准噶尔盆地莫西庄—永进地区白垩系清水河组地貌演化及沉积响应

朱珍君，李 琦，李 剑，陈贺贺，胡俊杰，耿 慧，丁晓军，白金莲

(1.中国地质大学(北京)海洋学院，北京 100083；2.中国地质大学(北京)海洋与极地研究中心，北京 100083；3.中国地质科学院 地质力学研究所，北京 100081；4.中石油青海油田分公司勘探开发研究院，青海 敦煌 736200)

0 引 言

盆地构造演化对沉积体系的控制作用一直是国内外含油气盆地分析的热点领域[1-4]。除同沉积构造活动控制盆地沉积充填外，盆地内的继承性古地貌也会一定程度上影响盆地沉积充填特征，但继承性构造地貌的耦合控制沉积作用研究相对薄弱。准噶尔盆地中部于燕山期形成一个大型SWW—NEE向的车排子—莫索湾隆起(以下简称车—莫古隆起)[5-6]，经历了晚侏罗世古隆起地貌(内物源区)、白垩纪早期古沟谷-古残丘地貌和白垩纪晚期古平原地貌三个演化阶段，地貌演化对盆地的沉积格局有明显的控制作用。中—晚侏罗世，由于受车—莫古隆起的阻隔，盆地西北缘的物源只分散于隆起以北地区，古隆起遭受严重剥蚀以提供物源[7]。下白垩统清水河组沉积时期，全区发生剧烈沉降，车—莫古隆起进入稳定埋藏阶段，但仍具背斜形态[8-9]，在继承性构造地貌的控制下，底部发育了一套巨厚-厚层的中-细或中-粗粒沉积，为探索继承性地貌及沉积响应问题的研究提供了资料。

前人研究显示，车—莫古隆起的发育对整个准噶尔盆地中部的构造、沉积及油气成藏具有较大的影响，为盆地中部地区创造了独特的油气运聚背景和圈闭条件[10-12]。相关研究工作主要集中于侏罗纪车—莫古隆起初始发育阶段和强烈隆升阶段对沉积体系、砂体和油气藏的控制，而对白垩纪埋藏阶段古隆起的消亡过程及其对沉积体系类型和分布的控制作用尚无详细研究。此外，已有的相关研究多以盆地尺度清水河组沉积模式的探讨为主[13-14]，对沉积体系的研究精细程度不足；对清水河组低位域粗砂岩沉积相类型的认识亦存在分歧，目前存在三角洲沉积[15]、滩坝沉积[14,16]和辫状河三角洲沉积[17-18]三种观点。本文拟通过对研究区野外露头、岩心、测井、分析化验和三维地震资料进行综合分析，恢复莫西庄—永进地区下白垩统清水河组残余地貌；利用单井、连井沉积相分析，结合地震属性特征，刻画沉积体系分布范围，明确车—莫古隆起在埋藏期的地貌特征及其对沉积的控制作用，以期为莫西庄—永进地区白垩系清水河组的油气勘探提供参考。

1 区域地质构造背景

1.1 区域地质概况

莫西庄—永进地区位于准噶尔盆地中部中央坳陷带，东西两边毗邻马桥凸起和达巴松凸起、中拐凸起，南缘与北天山相接，主体部位位于盆1井西凹陷和昌吉凹陷北斜坡，面积约8 400 km2[19-20]，自北向南依次划分为沙窝地、莫西庄、征沙村和永进4个小区(图1)。车—莫古隆起自中侏罗世逐渐抬升并出露水面，在晚侏罗世进入强烈发育期[21-22]，使得中—上侏罗统遭受大范围剥蚀(图2(a))，后期白垩系地层整体覆盖于古隆起之上，形成了侏罗系与白垩系之间区域性不整合面[20,23]。下白垩统清水组沉积时期，盆地逐渐由压扭性转变为大型坳陷型盆地[7,21-22]，车—莫古隆起逐渐埋藏消亡，但继承性地貌仍然呈现NE—SW向低幅度背斜。受喜山期掀斜作用的影响，研究区现今呈西南低、东北高的缓坡构造背景。

1.2 层序地层格架

白垩系清水河组是在侏罗系遭受长期剥蚀夷平基础上充填沉积的，因此清水河组受古地貌控制作用较强。研究区内清水河组分布稳定，自下而上可划分为清一段(K1q1)、清二段(K1q2)两个岩性段，沉积厚度为110～260 m。其中清一段与下伏中侏罗统头屯河组呈角度不整合接触，底部以巨厚-厚层、中-细或中-粗粒“底砂岩段”为典型特征(图2)；顶部发育一套高GR值泥岩，全区分布稳定，广泛覆盖于底砂岩之上。清二段以不等厚砂岩与泥岩频繁互层沉积为特征(图2(b))。

通过综合分析莫西庄—永进地区地震反射终止关系、钻录井资料及测井曲线的旋回性等，结合白垩系沉积序列、构造演化和气候特征，将清水河组划分为1个三级层序和3个体系域。其中低位体系域对应清一段“底砂岩段”，呈进积式叠加样式，顶部为初始湖泛面(FFS)；湖侵体系域对应清一段高GR值泥岩段，呈退积式叠加样式，顶部为可区域追踪对比的最大湖泛面(MFS)；高位体系域对应清二段，呈进积式叠加样式(图3(a))。

2 古地貌恢复

2.1 方 法

古地貌的控制因素很多，包括古地形、沉积作用、古气候、湖盆水体变化及构造活动等，因此定量恢复古地貌较为困难。目前常用的古地貌恢复方法主要有残余厚度法、沉积学分析法、层序地层学分析法、印模法、回剥和填平补齐法[24-25]。本文主要利用三维地震资料，通过残余厚度法近似恢复莫西庄—永进地区清水河组低位域和高位域沉积期古地貌。

当构造活动相对较弱时，沉积盆地内沉积地层的厚度可以反映该套地层沉积前的盆地古地貌特征[26-27]。确定沉积层的顶、底后，两个层位中间的地层厚度即为残余地层厚度。准噶尔盆地中部自白垩系开始持续沉降，构造活动微弱，白垩系及之上地层基本没有发生构造变形，不存在沉积间断或者剥蚀，断层不发育。因此在陆相湖盆古水深相差不大的条件下，不考虑断层和剥蚀的影响，残余地层厚度可大致反映古地貌特征。残余地层厚度为现今厚度，一般需要根据孔隙度-深度数据来建立岩层的孔深函数，恢复岩层的压实埋藏过程。由于本文缺少清水河组物性数据，因此直接应用现今残余地层厚度。地层厚度由大到小反映了古地貌由低变高的特征，即地层越厚，古地貌越低；地层越薄，古地貌越高。在井震标定基础上，对地震资料精细解释，将时深转化后的顶、底2个地层界面相减，分别求得清水河组低位域和高位域的残余地层厚度近似恢复古地貌。

2.2 古地貌演化

2.2.1 低位体系域地貌特征

准噶尔盆地自白垩纪开始进入大型坳陷湖盆演化阶段，盆地构造格局发生变化，在此背景下，盆地呈北高南低、东高西低的古构造格局[30]。从古地貌低势区到残丘最高部位并以最大湖泛面(MFS)拉平的地震剖面可见(图3(a))，低位域沉积时期，白垩系清水河组与下伏侏罗系呈现典型的削截及超覆接触关系，表明古隆起背斜形态依然存在，最高部位征沙村地区保留了侏罗系残存地貌。残余厚度恢复地貌结果显示(图3(b))，低位域沉积期地层厚度相对较薄，发育不均衡，地层整体北厚南薄、东厚西薄。其中，征沙村地区为古残丘地貌单元，受继承性地貌影响，地层厚度最薄，局部地层缺失；西北部沙窝地地区为古斜坡地貌单元，表现为向北倾斜趋势，地层厚度相对较薄。东北部莫西庄地区地层厚度最大，南部永进地区次之，均为NE—SW向延伸的低势地貌，表明背斜构造侧翼埋藏相对较深，未遭受剥蚀作用，为古沟谷地貌单元；整体上低位体系域古地势呈现“中间高四周低”的特征。

2.2.2 高位体系域地貌特征

高位体系域残余地貌厚度图显示(图3(c))，该时期地层南厚北薄，与低位域沉积期地层厚度变化趋势相反，沉降中心南迁至永进地区。低位域沉积期，物源从东北、西北方向进入盆地，沉积物逐渐向古残丘超覆，低部位沟谷及斜坡地区被充填，盆地地形逐渐平缓；同时受盆地北部构造掀斜的影响，盆地北部逐渐缓慢抬升，古隆起逐渐下沉，北部莫西庄和沙窝地地区均由低位域沉积期的向北倾斜逐渐抬升使地形准平原化，永进地区仍呈现南倾的特征。整体表现为北高南低的宽缓斜坡地貌，地形坡度约为1°。

3 沉积体系分析

3.1 清水河组物源特征

3.1.1 砂体发育特征

沉积盆地内砂地比可有效反映砂体分布特征及展布规律，并可依据此分析物源区方位及沉积物搬运方向等[28]。清水河组低位域砂地比表明(图4)，研究区沙窝地砂地比由西北向东南方向降低，在沙1井、沙11井周围砂体尖灭；莫西庄和永进地区的砂岩百分含量高值均在东北部，向西南方向逐渐降低，至征沙村地区砂岩含量介于0～20%之间，整体上来自东北方向的砂体分布范围较大，西北方向的砂体规模相对较小。

3.1.2 岩石学特征

研究区白垩系清水河组砂岩岩石成分统计(图4)表明，研究区北部莫西庄和南部永进区块白垩系清水河组砂岩类型主要为长石岩屑砂岩(图4(c))，但莫西庄地区砂岩石英含量相对更好(图4(a))。岩屑均以喷出岩岩屑为主，变质岩次之，沉积岩岩屑极少，但永进地区岩屑中变质岩占比更高(图4(b))。Dicknson的Qt-F-L三角图解(图4(d))显示，莫西庄和永进地区白垩系清水河组碎屑物源成分分别落在再旋回区和切割弧、过渡弧区，判断为盆外北缘山脉来源的不同物源体系，物源区岩性和构造较为复杂。

3.1.3 重矿物特征

由于重矿物在沉积物搬运过程中性质相对稳定，因此可通过重矿物的组合类型，识别不同的沉积物源区。此外，随沉积碎屑搬运距离的增加，不稳定矿物含量逐渐减少，相对稳定的重矿物含量逐渐增加，因此ZTR指数(由稳定矿物锆石(Z)、电气石(T)和金红石(R)组成的透明矿物组合除去云母类和自生矿物的百分含量)能够有效地指示物源方向[29]。根据重矿物分析结果可知(图4)，研究区清水河组重矿物类型主要有白钛矿、锆石、电气石、石榴子石、绿泥石、帘石类、磁铁矿、赤褐铁矿、金红石、角闪石、榍石、云母等。沙1井、沙2井重矿物有相似组合特征，以白钛石、电气石和锆石为主，而庄3井、庄4井的重矿物组合则以石榴石、锆石为主，表明沙窝地和莫西庄的沉积物具有不同物源区。其中沙2井含角闪石、帘石类等不稳定矿物，沙1井多以稳定矿物为主，ZTR指数18%，略大于沙2井(17%)，表明沙1井相对沙2井离物源较远；庄3井与庄4井相比，重矿物种类更多，不稳定矿物含量更低，ZTR指数为35%，低于庄4井ZTR(37%)，因此庄3井相对庄4井更接近物源；征沙村征1井与征1-1井ZTR指数较高，分别为32%和76%，指示远距离搬运，重矿物以稳定矿物锆石、石榴子石、电气石和白钛石为主。其中征1井出现2.17%不稳定矿物绿泥石，与高ZTR指数相矛盾，清水河组沉积早期可能存在古隆起提供的局部物源，但由于古隆起附近砂地比并未出现高值，因此认为古隆起局部供源能力相对较弱。

综上所述，岩石学分析及重矿物分析表明，研究区白垩系清水河组存在北东和北西两个物源。其中，北东方向物源相对充足且复杂，其供源的砂体在盆地内展布范围相对较大，而北西方向物源供源能力相对较弱。

3.2 沉积相类型及特征

区域沉积相研究表明，侏罗系地层在抬升作用下长期遭受剥蚀，为白垩系沉积提供了大量沉积碎屑[31]，此阶段准噶尔盆地北部三角洲沉积体系推进到盆地中部，盆地地貌总体呈现北高南低的缓坡背景，表现为以盆地南缘为沉积-沉降中心[32]。参考区域沉积研究，综合野外露头、岩心、测井曲线及地震资料分析，认为研究区发育浅水辫状河三角洲、滩坝-湖泊等沉积体系。沉积体系发育特征归纳如下。

3.2.1 浅水辫状河三角洲

浅水辫状河三角洲系辫状河搬运沉积物进入水体相对较浅的湖盆，沉积卸载而形成的三角洲。其发育特点为，盆缘坡度中等，沉积物粒度较粗、成分和结构成熟度较低，发育强水动力牵引流沉积构造、间断正韵律和水下分流河道，三角洲展布面积较大[33]。其形成除受盆地沉降速率和沉积速率的制约外，还受古构造背景、古地貌、古气候、古物源及沉积物供给量、古水深及古湖平面变化等因素的共同控制[34]。研究区内，浅水辫状河三角洲主要发育于清水河组低位体系域和高位体系域。

(1)岩性组合。白垩系沉积厚度大且稳定，中部地区清水河组底部为一套分布广泛且厚度不等的砂砾岩，俗称“底块砂”，是中部地区主要含油气层系之一[32]。但研究区该套砂砾岩缺失，露头剖面照片显示，下部岩性为灰绿色泥岩、砂质泥岩(图5(a))，底部见河道砂岩与下部地层突变接触(图5(b))，缺少陆相辫状河底部粗粒滞留砂砾岩；上部为灰色砂泥岩互层，局部泥岩呈灰绿色或灰黑色(图5(c)和(d))。岩心及录井岩性显示，底部低位域普遍发育以灰色、浅灰色中-细或中-粗砂为主的厚层砂岩，单砂层厚度20～55 m，含砾砂岩相对较少(图6(d)和(f))，岩性序列多呈正韵律，与上覆泥岩呈突变接触关系。低位域泥岩以灰色、深灰色等还原色为主体，部分灰绿色，局部褐色、棕色等氧化色表明短暂的暴露环境，指示为水动力相对稳定的浅水弱还原环境。局部块状构造内可见泥砾、水平定向排列的细砾和撕裂泥屑(图6(m))，反映间歇高能沉积环境。整体分选差-中等，次棱角-次圆状，指示相对近源的沉积特征；局部岩心顶部发育冲刷面(图6(n))，突变接触，呈正粒序递变层理，为三角洲前缘分流河道沉积，受继承性地貌特征影响，优先沉积于古地貌地势相对低洼地区(图3(b))。高位域整体岩性较细，主要为浅灰色、灰色泥质粉砂岩和灰色泥岩，砂岩结构成熟度与成分成熟度相对低位域较高，单层厚度不大，指示席状砂沉积微相。

(2)沉积相标志。岩心观察表明，清水河组低位域砂岩主要发育块状层理、平行层理、板状层理、交错层理等，指示较强的水动力环境。粒度概率曲线整体呈两段式特征，跳跃和悬浮总体交截点粒度介于2φ～4φ之间，悬浮总体含量为10%～15%，表明典型的相对较粗粒的牵引流沉积(图6(g)和(h))。高位域砂岩发育小型槽状、波状交错层理、平行层理和爬升层理等多种牵引流相关的沉积构造(图6(i))，可见生物扰动、泄水构造(图6(j))。在露头剖面照片中亦见波痕(图5(c))和生物扰动现象(图5(d))。

(3)测井响应。低位域GR测井曲线主要表现为高幅箱形，推测受湖浪改造具有微幅齿化，呈突变接触(图6(d)和(f))。高位域GR测井曲线呈指状(图6(c))，指示水动力较弱的低能环境，为三角洲前缘薄层席状砂或支流间湾沉积。地震剖面多呈强振幅、中-高频地震反射特征，发育隐形前积，靠近物源区处前积反射较为明显(图3(a))。

3.2.2 滩坝-湖泊

滩坝体系广泛分布在浅湖环境中，是受波浪和海岸水流控制的薄互层沉积物[35-37]，沉积物多来自受波浪改造的前三角洲地区河口坝、席状砂、远砂坝等。滩坝-湖泊体系主要分布于清水河组湖侵体系域和高位体系域。岩性以厚层状泥岩为主，夹薄层灰色泥质粉砂岩、粉砂岩(图6(e))，垂向粒序多呈反韵律和复合韵律，局部富集植物、树叶等化石，岩心发育水平层理，局部见缓波状交错层理和斜层理。GR测井曲线呈中幅齿状箱形(图6(b))，齿中线水平，反映水动力与沉积速率、物源供应相对稳定的沉积特点。泥岩以厚层灰色、深灰色泥岩和粉砂质泥岩为主，部分表现为氧化颜色，反映了间歇暴露的还原环境。

3.3 沉积展布特征及演化

清水河组沉积早期，盆地从剥蚀夷平阶段进入逐渐埋藏阶段，地形地貌主体呈准平原化特征。参考连井沉积相(图7)及平面均方根振幅地震属性(图8(a)和(d))，以砂地比等值线图(图8(b)和(e))为基础反映各朵叶的样式和展布形态，恢复清水河组低位域与高位域沉积相展布(图8(c)和(f))。

3.3.1 低位域沉积展布特征

由低位域均方根振幅属性可知(图8(a))，低位域沉积期莫西庄和永进地区强振幅地震属性呈大范围连片分布；连井沉积相显示各井砂体单层厚度大，且砂地比相对较大，细粒粉砂质及泥质沉积物含量相对较少，GR测井曲线呈巨厚箱形，主要为水下分流河道砂体，分流河道频繁迁移呈区域连片沉积。因此认为研究区清水河组早期沉积一套厚度大、粒度粗、连片发育的浅水辫状河三角洲内前缘；平面上三角洲呈NE—SW向和NW—SE向展布，其中NE—SW向三角洲规模较大，在莫西庄和永进地区呈分支朵叶状；西北部发育的三角洲仅在沙窝地区局部沉积，与NE—SW向三角洲被滨浅湖亚相分隔(图8(c))。湖侵沉积期，自昌吉凹陷向物源区发生快速湖侵，水体范围扩大，沉积厚层滨浅湖相泥岩沉积，泥岩内部夹有薄层、孤立的滩坝砂体。

3.3.2 高位域沉积展布特征

与低位域相比，高位域沉积期莫西庄和永进地区均方根振幅属性异常值减弱且不连片分布(图8(d))；砂体单层厚度及砂地比明显减小，以粉砂岩、泥质粉砂岩等细粒沉积物为主(图7)。GR测井曲线多以指状反射为特征，指示席状砂的发育，局部见齿化程度明显的河道箱形及河口坝漏斗形，砂体厚度减小，呈透镜状孤立分布。因此认为研究区清水河组晚期，三角洲主要处于浅水辫状河三角洲外前缘(图8(f))，以席状砂或支流间湾为主，局部水动力较强的单支河道可从内前缘继续延伸至外前缘。

4 古地貌对沉积相的控制作用

古地貌演化使得沉积可容空间在时间和空间上发生变化，并且能够控制物源及沉积相的平面展布特征[38-40]。清水河组古地貌受车—莫古隆起和北部抬升构造掀斜运动的控制作用。早白垩世，车—莫古隆起埋藏隐伏，但局部出露的残丘对早白垩清水河组的沉积有一定影响。区域上，由于整个准噶尔盆地中部在白垩纪初期开始逐渐向南掀斜，盆地沉降中心不断南迁，盆地边缘沉积体系整体向南推进，汇入南部昌吉凹陷[31]。

侏罗纪末期到白垩纪初期不仅是准噶尔盆地古构造背景转变的转换期，也是古气候环境转变的重要时期，古气候由半干旱-干旱转变为湿润，水体范围相对较为有限，保证了浅水三角洲的沉积环境。由于湖平面较低，湖水范围相对较小，北部物源供给量大，在低位域沉积浅水辫状河三角洲内前缘，北东和北西向的物源向南汇聚时受继承性古隆起的阻挡，分流河道侧向摆动幅度较大，因此研究区低位域厚层砂体连片展布，使得分流间湾分布局限，河口坝不发育，并导致NE—SW向三角洲在莫西庄和永进地区呈分支朵叶展布。另外，重矿物指示可能存在内物源供给作用，但古隆起周围并未出现高砂地比，推断也是由于古隆起的阻隔和分流河道频繁迁移所致。古隆起可容纳空间较小，残丘高部位征沙村地区表现为过渡沉积，沉积物主要为滨浅湖相泥岩及薄层滩坝砂体。随着低位域沉积填平补齐，古残丘地貌逐渐消亡，低位域沉积后研究区地形地势相对平缓，使得湖侵期湖平面变化较小，却导致平面上大规模湖水进退，因此出现湖侵泥岩直接覆盖于底块砂岩之上，缺乏过渡沉积特征的现象。

高位域沉积时期，尽管盆地沉降及湖平面升高，但白垩系北高南低的宽缓斜坡形态以及逐渐湿润的古气候保证北部物源供给相对充足[21-22]，在低位域仍然发育浅水辫状河沉积，且沉积范围不断增大，沉积中心由早期的东北部南迁至永进地区。由于湖浪作用加强，研究区为浅水辫状河三角洲外前缘沉积，以粉砂岩、泥质粉砂岩和薄层细砂岩为主。

5 结 论

1)莫西庄—永进地区下白垩统清水河组沉积处于盆地从压扭性向大型坳陷盆地转换的过渡期，为一个完整的三级层序。研究区由盆外物源体系自北东及北西向供源，发育缓坡浅水背景下形成的远源辫状河三角洲—滨浅湖沉积体系。低位域发育浅水辫状河三角洲内前缘，湖侵体系域为滨浅湖—滩坝沉积，高位域为浅水辫状河三角洲外前缘沉积。

2)白垩纪早期，车—莫古隆起进入隐伏埋藏后，局部残丘仍出露地表。低位域为古构造和古气候转换期，继承性构造地貌控制地层充填模式和沉积特征，厚层连片砂体发育于地貌低势部位；高位域为低位域填平补齐后平缓期沉积，砂体相对分散。

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