沉积体系与油气富集的关系讨论

欧阳欣

(中国石油长庆油田分公司勘探开发研究院，陕西西安710018)

沉积盆地发展演化的过程，是一个在构造运动的主导控制下，沉降作用和充填作用的对立统一过程。每一期原型盆地的发育均伴有相应的构造沉积旋回。不同类型的沉积盆地，因其成盆的构造条件不同，物源区的古地理、地貌条件不同，因而沉积物的沉积条件不同，从而形成特定的沉积充填展布规律。沉积体系和沉积相是用来描述沉积盆地的沉积环境和沉积条件的重要概念。油气勘探的实践表明，油气的形成与分布严格受控于沉积体系和沉积相的时空展布及其成岩作用历史。

1 沉积盆地的沉积体系、沉积相及其时空分布

1.1 中国沉积盆地中沉积体系的基本类型

“沉积体系”这一概念是由Fisher和McGowen于1967年提出的。经过几十年的发展及演化，指在—定的自然地理条件下，所形成的不同沉积相类型的组合体［1，2］。前人从大量的现代和古代沉积相的发展、演变研究中，总结出许多带有普遍意义的沉积相组合型式，称为相模式。它是我们恢复重建沉积盆地古沉积环境的重要依据［3－7］。根据我国沉积盆地中已发现的油气储集砂体、碳酸盐岩体及烃源岩发育的沉积环境，将沉积体系划分为以下八种。

1.1.1 冲积沉积体系

在地形比差大的山麓地带，在季节性的暴雨时期，山地河流常携带大量碎屑物质流入平原，由于坡度突然变缓，流速变小，水流分散，携带能力减低，碎屑物质迅速堆积起来，形成冲积扇［8］。

冲积扇堆积的岩石，土要为砾岩、砂岩和少量粘土岩，成分复杂，分选件差，物源来自临近山区的母岩。其碎屑岩磨圆度低，多为棱角状，成熟度低，胶结物多为泥砂质，厚度变化大，层理不明显。

冲积扇一般形成于盆地边缘的山麓地带，由若干个扇体围绕山麓形成冲积裙。研究表明，组成冲积扇的沉积物类型主要有四种:(1)碎屑流，也叫泥石流，是一种高密度派，能星极大.常出现在扇根部位(扇顶):(2)河道沉积，以砂砾为主，具大型斜层理和切割—充填构造，主要分布在扇中部位。(3)漫流沉积，即片流沉积，常分布于扇中及前端，以缓慢的侧向加积为主，具分选中等的砂和纫粒物质，常具水平层理;(4)筛余沉积，分布于扇根的含泥质较少的泥石流，由于渗透性较好，其中的水及细粒物质渗漏下去后，留下的砾石层即为筛余沉积。

我国陆相盆地中，三叠纪(如克拉玛依含油层)、晚保罗世、白至纪、第三纪、第四纪(青海三湖区含气岩层)的不少沉积建造属此类沉积体系。

1.1.2 河流沉积体系

大陆河流环境及其形成的沉积物称为河流相。河流沉积的岩石组合，由砾、沙、粉砂和粘土物质组成，上游偏粗，下游偏细。砾石成分复杂，有较多的陆源砾石。岩石颗粒分选中等，成分成熟度低，向上粒度变细。剖面上具有正韵律沉积特征并可重复出现。上部发育水平层理及包卷层理等;下部具板状交错层理及冲刷面，其中底部冲刷面上的泥、砾岩是本相的重要标志之一。河流一般按河道的平面形态划分为辫状河、曲流河及平直河三种［9］。

我国陆相沉积盆地中，河流沉积非常普遍，各个地质时期均有，以曲流河和辫状河沉积为主，有时同一条河流的上、下游，也会有不同的河流类型，如中上游常发育网状河，中下游则多发育曲流河。同时，河流类型在剖面上亦有一定的发育规律。常常是早期发育网状河流为主的沉积体系，晚期则以曲流河沉积为主。

1.1.3 沼泽沉积体系

沼泽相主要发育在淤积的湖泊及河流体系的河漫滩中，由于气候湿润，植物茂盛，水体停滞，形成了泥炭堆积的低洼地段。

沼泽沉积的特点是，岩石主要为炭质粘土岩、粉砂岩、泥岩，无砾岩沉积，夹有煤层沉积，并常见黄铁矿及菱铁矿夹层。颜色为深灰色至灰黑色，具有水平层理，含有丰富的植物(化石)，沉积分布范围较小，厚度变化大。根据与其它沉积环境的成因联系，可以把沼泽分为河漫沼泽、湖成沼泽以及滨海沼泽等。

我国中新生代沉积盆地的中上三叠统、中下侏罗统及下第三系部分层位，均有沼泽相分布。此外，在我国晚古生代的石炭、二叠纪盆地中，存在不少滨海沼泽沉积，亦形成了有利的含煤地层［10］。

1.1.4 湖泊沉积体系

我国中新生代沉积盆地均为湖泊相沉积环境，因此，湖泊沉积在中新生代的地史中占有突出重要的地位。湖泊中有淡水湖泊和咸水湖泊之分。在干旱地区，湖水的正常情况是盐水而不是淡水。同时，湖盆演化过程中，由于气候等条件的变化，湖泊的盐度也有所变化。

湖泊的水动力特征是缺乏湖汐作用，主要是波浪作用和湖流作用。海洋由于水体大、水面广阔，因而潮汐作用比较显著。湖泊波浪作用强弱与湖泊的大小相关。由于湖泊的规模一般较小，因此浪基面也比较浅，不过20 m。在滨湖地区，湖浪的作用最为强烈，形成各种侵蚀与堆积地形，如浪蚀湖岸、湖滩砂嘴、岸外砂坝等。当湖浪的方向与湖岸斜交时，常常会形成湖岸流。同时，湖泊的“温度分层”及河流物质的注人、地球自转等，均能导致湖流作用的发生。巨大的湖流可与海浪相比，其流速很大，对沉积物的搬运有极大的影响［11］。

湖泊中的生物以其多种多样为特征，从高大的植物到微小的藻类十分丰富。藻类是确定湖泊沉积的重要标志。一般地讲，由蓝－绿藻形成的核形石和轮藻等都是湖泊环境的产物，而叠层石多是海洋环境的产物。红藻只有海洋中才有。此外，瓣鳃类、腹足类和介形虫类生物，也都是湖泊环境的生物。

湖泊的分类标准很多，可按成因、形态、水深及盐度等来划分。例如Kukal和Se11ey根据气候条件、地理环境、物源条件和沉积特征，划分了六种湖泊类型及其沉积模式。实践表明，地史时期中以构造成因的淡水－微咸水陆源碎屑沉积湖泊最为重要，如我国松辽盆她白垩纪坳陷湖泊、渤海湾盆地早第三纪断陷湖泊等。一般按照洪水面、枯水面和浪基面的分布深度，把湖泊沉积体系进一步划分为滨湖相、浅湖相、半深湖相、深湖相和湖湾相等［11］。

滨湖相位于盆地边缘、洪水面与枯水面之间、波浪发生破碎、产生冲流和回流作用的地带。滨湖相区波浪淘洗作用十分强烈。由于沉积物接近水面，因此氧化作用也很强烈。滨湖相沉积的特点是:岩石类型多样，以砂岩、粉砂岩为主，有时有湖滨砾岩。由于强烈的淘洗作用，颗粒的磨圆度和分选性都比较好，并常有从浅湖区搬运而来的鲕粒和生物贝壳。交错层理发育。泥岩多呈红紫色，常见泥裂、雨痕、虫迹及冲刷构造等需要指出，由于湖泊缺乏潮汐作用，因此在一些断陷湖泊主要受水体波浪作用和湖流作用的影响，而没有冲流的影响。水介质处于弱氧化到弱还原性质。岩性主要为浅灰和灰绿色粉砂岩、泥岩，有时有少量细砂岩呈透镜状产出，并常有菱铁矿、鲕状绿泥石等弱还原条件下的自生矿物生成。砂岩成熟度高，常见水平、波状及中小型交错层理。生物化石比较丰富，以薄壳的腹足、瓣腮类为主。根据物源区的供给情况，浅湖区可形成滩坝、泥滩或碳酸盐滩等。在河流入口处可发育三角洲等大型近岸砂体。

浪基面以下的静水区域为深湖和半深湖相区。该区域为还原水介质环境。岩性为黑色或深灰色的泥、页岩，有时夹有少量的灰岩、泥灰岩、白云岩及油页岩。盐度大的湖泊中还有膏盐夹层出现。深湖相的岩石以颜色深、粒度细、有机质含量高为特征，并具有强还原条件下的自生黄铁矿产出。沉积物中微细水平层理发育，并有季节纹理。无底栖生物，有保存完整的介形虫、叶肢介和鱼类化石。生物种属单调，但数量较多。

湖湾相区是由于砂体、砂坝的生长、突出，以及水下局部隆起的产生，导致近岸水体流通不畅的浅水还原环境沉积物主要为粉砂质泥岩［11］。当气候干热时，有白云岩和膏盐沉积;在气候潮湿区，湖湾区可变成泥炭沼泽，发育碳质页岩及煤层，并含有较多黄铁矿晶体。有水平层理、泥裂及生物扰动构造，含有较多的植物化石、介形虫和藻类生物。

理想的湖泊沉积模式，基本上是呈环带状分布的，即湖滩砾石外带一砂质沉积带一粉砂质、泥灰沉积内带一湖中心软泥沉积带。

实际上，由于受水深、湖底地形、古气候、水介质等条件的影响，湖泊沉积比较复杂。例如，湖盆的结构常常是不对称的。不同位置的地形也都不一样，湖岸距山麓的距离和坡度及水深等也不一致。这些都深刻地影响着湖盆中沉积体的分布。此外，在湖泊的深水区，来自岸上的洪流或近岸砂体的滑塌再搬运等，均可形成不同的浊积砂体，并被深湖区泥岩所包围，成为陆相湖盆中极为重要和有利的储集类型。

1.1.5 三角洲沉积体系

三角洲是由平原区较长河流(曲流河)在人海(湖)处的浅水缓坡地带，由泥砂堆积而形成的似三角形沉积体。可见，三角洲属十河海或河湖过渡沉积体系;三角洲沉积体系与油气资源关系十分密切。国内外许多大型油气田的形成。均与三角洲沉积体系有关，如科威特布尔甘油田、加拿大的阿萨巴斯沥青砂、美国墨西哥湾岸油田及我国的大庆油田等。因此，地史时期的三角洲沉积体系是极为重要的沉积类型［12］。

三角洲的整体形状和沉积特征取决于多种因素，如河流流域的范围、性质、气候条件、蓄水体(海或湖)的密度与河水密度的差异、河口区地形起伏、蓄水盆地的构造沉降特征以及河流、波浪和潮汐作用的相对大小等。何流流量及输砂量大、河口坡度小、盆地具有稳定的补偿沉积条件以及波浪作用微弱等，都是三角洲形成的有利条件。

三角洲的沉积作用，主要表现为河流与海(湖)的相互作用过程;一方面，河流携带的沉积物不断地向海(湖)中前积推进;另一方面海(湖)中的波浪作用和海中的潮汐作用，对沉积体进行改造、侵蚀，两者的相对强弱决定了三角洲的形态和类型。由河流堆积作用形成的三角洲，称为建设性三角洲或河控三角洲由波浪和潮汐作用形成的三角洲，称为破坏性三角洲［12］。

河控三角洲按形态可进一步划分为鸟足状(伸长状)三角洲和朵状(扇状)三角洲。前者海(湖)岸线不规则，分流河道数量不多，但形态直，向深水区延伸较远，发育指状砂坝，三角洲平原面积大。后者的海岸线呈锯齿状，分流河道呈放射状垂－育岸线分布，发育与岸线平行的滩、坝、堤、岛等砂体及二角洲前缘席状砂体。破坏性三角洲，又分为浪控三角洲或鸟嘴状(尖头状)三角洲和潮控三角洲或港湾形二角洲二浪控三角洲海岸线略呈弧形，发育砂质滩坝，三角洲平原上为海(湖)滩砂脊、风成砂丘和滨海沼泽等。潮控三角洲外形受港湾控制，三角洲前缘发育长条形放射状排列的潮汐砂坝，二角洲平原上有潮坪沉积。

事实上，大量的三角洲属于介于上述四种之间的过渡类型。我国地史时期的湖泊三角洲以河控的建设性三角洲为主，即主要表现为海(湖)退层序，也有少数受湖浪和暗流改造作用较强，形成较平直的平行于岸线的滩坝砂体。

河控三角洲沉积休系包括三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲三个相带。三角洲平原带是三角洲的岸上部分，其顶端从河流第一个分流点开始，前缘到河岸，形似三角形，以分流河道、河滩砂泥及泥炭沼泽沉积为重要特征。三角洲前缘带位于河口以下。浪基面以上的滨浅水缓坡地带，是河海(湖)相互作用最强的地带，沉积物相对较粗，有机质较少，但厚度大、分布广。从河口往海湖)方向，依次为水下河道、河口砂坝、远坝和席状砂二带。前三角洲带，位于浪基面以上的稳定水体中，即三角洲前缘的向海(湖)方向，沉积物为灰色泥页岩和粉砂岩。砂层粒序不清，可呈正或反粒序［13］。

在沉积盆地发育过程巾，经常会有二角洲体系的形成。例如，华北地台石炭——二叠纪的海陆过渡地带，由于物源允足，海进、海退频繁发生，二叠纪发生规模较大的海退，在沿海一带形成大型三角洲体系，其中前三角洲相带，硅质粘土岩发育，底栖生物化石丰富，三角洲前缘砂体发育及分选良好，成为有利的油气生成与保存环境。又如，松辽盆地早白垩世，沿坳陷盆地的边缘斜坡河流入湖处，形成系列的三角洲沉积体系。沿长轴方向，由于物源丰富，河流源远流入，从而形成了著名的大庆长垣三角洲。其特点是形态长、体积大、砂体厚度大、相带齐全，粒度适中，并伸人深坳陷生油区，从而构成良好的生储盖组合，形成特大型油气田［14］。

沉积盆地还有另外一种类型的三角洲，叫扇三角洲它是从邻近高地进人海(湖)稳定水体中的冲积扇或近源短河流或瓣状河直接进人海(湖)形成的三角洲。扇三角洲与正常河流三角洲相似，都有前述的三带或三层结构，也位于滨浅(海)湖环境。扇三角洲的陆上平原带，多为冲积扇或辫状河沉积，常常分布于陡坡;河控三角洲的平原带则具有曲流河沉积特征，并常分布于缓坡。因此，扇三角洲属于粗碎屑沉积体系，以牵引流沉积特征为主，成熟度低。

扇三角洲多发育于断陷盆地中。我国中新生代断陷湖盆的陡岸，普遍发育有扇三角洲沉积体系。例如，渤海湾盆地早第三纪同裂谷期，在箕状断陷的陡坡带均发育有扇，角洲体系，每个三角洲叶体侧向相连，构成扇体裙，围绕主断层分布。在深水区，扇三角洲之下往往有深水浊流沉积。在缓坡区，发育大面积的扇三角洲和正常三角洲，相带较宽，并有生物碎屑灰岩和礁灰岩等滩坝沉积［15］。

1.1.6 滨海碎屑沉积体系

滨海环境是指海洋波基面以上紧邻陆地的海岸地带。滨海地带的水动力条件、水化学条件及地形、地貌等都很复杂。根据海岸与大洋的连通性，可以分为无障壁海岸沉积环境和障壁海岸沉积环境。

无障壁海岸与大洋的连通性很好，它与广海陆棚之间没有被障壁岛、滩或生物礁所隔开。这里海洋主要受波浪和海流作用的影响，海水可以进行充分的流通及循环。碎屑尤障壁海岸沉积环境，可以划分为海岸砂丘、后滨、前滨、近滨等次级相带［12］。海岸砂丘是由海平面以上的海滩砂经风的作用改造而成的长脊形或新月形砂体。沉积物的圆度和分选很好，中－细粒度，重矿物较为富集，发育大型交错层理(槽状)，细层倾角达30°～40°，层系厚度大。后滨位于潮上带，一般是平坦的海滩地带，沉积物主要为具平行层理的砂。当发育有滩脊或沟槽时，可出现低角度交错层理，并有大量生物介壳堆积，亦常见虫孔及生物搅动构造。前滨是平坦的潮间地带，也是海滩的主要部分，沉积物粒度较组，分选性自上而下变差，发育低角度的冲洗交错层理及对称、不对称及菱形波痕，亦常见各种生物碎片。近滨位于平均低潮线与波基面间的潮下带。该带表面常由沿岸砂坝组成，能量愈高，沿岸砂坝愈少。近滨沉积物分选亦好，上部发育交错层，并向海的深水部位，生物搅动构造增多，粒度变细，出现水平纹层。总之，这类沉积休系以砂砾海滩相为上，由于是在氧化条件下形成的，多为红色岩系，岩石的成分成熟度和结构成熟度均较高。我国地史时期，中、晚元古代、寒武纪及泥盆纪等的滨海沉积中，多发育此类沉积体系［13］。

障壁海岸由于有障壁岛(滩)的存在，其向陆一侧的海水处于局限流通状态，海水波浪作用弱，主要受潮汐作用的影响，水体能量不高。。该带主要形成中－低能的潮坪环境。在障壁岛的面向广海一侧，为无障壁海洋，主要受波浪、海流作用及潮汐作用影响。障壁海岸沉积体系主要由泻湖、潮坪和障壁岛(滩)组成，同三角洲一样，属于陆海过渡型沉积体系。

泻湖是由于障壁岛与广海分开，并以排水口与广海相连的封闭、半封闭的浅水盆地。由于盐度不同，又可分为咸化泻湖和淡化泻糊。咸化泻湖系干旱气候条件下，蒸发量大于淡水补给量，造成湖水盐度增大并咸化，主要沉积细粒的粉砂质、粘土物质，并有盐渍化和石膏化现象或有膏盐夹层。生物种属单调，有些适宜咸水的生物繁荣，但盐度增大时大生物灭绝。淡化泻湖则是在潮湿气候下，由于淡水注人量大大超过蒸发量，泻湖水流人大海，而不断淡化的结果。淡化泻湖由于上下层水体密度差异，形成双层结构，并导致底部缺氧还原环境，主要岩石类型为暗色的粘土岩和粉砂岩，含有机碳酸盐及黄铁矿、鲕绿泥石等自生矿物，具有水平层理和平缓的波纹层理。生物种属单一，个别种属数量仍不少。在地层层序上常与障壁岛、潮坪共生，因此也是成油的有利环境。潮坪是潮汐作用强烈的平缓的海岸地带，其沉积物平行于海岸呈带状分布。高潮线以上的潮上带，主要沉积了以泥质为主的细粒沉积物，称为泥坪，属于低能环境;在低潮线附近及以下，能量较高，形成以砂质沉积为主的砂坪;其间则为中等能量的潮间混合坪，为泥质砂沉积。障壁岛是平行海岸、高出水面的狭长砂体，主要由中－细砂岩和粉砂岩组成，重矿物较为富集，含有生物骨屑。内部其大型楔状、槽状交错层理，具有良好的储集性能［14］。

1.1.7 浅海碎屑沉积体系

浅海是指浪基面以下的陆棚地区，一般深度在200 m以上。地史时期，由于海岸线的多次迁移。陆棚沉积物分布宽度可达数百千米。因此，浅海陆棚沉积是类极为重要的沉积体系，也是重要的成油沉积环境，可进一步划分为过渡带和滨外陆棚带。

过渡带是近滨与滨外陆棚之间的过渡地区，位于正常波基面以下，风暴浪底之上。过渡带的沉积物通常是粘土质粉砂至粉砂，比滨岸的砂质沉积要细，但比陆棚沉积物(泥)粗。生物种类及数量极多，生物扰动构造多，发育块状层理［13］。

滨外陆棚区的沉积物，以粉细砂和粘上为主，砂砾成分极少。粉细砂岩成熟度高，主要为化学胶结，分选及圆度极好，颗粒/杂基比值高。常见海绿石、胶磷矿及鲡绿泥石等自生矿物及碳酸盐质生物碎屑，具对称和不对称波痕，并常见交错层理。受风暴浪影响，还可发育其丘状和洼状交错层理的风暴砂沉积。陆棚区水体能量弱，水循环良好，盐度正常，因此生物种属和数量极多，常见生物扰动构造。当陆棚沉积为海侵层序时，形成粒度向下变细的正旋回;而当为海退层序时，出现向上变粗的反旋回结构。同时，陆棚可以向礁、三角洲、扇三角洲和大陆斜坡、海底峡谷横向过渡，并被海底峡谷切割。

1.1.8 碳酸盐岩沉积体系

这里主要指海岸环境中的碳酸盐岩沉积体系。形成碳酸盐岩沉积的浅海，一般分为陆表海和陆缘海。陆表海的海水浅，范围广阔，海底平缓，是延伸到大陆内部形成的浅海盆地，有的四周有局部的陆地，如障壁海岸等。陆缘海则是位于大陆边缘或陆棚边缘，坡度较陡，水体较深(可达200～350 m)的浅海。由于广海条件下水体流动性好，水中碳酸盐不易达到饱和，因此无障壁的广海－陆缘海往往不易形成碳酸盐沉积。有障壁的陆表海是碳酸盐沉积的有利场所。我国古生代的碳酸盐岩沉积，多属陆表海沉积，主要形成于有障壁的海岸潮上、潮间、潮下带，以及泻湖等环境内。岩石上要为生物碎屑灰岩、粉晶灰岩、泥品灰岩，颜色多为灰至深灰色，生物化石丰富。因此，具有重要的油气地质意义［14］。

地质学家根据对古代和现代的碳酸盐岩沉积的大量研究，提出了各种碳酸盐岩的沉积模式。Wilson根据沉积环境的潮汐、波浪、氧化界面、盐度、水深及水循环等多种因素，提出的理想模式，包括三大相区，九个相带(即亚环境)。我国古生代稳定地台区的碳酸盐岩，多形成于大型克拉通盆地。

1.2 沉积盆地演化过程中沉积相、沉积体系的组合特征

沉积盆地在其形成演化过程中的不同阶段，由于古地理、古气候及水文地质条件的不同，往往具有不同的沉积相组合特征。

盆地演化的多旋回性，导致多旋回的沉积建造，其典型的特征为沉积物粗细交替变化和岩石颜色交替变化。这下特点亦反映在盆地演化不同阶段的沉积体系特征上。

一般地讲，在盆地形成的初始阶段，构造运动强烈，断裂活动显著，并伴生有火山活动，基底快速下陷，导致盆地地形起伏差异极大，物源区地形高，风化作用强烈。从沉降与补偿的关系看，属于弱补偿状态，即二者都比较强，但补偿作用稍弱于下沉作用速度。此时快速堆积形成的堆积物，基本上以红色粗碎屑的冲积扇体系及河流相体系为主。例如松辽盆地泉头组冲积－河流相沉积达2 000 m;渤海湾盆地下第三系孔店组，在太行山东麓、鲁西隆起北侧及沧东隆起东部等主断层下降侧，都有较厚的冲积扇和河流相沉积，表现为棕红色的砂砾岩与泥岩互层，代表盆地发展旱期的一类沉积体系。

盆地发展的中期阶段，沉降幅度进一步增大，剥蚀区逐渐夷平，物源供应渐显不足，于是湖泊逐渐扩大变深，构造运动亦相对平和。沉降速度超过补偿速度，盆地处于欠补偿的“饥饿状态”，剥蚀区后退，向盆地中心沉积物质变细，出现深湖环境。因此，这一时期以湖泊沉积体系为上，从盆地边缘到中心，依次为河流相、三角洲相、扇三角洲相、浊流相、滨浅湖相和深湖相沉积。一些盆地尚伴有生物(鲕)滩及碳酸盐岩坪地等相组合。人多数断－坳陷盆地的暗色泥岩层都是这个阶段形成的，此期的沉积体系最为丰富多彩。

盆地发育的晚期，因周边地形升高，盆地相对收缩，物源充沛，沉降不足，盆地被沉积物快速填充堆积，水体变浅，出现漫湖相，并以建设性三角洲、水下冲积扇－水上冲积扇占主导地位。此后，湖泊体系逐渐消失，湖水退出，代之而起的是河流相沉积体系，最后盆地封闭结束。

上述演化过程，构成了地层层序上的红－黑－红和粗－细－粗的基本旋回，水体变化为浅－深－浅;地化环境为氧化－还原－氧化;水体能量为高能－低能－高能。我国大部分中新生代盆地，都有这样一个或多个沉积旋回。例如渤海湾一早第三纪断陷湖盆，初期(孔店组、沙四段)为初始张裂阶段，上要发育冲积一河流体系和三角洲、浅湖体系;中期深陷阶段(沙三段)，深湖相和浊积相砂体极为发育:晚期(沙二段)地形平缓，湖水变浅，三角洲砂体、滨浅湖相发育。沙一段再次扩张，但不及沙三期，滩坝发育较好，具后抬升收缩，为河流泛滥平原相饥积。盆地发育构成纵向上的粗－细－粗旋回，中间亦可有次级小型旋回。

平面上由于盆地各处地形不同，物源区特征不同，囚此沉积体系的分布也不同。例如，在湖盆的长轴方向，因有广阔的斜坡，从山麓到湖心发育冲积扇、河流相、三角洲、浊积体、深湖相等沉积系列，如松辽盆地北部沉积体系(图1～7)，单断盆地的短轴缓坡方向，亦有类似的组合特征。如东营凹陷南侧斜坡相带较宽，向中心区由冲积相、河流相、三角洲相向滨湖相、深湖相过渡;陡坡一侧从山麓到湖心冲积扇与扇三角洲重叠，并与深水湖相相接，常出现洪水浊流沉积(田在艺等，1983)。

2 沉积相带与油气富集的关系

沉积相带对油气形成与分布的控制作用，是随着油气勘探的实践逐渐认识起来的。沉积相带控制油气分布的理论，对油气勘探具有重要的指导意义。

2.1 沉积相与烃源岩的关系

烃源岩是沉积盆地油气形成的物质基础。我国盆地中的烃源岩上要有两类:碎屑湖泊沉积中的泥岩及海相盆地中的灰岩。

陆相盆地中的深湖相及浅湖相、沼泽相是有利的烃源岩分布区。以深湖相的暗色泥页岩和油页岩为最好，生油指标最高，有机质最丰富。长期持续性沉降、沉降中心与沉积中心一致的大型湖泊，其深湖相沉积厚度大、分布面积广，干酪根多属腐泥型，生油层的体积及厚度较大，油气资源亦十分丰富。一般气候潮湿的近海湖盆，深湖相发育良好，形成生油凹陷;气候干旱区的内陆湖泊，则深湖相区发育不好，或没有深湖相，因而油气潜力较差。

不同沉积相带的有机质丰度是不一样的。研究表明，从浅湖向深湖区，有机质丰度和类型逐渐变好，并有规律地变化［16］。例如松辽盆地白垩系生油岩的不同相带，有机质丰度和潜力差别较大。深湖相生油岩有机质含量达1.5% ～2.4%，母质为I类干酪根;半深湖－浅湖相生油岩有机质含量为0.7% ～1.2%，母质类型为II类干酪根。沼泽相生油岩由于植物极为繁茂，有机质丰度也很高，如侏罗纪快速断陷期沼泽相有机碳高达2.5%。白垩纪登一段至泉三段缓慢沉降区的沼泽相，有机质仅为0.004% ～0.22%。一般沼泽相生油母质为III型干酪根。此外，不同相带生油岩中有机质大量生成的门限深度和温度亦不同，分别向深湖区变浅、变低［17］。

浅海相的碳酸盐岩是另一类重要的烃源岩。以暗色石灰岩、生物灰岩和泥灰岩为主，属于低能环境下的产物。浅海相多处于盆地相、广海陆棚相、盆地斜坡相及开阔台地相的中心，生物繁茂。长期的稳定下沉及还原环境，使有机质得以保存并向油气转化。浅海相分布宽广，有利于大面积生烃。例如我国古生界及中、上元古界均有浅海相碳酸盐岩生油气层。在高能带的礁相和礁前相，也可生成有利的生油气岩，如加拿大阿尔伯达盆地泥盆系生物礁生油宕等。此外，深水湖相亦可形成碳酸盐岩生油岩，如四川盆地侏罗系自流井统大安寨石灰岩和东岳庙石灰岩等。

2.2 沉积相与油气生储盖组合

在陆相湖盆中，油气的储集层上要是各类沉积相带的砂体和碳酸盐滩坝等，其中以三角洲相砂体为主，如大庆长垣三角洲和济阳坳陷胜佗三角洲;其次为浊流相砂体，如泌阳凹陷、辽河西部凹陷等;以及冲积扇相砂砾岩体，如克拉玛依三叠系冲积相砂体;再次为滩坝砂体和少量生物礁(如济阳坳陷沙四段)。在这些砂体中，以三角洲相的分流河道和河口砂坝处、浊积扇的扇中部位以及砂坝的中部等部位，储油物性最好。它们一般距深湖相区近，各种同生构造发育，圈闭形式多样，生储盖条件较好。不同相带因砂体发育不同，油气储量亦不同。

一般从湖盆边缘相到湖盆中心深湖相区，砂体分选变差，钙泥质增加.物性亦随之变差。剖面上，多旋回的盆地演化形成沉积体系的多旋回叠加发育。一般在单个旋回中期主要发育生油层，同时亦作盖层，旋回早期和末期主要发育储集层［18］。沉积相在时间上的演化序列和在空间上的分布序次大体是一致的。

2.3 生油凹陷控制油气的分布

从我国油气勘探的长期实践中认识到，陆相盆地大多有一个或多个深湖相区，是生油岩发育的有利地区，构成盆地的生油凹陷。生油凹陷控制着油气藏的分布。这在我国东、西部盆地油气勘探的实践中，均得到了有力的证明。例如渤海湾盆地的东营凹陷，由于盆地结构为北断南超的半地堑，因而深湖相区偏于盆地北部控盆大断裂一侧。生油岩研究表明，深湖相区和半深湖相区为最有利和次有利的生油气岩分布区。沉积体系自盆地中心向外呈环带状分布，陡坡带相变快，相带狭;缓坡带相变相对慢，而相带宽。油气自生油区形成后，在压实流和异常压力的作用下，向周围低势区运移，包括盆地的中央低隆起，边缘斜坡带和深湖相区的各种浊积扇体、半深湖区的扇三角洲砂体。油气具有近距离运移的特点，油气田主要分布在有利生油岩分布地区［17］。

我国西部的柴达木盆地也是一个典型例子。该盆地面积12.1万 km2，新生界分布面积9.6万 km2。在第三纪湖泊发育过程中，各段湖泊面积占盆地沉积面积的6.3% ～44.6%，而稳定潮区即较深湖及浅湖范围仅占沉积面积的0.6%～32.8%。勘探实践证明，盆地发现的油气田都分布在稳定湖区之内，而稳定湖区之外的地区没有发现一个油气田，甚至未见可靠的油气显示［19］。

前已述及，沉积相对碳酸盐岩盆地有利生油气凹陷的分布，起着重要的控制作用。同陆相湖盆相似，碳酸盐岩生油气区同样对油气田的分布起控制作用。例如伊朗的扎格罗斯山前坳陷盆地阿斯马利组生油凹陷主要位于西北地区，是中生代早期来自北东方向挤压所形成的沉积凹陷，具有地向斜的特点。盆内沉积了细粒的有孔虫石灰岩生油层，向南过渡为浅海陆棚相沉积看出，油气主要分布在生油凹陷及其附近，而远离凹陷处则油气很少。

因此，生油凹陷控制着油气藏的分布。对于继承性发育的沉积盆地，这一规律更为明显，油气主要集中于生油气区及其附近的同沉积砂体和构造圈闭中，形成原生油气藏。对于后期改造破坏较为严重的复合盆地，由于断裂切割到烃源岩，油气沿断裂等通道向上运移，在具有圈闭的地带聚集起来，形成次生油气藏［21］。一般来说，在有利烃源岩分布范围内，上述次生油气藏最易形成，因此生油凹陷在一定程度上也控制了油气的分布。当然，原生油气藏的分布，仍主要受生油气源岩分布区的控制。因此，生油气区控制油气藏分布的规律是我们寻找油气田的宝贵经验，具有十分重要的理论和实践意义［22－24］。

3 结语

通过对沉积盆地发展演化过程的研究，可以探讨油气形成与分布的规律。通过研究发现，烃源岩多分布于浅海相和深—浅湖相;储集层则多属三角洲相、滨海相、浅海相、浅湖相、深—浅海(湖)相浊积岩沉积以及碳酸盐岩台地相沉积等。沉积物的成岩作用演化历史对烃源岩的形成、油气的运移和有利储集层的分布，具有重要的控制作用。因此，沉积体系及其成岩作用条件的分析，对于确定勘探目的层和寻找有利聚集带，具有重要的意义，成为盆地分析的重要内容。

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