沉积体系类型及展布特征 沉积体系的时空演化及展布特征
依兰盆地始新世是各类沉积体系发育的主要时期。在古新世研究区处于抬升剥蚀时期，未接受沉积。进入始新世，由于受到南北向压扭性拉张环境，形成拉分盆地，基底开始沉降;始新世早期，盆底基底凹凸不平，总体呈现东南高西北低，盆地沉降缓慢，表现为“填平补齐”性质的沉积。此时期湖盆范围较小，冲积扇-河流沉积体系占主导地位。冲积扇沉积在东南部F2断裂边缘发育，河流沉积主要分布于西北部;始新世中期，为湖泊沉积体系与沼泽沉积体系发育的主要时期，由于F2边缘断裂进一步活动，湖泊分布范围扩大，泥页岩颜色以还原环境下形成的灰、灰黑色为主，并发育煤层和油页岩。在东南部F2断裂边缘发育冲积扇—扇三角洲沉积，西北部为湖沼-浅湖-半深湖相沉积体系;始新世后期，盆地在原来基础上继承性发展，受F2断裂活动影响。沉降幅度和沉降速度较大，沉积体系表现半深湖—滨浅湖沉积。在东南部湖盆接受了大量浅湖-半深湖相沉积，西北部主要为扇三角洲沉积;始新世末期，沉积体系主要为河流-三角洲沉积体系，由于湖平面缓慢下降，湖水变浅，湖盆进一步缩小，在西北部湖盆沉积中多为三角洲沉积体系，在东南部冲积相区则多为河流沉积。
沉积体系演化在垂向上表现出底部砂砾岩段发育冲积扇-河流沉积体系，下部含煤段为湖泊沉积体系与沼泽沉积体系，中部厚层油页岩段发育浅湖相-半深湖相，上部砂页岩段冲积扇-河流-三角洲沉积体系发育。达连河组沉积自下而上，湖盆范围由小变大，再趋于萎缩，盆地水体由浅变深再变浅，沉积物粒度由粗变细再变粗，沉积体系发展演化构成一个水进-水退完整旋回。沉积体系时空演化及展布特征表明，形成油页岩沉积环境主要为湖泊沉积体系与沼泽沉积体系。
古地理演化受区域构造变化控制，志留纪是中国南方挤压阶段最强烈的时期，区域上华南海成为褶皱带并产生强烈的向北西方向的推挤作用，造成研究区内的区域性差异升降、沉积相分异等。同时，川中乐山-龙女寺古隆起形成并扩大，使得研究区志留纪沉积充填过程中，海域不断缩小、水体深度不断变浅。早志留世的古地理演化从龙马溪期的以深水陆棚为主开始，随后深水陆棚区逐渐缩小，浅水陆棚区不断扩大，至早志留世小河坝期(或石牛栏期)随着研究区周围古隆起带向北西方向推移，研究区整体向上抬升，表现为浅水陆棚、海陆过渡区的发展和深水陆棚的萎缩，沉积分异作用加剧，区域上呈现碳酸盐台地、海陆过渡的三角洲及陆棚共存的古地理格局。早志留世末的广西运动使华南造山带最终形成，研究区内也结束了志留纪的沉积充填历史。
在对研究区早志留世小河坝期(石牛栏期)的岩相古地理研究中，首先按区域的分布位置及代表性选取了15个典型的剖面以三级层序为单位对志留系的沉积相进行了分析，对其垂向叠置关系进行了研究。在这些剖面沉积相划分的基础上，结合研究区其他辅助剖面的沉积特征，主要以三级层序的体系域为单位编制了不同时期的岩相地理图，对早志留世小河坝期(石牛栏期)的沉积相平面展布特征及演化规律进行了研究。以野外剖面、钻井/测井相分析为基础，并参照区域剖面分析，根据研究区的沉积特征，层序采用两分体系域，即海侵体系域和高位体系域，缺乏低位体系域。由于层序内的沉积组合型式是全球海平面变化、构造沉降速率、陆源补给(即沉积物输入率)及气候等因素相互作用的结果，因此，以层序内的体系域为基本单位所编制的岩相古地理图更能反映一个地区在统一地质背景中的各种地质信息的综合效应。本次研究以体系域为作图单元分别编制了SQ1和SQ2海侵体系域、高位体系域共四张岩相古地理图，研究了川东南地区早志留世小河坝期在平面上的物质聚集分布规律。
(1)层序SQ1沉积相平面展布特征
层序SQ1相当于小河坝(或石牛栏)早期，发育一个完整的海侵海退旋回。
A.海侵体系域
层序SQ1海侵体系域的岩相古地理特征为川南-黔北地区碳酸盐台地及混积陆棚沉积，而在川东南地区为三角洲前缘及前三角洲沉积，在利川-涪陵-阳高寺构造-宜宾一带及其以西、以北地区的池7井、重庆等地SQ1为深水泥质陆棚沉积(图6.4)。
川南-黔北地区早志留世石牛栏期(或小河坝期)SQ1海侵体系域:在南部长宁文昌宫-古蔺-习水一线以南地区发育开阔台地，而在长宁文昌宫-兴文-綦江观音桥一带则发育台地边缘沉积，以生物碎屑灰岩、砾屑灰岩为主，局部见夹生物礁灰岩。在宜宾-付深1井-赤水-太13井一带为灰泥质浅水陆棚环境，形成钙质页岩夹薄层状泥灰岩沉积。在四川江安-泸州一带发育深水混积陆棚相，岩性以条带状、扁豆状和瘤状泥灰岩与灰质泥岩呈韵律结构。
川东南早志留世小河坝期(或石牛栏期)SQ1海侵体系域:在湘西花垣、秀山溶溪、武隆黄草场及南川小河坝三角洲前缘较为发育，在湘西花垣、秀山溶溪等地沉积了一套砂岩，以极细粒长石岩屑砂岩为主，还有少量的粉砂岩，砂岩以中厚层为主。极细砂岩成分中岩屑含量高，一般在14%～17%之间，砂岩分选好-中等;磨圆度较好，一般为次棱-次圆状，以次圆状为主，支撑类型为颗粒支撑。至南川小河坝、三泉以及石柱打风坳等地发育河口坝沉积，岩性主要为泥质粉砂岩、粉砂岩、细粒长石石英砂岩和石英砂岩沉积组合。单个砂体的厚度在10m左右，其中下部一般为以粉砂质泥岩为主夹少量的泥质粉砂岩;中部为泥质粉砂岩和粉砂质泥岩互层，以泥质粉砂岩为主;上部厚层状极细粒岩屑长石砂岩，表现为下细上粗的逆旋回特征，从粒度资料来看，水动力仍然是以悬浮作用为主。三角洲前缘砂体向西逐渐变薄，尖灭。在利川-石柱-涪陵-阳高寺构造-宜宾一带及其以西、以北地区的池7井、重庆等地SQ1海侵体系域发育深水泥质陆棚沉积，主要由灰黑色薄层状泥、页岩，含粉砂、粉砂质泥页岩，层理和层面构造少见，未见古生物化石及遗迹。
图6.4 SQ1海侵体系域层序岩相古地理
B.高位体系域
层序SQ1高水位期(图6.5)，岩相古地理面貌发生了显著变化。一方面，由于此时期海平面较早志留世龙马溪期下降导致盆地水体变浅，沉积相带向盆地腹地迁移;另一方面，由于东侧的江南雪峰山隆起供应的物源增加，砂体向盆内推进。另一方面在研究区的南部靠近黔中隆起的地方，碳酸盐沉积增加，南部地区陆棚演变为碳酸盐台地环境。西南角田湾-落木桑地区由三角洲前缘逐渐向碳酸盐开阔台地过度，南部安基屯-娄山关地区广泛发育碳酸盐开阔台地，局部出现内碎屑浅滩和生物滩沉积，厚度约40m，向北沿叙永-下河坝一带为碳酸盐台地浅滩沉积，厚度达60～100m，叙永附近则大于100m，台地边缘古宋-习水地区发育台缘斜坡，由砾屑灰岩、生物碎屑灰岩、砂屑灰岩及微晶灰岩组成。研究区西南部的高县-赤水-綦江一带大部分地区为混积浅水陆棚环境，内部发育多个规模不等的浅滩。付深1井-兴文麒麟-习水吼滩一线则为灰泥质浅水陆棚沉积。
图6.5 SQ1高位体系域层序岩相古地理
层序SQ1高水位期在川东南地区的广大地区发育三角洲前缘沉积，三角洲平原不发育，仅在湖南花垣等地见有发育。建深1井、石柱打风坳、三星1井、万盛塞鼓坪等地发育前三角洲沉积，为(泥质)细粉砂岩、泥质粉砂岩夹泥岩沉积，偶见薄-中层细砂岩夹泥岩沉积，浪成沙纹层理发育，粒度分布曲线反映沉积物分选好，缺乏牵引总体。在宜宾-永川-重庆-池7井一线以西地区发育深水泥质陆棚沉积，主要由黑色页岩、含粉砂泥页岩。
(2)层序SQ2沉积相平面展布特征
层序SQ2相当于小河坝(或石牛栏)晚期，发育一个完整的海侵海退旋回。
A.海侵体系域
层序SQ2海侵期(图6.6)，岩相古地理面貌与SQ1海侵期相似，南部发育灰质、浅水陆棚和开阔台地沉积，向北依次出现混积浅水陆棚和泥质深水陆棚环境，仅在桐18井和阳12井区发育分布面积不大、厚度较小的浅滩。浅水混积陆棚岩石组合有以下几种形式:①浅水陆棚泥岩与浅滩生物屑灰岩(或薄层介壳灰岩、钙质细粉砂岩)呈韵律沉积;②浅滩生物屑灰岩与沙坝(钙质)石英砂岩呈韵律沉积;③砂/泥/灰质(为砂质含生物屑泥晶灰岩、粉砂质介壳泥灰岩与钙泥质粉砂岩、页岩)韵律沉积。
在川东南的建深1井、利川、池7井等地发育深水陆棚沉积，石柱漆辽、南川三泉、三星1井一带发育三角洲前缘砂体，以灰色、深灰色细砂岩、粉砂岩为主，层面上见流水波痕及浪成波痕。而在湘西花垣及以东地区发育三角洲平原沉积。岩性以黄褐色砂岩为主，夹少量细-极细砂岩，砂岩类型以岩屑石英砂岩为主，偶见褐黄色粉砂质泥岩夹浅褐色泥质粉砂岩、极细-细砂岩为主，砂岩成分成熟度中等，结构成熟度较高。泥质粉砂岩呈薄层状夹于泥岩中，厚5～8cm，粒度概率曲线为一跃一悬二段式，极细砂-细砂厚10～15cm，呈底凸顶平的透镜状，前三角洲分布于咸丰高乐-石柱打风坳-万盛区塞鼓坪一带。为灰黑色泥页岩、含砂钙质泥页岩夹砂质条带。常与泥质陆棚沉积过渡。剖面结构表现出由多个前三角洲到三角洲前缘组成的进积旋回特点。泥质陆棚沉积范围仅见于研究区的西部东深1井-池7井-利1井一线及其以西地区，沉积黑色炭质泥页岩。
图6.6 SQ2海侵体系域层序岩相古地理
B.高位体系域
层序SQ2高水位期整体上继承了前期的沉积格局(图6.7)，在川南-黔北地区为石牛栏期第二旋回碳酸盐沉积的主要时期，碳酸盐台地、浅水陆棚进一步扩展，浅水泥质陆棚局限于垫江、座3井、涪陵及华蓥山等地，岩相古地理表现出如下主要特点:①碳酸盐台地向北推进至宜宾-阳深1井-綦江观音桥一线，以发育生物碎屑灰岩夹生物礁灰岩为特征。向北至川中古隆起为灰泥质浅水陆棚发育区，其中在泸州、赤水地区为由生物碎屑灰岩夹钙质泥岩构造的浅滩沉积。浅水沉积广布，深水沉积仅局限分布于研究区北部万县-达川一带;由于陆源沉积减少，碳酸盐台地和浅滩沉积分布广、厚度大，由南往北，依次出现局限台地、浅滩、台地前缘斜坡和混积浅水陆棚沉积，厚度一般大于40m，叙永以西厚度大于80m;在南溪-付16井一带浅滩沉积连成一片，厚度达50～80m;台地相区沉积中，内碎屑灰岩生物礁及礁块灰岩占比列较大，并局部遭受白云岩化。
图6.7 SQ2高位体系域层序岩相古地理
在四川长宁地区生物礁、生物碎屑滩和颗粒(鲕粒、核形石、豆粒)滩，四川叙永田中、安基屯生物礁(滩)，贵州习水土河坝-温水一带生物礁可进一步分为台地边缘礁和台内点礁。典型的台地边缘生物礁见于贵州习水土河坝剖面，该类礁体横向上呈串珠状向东北延伸至温水一带，向西南与四川长宁生物礁(滩)相连，至四川珙县狮子滩尖灭，礁体厚可达30m。在研究区南部叙永安基屯及其东边地区见局限台地相沉积，为藻纹层状白云质球粒泥晶灰岩、微晶灰质白云岩，鸟眼构造发育。在兴文古宋-温水一带沉积了台地边缘相，以一套中厚层生物砾屑灰岩，颗粒灰岩夹泥页岩为主。
在涪陵-石柱-池7井一线及其以西地区，由于整体水体较深，主要为开阔的浅水泥质陆棚环境，其岩性为灰色泥、页岩，含粉砂、粉砂质泥页岩为主，随着海平面的逐渐下降在顶部一般出现厚度较小岩性以泥质粉砂岩为主的陆棚浅滩。利1井-池7井-三星1井-万盛塞鼓坪一线发育前三角洲沉积。川东南的南川-武隆-黔江-利川一带及以东地区广泛发育三角洲前缘沉积。在当时可能由于靠近盆地边缘，水体相对较浅，其沉积物主要以粉砂质泥岩、粉砂岩以及含粉砂岩的泥、页岩为主，粉砂质泥岩多与粉砂岩互层，见到少量的浪成波痕和流水波痕。三角洲平原发育于湘西地区的湖南花垣-永顺-龙山水田坝一带。
（一）沉积体系类型
沉积体系是指在沉积环境和沉积作用方面具有成因联系的三维岩相组合体（Fisher, 1976），其基本组成单元是相和相组。沉积体系在纵向上存在于被不整合面所限定的地层系统中，构成一个完整的沉积盆地充填块体，因而是盆地形成、充填、演化的历史产物，它反映了盆地的构造背景及性质的演化，因此，沉积体系研究是层序地层研究的基础，对认识盆地演化有重要意义。沉积体系分析的理论基础是瓦尔特相律和相模式概念在整个盆地中的应用。有关百色盆地第三系沉积相的研究成果较丰富（沈源，1987；李光暄，1987；沈源，1990；胡炎坤，1990；方少仙，1991；陈焕疆，1991；麻建明，1991；高智，1995；蔡勋育，1996；陈元壮，1997等）。本书在前人研究的基础上，依据岩石组合、沉积组构、剖面序列、生物组合、沉积机理等特征，将百色盆地第三系划分为6大沉积体系（表2.2）。
表2.2 百色盆地第三系沉积体系划分简表
因为沉积体系是空间上相互关联的沉积相的组合，所以储层的分布和特征在宏观上受盆地沉积体系的控制，微观上受成岩作用的影响。因此，沉积体系的研究是储层综合评价中一项重要的内容。本书综合利用现有的地质、地震和测井等资料，对百色盆地下第三系进行了较全面系统的研究，共确定出以下5种主要沉积体系：①冲（洪）积扇－冲（洪）积平原沉积体系；②河流－泛滥平原沉积体系；③扇三角洲沉积体系；④河流三角洲沉积体系；⑤湖泊沉积体系。
（二）冲（洪）积扇－冲（洪）积平原沉积体系及其展布特征
该沉积体系纵向上主要发育于层序Ⅰ的低位体系域和水进体系域以及层序Ⅱ的低位体系域的早期，平面上主要分布在盆地东部坳陷北部的百武、仑圩—子寅—那养和南部斜坡带以及西部坳陷的西部，形状呈条带状，围绕盆地的边缘分布，与盆地的走向基本一致。岩性由红色粗砾岩、砾状砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩、含砾泥岩和泥岩等组成，砾石成分以砂岩和灰岩为主，大小混杂，分选和磨圆差。红色的成因主要是在无水氧化环境或短暂的水体浸泡。粗粒沉积物一般不显层理，为厚层块状，细粒沉积物中可见槽状交错层理、平行层理和波状层理。电性特征表现为自然电位曲线起伏变化不明显，通常呈光滑平直状，视电阻率曲线为中—高阻齿化钟形和微齿状的低阻特征（图2.11）。这种沉积类型主要是在干旱、半干旱的气候条件下，隆起区和沉降区的地势高差悬殊，植被稀少，隆起区遭受强烈的风化剥蚀作用，为沉降区提供了大量的碎屑物质，是盆地主要的物源区。间歇性爆发的洪水携带大量的泥砂混合物于山口处，由于地形坡度突然变缓而堆积下来，其平面形态似扇形，因而称为冲（洪）积扇，它与扇三角洲的最大区别是堆积在陆上，而未进入湖盆水体中。在南部斜坡带，由于地形平缓开阔，因而形成冲（洪）积平原。根据沉积特征，冲积扇可进一步划分为扇根、扇中和扇端3个亚相。
图2.11 百58井冲积扇电性特征
1.扇根
岩性主要以红色、分选差的厚层状粗砾岩，局部夹中、细砾岩透镜体，向上偶夹薄层细砂岩，局部地区见砾石定向排列。
2.扇中
由砾岩和砂岩互层组成，但砾石颗粒比扇根细，砂砾比例增加，分选变好，下部一般为厚层状砾岩夹砂岩，往上砾石含量减少，砾径变小，砂岩含量增多，为砂岩夹砾岩透镜体。扇中一般具正粒序特征。
3.扇端
主要以红色砂岩、含砾砂岩和泥岩组成，夹细砾岩透镜体，砂岩可见平行层理。
（三）河流—泛滥平原沉积体系及其展布特征
纵向上主要发育于低位体系域、水进体系域早期。在层序Ⅰ低位体系域沉积时期，该沉积体系平面上主要分布于盆地西部坳陷和东部坳陷的西部地区，到了水进体系域沉积时期，沉积体系范围进一步向东扩大，沿着东部坳陷的中央断凹带延伸，并波及东部坳陷南部斜坡带的林蓬地区，水进体系域中后期，湖盆水体范围不断扩大加深，至高位体系域沉积时期，该沉积体系逐渐向西退去，沉积范围明显缩小，主要沉积于盆地四塘以西地区，而盆地东部地区则主要为浅湖至深湖相沉积。岩性主要以灰色砂岩、粉砂岩、钙质粉砂岩与灰紫色、灰褐色泥岩、粉砂质泥岩为主，夹炭质泥岩和煤层，电性特征主要表现为退积式正粒序钟形，砂岩中常见槽状交错层理、平行层理、波状层理、微波状层理和正粒序，局部见小型冲刷构造和变形构造。泥质粉砂岩中生物潜穴普遍较发育，砂岩中偶见板状交错层理，泥岩中可见到植物根系。在百东河剖面百岗组泥岩、粉砂岩层面上可见到变向水流波痕。根据岩性、电性等特征，该沉积体系可划分出4个亚相：河道、河道间、泛滥盆地、决口扇等亚相。由于河道频繁迁移改道，纵向上，河道与河道间、泛滥盆地等亚相交替出现，呈现多旋回正韵律。平面上，河流－泛滥平原主河道主要沿着盆地低洼地带发育。在层序Ⅰ水进体系域时期，盆地西部坳陷古地貌可能比东部平缓，砂体分布范围较东部宽，而到了层序Ⅱ低水位体系域时期，西部坳陷大部分为剥蚀区，仅在坳陷中央有砂体分布，这个时期砂体主要分布在盆地东部坳陷。物源主要来自盆地的西部，可能为古右江，在盆地东边可能存在一个泄水口，古水流自西向东流动，河道砂体分布贯穿全盆地，其沉积模式如图2.12所示。泛滥平原主河道部位的砂岩厚度较大，一般为40m～120m，最大厚度位于西部坳陷的六塘凹陷，推测厚度可达180m。
图2.12 河流－泛滥平原沉积模式图（据赵澄林、吴崇筠，1987)
下面重点叙述砂体主要发育相带——河道亚相沉积特征。
河道亚相：岩性由细砾岩、含细砾砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩组成正韵律，底部常见冲刷面，与下伏地层呈冲刷侵蚀接触。常见小型槽状交错层理、平行层理和波状层理，局部可见砾石呈叠瓦状排列。砂岩分选中等至好，棱角至次圆状，孔隙式胶结为主。
粒度概率曲线为两段式，斜度大，缺少滚动组分。剖面上常与河道间、泛滥盆地等亚相交替出现，说明河道不稳定，摆动频繁。电测曲线特征上表现为自然电位呈钟形或钟形与箱形复合，自然伽马为低值，电阻率为中至高值，储层物性好。
（四）扇三角洲沉积体系及其展布特征
该沉积体系主要发育于层序Ⅰ的水进体系域和高位体系域的后期，平面上主要分布在盆地东部坳陷北部陡坡带的仑圩—子寅—六吜—那样一带，相带范围较窄，多个扇体部分叠置呈裙边状分布，其构造位置为盆地断裂活动比较强的北部陡坡带，一般发育在盆地的断陷期和收缩期。单个扇体呈短而厚的粗碎屑楔状体，从山麓直接延伸至浅湖中，很快尖灭，与湖泊浅水沉积呈指状交叉接触（图2.13）。
图2.13 扇三角洲沉积模式图（据赵澄林等，1992，略修改）
由于形成扇三角洲的山区河流流程短，河流所携带的大量碎屑物质得不到充分的分选，很快就堆积下来，使得扇三角洲沉积物较粗，成分成熟度和结构成熟度均较低，其沉积的岩性特征反映浅水沉积环境，岩性主要为细砾岩、砂岩、粉砂岩以及粉砂质泥岩、泥岩等组成，砾岩一般不显层理，为厚层块状。常见冲刷面和生物扰动构造，发育小型交错层理、平行层理、波状层理和透镜状层理等牵引流形成的沉积构造。下面以子寅油田仑16块扇三角洲为例，叙述其微相（表2.3）沉积特征。
表2.3 仑16块扇三角洲沉积微相划分表
子寅油田仑16块位于子寅村的西部，构造位置为东部坳陷北部陡坡带，西起仑16-2井，东至仑16-18井，北起仑16-15井，南至百61-1井，面积约2km 2（图2.14），为构造－岩性油藏。仑16块含油层段沉积相以发育扇三角洲前缘亚相为主，成分成熟度为中等至高，一般为5.45～9.04。
1.扇三角洲前缘亚相
扇三角洲前缘亚相是扇三角洲向湖盆方向延伸的水下部分，是砂体最发育的相带，可细分为水下分流河道、水下分流河道间、河口坝、远砂坝和前缘席状砂5种微相（表2.3）。
（1）水下分流河道微相
水下分流河道是指河流入湖后沿湖底水道继续向前流动和延伸的部分。由于水下分流河道频繁迁移改道，位置不稳定，平面上常呈宽带状和网状分布，可对比性较差。纵向上水下分流河道与河口坝常交替出现，时有席状砂夹于其中，或者由几个期次的分流河道依次截切叠置，形成多个砂体连续沉积。底部常与河口坝或细粒的水下分流河道间沉积呈侵蚀冲刷关系，顶部与水下分流河道间沉积呈渐变关系。
岩性为灰色、灰褐色、浅绿灰色、棕褐色粉砂岩、细砂岩，砂体常具不完整的正韵律，由砂岩向上变为粉砂岩或含泥质、钙质粉砂岩，砂体单层厚度一般为0.5m ～2m，该微相是构成扇三角洲前缘的主要砂体之一。
底部常见冲刷面，沉积构造不发育，常为块状层理，化石少见。粒度概率曲线以两段式为主，滚动组分不发育，主要为跳跃和悬浮组分，曲线较陡，分选较好。
单个水下分流河道自然电位砂体呈钟形、箱形组合。声波时差反映出砂层较均质，微电极曲线反映出物性较好，为仑16块的油气最富集相带。
图2.14 子寅油田仑16块那读组含油层段沉积相图
（2）水下分流河道间微相
位于水下分流河道之间，向湖盆方向开口的相对低能环境。一般以洪水期溢出水道和相当远源的悬浮泥砂沉积为主，其沉积特征有如下5点。
岩性为深灰色泥岩和粉砂质泥岩韵律性薄层，厚度变化大。
沉积构造主要为水平层理、微波状层理和纹层状层理。
生物化石较丰富，以炭化植物为主，多见茎叶分离的碎片。
纵向上多与水下分流河道、河口坝或前缘席状砂相邻发育，组成向上变细的沉积组合，顶部一般连续过渡为浅湖或前扇三角洲沉积，或被水下分流河道截切。
测井曲线特征为低幅微齿或齿化平直形。
（3）河口坝微相
位于水下分流河道砂体向湖盆方向延伸消失的河口地带，其沉积特征有如下5点。
岩性自下而上由深灰色粉砂质泥岩、泥质粉砂岩和粉砂岩组成向上变粗的逆粒序。
粉砂岩成分成熟度和结构成熟度均较低，粒度概率曲线为两段式，以跳跃总体为主，次为悬浮组分。
化石稀少，沉积构造较发育，以波状层理、水平层理、纹层状层理为主，局部出现变形纹层状构造和砂球、砂枕构造以及泄水构造。常见生物潜穴和生物扰动构造。
剖面上位于扇三角洲旋回的下部，其顶部常被水下分流河道截切，平面上位于水下分流河道的末端，常呈扇形伸向湖盆。
电性特征上，自然电位曲线通常呈中至高幅漏斗状或箱形，微齿至光滑。
（4）远砂坝微相
远砂坝位于河口坝向前扇三角洲方向过渡的末端，由溢出河口的细粒沉积物组成，其沉积特征有如下3点。
岩性以深灰色泥岩、含碳屑的粉砂质泥岩、泥质粉砂岩薄互层为主，略具向上变粗的逆粒序。
沉积构造较发育，以水平层理、水平至微波状层理为主，变形纹层状构造也较发育。化石以炭化的植物碎片为主。
纵向上与河口坝共同组成连续向上变粗序列的下部，并直接覆盖在前扇三角洲深灰色泥岩之上。单个远砂坝在测井曲线上表现为中—低幅的漏斗形或粗齿形。
（5）前缘席状砂微相
前缘席状砂是由于河口坝或远砂坝砂体在湖浪或沿岸流的作用下，沉积物再度发生向河口两侧的湖岸迁移而形成的席状砂体，通常呈平行湖岸线的宽带状分布。其沉积特征主要有如下3点。
岩性由浅灰色、绿灰色粉砂岩、粉砂质泥岩和泥质粉砂岩互层组成韵律层。由于砂体经过湖浪和沿岸流的改造，其成分成熟度为中等偏高，结构成熟度中等，粒度概率曲线为两段式，牵引流段不发育。
沉积构造不发育，主要为块状构造，少见波状纹层状构造和水平层理。生物化石稀少，主要见少量炭化植物碎片。
测井曲线特征为高至中幅漏斗形、钟形和指形组合，其幅度高明显高与河口坝和远砂坝，反映砂体经过改造，砂体较干净，泥质含量少，储集性能变好。
2.前扇三角洲微相
前扇三角洲是指完全进入湖盆并被湖水全部淹没的扇端较深水细粒沉积部分，该部位河流、湖浪和底流作用已明显减弱，以季节性洪水悬移沉积为主，岩性由薄互层的深灰色泥岩和粉砂质泥岩组成，夹少量泥质粉砂岩，常具水平层理，测井曲线主要为光滑或低阻微齿平直状，该微相难以与湖相泥质沉积相区分。
（五）三角洲沉积体系及其展布特征
纵向上发育于层序Ⅰ的水进体系域及高水位体系域沉积时期和层序Ⅱ的低位体系域，并具有纵向继承性特点。平面上主要分布在盆地西部坳陷的八东至墙红一带，向物源区一侧为泛滥平原沉积区，其前端指向湖盆浅湖区，高水位时期的沉积范围较水进时期大，明显向湖盆东部推进，其沉积物比扇三角洲细。岩性以细砾岩、粗砂岩、粉细砂岩、粉砂质泥岩和泥岩夹煤层为主。一般发育交错层理、平行层理、波状层理和平行至微波状层理，局部可见冲刷面，电性特征（图2.15）与扇三角洲相似。剖面上由多个叶体叠置形成复合旋回。
图2.15 八东1井三角洲相电性特征
粒度概率曲线为两段式，主要由跳跃和悬浮两个总体组成，三角洲平原分选一般较差，而三角洲前缘的砂岩分选为中等至好，质较纯，是盆地的主要储集岩之一。
（六）湖泊沉积体系及其展布特征
该沉积体系主要发育于层序I以及层序II的低水位体系域沉积时期，平面上分布于盆地东部坳陷的中央地带，其发育特征受盆地主控断层的控制，以层序Ⅰ的高水位体系域分布范围为最广和厚度最大。沉积类型主要有：①滨浅湖滩坝砂岩沉积；②半深湖－深湖相泥岩沉积；③湖泊碳酸盐岩沉积。
1.滨浅湖滩坝砂沉积
主要发育于盆地断陷活动的那读组早期和盆地收缩回返的百岗组中后期，由于水体浅，水动力相对较强，氧气充足，各种生物繁盛。岩性主要为灰白色、浅灰色、灰绿色细砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩，局部夹砾岩或含砾砂岩。分选、磨圆较好，发育交错层理、波状交错层理、砂纹交错层理、变形层理、水平层理和生物扰动构造等，有时可见到泥裂、植物根系。
2.半深湖－深湖相泥岩沉积
半深湖－深湖相主要分布于盆地的东部坳陷中央断凹带，水体较深，无明显波浪作用。沉积物主要为悬浮粘土质、少量粉砂，岩性主要由褐灰色、灰色、深灰色、灰黑色的泥岩、钙质泥岩、含粉砂泥岩所组成，发育水平层理和块状层理，缺少植物化石，含介形类及少量小个体螺化石，有机质含量丰富，是盆地的主要烃源岩。在电性特征上表现为自然电位曲线光滑平直，视电阻率曲线呈低阻微齿形。
图2.16 百色盆地湖泊淡水碳酸盐岩沉积模式图
3.湖泊碳酸盐岩沉积
该沉积体系只出现在层序Ⅰ的低水位体系域沉积后期，在盆地的一些比较开阔而低洼的积水区或湖湾（图2.16），发育滨湖相的泥坪－藻坪亚相、岸礁亚相，形成浅水生物礁或介壳富集层。主要分布在盆地东部坳陷的那坤—那满以及林蓬一带，分布面积约40km 2。那坤—那满地区沉积中心位于坤4井，最大厚度达47.5m。岩性主要为颗粒灰岩和泥微晶灰岩。
沉积体系演化及分布
1—深—半深湖沉积体系；2—浅湖沉积体系；3—湖沼沉积体系；4—河流—三角洲沉积体系；5—水下扇及三角洲沉积体系；6—沉积体系分界线 图3—14 登娄库组沉积体系展布图 1—浅湖沉积体系；2—河流—三角洲沉积体系...
沉积体系类型及其特征
湖泊沉积体系是盆地沉积的主体，由于盆地不宽，一侧受断裂控制，断陷幅度又有差异，所以环带状分布特点不明显。因而从湖盆边缘向湖心深处可分出滨湖、浅湖及深湖三个亚环境。(1)滨湖沉积:水动力条件复杂，沉积物的类型以粉...
沉积体系与砂体展布
从凹陷西北至东南依次发育水下扇体系、浅—半深湖体系、滨浅湖体系、扇三角洲体系和冲积-河流沉积体系(图5-27D)。在断陷发展的鼎盛期,在额很次凹四周形成高位体系域的滨浅湖滩和冲积-河流体系,从海力素背斜带到额很次凹,冲积-...
沉积体系与沉积相展布
沉积岩以杂色砾岩、粗砂岩、粉砂岩夹泥岩及薄煤层（线）为主。生物稀少，多为植物化石碎片，有机质含量低。砾石的分选好、为钙质、泥质胶结，以水平、波状层理为主，少见斜层理。常见砂岩透镜体及包卷状砂岩团块。至中新世...
沉积体系展布
2.沉积体系平面展布 （1）晚石炭世早期 渤海湾盆地总体以 湖相为主（图3-4-10）。台地相区呈沟槽状分布于 湖相区之间；潮坪相区靠近北方和东部陆源，与 湖相邻发育；沧县隆起北部和东濮坳陷发育障壁砂坝相区。
沉积体系展布
(1)寒武纪沉积体系平面展布 1)府君山期(辛集期),主要分布在研究区南北两侧,南北厚、中间薄(图3-3-10)。岩相类型单一,水体较浅,主要为潮坪沉积环境。研究区西南侧为泥质潮坪,北侧为云坪、灰云坪和灰坪。淮南地区为浅海陆棚。 2...
明确了前古近系沉积体系和5套区域性储盖组合展布
中生界沉积相类型主要有冲积扇、河流、三角洲及扇三角洲、湖相、沼泽、火山岩相6类，纵向上划分为4个超层序，体现了构造体制多次转变的特征。相应地，沉积体系展布分割性强，尤其是上侏罗统—下白垩统断陷期受不同方向...
鸡西群沉积体系划分及其特征
沉积微相类型及沉积特征也有所不同。1.辫状河 辫状河主要以河道砂坝砾岩和粗砂岩等粗碎屑沉积作用为主,层序底部常发育板状交错层理,向上依次为块状层理、平行层理和槽状交错层理,沉积层序表现为向上变细单元结构型。滴道组...
沉积体系及其特征
为一套冲积扇-辫状河-三角洲-湖泊沉积体系,在野外露头剖面、钻孔岩心观察描述及室内岩石宏观与微观显微结构特征研究的基础上,根据各类岩相在垂向上的组合关系及在平面上的分布,研究区识别出4种沉积体系、10种沉积相和多种沉积类型(表...
(三)河流沉积类型及特征
层理类型多样，以大型槽状交错层理为主，也有板状交错层理、平行层理和沙纹层理。心滩沉积砂体呈透镜状，横向变化大，底冲刷发育，常见流槽和凹坑。心滩的另一个特点是不发育堤岸沉积。2.河漫滩亚相 1）天然堤（堤岸）...
