石炭纪, 准噶尔地块向北西方向俯冲于北部的哈萨克斯坦板块之下, 伴随着强烈的挤压作用, 准噶尔地块不断俯冲消减, 西北缘残余洋逐渐消亡, 并大致在晚石炭世完全闭合(图 2)。与此同时, 在准噶尔地块边缘形成逆断层与褶皱, 冲断系统开始发育, 西北缘地区隆起成陆, 开始了强烈的造山作用, 并在二叠纪达到高峰(雷振宇等, 2005; 蔚远江等, 2005)。其中上盘地层因大面积抬升而遭受剥蚀, 风化的碎屑物质经早期形成的沟谷搬运而卸载于断层的下盘, 并形成了巨厚的三叠— 白垩系沉积(陆钢等, 1987; 张继庆等, 1992)。

图 2

Fig.2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 2 准噶尔盆地西北缘地区构造演化与红山嘴地区古地貌特点Fig.2 Structural evolution of the northwest margin of Junggar Basin and palaeogeomorphology of Hongshanzui area

受继承性推覆作用影响, 红山嘴地区在二叠纪与早三叠世均处于抬升状态, 自中三叠世开始接受沉积, 使得中三叠统克下组直接覆盖在石炭系基底之上(图 1)。此时西北缘地区属于陆内拗陷阶段, 自北西方向的冲断作用已有所减弱, 同时气候由半干旱向半潮湿— 潮湿转变, 湖平面总体以上升趋势为主(王龙樟, 1994; 杨烨和何中波, 2016)。之后在克上组沉积时期, 红山嘴地区的沉积体系由克下组的冲积扇、辫状河逐渐转变为粗粒三角洲沉积(王雅宁等, 2009), 其中A区形成了以砾岩为主的扇三角洲沉积, 而B区则发育以砂岩、含砾砂岩为主的辫状河三角洲沉积(高阳等, 2016)。至上三叠统白碱滩组沉积时期则为开阔湖盆沉积阶段, 主要为湖相泥岩沉积(图 3)。

图 3

Fig.3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 3 准噶尔盆地红山嘴地区克上组沉积充填样式Fig.3 Sedimentary filling model of the Upper Karamay Formation in Hongshanzui area, Junggar Basin

岩相是综合了沉积物粒度、颜色、结构以及沉积构造等多方面的特征, 构成了沉积体系描述的基本单元。根据岩心观察描述结果, 在克上组粗粒三角洲中识别出3类18种岩相, 包括砾岩岩相7种, 砂岩岩相5种, 粉砂— 泥岩岩相6种(表 1)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 准噶尔盆地红山嘴地区克上组粗粒三角洲岩相分类 Table 1 Lithofacies classification of coarse-grained delta of the Upper Karamay Formation in Hongshanzui area, Junggar Basin

表 1 准噶尔盆地红山嘴地区克上组粗粒三角洲岩相分类 Table 1 Lithofacies classification of coarse-grained delta of the Upper Karamay Formation in Hongshanzui area, Junggar Basin

扇三角洲在岩性上以厚层状的灰色、灰绿色中砾岩、细砾岩以及砂质砾岩沉积为主, 主要发育叠瓦状砾岩相(Gi)、槽状交错层理砾岩相(Gt)、板状交错层理砾岩相(Gp), 同时可见反映强水动力条件下快速堆积过程的杂基支撑砾岩相(Gmm)、多级颗粒支撑砾岩相(Gcm)、同级颗粒支撑砾岩相(Gcs)以及粒序层理砾岩相(Gg)。Gmm、Gcm岩相以中、粗砾岩为主, 分选差但磨圆相对较好, 这是因在搬运过程中较大的砾石更易发生碰撞而被磨蚀所致。其余砾岩岩相多为细砾岩, 以颗粒支撑为主, 分选相对变好。

辫状河三角洲体系常见粒度较细的槽状交错层理砂岩相(St)、板状交错层理砂岩相(Sp)、块状砂岩相(Sm)以及平行层理砂岩相(Sh), Gmm、Gcm等岩相不发育。此外, 扇三角洲体系常见灰绿色泥岩相(Mg)与暗色泥岩相(Md), 而辫状河三角洲除发育Mg、Md岩相外, 还发育反映氧化环境的红褐色/花斑泥岩相(Mr), 说明辫状河三角洲存在较大范围的暴露沉积环境, 而并非由山口冲积扇直接入湖形成。同时辫状河三角洲体系的灰黑色泥岩也更为色深质纯, 而扇三角洲泥岩中则或多或少总是掺杂一定砂质成分, 这也说明辫状河三角洲的沉积环境更为安静, 水体能量要弱于扇三角洲。

综合砂砾岩沉积的粒度大小、颗粒排列方式、支撑形式以及沉积构造等特点, 可将粗粒三角洲搬运— 沉积机制分为碎屑流、密度流以及牵引流3种(图 4)。

图 4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 4 准噶尔盆地红山嘴地区克上组粗粒三角洲搬运机制及其典型岩相响应Fig.4 Transporting mode and its response from lithofacies in coarse-grained delta of the Upper Karamay Formation in Hongshanzui area, Junggar Basin

碎屑流: 形成于陡坡条件下重力流块体搬运的初始阶段, 流体物质在重力的驱动作用下呈纹层状流动, 并最终以一种整体冻结的方式发生沉积卸载(刘丽华和赵霞飞, 1992; 夏青松和田景春, 2006; 康逊等, 2015)。碎屑流在扇三角洲体系较为发育, Gmm岩相即属于此类搬运机制下的产物, 其内部搬运的碎屑物质难于发生分选与磨圆, 因而会造成岩石内部杂乱堆积、无粒序的特征, 其间又充填或砂或泥的填隙物, 砾石呈漂浮状, 甚至可以见到部分砾石在岩石中直立排列的情况。

密度流: 随着坡度降低、或者悬浮物质的减少以及水流的注入, 碎屑流沉积物的密度也相对降低, 从而向高密度的密度流过渡。此时流体内部已表现出高的切变率, 流动方式以紊流为主, 沉积物发生逐步卸载, 沉积过程已具有一定分异性。Gcm与Gg岩相是响应于密度流沉积的主要产物, 在扇三角洲与辫状河三角洲中均有发育。Gcm岩相说明虽然沉积作用已不再是单一的悬浮物质整体卸载, 但沉积物的分选仍不够充分, 不同粒级的砂、砾仍有一定程度的混杂堆积, 但填隙物含量已有所降低, 多在15%~25%之间, 从而形成了多级颗粒支撑的砾岩。而Gg岩相本身就是重力流沉积的一种特征标志, 其出现说明沉积物的卸载堆积已相对平缓, 因而不同粒级的颗粒可以按照重力分异作用而依次沉积。

牵引流: 可以使碎屑物质以底负载方式(床砂载荷)运动的各种流体均可统称为牵引流。流体推动着碎屑物质不断向前迁移, 便会在底床上出现一定规律性的各种床砂形体。砾岩的同级颗粒支撑(Gcs)、叠瓦状排列(Gi)以及在不同粒级的沉积物中发育的大量交错层理(Gt、Gp、St、Sp), 都可以说明牵引流的存在(刘宝珺等, 1990)。在辫状河三角洲中, 牵引流沉积现象要相对发育。

三角洲平原区域的沉积特点与供源体系接近, 也由此决定了两类三角洲在平原地区的差异最大。在相带上, 粗粒三角洲在平原地区可分为上平原、下平原2部分(于兴河等, 2008)。其中上平原地区以碎屑水道(辫状河道)沉积为主, 而下平原地区则可分为辫状分流河道与辫流坝微相。虽相带划分一致, 但各相带在两类粗粒三角洲中的物质组成与垂向序列却是差异显著(图 7)。

图 7

Fig.7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 7 准噶尔盆地红山嘴地区克上组扇三角洲(左, 红8073井)与辫状河三角洲(右, 红091井)平原地区垂向序列特征Fig.7 Typical vertical sequence for fan delta (left, Well H8073) and braided river delta(right, Well H091) of the Upper Karamay Formation in Hongshanzui area, Junggar Basin

扇三角洲上平原地区沉积特征与冲积扇相似, 以碎屑流沉积为主(张纪易, 1985; 陈欢庆等, 2014), 碎屑水道是其主要微相。洪峰期流水携带大量的泥、砂、砾混合物强烈冲刷早期沉积, 并在水道中快速卸载堆积, 形成以基质支撑为主的砾岩。而随着洪水消退、能量减弱, 碎屑流逐渐过渡为密度流, 填隙物含量有所降低, 形成以颗粒支撑为主的砾岩。随着流体密度的进一步降低, 细砾级别的砾石则以一种较平缓的方式沉积, 并在重力分异作用下不同粒径的颗粒依次沉积而形成粒序层理砾岩, 因此扇三角洲碎屑水道的典型岩相组合序列为Gmm→ Gcm→ Gg。辫状河三角洲在上平原地区水流能量较弱而以牵引流沉积作用为主, 沉积速率较慢, 对底形的冲刷作用有限, 床砂底形变得平坦, 仅底部含有少量Gmm岩相, 中上部以垂向加积与顺流加积作用为主, 因此其典型岩相序列为Gmm→ Gcm→ Gg→ Sp, 并命名为辫状河道。

在下平原地区, 流体的能量与密度已经相对减弱, 牵引流主导下的河道化作用更加明显, 且水道分叉增多, 河道规模变小。在扇三角洲体系, 辫状分流河道底部仍可见一定的混杂堆积, 但由于水流的淘洗其填隙物含量较少, 表现为多级颗粒支撑。向上则依次出现砾石的定向排列、槽状交错层理等, 表明此时物源供给仍比较充足, 但水动力条件已大为减弱, 砾石主要以底负载的方式被搬运、沉积。此外河道中间或夹薄层平行层理砂岩, 为间洪期河道顶部水浅流急沉积环境的响应, 典型岩相组合为Gcm → Gi→ Gt→ Sh→ Gt。而在辫状河三角洲沉积体系, 仅在河道底部见少量定向排列的砾石沉积, 中上部则为典型的砂质河道沉积(Gi → St → Sp→ Sm→ Sh), 正韵律特征明显, 河道化特征更为显著。

辫流坝是粗粒三角洲下三角洲平原的另一个重要沉积单元或微相, 是辫状分流河道内顺流加积作用的产物, 反映水动力条件稳定、物源供给充足的沉积过程, 相应地沉积物质也较为纯净, 分选磨圆更好。扇三角洲主要为砾石坝沉积, 发育有板状交错层理以及砾石的叠瓦排列, 颗粒间表现为多级颗粒支撑特点(Gp→ Gcs→ Gi→ Gcm)。辫状河三角洲则为砂质坝沉积, 表现为板状交错层理砂岩和平行层理砂岩的交互出现(Sp→ Sh→ Sp)。

需要注意的是, 扇三角洲平原地区水道间微相不发育, 而辫状河三角洲则在水道间发育有杂色、红褐色的块状泥岩相(Mr), 这也进一步说明扇三角洲平原河道的冲刷、沉积作用比辫状河三角洲更为强烈, 致使泥质沉积保存较少。

扇三角洲水下分流河道底部为侵蚀冲刷面, 可见薄层的颗粒充填沉积, 主体则由叠瓦状砾岩逐渐向槽状、板状交错层理砾岩过渡, 顶部与上覆沉积呈渐变接触, 体现的是水动力及物源供给逐渐减弱的特点, 典型岩相组合为Gcm→ Gcs→ Gi→ Gt→ Gp。辫状河三角洲水下分流河道仍为正韵律, 但粒度较细, 以砂质充填沉积为主, 序列顶部为流水沙纹粉砂岩相(Fr), 反映河道顶部以小型沙纹为主的低流态沉积特点(St→ Sp→ Sm→ Sp→ Fr)。

河口坝表现为反韵律特点, 与下伏沉积为渐变接触, 而顶部多为突变接触。在扇三角洲体系, 河口坝序列的底部可见复合层理粉砂岩相(Fc), 向上则过渡为浪成交错层理中细砂岩相(Sw), 顶部能量变强, 为具有叠瓦状排列或板状交错层理的砾岩沉积, 典型岩相组合为Fc→ Sw→ Gi(Gp)。辫状河三角洲序列底部与扇三角洲差别不大, 同样以反映水体进退频繁的复合层理为主, 向上浪成交错层理不发育, 而是以板状交错层理砂岩、块状砂岩为主, 反映三角洲前缘砂坝顺流加积的沉积特点, 岩相组合为Fc→ Fr→ Sp→ Sm。

总体来说, 扇三角洲平原地区以各粒级的砾岩沉积为主, 分选差、碎屑流发育。但随着物质供给及水体能量的消退, 沉积物的粒度也会逐渐变小、分选变好, 同时河道化沉积作用开始显著, 垂向上可由碎屑水道过渡为辫状分流河道沉积, 且河道内部表现为多期沉积特点(图 7)。反观辫状河三角洲平原则粒度较细, 以各粒级砂岩与少量砂质细砾岩为主, 牵引流沉积发育而河道化作用更为显著, 同时其内部单一期次河道沉积厚度较薄, 粒序变化更为频繁(图 7), 说明其物源供给能力弱于扇三角洲。此外, 扇三角洲平原地区因卸载堆积作用强烈而泥岩不发育, 辫状河三角洲则存在广袤的冲积平原区, 多表现为辫状河道对底形的冲刷充填。在前缘地区, 由于扇三角洲的坡度较陡, 因此波浪作用改造强烈而浪成沙纹发育, 辫状三角洲则由于坡缓消耗了部分波浪能量而浪成沙纹不发育(图 8, 图 9)。

图 8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 8 准噶尔盆地红山嘴地区克上组扇三角洲沉积模式Fig.8 Depositional model of fan delta of the Upper Karamay Formation in Hongshanzui area, Junggar Basin

图 9

Fig.9

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 9 准噶尔盆地红山嘴地区克上组辫状河三角洲沉积模式Fig.9 Depositional model of braided-river delta of the Upper Karamay Formation in Hongshanzui area, Junggar Basin

扇三角洲体系钻井含砂率通常在37%~92%之间, 平均73.3%, 并且由北西向南东方向含砂率值逐渐减小, 这也进一步说明研究区的物源是来自于西北方向。其中含砂率高值区(> 80%)主要呈条带状展布, 对应于扇三角洲上平原, 碎屑水道是其主要成因砂体。扇三角洲下平原主要围绕上平原呈环带状展布, 含砂率在55%~80%之间, 碎屑流沉积很少发育, 砂体成因以辫状分流河道与辫流坝为主, 且辫流坝含砂率要高于辫状分流河道。至扇三角洲前缘地区, 水下分流河道与河口坝的砂体规模与发育频率均已变小, 含砂率整体在30%~55%之间。总体在平面展布上, 扇三角洲多为朵状, 同时展布范围较小, 平均在10ikm²左右, 而骨架沉积区域(平原地区)较为局限, 扇三角洲前缘主要围绕平原呈环带状展布(图 10)。

图 10

Fig.10

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 10 准噶尔盆地红山嘴地区A区克上组扇三角洲体系含砂率与沉积相平面分布图(MSC1上升半旋回)Fig.10 Distribution of sandstone and sedimentary microfacies in fan delta(the rising half cycle of MSC1) of the Upper Karamay Formation in study area A, Hongshanzui area, Junggar Basin

辫状河三角洲体系含砂率通常23%~68%, 平均41.6%, 同样高值区主要集中在北部, 而南部则为低值区, 其中辫流坝和河口坝微相的含砂率相对周围环境较高。依据MSC1上升半旋回砂体展布情况可将辫状河三角洲相应分为2个分支。其中西部地区是砂体发育的主体部位, 含砂率多在45%以上, 主要为辫状河三角洲上平原亚相与下平原亚相, 辫状河道、辫状分流河道及辫流坝为其主要沉积微相。其中辫状河三角洲上平原含砂率通常要大于60%, 这主要是辫状河道多期拼接叠置的结果, 而呈孤立土豆状分布的含砂率高值区主要响应于辫流坝沉积。东部含砂率大于45%的高值区主要分布在偏东北部区域, 代表辫状河三角洲的另一主要分支, 主要为辫状河三角洲下平原沉积。辫状河三角洲前缘含砂率在15%~45%之间, 主要局限在南部、尤其是东南部一带, 砂体成因以水下分流河道和河口坝为主(图 11)。此外, 在砂体发育部位也存在小范围的含砂率相对低值区, 为分流间湾沉积结果, 如正北部与中部含砂率小于10%区域。相对扇三角洲来说, 辫状河三角洲的平面展布范围更大, 可达数十平方千米, 同时在平面形态上多为朵叶状, 与此同时河道的展布范围也相对变大, 砂体分布更为广泛(图 11)。

图 11

Fig.11

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 11 准噶尔盆地红山嘴地区B区克上组辫状河三角洲体系含砂率与沉积相平面分布图(MSC1上升半旋回)Fig.11 Distribution of sandstone and sedimentary microfacies in braided-river delta(the rising half cycle of MSC1)of the Upper Karamay Formation in study area B, Hongshanzui area, Junggar Basin

在垂向上, 扇三角洲体系单层砂体厚度通常在3~30im之间, 平均9.4im, 整体自下向上砂体规模与发育频率均有所增大, 扇三角洲平原范围相应增大, 表现为由三角洲前缘向平原转换的进积特点。在空间上2个旋回均发育完整的水进— 水退旋回, 砂体表现为由退积向进积转换的特点。在旋回底部以及顶部砂体连续性好, 砂体之间相互切叠, 而在最大洪泛面处则发育相对稳定的泥岩隔夹层(图 12)。

图 12

Fig.12

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 12 准噶尔盆地红山嘴地区A区克上组扇三角洲体系沉积相剖面展布规律Fig.12 Sedimentary facies profile of fan delta of the Upper Karamay Formation in study area A, Hongshanzui area, Junggar Basin

辫状河三角洲在垂向演化上也表现出了由辫状河三角洲平原向辫状河三角洲前缘过渡的特点, 但在砂体规模与发育频率上均较扇三角洲有所减小, 其单层砂体厚度多在2~26im之间, 平均5.4im, 而砂体之间也多以孤立式接触关系为主, 切叠式叠加方式较为少见, 砂体连续性相对较差(图 13)。

图 13

Fig.13

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 13 准噶尔盆地红山嘴地区B区克上组辫状河三角洲体系沉积相剖面展布规律Fig.13 Sedimentary facies profile of braided-river delta of the Upper Karamay Formation in study area B, Hongshanzui area, Junggar Basin