贺 萍， 王青春， 于静波， 杨爱英

(1.长江大学地球科学学院， 武汉 430100； 2.河北地质大学地球科学学院， 石家庄 050031； 3.河北地质大学, 河北省战略性关键矿产资源重点实验室， 石家庄 050031； 4.山东科技大学山东省沉积成矿作用与沉积矿产重点实验室， 青岛 266590)

地质学家对于湖泊沉积的研究历史久远，对滨湖和浅湖环境的划分也已达成了较为一致的认识。何幼斌等[1]认为滨湖处于周期性暴露环境，水动力条件复杂，氧化作用强烈；浅湖则处于最低水位线至正常浪基面之间，波浪、湖流等水动力条件较强，氧气充足。滨湖环境可发育滨岸砂坝或沿岸砂坝砂体[1-6]，浅湖环境则可发育滩坝砂体[7-10]，此外湖湾[4,8]、水下隆起[1,7-8]、海相浅水环境[6,11]等也具有类似特征。但在水体较浅、地势较为平坦的湖盆，季节性降水等因素导致滨湖和浅湖环境频繁转换，二者之间界限交叠而不易区分，故常合称为滨浅湖，滨浅湖砂坝则是该环境的产物，因此对其概念有必要总结一下。结合前人研究，现将滨浅湖砂坝描述成一种主要发育于滨浅湖、湖湾、水下隆起周缘等水体较浅环境[1-11]、平面上呈条带状展布的沉积体[1-2,6-11]，水体能量表现为波浪、湖流或风暴作用为主[1,3,11]，湖岸粗碎屑、河流、三角洲、扇三角洲、浅水三角洲等提供物源[1,3,6-8,11]，类似的滨浅海环境产物则可称为滨浅海砂坝。组成滨浅湖砂坝的单砂体中，碎屑颗粒的分选、磨圆普遍较好，砂质更纯，石英含量较高，内部连通性好，砂地比高，物性好[1,4,8-9,12-13]，往往容易成为优质的油气储集体[1,7-22]，渤海湾盆地[7-8,14]、塔里木盆地[15-19]、苏北盆地[20]、柴达木盆地[9,21]等均在该类储集体中发现了良好的油气显示。滨浅湖砂坝的沉积特征、规模和空间展布形态受古地形、物源方向、湖水循环、水体能量等多方面因素的影响[1-2,6-8,12,13,22-23]。滨浅湖砂坝的岩性多以砂岩、粉砂岩为主，夹泥岩，平面形态通常呈长条状、带状，与湖岸线平行或低角度相交[1-2,7-8,12-13,22]。大涝坝地区古近系苏维依组碎屑岩沉积地层，主要发育含细砾粗砂岩、中砂岩、细砂岩、粉砂岩及泥页岩等，其间夹有石膏结核和条带，砂岩多呈浅灰白、浅棕红色，泥页岩则可见灰白色和棕红色，常见平行层理、低角度交错层理、粒序层理和泥裂等沉积构造。对于其成因，前人开展了大量研究工作[15, 24-28]，部分学者认为是辫状河三角洲沉积作用的结果[15,26-27]，但苏维依组沉积岩中普遍存在的较高石英含量、膏岩结合及夹层以及浅水沉积构造等沉积现象不易解释；也有部分学者怀疑是滩坝沉积[15,28]，但在解释其展布方向与物源方向高角度相交、砾石等粗粒碎屑的大量出现等方面又略显乏力，且对其演化特征和沉积模式的探讨更是寥寥无几。储集砂体成因研究的欠缺，给大涝坝地区苏维依组的勘探开发工作带来了诸多不良影响，比如井位部署的失利、开发措施的低效等，因此开展沉积微相精细刻画研究非常迫切。

1 区域地质特征

大涝坝地区位于新疆塔里木盆地北部库车坳陷的东段，北临南天山造山带，南面是塔北隆起带，行政区划处于新疆维吾尔自治区库车县东南约 50 km 处(图1)。大涝坝地区包括大涝坝1号圈闭、大涝坝2号圈闭和丘里构造及周边地区，面积约450 km2，自2003年申报探明储量以来，经过十几年的勘探，目前在近东西向分布的圈闭和构造带发现的大涝坝凝析气田是研究区的主要生产区块。

图1 研究区构造位置示意图

研究区古近系苏维依组地层厚30～45 m，可分为上下两个岩性段：上砂泥岩段(E3s1)和下砂泥岩段(E3s2)。砂岩以长石石英砂岩和岩屑长石砂岩为主，其次为岩屑石英砂岩、岩屑砂岩，夹薄层粉砂质泥岩，含白色石膏结核及条带，自然伽马曲线值呈高幅指状。泥岩以灰白色、棕红色泥岩、泥质粉砂岩为主，自然伽马测井曲线值相对较低。

2 滨浅湖砂坝特征

2.1 岩性特征

苏维依组砂岩的碎屑颗粒含量主要在70%～85%，其中石英颗粒相对含量为30%～94%，平均75%，部分样品在90%以上；长石4%～55%，平均16%；岩屑2%～70%，平均10%；砂岩填隙物中，杂基成分主要为铁泥质和泥质，含量3%～9%；岩屑成分较复杂，其中沉积岩岩屑含量相对较高。岩石类型以长石石英砂岩、岩屑石英砂岩、钙质石英砂岩为主(图2)。较高的成分成熟度，反映了较长距离的搬运或较长时间冲刷和分选的环境特点。

图2 大涝坝地区苏维依组主要砂岩类型

2.2 主要岩相类型及特征

岩心观察及岩矿鉴定表明，大涝坝地区苏维依组以陆源碎屑岩为主，砾岩、砂岩、粉砂岩及泥岩均有发育，典型岩相组合可分为9类。

2.2.1 块状层理砾岩相

岩心中砾岩较少。单个砾岩岩性段中，岩石整体呈浅紫红色、浅棕红色，发育块状层理，偶见粒序层理，底部见冲刷面[图3(a)]。砾石主要为紫红色泥砾，其他岩屑砾石粒度较小，其中紫红色泥砾具明显变形撕裂现象，棱角状、次棱角状，磨圆度较低，说明其多为水动力增强过程中，水流冲刷弱固结浅水泥质沉积物近距离搬运沉积而成，且沉积速度相对较快；砾岩底部见冲刷面发育，反映了高能态的水流冲刷和再沉积作用过程。块状层理砾岩相一般发育在砂坝底部。

2.2.2 含砾粗砂岩相

含砾粗砂岩也较少见，颜色一般也为浅紫红色、浅棕红色，底部发育冲刷面[图3(b)]。岩层层面上可见泥砾全貌，泥砾多为紫红色，直径5～10 mm，呈椭球体、扁球体状、圆球状，磨圆度较高，可见粒序层理、平行层理等，说明是浅水泥质沉积物再次搬运而成，且搬运距离相对较远或反复淘洗，沉积过程相对缓慢。含砾粗砂岩相具有高流态沉积特征。

2.2.3 斜层理(粉)砂岩相

斜层理(粉)砂岩在岩心中较常见。其中，中粗粒砂岩中的斜层理一般倾斜角度较大，是高流态产物，主要发育在砂坝中下部，以浅灰色、灰绿色为主。粉砂岩及细砂岩中的斜层理倾斜角度较小，一般是较低流态产物，主要发育在砂坝中上部，颜色以浅灰色、浅黄绿色为主[图3(c)]。

2.2.4 平行层理砂岩相

平行层理砂岩相以中细砂岩为主，颜色为浅灰色、浅红色、褐灰色、灰褐色等，是高流态水流冲刷作用的产物，多发育在砂坝中上部[图3(d)]。

2.2.5 变形层理砂泥岩相

变形层理砂泥岩较常见，主要是细砂、粉砂与泥质等细粒沉积物在压实、泄水、扰动、滑塌等过程中形成的构造，反映了快速堆积的沉积物在压实排水过程中扰乱了原始沉积构造的特点。岩石颜色以灰色、红色、杂色为主，岩石类型主要为粉砂岩、泥岩，其次为细砂岩，是砂坝侧缘遭受波浪作用改造过程中发生变形的较典型沉积构造[图3(e)]。

2.2.6 粒序层理砂岩相

粒序层理砂岩相较少见，多为逆粒序，下细上粗，形成于砂坝中上部[图3(f)]。

2.2.7 韵律层理粉砂-泥岩相

韵律层理粉砂-泥岩在岩心中较为常见，以较细粉砂岩和泥岩互层为特征，颜色深浅交替，粒度越细颜色越深，是低能水体能量规律性变化的产物，一般形成于砂坝侧缘[图3(g)]。

图3 大涝坝地区苏维依组主要岩相类型

2.2.8 低角度砂纹层理细-粉砂岩相

该岩相类型在岩心中较为常见，发育于细砂岩、粉砂岩中，表现为浅灰红色细砂质沉积物与灰黑色细粒粉砂质沉积物呈低角度交互，纹层规模较小，一般为滨浅湖环境震荡水体的产物[图3(h)]。

2.2.9 收缩缝泥岩相

该岩相类型泥岩多为紫红色，夹于砂岩、粉砂岩之间，是浅水暴露环境强烈蒸发作用的产物[图3(i)]。

2.3 沉积微相类型及特征

图4 苏维依组滩坝复合体砂体厚度分布图

综上所述，苏维依组砂岩具有石英含量高、分选较好、磨圆度较高、结构成熟度较高的特点；发育冲刷面、平行层理、斜层理、粒序层理、韵律层理等沉积构造；其所含砾石多为棱角状紫红色泥砾，反映了高流态水体短距离搬运的特点，并且可见泥裂、石膏条带及结核等浅水蒸发环境的产物。另外，通过波阻抗反演所刻画的砂体也表现为明显的滩坝状，横向上连续性较强，且展布特征受控于断裂发育特点(图4)。再结合岩相古地理特征[14, 25-28]，笔者等认为大涝坝地区苏维依组主要形成于氧化浅水湖泊环境，主要发育滨浅湖砂坝相，包括滨湖砂坝、浅湖砂坝和滨岸砂坝三种亚相类型，可进一步划分为坝中、坝缘、坝滩微相(图5)。

2.3.1 滨湖砂坝微相

滨湖砂坝微相以浅紫红色、浅棕红色、灰白色、灰绿色砂岩、粉砂岩为主，石英含量80%左右，可见紫红色泥岩夹层[图6(a)、图6(b)]、白色石膏夹层及膏质结核[图6(c)]，泥岩夹层多有轻微变形。砂岩中常发育双向交错层理[图6(d)]、低角度交错层理[图3(h)]、平行层理[图3(d)]、波状层理、泥岩收缩缝等沉积构造[图3(i)]。

滨湖砂坝微相GR(自然伽马)、SP(自然电位)等测井曲线表现为光滑漏斗形、齿化箱形、齿化倒梯形等[图7(a)、图7(b)]。该微相主要发育于苏维依组下段，平面上位于研究区中部，呈宽条带状，近东西向展布。

2.3.2 浅湖砂坝微相

浅湖砂坝微相沉积物以浅灰白色、浅灰色、灰绿色细砂岩、粉砂岩夹紫红色泥岩为主[图6(e)、图6(f)]，多呈互层状，可见膏质结核，发育水平层理、平行层理、冲刷构造、变形构造[图3(e)]、泄水构造[图6(e)]等沉积构造。

浅湖砂坝微相GR、SP测井曲线表现为齿化漏斗形、齿化倒梯形、光滑箱形、光滑漏斗形等[图7(c)、图7(d)]。该微相主要发育于苏维依组上砂体，平面上也位于研究区中部，呈宽条带状，近东西向展布。

图5 DLK3井沉积微相精细刻画柱状图

图6 滨浅湖砂坝微相岩心特征

图7 滨浅湖砂坝微相测井相特征

3 沉积微相平面刻画

基于单井、连井沉积微相分析(密井网区)及地震相分析(疏井网区)，对大涝坝地区苏维依组滨浅湖砂坝沉积微相的平面特征进行了精细刻画。岩相古地理分析表明，苏维依组下段沉积时期，湖泊水体很浅，以滨湖环境为主，发育滨岸砂坝、滨湖砂坝、滨湖泥和浅湖泥亚相。滨岸砂坝主要分布在南部，其中西南部呈片状，向东逐渐散开呈港湾状，可进一步划分为坝中、坝缘、坝滩微相。滨湖砂坝位于研究区中部，北东-南西向展布，呈较窄的条带状，也可划分为坝中、坝缘、坝滩微相。砂体外围主要是滨湖泥微相，浅湖泥仅仅分布在西北部[图8(a)]。

苏维依组上段沉积时期，主要发育滨岸砂坝、浅湖砂坝、滨湖泥和浅湖泥亚相，砂坝同样可划分为坝中、坝缘、坝滩微相。滨岸砂坝依然分布在南部，但连片区域转移到了中东部，向东西两侧逐渐散开呈港湾状，砂体外围主要是滨湖泥微相。浅湖砂坝位于研究区中部，北东-南西向展布，呈较宽的条带状，砂体外围主要是浅湖泥微相[图8(b)]。

4 理想沉积模式

岩相古地理资料[14,17]表明，大涝坝地区苏维依组沉积时期，湖盆均处于第二构造演化阶段，前期构造活动形成了南东高、北西低、地势较为平缓的古地貌特征。该阶段以滨浅湖环境为主，沉积物主要来自东部、南部和南东方向，且距物源区较远，湖水能量季节性变化明显。但随着断层活动加剧，在研究区中部形成了一条东偏北方向的水下隆起，隆起北缓南陡，将滨浅湖水体切割为南北两部分。

研究区外围发育的大型沉积体成为了苏维依组的供源体系，湖盆水体的波浪作用及湖流作用渐强，湖泊水体改造东部外围沉积物，在水下隆起北侧沉积了滨浅湖砂坝；东南部外围沉积物同样遭受湖水改造，形成了南部的滨岸砂坝。水下隆起带、水体循环、供源体系等因素，共同控制着滨浅湖砂坝的空间展布特征。

据此，建立了大涝坝地区苏维依组理想沉积模式(图9)：其中的滨湖砂坝和浅湖砂坝，代表的是中部隆起带不同地质时间段滨浅湖砂坝发育的情形。早期水体很浅，研究区处于滨湖环境，水下隆起幅度较低，沉积了滨湖砂坝(苏维依组下砂体)；随着水体加深，水下隆起幅度渐强，沉积环境被其切割为南北两个不同的区域，北部浅湖环境中沉积了浅湖砂坝(苏维依组上砂体)。南部则始终发育滨岸砂坝。该模式的建立，为勘探开发方案的制定奠定了坚实基础，有利区带的圈定应侧重于断裂带北侧，并稍微远离断裂南侧陡坡区域。

5 结论

(1)大涝坝地区苏维依组形成于氧化浅水环境，其砂岩的石英含量较高，分选和磨圆较好，发育粒序层理、双向交错层理、低角度交错层理、变形层理、泥裂等，空间上连片分布，具备滨浅湖砂坝的典型特征。

(2)研究区滨浅湖砂坝包括滨岸砂坝、滨湖砂坝、浅湖砂坝三种类型，均可进一步划分为坝中、坝缘、坝滩微相。

图8 苏维依组沉积微相平面精细刻画图

图9 研究区滨浅湖砂坝理想沉积模式

(3)研究区滨浅湖砂坝空间展布方向近东西向，与东部物源区(湖岸线)近垂直状，水下隆起的发育发挥着明显控制作用，湖泊水体循环、供源体系等发挥了辅助作用。