刘圣乾, 何幼斌, 姜在兴, 罗进雄, 朱雪清, 朱青, 唐卫. (2023). 湖相碳酸盐岩礁滩体系沉积特征、主控因素及成因模式: 以东营凹陷西部沙四上亚段为例* [J]. 古地理学报, 25(4): 872-888.
LIU Shengqian, HE Youbin, JIANG Zaixing, LUO Jinxiong, ZHU Xueqing, ZHU Qing, TANG Wei. (2023). Sedimentary characteristics, dominant factors and genetic model of lacustrine carbonate reef-shoal depositional system: a case study from the upper 4th Member of Shahejie Formation in western Dongying sag [J]. Journal Of Palaeogeography, 25(4): 872-888.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2023.04.064
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湖相碳酸盐岩礁滩体系沉积特征、主控因素及成因模式: 以东营凹陷西部沙四上亚段为例*
刘圣乾1, 何幼斌1, 姜在兴2, 罗进雄1, 朱雪清1, 朱青1, 唐卫3
1 长江大学地球科学学院,湖北武汉 430100
2 中国地质大学(北京)能源学院,北京 100083
3 地大汇能(北京)科技有限公司,北京 100085

第一作者简介 刘圣乾,男,1990年生,副教授,从事沉积学方面的教学及科研。E-mail: liusq@yangtzeu.edu.cn。

收稿日期:2023-03-27 修回日期:2023-05-06
基金资助:*国家自然科学基金项目(编号: 41902117)资助
摘要

湖相碳酸盐岩广泛存在于陆相湖盆之中,大型礁滩沉积体系的发育模式对湖相碳酸盐岩成因机理的研究具有重要意义。基于钻井岩心、薄片、测录井、地震以及地球化学测试等资料,分析了东营凹陷西部沙四上亚段湖相碳酸盐岩沉积特征。结果表明: 研究区常见 7种岩石类型及 4种岩性组合,可识别出藻礁、浅滩、灰泥坪及风暴沉积 4种沉积微相。藻礁和浅滩共同构成湖相礁滩复合沉积体系,主要发育于碳酸盐岩台地顶部,相带主体呈 NE- SW向展布; 灰泥坪主要发育于台地内部及剥蚀区附近; 风暴沉积在台地东南斜坡区上部较为发育。从高位域早期至晚期,礁滩体系由垂向加积为主演化为逐步发生侧向迁移,平面展布规模逐渐扩大至斜坡区上部。推测区域和全球相对温暖气候背景、古东亚季风气候条件下盛行的东南风、盆地构造及古地貌、湖平面升降、碳酸盐岩母岩风化及海侵作用等共同控制了该湖相礁滩体系的形成及演化。在此基础上,提出湖相碳酸盐岩“气候—物源—盆地”系统成因模式,丰富了对湖盆大规模礁滩沉积体系形成机理的认识。

关键词: 东营凹陷; 沙河街组; 湖相碳酸盐岩; 礁滩体系; 古东亚季风; 沉积模式
中图分类号:P512.2 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2023)04-0872-17
Sedimentary characteristics, dominant factors and genetic model of lacustrine carbonate reef-shoal depositional system: a case study from the upper 4th Member of Shahejie Formation in western Dongying sag
LIU Shengqian1, HE Youbin1, JIANG Zaixing2, LUO Jinxiong1, ZHU Xueqing1, ZHU Qing1, TANG Wei3
1 School of Geosciences,Yangtze University,Wuhan 430100,China
2 School of Energy,China University of Geosciences(Beijing),Beijing 100083,China
3 Dida Huineng(Beijing)Technology Co. Ltd., Beijing 100085, China

About the first author LIU Shengqian,born in 1990,associate professor,is engaged in research and teaching on sedimentology. E-mail: liusq@yangtzeu.edu.cn.

Abstract

Lacustrine carbonates are widely distributed in continental lacustrine basins. The development model of a large reef-shoal depositional system is of great significance for understanding the genetic mechanism of lacustrine carbonates. Based on drilling cores,thin sections,well-log,seismic data and geochemistry measurements,the sedimentary characteristics of lacustrine carbonates in the upper Member 4 of Shahejie Formation(Es4s)of the Dongying sag were analyzed in detail. The results show that seven rock types and four lithologic assemblages were developed in the study area,and four types of sedimentary microfacies, including algal reef,shallow shoal,mudflat and storm deposits can be identified. The algal reef and shallow shoal constitute the reef-shoal complex depositional system,which was mainly distributed in the NE-SW direction of the top of the carbonate platform. The mudflat was mainly developed in the platform and near the denudation area,while the storm deposits were distributed in the upper part of the southeast slope of the platform. From the early to late stage of the highstand period,the reef-shoal complex system gradually migrated laterally from the former vertical accretion,and the plane distribution gradually expanded to the upper part of the slope area. It was speculated that the warm climate,the prevailing southeast wind of the palaeo-East Asian monsoon climate,basin structure and palaeogeomorphology,lake level fluctuation,carbonate weathering and seawater transgression integrated controlled the formation and evolution of the lacustrine reef-shoal system. The “climate-provenance-basin”genetic model for lacustrine carbonates was proposed in this paper,which can enrich the understanding of the formation mechanism of large-scale reef-shoal depositional system in lacustrine basins.

Key words: Dongying sag; Shahejie Formation; lacustrine carbonates; reef-shoal depositional system; palaeo-East Asian monsoon; depositional model
Fund:Financially supported by the National Natural Science Foundation of China(No.41902117)

湖相碳酸盐岩普遍存在于陆相湖盆中。随着油气勘探的不断深入, 近年来国内外湖相碳酸盐岩油气勘探取得重大突破(侯启军等, 2018; 张忠民等, 2020; 李国欣等, 2022)。湖相碳酸盐岩研究亦越来越受到重视, 正在成为当今世界油气勘探研究的热点(Muniz and Bosence, 2018; 贾怀存等, 2021; 何赛等, 2022; Wu et al., 2022)。

对以碎屑岩沉积为主的陆相湖盆而言, 大规模的碳酸盐岩往往产出于有限的几个主要层位(苏玲等, 2017), 如渤海湾盆地的沙四段、沙一段, 柴达木盆地的干柴沟组, 四川盆地的侏罗系大安寨段, 大坎波斯盆地的盐下段等。与海相碳酸盐岩相比, 湖相碳酸盐岩岩性复杂, 成因多变。多数学者认为湖相碳酸盐岩的形成受控于特定的湖盆构造、古气候、古地貌、古水深、古盐度等条件(姜秀芳, 2010, 2011; 宋国奇等, 2013; 王颖等, 2016; 纪友亮等, 2017; 何赛等, 2022; 朱超等, 2022), 并根据具体的控制因素建立了相应的沉积模式, 如构造模式(赵澄林, 2001)、地貌— 水动力模式(Platt and Wright, 1991; Gierlowski-Kordesch, 2010)、地貌— 水深— 水动力综合模式(杜韫华, 1990; 王英华等, 1993)、水深— 水动力模式(Muniz and Bosence, 2018; 唐鑫萍等, 2021)、湖盆多因素共控模式(姜秀芳, 2011; 宋国奇等, 2013; 纪友亮等, 2017; 朱超等, 2022)等。近年来, 随着古气候、古风场研究的深入, 学者们逐渐认识到盛行风向对沉积物的展布和分配具有重要作用(姜在兴, 2016; Wang et al., 2018; Liu et al., 2020; Olivito and Souza, 2020; Xue et al., 2021)。大多数沉积模式在解释沉积体系展布规律方面具有很强的适用性, 然而湖相碳酸盐岩常是多因素共同作用的结果, 成因复杂且规律多变, 故综合、全面且系统的湖相碳酸盐岩成因模式相对缺乏。

东营凹陷西部平方王地区沙四上亚段碳酸盐岩较为发育, 主体是构造稳定、远离陆源碎屑输入影响的水下隆起背景, 发育由枝管藻等造礁生物形成的“ 礁灰岩” (钱凯等, 1980)。前人借鉴海相生物礁模式, 划分出礁核、礁前、礁后相带, 建立了湖相大型生物礁模式(杜韫华, 1990; 李勇等, 2006)。然而, 在国内外湖相碳酸盐岩勘探过程中再未发现过此类大型生物礁体, 从而使得该模式自提出至今仍具争议(赵澄林, 2001; Liu et al., 2020), 故有必要对其内部结构、空间展布、形成演化及控制因素进行重新解剖和综合分析。

文中基于钻井岩心、薄片、测录井以及地震、地球化学测试等资料, 刻画东营凹陷沙四上亚段湖相碳酸盐岩的沉积特征, 系统分析古气候、古风场、古地貌、湖平面变化、物源等因素对礁滩沉积体系形成和发育的影响, 探讨陆相断陷湖盆中大规模碳酸盐岩及礁滩体系的形成过程及成因机理。

1 区域地质概况

东营凹陷为新生代以来多期裂陷作用形成的断陷湖盆, 包括利津、博兴、牛庄和民丰4个主要生油洼陷(图 1-a)。研究区位于东营凹陷西部的平方王潜山披覆构造带, 北部以林南断层为界接林樊家凸起, 东部和西部分别为利津洼陷和里则镇洼陷, 南部以高青— 平南断层为界毗邻博兴洼陷, 整体上为NE-NEE及NW向同沉积断裂所限定的构造高地(图 1-b)。地貌上, 碳酸盐岩沉积期研究区总体上为北侧接陆、三洼环绕的水下隆起。

图 1 东营凹陷西部构造及地层特征
a— 东营凹陷构造区划; b— 研究区构造及井位分布; c— 东营凹陷地层特征Fig.1 Structural geology and stratigraphy of western Dongying sag

东营凹陷主要发育古近系和新近系2套地层, 总体具有下断上拗特征, 断陷期依次发育孔店组、沙河街组和东营组, 拗陷期发育馆陶组和明化镇组(图 1-c)。沙河街组沙四段上亚段(简称“ 沙四上亚段” )为1个三级层序, 自下而上划分为3个体系域、7个准层序组(冯磊等, 2009; 田继军和姜在兴, 2009; 姜在兴, 2016)。本次研究的湖相碳酸盐岩主要发育于高位体系域(HST), 包括H-1和H-2共2个准层序组(刘圣乾, 2018)。研究区主体位于湖盆边缘平方王断隆构造带, 低位期大部分为水上环境, 普遍缺失低位域沉积; 湖侵期平方王高地逐渐沉没于水下, 发育滨浅湖碎屑岩滩坝沉积; 高位期湖盆水体稳定, 湖相碳酸盐岩在研究区大量富集。高位期结束后经历了抬升暴露, 在平方王及尚店2个地区发生局部剥蚀(图 1-b)。

2 碳酸盐岩类型

基于12口井的岩心和薄片观察, 东营凹陷西部沙四上亚段碳酸盐岩可识别出礁碳酸盐岩、颗粒— 灰泥碳酸盐岩及混积岩3个大类, 主要发育格架岩、粘结岩、亮晶颗粒灰/云岩、灰泥质颗粒灰岩、含颗粒— 颗粒质灰泥灰岩、砾状灰岩及混积岩7种岩石类型。

2.1 格架岩

研究区格架岩主要是指由枝管藻(Cladosiphonia)作为生物格架的一类岩石, 成分上主要为白云岩。在薄片中可见针孔状(藻管横切面, 图 2-a)、细长管状(藻管纵切面, 图 2-b)的枝管藻集合体, 藻管壁多为灰泥, 并由泥晶或亮晶相互胶结形成骨架。根据藻格架内部是否有滞留的生屑、藻屑等颗粒, 可进一步识别出枝管藻格架白云岩和枝管藻障积白云岩。岩心上主要呈土块状, 疏松破碎, 含油性很好, 但亚类一般难以分辨(图 3-a)。

图 2 东营凹陷西部沙四上亚段湖相碳酸盐岩薄片特征
a— 枝管藻格架白云岩, 正交光, 滨246井, 1530.6 m; b— 枝管藻格架白云岩, 单偏光, 滨80井, 1451.4 m; c— 粘结白云岩, 见波状叠层构造, 单偏光, 滨706井, 1470.15m; d— 亮晶藻屑球粒云岩与粘结白云岩, 正交光, 滨246井, 1530.6 m; e— 亮晶生屑藻屑云岩, 单偏光, 滨197井, 1535.53m; f— 亮晶鲕粒灰岩, 正交光, 滨182井, 1640.55m; g— 灰泥质生屑灰岩, 滨197井, 1535.5 m; h— 砂屑质灰泥灰岩, 滨432c井, 1575.8 m; i— 泥质灰泥灰岩, 正交光, 滨414井, 1663.1 mFig.2 Characteristics of thin-sections of the E s4s lacustrine carbonates in western Dongying sag

图 3 东营凹陷西部沙四上亚段湖相碳酸盐岩岩心特征
a— 粘结白云岩, 滨182井, 1636.5 m; b-c— 粘结白云岩, 滨76井, 1485.5 m; d— 叠层石白云岩, 滨432c井, 1569.4 m; e— 亮晶生屑灰岩, 滨197井, 1531.3 m; f— 泥质灰泥灰岩, 同沉积小断层发育, 滨706井, 1471.25m; g— 漂浮岩, 滨432c井, 16005. m; h— 砾屑灰岩, 截切构造, 滨197井, 1558.98m; i— 漂浮岩, 冲刷构造, 滨182井, 1650m; j— 漂浮岩, 砾屑主要为具叠层构造的粘结岩及灰泥灰岩, 滨432c井, 1594.1 mFig.3 Characteristics of cores of the E s4s lacustrine carbonates in western Dongying sag

2.2 粘结岩

根据宏观和微观形貌差异, 研究区粘结岩可识别出叠层石和凝块岩2类, 成分上基本为白云岩。叠层石一般具有典型的叠层构造(图 2-c; 图3-d), 呈短柱状、半球状、波状等, 可反映水动力的相对强弱(Flü gel, 2010)。凝块岩常呈不均匀的云朵状、云雾状, 常具粘结藻屑、生屑等颗粒内部结构复杂(图 2-d)。粘结岩一般呈块状、土块状、疙瘩状、麻点状(图 3-b, 3-c), 常与格架岩共生, 宏观上二者难以区分。

2.3 亮晶颗粒灰/云岩

亮晶颗粒碳酸盐岩在研究区很常见, 成分上可分为亮晶颗粒云岩和亮晶颗粒灰岩, 主要由亮晶方解石胶结。亮晶颗粒云岩多与格架岩及粘结岩交互产出, 颗粒以藻屑、球粒为主, 具有较好的磨圆度, 分选好— 差(图 2-d, 2-e)。亮晶颗粒灰岩中藻屑含量较少, 颗粒主要为生屑(图 3-e)、鲕粒、内碎屑等(图 2-e, 2-f), 分选和磨圆程度均较好。

2.4 灰泥质颗粒灰岩

研究区灰泥质颗粒灰岩主要为灰泥质生屑灰岩和灰泥质砂屑灰岩。岩心上多以夹层状或岩性逐渐过渡的方式与亮晶颗粒灰岩共同产出, 单层厚度小。薄片中内碎屑、生屑为最常见的颗粒, 内碎屑多以砂级为主, 生屑主要为介形虫及腹足类化石碎片, 完整壳体亦较常见(图 2-g)。

2.5 含颗粒— 颗粒质灰泥灰岩

含颗粒— 颗粒质灰泥灰岩在研究区普遍发育。岩心上与灰泥质颗粒灰岩产出层位相近, 主要岩石类型为含生屑灰泥灰岩和砂屑质灰泥灰岩。常见介形虫及腹足类生物碎片, 偶见完整化石形态, 均顺层分布。砂屑多为不规则形态的撕裂状灰泥碎屑, 磨圆、分选很差, 顺层或杂乱分布(图 2-h)。

2.6 砾状灰岩

砾状灰岩在岩心和薄片中均较容易观察, 成分上主要由砾屑、砂屑及灰泥构成。研究区砾状灰岩主要为漂浮岩(Wright, 1992), 由“ 漂浮状” 砾屑和泥— 砂级基质构成, 以基质支撑为主, 厚度大; 砾屑颗粒支撑的砾屑灰岩相对较少, 仅局部发育。砾屑产出状态有平卧、缓倾、陡倾甚至直立状, 排列方式多杂乱, 局部可见叠瓦状、“ 倒小字” 状及“ 竹叶状” 分布(图 3-g至3-j)。此外, 漂浮岩底部常见起伏不平的冲刷构造, 显示多期沉积特征(图 3-i)。薄片中砾屑主要为撕裂状的灰泥灰岩碎屑、叠层构造的粘结岩(图 3-j)以及颗粒灰/云岩碎屑等, 粒间基质以灰泥为主, 常含砂级内碎屑。

2.7 混积岩

研究区混积岩主要是指碳酸盐岩组分与陆源碎屑的砂质或泥质的混合沉积。该类岩石复杂多变, 主要为薄层— 纹层状的含粉砂、含泥或泥质灰泥灰岩(图 3-f), 局部夹薄层灰泥质生屑灰岩、生屑质灰泥灰岩、灰质泥岩等。薄片中可见少量粉砂级的石英、长石等陆源碎屑颗粒, 介形虫类等生物碎片及炭屑较常见(图 2-i)。

3 沉积微相及时空展布

研究区碳酸盐岩发育期为水下构造隆起的沉积背景, 笔者通过地貌及坡度分析认为该隆起为顶部稍平、具有断阶式倾斜肩部的台地地貌(Liu et al., 2020)。基于岩心、薄片、岩性组合及测井资料, 在研究区主要识别出4种沉积微相, 分别为藻礁、浅滩、灰泥坪及风暴沉积(表 1)。在此基础上, 按照“ 点— 线— 面” 的分析思路, 刻画了东营凹陷西部高位体系域H-1和H-2这2个准层序组沉积微相的平面展布及沉积演化。

表 1 东营凹陷西部沙四上亚段主要沉积微相类型及特征 Table1 Main sedimentary microfacies types and charateristics of the E s4s lacustrine carbonates in western Dongying sag
3.1 沉积微相类型

3.1.1 藻礁

主要形成于滨— 浅湖高能环境中, 由枝管藻格架岩、凝块石粘结岩、叠层石粘结岩及与之伴生的亮晶颗粒灰/云岩、灰泥质颗粒灰岩组成, 各类岩性可同时产出, 亦可频繁交互产出, 且单一岩性厚度小、不易区分, 共同构成藻礁复合体。岩心上通常较为松散破碎, 油浸或饱含油, 测井识别以低自然伽马、低自然电位、中— 高电阻、中— 高声波时差及中低密度为主要特征(表 1; 图4-b中滨80井)。该微相具有造礁生物成因特征, 与浅滩微相区别是常含大量藻、藻屑、凝块及含隐藻结构的球粒, 生物类型丰富多样, 层厚稍大。由于研究区碳酸盐岩发育层段整体地层厚度较小, 地震剖面上藻礁与浅滩难以区分, 共同表现为蠕虫状中低连续— 中弱振幅或中连续— 中强振幅反射特征(图 4-a)。

图 4 东营凹陷西部沙四上亚段NW-SE向地震解释剖面(a)及沉积相连井对比(b)Fig.4 Interpretation of seismic section along NW-SE direction(a)and well correlation of sedimentary facies(b)in western Dongying sag

3.1.2 浅滩

形成于滨— 浅湖高能环境中, 主要由亮晶颗粒云岩或灰岩及含灰泥颗粒云岩/灰岩组成, 常与灰泥质颗粒灰岩、颗粒质灰泥灰岩交互产出, 垂向上构成向上变浅的沉积序列。岩心上通常层理不明显, 可呈致密块状, 不含油; 或轻捻呈粉末状, 见油斑或油浸。测井曲线以相对稍低的声波时差、电阻率及稍高的密度与藻礁微相区别(表 1; 图4-b中滨76井)。湖相碳酸盐岩垂向相变迅速, 与藻礁微相可交互产出, 但是浅滩微相单层厚度通常较小, 生物类型主要为螺或者介形虫碎片。

3.1.3 灰泥坪

研究区灰泥坪微相形成于滨— 浅湖的中— 低能环境中, 主要由泥质及灰质的混合沉积物构成, 含少量陆源砂质颗粒, 常见介形虫碎片、植物碎片及炭屑顺层展布。主要包括泥质灰泥灰岩、含泥质灰泥灰岩、含粉砂灰泥灰岩等, 岩性组合上很容易与藻礁、浅滩等微相区分。测井上表现为中低自然伽马、中高自然电位、中— 低声波时差、中等电阻率特征, 齿化特征明显(表 1; 图4-b中滨53井)。地震剖面上, 灰泥坪主要表现为中低连续— 中弱振幅特征(图 4-a)。

3.1.4 风暴沉积

研究区已识别出的风暴沉积微相为普遍发育砾状灰岩的一套岩石组合, 砾屑含量及砾径的变化范围大, 垂向上与灰泥质颗粒灰岩、颗粒质灰泥灰岩及泥质灰泥灰岩共同产出。砾屑较大者通常具有原地或近源搬运成因特征, 沉积构造上见典型的搅混构造、“ 竹叶状” 构造、“ 倒小字” 排列(图 3-g)、截切构造(图 3-h)等, 反映强烈的风暴搅动及风暴减弱后的快速堆积作用; 成分主要为灰泥灰岩(图 3-j), 局部见叠瓦状排列, 表明发生短距离搬运。砾屑较小者中常见频繁的侵蚀— 冲刷构造(图 3-i), 呈多期正粒序沉积旋回, 成分上灰泥灰岩及亮晶颗粒灰岩均可出现, 为风暴回流作用下浅水沉积物较远距离搬运而成, 或风暴诱发的重力流沉积。由于取心位置的局限性, 更远距离搬运的重力流沉积本次研究并未观察到。测井上该微相含油时主要表现为较低自然伽马、中— 低自然电位、中等的声波时差、中等或中低的电阻率(表 1; 图4-b中滨432c井)。研究区风暴沉积主要发育于高地向洼地过渡的地带, 地震剖面上主要见于中高连续— 中强振幅反射带的上部(图 4-a)。

3.2 沉积微相时空展布特征

3.2.1 平面展布特征

东营凹陷西部不同沉积微相的发育位置及展布范围具有明显的差异。从过台地主要地貌的NW-SE向地震剖面及连井沉积相对比剖面(图 4-b)可以看出, 从北向南地貌具有“ 两高、一洼、一斜坡” 的特征, 藻礁和浅滩微相主要发育于尚店和平方王2个构造高地上, 局部发育灰泥坪, 均处于滨— 浅湖沉积背景下。风暴沉积见于中部的洼地、南部及东南部的斜坡上部, 主要发育于浅湖沉积背景下。

总体上, 研究区NE、NEE及NW向大型同沉积断层或断裂带限定了台地边界范围, 呈向东凸出的“ 反C字形” 。台地顶部稍平, 肩部普遍发育一系列断阶, 形成了台地顶部向外部洼地过渡的斜坡。从空间分布上来看, 台地顶部为滨— 浅湖环境, 主要发育藻礁、浅滩及灰泥坪微相, 而台地肩部主体为浅湖环境, 并逐渐向半深湖过渡, 在中部洼地北侧、南部和东南部斜坡处风暴沉积较为发育(图 5-a, 5-b)。

图 5 东营凹陷西部沙四上亚段碳酸盐岩沉积微相平面展布Fig.5 Distribution of carbonate sedimentary microfacies in the E s4s Formation of western Dongying sag

平面上, 藻礁微相和浅滩微相分布区域大致相同, 且浅滩范围较大, 二者表现为统一的高能沉积相带, 主要发育于北部尚店构造高地(尚店剥蚀区西部)、南部平方王构造高地(平方王剥蚀区以南— 西南大部)及中部3个区域(图 5-a, 5-b)。北部和南部沉积相带主体呈NE-SW向展布, 中部相带呈NW-SE向展布, 台地东北缘的NW-SE向边界断层一带见小型藻礁微相零星发育。灰泥坪微相主要分布于研究区西北部靠近陆地一侧及平方王剥蚀区西侧, 夹于平方王与中部2个高能沉积相带之间。风暴沉积微相主要见于浅湖环境, 分布于台地肩部的斜坡区上部。

3.2.2 垂向沉积演化特征

研究区湖相碳酸盐岩发育于高位体系域沉积时期, 整体上沉积背景较为稳定。

下部H-1准层序组沉积期, 滨— 浅湖沉积主要分布在台地顶部及附近, 浅滩微相较为发育, 礁滩微相规模较小。浅湖范围基本上与台地边界同沉积断层重合, 中部洼地北侧及东南斜坡区风暴沉积相对较为发育, 展布规模亦较大。

H-2准层序组沉积期, 台地整体范围变化不大, 但滨— 浅湖面积扩大, 浅湖面积相对减少, 原风暴沉积发育的位置(如滨180、滨182井, 图 5)逐渐演变为浅滩沉积。该时期藻礁和浅滩的面积较早期明显扩大, 灰泥坪展布范围较早期略为扩展, 风暴沉积相对减少。从高位域早期至晚期, 研究区水体逐渐变浅, 藻礁及浅滩等高能相带沉积范围扩大, 形成大面积连片的礁滩复合沉积体系(图 5-b)。

4 湖相碳酸盐岩礁滩体系沉积主控因素

湖相碳酸盐岩沉积影响因素主要包括气候、盆地和物源三大要素。具体而言, 气候为外部控制因素, 包括古温度、湿度(降水)、古盐度及古风场等; 盆地为内部控制因素, 包括古构造运动、古地貌、古水深及湖平面的相对升降变化等; 物源兼具内外特征, 包括促进碳酸盐岩发育的母岩、海侵作用及抑制碳酸盐岩形成的碎屑岩沉积体系等。各种因素相互影响, 共同作用于碳酸盐岩的沉积过程, 控制了礁滩体系的形成演化。

4.1 气候要素对湖相碳酸盐岩礁滩体系的控制作用

4.1.1 相对温暖古气候促进了碳酸盐沉积

将东营凹陷气候变化趋势与全球温度变化曲线对比来看, 沙四上亚段沉积时期为相对温热和湿润的气候, 同期的全球亦为相对温暖期, 二者比较一致(图 6)。除沙四上亚段外, 沙一段下部亦为东营凹陷乃至整个济阳坳陷湖相碳酸盐大量聚集的层段(王夕宾等, 2016; 申培旸等, 2018), 同样地, 该时期区域气候相对温热湿润, 全球气候亦相对温暖。由此推断, 在全球相对温暖的气候背景下, 区域古气候亦更加适宜, 可促进碳酸盐沉积。

图 6 东营凹陷西部湖平面升降、古气候与全球海平面、古气候变化对比Fig.6 Comparison of lake level fluctuation and palaeoclimate changes in western Dongying sag with global sea level and paleoclimate changes

依据岩石薄片观察可知, 与藻礁相关的藻格架岩、粘结岩、叠层石及与浅滩相关的亮晶颗粒灰/云岩样品较多遭受到较强的胶结、重结晶等成岩作用。挑选出未受到成岩作用影响的样品, 对研究区6口钻井19个碳酸盐岩全岩样品进行了稳定同位素分析(表 2)。基于Craig(1965)和邵龙义(1994)提出的古温度计算及校正方法, 得到古温度介于12.8~32.4℃之间, 平均21.3℃, 反映当时为相对温暖的古气候。其中, 1个藻屑云岩样品恢复古温度为26℃, 砂屑鲕粒灰岩、含灰泥砂屑灰岩2个样品平均24.0℃, 7个不含陆源碎屑或泥质的灰泥灰岩平均古温度23.6℃, 9个含陆源碎屑或泥质的灰泥灰岩平均仅为18.5℃。因此, 含有藻屑、砂屑及鲕粒的样品恢复的古温度较高, 而灰泥灰岩样品恢复的古温度稍低, 但又普遍高于含有陆源碎屑或泥质的灰泥灰岩样品恢复的古温度。这一结果反映出相对温暖的气候条件更加有利于藻类及生物的繁盛, 从而有利于碳酸盐岩礁滩的形成。

表 2 东营凹陷西部沙四上碳酸盐岩稳定同位素组成及古温度恢复 Table2 Stable isotope composition and palaeo-temperature reconstruction of the E s4s lacustrine carbonates in western Dongying sag

4.1.2 古东亚季风气候盛行的东南风场影响了礁滩体系展布

在沉积体系的形成过程中, 风场及其控制下的流体动力系统为控制沉积体发育的重要源动力(姜在兴, 2016)。风场是由区域气候决定的, 大量的研究表明, 中始新世东亚季风气候已经开始形成(Quan et al., 2011; Wang et al., 2013; Licht et al., 2014; 马义权, 2017; Meng et al., 2018)。与现代东亚季风气候类似, 古东亚季风气候具有明显的冬夏之分, 主要表现为冬季相对盛行偏北风, 夏季相对盛行偏南风, 且沿海常受来自西北太平洋台风的影响(Huber and Goldner, 2012), 并在东营凹陷滨东地区形成大量风暴沉积(Wang et al., 2015)。

从湖盆整体来看, 碳酸盐岩礁滩和浅滩主要分布于东营凹陷南部缓坡和西部构造断隆, 其他部位基本不发育(图 7), 很可能是与古东亚季风气候影响下北风和东南风的盛行有关, 进而深刻地影响了研究区碎屑岩滩坝、碳酸盐岩礁滩的发育和展布(王冠民等, 2012)。风暴沉积微相在平面上主要分布于尚店高地南部的台— 洼过渡带(滨432c井、滨430井)、平方王高地南部和东部的断阶过渡带(如滨197井、滨182井), 而在台地东北缘的过渡带上很少发育(图 5-a, 5-b), 这一规律亦从侧面反映出区域盛行东南风, 同时古东亚季风气候背景下台风作用加强, 来自东南方向风暴的持续作用, 在湖泊的迎风侧形成壅水, 湖面抬升, 当风暴作用减弱时, 湖水反方向运动, 形成湖水振荡, 而梯度流或者湖水振荡对未完全固结的沉积物进行破坏改造, 形成风暴沉积。风暴流在重力作用下亦可将冲刷侵蚀下来的碎屑物质沿地貌斜坡继续向深水方向搬运。

图 7 东营凹陷西部沙四上亚段湖相碳酸盐岩岩相分布(据田继军和姜在兴, 2009; 姜秀芳, 2010; 赵全兰等, 2022; 有修改)Fig.7 Distribution of the E s4s lacustrine carbonates in western Dongying sag (modified from Tian and Jiang, 2009; Jiang, 2010; Zhao et al., 2022)

对于研究区而言, 台地上发育碳酸盐岩礁滩和浅滩大面积复合的高能相带, 该沉积体系展布的主体方向亦为NE-SW向, 考虑到其在东营凹陷的位置及风浪吹程的因素, 北风影响作用基本可以忽略, 这种相带平面展布规律很可能恰恰由东南风的盛行所致。东南风吹程长、风浪作用强, 长期盛行导致迎风侧和背风侧沉积水动力产生差异, 形成迎风和背风沉积体系的差异。迎风体系中, 发育藻礁及浅滩微相, 且二者相互交互形成礁滩沉积体系, 通常为最有利的储层发育部位; 而背风体系主要发育灰泥坪微相, 泥质含量高, 是不利于储集层发育的低能相带。

4.2 盆地要素对湖相碳酸盐岩礁滩体系的控制作用

盆地要素对湖相碳酸盐岩礁滩体系的控制主要表现在2个方面, 一是湖盆构造控制的宏观古地貌决定了礁滩体系的空间分布, 二是沉积演化过程中湖平面升降控制了礁滩垂向叠加及侧向迁移。

4.2.1 盆地构造及古地貌决定礁滩体系的空间分布

通过分析和对比整个东营凹陷沙四上亚段沉积时期湖相碳酸盐岩的空间分布, 发现不同岩相的分布与盆地构造、宏观古地貌及古水深有明显的对应关系。东营凹陷为北断南超的箕状断陷湖盆, 南部为构造缓坡带, 主体为宽缓地貌; 北部为构造陡坡带, 陡倾断裂发育, 在西北部盆缘平方王地区形成断隆(图 1)。这种宏观地貌特征与古水深具有一致性, 自盆缘至盆中心环带状发育滨浅湖、半深湖和深湖相区(图 7)。

碳酸盐岩主要呈环带状分布于滨浅湖地区, 各种岩相类型均有发育, 其中礁滩复合型主要分布于西北边缘的平方王断隆形成的水下隆起地区, 生物粘结型主要发育于南部缓坡带浅湖相区的内侧, 颗粒型分布相对较为广泛, 在平方王断隆及南部缓坡均普遍发育, 半深湖— 深湖区主要的碳酸盐岩类型为灰泥型(图 7)。

有学者认为平方王地区发育的“ 礁灰岩” 为枝管藻生物层, 将其笼统地划归为生物粘结型(姜秀芳, 2010)。值得注意的是, 南部缓坡带发育的生物粘结型与研究区的产出形式有很大差别:前者以薄层形式产出, 与泥岩形成互层, 成因上主要为藻丝体粘结钙质而成, 且多以藻滩形式呈薄层状, 不具有隆起特征, 主体仍为碳酸盐岩浅滩沉积(杜韫华, 1990; 赵全兰等, 2022); 而后者碳酸盐岩大规模聚集, 泥岩不发育, 在枝管藻等造礁生物作用下, 整体在结构上较为凸出, 局部厚度可达40m, 平面上形成NE-SW带状展布的抗浪建造和高能相带, 是更具有生态学及沉积学意义上的藻礁和礁滩沉积。

东营凹陷西部的断隆构造为礁滩体系的发育提供了地貌基础, 形成了远离碎屑物源影响的浅水台地, 促进了枝管藻等造礁生物的繁盛。类似的台地地貌在陆相湖盆中比较少见, 如沾化凹陷义和庄凸起南部断阶、柴达木盆地西部干柴沟组可见一些小型台地或小型水下隆起, 然而仅发育小规模藻礁丘(高晓鹏, 2012; 纪友亮等, 2017)。东营凹陷南部的缓坡地貌虽然也有枝管藻等造礁生物的参与, 但是仅形成了生物层(杜韫华, 1990; 姜秀芳, 2010), 垂向建造规模上远不及西部断隆地貌。

4.2.2 湖平面升降控制礁滩体系的垂向加积及侧向迁移

湖平面升降是影响礁滩体系形成、发育和演化的另一个重要因素。东营凹陷碳酸盐岩发育时期, 西部的平方王构造相对稳定, 湖平面的升降控制了礁滩体系的垂向、侧向叠加样式及演化方向。

高位域早期, 湖平面依然处于缓慢上升状态(图 8-a), 此时可容纳空间缓慢增加, 碳酸盐产率较高, 在平方王及尚店2个高地上发育小型点状藻礁及浅滩沉积。此时, 可容纳空间充足, 以垂向加积作用为主, 台地顶部水浅的区域礁与滩连片发育(图 8-a)。同时, 台地肩部斜坡区上部的风暴沉积非常发育, 发育原地改造和短距离搬运堆积的沉积物。

图 8 湖平面变化及礁滩堆积样式Fig.8 Lake level fluctuation and accumulation pattern of reef-shoal sediments

高位域晚期, 湖平面转入缓慢下降状态(图 8-b), 此时水体逐渐变浅、枝管藻及蓝细菌等生物繁盛、碳酸盐产率大大增加, 造成可容纳空间减小, 台地顶部的滨浅湖区垂向加积逐渐受到限制而发生侧向迁移, 使得礁和滩在垂向频繁交互出现, 平面上更加连片、大面积展布, 并向台地肩部斜坡区逐渐扩大(图 4-b)。此时, 台地上浅湖面积逐渐缩小, 风暴沉积减少, 亦可能是顺着斜坡搬运到了更远的区域而当前未能观察到。

4.3 物源要素对湖相碳酸盐岩礁滩体系的控制作用

物源要素对湖相碳酸盐沉积的控制作用主要包括促进和抑制碳酸盐岩发育2个方面。

4.3.1 远离碎屑物源输入的贫物源区, 有利于碳酸盐岩发育

湖盆中大型碎屑物源输入会抑制碳酸盐岩的发育。从平面分布来看, 湖相碳酸盐岩主要发育在远离主要碎屑物源影响的区域, 而在主要碎屑物源输入方向上, 碳酸盐岩发育程度均较差或不发育(图 7)。研究区处于不发育碎屑体系的贫源区(杨勇强, 2011), 其特有的水下隆起地貌亦为碳酸盐岩的形成和发育提供了远离碎屑物源影响的条件。

4.3.2 碳酸盐岩母岩风化提供碳酸盐沉积的钙质来源

盆地物源区大面积分布的碳酸盐岩母岩会造成湖盆中广泛发育碳酸盐岩(Gierlowski-Kordesch, 2010)。东营凹陷裂陷期盆缘断层上盘的持续抬升, 剥露出大量古生代碳酸盐岩, 如陈家庄凸起、滨县凸起、广饶凸起, 这可为湖盆提供大量的CaCO3来源。平方王高地基底经钻井证实亦存在巨厚古生代碳酸盐岩, 经断裂导通, 深部溶解CaCO3的水体上涌亦可以提供部分钙源。此外, 湖水对下部古生界碳酸盐岩基岩也可以直接溶蚀, 为湖盆水体提供丰富的钙质供给(姜秀芳, 2011)。沙四上亚段沉积时期, 气候温热湿润, 化学风化作用强, 大量Ca2+会随着地表或地下径流汇入水体, 为碳酸盐沉积提供物质基础。

4.3.3 海侵作用提供造礁生物及离子来源, 促进了礁滩体系的发育

在陆相湖盆中, 即使具备了有利于碳酸盐沉积的因素, 但是礁也未必出现。内陆湖盆见诸报道的多为一些生物层或叠层石礁(丘), 如柴西缘下柴干沟组叠层石礁(纪友亮等, 2017)、可可西里五道梁群叠层石藻丘礁(伊海生等, 2008)等, 而济阳坳陷、苏北盆地金湖凹陷等除叠层石礁(丘)外, 还见枝管藻、龙介虫、有孔虫、鲱形目、鲈形目、颗石藻等海相化石, 说明其为海侵成因(汪品先等, 1982; 彭世福, 1992)。这种观点一直以来虽具有争议(刘传联和成鑫荣, 2002; 刘传联等, 2002; 王东等, 2009), 但是越来越多的生物学、岩石学、地球化学、分子化石等方面的证据证明, 东营凹陷沙四上亚段沉积时期存在海侵作用(袁文芳等, 2006; 陈笑夜等, 2012; 吴靖等, 2014), 而这种情形在内陆湖盆碳酸盐岩地层中鲜有报道。

将济阳坳陷湖平面变化与全球海平面升降曲线对比, 可以发现沙四上亚段湖平面高位期与全球海平面高位期具有相当的一致性(图 6)。在沙一段碳酸盐岩发育期, 湖平面高位和海平面上升期亦基本吻合, 反映研究区很大概率上曾经受到过海水波及或存在短时期与海连通。从大地构造背景来看, 沙河街组沉积时期, 湖盆处于强烈的裂陷阶段, 构造沉降速度加快(裂陷Ⅱ 幕, 图 1), 整个盆地大范围快速沉降, 加之所处的滨海盆地环境, 很大概率上可以受到上升的海平面影响, 从而接受来自于黄海的海侵(裘松余和卢兵力, 1994), 或者在海洋风暴潮、海啸等条件下海水侵入湖盆内部。

虽然短暂的海侵不会完全改变以碎屑岩为沉积主体的湖水化学性质, 但却会给正常湖泊环境带来深刻的变化。海侵的发生不仅为湖泊带来了来自海洋的造礁生物, 为湖相生物礁的形成提供了生物基础, 而且也带来大量的Ca2+、Mg2+及其他盐源, 引起盐度异常、湖泊咸化(吴靖等, 2014), 为碳酸盐沉积提供物源及盐度保障。一般情况下, 湖盆扩大、水进期且降水增多时湖水盐度将会大大降低, 而海侵作用的发生使沙四上亚段碳酸盐岩大量发育的高位域时期盐度并没有发生很大变化, 保证了湖泊半咸水的盐度条件, 为湖相碳酸盐岩的形成和发育提供了盐度保障。

5 湖相碳酸盐岩礁滩体系“ 气候— 物源— 盆地” 系统成因模式

综合东营凹陷区域地质背景、碳酸盐沉积特征及平面展布规律, 在系统分析古气候、古风场、古地貌、湖平面升降、海侵等因素对礁滩沉积体系控制作用基础上, 建立了湖相碳酸盐岩“ 气候— 物源— 盆地” 系统成因模式(图 9)。

图 9 东营凹陷西部沙四上亚段湖相碳酸盐岩礁滩沉积模式Fig.9 Depositional model of reef-shoal sediments of the E s4s lacustrine carbonate rocks in western Dongying sag

1)气候方面。沙四上亚段沉积时期, 东营凹陷区域气候相对温暖湿润, 叠加全球气候温暖期, 不仅有利于碳酸盐沉淀, 还适合藻类、介形类等生物大量繁盛, 促进碳酸盐岩礁滩的形成。

2)物源方面。在相对温湿的气候条件下, 风化作用较强烈, 有利于盆缘古生界碳酸盐岩的风化和物质迁移, 为湖泊注入大量的钙质来源。同期全球海平面上升可能引发间歇性海侵作用, 携入的中华枝管藻等海源性生物在合适位置定殖下来并逐渐发育成礁。同时, 海侵亦提供了大量Ca2+、Mg2+及盐类等物质来源, 为湖相碳酸盐岩的形成增加了盐度保障。

3)盆地方面。盆地西缘发育的系列同沉积断裂限制形成了一个三面临洼、一面靠陆的构造高地, 决定了台地范围、规模及礁滩体系的空间分布。该构造总体上形成了一个远离碎屑物源影响的台地地貌, 而台地内部的次级地貌进一步控制了不同沉积微相的沉积特征和平面展布, 礁滩体系主要分布于台地南部的平方王高地及北部的尚店高地, 形成2个高能相带。

宏观的气候、物源和盆地特征奠定了东营凹陷西部礁滩体系形成的基础, 区域风场及湖平面升降又进一步影响了其沉积特征及演化规律。沙四上亚段沉积时期, 东亚季风气候加强, 盛行的东南风作用控制了高能相带的NE-SW走向展布, 同时造成迎风和背风侧风浪强度的差异。迎风一侧风浪作用强, 礁滩体系发育且礁体规模较大, 风暴沉积发育; 而背风一侧由于遮挡能量消减, 礁滩体系规模相对较小, 见大量灰泥坪沉积(图 5; 图 9)。此外, 气候的周期性变化可引起湖平面的周期性升降, 从高位域早期至晚期, 古水深经历了缓慢上升到下降的过程, 可容纳空间的减小引起礁滩垂向叠加方式的改变, 促使礁滩沉积相带侧向上的迁移, 从而形成平面上更加连片、大面积展布的沉积格局(图 5-b; 图 8-b)。

6 结论

1)东营凹陷西部沙四上亚段碳酸盐岩主要为礁碳酸盐岩、颗粒— 灰泥碳酸盐岩及混积岩3类, 常见格架岩、粘结岩、亮晶颗粒灰/云岩、灰泥质颗粒灰岩、含颗粒— 颗粒质灰泥灰岩、砾状灰岩及混积岩7种岩石类型。综合岩心、薄片、岩性组合及测井特征, 可识别出藻礁、浅滩、灰泥坪及风暴沉积4种沉积微相类型。

2)藻礁和浅滩2个微相主要分布于台地顶部, 共同构成了大型礁滩复合沉积体系, 沉积主体呈NE-SW向展布。风暴沉积主要分布于中部洼地北侧及东南部斜坡。从高位域早期至晚期, 湖平面发生从缓慢上升到缓慢下降的转变, 礁滩体系发育规模逐渐扩大、连片并大面积展布。

3)礁滩体系形成及演化的主控因素包括气候、物源和盆地三大要素, 据此建立了湖相碳酸盐岩“ 气候— 物源— 盆地” 系统成因模式。气候方面, 区域和全球相对温暖气候叠加促进了碳酸盐沉积, 古东亚季风盛行的东南风场影响了礁滩主体的展布方向及迎风一侧风暴沉积的发育; 盆地方面, 凹陷西缘构造形成的古地貌高地决定了礁滩体系的空间分布, 湖平面缓慢上升到下降过程中可容纳空间的变化控制了其垂向加积、侧向迁移及沉积演化过程; 物源方面, 盆缘大量碳酸盐岩母岩风化提供了充足的钙源, 海侵作用携入的造礁生物及大量盐类离子促进了礁滩体系的发育, 并提供了盐度保障。

(责任编辑 张西娟; 英文审校 刘贺娟)

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