扇三角洲的供源体系为冲积扇, 发育于湖泊浪基面以上。准噶尔盆地西部发育扇三角洲沉积, 以砾岩、砂砾岩沉积为主, 成熟度低、分选差、多杂基支撑, 反映了近源堆积的特点。研究区内扇三角洲相主要发育有扇三角洲平原和扇三角洲前缘2个亚相。

扇三角洲平原亚相多发育厚层块状砂砾岩夹棕色泥岩(图 2-a), 可见混杂堆积特点, 砾石分选、磨圆均较差; 岩石颜色多以氧化色为主, 粒度以中砾、细砾为主, 偶见泥裂(图 3)。从剖面特征分析, 沿着主水流方向, 砾岩、砂砾岩粒度逐渐变细, 如位于上游的钻井岩心显示砾石粒度较大(图 3-c), 而位于下游的岩心粒度较细(图 3-d)。

图 3

Fig.3

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	图 3 准噶尔盆地上乌尔禾组扇三角洲平原亚相岩心特征 a—K40井, 3340 m, 褐色块状中砾岩; b—C45井, 2952 m, 褐色砂质细砾岩; c—J42井, 2834 m, 褐色砾岩, 砾石含量多, 且砾石粗大, 杂乱堆积; d—J205井, 3920 m, 灰白色砾质砂岩, 砾石含量少; e—M8井, 3720 m, 褐色砾岩, 混杂堆积; f—M8井, 3720 m, 棕色泥岩, 泥裂Fig.3 Core characteristics of fan delta plain subfacies of the Upper Urho Formation in Junggar Basin

扇三角洲前缘亚相较扇三角洲平原亚相而言, 粒度较细, 多发育河流冲刷面和交错层理, 显示水下分流河道的特征。前缘水下分流河道是位于冲积扇上的辫状河延伸入湖而成。岩性主要为灰色泥岩夹灰色砾岩、砂砾岩及砂岩, 一般底部可见冲刷及交错层理(图 4-a, 4-b, 4-c, 4-d), GR测井曲线显示复合齿状钟型或箱型(图 2-b)。此外在扇三角洲前缘亚相还可见重力流沉积特征, 可见砾石直立现象, 且砾石含量较多, 大小不一(图 4-e, 4-f)。

图 4

Fig.4

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	图 4 准噶尔盆地上乌尔禾组扇三角洲前缘亚相岩心特征 a—J42井, 2826 m, 砂质砾岩, 交错层理; b—K40井, 3520 m, 砂质砾岩, 交错层理; c—C45井, 3210 m, 砂质砾岩, 交错层理; d—M13井, 3157 m, 砂质砾岩, 交错层理; e—42井, 2842 m, 泥质中粗砾岩, 砾石多、粒度粗、多呈直立状态; f—J42井, 2837 m, 泥质中粗砾岩Fig.4 Core characteristics of fan delta front of the Upper Urho Formation in Junggar Basin

辫状河三角洲相主要发育于盆地东部坡度较缓的地区, 主要有辫状河三角洲平原亚相和辫状河三角洲前缘亚相。辫状河三角洲的供源体系为辫状河, 是由山间辫状河入湖而成, 发育于浪基面以上。

辫状河三角洲平原亚相在研究区发育广泛, 岩心上可见大型槽状交错层理砂砾岩(图 5-a)和褐色泥岩互层(图 2-c), 显示为氧化环境; 发育底部滞留沉积、冲刷面(图 5-b)、斜层理(图 5-c)等沉积构造, 显示较为强烈的牵引流作用。

图 5

Fig.5

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	图 5 准噶尔盆地上乌尔禾组辫状河三角洲相岩心特征 a—F10井, 3940 m, 砂砾岩, 大型槽状交错层理; b—S14井, 3162 m, 砂质细砾岩, 发育冲刷面; c—S14井, 3165 m, 砂砾岩, 发育斜层理; d—S14井, 3160 m, 细砾岩, 发育粒序层理, 砾石长轴方向顺层发育; e—S14井, 3118 m, 细砾岩, 具冲刷面、斜层理; f—F10井, 3920 m, 灰色泥岩Fig.5 Core characteristics of braided river delta facies in the Upper Urho Formation, Junggar Basin

辫状河三角洲前缘亚相的岩性主要为水下分流河道的灰色细砾岩、砂岩, 以及支流间湾的灰色泥岩等(图 2-d)。水下分流河道可见底部滞留沉积和交错层理、斜层理, 分选较差。局部见反映洪水重力流的粒序层理(图 5-d, 5-e)。

GR曲线呈现复合齿状钟型或箱型(图 3-d), 显示了辫状河水道多次改道的特点。支流间湾位于水下分流河道间相对低洼的地区, 与浅湖—半深湖相通, 以灰色泥岩沉积为主(图 5-f)。

1)滨浅湖滩坝相及特征。准噶尔地区上乌尔禾组还发育滩坝相, 岩性主要为灰色砂砾岩, 质纯、分选好(图 6-a, 6-e), 发育交错层理(图 6-b, 6-d); 镜下薄片显示其分选和磨圆很好, 含油性也较好(图 6-c, 6-f, 6-g)。如金206井上乌尔禾组(4071.16~4078.18 m)发育的砾质滩坝为厚层砾岩夹中薄层砂岩、粉砂岩。砂岩呈灰色, 发育低角度交错层理和脉状层理, 为浪成波痕的产物, 砾石磨圆度高、分选好, 杂基含量低, 呈支撑砾岩结构和多级颗粒支撑结构, 且支撑砾岩与多级支撑砾岩层交替出现, 表现出强烈的储层非均质性, 岩心断面显示支撑砾岩砾石间杂基极少(图 7)。

图 6

Fig.6

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图 6 准噶尔盆地上乌尔禾组滩坝相、滨浅湖相沉积特征 a—KT2井, 4600 m, 灰色砂岩; b—KT2井, 4606 m, 灰色砂岩, 层理发育; c—KT2井, 4672 m, 砂岩, 含油性好; d—S16井, 4660 m, 灰色砂岩; e—KT2井, 4805 m, 灰色泥岩, 水平层理; f—S2井, 1760 m, 灰色泥岩, 水平层理; g—D8井, 3600 m, 灰色泥岩, 水平层理; h—KT2井, 4680 m, 砂岩; i—KT2井, 4606 m, 砂岩, 分选和磨圆好, 含油, (-); j—S16井, 4720 m, 砂岩, 分选和磨圆好, 含油, (-); k—M13井, 3455 m, 砂岩, 分选和磨圆好, 含油, (-)Fig.6 Sedimentary characteristics of beach and bar facies and shallow lake facies of the Upper Urho Formation in Junggar Basin

图 7

Fig.7

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	图 7 上乌尔禾组J206井砾质滩坝沉积岩心照片 深度4071.16~4078.18 mFig.7 Core photos in Well J206 of the Upper Urho Formation, reflecting the sedimentary characteristics of beach and bar

2)滨浅湖和半深湖泥岩及特征。盆地边缘地区发育滨浅湖相褐色和紫色泥岩, 而西部的玛湖凹陷(图 6-h)、沙湾凹陷(图 6-i)和盆地东部的阜康凹陷(图 6-j, 6-k)等, 具广泛发育半深湖灰色泥岩, 显示水下静水还原环境, 可见水平层理(图 6-i, 6-j, 6-k)。

古气候的干旱与潮湿对扇(辫状河)三角洲的沉积发育至关重要。在干旱条件下, 植被稀少, 水土流失大, 使得雨后多阵发性的洪水-泥石流, 物源供给量多且供给速率大, 易形成粗粒沉积为主的扇三角洲; 而在潮湿气候条件下, 水道长期稳定发育, 易形成辫状河三角洲(邹志文等, 2021)。

常用Sr、 Cu含量以及Sr/Cu、 Mg/Ca、 FeO/MnO、Al₂O₃/MgO、SiO₂/Al₂O₃值来判断古气候环境。沉积岩中SiO₂/Al₂O₃值可以反映沉积时的气候特点, 因为在潮湿的气候条件下, 化学风化作用强烈, SiO₂遭受搬运迁移, 而Al₂O₃大量富集, 因而相应的SiO₂/Al₂O₃值就会变小。研究区样品中的SiO₂/Al₂O₃值均小于4(邹志文等, 2021), 表明上乌尔禾组沉积时期为潮湿古气候环境, 上乌尔禾组岩心中发现有多种植物化石, 亦指示潮湿的古气候环境, 与地球化学分析结果相吻合。

准噶尔盆地上乌尔禾组沉积于盆地断拗转换的关键时期, 在强烈的构造作用改造下虽然盆地内地形趋缓, 但周围山体仍然隆升较高, 物源区剥蚀作用强烈, 为准噶尔盆地提供了充足的物源; 由于山体隆升较高, 母岩区风化剥蚀形成的沉积物在重力的作用下更容易到达湖盆。山体隆升为砾岩直达湖盆提供了充足的势能(图 1-b)(高崇龙等, 2016)。

在盆地推覆挤压过程中, 盆地内各推覆单元之间形成了剪切走滑断裂, 这些断裂长期稳定发育, 形成了向盆地输送物源的稳定山口通道, 如中拐—车排子扇三角洲、克拉玛依扇三角洲和黄羊泉扇三角洲, 分别是红车推覆带、克乌推覆带和乌夏推覆带之间相互剪切走滑断裂形成的水系携带沉积物堆积而成(匡立春等, 2022)。

准噶尔盆地边缘坡度较陡, 盆地内部坡度较缓(图 8-a, 8-b), 沉积物由河流从山间搬运入湖的时候, 在湖泊边缘受到湖水的顶托作用, 砂砾质碎屑发生卸载沉积, 形成扇三角洲平原亚相。因为盆地内部坡度角较小, 上乌尔禾组沉积时期湖盆水体较浅, 在此背景下, 有利于沉积物向前搬运, 在山高源足的背景之下, 沉积物沿坡快速向盆地中心推进, 为形成大型扇三角洲长距离搬运创造了有利地形条件。此时期形成的扇(辫状河)三角洲前缘砂砾岩厚度超200 m以上, 延伸距离近百千米。

图 8

Fig.8

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	图 8 准噶尔盆地西部和东部上乌尔禾组沉积相剖面图 a—准噶尔盆地西部上乌尔禾组550井-B255井-J42井-K9井-K82井-K301井-J206井-J205井连井沉积相剖面图(剖面位置见图 1-a, AA’ ); b—准噶尔盆地东部上乌尔禾组S14井-S3井-S6井-S8井-S2井连井沉积相剖面图(剖面位置见图 1-a, BB’ )Fig.8 Sedimentary facies profiles of the Upper Urho Formation in western and eastern Junggar Basin

上乌尔禾组沉积时期, 准噶尔盆地沉积面积达5×10⁴~6×10⁴ km², 其西北缘的玛湖凹陷及其周缘地区面积也近1×10⁴ km², 盆地坡度介于2.86°~0.84°之间。巨大的湖盆不仅为大面积的砂体沉积提供了足够的可容纳空间, 而且为风成沉积提供了条件, 长吹程造成强烈的波浪作用, 为滩坝砂砾岩体发育创造了条件。

上乌尔禾组沉积时期, 湖平面持续上升, 盆地处于持续的湖侵背景(图 8-a, 8-b)形成了扇(辫状河)三角洲前缘-滩坝复合砂砾岩体。初始沉积时, 首先在B255井以东(图 8-a)和S8井以西(图 8-b)靠近凹陷中心的坡折平台上形成扇(辫状河)三角洲前缘-滩坝复合砂砾岩体, 随着水体的加深, 沉积物不能都完全达到凹陷中心, 而是在更上一级的坡折平台上沉积形成扇(辫状河)三角洲前缘-滩坝复合砂砾岩体, 持续湖侵使得沉积物逐渐由沉积中心向湖盆边缘退积, 形成湖盆早—中期的复合砂砾岩体。

从准噶尔盆地西部和东部的连井沉积相对比剖面图(图 8)以及准噶尔盆地乌二段砂地比等值线图(图 9)可看出, 准噶尔盆地上乌尔禾组沉积时期, 湖水逐渐加深, 湖域面积逐渐扩大, 总体上发育扇三角洲相、辫状河三角洲相与滩坝相。从乌一段至乌三段, 盆地发育了退覆式扇(辫状河)三角洲-滩坝复合砂砾岩体。乌一段沉积厚度大, 靠近凹陷中心分布, 盆地西部陡坡带主要发育扇三角洲平原亚相、扇三角洲前缘亚相及滩坝相, 分布在B255井以东(图 8-a); 盆地东部缓坡带主要发育辫状河三角洲平原亚相、辫状河三角洲前缘亚相和滩坝相, 分布在S8井以西(图 8-b); 乌二段沉积时期水体逐渐加深, 湖盆面积扩大, 扇(辫状河)三角洲前缘-滩坝复合砂砾岩体沉积位置向岸线迁移, 退覆式叠置在前期砂体之上, 如盆地西部的扇三角洲退覆到550井与K301井之间, 滩坝主要在K82井、K301井、J206井和J205井之间发育; 而盆地东部的辫状河三角洲退覆到S3井与S30井之间及其以东地区, 滩坝主要在S14井和S6井之间及其以西地区发育。由于此时可容空间很大, 砂体厚度减薄、分布广, 多呈席状; 乌三段沉积时期, 湖盆面积持续扩大, 湖平面继续上升, 该时期以深湖、半深湖相泥岩沉积为主, 扇(辫状河)三角洲前缘-滩坝复合砂砾岩体仅分布在盆地的边部, 如盆地西部的扇三角洲退覆到550井与K9井之间, 滩坝主要在K301井、J206井和J205井之间发育; 而盆地东部的辫状河三角洲退覆到S2井以东地区, 滩坝主要在S3井和S8井之间发育。由于后期剥蚀, 多数地区仅残余湖相泥岩(图 8; 图 10-c)。

图 9

Fig.9

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	图 9 准噶尔盆地上乌尔禾组二段砂地比等值线图Fig.9 Contour map of sand-to-formation ratio of the Member 2 of Upper Urho Formation in Junggar Basin

图 10

Fig.10

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	图 10 准噶尔盆地上乌尔禾组各段沉积相图 a—上乌尔禾组一段沉积相图; b—上乌尔禾组二段沉积相图; c—上乌尔禾组三段沉积相图Fig.10 Sedimentary facies maps of each member of the Upper Urho Formation in Junggar Basin

乌一段沉积时期, 物源供应充足, 湖盆面积较小, 沉积的砂砾岩体较厚, 延伸距离近, 且由于湖平面较低, 此时莫索湾凸起(M1、P8井区)没有被淹没, 在M9井以北及吉木萨尔地区的2个小型湖盆独立发育。该时期盆地西侧主要发育扇三角洲相, 包括扇三角洲平原亚相和扇三角洲前缘亚相, 从南向北依次发育车排子(S2、C45井区)、中拐、克拉玛依等5个大型扇三角洲(图 10-a); 而湖盆中部及湖盆东侧则主要发育辫状河三角洲, 包括辫状河三角洲平原亚相和辫状河三角洲前缘亚相(图 10-a), 在莫索湾以西地区从北往南依次发育了5个辫状河三角洲, 在莫索湾以东地区, 从西往东依次发育了11个辫状河三角洲。由于湖浪的淘洗作用, 在扇三角洲和辫状河三角洲的前缘之上及前缘的前端发育了15个条带状或月牙状的滩坝相, 此外在物源供应少或物源延伸不到的地方, 主要发育有滨浅湖和半深湖相。

乌二段沉积时期, 物源持续供应, 湖盆水体加深, 湖盆面积增加, 沉积的砂砾岩体规模变大, 此时不仅莫索湾凸起(M1、P8井区)被淹没, 沉积了浅湖相, M9井以北及吉木萨尔地区的独立湖盆也与整个湖盆连成一片。该时期湖盆西侧仍主要发育扇三角洲相, 包括扇三角洲平原亚相和扇三角洲前缘亚相, 从南向北依次发育车排子(S2、C45井区)、中拐、克拉玛依等5个大型扇三角洲(图 10-b), 与乌一段相比, 该时期沉积的扇三角洲相厚度相对较小, 但平面延伸范围较乌一段相对较广。湖盆中部及湖盆东侧仍主要发育辫状河三角洲相, 包括辫状河三角洲平原亚相和辫状河三角洲前缘亚相, 从西往东围绕湖盆依次发育了23个辫状河三角洲(图 10-b)。该时期辫状河三角洲亚相的沉积特征与乌一段相比, 不再以厚层块状砂体为主, 平面上扇三角洲平原亚相和辫状河三角洲平原亚相分布范围广, 向湖延伸远, 剖面上以砂泥交互形态为主(图 8)。

与乌一段沉积时期相比, 乌二段沉积环境展布特征主要有2点区别: 一是该时期湖盆面积增大, 将乌一段时期湖盆北部和湖盆东部的孤立水体连接起来, 形成了一整个大的湖盆; 二是该时期由于水体加深, 湖岸线向陆迁移, 扇三角洲和辫状河三角洲沉积规模增大。且该时期, 由于湖侵作用造成的湖浪改造作用加强, 滩坝仍然发育, 在扇三角洲和辫状河三角洲的前缘之上及前缘的前端发育了11个条带状或月牙状的滩坝((图 10-b)。

乌三段沉积时期, 湖侵作用增强, 湖盆面积进一步扩大, 沉积范围向西超越了中拐地区, 向北接近三个泉与滴水泉地区, 向东超越了吉木萨尔。该时期由于水体深度达到最大, 范围最广, 在乌二段沉积扇三角洲前缘与辫状河三角州前缘的位置沉积了浅湖相, 因而湖盆内广泛发育湖泛泥岩(图 10-c)。与乌一段、乌二段沉积时期不同, 乌三段砂体沉积范围最小, 这是由于后期盆地的隆升和剥蚀作用, 将扇三角洲与辫状河三角州平原的大部分区域都剥蚀掉了, 仅在盆地西部围绕湖岸线的范围内残留了6个小型扇三角洲砂体, 在盆地中部及东部围绕湖岸线的范围内残留了12个小型辫状河三角洲砂体。残留的扇三角洲与辫状河三角洲砂体多呈小的朵叶状。该时期, 滩坝仍然发育, 在西部扇三角洲前缘之上及前缘的前端发育了3个条带状或月牙状的滩坝, 在东部的辫状河三角洲前缘之上及前缘的前端发育了3个条带状或月牙状的滩坝(图 10-c)。

上乌尔禾组沉积时期, 盆地在整体平缓的背景下, 发育了古凹槽, 古凹槽的演化控制着扇(辫状河)三角洲前缘-滩坝复合砂砾岩体的展布。乌一段沉积时期, 古凹槽地貌明显, 如在盆地东部的M8、D8、F10井区(图 11-a) 与盆地西部的C45、M014、M1井区(图 11-b)发育了明显的古凹槽, 且湖平面很低, 可容空间较小, 砂体主要集中在古凹槽底部沉积, 形成厚层块状复合砂砾体。乌二段沉积时期, 由于湖平面上升, D10井所在的滴南凸起、S8井所在白家海凸起(图 11-a)以及K40井所在的中拐凸起逐渐被淹没, 可容空间增加, 且沉积体逐渐向凸起上超覆, 形成薄层席状复合砂砾体。乌三段段沉积时期, 由于湖平面进一步上升, 所有这些凸起完全被淹没, 岸线和物源推到远处, 原来凹槽处物源难以到达, 此处仅形成厚层泥岩盖层和透镜状滩坝砂体, 如在M8井、D10井、D8井、S8井、 K40井、M014井等井的乌三段钻遇了滨浅湖泥夹滩坝砂体(图 11-a, 11-b)。

根据上述研究和分析, 总结得出研究区上乌尔禾组沉积模式图(图 12)。其特点如下:

图 12

Fig.12

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	图 12 准噶尔盆地上乌尔禾组沉积模式 a—上乌尔禾组三段古地貌控制沉积体系; b—上乌尔禾组二段古地貌控制沉积体系; c—上乌尔禾组一段古地貌控制沉积体系Fig.12 Sedimentary model of the Upper Urho Formation in Junggar Basin

在纵向上, 从乌一段至乌三段, 水深逐渐增加, 湖盆面积逐渐变得广阔, 砂体厚度逐渐减薄, 沉积粒度逐渐变细。乌一段扇(辫状河)三角洲前缘-滩坝复合砂砾岩体厚度大, 粒度粗, 延伸距离近; 乌二段扇(辫状河)三角洲前缘-滩坝复合砂砾岩体厚度减薄, 多呈砂泥间互沉积, 粒度变细; 乌三段主要发育滨浅湖、半深湖泥沉积, 砂体数量少, 多呈透镜状。

在横向上, 乌一段和乌二段扇(辫状河)三角洲前缘-滩坝复合砂砾岩体分布规模较大。乌一段砂体主要分布在凹槽处, 粒度较粗, 延伸距离近(图 12-a); 乌二段沉积时期, 由于湖平面上升, 凸起逐渐被淹没, 可容空间增加, 但物源仍然充足, 因此扇(辫状河)三角洲前缘延伸距离远, 形成大规模分布的、薄层状复合砂砾岩体(图 12-b)。乌三段沉积时期, 由于湖平面进一步上升, 凸起完全被淹没, 岸线和物源推到远处, 原来凹槽处物源难已到达, 砂体在数量和发育面积上均大幅减小, 形成厚层泥岩盖层和透镜状滩坝砂体(图 12-c)。

扇(辫状河)三角洲属于“湖—陆过渡沉积体系”, 扇(辫状河)三角洲前缘不仅在河水的作用下发育分流河道砂砾岩体, 在湖水的顶托下发育河口坝砂砾岩体, 还在波浪的改造下发育沿岸滩坝砂砾岩体, 这些不同时期的分流河道、河口坝和沿岸滩坝砂砾岩体交织叠加在一起, 形成了扇(辫状河)三角洲前缘-滩坝复合砂砾岩体(纪友亮等, 2013, 2016)。

准噶尔盆地乌尔禾组沉积时期, 发育了数量众多的扇三角洲和辫状河三角洲砂砾岩体, 湖浪的改造, 在扇三角洲和辫状河三角洲前缘部位或前缘的前端形成了平行于岸线分布的滩坝(图 10)。湖浪的强度与坡度和风的吹程有关, 盆地内部整体坡度不大, 盆地面积广, 风的吹程大, 因此湖浪作用强。但在不同的地区, 地形坡度有所变化, 在地形平坦处, 水体太浅、波浪作用不强、河流作用为主, 发育扇(辫状河)三角洲分流河道和河口坝砂砾岩体; 在较陡的缓坡处, 湖浪作用强, 扇(辫状河)三角洲分流河道砂砾岩体和河口坝砂砾岩体被波浪改造, 形成沿湖岸分布的滩坝砂砾岩体。

正常浪基面至岸线(洪水面)之间的滨岸环境是滩坝潜在的发育空间, 岸线决定着滩坝向陆方向的极限位置, 浪基面则决定了滩坝向海(湖)方向发育的极限位置。由于周期性气候变化影响造成的相对湖平面变化, 导致湖岸线发生相应的进退。滩坝的展布范围取决于岸线的迁移幅度, 岸线的迁移幅度取决于地形和湖平面的升降幅度(姜在兴等, 2015, 2017, 2020)。坡度缓、水平面升降幅度大, 则岸线的迁移幅度大, 滩坝展布范围广; 反之, 滩坝展布范围窄。在乌尔禾组沉积时期, 湖平面整体持续上升的背景下, 湖平面高频变化, 岸线的迁移导致滩坝的迁移, 形成了多期扇(辫状河)三角洲前缘-滩坝复合砂砾岩体(图 13)。

图 13

Fig.13

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	图 13 湖平面变化控制的辫状河(扇)三角洲前缘-滩坝复合砂砾多旋回沉积模式Fig.13 Multi-cycle depositional model of braided river(fan)delta-beach-bar composite sands controlled by lake level changes

滩坝相在准噶尔盆地西部和盆地东部均有发育, 以盆地东部发育较多, 主要叠置在扇三角洲和辫状河三角洲前缘之上及在前缘的前端独立分布。其总体特征表现为: (1)侧向上超, 为湖进退积砂砾岩(图 8; 图 13); (2)横向上平行于湖岸成连续或不连续的带状分布, 垂直岸线方向分布宽度局限、厚度变化快(图 10); (3)垂向上叠合, 为多期次湖进退积叠覆形成(图 8; 图 13)。