大涝坝地区下白垩统巴什基奇克组浅水三角洲沉积特征

贺 萍， 王青春， 于靖波， 杨爱英

( 1. 长江大学 地球科学学院，湖北 武汉 430100； 2. 河北地质大学 地球科学学院，河北 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，河北 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，山东 青岛 266590 )

0 引言

自FISK H N等提出浅水三角洲一词[1]已有近70年的历史。初期，浅水三角洲未广泛受到重视，自20世纪七八十年代后，煤炭和油气等化石能源矿产资源在该类沉积体中不断发现，受到人们的关注[1-14]。目前认为，浅水三角洲是河流携带沉积物进入水体较浅、地形比较平坦、构造较为稳定的沉积环境(稳定的台地、陆表海或缓慢沉降的大型敞流坳陷湖盆缓坡等)，继而发生较为缓慢的沉积作用形成的沉积体[1,3-9,13-14]。对于浅水三角洲发育的水深条件及各影响因素的贡献有待研究。浅水三角洲沉积体形成过程中河流能量占主体[15-16]，在河流能量较弱时，波浪、潮汐、海(湖)流等改造作用较为明显，并使砂体具有席状化特征[1-3,7-9]。无论是在现代沉积环境[11,15]，还是在古代地质记录[17]中，浅水三角洲沉积砂体受河流和湖泊水体的反复改造作用较为明显，可发育成优质储集体。人们在松辽盆地[6,10,12]、鄂尔多斯盆地[8]、Sunda盆地等[14]发现浅水三角洲成因的油气成藏实例。由于浅水三角洲形成于水浅、流急、水上水下频繁交替的沉积环境，导致易被误判为辫状河三角洲；而且浅水三角洲分支河道往往形成宽度窄、厚度小、迁移频繁的单砂体[13,18]，且河流能量减弱时波浪等改造作用明显，所以识别难度较大。

塔里木盆地东北部大涝坝地区下白垩统巴什基奇克组沉积地层中，可见紫红色、棕红色、浅土黄色等氧化、弱氧化色泥岩及页岩等细碎屑岩，与浅灰白色、灰白色、灰红色粉砂岩及细砂岩互层，组成砂岩的碎屑颗粒中石英颗粒体积分数较高；砾岩中，可见褐红色棱角鲜明的撕裂状变形泥砾，以及磨圆度较好的椭球状、圆球状泥砾。常见的沉积构造有块状层理、平行层理、斜层理、粒序层理及变形层理等。大多研究认为浅水三角洲是辫状河三角洲前缘环境的产物[19-23]。根据区域地质演化背景，进入白垩纪后，塔里木盆地以强氧化干旱内陆环境为主[19,23-26]，受燕山运动影响，整个塔北地区向南抬升的前陆盆地迁移[27]，沉降中心南迁至北部克拉苏—依奇克里克冲断带[19]。研究区位于冲断带东南侧，巴什基奇克组沉积时期的构造活动相对较为平缓[19,22,24]，且距北部天山物源区较远，盆地边缘发育的辫状河三角洲或扇三角洲跨过沉降中心延伸到大涝坝地区难度较大。根据岩心观察、岩矿鉴定、岩相分析、测井相分析，结合叠后波阻抗反演、地震相刻画、岩相古地理特征[19-26]，发现大涝坝地区巴什基奇克组发育的储集砂体单层厚度较小，且多夹于厚度较大的浅棕红色、浅土黄色泥页岩之间，大套稳定泥岩段缺失，反旋回特征弱化，典型辫状河三角洲沉积特点不突出，其更具浅水三角洲沉积特点[28-29]，建立理想沉积模式，为研究区制定勘探开发方案提供参考。

1 区域地质特征

大涝坝地区位于塔里木盆地北侧库车坳陷与塔北隆起交界处，北望南天山造山带，南临塔北隆起带，行政区划位于新疆维吾尔自治区库车县东南约50 km处(见图1(a))。巴什基奇克组形成于早白垩世晚期，燕山运动即将结束，强烈的构造沉降基本停止[19,22,24]，气候以干热型为主[19-26]，间歇性出现短暂的潮湿时期[19,24](见图1(b))。大涝坝地区处于古塔里木盆地东北部边缘地带，地势平缓，坡度较小[19,22,24]，包括大涝坝1号圈闭、大涝坝2号圈闭和丘里构造及周边区域，面积约为450 km2(见图1(c))。目前，井资料主要集中在研究区中部的断裂带附近，周边大范围区域井资料稀少(见图1(c))。岩心观察及岩矿鉴定表明，巴什基奇克组主要沉积浅灰白色、浅灰红色、浅棕红色、紫红色等氧化、弱氧化色为主的砂砾岩、砂岩、粉砂岩和泥岩(见图1(d))。肖建新等[24]结合区域构造演化特征，采用露头和岩心资料相结合的方法将巴什基奇克组划分为由低位、水进和高位体系域组成的完整三级层序，其中高位体系域比较发育；马玉杰等[19]结合巴什基奇克组岩性特征及地层中的介形类、轮藻、孢粉等化石资料也将其划为3个岩性段。结合文献[19-20,24-25,27]，根据岩性鉴定、岩相划分及地震地层学、层序地层学理论，将巴什基奇克组划分为3段，即K1bs1、K1bs2、K1bs3(见图1(d))。

图1 研究区构造位置、地层、研究范围及岩性剖面

2 沉积特征

2.1 岩性特征

目前，大涝坝地区仅有2口井取到巴什基奇克组岩心。岩心观察及薄片鉴定表明，巴什基奇克组砂岩单层厚度较小，几厘米至几十厘米不等，以浅灰色、浅棕红色、棕灰色岩屑长石砂岩、长石岩屑砂岩、岩屑石英砂岩、长石石英砂岩等为主(见图2，其中，Q为石英，F为长石，R为岩屑)，其碎屑颗粒体积分数一般为70%～80%，其中，石英颗粒体积分数主要介于70%～85%，个别样品中石英体积分数高达94%。砂岩之间夹有厚度相近的棕红色、褐红色、浅灰色粉砂岩、泥岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、砂质泥岩等，可见块状层理、平行层理、斜层理、粒序层理、变形层理等沉积构造。这些岩性特征与文献[19-23]中的辫状河三角洲沉积砂体相比，砂体规模偏小、粒度偏细、成分成熟度偏高，典型辫状分支河道特征不明显，具备较长距离搬运或较长时间冲刷和分选环境产物的特点。

图2 大涝坝地区巴什基奇克组主要砂岩类型

2.2 岩相特征

通过大涝坝地区巴什基奇克组岩心观察和薄片鉴定，根据颜色、成分、结构及沉积构造等特征，主要岩相类型可划分为砾岩、砂—粉砂岩及泥岩三大类，进一步划分为七小类：砾岩相主要为块状层理砾岩相，偶见正粒序层理，砾石多为紫红色泥砾；砂岩相主要包括含砾砂岩相、斜层理(粉)砂岩相、平行层理砂岩相、粒序层理砂岩相四小类；泥岩相主要包括变形层理(粉)砂泥岩相、氧化色泥岩相。

2.2.1 块状层理砾岩相

岩心中的砾岩较少，块状层理砾岩相一般发育在水下分支河道微相底部。单个砾岩岩性段中，岩石整体呈浅紫红色、浅棕红色，主要发育块状层理，偶见正粒序层理，砾石体积分数和粒度从顶部到底部增加(见图3(a))。砾岩中，砾石主要为紫红色泥砾，其他岩屑砾石粒度较小，其中，紫红色泥砾具明显的变形撕裂现象，磨圆度较低(棱角状、次棱角状)，说明其多为水动力增强过程中水流冲刷原有未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，反映高能态的水流冲刷和再沉积作用过程。

图3 大涝坝地区巴什基奇克组主要岩相类型

2.2.2 含砾砂岩相

岩心中的含砾砂岩相也较少，属于较高能态水下分支河道或河口坝微相沉积。一般，岩石为浅土黄色、浅棕红色，砾石多为泥砾，底部见冲刷面(见图3(b))。岩层层面上可见泥砾全貌，泥砾颜色多为紫红色，直径为5～10 mm，个别可达十几厘米，呈椭球体、扁球体状，磨圆度较高(圆状、次圆状)，可见平行层理、正粒序层理、逆粒序层理等，为浅水泥质沉积物经水流再次搬运而成，且搬运距离较远，沉积过程缓慢。

2.2.3 斜层理(粉)砂岩相

岩心中的斜层理(粉)砂岩较常见，包括单斜层理和交错层理。其中，中粗粒砂岩中组成斜层理的纹层一般倾斜角度较大，是高流态水体的产物，发育在水下分支河道微相中下部，岩石颜色主要为浅灰色、灰绿色(见图3(c))。粉砂岩及细砂岩中的斜层理纹层的倾斜角度较小，反映水体能量较弱特点，主要发育在河口坝微相或水下分支河道微相中上部，岩石颜色以浅灰色、浅黄绿色为主。

2.2.4 平行层理砂岩相

岩心中可观察到较多平行层理砂岩，以中细粒砂岩为主。岩石颜色为浅灰色、浅红色、褐灰色、灰褐色等(见图3(d))，是高流态水流冲刷作用的产物，多发育在河口坝、水下分支河道微相上部。

2.2.5 粒序层理砂岩相

岩心中的粒序层理较少见到。粒序层理主要为正粒序层理、下粗上细，多形成于分支河道微相；偶见逆粒序，发育在河口坝微相底部，岩石颜色以灰色、麻灰色为主，反映弱还原环境特点(见图3(e))。

2.2.6 变形层理(粉)砂泥岩相

岩心中的变形层理(粉)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，反映快速堆积的沉积物在压实排水过程中扰乱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(见图3(f))。变形层理是三角洲前缘水下沉积物快速前积的较典型沉积构造。

2.2.7 氧化色泥岩相

泥岩多为棕红色、紫红色、暗红色，偶见浅灰色，多呈薄层状夹于砂岩、粉砂岩之间，泥岩厚度较大者较少见，部分泥岩段可见石膏结核或石膏条带、石膏薄夹层，是浅水或暴露环境强烈蒸发作用的产物，多发育在河口坝、河道间湾微相顶部(见图3(g))。

2.3 沉积微相类型及特征

与辫状河三角洲沉积相比，大涝坝地区巴什基奇克组沉积的砂岩中，石英体积分数较高，分选较好，磨圆度较高，结构成熟度较高，反映较长距离搬运特点；砾岩、粗砂岩底部发育冲刷面，砾石以紫红色泥砾为主，砂岩中还发育高角度斜层理、平行层理、粒序层理等，反映高流态水道沉积特点；棕红色、紫红色、暗红色砂岩和泥岩，以及泥裂、石膏夹层和条带等反映氧化、蒸发、浅水环境。此外，垂向剖面上，整体表现为反旋回(见图4)，沉积层序连续性欠佳，砂体厚度较小，砂岩间泥岩多为氧化、弱氧化色或弱还原色，砂体以水下分支河道及河口坝沉积为主，具备浅水三角洲沉积特征[30]。地震剖面上，巴什基奇克组底界由南向北、由西向东发现上超现象，顶界可见明显的削截现象，内部发育初始湖泛面和最大湖泛面，结合井震标定可将目的层划分为三段(见图4)。岩性鉴定表明，巴什基奇克组的泥岩多为氧化色，通常含砂且砂质粒度变化范围较大，可见砾级，反映河水能量强弱交替变化的过程，且测井曲线表现明显的进积/退积旋回规律(见图4)，也是浅水三角洲沉积的响应特点[31-32]。

叠后波阻抗反演和地震相刻画结果，证实大涝坝地区巴什基奇克组沉积砂体在平面上也表现浅水三角洲前缘的沉积特点(见图5，其中，浅蓝→深蓝→绿→黄→红色示意振幅逐渐增强，箭头示意入湖水体流向)。水下分支河道交织成网脉状(图5中穿过绿、黄、红色区域的箭头)，其间发育席状化连片的河口坝沉积体(图5中水下分支河道间绿、黄、红色区域)，河道间湾微相分布在水下分支河道之间的蓝色区域，远端过渡为前三角洲泥和滨浅湖微相。

因此，较高的成熟度，较强的水体能量和氧化、蒸发、浅水环境特点，加之剖面和平面上展现的浅水三角洲前缘沉积特征，以及岩相古地理背景资料[13]，说明大涝坝地区巴什基奇克组是浅水三角洲—滨浅湖沉积体系的产物，沉积砂体主要形成于浅水三角洲前缘亚相的水下分支河道及河口坝微相。

2.3.1 水下分支河道微相

水下分支河道微相以浅棕红色、浅灰白色砾岩、含砾砂岩、砂岩、粉砂岩及含砾泥岩为主，砾石多为紫红色泥砾、杂色变质岩砾石和硅质岩砾石，其中，泥砾多呈撕裂变形状，棱角较为鲜明(见图3(a-b)和图6(a-b))。砾岩底部常发育冲刷—充填构造，砂岩中常发育斜层理、平行层理、正粒序层理等沉积构造(见图3(c-d))，局部可见层内变形构造。

水下分支河道微相底部与下伏岩层呈冲刷或突变接触，因此GR、SP等测井曲线形态多为箱型和钟型，进一步可细分为齿化箱型、光滑箱型、齿化钟型和光滑钟型等(见图7(a-b))。该微相在巴什基奇克组三个层段较为发育，由于湖泊水体较浅，在平面上河道席状化现象较明显。

图4 DLK3井沉积微相精细刻画柱状图

图5 大涝坝地区巴什基奇克组砂体地震相平面刻画

图6 大涝坝地区巴什基奇克组沉积微相岩心特征

图7 大涝坝地区巴什基奇克组沉积微相测井相特征

2.3.2 河口坝微相

河口坝微相以细砂岩、粉砂岩为主，偶见含砾中粗粒砂岩，其中，砾石多为紫红色泥砾，呈磨圆度略高变形的椭球体、扁球体状(见图6(c-d))。砂岩、粉砂岩中，常发育小型槽状交错层理、板状交错层理、砂纹层理、平行层理(见图6(d))等，偶见逆粒序层理(见图3(e))。

河口坝微相多表现为向上粒度逐渐变粗、砂体厚度增加，GR、SP测井曲线响应形态呈光滑漏斗型、齿化或微齿化漏斗型、近对称漏斗型等(见图7(c-d))。该微相主要发育于巴什基奇克组二、三段，平面上受湖泊水体改造后连片分布。

2.3.3 河道间湾微相

河道间湾微相沉积物以泥岩、粉砂质泥岩为主，可见灰白色石膏结核及膏岩条带(见图3(f-g))，含少量洪泛期形成的薄层细砂岩、粉砂岩，多呈浅灰红色、浅灰白色，发育块状层理、水平层理，偶见砂泥薄互层形成的变形构造(见图3(f))。该微相GR、SP测井曲线相对较平直或呈低幅齿状。平面上和垂向上分布于水下分支河道或河口坝微相之间。

2.3.4 前三角洲泥微相

湖泊水体较浅，前三角洲泥微相沉积物主要为浅灰色、浅灰白色泥岩等，含粉砂、细砂。由于平面上井资料不足，推测该微相主要发育于研究区北部。

3 沉积微相平面刻画

鉴于大涝坝地区钻井资料过于集中，且传统地震相分析的精度难以达到沉积微相刻画的需求，基于密井网区单井、连井沉积微相分析，通过地震标定、叠后波阻抗反演及地震相刻画预测疏井网区，刻画巴什基奇克组浅水三角洲沉积微相平面展布特征。将密井网区单井和连井沉积微相分析结果与叠后波阻抗反演及砂体地震相刻画结果对比，根据密井网区各沉积微相类型及平面分布范围，统计对应的波阻抗及地震相数值门限；然后，结合浅水三角洲沉积微相发育特征制定沉积微相识别标准(见表1)，将密井网区沉积微相刻画结果拓展到疏井网区。将密井网区匹配程度控制在85%以上。巴什基奇克组强振幅相(大于1.4×106)主要对应水下分支河道微相，中振幅相(8.0×105～1.4×106)主要对应河口坝微相，弱振幅相(小于8.0×105)主要对应河道间湾、前三角洲、滨浅湖泥等微相。沉积微相平面刻画结果见图8。

表1 巴什基奇克组叠后波阻抗反演、地震相刻画与沉积微相对应关系

巴什基奇克组三段发育浅水三角洲前缘亚相和滨浅湖亚相(见图8(b))。三角洲前缘亚相主要发育在研究区西南大部分地区，沉积物从南向北西方向搬运，滨浅湖亚相主要分布在研究区东部和北部。砂体主要形成于水下分支河道微相和河口坝微相，水下分支河道微相由南向北西向延伸，交织成网状，其间夹河道间湾微相、河口坝微相。由于盆地水体较浅，季节性变化明显，洪水期水下分支河道与河口坝沉积砂体向前推进明显，枯水期进一步被湖泊水体改造，具有明显的席状化特征，呈宽带状或连片分布(见图8(b))。

巴什基奇克组二段主要发育浅水三角洲前缘亚相、前浅水三角洲亚相、滨浅湖亚相沉积，微相有水下分支河道、河道间湾、河口坝、前三角洲泥、浅湖泥，沉积物自南向北、自东向西方向搬运(见图8(d))。研究区气候相对湿润，降水充沛，河流能量增强，东部物源供给加强，沉积速率较快，大部分地区被三角洲前缘覆盖。水下分支河道微相交织成网状，受湖泊水体顶托作用影响，水下分支河道及河口坝微相同样具有席状化特征，其间以河道间湾隔开(见图8(d))。

巴什基奇克组一段主要为浅水三角洲前缘亚相、前浅水三角洲亚相、滨浅湖亚相，发育水下分支河道、河道间湾、河口坝、前三角洲泥、滨浅湖泥微相。砂体主要发育于研究区西南部，沉积物自南向北、自南东向北西方向搬运，水下分支河道南—北向、南东—北西向延伸(见图8(f))。研究区虽处于滨浅湖环境，但湖泊水面较高，水动力条件较强，河流受湖泊水体顶托作用影响，水下分支河道下切作用和向前推进规模减弱，远端与河口坝一起呈明显席状化特征(见图8(f))。

图8 巴什基奇克组沉积微相平面精细刻画

巴什基奇克组从三段到一段，沉积水体虽然逐渐加深，但整体处于较浅水体。其中，二段沉积微相展现的水下分支河道异常发育，推测是局限范围内的异旋回特征被自旋回作用破坏的体现[28]。异旋回是由构造、气候和海(湖)平面升降等因素引起的基准面变化导致的，在较大的区域范围内具有可对比性；而河流改道决口、三角洲朵叶体摆动等自旋回作用不受基准面控制[28]。通常认为气候变化对浅水三角洲沉积发挥主导作用[33]，而局限浅水环境对气候响应体现自旋回作用特点。

4 理想沉积模式

岩相古地理资料[19-22,24]表明，大涝坝地区巴什基奇克组沉积时期，湖盆构造活动基本停止，保持早期形成的南东高、北西低、水体较浅、地势较为平缓的古地貌特征。

大涝坝地区巴什基奇克组砂岩的碎屑颗粒石英体积分数较高，甚至出现石英砂岩，说明成分成熟度较高；砾岩、含砾粗砂岩底部见冲刷面，砾石多为紫红色泥砾；磨圆度较好的球状、椭球状砾石和次棱角状、撕裂变形状砾石分布在不同岩层中，其间的泥岩夹层也多呈紫红色，表明沉积水体属于较浅的氧化、弱氧化环境，具有高流态强水流冲刷作用，且出现短距离快速搬运—沉积作用过程和较稳定的搬运—沉积作用过程；砂体自南向北、由南东向北西方向展布，体现物源方向。地震剖面地层反射结构主要表现为平行、亚平行，无明显的S型前积结构，偶见低角度叠瓦状斜交前积，体现相对较小的沉积可容空间和相对快速的前积现象，反映沉积体系的水体较浅。叠后波阻抗反演和地震相分析刻画的砂体，表现三角洲的展布形态，顺物源方向可见条带状分支河道、朵叶状河口坝等砂体分布特征，席状化明显；垂直物源方向，砂体厚度横向变化快，分布离散，受控于多变的分支河道控制体系，符合三角洲前缘亚相在横向上变化频繁的特点。

因此，将大涝坝地区巴什基奇克组的沉积环境划归为浅水三角洲相。该沉积环境形成的砂体受湖泊水体改造明显，河口坝、水下分支河道等沉积砂体可进一步提高成熟度，并且在湖平面季节性变化过程中，水上、水下环境交替出现，与沉积特征更加匹配。大涝坝地区巴什基奇克组浅水三角洲理想沉积模式见图9。

图9 大涝坝地区巴什基奇克组浅水三角洲理想沉积模式

5 结论

(1)大涝坝地区下白垩统巴什基奇克组岩相主要包括砾岩相、(粉)砂岩相及泥岩相三大类，可进一步划分为块状层理砾岩相、含砾砂岩相、斜层理(粉)砂岩相、平行层理砂岩相、粒序层理砂岩相、变形层理(粉)砂泥岩相和氧化色泥岩相七小类。

(2)大涝坝地区下白垩统巴什基奇克组沉积地层中砂泥岩多呈薄互层状，体现分支河道交切迁移的特点；地震剖面中无明显斜交前积现象，偶见低角度叠瓦状前积结构；地震相刻画在平面上展现砂体网脉状、席状特点，显示浅水三角洲沉积的典型特征。

(3)大涝坝地区下白垩统巴什基奇克组沉积物源来自东南方向，浅水湖盆环境对洪水作用响应灵敏，沉积砂体受湖泊水体改造明显。研究区主要形成于浅水三角洲前缘亚相，发育水下分支河道、河口坝和河道间湾等微相，浅水三角洲理想沉积模式的建立，可为研究区制定勘探开发方案提供参考。