金湖凹陷西斜坡阜二段湖相碳酸盐岩沉积模式研究
刘金华1，2 唐建东3 钟思瑛1 葛政俊1 姚富来1（1.江苏油田 地质科学研究院，江苏扬州 225012； 2.江苏油田 博士后流动工作站，江苏扬州 225012； 3.江苏油田 开发处，江苏扬州 225012）作者简介：刘金华，男，江苏油田博士后流动站在站博士后，从事石油与天然气地质研究。E-mail：liujinhua＠joeco.com.cn摘 要：前人对金湖凹陷西斜坡地区阜宁组阜二段湖相碳酸盐岩地层的成因认识不统一，因而本次研究 以该层碳酸盐岩沉积相为重点，通过对研究区碳酸盐岩的成分组成、虫管保存程度、地层厚度分布规律、泥 晶灰岩等的研究，提出研究区发育一套碳酸盐岩坪沉积体系，碳酸盐岩坪是一套静水环境下的泥晶灰岩和生 物碎屑灰岩为主体的沉积体系，包含碳酸盐岩席、碳酸盐岩坝、碳酸盐岩滩以及泥坪4种微相。平面上在研 究区西部水体较浅，水体动力较强，发育碳酸盐岩滩、坝相，东部水体较深，水动力较弱，发育碳酸盐岩席。并在全面研究基础上提出了碳酸盐岩坪沉积体系的沉积模式。关键字：金湖凹陷；阜二段；碳酸盐岩；沉积相；湖泊相The Research of The Sedimentary Model of The Carbonate Rock in Lake Facies of The Second Member of Funing Formation，The West Slope of Jinhu SagLiu Jinhua1，2，Tang Jiandong3，Zhong Siying1，Ge Zhengjun1，Yao Fulai1（1.Geology Research Institute of Jiangsu Oilfield，SINOPEC，Yangzhou 225012，China； 2.Mobile Post-doctoral Center of Jiangsu Oilfield，SINOPEC，Yangzhou 225012，China； 3.The Exploration and Development Department of Jiangsu Oilfield Branch Company，SINOPEC，Yangzhou 225012，China）Abstract：The recognition of carbonatite origin in Lake Facies of the second Member of Funing Formation，the west slope of Jinhu Sag was different，so the major part of this research was the sedimentary facies of the carbonate rock.The main components of the carbonate rock were intraclast and bioclast，and other components were few ooide and crmb，the grains content of the rock were different，the content of different area were different，and the content of different formation were alike different；the marx of the rock was micrite matrix，and cementing material of the rock was calcsparit cementing material.After the analysis of the components of carbonate rock，the conservation of fossil，the distributed law of the stratum thickness and cryptite，the conservation of fossil in the workarea was unbroken，the distributed law of the stratum thickness was obvious，the changement of the stratum thickness was little；and the cryptite was distributed in all the area.So a kind sedimentary facies was established which was the carbonate terrace，the carbonate terrace was a kind of depositional system made up by the bioclastic limestone and cryptite，and it was a kind of standard carbonate formation formed in the strong-weak hydrodynamic force environment，this facies was classified into carbonate sheet，carbonate dam，and carbonate strand and corcass.In the plane，the water was shallow in the west part of the work area，and hydrodynamic force was powerful，so the carbonate dam and strand was developed；in the east，the water was deep，and hydrodynamic force was weak，so the carbonate terrace was developed，in longitudinal direction，the carbonate formation deposited from the sublayer，the fastigium of the deposition was 国际非常规油气勘探开发（青岛）大会论文集 sublayer，and declined in the sublayer，the deposition formed a entire carbonatite sedimentary system.Finally，the sedimentary model of the carbonate rock in Lake Facies was established.Key words：Jinhu Sag；the Second Member of Funing Formation；Carbonate Rock；Sedimentary Facies；Lake Facies引言湖相碳酸盐岩油气储层的研究从20世纪80年代开始，至今已有30余年的历史。前人对国内四川 盆地侏罗系大安寨组、华北盆地济阳坳馅古近系纯化镇组、黄骅坳馅古近系沙河街组、松辽盆地下白垩 统等多个区域存在的碳酸盐岩均进行了详细研究，湖相碳酸盐岩主要以生物礁和碳酸盐岩滩坝相为 主［1～4］。金湖凹陷西斜坡地区阜宁组阜二段地层湖相碳酸盐岩是一套较好的油气储层，前人对此地层成 因的研究多认为是滨浅湖中的碳酸盐岩滩坝相沉积，但是本次研究中通过对大量取心资料和测井、录井 等资料的分析，发现存在碳酸盐岩分布稳定、厚度变化不大、生物碎屑灰岩内部生物介壳保存完好等现 象与碳酸盐岩滩坝相存在较大分歧，因而提出一种碳酸盐岩坪沉积体系发育模式。为下一步油田的开发 和滚动提供了新的地质依据，对油气的勘探和开发具有重要的研究意义。1 区域地质概况金湖凹陷位于苏北盆地东台坳陷西部，为晚白垩世发育起来的南断北超的箕状凹陷。北起建湖隆 起，南至天长凸起，西邻张八岭隆起，东与菱塘桥-柳堡低凸起相连，面积约5000km2（图1）。金湖 凹陷西斜坡则是指三河、汊涧次凹的西部斜坡带，西连建湖隆起，南邻张八岭隆起，斜坡整体呈西抬东 倾，走向北东，地理上跨江苏、安徽两省，总面积约1500km2（图1）［5～9］。图1 苏北盆地金湖凹陷西斜坡工区位置图研究区阜宁组的地层与下伏泰州组呈假整合—整合接触，与上覆戴南组呈假整合接触，根据大套岩 性组合自下而上称之为阜一段、阜二段、阜三段和阜四段。阜二段是阜一段沉积末的最大水进的开始，阜二段自上而下形成3个亚段：第一亚段 称“泥脖子”、“四尖峰” 或 “七尖锋” 段，为暗色 泥岩段，厚60～120m，是一套生油岩；第二亚段 称为 “碳酸盐岩层”，为生物碎屑灰岩与灰 质泥岩互层，其中包含云灰岩、生物灰岩、粉砂质泥岩等，也是一套生油岩，厚10～30m；第三亚段 称“山字型” 段，为砂、泥岩互层夹少量生物灰岩段，厚60～80m，是金湖凹陷的主要油气储 层。本次研究的目的层段就是第二亚段 “碳酸盐岩层”。2 碳酸盐岩岩石学及组构特征湖相碳酸盐岩由碳酸盐岩颗粒和灰泥等沉积物组成，经成岩作用以一定的方式固结为不同的岩石类 型。碳酸盐岩的岩石学及其组构特征是碳酸盐岩判别沉积环境的重要依据。本次研究从组成岩石的颗 粒、基质和胶结物等方面进行分析。2.1 颗粒特征在研究区内的碳酸盐岩按常规分析方法，借鉴前人的研究成果基础上，对存在的内碎屑、生物屑、 鲕粒和团粒的基本特征进行分析。（1）内碎屑：内碎屑主要是指砾屑、砂屑和粉屑。砾屑是先成岩石（或半固结—准固结的沉积物） 再破碎的产物［10］，故其内部结构必然受先成岩石、先成沉积物类型的制约，常见岩类有泥晶砾屑灰岩、 含砾屑粉晶灰岩、砾屑虫管灰岩等。研究区内砾屑大小不一，粒径为2～15mm，形态多变，分选性差，圆度为次棱—次圆；砾屑含量 7％～65％，主要由泥晶方解石、白云石组成，具有泥晶结构和含颗粒泥晶结构，砾屑间充填物为泥晶 方解石、白云石或者鲕粒。砂屑在本区分布广泛，含量5％ ～55％，主要成分为泥晶方解石，次为白云石，形态不规则（图版-1），分选、磨圆度较差，粒径0.1～0.2mm，砂屑间为泥晶方解石、少量泥晶白云石或陆源碎 屑充填，多具泥晶结构，常与砾屑或其他颗粒伴生。常见岩类有泥晶砂屑含泥质灰岩，灰色亮晶砂屑藻 含云质灰岩、砂屑泥晶云灰岩等。（2）生物屑：生物屑主要有虫管、藻、管孔藻、藻叠层，其次有介形虫、介壳及腹足类［11，12］。生 物种属比较单一，但生物屑含量比较高，变化大，含量1％～80％。碳酸盐岩中虫管生物屑含量30％ ～70％。虫管多保存较好，多呈簇状分布，偶见平行层理分布，具有一定方向性。虫管内充填亮晶方解石、粉屑；管壁多粘结着球粒或粉屑，使管壳表面呈瘤状（图 版-1）；有的虫管外被藻包覆，使管壁形成增厚环。虫管直径0.5～2.5mm，具有生物骨架结构。伴生 颗粒有砾屑、砂屑以及藻屑等。虫管屑间多为泥晶方解石充填，偶有被亮晶方解石充填。常见岩类为泥 晶虫管灰岩、虫管泥晶灰云岩、亮晶虫管灰云岩或虫管亮晶灰云岩。碳酸盐岩中藻或藻屑较为发育，含量3％ ～85％，具有层纹同心纹层及辐射条纹结构。色暗、透 明，由泥晶方解石、白云石组成夹有少量泥质。形态有半球状、波状或小型单体柱状等。（3）鲕粒：鲕粒是本区碳酸盐岩中的重要颗粒，含量1％ ～70％，常见鲕粒有藻鲕、正常鲕、负 鲕、复鲕、结晶鲕和变形鲕（图版-2）。（4）团粒：本区岩层中团粒含量变化较大，变化范围5％ ～45％。形态各异，大小0.06～2mm不 等，圆度、分选较差，由粉砂级或泥晶方解石、白云石组成，色暗，圆度和分选性好。2.2 泥晶基质与亮晶胶结物泥晶是本区碳酸盐岩中颗粒之间常见的填隙物，其含量变化可在0～100％之间，主要由泥晶方解 石、次为泥晶白云石组成，局部重结晶呈块状或条带状分布。泥晶和颗粒是同时沉积的，它的存在与否或含量多少，是衡量沉积时水体能量的指标。灰泥（即 泥晶）是低能环境的产物，与其共存的颗粒亦为低能颗粒。亮晶胶结物是在颗粒沉积之后，由颗粒间的粒间水以化学沉淀的方式形成的，其特点是干净明亮，它是成岩期的产物。本区亮晶胶结物一般具有一世代、二世代胶结结构，亮晶胶结物含量0～40％，主 要由亮晶方解石，次为白云石组成，一般基质含量大于亮晶胶结物含量。3 沉积特征及沉积模式通过岩心观察、分析化验、单井相等研究，金湖凹陷西斜坡阜二段第二亚段 国际非常规油气勘探开发（青岛）大会论文集主要发育碳 酸盐岩地层，该层碳酸盐岩沉积为以半咸水环境下沉积的一套生物灰岩为主，泥晶灰岩为辅的沉积物，该碳酸盐岩地层具有如下特征：(1)地层中虫管的保存完好，大多数地区虫管无任何破损；(2)地层发育 厚度分布规律性强，厚度变化小，无明显坝体特征；(3)碳酸盐岩地层发育广泛，全区分布，分布面积 广，也与滩坝相不符；(4)泥晶灰岩全区分布，含量普遍较高，在较强水动力环境下很难沉积。鉴于此，本次研究认为该区目的层的沉积成因为碳酸盐岩坪沉积；并且目的层中的蠕虫状虫管化石，经中国科学 院南京地质古生物研究所俞昌民、王惠基（1976）研究，确定为环节动物门多毛纲隐居亚纲的栖管化 石。现代栖管多毛纲均营栖生活，主要生活于近岸滨海到水下60m左右深处。因而可以说工区阜二段 碳酸盐岩沉积时水体环境应较深。本次研究中认为工区沉积了一套碳酸盐岩坪沉积体系，碳酸盐岩坪是一套在盆地斜坡带发育，发育于湖泊中滨湖和浅湖地区的一套碳酸盐岩沉积，包含碳酸盐岩席、碳酸盐岩坝、碳酸盐岩滩 以及泥坪4种微相的沉积体系（图2），属于静水环境下的泥晶灰岩和生物碎屑灰岩为主体的沉积 体系。图2 碳酸盐岩坪沉积体系相模式图碳酸盐岩坝：该微相发育于工区边缘，受湖浪作用明显，厚度大，为15～40m，以泥晶灰岩与生物 碎屑灰岩伴生为主，多处可见波浪作用形成的破碎生物介壳（图3，图版-3，图版-4）。碳酸盐岩滩：与碳酸盐岩坝发育于同一位置，只是厚度较小，纵向上分布于厚层的碳酸盐岩坝之间 的薄层碳酸盐岩，分布相对稳定，也以泥晶灰岩与生物碎屑灰岩伴生为主（图版-5，图版-6），生物 碎屑也多见破碎或水动力改造现象。碳酸盐岩席：分布于高集-崔庄等水体较深区域，以生物灰岩为主，生物介壳保存完好，成层分 布，一般与灰黑色泥岩或页岩伴生（图3，图版-7，图版-8），碳酸盐岩滩与碳酸盐岩席虽然均为薄 层碳酸盐岩，但是其发育环境的水体深度不同，导致的生物碎屑的保存程度以及含有的泥质颜色均有所 不同。从岩心观察中可以看出，在 砂岩沉积后沉积了碳酸盐岩，继而是半深湖相灰黑色泥岩、泥页 岩沉积，形成一套典型的水体由浅变深，由强水动力到弱水动力的典型地层。碳酸盐岩沉积环境位于砂 岩与灰黑色泥岩之间，其沉积环境应为水动力介于半深湖的静水环境和砂岩的强水动力环境之间，属于 静水-弱水动力沉积。图3 碳酸盐岩坪沉积体系相序4 沉积相展布及演化从剖面和平面上分析，研究区内碳酸盐岩坪沉积体系发育地层厚度不大，较大厚度位于南湖-范庄 地区，最大厚度约40m，从斜坡西缘向东南部地层逐渐变薄（图4），地层中碳酸盐岩的相对含量也逐 渐变低，到河参1井等井区出现了无碳酸盐岩发育区，这种分布特征主要受到湖水深度和水动力环境控 制，沉积相带的分布与古构造相匹配。金湖凹陷西斜坡地区阜宁组阜二段二砂组碳酸盐岩地层主要发育3套碳酸盐岩沉积，因而将二砂组 划分为3个小层，从下而上分别为 小层（后文中简称3、2、1小层）。下边针 对2小层的具体情况对工区沉积相平面分布进行分析。图4 金湖西斜坡东西向连井剖面相在2小层中，范7井-南1井-陆1井-洪2井、崔17井-宋1井两个区域主要发育碳酸盐岩滩 坝，形成了两个与湖岸线成一定角度的坝体，西1井-陆2井-仁1井、刘8井-刘10井一线发育碳 酸盐岩滩。从研究区南部的阳3井到中部的崔7井，再到北部的高6井、高3井的大片地区发育碳酸盐 岩席微相，仅在南部的阳X7井周围、崔4井东部、河参1井东部等地区发育泥坪微相沉积（图5）。从 平面上分析，沉积相的分布基本为西部水体较浅、水体动力较强、发育碳酸盐岩滩坝相，东部水体较 深、水动力较弱、发育碳酸盐岩席，这与单井和剖面上的认识也是相符的。图5 金湖凹陷西斜坡 小层沉积相平面图从纵向上看，3小层是碳酸盐岩刚刚开始沉积的地层，碳酸盐岩分布局限，仅在崔庄和高集等区域 的局部发育，厚度薄，泥晶灰岩发育，说明当时的水体盐度相对较低，不利于大规模碳酸盐岩的沉积。1小层与2小层的碳酸盐岩发育规模相似，全区分布；从厚度看，2小层比1小层大。整体分析，研究 区阜二段二砂组地层碳酸盐岩从3小层开始沉积，到2小层达到沉积高峰，1小层又开始减退，从而形 成了一套完整的湖相碳酸盐岩沉积体系。5 结论（1）研究区碳酸盐岩的组成以内碎屑和生物碎屑两种颗粒为主，含少量的鲕粒和团粒，颗粒的含 量不同，区域差异巨大，不同层位也有较大差异，基质为泥晶基质，胶结物多为亮晶胶结物。（2）阜二段碳酸盐岩地层中虫管的保存完好，地层发育厚度分布规律性强，厚度变化小，泥晶灰 岩全区分布；本次研究中提出研究区发育一套碳酸盐岩坪沉积体系，碳酸盐岩坪是一套静水环境下的泥 晶灰岩和生物碎屑灰岩为主体的沉积体系，包含碳酸盐岩席、碳酸盐岩坝、碳酸盐岩滩以及泥坪4种 微相。（3）研究区阜二段二砂组平面上在西部水体较浅，水体动力较强，发育碳酸盐岩滩坝相，东部水 体较深，水动力较弱，发育碳酸盐岩席；纵向上碳酸盐岩地层从 小层开始沉积，到 小层 达到沉积高峰， 小层又开始减退，从而形成了一套完整的湖相碳酸盐岩沉积体系。参考文献［1］冯增昭，王英华，刘焕杰，等.中国沉积学［M］.北京：石油工业出版社，1994：153～175.［2］宋华颖，伊海生，范爱春，等.柴达木盆地西部西岔沟剖面湖相碳酸盐岩岩石学特征与沉积环境分析［J］.中国地 质，2010，37（1）：117～126.［3］王洪宝，王书宝，李勇，等.东辛油田沙一段碳酸盐岩储集层研究［J］.石油勘探与开发，2004，31（5）：38～43.［4］夏青松，田景春，倪新锋.湖相碳酸盐岩研究现状及意义［J］.沉积与特提斯地质，2003，23（1）：105～112.［5］高炎，李维锋，施小荣.金湖凹陷范庄油田阜宁组层序划分及沉积相分析［J］.石油天然气学报，2008.30（5）： 225～227.［6］张金亮，司学强，林辉.金湖凹陷阜三段沉积相分析［J］.中国海洋大学学报，2006，36（4）：535～539.［7］冀国盛，戴俊生，马欣本，等.金湖凹陷闵北地区阜一、二段火山岩地层划分与对比［J］.中国石油大学学报（自然 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沉积体系类型及展布特征
（一）沉积体系类型沉积体系是指在沉积环境和沉积作用方面具有成因联系的三维岩相组合体（Fisher, 1976），其基本组成单元是相和相组。沉积体系在纵向上存在于被不整合面所限定的地层系统中，构成一个完整的沉积盆地充填块体，因而是盆地形成、充填、演化的历史产物，它反映了盆地的构造背景及性质的演化，因此，沉积体系研究是层序地层研究的基础，对认识盆地演化有重要意义。沉积体系分析的理论基础是瓦尔特相律和相模式概念在整个盆地中的应用。有关百色盆地第三系沉积相的研究成果较丰富（沈源，1987；李光暄，1987；沈源，1990；胡炎坤，1990；方少仙，1991；陈焕疆，1991；麻建明，1991；高智，1995；蔡勋育，1996；陈元壮，1997等）。本书在前人研究的基础上，依据岩石组合、沉积组构、剖面序列、生物组合、沉积机理等特征，将百色盆地第三系划分为6大沉积体系（表2.2）。表2.2 百色盆地第三系沉积体系划分简表因为沉积体系是空间上相互关联的沉积相的组合，所以储层的分布和特征在宏观上受盆地沉积体系的控制，微观上受成岩作用的影响。因此，沉积体系的研究是储层综合评价中一项重要的内容。本书综合利用现有的地质、地震和测井等资料，对百色盆地下第三系进行了较全面系统的研究，共确定出以下5种主要沉积体系：①冲（洪）积扇－冲（洪）积平原沉积体系；②河流－泛滥平原沉积体系；③扇三角洲沉积体系；④河流三角洲沉积体系；⑤湖泊沉积体系。（二）冲（洪）积扇－冲（洪）积平原沉积体系及其展布特征该沉积体系纵向上主要发育于层序Ⅰ的低位体系域和水进体系域以及层序Ⅱ的低位体系域的早期，平面上主要分布在盆地东部坳陷北部的百武、仑圩—子寅—那养和南部斜坡带以及西部坳陷的西部，形状呈条带状，围绕盆地的边缘分布，与盆地的走向基本一致。岩性由红色粗砾岩、砾状砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩、含砾泥岩和泥岩等组成，砾石成分以砂岩和灰岩为主，大小混杂，分选和磨圆差。红色的成因主要是在无水氧化环境或短暂的水体浸泡。粗粒沉积物一般不显层理，为厚层块状，细粒沉积物中可见槽状交错层理、平行层理和波状层理。电性特征表现为自然电位曲线起伏变化不明显，通常呈光滑平直状，视电阻率曲线为中—高阻齿化钟形和微齿状的低阻特征（图2.11）。这种沉积类型主要是在干旱、半干旱的气候条件下，隆起区和沉降区的地势高差悬殊，植被稀少，隆起区遭受强烈的风化剥蚀作用，为沉降区提供了大量的碎屑物质，是盆地主要的物源区。间歇性爆发的洪水携带大量的泥砂混合物于山口处，由于地形坡度突然变缓而堆积下来，其平面形态似扇形，因而称为冲（洪）积扇，它与扇三角洲的最大区别是堆积在陆上，而未进入湖盆水体中。在南部斜坡带，由于地形平缓开阔，因而形成冲（洪）积平原。根据沉积特征，冲积扇可进一步划分为扇根、扇中和扇端3个亚相。图2.11 百58井冲积扇电性特征1.扇根岩性主要以红色、分选差的厚层状粗砾岩，局部夹中、细砾岩透镜体，向上偶夹薄层细砂岩，局部地区见砾石定向排列。2.扇中由砾岩和砂岩互层组成，但砾石颗粒比扇根细，砂砾比例增加，分选变好，下部一般为厚层状砾岩夹砂岩，往上砾石含量减少，砾径变小，砂岩含量增多，为砂岩夹砾岩透镜体。扇中一般具正粒序特征。3.扇端主要以红色砂岩、含砾砂岩和泥岩组成，夹细砾岩透镜体，砂岩可见平行层理。（三）河流—泛滥平原沉积体系及其展布特征纵向上主要发育于低位体系域、水进体系域早期。在层序Ⅰ低位体系域沉积时期，该沉积体系平面上主要分布于盆地西部坳陷和东部坳陷的西部地区，到了水进体系域沉积时期，沉积体系范围进一步向东扩大，沿着东部坳陷的中央断凹带延伸，并波及东部坳陷南部斜坡带的林蓬地区，水进体系域中后期，湖盆水体范围不断扩大加深，至高位体系域沉积时期，该沉积体系逐渐向西退去，沉积范围明显缩小，主要沉积于盆地四塘以西地区，而盆地东部地区则主要为浅湖至深湖相沉积。岩性主要以灰色砂岩、粉砂岩、钙质粉砂岩与灰紫色、灰褐色泥岩、粉砂质泥岩为主，夹炭质泥岩和煤层，电性特征主要表现为退积式正粒序钟形，砂岩中常见槽状交错层理、平行层理、波状层理、微波状层理和正粒序，局部见小型冲刷构造和变形构造。泥质粉砂岩中生物潜穴普遍较发育，砂岩中偶见板状交错层理，泥岩中可见到植物根系。在百东河剖面百岗组泥岩、粉砂岩层面上可见到变向水流波痕。根据岩性、电性等特征，该沉积体系可划分出4个亚相：河道、河道间、泛滥盆地、决口扇等亚相。由于河道频繁迁移改道，纵向上，河道与河道间、泛滥盆地等亚相交替出现，呈现多旋回正韵律。平面上，河流－泛滥平原主河道主要沿着盆地低洼地带发育。在层序Ⅰ水进体系域时期，盆地西部坳陷古地貌可能比东部平缓，砂体分布范围较东部宽，而到了层序Ⅱ低水位体系域时期，西部坳陷大部分为剥蚀区，仅在坳陷中央有砂体分布，这个时期砂体主要分布在盆地东部坳陷。物源主要来自盆地的西部，可能为古右江，在盆地东边可能存在一个泄水口，古水流自西向东流动，河道砂体分布贯穿全盆地，其沉积模式如图2.12所示。泛滥平原主河道部位的砂岩厚度较大，一般为40m～120m，最大厚度位于西部坳陷的六塘凹陷，推测厚度可达180m。图2.12 河流－泛滥平原沉积模式图（据赵澄林、吴崇筠，1987)下面重点叙述砂体主要发育相带——河道亚相沉积特征。河道亚相：岩性由细砾岩、含细砾砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩组成正韵律，底部常见冲刷面，与下伏地层呈冲刷侵蚀接触。常见小型槽状交错层理、平行层理和波状层理，局部可见砾石呈叠瓦状排列。砂岩分选中等至好，棱角至次圆状，孔隙式胶结为主。粒度概率曲线为两段式，斜度大，缺少滚动组分。剖面上常与河道间、泛滥盆地等亚相交替出现，说明河道不稳定，摆动频繁。电测曲线特征上表现为自然电位呈钟形或钟形与箱形复合，自然伽马为低值，电阻率为中至高值，储层物性好。（四）扇三角洲沉积体系及其展布特征该沉积体系主要发育于层序Ⅰ的水进体系域和高位体系域的后期，平面上主要分布在盆地东部坳陷北部陡坡带的仑圩—子寅—六吜—那样一带，相带范围较窄，多个扇体部分叠置呈裙边状分布，其构造位置为盆地断裂活动比较强的北部陡坡带，一般发育在盆地的断陷期和收缩期。单个扇体呈短而厚的粗碎屑楔状体，从山麓直接延伸至浅湖中，很快尖灭，与湖泊浅水沉积呈指状交叉接触（图2.13）。图2.13 扇三角洲沉积模式图（据赵澄林等，1992，略修改）由于形成扇三角洲的山区河流流程短，河流所携带的大量碎屑物质得不到充分的分选，很快就堆积下来，使得扇三角洲沉积物较粗，成分成熟度和结构成熟度均较低，其沉积的岩性特征反映浅水沉积环境，岩性主要为细砾岩、砂岩、粉砂岩以及粉砂质泥岩、泥岩等组成，砾岩一般不显层理，为厚层块状。常见冲刷面和生物扰动构造，发育小型交错层理、平行层理、波状层理和透镜状层理等牵引流形成的沉积构造。下面以子寅油田仑16块扇三角洲为例，叙述其微相（表2.3）沉积特征。表2.3 仑16块扇三角洲沉积微相划分表子寅油田仑16块位于子寅村的西部，构造位置为东部坳陷北部陡坡带，西起仑16-2井，东至仑16-18井，北起仑16-15井，南至百61-1井，面积约2km 2（图2.14），为构造－岩性油藏。仑16块含油层段沉积相以发育扇三角洲前缘亚相为主，成分成熟度为中等至高，一般为5.45～9.04。1.扇三角洲前缘亚相扇三角洲前缘亚相是扇三角洲向湖盆方向延伸的水下部分，是砂体最发育的相带，可细分为水下分流河道、水下分流河道间、河口坝、远砂坝和前缘席状砂5种微相（表2.3）。（1）水下分流河道微相水下分流河道是指河流入湖后沿湖底水道继续向前流动和延伸的部分。由于水下分流河道频繁迁移改道，位置不稳定，平面上常呈宽带状和网状分布，可对比性较差。纵向上水下分流河道与河口坝常交替出现，时有席状砂夹于其中，或者由几个期次的分流河道依次截切叠置，形成多个砂体连续沉积。底部常与河口坝或细粒的水下分流河道间沉积呈侵蚀冲刷关系，顶部与水下分流河道间沉积呈渐变关系。岩性为灰色、灰褐色、浅绿灰色、棕褐色粉砂岩、细砂岩，砂体常具不完整的正韵律，由砂岩向上变为粉砂岩或含泥质、钙质粉砂岩，砂体单层厚度一般为0.5m ～2m，该微相是构成扇三角洲前缘的主要砂体之一。底部常见冲刷面，沉积构造不发育，常为块状层理，化石少见。粒度概率曲线以两段式为主，滚动组分不发育，主要为跳跃和悬浮组分，曲线较陡，分选较好。单个水下分流河道自然电位砂体呈钟形、箱形组合。声波时差反映出砂层较均质，微电极曲线反映出物性较好，为仑16块的油气最富集相带。图2.14 子寅油田仑16块那读组含油层段沉积相图（2）水下分流河道间微相位于水下分流河道之间，向湖盆方向开口的相对低能环境。一般以洪水期溢出水道和相当远源的悬浮泥砂沉积为主，其沉积特征有如下5点。岩性为深灰色泥岩和粉砂质泥岩韵律性薄层，厚度变化大。沉积构造主要为水平层理、微波状层理和纹层状层理。生物化石较丰富，以炭化植物为主，多见茎叶分离的碎片。纵向上多与水下分流河道、河口坝或前缘席状砂相邻发育，组成向上变细的沉积组合，顶部一般连续过渡为浅湖或前扇三角洲沉积，或被水下分流河道截切。测井曲线特征为低幅微齿或齿化平直形。（3）河口坝微相位于水下分流河道砂体向湖盆方向延伸消失的河口地带，其沉积特征有如下5点。岩性自下而上由深灰色粉砂质泥岩、泥质粉砂岩和粉砂岩组成向上变粗的逆粒序。粉砂岩成分成熟度和结构成熟度均较低，粒度概率曲线为两段式，以跳跃总体为主，次为悬浮组分。化石稀少，沉积构造较发育，以波状层理、水平层理、纹层状层理为主，局部出现变形纹层状构造和砂球、砂枕构造以及泄水构造。常见生物潜穴和生物扰动构造。剖面上位于扇三角洲旋回的下部，其顶部常被水下分流河道截切，平面上位于水下分流河道的末端，常呈扇形伸向湖盆。电性特征上，自然电位曲线通常呈中至高幅漏斗状或箱形，微齿至光滑。（4）远砂坝微相远砂坝位于河口坝向前扇三角洲方向过渡的末端，由溢出河口的细粒沉积物组成，其沉积特征有如下3点。岩性以深灰色泥岩、含碳屑的粉砂质泥岩、泥质粉砂岩薄互层为主，略具向上变粗的逆粒序。沉积构造较发育，以水平层理、水平至微波状层理为主，变形纹层状构造也较发育。化石以炭化的植物碎片为主。纵向上与河口坝共同组成连续向上变粗序列的下部，并直接覆盖在前扇三角洲深灰色泥岩之上。单个远砂坝在测井曲线上表现为中—低幅的漏斗形或粗齿形。（5）前缘席状砂微相前缘席状砂是由于河口坝或远砂坝砂体在湖浪或沿岸流的作用下，沉积物再度发生向河口两侧的湖岸迁移而形成的席状砂体，通常呈平行湖岸线的宽带状分布。其沉积特征主要有如下3点。岩性由浅灰色、绿灰色粉砂岩、粉砂质泥岩和泥质粉砂岩互层组成韵律层。由于砂体经过湖浪和沿岸流的改造，其成分成熟度为中等偏高，结构成熟度中等，粒度概率曲线为两段式，牵引流段不发育。沉积构造不发育，主要为块状构造，少见波状纹层状构造和水平层理。生物化石稀少，主要见少量炭化植物碎片。测井曲线特征为高至中幅漏斗形、钟形和指形组合，其幅度高明显高与河口坝和远砂坝，反映砂体经过改造，砂体较干净，泥质含量少，储集性能变好。2.前扇三角洲微相前扇三角洲是指完全进入湖盆并被湖水全部淹没的扇端较深水细粒沉积部分，该部位河流、湖浪和底流作用已明显减弱，以季节性洪水悬移沉积为主，岩性由薄互层的深灰色泥岩和粉砂质泥岩组成，夹少量泥质粉砂岩，常具水平层理，测井曲线主要为光滑或低阻微齿平直状，该微相难以与湖相泥质沉积相区分。（五）三角洲沉积体系及其展布特征纵向上发育于层序Ⅰ的水进体系域及高水位体系域沉积时期和层序Ⅱ的低位体系域，并具有纵向继承性特点。平面上主要分布在盆地西部坳陷的八东至墙红一带，向物源区一侧为泛滥平原沉积区，其前端指向湖盆浅湖区，高水位时期的沉积范围较水进时期大，明显向湖盆东部推进，其沉积物比扇三角洲细。岩性以细砾岩、粗砂岩、粉细砂岩、粉砂质泥岩和泥岩夹煤层为主。一般发育交错层理、平行层理、波状层理和平行至微波状层理，局部可见冲刷面，电性特征（图2.15）与扇三角洲相似。剖面上由多个叶体叠置形成复合旋回。图2.15 八东1井三角洲相电性特征粒度概率曲线为两段式，主要由跳跃和悬浮两个总体组成，三角洲平原分选一般较差，而三角洲前缘的砂岩分选为中等至好，质较纯，是盆地的主要储集岩之一。（六）湖泊沉积体系及其展布特征该沉积体系主要发育于层序I以及层序II的低水位体系域沉积时期，平面上分布于盆地东部坳陷的中央地带，其发育特征受盆地主控断层的控制，以层序Ⅰ的高水位体系域分布范围为最广和厚度最大。沉积类型主要有：①滨浅湖滩坝砂岩沉积；②半深湖－深湖相泥岩沉积；③湖泊碳酸盐岩沉积。1.滨浅湖滩坝砂沉积主要发育于盆地断陷活动的那读组早期和盆地收缩回返的百岗组中后期，由于水体浅，水动力相对较强，氧气充足，各种生物繁盛。岩性主要为灰白色、浅灰色、灰绿色细砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩，局部夹砾岩或含砾砂岩。分选、磨圆较好，发育交错层理、波状交错层理、砂纹交错层理、变形层理、水平层理和生物扰动构造等，有时可见到泥裂、植物根系。2.半深湖－深湖相泥岩沉积半深湖－深湖相主要分布于盆地的东部坳陷中央断凹带，水体较深，无明显波浪作用。沉积物主要为悬浮粘土质、少量粉砂，岩性主要由褐灰色、灰色、深灰色、灰黑色的泥岩、钙质泥岩、含粉砂泥岩所组成，发育水平层理和块状层理，缺少植物化石，含介形类及少量小个体螺化石，有机质含量丰富，是盆地的主要烃源岩。在电性特征上表现为自然电位曲线光滑平直，视电阻率曲线呈低阻微齿形。图2.16 百色盆地湖泊淡水碳酸盐岩沉积模式图3.湖泊碳酸盐岩沉积该沉积体系只出现在层序Ⅰ的低水位体系域沉积后期，在盆地的一些比较开阔而低洼的积水区或湖湾（图2.16），发育滨湖相的泥坪－藻坪亚相、岸礁亚相，形成浅水生物礁或介壳富集层。主要分布在盆地东部坳陷的那坤—那满以及林蓬一带，分布面积约40km 2。那坤—那满地区沉积中心位于坤4井，最大厚度达47.5m。岩性主要为颗粒灰岩和泥微晶灰岩。
