准噶尔盆地春光探区白垩纪古地貌恢复及其控砂机制*

程逸凡 董艳蕾 朱筱敏 杨道庆 伍 炜 杨 棵 苏 彬 赵瑞星 乔陈凯

1 中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室，北京 102249 2 中国石油大学(北京)地球科学学院，北京 102249 3 中国石化河南油田分公司，河南南阳 473132 4 中国石化华东油气分公司泰州采油厂，江苏泰州 225300

古地貌分为构造古地貌、剥蚀古地貌和沉积古地貌(Allen，2008；林畅松等，2015)。剥蚀古地貌与构造古地貌通常用于分析隆起物源区的剥蚀程度和地貌格局，而沉积古地貌主要用来描述沉积区某一层段沉积前的地貌特征，不同的地貌单元和地形坡度对盆地内水流方向、大小和沉积物卸载有着直接的影响，进而影响砂体平面分布和叠置方式；因此古地貌分析是盆地沉积模式研究的基础，对沉积相展布和储集层发育研究有着重要的意义(贺锋等，2017；鲜本忠等，2017)。国内对古地貌的研究开始于20世纪70年代中后期，与油气勘探开发紧密相关，诸多油田实例表明古地貌研究可以有效指导油气勘探开发；随着实践方法和理论认识的进展，古地貌恢复研究从区域性的、定性的认识逐渐过渡到精细的、定量的分析，逐步提出了沉积学分析法、印模法、填平补齐法、层序地层学法以及碳酸盐岩沉积期微地貌恢复法等古地貌恢复方法(吴艳丽等，2005；程奇等，2019)。

前人对准噶尔盆地春光探区古地貌特征研究多为定性和半定量的。邢凤存等(2008)运用趋势分析法对车排子凸起白垩系的同沉积期古地貌进行了恢复，总结出“隆起供砂、沟谷输砂和凹陷聚砂”的古地貌控砂模式；高盾等(2015)运用印模法，依靠地震资料恢复出车排子凸起白垩系古地貌，认为地貌特征为西北高、东南低，且斜坡带呈现出谷梁相间的特征。前人在分析地貌特征对砂体的控制作用时，对地形坡度、水深、坡折带展布和沟谷发育的精细刻画不足，对砂体展布认识不足，不能满足现在的勘探需求。

本研究采用高精度古地貌恢复方法(王晨杰等，2017)，在建立高精度层序地层格架的基础上，综合考虑压实校正、古水深恢复和剥蚀量恢复，精确地恢复研究区白垩纪古地貌，恢复结果展现了地层沉积演化过程。在此基础上分析地貌特征对沉积和砂体的控制作用，为研究区内白垩系的沉积体系研究和储集层精准预测服务。

1 区域地质构造背景

1.1 区域地质概况

春光探区位于准噶尔盆地车排子凸起东部，总面积约1023ikm2(图 1)。车排子凸起在平面上呈不规则三角形，主体走向呈NW-EW，是在石炭系火成岩基底上发育起来的、具断隆性质的继承性凸起，主体形成时间较早，在后期演变历史中，长期继承性发展，其枢纽向南倾伏，成为准噶尔盆地的西侧边界；车排子凸起西北面为造山带，东、南两面均为凹陷，勘探发现该地区含油层系众多、油品类型多样、圈闭条件复杂(董艳蕾等，2015)。该地区最古老的地层为石炭系，其上沉积了白垩系、古近系和新近系，车排子凸起构造简单，在基底形成后的一系列构造演化过程中具有连续继承性，其基本面貌为一向东南倾斜的大型斜坡。

图 1 准噶尔盆地春光探区位置(a)和地震测网(b)Fig.1 Location of Chunguang exploration area in Junggar Basin(a)and seismic grid(b)

图 2 准噶尔盆地春光探区地层综合柱状图(据胡秋媛等，2016)Fig.2 Comprehensive column of stratigraphy of Chunguang exploration area in Junggar Basin(after Hu et al.，2016)

总体上看，研究区所属的准噶尔盆地为多期叠合盆地，地层充填序列非常复杂。研究区构造演化可分为3个阶段，第1阶段从石炭纪末开始到侏罗纪末结束，该阶段车排子凸起刚形成不久，并且强烈抬升，发生大规模地层剥蚀作用，形成的石炭系顶部不整合面在全区稳定分布；第2阶段从白垩纪初开始到古近纪末结束，该阶段凸起物源供给和沉积相对稳定，但沉积速率较为缓慢；第3阶段从新近纪开始到第四纪，该阶段凸起发生快速沉降，物源供给迅速且沉积厚度巨大(胡秋媛等，2016)。

车排子凸起白垩系以剥蚀不整合接触于石炭系基底之上，下白垩统发育的清水河组、呼图壁组、胜金口组和连木沁组自东向西依次超覆，上白垩统东沟组沉积后遭受强烈剥蚀，与古近系之间为大型角度不整合接触，在研究区内完全剥蚀(图 2)。春光探区在2012年钻探的2口井在古近系钻遇油层，最高日产分别为37.39t和40.7t，拉开了该区域的勘探开发序幕。随着工作进展，许多井位在白垩系也遇到了油气显示，表明春光探区白垩系也有较大的勘探潜力，如2016年在春55井区上交预测储量227.08×104it，但是对白垩系的沉积体系和砂体展布认识不清，无法进行有效的开发。针对该问题，本研究收集了覆盖全工区的三维地震资料，200余口井的钻测井数据，进行了大量的岩心观察和微量元素分析，对春光探区的古地貌特征和砂体展布特征进行了研究。

表 1 准噶尔盆地春光探区白垩系层序地层划分表Table 1 Cretaceous sequence stratigraphic division in Chunguang exploration area in Junggar Basin

图 3 准噶尔盆地春光探区白垩系层序界面识别(剖面位置见图1)Fig.3 Seismic sequence interface identification of the Cretaceous in Chunguang exploration area in Junggar Basin(profile location in Fig.1)

1.2 层序地层格架

前人对车排子地区白垩系层序开展了大量研究，通过钻测井标定、地震识别等方法，对湖平面升降、沉积特征及不整合面进行研究：杨勇等(2011)将白垩系划分为2个三级层序；李伟才等(2015)将白垩系划分为3个三级层序，认为白垩系发育湖侵体系域和高位体系域；朱筱敏等(2011)、董艳蕾等(2015)考虑层序发育的时间跨度，将车排子地区下白垩统划分为4个三级层序，认为白垩系发育湖侵体系域和湖退体系域。

参照前人研究方法及成果，结合春光探区白垩系缓慢沉降的区域构造背景，通过钻测井、地震上的层序界面识别(图 3)，考虑到实际勘探开发的需要，将春光探区白垩系划分出SQK1q、SQK1h、SQK1s和SQK1l共4个三级层序，对应清水河组、呼图壁组、胜金口组和连木沁组；清水河组在工区内只存在于侵蚀基底的沟谷内，所以主要研究目标为呼图壁组—连木沁组，将其分为K1—K5共5个砂组(表 1)。在关键井和地震剖面上识别出三级、四级层序界面后，通过连井层序对比将各级层序界面延伸到全区，建立高精度层序地层格架。在垂向上，白垩系具有底超顶削的特征，该特征反映了白垩系存在1个较大的湖侵—湖退旋回：白垩系呼图壁组至胜金口组(K1—K4砂组)沉积时期为大规模湖侵时期，各层序超覆在车排子凸起的石炭系基底之上，呈现出白垩纪早期大规模湖侵现象，胜金口组(K4砂组)延伸最远，顶部遭受剥蚀；连木沁组(K5砂组)沉积时期为湖退时期，顶部被不整合面剥蚀。白垩系平面上呈南厚北薄的楔状，呼图壁组至胜金口组(K1—K4砂组)自东向西，由北向南依次超覆，地层沉积范围逐渐增大；连木沁组(K5砂组)受大规模湖退作用影响，地层沉积范围显著缩小，超覆在胜金口组之上；胜金口组、连木沁组顶部都遭受剥蚀。

2 古地貌恢复

本研究采用高精度古地貌恢复方法，即在建立高精度层序地层格架的基础上，综合考虑压实矫正、古水深恢复和剥蚀量恢复，按砂组精细刻画春光探区白垩纪古地貌特征。该方法原理是通过地层沉积厚度镜像反映地层沉积前的地貌特征，沉积厚度大的区域表明在沉积前属于地势低点，相对可容空间较大；首先根据地震层序格架得到目标地层的现今厚度，其中受剥蚀的地层根据地震地层趋势延伸法恢复出剥蚀前厚度；得到地层现今厚度后，根据岩层的孔-深曲线进行去压实校正，得到地层沉积时未被压实厚度；由于沉积过程中沉降中心与沉积中心可能会有偏差，即地势最低的地方不一定沉积厚度最大，所以最后需要进行古水深矫正，通过钴元素(Co)或者沉积构造恢复沉积期的古水深，将水深数据叠加在地层原始厚度上，即得到了目标层位的古地貌特征图。

2.1 去压实校正

碎屑岩层在埋藏过程中经过机械压实导致岩层的厚度随着埋深的加大而减小，去压实校正通常的方法是根据地层的孔隙度—深度数据来建立岩层的孔深函数，再根据地层骨架体积不变原理进行去压实校正，恢复岩层的压实埋藏过程(杨桥和漆家福，2003)。一般认为，碎屑岩层在压实过程中孔隙度随深度增加而呈现指数减小或线性减小，即在一定深度范围内，任意深度的碎屑岩孔隙度(φ)可表示为：

φ(Z)=φ0e-cZ或φ(Z)=φ0-kZ

Z为岩层埋深，c、k为系数。

统计研究区不同岩性多个物性参数实验分析数据，并结合目的层的测井解释孔隙度，回归得出该地区不同岩性的孔-深关系曲线；根据压实作用不可逆，且压实前后岩石骨架体积保持不变原理，用拟合得到的孔-深曲线建立岩石骨架积分方程。设想一定厚度的碎屑岩层刚沉积在地表附近时的初始孔隙度值为φ0，随着埋深的加大，地层经压实后顶面埋深为Z1底面埋深为Z2，孔隙度值变为φz，厚度则变为(Z2-Z1)，那么在深度(Z2-Z1)范围内的地层骨架厚度可表示为Hg：

“地层骨架厚度不变”原理即是在任何埋深状态下的Hg值保持不变。即：

现今孔隙度数据主要根据物性测定资料以及孔隙度测井曲线；初始孔隙度根据实测数据及地质经验，在本次压实校正中，赋予泥岩初始孔隙度50%、粉砂岩47%、细砂岩42%(初始孔隙度实测样品来自南戴河海滩、昌平采沙场和昌平凉水河，引自杨桥等，2003)。计算得到古近系泥岩的压实曲线为：φz=50×e-0.00059Z，砂岩的压实曲线为：φz=42-0.0085Z；白垩系泥岩压实曲线：φz=50×e-0.00136Z，砂岩压实曲线为：φz=43-0.01154Z。计算多口井的回剥厚度并求平均值，得到白垩系泥岩的压实率为0.52，砂岩的压实率为0.39；古近系泥岩压实率为0.404，砂岩压实率为0.3。

计算得到的压实率泥岩大于砂岩，埋深越大压实率越大，符合地质规律与前人相关研究(万青青等，2017)；将通过层序格架运算出的层厚度进行压实校正，即可得到该层沉积时的真实厚度。

2.2 剥蚀量恢复

白垩系K1—K3砂组基本处于湖盆内，超覆尖灭在湖盆上，没有受到剥蚀，K4砂组、K5砂组延伸范围较远，受剥蚀程度较高；因此剥蚀厚度恢复主要针对K4砂组、K5砂组。常用的剥蚀量恢复方法有趋势延伸法、声波时差法、沉积波动分析法、镜质体反射率法和古地温梯度法等(田涛等，2016)；春光探区白垩系超覆在石炭基底之上，地层延伸趋势明显，趋势延伸法较为适用。在了解剥蚀成因机制的基础上，利用地震地层趋势厚度法，估算被剥蚀层面的剥蚀边界，即剥蚀范围。根据其地震反射连续性较强、厚度相对稳定的特点，以此推算未剥蚀的地层顶界面(吴涛等，2015)。

趋势厚度法主要适用于原始地层不等厚的情况，由盆地中心向边缘逐渐变薄直至尖灭，其原理及步骤为： (1)寻找地层剥蚀原点，一般取最靠近盆地中心的削截点为视剥蚀原点O；(2)确定地层变薄趋势，根据地震剖面上识别的层段，观察层段向视剥蚀原点方向地层厚度变化的趋势，以此为基础在地震剖面上延伸其范围；(3)根据其在地震剖面上延伸至位置O′，投影到二维测线上，位置为T，以此为原型盆地未剥蚀的范围(图 4)。

A—原始剖面，B′为春光探区边界，东沟组在研究区外尖灭；b—沿白垩系顶拉平后剖面；c—剥蚀量恢复示意图，O为延伸起点，O′为延伸终点

为了更精确地分析地层延伸趋势，收集了春光探区东侧的三维地震数据，与春光探区拼接起来，研究区边界为图 4-a中的B′处，可以看到K5砂组之上还有东沟组，在春光探区外尖灭。将地震数据体沿白垩顶拉平，把地层剥蚀线延伸出去，并且在全区范围内精细解释，就得到了地层剥蚀边界和剥蚀厚度；剥蚀厚度从研究区西北到东南逐渐增大，从30im增加到90im左右，平均剥蚀厚度为55im。将该层位作为白垩系沉积结束后的真实地层范围参与运算，就可以得到更加真实的、白垩纪的古地貌特征。

2.3 古水深恢复

古水深恢复是古湖泊学和古环境研究的重要内容，对盆地分析、层序地层研究、古地貌恢复、古积水盆地的沉积历史、评价生、储、盖层的条件都有重要意义(张才利等，2011；宋国奇等，2012)。但是，目前在定量恢复湖泊古水深的研究方面还比较欠缺，没有成熟的方法，前人对古水深恢复的研究多集中于运用生物标志等古生态学手段进行半定量分析。

现代沉积物元素地球化学研究表明，沉积作用过程中，受离岸距离远近的影响，元素的聚散和分离情况不同，发生分异作用。其中，钴元素(Co)含量与沉积物沉积期沉积速率密切相关，能够用于古水深定量恢复(吴智平和周瑶琪，2000)。

表 2 准噶尔盆地春光探区白垩系Co元素古水深恢复数据Table 2 Co element ancient water depth recovery’s data of the Cretaceous in Chunguang exploration area, Junggar Basin

Co在沉积盆地中一般存在地外宇宙沉降、陆源输入、生物成因和化学成因这4种来源。对于白垩系泥质岩类而言，生物及化学成因可忽略不计，研究区母岩类型多为花岗质岩石，源岩供给的钴含量微乎其微；同时，白垩纪物源供给充足，对地外Co含量造成“稀释效应”，因此，沉积物中Co为陆源沉降的结果，能够用于古水深恢复计算。具体计算公式如下：

式中，Vs为某样品沉积时的沉积速率，mm/a；V0为当时正常湖泊沉积速率，mm/a；SCo为样品中Co的丰度，μg/g；TCo为陆源碎屑岩中Co的平均丰度(4.68μg/g)；t为物源Co对样品的贡献值；SLa为样品中La的丰度，μg/g；NLa为陆源碎屑岩中La的平均丰度(38.99μg/g)；h为古水深，m；NCo为正常湖泊沉积物中Co的丰度(20μg/g)。

研究区白垩系主要为辫状河三角洲沉积，样品多取自辫状河三角洲水下分流河道相(测试单位为核工业北京地质研究院分析测试研究中心)，对岩石样品进行古水深定量恢复(表 2)，结果表明，白垩纪研究区内沉积水体较浅，平均水深在10im左右，单井水深变化范围较大，从K2—K5沉积水体深度呈现出先增大后减小的趋势；平面上沿湖岸线方向，呈现出自西北向东南水体逐渐变浅的展布规律，垂直湖岸线方向水深计算结果向盆地中心增大。

由于构造沉降中心与碎屑物沉积中心不一定一致，水深数据可以真实地反映地层沉积期的相对地势高低，更真实地体现出沉积期的地貌特征。

3 古地貌恢复结果

通过对白垩系K1—K5砂组进行压实校正、剥蚀量恢复(K4砂组、K5砂组受到剥蚀)、古水深校正，最终得到了每一砂组沉期时期的古地貌(图 5)。

图 5 准噶尔盆地春光探区白垩纪古地貌演化Fig.5 Paleogeomorphology evolution of the Cretaceous in Chunguang exploration area, Junggar Basin

从 图 5 可以看出白垩系沉积过程中地貌特征的演化过程。由于春光探区位于车排子凸起西南缘，受此东南倾斜的不规则三角形凸起影响，白垩系超覆在凸起之上，没有充填整个研究区，只在东部和南部发育，即对应车排子凸起东边和南边的昌吉凹陷、四棵树凹陷地层延伸到凸起上的部分。K1砂组沉积时期，研究区内盆地范围较小，主要的地貌单元为斜坡，并且呈“一梁分两洼”的地貌特征(图 5-a)；K2砂组沉积时期盆地范围略有扩大，整体而言盆地北部更深一些，平均水深20～30im，斜坡上沟道发育，物源从北向南沿沟道进入盆地(图 5-b)；K3砂组沉积时期，湖盆沉积范围更大，分为东部和中部两大区域，物源从西、北方向进入；此外，该时期中部古地貌平缓，可同样作为沉降区域(图 5-c)；K4砂组沉积时期，盆地略有收缩，受构造抬升影响，北部沉积中心逐渐消失，研究区中部凸起露出水面，东部则出现了东西走向的局部小隆起，呈现“两隆夹三洼”的格局(图 5-d)；K5砂组沉积时期，沉积中心已明显扩大至南部，沉积厚度较大，对盆地进行填平补齐，地势平缓，主要转变为斜坡体系，后期受剥蚀严重(图 5-e)。

整体而言，盆地沉积过程中经历了扩张—收缩—逐渐填平补齐的过程，K1—K5砂组沉积时期古地貌特征继承性较好，精确的古地貌图反映了盆地的沉积过程，对微相划分、砂体预测和沉积过程分析都提供了很好的依据，并且对盆地整体的演化过程有了更加精细的认识，对白垩系沉积体系类型和空间展布研究有重要意义。

a，b，c—辫状河三角洲沉积岩心特征；d，e—扇三角洲沉积岩心特征。a—春114侧井，1442.8 m，灰黑色细砾岩，砾石顺层分布，碎屑支撑；b—春114侧井，1444.1 m，灰黑色细砾岩和砂岩，碎屑支撑，发育大型平直斜纹层；c—春114侧井，1445.7 m，灰黑色细砾岩和砂岩，碎屑支撑的灰黑色砾岩冲刷下伏薄层中粗砂岩；d—春50-9井，1936.1 m，灰绿色和褐色细砾岩，局部砾石直立；e—春50-9， 1926.9 m ，灰褐色成层定向细砾岩，中型楔状交错层理

图 7 准噶尔盆地春光探区白垩系单井沉积相分析Fig.7 Sedimentary facies analysis of the Cretaceous in Chunguang exploration area，Junggar Basin

4 古地貌对砂体展布的控制作用

沉积体系的展布、砂体的分布受沉积环境和古地貌格局共同影响(林畅松等，2015；鲜本忠等，2017)；盆地古地貌对沉积体系的控制作用主要体现在不同的地貌特征对砂体分布的影响，如沟谷输砂、凹陷聚砂和凸起分砂等，以及不同的地形坡度对水流速度、沉积物卸载的影响，如坡折带的分布对砂体的控制等(崔龙涛等，2015)。下面以K1和K5砂组为例，分析古地貌对沉积体系的控制作用。

4.1 沉积体系展布特征

根据岩心、测井和砂厚、砂地比等资料，在研究区白垩系识别出了扇三角洲、辫状河三角洲、重力流和湖泊4大类沉积。

以春114侧井和春50-9井为例，对春光探区沉积相类型进行具体分析(图 6，图 7)。春114侧井主要发育辫状河三角洲沉积，岩心颜色主要为灰黑色细砾岩和砂岩，砾石顺层分布，常见大型楔状交错层理，岩性组合主要为互层的砂岩、砾岩与泥岩、泥质粉砂岩，岩性粗，砂、砾岩含量高，可达50%～70%。水下分流水道沉积主要为砾岩、砾质砂岩和砂岩，呈浅灰色，单砂层厚度多为5～10im，有的可达25im，自然电位曲线和电阻率曲线呈钟形或箱形；水下分流河道间沉积物颜色较深，为灰色和灰绿色，岩性较细，多为泥岩和泥质粉砂岩，对应平直SP曲线，上下砂层具有负异常特征，发育水平层理，多被水下分流河道冲刷。春50-9井岩心为棕褐色细砾岩或者杂色泥岩，泥岩颜色丰富，可以划分为以深灰色、灰绿色为主的还原色和以紫红色、红色为主的氧化色2种类型，呈现出氧化色与还原色间互的叠置样式，表明沉积期湖平面波动剧烈，沉积物间互暴露水面遭受氧化，反映湖平面附近的浅水沉积环境，具有典型的扇三角洲前缘沉积特征，可以进一步划分为水下分流河道和水下分流河道间2种沉积微相。水下分流河道一般以砂岩、含砾砂岩为主，砾岩相对较少，砂、砾岩呈灰白色、浅灰色，单层厚度为5～10im，部分由多个砂岩透镜体在纵向上相互叠置而形成厚达数米的砂岩，发育大、中型槽状交错层理、平行层理，砂体底部发育冲刷面构造，自然电位曲线多呈钟形、中高幅指状或叠置箱形；扇三角洲水下分流河道间主要由杂色泥岩、泥质粉砂岩和粉砂岩组成，见水平层理和植物碎屑，自然电位多呈微齿状—平直状。同时在一些东部钻井中可以看到湖泊和重力流发育的特征，湖泊相中泥岩以灰色泥岩为主，砂岩以粉—细砂岩、含砾砂岩为主，沉积构造以微波状层理为主，可见虫孔和反韵律沉积序列；研究区重力流常见碎屑流沉积，岩心中可见大量变形泥砾、泥岩撕裂屑，泥砾及撕裂屑具毛刺、突变接触面，可见与震动有关的球枕构造，也有部分异重流沉积。

表 3 准噶尔盆地春光探区白垩系古沟谷定量表征Table 3 Ancient valley’s quantitative characterization of the Cretaceous in Chunguang exploration area, Junggar Basin

通过单井相、连井相分析，结合砂地比、地震切片等资料，完成了白垩系K1砂组、K5砂组的沉积相平面展布图(图 8)。K1砂组沉积时期，湖水分布范围很小，只有春光探区东部和西南角接受湖盆沉积，该时期处于湖平面缓慢上升阶段，西南部主要为扇三角洲沉积，东部主要为辫状河三角洲沉积；K5砂组沉积时期受到西南部地形抬升影响，只在东部接受沉积，继承性发育辫状河三角洲沉积，K1—K4砂组沉积时期为水进的过程，沉积范围不断扩大，K5砂组沉积时期湖平面开始下降，层序顶部遭受剥蚀。

图 8 准噶尔盆地春光探区白垩系K1砂组、K5砂组砂地比(a,c)和沉积相平面展布(b,d)对比Fig.8 Comparison of ratio of total sandstone thickness to formation thickness (a,c) and sedimentary facies distribution (b,d) of the Cretaceous K1 and K5 in Chunguang exploration area, Junggar Basin

4.2 古地貌对砂体的控制作用

对比K1砂组沉积时期的古地貌和沉积相平面展布(图 9-a，9-b)，可以明显地看出东侧凸起对砂体的分隔作用，并且2朵辫状河砂体富集区可见下切沟谷发育，滩坝则发育在更深的凹陷中，基本平行于岸线，体现出凸起分砂、沟谷输砂和凹陷聚砂的古地貌控砂机制。

在这几种地貌单元中，下切谷对沉积体系和砂体的控制作用更加重要，古沟谷的辨认可有效地判定物源供给方向及其控制下沉积物搬运散布模式，也可能成为潜在的储集空间(王星星等，2016；谈明轩等，2019)。为了能精细刻画古沟谷发育特征，采用沉积区—剥蚀区一体化古地貌恢复，即根据地层发育样式和层序划分，将K4砂组的底界面作为上覆地层的顶界面，将目的层底界面即K1底作为底界面作地层等厚图(图 10)，该方法有助于进行剥蚀区古水系与沉积区古流向整体恢复(鲜本忠等，2017)。

图 10为白垩系底部的2条古沟谷平面展布特征，其走向都为NW-SE，延伸距离较远，均为从车排子凸起进入昌吉凹陷古水系冲刷产生。虽然这2条古沟谷为白垩系沉积初期冲刷产生，只在K1砂组沉积时期古地貌图上有明显显示，在之后的地层沉积中逐渐被填平，但水系有继承性发育的特点，K1—K5砂组这2条沟谷发育区都是辫状河三角洲砂体富集区。这2条下切谷的发育影响了春光探区整个白垩系的沉积体系展布，对其精细刻画是认识白垩系沉积特征的关键。

图 9 准噶尔盆地春光探区白垩系K1砂组、K5砂组古地貌(a，b)与沉积相平面展布(c，d)对比Fig.9 Comparison of paleogeomorphology (a,b) and sedimentary facies distribution (c,d) of the Cretaceous K1 and K5 in Chunguang exploration area, Junggar Basin

图 10 准噶尔盆地春光探区白垩系古沟谷平面展布与剖面形态特征Fig.10 Ancient valley’s plane distribution and sectional feature of the Cretaceous in Chunguang exploration area，Junggar Basin

在明确搬运通道平面展布特征后，对每条沟谷垂直于其延伸方向分别拉出多条地震剖面，对沟谷的延伸距离、坡度、深度、宽度、下切形态、充填样式等进行精细刻画，分析其地震相特征(图 10)，可以看出在凸起或斜坡高势区，即古水系发育初始阶段以V型古沟谷(沟谷形态划分依据为宽深比和沟谷形态)为主，其地震反射充填表现为孤立短轴状；向下游方向的相对低势区，古水系存在交汇、合并，古沟谷形态向U型转化(宽度、深度相应增大)，地震反射轴存在垂向叠加与侧向迁移现象；下游盆地区，即近沉积卸载区，古水系的主通道下切深度进一步增大(汇区内受水体顶托作用影响，规模减小)，侧缘支流水系对应水动力强度减弱(地震同相轴连续性增强)，向W复合型古沟谷转换。总的来说，古水系发育的初始阶段以底侵为主，V型沟谷经常发育，水系分支少，水动力强，承砂输砂能力强；在古水系的发展的过程中，由于水道经常迁徙和摇摆，所以U型沟谷是其主要的形态，其具有最强的进出砂以及携砂能力；在古水系发展的末期，由于水道的分叉，水动力相对减弱，可能出现W型复合古沟谷。沟谷中的填充样式受水动力条件以及水流方向影响，沟谷发育初期的剖面中多为双向上超填充，发育后期受汇入河道的影响多表现为侧向叠加填充。

沟谷1的宽深比20～35，平均29.7，垂直高差为100im，延伸距离为12.5ikm，边界坡度为4.2°，沟谷2的宽深比14～29，平均30.3，垂直高差为80im，延伸距离为10.1ikm，边界坡度为1.95°(表 3)。可见沟谷1的搬运能力优于沟谷2，因此，沟谷1所在位置发育的辫状河三角洲朵体也延伸距离更远，规模更大一些，可见沟谷的发育规模很大程度上控制了沉积体系展布的位置和规模。对沟谷体系的精细研究可以对砂体展布和储集层预测提供很好的指导和帮助，同时沟谷作为搬运通道，也是源—渠—汇系统重要的组成部分，对其定量刻画也具有较大的沉积学意义。

K5砂组沉积时期主要发育辫状河三角洲、滩坝沉积，也有少量水下分流河道和重力流发育；K5砂组的沉积体系展布主要受控于其上发育的2条坡折带，靠近盆地边缘的为Ⅰ级坡折带，更靠近盆地内部的为Ⅱ级坡折带(图9-c，9-d)。坡折带指地形坡度发生突变的地带，在古地貌恢复图上表现为地层等厚线比较密集，坡折带对砂体的控制作用十分显著(林畅松等，2000；刘芬等，2015)，主要体现在对砂体成因、砂体厚度以及砂体展布3方面的影响。

图 11 为坡折带的地震反射特征，可以明显看到，越过2条坡折带之后地层厚度明显增大，Ⅰ级坡折带主要受继承性凸起影响，越过局部凸起之后水流向下侵蚀，可容空间增大，随着流速减缓，砂质碎屑物逐渐沉积，造成了此处的地形突变，沉积物厚度增加。由于是受继承性凸起控制，Ⅰ级坡折带从K3至K5砂组一直存在，且发育位置和坡度变化程度基本一致，而Ⅱ级坡折带虽然从K3至K5砂组也都有发育，但可以观察到坡折点明显向盆地边缘方向迁移，且坡度从K3至K5砂组明显增大，反映了湖盆扩张、水进的过程，在坡折带之上可以观察到隐性的叠瓦状前积，在坡折带之下可以看到丘型的重力流沉积体，反映了沉积物沿坡折带展布的特征，可以有效地指导沉积体系分析，并预测砂体展布形态。

对比K5砂组古地貌(图 9-c)和沉积相平面展布(图 9-d)可以发现，辫状河三角洲朵体垂直于坡折带发育，Ⅰ级坡折带基本上位于三角洲平原和三角洲前缘的分界处，古水系在越过Ⅰ级坡折带之后流速减缓开始分叉，形成了沉积范围较大的三角洲前缘沉积，坡折带之上沉积粗粒的三角洲平原砂体，坡折带之下沉积较细粒的三角洲前缘砂体，从坡折带之上到坡折带之下砂体呈厚—薄—厚分布。Ⅱ级坡折带位于前三角洲和重力流湖底扇分界处，坡折带之上发育细粒的前三角洲成因砂体，在一定的触发机制下，部分砂体越过Ⅱ级坡折带形成重力流砂体。

图 11 准噶尔盆地春光探区白垩系坡折带地震反射特征(剖面位置见图1)Fig.11 Seismic reflection characteristics of the Cretaceous slope break belts in Chunguang exploration area, Junggar Basin(profile location in Fig.1)

图 12 准噶尔盆地春光探区白垩系源-汇系统发育模式Fig.12 Development model of Cretaceous source-sink systems in Chunguang exploration area, Junggar Basin

4.3 古地貌控砂模式

本研究通过对研究区进行高精度古地貌恢复，识别出了局部凸起、坡折带和下切沟谷等古地貌单元，并对研究区的沉积体系进行分析，研究表明古地貌特征对沉积体系展布有很明显的控制作用： 局部凸起对砂体起分隔作用，沉积物主要向凸起两边延伸发育；古沟谷是由古水系下切侵蚀造成，是重要的物源搬运通道，其平面展布形态反映了水流方向和沉积物延伸方向，通过对古沟谷的定量刻画，总结了古沟谷V-U-W的发育模式，定量分析了古沟谷的搬运能力，结果表明搬运能力更强的古沟谷发育规模更大的三角洲沉积，古沟谷很大程度上控制了砂体沉积的位置和规模；识别出了Ⅰ级坡折带和Ⅱ级坡折带，辫状河三角洲朵体垂直于坡折带发育，越过坡折带之后地层明显增厚，Ⅰ级坡折带受局部凸起影响，基本上位于三角洲平原和三角洲前缘的分界处，Ⅱ级坡折带位于前三角洲和重力流湖底扇分界处，坡折点向湖盆边缘迁移，反映出盆地扩张的过程。

基于以上认识，根据源汇系统的研究思路——将沉积物从剥蚀到搬运、沉积的全部过程当作完整的动力学系统，本研究提出了春光探区的“源—渠—汇”沉积模式(图 12)。早白垩世晚期，研究区主要以单一的西北扎伊尔山供源为主(苏朝光和仲维苹，2010)，在南部扇三角洲存在一定的天山物源混入；研究区西边发育的源-汇系统耦合模式为区域混合物源(扎伊尔山花岗岩及少量天山物源)-渠(窄浅型古沟谷)-汇(近源粗粒扇三角洲)的耦合模式，东部发育单一局部物源(扎伊尔山花岗岩)-渠(宽缓斜坡)-汇(辫状河三角洲—异重流水道侧积复合体—湖底扇)的耦合模式。沉积物从源区被河流携带，经过搬运区最终汇入卸载区，沉积物的岩性、矿物组合主要受控于源岩特性，而沉积物在卸载区的展布形态主要受控于地貌特征，古水系发育位置即侵蚀沟谷的位置控制了沉积物卸载的位置，古水系搬运能力的大小控制了沉积物展布的规模，局部凸起对沉积物产生分隔作用，坡折带处地形坡度突然增加，坡折带上下水体流速发生变化，影响着沉积物卸载情况，研究区内Ⅰ级坡折带之上发育三角洲平原，之下发育三角洲前缘，Ⅱ级坡折带之上发育前三角洲，之下发育重力流砂体。

5 结论

1)春光探区白垩系高精度层序地层分为K1—K5共5个砂组；综合考虑压实校正、剥蚀量恢复和古水深恢复，按砂组对白垩系进行精细的古地貌恢复，结果表明白垩系沉积经历了扩张—收缩—逐渐填平补齐的过程，地貌特征继承性较好，主要地貌单元为斜坡和凹陷，斜坡上局部发育有沟谷与小凸起。

2)发育凸起分砂、凹陷聚砂、沟谷输砂的古地貌控砂模式，Ⅰ级坡折带分隔三角洲平原和三角洲前缘，Ⅱ级坡折带分隔前三角洲和重力流湖底扇。

3)精细刻画了白垩系沉积初期发育的古沟谷体系，识别出2条主要沟谷。下切谷从斜坡延伸进入凹陷，形态从V型—U型—W复合型转变，搬运能力强的沟谷对应位置发育的辫状河三角洲朵体规模更大，延伸距离更远。

4)研究区西部发育的源-汇系统耦合模式为区域混合物源(混合花岗岩)-渠(窄浅型古沟谷)-汇(近源粗粒扇三角洲)的耦合模式，东北部发育单一局部物源(扎伊尔山花岗岩)-渠(宽缓斜坡)-汇(辫状河三角洲—异重流水道侧积复合体—湖底扇)的耦合模式。