层序及体系域模式

　体系域构成及特征~

石炭系层序在塔北地区可以识别出低水位体系域、海进体系域和高水位体系域，其中，低水位体系域仅见于层序组S24—S25。而海进体系域与高水位体系域则十分发育（图6—14）。
6.2.2.1　层序组S24—S25的沉积体系域特征
综观区内层序组S24—S25的地震反射特征，共划分出五种沉积体系。它们分别是：扇三角洲体系、滨岸体系、半闭塞台地体系、蒸发岩体系，对应于地震上，分别为：（1）丘状强振幅长连续相；（2）席状强振幅长连续内部空白反射相；（3）席状强—变振幅短连续相；（4）楔状空白相；（5）楔状—席状空白相（图6—15）。

图6—14　塔北石炭系沉积模式

1.扇三角洲相（楔状空白相）
地震剖面上靠近轮台断裂处，厚度比较大，向远处逐渐减薄，内部呈杂乱空白反射，反映其内部缺乏良好的波阻抗界面，岩性单一。另外，沙5井位于该带北部，钻遇石炭系地层厚346m，岩性主要为砾岩、砂砾岩和砂岩，其分选中等到差，次圆一次棱角状，砾径大小不等，小的0.2—0.5cm，大的一般2—4cm，最大的8cm。说明沉积时水流能量大，大小不等的岩石颗粒混杂堆积，显示为冲积扇的特征。另外，这种混杂堆积岩石中泥岩含量低，能见到分选好的中—细砂岩，显示出滨岸沉积物的特征。由以上分析，我们认为该地震相是扇三角洲的反映。由于后期构造运动，主要是轮台断裂的影响，扇三角洲的扇根部位遭到剥蚀。
2.滨岸相（楔状—席状空白相）
地震反射呈席状或厚度变化不大的楔状，内部空白反射。东河1井处于此带内。分析认为东河砂岩段是在无障壁海岸环境中形成的一套前滨、近滨亚相的滨岸相沉积。岩性主要是被海浪簸选淘洗的滨岸陆源砂，而且可能发育有下切河谷。
该相带发育良好的储集岩，面积广，厚度大，东河1井在其中打出高产油气流。而在东河塘背斜东面的东河2井尽管同样具有良好的储集砂体，却因没有盖层而只见到砂岩中含沥青。所以在该带中，最有希望的应是在断层附近、石炭系顶部盖层条件良好的部位。
东河1井位于沙雅—轮台大断裂南侧的东河塘构造上（图6—16），钻井揭示，石炭系地层分三个岩性段：第一岩性段为泥岩段，第二岩性段为灰岩段，其底部砾屑灰岩含油；第三岩性段层厚255.5m，岩性以粉砂岩、细砂岩为主，细砂岩含油。完井后日产油836方，气5895方。其高产原因是因为具有良好的生储盖组合：构造西北和东南面两条大断层使其下伏奥陶系源岩生成的大量油气得以源源不断地向上运移；顶部的泥岩成为良好的盖层；下部的东河砂岩，分选好，磨圆度高，岩性均一，横向变化稳定，储层结构疏松，具有良好的储集空间，而且厚度大。东河1井中东河砂岩平均孔隙度为14.35%（金爱丽，1993）。

图6—15　塔里木盆地北部早石炭世早—中期沉积体系图


图6—16　东河1井、东河11井钻井岩性剖面

东河砂岩属于海进体系域，剖面上可见比较明显的下切河谷充填。另据金爱丽的研究，利用合成声波测井技术，圈定了东河砂岩主砂体的平面分布。主砂体走向为北东向，呈条带状沿古海岸线分布，与构造走向基本一致。由以上分析，可以认为厚层块状的东河砂岩是海进期在无障壁海岸环境下形成的一套前滨、近滨亚相的滨岸相沉积。
3.半闭塞台地相（席状强振幅长连续内部空白反射相）
该相带中沙30井、沙10井和沙32井普遍含较多的灰质成分。沙32井5211.0—5358.5m岩性段主要是黄灰色含白云质泥晶灰岩（双峰灰岩）、砂岩、灰质泥岩、灰质粉砂岩等；沙30井5436.0—5736.0m井段主要是砂岩、灰质粉砂岩、棕褐色泥岩和粉晶灰岩；沙10井除盐岩外，还有细砂岩、富含灰质的泥岩和粉砂质泥岩。根据上述岩相组合，结合沙10井巨厚盐岩层，我们将该地震相确定为半闭塞台地相。值得注意的是沙30井较其东部的钻井，在石炭底部多了一套砂质含量高、分选中等—好的碎屑沉积。这套碎屑沉积与北部的东河砂岩可以对比，所以该相带是变化的，至少兰尕地区是由滨岸环境变化为半闭塞台地环境。
4.蒸发盐坪（丘状强振幅长连续相）
在兰尕地区沙10井附近的地震剖面上，丘状强反射现象非常明显，其底为两个强振幅长连续的同相轴，略向下凹，对下伏地层削截。顶界也是两个强振幅长连续平缓上凸的同相轴，并向两侧逐渐与底界同相轴靠拢，构成下平上凸的丘形。内部为空白或弱振幅反射，说明内部缺乏良好的波阻抗界面。其分布范围除兰尕地区所圈定的范围外，在塔里木河南还有更大的一个分布区。
沙10井在井深5089.5—5404.4m岩性为厚层灰褐色、无色盐岩夹薄层棕褐色粉砂质泥岩、泥岩。盐岩累积厚度171.5m，单层最大厚度约20m；底部见细砂岩与褐棕色泥岩，顶部为黄灰色灰岩（双峰灰岩）和硬石膏层。
根据化验分析结果，盐丘为海相成因，含钡、铷、铯、矾、镍等多种元素。
盐岩出现在井深5149.5—5329.0m，其中既有单层厚达20m的厚层灰褐色、无色盐岩，也有棕褐色泥岩与灰褐色盐岩频繁互层。该盐岩具有深水环境特征，石盐晶体透明无色，咸味纯正，呈玻璃光泽，结晶粗大，三组解理发育完全，性脆，显示石盐晶体是在成分并未发生明显变化的卤水体中慢慢结晶出来的。同时，也具有浅水环境特征，如盐岩、泥岩互层沉积，泥岩及粉砂质泥岩中具微细波状交错层理等。所以，盐岩沉积过程中海平面曾发生频繁振荡，但未完全出露水面。
一般认为，蒸发岩往往出现在低水位体系域中。据沙10井岩性剖面，其下部是从细砂岩、粉砂岩到泥岩的一个海进序列，其上是代表层序最大海泛期沉积的双峰灰岩，再往上依次是膏质泥岩、泥岩、砂岩和含砾砂岩组成的海退序列。所以盐岩应是在海平面持续上升过程中的停滞时期形成的，应属于陆架边缘体系域，也可能是海进体系域。
据以上分析，兰尕盐岩应位于半闭塞台地环境，而且气候炎热、干旱少雨。
海平面相对上升时，海水越过障壁进入盐湖，水体比较深，底部环境稳定，由于强烈蒸发作用，石盐晶体在底部慢慢析出，形成大套巨厚盐岩沉积。
海平面相对下降时，盐湖内水体比较浅，陆源碎屑沉积作用增强，析出的盐岩质杂而且夹泥岩、粉砂质泥岩。
使盐湖与外海呈半隔绝状态的障壁，既可能是下伏老地层的侵蚀残丘等古地貌凸起，也可能是在古地貌凸起之上海侵时期形成的碳酸盐岩隆。岩隆随海平面上升而不断生长，从而保证盐湖与外海一段时间内保持半隔绝状态，致使形成厚度达221m的蒸发岩。
根据上述分析，我们将各类沉积体系按其所属体系域组合，构成图6—14所示的概念模式。
石炭系层序各类沉积体系平面展布示于图6—15中。
6.2.2.2　层序S30和层序组S31—S32的沉积体系域特征
①河流体系：在层序的顶部，地震上下切河道清晰可见，表现为下凹上平充填结构，延伸方向为北东至南西，呈条带或分支状展布。
②河流—三角洲体系：在地震上表现为叠瓦状前积和楔状斜交前积。叠瓦状前积多见于盆地边缘，厚度小，分布规模小，而楔状前积体则规模大，内部前积隐约可见，见于哈拉哈塘地区和草湖地区。
③滨浅湖体系：表现为席状弱振幅平行—亚平行地震特征，分布广泛，岩性以褐棕色含灰质团块泥岩为主，夹薄层粉砂岩。
研究区内共确定出五个比较大的河流—三角洲沉积体系，其中以草湖三角洲体系和兰尕三角洲体系最大（图6—17），对区内沉积格局的影响也是最大的。地震剖面上特征明显：南北向的倾向剖面上呈北厚南薄的楔状外形，内部亦发育由北向南的叠瓦状或斜交型前积结构（图6—18）。阿克库勒鼻凸东侧的东西向测线上可见向西上超和向东加厚的现象，在鼻凸西侧则方向相反。两个最大的三角洲沉积体系来自同一个物源，即阿克库勒鼻凸北部的河流发育带。这里河道发育，剖面上见明显的下凹上平的河道充填结构和薄的席状空白相、席状弱振幅空白相。另外三个较小的河流—三角洲体系在剖面上也具有前积反射结构和丘状外形，分布在地层缺失线附近，表明其水流能量比较小。沙雅西南的三个三角洲体系，以斜交前积结构为主，呈强振幅和中—短连续性，反映了一种快速堆积的结果，推测为扇三角洲。

图6—17　塔里木盆地北部早石炭世中—晚期沉积体系图


图6—18　阿克库木地区石炭系叠瓦状前积特征（N90线）

区内多口探井位于三角洲体系内并钻穿石炭系。以沙32井为例，钻井层序主要是高水位体系域，岩性主要是棕色粉砂质泥岩、褐色泥质粉砂岩与浅灰色砂岩薄互层，其含砂量无一定规律，且缺乏厚的砂层.在井深4836—4838.5m见一层砂砾岩，其砾径一般2—10mm，最大可达50mm左右，磨圆、分选较差，具板状层理及倾角15°—20°的斜层理，这是河流相底部的滞留沉积特征，主要是一套三角洲沉积，泛滥平原上辫状河道发育。
6.2.2.3　层序S33的沉积体系特征
层序S33在其顶部发育一套灰岩沉积，下部是一套碎屑岩沉积。古生物研究证实灰岩属上石炭统，但整个层序是连续沉积的，所以这是一个碎屑岩、灰岩混合沉积的层序。其底界削截下伏地层，且见上超现象，表明层序S33形成时期曾发生自西南向东北方向的较大规模海侵。
研究区内沙32井、满1井和草1井虽然都揭示了上石炭统灰岩，但各井厚度和岩性有很大差异。沙32井厚132m，岩性主要是亮晶鲕粒灰岩、砂屑灰岩、微晶生物屑灰岩和泥灰岩。满1井主要岩性是黄灰色泥灰岩与紫色、灰色泥岩互层。草1井厚77.5m，以灰岩为主夹薄层泥岩、粉砂岩。表明沙32井灰岩颗粒粗，其沉积环境水动力条件比较强，而草1井和满1井以灰泥岩为主，水动力条件弱，推测为礁后滩相或滩后泻湖相。
根据地震剖面特征，沙32井区振幅强，而且由于后期暴露水面遭受溶蚀淋滤作用而表现强烈绕射、杂乱和弧形反射。满1井和草1井区振幅比较弱，且无杂乱反射、绕射现象，推测与其较少的灰质含量有关。绕射带的分布基本上沿构造的转折部位呈带状分布。在地震上可看到在灰岩中有一些小幅度的隆起。根据环境条件分析，这些岩隆应属浅水碳酸盐砂滩相，而草1井和满1井一带应是滩后泻湖相，发育碳酸盐泥。

1.体系域划分原则
层序结构是指层序内部的沉积体系域构成。沉积体系域为准层序组岩相的三维组合，就陆相伸展盆地而言，有二分、三分、四分等方案（毕彩芹等，2002; Catuneanu,2003），在前言中已经介绍。通过对中国东部陆相含油气盆地的研究，并考虑传统层序地层学理论中层序内体系域划分的基本原则，认为一个完整的层序通常由3个体系域构成，分别命名为低位体系域（LST），湖侵体系域（TST）和高位体系域（HST），更适合于中生代、新生代陆相含油气盆地（Shanley等，1994；顾家裕等，2001）。这是因为：①层序体系域划分应首先考虑陆相盆地内层序形成的主控制因素，即构造沉降、气候变化、物源供给及湖平面升降，上述4种因素相互作用的最终结果是相对湖平面升降；②兼顾传统层序地层学的基本理论，不能脱离体系域划分的一般原则一分至三分法；③体系域的演化与相对湖平面升降变化密切相关，即一个层序内体系域演化与一个完整的湖平面升降旋回演化是相同的；④体系域的命名与传统层序地层学理论中的体系域命名差异不宜太大。
值得注意的是，陆相断陷湖盆的沉降机理、湖盆形态及充填过程等均与海相盆地有很大的区别，主要体现在构造影响显著、沉积相变快、湖平面变化频繁，不能简单地套用已有的层序地层学模式（薛良清，2002）。在盆地伸展裂陷的不同阶段，某一特定的体系域占较大优势（杨明慧等，2002），一般情况下盆地发育初期或晚期，低位体系域占优势；而在盆地发育的鼎盛期，低位体系域缺失或发育较差，湖侵体系域和高位体系域占优势。因此，盆地发育的鼎盛期，体系域划分为两个体系域，即湖侵体系域（TST）和湖退体系域（RST），即T-R旋回层序。
2.T-R层序基本原理介绍
Em hery(1993）提出T-R旋回层序，一个T-R旋回层序的内部构成包括湖侵体系域和湖退体系域两个部分。湖侵体系域底界以一个明显的湖泛面开始，顶界面则以最大湖泛面结束。湖侵体系域是以湖面相对上升、可容纳空间增长速率大于沉积物堆积速率形成的退积准层序组为特征。断陷湖盆以陡峭断层为界，湖侵体系域中一般很难识别出湖岸上超现象。湖退体系域底界面为下超面，内部准层序组多为典型的进积堆叠形式（郭建华等，1998；姜在兴等，2002；操应长等，2004）。
在一个T-R 旋回层序中，存在3个客观的物理界面，即层序底界面、顶界面及层序内部由湖侵体系域向湖退体系域的转换面。这些界面可通过测井资料、岩心资料及地层资料给予标定与识别。这种层序的上、下边界均是初始湖泛面，是湖平面较快速上升的标志，准层序组的堆叠形式表现为由进积向退积转换，沉积环境表现为由浅水向上突变为深水，粒度明显变细，测井曲线上表现为自然伽马急剧增大，电阻率急剧降低，声波时差增加，在高分辨率地震剖面上表现为顶超面。层序内部的湖侵体系域与湖退体系域是以最大湖泛面或下超面为界，准层序组堆叠形式表现为退积向进积转换，沉积物以深水细粒沉积为主向上变为浅水粗粒沉积，由湖侵体系域向湖退体系域的转换界面在地震剖面上常表现为下超面。

上述讨论表明：陆相断陷盆地存在着同生断裂坡折带、弯折带两种基本的坡折带类型，它们控制着层序及体系域的发育。

3.1.2.1 层序二分体系域

以研究较为详细的渤海湾盆地的惠民凹陷古近系沙三段发育的层序为例研究其二分体系域构成特征。

运用层序地层研究方法，以钻/测井、地震资料为基础，在沙三段可识别出九个具有时间意义的层序界面，自下而上分别为：SB1、SB2、SB3、SB4、SB5；基准面上升到下降的转换面（最大湖泛面）自下而上分别为：F1、F2、F3、F4。

图3.1 构造坡折带样式

（据林畅松等，2000）

A—帚状构造坡折带；B—陡坡断阶状构造坡折带；C—缓坡断阶状构造坡折带；D—交叉状构造坡折带

图3.2 陆相盆地弯折带样式

该类层序水平面没有下降到坡折带以下，底界面在地震剖面上较难识别，主要表现为上超面，但在测井上容易识别，为沉积作用的转换面（图3.3）。从下往上可识别出两个小层序组构成的体系域，其特点表现在：①退积小层序组——湖扩展体系域，在坡折带之下为一套稳定的深湖相泥岩、油页岩，在坡折带之上陡坡带发育近源水下扇、粗砾滨浅湖相沉积；在缓坡带发育细粒滨浅湖、生物灰岩或废弃型三角洲沉积，地震剖面上呈现超覆现象。②进积小层序组——湖萎缩体系域，地层厚度较上两者为厚，砂层数目及厚度向上增多、增厚，其中冲积体系面积不断扩大，湖泊体系面积不断缩小。扇三角洲、三角洲沉积向湖盆迁移，前缘可形成滨浅湖、半深湖并夹水下重力流沉积，地震剖面上有时可见前积结构。

图3.3 渤海湾盆地惠民凹陷古近系沙三段层序及体系域划分

3.1.2.2 层序三分体系域

以研究较为详细的渤海湾盆地的南堡凹陷古近系东营组发育的层序为例研究其三分体系域构成特征。

运用层序地层、特别是高分辨率层序地层研究方法，以钻/测井、地震资料为基础，在东营组可识别出四个具有时间意义的层序界面，自下而上分别为：SB1、SB2、SB3、SB4；基准面上升到下降的转换面（最大湖泛面）自下而上分别为：F1、F2、F3。

该类层序水平面下降到断裂坡折带以下，在地震剖面上容易识别，其层序界面附近可见到明显的削截现象。层序的发育受同生断裂坡折带的控制，从下往上可识别出三个小层序组构成的体系域（图3.4），其特点表现在：①坡折带之下则发育加积-小型进积小层序组——低位体系域，地层厚度较薄，是在下伏层序进积型小层组基础上发育的，以小型扇三角洲、水下扇或浊积扇沉积为主，其中扇三角洲辫状河道很发育，地震剖面上偶见小型前积结构。②退积小层序组——湖扩展体系域，地层厚度相对较薄，砂岩层数及厚度向上减少、减薄，在坡折带之下为一套稳定的深湖相泥岩、油页岩，在坡折带之上发育近源水下扇、粗砾滨浅湖沉积；在缓坡带发育细粒滨浅湖、生物灰岩或废弃型三角洲沉积，地震剖面上呈现超覆现象。③进积小层序组——湖萎缩体系域，地层厚度较上两者为厚，砂层数目及厚度向上增多、增厚，其中冲积体系面积不断扩大。湖泊体系面积不断缩小。扇三角洲、三角洲沉积向湖盆迁移，前缘可形成滨浅湖、半深湖并夹水下重力流沉积，地震剖面上有时可见前积结构。

由此可见，可总结出湖平面变化的完整旋回与不完整旋回两种基本情况（图3.5）。在完整旋回中（图3.5A），层序从低位域开始，随后是湖扩展体系域（曲线左翼），达到波峰稳定一段时间，水平面开始下降为湖萎缩体系域，当下降到波谷时形成I型层序界面，进而进入下一个层序，仍以低位开始。在不完整旋回中（图3.5B），水平面没有下降到波谷，从而形成Ⅱ型层序界面，随之产生湖侵，以湖扩展体系域开始了下一个层序，以湖萎缩体系域结束。

所以说，一个完整旋回形成的层序可出现低位、湖扩展、湖萎缩三个体系域，层序界面为Ⅰ型层序界面。而不完整旋回形成的层序可出现湖扩展、湖萎缩两个体系域，层序界面为Ⅱ型层序界面。

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