断陷湖盆砂体类型课件

石油地质学进展石油地质学进展 断陷湖盆砂体类型断陷湖盆砂体类型 目录 绪论 第一节 概述 第二节 湖泊作用类型 第三节 湖亚相划分 第四节 湖泊储集砂体 第五节 湖泊垂向层序及演 化模式 绪 论 任何沉积岩都是在地表特定的沉积环 境中形成的，因此通过沉积岩的沉积特征 研究可以恢复其形成时的环境，这就是沉 积相分析或者环境分析。沉积环境是“物理 上、化学上和生物上均有别于相邻地区的 一块地球表面”，即沉积环境是个地貌概念 ，而沉积相即一定沉积环境的物质表现， 是沉积环境及在该环境中形成的沉积岩（ 物）特征的总和。沉积相的定义应同时包 括沉积特征和沉积环境，是沉积物形成条 件的物质表现。 我们所指的沉积岩特征包括岩性特征（如 岩石的颜色、物质成分、结构、沉积构造、岩 石类型及其组合），生物特征（如生物的种属 和生态）以及地球化学特征。沉积岩特征的这 些要素是相应各种环境的物质记录，通常也称 相标志。与相的概念同时存在的还有沉积相、 岩相等常用术语。在沉积学中的相就是沉积相 ，而岩相（或岩石相）是一定沉积环境中形成 的岩石或岩石组合，它是沉积相的主要组成部 分。 以现代沉积环境和沉积物 特征的研究为依据，从大量的研究实 例中，对沉积相的发育和演化加以高 度的概括和总结，归纳出带有普遍意 义的沉积相的空间组合形式，称为“ 相模式”。碎屑岩沉积相模式有多种 类型，大陆为主的有沙漠、冰川、冲 积扇、河流、湖泊；海陆过渡为主的 有三角洲、海岸；海洋为主的有陆架 、陆坡、大洋。 大陆为主的几种主要的沉积类型综合特征（据Miall,1999） 海陆过渡环境几种主要的沉积类型综合特征（据Reineck，1971） 海洋为主的几种主要的沉积类型综合特征 在高弯度河流相的垂向剖面中，一般 在下部为河床亚相，砂体发育，主要 由砂砾岩和砂岩组成，上部为堤岸亚 相或河漫亚相，主要由粉砂岩、粘土 岩等细粒沉积组成，即顶层沉积。在 高弯度的曲流河沉积中，主要发育边 滩或点砂坝，厚度一般815m，显示 了良好的向上变细的沉积层序（见下 图）。 曲流河的沉积层序 但是，在辫状河沉积层序中，由 于河道砂坝的发育，向上变细的 层序常常被打破，在层序内部可 出现粒度较粗的一个或多个砂坝 层序（见下图）。可见，研究沉 积层序组合特点及其演变规律， 对分析不同类型的沉积相是十分 重要的。 辫状河的沉积层序（据 Can and Waiker，1984 ） SS-河道底部冲刷，冲 刷面上为滞留砾石层； A-不明显的槽状交错层 理；B-清晰的槽状交错 层理；C-大型低角度 板状交错层理；D-小型 低角度板状交错层理 ；E-孤立的冲刷充填构 造；F-孤立的粉砂纹层 ；G-不清晰的低角度交 错层砂岩 无论是浊流还是河流，乃至潮流和风暴流 ，都表现为底部具有冲刷或突变的正韵律 层序，底部颗粒最粗，向上颗粒大小逐渐 变细，反映了能量减弱的沉积水动力环境 。但是，在一些受波浪作用影响的环境中 ，可出现反韵律层序，砂体底部缺少冲刷 ，但有的与下伏泥岩可出现突变接触，层 序的底部颗粒较细，向上逐渐变粗，分选 变好，反映了一个能量增高的环境，常见 于滨面和海滩、障壁岛以及三角洲前缘的 河口砂坝（见下图）。 砂质海岸向上变粗的沉积层序（据Reineck，1971） 三角洲沉积层序（据孙永传等，1986） 一个障壁岛沉积层序的厚度一般1015m，进积 型（水退）层序与滨面和海滩的层序是相似的 ，而退积型（水进）层序可能较为复杂，底部 可能出现澙湖、潮坪-潮道，乃至涨潮三角洲和 冲越溢扇沉积，三角洲是砂岩的富集体，由分 流河道、河口砂坝和席状砂构成储层，单一的 三角洲沉积层序一般为40120m。在油田开发 中，渗透率的差异程度和最高渗透率段的位置 也往往与沉积层序相关，认识储层垂向层序对 研究油层水洗状况，油水运动特点，水驱效果 及最终采收率，都有直接的影响。 砂岩和砾岩形成了各种碎屑岩沉积相的骨架 相，构成了各种类型的储集砂岩体。在沉积 相分析中，把砂体或砂岩体定义为可以制图 的地下或露头的砂岩层序，可含少量的砾岩 和泥岩夹层，它们在油田区可以根据测井进 行井间对比或在露头区进行识别，与相邻的 砂体为沉积接触或侵蚀接触。由于沉积条件 的差异，这些不同环境下形成的砂岩体在几 何形态、碎屑成分和结构以及储集物性上都 存在较大的差异。在储集砂体类型上，湖泊 砂体已经成为我国石油地质研究的焦点。 湖泊是大陆上地形相对低洼和流 水汇集的地方，现在大陆表面湖泊总 面积只有250104km2。占全球陆地面 积的1.8%。我国目前也仅有1%的陆 地面积为湖泊覆盖。但是在中新生代 时期，湖泊非常发育，我国目前发现 的石油多数是湖泊成因的。 第一节 概述 按湖水盐度可分为：盐度3.5% ，称为盐湖。 按湖泊沉积物的性质和气候环境 的不同，可分为六种类型。 a陆源沉积的永久性湖泊；b内源沉积的永久性湖泊（湖泊中心沉积了灰泥）； c内源沉积的永久性湖泊(湖泊中心沉积了腐泥)；d永久性湖泊。边缘由沼泽组成 ；e山麓冲积扇-干盐湖；f内陆萨布哈 第二节 湖泊作用类型 湖浪：是一种风成浪，是由于风作用于湖 面所形成的一种水质点周期性起伏的运动。其 发生、停息、强度和范围主要取决于风速、风 向、吹程和持续时间以及水深等因素。湖浪作 为一种侵蚀和搬运的动力在湖滨浅水区非常活 跃，对湖岸和湖底进行冲刷并携带和搬运碎屑 物质，形成各种侵蚀和沉积地形。 湖流：是湖水水团大规模的、有规律的、流 速缓慢的流动。按成因可分为风生流和河水穿流 （吞吐流）。风生流是由风对湖面的磨擦力和风 对波浪迎风面的压力作用下使表层湖水向前运动 、由于水的粘滞力作用，表层水又带动下层湖水 同时向前流动，是大型湖泊中最常见的一种湖流 。河水穿流是由于河湖水量交换引起湖面倾斜， 入流处水量堆积，出流处水量流失，从而形成水 力梯度使湖水向前运动。湖流通常很少是单一流 态，这两者相互结合形成混合湖流。 湖震：由于强风应力和强气压梯度 力引起湖水整体发生的周期性摆动或振荡 运动，也称假潮或湖波。湖震可搅乱湖泊 水体的分层，或者降低温跃层的深度。 湖泊水体分层：表层水温度随季节的变化产 生密度分层，上部为湖面温水层，下部为较冷的、密 度较大的湖底静水层，这两层被温跃层隔开。温度分 层现象在水体较深的湖泊是比较显著。在水体较深的 较大湖泊中，湖面温水层由于连续循环含充足的氧， 面下部水层为缺氧的静水层。 盐度分层作用可以促进温度的分层。由于 蒸发作用和卤水的补给使盐度增加，从而 产生密度差，随之高盐度水体下沉到湖底 ，一个盐跃层把低盐度的表层水和通常含 硫化氢的高盐度的底层水分开，这一现象 也称为湖泊水体的化学分层。 第三节 湖亚相划分 根据湖泊水位变化来确定 滨湖亚相：位于洪水期岸线与枯水期岸线之间。宽度变化大 ，主要取决于洪水期和枯水期的水位差和湖岸地形。滨湖带中周 期暴露环境，在枯水期由于许多地方出露在水面之上，常形成许 多泥裂、雨痕、脊椎动物的足迹等暴露构造。因此各种暴露构造 的出现及沼泽夹层就成为滨湖沉积相区别于其他类型的重要标志 。 浅湖亚相：指枯水期最低水位线至浪基面深度 之间的地带。该相带位于水下，遭受波浪和湖流扰动 ，水体循环良好，氧气充足，透光性好，各种生态的 生物繁盛。浅湖亚相带的分布一湖泊面积、水深和湖 岸地形有关。地形平缓的坳陷型湖泊，浅湖亚相带宽 。断陷型湖泊的缓坡一侧亚相较宽,陡坡一侧较窄，甚 至缺失。有些深度很小的湖泊可全位于浪基面以上， 除了滨湖相带以外，几乎全属于浅湖地区，由于这种 湖泊没有深湖相区，又称浅水充氧湖泊相。浅湖亚相 带属于弱氧化至弱还原环境，也有一定的生油能力， 但生油岩的质量和丰度远不及深湖相，浅湖区有多种 砂体发育，对油气的聚集非常有利。 半深湖亚相：位于波基面以下水体较 深部位，地处缺氧的弱还原还原环境，沉 积物主要受湖流作用的影响。当湖盆面积较 小，沉积特征不明显时很难划分出该亚相。 深湖亚相：位于湖盆中水体最深部位 ，波浪作用已完全不能涉及，水体安静，地 处缺氧的还原环境，岩性横向分布稳定，沉 积厚度大，是最有利于生油的地带。 湖湾亚相：在滨浅湖地带，由于水浅 ，形成砂坝、障壁砂坝等砂体，使近岸水体 被分隔，形成半封闭的湖湾。水体流通不畅 ，波浪和湖流作用较弱，湖底缺氧。 第四节 湖泊储集砂体 从邻近高地推进到稳定水体中去的冲积扇 。 水进型模式：山地河流出山口直接进入湖盆 浅水区形成的几乎全部没入不下的扇形砂岩体， 一般发育于断陷湖盆的陡坡一侧，距物源近，缺 失陆上扇环境。常缺乏向上变粗的沉积序列，可 进一步分出扇根、扇中和扇端。 一、扇三角洲砂体 陆西凹陷包日温都扇三角洲中砂体微相分布图 陆 西 凹 陷 包 1 井 扇 三 角 洲 相 剖 面 东营凹陷斜坡带沙四上亚段沉积相图 东营凹陷北坡沙四上亚段沉积相图 胜坨地区沙四上亚段水进扇三角洲沉积模式图 水退型模式：多形成于湖盆深 陷后回返的初期。在我国中新生代断陷湖 盆短轴陡岸一侧这类扇三角洲普遍发育， 水退型扇三角洲多形成于湖退期，随着湖 泊逐渐收缩，不断向湖中心推进，出露水 上的扇三角洲平原部分愈来愈大，并向河 流转化。此类三角洲相带一般发育齐全， 并见发育良好的向上变粗的层序特征，可 划分出扇三角洲平原、扇三角洲前缘和前 （扇）三角洲。 水 退 型 扇 三 角 洲 沉 积 相 模 式 上图为辽 河西部凹 陷西斜坡 齐欢双地 区沙二下 段扇三角 洲三带平 面图 下图为 齐欢双 扇三角 洲纵剖 面图 胜坨地区沙三上亚段沉积相平面图 胜坨地区沙三上亚段沉积模式图 常见 于湖盆的 断裂边缘 和陡坡地 带。此类 扇三角洲 具有明显 的三层结 构，发育 良好的向 上变粗的 沉积序列 。 吉尔伯特型模式 曲流河或网状河入湖形成的岸 线突出部分，形成环境由岸上滨浅 湖半深湖。一般发育在湖盆缓坡或 轴向上，出现于湖盆深陷后的抬升期 。三角洲是砂的富集体也是油气聚集 的场所。 二、三角洲砂体 三角洲平原：是三角洲的水上部分，顶端 从河流第一分流点开始至湖岸水边线，平面似三 角形，以分流河道砂质沉积和河道间细粒的漫滩 沉积为特征，河道弯度较小，多呈分支状，河道 沉积的底部常存在滞留砾石和泥砾，向上粒度变 细，主要发育平行层理和交错层理，沉积层序与 河流砂体相似，但规模较小，厚度亦薄。河漫滩 地区因为离湖近，地下水位高，易于生长植物， 因此除粉砂和泥质沉积外，经常有碳质页岩和煤 层沉积，成为三角洲平原相的一大特色。其电测 曲线多表现为中幅箱形或钟形。 胜坨地区沙二上亚段沉积时为一 套较典型的三角洲平原相沉积。从砂 体等厚和砂地比图（见下图）可以看 出物源来自研究区北面陈家庄凸起， 砂体在平面上基本呈网状河道分布， 表现为交织的条带状的砂体。网状河 道有直的，也有弯曲的，主要发生垂 向加积沉积作用。 胜坨地区沙二上亚段砂体厚度图 胜坨地区沙二上亚段砂地比图 胜坨地区沙二上亚段沉积相平面图 1-2-121井 1-4检17井 根据岩心描述所建立的沉积层序特征，该区砂体主要表现为向上变细的河道层序。较为特征的 河道类型的底部与下伏层存在明显的冲刷作用，冲刷面之上常含有灰绿色泥砾，但泥砾含量较少， 尚构不成泥砾段，它们多分布在槽状层理之中。再向上为槽状交错层理的砂岩并过渡为平行层理和 水流沙纹层理的细砂和粉砂层，最上部逐渐过渡为泥岩层。由中粗砂岩、细砂岩、粉细砂岩、粉砂 岩及泥岩组成正韵律结构 。 1-4检17井 1-2-121井 1、分流河道沉积 分流河道构成三角洲体系中的砂质格架 。分流河道由中细砂岩、粉细砂岩、粉砂岩及泥岩组成正 韵律结构。砂岩单层厚度1025m，可见生物扰动构造及植 物碎片，底面为侵蚀面，向上为较粗的滞留泥砾，有时见 炭化植物碎块。再向上为槽状交错层理的砂岩并过渡为平 行层理和水流沙纹层理的细砂和粉砂层，有时在平行层理 砂岩中夹有板状交错层理和槽状交错层理砂岩，最上部逐 渐过渡为泥岩层。随着河道向盆地推进，河道的冲刷作用 减弱，河道层序厚度减少，表现为浅河道特点。分流河道 自然电位曲线多为钟形，箱形及箱形钟形，有时自然电 位曲线会出现底部渐变的箱形或钟形。 三角洲前缘 西13井长8油层分流河道沉积层序 西36井长8油层分流河道沉积层序 西44井长8油层分流河道沉积层序 西35井长8油层三角洲前缘沉积层序 2、河口砂坝 河口砂坝是河流带来的沉积物在河口处 的堆积。岩性主要是粉砂岩、粉细砂岩和中细砂岩， 多具反韵律特征，单层厚度一般620m，沉积构造主 要为低角度交错层理、楔状交错层理、平行层理、斜 层理和小型沙纹交错层理，有时出现浪成沙纹层理， 少见生物潜穴和扰动构造，偶有异地搬运来的泥砾分 布在坝顶和坝的上部。可划分为两种砂坝层序。第一 种为前积式沉积序列，可能发育在三角洲迅速前展的 部位或河口的两侧，反映河流供屑能力较强；第二种 缺乏前积式沉积序列，自然电位曲线表现为顶底渐变 的箱形或钟形，可能反映了供屑能力较弱，沉积物在 波浪和岸流作用下迁移并沉积而成。 西18井长8油层三角洲前缘河口砂坝沉积层序 3、远砂坝 远砂坝位于河口砂坝向盆 地一侧的坝前地带，坡度向盆地方向缓 缓倾斜。远砂坝厚度较小，岩性以粉砂 为主，可有细砂沉积，沉积构造有小波 痕交错层理、波状交错层理和平行层理 。自然电位曲线为指状、漏斗状和齿状 。 图1-24 西20井长8油层远砂坝沉积层序 4、席状砂 席状砂位于河口砂坝的前方，其沉 积特征与河口坝已有明显不同，粒度变细，砂层减 薄，沉积构造中没有各类大型交错层理，主要发育 平行层理和低角度斜层理，有时出现波状层理和波 状交错层理。席状砂在沉积层序上多表现为顶底突 变的交错层理薄层砂体。自然电位曲线为指状和齿 状。无论是席状砂还是远砂坝，它们都属于三角洲 前缘亚相带的砂体类型，在沉积剖面上，它们与分 流河道和分流河口砂坝共生，形成较为复杂的三角 洲前缘沉积层序。 5、分流间沉积 分流间湾发育在指状分流 河道之间的低洼地区和废弃的三角洲朵体不断 下陷地区，并与湖泊相通，实际上是个湖湾。 在三角洲沉积体系的剖面中，除了河道漫溢或 决口水道形成的粉砂沉积外，分流间地区以泥 质沉积为主。在分流间湾地区也分布席状砂体 ，它们与其它沉积作用类型共同组成了分流间 沉积序列。分流间沉积可能是前缘地区最为复 杂的沉积类型，虽然总体上以细粒沉积为主， 但可存在结构复杂的砂岩透镜体。 三角洲各微相的沉积层序特征 前三角洲：位于三角洲前缘的外缘， 是三角流程最细物质的沉积区，面积广， 以暗色泥岩为主，夹薄层粉砂岩，实际上 与半深湖亚相不易区分，逐渐向深湖区过 渡，常含有滑塌浊积岩透镜体。 湖泊三角洲结构不一定处处发育完整 ，在叠加叶体较多的复合体中部出现三带 的机会较多，而在前端和侧翼则多缺失三 角洲平原相带。在断陷湖盆缓坡发育的三 角洲中多数缺少三角洲平原相，而三角洲 前缘砂体发育，主要由水下分流河道、河 口砂坝和前缘砂席等组成。 东营 三角 洲垂 向剖 面三 层结 构示 意图 乌尔 逊凹 陷乌 7井 三角 洲沉 积层 序 西峰地区长82砂组砂体分布特征 西峰地区长82砂组沉积微相分布特征 西峰地区长81砂组砂体分布特征 西峰地区长81砂组沉积微相分布特征 是湖滨浅水地带常见的砂体类型。在断陷湖盆 的微陷扩张期，湖泊面积大，湖岸地形平坦，浅水区 占面积大，滩坝砂体最为发育。砂质滩坝的形成机理 往往是多方面的。但是它们的形成都离不开岸流和波 浪的再搬运和再沉积，其砂质物质主要来源于附近的 三角洲等较大砂体，但不属于三角洲或扇三角洲中的 砂体微相，它们是湖盆中独立的砂体类型，缺乏水下 分流河道沉积，虽为砂/泥互层剖面，但砂体规模较 小，多为透镜状砂体，沉积剖面也是以泥包砂为特点 。 三、滩坝砂体 沙坝：泛指沙坝、沙咀、障壁岛、堡岛等。这种砂体 呈长条状，多与湖岸 线平行展布。由于沙坝的存在，使 得沙坝与湖岸线之间出现局限浅湖沉积，即湖湾亚相。 砂坝沉积层序 砂坝沉积层序 砂坝沉积层序 坝砂的横剖面多为对称的透镜状或上倾尖灭状，岩 性剖面为厚层砂岩与厚层泥岩互层，有的还夹有煤层， 常含炭屑物质。 沙坝砂体既可形成于水退阶段，也可形成于水进阶 段。 沙坝砂体的顶底可以是渐变的，也可以是突变的， 粒度变化可以出现反韵律层序，还可出现复合韵律层序 。 主要层理构造有平行层理、低角度斜层理、低角度 交错层理和浪成沙纹层理等，由于下倾方向和底部邻近 生油层，在断层发育地区可形成很好的岩性油藏。 砂坝沉积层序 沙 滩 滩砂厚度薄，与浅水泥岩呈频繁互层 ，主要发育平行层理、底角度斜层理和交 错层理，砂层顶底可渐变，亦可突变，有 的砂层底部可具微冲刷。滩砂的分布面积 大，呈较宽的条带状或席状，平行岸线分 布，可进一步划分为与砂坝共生的湖滩砂 相和岸外浅滩相。自然电位曲线多呈指状 。 湖泊滩坝及共生砂体的展布特征 沉 积 层 序 在近岸带，除 了直接由波浪产生 的往复运动外，还 有两种控制水体运 动的浪生流系统： （1）向岸的斜射 波所产生的沿岸流 ； （2）裂流与其伴 生的沿岸流共同组 成的环流系统。 裂流或称离岸流。裂流是靠沿岸流系统不 断维持的。来自涌浪带的水流聚集在岸线上并 转向两侧平行岸线流动形成沿岸流，然后再由 沿岸流汇聚成向盆地方向回流的裂流，从而构 成近岸环流系统。在这个环流系统中，裂流最 为重要，在水深5m处仍有离岸流活动，并具有 相当高的流速。这种近岸环流系统对滨岸带上 部进行削蚀和搬运沉积物，尤其是离岸流动的 裂流常在破浪带冲刷出垂直岸线的槽谷，并将 沉积物搬运到更远的滨外，形成沉积物裙。 当波浪以一定的斜交角度接近平直的 岸线时，可以在近岸带产生平行岸线流动 的大型沿岸流。这种沿岸流是形成沉积物 沿岸漂流的主要动力。波浪能量愈高，与 岸线夹角愈小，沿岸流愈明显。近岸环流 和由于波浪的斜向传入而造成的沿岸流通 常是同时出现的。因此，常见的是合成的 近岸流模式。 四、浊积砂体 近三十年来，随着我国油气产量的增长和 沉积相研究的深入，发现许多油田的湖相碎屑岩 储层中，不仅有三角洲、滩坝等砂体，还有许多 是浊流沉积的砂砾岩体。尤其是我国东部中 新生代断陷湖盆的断陷发育阶段，浊积岩体从湖 盆边缘到湖心都有分布，已成为重要的油气储集 层。从研究深度和广度来讲，我国对湖相浊积砂 体的研究比国外更进一步。 （一）浊流沉积层序 浊流是一种由水和大量碎屑物质混合 而成的密度流，由于它比周围水体的密度 大而且是沿斜坡或峡谷呈悬浮状态搬运至 深水低洼处沉积，是沉积物重力流中分布 最广、最重要的一种。粗碎屑浊积岩是不 能用鲍马层序来描述的。 经典浊积岩的鲍玛层序 低密度浊流：沉积层序以鲍马层序 的Tb段至Te段为代表，鲍马层序最下部的 Ta段是砂质高密度浊流的悬浮负荷的直接 沉积，不属于低密度浊流的沉积层序。 砂质高密度 浊流：含粗粒至细 砾级的沉积物，也 含泥、粉砂和中细 砂。支撑机制是湍 流和阻碍沉降的力 。可分为牵引沉积 作用阶段、牵引毯 阶段和悬浮沉积作 用阶段。 砾质高密度浊流：含 有更粗的碎屑，从细砾至巨 砾，同时也含有泥、粉砂和 砂。在这些砾质碎屑中，床 内形体是很难发育和保存的 ，绝大多数很粗砾石可能是 靠近床底在高浓度牵引毯层 内搬运和在湍流下部呈悬浮 状态搬运。因此沉积物通常 包括一个底反递变牵引毯层 和上覆的正递变悬浮沉积单 元。 顺斜坡方向，浊流沉积显示一定的 规律变化，粒度变细，由砾质高密度浊 流变为砂质高密度浊流，最后变为低密 度浊流。 在深水湖泊环境中，可发育各 种砂质高密度浊流和砾质高密度浊 流的沉积层序。 （二）浊积砂体类型 近岸浊积扇又称近岸水下扇。 在断陷湖盆中是有特征性和常见的 一种沉积类型，发育在陡岸一侧靠 近断层下盘的深水区。可分为内扇 、中扇和外扇。 1、近岸浊积扇 泌阳凹陷核三段沉积相图 泌阳凹陷双河镇近岸浊积扇的平面 与剖面形态和岩性示意图 沾化 凹陷 五号 桩近 岸浊 积扇 的平 面图 内扇：主要发育一条或几条主要水道， 沉积物为水道充填沉积、天然堤及漫堤沉积 。主要由杂基支架的砾岩、碎屑支架的砾岩 和砂砾岩夹暗色泥岩组成。杂基支架的砾岩 常具有漂砾结构，砾石排列杂乱、甚至直立 ，不显层理，顶底突变或底部冲刷，并常见 大的碎屑压入下伏泥或凸于上覆层中，一般 认为形成于碎屑流沉积。 中扇：为辫状水道，是扇的主体。由于 辫状水道缺乏天然堤，水道宽且浅，很容易 迁移。水道的迁移常将水道间地区的泥质沉 积冲刷掉，因而垂向剖面上为许多砂砾层直 接叠复，中间无或夹很少泥质夹层，但冲刷 面，形成多层楼式叠合砂砾岩体。中扇以砾 质至砂质高密度浊流沉积为特色。 外扇：为深灰色泥岩夹中薄层砂岩， 砂层可显平行层理，水流沙纹层理，以低密 度浊流Tbcde沉积序列为主。 胜坨地区沙三下亚段砂体厚度图 2、带供给水道的远岸浊积扇 常发育在断陷湖盆深坳陷期的缓坡一 侧。在湖滨斜坡上若有与岸 垂直的断槽， 岸上洪水携带的大量泥砂中将有很大一部 分通过断槽搬运，形成浊流的供给水道， 直达前面深洼是堆积，形成离岸较远的浊 积扇体。在缓坡区若存在与岸平行的同生 断层，坡度会突然变陡，使沉积作用很快 进入深湖区。远岸浊积扇是一种供给水道 浊积扇体系或沟谷浊积扇体系。 浊积扇相模式 远 岸 浊 积 扇 沉 积 序 列 梁 家 楼 远 岸 浊 积 扇 辽河西部 凹陷西斜 坡锦欢地 区三段大 凌河油层 第二砂层 组远岸浊 积扇体微 相 辽河西部凹陷西斜坡锦欢地区三段大凌河油层远 岸浊积扇体垂向层序：多个舌形体组成的复合体 3、滑塌浊积岩体 大多是由浅水区和各类砂体，如三角洲、 扇三角洲和浅水滩坝等，在外力作用下沿斜坡 发生滑动，再搬运形成的浊积岩体，其砂体形 态有席状、透镜状和扇状等。滑塌浊积岩体的 岩性变化大，与浅水砂体的岩性密切相关。滑 塌浊积岩体的发育扩大了油气勘探领域，说明 在近岸砂体的前方不可以找到与其有关联的含 油砂体，组成从近岸浅水砂体到深水浊积砂体 的含油沉积体系，也完善了湖泊沉积相体系。 东濮凹陷马厂唐庄的三角洲滑塌浊积扇体系 立体模式：前三角洲暗色泥岩中发育大量的鲍 马层序浊积岩砂体，由三角洲前缘沉积物向前 滑塌形成，具有线状物源，缺乏方水道。 陆西凹陷九佛堂组沉积相 4、风暴砂体 20世纪80年代以来，幕式沉积作用 和现实主义灾变论哲学思想的影响，研究的 重点转向开阔陆棚环境中的风暴流及其沉积 作用，形成了风暴流理论。 20世纪80年代以来，我国沉积工作 者开始认识和鉴别风暴岩，并进一步认识到 ，风暴流不仅可以出现在海洋近滨和陆棚地 带，亦可出现在大陆上某些湖泊中。 风暴流本身也是一种密度流，但它 具有牵引流的性质，风暴流可以分为向 岸的表流和离岸的底流。由于风暴浪的 活动，晴天时形成的沉积物常遭受到侵 蚀、簸选和悬浮，造成了底面侵蚀和粗 粒的滞留沉积，在风暴回流影响下形成 纹理层，天气好时，再度沉积最细的悬 浮物质，即背景沉积物。 沉积构造 风暴侵蚀构造：风暴期所产生的 涡流对风暴期前形成的沉积物进行冲刷、 掏蚀和改造，形成底部的冲刷充填构造 ，这是风暴岩所特有的标志。风暴岩的底 面所形成的这种铸型，可以是较浅的伸长 状的对称冲蚀沟模，常称之为渠模。可以 是坑状的铸型，称之为钵模。还可以是不 规则的充填构造，常称之为口袋构造。 风暴岩的底面侵蚀构造 左为风暴岩底部的渠，充填有纹层状鲕粒石灰岩，右为风 暴岩底面的口袋状构造，装的是鲕粒岩屑砂岩 波痕：湖泊风暴岩顶面所见波痕为对称和 略不对称的振荡波痕，波长一般35cm，波高一 般0.20.6cm，波痕不对称度一般为11.3。一般 来讲，浪成波痕的聘是波浪活动了常见和鉴别 的标志，深水环境中出现的浪成波痕，无疑是 风暴作用的证据之一。 层理：风暴岩相中主要发育块状层 理、平行层理、丘状交错层理和浪成沙 纹层理，其中丘状交错层理的出现，是 风暴作用的直接证据。大多数研究者认 为，丘状交错层理是由振荡水流或多向 水流形成的，它形成于正常浪底之下， 风暴浪底之上。 生物成因构造：有生物潜穴、生 物钻孔和生物逃逸等。生物潜穴以垂 直和倾斜的蹼状潜穴为主，多以砂泥 界面处向下发育。生物的这一物理作 用与风暴浪的作用是相关的。风暴浪 的作用使得富氧的表层水与停滞的底 层水混合，这样便为底栖群落的发育 提供了良好的气体条件。 一次风浪过后，便开始了底栖生 物的繁盛期。生物作用的旋回性便与 风浪事件的周期性存在着对应关系。 生物在硬的底质上表现为钻孔。逃逸 迹的出现指示了一种特有的事件，当 快速的沉积作用到来时，生物为了不 被埋葬便向上逃逸，有的生物并不一 定逃脱这一灾难事件，便留下未成功 的逃逸迹，生物逃逸迹常被随后的泄 水作用所改造。 沉积层序特征 可分为风暴 前期、增强期、 高峰期、衰减期 和风暴后期。沉 积特征记录了风 暴流在风暴事件 各阶段演化发展 过程及标志，风 暴岩的沉积层序 是鉴别风暴岩沉 积的重要依据， 风暴事件受多因 素控制，故砂层 性质是多变的。 I型（左）：单层厚度10-20cm，沉积构造组合为块状层理（M）平行层理 （P）浪成沙纹层理泥岩层。在这些层的顶面与泥岩层的剥开面上，可 清晰地观察到波痕的外部形态。 II型（中）：单层厚度一般为15-25cm，在平行层与浪成沙纹层之间出现丘 状交错层。丘状交错层段常富含碳酸盐组分，主要为鲕粒和灰质内碎屑，丘 状纹层之间可出现微冲刷。 III型（右）：单层厚度一般为10-25cm，其层理组合为块状层理（M）平 行层理（P）丘状交错层理泥岩层。 湖泊风暴砂层的顶部特征（张金亮，1988） A）砂层的顶面有生物作用：较深水 底栖生物的物理作用与风暴浪的作用与风 暴作用有关，砂泥界面处生物潜穴的存在 ，是风暴停歇的标志。 B）砂层顶面有波痕：波痕为直脊的 或分叉的浪成波痕，有时波痕的下面可隐 约见到浪成沙纹层理。波痕是波浪活动最 常见的鉴别标志。 C）砂层顶面有泥质冲刷充填构造 ：这是风暴砂层的一个重要特征。 D）砂层顶部有饥饿波痕：砂层 的顶部通过波状层理、脉状层理或透 镜状层理的泥粉砂向完全的泥岩过 渡。在这些泥粉砂薄层面上，可显 出波痕。 E）砂层顶面有间断面：有些向 上变细的砂层顶面，砂层与泥岩是突 变接触的。 风暴沉积物来自于滨岸浅水砂体。浅 水碳酸盐颗粒在风暴岩中常占有很大的比 例。风暴岩的粒度以砂级为主，主要是由 于风暴浪对于沉积物的有一种选择性，只 有那些粒度适中的颗粒才能以波浪载荷的 形式离岸 运动。离岸 流可以是多种因素 联合作用的结果，与强风暴有关的离岸 流受到近岸水道的影响，从而引起了水道 沉积和漫溢沉积微相的形成。 随着风暴重力流水道的延伸，在其尽 头可形成薄层砂体的均匀分布，即末梢沉 积微相。风暴砂层的平面分布多为椭圆状 和扇状，剖面形态为透镜状。象浊流一样 ，风暴流也可以分为近源和远源。近源风 暴岩层含泥少，有大量的内碎屑或外碎屑 ，远源风暴岩层薄，且含大量的细粒物质 。 5、砂质洪水岩砂体 在浅水充氧陆源湖泊相中， 广泛发育红色砂岩层，为浅水砂 质洪水流的产物，称为洪水岩 显著的侵蚀特征： 红色砂层底面的侵蚀构 造十分发育。侵蚀起伏 程度不一，大者可达几 十厘米，构成冲蚀坑或 冲蚀槽，为泥砾或砂砾 充填 鉴别标志之一 幕式层理旋回：在泥质或砂 质的内碎屑层之上，常常出现如 鲍马层序中的从平行层理到水流 沙纹层理的沉积构造组合，具有 幕式或事件沉积的层理旋回特征 。但这一层序往往保存不完整， 具侵蚀底面的平行纹层砂岩常叠 复出现，构成所谓的多层楼式砂 体。 鉴别标志之二 鉴别标志之三 丰富的生物扰动：在浅水充氧湖泊相 中，见有非常丰富的遗迹化石。这些遗迹化石主 要是垂直的、倾斜的和大小不一的潜穴构造，多 呈蹼状。在较细的泥质粉砂中，呈蹼状的潜穴最 发育，在缺乏冲刷特征的细粒岩层内，生物生命 活动现象较强，而在那些多具冲刷接触的大套平 行纹层砂岩中，生物生命活动较弱，生物扰动是 远端供水岩相的一个重要特征。生物生命活动的 另一个重要特点是具有明显的旋回性。这一特征 与事件沉积的周期性相关。 砂体展布特点 第一，浅水充氧湖泊砂体是季节性的洪水 流沉积。 第二，虽然放射状水道体系向盆地中心汇 集，但在盆中心地区未能形成较深水沉积，整 个盆地是非常平坦的浅水充氧环境。 第三，砂泥互层组成的正韵律遍及整个盆 地，这反映了幕式洪水流沉积作用的特点。 第四，砂体厚度自边缘向盆地中心均匀为 薄，但砂体形态受到物源控制。 第五节 湖泊垂向层序及演化模式 对于湖泊来说，在其演化的不同阶段，由 于构造、地形、物源、气候等条件