渤海湾盆地东营凹陷孔一段—沙四下亚段（孔店组一段和沙河街组四段下部）发育了巨厚的陆相红层。以往的研究仅关注该套地层中的红层本身,认为从盆缘到洼陷带红层及相关的盐湖沉积具有分带性,凹陷边缘发育了冲积扇,缓坡带为漫湖三角洲和漫湖滩坝,至洼陷带主要沉积了膏质泥岩和膏盐岩^[1⁃8],沉积水体具有高频振荡性^[5,9]。少数学者也认为该地层中存在风成砂岩和风尘泥质岩等风成沉积物^[10]。

孔一段—沙四下亚段沉积期对应新生代东营凹陷裂陷发育的早期,凹陷的不同构造部位古地形存在明显差异^[11]；同时,这一时期古气候虽然整体表现为干旱、炎热的特征,但是还存在干湿交替的变化过程^[12]。上述构造和富有特色的气候特征在地层中产生了丰富的沉积相类型。笔者在对其沉积体系进行剖析时发现,在红层背景中还存在多套旋回状稳定分布的、相对红层而言较薄的（分米级—米级尺度）、以灰绿色为主的“异色”薄砂泥岩沉积层。这些沉积层与相邻的红层表现为突变接触,同时具有与红层全然不同的沉积相类型,前者主要为洪水漫湖沉积,后者则表现出湖泊沉积特征。这一现象在全球不同陆相沉积盆地的红层都有出现^[13⁃18],而在孔一段—沙四下亚段的出现动摇了过去认为的、单一的洪水漫湖沉积模式。因此,通过综合孔一段—沙四下亚段最新的地震、测井、岩心、录井和分析测试等资料,对其沉积体系进行再认识,提出了洪水漫湖—时令湖沉积模式,认为地层中存在两类特征迥异的沉积相组合,分别为干旱期的冲积扇—洪水漫湖—干盐湖沉积组合和周期性湿润期的湖泊—近岸水下扇沉积组合。前者包含干旱型冲积扇、辫状河、洪水漫湖和干盐湖等沉积相类型,后者则包括湖泊、近岸水下扇和局部发育的风暴相,其中湖泊相又可划分为滨浅湖、半深湖和深湖等亚相类型。在整个地层发育时期,对应两类沉积组合的沉积过程交替发生。这一认识有助于更好地揭示始新世早期中国东部的区域构造古地理环境和古气候特征,深入理解这一时期区域古气候的“纬向分带特征”^[19⁃21],并指导济阳坳陷“红层”储层的勘探和开发,同时,能够对相同或相似地层的沉积过程、沉积环境和沉积控制因素的研究起到很好的指导作用。

东营凹陷是我国渤海湾盆地济阳坳陷东南部的一个次级构造单元（图1）,是在华北古生界基岩古地形背景上经多期构造运动发育而来的一个中新生代半地堑陆相叠合构造单元^[25⁃26]。凹陷北断南超、北陡南缓,西部以青城凸起和林樊家构造为界,与惠民凹陷相毗邻,北部以陈家庄凸起为界,与沾化凹陷相邻,东部通过青南洼陷与青东凹陷相连通,南部紧邻鲁西隆起和广饶凸起,四面环山,整体呈北东向展布^[7,11]。根据断裂体系及构造特征,凹陷进一步被划分为北部陡坡带、中央洼陷带和南部缓坡带,每个构造带又可以划分为几个次级构造单元。

图  1  东营坳陷区域构造位置

Figure 1.  Regional tectonic location of the Dongying Sag

区内地层包括太古界、古生界、中生界和新生界,且以新生界为主,缺失元古界、上奥陶统、志留系、泥盆系、下石炭统、上二叠统、三叠系和古新统^[25]。新生界古近系从下往上又依次发育孔店组、沙河街组和东营组。按照岩性组合特征,东营凹陷孔店组细分为孔二段和孔一段,沙河街组细分为沙四段、沙三段、沙二段和沙一段,其中,沙四段进一步划分为沙四下亚段和沙四上亚段（图2a）。由于孔一段和沙四下亚段都表现为红层特征,因此习惯将二者并称为孔一段—沙四下亚段。凹陷不同构造部位的岩性存在差异。孔一段在凹陷北部陡坡带发育深灰色砂砾岩和砾岩；洼陷带为白色、灰白色、灰色碳酸盐岩、膏盐岩、盐岩、石膏与深灰色—黑色泥岩、粉砂质泥岩互层；中央隆起带、南部缓坡带为紫红色泥岩与棕红色、灰色砂岩、粉砂岩不等厚互层（图2b）,部分地区岩石颜色出现“全红”^[3,10]；下伏孔二段主要为暗色湖相泥岩沉积,夹薄层砂岩。沙四下亚段岩性具有继承性,北部陡坡带为深灰色砂砾岩；中央洼陷带为深灰色泥岩与碳酸盐岩、膏盐岩互层,向南部凹陷边缘变为紫红色泥岩夹棕色、棕褐色粉砂岩和砂质泥岩,可见灰绿色砂泥岩夹层。

图  2  研究区地层柱状图

Figure 2.  Stratigraphic column of the Dongying Sag

区内冲积扇从主要的供源山口呈放射状向盆内堆积,远端渐变为漫湖混合坪,按照扇体沉积物特征的差异,可以进一步划分为扇根、扇中和扇缘三个亚环境。扇根主要发育紫红色中砾岩、细砾岩和含砾砂岩,砾石成分与冲积扇所在地区基岩的岩性有关,其中金家—柳桥地区、平南断层的下降盘砾石以石英岩砾为主,也可见玄武岩砾或灰岩砾,粒径在2~6 mm之间,最大可达2 cm；青坨子凸起一带砾石主要为火成岩砾和泥砾,粒径在1~2 cm之间,最大超过岩心尺寸；青城凸起一带砾石也以石英岩砾为主。扇根沉积类型主要为泥石流和河道沉积,其中泥石流沉积泥、砂、砾混杂,砾石可直立或大角度斜列,分选差,磨圆中等偏差,主要表现为杂基支撑（图3a）；局部层段可见粒序层理,而当砾石混杂堆积时,则更多地表现为块状层理。河道沉积由砂、砾沉积物组成,成层性一般,但较泥石流沉积好,可见冲刷—充填构造（图3b）和粒序层理特征。

图  3  冲积扇沉积特征及相序

Figure 3.  Sedimentary characteristics and sequence in the alluvial fans

扇中具有较为明显的牵引流沉积作用,发育河道沉积和漫流沉积。岩性主要为紫红色含砾砂岩、粉砂岩、砂质泥岩和泥岩等。河道沉积的砂岩和粉砂岩层可见斜层理或平行层理（图3c,d）。相较于扇根,扇中沉积物的粒度整体变细。扇缘位于冲积扇的远端,缺少明显的河流冲刷作用,但仍然可见牵引流特征,主要发育漫流沉积。岩性主要为紫红色或棕红色含砾砂岩、砂质泥岩、泥岩,可见具生物扰动的块状砂岩（图3e）、块状泥岩（图3f）；砂岩分选较好,有时也可见平行层理。冲积扇上不同类型的沉积物具有不同的粒度概率累计曲线。扇根泥石流沉积具有重力流沉积特征,在概率累计图表现为单段式,而河道沉积兼有重力流和牵引流的水动力特征,多见低斜两段式；扇中辫状水道也是低斜两段式,而漫流沉积主要为低截点高斜两段式；扇缘沉积物粒度进一步变细,概率累计曲线可为低截点高斜两段式、高截点高斜两段式和细粒三段式等^[28]。

单个沉积旋回均表现为下粗上细的特征,代表冲积扇中一次完整的洪水事件,对应GR曲线的测井相主要为钟形。测录井和岩心观察显示进积型和退积型的相序在孔一段—沙四下亚段都有发育,但以退积型相序为主（图3g）。不同地区冲积扇的地震相特征存在差异,在青坨子凸起一侧冲积扇主要表现为杂乱前积反射相,而在凹陷南部边缘表现为无反射结构相。

辫状河出现在凹陷周缘、冲积扇的前端,岩性为紫红色细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩和粉砂质泥岩。镜下观察岩石主要为长石砂岩、岩屑长石粉砂岩（图4a）。颗粒成分包括石英、长石（钾长石和斜长石）和岩屑,且以岩浆岩和变质岩岩屑为主（图4b）；泥质杂基为2%~35%,胶结物主要为方解石和铁方解石。颗粒粒径在0.06~0.25 mm之间,分选中等偏差,颗粒多呈次棱状,支撑方式为颗粒支撑、点—线接触。沉积构造包括槽状交错层理、板状交错层理、平行层理、冲刷面以及生物潜穴,生物潜穴可见明显的回填构造（图5a~e）。粒度概率累计曲线表现为高截点高斜两段式（图6a）,且以发育跳跃次总体为主要特征,含量大于60%,分布范围在1~3.5 Φ,两个粒度次总体的交切点在3~4 Φ之间。

图  4  不同相类型碎屑组分和岩屑组分三角图

Figure 4.  Ternary diagram showing detrital and lithic components in different facies

图  5  辫状河沉积构造类型及其沉积序列

Figure 5.  Sedimentary structures and sequence of the braided river

图  6  不同相类型的粒度概率曲线

Figure 6.  Grain⁃size probability curve in different facies

辫状河二元结构的顶层欠发育或者完全缺失,主要发育下部的细砂、粉砂岩层。单个沉积序列中砂体厚度最大可达4 m,从底部的冲刷侵蚀界面向上依次发育块状层理、槽状交错层理和平行层理等（图5f）；生物潜穴在局部较为发育。与沉积序列相对应,SP曲线测井相主要表现为钟形或箱型特征,前者反映了下粗上细的正旋回,箱形特征则暗示单个沉积旋回的顶积层欠发育或不发育。地震反射剖面为亚平行的中振中连反射相,反映其沉积时研究区内沉降较为稳定,辫状河稳定发育。

洪水漫湖沉积与近源阵发性洪水向湖盆的注入及随之而来的沉积作用有关,孔一段—沙四下亚段以漫湖混合坪为主,按照沉积特征的差异又划分为漫湖泥和漫湖砂两种。

漫湖泥岩性为紫红色粉砂质泥岩、泥岩和膏质泥岩。沉积构造以块状层理为主,反映了沉积物快速卸载的过程,其他沉积构造少见。粒度曲线反映多种类型的粒度分布特征,有两段式,如低斜两段式、低截点高斜两段式、高截点高斜两段式（图6b）,三段式,如细粒三段式,以及四段式（图6c）等,不同的粒度曲线特征反映了沉积物中跳跃次总体和悬浮次总体比率的变化,推测可能与洪水的运移距离有关,在近源区主要为低斜两段式,反映了重力流向牵引流过渡的特征,在远源区粒度概率曲线变得多样化。

漫湖泥的底界可具有不同程度的冲刷特征,裹挟了下伏或邻层的沉积物（图7a）,层内局部可含膏质团块（图7b）。垂向上,相应层段缺乏明显的粒序或相序特征,对应箱形测井相,反映沉积物供应充足、无粒序特征（图7c）。漫湖泥与湖泊沉积互层,共同表现为中振中连发散反射相。

图  7  漫湖泥沉积特征及沉积序列（王135井）

Figure 7.  Sedimentary characteristics and sequence of flooded lacustrine mud, well Wang 135

漫湖砂是混合坪中的砂质沉积物,按照岩性、沉积构造和沉积序列的差异又分为漫湖砂坝和漫湖砂滩两类。漫湖砂坝是漫湖湖泊发育期在凹陷斜坡带形成的砂体类型,岩性主要为棕红色、紫红色细砂岩,次为粉砂岩。显微薄片显示岩石主要为岩屑长石砂岩（图4c）,颗粒包括石英、长石（钾长石和斜长石）和岩屑,且以变质岩岩屑为主（图4d）,铁染泥质杂基含量变化较大,胶结物主要为方解石和硬石膏。颗粒粒径一般在0.13~0.25 mm,分选中等偏差,颗粒多呈次棱状,支撑方式为颗粒支撑。砂体中常含有细砾级的泥砾,局部还可见石英岩砾石（图8a）。沉积构造以冲洗交错层理为主（图8b）,也可见高角度斜层理和平行层理。概率累计曲线主要为高截点高斜两段式（图6d）,包括一个较高斜率的跳跃次总体和悬浮次总体,跳跃次总体含量多大于65%,两个粒度次总体的交切点一般小于4 Φ。垂向上,漫湖砂坝的厚度多大于4 m,底部可见含定向泥砾的冲刷面,向上冲洗交错层理和高角度斜层理叠覆组合,组成较厚的块状砂坝层,对应GR和SP测井曲线常表现为箱形特征（图8c）。

图  8  漫湖砂沉积特征及沉积序列

Figure 8.  Sedimentary characteristics and sequences of the flooded lacustrine sandstones

漫湖砂滩是漫湖混合坪的主要砂体类型,单砂体厚度薄且结构和构造与漫湖砂坝存在明显差异。岩性主要为紫红色粉砂岩,显微薄片显示主要为岩屑长石粉砂岩（图4e）,颗粒包括石英、长石（钾长石和斜长石）和岩屑,且以变质岩和岩浆岩岩屑为主（图4f）。颗粒粒径一般在0.13~0.25 mm,多小于0.1 mm,分选中等偏差,颗粒多呈次棱角状,支撑方式为颗粒支撑,泥质杂基含量为2%~10%,胶结物主要为硬石膏和方解石。沉积构造包括浪成砂纹层理、双向交错层理和脉状层理等（图8d~f）。其粒度分布特征主要为高截点高斜两段式（图6e）,包含一个跳跃次总体和一个悬移次总体,且跳跃次总体含量占绝对优势,含量多大于65%,跳跃次总体斜率中等,表示其分选中等。两个次总体交切点相对较高,多大于4 Φ,反映沉积物粒度整体偏细。漫湖砂滩在垂向上以反粒序或复合粒序为主,偶见正粒序特征,底部多与漫湖泥岩突变接触。与垂向沉积序列相对应,GR曲线主要表现为漏斗形（图8g）或钟形—漏斗形,代表反粒序和复合粒序结构。

干盐湖岩性包括紫红色含膏泥岩、灰色含膏泥岩、膏质泥岩、泥膏岩、膏岩、含盐泥、盐膏岩、膏盐岩以及灰白色盐岩。与蒸发岩互层的既有氧化色的砂泥岩,也有非氧化色的粉砂岩和泥岩,且两种不同颜色的碎屑岩地层具有明显的分布规律,即红层主要位于东营凹陷郝科1井—胜科1井—新东风10井—莱深1井一线,灰色、深灰色砂泥岩地层位于更往北的洼陷中心（如丰深2井所在区域）,暗示二者在成因上存在差异。氧化色的碎屑岩主要是洪水漫湖或辫状河沉积,而还原色的细碎屑岩主要是湖相沉积。孔一段到沙四下亚段,东营凹陷北部边界不断北移,导致沉降中心也不断北移,因此不存在一个稳定的沉降中心,在间歇性湿润期和季节性雨季,北部洼陷中心为有水的小范围湖泊,使得蒸发岩和还原色砂泥岩地层在纵向上以特定的沉积序列频繁互层；而漫湖湖泊在浓缩的过程中,当水体达到蒸发岩的饱和度时,在早期的红层之上沉淀了膏盐岩等蒸发岩系,之后又被下一次的季节性漫湖沉积物所覆盖。

盐岩颗粒多呈半自型、他形,呈镶嵌状（图9a）；石膏呈白色团块状（图9b）。盐岩层常因含陆源泥质沉积物而呈现不同的颜色,如郝科1井盐岩因含红层沉积物而呈浅红色（图9c）,丰深2井盐岩含湖相泥质沉积物呈暗灰色、黑色（图9d）；部分盐岩在沉积之后发生过溶解,具有盐溶角砾化现象（图9e）。纵向上,盐岩、石膏、泥灰岩以及暗色泥页岩多为平行接触,表明沉积时水体整体上较为安静、水动力较弱；部分层段泥灰岩可见揉皱构造（图9f）,同时在偏厚的盐层内部常共生软变形的石膏条带,也呈揉皱构造,反映水体还存在过间断性的动荡。薄层石膏中常见顺层分布的黄铁矿,大小在0.1~0.4 mm之间,为同生—准同生期的产物。

图  9  蒸发岩沉积特征及牛眼式分布模式

Figure 9.  Evaporate characteristics and their buphthalmos⁃shaped sedimentary model

不同蒸发岩的溶解度不同,受气候的周期性变化其沉淀过程反复进行,从而使得蒸发岩层表现为明显的韵律结构。孔一段—沙四下亚段干盐湖发育时期河流的注入较弱,甚至可能没有地表水的汇入,加之湖盆的封闭性较好,使得蒸发岩从干盐湖边缘到中心作近似同心圆状分布,在最外圈一般为碳酸盐相,向中心依次为硫酸盐相,进一步为氯化物相,从而形成了“牛眼式”环形分布特征（图9g,h）。盐岩沉淀之后,当气候周期性湿润时,在北部洼陷带又发生了暗色含盐泥岩和泥岩的湖相沉积,因此在地层剖面中表现为黏土层和各类蒸发岩的互层。进一步观察显示在大尺度的蒸发岩韵律层中还可见更小一级的沉积韵律层,是季节性气候变化造成的。

间歇性湿润期发育的湖泊滩坝是风浪在滨岸地带搅动沉积物形成的,按照岩石类型、沉积构造以及沉积序列的差异,划分为沿岸滩坝、近岸滩坝和远岸滩坝。

（1） 沿岸滩坝

岩性主要为灰色、灰绿色细砂岩,次为灰色、灰绿色粉砂岩和泥岩。薄片鉴定显示岩石主要为岩屑长石砂岩（图4g）,颗粒包括石英、长石（钾长石和斜长石）和岩屑,且以变质岩和岩浆岩岩屑为主（图4h）。颗粒粒径在0.13~0.25 mm之间,分选中等偏好；颗粒多呈次棱状,支撑方式为颗粒支撑。石英次生加大现象比较常见,泥质杂基多小于6%。沉积构造以低角度冲洗交错层理为主,可见高角度斜层理、平行层理、浪成砂纹层理和变形构造（图10a~e）,局部层段可见生物扰动构造,但发育程度比近岸和远岸滩坝弱。典型的概率曲线为高截点高斜两段式（图6f）,包括一个较高斜率的跳跃次总体和悬浮次总体,跳跃次总体含量也多大于65%,两个粒度次总体的交切点一般小于4~5 Φ。

图  10  沿岸滩坝沉积特征及沉积序列（高94井）

Figure 10.  Sedimentary structures and sequences in the coastal beach⁃bar (well Gao 94)

沿岸滩坝的厚度一般在0.4~9.6 m之间,底界与漫湖泥岩或粉砂质泥岩突变接触,可见定向分布的泥砾,是湖水对早期沉积的漫湖泥再作用的结果；向上主要为冲洗交错层理,也可见高角度斜层理与相邻的冲洗交错层理叠覆。现代沿岸滩坝的沉积考察显示这种高角度的斜层理一般位于沿岸滩坝向陆一侧。沿岸滩坝在GR曲线上主要表现为箱形测井相（图10f）。单期滩坝沉积体的厚度一般小于地震的垂向分辨率,因此与漫湖沉积互层,整体表现为中振中连发散反射相。

（2） 近岸滩坝

近岸滩坝位于沿岸滩坝向湖中心一侧,沉积单元的厚度以及结构构造特征与沿岸滩坝相比都发生了明显变化。岩性主要为灰色、灰绿色粉砂岩和泥岩。显微薄片显示岩石主要为岩屑长石粉砂岩（图4i）,颗粒成分与沿岸滩坝相同（图4j）,但粒径多小于0.1 mm；颗粒分选中等偏差,多呈次棱状,支撑方式为颗粒支撑、点—线接触。沉积构造类型相对丰富,广泛发育丘状交错层理和浪成砂纹层理（图11a,b）,也可见渠模、变形构造和块状构造,反映了风暴浪的存在。生物扰动构造在近岸滩中较为发育,强者几乎将原始的沉积层理构造破坏殆尽。丘状交错层理的发育暗示这类滩坝砂体在形成时可能受到了风暴浪的作用,加之湖平面的快速变化使得层理特征能够得以保存。粒度概率曲线为高截高斜两段式,即由较高斜率的跳跃次总体和较低斜率的悬浮次总体组成,二者之间多为平滑接触,表明存在粒度的混合带（图6g）；跳跃次总体斜率较高,表明其分选较好,而交切点较高说明沉积物以细粒为主,反映了牵引流的沉积特征。

图  11  近岸滩坝沉积特征及沉积序列

Figure 11.  Sedimentary structures and sequences in the inner beach⁃bar

单个近岸滩坝的厚度在0.2~6.3 m之间,顶底与漫湖沉积的泥岩或粉砂质泥岩呈突变接触,在其底界有时也可见泥砾分布。沉积序列内部以粉砂岩为主,在其顶部也可见较薄的泥岩层,粉砂岩中主要发育浪成砂纹层理和丘状交错层理,也可见波状层理。生物扰动在沉积序列中十分发育。近岸滩坝在GR曲线中可表现为漏斗形—钟形复合型、钟形、箱形、指形等（图11c）。

（3） 远岸滩坝

远岸滩坝位于近岸滩坝向湖中心一侧,岩性主要为灰色、灰绿色粉砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩和泥岩。纵向上远岸滩坝泥岩夹层出现的频率高于近岸滩坝,沉积构造包括浪成砂纹层理以及复合层理等,常见渠模和“飘砾”结构,也可见砂岩球枕构造；生物潜穴较为发育（图12a~e）。粒度概率曲线主要表现为高截点高斜两段式（图6h）,即包含一个滚动次总体和一个悬浮次总体,且滚动次总体含量占绝对优势,含量大于70%；滚动次总体斜率很高,表示其分选相对较好,两个次总体交切点相对较高,多大于4.5 Φ,反映沉积物以细粒组分为主。垂向上远岸滩坝多为反粒序,正粒序少见,底部与下伏的漫湖沉积突变接触,二者之间的冲刷特征不明显。与垂向沉积序列相对应,GR曲线测井相主要为单一的漏斗形（图12f）。

图  12  远岸滩坝沉积构造类型（王斜131井）

Figure 12.  Sedimentary structures in the outer beach⁃bar (well Wangxie 131)

半深湖—深湖沉积发育在间歇性湿润期湖泊的半深湖—深湖区,与其同时期发育的沉积相类型还包括滨浅湖滩坝和近岸水下扇,属于同一时期凹陷不同沉积部位的成因相单元。其岩性主要为灰色、灰黑色、黑色泥页岩,沉积构造主要为水平层理（图13）。垂向上,暗色泥岩与膏盐岩、泥灰岩频繁互层,反映水体化学性质的周期性变化,其中较厚的泥岩层为间歇性湿润期的湖泊沉积,而与蒸发岩频繁互层的泥岩纹层是干旱期季节性湖泊的沉积产物。测井曲线中频繁互层的泥岩多表现为指状特征；地震剖面中,暗色泥页岩和膏盐岩等蒸发岩互层,整体表现为三高地震反射相。

图  13  半深湖—深湖泥岩,发育水平层理（丰深2井）

Figure 13.  Mudstone with parallel bedding, developed in fairly deep to deep lacustrine deposits (well Fengshen 2)

利用ICP-AES电感耦合等离子发射光谱法对洼陷带丰深2井39个湖相泥页岩和泥灰岩样品进行了常、微量元素（包括P元素）测试,并计算古盐度（具体方法见钱凯等^[29]）,结果表明孔一段—沙四下间歇性湿润期发育的湖泊水体盐度为6.41‰~57.28‰,属于半咸水湖、咸水湖或盐湖。另外,泥页岩中Sr/Ba比在0.16~10.03之间,平均值为3.07,同样暗示了半咸水—咸水的湖泊环境。

近岸水下扇是间歇性湿润期陈家庄、青坨子凸起的粗碎屑沉积物被水流携带在北部陡坡带发生快速沉积而形成的,因此主要分布在北部的胜坨、民丰和永安地区,如在丰深2井、丰深1井、永559井、坨深4井等观察到近岸水下扇沉积。按照沉积亚环境的不同,又可以进一步分为扇根、扇中和扇端三个亚相。

扇根主要发育厚层灰色中砾岩、细砾岩、含砾泥质砂岩,填隙物为灰黑色泥质沉积物。砾石来源复杂,永安地区砾石主要包括片麻岩砾、白云岩砾、石英岩砾,粒径在2~6 mm之间,最大可达60 mm；青坨子凸起一带砾石包括石英岩砾、片麻岩砾、灰岩砾、白云岩砾、火成岩砾以及泥砾,粒径在2~8 mm之间,最大可达60 mm；民丰地区砾石成分与青坨子凸起相似,包括白云岩砾、灰岩砾、泥砾、片麻岩砾、石英岩砾,粒径在2~8 mm之间,最大可达40 mm。层理以混杂、快速堆积的块状层理为主（图14a）,可见粒序层理和斜层理（图14b）。扇中主要为细砾岩、含细砾泥质砂岩,填隙物为灰黑色泥质。不同地区砾石成分与扇根具有继承性,但砾石粒径明显变小,以次圆状—圆状为主,分选相对较好,泥质胶结。薄层灰黑色泥岩、砂质泥岩夹层在扇中出现的频率增高,反映扇中沟道的频繁改道。扇中沉积物兼有重力流和牵引流特征,发育了粒序层理、波状层理（图14c）和变形构造（图14d）。至扇缘,沉积物中的砾石含量进一步减少,岩性以灰黑色细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩为主,层理类型主要为波状层理（图14e）。

图  14  近岸水下扇沉积构造类型及沉积序列（丰深2井）

Figure 14.  Sedimentary structures and sequences in the subaqueous fan (well Fengshen 2)

扇体的不同亚环境具有不同的概率曲线特征,反映随着搬运距离的增加水动力也发生了相应的改变。扇根以泥石流沉积为主,概率曲线多表现为简单的一段式（图6i）；扇中以泥石流和颗粒流沉积为主,概率曲线表现为低斜两段式（图6j）或低截点高斜两段式（图6k）；扇缘主要为颗粒流、浊流,兼有牵引流沉积,概率曲线多为细粒三段式或四段式。

区内近岸水下扇主要为退积型,沉积旋回表现为多个间断正韵律,其顶部被半深湖—深湖相泥岩覆盖,单个正韵律代表了一次水动力逐渐衰减的过程。GR曲线表现为钟形、箱形、齿形及其复合形态等（图14f）。测井相的差异主要取决于扇体沉积物的沉积过程。其中,齿形多出现在砾岩和泥岩等细粒沉积物频繁变化的层段,代表了早期的扇体沉积和静水期的半深湖—深湖相沉积；箱形主要对应厚层砾岩体；钟形测井相则反映了单沉积旋回中与水动力减弱伴随发生的沉积过程。地震剖面中,在平行物源方向近岸水下扇表现为杂乱前积反射相,向凹陷中央,反射结构逐渐变好且过渡为半深湖—深湖席状三高反射相；在垂直物源方向,表现为丘状反射特征。

如前所述,在近岸和远岸滩坝中可见丘状交错层理和渠模等风暴成因的沉积构造类型；与之相应,在博兴洼陷相对水深的区域观察到风暴沉积特征,岩性主要为灰色、灰绿色粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩,沉积构造包括风暴浪冲刷面、粒序层理、微波状—平行层理和丘状交错层理等,同时具有侵蚀充填构造,如渠模（图15a~d）；渠模是风暴浪产生的涡流以及风暴退潮流强烈侵蚀、冲刷湖底形成的、呈扁长状的侵蚀充填构造,其具有深而陡的渠壁,没有方向性、也并非一定成组出现,侵蚀冲刷出来的下伏细粒沉积物常以同生泥砾、砂球或撕裂屑的形式充填在渠模附近。风暴高潮期和衰减期具有不同的水动力特征,前者兼有重力流和牵引流特征,后者则以牵引流为主,因此不同时期发育的沉积物具有不同的粒度概率曲线特征。风暴高潮期沉积物主要表现为滚动、跳跃加悬浮三段式,衰减期包括高截点高斜两段式、细粒三段式和四段式等（图6l~n）。

图  15  风暴相沉积构造类型（高946井）

Figure 15.  Sedimentary structures in the tempestites (well Gao 946)

研究区风暴沉积与滨浅湖滩坝共生,单个风暴相单元的厚度多小于1 m,以0.6 m左右厚度较为常见。一个完整的风暴沉积序列通常包括：最底部泥岩之上的冲刷面,是风暴后退时冲刷湖底形成的,向上为不太明显的粒序层,紧邻其上的是一套泥砾层,泥砾具有优选方位；随着风暴强度的减弱,泥砾层之上又依次发育了平行层理或缓波状层理层段、丘状交错层理段、缓波状层理段（图15e）；风暴沉积顶部转变为滩坝沉积。考虑到GR曲线的纵向分辨率为0.6~0.92 m^[30],单个风暴相沉积较难利用测井曲线进行识别,不具有明显的测井相特征。

受周期性干湿气候交替变化的影响,不同沉积相类型在空间上有序组合（图16）。西北部无棣凸起向凹陷一侧、滨南断层下降盘、鲁西隆起和广饶凸起向凹陷一侧以及东营凹陷北部陡坡带发育了干旱型冲积扇,扇体规模小、延伸范围有限,从扇体顶部向外又依次发育了扇根、扇中和扇缘三个亚相类型；扇体沉积物整体呈氧化色,沉积物粒度随水动力的减弱而减小。冲积扇远端沉积物粒度逐渐变细,岩性渐变为细砂岩、粉砂岩和泥岩,沉积相由冲积扇转变为洪水漫湖和滨浅湖,其中洪水漫湖岩性主要为紫红色粉砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩等,滨浅湖发育灰绿色粉砂岩和泥岩。北部洼陷带向盆缘一侧,如胜科1井、郝科1井和新东风1井所在地区,发育了洪水漫湖、湖相滩坝、半深湖和干盐湖。其中,孔一段和沙四下亚段沉积的早中期主要为洪水漫湖、滨浅湖和半深湖沉积,间断发育膏盐岩地层,表明这一地区是干盐湖间断性扩展覆盖的区域；沙四下亚段晚期沉积相转变为以干盐湖为主,发育了大套的蒸发岩沉积,且干盐湖的范围扩大至新东风1井一线的外围地区（牛11井—史141井—滨437井—滨692井一线）,分布面积是孔一段和沙四段早期的3倍以上。在构造古地理未发生明显变化的前提下,这一现象表明沙四下亚段晚期气候变的相对湿润,东营凹陷主体表现为常年性的干盐湖,推测可能存在常年有水的河流持续向湖盆注水,而湖水的蒸发量和注入量基本持平。北部洼陷带的沉积相类型主要为干盐湖和半深湖—深湖相,二者在垂向上频繁交互。在周期性湿润期或季节性的湖泊发育期沉积了暗色泥岩,而在干旱时期,则按照蒸发沉淀序列发育了不同类型的蒸发岩。凹陷的北部边界在孔一段—沙四下亚段沉积期不断北移,间歇性湿润期在北部陡坡带沉积了厚层的近岸水下扇砂砾岩体；凹陷北部边界的继续北移使得扇体被之后发育的干盐湖和半深湖—深湖泥岩覆盖。从无棣凸起向东营凹陷方向,古地形平缓,孔一段—沙四下亚段沉积时期主要为辫状河,进一步又包括了辫状河河道和泛滥平原沉积；两种亚相类型在垂向上频繁交互,其中河道沉积以棕红色细砂岩或中砂岩为主；泛滥平原主要为棕红色泥岩。

图  16  东营凹陷广饶凸起至北部陡坡带连井相对比（井位见图1c）

Figure 16.  Multi⁃well cross section showing sedimentary evolution from the Guangrao uplift to the northern steep slope in the Dongying Sag (well sites see Fig.1c)

孔一段—沙四下亚段可以识别多个反映气候由干旱到间歇性湿润的沉积旋回,每个沉积旋回的干旱期在凹陷的不同部位发育了不同的沉积相类型,进而在平面上展现为有序的沉积组合；每个沉积旋回的间歇性湿润期也形成了对应的沉积相组合。根据上述沉积相类型及沉积相的空间展布,总结了孔一段—沙四下亚段洪水漫湖—时令湖沉积充填模式。

红层沉积期,漫湖沉积的发育主要受控于季节性、短时期暴雨洪水的快速注入。东营凹陷周缘的凸起和隆起区在间洪水期处于长期暴露的状态,物理风化作用使得母岩区产生大量的风化残积物,当发生暴雨时,洪水将母岩区产生的风化残积物搬运,在出山口的地方形成一系列冲积扇体,如无棣凸起、滨县凸起、陈家庄凸起、青坨子凸起、广饶凸起以及鲁西隆起向凹陷一侧。当鲁西隆起等物源区产生的山区冲积物近距离搬运进入漫湖湖泊时,冲积扇和漫湖湖泊直接相邻；而当无棣凸起产生的冲积物向东营凹陷远距离搬运时,在冲积扇和漫湖湖泊之间则发育了一系列搬运沉积物的辫状河道（图17a）。洪水的注入在东营凹陷形成了漫湖湖泊,相应地,在漫湖湖泊内部发育了混合坪漫湖砂和漫湖泥的互层沉积,在东营凹陷八面河、广利—青南地区的漫湖湖泊边缘可能还发育了漫湖泥坪。洪水期后（间洪水期）,强烈的蒸发作用使得漫湖湖泊不断向北部洼陷带方向萎缩,水体中盐类的矿化度不断升高；当水体浓缩达到各类蒸发岩的溶解度时,便按照盐类矿物的结晶顺序依次沉淀碳酸盐岩、石膏、石盐等。干盐湖发育时期盐湖水体则主要受控于地下水的补给。

图  17  始新统孔一段—沙四下亚段沉积模式图

Figure 17.  Sedimentary model in Ek¹ and^Es4x

孔一段—沙四下亚段发育的非红层砂泥岩地层属于周期性湿润期的湖泊沉积（并非漫湖沉积）。东营凹陷边缘钻井取心较少,目前还没有恰好钻遇湿润气候时期稳定河道的岩心,但是根据沉积相的分布规律,推测这一时期凹陷周缘应存在若干条河流持续向凹陷内部供水、可能是洪水期的主河道,湖盆的发育主要受控于这些入湖的河流,即地表水作用。这一时期不仅研究区周缘的凸起和隆起区处于暴露状态,凹陷边缘冲积扇发育区以及西北部的辫状河发育区也处于暴露状态,而东营凹陷的主体则发育了“常年性”的半咸水—咸水湖泊（图17b）。按照湖泊的水动力分带及沉积特征,又包括了滨浅湖、半深湖—深湖以及湖盆陡坡带的近岸水下扇。由于孔一段—沙四下亚段东营凹陷斜坡带表现为平盆广水的特征,因此受波浪和沿岸流的影响,滨浅湖地区广泛发育了滩坝砂,在博兴洼陷主要为坝砂沉积,而在纯梁—王家岗地区主要为滩砂沉积。录井油气显示表明这些湿润气候下发育的滨浅湖滩坝砂是东营凹陷孔一段—沙四下亚段最为重要的一类油气储层。

东营凹陷孔一段—沙四下亚段的沉积相类型极为丰富,且表现为特征迥异的两类沉积组合,其发育除了受古气候影响外,还可能受控于古地理（包括区域构造古地理和东营凹陷孔一段—沙四下亚段原型盆地特征）、古纬度、古物源和古水流方位等。

首先,研究区在孔一段—沙四下亚段沉积期,即约54.9~45.4 Ma之间,处于中国东部高原区,高原海拔在2 000~2 500 m之间^[31]（相当于现今青海省西宁市的海拔高度）,这一高度使得夏季从海洋吹向陆地的季节性湿润空气,受高原迎风坡的抬升,在高原东侧形成地形雨,形成（夏）季风性湿润气候；而在高原地区（以及高原西侧）则相对干旱少雨,只有强风暴登陆时才能形成短时期的暴雨,而只有周期性的强季风发育期才能形成湖泊。因此,虽然研究区在早始新世毗邻太平洋,但是这一时期的古东亚季风并没有对这一区域产生明显的影响。从古纬度区间看,东营凹陷这一时期的古纬度和现今纬度基本一致^[32⁃33],位于北纬35°~40°之间,属于行星风系副热带高压作用的范围^[19⁃21],因此气流下沉导致该地区常年降雨稀少,气候以干旱型为主；同时,亚洲现代季风在这一时期还远未形成。

其次,在研究区内部,地壳构造运动导致了陆内裂陷作用的发生^[34⁃35],东营凹陷继承中生界的构造格局,形成了半地堑的构造地貌特征；期间受郯庐断裂带走滑运动方式的转变,东营凹陷还可能由孔一段早中期的北东断南西超转变为孔一段晚期和沙四下亚段时期的北断南超的特征^[36]。凹陷周缘则一直被无棣凸起、滨县凸起、陈家庄凸起、青坨子凸起、广饶凸起以及鲁西隆起所包围,从岩屑成分及比例关系推测凸起区主要为变质岩系。由于副高压的作用使得研究区主要为炎热、干旱的古气候,因此这些暴露在地表的凸起和隆起区的岩石主要遭受物理风化作用,产生了大量的碎屑残留物质。

受这一半地堑构造形态的控制,区内最大的沉降和沉积中心分布在陈家庄控盆断层一侧,使得研究区周缘的古水流呈收敛特征向沉降中心流动。当干旱期短时强风暴登陆时,产生的暴雨以洪水的形式将凸起和隆起区的风化残留物快速搬运至东营凹陷所在的沉积区,从而在约9.5 Ma期间形成了孔一段—沙四下亚段较为显著的厚层洪水漫湖红层。周期性湿润气候下的湖泊沉积在孔一段早期、孔一段晚期和沙四下亚段最发育,表现为红层中多套相对较薄的、呈灰绿色调的砂泥岩地层（王46井录井剖面中可见121套灰绿色砂泥岩层）。这些湖相沉积与偏心率、岁差及其控制的周期性气候变化具有紧密的关系^[37⁃39]；年涛等^[39]认为偏心率值为极大值时,湖泊沉积频繁发生,反之主要为洪水漫湖红层,而岁差的极小值主要对应湖泊沉积,反之则发生了红层沉积。轨道参数的周期性变化导致太阳辐射能（日照量）也发生了周期性变化,而太阳辐射能是大气环流的动力,其变化促使始新世早期东营凹陷所在的区域在轨道尺度上发生行星风系副高压和强季风环流的时空耦合,进一步的古气候模拟研究有助于揭示此类地层的成因机理。

（1） 孔一段—沙四下亚段存在两种截然不同的沉积组合,分别为冲积扇—洪水漫湖—干盐湖沉积组合和周期性湿润期的湖泊—近岸水下扇沉积组合,前者包含了干旱型冲积扇、辫状河、洪水漫湖和干盐湖等沉积相类型,后者包括了湖泊、近岸水下扇和风暴相等,湖泊相又可划分为滨浅湖滩坝、半深湖—深湖等亚相类型。

（2） 提出了孔一段—沙四下亚段陆相红层洪水漫湖—时令湖沉积模式,即受干湿气候周期性变化的影响,两类沉积组合交互发生。在干旱气候下,从东营凹陷的边缘到洼陷带依次发育了冲积扇—洪水漫湖—干盐湖沉积,其中在盆缘的金家—柳桥、广饶凸起北缓坡等地区主要为冲积扇；在凹陷内部的纯梁、王家岗一直到中央隆起带主要为洪水漫湖沉积,至凹陷最北部的利津—民丰洼陷带演变为干盐湖沉积。在周期性湿润气候阶段,主要发育了湖泊沉积,其中博兴洼陷、纯梁、王家岗一直到中央隆起带主要发育滨浅湖滩坝沉积、北部利津—民丰洼陷发育半深湖—深湖沉积,凹陷北部陡坡带存在冲沟的部位发育了近岸水下扇体。这一模式也从沉积成因的角度解释了为什么陆相红层中会出现以灰绿色为主色调的砂泥岩韵律层。

（3） 该类地层的沉积可能是区域构造古地理、东营凹陷原型盆地特征、古纬度、古物源和古水流方位以及古气候条件等共同作用的结果,使得东营凹陷在孔一段—沙四下亚段出现了两类完全不同的沉积相组合方式。其中,气候在轨道尺度上的周期性变化应是这一地层发育的主控因素,进一步的轨道参数古气候模拟试验将有助于揭示这一过程。