在第四纪海岸环境以及气候变化研究中, 海陆作用过程中形成的特殊地貌如海蚀台, 海蚀崖, 海蚀柱, 海蚀洞穴及海蚀阶地被广泛应用于古海岸线的识别(赵希涛等, 1980; Balescu et al., 1997; Dickinson, 2001; Floreaa, et al., 2007; Crook and Felton, 2008; Palyvos et al., 2008); 同样, 在湖泊与陆地的相互作用过程中形成的湖泊阶地(Gracia Prieto, 1995; Gary et al., 1998; Karabiyikolu et al., 1999; 谭红兵和于升松, 1999; 李炳元等, 2001; 朱大刚等, 2001, 2009; Zhu et al., 2002; Schofieid et al., 2004; Shanahan et al., 2006), 湖蚀槽, 湖蚀柱, 湖蚀洞, 浪蚀壁龛等侵蚀地形(谭红兵和于升松, 1999; 朱大刚等, 2001, 2009; Zhu et al., 2002)以及与湖平面变化有关的层状分布的石灰岩喀斯特溶洞(朱大刚等, 2001, 2009; Zhu et al., 2002)等均可以作为判识古湖岸线的良好标志, 其中湖泊阶地由于其发育广泛成为最重要的一个古湖岸线识别标志(图 1).但是, 由于这些地貌标志只能在地表及浅水环境即没有被沉积物埋藏的条件下才能观察到, 因此利用地貌特征识别古湖岸线, 只适用于没有被沉积地层埋藏的湖泊, 在此基础上才可进行湖泊环境及气候变化的相关研究.在含油气盆地中, 通过古地貌重建识别出来的古冲沟及湖缘峡谷也可以作为识别古湖岸线的指示标志(Burkard and Kostaschuk, 1995; Mancini et al., 2007).

图1

Fig.1

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	图1 纳木错西北岸纳尔邦处湖岸阶地剖面与古湖岸线位置图(据朱大刚等, 2001, 有修改)Fig.1 Terrace section and lacustrine palaeoshoreline location at northwestern bank of the Nam Tso Lake Naerbang(modified from Zhu Dagang et al., 2001)

在岸线附近水--陆交互作用的水动力条件下形成的特殊岩石类型, 也可以作为古湖岸线的判识标志.例如泥炭层(肖嗣荣等, 1997), 煤层(Rabineau et al., 2006), 蒸发岩(Anselmetti et al., 2006), 沿着沿岸流方向成层分布的分选和磨圆较好的砾石层, 砂岩层(Cagflatay et al., 2003; Crook and Felton, 2008; Palyvos et al., 2008)等都可以反映滨岸沉积特征, 具有指示古岸线的作用.与海滩岩(江大勇和杨守仁, 1999; Anselmetti et al., 2006; Rabineau et al., 2006)一样, 发育在湖滨岸线附近由湖浪飞溅作用形成的湖滩岩(李永春等, 1995; Anselmetti et al., 2006; Shanahan et al., 2006)也可以作为古湖岸线识别的标志之一.例如青海湖湖滨地带多处发育湖滩岩, 系湖滨相粗粒碎屑由碳酸盐胶结成岩形成, 并且无一例外地发育在湖滨岸线这个特定的地貌部位(李永春等, 1995).

线附近生物活动的遗迹以及生物死亡以后保存下来的生物化石, 都可以作为古湖岸线的识别标志.介(贝)壳滩是重要的滨岸标志物(于世永等, 2000; 姜在兴, 2003; 常凤琴等, 2008; Palyvos et al., 2008; 张虎才等, 2009), 因此, 相对富集成层状产出的, 发育在滨湖环境中的双壳类和腹足类动物化石, 可以作为识别古湖岸线的良好标志(谭红兵和于升松, 1999; Mancini et al., 2007; Crook and Felton, 2008); 同时, 这些动物在滨湖浅滩砂岩活动过程中形成的Scoyenia遗迹相, Psilonichnus遗迹相等也可以作为识别古湖岸线的良好标志(姜在兴, 2003; Chirananda, 2005; Mancini et al., 2007); 另外, 适宜环境下水生植物孢粉颗粒的相对富集意味着接近湖泊边缘, 因此可以根据孢粉的相对富集程度来识别古湖岸线(谭红兵和于升松, 1999; Rabineau, 2006); 值得注意的是, 古脊椎动物的足迹虽然在地层中极少发现(胡勇等, 2004), 却是很好的判别古岸线的标志(Bird, 1944; Lockley and Ritts, 1999; 胡勇等, 2004), 这是因为足迹化石主要发现在水体边缘的陆地或岸线附近的极浅水环境(Bird, 1944; Currie, 1983; Lockley and Ritts, 1999).例如, Bird(1944)描述的一组足迹群, 所有足迹的指向有着惊人的一致性, 它们都朝向同一个目标, Bird推测造迹地点可能靠近露天水源或湖岸线.

岸线附近复杂多变的水动力环境有助于形成各种各样的沉积构造, 这些沉积构造反过来也能够判断古湖岸线的存在及大致位置.例如各种类型的水流交错层理, 波痕, 粉砂岩中的小型波状层理, 泥岩中的氧化条带, 植物根迹以及泥裂, 雨痕等暴露构造(Komatsu et al., 2001; 姜在兴, 2003), 碳酸盐岩溶蚀带等(Dickinson, 2001; Palyvos et al., 2008), 这些特征都可以作为识别古湖岸线的标志.

图2

Fig.2

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	图2 古湖岸线与滨浅湖砂体分布的关系(博兴洼陷沙四上亚段)Fig.2 Relationship between lacustrine palaeoshoreline and distribution of shore-shallow lacustrine sandbodies (the upper submember of Member 4 of Shahejie Formation in Boxing Sag)

岸线附近复杂的水动力环境和充足的沉积物供给造就了多种类型的沉积砂体, 根据这些沉积砂体的发育情况同样可以推断古湖岸线的位置(图 2).波浪和沿岸流的改造形成平行于岸线分布的沿岸砂坝(宋春晖等, 1999; Otvos, 2000; 李炳元等, 2001; Rosen et al., 2002; Schofieid et al., 2004; 王树恒, 2006), (扇)三角洲前积体(Karabiyikolu, 1999; Komatsu et al., 2001; Palyvos et al., 2008; 杨克文等, 2009), 线状分布的砾质滩(Blair, 1999; 宋春晖等, 1999; Mancini et al., 2007)以及风成沙丘(谭红兵和于升松, 1999; 杨顺良等, 2002)均可以作为识别古湖岸线的标志.例如, 三角洲平原和前缘在岩性, 沉积构造, 测井曲线, 生物化石, 沉积组合特征等方面均具有不同的特征(姜在兴, 2003), 三角洲平原与前缘的界限就是湖岸线的位置, 因此在单井相划分中以三角洲平原亚相与前缘亚相的界线为湖岸的界线, 然后由点到线, 再到面的原则来确定古湖岸线.

地震资料是油气勘探中最重要的资料, 地震地层分析被广泛地应用于重建湖平面变化, 这是因为这种变化控制了地震层序的横向展布, 上超关系, 剥蚀面和古湖岸线的产状(Anselmetti, 2006; Rabineau et al., 2006; McHugh et al., 2008), 根据地震反射同相轴的接触关系及反射结构特征可以进行古湖岸线的识别.古岸线在地震剖面上最明显的标志是同相轴的上超尖灭或在横向上的终止, 代表着沉积物的沉积范围在横向上的终止, 因此利用地震反射同相轴的上超尖灭可以识别古湖岸线(图 3), 值得注意的是超覆点可能被后期剥蚀作用破坏, 地层压实作用可能导致相邻地层超覆点地层厚度或原始高差发生改变, 因此, 在进行地层上超和退覆点研究时, 应对地层厚度变化以及原始沉积界面坡度的变化进行校正, 这样可以获得较为准确的湖岸上超, 顶超的迁移变化(钟广法, 2002).

图3

Fig.3

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	图3 地层超覆指示古湖岸线示意图(据钟广法, 2002, 有修改)Fig.3 Sketch map of overlap indicating lacustrine palaeoshoreline(modified from Zhong Guangfa, 2002)

同时对于湖盆边缘发育三角洲, 近岸水下扇和扇三角洲等沉积砂体的区域, 可以根据这些砂体在地震上的反射特征例如三角洲的"S"形前积等先进行砂体的识别, 再根据砂体的展布进行古湖岸线的识别.

地球化学标志识别古湖岸线主要是通过化学指标判断沉积环境的氧化, 还原条件和水介质性质, 进而根据沉积环境恢复古湖岸线的位置(Rosen et al., 2002).例如, Fe₂O₃ 和MnO含量对水体深度有明显的指示作用, 随着水体的加深, Fe₂O₃含量逐渐减少, 而MnO含量逐渐增加, 可以通过这种元素由滨岸向远岸的分带性, 来判断水体的深浅变化趋势, 从而分析古湖岸线的位置(姜在兴, 2003).另外, 在盐湖--咸湖沉积环境中, 可以根据一些微量元素及其比值进行古盐度的恢复, 进而根据古盐度重建古湖岸线的位置(文华国等, 2008).例如在鄂尔多斯盆地耿湾地区, B, Sr, Rb, K+Na质量分数和 Sr/Ba, Rb/K比值等指标被用来恢复长6段的古盐度(韩永林等, 2007; 郑荣才等, 2008), 并且以0.5‰ 古盐度作为确定古湖岸线的依据(图 4).

图4

Fig.4

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	图4 鄂尔多斯盆地耿湾地区上三叠统延长组长6段古盐度分区与古湖岸线位置(据韩永林等, 2007)Fig.4 Paleo-salinity zone and lacustrine palaeoshoreline position of the interval 6 of Upper Triassic Yanchang Formation in Gengwan area in Ordos Basin(after Han Yonglin et al., 2007)

陆相湖盆根据其发展阶段, 一般可以划分为断陷湖盆和拗陷湖盆, 因此古湖岸线相应地也可以分为断陷型古湖岸线和拗陷型古湖岸线.

对于断陷湖盆, 一般发育在构造断陷的前期, 湖盆区及周边构造活动相对较强, 断裂发育, 地形高差相对较大, 盆地结构可以分为陡坡带, 缓坡带和洼陷带, 因此断陷型古湖岸线又可以进一步划分为陡坡型古湖岸线和缓坡型古湖岸线, 不同类型的古湖岸线控制不同成因的砂体类型及分布范围(图 5).陡坡型古湖岸线向陆为高山陡崖, 向湖很快进入深湖区, 其控制的砂体类型主要为近岸水下扇, 扇三角洲等粗碎屑砂砾岩扇体, 这些砂砾岩扇体沿湖岸线呈裙带状展布, 具有相带窄, 相变快, 垂向厚度大的特点.缓坡型古湖岸线向陆为平原丘陵, 向湖为滨浅湖浅水环境, 其控制的砂体类型主要为湖岸沙丘, 沿岸砂坝等, 其中湖岸沙丘, 沿岸砂坝一般平行于古湖岸线分布, 不同之处在于湖岸沙丘发育在洪水期岸线以上广阔的平缓地带, 而沿岸砂坝发育在前滨浅水沉积环境; 在缓坡型湖岸线向陡坡湖岸线过渡的盆地长轴方向, 三角洲分流河道, 河口坝等细碎屑沉积砂体非常发育, 三角洲分流河道砂体一般近乎垂直古湖岸线由三角洲平原向湖盆延伸, 可以分为水上分流河道和水下分流河道, 两者的界线就是古湖岸线, 在分流河道的前方一般发育平行于湖岸线分布的河口坝砂体.

图5

Fig.5

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	图5 断陷型湖盆古湖岸线与砂体类型关系示意图(① --湖缘峡谷; ② --近岸水下扇; ③ --扇三角洲; ④ --辫状河三角洲; ⑤ --冲积扇; ⑥ --曲流河; ⑦ --曲流河三角洲; ⑧ --远岸砂坝; ⑨ --碳酸盐岩滩坝; ⑩ --近岸砂坝; --沿岸砂坝; --风成沙丘; --沼泽; FS--洪水面; DS--枯水面; WB--正常浪基面; SB--风暴浪基面)Fig.5 Sketch map showing relationship between sandbodies and lacustrine palaeoshoreline in rift basin

图6

Fig.6

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	图6 拗陷型湖盆古湖岸线迁移与砂体分布关系示意图(据李元昊等, 2009)Fig.6 Sketch map showing relationship between sandbodies and lacustrine palaeoshoreline shifting in depressional basin(after Li Yunhao et al., 2009)

对于拗陷湖盆, 一般发育在构造断陷的后期, 湖盆区及周边构造活动相对较弱, 断裂不甚发育, 地形高差相对较小, 湖盆结构相对简单, 整体上拗陷型湖盆古湖岸线与断陷盆地的缓坡型古湖岸线类似.在湖盆长轴方向上往往发育正常的建设性三角洲, 而在短轴两侧发育小型扇三角洲, 三角洲和扇三角洲所携带的大量砂质碎屑在湖浪和沿岸流的作用下, 在滨浅湖形成平行于岸线分布的沿岸砂坝沉积, 与之相对应的陆上湖岸沙丘沉积也十分发育.

古湖岸线的位置决定了沿湖岸线分布的各种砂体的分布位置.牛嘉玉等(2006)和李元昊等(2009)认为古湖岸线的位置控制了滨浅湖相沿岸砂坝和三角洲前缘砂体的平面起始位置(图 6), 每一期岸线的发育都预示着斜坡上完整一期沿岸砂坝或者三角洲前缘复合砂体(水下分流河道和河口坝)的发育; 李元昊等(2009)通过鄂尔多斯盆地西北部上三叠统延长组长8油层组浅水三角洲的研究提出"湖岸线控砂"的概念, 认为厚层坨状的浅水三角洲砂体平面展布受湖岸线位置控制, 主要分布在湖岸线附近, 随湖岸线迁移而迁移, 整体围绕湖盆呈环带状分布.不管是断陷型湖盆古湖岸线还是拗陷型湖盆古湖岸线, 湖平面变化都会导致湖岸线的迁移, 这种迁移对于断陷湖盆缓坡型古湖岸线和拗陷型湖盆古湖岸线显得尤为明显, 湖平面在垂向上数米的波动往往能够在平坦的斜坡上引起湖岸线在平面上几千米甚至几十千米的摆动, 因此, 湖岸线较大幅度地频繁迁移可以使滨浅湖沿岸滩坝和三角洲前缘在平面上形成沿古湖岸线分布的若干条环带状复合砂体.同时, 湖岸线较大幅度地频繁摆动在垂向上造成各期砂体层层错叠, 形成不同叠加样式的砂体组合, 湖岸线向盆地方向移动, 形成进积式砂体组合, 向陆地方向移动, 发育退积式砂体组合, 如果湖岸线在一定时间内保持相对稳定, 则形成加积式砂体组合.

岸线附近复杂的水动力环境对沉积砂体的改造, 对于优质储集层的形成具有重要意义.作者在大牛地气田盒3, 2段辫状河三角洲--浅湖沉积体系研究过程中, 通过对各种相类型的砂体进行物性统计, 表明水下分流河道砂体物性要好于水上分流河道砂体, 水下砂体的物性整体上要优于水上砂体(表 1), 这主要是因为陆源碎屑物沉积由辫状河三角洲平原到辫状河三角洲前缘, 由水上环境到水下环境, 其组分, 结构有一定的变化, 陆源碎屑物入湖, 受到一定的湖浪和湖流的改造作用, 使杂基大部分被簸选分离, 从而改善了储集层的储集条件.另外, 在沉积埋藏以后, 古湖岸线附近的砂体靠近盆缘不整合, 流体活动强烈, 有利于次生孔隙的形成, 这也是优质储集层形成的一个重要因素.

表1

Fig.1

表1(Fig.1)

表1 辫状河三角洲各沉积微相砂体储集层物性对比表 Fig.1 Correlation of physical properties of different microfacies sandbodies in braided fluvial delta 砂体类型 物性特征 样品数 /块 亚相 微相 孔隙度/% 渗透率/10-3μ m2 最大值 最小值 平均值 最大值 最小值 平均值 水下分流河道 水下河道砂坝 11 2.1 5.41 1.3 0.02 0.41 167 水下河床砾岩 7 1.9 3.11 1.3 0.01 0.24 43 河口坝 坝主体 6.1 1.6 5.1 2.3 0.03 0.28 21 坝侧缘 3 0.5 1.99 0.9 0.01 0.05 11 辫状河道 心滩 5.7 2.9 3.5 1.2 0.03 0.21 19 河床砾岩 9 0.4 2.34 1.1 0.01 0.09 37

表1 辫状河三角洲各沉积微相砂体储集层物性对比表 Fig.1 Correlation of physical properties of different microfacies sandbodies in braided fluvial delta

岸线附近的沉积作用对于湖平面升降变化的响应最为明显, 岸线进退迁移的旋回性变化, 为形成良好的储盖组合提供了良好的沉积条件(卫平生等, 2007).通常, 在一个湖盆的沉积演化过程中, 发育多个层序的叠加, 这恰恰暗示了岸线的演化经历了多次进退旋回.因此, 在纵向上组成了频繁的砂泥岩互层, 可形成多套储盖组合, 十分有利于油气藏的形成(张文昭, 1999; 文华国等, 2008).例如, 陆相湖盆强制水退所形成的低位体系域随湖岸线快速向湖盆方向迁移, 分支河道, 河口坝砂岩普遍发育, 低位进积复合砂体向湖盆深处方向进积很远, 往往能够直接覆盖在早期层序的高位体系域所沉积的前三角洲或湖相泥岩之上; 并且低位体系域之后湖平面快速上升, 湖岸线快速向陆地方向推进, 湖侵体系域发育的大段暗色湖相泥岩直接覆盖在低位进积复合砂体之上, 这样分支河道, 河口坝为良好的储集层, 上, 下均为湖相泥岩, 构成了良好的生储盖组合, 易发育大面积叠置连片的岩性油气藏(柳成志等, 2005).

古湖岸线周围具有良好的储集砂体和较好的储盖组合, 因而能够形成多种类型的圈闭, 卫平生等(2007)在松辽盆地西部斜坡带青山口组至姚家组的勘探实践中, 发现地层超覆圈闭和沿岸砂坝, 河口坝等岩性圈闭的时空分布明显受到湖岸线迁移的控制.由于不同体系域湖岸线的迁移形式不同, 因此, 在不同体系域湖岸线控制的圈闭类型也存在一定差异.在低位体系域和湖侵体系域, 不同时期的湖岸线沿湖盆边缘逐次上超, 主要形成地层超覆圈闭; 在高位体系域后期, 湖岸线下降形成区域不整合, 早期发育的沿岸砂坝, 分流河道或河口坝砂体与区域不整合配置也可以形成地层不整合圈闭; 同时, 在各个体系域湖岸线的不同位置发育的近岸水下扇, 沿岸滩坝, 三角洲前缘砂体等也可以形成不同类型的岩性圈闭.这些砂体与后期构造相配合也可以形成构造--岩性或构造--地层等复合圈闭.

湖岸线控制的砂体普遍距油源相对较远, 这就要求油气疏导体系能够有效地沟通圈闭与烃源岩.湖平面的波动使岸线频繁进退, 可以使古湖岸线附近的沉积砂体与深水沉积的烃源岩呈"指状"交互, 形成油气运移的骨架砂体, 同时由于古湖岸线与盆地周缘断裂及区域不整合关系密切, 断层及不整合面也成为油气运移的优势通道.相关研究表明油气的横向运移主要靠不整合和骨架砂体沟通源岩, 纵向运移成藏靠断层疏导(卫平生等, 2007).因此, 古湖岸线控制的盆缘砂体在断裂, 骨架砂体以及区域不整合的良好输导作用下具有形成油气藏的良好条件.

张文昭(1999)认为古湖岸线附近的三角洲前缘带是大油田分布的主要场所; 文国华等(2008)对鄂尔多斯盆地耿湾地区长6段沉积环境的研究认为, 古湖岸线进退的旋回性使岩性, 地层油气藏的分布具有群带性和规模性, 并以此为指导在耿湾地区长6段发现一系列有利的岩性, 地层油藏发育带, 充分显示了古湖岸线的旋回性迁移对储集砂体及油气有着重要的控制作用; 罗劲等(2008)对准噶尔盆地车排子凸起沙湾组油藏主控因素的研究表明, 油气主要分布在古湖岸线附近的弧形突出部位, 具成带, 成排展布的特点; 卫平生等(2007)结合在松辽盆地南部开展的层序地层学, 沉积相和油气成藏条件等研究工作, 发现湖岸线附近是岩性地层油气藏发育的有利相带, 岩性地层油气藏具有群带性和规模性(图 7), 展现了湖岸线"控砂, 控圈, 控藏"的特点.综合以上多位学者的研究可以发现, 岩性及地层油气藏沿古湖岸线呈马蹄状分布, 具有裙带性和规模性, 古湖岸线对于油气具有明显的控制作用.

图7

Fig.7

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	图7 松辽盆地青2段水退期古湖岸线与沉积相及油气分布(据卫平生等, 2007)Fig.7 Relationship between lacustrine palaeoshoreline and distribution of facies and hydrocarbon in lake regression period of the Member 2 of Qingshankou Formation in Songliao Basin(after Wei Pingsheng et al., 2007)