沉积相带特征
（一）沉积相类型
大庆探区外围盆地发育冲积扇相、河流、湖泊、湖底扇、（扇）三角洲、海相、火山岩相等7种沉积相类型，18种亚相31种微相（表2-4）。
表2-4 沉积相及火山岩相类型划分表
续表
（二）沉积相特征
1.冲积扇相
冲积扇相分布比较局限，主要发育在勃利盆地东部及虎林盆地上侏罗统裴德组，鸡西盆地下白垩统滴道组，宁安盆地上白垩统猴石沟组，漠河盆地上侏罗统绣峰组、开库康组，大杨树盆地下白垩统龙江组等。野外露头观察其岩性多为灰白色、杂色砾岩和灰白色含砾粗砂岩、粗砂岩等，夹泥质粉砂岩及煤线，有时见厚层泥石流沉积，颗粒大小混杂，分选极差，有时可见向上变粗的逆粒序。辫状河道沉积砾石常具有定向性，据此可判断古水流方向，但由于冲积扇上的水道很不稳定，经常改道，每次洪水期水系分布都有很大变化，老的水道充填沉积物常被以后的片流沉积物所覆盖。冲积扇可划分为扇根、扇中、扇端亚相，研究区内扇根及扇中最发育。
2.河流相
河流相主要分布于宁安盆地上白垩统猴石沟组、海浪组及鸡西盆地猴石沟组、三江盆地前进坳陷渐新统宝泉岭组、中—上新统统富锦组和孙吴－嘉荫盆地上白垩统鱼亮子组。根据岩性相类型、剖面结构、粗细段厚度比率、砂体形态等方面可以识别出曲流河和辫状河两种沉积亚相。曲流河典型的二元结构可作为识别标志，并且曲流河泛滥平原垂向加积厚度明显大于侧向加积；辫状河泛滥平原垂向加积厚度明显小于辫状河道侧向加积厚度。野外露头观察河流相主体岩性为灰黄色、灰褐色、棕色砂砾岩、中细砂岩，夹紫红色泥岩、粉砂质泥岩粉砂岩等，并且各种层理发育。通常在河道底部有冲刷面和河道滞留沉积，滞留砾石具定向排列。由于不同的河流类型具有不同的水动力条件和迁移、演化规律，不仅形成的地貌形态不同，各自形成的沉积物在岩性、粒度、沉积构造及组合方面也存在明显差异。因此，进行河流相识别时，要充分利用、结合测井及地震等方面的资料。
3.（扇）三角洲相
该相实际上包括陆相扇三角洲、三角洲相及海相三角洲相，但扇三角洲和三角洲有时很难区别，仅能根据该相在空间上与其他相的共生关系加以确定。（扇）三角洲是研究区十分发育的沉积相，在大庆外围各盆地各时期均有分布，尤其在东部盆地群下白垩统城子河组和穆棱组时期最为发育。根据岩性及层理构造可进一步划分为（扇）三角洲平原、（扇）三角洲前缘和前三角洲。研究区内（扇）三角洲平原主要发育在东部盆地群勃利、鸡西盆地西部及西部漠河盆地南部，而（扇）三角洲前缘在各盆地边缘均发育且最易保留，其岩性一般为分选相对较好的各种粒级砂岩夹粉砂岩、泥岩。相对而言，东部盆地群砂岩粒度相对较细，多为中细砂岩，而中部孙吴－嘉荫盆地及西部漠河盆地（扇）三角洲前缘多为中粗砂岩，有时为含砾粗砂岩，粒度相对偏粗。通常进积型（扇）三角洲多表现为反粒序旋回。（扇）三角洲，尤其是曲流河三角洲其前缘亚相可作为良好的油气储集体，而（扇）三角洲平原往往煤层发育。
4.湖泊相
湖泊相沉积是研究区内各时期的主体沉积相，其分布范围最广，沉积厚度最大。理想的湖泊相沉积模式在平面上呈环带状分布，从边缘至中心沉积物粒度由粗变细，相应的从滨湖相→砂质浅湖→泥质浅湖→半深湖→深湖。但由于河流注入的影响，在研究区内湖盆边缘常形成（扇）三角洲沉积体系。
研究区内滨浅湖亚相十分发育，可进一步细分为湖沼、滨湖、砂质浅湖和泥质浅湖4种微相。滨浅湖相主要分布在东部盆地群白垩系、中部孙吴－嘉荫盆地上白垩统永安村组及太平林场组、西部漠河盆地上侏罗统二十二站组和额木尔河组，并且在东部盆地群下白垩统城子河组和穆棱组发育大面积含煤湖沼相，因此，东部盆地群下白垩统城子河组及穆棱组是主要的产煤层位。滨浅湖相岩性以灰色细砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩、泥岩为主，其矿物成熟度高，以长石砂岩、长石石英砂岩和岩屑质长石石英砂岩最普遍。砂岩分选也较好，因而与海相较难区分。受湖浪影响，在砂岩中多发育双向交错层理、波状层理、透镜状层理，且波痕常见。
半深湖－深湖亚相主要分布在勃利盆地中部金沙凹陷下白垩统城子河组—穆棱组、绥滨坳陷穆棱组、孙吴－嘉荫盆地上白垩统太平林场组、漠河盆地上侏罗统额木尔河组及大杨树盆地下白垩统九峰山组。岩性主要为深灰色、灰黑色泥岩，见水平层理，沉积环境相对比较稳定。
5.湖底扇
湖底扇相属于事件沉积，主要在三江盆地绥滨坳陷和勃利盆地金沙凹陷下白垩统穆棱组、孙吴－嘉荫盆地下白垩统宁远村组和淘淇河组、大杨树盆地下白垩统九峰山组沉积时期较发育。湖底扇相多发育在半深湖－深湖相泥岩中，其整体岩性为夹于厚层暗色泥岩中的粗碎屑沉积，常见鲍马序列。研究区内孙吴－嘉荫盆地下白垩统宁远村组和淘淇河组中的湖底扇相最典型，见多期次旋回叠加，规模较三江盆地绥滨坳陷和勃利金沙凹陷穆棱组湖底扇要大，根据W alker模式可将其进一步划分为内扇、中扇和外扇3个亚相。岩性主要为杂色砾岩、砂砾岩、杂砂岩及含砾泥岩，分选及磨圆度极差，含大量泥岩撕裂块，外扇远源浊积岩粒度相对较细，分选略好些。
6.海相
三江地区上侏罗统绥滨坳陷绥滨组、东荣组，虎林盆地上侏罗统七虎林组发育海相沉积为主夹有陆相沉积；东部盆地群下白垩统城子河组、穆棱组、上云山组、下云山组以海陆交互发育为特征。绥滨组和东荣组海相地层中含有大量海相化石，根据岩石颜色、岩性组合、岩心中发育的层理等可进一步识别出滨海和浅海，滨海亚相向海方向依次划分为后滨、前滨和临滨，岩性为中细砂岩和粉砂岩，砂岩成熟度高，发育冲洗层理，并伴有平行层理及少量槽状、波状交错层理，常见生物扰动构造。东部盆地群下白垩统城子河组、穆棱组海相夹层沉积特征不明显，需要借助古生物资料及地球化学资料进行识别，多发育砂质陆棚和泥质陆棚。砂质陆棚岩性为深灰、灰色泥岩与粉细砂岩互层，成熟度中等—差；泥质陆棚岩性为深灰、灰黑色泥岩、泥质粉砂岩和粉砂岩。
7.火山岩相
火山岩相主要发育在虎林盆地上侏罗统裴德组、大三江地区下白垩统东山组和大杨树盆地下白垩统龙江组、九峰山组及甘河组，其中，大杨树盆地火山岩相最典型，可进一步划分为火山溢流相和火山爆发相。火山溢流相是指黏度较低的在地表有较强的流动能力的岩浆冷却形成的熔岩。岩性常见深灰色、灰黑色玄武岩、灰色、灰绿色玄武质安山质、安山岩、流纹岩等火山熔岩。火山爆发相是指火山爆发时形成的火山碎屑，在搬运介质能量降低时，受重力作用在地表堆积形成的火山堆积物，其典型岩性特征是以火山碎屑岩为主，火山熔岩极少，主要为火山角砾岩和凝灰岩。研究区内，东部盆地群火山岩相以中酸性为主，西部大杨树盆地以中基性为主。
1.碳酸盐台地相
主要发育于本溪组和太原组中，可进一步细分为开阔台地相、局限台地相以及台地泥炭坪相三种类型。其岩性特征主要表现为以生物碎屑泥晶灰岩、泥晶生物碎屑灰岩以及生物碎屑灰岩为主，具有块状层理、丘状交错层理。富含腕足类和 类化石。自然伽马曲线表现为齿状负偏移，电阻率曲线为高值，幅度较大，呈指状。在地震时间剖面上表现为强振高连低频平行反射。
2.湖相
主要发育于本溪组和太原组中，岩性主要为灰色、灰黑色泥岩、砂质泥岩，常发育水平层理和块状层理，含有植物化石碎屑，具少量动物化石，种属较为单一，个体较小。湖相常与障壁岛相和潮坪相共生。在地震时间剖面上表现为中振中高连平行反射。
3.潮坪相
主要发育于太原组，潮坪相广泛分布于障壁岛后地带以及湖周围地带。根据潮汐的变化，可以将潮坪相划分为：潮上坪、潮间坪和潮下坪。根据潮坪沉积物的特征又可以分为泥坪相、混合坪相和砂坪相。潮坪相主要发育泥岩、砂质泥岩和粉细砂岩为主，砂岩分选性较好，波状层理、双向交错层理、羽状交错层理等较为发育。潮坪沉积测井曲线的视电阻率和自然伽马值较小，曲线呈光滑的直线形，当煤层或砂岩发育时，曲线幅度增加，曲线呈锯齿状，反映出水动力条件周期性变化的特性。在地震时间剖面上主要表现为弱振低连中频亚平行反射特征。
4.障壁砂坝相
主要发育于太原组，其岩性以中、粗粒石英砂岩为主，少量细粒石英砂岩和含砾中粗粒石英砂岩，砂岩成分成熟度较高，结构成熟度高，分选好，磨圆度高，杂基含量一般小于10%。粒度概率曲线呈3～4段式，以跳跃总体为主，悬移总体和牵引总体含量少；跳跃总体由2～3段不同斜率的次总体组成，是沉积物受潮汐和波浪联合作用的结果。沉积构造以楔形交错层理、板状交错层理、双向交错层理和波状交错层理为特征。障壁砂坝常与 湖相、潮坪相和碳酸盐台地相相邻共生。自然电位和电阻率曲线多呈钟形、漏斗形或齿状，箱形较少，齿化程度不同，电阻率曲线幅度较高，反映出由下而上粒度变粗的逆粒序特征。在地震时间剖面上呈丘型或乱岗状反射。
5.三角洲相
主要发育于山西组和黑山组，具有平原极其发育、前缘不甚发育之特点。岩性组合主要为砂泥岩夹多层薄煤层及炭质泥岩。三角洲平原的大面积发育造就了广泛的成煤环境。本区主要发育三角洲平原分流河道、泥炭沼泽、分流间湾和天然堤相。分流河道主要发育中粗粒砂岩、含砾粗砂岩等，具沙纹交错层理、楔状交错层理等，垂向上呈正粒序。泥炭沼泽相主要发育暗色泥岩，炭质泥岩，块状层理。分流间湾相中主要发育灰色、灰黑色泥岩和泥质砂岩。天然堤相不甚发育，主要发育砂泥岩互层，见微波状层理。三角洲平原分流河道自然电位和电阻率曲线都呈钟形或箱形，多呈锯齿状，电阻率曲线高值，顶渐变底突变。泥炭沼泽自然伽马曲线表现为负偏移，电阻率曲线为低值，幅度较大。天然堤相自然电位曲线呈锯齿状。
1.潮上带
潮上带与潮间带上部常呈过渡关系。海水只有在大风暴或涨大潮时才能漫延到上面，通常保持较干燥环境，藻叠层沉积不发育，当陆源物质较少时形成一些纹层状云岩或纹层状藻叠层云岩；当陆源物质较多时，形成含泥云岩、含砂云岩等，有时见有干裂、石膏及石盐假晶等干旱蒸发沉积标志。
尽管风暴潮携带大量沉积物载荷，但由于软的似球粒状（砂屑）沉积物很难在这样水动力条件下沉积下来，因此仅有少量沉积物留在潮上带（Shinn,1983）。潮上带所能接受的沉积物一般较薄并呈纹层状。每次风暴潮所形成的沉积物仅几厘米厚，不超过十几厘米。这些薄的沉积物在干旱蒸发条件下易干裂翘曲并被下次风暴所冲刷起，且部分被带到其它环境沉积下来，少量的片状砾（泥裂多角体被风暴冲蚀的产物）沉积于层状沉积物中，多呈平卧状（即平行层面）。此外，潮上带还可能存在部分陆源砂泥（沙庆安，1983;Shearman,1963, Bhattacharyya and Friedman,1983）由于潮上带暴露时间过长，其沉积物厚度有限。
图3—2 华北中、新元古代高于庄—雾迷山组沉积模式
高于庄组中下部、杨庄组和雾迷山组各沉积旋回的下部、韵律底部多见潮上带与上潮间带过渡沉积。发育在雾迷山组第7—8岩性段，有时也见于其它层位的硅质内碎屑云岩是典型的潮上带和上潮间带的过渡沉积。
2.潮间带
潮间带位于平均高潮线和平均低潮线之间，以间歇能沉积为特点。发育着砂屑白云岩、鲕粒白云岩、有壁的锥柱状叠层石和少量层状叠层石。潮间带的层状叠层石色浅、纹层对不规则、亮暗层对比明显、具柱状或碟形干裂收缩缝和鸟眼构造（或窗格状组构）等。羽状交错层理是潮间特征构造。可进一步分为上潮间带和下潮间带。
上潮间带出露水面时间多，属低—中间歇能沉积环境，上潮间带有较发育的纹层状藻叠层云岩时，常具斑点及小凝块结构，纹层间有时也见有干裂收缩细纹或微冲刷现象，十分特征的似竹叶状砾（藻）屑云（硅）岩经常见其夹于纹层状藻叠层云岩中。有时还有具藻迹纹层状硅岩。砂云岩、砂屑云岩亦较发育。低幅度不甚对称波痕也应属上潮间带的沉积标志。
下潮间带的沉积就比较复杂了，有时甚至是与潮下高能带沉积是混生的。波纹和大波纹状藻叠层云岩是开阔陆表海下潮间带的重要沉积标志。凝块微晶云岩、中－小型柱（锥）状藻叠层云岩也是下潮间带标志。亮（微）晶粒屑云岩，尤其是内碎屑、鲕粒、藻鲕及团粒等多种粒屑混生的粒屑云岩也是下潮间带特有的。下潮间带普见单向水流交错层理、交错层理、高幅度较对称波痕、准同生角砾等。
下潮间带沉积在高于庄组中上部、杨庄组上部、雾迷山组各沉积旋回的中上部均较发育，常与潮上带或上潮间带呈连续过渡沉积。
由于潮间带常暴露于大气中，水体动荡，不利于沉积和保存，沉积速率低，故总体上沉积厚度较小。
3.潮下高能带
位于平均低潮面以下，波基面以上。开阔陆表海中的潮下高能带一般比较宽阔，具持续高能特点，Ⅲ－V级，尤其是邻近滨线附近的能量最高。有大量藻鲕、藻团（凝块状的与葡萄状的）沉积，在底质稳定条件下，形成以藻团为基本层的大型锥或柱状藻叠层白云岩。
由于没有钻孔动物和觅食动物的存在，层状叠层石等异常发育，其特征是色深、纹层密集平整并不见收缩缝等蒸发标志。该带可见各种交错层理、波痕和巨波痕，除了藻叠层白云岩类外，还可有鲕粒白云岩和砂屑白云岩。潮下高能带可能存在潮汐沟道（tidal channels）、潮汐三角洲（tidal deltas）、生物岩礁（bioherms）和生物层礁（生物丘，biostromes）等亚环境。以生物丘（层状藻叠层白云岩组成）为主，而潮汐沟道、潮汐三角洲则为一些砂屑白云岩和鲕粒白云岩，单剖面相分析中难以区别。该带藻类活动强，沉积速率高，沉积物迅速胶结易于保存，是良好的沉积场所。
雾迷山组第三、五、六岩性段潮下高能带沉积发育。
4.潮下低能带（开阔海）
位于波基面以下，即为陆棚区。由于波基面以下水体变深水体较深，光线微弱，藻类活动少，因此主要为贫藻迹的、化学沉淀为主的泥晶白云岩类，夹部分风暴回流所携带的异地风暴沉积。由河流注入的陆源泥质的沉降随同泥晶白云石并沉淀一同进行，泥质含量高时可成为含泥泥晶白云岩和泥云岩（野外剖面上构成低洼地貌）。该带无明显的沉积构造，泥晶白云岩均呈块状构造，在沉积作用微弱期间可能形成海底硬地。和陆源碎屑沉积环境不同，陆棚区是碳酸盐沉淀的有利场所。
雾迷山组最常见的韵律变化是泥晶白云岩和密层纹藻叠层白云岩组成的韵律，并大套出现，反映潮下低能带和潮下高能带为主的沉积环境。
5.具近岸浅滩的潮间带
当水流不断将潮下高能带的鲕、藻鲕、藻团等粒屑物质搬运到潮间带中下部而堆积起来时，可能形成近岸浅滩型沉积，这样在滨线附近就构成隔栏作用，向岸一侧出现一种较闭塞的沉积环境，可称之为潮间泻湖。
泻湖环境水体安静，水中盐分或含卤量时高时低（受河流注入量、蒸发量、降雨量以及与海水的交换条件的影响），不太利于藻类的生长。因为处于发展初期的蓝绿藻不一定像现代蓝绿藻那样广泛地适应各种环境。主要为（含泥）泥晶白云岩和它与凝块石核形石组成的韵律。韵律变化可能反映水体含盐量变化，正常时藻类繁盛形成凝块石、核形石（凝块石多见），盐分不正常时则以泥晶白云岩为主。泻湖内的泥晶白云岩与潮下低能带泥晶白云岩的区别主要在于其韵律关系，前者常与凝块石和核形石构成韵律，而后者则常与密纹层叠层石构成韵律。泻湖内蒸发作用强，离子浓度可能比正常海水高，且水体安静，从而有利于碳酸盐（白云石）的沉淀，故其沉积速率较大。例如宣化下葛峪剖面雾迷山组第六、七岩性段，其泥晶白云岩厚度比达91%和72%。
近岸浅滩由于沉积时水流条件多变，即有来自潮下，又有来自潮上的物质，所以粒屑成分复杂，常显条带状构造，其中斜层理及交错层理均较发育。潮间泻湖水浅且停滞，沉积变得单一，以较发育密纹层和密波状藻叠层云岩发育为特征，富含沥青质，藻纤微结构发育。
近岸浅滩与潮间泻湖相沉积在雾迷山组下部较发育。
6.具水下浅滩的潮下低能带
平缓开阔的潮下高能带，由于水流而使底部物质经常移动，在地形微起伏地带鲕粒或藻团聚集而成水下浅滩型沉积，由于浅滩的隔栏作用，在近岸一侧而形成较闭塞的沉积环境，也类似泻湖，为与潮间泻湖区别，可称之为潮下泻湖或局限海，也就相当杨等（1972）模式中的潮下低能带。
水下浅滩比潮间近岸浅滩沉积环境稳定，其标志是粒屑类型较单一，主要是藻鲕和高能鲕组成，较稳定，呈层状。由藻团聚集而成的浅滩沉积，多发育成锥状或柱状藻叠层构造，进而演化成礁体，这在雾迷山组中部很发育。
潮下泻湖或闭塞潮下低能带，由于水体停滞，能量显著变低，阳光仍较充足，形成发育的密纹层-密波纹状藻叠层云岩，富含沥青质，主要显藻纤微结构，沉积厚度一般也较大。因此潮间泻湖及潮下泻湖都是良好的生油环境，近岸浅滩和水下浅滩是良好的储油环境。
潮下泻湖与水下浅滩所形成之韵律及潮间泻湖与近岸浅滩所形成之韵律类似（图3—2），区分标志是前者厚度大些，较稳定，尤其以藻团-锥（或柱）状藻叠层发育为特征。
在下潮间带或潮下高能带，发育着各种藻类组成的生物丘，生物丘之间易形成低凹地带，这些低凹处连同被废弃的潮汐沟道称为水下凹地。水下凹地比较安静，而藻类活动仍繁盛，主要形成核形石、凝块石白云岩等。有的鲕粒被带凹地内而被胶结成葡萄石，形成鲕粒-葡萄石白云岩。该环境中的核形石、凝块石经常和邻近的其它岩性构成韵律。这样的水下凹地大量存在可形成可观数量的凝块石和核形石白云岩，但它们很容易被充填。水下凹地填平后再次经受高能条件，未固结的凝块石、核形石可能在藻类、波浪、潮汐水流的共同作用下拉长定向形成锥、柱状叠层石、层状、波状叠层石。
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