朱青, 刘圣乾, 朱雪清, 刘彬, 曾治平, 李松涛, 高杨骏. (2024). 准噶尔盆地东道海子凹陷下侏罗统浅水三角洲沉积演化及主控因素* [J]. 古地理学报, 26(3): 567-583.
ZHU Qing, LIU Shengqian, ZHU Xueqing, LIU Bin, ZENG Zhiping, LI Songtao, GAO Yangjun. (2024). Sedimentary evolution and main controlling factors of shallow water delta of the Lower Jurassic in Dongdaohaizi sag,Junggar Basin[J]. Journal Of Palaeogeography, 26(3): 567-583.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2024.03.037
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准噶尔盆地东道海子凹陷下侏罗统浅水三角洲沉积演化及主控因素*
朱青1, 刘圣乾1, 朱雪清1, 刘彬1, 曾治平2, 李松涛2, 高杨骏2
1 长江大学地球科学学院,湖北武汉 430100
2 中国石化胜利油田分公司勘探开发研究院,山东东营 257015
通讯作者简介 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。

第一作者简介 朱青,男,1998年生,硕士研究生,从事沉积学相关研究。E-mail: zq_geo@163.com。

收稿日期:2023-08-24 修回日期:2023-10-20
基金资助:*国家自然科学基金项目(编号: 41902117)资助
摘要

准噶尔盆地东道海子凹陷下侏罗统发育浅水三角洲,但其沉积演化与控制因素仍不明确。基于东道海子凹陷及其周缘测录井、岩心、地球化学测试等资料,对该地区下侏罗统沉积相、古地貌、古气候进行分析。结果表明: 东道海子凹陷下侏罗统浅水三角洲可识别出三角洲平原、内前缘、外前缘3种亚相,其中平原亚相以分流河道为主,可形成上百米厚的砂砾岩,内前缘水下分流河道发育含泥质夹层的中—细砂岩,外前缘主要为席状砂沉积,形成泥岩与泥质粉砂岩薄互层; 古地貌东高西低,根据相对位置与坡度可分为古高地、古斜坡、古洼地3类地貌单元; 地球化学指标与沉积特征显示早侏罗世古气候干湿交替,湖平面发生3次湖退—湖进,三角洲平原进退幅度达数十千米。推测古地貌与古气候共同控制了浅水三角洲的沉积展布与演化,其中整体平缓的古地貌为浅水三角洲的形成奠定基础,局部地貌的高低与演化决定沉积体系的展布与变迁,而干湿变化的古气候影响湖平面的升降旋回,进而控制三角洲的进积与退积。综合上述分析,建立了进积型及退积型2种浅水三角洲沉积模式。该认识有利于深化气候和地貌对浅水三角洲控制作用的认识,为准噶尔盆地东道海子凹陷下一步勘探提供借鉴。

关键词: 东道海子凹陷; 下侏罗统; 浅水三角洲; 主控因素; 古地貌; 古气候
中图分类号:P512.2 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2024)03-0567-17
Sedimentary evolution and main controlling factors of shallow water delta of the Lower Jurassic in Dongdaohaizi sag,Junggar Basin
ZHU Qing1, LIU Shengqian1, ZHU Xueqing1, LIU Bin1, ZENG Zhiping2, LI Songtao2, GAO Yangjun2
1 School of Geosciences,Yangtze University,Wuhan 430100,China
2 Exploration and Development Institute of Sinopec Shengli Oilfield Company,Shandong Dongying 257015,China
About the corresponding author LIU Shengqian,born in 1990,associate professor,is engaged in research and teaching on sedimentology. E-mail: liusq@yangtze.edu.cn.

About the first author ZHU Qing,born in 1998,a masteral candidate at School of Geoscience,Yangtze University,is engaged in sedimentology. E-mail: zq_geo@163.com.

Fund:Financially supported by the National Natural Science Foundation of China(No.41902117)
Abstract

A shallow water delta was developed in the Lower Jurassic period in the Dongdaohaizi sag,Junggar Basin,but its sedimentary evolution and main controlling factors were not fully understood. Through the analysis of well logging,core and geochemical data from the Dongdaohaizi sag and its surrounding areas,the sedimentary facies,paleogeomorphology and paleoclimate of this region were analyzed. The study identified three subfacies within the shallow water delta: delta plain,inner front,and outer front. The delta plain subfacies consisted mainly of distributary channels,forming glutenite layers over a hundred meters thick. The inner front featured medium-fine sandstone with argillaceous interlayers,while the outer front was mainly composed of sheet sandstone microfacies interbedded with mudstone and argillaceous siltstone. The paleogeomorphology of the area was higher in the east and lower in the west,categorized into paleo-highland,paleo-slope and paleo-depression based on relative positions and slopes. Analysis of geochemical indicators and sedimentary characteristics suggested fluctuations between humid and arid conditions during the Early Jurassic,with the lake level experiencing three progression-regression cycles. The progradation and regradation of the delta extended over tens of kilometers with the sedimentary distribution and evolution influenced by both paleogeomorphology and paleoclimate. The gentle overall paleogeomorphology provided a foundation for shallow water delta development,while regional paleogeomorphology height and evolution affected sedimentary system distribution and transition. Alternating dry and wet paleoclimate conditions affected lake level fluctuations,thereby controlling delta progradation and regradation. Through a comprehensive analysis,the progradational and regradational depositional models were established for shallow water delta sedimentary patterns,offering valuable insights into the impact of paleogeomorphology and paleoclimate on shallow water delta,and serving as a reference for future exploration in the area.

Key words: Dongdaohaizi sag; Lower Jurassic; shallow water delta; main controlling factor; paleogeomorphology; paleoclimate

浅水三角洲广泛发育于陆相湖泊环境(邹才能等, 2008; Huling and Holbrook, 2016; Olariu et al., 2021; Reynolds, 2022), 是目前油气勘探研究的热点。近年来, 国内已在准噶尔盆地玛湖凹陷二叠系(唐勇等, 2018)、渤海海域新近系(薛永安等, 2022)、鄂尔多斯盆地康宁气田(孙乐等, 2022)等浅水三角洲砂体中取得突破。准噶尔盆地中部下侏罗统发育以砂砾岩为主的浅水(辫状河)三角洲, 生储盖组合良好, 具有广阔的勘探前景(朱筱敏等, 2008; Zhu et al., 2017; 郑胜, 2019; 孙靖等, 2020)。

准噶尔盆地下侏罗统浅水三角洲沉积相的研究主要集中在盆地南缘与莫北地区。在准噶尔盆地南缘地区, 前人基于层序地层格架、沉积特征、古地貌恢复、裂变径迹年龄等分析, 认为古构造、古地貌、古物源控制了浅水三角洲类型, 基准面变化和古气候控制沉积相的分布与演化, 主要发育毯式浅水三角洲(厚刚福等, 2022; 焦国华等, 2023)。此外, 房亚男等(2016)对盆地南缘多条剖面开展沉积特征、古水流、粒度分析, 认为构造作用引起的物源变化与古气候变化控制了浅水三角洲的形成与演化, 提出了浅水辫状河平原三角洲与浅水河口坝型曲流河三角洲2种沉积模式。还有学者基于岩石学、古生物与板块构造特征, 认为洋陆板块构造格局形成的季风环流主导了古气候, 并控制了三角洲—湖泊沉积体系的形成(Li et al., 2014)。在莫北地区, 有学者基于测录井、岩心、地震剖面与层序分析, 认为构造活动期的抬升与静止期的湿润气候控制了该地区的层序结构(Feng et al., 2015); 孙靖等(2016, 2022)通过地震地貌分析, 认为坡折带控制了砂体的展布, 建立了粗粒型、远源细粒型浅水三角洲沉积模式。

东道海子凹陷是目前准噶尔盆地重要的油气勘探对象(陈建平等, 2016; 王小军等, 2021), 但仍处于勘探初期, 其下侏罗统埋深大, 钻遇井数量仅4口。该凹陷下侏罗统发育浅水三角洲, 一些学者对其沉积特征、岩相古地理等进行了研究(徐硕, 2014; 夏彤彤, 2018)。然而前人虽然阐述了古地貌坡折带对浅水三角洲砂体控制的重要性, 但缺乏古地貌对沉积相带展布控制作用方面的研究, 并且古地貌恢复成果不足以反映浅水三角洲的高频变迁过程。另外, 采用地球化学方法对中期旋回尺度下的古气候进行恢复的工作尚未开展, 现有的研究主要集中于通过岩石学、古生物学方法探讨长期旋回下的古沉积环境, 故古气候对浅水三角洲发育的控制作用尚不明确。文中基于准噶尔盆地东道海子凹陷钻测录井、岩心、地球化学测试等资料, 结合周缘白家海凸起、滴南凸起、阜康凹陷等地区共47口钻井资料, 对其沉积演化、古地貌、古气候开展研究, 探讨该地区下侏罗统浅水三角洲的沉积演化主控因素与沉积模式, 以期为下一步油气勘探工作提供参考。

1 区域地质概况

东道海子凹陷是准噶尔盆地中央坳陷的二级构造单元, 东部为五彩湾凹陷, 西部为莫北凸起, 东南为白家海凸起, 西南与莫索湾凸起相接, 南部为阜康凹陷, 北部为滴南凸起(图 1)。准噶尔盆地是自石炭纪以来形成和发育的多期叠合盆地, 先后经历了海西晚期、印支期、燕山期、喜马拉雅期4期构造旋回。早侏罗世, 准噶尔盆地处于拗陷期, 整体构造活动较弱, 盆地以稳定沉降为主(何登发等, 2018)。准中地区侏罗系自下而上可分为下侏罗统八道湾组与三工河组、中侏罗统西山窑组与头屯河组, 上侏罗统的齐古组与喀拉扎组在该地区并不发育。下侏罗统八道湾组和三工河组又各分为3个段(图2), 其中八道湾组一段与三段为以砂岩、砂砾岩为主的煤系地层, 八道湾组二段、三工河组一段与三段主要发育厚层泥岩, 三工河组二段为中—细砂岩夹少量砂砾岩。早侏罗世, 东道海子凹陷物源来自克拉美丽山方向, 供给充足(鲍志东等, 2005; Gao et al., 2023)。

图 1 准噶尔盆地中部构造单元划分Fig.1 Structure division of central Junggar Basin

2 古地貌恢复

沉积前的古地貌反映了碎屑物质搬运的优势通道与沉积作用发生的场所, 对沉积相的发育与展布有重要影响, 恢复古地貌对沉积环境、相带分布规律及主控因素等研究具有重要意义(李进步等, 2021; 陈兆芹等, 2022)。

2.1 恢复方法

古地貌恢复的常用方法有沉积学法、残余厚度法、印模法、地震地貌法、层序地层学法等(赵俊兴等, 2001, 2003; 赵永刚等, 2017; 何文军等, 2019; Wang et al., 2020; 徐兆辉等, 2020)。由于研究区东道海子凹陷范围较大, 因此建立统一的等时地层格架是恢复古地貌的基础。本次研究选用残余地层厚度法, 并结合去压实校正的方法恢复古地貌。其原理是用地层的厚度变化反映古地貌的高低, 厚度小的位置古地貌相对较高, 厚度大的位置相对较低。该方法适用于地层受剥蚀不大且古水深变化较小的地区, 研究区侏罗系沉积环境为陆相湖盆, 且三工河组及八道湾组沉积时期总体为拗陷期, 构造活动较弱, 盆地内剥蚀作用少见, 因此可以在不作剥蚀量恢复的情况下恢复古地貌。

2.2 数据基础

下侏罗统自下而上为八道湾组与三工河组, 其中八道湾组自下而上又可分为八道湾组一段、二段、三段, 三工河组分为三工河组一段、二段、三段。地层厚度数据源于研究区及周缘地区47口钻井资料, 并结合区域二维地震剖面控制井间地层厚度。根据在界面处岩性发生砂泥岩突变、INPEFA曲线正负趋势转折点与小波分析的低频旋回等特征进行层序界面识别(Feng et al., 2015; 冯庚等, 2022; 闾伟等, 2023), 共识别出4个三级层序界面, 其大致对应八道湾组底界、八道湾组二段与三段界线、三工河组一段与二段界线、三工河组与西山窑组界线, 并将下侏罗统分为SQ1、SQ2、SQ3共3个层序。每个层序又可根据准层序叠加样式转换面、INPEFA曲线趋势变化次级转换点与小波频谱的中-高频旋回, 划分出低位体系域(LST)、湖侵体系域(TST)、高位体系域(HST)。以此方法建立了全区可对比的层序地层格架(图 2), 为古地貌恢复提供了地层数据基础。

图 2 准噶尔盆地东道海子凹陷下侏罗统层序地层柱状图(成3井)Fig.2 Sequence stratigraphic division of the Lower Jurassic from Well Cheng-3 in Dongdaohaizi sag, Junggar Basin

2.3 恢复结果

古地貌恢复结果显示, 研究区呈“整体东高西低、局部沟岭相间”的地貌特征。早侏罗纪受到填平补齐作用, 由早到晚逐渐变得平缓(图 3-d), 克拉美丽山前到东道海子凹陷中部的高差由620 m减少至450 m。东道海子凹陷坡度仅为0.17°~0.26°, 平坦的地貌有利于浅水三角洲形成。

图 3 准噶尔盆地东道海子凹陷及周缘早侏罗世古地貌Fig.3 Paleogeomorphology of the Early Jurassic in Dongdaohaizi sag and surrounding areas, Junggar Basin

SQ1时期(图 3-a):研究区古地貌整体上表现为东北地区较高, 向西南方向倾斜, 物源由东北方向向盆地中心推进。自东向西可以进一步划分为古高地、古斜坡以及古洼地3个地貌单元。东道海子凹陷为沟谷前方的开阔低洼地貌, 是区域上的次级沉积中心。斜坡带上的正地形为古岭地貌, 如位于2区块与4区块间的白家海凸起; 负地形为古沟地貌, 如2区块北部与东北部的滴南凸起。古高地位于斜坡上方地势更高的地方, 如滴西7井。

SQ2时期(图 3-b):整体上继承了SQ1的地貌格局, 由于受到填平补齐作用, 整体上变得平缓。斜坡带受到侵蚀作用, 古沟与古岭的数量有所增加。

SQ3时期(图 3-c):研究区整体变得更加平缓, 斜坡带变得更宽广。东部沟谷变得更加宽缓, 而东道海子凹陷成为区域上更主要的沉积中心。

值得注意的是, 研究区西部莫索湾地区SQ1与SQ2时期存在一个水下高地, 到SQ3时期演变为东西走向的古高地, 这可能是受到准噶尔盆地燕山期车莫隆起形成的影响(纪友亮等, 2010)。

3 浅水三角洲沉积相
3.1 沉积相类型

综合成1井岩心特征与盆地沉积背景, 认为东道海子凹陷下侏罗统发育浅水三角洲(图 4)。根据岩性组合、粒度特征、沉积相带分布规律等, 将其划分为三角洲平原、内前缘和外前缘3个亚相。

图 4 准噶尔盆地东道海子凹陷成1井下侏罗统沉积特征Fig.4 Sedimentary characteristic of the Lower Jurassic from Well Cheng-1 in Dongdaohaizi sag, Junggar Basin

3.1.1 平原亚相

浅水三角洲平原主要发育分流河道微相的含砾中砂岩、砂砾岩以及泛滥平原微相的泥岩、碳质泥岩等泥炭沼泽沉积。

分流河道微相发育丰富的沉积构造, 如河道冲刷前期泥岩形成的泥砾(图 4-f)、多次叠覆的底冲刷面, 冲刷面附近发育砾石叠瓦状构造(图 4-e), 槽状交错层理、楔状交错层理和平行层理发育, 均反映强水动力条件的沉积环境。粒度累积曲线以一悬一跳两段式为特征(图 4-k), 在悬浮与跳跃次总体之间具有过渡带, 过渡带转折缓慢, 反映其是受到多组水流影响的沉积环境。粒度较粗, 砂级沉积物的含量接近90%, 表明水动力较强。在垂向上, 粒度向上变细, 由含砾粗砂岩或砂砾岩向上变为中—细砂岩, 单期砂岩厚度也向上减小, 形成间断沉积序列, 厚度为0.7~1.0 m, 反映水动力条件由强逐渐减弱。自然伽马曲线以箱形或钟形的低值为特征, 泥质含量较少, 表明受湖泊影响较小, 主要位于洪水面以上。自然伽马曲线上单期分流河道砂体厚度可达20 m, 数期河道叠置时可达上百米。

泛滥平原微相以发育水平层理或块状层理的泥岩、粉砂质泥岩、煤层等低能环境沉积产物为特征。粒度累积曲线为一悬一跳两段式(图 4-l), 但斜率比分流河道砂岩的粒度曲线更低, 表明泛滥平原沉积的分选较差。泥岩测井相具有低幅或中幅的齿化指形自然伽马特征。煤层自然伽马曲线呈高幅箱形, 电阻率曲线呈尖峰形。煤层在八道湾组三角洲平原亚相分布广泛, 有较厚煤层发现(大于2 m), 而三工河组仅发育煤线、炭屑(图 4-c)。

3.1.2 内前缘亚相

内前缘亚相包括水下分流河道、支流间湾微相, 以前者作为骨架。

水下分流河道微相以中—细砂岩为主, 常见冲刷面(图 4-a), 发育平行层理、槽状交错层理、波状交错层理, 反映水动力条件较强。煤炭碎屑与碳化植物茎常见(图 4-d), 表明为浅水沉积环境。在垂向上构成沉积粒度向上变细、与下伏暗色泥岩突变接触的间断沉积序列, 厚度为0.7~0.9 m, 岩性由中砂岩变为粉砂质泥岩。粒度曲线为一悬一跳具有过渡带的两段式(图 4-g, 4-i, 4-j), 与平原亚相分流河道微相相比粒级整体上更细。过渡带所占的粒度累积概率含量约为40%, 反映受到冲刷—回流的湖浪改造作用, 水体更加动荡。自然伽马曲线呈齿化箱形或钟形, 泥质含量增加, 表明随着向湖泊推进, 水体加深, 水下分流河道主要位于湖泊的洪水面与枯水面之间。自然伽马曲线上单期水下分流河道砂体的厚度一般小于10 m, 常与薄层的泥岩互层, 反映水下分流河道改道频繁。

支流间湾微相主要发育暗色泥岩夹灰色粉砂岩, 具有水平层理、沙纹层理或块状层理构造(图 4-b), 反映低能的沉积环境。砂岩夹层的粒度曲线也为一悬一跳两段式(图 4-h), 粒级比水下分流河道更细。自然伽马曲线呈低幅齿形特征。

3.1.3 外前缘亚相

外前缘亚相与内前缘一样位于水下, 但由于水体深度的增加, 水下分流河道难以向湖盆中心继续推进, 因此不同于以水下分流河道作为骨架的内前缘亚相, 外前缘亚相以席状砂微相为主, 局部可见河口坝微相。

席状砂微相主要由薄互层的细砂岩、泥质粉砂岩与泥岩构成, 分选较好, 是前缘河口沉积物受到湖浪影响而横向迁移形成的连片砂体。主要发育水平层理、沙纹层理, 表明其在低能沉积条件下受到湖浪改造作用。自然伽马曲线呈中—低幅的指形。

河口坝微相主要由泥岩→泥质粉砂岩→细砂岩的向上变粗序列组成, 发育沙纹层理、脉状构造。自然伽马曲线具漏斗形特征。研究区河口坝少见, 且仅发育在外前缘亚相, 表明外前缘亚相受河流作用影响较小, 位于浪基面与枯水面之间, 以湖浪作用改造形成的席状砂为主。

3.2 沉积相展布及演化

在层序地层格架内, 以体系域为作图单元, 基于单井沉积相分析与连井对比(图 5), 结合古地貌趋势, 刻画了沉积相的平面展布及演化(图 6)。顺物源剖面上(图 5-a), 物源由克拉美丽山向陆南凸起、东道海子凹陷、白家海凸起、阜康凹陷推进, 依次发育冲积扇→三角洲平原→内前缘→外前缘→滨浅湖沉积。垂直物源剖面上(图 5-b), 平原亚相主要发育在低位体系域, 连续性较好; 湖侵—高位体系域主要形成前缘亚相, 其中内前缘亚相发育在地貌较高的斜坡带, 而外前缘亚相在低洼地貌更发育。

图 5 准噶尔盆地东道海子凹陷下侏罗统沉积相连井对比
a—南西—北东方向, 顺物源剖面; b—北西—南东方向, 垂直物源剖面。剖面位置见图 1Fig.5 Well correlation of sedimentary facies of the Lower Jurassic in Dongdaohaizi sag, Junggar Basin

图 6 准噶尔盆地东道海子凹陷及周缘下侏罗统沉积相展布Fig.6 Sedimentary facies distribution of the Lower Jurassic in Dongdaohaizi sag and surrounding areas, Junggar Basin

沉积相演化总体可以划分为3个阶段, 每个阶段包含1次湖退—湖侵旋回。湖退时期(低位体系域)研究区整体上发育三角洲平原亚相厚层分流河道, 即使是靠近盆地中心的东道海子凹陷, 也发育上百米厚的砂砾岩—中砂岩, 且厚层分流河道砂岩可以直接沉积在滨浅湖或外前缘席状砂之上(图 5-a)。湖侵时期(湖侵—高位体系域)主要发育三角洲前缘或滨浅湖沉积, 其中低洼地貌主要发育滨浅湖或外前缘亚相的砂泥岩频繁薄互层沉积, 如东道海子凹陷和阜康凹陷; 而斜坡地貌发育三角洲内前缘水下分流河道中砂岩—粉砂岩或支流间湾较厚层泥岩沉积, 如滴南凸起或白家海凸起(图 5-b); 仅有古高地仍发育平原亚相, 如滴西7井。从SQ1到SQ3时期, 三角洲平原展布面积逐渐减小。低位时期三角洲平原向东道海子凹陷方向推进至凹陷中心(图 6-a, 6-c, 6-e), 湖侵—高位体系域时期三角洲平原退至物源区克拉美丽山前(图 6-b, 6-d, 6-f), 进退距离达100 km。其进退幅度之大, 与外国学者(Olariu et al., 2021)提到的“伸缩式”浅水三角洲类似。

SQ1时期, 在低位体系域沉积时期(图 6-a), 湖平面较低, 三角洲平原范围广阔, 发育分流河道与泛滥平原微相沉积。在低位体系域晚期, 位于低洼地貌的东道海子凹陷形成三角洲内前缘沉积(图 5-a), 其水下分流河道单层厚度较小, 中间夹杂着支流间湾泥岩沉积, 表明湖平面开始升高。而位于斜坡地貌的白家海凸起与滴南凸起上仍发育平原亚相分流河道沉积(图 5-b), 受湖平面上升影响较小。SQ1湖侵—高位体系域时期(图 6-b), 湖平面较高, 东道海子凹陷发育滨浅湖沉积(图 5-a)。白家海凸起与滴南凸起上主要发育内前缘亚相(图 5-b), 三角洲平原亚相后退至靠近物源区的古高地, 如滴西7井区。

SQ2时期与SQ1较为类似。低位体系域沉积时期, 研究区整体发育厚层的三角洲平原亚相(图 6-c)。湖侵—高位体系域沉积时期(图 6-d), 低洼地貌的东道海子凹陷发育外前缘亚相(图 5-a), 斜坡地貌的白家海凸起与滴南凸起发育内前缘亚相(图 5-b)。上述沉积演化表明研究区SQ1与SQ2发育在相近的沉积背景下。

SQ3低位体系域沉积时期, 与SQ1、SQ2期相比, 三角洲平原向源区后退(图 6-e)。位于古斜坡下部—古洼地的东道海子凹陷主要发育三角洲内前缘沉积, 白家海凸起发育三角洲平原沉积, 滴南凸起发育三角洲内前缘沉积(图 5-b)。湖侵—高位体系域沉积时期(图 6-f), 东道海子凹陷为外前缘—滨浅湖沉积(图 5-a), 白家海凸起以内前缘支流间湾为主, 滴南凸起发育外前缘席状砂沉积(图 5-b)。

4 沉积演化主控因素
4.1 古地貌

浅水三角洲成因复杂, 其形成于特定的沉积环境中, 受到古构造、古气候、古地貌、古物源等因素的控制。前人研究表明, 平缓的古地貌是浅水三角洲形成的基本条件(陈安清等, 2012; 秦祎等, 2017; 夏辉等, 2022)。

4.1.1 整体平缓的古地貌是浅水三角洲形成的基础

准噶尔盆地早侏罗世处于拗陷期, 稳定、缓慢沉降的盆地构造背景容易形成十分平坦的地形地貌(朱筱敏等, 2008; 孙靖等, 2022)。古地貌恢复结果显示, 研究区整体平缓, 古洼地平均坡度不足0.2°, 古斜坡0.68°, 古高地0.28°。东道海子凹陷坡度仅为0.17°~0.26°(图 3-d), 在平缓的地貌上, 湖平面只需略微上升, 湖泊就可以大幅扩张, 并且其水深也较小, 浅水区域广阔。当湖盆广阔、湖水较浅时, 河流入湖更有利于形成浅水三角洲。

4.1.2 古地貌的相对高低控制浅水三角洲沉积体系的展布

古洼地的地貌较低, 容易被淹没, 但由于水体较深, 三角洲沉积供给能力不足。东道海子凹陷位于低洼地貌处, 发育外前缘或滨浅湖沉积, 形成砂泥岩的频繁薄互层, 砂地比低。古斜坡的地貌高低介于古洼地与古高地之间, 水体较浅, 其中斜坡带的古沟地貌供给较为充足, 水体能量强, 如滴南凸起(滴西2井)形成以水下分流河道为骨架的内前缘沉积, 以中砂岩—粉砂岩为主, 砂地比较高, 而古岭地貌由于地势较高, 起到一定的分隔作用, 不是优势搬运通道, 物源供给不足, 如白家海凸起(彩34井), 主要发育支流间湾, 形成较厚层泥岩。古高地位于地貌较高处, 不易受湖平面升降影响, 如滴西7井, 受湖平面上升影响较小, 主要处于洪水面以上, 发育三角洲平原亚相。

4.1.3 古地貌的演化控制浅水三角洲沉积相带发育程度

SQ1与SQ2时期, 研究区古地貌具东高西低的特征(图 3-a, 3-b), 高低差异明显, 斜坡带相对狭小, 因此三角洲内前缘相带展布面积相对较小(图 6-b, 6-d)。SQ3时期, 研究区古地貌因沉积充填作用变得最为平坦, 斜坡带变得宽广, 更靠近盆地中心, 即使是湖平面较低的低位期, 湖泊面积也较大, 因此该时期内前缘展布面积比SQ1与SQ2湖侵—高位域时期更广(图 7)。

图 7 准噶尔盆地东道海子凹陷浅水三角洲古地貌与沉积亚相展布Fig.7 Paleogeomorphology and subfacies distribution of shallow-water delta in Dongdaohaizi sag, Junggar Basin

4.2 古气候

在盆地稳定沉降的拗陷期, 气候变化是湖平面升降的主要动力, 浅水三角洲的沉积相带规模也随之发生变化。低位域沉积期气候相对较干旱, 平原相带广阔(可达75 km)而前缘相对狭窄(小于50 km)(图 6-a, 6-c, 6-e), 具有“大平原、小前缘”特征; 湖侵—高位域沉积期较湿润, 前缘相带宽广(可达60 km)而平原范围有限(不足25 km)(图 6-b, 6-d, 6-f), 具有“大前缘、小平原”特征(朱筱敏等, 2012)。

前人通过微体古生物化石组合研究认为, 研究区八道湾组沉积时期为温暖潮湿的暖温带气候, 三工河组沉积时期为亚热带的半干旱气候, 西山窑组沉积时期为炎热潮湿的亚热带气候, 即早—中侏罗世温度持续上升, 湿度先降低后升高(田业, 2017; 邓胜徽等, 2017; 阿丽亚· 阿木提等, 2018; 侯海海等, 2023)。

4.2.1 古气候控制湖平面的升降旋回

泥岩中的主微量元素常用于恢复古沉积环境(张天福等, 2016)。本次研究样品来自于东道海子凹陷成1井泥岩岩屑, 其中八道湾组样品2件, 三工河组4件, 西山窑组1件。样品分析测试由武汉上谱分析科技有限责任公司完成, 主量元素采用波长色散X射线荧光光谱仪(ZSXPrimus Ⅱ)分析, 微量元素采用电感耦合等离子体质谱仪(Agilent 7700e)分析, 分析精度均优于5%。利用Sr/Ba、Cu/Zn、V/(V+Ni)、Sr/Cu、Mg/Ca、化学蚀变指数CIA(Chemical index of alteration)、Co含量法(表 1), 从古盐度、古氧化还原条件、古气候、古水深方面恢复古沉积环境(图 8)。

表 1 本研究所用地球化学指标及其古环境意义 Table 1 Geochemical indicators used in this study and their paleoenvironmental implications

图 8 准噶尔盆地东道海子凹陷下侏罗统沉积环境地球化学指标剖面(成1井)Fig.8 Geochemical profiles of the Lower Jurassic depositional environment from Well Cheng-1 in Dongdaohaizi sag, Junggar Basin

元素地球化学分析表明, Sr/Ba值指示古盐度处于淡水状态, 在八道湾组沉积时期波动较大, 由极低值升高到几乎半咸水, 而三工河组沉积时期比较平稳。Cu/Zn值表明八道湾组沉积时期为弱还原环境, 可能为成煤环境造成; 三工河组沉积时期为过渡—弱氧化环境, 表明湖水较浅, 水体分层性不强。V/(V+Ni)值也表明研究区氧化还原条件总体处于过渡状态。Sr/Cu值显示八道湾组SQ1湖侵—高位域沉积时期至SQ2低位期再到湖侵—高位域沉积时期经历了暖湿→干热→暖湿的转变, 而三工河组沉积期较为暖湿。Mg/Ca值则显示八道湾组沉积时期(SQ1湖侵—高位域沉积时期至SQ2低位域沉积时期)到三工河组沉积早中期(SQ3低位域沉积时期)湿度逐渐降低, 三工河组沉积晚期(SQ3湖侵—高位域沉积时期)开始又变得潮湿。化学蚀变指数CIA显示研究区总体处于温暖湿润的气候, 但三工河组沉积早中期CIA值较高, 八道湾组与三工河组沉积晚期略低, 由于温度与湿度是化学风化作用的主要影响因素, 考虑到三工河组沉积早期湿度较低而温度较高, 则可能是八道湾组与三工河组沉积晚期温度更低导致CIA的偏低。古水深指标表明湖平面的升降具有旋回性, 低位体系域时期古水深较小, 湖侵—高位体系域时期古水深较大。古水深指标与V/(V+Ni)值趋势较为一致, 水深较小时偏氧化环境, 水深较大时更偏向还原环境。

通过以上分析认为, 八道湾组与三工河组沉积时期的气候总体上温暖潮湿, 内部存在次一级的气候波动, SQ1湖侵期至SQ3高位期可分为5个气候期, 八道湾组沉积时期变化更明显, 而三工河组沉积时期波动较小。

SQ1湖侵—高位体系域时期, 气候相对凉爽湿润, 湖平面升高, 古盐度低, 古水深较大, 处于弱还原环境, 表明降雨丰富, 湖水淡化。SQ2低位体系域期Sr/Cu值较高, 古盐度较高, 表明蒸发作用强烈, 湖盆面积较小, 湖平面较低。SQ2湖侵—高位体系域期高温多雨, 是古气候最温暖最潮湿的时期, 古盐度较低, 蒸发作用较弱, 湖平面升高, 浅水三角洲后退。SQ3低位体系域期为半干旱气候, 不发育较厚煤层, 但岩心中也可见炭屑(图 4-c), 古盐度与古气候指标不像SQ2低位期那样偏向干旱, 古水深也比SQ2低位期略高, 表明湖平面相对较高。SQ3湖侵—高位体系域时期, 气候转凉, 古盐度较低而古水深较大, 湖平面升高。

综合对比发现, 气候的干旱和潮湿与湖平面升降具有对应关系, 即低位体系域时期相对干旱, 干燥的气候导致降水减少, 蒸发量增加, 湖平面较低, 而湖侵—高位体系域时期气候相对湿润, 湖平面上升, 湖泊扩张。

4.2.2 湖平面升降决定三角洲的进积与退积

古气候的干湿变化可以对湖平面升降以及物源区的风化作用产生影响, 进而影响沉积作用。一方面, 古气候的干湿变化控制了湖平面的升降, 从而造成湖岸线的进退。低位体系域沉积时期, 地球化学指标显示气候较为干旱, 蒸发强而降水偏少, 湖平面较低, 可容纳空间较小; 河流供给充足, 自源区大幅向盆地中心推进, 不受湖水阻挡, 形成了广阔且巨厚的三角洲平原沉积。

如SQ2低位期湖平面较低, 浅水三角洲自物源区向盆地中心推进达100 km, 东道海子凹陷广泛发育平原亚相(图 6-c), 其河道砂体以进积的沉积样式为主(图 5-a)。低位体系域末期, 气候由相对干旱向湿润转变, 受湖泊初泛影响, 可容纳空间变大。由于湖泊作用, 水下分流河道频繁改道, 形成的分流河道砂体厚度比低位域早期更小。如SQ1低位域末期形成内前缘亚相的水下分流河道, 粒度比平原分流河道更细, 厚度较小, 与泥岩互层更频繁(图 5-a)。湖侵—高位体系域时期, 地球化学指标显示气候相对湿润, 蒸发减弱而降水增加, 湖平面上升, 由于地貌十分平缓, 湖泊面积大幅扩张, 可容纳空间较大; 河流入湖后受到湖水顶托力的作用, 供给能力减弱, 向前推进的能力下降, 研究区以三角洲前缘亚相为主。如SQ2湖侵—高位体系域期, 由于湖泊面积广阔, 浅水三角洲大幅退缩, 前缘相带的后退距离超过50 km, 东道海子凹陷形成外前缘沉积(图 6-f), 其砂体发育呈退积的沉积样式(图 5-a)。

另一方面, 古气候影响了物源区的风化剥蚀作用强度, 从而影响物源的供给能力。炎热的气候下, 风化剥蚀能力较强, 物源供给更充足, 浅水三角洲面积更大, 而凉爽的气候下风化剥蚀较弱, 物源供给较弱, 浅水三角洲向物源区退积。如SQ2湖侵—高位体系域和SQ1与SQ3湖侵—高位体系域相比, 前者CIA值更高, 更加炎热, 浅水三角洲面积更广, 而后两者CIA值更低, 更加凉爽, 浅水三角洲面积更小(图 6-b, 6-d, 6-f)。

5 沉积模式

准噶尔盆地早侏罗世具有稳定沉降、地貌平缓、水体较浅、物源供应充足的地质背景, 自盆地东缘克拉美丽山向盆地中心形成冲积扇—浅水三角洲—湖泊沉积体系。总结古地貌、古气候对浅水三角洲沉积体系的控制作用, 可以将研究区浅水三角洲发育规律概括为进积型和退积型2种模式(图9)。

图 9 准噶尔盆地东道海子凹陷下侏罗统浅水三角洲沉积模式Fig.9 Depositional model of shallow-water delta of the Lower Jurassic in Dongdaohaizi sag, Junggar Basin

进积型浅水三角洲主要发育于低位体系域时期(图 9-a)。该时期气候相对干旱, 湖盆水位较低, 以河流作用为主, 沉积物从源区向湖盆中心长距离推进, 穿过古高地→古斜坡→古洼地, 于低洼地貌腹部入湖形成三角洲内前缘, 平面上具有“大平原、小前缘”的特点。三角洲平原面积辽阔, 主要发育分流河道与泛滥平原微相, 其中分流河道多期相互叠置, 以砂砾岩为主, 砂体厚度大, 而泛滥平原发育泥岩与煤层或煤线。内前缘以水下分流河道砂体为主, 发育中—细砂岩, 夹杂支流间湾泥岩沉积。

退积型浅水三角洲主要发育于湖侵—高位体系域时期(图 9-b)。该时期气候相对潮湿, 湖平面上升, 由于地形十分平缓, 湖泊面积大幅扩张, 古洼地→古斜坡→古高地依次被湖水漫过, 三角洲快速后退, 平面上具有“小平原, 大前缘”的特点。三角洲平原亚相局限于古高地, 处于洪水面以上, 受湖泊影响较小, 泛滥平原沉积发育, 河道砂体厚度较小。三角洲前缘相带宽广, 其中内前缘亚相形成于古斜坡处, 处于枯水面与洪水面之间, 以水下分流河道为骨架, 发育细—粉砂岩, 与支流间湾泥岩频繁互层, 反映河流改道频繁, 而外前缘亚相发育在古洼地处, 处于浪基面与枯水面之间, 以薄层泥岩与粉砂岩频繁互层的席状砂微相为主, 偶见具有反粒序的河口坝沉积。

6 结论

1)准噶尔盆地东道海子凹陷下侏罗统在古地貌平坦、古气候干湿交替的条件下发育浅水三角洲, 可划分为三角洲平原、内前缘、外前缘3种亚相。三角洲平原发育分流河道厚层砂体, 内前缘以水下分流河道微相为骨架, 外前缘以席状砂微相为主。古地貌整体上呈东高西低, 内部根据相对位置与高低陡缓又可分为古高地、古斜坡、古洼地3类地貌单元。东道海子凹陷早侏罗世共发生3次湖退—湖进旋回, 低位体系域三角洲平原面积辽阔, 湖侵—高位体系域内前缘和外前缘亚相更为发育。从SQ1到SQ3时期, 三角洲平原面积逐渐减小。

2)古地貌与古气候控制了浅水三角洲的沉积演化。整体上平缓的古地貌是浅水三角洲形成的基础, 古地貌的相对高低控制浅水三角洲沉积亚相的展布, 至SQ3时期斜坡带变得更加宽缓, 前缘亚相展布面积更广。古气候在总体温暖潮湿的背景下存在次一级干湿变化, 低位域时期相对干旱, 湖侵—高位域时期相对潮湿; 另外, 古气候影响了湖平面的周期性升降与源区的风化剥蚀, 进而控制浅水三角洲的进积与退积。

3)建立了进积型和退积型2种沉积模式。进积型浅水三角洲形成于相对干旱时期, 以三角洲平原亚相沉积为主, 发育厚层分流河道砂体。退积型浅水三角洲形成于相对潮湿时期, 以三角洲前缘亚相沉积为主, 其中低洼地貌处发育以席状砂为主的外前缘亚相, 斜坡地貌处发育以水下分流河道为主的内前缘亚相, 高地地貌处仍发育平原亚相。

(责任编辑 张西娟; 英文审校 刘贺娟)

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