坳陷湖盆斜坡區深水重力流水道地震響應及沉積特征
——以松遼盆地LHP 地區嫩江組一段為例

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嫩江組一段重力流水道系統的宏觀分布特征進行了識別和描述，在嫩一段發現了陸相盆地中規模最大、清晰完整的深水重力流水道-湖底扇系統［1-4］。如大慶長垣的水道系統延伸的直線距離可達70 km，寬度為600 m，平均寬度為300 m，而在齊家—古龍地區的規模更大，長度超過80 km，寬度為100～900 m。潘樹新等［2］認為這些規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。這些水道被細砂巖、粉砂巖充填，其含油性好，是盆地中央深水區巖性油氣藏勘探潛在的新領域［1-2］。對水道的時空演化、水道的內部結構及各結構參數（曲率、坡降、深度、寬度等）及其相關性研究相對較少，而深入研究這些問題有助于弄清水道系統的結構特征以及水道砂巖的非均質性，從而為油氣勘探開發部署提供重要依據。

以LHP 地區高精度三維地震資料為基礎，應用地震沉積學、地震地貌學技術方法，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，研究水道時空演化規律、確定水道的寬、深、曲率等結構參數及其相關性，探討水道形成與演化的控制因素，以期為油氣勘探開發部署提供依據，并為其他陸相盆地深水水道沉積研究提供借鑒。

1 沉積背景與研究區概況

松遼盆地的基底為變質的古生界及前古生界，中新生界沉積蓋層的發育經歷了伸展斷陷階段、裂后熱沉降階段和構造反轉階段［1］。其中，裂后熱沉降階段發育的下白堊統泉頭組（K1q）和上白堊統青山口組（K2qn）、姚家組（K2y）和嫩江組（K2n）是盆地的主要含油層系。姚家組—嫩江組發育一套完整的基準面升降旋回沉積，嫩江組二段底部發育了全盆地范圍內穩定分布的油頁巖，這標志著最大湖泛面的形成期，是層序劃分與對比的標志層（T07）［5］。姚家組—嫩江組一段沉積期為湖盆擴張期，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，強制性水退形成大型湖泊與進積型三角洲沉積［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）形成不整合接觸關系［6］。

松遼盆地嫩江組一段沉積時期，湖盆水體快速擴張。潘樹新等［2］對齊家—古龍地區嫩一段上部（S1）沉積體系進行過深入研究，發現該區發育多支大型異重流成因的水道—湖底扇系統。本文選取該水道系統的中下游的LHP 地區開展嫩一段上部（S0）水道的精細解剖［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。工區內有鉆井10 余口，錄井及測井資料比較齊全。

LHP 地區嫩一段巖性主要為厚層黑色、灰黑色泥巖，夾薄層粉砂巖、泥質粉砂巖，埋深為1 500～1 700 m，厚度為110 m，其頂、底界對應的地震反射界面分別為T07和T1。嫩一段可進一步細分為上下2 個部分：下部（S1油層組）形成于湖盆快速擴張期，以黑色泥巖、薄層泥質粉砂巖、粉砂巖互層為主，粉砂巖單層厚度最大可達5 m，底部以厚層泥巖與下伏姚家組富砂地層（S2+3）接觸，形成地震強反射界面（T1）；上部（S0油層組）以厚層泥巖為主，粉砂巖、泥質粉砂巖零星分布，其厚度僅為2 m［圖1（b）］，形成于湖盆發育的鼎盛時期。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

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［7-8］和地震地貌學［9］的研究思路和技術手段：①首先將地震數據體轉換為具有巖性意義的數據體。據12 口井資料統計，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，對地震資料進行90°相位轉換即可賦予地震數據巖性意義［10-11］［圖2（b）—（c）］。②通過地層時間模型（Stratal time model）把90°相位轉換地震數據體轉化為各個地震標志層均拉平的地層切片數據體（Stratal slice volume）［12-13］，就制作成相對地質年代域數據體。③在地震標志層（T07和T1）控制之下，等比例內插形成地層切片層位數據體。從下到上多次瀏覽不同時代的地層切片，即可以弄清嫩一段水進過程中的沉積體系發育模式及時空演化規律；當地層切片不能完整顯示地質模式，可能存在局部穿時現象時，采用非線性地層切片技術進行修正［14-15］。④在獲得比較清晰的地震地貌圖像后，應用三維顯示及光源照明技術進一步突出地貌細節變化，突出沉積體的邊界及內部結構。

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

2.2 水道結構參數測量與換算

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，或者從一側天然堤到另一側天然堤之間的距離，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，或者兩側天然堤連線的中點到水道底部的距離。在地震剖面上讀取雙程旅行時差，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，沿距離水道發育層位最近的上部地震標志層T07（嫩二段底部油頁巖）拉平，測量水道兩端對應的地震同相軸中心點之間的垂向雙程旅行時差，然后根據式（1）換算為厚度落差，再根據如下方法計算出坡降

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。

曲率由水道在工區內的實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、深度等水道結構參數實際上是水道帶或水道復合體的結構參數。

3 水道的地震響應識別、結構參數確定及沉積物分析

3.1 水道的地震識別

地震地層切片成像結果顯示（圖3），松遼盆地LHP 地區嫩一段發育A—D 和E—H 等2 組特征截然不同的水道系統。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。其中，水道A 發育在工區西南部，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，延伸10 km。水道C 和D 發育在工區東側，并在東部邊界中段相交而過，顯然二者并未同時活動。其中，水道D 在工區內最寬，在曲流環發育部位寬度可達500 m 左右。對地層切片進行多光源照射發現，水道D 實際上為1 個水道帶，由4 期以上的水道復合而成，在3 個發育完好的曲流環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）］。進一步觀察發現，經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，多段不規則分布的紡錘形強振幅異常通過各自變細的端部相互連接，呈現寬-窄交互式分布。第二組自西而東分別是E，F，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，在下游（工區西南角水道A 和水道B 交匯部位附近）頻繁決口形成多個決口水道，展現出末端扇的特征［圖3（b）］。水道G，H，I 的上游部分（工區東北端）地震成像較為模糊，但在流經水道C 發育區域后清晰可見，均呈NNE—SSW 向順直狀延伸至工區最南端斷層附近消失。其中，水道H 在W1 井東側偏北2 km 處出現分流，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，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振幅異常分析，它們仍然向前延展，但開始決口分叉，接近末端。水道E 只在工區西北部呈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，形成完整發育的末端扇。該末端扇在地震振幅切片上顯示為強振幅，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 地區嫩一段S0油層組地震地貌圖像及重力流水道地質解釋圖（a）地層切片（黃光照射）；（b）重力流水道地質解釋圖；（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 為水道發育的先后時間順序，黑色實線（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不同。①水道A 的底界呈寬闊且兩側對稱的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，內部反射為強振幅。水道A的上部呈現丘狀反射，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 在北部上游地區的斷面呈比較對稱的V 型［圖5（b）］，下切侵蝕現象清晰可見，時間厚度接近1 個同相軸；在南部的斷面演變為右陡左緩不對稱的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），以侵蝕作用為主；較緩的左岸為水道的凸岸（內側），以沉積為主，地震地貌成像結果顯示出同樣的特征［圖3（a）］。當與水道A 匯合后，寬度變為150～180 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U型，對下伏地層的下切侵蝕作用強烈［圖4（e）］。其中水道C 的寬度為200～270 m，水道帶D 在工區內上游的寬度為230 m，到下游的大型曲流環一帶寬度可達340～370 m。［圖4（f）—（g）］是橫穿水道D 的2 個曲流環的地震剖面，在下切谷下部的紅色強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向遷移擺動，西側為侵蝕岸（凹岸），東側是沉積岸（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，表現出分別向岸外傾斜的反射特征，西側和東側的傾角約為50° 和30°，顯示發育有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 的分別呈現出標準的U 型和不規則U 型或寬V 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 的地質解釋；（c）S1 剖面，與水道A 合并之后的水道B 地震剖面響應；（d）S1 剖面水道B 的地質解釋。橫斷面為規則的U 型，上拱的地震反射預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，以及水道兩側比外圍明顯高出的正振幅（紅色）異常，預示存在著天然堤；（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）強振幅反映富砂特征，上部波谷（藍色）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生比較明顯的侵蝕，在地震剖面上表現為尖銳的V 型［圖5（b）］，時間厚度約1/3 地震同相軸，揭示局部地形的突然變化。

3.2 水道結構參數及其相關性

對各水道實際流徑、水道首尾直線距離、坡降和曲率等參數進行統計和相關性分析表明，水道的曲率與其坡降具有很好的正相關關系，曲率大的水道（A，C）具有較大坡降，曲率小的水道坡降較小（G，I 等）［圖6（a）］。采用隨機采樣方式，從地震剖面上測量各水道的寬度和深度，將這些統計數據進行散點擬合，發現水道的寬度和深度之間也具有較好的正相關關系［圖6（b）］。

圖6 水道結構參數交會圖Fig.6 Cross plot of channel structure parameters

比較水道平均深度與坡降、曲率關系發現，水道深度與曲率、坡降之間總體呈正相關關系［圖6（c）—（d）］。總體而言，研究區水道的深度、寬度、曲率、坡降之間具有較好的相關性。這與Wood 等［17］對南美洲Trinidad 和Tobago 地區深海水道體系的研究結果相似。Posamentier 等［18］在研究印度尼西亞Kalimantan 地區Borneo 東部海域更新統的水道-天然堤系統時，就發現深水水道的曲率與海底斜坡的坡降呈正相關關系，海底坡度增加，水道深度增大，曲率也增大。可見海洋和湖泊的深水水道的結構特征具有一定的相似性。

3.3 水道沉積物分析

LHP 地區的10 口鉆井沒有一口真正鉆遇水道，而統計分析表明，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的強振幅異常推測為砂質沉積。從鄰區鉆遇深水水道的Ta-X 井來看，水道內的沉積物以細砂巖為主，厚度為25 m，發育塊狀層理、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10 cm 的泥礫層（圖7）。水道位置對應的測井曲線呈箱狀，地震地貌特征為條帶狀強振幅異常，剖面特征為寬闊的U 型，寬度可達600 m［2］。LHP 地區水道A—D 的地震特征與Ta-X 井區的情況相似，且均位于整個水道系統的中游，因此，推測水道內的沉積物為細砂巖沉積。水道外側主要發育漫溢沉積。錄井資料揭示，這些漫溢沉積以粉砂巖、泥質粉砂巖為主，其厚度通常小于1 m，夾于大套暗色泥巖當中［參見圖1（b）］。鄰區資料表明，漫溢沉積中常見厘米級波狀層理細砂巖與粉砂質泥巖互層［圖7（e）］。

圖7 Ta-X 井嫩一段重力流水道沉積物巖心照片（a）塊狀層理細砂巖，1 259.21～1 259.43 m；（b）示細砂巖中疊瓦狀排列的泥礫，1 251.40～1 251.62 m；（c）平行層理細砂巖，1 249.50～1249.7 m；（d）泥礫層，水道滯留沉積，1 250.50～1 258.59 m；（e）波狀層理細砂巖與粉砂質泥巖互層，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 在局部地段發育有水下天然堤，天然堤與外圍斜坡區漫溢沉積的地震反射振幅相近，因而預測具有相似的巖性特征，為粉砂巖或泥質粉砂巖［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漫溢沉積的地震振幅略強，揭示強水流背景下的較粗粒溢岸沉積［參見圖4（f）—（g）］。

實際上，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），中下部侵蝕谷內沉積物的地震振幅（紅色）明顯大于水道兩側的漫溢相（淺紅色），應為細砂巖—粉砂巖，厚度為10～20 m，而上部沉積物的反射呈反極性特征（藍色），從圖2（a）的巖石物理特征分析結果判斷，其巖性應為泥巖，代表了重力流水道被廢棄后，殘余水道谷地在安靜深水環境下的沉積。水道A，B在下游地區，其橫截面在水道中軸線上地震呈上拱反射［參見圖4（a）—（b）］，這可能與差異壓實作用有關，富砂的水道沉積物在后期成巖作用中壓實率小，而泥質的天然堤及岸后溢岸沉積壓實率大［16，19］。對比發現，水道A，B 在下游地區的沉積厚度更大。

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

4 水道系統時空演化與成因機制

4.1 水道系統時空演化

瀏覽對比上下層位的地震切片是判別沉積體發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，因側向遷移擺動常形成寬度較大的曲流環。因而，這2 組水道系統發育時限靠近，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 被B和A，I 被C 切割的情況分析，E—I 的發育時間要早于A—D（圖8）。這2 組水道系統可能形成于不同的氣候旋回，A—D 顯然形成于強降雨和洪水事件中，保持著強有力的下切侵蝕作用，形成深度達10～20 m 的斜坡峽谷，而E—I 已經處于其發育末端的LHP 地區。

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 發育時期略早于A，B，D，而水道E，F，G，H，I 是最早發育的水道系統；（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—匯系統的思路劃分為上、中、下游3 段。上游靠近陸上，發育下切侵蝕的支流峽谷；中游發育以限制性水道為特征的單一水道體系和天然堤；下游發育非限制性水道，決口改道頻發，是沉積物的主要卸載區，多條先后決口的水道呈分散狀分布，構成末端扇。PHL 地區的水道A—D 單一水道復合體特征明顯，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 處于重力流系統的末端，決口分流頻發，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育層段自下而上制作的地層切片中，水道C 的發育時間略早于A，B，D。最下部的地貌特征顯示，在A，B，D 出現之前，水道C 表現為條帶狀強振幅異常，已經在工區東北部開始發育［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 同時存在是由于地震成像過程中子波旁伴效應的影響，不能同時反映它們的真實發育位置，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 已經不見蹤影。A，B，D 等3 條水道很可能是在同一期、或者時間上非常靠近的洪水事件中形成的。

4.2 水道成因機制

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，水道沉積主要發育在這套厚層泥巖當中。上覆嫩二段底部的油頁巖，厚度約為4 m［參見圖1（b）］，是湖盆水體擴張達到鼎盛時期的標志。

馮志強等［5］認為，嫩一段沉積時期大慶長垣地區從三角洲前緣演變到十分發育的深湖區重力流水道，延伸直線距離達50～100 km，在水道末端常見湖底扇。潘樹新等［2］發現在齊家—古龍地區嫩一段上部（S0）發育多支大型異重流成因的水道-湖底扇系統，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A—D，還是非限制性水道系統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，并經斜坡區長距離奔流而成。水道A—D 發育期間，包括松遼盆地在內的廣大地區經歷了強降雨天氣，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強力推進，并對湖盆斜坡區形成強烈侵蝕，形成多個峽谷系統。后期，降雨量減小，洪水能量減弱，導致水下異重流的流速降低，以底床和懸浮負載方式搬運的細砂—粉砂質沉積物得以沉積充填于水道當中。最后，水道被廢棄，在殘余的水道谷地內沉積了深水泥質沉積。

黃清華等［21］認為，松遼盆地青一段和嫩一段、嫩二段發育的3 套厚層暗色泥巖、油頁巖、頁巖分別對應于3 期全球性的缺氧事件，導致了湖盆內介形蟲、葉肢介等生物的3 次變革。缺氧事件通常會導致大氣密度降低，光照強度及蒸發量增大，進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期氣候異常、洪水泛濫、盆地內部深水區廣泛發育異重流水道的主要原因。

前文已經指出，與水道A—D 對比，E—I 發育時間略早，處在盆地整個重力流水道系統的末端，而A—D 則處于稍晚發育的水道系統的中游地帶。這2 組水道出現顯著差異的原因，可能既有構造變動的影響，也有氣候變化的因素。馮志強等［1］研究表明，嫩江組沉積時期松遼盆地處于構造緩慢沉降階段。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‰。這些數據印證了嫩江組沉積時期盆地持續沉降的認識。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 發育時期只是氣候條件劇變的開始，此時松遼盆地所在流域開始發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推進。到水道A—D 發育時期，氣候變化達到極端條件，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的異重流沉積。同時，強降雨導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）發育厚層泥巖創造了條件。

嫩一段水道系統發育之后，盆地在相當長的時期內都處在相對寧靜時期，湖盆水體安靜，水生藻類繁盛，發育了嫩二段底部大面積分布的油頁巖，其TOC 的質量分數為5.3%～11.9%（平均為7.9%），是松遼盆地一套極其優質的烴源巖［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上下瀏覽觀察，發現這種現象反映了地下真實的沉積地貌特征。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向遷移擺動所致，只是地震分辨率有限而無法呈現其細節。圖像中出現的水道A，B，C，D 實際上不是由單期水道形成，而是由一定時期內發育的多期水道側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壩對比，為曲流水道沿凹岸反復侵蝕、在凸岸不斷沉積所致，是曲流環（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之間的轉換部位，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束后，水道未被完全充填，從而為后續水流留下空間，這樣曲流水道的凹岸不斷被后續重力流侵蝕，在凹岸靠下游位置遭受的侵蝕作用尤其強烈，導致水道在側向擺動（Swing）的同時，還常常引起曲流環向下游方向不斷遷移，形成掃動（Sweep）特征。通過曲流環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束時，水道已經被沉積物完全充填，因而后續水流只能另辟蹊徑，從而形成無序分布的水道模式。從形態上看，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，流經水道的水流時常高于水道壁，從而產生漫溢沉積，形成水下天然堤［17］，而對于陸相盆地，鮮有深水區發育天然堤的報道。從部分地震剖面看（參見圖4），松遼盆地嫩一段發育的限制性水道系統（水道A，B，D）在局部地段水道兩側的沉積地貌明顯高于外圍同期沉積，預測存在著天然堤，但是從目前的地震地貌圖上還無法確定其分布范圍。這或許與其規模小有關，也可能是大部分水道天然堤高度普遍較小，經后期成巖壓實作用后幅度更低，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據與真實的沉積地貌之間存在一定的誤差。此外，文中水道相關結構參數實際上是水道帶的結構參數。盡管如此，這些數值至少可以幫助人們半定量認識湖泊中深水水道的結構特征以及儲集層發育規模。

5 結論

（1）松遼盆地LHP 地區嫩一段發育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，水下天然堤不發育或發育程度很弱。晚期水道體系A—D 為限制性水道體系，處于大型水道系統的中游，能量強，對下伏地層下切侵蝕達10～20 m，以單一水道復合體形式存在，局部發育天然堤。晚期的重力流事件還可以進一步細分為早、晚2 個亞期，水道C發育時間略早于水道A，B 和D。

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

（3）水道A—D 與E—I 等2 套水道系統存在顯著的差異，一方面是松遼盆地發生持續沉降，湖盆坡度發生了比較明顯的變化。另一方面是古氣候變化導致的降雨量顯著增大，導致了異重流水道A—D 較E—I 具有更強的侵蝕能力和水下延伸距離。導致降雨量劇增的直接原因很可能是當時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，黃銀濤、于興河教授提出了許多建設性的建議，在此深表謝意。