大澇壩地區蘇維依組濱淺湖砂壩沉積精細刻畫

賀 萍， 王青春， 于靜波， 楊愛英

(1.長江大學地球科學學院， 武漢 430100； 2.河北地質大學地球科學學院， 石家莊 050031； 3.河北地質大學, 河北省戰略性關鍵礦產資源重點實驗室， 石家莊 050031； 4.山東科技大學山東省沉積成礦作用與沉積礦產重點實驗室， 青島 266590)

地質學家對于湖泊沉積的研究歷史久遠，對濱湖和淺湖環境的劃分也已達成了較為一致的認識。何幼斌等[1]認為濱湖處于周期性暴露環境，水動力條件復雜，氧化作用強烈；淺湖則處于最低水位線至正常浪基面之間，波浪、湖流等水動力條件較強，氧氣充足。濱湖環境可發育濱岸砂壩或沿岸砂壩砂體[1-6]，淺湖環境則可發育灘壩砂體[7-10]，此外湖灣[4,8]、水下隆起[1,7-8]、海相淺水環境[6,11]等也具有類似特征。但在水體較淺、地勢較為平坦的湖盆，季節性降水等因素導致濱湖和淺湖環境頻繁轉換，二者之間界限交疊而不易區分，故常合稱為濱淺湖，濱淺湖砂壩則是該環境的產物，因此對其概念有必要總結一下。結合前人研究，現將濱淺湖砂壩描述成一種主要發育于濱淺湖、湖灣、水下隆起周緣等水體較淺環境[1-11]、平面上呈條帶狀展布的沉積體[1-2,6-11]，水體能量表現為波浪、湖流或風暴作用為主[1,3,11]，湖岸粗碎屑、河流、三角洲、扇三角洲、淺水三角洲等提供物源[1,3,6-8,11]，類似的濱淺海環境產物則可稱為濱淺海砂壩。組成濱淺湖砂壩的單砂體中，碎屑顆粒的分選、磨圓普遍較好，砂質更純，石英含量較高，內部連通性好，砂地比高，物性好[1,4,8-9,12-13]，往往容易成為優質的油氣儲集體[1,7-22]，渤海灣盆地[7-8,14]、塔里木盆地[15-19]、蘇北盆地[20]、柴達木盆地[9,21]等均在該類儲集體中發現了良好的油氣顯示。濱淺湖砂壩的沉積特征、規模和空間展布形態受古地形、物源方向、湖水循環、水體能量等多方面因素的影響[1-2,6-8,12,13,22-23]。濱淺湖砂壩的巖性多以砂巖、粉砂巖為主，夾泥巖，平面形態通常呈長條狀、帶狀，與湖岸線平行或低角度相交[1-2,7-8,12-13,22]。大澇壩地區古近系蘇維依組碎屑巖沉積地層，主要發育含細礫粗砂巖、中砂巖、細砂巖、粉砂巖及泥頁巖等，其間夾有石膏結核和條帶，砂巖多呈淺灰白、淺棕紅色，泥頁巖則可見灰白色和棕紅色，常見平行層理、低角度交錯層理、粒序層理和泥裂等沉積構造。對于其成因，前人開展了大量研究工作[15, 24-28]，部分學者認為是辮狀河三角洲沉積作用的結果[15,26-27]，但蘇維依組沉積巖中普遍存在的較高石英含量、膏巖結合及夾層以及淺水沉積構造等沉積現象不易解釋；也有部分學者懷疑是灘壩沉積[15,28]，但在解釋其展布方向與物源方向高角度相交、礫石等粗粒碎屑的大量出現等方面又略顯乏力，且對其演化特征和沉積模式的探討更是寥寥無幾。儲集砂體成因研究的欠缺，給大澇壩地區蘇維依組的勘探開發工作帶來了諸多不良影響，比如井位部署的失利、開發措施的低效等，因此開展沉積微相精細刻畫研究非常迫切。

1 區域地質特征

大澇壩地區位于新疆塔里木盆地北部庫車坳陷的東段，北臨南天山造山帶，南面是塔北隆起帶，行政區劃處于新疆維吾爾自治區庫車縣東南約 50 km 處(圖1)。大澇壩地區包括大澇壩1號圈閉、大澇壩2號圈閉和丘里構造及周邊地區，面積約450 km2，自2003年申報探明儲量以來，經過十幾年的勘探，目前在近東西向分布的圈閉和構造帶發現的大澇壩凝析氣田是研究區的主要生產區塊。

圖1 研究區構造位置示意圖

研究區古近系蘇維依組地層厚30～45 m，可分為上下兩個巖性段：上砂泥巖段(E3s1)和下砂泥巖段(E3s2)。砂巖以長石石英砂巖和巖屑長石砂巖為主，其次為巖屑石英砂巖、巖屑砂巖，夾薄層粉砂質泥巖，含白色石膏結核及條帶，自然伽馬曲線值呈高幅指狀。泥巖以灰白色、棕紅色泥巖、泥質粉砂巖為主，自然伽馬測井曲線值相對較低。

2 濱淺湖砂壩特征

2.1 巖性特征

蘇維依組砂巖的碎屑顆粒含量主要在70%～85%，其中石英顆粒相對含量為30%～94%，平均75%，部分樣品在90%以上；長石4%～55%，平均16%；巖屑2%～70%，平均10%；砂巖填隙物中，雜基成分主要為鐵泥質和泥質，含量3%～9%；巖屑成分較復雜，其中沉積巖巖屑含量相對較高。巖石類型以長石石英砂巖、巖屑石英砂巖、鈣質石英砂巖為主(圖2)。較高的成分成熟度，反映了較長距離的搬運或較長時間沖刷和分選的環境特點。

圖2 大澇壩地區蘇維依組主要砂巖類型

2.2 主要巖相類型及特征

巖心觀察及巖礦鑒定表明，大澇壩地區蘇維依組以陸源碎屑巖為主，礫巖、砂巖、粉砂巖及泥巖均有發育，典型巖相組合可分為9類。

2.2.1 塊狀層理礫巖相

巖心中礫巖較少。單個礫巖巖性段中，巖石整體呈淺紫紅色、淺棕紅色，發育塊狀層理，偶見粒序層理，底部見沖刷面[圖3(a)]。礫石主要為紫紅色泥礫，其他巖屑礫石粒度較小，其中紫紅色泥礫具明顯變形撕裂現象，棱角狀、次棱角狀，磨圓度較低，說明其多為水動力增強過程中，水流沖刷弱固結淺水泥質沉積物近距離搬運沉積而成，且沉積速度相對較快；礫巖底部見沖刷面發育，反映了高能態的水流沖刷和再沉積作用過程。塊狀層理礫巖相一般發育在砂壩底部。

2.2.2 含礫粗砂巖相

含礫粗砂巖也較少見，顏色一般也為淺紫紅色、淺棕紅色，底部發育沖刷面[圖3(b)]。巖層層面上可見泥礫全貌，泥礫多為紫紅色，直徑5～10 mm，呈橢球體、扁球體狀、圓球狀，磨圓度較高，可見粒序層理、平行層理等，說明是淺水泥質沉積物再次搬運而成，且搬運距離相對較遠或反復淘洗，沉積過程相對緩慢。含礫粗砂巖相具有高流態沉積特征。

2.2.3 斜層理(粉)砂巖相

斜層理(粉)砂巖在巖心中較常見。其中，中粗粒砂巖中的斜層理一般傾斜角度較大，是高流態產物，主要發育在砂壩中下部，以淺灰色、灰綠色為主。粉砂巖及細砂巖中的斜層理傾斜角度較小，一般是較低流態產物，主要發育在砂壩中上部，顏色以淺灰色、淺黃綠色為主[圖3(c)]。

2.2.4 平行層理砂巖相

平行層理砂巖相以中細砂巖為主，顏色為淺灰色、淺紅色、褐灰色、灰褐色等，是高流態水流沖刷作用的產物，多發育在砂壩中上部[圖3(d)]。

2.2.5 變形層理砂泥巖相

變形層理砂泥巖較常見，主要是細砂、粉砂與泥質等細粒沉積物在壓實、泄水、擾動、滑塌等過程中形成的構造，反映了快速堆積的沉積物在壓實排水過程中擾亂了原始沉積構造的特點。巖石顏色以灰色、紅色、雜色為主，巖石類型主要為粉砂巖、泥巖，其次為細砂巖，是砂壩側緣遭受波浪作用改造過程中發生變形的較典型沉積構造[圖3(e)]。

2.2.6 粒序層理砂巖相

粒序層理砂巖相較少見，多為逆粒序，下細上粗，形成于砂壩中上部[圖3(f)]。

2.2.7 韻律層理粉砂-泥巖相

韻律層理粉砂-泥巖在巖心中較為常見，以較細粉砂巖和泥巖互層為特征，顏色深淺交替，粒度越細顏色越深，是低能水體能量規律性變化的產物，一般形成于砂壩側緣[圖3(g)]。

圖3 大澇壩地區蘇維依組主要巖相類型

2.2.8 低角度砂紋層理細-粉砂巖相

該巖相類型在巖心中較為常見，發育于細砂巖、粉砂巖中，表現為淺灰紅色細砂質沉積物與灰黑色細粒粉砂質沉積物呈低角度交互，紋層規模較小，一般為濱淺湖環境震蕩水體的產物[圖3(h)]。

2.2.9 收縮縫泥巖相

該巖相類型泥巖多為紫紅色，夾于砂巖、粉砂巖之間，是淺水暴露環境強烈蒸發作用的產物[圖3(i)]。

2.3 沉積微相類型及特征

圖4 蘇維依組灘壩復合體砂體厚度分布圖

綜上所述，蘇維依組砂巖具有石英含量高、分選較好、磨圓度較高、結構成熟度較高的特點；發育沖刷面、平行層理、斜層理、粒序層理、韻律層理等沉積構造；其所含礫石多為棱角狀紫紅色泥礫，反映了高流態水體短距離搬運的特點，并且可見泥裂、石膏條帶及結核等淺水蒸發環境的產物。另外，通過波阻抗反演所刻畫的砂體也表現為明顯的灘壩狀，橫向上連續性較強，且展布特征受控于斷裂發育特點(圖4)。再結合巖相古地理特征[14, 25-28]，筆者等認為大澇壩地區蘇維依組主要形成于氧化淺水湖泊環境，主要發育濱淺湖砂壩相，包括濱湖砂壩、淺湖砂壩和濱岸砂壩三種亞相類型，可進一步劃分為壩中、壩緣、壩灘微相(圖5)。

2.3.1 濱湖砂壩微相

濱湖砂壩微相以淺紫紅色、淺棕紅色、灰白色、灰綠色砂巖、粉砂巖為主，石英含量80%左右，可見紫紅色泥巖夾層[圖6(a)、圖6(b)]、白色石膏夾層及膏質結核[圖6(c)]，泥巖夾層多有輕微變形。砂巖中常發育雙向交錯層理[圖6(d)]、低角度交錯層理[圖3(h)]、平行層理[圖3(d)]、波狀層理、泥巖收縮縫等沉積構造[圖3(i)]。

濱湖砂壩微相GR(自然伽馬)、SP(自然電位)等測井曲線表現為光滑漏斗形、齒化箱形、齒化倒梯形等[圖7(a)、圖7(b)]。該微相主要發育于蘇維依組下段，平面上位于研究區中部，呈寬條帶狀，近東西向展布。

2.3.2 淺湖砂壩微相

淺湖砂壩微相沉積物以淺灰白色、淺灰色、灰綠色細砂巖、粉砂巖夾紫紅色泥巖為主[圖6(e)、圖6(f)]，多呈互層狀，可見膏質結核，發育水平層理、平行層理、沖刷構造、變形構造[圖3(e)]、泄水構造[圖6(e)]等沉積構造。

淺湖砂壩微相GR、SP測井曲線表現為齒化漏斗形、齒化倒梯形、光滑箱形、光滑漏斗形等[圖7(c)、圖7(d)]。該微相主要發育于蘇維依組上砂體，平面上也位于研究區中部，呈寬條帶狀，近東西向展布。

圖5 DLK3井沉積微相精細刻畫柱狀圖

圖6 濱淺湖砂壩微相巖心特征

圖7 濱淺湖砂壩微相測井相特征

3 沉積微相平面刻畫

基于單井、連井沉積微相分析(密井網區)及地震相分析(疏井網區)，對大澇壩地區蘇維依組濱淺湖砂壩沉積微相的平面特征進行了精細刻畫。巖相古地理分析表明，蘇維依組下段沉積時期，湖泊水體很淺，以濱湖環境為主，發育濱岸砂壩、濱湖砂壩、濱湖泥和淺湖泥亞相。濱岸砂壩主要分布在南部，其中西南部呈片狀，向東逐漸散開呈港灣狀，可進一步劃分為壩中、壩緣、壩灘微相。濱湖砂壩位于研究區中部，北東-南西向展布，呈較窄的條帶狀，也可劃分為壩中、壩緣、壩灘微相。砂體外圍主要是濱湖泥微相，淺湖泥僅僅分布在西北部[圖8(a)]。

蘇維依組上段沉積時期，主要發育濱岸砂壩、淺湖砂壩、濱湖泥和淺湖泥亞相，砂壩同樣可劃分為壩中、壩緣、壩灘微相。濱岸砂壩依然分布在南部，但連片區域轉移到了中東部，向東西兩側逐漸散開呈港灣狀，砂體外圍主要是濱湖泥微相。淺湖砂壩位于研究區中部，北東-南西向展布，呈較寬的條帶狀，砂體外圍主要是淺湖泥微相[圖8(b)]。

4 理想沉積模式

巖相古地理資料[14,17]表明，大澇壩地區蘇維依組沉積時期，湖盆均處于第二構造演化階段，前期構造活動形成了南東高、北西低、地勢較為平緩的古地貌特征。該階段以濱淺湖環境為主，沉積物主要來自東部、南部和南東方向，且距物源區較遠，湖水能量季節性變化明顯。但隨著斷層活動加劇，在研究區中部形成了一條東偏北方向的水下隆起，隆起北緩南陡，將濱淺湖水體切割為南北兩部分。

研究區外圍發育的大型沉積體成為了蘇維依組的供源體系，湖盆水體的波浪作用及湖流作用漸強，湖泊水體改造東部外圍沉積物，在水下隆起北側沉積了濱淺湖砂壩；東南部外圍沉積物同樣遭受湖水改造，形成了南部的濱岸砂壩。水下隆起帶、水體循環、供源體系等因素，共同控制著濱淺湖砂壩的空間展布特征。

據此，建立了大澇壩地區蘇維依組理想沉積模式(圖9)：其中的濱湖砂壩和淺湖砂壩，代表的是中部隆起帶不同地質時間段濱淺湖砂壩發育的情形。早期水體很淺，研究區處于濱湖環境，水下隆起幅度較低，沉積了濱湖砂壩(蘇維依組下砂體)；隨著水體加深，水下隆起幅度漸強，沉積環境被其切割為南北兩個不同的區域，北部淺湖環境中沉積了淺湖砂壩(蘇維依組上砂體)。南部則始終發育濱岸砂壩。該模式的建立，為勘探開發方案的制定奠定了堅實基礎，有利區帶的圈定應側重于斷裂帶北側，并稍微遠離斷裂南側陡坡區域。

5 結論

(1)大澇壩地區蘇維依組形成于氧化淺水環境，其砂巖的石英含量較高，分選和磨圓較好，發育粒序層理、雙向交錯層理、低角度交錯層理、變形層理、泥裂等，空間上連片分布，具備濱淺湖砂壩的典型特征。

(2)研究區濱淺湖砂壩包括濱岸砂壩、濱湖砂壩、淺湖砂壩三種類型，均可進一步劃分為壩中、壩緣、壩灘微相。

圖8 蘇維依組沉積微相平面精細刻畫圖

圖9 研究區濱淺湖砂壩理想沉積模式

(3)研究區濱淺湖砂壩空間展布方向近東西向，與東部物源區(湖岸線)近垂直狀，水下隆起的發育發揮著明顯控制作用，湖泊水體循環、供源體系等發揮了輔助作用。