沉积相

第五章 沉积相 第一节 东濮凹陷下第三系沉积相

东濮凹陷在构造上是渤海裂谷系的一部分(图5-1)。是早第三纪的裂谷盆地，盆地堆积的新生界地层厚度达到7000米，其中下第三系厚度达5000余米。盆地中段被高平集－习城集断层分割为南北两个部分，分成两套内容截然不同的沉积体系。北部凹陷主要为盐湖，其中发育五套盐膏层，而南部凹陷无盐膏沉积(表5-1)。

东濮盆地地层简表 表（5-1） 北 部 凹 陷 系 统 组 厚度（m） 岩 性 第四系 更新统 平原组 1250 明化镇组 上第三系 上新统 2700 杂色砂岩，砂质泥岩与泥岩。 馆陶组 灰白、灰绿色砂岩与红色泥岩互东营组 1231 层。 沙一灰色、褐灰色泥岩，砂岩、油页250-400 段 岩，薄层白云岩夹膏盐层。 上紫红、灰绿色泥岩、砂岩与含膏沙250-400 部 泥岩互层夹盐膏层 二下紫红、灰绿色砂、泥互层夹含膏段 350-400 部 泥岩。 沙 深灰色泥岩与灰色粉砂岩互层一 250-400 夹油页岩。 下第三系 河 深灰色、黑色泥岩、油页岩与粉 沙二 300-400 砂岩薄互层含盐膏层。 街 三深灰色泥岩、油页岩与灰色粉砂 段 三 400-750 岩互层夹厚盐膏层。 组 深灰色泥岩、油页岩与粉砂岩互四 800-900 层夹厚盐膏层。 上深灰、灰黑色泥岩与粉砂岩互 沙130-200 部 层。 四下段 200 紫红色泥岩与粉砂岩。 部 厚度（m） 南 部 凹 陷 岩 性 400-800 灰色、灰绿色砂岩与紫红、棕红色泥岩互层夹玄武岩。 250-400 灰绿、灰色泥岩夹砂岩、顶部夹薄层生物白云岩。 上部为厚层紫红色泥岩与粉砂岩互层 。 400-650 下部为红色泥岩、粉砂岩与钙质粉砂岩不等厚互层。 350-400 350 340 280 灰色泥岩、粉砂岩互层，顶部为紫红色泥岩。 灰色泥岩夹油页岩、泥灰岩与粉砂岩互层。 灰色、深灰色泥岩与粉细砂岩互层 深灰色泥岩夹粉细砂岩。 上部为灰色泥岩，粉砂岩互层夹玄武岩。 350 下部为紫红色泥岩与砂岩。 2

一、主要沉积相类型

通过岩芯观察，沉积构造序列分析和钻孔综合录井资料的判识，东濮凹陷下第三系的沉积相主要有干盐湖、河流、三角洲、岸、滩(坝)及重力流等五种类型。 １、干盐湖

在干燥气候条件下，湖水被蒸干而形成。其沉积模式如图5-1所示。沉积序列如图5-2所示。由湖岸至湖心的沉积顺序为：⑴、紫红色、棕褐色、褐色和灰绿色砂泥岩构成正韵律，韵律厚度一般为0.5-1.5米。?砂岩为细砂岩和粉砂岩，发育小波痕层理。常见虫孔和炭屑。泥岩多含粉砂，具干裂，含炭屑和云母片；⑵、瓦灰色白云质泥岩、含石膏团块；⑶、白云岩；⑷、瓦灰色泥膏岩和硬石膏、泥岩薄互层；⑸、盐岩，常夹泥岩。

在浅水泥岩中偶尔见到浅水重力流沉积。砂岩单层厚几厘米至数十厘米，具递变层理和底面沟模型，跳跃痕和重荷模等。本区盐湖主要发育于沙二时期。 ２、河流 ⑴、间歇河

间歇河沉积主要由紫红色和棕褐色含砾砂岩、砂岩、粉砂岩及泥岩构成正韵律(图5-3I)。单个韵律厚度一般不超过1米。砂岩单层厚0.3-1米。发育块状和平行层理，小波痕层理。砾石多为泥砾并常显示出槽状交错层理。泥岩单层厚0.05-0.2米，个别可达1.2米，泥岩中常含石膏团块与云母片，偶见虫孔。间歇河主要发育于沙二时期。 ⑵、辫状河

辫状河的沉积序列主要由两部分组成(图5-3Ⅱ)。由紫红色、浅综色砂砾岩、含砂砾岩和砂岩构成正韵律。韵律厚度1-4米，底部具冲刷面，自下而上可见

262 2

3

块状层理、槽状交错层理和平行层理；上部为洪泛平原沉积，由紫红色泥岩组成。泥岩中往往含细粉砂。辫状河沉积主要见于沙四段和东营组。 ⑶、曲流河

曲流河沉积序列由河道滞留沉积、曲流沙坝和洪泛平原沉积三部分组成。本区曲流河沉积由紫红色、棕色、灰绿色及灰色含砾砂岩、砂岩、粉砂岩及泥质粉砂岩构成正韵律。韵律下部为砾砂岩、属河道滞留沉积。砾石多为泥砾，次为石英。砾径从几毫米到数厘米不等。其厚度为0.1-0.2米，具块状构造。韵律中部由中砂岩、细砂岩和粉砂岩构成曲流沙坝沉积，厚度0.5-1.7米。发育槽状交错层理、平行层理及小波痕层理和爬升波痕层理。上部为紫红色泥岩组成的洪泛平原沉积，厚度0.5-3米。泥岩具块状构造或水平层理，偶见虫孔。曲流河沉积见于沙四段、沙二段、沙一段及东营组。 ３、三角洲

一个完整的三角洲沉积序列由前三角洲、三角洲前缘和三角洲平原三部分沉积组成(图5-3Ⅳ)。

前三角洲为灰色、深灰色具水平层理之泥岩,厚度1-2m。

三角洲前缘包括河口砂坝和远砂坝沉积，主要由灰色泥质粉砂岩、粉砂岩及钙质砂岩构成反韵律，厚度1.2-2.5米。其沉积构造有透镜层理、水平层理、小波痕层理、平行层理、板状交错层理和槽状交错层理，在泥质粉砂岩中常发育变形层理和砂枕构造、虫孔、生物搅混构造。

三角洲平原由分流河道和洪泛平原沉积组成。分流河道沉积由含砾砂岩、砂岩和粉砂岩构成向上变细的层序，发育均匀层理、槽状交错层理、平行层理、板状和楔状交错层理及小波痕层理。洪泛平原沉积主要由泥岩和粉砂质泥岩组成。其沉积构造主要有水平层理和均匀层理。三角洲沉积本区各时期均有发育，但沙三和沙二时期最发育。 ４、岸滩

263 3

4

本区发育的岸滩沉积可分为两种，一种为砂滩，另一种为生物滩。 ⑴、砂滩砂滩主要发育在河口或砂屑物质供应比较充足的地方，由灰色砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩构成正韵律(图5-4Ⅰ)。韵律厚度一般1-3米，最厚可达7米。发育均匀层理、平行层理、板状交错层理、变形层理、压扁层理、小波痕层理、爬升波痕层理、皱痕及水平层理。其中小波痕层理十分发育。在泥岩、泥质粉砂岩及粉砂岩中常见虫孔，富含炭屑及云母片。泥岩顶部常具冲刷面。

在离河口稍远的砂屑物质供给少的地区，岸滩沉积序列如图5-4Ⅱ所示，为灰色粉砂岩或泥质粉砂岩与泥岩构成互层沉积。砂岩和泥岩单层厚度多为0.01-0.1米，粉砂岩及泥质粉砂岩多发育小波痕层理及水平层理，富含炭屑。 在砂屑物质供给很少的地区，岸滩沉积则主要以粉砂质泥岩为主，常出现透镜状层理，偶尔可见砂枕构造和炭化的植物茎(图5-4Ⅲ)。

岸滩在南部地区多发育于沙三时期，在北部地区主要发育于沙一时期，其次为沙四时期。 ⑵、生物滩

本区生物滩发育于沙一时期，分布零散，厚度较小，一般仅0.1-2米。?在生物白云岩的薄片中均含有数量不等的砂屑。可见陆源碎屑的掺合作用是影响本区生物滩发育的主要原因之一。生物滩的完整序列和沉积模式如图5-4Ⅳ所示。由岸边向盆地中心的沉积顺序为：①粉砂岩或泥质粉砂岩；②砂屑白云岩；③螺介形虫白云岩；④鲕粒白云岩；⑤泥灰岩；⑥质纯泥岩。这种沉积序列表明，本区生物滩发育于陆源碎屑物质补偿少的水进过程中。 ５、重力流

本区发育的重力流沉积有深水扇、近岸水下扇、滑塌浊流及泥石流等四种沉积，其沉积，模式如图5-5Ⅰ所示。 ⑴、深水扇和近岸水下扇

264 4

5

深水扇和近岸水下扇均是由于暴雨形成的密度流直接流入盆地并在盆地的深水区沉积的扇形体。深水扇的物源来自缓坡，近岸水下扇的物源来自陡岸。 深水扇和近岸水下扇的沉积特征基本相同。一个扇体由扇根，扇中和扇端三部分组成，其沉积序列如图5-5Ⅱ、Ⅳ所示。扇根由充填于水下谷道的砂砾岩、含砾砂岩和砂岩等粗粒沉积物组成正韵律，厚度一般1米左右，沉积构造主要为块状层理，局部可见槽状交错层理和平行层理；扇中发育水下辫状水道沉积，一般由砂岩、粉砂岩和泥质粉砂岩组成。发育均匀层理、平行层理和小波痕层理。砂岩单层厚度不足1米；扇端一般由发育小波痕层理的粉砂岩、泥质粉砂岩和具水平层理的粉砂质泥岩等细粒沉积物组成。其单层厚度0.1-1米。在扇端沉积中，常可见到经典的浊积岩中的Ｂ、Ｃ、Ｄ和Ｃ、Ｄ序列。

深水扇和近岸水下扇的共同特点是由砂岩、粉砂岩构成的扇体沉积夹在深水或半深水泥岩之中。它们的不同点在于深水扇沉积在盆地中延伸较远，分布面积较大，粗碎屑颗粒崐磨圆度稍好，分选性亦较好；近岸水下扇沉积在盆地中延伸较近，分布面积亦较小，粗碎屑颗粒磨圆度差，分选性亦差，沉积物中泥质含量较高。 ⑵、滑塌浊流沉积

滑塌浊流沉积是指三角洲前缘的河口沙坝或岸滩沉积在外界触发因素的诱发下，产生滑塌流动并在盆地的深水区再沉积所形成的沉积体。

滑塌浊流沉积具有明显的鲍玛序列和滑动变形构造。完整的鲍玛序列(图5-5Ⅲ)不足整个韵律数的十分之一，序列厚度一般约2米左右。?其中Ａ段为具有递变层理的砂砾岩或含砾砂岩；Ｂ段为具平行层理的砂岩；Ｃ段为粉砂岩和泥质粉砂岩，发育变形层理和小波痕层理，常见砂枕构造；Ｄ段为具水平层理的泥岩，常含粉砂和炭屑；Ｅ段为质纯泥岩，具水平层理或均匀层理。由于滑塌浊流沉积的部位不同，其鲍玛序列是多种多样的。本区所见的序列有：ＡＢＣＤＥ、ＡＢＣＥ、ＡＣＤＥ、ＢＣＤＥ、ＢＣ、ＣＤ、及ＣＥ等。

265 5

6

滑塌浊流沉积中泥砾特别多，砾石大小不一，形状各异。大者数厘米，小者几毫米。形状有磨圆状、碎块状、长条状和片状等。砂岩底面铸型发育，常见有纵向脊与沟、冲刷、与刻蚀构造、槽铸模和重荷模。 ⑶、泥石流

泥石流的沉积序列如图5-5Ⅴ所示。这种沉积多为含砾，含砂之泥岩并往往与深水扇和近岸水下扇的水下谷道沉积相伴生。泥石流沉积中的砂屑物分布不均，砾石排列无规律并往往突出层理面之上。砾石大小不等，最大达15厘米，一般为几毫米至几厘米。砾石成分复杂，有白云岩、灰岩、石英砂岩、燧石和泥岩等。磨圆度从尖棱至次圆状都有，分选性极差。

本区重力流沉积主要发育于沙三段中部，说明沙三时期东濮盆地处于强烈拉张阶段。

二、主要沉积相在纵向上的分布

东濮凹陷在早第三纪不同时期形成的沉积相列于表5-2中。由表5-2可看出在凹陷发展的不同阶段里发育的沉积相不尽相同，早期以冲积扇、河流、浅湖相为主；中期以三角洲、扇三角洲、各类重力流、深湖相为主；晚期则以各种滩坝和河流、三角洲为主。这种分布显然与盆地发展过程中构造环境和古地理的演化规律有密切的关系。

表5-2东濮盆地主要沉积相的纵向分布

层 位 东 营 组 上部 下部 上部 沙二段 下部 一 二 沙三段 三 四 上部 沙四段 下部 孔 店 组 沙一段 主 要 的 沉 积 相 河流、三角洲 砂滩（坝）、生物滩、鲕滩 砂滩、三角洲、扇三角洲、深水扇、半深水盐湖 干盐湖、三角洲、扇三角洲、砂滩（坝） 三角洲、扇三角洲、砂坝、浅湖 三角洲、扇三角洲、深水扇、滑塌浊积、半深湖至深湖 三角洲、扇三角洲、深水扇、近岸水下扇、深水盐湖 三角洲、扇三角洲、深水扇、滑塌浊积、近岸水下扇、深水盐湖 三角洲、扇三角洲、深水扇、滑塌浊积、近岸水下扇、深水盐湖 三角洲、扇三角洲、冲积扇、浅湖 河流、冲积扇、浅湖 冲积扇、河流 沙 河 街 组 根据86年本局研究院齐兴宇等人编写的《东濮凹陷油气资源评价》报告将东濮凹陷下第三系沉积划分为以下几个沉积相序列：

266 6

7

冲积相

东营组

河道、点坝

河流相

泛滥平原

冲积扇-水下冲积扇 分流河道

三角洲平原

分流河道间 水下分流河道

沙一段 三角洲 三角洲前缘 河口砂坝

前三角洲 席状砂 湖滨泥坪

湖泊相 浅湖

盐湖（滩砂） 深湖 上扇

水道

冲积扇相 中扇 水道间

下扇

河道、点坝

沙二段 河流相 天然堤、泛滥平原

决口扇

扇三角洲平原 辫状水道

扇三角洲 扇三角洲前缘 前扇三角洲 席状砂

积扇及水下扇 分流河道

三角洲平原

三角洲相 分流河道间

水下分流河道

三角洲前缘 河口砂坝

沙三段 前三角洲 席状砂 滨湖 浅湖

湖泊相

湖湾 深湖

浅湖亚相及水下浅滩砂 深-浅湖亚相

沙四段

漫湖亚相（泥坪、混合坪、砂坪微相） 冲积扇相

267 7

8

按以上所列，本区具有内陆湖盆的各种沉积相类型及相序组合。发育了各种成因类型的砂体，它们在平面上相互迭置，在纵向上相互叠加。

第二节 文留地区沙三3沉积特征

东濮凹陷是呈ＮＮＥ向延伸的一个断陷，文留位于凹陷沉降幅度最大的北中部本专题研究范围主要为文留构造主体，层位为下第三系沙河街组沙三3亚段?(相当于文南Ｓ3中4-9砂层组)。

沙三3位于沙三2和沙三4两套盐膏地层之间(称盐间)，为渐新世以来第一次相对淡化期产物，主要为一套砂泥岩互层，分布广，厚度大，为一良好的含油气层系。是东濮凹陷拿储量的主要目的之一。深入地研究砂体成因类型和分布规律，对指导石油勘探开发具有现实意义。

为了认识和掌握文留地区盐间含油气层系特点，根据岩性、电性、沉积构造、岩矿古生物等资料，对取芯的文204、文95井，在垂直层序上进行了相分析。

一、砂岩体的形态特征

不同成因的砂岩体其形态和空间展布有着明显的区别。因此，研究砂岩体在平面上和剖面上的形态特征，对分析成因有着重要的意义。

沙三3按照岩性组合和电性特征，并考虑其成因，可划分为六个砂层组(图5-6)自下而上每一个砂层组砂岩体形态特征如下图：

从图5-7、图5-8砂岩等厚图中可以看出，物源主要来自文留西部，自西向东展布，西厚东薄，砂岩主体形态呈舌状，向东一直伸向前梨园深洼陷，砂岩累积最大厚度分别在文206井33.8米和文204井26.2米。

本区东北面有一个小物源区(毛岗)。砂岩体从东北向西南或南延伸，砂岩最大累积厚度分别为9.2米和13.0米。

从图5-9看出，物源有两个，以西部物源区影响最大，砂岩体呈指状向东

268 8

9

展布，文6－-92井一带最厚，最大累积厚度26.6米。

东北部明显受毛岗物源区的影响，砂岩体呈指状向南西展布，分布面积和厚度都比前两个砂层组大，在新文16井处砂岩累积厚度14.6米。

从图5-10看出，物源有两个，主要物源仍然从西部来。砂岩体呈指状、花边状向东南展布，砂岩厚度较薄，累积厚度最大20米。新文16－-92井一带，砂岩来自毛岗物源，分布范围又比第4砂层组广，厚度亦大。砂岩体呈指状向西南延伸，在文92井砂岩累积厚度17.2米。

从图5-11中看出，物源亦有两个，西部物源仍然影响最大，呈两个指状砂岩体向东偏南展布，南部指状砂岩体累积厚度较大，在文85井处厚15.2米。但位于这两个指状砂体之间的文6井出现了盐膏沉积。毛岗砂岩体呈指状向西南展布，在文9井处砂岩厚度14.2米。

从图5-12看出，物源仍然有两个－西部和毛岗物源，从已钻井揭示，砂岩厚度不大，一般厚3-7米，文6井及文北地区为盐湖沉积，没有砂岩分布。 综上所述，沙三3地层沉积时有两个继承性的物源，以西部物源为主，毛岗为次要物源。砂岩体形态6.5砂层组呈舌状，其它四个砂层组呈指状或花边状，砂岩体在平面上自西向东或东南展布，西厚东薄一般全区均有分布。纵向上自下而上厚度由厚变薄，分布范围由大变小。毛岗为一小物源区，砂岩体形态呈指状，自东向西南展布，其中第3砂层组砂岩较发育。 表5-3 文西地区各相带沉积特征

沉积相带 湖滨湖 泊沉浅湖滩沙坝 积 半深-深湖 浊水道沉积 流沉积 近水道漫溢沉积 主要岩性 粉砂岩、泥质粉砂岩粉砂质泥岩、泥岩。 粉砂岩、细粉砂岩、粗粉砂岩。 颜色 沉积构造 灰－绿灰、 泥裂、水下岩脉、小型斜层理、灰褐、紫红。 波状层理、水平层理、虫孔发育。 浅灰、灰褐小型交错层理、斜层理、波状层（含油） 理、平行层理、包卷层理、双向斜层理、虫孔发育。 页岩、油页岩、泥岩、灰－深灰、灰水平层理、块状层理。 含膏泥岩。 褐。 中－细砂岩、细－粗 灰、灰褐（含沟模、变形层理、低角度交错层油） 理、斜层理、波状层理、块状层理、平行层理。 细－粗粉砂岩、粉砂? 灰、深灰、?岩、泥岩、页岩。 灰 、褐(含油) 其它 植杆 炭屑 波痕、炭屑、表鲕等 泥砾、表鲕、炭屑、介形虫藻类等化石。 低角度交错层理、波状层理介形虫、藻变形层理、包卷层理、平行层理 类螺化石、炭屑 269 9

10

远水道慢溢沉积

泥岩、粉砂质泥岩、灰、深灰、灰泥质粉砂岩、粉砂岩 黑 水平层理、波状斜层理变形层理。 炭屑、表鲕、介形虫等化石。 关于南部是否有桥口方向的砂岩体伸入河岸－文南地区，认为可能存在。但因文留南部勘探程度较低，目前还没有一口井打到该层位，没有资料来证实。只能根据下邻层位沙三4来推断。?沙三4的北部主要为膏盐、泥岩韵律层，而在308测线以南膏盐层发生相变为一套泥页岩，其中夹若干组砂层。这些砂岩碎屑应来自桥口方向。?推断在沙三3沉积时为一继承性物源。 二、沙三3沉积特征和沉积模式

沙三3在研究区范围内，砂质岩颗粒细，一般为粗粉－粉砂岩，?细、中砂岩很少见。粒度一般在0.05－0.1毫米，以悬浮搬运为主。?泥质岩颜色以灰－深灰色为主，但在1-4砂层组局部夹有绿灰、灰褐、紫红色泥岩，反映出沉积环境的差异。

下面以文204、文95两口取芯井为例，根据岩性组合、电性特征、沉积构造、以及结合古地貌、水动力条件、古生物等资料，把本区划分为二种沉积类型六种亚相(见表5-1)。 (一)、浊流沉积

本区浊流沉积的碎屑物质来源于西部胡状集斜坡，受地震或同生断裂等因素诱发，在重力作用下滑塌搬入本区。在搬运过程中，随着动能的释放而逐渐沉积下来。自西向东粒径由粗变细，砂岩厚度由厚变薄，向东可能延伸到前梨园洼陷。沉积范围较广。 １、水道沉积

这是浊流沉积最粗最厚的带状地区。文204井单层砂岩最厚5.2米，一般0.5-2米。岩性主要为粗、细粉砂岩、粉砂岩，细、中砂岩少见。底部一般与半深－深湖泥、页岩突变接触，其间往往有一冲刷面。其上为含泥砾的粗粉砂岩或细、中砂岩，向上递变成粉砂岩。上部和顶部出现泥质粉砂岩和粉砂质泥岩，

2610 10

11

向上直过渡到半深－深湖泥、页岩。分选一般。

在剖面上自下而上出现鲍玛层序的粒级递变层Ａ、下平行纹层段Ｂ、流水波纹层段Ｃ、上平行纹层段Ｄ和泥岩段Ｅ。其中Ａ、?Ｂ段较发育，常见“Ａ Ｂ、ＡＢ”和“ＢＢ”序列。

在文204井3485-3500米岩芯中，见到多处浊流沉积，由流水携带某些“工具”(如贝壳、树枝、砂砾等)对底部沉积物进行刻划或冲击所形成的构模构造、变形层理、虫孔构造。上部往往可见小型低角度交错层理、斜层理、波状层理及水平层理。多见介形虫、藻类化石、喷发岩块、白云质团块、沙屑、表鲕等(详见图5-13)

自然电位曲线呈指状，桶状少见。从上下接触关系来看，一般底部突变，顶部渐变。

１、 近水道漫溢沉积

浊流在流动过程中溢出水道，向近两岸漫流而形成的沉积。主要岩性为浅灰－灰色粉砂岩、灰－深灰色泥质粉砂岩和粉砂质泥岩，夹少量泥岩。粒级和单层厚度都明显比水道沉积变细变薄，常出现“ＢＢ”、“ＢＤＥ”序，“ＤＥ”序也多见。可见小型低角度交错层理、波状层理、平行层理和少量变形层理及深灰色泥岩与灰色粉砂岩混杂的卷层和水下岩脉。分选性较好，层内显正递变或反递变层理。常见介形虫、螺、藻类化石及植杆、炭屑、表鲕等(见图5-13)。自然电位曲线多呈锯齿状，少见指状。如文95井2464-2677米和2720-2728.0米等所见。

３、远水道漫溢沉积

远水道漫溢沉积位于近水道漫溢沉积的外侧，向半深湖－深湖相漫延。完全为细粒悬浮沉积。以灰－深灰色粉砂质泥岩和泥岩为主，夹较薄层的灰－深灰色泥质粉砂岩和粉砂岩。常见鲍玛序列“ＣＤＥ”和“ＤＥ”序。沉积构造可见小型波状层理、斜层理和水平层理或水平纹层及深灰色泥岩中粉砂卷团构

2611 11

12

造。

(二)、湖泊沉积

湖泊沉积是陆相湖盆最常见的一种类型。由于湖底古地形起伏不平，各部位所处的水体深度，离物源的远近、水动力强弱及湖水介质的含盐度不同等条件的影响，各部位的沉积物表现在岩性组合、电性特征、古生物组合特征及沉积构造等也不同。

在沙三3中－晚期，?由于基岩隆起和西掉的文西断层，东掉的文东断层不断地强烈活动，使文留构造不断抬升，形成滨、浅湖沉积，东西两个洼陷不断下沉，形成半深－深湖相沉积。 １、滨湖亚相

指洪水时期淹没，而低水位时暴露的部分，确切地说，文留地区的滨湖相沉积是一个低平的湖心岛沉积，时淹时露而间断地接受沉积。这一过程是短暂的，又是多次重复出现的。包括砂坪和泥坪沉积两部分。主要岩性为浅灰、绿灰色粉砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩夹灰色、绿灰色、灰褐色和紫红色泥岩。粉砂岩分选一般，大部分含油。在灰褐色或紫红色泥岩顶面多见泥裂、裂痕上宽下窄呈“Ｖ”字型。在砂质泥岩中见水下岩脉，常见水平层理、小型交错层理、波状层理，直立的虫孔发育、炭屑、表鲕等常见(图5-14)。 ２、浅湖及浅湖滩沙坝

位于枯水面以下和波基面以上的浅水地带沉积，岩性以浅灰色粉砂岩、粗－细粉砂岩为主，夹灰色、灰绿色泥质粉砂岩和泥岩。砂岩质较纯，分选好，成熟度高。沉积构造可见小型波状层理、单向斜层理、双向斜层理、平行层理、直立的虫孔发育，见有植杆、炭屑和介形虫、螺、鱼骨化石。 ３、半深－深湖泥相

岩性为灰－深灰色泥岩夹少量薄层粉砂岩。北部以西的柳屯洼陷有无色，浅灰色盐岩和泥膏岩沉积。沉积物构造为水平层理、块状层理。

2612 12

13

三、相带划分及沉积环境的初步认识 (一)、相带划分

文留构造是边沉积边隆起的同生构造，其东西两洼沉积幅度大，沉积速度快，沉积物受古地貌和物源的影响较大，因此不同的部位出现不同的相带。根据砂岩体形态、沉积模式、电测曲线类型的岩性剖面特征，本区大致可划成两个相带。(见图5-15) ⑴、浊流－湖泊沉积相

这是一个浊流、湖泊混合沉积区。纵向上有浊流水道，近水道漫溢，远水道漫溢和滨、浅湖亚相等组成。浊流沉积主要在第六、五砂层和第四－砂层组的下部，而滨、浅湖沉积分布在中上部，反映湖水深度，水动力条件等因素周期而有规律的变化，在平面上这两种类型的沉积几乎都有分布，而浊流沉积可能向前梨园洼陷延伸较远。 本相带地层厚度400-500米。 ⑵ 、湖盆泥相

这是半深－深湖相沉积。主要分布在浊流－湖泊沉积相以东的前梨园洼陷和以西的海通集洼陷，其形状呈宽带状。前梨园洼陷岩性主要为暗色泥岩、粉砂质泥岩夹薄层粉砂岩。海通集洼陷(无钻孔打到)根据地震反射特征推断，可能为一套暗色泥岩、油页岩和含膏泥岩，夹少量粉砂岩。沿兰聊断层和长垣断层下降盘各有一个带状的、由冲积扇形成的粗相带。 本相带地层厚度550-1100米。 (二)、沉积环境的初步认识

为了更好地了解沙三3沉积环境，?首先对其沉积时的古气候、古构造－地貌背景要有一个概略的了解。

本区在早、中渐新世时孢粉三大类中，以被子类占绝对优势。?除温带木本

2613 13

14

植物榆科Ｖlmaceae及栎属Ｑacrcoidtes较丰富外，还有热带、亚热带常绿植物桃金娘科Ｍ－yrtaceae及喜热分子漆树属孢粉。所以沙三3沉积时应属亚热带，半干旱气候。

渐新世早期沙三4盐膏层沉积以后，湖水开始淡化，但沙三3沉积时仍然含灰质、白云质、石膏等盐类矿物质，并出现少量红色地层。在沉积后期，石膏含量增加并在第1、2砂层组局部出现石盐岩。充分说明自沙三4末－沙三3末沉积过程中，湖水经历了咸化－淡化－再咸化过程。古生物化石见到适应微咸－半咸湖水的介形虫，中国华北介Huabeiniachinensis及带瘤、刺纹饰的华北介和小型土星介昆虫Ｃyqroismia等。因而沙三3总的属于浅湖－深湖相，但水深极不稳定，多次短暂的出现滨湖相沉积，形成少量的棕红色泥岩沉积物。这一时期的湖水属半咸－咸水性质。

根据近期的研究成果，文留地区沙三3沉积时期，由于兰聊、文西、文东、长垣断层相继产生和剧烈的活动，使文留地区由一个较完整的西高东低的箕状凹陷被分割成两个西高东低的小箕状凹陷。就每一个小箕状凹陷而言，构造相对较简单，内部分割性不强。而对文留构造来讲，由于文西、文东两条同生断层的作用，使构造隆起幅度较高，形成中央隆两边洼的构造格局。构造运动以断陷运动为主，沉降速度快，在兰聊断层和文西断层下降盘分别形成前梨园和海通集两个沉降中心，沉积厚度达1100米。凹陷东部的菏泽凸起和西部的滑县凸起当时可能隆起较高，是本区主要物源区。碎屑物质从不同的物源区，经不同的方式携带入湖，形成不同的砂岩体。砂岩以粗砂为主，颗粒较细;?沉积构造以小型为主，砂岩的单层厚度一般不大，说明当时水能量较弱。

前面曾讲到地5、6砂层组以浊流沉积为主，其它四个砂层组则浊流湖泊沉积交替出现，说明水能量由大变小，水体由深变浅而周期性变化。总的来看，第4－2砂层组沉积时期，气候变得干热，河流补给变小，湖水变浅，局部出现滨湖相的棕红色地层。到第一砂层组沉积时，气候变得更加干热，河流补给更

2614 14

15

小，湖水变得更浅，红色地层出现数量增多，各种盐类矿物增加，局部地区出现石盐沉积，变为典型闭塞的咸水湖沉积。

第三节 文南油田沙二下亚段沉积相 一、沙二下亚段属间歇性涨缩湖盆沉积

以往对沙二下亚段环境提法说法不一，有人认为属河流相沉积?(84年顾家裕编写的《东濮凹陷沙河街组二段下部沉积特征研究》)最新成果(93.12)认为属湖相沉积，证据有四个：

⑴、于棕红、紫红或灰绿色泥岩、粉砂质泥岩中，首先发现丰富的生物化石，生态指示为静水和湖泛环境。

⑵、湖相和河流相形成的红色泥岩是有区别的。沙二下沉积的红色泥岩，主要为湖相成因的。

⑶、两类成因红色泥岩沉积构造有较大差别，而沙二下沉积的红色泥岩湖相成因明显。在沙二下亚段的红色泥岩中，除水平层理、水平波状层理和块状层理外，并常见到浪成层理、透镜状层理及脉状层理，显然属湖相成因。 ⑷、沙二下沉积的红色泥岩古盐度较高，并多见星散状原生石膏沉积，这与河流泥岩特点相悖。

以上四个证据说明沙二下亚段沉积环境是湖，但究竟是具什么特点的湖？形成背景如何？阐述如下：

⑴、 沙二下亚段沉积的区域地质背景

正处于断陷盆地收缩期(ＥＳ2－ＥＳ1)，也是第二次沉积旋回开始，它与深陷湖盆沙三段沉积截然不同，是处在盆地相对抬升，湖盆缩小，水体变浅，并在较干旱的气候条件下形成的一套红色色调为主的砂泥岩沉积。特别是该时期随着盆地基底差异性的升降活动日趋停止，大型的较深断陷逐渐解体，而代之发育一些规模小，较浅型的次级断陷(其中文留沙二下沉积就是在中央隆起背景

2615 15

16

下发育的小型断陷湖盆之一)。由于浅断陷区坡度平缓，水位稍有升降，湖水便可大面积扩涨或收缩。无疑这种构造地貌背景和盆地结构特征为涨缩性湖盆形成提供了基本条件。

⑵、间歇性涨缩湖盆的特点

根据现代鄱阳湖和古代柴达木早第三纪湖盆研究(87年邓宏文编写的《关于间歇性涨缩湖盆沉积作用的几点认识》沉积学报第5卷2期第91-101页)，一个典型的涨缩性湖盆的特点，洪水期湖面大范围的扩张，在稳定湖区周围形成宽缓的扩张湖区，除发育不同性质的砂体外，并形成湖相红色泥岩为特征；收缩期在稳定湖区的范围，大致相当较浅断陷区的中心部位，主要沉积灰绿色或暗棕色砂、泥岩物质为特征。

文南沙二期沉积的湖盆，由于受后期构造破坏严重，加上研究区局限(主要为文33断块区)，经研究沉积区仅保留涨缩湖盆的稳定湖区部分，即较浅断陷部位。扩张湖区，根据主物源方向分别来自北西胡状集和东北毛岗一带推测，分布范围相当宽缓。

现代湖面(如鄱阳湖)升降变化规律告诉我们，一般随季节性而变化，即夏季为湖面扩张期，冬季则为湖面收收缩期。

基于以上分析，认为文南沙二下沉积的湖盆是一个浅湖断陷的湖盆，之所以湖相红色泥岩发育这样广并且有较大厚度，应属于间歇性涨缩湖盆特有的属性。

二、沙二下亚段发育的主要砂体属浅水三角洲沉积。

文南油田沙二下亚段自上而下按沉积的韵律性可划分8 个砂层组，其中4－5砂层组砂体比较发育，对这些砂体的形成环境过去认识并不一致，有的主张属河流沉积，也有人认为属砂坪沉积?(90年本局《东濮凹陷下第三系沙河街组碎屑岩储层特证与评价》，内部报告)。最新研究认为，它们主要属浅水三角洲沉积。

2616 16

17

(一)、浅水三角洲的概念

目前有关入海(湖)三角洲形成，影响因素和沉积特证的大量文献已有论述，根据现代沉积建立的几种三角洲模式也广泛应用于古代三角洲解释(吴崇筠等1993)。但是，作为三角洲中的一种特殊类型—浅水三角洲，近些年来已引起国内外学者的注意，它与一般三角洲不同，是在极浅水环境下形成的，在入海(湖)河流作用相对加强的情况下，形成的三角洲沉积水上或水下分流河道占有明显优势，与一般三角洲沉积不同的是河口砂坝不发育，并以水下分流河道为主组成三角洲的骨架砂直接覆盖在浅水海(湖)泥岩之上，使平面上形崐成上以水道砂体为主的花条状鸟爪形。为强调这类三角洲的特点，以示与一般三角洲的区别，故称之为浅水三角洲。

(二)、沙二下亚段浅水三角洲的形成与特点

间歇性涨缩湖盆，为浅水三角洲的发育提供了有利条件，经研究在这种背景下形成浅水三角洲具有以下特点：

⑴、本区浅水三角洲是在交至进积作用下形成的。所谓交至进积作用系指涨缩性湖盆供水和输入碎屑物的高峰期具有明显的同时性，即湖盆扩张泛滥期，也正是大量碎屑物质的沉积期，而干燥时期沉积物的输入量则很少。 本区沙二下亚段主要出现两种类似水侵型浅水三角洲序列：一类砂层上下均为湖区沉积的红色泥岩称交互型，另一类砂层下伏为湖区沉积的红色泥岩，上覆层为扩张湖区的暗色泥岩，称涨水型。

⑵、本区浅水三角洲主要发育于缓坡或次陡坡的扩张湖区，骨架相似水下分流河道及其侧翼为主，而河口砂坝不发育，河口坝不发育的原因很多，认为主要是由于扩张湖盆坡缓，水体极浅，具有洪水特点的水道冲击力强，相对之下坡能很小不足以对它改造的情况下形成的，其结果砂体展现在平面上，常呈长条形鸟足状形态。

⑶、本区发育的主要水下分流河道沉积，多呈块状层理，或称隐层理砂岩，

2617 17

18

反映洪水期浅水三角洲水下分流河道的块速堆积过程。

过去曾有人认为本区沙二下亚段主要砂体成因为漫湖，现提出属浅水三角洲沉积，这一研究成果，不但在理论上丰富了间歇性涨缩湖盆背景下所发育的浅水三角洲沉积认识，而且为文南油田开发实践中如何有效地寻找这类砂岩储集体将有重要指导作用。

表1 沙二下亚段微相类型划分

相 亚 相 浅水三角洲平原 微 相 分流河道沉积 分流河道侧翼沉积 分流间湾沉积 天然堤--决口扇沉积 水下分流河道沉积 水下分流河道侧 水下分流支河道沉积 河口坝、远砂坝沉积 水下天然堤--决口扇沉积 支流间湾沉积 前三角洲泥沉积 泛洪湖泥沉积 滨湖砂沉积 滨湖泥沉积 浅湖砂沉积 浅湖砂泥混合沉积 浅湖泥沉积 风成砂沉积 备 注 本区不发育 浅水三角洲 浅水三角洲前缘 浅水前三角洲 泛洪湖 间 歇 性 涨 缩 湖 滨 湖 浅 湖 湖泊风趁相（亚相）

发育较少 三、沙二下亚段微相类型与特证

在间歇性涨缩湖盆中，其沉积体系主要为浅水三角洲体系，湖滨—浅湖沉积体系，并肩有风成砂零星分布。微相类型的划分，特别是砂体类型的划分，应从湖盆整体这着眼，按砂体的成因类型，砂体在湖内所处的位置来划分。这样划分的优点是一方面能反因砂体形成机制，识别各类砂体的沉积特证，另一方面也是主要的方面，就是在了解了盆地内部结构和湖泊亚相的基础上，预测砂体的位置和展布方向，为油田开发增加预见性。

（一）、沉积微相分类与类型

根据上面所确定的划分微相或砂体的原则，结合岩芯井的详细观察与室内分析以及测井曲线特证，将沙二下亚段微相类型划分如下(表1)?。其中浅水三

2618 18

19

角洲相，浅水三角洲前缘亚相，水下分流河道沉积的砂体是本区最主要的储油气层，其次是水下分流河道沉积的砂体和水下分流次河道沉积的砂体，构成本区的储油气层。由于湖水体较浅，风力吹程短，波能较浅，故河口坝砂体，滨浅湖砂体发育相对较差，另外，由于研究区局限，浅水三角洲的平原亚相在本区不发育。

（二）、沉积微相特证

油田开发阶段对沉积微相的特征研究，是建立储层地质模型的重要支柱，是储层地质学的基础。因此对微相的划分着重进行两个方面的工作：一是对研究区的12口井，2800米岩芯进行了系统观察，取样分析后，还进行了单井划分微相。(图5-16)，并总结其微相类型与鉴定标志，建立相模式，(参考了84年张旺栋、陈景山、孙永付等合著的《沉积构造与环境解释》(科学出版社)及赖内克、Ｈ、Ｆ(西格 )、辛格、Ｌ、Ｂ(印度)陈昌明译的《陆源碎屑沉积环境》石油工业出版社1982年)?，二是结合岩芯观察进行测井微相分析。由于文南沙二下亚段沉积物偏细，绝大多数砂岩为粉砂岩及泥质粉砂岩，故进行测井相分析时，除选用自然电位曲线外，并选用能反映泥质含量的自然伽玛曲线，同时还辅以井径，微电极、声波时差测井曲线。图5-16给出了主要测井相分析图版。

1、浅水三角洲体系中的微相特征 ⒈水下分流河道沉积

水下分流河道是浅水三角平原上分流河道湖内的继续延伸。河流作用越强，水下河道愈长，呈条带状斜交湖岸线分布。水下分流河道沉积的砂体是浅水三角洲前缘亚相中最发育的骨架砂岩相，其岩性主要为极细砂岩和粉砂岩，砂岩中碎屑成约占90％，碎屑质以石英为主占65－70％，其次为长石占20％±，岩屑占10－15％，粒度概率累积曲线反映为两段式，其中以跳跃为主，悬浮为次，

2619 19

20

小于5％(图5-17)，分选好(Ｆg＝0.4－0.7)?粒度统计表明，属正偏态?(ＳＫ ＝0.1－0.3)宽度较窄(ＫＧ＝1.1±1.5)，反映水动力条件较强(表2)，岩性剖面为多层正韵律砂层叠合形成的叠合砂岩，周围泥岩为暗紫，在棕或浅灰色含湖相化石的滨浅湖泥岩、砂岩的垂向沉积构造序列为：底部常见冲刷面，并伴有泥砾层出现，向上逐渐过度为厚度的“隐层理砂岩段”，主要为块状层理，并时见平行层理，大型板－槽状交错层理及爬升层理等，反映沉积物过速沉积过程，顶为厚度较薄的泥质粉砂岩或粉砂质泥岩段，其沉积构造主要为水平波状层理、生物扰动，潜穴构造发育。水下分流河道沉积，在测井曲线上的特征也是明显的。它在自然伽玛曲线上表现为强的异常，井径缩径好，声波时差曲线多在260微秒/米以上，微电极曲线泥质夹层少，幅度适中(图1)。 ⒉水下分流河道侧翼沉积

水下分流道侧翼位于水下分流河道两侧或前缘，代表次一级水动力条件下形成的产物。与水下分流河道沉积相比：沉积物粒级相对变细，泥质成分增多，岩性主要为粗一细粉砂岩和泥质粉砂岩，粒级概率累积曲线，仍反映由跳跃和悬浮两段式组成，不过悬浮含量有所增加，常达10％左右(图2)，粒度参数表明，分选由较好变为中等(表3)?，代表水动力条件逐渐减弱，岩性也为正韵律剖面，但厚度变薄，砂岩叠合现象减少，横向稳定性变差，垂向沉积构造序列是：底部冲刷接触面常被岩性明显接触代替，序列中层理类型尽管没有多大变化，但代表水道高能带的层理发育规模，随着水流崐向侧翼转移，能量降低。层理也由大型逐渐变为中－小型。

表2 沙二下亚段砂岩粒度结构特征

地层 样代表段 砂品样品代表悬浮组分 FT 跳跃组分 统计参数 粒含斜位性粒含斜Mz Fg Sk Kg 2620 20

21

组 数 数 沙 二 下 4 1WB152.246 3 5 WB152.352 7 7 4 5 6 7 4 5 6 5 2 WB152.424 WB152.496 W79-26.106 W33-205.120 W33-205,198 W33-205.255 WB33-50.97 WB33-50.121 WB33-50.125 WB72-115.136 WB72-104.16 样品深度m 2709.3 2737.38 2804.5 2844.46 3129.00 2718.6 2761.3 2827.7 2788.35 2807.7 2850.2 3098.0 2904.5 度量率 置质 度量率 φ % φ φ % C>3.4 10 22 3.4 突<4.变 4 >3.7 22 32 3.7 <3.7 >3.6 10 20 3.6 <3.6 >3.8 9 17 3.8 <3.8 >3.612 22 3.6<3.5 5 65 >3.5 40 22 3.5 <3.5 >3.5 33 13 3.5 <3.5 >3.730 35 3.7<3.5 5 75 >3.4 9 25 3.4 <3.4 >3.6 7 13 3.6 <3.6 >3.7 23 12 3.7 <3.7 >4 8 22 4 <4 >4 14 20 4

90 78 90 91 88 60 77 70 91 93 77 92 <4 86 59 2.8171 58 3.4012 60 2.9788 59 3.1919 58 3.019 70 3.6331 61 3.3833 60 3.6589 66 2.91498 59 2.868 63 3.6065 57 3.2498 55 3.42 0.5801 0.6594 0.5622 0.5868 0.5283 0.8975 1.0351 0.6569 0.4154 0.5426 0.9691 0.576 0.6968 0.1078 0.2098 0.1441 0.1261 0.0868 1.1442 0.5595 0.2971 0.1186 0.0978 0.559 0.0652 0.1727 1.2736 1.3866 1.4059 1.33371 1.4478 1.3178 2.9187 1.2955 1.3112 1.2422 2.8971 1.1504 1.568 1.52.71.72.91.52.42.42.72.51.82.21.92.2 表3 沙二下亚段砂岩粒度结构特征 表4 沙二下亚段砂岩粒度结构特征 表5 沙二下亚段砂岩粒度结构特征

在测井相分析中，水下分流河道侧翼沉积用字母Q表示。它在自然电位曲

2621 21

22

线上表现为中－低负异常，自然伽玛曲线显示泥质含量较高(砂泥比值高达0.6－0.8)，声波时差值在240－260ms/m之间，微电极曲线表现为多含泥质夹层。以上测井相的特点，可以用测井曲线对水下分流河道侧翼沉积进行辩别。 这里要特别提出来的问题是：与水下分流河道侧翼沉积类似微相单元，还有水下次分流河道沉积，它们形成的水动能条件大致相同。唯一的不同是砂体的共生与展布，水下分流河道侧翼砂体是依附于水下分流河道主砂体而存在。而水下分流次河道，可看作水下分流河道的支流，形成的砂体可单独存在。由于它们形成的水动能相似，两者及特征相同，故对水下分流次级河道沉积微相特征不再重述。但它作为一个微相沉积单元有必要单独划出，否则在沉积微相剖面上将它笼统归作水下分流河道侧翼沉积又不完全符合实际 。 ⒊河口坝不发育

河口坝虽然是一般三角洲最具特色的微相类型，但是本区沙二下亚段浅水三角洲中远不如水下分流河道及其侧翼微相发育，其原因已在前面讲过，即使是发育了为数较少的河口坝,?分步也不均衡，主要集中在沙二下亚段下部湖水较深的第8砂组内.本区河口坝多属水下分流河道末端，即水道消失处形成的，因此发育的砂体规模较小，一般厚1－2.8米，宽为90－120米，沉积物较细，平均粒经(M2)3.1－3.9Φ，主要由极细砂岩和粉砂岩组成，成分较纯，含泥质较少；标准偏差(Ｆg)?0.52－0.63，说明粒度分较好(表4概率累积曲线呈两段式，其中以跳跃总体为主，悬浮总体含量仅占10％左右，跳跃总体不但分选好，由于同时受河道水与湖体水双向流动影响，在概率积累曲线上反映出两个特点不同的次总体(即双跳跃)，成为本区鉴定河口坝的重要标志(图2)；随着三角洲形成过程中，砂体不断向湖心方向推移，河口坝主体部分逐渐向前推移，依次盖在远砂坝和前三角洲泥之上，因此在垂向岩性剖面上出现向上变粗变厚的反韵律层序，所形成的沉积构造由下向上，依次为水平层理，小型沙波层理，中－大型板状或槽状较错层理以及楔状较错层理。反韵律层序和垂向沉积构造序列

2622 22

23

也是辨别本区河口坝微相的又一重要标志。

在测井相分析中，河口坝的曲线特征：自然电位曲线显示为漏斗形，底部渐变顶部呈突变的曲线形态；微电极、电阻率曲线反映向上测值加大的漏斗形曲线。远砂坝的曲线特征：自然电位曲线反映在泥岩基线上出现幅度不大的齿形特征，而声波时差往往之受围岩影响，沉积特征显示差。 ⒋水下天然堤、决口扇沉积

与河流或三角洲平原上的天然堤，决口扇沉积相似。水下天然堤位于水下分流痕河道两旁，它的沉积物由洪水期携带的泥砂，洪水漫出淤积而成。岩芯反映天然堤沉积一般位于水下河道沉积之上，岩性主要为粉砂岩，泥质粉砂岩夹砂质泥岩；粒级较，细平均粒经(M2)达４Φ以上，泥质含量高，标准偏差(Ｆg)表现分选中一较差(表4、5)，概率累积曲线也显示两段式，不过悬浮总体已变成主要组分，含量高达15％以上(图2)岩性剖面呈正韵律，每个韵律厚约40－150cm左右由下而上常出现的沉积构造组成为小型板－槽状 交错层理，小型沙波纹层理、爬升层理、波状层理和水平层理，并见较强的生物扰动构造。水下决口扇，位于水下分流河道某侧，岩性组合主要由粉砂岩及泥质组成；粒级较水下天然堤沉积粗，概率累积曲线类似于水下天然堤或水下分流河道侧翼；显正韵律，与下伏泥岩呈冲刷接触，层理组合同水下天然堤类型相同，不过水动能条件较水下天然堤强。 ⒌水下分流间湾

水下分流间湾或分支间湾沉积，位于两个水下河道之间，沉积物主要是由河流带来的悬浮物质沉积，也可由水下决口崐扇带来一些粉砂沉积。沉积物主要是由泥质粉砂岩及粉砂质崐泥岩组成，含介形类及轮藻等化石，多具水平－波状层理，崐透镜状层理，小型沙波纹层理，生物扰动构造及生物钻穴构崐造异常发育。

支流间湾沉积，在电测曲线上特征是较明显的，自然电崐位曲线有弱的负

2623 23

24

异常；自然伽玛曲线表现为泥质含量较高(砂泥比一般大于20％)，井经曲线具有缩径显示，而微电极反映泥中夹砂层及砂泥薄互层明显，其中砂岩夹层比较薄，多数层都小于1米。 ⒍前三角洲泥沉积

位于前缘亚相前方，沉积物以灰绿色及紫红色泥岩为主，夹薄层泥质粉砂岩条带。含介形类与轮藻、孢粉等化石。水平纹理发育，生物扰动构造也发育。该相与浅湖泥微相沉积特点极为相似，实际上也很难分开。有关其测井曲线特征与滨浅湖泥微相一起叙述。

㈡、涨缩性滨浅湖体系中的微相特征

对本区湖泊亚相、微相的划分，主要是根据沉积岩石的成分、颜色、结构、构造、厚度、展布和化石等多种标志综合反映的水动力状况来确定的。 ⒈滨湖砂沉积

滨湖砂发育在枯水面附近的滨湖区，由河道带来的细粒沉积物经湖水波浪改造而成。常以泥质粉砂岩或粉砂岩组成的透镜体形式出现，厚度一般20－40cm比较薄，颜色浅棕、棕褐色，含植物碎片和螺类化石；粒级较细，平均粒径值(m2)4.0－4.8Φ左右概率，累积曲线表现为跳跃与悬浮总体含量占20－40％，虽然比天然堤－决口扇含量底，但从湖相成因砂岩来讲仍算比较高，反映受当时湖水波动能改造较弱(图2)，标准偏差(Ｆg)为0.3－0.55，反映分选较好(表5)；岩性剖面呈透镜状，浪成沙波纹层理，小型槽状－板状交借层理和波状层理发育，生物虫穴和扰动构造也常见。这种类型的砂体，常与三角洲远砂坝砂体或三角洲前缘未端砂体不易区分，常根据颜色以及砂体在平面上的展布和垂向上的共生序列加以确认。

滨湖砂沉积的曲线特征，与远砂坝或前缘末端砂曲线特征基本相同，即自然电位曲线反映在泥岩基线段上呈现幅度不大的齿形曲线，电阻率曲线也相应在砂层部位出现齿形特征，故在测井相分析中，把上述类型的曲线统称Ｙ型(图

2624 24

25

1)。

⒉滨湖与浅湖泥沉积

滨湖地区，除近岸带形成较高能的滨湖砂外，当处于洪水期，随着湖盆的扩张，湖水深度增加，若物源供应的是河流带来的大量悬浮物质时，则在滨湖地带形成滨湖泥质沉积，其颜色为棕红色，紫色和灰绿色，具继续的水平层理和块状构造；成分不纯局部含砂质透镜体，在较干燥气候下并见同生石膏晶体；含植物碎片和丰富的化石，以及腹足类碎片。沉积厚度，一般为1－2米，最厚可达4－5米。滨湖泥岩分洪泛泥岩和收缩湖泥岩，它们区别是洪泛泥岩分布范围大，稳定性强，收缩湖泥岩则相对较差。

浅湖泥岩形成于浪基面和枯水面之间的静水地带，主要由三角洲带来悬浮物质而形成的，在微相分析中，滨湖泥与浅湖泥的区分标志：一是浅湖泥岩颜色较深，主要呈灰－灰绿色，间夹紫红色；二是浅湖泥岩，具有较丰富的介形类，腹足类藻类化石；三是浅湖泥岩，水平层理和水平波状层理发育，含菱铁矿结核，很少暴露标志；四是浅湖泥岩，层位稳定，并主要分布在湖盆较深的八砂组中。浅湖泥与滨湖泥一起是时间单元划分，对比的重要标志。 在测井相分析中，滨浅湖泥和前三角洲泥，可根据分布范围，共生组合关系，加以区分。它们的曲线特征：自然电位曲线为平直段；自然枷玛曲线不见或少见极微弱的含砂显示；井径扩径一般较严重；声波时差曲线受井径及泥浆影响较大，其值有较大摆动。将这类曲线特征统称为Ｍ型。 ⒊滨浅湖砂混合沉积

在滨浅湖区，除上面所讲的滨湖砂岩，滨湖泥岩和浅湖泥岩微相处，还发育滨湖砂泥混合(坪)沉积，它是砂与泥岩过渡带。岩性主要为灰绿色，浅灰绿色泥质粉砂岩与粉砂质泥岩，泥岩薄互层，偶见石膏层；具波状层理、水平层理、透镜状层理和脉状层理，变形构造也比较发育，见垂直或斜交生物潜穴：含介形类、轮藻和比较多的螺、双壳类化石。

2625 25

26

在测井相中，该微相曲线特征属上述滨浅湖泥与滨湖砂的混合类型。另外，值得注意的是：在沙二下亚段还有少数风成沉积微相存在。它粒级较粗(中粒)厚度很薄(2－5cm)，“飘浮”在滨浅湖泥之中，分布没有固定层位。属干燥气候环境下风蚀吹扬在湖盆的产物，详情有待进一步研究。

2626 26

本文来源：https://www.bwwdw.com/article/ya63.html