歧口凹陷层序演化.ppt

1、,歧口凹陷沙河街组层序地层演化,2016.08,一、区域地质概况 二、层序地层格架建立 三、沉积物源分析 四、沉积体系类型、空间展布 五、结论与认识,目录,（一）地层划分,歧口凹陷位于渤海湾盆地黄骅坳陷中部，是渐新世以来长期发育的断陷盆地，凹陷东为沙垒田隆起，西为沧县隆起，南为埕宁隆起，北为燕山褶皱带前缘，东北面与南堡凹陷相邻。歧口凹陷内构造活动活跃，由于遭受多次构造运动的叠加影响，该区的地质构造非常复杂，多条深大断裂带将本区切割成许多小的构造单元，形成了“东西分带，南北分块”的构造格局。歧口凹陷地层包括古近系孔店组、沙河街组、东营组和新近系馆陶组和明化镇组，其中沙河街组又分为沙三段、沙二段和

2、沙一段。,歧口凹陷区域地质图(据黄传炎，2010）,歧口凹陷及邻区新生界底界示意图（据周立宏，2013）,（二）构造演化,歧口凹陷是一个伸展型沉降单元，具有显著的幕式构造演化特征,可划分两个构造演化阶段：裂谷阶段和裂后阶段，进一步划分为四个构造活动幕。在同裂陷阶段，Es1前后盆地的构造应力场有明显的变化，以Es1界面为界，可以将盆地同裂陷阶段的演化进一步划分为两个构造演化幕，即裂陷幕(Es3 Es2沉积时期) 和裂陷幕(Es1 -Ed沉积时期) 。裂陷幕时，陆上近北东向断层强烈活动，基底断块发生逆时针旋转，形成北断南超的多米诺式半地堑系；裂陷幕时，近东西向大型铲式断层（海河断层、张东断层）控制

3、了歧口凹陷最大的沉降中心（歧口主凹），形成大型复杂地堑; 在裂后演化阶段，馆陶组地层覆盖整个包括歧口凹陷在内的黄骅坳陷，构造活动微弱，处于稳定热沉降，走滑断层活动发育；明化镇组下段沉积时期以后，盆地的沉降速率显示为一个显著的快速沉降阶段。 歧口凹陷在平面上发育五个正向构造单元(埕北断阶带、南大港潜山构造带、北大港潜山构造带、滨海构造带、塘沽一新港潜山构造带)和五个负向构造单元(歧口主凹、北塘次凹、板桥次凹、歧北次凹、歧南次凹)。其中歧口主凹主要受东西向海河一新港构造带和埕北构造带控制，形成双断地堑式凹陷，而其它次凹主要受NE -NNE向断层控制，形成北西断一南东超的单断式箕状凹陷。,裂陷幕（据

4、吴永平，2010）,裂陷幕（据吴永平，2010）,稳定热沉降幕和加速沉降（据吴永平，2010）,多次凹单断箕状构造(据王芝尧等，2013）,歧口主凹双断复式地堑构造(据王芝尧等，2013）,断陷湖盆同沉积斜坡类型（据肖敦清等，2013）,板桥斜坡区单元划分图（据周立宏，2013）,歧口凹陷板桥斜坡区地震地质解释剖面（据肖敦清等，2013）,歧北斜坡区沙三底界立体显示及单元划分（据肖敦清等，2013）,埕北断坡区沙三底界立体显示及单元划分（据肖敦清等，2013）,歧口凹陷埕北断斜坡区地震地质解释结构剖面图（据张志攀，2012）,一、区域地质概况 二、层序地层格架建立 三、沉积物源分析 四、沉积体

5、系类型、空间展布 五、结论与认识,目录,（一）层序界面的识别,1.钻井岩性、测井曲线的形态突变特征,层序界面一般表现为:（1）界面上下岩性明显变化(颜色和和成分的显著差异);(2)界面位于测井曲线幅值和基线发生明显转变的转折点处。歧南2井Es1x底界与Es2之间的界面上下，Es2中沉积特征为砂泥频繁互层而Es1x沉积为深灰色泥岩夹薄层灰色细砂岩，因此自然电位曲线(SP)由Es2段的齿状迅速变化为Es1x平直状曲线形态.,显示沉积环境发生截然变化,歧南2井岩性与测井曲线层序界面识别(据黄传炎，2010）,2.地震反射结构特征,Vail将反射终止划分为上超、下超、顶超和削截四种接触关系，层序底面常

6、见上超、下超反射特征，层序顶界面常见削截、顶超反射。此外，地震剖面上还存在少量的视削截现象，在地质上代表海(湖)平面快速上升导致的盆内饥饿沉积，是最大海(湖)泛面的标志性特征。,歧口凹陷上超、下超、削截反射与层序界面特征(据黄传炎，2010）,（二）单井层序地层建立,层序格架的建立遵循“点、线、面、体、时”的研究思路，其中“点”指的是对单井资料的分析。该研究是在地震层序格架建立的基础上进行的更高级别层序分析，包括进一步识别各体系域及其准层序结构特征，分析以岩芯、岩屑、测井资料为基础，进行全井段的沉积体系与钻井层序的分析。 研究共选取了11口单井，包括歧南次凹2口、歧北次凹2口、板桥次凹2口、歧

7、口主凹5口，进行单井层序地层分析，现以板桥凹陷中板深35井为例进行详细分析。,歧口凹陷单井层序分析平面分布图(据黄传炎，2010),歧口凹陷板深35井单井层序地层分析图(据黄传炎，2010),(1)SQEs33层序 岩性为浅灰色细砂岩，深灰色泥岩，灰色一深灰色含砾不等粒砂岩。细砂岩成分石英为主，分选中等一好，次圆一次棱角状，泥质胶结。含砾不等粒砂岩成分石英为主，含石英砾，分选差，次圆一次角棱状，泥质胶结。自然电位曲线呈山峰状或箱状，电阻率曲线呈齿化箱型、齿化漏斗型和少量刺刀状。上述特征显示扇三角洲沉积相为主，构成层序的高位体系域。 ( 2 ) SQEs32层序 岩性为浅灰色细砂岩、深灰色泥岩及

8、含砾不等粒砂岩不等厚互层。含砾不等粒砂岩成分以石英为主，含石英砾，分选差，次棱角状，泥质胶结。细砂岩成分以石英为主，次圆状，分选中等，泥质胶结；泥岩色均，质较纯。自然电位曲线较平直，上部厚层砂岩发育，自然电位曲线呈箱型，视电阻率曲线呈齿化箱型一圣诞树型。总体揭示下部以近岸水下扇为主，构成层序的低位体系域;中部以浅湖相和远岸水下扇沉积为主，构成层序的湖扩体系域;上部主要发育浅湖与扇三角洲沉积，构成层序的高位体系域。 （3）SQEs31层序 岩性由浅灰色细砂岩与深灰色泥岩不等厚互层组成，下部夹含砾不等粒砂岩，并夹薄层砂质泥岩、泥质砂岩及粉砂岩。细砂岩成分以石英为主，分选中等，次圆一次棱角状，泥质、

9、泥灰质、灰泥质胶结。含砾不等粒砂岩成分以石英为主，含石英砾，分选差，次棱角状，泥质胶结。自然电位曲线较平直。下部地层视电阻率曲线呈尖刀状、强齿化箱型，显示深水重力流扇体格外发育的特点，构成层序低位体系域。上部地层视电阻率曲线呈齿化漏斗型，反映为扇三角洲前缘相沉积，构成层序的高位体系域。该层序湖扩体系域厚度较小，主要为半深湖相中夹重力流砂坝沉积。,( 4 ) SQEs2层序 岩性为浅灰色细砂岩，深灰色泥岩不等厚互层，局部为泥质砂岩、砂质泥岩。细砂岩成分以石英为主，分选中等，次圆状，泥质胶结。砂质泥岩内砂质不均匀、块状。泥岩色均，质纯，块状。本组地层泥岩自然电位曲线平直;砂岩自然电位曲线呈鼓包状或

10、箱状，视电阻率曲线呈齿化箱型、尖刀状。底部整体构成两个进积准层序组，构成层序低位体系域，为扇三角洲前缘沉积；中部发育油页岩为浅湖一半深湖沉积沉积，局部夹厚层砂体，为浊流沉积，总体构成层序湖扩体系域；上部整体构成多个进积准层序组，构成层序高位体系域，主要为扇三角洲前缘沉积，局部夹含砾不等粒砂岩，为重力流沉积。 (5)SQES1x层序 岩性总体以大套深灰色厚层泥岩、砂质泥岩夹薄层浅灰色细砂岩、泥质砂岩为特征，底部和中部夹4套厚层细砂岩。细砂岩以石英为主，分选中等，次圆状，泥质胶结。泥岩自然电位曲线平直;砂岩自然电位曲线呈鼓包状，视电阻率曲线呈细齿状、齿化漏斗状等。层序底部厚层细砂岩为低位体系域低位

11、扇沉积;湖扩体系域下部以滨浅湖相泥岩夹滨岸砂体沉积组成，向上逐渐变为扇三角洲前缘河口坝、远砂坝和水下分流河道沉积;高位体系域发育扇三角洲沉积前缘相，顶部变为浅湖，半深湖沉积。,(6)SQEs1 Z层序 岩性为大段深灰色泥岩，局部夹几套厚层浅灰色细砂岩。本组地层中见生物灰岩，其成分以生物介壳为主，虫孔构造不明显。细砂岩成分以石英为主，分选中等，次圆状，泥质胶结。泥岩质纯，性硬脆，块状。泥岩自然电位曲线平直，砂岩自然曲线呈鼓包状，视电阻率曲线呈刺刀状。该层序底部细砂岩与泥岩互层，构成两个进积准层序组，中部夹厚层细砂岩呈明显齿化箱形，整体构成低位体系域，为扇三角洲前缘远砂坝、河口坝和水下分流河道沉积

12、。中部大套泥岩显示以半深湖相沉积为主夹浊积砂构成的湖扩体系域。上部整体构成两个大的进积准层序组和一个退积准层序组，显示高位体系域主要为扇三角洲前缘河口坝、远砂坝和水下分流河道沉积。 (7)SQEs1S层序 岩性底部为细砂岩与泥岩不等厚互层，上部主体为大套深灰色泥岩。其中，细砂岩成分以石英为主，分选中等，次圆状，泥质胶结。泥岩质纯，性硬脆，块状。层序下部受断层断失、不完整，总体呈由泥岩一细砂岩、视电阻率曲线呈齿化漏斗型、箱型，显示为三角洲体系前缘相沉积。上部主要为湖扩和高位体系域浅湖沉积，湖扩体系域底部夹薄层生物滩沉积。,（三）连井剖面层序地层分析,根据地震剖面解释，重新确定单井分层方案，在对各

13、单井分析的基础上，建立连井剖面层序地层格架，精细刻画凹陷内主要构造带的同沉积断面图，开展构造沉积层序分析，分析层序内部特征和垂向演化特征，本次研究在全区选取了10条连井剖面做连井剖面的分析，现以NE02线为例做详细分析。,歧口凹陷连井剖面层序格架分析平面分布图(据黄传炎，2010),NE02,歧口凹陷NE02剖面层序划分与同沉积断面图(据黄传炎，2010),在SQEs3时期，为凹陷的断陷初期，构造活动强烈，湖盆深，但凹陷范围主要集中断层附近，地层主要堆积在坡折带以下，而在坡折带以上，地层遭受剥蚀，在坡折附近直到深凹内发育了较大规模的低位扇及低位三角洲，湖扩期和高位期也有较多的砂体发育。而相对应

14、的地震剖面上显示了很好的前积特征，物源为缓坡方向，推断为缓坡陆上物源向盆地推进的结果。 在SQEs2时期，也有较大规模的低位三角洲发育，但其规模比SQEs3时期稍小，从缓坡方向进积到深凹的物源明显减弱。但此时期的湖扩和高位砂体已基本没有从缓坡向深凹进积的特征，即砂体只发育于凹陷内。推断此时期陆上缓坡物源供给已有所减弱，而来自北面的物源已开始发挥一定作用，即此时期处于一个物源供给转换的双向物源供给时期。 从SQEs1时期，地层逐层上超至坡折带以上，反映该期与SQEs3时期相比，湖泊范围逐渐扩大。该期低位域和高位域砂体的规模均大幅度减小，低位体系域厚度明显减薄，只在坡折带以下的深湖区发育薄层低位体

15、系域地层，且不能向坡折带及缓坡方向延伸，即在坡折带及缓坡处单井上相应的层位没有砂体发育。此时期物源为西部沧县和燕山物源，但物源供给量不大，表现在单层砂体较薄，为细长条带状，为远岸水下扇沉积，说明物源经过长距离的搬运在歧北次凹沉积，其沉积特征为三角洲前缘砂体继续搬运沉积，发育远岸水下扇，砂体直接沉积在深湖泥岩之中。,（四）合成地震记录标定及地震解释,在全区上选择了100口单井进行了合成记录标定工作，将单井界面识别与地震剖面界面识别相结合，各自论证，相互验证，最终确定层序界面。,歧口凹陷单井合成地震记录层序界面标定平面分布图(据黄传炎，2010),最新研究表明多幕裂陷作用是导致裂陷期多个二级层序发

16、育的主要原因。每一个裂陷幕形成一个完整的二级沉积旋回，并为区域性的不整合所分隔。这表明各裂陷期的后期沉降速率减小并出现抬升隆起。其间的不整合面的形成与每一裂陷幕末期的隆升和下一幕裂陷开始的构造变动或调整有关。在断陷盆地中，断块掀斜旋转是普遍存在的构造作用，缓坡带三级层序局部不整合界面的形成往往与这种作用有关。应用二维层序地层模拟系统分析表明，当断块掀斜旋转时，同湖平面下降，最易形成明显的不整合，并伴随着碎屑体系向湖盆中部的推进。这种作用形成的层序界面的下伏地层，有向盆地方向掀斜的角度或微角度接触关系。 根据单井层序界面的判定，单井合成地震记录标定，结合层序界面在地震剖面上的反射终止现象，识别确

17、立各级层序界面，确立层序划分方案，在全区连片三维地震数据中，进行全区的追踪闭合，建立全区层序地层格架。根据地震解释和追踪，识别出三个二级不整合界面，即SBES33、 SBEs1x 、SBEs1s 。 SBES33界面之下削截现象普遍，白垩纪地层遭受严重剥蚀。SQEs2和SQEsIx之间的界面也是二级不整合界面，其对应时期盆地构造应力场发生明显变化。SQEs1s与SQEd3之间的界面也为一个二级层序界面，但该界面与前两个不整合界面相比，界面上下地层不整合接触范围较少，只在隆起和斜坡上的部分区域发育高角度不整合界面，多数为低角度的不整合接触关系，而且在坡折带以下多数为假整合和整合接触关系，其对应时

18、期为断坳转换期。其余不整合面均为三级不整合面，主要为湖平面周期性升降导致地层暴露形成不整合。,歧口凹陷沙三段主要层序界面地震反射标志特征（据陈平，2010）,北东走向以T2564线为例，该线位于歧北次凹，歧北次凹西南斜坡具有明显坡折盆缘背景，主要接收来自西南斜坡北大港东南侧物源体系以及西北部沧县隆起物源体系供给的沉积物，在剖面上有明显的进积反射特征。断层控制坡折带的发育，歧北次凹坡折带至凹陷中心的平坦湖底区，广泛发育的低位体系域(斜坡扇、盆底扇、低位楔)形成上顷尖灭圈闭，可能成为有利的岩性油气藏;坡折带以上的平台区发育少量的下切谷充填和较薄的湖扩体系域、高位体系域沉积。,歧口凹陷Trace25

19、64测线层序精细解剖图(据黄传炎，2010),东南方向以Line1968线为例，剖面揭示部位处于板桥次凹、歧北次凹和歧南次凹的西部，根据对剖面的解释，地震剖面主要发育湖扩体系域和高位体系域，大多层序缺乏低位体系域。反映出所解释剖面位于各凹陷坡折带以上，主要发育湖扩体系域和高位体系域，而低位域发育在坡折带以下，反映出所研究层位中，低位域发育范围很有限，即凹陷中心为低位体系域主要发育区，并可能发育大量储积层。,歧口凹陷Line1968测线层序精细解剖图(据黄传炎，2010),（六）层序格架的建立,通过钻井分析，连井解释、单井合成记录的标定以及连片三维地震剖面解释和追踪，在歧口凹陷沙河街组地层中，共

20、识别出了3个二级层序界面，5个三级层序界面，7个最大湖泛面，划分出2个二级层序和7个三级层序。二级层序分别为SQEs33SQEs2和SQEsIxSQEs1s；三级层序分别为SQEs33、SQEs32、SQEs31、SQEs2、SQEsIx、SQEsIz、SQEs1s，建立了歧口凹陷沙河街组层序地层格架。 与以上二级层序对应，研究区盆地演化具有明显的阶段性和多幕性。二级层序时期，盆缘断裂活动强烈，陡坡带和断阶带扇三角洲体系、近岸水下扇体系十分发育，斜坡带低位扇规模较大;二级层序时期，盆缘断裂活动减弱，盆缘坡度变缓，扇三角洲体系、低位扇规模全面减小，且研究区发育广泛的滨岸沙坝相、碳酸盐台地体系。二

21、级层序时期，盆缘断裂活动进一步减弱，构造活动的整体性增强。总体上，盆地演化由断陷期过渡为断坳转换期，直至新近纪坳陷期的过程。,歧口凹陷古近系层序地层格架表(据王华，2008),歧口凹陷层序充填模式（据吴永平，2010）,歧北斜坡区SQEs3 层序砂体发育模式剖面图（据周立宏，2013）,埕北断坡区SQEs2 层序砂体发育模式剖面图（据周立宏，2013）,板桥斜坡区SQEs3 层序砂体发育模式剖面图（据周立宏，2013）,一、区域地质概况 二、层序地层格架建立 三、沉积物源分析 四、沉积体系类型、空间展布 五、结论与认识,目录,在整个古近系，盆地主要接收四大主要物源的碎屑岩的供给，分别为北部燕山

22、物源、西部沧县物源、南部埕宁物源和东部沙垒田物源。其中北部燕山物源区所提供的碎屑物波及的范围广，提供的物源量大，波及整个北塘次凹，并进一步被搬运到歧口主凹进行沉积，部分碎屑物沿着滨海斜坡带被搬运到板桥次凹和歧北次凹中沉积； 西部沧县物源主要为板桥次凹、歧口主凹提供物源，部分碎屑物被搬运到歧北次凹中沉积，而南部埕宁隆起物源主要为歧南次凹和歧口主凹的南缘提供物源堆积；而东部沙垒田物源主要是为歧口主凹提供物源。这四大物源体系在古近系整个演化阶段，虽有此消彼长的演化，但对歧口凹陷的影响，主体以北部燕山物源体系为最大，而东部沙垒田物源体系为最小。,（一） SQEs3层序物源分析,SQEs33层序重矿物含

23、量分布及物源预测图（据牟智全，2012）,SQEs32层序重矿物含量分布及物源预测图（据牟智全，2012）,SQEs31层序重矿物含量分布及物源预测图（据牟智全，2012）,（二） SQEs2层序物源分析,SQEs2层序重矿物含量分布及物源预测图（据于杰杰，2009）,（三） SQEs1层序物源分析,SQEs1x层序物源预测图（据吴永平，2010）,SQEs1z层序物源预测图,SQEs1s层序物源预测图,一、区域地质概况 二、层序地层格架建立 三、沉积物源分析 四、沉积体系类型、空间展布 五、结论与认识,目录,岐口凹陷沙河街组主要发育辫状河三角洲沉积体系、水下扇沉积体系、扇三角洲沉积体系湖泊沉

24、积体系和砂坝沉积体系。 辫状河三角洲沉积体系 辫状河三角洲由辫状河体系前积到静水体中形成的富含砂和砾石的三角洲,其主要在断陷盆地的陡坡带发育主要特点是短流程辫状河流携带粗碎屑物入湖，河口处坡降较大，碎屑物卸载快，前积作用明显。辫状河三角洲与扇三角洲的区别是辫状三角洲发育在盆地缓坡浅水区，缺乏扇三角洲常见的水下碎屑流沉积，此外辫状河三角洲岩石分选较好， 杂基含量较低，砂砾岩体的连续性和连通性都较好。辫状河三角洲可分为三角洲平原、三角洲前缘、前三角洲三个亚相。在地震剖面上，三角洲中间为斜交前积反射，前积反射一般代表辫状河三角洲前缘，顶积层一般代表着辫状河三角洲平原相沉积，地震剖面上多为中弱振幅反射

25、同相轴， 其产状为发散或亚平行；底积层地震剖面上表现为中弱振幅、低到中等连续性，为亚平行或发散结构。在垂直物源方向剖面上为席状反射，内部为平行结构，反射振幅有变化。,（一）沉积体系类型,沙西南断裂坡折带东西向剖面T1330测线辫状三角洲地震反射特征,研究区内大型的辫状河三角洲主要发育于沙二和沙一三级层序内的水进体系域和高位体系域。岐口凹陷沙河街组主要发育辫状河三角洲平原、辫状河三角洲前缘亚相。辫状河三角洲平原主要由辫状河道和河道间沉积构成；辫状河三角洲前缘主要发育水下分流河道、河口坝和远端坝。辫状河道沉积色杂、粒度粗、不稳定矿物含量高，底部发育冲刷一充填构造，砾石定向排列，具大型板状和槽状交错

26、层理、平行层理、正递变粒序的砾岩、含砾砂岩、中粗砂岩等。辫状河道间沉积岩性变化较大，但是沉积物总体上以细粒沉积为主，主要为杂色泥质粉砂岩及粉砂质泥岩沉积，可见少量植物茎干化石。,叠瓦状砾石,河道底滞留沉积,含炭屑细砂岩,杂色粉砂质泥岩,QK18-9-1井沙一层序辫状三角洲沉积测井及岩芯特征,水下分流河道属平原辫状河道在水下的延伸部分，沉积物粒度较细，一般底部可见冲刷面，冲刷面之上为滞留沉积。河口坝沉积以灰白色中厚层状的含砾中、粗粒砂岩、中细粒砂岩为主，具有大、中型交错层理，分选、磨圆程度较高。远端坝与河口坝为连续沉积的砂体，其厚度相对较薄，粒度较细，多为细砂岩和粉砂岩，电性曲线多为中低幅的漏斗

27、型。,扇三角洲沉积体系,扇三角洲是从邻近高地推进到稳定水体（海、湖）中去的冲积扇。扇三角洲一般具有如下个特点：扇三角洲常发育于断陷盆地的边缘，其近端部分紧邻盆缘控制性断裂；多数扇三角洲都有水上和水下部分，但以水下部分为主，这是与冲积扇的根本区别；扇三角洲平原及前缘均发育有粗粒碎屑充填的水道沉积；扇三角洲朵体形状多为扇体。扇三角洲一般都具有粒度粗、厚度大的特点。在平面上扇三角洲可分为三个亚相，即扇三角洲平原、扇三角洲前缘和前扇三角洲。扇三角洲平原就是陆上部分的冲积扇，扇三角洲前缘以较陡的前积相为特征，牵引流构造很发育，常见大中型交错层理，向下方渐变为前三角洲沉积。从地震反射特征上来看，扇三角洲具

28、有典型的前积特征，一般呈斜交型前积结构，代表着水动力较强、物源供应充足的沉积环境。在垂直物源方向上，一般为宽缓的丘状反射，内部为低频的平行或亚平行结构，同相轴为连续性较好的强振幅反射。,扇三角洲地震反射特征（顺着物源方向）,歧口凹陷沙三段扇三角洲平原主要为块状泥石流砾岩和辫状河道含砾砂岩沉积。泥石流砾岩的砾石大小混杂，砾石成分复杂；砂岩成熟度低，具有明显的正韵律特征，底部见冲刷面。自然电位曲线为微齿化的箱形和钟形组合。 扇三角洲前缘含砾砂岩和砂岩呈中厚层状，显示各种交错层理和平行层理，分选中一好，发育河口坝、水下水道砂体等沉积。前三角洲沉积以砂质泥岩、滑塌浊积等沉积为主，发育水平、波状层理等，

29、夹有具滑塌变形构造得到薄层浊积砂层。,大小混杂砾石,波状层理,扇三角洲前缘及前扇三角洲测井相特征,水下扇沉积体系,水下扇体形成于水下， 没有陆上部分， 其物源主要是通过水下河道或水下峡谷将沉积物带到湖底形成的扇体。按照扇体的分布位置、物质来源以及形成机制， 具体可以分为： 近岸水下扇、远岸水下扇和滑塌浊积扇等。远岸水下扇位于近岸水下扇的前端，其沉积物来自于近岸水下扇，并进一步向深水区延伸。由于水体的加深水动力在一定程度上较近岸水下扇沉积减弱，因此远岸水下扇的沉积物在粒度特征上表现为具有了一定牵引流的特征。这些扇体在地震剖面上的地震相特征类似，水下扇由于它整体没于水下， 地震反射成层性、连续性好

30、， 通常在顺延物源方向的剖面上， 由于与上覆地层岩性差异较大， 扇体包络面反射振幅较强， 其反射外形一般呈逐渐收敛的楔状体， 内部反射呈小角度的发散结构； 在垂直物源方向的地震剖面上， 扇体大都为丘状反射， 内部反射为亚平行结构， 同相轴为中等连续的中强振幅。 水下扇体在平面上分为扇根、扇中和扇端三个亚相。 扇根由分选较差的混杂砾岩、砾状砂岩组成，呈次棱角状，成熟度低。电性为较高幅齿化箱形、钟形、指形组合。在地震剖面上，浊积扇内扇一般呈杂乱反射结构，反射较弱，连续性差。 扇中是扇体的主要发育部分，位于内扇的前方，由含砾砂岩、块状砂岩所组成，夹有薄层泥岩。可划分为辫状水道微相、水道间微相。 扇端

31、岩性变为暗色泥岩夹粉砂岩、细砂岩薄层等。粒度分选中等偏差，沉积构造显示鲍马序列段的特点。电性为较低幅指或丘状。在地震剖面上，外扇一般呈连续性较好的层状反射结构。,水下扇体地震相反射特征（垂直物源方向）,沙二段浊积体丘状反射特征,近岸水下扇,滑塌浊积体,湖泊沉积体系 湖泊沉积体系为划分为滨浅湖和半深湖深湖沉积。滨浅湖亚相为湖泊近岸浅水地带沉积，处于浪基面以上，波浪及湖流作用较强，沉积以砂泥岩频繁互层为特色，砂泥分异较好，成层性明显，但岩性和厚度的侧向变化快，连续性较差，各处砂体发育状况不一样，地震相的特点变化也很大。地震相的外形呈楔形，近岸带有剥蚀和超覆的表现，向斜坡近缘方向同相轴非系统性侧向终

32、止，向湖心方向频率增加，相位增多。砂体发育处表现为中-强振幅、低频、连续至断续、反射明显沉积物常受湖水面波动、波浪改造以及碎屑输入、滨岸地形和气候等因素的影响。岩性为薄层浅灰色、灰白色细砂岩、粉砂岩及灰色泥岩，常见水平层理及波状层理等沉积构造，也见有生物潜穴及扰动构造。滨浅湖沉积岩石成层性强，但横向变化大，连续性较差，主要发育滩坝砂、滨浅湖泥等成因相；自然伽马测井曲线呈平直状，电阻率曲线为低幅齿状。半深湖深湖亚相位于浪基面以下未受波浪和湖流作用影响的静水沉积区，属缺氧的还原环境。典型的深水湖泊沉积以灰黑、深灰、褐灰色油页岩、纹层状泥岩为特征质纯、水平纹理发育、泥岩中见完整的叶化石及水平和倾斜的

33、生物潜穴，常夹薄层远端浊积砂薄层。测井曲线为大套低幅度平滑曲线。,深灰色泥岩,含炭质碎屑泥岩,滨浅湖沉积地震相剖面图,从空间上来说，沉积体系展布总体有如下规律: 盆缘滨浅湖地区发育扇三角洲、辫状河三角洲和碳酸盐台地等沉积体系；盆缘半深湖区发育近岸水下扇沉积；盆地中心深湖区主要发育远岸水下扇沉积体系和浊积体。源于沧县的物源主要发育扇三角洲和近岸水下扇，源于燕山、埕宁和沙垒田隆起的物源发育扇三角洲、辫状河三角洲和近岸水下扇。水下扇基本上为北东南西向展布。随着水体的加深、物源推进形成多级水下扇。 从时间上来说沙三三亚段至沙三一亚段时期、沙二时期、沙一下至沙一中时期以及沙一上至东一时期沉积体系的发育分

34、别具有独立的特征。这些时期之间的沉积体系类型和规模具有一定的继承性，但又各具特色。 整个沙河街组时期，盆地以扇三角洲、近岸水下扇、辫状河三角洲及远岸水下扇发育为特色，深湖区虽体现出程度不一的分割性，但总体上比较发育，在这些半深湖区始终发育较大规模的远岸水下扇沉积体系。,（二） 沉积体系展布,歧口凹陷沙三段沉积环境图（据周立宏，2013）,歧口凹陷沙二段沉积环境图（据周立宏，2013）,歧口凹陷沙一段沉积环境图（据周立宏，2013）,沙三三沉积体系平面展布图（据杜民，2013）,沙三二沉积体系平面展布图（据杜民，2013）,沙三一沉积体系平面展布图,歧口凹陷沙三段沉积平面模式图（据吴永平，2010）,岐口凹陷沙三段沉积充填模式图（据杜民，2013）,辫状河三角洲,水下扇,水下扇,水下扇,扇三角洲,扇三角洲,南大港潜山,北大港潜山,沙二段沉积期相对较短，沉积厚度不大，但无论是从物源入口还是沉积体系的展布方向都对沙三段的沉积有良好的继承性。同时，该时期的沉积体系发育又具有其自身独有的特点，湖盆萎缩、变浅。剥蚀区向湖盆中心迁移，湖盆范围大大减小，以滨浅湖广泛发育为特色，深湖区仅限于歧口深凹的小范围地区。受该深湖