限制性水道體系，處于重力流系統(tǒng)的下游靠末端，末端多見決口水道，對下伏地層侵蝕弱，水道窄，水下天然堤不發(fā)育或發(fā)育程度很弱。晚期水道體系A(chǔ)—D 為限制性水道體系，處于大型水道系統(tǒng)的中游，能量強(qiáng)，對下伏地層下切侵蝕達(dá)10～20 m，以單一水道復(fù)合體形式存在，局部發(fā)育天然堤。晚期的重力流事件還可以進(jìn)一步細(xì)分為早、晚2 個亞期，水道C發(fā)育時(shí)間略早于水道A，B 和D。

（2）水道沉積物主要為細(xì)砂巖和粉砂巖，厚度可達(dá)20 m，寬度50～370 m，局部寬度可達(dá)500 m 以上。這些水道沉積與構(gòu)造背景匹配可以形成構(gòu)造-巖性圈閉，是夾持在優(yōu)質(zhì)烴源巖當(dāng)中的高效勘探目標(biāo)。

（3）水道A—D 與E—I 等2 套水道系統(tǒng)存在顯著的差異，一方面是松遼盆地發(fā)生持續(xù)沉降，湖盆坡度發(fā)生了比較明顯的變化。另一方面是古氣候變化導(dǎo)致的降雨量顯著增大，導(dǎo)致了異重流水道A—D 較E—I 具有更強(qiáng)的侵蝕能力和水下延伸距離。導(dǎo)致降雨量劇增的直接原因很可能是當(dāng)時(shí)的全球性的缺氧事件。

致謝：成文過程中得到Posamentier、顧家裕教授的悉心指導(dǎo)，黃銀濤、于興河教授提出了許多建設(shè)性的建議，在此深表謝意。