青海湖现代沉积总结报告.doc

精细油藏描述培训班（黑体小一）青海湖现代沉积总结报告（宋体一号加粗）皮背面）目 录第一章 青海湖区域地质概况11.1 青海湖简介11.2 青海湖自然地理概况11.3 青海湖构造特征与沉积演华3第二章 冲积扇沉积体系52.1 冲积扇基本特征52.2 冲积扇野外观察特征62.3 冲积扇与油气关系6第三章 河流沉积体系73.1 河流体系基本特征73.1.1 河流类型分类73.1.2 河流基本特征73.2 青海湖辫状河河流体系83.2.1 哈尔盖河沉积特征93.2.2 沙柳河沉积特征103.4 曲流河沉积123.3 辫状河与油气关系12第四章 三角洲沉积体系144.1 三角洲沉积特征144.1.1 三角洲发育过程144.1.2 三角洲类型144.1.3 三角洲沉积特征154.2 青海湖三角洲沉积实例164.2.1 三角洲平原沉积实例174.2.2三角洲前缘沉积实例184.2.3 前三角洲沉积特征19第五章 滨湖沉积特征215.1 滨湖沉积基本特征215.1.1 水动力特征215.1.2 物化条件215.1.3 沉积模式215.1.4 微相类型215.2 青海湖滨湖沉积特征22第六章 风成沙丘与泻湖沉积246.1 风成沙丘沉积246.2 泻湖沉积26第七章 民和油砂剖面28第八章 火山岩沉积29总 结30大庆油田第二期精细油藏描述培训班第一章 青海湖区域地质概况1.1 青海湖简介青海湖在中国西部青藏高原的东北缘，青海省境内。她是我国内陆最大的湖泊，面积4635平方公里，平均水深18.4米,最大水深28.7米,蓄水量854亿立方米。湖面海拔3200米以上，水天一色，人烟稀少，人为改造和污染较少，是研究现代湖泊沉积的良好场所。这里发育着丰富多彩的陆源碎屑沉积类型。湖盆的构造格局在很大程度上控制了水系分布、河流规模、搬运方式和沉积展布。沿盆地长轴方向，西端发育有辫状河、曲流河、三角洲、水下河和深湖相沉积体系；东端有风成堆积相和泻湖相。湖盆南北短轴方向，北岸较缓，形成山间河道、辫状河、洪积扇、扇三角洲和滨浅湖沉积体系；南岸较陡，形成几个大大小小的冲积扇裙（图1-1）。与国内外其它湖泊相比，风成堆积、水下河流相和滨岸砂坝较为发育是其特点。图1-1 青海湖沉积体系展布图1.2 青海湖自然地理概况青海湖自然地理位置位于东经993610047，北纬36223715，湖泊形状近似菱形，长轴方向呈北西西向，长轴长106公里，短轴长63公里，湖泊周长360公里，为一北西南东向延伸，北西高、南东低的新生代不对称地堑式断陷湖泊。山间河谷和滨湖平原是本区主要的地貌特征（图1-1）。注入青海湖的大小河流约50余条，主要的河流有布哈河、乌哈阿兰河、沙柳河、哈里根河、倒淌河及黑马河（图1-2）。水系呈明显不对称状态分布，西北多、流量大，东南少、流量小。青海湖的气候处于中国东部季风区、西北部干旱区和西南部高寒区交汇地带，并具有其自身的湖泊效应。因而有着明显的地区性气候特点：半干旱、高寒、少雨、多风、太阳辐射强烈、气温日差较大，属于北温带高原半干旱高寒气候区，又具备典型的高原草原性气候特征。在内地酷暑盛夏时节，湖区日平均气温仅15度左右，漫游湖畔，凉风扑面，凉爽的夏日使其成为理想的避暑胜地。历史上著名的地理学家丽道元、徐霞客等人先后来此考察。水经注中写道：“海周围七百五十余里。中有二山，东西对峙。水色清绿，冬夏不枯不溢。自日月山望之，如黑云冉冉而来。”一千五百年前，这位热爱祖国的地理学家，为我们描绘了一幅古青海湖的壮丽图画。“青海无传箭，天山早挂弓”，是唐代诗人杜甫咏叹青海湖的佳句。“日落江湖白，潮来天地青”是青海湖辽阔、浩瀚、明媚、恬静景色的绝妙写照。畅游湖中，惊浪拍浪，就如置身茫茫大海，浩瀚无边，碧空白云，水天一色。仲夏，湖畔绿茵如毯的千里草原上，梯田中油菜花香飘四溢，五彩滨纷的野花点缀其中，似少女彩裙飘逸。数不清的牛羊象云彩般的飘动，藏族牧民帐房星罗棋布。漫步湖畔，仿佛重返大自然的怀抱。在这诗一般蓝天、白云、绿茵、碧波的自然画卷中，很快忘却了都市的喧闹和节奏，使人清新、坦荡、陶冶情操，抒展胸怀。体味“天苍苍、野茫茫，风吹草低见牛羊”的意境，慧悟天公造物之美。世代生息在这里的藏族同胞纯朴善良，赛牦牛、赛马是这里独具特色的西部高原民族风情。环湖草原交通便利，公路与铁路交织而行，历史上著名的汉藏和亲通道唐蕃古道就从湖南岸西行进藏。从西宁市至青海湖沿途有著名的藏佛教圣地塔尔寺和黄河上游第一个大型水利枢纽工程龙羊峡水电站。图1-2 青海湖地理地貌图1.3 青海湖构造特征与沉积演华青海湖是第四纪初距今200万年以来形成的一个不对称地堑式断陷湖泊。区域构造背景处在南祁连槽向斜（加里东期）的东南部，东部和北部已跨入中祁连槽背斜带（前震旦纪），南部紧临青海南山槽向斜（海西期）（图1-2）。系发育在南祁连南缘区域性深大断裂带上的湖泊，其形成与演化受区域性深大断裂的控制，因而使湖盆地貌形态呈长条形不对称状态展布（图1-2）。湖盆周缘均为断裂所限，其主要受北西西向、北北西向和近南北向三组断裂构造格局所控制。青海湖的基本构造格局为两坳一隆，即南部坳陷、北部坳陷和中央隆起。其中南部坳陷沉降幅度大，构成不对称地堑式断陷湖盆的基本构造面貌。湖盆的形成与演化经历了新构造断陷期、河湖共存期、全盛期和萎缩期四个阶段。第四纪初，区内发生一次强烈块断差异升降运动，使青海湖构造洼地进一步下沉，形成断陷盆地。随着新构造差异上升运动，青海湖在它形成之初，曾经是个外泄湖，亦即在早、中更新世时有过河湖共存阶段，当时的青海湖是黄河上游水系的一部分，正像黄河源头附近的扎陵湖和鄂陵湖一样是一个外泄湖，湖盆当时基本面貌为南北较窄，而东西较长，湖水较浅。中晚更新世时，由于东部日月山和南部青海南山的强烈隆起，湖泊日益封闭， 尤其是在中晚更新世二郎尖组沉积时，一方面，随着湖盆闭塞状况日益显著，导致水位上升；另一方面，众所周知，中国西部山区中更新世晚期是一次气候最温暖的大间冰期，当时气候温暖潮湿，水源充足，导致水位上升，青海湖从浅水湖泊相过渡为较深水湖相，进入了湖泊发展的全盛时期，湖面扩大，据推测当时的古青海湖湖面范围比目前约大三分之一，水位高出现在湖面100米左右。全新世以来，处于强烈构造运动中，周围山地继续上升，随着气候由比较湿润逐渐转为半干旱，导致青海湖水位持续下降，开始了大规模的湖退过程，使湖泊发展进入萎缩期。第二章 冲积扇沉积体系时间：2016年6月16日，下午；地点：海宴县315国道，年代地层：白垩系沉积环境：冲积扇2.1 冲积扇基本特征冲积扇在空间上是一个沿山口向外伸展的巨大锥形沉积体，锥体顶端指向山口，锥底向着平原，其延伸长度可达数百米至百余公里。在纵向剖面上，冲积扇呈F 凹透镜状或呈模形，横剖面上呈上凸形，其表面坡度在近山口的扇根处可达50100，远离山口变缓，为2060。其沉积物的厚度变化范围可从几米至近万米。冲积扇可以单个出现，但大多数情况下也可由多个冲积扇沿着山系的前缘在横向上彼此联结，形成冲积扇复合体系，其延伸可达数百公里。冲积扇沉积主要受汇水盆地大小、气候和地形等多种因素的控制。一般来说，汇水盆地越大、气候越、湿润、地形越平缓，则冲积扇沉积面积越大。母岩为泥岩岩类，则形成的冲积扇较大且沉积表面较陡；地形坡度越陡，则形成的冲积扇越小。当然，造山运动是形成巨厚的大型冲积扇的重要条件。山脉的形成导致了母岩区剥蚀作用的增强和河流能量的提高，碎屑物质的大量搬运造成了大型冲积扇的形成。尤其当地壳升降运动速度超过山区主河床下切速度时，更有利于巨厚层冲积扇的形成。根据气候条件不同，可将冲积扇划分为湿润型和干旱型两种类型，1)。润湿型冲积扇单个扇体大，表面积可为干旱型冲积扇的数百倍，最大面积可达16000k时，扇体中河流作用较明显，发育河流作用产生的沉积结构和构造。湿润型冲积扇分布区年降雨量为15002500mm ，沉积速率可高达5.07.5m/a。干旱型冲积扇呈面积较小的锥形体，扇体面积小于100k时，山根处沉积厚度大，向扇缘处沉积厚度快速减薄。干旱型冲积扇地处降雨量少的干热气候带，季节性暴雨或高山积雪融化形成间歇性河流，这些河流携带大量沉积物，主要以泥石流形式在山口处大量堆积形成冲积扇。2.2 冲积扇野外观察特征此次观察冲积扇亚相类型为泥石流沉积，大特点是砾、砂、泥混杂，分选较差，大者为细砾，小至粉砂、粘土，但总体是以后者占优势，一般不发育层理（图2-1）。局部可具粒序层理，扁平状砾石呈水平或叠瓦状排列。在形态上，泥石流呈舌状或叶瓣状，具有陡、厚而清晰的边缘。岩性类型主要由砂、粉砂、泥质组成，粗粒级沉积物含量较少，一般不含2mm以上的粗粒沉积物，但分选仍很差，表面可发育龟裂。泥岩颜色以红色为主，成分和结构成熟度低。砾石磨圆较差，在平面上与横向上变化较快，基本不含化石，也很少含有有机质。图2-1 海宴县泥石流野外观察泥石流的形成与源区母岩性质关系密切。在母岩为泥质岩且植被不发育、地形坡度较陡的情况下，因暴雨而造成短期内水量骤增(洪水)，以致侵蚀作用增强，大量泥砂被携带而形成泥石流。2.3 冲积扇与油气关系由于冲积扇与物源区较近，泥质含量较少，不利于油气的生成，砂体粒度较大，分选磨圆不好，孔隙较大，一般不利于油气储集，总而言之，冲积扇不利于油气的生成和储存，但也有例外情况，冲积扇扇中、扇端部分砂体粒度较均匀，与断层匹配较好情况下，可储集油气。第三章 河流沉积体系3.1 河流体系基本特征3.1.1 河流类型分类不同类型的河流，在河道的几何形态、横截面特征、坡降大小、流量、沉积负载和粒度、地理位置、发育阶段等方面都存在着差别，这些因素通常作为河流类型划分的依据。按照地形及坡降，也可将河流分为山区河流和平原河流。前者地形高差和坡降大，向源侵蚀作用强烈，河岸陡而河谷深，河道直而支流少，水流急而沉积物粗；后者地形高差及坡降小，向源侵蚀停止，侧向侵蚀强烈，河道弯曲而支流多，故平原河流多为弯曲河流。按河流发育阶段，又可将河流分为幼年期、壮年期、老年期河流。幼年期河流属河流发育的初级阶段，山区河流多属此类型；壮年或老年期河流多属平原河流。同一河系，上游可属幼年期，中游属壮年期，下游则属老年期。河系上游的幼年期河流由许多支流汇成主流，以侵蚀作用为主；至中游发育成壮年期，形成泛滥平原；至下游的海、湖岸边发育成老年期，呈网状分叉，恰与幼年期支流汇集河网的情况相反，产生很多分流和分泄，最后汇集于湖泊和海洋。从沉积角度看，大量的沉积作用发育在河流的壮年期和老年期。根据河道分岔和弯曲情况，将河流分为平直河、蛇曲河、辫状河和网状河4种类型，在自然界，蛇曲河和辫状河分布最广，而平直河和网状河比较少见。3.1.2 河流基本特征（1）曲流河曲流河为单河道，其弯度指数大于1.5，河道较稳定，宽深比低，一般小于40。河水侧向侵蚀作用使河床向凹岸迁移，侧向加积作用在凸岸形成点沙坝。由于河道的不断弯曲，常发生河道截弯取直作用，形成牛辄湖和泛滥平原沉积。曲流河河道坡度较缓，流量稳定，泥、砂沉积物的搬运形式多以悬浮负载和混合负载为主，它主要分布于河流的中、下游地区。（2）辫状河辫状河过去也有人译为“网状河”。近期研究表明，两者沉积特征有所不同，因此应将它们区别开来。辫状河为多河道，而且多次分叉和汇聚构成辫状，河道宽而浅，弯曲度小，其宽深比值大于40，弯度指数小于1.5，河道沙坝(心滩)发育。河流坡降大，河道不固定，迁移迅速，故又称“游荡性河”。辫状河流经常改道，河道沙坝位置不固定，不发育天然堤和河漫滩。由于坡降大，沉积物搬运量大，以底负载搬运形式为主。这种河流多发育在山区或河流上游河段以及冲积扇上。3.2 青海湖辫状河河流体系辫状河分布在布哈尔盖河辫状河三角洲平原上和沙柳河出山口处沉积（图3-1）。河道宽浅，水流湍急。主河道流量大，流速高，常年流水，沉积物粗。浅河道流量小，流速缓，沉积物以细砾粗砂为主，有时河道干涸。河床中砾石定向排列呈叠瓦状，最大扁平面指向河流上游方向，倾角较大，长轴平行水流分布。这一点为判断古水流方向提供了重要依据。边滩沉积规模较小，发育程度比曲流河差。心滩发育，呈不对称梭形，滩头为沙和砾较粗沉积物；滩尾为沙和泥较细沉积物，以垂向加积为特征，下部为砂，砾层，砾石大小不均，可见粗糙斜层理和交错层理；上部粉砂与泥质互层，粉砂呈透镜状，分布不稳定，发育平行层理，微细交错层理，其上小灌木生长繁茂。形成两个正旋回，旋回之间有砾石冲刷面，多为叠加砂层。图3-1 沙流河和哈尔盖河卫星位置图片3.2.1 哈尔盖河沉积特征哈尔盖河沉积相为辫状河，由于辫状河河道迁移迅速，稳定性差，所以天然堤、决口扇、泛滥平原沉积不发育，而且辫状河废弃河道一般不形成牛轭湖。辫状河河道沉积中亦发育与曲流河相同的河床滞留沉积，出现在河床底部，砂砾沉积为主，其上发育心滩。辫状河发育心滩、边滩、河道等亚相（图3-2）。心滩，又称落於层，是长草的地方或灌木丛，常见炭屑，一般情况下，如果心滩发育在两期河道之间，那么它可以作为局部的夹层，平面上，可造成垂直河道方向连通性差。主河道主要为砂岩，分选好，定向排列，地层物性好。浅河道的上部一般含泥，物性略差，具季节性流水特征。图3-2 哈尔盖河辫状河亚相辫状河常发育心滩，而心滩与边滩形成机理与模式类似，由于河流的环流作用形成，边滩是单向环流作用形成，而心滩是双向环流作用形成，所以心滩与边滩是可以相互变动的，由于辫状河变动较快，所以心滩与边滩也经常变化，其次，在辫状河各个亚相中，注水开发时，通常主河道易受效，且沿水流方向易见到注水效果，垂直河道方向连通差，导致油水井见效慢或不见效，如果采取压裂措施，可在一定程度上改善注水效果，目前，一般采用非均匀井网控制水淹程度。另外，相邻河道可能特征相似，但不一定连通，同理，不相似的河道不一定不连通，所以，需要多利用现代沉积及展布，相对恢复地下沉积面貌。在河流沉积中，存在明显的二元结构，即上部为泥，下部为粗砂岩、细砾岩（图3-3）。哈尔盖河物源来自于青海湖北面的祁连山，从青海湖北面入湖。考察沿着物源到湖的方向，砾石粒度逐渐变细，开始砾石平均粒径5cm，最后12cm，磨圆变化不大，分选逐渐变好。考察途中一段砾石呈叠瓦状排列，根据其排列可以判断水流方向：砾石长轴平行于流向，最大扁平面倾向上游，局部发育长轴垂直于流向的砾石。河道中，砾石的定向排列，可指示河流的流向，即砾石的倾向，指示河流上游方向（图3-4）。图3-3 河流沉积二元结构图3-4 砾石定向排列3.2.2 沙柳河沉积特征沙柳河辫状河三角洲平原：是青海湖第一大三角洲平原沉积，河流由山脚的山间河流经过十几公里进入青海湖（图3-5），沉积基底坡度是5-8度，可以观察到河道宽、水浅，河道不断分叉汇合洪水期双向环流，在河道内沉积正粒序心滩，心滩河道不稳定易冲刷，形成于坡度大、流量变化快、物源较丰富环境。图3-5 沙柳河辫状河亚相沙柳河微相类型包括主河道、心滩、废弃河道，其中主河道能量较大，河道迁移较快，岩性主要以粗砂岩、砾岩沉积为主，心滩上发育绿色植被，废弃河道顶部发育泥岩，曲流河与辫状河的区别在于河流二元结构的底层沉积发育良好，厚度较大，而顶层沉积不发育或厚度较小。底层沉积的粒度粗，砂砾岩发育（图3-6）。由河道迁移形成的各种层理类型发育，如块状或不明显的水平层理、巨型槽状交错层理、单组大型板状交错层理等。图3-6 辫状河底部砾岩3.4 曲流河沉积曲流河发育在布哈河的中下游（图3-7）。属中弯度曲流河，以侧向加积为特征。垂向上表现为正粒序层，具有二元结构，下部为含砾砂岩层，可见斜层理和交错层理；上部为泥质粉砂岩层，厚度不稳定，呈透镜状，平行层理较为发育。上、下层之间有砾石夹层存在。在布哈河中游地区由于曲流河被截弯取直而形成牛轭湖，沉积物主要为粉砂及粘土，粉砂呈透镜状，可见交错层理和水平层理。曲流河河床沉积特点是以砾石等粗碎屑物质为主，砂、粉砂极少。砾石成分复杂，源区砾石居多，亦有河床下伏基岩砾石或河道侧方垮塌砾石。砾石形态多样、分选和磨圆较差，且常具叠瓦状定向排列构造；砾石扁平面倾向河流上游方向，长轴常垂直水流流向。砾岩很难形成厚层，多为十几到几十厘米厚，一般呈透镜状断续分布于河床最底部，向上过渡为边滩沉积。与辫状河相比，曲流河砂岩粒度较小（图3-8），河道弯度较大，分叉数较少，图3-7 布哈河曲流河现代沉积图3-8 布哈河曲流河砂岩3.3 辫状河与油气关系辫状河三角洲与扇三角洲虽同属粗碎屑三角洲，但由于辫状河三角洲岩石分选较好，杂基含量较低，砂砾岩体的侧向连续性和连通性都较好，因而具有较好的油气储集性能。同时由于辫状河三角洲面积达数百平方公里，且水下分流河道的砂砾岩与烃源岩呈频繁互层沉积，可成为油气初次运移的有利场所。而辫状河三角洲平原亚相的冲积平原或河漫沼泽沉积由于物性较差，可作为区域性盖层或烃源岩，从而在垂向上构成良好的生储盖组合。从目前油气勘 探成果来看，辫状河三角洲单独或与其他因素匹配，可形成岩性圈闭油气藏、构造圈闭油气藏等。第四章 三角洲沉积体系4.1 三角洲沉积特征三角洲是在河流携带大量沉积物流入相对静止和稳定汇水盆地或区域所形成的、不连续岸线的、突出的似三角形砂体，其供应沉积物的速度比由当地盆地作用再分配的速度要快。三角洲沉积环境包括陆上和水下两部分沉积区，平面上大致为三角形。依水体性质不同，三角洲可形成于湖泊和海洋浅水沉积环境，存在湖泊型三角洲和浅海型三角洲。三角洲的发育受多种因素控制，稳定的构造、宽浅的陆棚、曲折的岸线、明显的河流作用和物源供给、较为湿润的气候、较细粒的沉积物、较高的水体盐度等都有利于三角洲的发育。4.1.1 三角洲发育过程1 河口沙坝和河道分岔河流入海的河口区，水流展宽和潮流的顶托作用使流速骤诚，河流底负载下沉而堆积成水下浅滩。浅滩淤高、增大，露出水面，形成新月型河口沙坝。水流从沙坝顶端分成两股，形成两个分支河道(分流河道) ，并向外侧扩展。分支河道向前发展，在河口处又会出现新的次一级河口沙坝。这一过程的不断重复，就形成了一个喇叭形向海延伸的多岔道河网系统，三角洲的雏形随之形成。2 决口扇的形成与三角洲的延伸分支河道不断向海延伸，河床坡度减小，流速减缓，河床淤高。坡度减小至一定程度，泄流不畅，洪水季节洪流冲决天然堤，呈散流倾泻于滨海平原或岔道间海湾，流速骤减，沉积物逐渐淤积而成决口扇滩，从而使三角洲在横向上逐渐扩大。4.1.2 三角洲类型三角洲是河流与海洋(湖泊)相互作用的结果，由于两者作用强度的不同以及沉积物粗细的差异，因而形成了不同类型的三角洲。根据河流、潮沙、波浪作用强弱将三角洲分为建设性和破坏性两种类型。根据三角洲能量，将三角洲分为为河控兰角洲、浪控兰角洲和潮控兰角洲。前者属建设性三角洲，后两者属破坏性三角洲。不仅考虑河流、波浪、潮汐3种能量作用的关系，而且考虑三角洲沉积区与物源区的关系、三角洲平原河流类型以及三角洲沉积物的粗细，先将三角洲划分成扇三角洲、辫状河三角洲和正常三角洲，然后再在三角洲中划分出河控、浪控和潮控三角洲等沉积类型（表4-1）。表4-1 三角洲沉积类型三角洲类型亚相微相扇三角洲扇三角洲平原分流河道、漫滩沼泽扇三角洲前缘水下分流河道、水下分流河道间、河口坝、前缘席状砂前扇三角洲前三角洲辫状河三角洲辫状河三角洲平原辫状河道、越岸沉积辫状河三角洲前缘水下分流河道、水下分流河道间、河口坝、远砂坝前辫状河三角洲前三角洲正常三角洲三角洲平原分支河道、天然堤、决口扇、沼泽、淡水湖泊三角洲前缘水下分支河道、水下天然堤、支流间湾、河口坝、远砂坝前三角洲前三角洲泥、滑塌浊积岩4.1.3 三角洲沉积特征1 岩石类型单一，发育砂泥岩和煤层正常三角洲沉积以砂岩、粉砂岩、粘土岩为主，在三角洲平原沉积中常见有暗色有机质沉积。无或极少砾岩和化学岩，这是与河流相和湖泊相区别之一。碎屑岩的成分成熟度和结构成熟度较河流相高。但扇三角洲和辫状河三角洲发育成分和结构成熟度较低的砂砾岩，缺少煤层。2 发育河流与波浪形成的多种沉积构造层理类型复杂多样，河流中沉积作用和海洋波浪潮沙作用形成的各种构造同时发育。如砂岩和粉砂岩中见流水波痕、1良成波痕、板状和槽状交错层理，泥岩中发育水平层理。此外还发育有波状层理、透镜状层理、包卷层理、冲刷一充填构造、变形构造、生物扰动构造等。扇三角洲和辫状河三角洲平原砂砾岩发育大型槽状和板状交错层理以及混杂块状构造。3 海陆相生物化石混生海生和陆生生物化石的混生现象是三角洲沉积的又一重要标志，这表明三角洲形成时正常盐度、半咸水和淡水环境皆发育。但在三角洲形成过程中，由于咸、淡水握合，盐度变化大，水体浑浊度高，狭盐性生物不易生长繁殖，因此能堆积、埋藏并保存为化石的原地生长的生物主要为广盐性生物，如瓣腮类、腹足类、介形虫等；异地搬运埋藏的主要为河流带来的陆生动植物碎片。在一个完整的三角洲垂向沉积层序中，海生生物化石多出现于层序的中下部，向上逐渐减少，但陆生生物化石向上增多，甚至在顶部出现沼泽植物堆积而成的泥炭层或煤层。4 复合旋田的沉积层序三角洲沉积在垂向上出现下细上粗的反旋回层序。在层序顶部三角洲平原分支河道沉积为下粗上细的正旋回，它反映三角洲在横向上的相序递变。4.2 青海湖三角洲沉积实例布哈河是注入青海湖的最大河流，年平均流量每秒25立方米，雨季多有洪水，巨大的水量携带大量的泥沙在河口沉积，从而形成一个伸向湖中达13公里，面积120平方公里的鸟足状三角洲。三角洲平原曲流河段河床弯曲程度较大，发育有河边滩、河心滩及河漫滩微相。河道废弃时，上部突变为漫流充填的粘土沉积。分流河道亚相位于曲流河段以下，靠近湖面附近，地势相对平坦，流速进一步减慢，河道不断进行分叉伸向湖中，它和曲流河段一起构成了鸟足状三角洲平原相沉积的基本骨架。三角洲前缘是三角洲在湖平面以下平缓部分，向湖中延伸1至3公里，形成水下分流河道。这里水深不超过7米。河流入湖处呈喇叭口状，湖浪与河浪相互干涉，形成干涉波痕。河流携带大量泥沙在入湖处快速堆积，形成河口砂坝，在河口较远处堆积形成远砂坝。分支河道外侧低洼地区，排水不良，为一停滞的还原环境，其沉积物为灰黑色有机质粘土，夹有洪水成因的纹层状粉砂。布哈河三角洲的增长和向湖方向的推进速度很高，据统计，每年向湖中延伸200米。昔日的海西山、鸟岛等孤岛已与三角洲相连，成为半岛。在青海湖盆短轴方向北侧，扇三角洲较为发育。陆上扇三角洲亚相包括洪积扇扇缘、辫状冲积河道、沼泽和泛滥平原相。水下扇三角洲发育于浅湖至半深湖区。垂向序列下部泥质粉砂与砂砾层组成，发育交错层理和水平层理；过渡带砂层与砂砾层互层，砂砾层分布不稳定，呈凸镜状；上部由砾石与砂层组成，可见平行层理和交错层理。4.2.1 三角洲平原沉积实例三角洲平原亚相为三角洲沉积的陆上部分，其范围包括从河流大量分叉位置至海平面以上的广大河口区，是与河流有关的沉积体系在海滨区的延伸。三角洲平原的沉积环境和沉积特征与河流相有较多的共同之处，在一定程度上为河流相的缩影。其岩性主要为砂岩、粉砂岩、泥岩(包括泥炭、褐煤等)。砂质沉积与泥炭、褐煤共生是该亚相的重要特征。砂质碎屑的分选性变化较大，粒度概率曲线与河流相近似。层理构造复杂，视环境不同而异。见雨痕、干裂、足迹等层面构造。生物化石少，旦多为淡水动物化石和植物残体。河道砂体呈透镜状，横向变化大。分支河道和沼泽沉积构成该亚相的主体，这是与一般河流的重要区别。三角洲平原亚相可进一步划分为分支河道、陆上天然堤、决口扇、沼泽、湖泊等几个沉积微相。1 辫状河三角洲平原沙柳河辫状河三角洲平原：是青海湖第一大三角洲平原沉积，河流由山脚的山间河流经过十几公里进入青海湖，沉积基底坡度是5-8度，可以观察到河道宽、水浅，河道不断分叉汇合洪水期双向环流，在河道内沉积正粒序心滩，心滩河道不稳定易冲刷，形成于坡度大、流量变化快、物源较丰富环境。主要沉积类型为水上分流河道、废弃河道、心滩（图4-1）等。图4-1 沙柳河辫状河三角洲平原沉积微相2 曲流河三角洲平原图4-2 曲流河三角洲平原砾石磨圆布哈河三角洲平原曲流河主要发育边滩，较辫状河沉积：粒度变细，分选、磨圆更好（图4-2）。曲流河凹岸：侵蚀早期高水位三角洲前缘沉积地层。三角洲前缘发育分流河道、河口坝、远砂坝、席状砂等，湖相主要沉积暗色泥岩，河口坝具平行岸线和垂直岸线分布两类。河口坝平行岸线主要发育平行层理，垂直岸线主要发育交错层理，两种类型河口坝形成机理相同，但湖泊与河流水动力强弱变化引起不同类型河口坝。4.2.2三角洲前缘沉积实例三角洲前缘亚相位于三角洲平原外侧的向海方向，处于海平面以下，为河流和海水的剧烈交锋带，是三角洲沉积作用最为活跃的地带和三角洲砂体的主体。进一步可划分出水下分支河道、水下天然堤、支流间湾、分支河口沙坝、远沙坝、三角洲前缘席状砂等6个沉积微相。在鸟岛处，观察了三角洲前缘沉积剖面，本次考察在鸟岛三角洲前缘沉积地区挖的第一个探槽包括两个方向上的剖面。第一个是垂直河流方向的剖面，砂泥互层，下部是泥，上部是砂，砂粒的粒径是从粉砂到细砂，沉积韵律为反韵律（图4-3）。第二个是平行河流方向的剖面，发育双向交错层理（图4-4），是受到河流和湖浪共同作用形成的，推测其孔隙度30%左右（未胶结的呈球状松散堆积的砂粒孔隙度一般为25%-47%），胶结成岩之后的砂岩孔隙度推测为15%，砂层具有下薄上厚的特点，说明水动力越来越强。水下分流河道间（图4-5）：为水下还原环境，沉积暗色泥岩为主，含少量粉砂和细砂。滩坝（图4-6）：以细砂岩为主，分选好、块状层理，中间夹有泥岩夹层，单砂层厚度逐渐减薄，水体逐渐变深，总厚度7米左右，浪基面下沉积，原生孔隙和次生孔隙都比较大，渗透率高，可以是很好的储油层。图4-3 垂直河流方向剖面图4-4 平行河流方向剖面图4-5 水下分流河道间图4-6 滩坝4.2.3 前三角洲沉积特征前三角洲亚相位于三角洲前缘的前方，是河控三角洲沉积最厚的地区。沉积物大部分是在波基面以下深度范围内形成的，主要由暗色粘土和粉砂质粘士组成，可含少量细砂，有时可见海绿石等自生矿物。常发育水平层理及块状层理，并常见有广盐性的生物化石，如介形虫、瓣鲤类等。随着向海洋方向过渡，正常海相化石增多，生物潜穴及生物扰动构造发育。前三角洲暗色泥岩富含有机质，可作为良好的生油层。在某些地质因素作用下，具有较陡沉积界面的三角洲前缘砂可向前滑塌，在前三角洲或其前方形成规模较小、沉积物分选较好的滑塌型浊积扇。东营凹陷沙河街组牛庄三角洲前缘滑塌形成了富集油气的滑塌型浊积扇，构成了岩性油气藏。从辫状河、曲流河三角洲平原到前三角洲：坡度逐渐变缓、水动力逐渐变弱，沉积物粒度变细、分选变好、磨圆变好（图4-7）。图 4-7 辫状河、曲流河、前三角洲砂体粒度变化第五章 滨湖沉积特征5.1 滨湖沉积基本特征5.1.1 水动力特征 湖泊的水动力作用与海洋有些近似，主要表现为波浪和岸流作用。但湖泊缺乏潮汐作用，这是与海洋的重要区别之一。在特别大的湖泊中可能出现潮汐作用，但难以产生较明显的湖流。湖浪作为一种侵蚀和搬运沉积物的动力在滨浅湖地区表现得较为明显。当湖浪的推进方向与湖岸斜交时，可形成沿岸流。湖浪和沿岸流的冲刷和搬运作用可形成各种侵蚀地形和沉积砂体，如浪蚀湖岸以及湖滩、沙坝、沙嘴、堤岛等。5.1.2 物化条件湖泊对大气的温度变化较为敏感，由于水的密度在40时最大，气温的变化使处于此温度的水体沉降至湖底，冬夏季节湖水易出现温度分层现象，造成了表层水与底层水的地球化学条件的差异。湖泊温度分层的稳定性随气候变化而变化，会造成含氧量和盐类物质的重新分配。湖水的温度在表层变化较大，进而造成湖水运动形式的复杂化。湖水水位多在几米到几十米的范围内变化，短期湖水变化受控于支流流量和蒸发量，长期湖水变化受控子构造和气候作用。5.1.3 沉积模式滨湖亚相位于湖盆边缘，其沉积环境特点是：(1)距岸最近，接受来自湖岸的粗碎屑物质；(2)水动力条件复杂，击岸浪和回流的冲刷、淘洗对沉积物的改造作用强烈；(3)水位较浅，沉积物接近水面，有时出露水面，氧化作用强烈；(4)沉积物类型受水动力强度和地形坡度的影响较大而表现出多种特点。5.1.4 微相类型在位置上由岸边向湖依次发育海岸沙丘、后滨、前滨、近滨、远滨（表5-1）。表5-1 滨岸微相类型沿岸位置微相类型海面位置层理构造海岸沙丘滨岸沙丘最大风暴涨潮位风成槽状交错层理海滩沙脊后滨带中暴风浪极限位置平行层理、交错层理千尼尔沙岗滨海沼泽地带生物扰动构造后滨风成沙丘平均高潮线之上水平层理、交错层理前滨滩砂平均低潮线之上冲洗层理近滨沿岸沙坝浪基面之上楔状交错层理、板状交错层理远滨滨外沙坝浪基面之下丘状层理、复合层理、交错层理5.2 青海湖滨湖沉积特征图5-1 青海湖滨湖沉积位置青海湖滨湖沉积类型主要为砾石滩坝，主要发育于青海湖西岸和南岸（图5-1）。形成包括4个过程： 波浪对湖岸反复拍打，基岩破碎后形成砾石滩坝； 随着湖平面下降，可形成多期砾石滩坝； 早期的砾石滩坝是晚期的砾石滩坝的物源之一； 附近三角洲的细粒组分在沿岸流的作用下，可以搬运到砾石滩坝中。在垂直湖岸方向形成楔状交错层理和斜层理（图5-2）。在平行湖岸方向形成平行层理和透镜状层理（图5-3），其中透镜状层理主要由于沿岸流作用下，砂体侧向堆积形成。图5-2 垂直湖岸方向的剖面图5-3 平行湖岸方向的剖面此次野外勘察，主要针对滩坝微相进行研究，“滩”和“坝”两类沉积体属于湖盆中的滩坝沉积，“滩”是指湖盆滨浅湖受波浪冲洗和改造形成的分布范围较广、沉积厚度较薄的砂砾沉积体；“坝”是指细长的脊、堤和隆起物，主要由砂砾和其它未固结的物质组成，由波浪和水流作用建造而成，经常发育在河口或湖湾处，实际研究中常将滩和坝一起描述，因为难以区分。至于堤与坝的区别为“堤”规模小，砂砾较细；“坝”规模大，粒度较粗。滨湖远源沉积旋回表现为滩坝砂体呈反旋回，垂直湖岸方向，由近到远砂体粒度由粗变细。由于远源沉积，基本无物源供给，水体不断拍击沿岸岩石，将沿岸的岩石击碎并带入湖中，所以呈反旋回。第六章 风成沙丘与泻湖沉积6.1 风成沙丘沉积沙丘主要沉积在青海湖东北岸和西岸，6月17日上午，观察了青海环湖的风成沙丘地貌喜马拉登景区（图6-1），海拔最高3223m。图6-1 青海湖风成沙丘地貌总体特征图图6-2 风成沙丘粒度特征该沙区物源来自于柴达木盆地，风力是主要的地质营力，砂随风搬运，风成沙丘沉积的分选好，是由于风的速度变化范围小，其所能携带的砂的粒级范围也窄，-般是以细砂为主（图6-2）。到青海湖时遇到湖湾受阻，风力减弱，沙子沉积下来。沙丘迎风坡一侧坡度较缓，背风坡一侧坡度较陡（图6-3），是由于在迎风面随风搬运的沙子沉积下来，在背风面沙子滑落沉积。在迎风坡发育风成波痕（图6-4），形状不对称，由于局部风向紊乱形成。背风坡多发育植被，雨水淋滤以后，沙丘表面形成一层硬壳，上面可以生长植被，背风坡受到风力的影响比迎风面要小一些。同时，由于雨水稀少，迎风面雨水蒸发消失较快，不利于植被生长。图6-3 风成沙丘迎风坡与背风坡沉积特征图6-4 风成沙丘迎风坡波痕特征风成交错层理不同于水成交错层理（图6-5），其层系通常厚度巨大，一般由几十厘米到数米，前积纹层具有高角度倾角，一般在2534之间，而水下形成的交错层理，其层系厚度一般小于2m，前积纹层通常小于25，交错层形态多呈槽状、板状或模状，常见纹层与层系底界成切线接触。风成砂岩成分成熟度高，不含泥质，磨圆和分选较好，有助于该类层理成因的确定。这类层理主要出现在沙漠或海滩的风成沙丘带中。图6-5 风成沙丘层理形成特征示意图风成砂堆积外貌呈新月型或链状金字塔形沙丘与沙山。湖环境中的风成砂堆积相不同于沙漠环境下的沉积，在其它现代湖泊也不多见，它占湖盆面积的1/5。集中分布在湖东岸滨湖平原和湖西岸滨岸带上。东岸沙丘北起干子河口，南抵满隆山北麓，南北延展近60公里，东西宽为10至15公里。强劲的西风和西北风把湖区西岸和北岸河口三角洲地带的沙粒吹扬起来并向东南方向输送，在受到湖盆东部日月山等高山阻挡后砂粒便停落下来，从而造成湖岸东侧广泛的砂山堆积。这些风成砂堆积不仅在滨湖平原造成沙丘，而且还大量降落在水下，形成水下风成砂堆积，并使湖中的沙岛与沙堤不断增高，造成堰塞湖。风成沙波痕有长而平的直脊，不对称，波痕指数高，可见发育良好的分叉脊。弯曲的波痕有变直的趋势，直至与风向垂直。在一个完整的大波痕中可以有数个小波痕，这些大波痕与小波痕相协调呈相互平行关系，或是不协调而呈相互垂直关系。波痕指数的变化与粒度成正比，最粗的颗粒聚集在沙波痕的脊上，上面有许多细小的不规则小凹坑，由于风力作用减弱而在沙脊上形成的（图6-6）。图6-6 沙脊上的凹槽在沙丘沉积中经常可以看见圆坑，由于在原始位置具有一定的遮挡物，当风携带沉积物吹来时时受到遮挡，风向发生改变，因此沉积物长期在此遮挡物的下部堆积，形成沙盆（同龙卷风原理）。6.2 泻湖沉积泻湖是为湖岸所限制，被湖岸砂坝所遮拦的浅水盆地。有的泻湖与广湖之间有通道连接，使之可以与广湖进行水质交换形成淡化泻湖。在炎热干旱的气候条件下，泻湖缺乏大量淡水注人，水体的蒸发量大大超过注入量，使泻湖水面低湖泊水面，湖水不断向泻湖流动，并不断蒸发和浓缩，含盐度逐渐提高而变成咸化泻湖。泻湖中波浪作用较弱，其环境相应地变得安静、低能，沉积物以细粒陆源物质和化学沉积物质为主。由于湖岸砂坝的遮拦、泻湖水体的蒸发、淡水的注人等，都将使泻湖的含盐度高于或低于正常海水，这是泻