层序界面在地震上常表现为强反射特征, 界面上下同相轴可见上超、下超、削截和顶超等地震反射终止关系, 同时地震反射的振幅、频率和连续性等属性也存在较大差异。过东部凹陷的南北向区域地震剖面A-A’ 显示, 北部凸起之上缺失Kedeni组沉积, Kedeni组地层厚度由北向南逐渐减薄, 在中央低凸带和东南部缓坡带与下伏地层呈不整合接触(图 3-a)。依据地震反射终止关系和地震相特征差异, 识别出3个三级层序界面(SB1、SB2和SB3)。SB1为SQⅠ 层序底界, 为Kedeni组与Mangara群地层分界线, 是区域性的不整合面, 也是盆地开始从断陷向坳陷转化的构造转换界面(高华华等, 2023), Kedeni组上超于该界面之上, 界面之下可见削截反射。界面上下表现为不同的地震波组特征, 界面之上地震同相轴为中— 高振幅、中连续性, 界面之下振幅及连续性都明显减弱。SB2为SQⅠ 层序顶界, 为Kedeni组内部的高连续、强反射同相轴, 全区可对比性较强, 界面之上多见上超反射。以SB2为界, Kedeni组上部地层主要响应于中频率、高振幅、中— 高连续性地震反射, 下部地层主要响应于中频率、中— 高振幅、中连续性地震反射。SB3为SQⅡ 层序顶界面, 为Kedeni组与Doba组地层界线, 是一组强地震反射波组的顶界, 上覆Doba组上超于界面之上, 界面上下地震反射特征差异明显, 上覆Doba组表现为高频率、中— 低振幅、中连续性特征, Kedeni组则频率降低、振幅明显增强(图 3-b, 3-c, 3-d)。

图 3

Fig.3

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	图 3 Doseo盆地东部坳陷Kedeni组层序界面地震特征(剖面位置见图 1)Fig.3 Seismic characteristics of sequence interface of the Kedeni Formation in Eastern Depression of Doseo Basin (sections position shown in Fig.1)

层序界面在测录井资料上常表现为岩性的突变、测井曲线值的大幅变化或曲线垂向叠置样式的转化。研究区内多井对比表明, SB1界面为岩相组合突变面。界面之下(Mangara群顶部)为厚层砂岩夹薄层泥岩, 地层砂地比高(可大于80%), GR曲线以箱型为特征; 界面之上岩性组合变为中厚层细砂岩与泥岩的互层, 砂地比降低(30%~60%), GR曲线以齿化箱型和齿化钟型为特征。SB2界面为旋回转换界面, 对应Kedeni组上部砂层组底部, 界面之下为向上砂岩逐渐增多的下降半旋回, 界面之上为砂岩逐渐减少的上升半旋回。SB3界面为Doba组与Kedeni组界线, 界面上下岩相组合存在差异, 界线之上Doba组为中薄层细砂岩、粉砂岩与泥岩频繁互层的特征, 界面之下 Kedeni 组为中厚层细砂岩夹中厚层泥岩特征(图 4)。

图 4

Fig.4

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	图 4 Doseo盆地东部坳陷Kedeni组层序界面钻井特征及多井对比Fig.4 Drilling characteristics of sequence interface and multi-well correlation of the Kedeni Formation in Eastern Depression of Doseo Basin

鉴于研究区二维地震资料品质, 初始湖泛面在地震资料上识别较为困难, 而最大湖泛面在地震上表现为一个强振幅、高连续的反射界面, 界面之上为下超接触关系, 在钻井上对应于较稳定的湖相泥岩发育段(图 3; 图 4), 故本文以最大湖泛面为界, 将低位体系域和湖侵体系域合并为一个单元, 高位体系域作为另一单元, 研究三级层序内沉积体系特征。

正常三角洲一般指远离物源区、发育于盆地地形较缓部位的三角洲(朱筱敏, 2020)。Kedeni组沉积时期, 研究区中央低凸带及东南部缓坡带地形较为平缓, 为发育此类三角洲提供了有利条件。取心井K-E101井岩性粒度较细, 以细砂岩、粉砂岩与暗色泥岩互层为特征, 可识别出多期冲刷面, 上部为含砾粗砂岩, 下部为细砂岩(图 5-a), 发育多种牵引流成因沉积构造, 如槽状交错层理、楔状交错层理、平行层理、波状层理等(图 5-b, 5-c, 5-d, 5-e), 并可见层内变形构造(图 5-f)。在1865.7 m处可见泥岩撕裂屑, 呈近顺层状分布(图 5-g)。

图 5

Fig.5

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图 5 Doseo盆地东部坳陷K-E101井Kedeni组正常三角洲典型岩心特征 a— 冲刷面, 细砂岩之上为含砾粗砂岩, 2343.5 m; b— 大型槽状交错层理细砂岩, 1861.2 m; c— 楔状交错层理细砂岩1861.7 m; d— 平行层理细砂岩, 1860.2 m; e— 波状层理细砂岩, 1863.2 m; f— 变形构造细砂岩, 1866.9 m; g— 含泥岩撕裂屑粉细砂岩, 1865.7 m; h— 脉状层理粉细砂岩, 1872.57 m; i— 透镜状层理粉细砂岩, 1872.97 m; j— 透镜状层理粉细砂岩, 可见小型滑塌变形构造, 1871.97 m; k— 块状 层理暗色泥岩, 2345.3 m; l— 纹层发育的暗色泥岩, 2348.5 mFig.5 Typical core characteristics of normal delta in the Kedeni Formation of Well K-E101 in Eastern Depression of Doseo Basin

向深水方向亦可见过渡型层理发育, 如脉状层理、透镜状层理等, 局部发生滑塌变形(图 5-h, 5-i, 5-j)。在第2、3次取心中泥岩较为发育, 为暗色质纯泥岩, 以水平层理和块状层理为主(图 5-k), 纹层发育(图5-l)。取心段砂岩与暗色泥岩突变接触, 反映水下沉积环境, 垂向上整体表现为由多个小型下粗上细正韵律叠置而成的复合正韵律, 单砂层厚度1~3 m, 垂向叠置可大于10 m, 形成于正常三角洲前缘环境, 并可识别出水下分流河道、支流间湾、河口坝及席状砂等沉积微相。岩心深度校正后, 取心段对应典型的测井相特征, 水下分流河道以箱型或齿化箱型为特征, 河口坝为漏斗型, 支流间湾为典型的泥岩基线段(图 6-a, 6-b)。

图 6

Fig.6

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	图 6 Doseo盆地东部坳陷Kedeni组取心段岩心垂向序列及测井相特征 a— K-E101井第1、2次取心; b— K-E101井第3次取心; c— Kb-2井第1次取心; d— Kb-2井第2、3次取心Fig.6 Vertical sequence and logging facies characteristics of core in the Kedeni Formation in Eastern Depression of Doseo Basin

中央低凸带及东南部缓坡带发育的三角洲具有浅水三角洲特征, 地震剖面显示, 缺少特征的三角洲顶积层、前积层和底积层三层结构, 主要响应叠瓦状前积地震相和隐性前积地震相, 由湖盆边缘向湖盆中心呈发散状展布(图 3)。三角洲前缘可进一步划分出内前缘和外前缘, 内前缘位于洪水面与枯水面之间, 外前缘位于枯水面和正常浪基面之间。由于水动力条件的不同, 内前缘和外前缘在钻井上可进行区分, 中央低凸带各钻井显示, 内前缘以河流作用为主导, 主要由水下分流河道和分流间湾微相组成, 水下分流河道砂体较连续, 垂向上表现为较厚层的河道砂体与暗色泥岩互层。而外前缘受到河流与波浪的共同作用, 主要包括了水下分流河道、分流间湾、河口坝和席状砂等微相, 水下分流河道规模变小, 连续性变差, 受波浪作用改造而席状化, 在垂向上表现为薄层河道砂体和席状砂与暗色泥岩互层。不同的微相组合导致单井砂地比的不同, 研究区Kedeni组内前缘段砂地比通常大于0.3, 而外前缘段砂地比一般在0.1~0.3之间(图 7)。

图 7

Fig.7

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	图 7 Doseo盆地东部坳陷Kedeni组连井沉积相剖面(a— 南北向剖面; b— 东西向剖面)Fig.7 Sedimentary facies sections of the Kedeni Formation in Eastern Depression of Doseo Basin

辫状河三角洲是由辫状河流进入海湖形成的相对粗粒三角洲(朱筱敏, 2020)。取心井Kb-2井位于研究区东北部, 岩性粒度较粗, 以砾岩、含砾砂岩与暗色泥岩为主, 发育冲刷面, 冲刷面之上为河道滞留沉积砾岩, 砾石为富成分且分选磨圆中等, 具有定向排列特征(图 8-a, 8-b)。含砾粗砂岩、中砂岩中广泛发育楔状交错层理, 砂岩与泥岩间可形成“ 砂冲泥” 式冲刷面(图 8-c, 8-d), 砂岩内可见顺层分布的扁平泥砾及变形构造(图 8-e, 8-f)。另外还可见波状层理粉砂岩及水平层理泥岩发育(图 8-g, 8-h)。取心段形成于辫状河三角洲前缘环境, 以水下分流河道微相砂岩为主, 同时也可识别出席状砂及河道间微相。三次取心垂向上均表现为小型正韵律的叠加, 单砂层厚度1~5 m, 垂向叠置可大于20 m。测井曲线以箱型为主要特征(图 6-c, 6-d)。

图 8

Fig.8

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	图 8 Doseo盆地东部坳陷Kb-2井Kedeni组辫状河三角洲典型岩心特征 a— 富成分砾岩, “ 砂冲砂” 界面, 2779.5 m; b— 楔状交错层理砾岩, 砾石定向排列, 2781.3 m; c— 楔状交错层理粗砂岩, 2776.9 m; d— “ 砂冲泥” 界面, 2934.1 m; e— 中— 粗砂岩中的顺层扁平泥砾, 2934.5 m; f— 变形构造中砂岩, 2948.0 m; g— 波状层理粉砂岩, 2781.9 m; h— 水平层理暗色泥岩, 2785.5 mFig.8 Typical core characteristics of braided river delta in the Kedeni Formation of Well Kb-2 in Eastern Depression of Doseo Basin

西部凹陷南部M-1井为辫状河三角洲平原沉积, 以辫状河道和泛滥平原微相为主, 表现为厚层砂岩与泥岩互层, 向东过渡为辫状河三角洲前缘沉积。研究区东北部C-1井为辫状河三角洲前缘沉积, 以断层F2为界, 向西过渡为正常三角洲沉积(图 7-b)。研究区辫状河三角洲的地震反射特征与正常三角洲相似, 主要为隐性前积充填相及发散充填相, 中等振幅, 中等连续性, 无三层前积反射结构, 在南北向剖面上具有双向上超特征(图 3-a)。

在地形高差较大, 紧邻高山的盆地边缘常发育扇三角洲(朱筱敏, 2020)。Ki-1井靠近北部陡坡带, 以发育扇三角洲前缘亚相为特征, 测井曲线表现为正反复合韵律, 可识别出水下分流河道、水下分流河道间、河口沙坝和席状砂等微相, 由于受波浪改造测井曲线齿化特征明显。薄片显示岩性为长石砂岩, 成分和结构成熟度均较低, 颗粒粒度细— 粗粒, 长石含量较高, 并可见火山岩及泥岩岩屑, 颗粒分选磨圆较差, 为次棱角— 次圆状, 显示了快速沉积的特征(图 9-a)。北部陡坡带扇三角洲纵向厚度大、横向相变快, 由临近盆地边缘的扇三角洲相迅速变化为湖泊相, 纵向上SQⅠ 层序扇体规模明显大于SQⅡ 层序(图 7-a)。扇三角洲在顺物源地震剖面上显示为楔状前积相, 内部可见斜交前积反射结构, 中— 强振幅, 连续性中等, 向前方地震连续性变好(图 9-b)。在垂直于物源地震剖面上, 扇三角洲前缘表现为宽缓丘形, 连续性中等, 可见晚期地震同相轴叠覆于早期之上并向东迁移, 认为该特征响应于同沉积边界断裂右旋走滑活动的影响(图 9-c)。

图 9

Fig.9

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	图 9 Doseo盆地东部坳陷Kedeni组扇三角洲井震特征(剖面位置见图 1) a— Ki-1井扇三角洲测井及薄片特征; b— 过X-3井顺物源剖面特征; c— 过X-3井垂物源剖面特征Fig.9 Well-seismic characteristics of fan delta of the Kedeni Formation in eastern depression of Doseo Basin(sections position shown in Fig.1)

除了以牵引流沉积作用为主的三角洲沉积外, 研究区还发育以重力流沉积作用为主的沉积体, 根据沉积位置可划分为湖盆中央深水湖底扇和靠近陡坡的近岸水下扇。Ke-1井位于研究区西部凹陷深水区, Kedeni组取心段以湖底扇远源浊积岩为特征, 岩性粒度较细, 由粉砂岩和泥岩组成, 发育平行层理、波状层理、包卷层理和滑塌变形层理等沉积构造, 可用鲍马序列描述, 主要为不完整的CDE和DE序列, 形成于湖底扇中扇远端或外扇。Ke-1井湖底扇垂向上表现为正反复合韵律特征, 自下而上沉积物粒度由细变粗再变细。2760~2940 m井段可见半深湖— 外扇— 中扇的过渡, 外扇与中扇前缘表现为反韵律特征, 在中扇上部则发育多个向上沉积物粒度变细、砂层厚度变小的间断正韵律, 为中扇辫状水道迁移作用形成, 中扇上部缺少内扇沉积, 与半深湖亚相呈突变接触(图 10-a)。过Ke-1井二维地震剖面显示, 湖底扇呈透镜状, 内部中— 弱振幅, 连续性差, 并可见杂乱充填(图 10-b)。

图 10

Fig.10

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	图 10 Doseo盆地东部坳陷Kedeni组湖底扇与近岸水下扇井震特征(剖面位置见图 1) a— Ke-1井湖底扇测井特征与岩心描述; b— 湖底扇地震反射特征; c— 近岸水下扇地震反射特征Fig.10 Well-seismic characteristics of sublacustrine fan and nearshore subaqueous fan of the Kedeni Formation in Eastern Depression of Doseo Basin(sections position shown in Fig.1)

Doseo盆地发育的近岸水下扇主要沿盆地北部陡坡带边界断层下降盘分布, 在地震剖面上显示楔状外形, 内部反射呈小角度发散或杂乱结构, 向前过渡为湖相平行— 亚平行地震反射(图 10-c), 在研究区之外的A-2井水下扇取心中, 可识别出泥岩撕裂块、碎屑脉、包卷层理及火焰构造等, 岩性为混杂堆积的含砾中— 细砂岩(陈全红等, 2021)。

Kedeni组湖泊相沉积分布较为广泛, 与三角洲、水下扇等骨架砂体频繁互层, 岩性为暗黑色水平层理或块状层理泥岩, 泥岩色暗质纯, 反映水深、低能环境, 局部厚度可超过1000 m(图 7)。湖相沉积在地震上主要表现为中— 高振幅、中— 高频率、高连续性席状相(图 9; 图 10)。

物源分析是沉积盆地研究的重要内容之一, 目前物源恢复方法主要包括沉积学、地球化学及地球物理等分析方法(林孝先, 2011; 徐杰和姜在兴, 2019; 杨棵等, 2022)。结合区域地质背景, 利用地球物理方法对物源进行定性分析。

布格重力异常值可反映研究区现今的基底地貌, 对物源区位置做出大致判断(林孝先, 2011)。南乍得盆地现今布格重力异常图表明, Doba、Doseo、Salamat盆地及Bongor盆地均为负重力异常(图11-a中蓝绿色), Doseo盆地南北两侧为正重力异常(图11-a中红黄色), 所以盆地的北部、南部都可提供沉积物源(图 11-a)。利用残余厚度法恢复的Kedeni组沉积时期古地貌表明, 西部凹陷为南北双断特征, 为研究区主体沉降中心, 来自北部和南部陡坡的碎屑物源可发生大量沉积。东部凹陷总体为北断南超箕状特征, 断陷期隆洼相间构造格局已不明显, SQⅠ 时期, 沉降中心主要位于Kibea洼陷和残余的Kedeni洼陷、南部洼陷。SQⅡ 时期, 残余Kedeni洼陷消失, 沉降中心主要位于Kibea洼陷。东南部缓坡带和中央低凸带区域形成大面积的斜坡带, 成为来自东南部碎屑沉积物的主要卸载场所。东北部沿断层形成断槽, 成为盆地长轴方向沉积物搬运通道(图 11-b, 11-c)。

图 11

Fig.11

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	图 11 Doseo盆地东部坳陷Kedeni组物源方向分析 a— 南乍得盆地布格重力异常图; b— Doseo盆地东部坳陷SQⅠ 时期古地貌; c— Doseo盆地东部坳陷SQⅡ 时期古地貌; d— Ximenia北部陡坡带基底沟谷地震特征Fig.11 Provenance direction analysis of the Kedeni Formation in Eastern Depression of Doseo Basin

地震剖面中的多种地震反射结构, 如前积反射结构、沟道侵蚀和充填结构的识别, 对物源研究和古水系恢复也具有重要意义(林孝先, 2011)。在Ximenia_W三维地震勘测区范围内, 基底之上可识别出沉积物输送沟道和槽道, 从过三维勘测区北部的任意测线上可以看出, 存在10个充填地震相, 其中⑦为正断裂形成的槽道, 其余为基底古沟谷, 沟谷规模较小, 一般最大宽度为0.5~1.5 km, 这些沉积物输送渠道贯通了北部Ximenia陡坡带由北向南延伸的源汇体系(图 11-d)。同时, 北部陡坡带三维区显示由北向南的楔状斜交前积反射(图 3-b), 中央低凸带三维区发育叠瓦状前积发散反射(图 3-c), 东北部可见双向上超充填反射(图 3-a), 这些地震反射结构均印证了古地貌所反映的物源方向。盆内岩石碎屑组分特征也表明, 北部陡坡带岩性主要为近源快速沉积的长石砂岩, 与北部撒哈拉元古界具有亲缘性, 而Kibea洼陷岩性则主要为石英砂岩, 反映了较长距离搬运的特征, 已受到南部物源影响(陈全红等, 2021)。

综合对布格重力异常、古地貌、地震前积反射结构的分析, 认为研究区主要存在4个物源方向, 即北部陡坡带方向、南部陡坡带方向、东南部缓坡带方向和东北部沿盆地长轴方向。

研究区Kedeni组可识别出叠瓦状前积相、隐性前积相、楔状前积相、丘状相、透镜状相、楔状杂乱相、波状相和席状相等地震相类型, 各地震相类型在不同体系域垂向上继承性发育(图 12)。

图 12

Fig.12

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	图 12 Doseo盆地东部坳陷Kedeni组地震相图版(剖面位置见图 13)Fig.12 Seismic facies chart of the Kedeni Formation in Eastern Depression of Doseo Basin(section position shown in Fig.13)

楔状前积相、丘状相主要分布于北部陡坡带及南部陡坡带, 代表靠近陡坡区的冲积扇和扇三角洲沉积。楔状杂乱相位于北部陡坡带西部, 是靠近边界断层的近岸水下扇的地震响应。乱岗/波状相位于盆地边缘, 代表三角洲平原沉积。叠瓦状前积相、隐性前积相主要位于东南部缓坡和中央低凸带, 代表了正常三角洲前缘沉积, 叠瓦状前积相反映三角洲内前缘, 隐性前积相反映三角洲外前缘。发散充填相主要位于南部陡坡带和东北部区域, 反映了辫状河三角洲前缘沉积。透镜状相主要分布于临近北部陡坡带的西部凹陷, 代表了距离物源区相对较远的湖底扇沉积。席状相大面积展布, 代表了该时期广泛发育的湖泊相沉积(图 13-a, 13-b, 13-c, 13-d)。

图 13

Fig.13

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	图 13 Doseo盆地东部坳陷Kedeni组地震相与沉积相平面展布 a, e— SQⅠ -LST+TST; b, f— SQⅠ -HST; c, g— SQⅡ -LST+TST; d, h— SQⅡ -HSTFig.13 Plane distribution of seismic facies and sedimentary facies of the Kedeni Formation in Eastern Depression of Doseo Basin

SQⅠ -LST+TST沉积时期, 研究区水体较浅并缓慢上升, 同时物源供给相对充足, 以三角洲— 水下扇体系大面积展布为特征。北部扇三角洲可向前推进5~10 km, 单个扇三角洲朵体面积一般小于50 km², 在X-1、X-2井区, 扇三角洲面积最大, 约为60~80 km²。水下扇发育于西部T-1井区附近。南部陡坡带发育冲积扇— 河流平原— 辫状河三角洲沉积体系, 可推进至西部凹陷S-1井区。东南部缓坡带及中央低凸起发育正常三角洲, 三角洲前缘延伸超过60 km, 形成大面积的三角洲前缘砂体, 以内前缘水下分流河道砂体为主。内前缘前方为外前缘, 水下分流河道砂体席状化, 以席状砂和断续的水下分流河道沉积为主。研究区东北部盆地长轴方向发育辫状河三角洲, 沿F1东段和F2断裂呈带状展布, 可延伸约70 km至Kb-2井区。在西部凹陷发育湖底扇沉积, 物源来自南北陡坡带(图 7; 图 13-e)。

SQⅠ -HST沉积时期, 研究区水体总体已处于高水位并缓慢下降, 高位域三角洲— 水下扇体系规模较小。表现为北部陡坡带不同扇体之间, 被湖相泥岩分隔。东南部缓坡带及中央低凸带三角洲前缘整体更靠近于盆地边缘, 内前缘以分流河道为主的区域被外前缘所分隔。东北部长轴方向和南部的辫状河三角洲体系范围也较小(图 7; 图 13-f)。

SQⅡ 沉积时期基本继承了SQⅠ 时期的沉积格局, 在SQⅡ -LST+TST时期, 研究区水体再次上升, 形成了SQⅡ 下部规模较大的三角洲— 水下扇骨架砂体, SQⅡ -HST沉积时期, 整体处于高水位时期, 物源供给相对较少, 北部陡坡带部分钻井(Ki-1井、X-S1井)整段均为湖相沉积, 而中央低凸带大量钻井为三角洲外前缘亚相, 反映的高位域三角洲— 水下扇规模较小(图 7; 图 13-g, 13-h)。

综合上述研究认为, Kedeni组沉积时期, Doseo盆地东部坳陷处于近东西向走滑— 拉分应力背景下, 内部可细分为2个湖进— 湖退旋回, 对应SQⅠ 和SQⅡ 层序。西部凹陷为研究区主体沉降中心, 层序地层厚度大, 东部凹陷的沉降中心则主要位于东北部Kibea洼陷。2个凹陷沉积体系平面展布存在差异, 且在垂向上继承性发育, 在层序低位和湖侵体系域时期, 水体相对较浅且逐渐加深, 同时沉积物供应充足, 形成层序下部规模较大的三角洲— 水下扇骨架砂体。西部凹陷紧邻北部陡坡带F1断裂发育扇三角洲及近岸水下扇沉积, 南部陡坡带F5北倾断裂形成多级断阶, 发育冲积扇— 河流平原— 辫状河三角洲沉积体系, 在三角洲前端深湖区发育湖底扇(图 14-a)。东部凹陷在东南部缓坡带和中央低凸带发育正常三角洲沉积, 三角洲前缘面积大, 又可分为以水下分流河道发育为主的内前缘和以席状砂发育为主的外前缘, 总体表现为“ 小平原、大前缘” 的特征。东北部Celtis断阶则发育长轴方向辫状河三角洲沉积(图 14-b)。在层序晚期高位体系域沉积期, 湖盆水体处于相对高水位并缓慢变浅, 沉积物供给较少, 形成的高位域三角洲— 水下扇沉积体系规模较小, 湖泊相沉积相对发育。SQⅠ 层序的骨架砂体规模整体大于SQⅡ 层序, 且SQⅡ 层序内部的最大湖泛面对应了Doseo盆地在断拗转换— 拗陷阶段的最大湖泛时期, 此时湖泊相沉积分布最广(图 7; 图 14)。

图 14

Fig.14

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	图 14 Doseo盆地东部坳陷Kedeni组层序— 沉积演化剖面Fig.14 Sequence-sedimentary evolution profile of the Kedeni Formation in Eastern Depression of Doseo Basin

受限于取心资料的不足, 目前对于北部陡坡带发育扇三角洲沉积还是近岸水下扇沉积仍存在争议(刘为付, 2016; 陈全红等, 2021), 2类沉积相在沉积位置及地震剖面上具有相似性, 通过钻井和地震相的研究认为, 这2类沉积相在北部陡坡带均有发育, 近岸水下扇扇体包络面反射振幅较强, 其反射外形呈楔状, 扇三角洲在地震反射上则一般具有前积特征, 常为斜交前积, 垂物源方向丘状特征明显(图 12-d, 12-e, 12-g)。在靠近北部陡坡带构造转换带位置(F1西段和F1东段交汇处), 断层断面较平缓, 物源供给相对充足, 发育扇三角洲; 在北部陡坡带西侧, 断层断面较陡, 物源供给较少, 发育近岸水下扇(图 13)。

陆相盆地层序发育及沉积充填受构造运动、气候变化、沉积物供给和湖平面升降等因素共同控制(朱筱敏等, 2023)。首先, 在物源方面, 研究区主要受北部撒哈拉克拉通及南部刚果克拉通两大物源体系的影响(陈全红等, 2021; 饶勇等, 2023), 其中来自南部陡坡带、东南部缓坡带及东北部长轴方向的物源均属于南部物源, 且占据主导地位, 形成的沉积体系规模较大, 向湖盆中央推进距离远。其次, 沉积体系类型和砂体展布受构造活动的控制, F1为控盆主剪切断层, 在其下降盘形成大量可容空间, 基底古沟谷供砂(沟谷规模小), 紧邻断层发育近源快速堆积、面积较小的扇三角洲和近岸水下扇扇体。

在F1西段和F1东段之间的构造转换带处(X-1、X-2井区), 物源相对充足, 形成的三角洲扇体面积最大。东北部F1东段和F2持续活动, 形成近东西向断阶, 断阶低部位容易捕获水系而使东部沉积物沿长轴进入盆地, 沿断阶发育相对独立的辫状河三角洲及正常三角洲。古地貌图显示, F3断层以南的区域(中央低凸带和东南部缓坡带)整体构成缓坡背景, 形成无坡折型层序地层格架, 河湖交互区域较为宽广, 水下分流河道可沿缓坡推进至盆地腹地, 且湖平面波动频繁导致大规模水体进退迁移, 从而在多口钻井显示水下分流河道砂体与暗色泥岩互层的典型特征。F4断层在断陷期控制了南部凹陷的形成, 在Kedeni组沉积时期活动性弱, 南部物源可穿越断层, 为缓坡带供源。南部陡坡带F5北倾断层倾角相对较小, 形成多级断阶带, 控制了冲积扇— 河流平原— 辫状河三角洲沉积体系。最后, 气候变化也对层序发育和沉积体系展布产生影响, K-1, KE-101 这2口井的孢粉学研究表明, Doseo盆地在晚阿普特期— 早阿尔布期(大致对应于SQⅠ 和SQⅡ 分界面), 气候变化明显, 从相对干旱变为潮湿, 这一变化受控于大西洋的打开, 使得在晚阿普特期以来, 南半球赤道区域形成了广泛稳定的湿润带(Dou et al., 2023)。Kedeni组内2次“ 湖进— 湖退” 的湖平面波动可能响应于该气候变化, 控制了层序发育。同时前人研究表明, 干旱条件下, 易形成“ 大平原、小前缘” 式浅水三角洲, 湿润条件下, 易形成“ 小平原、大前缘” 式浅水三角洲(朱筱敏等, 2013)。Kedeni组在湿润气候背景下, 湖盆发生扩张, 三角洲主体被湖盆水体淹没, 从而易形成东南部缓坡带大面积展布的“ 小平原、大前缘” 式正常浅水三角洲。

目前, Doseo盆地还处于勘探早期阶段, 在物源、构造及气候等方面, 还有待开展更深入研究, 如对于源-汇系统的定量研究、走滑伴生分支断裂对河道砂体的控制以及古环境变化的更精准判断等。

北部陡坡带的近岸水下扇、扇三角洲前缘及缓坡带三角洲前缘砂体靠近烃源岩, 成藏条件好, 目前已发现多个油气藏, 显示了良好的储集性能。位于研究区外围的Maku油气藏, 主要储集层类型为近岸水下扇砂体, 岩心分析孔隙度显示中高孔中渗储集层特征(饶勇等, 2023)。北部陡坡(Ximenia构造带)主要发育扇三角洲前缘砂体, 垂向多期砂体叠置, 砂体厚度可大于40 m, 储集层成分和结构成熟度较低, 为中低孔中低渗储集层。东北部Kibea油藏以辫状河三角洲前缘水下分流河道砂体为主要储集层, 单砂体厚度为2~20 m, 岩心孔隙度显示为中低孔中渗储集层。东南部Kapok井区以正常三角洲前缘水下分流河道砂体为主要储集层, 厚3~10 m, 多期河道砂体叠置厚度可超过20 m, 为中孔中高渗储集层。总体来看, 沉积相控制了储集层厚度, 扇三角洲前缘储集层厚度最大, 正常三角洲前缘储集层厚度最小, 而储集层质量则与之相反, 正常三角洲前缘储集层质量最好, 扇三角洲前缘储集层质量相对差。同时, 位于西部凹陷的透镜状湖底扇位于深水沉积区, 具有近源成藏优势, 也是潜在的优质储集体。综上, 北部陡坡带小规模扇三角洲前缘— 近岸水下扇砂体、南部及东北部大范围正常三角洲前缘、辫状河三角洲前缘砂体及西部凹陷深湖区湖底扇砂体, 可作为有利储集层的勘探目标。