研究区百口泉组岩石类型主要为碎屑岩, 包括砾岩、砂岩、粉砂岩、泥岩, 其中砾岩占80%、砂岩占15%、粉砂岩及泥岩占5%, 且砂岩以岩屑砂岩为主, 可见少量长石岩屑砂岩, 成分成熟度低(图 2), 反映了近物源的沉积特征。

图3

Fig.3

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	图3 准噶尔盆地玛北地区下三叠统百口泉组岩石类型(a— 玛16井, 3222.5, m, 泥质支撑砾岩; b— 玛132井, 3277.0, m, 砾质支撑砾岩; c— 玛133井, 3366.0, m, 同级颗粒支撑砾岩; d— 玛4井, 3605.0, m, 递变层理砂岩; e— 玛15井, 3263.0, m, 块状层理泥岩(褐色); f— 玛133井, 3137.5, m, 块状层理泥岩(深灰色))Fig.3 Rock types of the Lower Triassic Baikouquan Formation in Mabei area, Junggar Basin

针对玛北地区百口泉组岩心, 根据沉积构造、颗粒支撑形式将研究区岩石类型划分为7大类, 11小类(图 3, 表1)。在砾岩、砂岩、泥岩中, 根据层理构造划分出块状层理、递变层理、交错层理, 最后在块状层理砾岩相中再进行细分。不同的岩石类型反映了不同的沉积环境, 针对这些岩石类型作了简要的描述和成因分析(图 3, 表1)。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 准噶尔盆地玛北地区下三叠统百口泉组岩石类型及特征 Table1 Rock types and features of the Lower Triassic Baikouquan Formation in Mabei area, Junggar Basin 岩相类型 描述 成因 泥质支撑砾岩(Gmm) 泥质支撑漂浮砾石, 杂色或褐色, 分选性极差, 棱角— 次棱角状, 杂乱排列 近物源的富含泥质的重力流沉积 砂质支撑砾岩(Gms) 砂质支撑漂浮砾石, 多为杂色和灰色, 分选差, 次棱角— 次圆状, 杂乱排列 离物源较近的富含砂质的重力流沉积 砾质支撑砾岩(Gmg) 细砾石支撑漂浮中砾石, 多为杂色, 分选差, 砾石为次棱角状, 杂乱排列 富含砾石的重力流沉积 多级颗粒支撑砾岩(Gcm) 颗粒大小混杂, 多级颗粒支撑, 粗砾石间填充细砾, 细砾石间填充粗砂、细砂。多为杂色或褐色, 分选极差, 砾石呈次棱角— 次圆状, 可见砾石定向排列 近物源的洪水期片流沉积 同级颗粒支撑砾岩(Gcs) 砾石颗粒支撑, 分选较好, 砾石呈次圆— 圆状 稳定水动力条件下的牵引流沉积 递变层理砾岩(Gg) 多为杂色, 分选中等, 砾石呈次圆状, 递变层理, 向上渐变为粗砂 水流速度或强度逐渐降低的沉积 交错层理砾岩(Gc) 多为杂色, 分选中等, 砾石呈次棱角— 次圆状, 发育冲刷面, 交错层理, 砾石定向排列 牵引流沉积 平行层理砂岩(Sm) 分选性较好, 呈块状的砂岩, 多为灰色, 以粗砂、中砂为主 牵引流沉积形成, 处于稳定的水动力条件下 递变层理砂岩(Sg) 多为灰色, 分选性较好, 向上粒度变细 水流速度或强度逐渐降低而沉积形成 交错层理砂岩(Sc) 交错层理, 分选性较好 牵引流沉积 块状层理泥岩(Mm) 块状泥岩, 颜色可为褐色或暗色 水流速度或强度特别低的悬浮沉积

表1 准噶尔盆地玛北地区下三叠统百口泉组岩石类型及特征 Table1 Rock types and features of the Lower Triassic Baikouquan Formation in Mabei area, Junggar Basin

通过对玛北地区百口泉组取心井段的粒度概率曲线特征进行分析, 发现重力流和牵引流共存, 可划分出3个主要类型: (1)二段式(图 4, ①): 具有河道的沉积特征, 以跳跃搬运为主, 反映较强的水动力牵引流沉积; (2)一段式(图 4, ②): 岩石粒级分布广, 分选差, 无明显截点, 反映典型的强水动力条件下重力流沉积; (3)三段式(图 4, ③): 曲线由滚动、跳跃、悬浮3段组成, 曲线斜率较大, 粒度相对偏细, 反映了水动力相对较弱的扇三角洲前缘的砂质沉积。

图4

Fig.4

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	图4 准噶尔盆地玛北地区下三叠统百口泉组粒度概率累积曲线Fig.4 Cumulative granularity probability curves of the Lower Triassic Baikouquan Fomation in Mabei area, Junggar Basin

根据岩石类型及特征、粒度特征, 结合录、测井资料, 认为玛北地区百口泉组主要发育扇三角洲相。

3.1.1 扇三角洲平原 扇三角洲平原是扇三角洲的陆上部分, 处于山口到平均湖平面之间。研究区扇三角洲平原具有重力流和牵引流的成因特征, 发育泥石流沉积、辫状河道沉积和片流沉积3个成因类型, 根据岩性特征和成因类型将扇三角洲平原分为3个微相: 辫状河道微相、砾质漫滩微相、水上朵前泥微相。在3个微相中可见泥石流沉积(图 5)。

1)辫状河道微相。辫状河道微相主要由分选较好的砾岩和砾质粗砂岩组成(图 5)。扇三角洲的建设或沉积作用主要发生在洪水期, 扇三角洲的枯水期侵蚀或沉积物再搬运作用大于扇三角洲的建设或沉积作用(Van Dijk et al., 2009)。作者认为, 辫状河道主要形成于枯水期, 当洪水期过后, 水流流速及流量降低, 形成持续性的带状水流, 对洪水期沉积的沉积物再搬运、侵蚀, 就形成了辫状河道。辫状河道微相主要以砾岩、砾质粗砂岩为主, 分选性较好, 颗粒支撑, 可发育槽状交错层理、板状交错层理和冲刷构造, 显示牵引流的沉积特征; 辫状河道微相自下而上粒度变细, 平面上成条带状分布(图 5)。根据现代洪积扇考察, 洪积扇上的辫状河道主要沿洪积扇朵叶体轴线发育, 这是洪水出山时惯性运动的结果。由洪积扇入湖形成的扇三角洲上, 辫状河道也多应发育在扇朵叶体轴线附近。

辫状河道岩石类型自下而上一般为多级颗粒支撑砾岩、同级颗粒支撑砾岩、交错层理砾岩、交错层理砂岩; 测井曲线呈中幅箱型或钟型(图 3, 图5)。由于持续性水流对粒度相对较细的沉积物再次搬运, 形成的分选好的砾岩和粗砂岩孔隙性、渗透性好, 是有利的储集体。

2)砾质漫滩微相。砾质漫滩微相主要由分选性差的杂色或褐色砾岩组成( 图 5)。砾质漫滩形成于洪水期, 洪水期水流携带大量的沉积物成片状沉积下来。砾岩多为杂色, 杂基含量较高, 分选性差, 可发育平行层理、块状层理, 平面上呈片状或席状分布, 是扇三角洲平原的主要组成部分; 岩石类型主要是多级颗粒支撑砾岩、交错层理砾岩; 测井曲线呈高幅箱型或钟型(图 3, 图5)。

3)水上朵前泥微相。水上朵前泥微相主要由氧化色泥岩组成(图 5)。水上朵前泥微相形成于洪水期, 洪水携带大量沉积物片状搬运, 随着搬运距离变远, 水体流速下降, 搬运能力变弱, 在砂、砾质扇朵叶体边缘地区形成较薄的泥质沉积, 当形成的朵叶体无法触及湖平面时便在陆上沉积下来, 这样才形成了氧化色泥岩。由于扇三角洲经历了多期的洪水, 扇三角洲实际上是由多个扇朵叶体摆动、拼合、叠置形成的, 泥岩实际沉积于朵前和朵间( 图 6), 这样才使得水上朵前泥微相垂向上夹在砾质漫滩微相之间, 平面上分布于扇三角洲平原中、下部地区, 可见泥裂。岩石类型主要为块状层理泥岩, 测井曲线呈低幅齿状(图 3, 图5)。

4)泥石流沉积。水上泥石流微相主要由富泥的分选性差的砾岩组成(图 5)。当水流携带的砾石和泥砂沉积物达到足够量时, 就形成了密度大、黏度高的泥石流沉积。水上泥石流微相以砾岩为主, 多呈氧化色(褐色及杂色), 杂基含量高, 分选性差, 磨圆中等— 差, 多呈基质支撑、杂乱排列、厚层块状; 多分布于扇体的根部、中部和地形坡度较大的地区; 岩石类型为泥质支撑砾岩; 测井曲线呈高幅箱型(图 3, 图5)。

3.1.2 扇三角洲前缘 扇三角洲前缘是洪积扇入湖后形成的水下沉积部分, 位于平均湖平面与平均浪基面之间, 是入湖水流与波浪、沿岸流相互作用的地带。其沉积物主要由入湖的片流带来, 然后经波浪及沿岸流改造, 形成连片的砂砾岩体(金振奎和何苗, 2011), 主要发育水下砾质浅滩微相、水下砂质浅滩微相, 可见碎屑流沉积(图 5)。

图5

Fig.5

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	图5 准噶尔盆地玛北地区下三叠统百口泉组扇三角洲沉积相综合模式(岩石类型符号的含义见表1)Fig.5 Comprehensive model of fan-delta sedimentary facies of the Lower Triassic Baikouquan Formation in Mabei area, Junggar Basin (Meanings of rock types symbols are in Table 1)

1)水下砾质浅滩微相。水下砾质浅滩微相主要由分选好的灰绿色砾岩组成, 是扇三角洲前缘的主要组成部分, 是由洪水期水流携带大量沉积物形成席状片流, 席状片流入湖, 直接呈席状沉积下来(图 5)。扇三角洲平原的河流也会带来部分沉积物, 但与片流入湖携带的沉积物相比要少得多。水下砾质浅滩微相的砾岩主要呈灰色、灰绿色, 分选性中等, 颗粒支撑, 杂基含量低, 呈厚层块状, 可见大型槽状、板状交错层理, 平面上沿岸线呈席状分布, 并与扇三角洲平原砾质漫滩微相相连; 主要岩石类型为同级颗粒支撑砾岩、交错层理砾岩; 测井曲线呈中幅齿状钟型或箱型(图 3, 图5)。

2)水下砂质浅滩微相。水下砂质浅滩微相主要由砂岩组成, 是入湖片流流速大幅降低、后经波浪及沿岸流改造沉积形成的, 分布在砾质浅滩外围, 介于水下砾质浅滩与前扇三角洲之间(图 5)。水下砂质浅滩的砂岩多呈灰色, 分选性好, 颗粒支撑, 杂基含量低, 可见正韵律或反韵律, 发育小型槽状、板状交错层理和浪成波痕, 砂体呈席状分布; 岩石类型主要为平行层理砂岩、交错层理砂岩。测井曲线呈中幅钟型或漏斗型(图 3, 图5)。水下砂质浅滩砂岩一般物性较好, 容易形成有利的储集体。

3)水下碎屑流微相。水下碎屑流微相主要由砾岩组成, 是扇三角洲平原泥石流入湖后形成的, 与平原泥石流的主要区别在于泥质含量少, 颜色为还原色(灰绿色、灰色)(图 5)。岩石类型主要为泥质支撑砾岩、砂质支撑砾岩、砾质支撑砾岩、递变层理砾岩; 测井曲线呈中幅箱型(图 3, 图5)。

3.1.3 前扇三角洲 前扇三角洲处于浪基面以下的较深水地区。由互层的灰绿色、灰黑色泥岩和泥质粉砂岩组成。常见粉砂质透镜体夹层; 岩石类型以块状层理泥岩为主; 测井相模式为低幅齿化指状(图 3, 图5)。

图6

Fig.6

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	图6 洪积扇单个朵叶体与复合体之间的关系Fig.6 Relationship between single lobe and multi-lobes in alluvial fans

在上述研究的基础上, 结合单井沉积相及平面、剖面分布特征, 绘制了研究区百一段、百二段、百三段沉积相平面图。研究区主要发育扇三角洲平原和前缘亚相, 前者主要分布于东北角, 后者紧接着前者分布于西南角。扇三角洲平原大面积分布砾质漫滩微相, 河道微相主要沿夏9井— 夏95井— 玛3井— 玛136井— 玛7井— 玛19井带状分布, 泥石流微相主要分布于东北角, 局部地区发育朵前泥微相; 扇三角洲前缘以广泛发育席状薄层的砂质浅滩微相为特征, 砾质浅滩微相分布于砾质漫滩微相与砂质浅滩微相之间(图 7)。从百一段至百三段整体特征相似, 区别在于湖平面在不断上升导致百一段至百三段扇三角洲平原亚相范围不断缩小, 扇三角洲前缘亚相不断增大。

图7

Fig.7

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	图7 准噶尔盆地玛北地区下三叠统百口泉组百二段沉积相平面分布Fig.7 Planar distribution of sedimentary facies of the Member 2 of Lower Triassic Baikouquan Formation in Mabei area, Junggar Basin

扇三角洲平原上河道与河道间均为砂砾沉积(图 5)。

根据对新疆阜康白杨河现代洪积扇沉积观察, 发现洪积扇上发育2种地貌单元: 河道及河道间。河道内沉积物为砂砾, 河道间沉积物也为砂砾, 并未发现泥质沉积(图 8)。洪水期水流携带大量的沉积物成片状沉积下来, 待洪水期过后, 枯水期存在持续性的、相对低流量、低流速的涓流, 对洪水期沉积的沉积物再搬运, 由于侵蚀作用, 在地势上形成了相对较低的辫状河道(图 8-c), 并且由于水流对粒度相对较细的沉积物再次搬运, 辫状河道沉积物分选性明显好于河道间沉积物(图 8-d)。辫状河道沉积与河道间(砾质漫滩)的区别在于前者分选性明显优于后者。扇三角洲平原沉积特征与洪积扇相同(Larsen and Steel, 1978; Gloppen and Steel, 1981; Nemec and Muszynski, 1982; Nemec and Steel, 1984; Palmer and Walton, 1990; Whipple and Dunne, 1992), 因此对扇三角洲平原沉积特征研究可以参照洪积扇沉积特征。

图8

Fig.8

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	图8 新疆阜康白杨河洪积扇中河道与河道间的沉积特征Fig.8 Sedimentary characters of channel and inter-channel in Baiyang River alluvial fan in Xinjiang Fukang city

根据国内外水槽实验研究, 发现水槽实验中扇三角洲平原沉积特征与上述现代沉积考察类似(Van Dijk et al., 2009; Wang et al., 2015)。扇三角洲平原的河道沉积和河道之间的片流沉积均为砂砾(图 9)。

图9

Fig.9

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	图9 水槽实验中河道与河道间的沉积特征(a— 据Wang et al., 2015, 修改; b— 据Van Dijk et al., 2009, 修改)Fig.9 Sedimentary characters of channel and inter-channel in flume study(a— modified from Wang et al., 2015; b— modified from Van Dijk et al., 2009)

扇三角洲前缘是否发育水下分流河道?金振奎等一些学者研究发现, 被普遍使用的“ 水下分流河道” 在三角洲前缘(包括扇三角洲前缘)是不发育的(金振奎等, 2014a, 2014b; 石良等, 2014; 罗启后, 2015)。 Wang等(2015)进行了扇三角洲模拟水槽实验, 发现扇三角洲前缘水下分流河道不发育或极短, 并被迅速填充。扇三角洲前缘的主体是由片流入湖形成的大量砂砾质沉积, 呈席状分布, 而非河道入湖形成, 呈水道化特征(图 10)。

图10

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	图10 水槽实验中扇三角洲前缘砂砾岩体分布(据Wang et al., 2015; 修改)Fig.10 Distribution of sand-conglomerate bodies of fan-delta front in flume study(modified from Wang et al., 2015)

本次根据岩心、测井等研究进一步表明, 扇三角洲前缘不发育水下分流河道, 扇三角洲前缘的砂砾岩体主要是扇三角洲平原的片流入湖形成的, 呈席状, 井间对比十分稳定( 图 5, 图7)。