[科普中国]-湖泊垂向沉积序列

简介

根据洪水面、枯水面和浪基面，把湖泊相划分为滨湖亚相、浅湖亚相、半深湖亚相和深湖亚相，它们围绕湖泊的沉降中心呈环带状分布， 另外还可划分出湖湾亚相。滨湖区在风浪和湖流（湖泊波浪流）的作用下可以形成沿岸滩坝沉积；浅湖至深湖区有时可形成风暴流和重力流（浊流）沉积。

湖泊四周紧邻陆源碎屑物源区，由于河流向湖泊中供应碎屑物质，从滨湖、浅湖至深湖亚相均有沉积砂体分布，它们常构成很好的油气储集砂体。但在湖盆不同位置的砂体，由于地形坡度、水深、离物源远近、水动力条件和形成机制都有所不同，因此砂体的形态和规模、岩性和物性等均存在着差别。根据砂体所在的湖泊亚环境及砂体沉积学特征，湖泊中可发育各种三角洲（包括扇三角洲）、水下扇、滩坝、浊积砂体、重力流水道及风暴重力流等沉积的砂体。1

垂向沉积序列湖泊充填沉积物的垂向层序复杂多变，其主要取决于区域构造活动、气候和物源等多种因素。我国中、新生代含油气湖盆存在单旋回和多旋回两种不同的盆地充填序列。具单一旋回序列的湖泊，深陷扩张期只有一次，因此生油层也只有一个最好的发育阶段。我国东北地区的中生代断陷湖盆，如海拉尔盆地、开鲁盆地、铁岭昌图盆地及彰武黑山盆地等皆表现为单旋回的特点。海拉尔盆地乌尔逊凹陷垂向层序从下而上表现出红黑红，粗细粗，湖泊水体浅深浅的特点，代表了一个完整的构造旋回(右图)。南襄盆地的泌阳凹陷同样表现为一个单一沉积的特征旋回。

多旋回湖泊充填沉积层序亦多见于我国中、新生代含油气湖盆中，表现为垂向上发育过多次深陷扩张期，有多套生油层。如松辽盆地的青一段和嫩一段沉积时期为湖盆深陷扩张期，形成了良好的生油岩，有机碳含量高达1.5%~2.4%，可溶有机质含量达0.3%~0.5%。生油母质为I类干酪根，H/C原子比高达1. 70~1. 98。多旋回充填沉积可形成众多的砂体类型和多层含油体系。2

演化模式如前所述及，从石油地质观点出发，可将构造湖进一步划分为断陷型、坳陷型和断陷坳陷过渡型三大类。其中前两类湖泊在我国东部中、新生代含油气盆地中最为常见，它们在其演化的不同阶段皆表现出不同的沉积格局，形成了不同的湖泊模式。

在断陷盆地中，凹凸相间、地形坡降大、内部地形分隔性强。根据各构造区带不同的地质特征，结合气候、物源补偿等因素，系统分析各构造区带的沉积充填特征，从而弄清其沉积特征以及各控制因素对沉积充填的控制作用右表。

斜坡区是指凹陷边缘的斜坡部位，斜坡的类型首先可以依据坡度的陡缓与大小将其分为陡坡带与缓坡带。而后根据地形是否有阶地或坡折将其划分为三种亚类:无坡折的“斜坡型(单斜型)”、一个阶地或坡折的“单阶型(单折型)”以及多阶地的“多阶型(多折型)”。斜坡带(陡、缓坡带)沉积充填主要受构造背景控制(阶地类型、坡度)，同时气候条件、物源补偿情况也对其充填样式产生重要影响。因此，断陷湖盆在多因素条件作用下，形成了多种多样的沉积充填样式和充填特征，进而也形成了多种沉积体系。

洼陷区一般位于湖盆的沉积中心。洼陷区的沉积充填主要受气候和物源供给的影响(以气候为主)，从物源供给来看，可分为补偿型和欠补偿型两种，而补偿型又可分为泥质补偿型和砂质补偿型两种，而依据气候的变化特征主要分为干旱型、半干旱型和潮湿型。在这两种因素的共同控制下，洼陷区发育了各种不同的沉积充填物。早期主要充填有粗碎屑岩，有时有盐湖沉积;随着湖盆面积的加大，水体的加深，后期洼陷中心距物源越来越远，主要沉积了深湖半深湖相，有时还伴有深水浊流沉积。

中央降起区是指分布在湖盆内部古地形相对凸出的部分。由于它周围被各洼陷所包围，一般不直接与物源接触，其上的沉积物是通过搬运越过各已填满的洼陷而到达。又由于它的水体较洼陷带要浅，因而易受波浪的簸选作用，能量较强，故形成粗的碎屑物，且底部沉积物自降起向两侧沉积厚度增大，愈往上，这种厚度差距愈小。2

断陷湖泊断陷湖泊在其发育过程中通常经历了初始裂陷、深陷扩张和抬升收缩三个亚期，各发育时期具有不同的特点（右表）。

1.初始裂陷期

这一时期湖盆中沉积物的分布形式较复杂，受构造活动、气候和物源影响较大。湖泊充填沉积由火山喷发岩、火山碎屑岩夹湖相砂泥岩组成，有些地区常夹有劣质煤层。

盆地形成初期，尽管山势陡峭，但碎屑物质的供给并不是十分充足。这是由于碎屑物质的形成需要一定或较长时间的风化剥蚀，加上裂谷盆地形成之初，深大断裂切人基底，地慢热流的上涌，造成当地的气候在相当一段时间内呈炎热干旱的特征。干旱后期逐渐向潮湿气候转变，湖泊水体明显加深，此时物源供给主要为短轴方向。根据沉积物的控制因素和沉积物特征将其进一步划分为三个阶段，并建立了相应的充填模式（右图）。

1)裂陷早期

在济阳坳陷中，该期相当于孔店组沉积早期。此时盆地开始裂陷沉降，气候比较干旱，阳光充足，盐度增加，无大量碎屑物的注入，尤其是缓坡带。

陡坡带主要形成冲积扇，缓坡带则为滨岸沉积和碳酸盐岩沉积，这是由于水位逐渐上升，水体开始变深，有利于碳酸盐岩的形成;洼陷区由于沉积物供给不足，但水体阳光充足，因此主要为滨浅湖环境，有时甚至为盐滩或盐湖沉积，形成膏盐层。

2)裂陷中期

相当于孔店组沉积晚期。此时构造沉降幅度开始加大，气候由干旱向半干旱转变，水体不断加深，且范围逐渐扩大，可容纳空间增加，陆源碎屑物开始大量向盆中注入。

陡岸带主要形成近岸水下扇。当地形坡度增加并形成断阶时，可在洼陷区形成浊积扇;当物源不足并且地形较缓时，洼陷区则可形成深水岩盐层。缓坡带则多形成小型粗粒(扇或辫状)三角洲，在波浪与沿岸流的作用下，还可形成众多砂质滩坝沉积。

3)裂陷晚期

相当于沙四段沉积期。此时构造沉降幅度较大，有时伴有强烈的碱性玄武岩喷发，气候以半干旱为特征，后期由半干旱向潮湿转变，水体不断加深，范围扩大，沉积物供给减少。

盆地的陡坡带主要形成水进型扇三角洲，尽管三角洲前缘地区地形坡度并不是太陡，但由于物源供给充足，加上重力流的原因和浊积水道的作用，在此可形成一些远岸浊积扇;有时在断裂带附近出现碱性玄武岩。缓坡带则可发育正常的细粒河控三角洲或辫状三角洲，因地形坡度变缓，砂体范围增大，加上波浪的改造则可在其前缘形成了一些滩坝。洼陷区则由于物源供给不足，有机质丰富，则多形成良好的生油岩层，即暗色厚层泥岩，而在盆地边缘因气候干旱可形成盐岩层。

总之，古近系湖盆在湖泊初陷期可出现多种不同的相组合形式。有的湖泊在初始裂陷时，构造作用表现得较为强烈，造成了明显的地形高差，为形成粗碎屑沉积物提供了条件。湖泊边缘分布有浊积扇、水下扇和扇三角洲，向盆地方向可出现浅水湖泊相砂泥岩沉积或膏盐湖沉积(右图)。有的断陷湖盆(如东澄凹陷)在初陷期构造活动较弱，地形起伏较小，湖盆处于一种相对浅水氧气充足的湖泊环境，形成大面积分布的浅水砂体。

2.深陷扩张期

断陷湖盆的深陷扩张期多发生在断陷盆地的早中阶段，主要是由于控盆深大断裂的持续活动使湖盆发生深陷，这时盆地下陷最深，地形起伏大。湖泊最深湖区多位于边界大断层下降盘的深陷处，位置稳定，持续时间长，位移不大，沉积中心与沉降中心基本一致，且属非(欠)补偿沉积状态，沉积巨厚的暗色泥页岩，因而生油层厚度大，可达千余米。干酪根多为过渡型，也出现腐泥型干酪根，是断陷盆地生油层的主要沉积期。虽然单个湖泊不是很大，但湖泊面积占凹陷面积的百分比和深湖区占湖泊面积的百分比都比较高。如在我国东部古近纪断陷盆地中，这两种百分数曾高达60%-90%。一个盆地内有多个凹陷多个湖泊，累计面积相当大，再加上厚度大，常超过千米，因而油气储量很大，如渤海湾盆地沙三段的中下部。

由于块断活动强烈，地形坡度变陡，因而，滨浅湖亚相不很窄或不太发育。依据盆地不同位置具有不同的构造特征，沉积物可分为三大体系，即横向陡坡体系、横向缓坡体系和纵向体系。

此演化阶段主要是由于控盆深大断裂的持续活动，使湖盆发生深陷，加上气候已由半干旱转化为潮湿，因而湖泊水体迅速上升，水位加深。由于箕状断陷的构造特征而造成了深湖区多位于边界大断层下降盘的深陷处，位置稳定，持续时间长。深湖半深湖的面积大，一般可占整个凹陷的50%-70%。由于断块活动强烈，地形坡度较陡，因而深水沉积作用较为发育，而滨浅湖亚相则不太发育。同样根据沉积物的控制因素和沉积特征，可以划分为三个阶段。

1)扩张早期

相当于沙三段沉积早期，此时沉降活动较强烈，气候潮湿，湖盆水体较深且范围大。

陡坡带边缘形成近岸水下扇;缓坡带则形成斜坡扇或远岸浊积扇，可以发育下一切谷，洼陷区则发育有半深湖泥岩沉积。由于物源供给不足，加上气候潮湿，半深湖泥岩多以色深质纯为特点。

2)扩张中期

相当于沙三段沉积中、晚期。此时构造活动十分强烈，是盆地发育的鼎盛时期。

陡坡带主要形成水下扇，当后期断裂活动与前期发生分叉或出现断阶时，水下扇或扇三角洲的前端则多可形成近岸浊积扇。缓坡带形成粗粒三角洲吉尔伯特型三角洲，具有明显的三层结构;在三角洲前缘当出现地形坡度的转折时，即地形坡度向盆地再次变陡时，可以发育一些滑塌重力流作用形成的浊积扇。由于此时水体达到最大和最深，泥岩色深质纯。盆地中心明显处于饥饿状态，故洼陷区有利于生油岩和油页岩的形成。

3)扩张晚期

相当于沙二段沉积早期，此时构造活动所造成的下陷已停止，可容纳空间由于沉积物的充填逐渐减小，气候则由潮湿转变为温湿。

由于沉积物的不断推进，在陡坡带发育了水退型扇三角洲，与初陷晚期一样在其前端有时可以发育有远岸浊积扇;缓坡带主要形成正常细粒河控三角洲，在波浪与沿岸流的共同作用下，其前端的河口坝还可被改造成众多滩坝;由于气候变暖，风沙加大，水体变浅，故在洼陷带内主要是形成粉砂质泥岩和泥质粉砂岩，通常纯泥岩的厚度很薄。

断陷湖在深陷扩张期发育的砂体以浊积砂体最具特色，各种浊积砂体都可出现并见到油气，尤以粗碎屑浊积砂体含油最丰富。如辽西凹陷的远岸浊积扇，沾化凹陷和泌阳凹陷的近岸浊积扇等，分别分布于短轴缓坡和陡坡。陡坡断阶之下多发育以碎屑流和颗粒流为主的水下扇或近岸浊积扇;而缓坡的盆内坡折之下则形成层状叠置、朵状展布的远岸浊积扇。当坡度很陡并靠近三角洲前缘时，则形成液化流为主的滑塌浊积扇。此外，浅水处还可能出现水下冲积扇砂体。长轴一侧情况变化很大，有的无砂体，有的有不同类型的砂体，视物源和构造活动具体情况而定。

3.抬升收缩期

随着构造活动趋于稳定，湖盆性质由断陷向坳陷转化，湖滨环境开始发育。最常见的滨线沉积为三角洲、扇三角洲及滩坝等。

经过深陷扩张期的沉积充填和盆地的抬升，湖泊地形发生明显变化。湖底变得平缓，原来陡岸带的坡度也减小，湖泊变浅，深湖区缩小甚至消失。沉积和沉降中心逐渐远离陡岸带，滨浅湖相所占比例增加。该时期砂体发育，并以浅水砂体为特色。这是断陷湖泊主要的储层发育期。同时，砂体直接位于下伏生油层之上，本层也有油源，因此对油气的聚集十分有利。

断陷湖盆抬升收缩期沉积充填模式见右图，表明此时盆地断陷活动已处于尾声，随后盆地整体发生了抬升，湖盆明显由断陷向坳陷转化，可以说此时盆地处于过渡期。盆地水体相对较浅，气候处于温暖状态，地形高差明显减小，风化剥蚀速度也明显减小，故物源供给相对较少。按照沉积物的控制因素和沉积物的特征，也可将其划分为三个沉积阶段。

1)收缩早期

相当于沙二段沉积晚期。此时，由于深陷扩张期刚刚结束，沉积物供给并不是太充足，盆地重新接受沉积。

此时陡、缓坡带的沉积特点与扩张早期相似，所不同的是由于物源供给的差异，加上气候变暖，湖中泥岩则多以色浅质杂为特点，蒸发岩类不发育。

2)收缩中期

相当于沙一沉积时期。此时构造运动发生过幅度不大但范围较大的短期区域性沉降;气候温暖，碎屑注入减少，有机质丰富。

在盆地的缓坡带发育以正常三角洲滩坝为组合的沉积体系，陡坡带则由水下扇向扇三角洲过渡，反映了水体由深变浅的转化;洼陷区形成了以油页岩、暗色泥岩为主的浅湖半深湖相沉积。

3)收缩晚期

相当于东营组沉积时期。由于构造再次抬升，气候干燥，湖盆大面积收缩，湖水逐渐变浅。

陡坡带的盆地边缘，由于水体缩小，露出水面，以冲积扇沉积为主，缓坡带仍发育有一些滩坝。而凹陷中心则以三角洲冲积平原相沉积为主体，当水体进一步减少，则出现了平行于长轴的冲积平原沉积，尤其是河流相沉积发育，这时河流的主要流向已随盆地的演化发生了明显的变化。2

坳陷湖泊中生代大型坳陷湖盆如松辽盆地，面积大，地形较为平坦，沉积相、岩性和厚度的变化较缓，砂体类型较简单，多以近岸浅水砂体为主，河流沿长轴方向提供沉积物，以粉砂岩和细砂岩为主。湖盆沉积中心位于湖盆中央，与沉降中心一致。

1.扩张期

扩张期深湖区面积大，但湖水不一定很深。滨浅湖相带较窄并呈环状分布于深湖区周围，生油岩分布面积广、质量好，主体砂体类型为扇三角洲和三角洲，湖中心可分布层状浊积岩。与断陷湖比较，坳陷湖在深陷扩张期边缘斜坡不是很陡而是很缓，故浊流砂体发育较少，只有一些小的边缘砂体滑塌形成的小浊积砂体，浅水砂体也不多。短轴方向的陡坡可能有水下冲积扇扇三角洲。短轴缓坡和长轴方向情况变化很大，若有充足的碎屑物源，其堆积速度大于湖面上升速度，可以发育各类浅水近岸砂体甚至小的三角洲;反之，则为一些泥滩沉积。

2.抬升收缩期

抬升收缩期地形较平缓，湖水不深，近岸浅水砂体很发育，尤其是长轴方向的正常河流三角洲砂体最具特色，三角洲水下分流河道叠置组成三角洲前缘相。在湖泊边缘缺乏稳定物源供给的地区，可发育滩坝砂体。

我国中、新生代的沉积盆地大多经历了由断陷向坳陷演化的过程，盆地中的湖泊类型也随之发生演化。如松辽盆地在侏罗纪是一些小而浅的断陷，为发育湖泊的沼泽，仅生成少量的油和煤成气。至白要纪整体大幅度下沉，形成坳陷型盆地，发育大而深的湖泊，生成大量油气。又如渤海湾盆地在古近纪时期为一深断陷盆地，其中发育许多深湖泊，生成大量油气;至新近纪盆地转化为浅平的坳陷盆地，其中主要发育河流冲积平原沉积，生油能力较弱。因此，断陷湖盆和坳陷湖盆均可以生成大量油气，具体应用时应针对实际情况做具体分析。2

湖泊沉积的识别陆源碎屑湖泊是最常见的湖泊类型，其理想的湖泊沉积模式在平面上呈环带状分布。从边缘到中心沉积物粒度由粗变细，理想的分布序列为:湖滩砾石外带→砂质沉积带→粉砂质、泥灰质沉积内带→湖中心软泥沉积带，但各带不一定很连续，而且分布也不规则，这个理想的模式与湖水的水动力条件变化是大体一致的，即波浪带~浪基面上带~浪基面下带。但通常湖泊沉积所表现的多是陡岸砾石缓岸砂，湾者为泥。

湖泊的实际沉积比理想模式要复杂得多。如由于流入湖盆中河流的影响，在湖的边缘地区可形成三角洲砂体;当三角洲前缘存在着明显的水下地形变化(盆内坡折)时，可在深湖地区发育粗粒物质的浊流沉积。总之，各种因素都可破坏沉积物环带状分布的规律性。如果考虑河流注入湖泊等复杂因素，从陆地向湖中心沉积物分布模式是:湖泊三角洲沉积(或湖湾沉积)→滨湖沉积→浅湖沉积→深湖或浊流沉积。2

陆源碎屑湖泊相常以下面几方面的标志区别于其他类型的沉积相。

一、岩石类型

岩石类型以粘土岩、砂岩和粉砂岩为主，砾岩少见且仅分布于具陡崖的滨湖地区，多是由拍岸浪的剥蚀作用所致(右表)。砂岩一般比海相成因复杂，各种类型都有出现，与河流沉积相比，其矿物成熟度高，石英含量可达70%以上。我国东部中、新生代湖相沉积砂岩中以长石砂岩、长石石英砂岩和岩屑质长石砂岩分布最普遍。砂岩的粒度比河流相细，分选也较好，因而与海相较难区分，其粒度概率曲线也与海相成因者近似。

粘土岩在碎屑湖泊沉积中广泛分布，且由湖岸向中心增多。形成于较深水还原环境的湖相粘土岩常含丰富的有机质，成为良好的生油岩系。我国油气田的生油岩系大多为湖相成因的粘土岩。

碎屑湖泊沉积中也可出现类型多样的化学岩和生物化学岩，如石灰岩、泥灰岩、硅藻土、油页岩等，其沉积厚度及分布范围较为局限。

二、沉积构造

层理类型多样，但以水平层理最为发育。由于湖泊的范围有限，浪基面深度小，湖泊广大地区多处于浪基面以下，故粘土岩多发育水平层理，有时为块状层理。在近岸地区可见大型交错层理、浪成沙纹交错层理等。

湖泊沉积可有较发育的波痕。以往认为对称波痕是湖泊与河流相区别的一种标志，但据Picard等人的研究，波痕的对称性并非为湖泊所特有。而且湖泊亦发育不对称波痕，但其波峰的走向绝大多数与滨岸平行，不对称波痕的陡坡向岸方向倾斜。泥裂、雨痕、搅混构造亦较常见。

三、生物化石

生物化石丰富是碎屑湖泊沉积的重要特征。常见生物种类为介形虫、瓣鳃类、腹足类等，藻类也是湖泊中较常发育的生物。轮藻为淡水环境所特有，蓝绿藻、硅藻和部分绿藻也是常见的类型，其中蓝绿藻与海相见到的呈叠层状构造者不同，常呈树枝状或分离的结核团块状构造，红藻在湖相中未曾见到过。此外，陆生植物的根、干、叶、抱子、花粉等大量出现也是湖相的重要特征，尽管海相也出现植物化石，但湖相以其种属和数量远离滨岸越来越少这种梯度变化来加以鉴别。

我国东部中、新生代碎屑湖泊相沉积中发育大量生物化石。如济阳坳陷古近系湖相泥岩、页岩中含有丰富的介形虫、腹足类、轮藻、抱子花粉等化石，是地层划分对比和沉积相鉴别的重要标志。

四、物理过程及化学特征

物理过程通常与海洋盆地里所见的相类似，然而湖泊沉积物缺乏潮流的证据，而且湖泊中滨湖相沉积物与海洋滨岸沉积物相比其波浪活动也大为减少。湖泊滨岸沉积物在成分上其成熟度中等偏低，很少有石英质砂岩。湖岸阶地很常见，反映了频繁的甚至是每年发生的湖面涨落。鉴于长期存在频繁的湖面涨落，导致各种滨岸相迅速交错结合，所以单个沉积体或相如湖滩均不是很厚。在较深水区，即在盐度比正常海水低的湖泊里，重力流可以产生近乎连续的向下流到三角洲前缘的密度流，并且形成与海洋环境相比具有发育不全的鲍马序列的浊积岩。

在整个地质时期中湖水化学成分和盐度的变化，无论在速度上还是在数量上都比海洋里所发生的要大好几倍，并且这些变化都会记录在沉积物中，其中特别常见的是年纹层。

五、垂向沉积特征

碎屑湖泊沉积多出现由深湖滨浅湖的下细上粗的反旋回层序，以此区别于下粗上细的间断性正旋回的河流相沉积。从其沉积构造特征上来讲，以小型沙纹或浪成交错层理为主，粒度的以粗细砂为主，沉积层的厚度较为稳定。

六、分布范围及沉积厚度

湖泊相沉积的分布范围比河流相大，比海相小，相带、岩性和厚度大致呈环带状分布，而且岩性和厚度横向变化比河流相稳定，但稳定程度比海相差。2

砂体类型湖泊砂体是湖泊内生成的油气优先聚集的场所，我国中、新生代油气田的绝大部分储层都是湖泊中沉积的各种砂体，广义上讲，湖泊砂体的类型繁多，凡沉积在湖泊中的砂体均可谓湖泊砂体。

由于湖泊四周靠近陆源碎屑物源区，故湖泊内砂体十分发育，所占比例比海相地层高得多，从湖岸到湖心深水区都有砂体分布，这些砂质沉积常构成很好的油气储集砂体。湖泊砂体明显受控于湖泊相带，但不同位置的砂体，由于在湖底坡度、水深、离物源远近、水动力条件以及形成机制等方面都有所不同，因而砂体的分布位置、形态与规模、岩性与物性、与相邻岩性的关系以及在油气的生储盖配置上都存在着很大的差异，对油气的生储盖组合也有优劣之分，从而影响到含油丰度。因此，应从盆地整体着眼，按砂体在湖泊内所处位置来分类，强调砂体所处的地理环境。

首先，要分清砂体是岸上沉积还是湖内沉积，若是后者还要分清是在哪个湖泊亚相带，是滨浅湖相还是半深深湖相，是浅水砂体还是深水砂体;然后，按砂体所处的离岸、湖心、河口与物源区的远近、湖水进退等具体条件，再细分砂体类型。这样的划分依据既能反映砂体形成处的水动力条件和形成机制，亦可识别各类砂体的沉积特征，更重要的是易于在了解盆地内部结构和湖泊亚相的基础上，预测各类砂体的分布和生储盖组合的优劣，并且易于由相共生组合规律，从一个或一种砂体的出现进一步找到其他砂体，提高预见性。

鉴于上述分类原则，研究砂体时，不仅要研究砂体本身的沉积特点，还要研究砂体的围岩(多数是泥质岩，有特殊岩类更好)的特征，以了解砂体沉积时所处位置或沉积环境的部位。实际上，这是相的共生组合原理的沉积相综合分析，比单独研究砂体有效。

依上述分类原则，将湖泊砂体划分为三角洲、扇三角洲、滩坝、水下扇和浊积砂体，前三种为近岸浅水砂体，后两种为深水砂体(右图)。2