阿瓦提凹陷三叠系顶底分别对应T8-2和Tg共2个地震反射界面, 根据地震反射界面追踪, 通过井震联合对比, 可以在地震剖面上识别出三叠系的横向变化关系。三叠系内部可识别出SB1-SB8等8个较明显的层序界面(图 2)。地震剖面上可见三叠系底界面SB1(Tg)明显削蚀下伏地层, 并向北超覆尖灭, 为区域性角度不整合界面; 三叠系顶界面SB8被上覆白垩系底界面(T8-2)削蚀, 并向南削蚀尖灭, 为区域性角度不整合界面; 内部的SB6界面代表了克拉玛依组与俄霍布拉克组界面。

图 2

Fig.2

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	图 2 过丰南1-沙南1井的AN06-L1地震剖面层序划分 对比(剖面位置见图 1)Fig.2 Sequence division and comparison of AN06-L1 seismic profile from Well FN 1 to SN 1(profile seen in Fig.1)

三叠系层序界面上下有明显的岩性和电性变化, 界面之下一般为高位体系域的泥岩和砂岩, 之上为低位体系域的砂岩和砂砾岩。电性上, 在层序界面上下的自然伽马曲线和电阻率曲线有明显突变。同时, 层序界面还表现为沉积结构的转换面, 具有明显的岩性和沉积序列结构的突变。

在地震层序格架下, 根据钻井层序地层研究, 阿瓦提凹陷三叠系可划分为7个层序(图 3), 相当于Vail等(1977)划分的三级层序。俄霍布拉克组可分为5个层序(SQ1— SQ5), 从北向南增厚。克拉玛依组可分为2个层序(SQ6— SQ7), 在丰南1井尖灭, 被白垩系和古近系削蚀。

图 3

Fig.3

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	图 3 塔里木盆地阿瓦提凹陷三叠系层序地层划分与对比Fig.3 Sequence division and correlation of the Triassic in Awati sag, Tarim Basin

各层序具有“ 下粗上细” 的“ 二元” 层序结构(吴嘉鹏等, 2014), 自下而上由低位体系域(LST)、湖侵体系域(TST)和高位体系域(HST)组成(图 4), 个别层序只有低位体系域和湖侵体系域, 缺失高位体系域。不同体系域的砂泥岩互层, 构成多套储盖组合。体系域的划分主要依据是准层序与准层序组以及沉积微相的纵向变化。低位体系域代表了层序最底部的沉积体, 是湖平面位于最低时的沉积物。湖侵体系域代表了层序中部的沉积体, 是初始湖泛面之上到最大湖泛面之间的沉积。高位体系域代表了层序上部的沉积体, 是湖平面下降时期的一套沉积物。

图 4

Fig.4

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	图 4 塔里木盆地阿瓦提凹陷三叠系层序和体系域类型 A— 丰南1井; B— 胜利1井; C— 阿满2井Fig.4 Triassic sequence and system tract types in Awati sag, Tarim Basin

分布于阿瓦提凹陷西北端阿参2井和沙南1井一带, 发育在俄霍布拉克组上段。沙南2井见有扇三角洲前缘亚相沉积, 邻近沙井子断裂带, 属于陡坡带靠山型扇三角洲(吴崇筠和薛叔浩, 1993; 陈景山等, 2007)。微相主要为辫状分流河道和水下重力流微相。向扇三角洲的近源方向(即阿参2井方向), 重力流沉积增多, 相反, 向扇三角洲边缘, 河口坝沉积增多。推测北西方向应存在有扇三角洲平原亚相。根据沙南1井6100~6108.25 m岩心观察和岩心柱状图(图 5), 从自然伽马曲线特征看, 总体上为一进积型扇三角洲相。以下为扇三角洲前缘亚相的微相类型:

图 5

Fig.5

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	图 5 塔里木盆地阿瓦提凹陷沙南1井三叠系精细沉积相与层序分析柱状图Fig.5 Detailed sedimentary facies and sequence analysis histogram of the Triassic in Well SN 1 in Awati sag, Tarim Basin

1)辫状分流河道微相。由灰绿色砂砾岩、砾质砂岩、含砾中粗粒岩屑砂岩组成多个下粗上细的正粒序韵律结构, 发育板状交错层理(图 6-b), 有的含油为油浸砂砾岩(图 6-a)。砾石成分有石英、变质岩和火山岩等, 呈次圆状, 砾径一般为0.5~0.8 cm, 大者达1.7 cm, 分布不均, 每个半旋回的底部(图 6-c), 砾石常集中成砂砾岩透镜体, 大致平行层理分布, 但总的趋势是向上减少变小(图 6-d)。

图 6

Fig.6

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图 6 塔里木盆地阿瓦提凹陷三叠系典型沉积特征 a— 沙南1井, 油浸含砾粗砂岩, 6100.2 m; b— 沙南1井, 6106.9 m, 中细砂岩, 板状交错层理; c— 沙南1井, 油浸含砾砂岩, 6106.6 m; d— 沙南1井, 砾岩, 砾石向上变小, 6105.4 m; e— 沙南1井, 6102.6 m, 细砂岩夹薄层泥岩; f— 沙南1井, 油浸砂砾岩, 6100.2 m; g— 沙南1井, 灰绿色中粗粒砂岩, 6104.8 m; h— 沙南1井, 6106.7 m, 泥质粉砂岩, 层面含云母片; i— 沙南1井, 灰绿色泥岩夹粉砂岩条带, 6102.3 m; j— 胜利1井, 4659.02 m, 含泥砾中粗粒岩屑砂岩; k— 胜利1井, 4659.07 m, 含泥砾中粗粒砂岩, 冲刷面; l— 胜利1井, 4855.47 m, 中粗粒岩屑砂岩, 楔状交错层理, 钙质团块; m— 胜利1井, 4663.77 m, 含泥砾砂岩, 反粒序; n— 沙南1井, 6108.1 m, 中粗砂岩, 平行层理; o— 胜利1井, 4855.82 m, 中粗粒岩屑砂岩, 楔状交错层理; p— 满西1井, 3482.8 m, 中粗粒岩屑砂岩, 正粒序; q— 满西1井, 3588 m, 粉砂质泥岩, 水平层理; r— 胜利1井, 4909.87 m, 泥质粉砂岩, 水平层理; s— 胜利1井, 4910.27 m, 粉砂质泥岩, 透镜状层理; t— 胜利1井, 4909.17 m, 粉砂岩, 层面见植物碎片; u— 胜利1井, 4660.57 m, 砂岩层面见芦木化石; v— 满西1井, 3591 m, 泥质粉砂岩, 水平层理; w— 满西1井, 3588 m, 泥质粉砂岩, 层间滑动构造Fig.6 Typical sedimentary characteristics of the Triassic in Awati sag, Tarim Basin

2)水下重力流微相。在此岩性段的顶部, 浅褐色砾质粗粒岩屑砂岩、含砾粗粒岩屑砂岩中, 砾石含量明显增多(图 6-f), 达30%~40%, 分布杂乱, 极不均匀, 分选较差, 砾径相差甚大, 一般为1~1.5 cm, 最大者达4 cm× 2.5 cm× 1.5 cm, 小者仅0.4~0.5 cm, 次圆状, 具有水下重力流沉积特点(图 6-g)。

辫状河三角洲平原亚相: 主要见于丰南1井俄霍布拉克组下段和阿参2井克拉玛依组下段, 微相主要是辫状分流河道, 岩性由杂色、紫褐色、褐色、灰色砂砾岩、含砾砂岩及岩屑砂岩组成, 自然伽马曲线呈加积型的齿化箱型(丰南1井)和退积型的齿化钟型(阿参2井)。其间为分流间湾微相的杂色泥岩夹深灰色、灰黑色碳质泥岩、煤线, 自然伽马曲线呈齿状或尖齿状。辫状河三角洲前缘亚相: 主要见于北部的胜利1井、东部的阿满2井、满西2井等, 发育水下分流河道、河口坝、远沙坝、席状砂和分流间湾等微相。阿满2井4194~4094 m可见退积型沉积序列, 一般发育于不整合面(或假整合面)之上的初次湖侵期; 加积型(如满西2井3688~3595 m)和不明显的进积型(如阿满2井3963.5~3806 m), 反映了湖水退缩期的沉积。

1)水下分流河道微相。岩性主要为灰色、灰褐色、棕色小砾岩、砂质砾岩、含砾细粒岩屑砂岩、细粒岩屑砂岩等(阿满2井)。胜利1井主要由灰色含泥砾中— 细粒岩屑砂岩和绿灰色细粒岩屑砂岩组成, 泥砾呈深灰色, 大多呈扁平透镜体顺层分布, 底部见冲刷面(图 6-j, 6-k), 发育楔状交错层理(图 6-l)。满西1井俄霍布拉克组也有发育(图 6-p), 有的砂岩中可见植物化石碎片(图 6-t, 6-u)。

2)河口坝微相。在胜利1井4856.82~4855 m取心段发育明显, 自下而上由浅灰色中细粒岩屑砂岩、中粒岩屑砂岩、中粗粒岩屑砂岩和含泥砾粗砂岩组成反粒序(图 6-l, 6-o)。岩石成分含钙质, 见生物潜穴、生物扰动构造和楔状交错层理等, 自然伽马曲线呈漏斗型。在沙南1井6100~6108.25 m取心段, 河口坝微相自下而上由灰绿色细— 中粗粒岩屑砂岩和含砾不等粒砂岩组成, 也具有反粒序特征(图 6-n)。砾石成分有石英、浅色酸性火山岩等, 向顶部含量10%左右, 砾径一般为2~3 mm, 个别达4~5 mm, 呈次圆状, 分选中等— 较好, 可见小型楔状交错层理(图 6-n)。

3)远沙坝微相: 位于河口坝的末端, 粒度更细。胜利1井4909~4910 m的远沙坝岩性由粉砂岩— 细粒岩屑砂岩组成, 具反粒序特征, 可见楔状交错层理及生物扰动构造, 层面上见云母和植物碎片顺层分布(图 6-t)。对应的自然伽马曲线呈缓的小齿状, 略显漏斗型。在沙南1井6100~6108.25 m取心段, 远沙坝微相由绿灰色极细粒— 粗粉砂岩组成, 分选较好, 可见平行层理和低角度交错层理(图 6-h)。

4)席状砂微相: 一般为河口坝等砂体被较强的波浪改造, 发生横向迁移并连成片。一般为粒度较细的砂岩、粉砂岩和浅湖相泥岩互层, 颗粒分选性和磨圆度较好, 垂向上呈反粒序或均质。在沙南1井6107.02~6107.22 m岩心见到和远沙坝相连, 由绿灰色极细粒— 粗粉砂岩组成, 分选好, 其间云母碎片聚集顺层分布(图 6-e, 6-i)。

滨浅湖亚相: 分布较广泛, 主要为泥岩、粉砂质泥岩和泥质粉砂岩、粉砂岩及少量细砂岩的不等厚互层, 可分为滨浅湖泥、滨湖滩坝和滨湖沼泽3个微相。半深湖亚相, 可分为半深湖泥和水下浊扇2个微相。

1)滨浅湖泥微相: 由灰色、绿灰色及棕红色、棕褐色等泥岩、粉砂质泥岩组成(图 6-e, 6-i, 6-s), 自然伽马曲线表现为小齿状夹小尖峰状。

2)滨湖滩坝微相: 一般夹于滨浅湖泥岩中的砂岩层, 表现为细砂岩、粉砂岩和泥岩的薄互层, 自然伽马曲线呈大齿状或尖齿状。可见厘米级韵律层理、波状层理、脉状层理和沙纹层理(图 6-r, 6-s), 泥岩层面见波痕。在适合的条件下, 可形成较厚的叠加型滩坝体, 砂体可达50%以上, 如沙南1井俄霍布拉克组上段(SQ4)最为发育, 自然伽马曲线既有漏斗型, 也有钟型。

3)滨湖沼泽微相: 一般由棕红色、褐色、深灰— 黑灰色泥岩夹粉砂岩、泥质粉砂岩、碳质泥岩及煤线构成, 岩石颜色不均匀, 灰色泥岩中可见炭屑。

4)半深湖泥微相: 主要由深灰色泥岩组成, 有时可见少量粉砂质泥岩和粉砂岩夹层。阿参1井水下分流河道之间夹有2.75 m厚的油页岩。周缘的满西1井3585~3593.6 m岩心为深灰色泥岩, 发育毫米级水平纹层, 表现为黑灰色泥岩和深灰色粉砂质泥岩纹层相间(图 6-q, 6-v), 可见滑动构造(图 6-w)。

5)水下浊积扇微相: 见于英买31井俄霍布拉克组底部, 该井4751.5~4766 m为半深湖微相的灰色、深灰色厚层泥岩, 夹有水下浊积扇微相的薄层杂色小砾岩层。小砾岩呈灰绿、红、灰色等杂色, 主要以泥屑和火山岩屑为主, 石英砾石和砂岩岩屑次之; 砾石直径为3~5 mm, 最大65 mm, 分选差, 次棱角状, 砂泥质胶结。

地层厚度约200 m, 砂体最厚的位于盆地南部, 厚度大于50 m, 砂地比大于0.5。北部胜利1井区和东北部砂体厚度较薄, 为10~30 m。凹陷腹地泥岩厚度100~160 m, 最大厚度位于阿满1井区一带。

SQ1时期沉积分布局限在凹陷中南部的丰南1井— 满西2井— 阿参1井区, 湖盆规模较小, 为湖盆形成初期。物源主要来自南部的巴楚隆起和东南部的塔中隆起, 南部边缘发育辫状河三角洲平原和前缘亚相, 湖盆中心位于凹陷北部地区, 以滨浅湖亚相为主(图 11-A)。SQ2沉积范围扩大, 遍及全区。南部和西部受盆缘断裂控制, 物源主要来自巴楚隆起和柯坪断隆, 沿断裂边缘发育多个辫状河三角洲相沉积。北部物源主要来自西北缘的温宿凸起和北部的塔北隆起, 发育辫状河三角洲前缘亚相和滨湖沼泽微相。阿满1井以北地区可能发育有半深湖环境, 在靠北部的英买31井还见到水下浊积扇, 其他地区以滨浅湖亚相为主(图 11-B)。

图 11

Fig.11

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	图 11 塔里木盆地阿瓦提凹陷三叠纪SQ1— SQ7时期的沉积古地理分布 A— SQ1; B— SQ2; C— SQ3; D— SQ4; E— SQ5; F— SQ6; G— SQ7; H— 位置图Fig.11 Sedimentary palaeogeography distribution of the Triassic SQ1-SQ7 period in Awati sag, Tarim Basin

据前人研究(唐开疆, 1993; 张希明等, 1995), 早三叠世早期湖水是从塔里木盆地西南部经塔中地区东部涌入塔北地区并逐渐扩大, 是三叠纪阿瓦提湖盆的初始形成阶段。该时期, 是在湖侵背景下, 湖盆经历了从形成到湖侵扩大的过程。

当时, 位于西南部的巴楚隆起和西北部的柯坪断隆经历了晚海西运动后, 强烈隆升, 遭受风化剥蚀; 而北部的塔北隆起尚处于沉积基准面或湖平面附近。因此, 陆源碎屑物主要来自南部和西部。沉积相带从南向北呈不对称带状发育。南部沉积充填主要为辫状河三角洲平原— 辫状河三角洲前缘— 滨浅湖亚相; 西北部受断裂控制发育陡坡带靠山型扇三角洲相沉积; 北部为滨湖沼泽微相— 辫状河三角洲前缘亚相— 滨浅湖亚相, 在东北部发育滨浅湖— 半深湖亚相。在周边物源区隆升初期, 风化剥蚀强烈, 陆源碎屑物充足而丰富, 物源区和沉积区距离不很远。因此, 发育的辫状河三角洲前缘砂体多为厚度大且分布广, 呈朵状或鸟足状。在湖侵过程中, 辫状河三角洲前缘常被湖相沉积覆盖, 呈退积型。整个湖盆呈南浅北深、西浅东深的特点。

地层厚度一般在200~300 m之间, 砂体厚度达100~150 m, 砂地比大于0.5, 最厚的位于凹陷西部和西南部、北部胜利1井区、东南部阿满2井区等, 反映了物源主体来自西部和西南部; 凹陷腹地砂岩厚度较薄, 泥岩厚度相对较大, 砂地比最小, 代表了湖盆的主体位置。

SQ3时期, 湖盆有所收缩, 物源主要来自西侧, 发育扇三角洲相、滨浅湖亚相和辫状河三角洲前缘亚相(图 11-C); 东南侧的塔中隆起开始扩大, 使得该区的阿满1井、阿满2井和满西2井缺失该层序。湖盆主体仍位于东部地区, 半深湖环境的范围也较SQ2收缩。SQ4时期, 湖盆范围又开始扩大, 物源除来自西南侧外, 还有来自西北侧、北部和东南侧, 形成多物源供源的辫状河三角洲相— 滨浅湖亚相环境。此时期, 西南侧的物源区向盆地推进扩展, 东南侧的塔中隆起已被湖水覆盖, 发育辫状河三角洲前缘亚相, 并一直延伸到阿满1井— 阿满2井区。东北部的塔北隆起有小范围向凹陷内扩大, 半深湖环境仍位于盆地东北侧(图 11-D)。SQ5时期, 湖盆范围又进一步扩大, 是三叠纪时期湖盆范围最大的时期(图 11-E)。物源主体来自西南侧的巴楚隆起, 并继续向凹陷内推进扩展, 其次是西北侧物源, 向凹陷内发育辫状河三角洲前缘亚相, 腹地主要是滨浅湖亚相环境。北部发育滨湖沼泽亚相, 半深湖环境仍位于盆地的东北一带。

该时期是湖盆的扩张发育鼎盛期。伴随着西部和西南部的物源区沉积物不断向湖盆推进填充, 湖水向北部和北东部扩展。在西部和西南部, 形成不断进积的扇三角洲相、辫状河三角洲平原和前缘亚相, 向北部和东北部形成滨浅湖— 半深湖沉积。

此阶段, 西南部和西部物源持续向盆地进积, 有不断增多的趋势, 辫状河三角洲前缘向盆内多呈狭长的鸟足状, 陆源碎屑以中细砂岩和粉砂岩为主。盆地北缘, 随着塔北隆起的抬升, 也开始向盆地提供陆源碎屑物, 出现零星分布的辫状河三角洲相。随着湖水不断向塔北隆起侵漫, 沉积地层向塔北隆起上超。之后隆起遭剥蚀夷平化, 向盆地提供的陆源碎屑物数量逐渐减少, 碎屑粒径变小。半深湖也逐渐向东北隅迁移缩小。

地层厚度0~375 m, 砂体普遍较薄, 为50~80 m, 砂地比为0.1~0.5, 凹陷腹地除阿参1井外, 其他广大地区砂岩厚度较薄, 一般小于20 m。凹陷腹地泥岩厚度普遍在200~300 m之间, 最大厚度仍位于阿满1井以北的东北区, 大于300 m, 北部斜坡区泥岩厚度为50~150 m。湖盆走向呈近东西向, 物源主体来自西南部和南部地区。

SQ6时期, 湖盆又开始收缩, 来自西南部和西北部物源的沉积物持续向凹陷推进, 辫状河三角洲平原亚相的范围不断扩大, 在西侧和南侧形成多个辫状河三角洲前缘亚相沉积。北部地势较缓, 发育有滨湖沼泽微相和辫状河三角洲前缘亚相。盆地东北侧发育有滨浅湖— 半深湖亚相环境(图 11-F)。SQ7时期, 湖盆中心向东部的塔中— 塔北地区迁移, 阿瓦提凹陷范围内的湖盆萎缩到最小, 主体为滨湖沼泽微相环境(图 11-G), 物源来自南部的巴楚隆起和塔中隆起。

该时期是湖盆的消亡期。湖盆延续早期呈继承性发展, 湖水向北东方向扩张。西南部的大量物源向盆内推进充填, 物源不断进积的结果造成湖盆迅速萎缩, 直至消亡。

此阶段, 巴楚隆起出现明显的构造隆升, 而阿瓦提凹陷南缘则相对沉降。南部物源的隆升为盆地提供了丰富的陆源碎屑, 使阿瓦提凹陷南缘形成了巨厚的沉积层(达300多米), 成了盆地局部的沉积中心。该时期形成的辫状河三角洲平原亚相的砂岩与之前相比, 碎屑粒径较粗, 分布面积大。前缘的朵状砂体, 在不断向北东进积作用下相互叠置, 厚度一般在40 m左右。之后, 北部塔北隆起西侧持续隆升, 进一步加速了湖盆中心向东迁移, 致使阿瓦提凹陷湖盆逐渐消亡。