地层与沉积砂体分布特征

7.3.2.1 LSC4上升相域岩相古地理特征
受南海运动的影响，珠江口盆地的中、北部于恩平末期发生区域性构造抬升，湖泊大 面积萎缩成陆暴露并遭受侵蚀，形成恩平组与珠海组之间的不整面。至珠海初期发生广泛 的海侵，岩相古地理格局和相带展布特征与恩平期有明显的继承性，特点为：在基准面总 体处于上升状态的LSC4长期层序上升相域中，凹陷的西部至北部的XJ24-1-1井区— HZ19-1-1井区—HZ13-1-1X井区—HZ08-1-1井区—HZ9-2-1井区为一个连续发育的、规模 巨大的（扇）三角洲裙带沉积区，（扇）三角洲前缘水下分流河道非常发育，均是有利的 储层发育相带，南部的HZ26-3-1井区—HZ21-1-1井区—HZ27-4-1井区由两个自南东向北 西延伸的三角洲组成裙带沉积区，也以发育前缘水下分流河道为主，为有利储层发育相 带。海相（扇）三角洲前缘沉积环境为主（图7-19），而凹陷中部和东部除了在HZ23-1- 1井区仍发育有一个小规模的三角洲，主体以发育前三角洲（或浅海陆棚）沉积环境 为主。
7.3.2.2 LSC4下降相域岩相古地理特征
LSC4长期层序下降相域继承了上升相域沉积展布特征的基本格局，但在凹陷北部 HZ08-1-1井区一带因受大幅度的海平面下降影响发生暴露而形成局部的侵蚀缺失区，发 育在北部HZ9-2-1井区、西部XJ24-1-1井区—HZ19-1-1井区和南部HZ26-3-1井区— HZ27-4-1井区的几个自盆缘向盆内方向延伸的三角洲发育规模较前期大幅度缩小（图7-20），因水下分流河道砂体不很发育而不太有利储层发育。在凹陷的西北部、中部和东部 的广大地区仍为前三角洲-浅海陆棚沉积环境，仅在HZ23-1-1井区仍发育有一个小规模的 三角洲。

图7-19 惠州凹陷古近系珠海组LSC4上升半旋回沉积微相图


图7-20 惠州凹陷古近系珠海组LSC4下降半旋回沉积微相图

7.3.2.3 LSC5上升相域岩相古地理特征
LSC5长期层序上升相域，在基准面总体处于上升状态的背景中，由于受LSC4长期旋 回基准面下降和凹陷北抬南断的伸展构造控制影响，凹陷西部XJ24-1-1井区～HZ19-1-1 井区的三角洲沉积体系大幅度向南东飞向延伸，并将前期发育在南部HZ26-3-1井区— HZ27-4-1井区的三角洲兼并，形成斜跨整个凹陷西部和中南部的、规模巨大的统一三角 洲沉积体系。而在凹陷东部的HZ23-1-1井区和西南部的HZ19-3-2井区附近的三角洲沉积 体系不再发育，取而代之的是被加深的前三角洲和浅海陆棚沉积体系，而在凹陷北部的 HZ08-1-1井区—HZ9-2-1井区一带出现大面积的陆棚暴露剥蚀区（图7-21）和缺失该上 升相域的沉积记录。此时珠江口盆地中央隆起带完全为海水淹没，而没有能力作为物源 区，因此惠州凹陷在该期的物源供给主要是西北方向。

图7-21 惠州凹陷古近系珠海组LSC5上升半旋回沉积微相图

7.3.2.4 LSC5下降相域岩相古地理特征
LSC5长期层序下降相域沉积完全继承了上升相域的沉积格局（图7-22），特点为凹 陷北部的HZ08-1-1井区—HZ9-2-1井一带仍为大面积的陆棚暴露剥蚀区和缺失该下降相域 的沉积记录，其主要沉积物源也为西北方向，在凹陷西部XJ24-1-1井区—HZ19-1-1井区 至南部HZ26-3-1井区～HZ27-4-1井区一带发育斜跨整个凹陷西部和中南部的统一大型三 角洲沉积体系，但其发育规模已明显小于上升相域的同类型三角洲沉积体系。在盆地西北 及东部依然为前三角洲和和浅海陆棚沉积区。与上升相域沉积格局不同的是在凹陷东部 HZ23-1-1井区附近也开始出现小面积的陆棚暴露剥蚀区。

图7-22 惠州凹陷古近系珠海组LSC5下降半旋回沉积微相图

7.3.1.1 LSC3上升相域岩相古地理特征
惠州凹陷恩平组沉积时期，主要发育陆相沉积体系。LSC3长期旋回层序上升相域的 沉积充填三角洲-湖泊沉积体系为主。凹陷的西北发育有HZ13-1-1X井区—HZ08-1-1井区 —HZ9-2-1井区3个三角洲连续发育组成的三角洲裙带，其物源主要来自西北和正北方 向，三角洲扇体自北向南延伸前缘水下分流河道砂体沉积作用活跃，为非常有利储层发育 的相带，凹陷南部的HZ21-1-1井区—HZ27-4-1井区附近一带也为三角洲沉积体系的发育 区，其物源主要来自正南方向，于研究区内主要发育三角洲前缘亚相自南向北延伸的水下 分流河道砂体，对储层发育也较为有利（图7-17），凹陷东侧的HZ23-2-1井区—HZ23-1-1 井区与西侧的XJ24-1-1A井区—HZ19-3-2井区虽然也都为三角洲沉积体系的发育区，但扇 体的规模小，可能代表了东、西两侧的次要物源方向，由于砂层较薄，泥质夹层较多和含 量较高，此两个扇体不太有利于储层发育。凹陷中部及北东部与西南部都以发育前三角洲 和深-半深湖沉积为主，为局部盖层或隔层发育区。

图7-17 惠州凹陷古近系恩平组LSC3上升半旋回沉积微相图

7.3.1.2 LSC3下降相域岩相古地理特征
在恩平组超长期层序上升相域基准面变化总体处于上升状态的大背景下，恩平组末期 的LSC3长期旋回层序下降相域的基准面处于相对下降状态，基本上继承LSC3长期旋回 层序上升相域古地理面貌的轮廓，在凹陷东部的HZ23-2-1井区—HZ23-1-1井区附近出现 了小范围的剥蚀区。另一方面受南海运动隆升前的构造沉降影响，使凹陷的湖泊沉积面积 一度扩大，在继承前期岩相展布格局的基础上，发育于凹陷边缘的三角洲沉积体系宽度明 显变窄并向边缘方向退缩（图7-18），其中规模较大的3个三角洲沉积体系分别发育在北 部的HZ08-1-1井区—HZ9-2-1井区，西部的XJ24-1-1A井区—HZ19-3-2井区和南部的 HZ21-1-1井区—HZ27-4-1井区，三角洲前缘的水下分流河道砂体沉积作用活跃，砂体厚 度较大，都为有利储层发育的相带。

图7-18 惠州凹陷古近系恩平组LSC3下降半旋回沉积微相图

库车坳陷白垩系发育陆相的多种沉积体系，同样发育了多种储集砂体类型，为本区的油气储集提供了多种地质体。

通过对塔里木北部地区内数十口钻井及野外露头的地层岩性厚度的统计，结合地震资料，可见白垩系具有北西-南东向较厚，逐步向两侧的北东、南西方向减薄，在区内不同位置白垩系具有明显的顶剥底超现象，其中受北部物源供应的山前快速堆积的沉积充填物的厚度大于东部物源与西部温宿凸起物源供应的沉积体。卡普沙良河剖面最厚，可达1500m，向东南减薄至800多米。西部温宿凸起持续长时间为古陆地，未接受沉积，坳陷东北部在白垩纪末遭受广泛的剥蚀，这两个地区地层相对较薄，只有数百米。

白垩系砂岩厚度的变化趋势与地层变化趋势相似，同样具有北西-南东向较厚，逐步向两侧的北东、南西方向减薄的趋势。砂体在受东部物源供应的东河井区最厚，累计厚可达600多米，坳陷西南部和东北部井区只有100m至300多米厚。可见在排除了剥蚀与未接受沉积的因素外，东部物源供应的远源沉积砂体厚度要大于北部天山山前近源、粗粒的沉积体中砂岩的厚度，北部山前沉积物中砾岩与泥岩占有的比例相当高。

1.亚格列木组地层与砂体变化特征

下白垩统卡普沙良群亚格列木组在北部山前最厚，如卡普沙良河剖面厚可达243.1m，东北部依南、吐孜井区及吐格尔明露头厚约100m，逐步向东南、南部和西南部减薄，可见此时期的沉积中心位于该部位(图4-21)。粗碎屑岩较厚的地区有两处，分别为南部的东河井区和坳陷西北部的库尔干至卡普沙良河、克拉苏附近。库尔干剖面全为砾岩，厚度为98.6m;卡普沙良河剖面厚可达213.6m，其中砾岩厚159m。东部的吐格尔明附近地层也相对较厚，如吐格尔明剖面地层厚95.24m，均为粗碎屑岩，其中砾岩厚36.45m;温宿凸起北部泥岩相对较厚。东部东河塘地区地层厚30～50m，如东河2井地层厚47.5m，碎屑岩厚37.5m，其中细砾岩厚21m(图4-22)。从砂地比变化趋势看，北部山前带及东部的东河塘地区均有高的砂地比，如库尔干、小台兰河、克拉苏、吐格尔明剖面砂地比均可达100%;卡普沙良河剖面、库车河剖面砂地比也达87.9%和90.9%。东部的东河塘及英买力地区南部砂地比值也较高，如东河23井砂地比可达92.3%，英买4井砂地比值可达98.7%。由此变化趋势可以看出，亚格列木组沉积时期，沉降中心分别位于北部天山山前和温宿凸起的北缘，此时期的北部天山物源供应较为充沛，为主要物源。东部、东南部物源形成了本区次一级重要的物源，沉积范围相对北部较大。温宿凸起物源影响范围局限，为本区的次要物源(图4-23)。

2.统舒善河组地层与砂体变化特征

下白垩统舒善河组在北部山前最厚，以卡普沙良河剖面为最，可达1099.76m，库车河剖面厚可达694.2m，小台兰河剖面厚600.7m，并逐步向东南、南部和西南部减薄，可见此时期的沉积中心位于该地区。东部、东南部地层厚110～350m，以东河塘地区较厚，如东河23井厚321.5m(图4-24)。砂岩较厚的地区主要分布在北部山前，如卡普沙良河剖面厚208.06m，库车河剖面厚114.75m。南部的东河塘地区也具有相对较厚的碎屑岩分布，如东河23井、东河8井厚分别为97.5m和76.5m(图4-25)。舒善河组总体上以细碎屑岩为主，发育泥岩、粉砂质泥岩，砂地比值总体较低，如卡普沙良河、克拉苏河、库车河剖面砂地比分别为18.9%，26.1%，16.5%;南部东河塘、英买力及羊塔克地区砂地比值相对较高，如东河23井、羊塔4井、英买8井砂地比值分别为30.3%，32.8%，34.6%。由此变化趋势可以看出，下白垩统舒善河组沉积时期，沉降中心主要位于北部天山山前的西北部，总体物源供应不充足，东南部、南部为稳定的湖相沉积，在东河塘、英买力井区附近可能发育滨浅湖砂坝(图4-26)。

图4-21 塔里木盆地北部地区白垩系亚格列木组残余厚度分布图

图4-22 塔里木盆地北部地区白垩系亚格列木组砂岩厚度分布图

图4-23 塔里木盆地北部地区白垩系亚格列木组砂岩含量分布图

图4-24 塔里木盆地北部地区白垩系舒善河组残余厚度分布图

3.巴西盖组地层与砂体变化特征

下白垩统巴西盖组在北部山前的西北部塔拉克、阿瓦特附近最厚，塔拉克剖面厚度可达506.51m，向南、向东减薄，可见此时期的沉积中心位于坳陷西北部。乌什凹陷也有相对较厚的地层分布，如乌参1井厚度可达316.5m;东部、东南部地区在草2井及英买31井区附近较厚，如草2井厚度可达240m;东北部吐格尔明附近遭受剥蚀(图4-27)。砂岩较厚的部位主要分布在西北部的库尔干、克拉苏。库尔干剖面地层厚216.4m，碎屑岩厚202.6m，其中砾岩厚197.1m;西部的乌参1井区及东部的草2井区附近，由北向南、由东向西地层厚度有减薄的趋势(图4-28)。从砂地比分布趋势看，以库尔干、阿托依拉克附近最高。北部的卡普沙良河、克拉苏、库车河剖面分别有较高的砂地比值;南部的草2井区砂地比值也较高，总体趋势为由东向西减小;但在英买5井及羊塔6井附近出现有高值区，可能为三角洲前缘砂坝分布区。从以上分布趋势可看出，巴西盖组沉积时分布有较为稳定的砂体，粗碎屑岩主要分布在西北部的库尔干附近，其他大部分地区为细粒碎屑岩沉积，这与其当时发育的沉积背景密切相关(图4-29)。

4.巴什基奇克组地层与砂体变化特征

巴什基奇克组以塔里木北部地区东部、东南部地层较厚，最厚可达720.5m(哈1井);由东南向西北方向地层厚度有变薄的趋势，至英买力、羊塔克、玉东、南喀地区由于巴什基奇克组顶部遭受剥蚀，地层厚度仅100多米，如南喀1井厚124m。北部山前带总体地层厚度也较大，西部库尔干剖面地层厚346.9m，其他剖面顶部遭受强烈剥蚀，残留厚度仅几十米;克拉井区巴什基奇克组厚约262～439.5m，东部吐格尔明地区遭受强烈剥蚀，西部乌什凹陷的依拉克构造带巴什基奇克组顶部也遭受强烈剥蚀，如乌参1井厚约108.5m，乌什2井、依拉2井均被剥蚀殆尽(图4-30)。从砂岩厚度分布趋势看，砂岩(包括粉砂岩)厚度变化趋势与地层厚度变化趋势一致，在东部草2井区和哈1井区最厚，克拉井区也有较厚的碎屑岩分布，北部山前带、克拉井区及西部乌什凹陷的依拉克构造带巴什基奇克组都不同程度地发育砾岩。如西部库尔干剖面，地层厚346.99m，碎屑岩厚202m，其中砾岩厚120.4m。卡普沙良河剖面砾岩厚可达110.9m，克拉苏剖面砾岩厚114.02m，库车河剖面砾岩厚也达63.71m，西部的乌参1井砾岩厚37.5m(图4-31)。从砂地比分布趋势看，其变化趋势没有一致性。总体上看，从源区向盆地中心砂地比值有增高的趋势，这与常见的白垩系其他地层从源区至盆地中心砂地比依次降低的趋势有一定差异，主要是与其当时的沉积环境有关。如前文沉积相特征描述中所述，作者认为巴什基奇克组沉积时区内不存在稳定的水体，而主要发育一种类似于现代干旱环境背景下的终端扇沉积体系(图4-32)。

图4-25 塔里木盆地北部地区白垩系舒善河组砂岩厚度分布图

图4-26 塔里木盆地北部地区白垩系舒善河组砂岩含量分布图

图4-27 塔里木盆地北部地区白垩系巴西盖组残余厚度分布图

图4-28 塔里木盆地北部地区白垩系巴西盖组砂岩厚度分布图

图4-29 塔里木盆地北部地区白垩系巴西盖组砂岩含量分布图

图4-30 塔里木盆地北部地区白垩系巴仆基奇克组残余厚度分布图

图4-3l 塔里木盆地北部地区白垩系巴仆基奇克组砂岩厚度分布图

图4-32 塔里木盆地北部地区白垩系巴仆基奇克组砂岩含量分布图