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济阳坳陷新近系包括馆陶组和明化镇组，主要发育了河流相沉积，自下而上可划分为馆陶组下亚段和上亚段、明化镇组下亚段和上亚段。

（一）沉积相类型

济阳坳陷新近系主要存在三种相类型，即山麓洪积相、扇前洪泛平原相和河流相（表5-19）。

表5-19 济阳坳陷新近系沉积相类型及划分依据

1.冲积扇相

冲积扇是山麓洪积相的主体，多在山谷出口处向外呈放射状分布，主要由暂时性洪流形成的山麓堆积物－河道沉积的砂、砾和溢岸漫流的泥、砂物质组成，扇体的边缘与冲积平原相过渡，主要由泥质沉积物组成。

济阳坳陷新近系的冲积扇相主要是在Ng早、中期地形高差相对较大的背景上发育起来的，均位于坳陷周缘或坳陷内凸起的边缘（表5-19）。

（1）岩性特征：扇根以砾岩为主，扇中以块状含砾砂岩为主，扇缘岩性变细，主要为杂色泥岩、泥质粉砂岩。砾石及岩屑成分复杂，多为变质岩岩屑（石英岩、花岗片麻岩等），其次为泥岩、粉砂岩、碳酸盐岩岩屑，砾石和岩屑多呈松散的粒状。泥岩多为棕红色，且自下而上单层厚度逐渐增厚。

（2）结构特征：粒度中值变化大，分选性、磨圆极差。粒度概率图上表现为一段式或较为平缓的两段式，反映为块体悬浮搬运的特征；C－M图上主要发育O－P－Q－R段，缺少均匀悬浮（RS）段。

（3）沉积构造：砾岩中可见正递变粒序层理，砂岩中可见交错层理，底冲刷现象明显；粉砂质泥岩层面上见有泥裂。冲积扇扇中的辫状河道沉积在纵向上显示出下粗上细的正韵律，每个韵律厚度在3～20m不等，砂（砾）岩厚、泥岩薄，且自下而上发育具有冲刷—冲填构造的砾岩、含砾砂岩，具模糊不清的大型斜层理的砂岩，水平纹层粉砂岩、泥质粉砂岩及棕红色块状泥岩，而且这种韵律在垂向上重复出现。

（4）砂体厚度及横向分布：冲积扇平面上呈扇形或锥形。纵剖面上呈底部不甚规则而顶凸的楔形，横剖面上呈顶凸的透镜状。扇中的辫状河道平面上多呈放射状或树枝状，横剖面上呈孤立的透镜状或叠加的透镜状。

（5）测井曲线特征：扇根——在自然电位曲线上为漏斗形或漏斗形－箱形组合，具前积式包络线，幅度中等（图5-95a）。主要反映扇根部位砂、砾岩体的快速堆积，物源供应及能量逐渐增强。扇中辫状河道沉积——自然电位曲线上表现为顶部突变的箱形、齿化箱形，以及钟形等（图5-95b）。反映辫状水道水浅流急，河道堆积快，迁移速度也快，泥质夹层增多。扇缘——在自然电位曲线上多表现为齿化漏斗形或指形及其叠加形式等，主要反映受多次洪水影响，且砂质供应明显较扇中辫状河道少的结果（图5-95c）。

（6）地震反射特征：在平行于沉积方向的地震剖面上，冲积扇具有楔状外形，自扇根部位向扇缘方向厚度逐渐减小，扇体内部呈杂乱反射，连续性差。

图5-95 济阳坳陷冲积扇相电性特征图

2.扇前洪泛平原相

（1）岩石类型：紫红色、灰绿色、杂色泥岩、粉砂质泥岩与薄层砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩互层，砂岩中岩屑含量极少。

（2）结构特征：粒度中值一般小于0.1mm；概率曲线一般表现为两段式，以悬浮总体为主，含量一般在65%～75%，跳跃总体与悬浮总体的截点Φ值一般在3.5～4.0之间。

（3）构造特征：砂岩中可见水平层理、波状层理，见生物扰动构造；泥岩中可见黄铁矿结核，层面可见泥裂。

（4）古生物特征：见炭化植物碎屑，有时可与云母片富集成层。

（5）砂体厚度及横向分布：砂体累计厚度一般小于45m，单砂层厚度一般小于15m，砂层厚度系数一般小于0.45，砂体横向分布不稳定，形态不规则。

（6）测井曲线特征：自然电位曲线一般呈指状叠加或齿化泥岩基线，幅度中－低幅。

（7）地震反射特征：中等振幅，中等连续性，同相轴呈微波状的亚平行反射结构。

3.河流相

陆相断陷盆地坳陷期河流沉积体系的各种类型广泛发育，济阳坳陷新近系以河流相积沉积为主，不仅分布面积广而且延续时间长，其总体特征如下：

（1）岩石组合特征：以岩屑质长石砂岩和长石质岩屑砂岩、砂岩、泥岩为主，部分地区发育薄层含砾砂岩及砾状砂岩。岩屑成分较复杂，成分成熟度较低。

（2）结构特征：碎屑颗粒分选差－中等，粒度概率图上表现为明显的两段式，且以跳跃总体为主，有时跳跃总体可分为两个次总体。在C－M图上表现为牵引流型的S型图形，有较为发育的PQ、QR、RS段（图5-96）。

图5-96 河流相沉积砂岩C—M图

（3）沉积构造特征：以大型槽状及板状交错层理为特征，但小型的板状层理、楔状层理、平行层理、波状层理等十分常见。此外在粉砂岩和泥岩中还可见到钙质结核、炭化植物碎屑及较完整的塔螺化石等。尤为重要的是在块状砂岩底部见冲刷面，且在冲刷面之上可见到泥砾，这是河流相的主要鉴定标志之一。

（4）沉积层序特征：新近系沉积具有较为明显的正韵律特征，底部为冲刷面，冲刷面之上常见有滞留沉积物；具“二元结构”，特别是Ng沉积末期和Nm沉积时期“二元结构”更为突出，底部可见含砾砂岩，以侧向加积为主；下部以中细砂岩、粉砂岩为主；上部为细粒的泥岩、粉砂质泥岩，属于泛滥平原亚相沉积，以垂向加积为主。这种具有正韵律的“二元结构”在沉积剖面上多次重复出现。

（5）砂体厚度及横向分布：砂体厚度变化较大，其中Ng砂体厚度大，横向上连通性较好，Nm砂体厚度相对较小，横向分布较为局限。平面上砂体多呈宽带状，横切河道的剖面上，砂体多呈底凸顶平的透镜状和叠加透镜状等。

（6）测井曲线形态：自然电位曲线上多呈箱形、箱形叠加、钟形、钟形叠加、箱形－钟型组合、指状等。

河流相可进一步划分为河道亚相、河道边缘亚相、泛滥平原亚相、河道间沉积亚相和废弃河道亚相。

1）河道亚相

河道亚相是河流沉积中砂体最为发育，砂层厚度最大的沉积相带。济阳坳陷新近系发育两种类性的河流－曲流河和辫状河，该两种类型河流具有不同的沉积特征。

（1）辫状河水道亚相：辫状河水道亚相基本特征列于表5-20。垂向上显示正递变粒序，但由于辫状河心滩以垂向加积作用为主，加上砂体的向前迁移及辫状河的游荡性和洪水水流的不稳定性等，常使砂体垂向粒序正递变不甚明显，甚至会出现反递变。与曲流河相比，辫状河在垂向层序上底层粗粒沉积发育良好，厚度较大，而顶层细粒沉积不发育或厚度较小；底层沉积的粒度粗，砂砾岩发育；由河道迁移形成的各种层理类型发育，如巨型槽状交错层理、单组大型板状交错层理等。

表5-20 济阳坳陷新近系沉积相类型及划分依据

（2）曲流河水道亚相：曲流河水道亚相基本特征列于表5-21。曲流河沉积剖面中砂岩发育带，主要由块状、大型槽状交错层理及平行层理砂岩、小型波状交错层理和波状层理粉砂岩及泥质岩构成向上变细沉积层序，自然电位曲线呈“钟形”，厚度常大于6m；一个曲流砂坝由多个侧积体侧倾叠加组成，侧积体之间以侧积面和楔形泥质侧积层隔开。在垂直于河道的方向上，砂体呈底凸顶平的透镜状。一期曲流河弯曲延伸，形成多个曲流砂坝，这些砂坝连接起来组成曲流砂带，图5-97为曲流砂带及走向剖面的一般模式。济阳坳陷埕岛油田Ng上43小层的砂体平面分布形态即属此类（图5-98）。

表5-21 济阳坳陷新近系沉积相类型及划分依据

图5-97 曲流砂体及走向剖面的一般模式

图5-98 埕岛油田馆上段43小层砂体平面分布图

曲流河河道亚相自然电位曲线主要有钟形、齿化钟形、（齿化）钟形叠加、小型箱形、指形等类型，曲线幅度中等（图5-99）。地震反射特征上，在垂直与河道的地震剖面上，河道亚相一般表现为强振幅、中一高频、连续性中等－差（图5-100）。

2）河道边缘亚相

河道边缘亚相是河水满岸或漫溢时，在主河道两侧形成的细粒沉积。对于曲流河来说，可进一步划分为天然堤和决口扇两个微相。河道边缘亚相特征如下表5-22：

辫状河河道边缘亚相砂体厚度较大，单砂层最大厚度可达8～16m。曲流河河道边缘亚相砂层厚度相对较小，一般为小于20m，单砂层厚度一般介于2～6m。横剖面上，河道边缘砂体与河道砂体相邻，呈楔形，延伸距离短，纵向剖面上呈宽度不等的条带状。

河道边缘砂层较薄、泥岩夹层较多，在自然电位曲线上呈锯齿状或指状，反映能量强弱交替变化的过程或间歇性水流沉积作用（图5-101）。

图5-99 济阳坳陷曲流河河道亚相测井曲线特征图

图5-100 馆上段—明化镇组下切河道地震响应特征图

表5-22 济阳坳陷新近系沉积相类型及划分依据

图5-101 济阳坳陷河道边缘亚相电性特征图

3）泛滥平原亚相

泛滥平原亚相是指曲流河河道边缘以外的广阔冲积平原沉积，其沉积特征如下（表5-23）：

泛滥平原亚相砂层薄，泥岩厚度大，因此自然电位曲线上显现出低缓的弹簧状。在地震反射特征呈现中等振幅，中等连续性，同相轴呈微波状的亚平行反射结构。

表5-23 济阳坳陷新近系沉积相类型及划分依据

4）道间沉积亚相

辫状河道间沉积亚相与曲流河的泛滥平原亚相沉积特征极为相似，这里也不再逐一描述。不同之处表现在道间沉积砂层厚度及单砂层厚度稍大，自然电位曲线上表现为指状或指状叠加；泥岩则表现为微齿的基线，与曲流河泛滥平原亚相相同。

5）废弃河道亚相

废弃河道亚相是指曲流河的截弯取直作用或者辫状河迁移改道后，废弃河道段经过淤塞堆积而成。砂层厚度一般在20～40m，单砂层厚度一般在4～10m左右。在空间分布上，砂体远离河道形成弯曲的或新月型砂岩分布带，其特征见表5-24。

表5-24 济阳坳陷新近系沉积相类型及划分依据

4.沉积相的演化

从辫状河→曲流河→网状河过渡，是一条河流从物源区向湖盆推进过程中的发展变化规律。但由于地形坡度、流域岩性、气候变化、构造运动以及河水流量负载方式等因素的影响，在同一河流的不同河段或同一河流发育过程的不同时期，河道类型可能是不同的，甚至同一时期的同一河段，因水位不同，河流类型亦有变化。其中，河流流域的坡降，无疑是控制河道类型的重要因素。而基准面的变化改变了河流的坡度。即基准面和可容纳空间的产生速率的变化，决定了河流的类型。可容空间为正时：当基准面很低、同时可容空间的产生速率也比较小，这时为粗的连片砂砾组成的辫状河型；当基准面抬升慢、同时可容空间产生速率较小时，为砂、粉砂等组成的侧向较密的曲流河型；当基准面抬升很快、同时可容空间产生速率较快时，形成以细砂、粉砂等组成的分布孤立的网状河型。当可容空间为零时：河流为均衡河流，均衡河流为曲流河。可容空间为负时：河流下切，侵蚀，无沉积。

综观新近纪各时期的相带展布特征，不难看出该时期河流沉积大致可分为以下三个发育阶段：

1）冲积扇－辫状河发育阶段（馆陶组下段）

这个阶段是从Ng早期开始，一直延续到Ng沉积中晚期，是济阳坳陷河流沉积范围逐渐扩大、砂体厚度最大、岩性最粗的沉积阶段。在该阶段早期，北部受断裂影响较大，地形高差悬殊，物源供给充足，沿埕宁隆起的南麓形成大小不等的冲积扇。冲积扇在平面上彼此连接，构成沿山麓分布的环形冲积扇裙。在冲积扇裙末端，水流汇集成辫状河进入凹陷，在凹陷内河道频繁分叉、合并，形成较大面积的河道砂体沉积。道间沉积范围局限，显示出辫状河规模巨大，迁移频繁的特征。Ng沉积中晚期之后，这种沉积格局逐渐消失，河流性质发生变化。

南部的东营凹陷在该时期也同样经历了沉积范围逐渐扩大、砂体厚度逐渐增厚的过程，它逐渐从孤立的半封闭性盆地中摆脱出来，最后与北部融汇一体。

2）辫状河－低弯度曲流河发育阶段（馆陶组上段）

该阶段主要指的是Ng晚期，根据前面已叙述的沉积特征和该期的相带平面展布状况可知，该时期济阳坳陷北缘、东南部主要发育辫状河，但是沉积物的颗粒较前期明显偏细；坳陷内的其他地区基本上属于曲流河沉积，但是河流的弯曲度较小。从时间顺序上来看，该准层序组沉积早期的沉积物经河型判别分析，河床形态（ ）及河道宽深比（F）值在10左右，基本上属于辫状河沉积；中后期沉积物经判别分析，河床形态（ ）及河道宽深比（F）均在6.0左右，接近曲流河判别值上限。因此，该时期济阳坳陷属于辫状河－低弯度曲流河发育期。

3）高弯度曲流河发育阶段（明化镇组下段）

这一阶段（准层序组Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ）包括Nm早期，该时期泛滥平原亚相广泛发育。河道分布范围小，而且呈弯曲的窄带状（蛇曲状），属于高弯度曲流河。

（二）储集层特征

济阳坳陷新近系属于早成岩期的浅成岩带，相当于早成岩期的A阶段，主要特征有：地温一般低于75℃，埋深小于1700m，成岩作用以机械压实作用为主，化学变化很弱；泥质岩中的蒙脱石还未开始大量向伊利石转化，I/S混层中蒙脱石（S）层大于70%，属于蒙脱（皂）石带；镜煤反射率小于0.35%，孢粉为**，热变指数小于1.9，有机质未成熟。

砂岩的填隙物主要为易膨胀的蒙脱石类粘土矿物，在扫描电镜下可以见到自生高岭石，局部见早期方解石嵌晶胶结物和石膏胶结物，后者仅出现于明化镇组。

砂岩固结性很差，普遍为松散状，即使成岩，其砂粒多以“漂浮”状为主，少部呈点接触，孔隙的连通性极好，储层物性好，孔隙度多在30%～35%，高者甚至超过40%，孔隙大、喉道粗而均匀。根据油层物性参数和孔隙结构参数，可以将不同相带储层分为五大类（表5-25）。

表5-25 储集层类型划分标准

Ⅰ类储层：特高孔高渗储层，该类储层以岩性较纯的中砂岩、细砂岩为主，孔隙半径大，可达65.2μm，孔隙粗，孔隙半径一般大于15μm，连通性好；渗透率大于5000×10－3μm2，孔隙度大于33%。这类储层主要分布于河道主流线附近和心滩、边滩等部位，该类储层占整个储层的10%左右。

Ⅱ类储层：高孔高渗储层，岩性以较纯的细砂岩、粉砂岩为主，孔隙半径大，孔隙粗，一般孔隙半径在10～15μm之间，连通性好，孔隙度在25%～33%之间；渗透率在2000×10－3～5000×10－3μm2之间。这类储层主要是河道砂体和边滩砂体，这类储层占整个储层的45%左右。

Ⅲ类储层：高孔中渗储层，这类储层以粉砂岩、粉细砂岩为主，岩性较细，泥质含量相对较高，孔隙较大，孔隙平均半径在6～10μm之间，连通性变差，孔隙度在20%～30%之间；渗透率较高，在500×10－3～2000×10－3μm2之间。这类储层主要是河道边缘砂体和小型河道砂体，占整个储层的35%左右。

Ⅳ类储层：中孔中渗储层，这类储层以粉砂岩为主，岩性细且泥质含量高，喉道细小，弯曲度高；渗透率低，一般200×10－3～500×10－3μm2之间，孔隙度20%～15%之间。这类储层主要分布在天然堤相中，占整个储层的5%～10%左右。

Ⅴ类储层：低孔低渗储层，这类储层以泥质粉砂岩为主，岩性细且泥质含量高，喉道细小，弯曲度高；渗透率低，一般小于200×10－3μm2，孔隙度小于15%。这类储层主要分布在漫滩相中，占整个储层的5%～10%左右。

沉积特征及沉积相类型

波痕主要出现在砂质沉积中

波痕是浅海、河湖的一种小型地形特征,由尖波峰、圆波谷,坡度对称组成连绵波浪状。 沉积环境分析的重要标志,是典型的沉积构造之一。非粘性的物质（陆源砂、碳酸盐砂）在波浪、水流或风的作用下，在其表面形成的波状起伏的痕迹，如沙漠中的沙丘、海滩的沙坡等。

济阳坳陷北部馆陶组与下伏东营组为区域性不整合接触，根据沉积特征的不同可分为上下两段 (图3-1)。

馆下段 厚度一般为200 ～500m，岩性为灰色、浅灰色、灰白色厚层块状砾岩、含砾砂岩、砂岩，夹灰色、灰绿色、紫红色泥岩、砂质泥岩。视电阻率曲线呈低值略平，见稀疏的中低阻尖峰; 自然电位曲线一般为高幅度箱状负异常。主要化石有异星美星介 Cyprinotus(Heterocypris)formalis，独山土星介 Ilyocypris dunschanensis，粗糙土星介 I.Aspera，大脐圆扁旋螺 Hippeutis umbilicalis，小河北螺 Hopeiella sp.，苏北灯枝藻 Lychnothamnus subeiensis，小菱粉 Sporotrapoidites minor，小粗肋孢 Magnastriatites minor 以及桦粉属 Betulaepollenites 等。

馆上段 厚度为120 ～380m。岩性为紫红色、暗紫色、浅灰色、灰绿色泥岩与粉砂岩互层，夹粉、细砂岩。下部砂岩较发育，上部泥岩较发育。视电阻率曲线基值较低，上部为小锯齿状，中、下部呈中 －高阻尖峰。自然电位曲线上部略平直，下部中低幅度负异常。该段产淡水型水生生物化石，主要有介形类纯净小玻璃介 Candoniella albicans，围绕湖花介 Lim-nocythere cinctura，玛纳斯土星介 Ilyocypris manasensis，隆起土星介 I.gibba; 平滑田螺 Vivipa-rus demolita，梅里安有盖轮藻 Tectochara meriani，盐城似松轮藻 Lychnothamnites yanchengen-sis，青鱼属 Mylopharyngodon，粗肋孢属 Magnastriatites，山核桃粉属 Caryapollenites，蓼粉属Persicarioipolis，盘星藻属 Pediastrum，葡萄藻属 Botryococcus，毛球藻属 Comasphaeridium 等。

岩心、录井、测井资料、分析化验资料等的综合研究表明，济阳坳陷北部馆陶组存在冲积扇、辫状河、曲流河、三角洲、湖泊等沉积相。冲积扇、辫状河、曲流河等是被研究人员广泛接受的沉积相类型，这些沉积相类型在研究区也确实存在。因此本部分内容仅对本次研究认为存在的诸如湖泊及三角洲等进行叙述。

图 3-1 济阳坳陷馆陶组综合剖面图(据刘兴材等，1997，有修改)

1.湖相

济阳坳陷北部馆陶组河流相沉积主要出现于馆下段，馆上段也有相当长时间在探区的中-西部为河流相，而东部地区则为湖相-三角洲沉积。目前已经在埕东-飞雁滩地区发现了许多发育湖泊相的证据。

湖泊沉积体系存在的依据主要有以下几个方面:

(1)具备发育蓄水湖盆的地形条件

济阳坳陷馆陶组形成于坳陷沉积期，该时期坳陷古构造、古地理特征都具有较强的继承性 (侯贵廷，2001)，济阳坳陷在古近-新近纪发育的过程中，最大沉降中心和沉积中心不断自西向东、自南向北迁移，在馆陶组早期潮湿气候的影响下完全可以蓄水成湖 (王秉海，1992)。济阳坳陷北部如果按照上述沉积中心及沉降中心的演化趋势，在馆陶组沉积时期它也有形成湖泊的可能性。

(2)古生物发育情况

根据前人研究成果，在济阳坳陷馆陶组中已经发现许多与湖相环境关系密切的古生物化石。

介形类: 如玻璃介 Candona，是新生代较繁盛的一个新生属，生活在各种类型的淡水环境中，以水体较为稳定的湖泊者较多，为底栖爬行动物，指示较低温环境。沾化凹陷馆上段的假双压玻璃介、近扁平玻璃介 (图3-2)、扁平玻璃介。Limnocythere (湖花介)分布广泛，晚白垩世到现代，在我国第三纪陆相盆地经常大量出现，现生种多数生活于泥底湖泊。具体如产于垦利馆上段的孤岛湖花介 (图3-2)、产于广饶馆上段的光滑湖花介、产于滨县馆上段的带形湖花介等。Cyclocypris (球星介)、Cypria (丽星介)、Darwinula、Cypris (金星介)和 Ilyocypris 等，这都是池沼、沼溪和湖泊淡水水体中常见的类型。具体如产于沾化馆上段的盐城丽星介、细长达尔文介、阜宁金星介，庆云地区馆上段的滨海球星介等。介形类以 Potamocypris (山旺河星介)(图3-2)、limnocythere 为主，另外有少量的 Cyclocypris，Cypria，Ilyocypris 等，这些生物常常生活在一些发育时间较长，面积较大的相对稳定的淡水湖泊或沼泽中。

腹足类和双壳类等: 在埕东地区馆上段下部地层中发现了大量的腹足类和双壳类等淡水底栖生物化石，有的井段生物富集成层 (图 3-3)。

该沉积时期邻区螺化石也常见 (图 3-4)，如截螺属 (Yrumcatella 的现生种类多数是生活在亚洲、欧洲、北美洲等地温暖地带的淡水湖泊中)以及小河北螺属 (Hopeiella，一般生活在淡水湖泊，属滨岸动物)。

图 3-2 济阳坳陷北部馆陶组湖相介形类图版

图 3-3 生物富集层

图 3-4 济阳坳陷北部馆上段螺化石

轮藻: 轮藻植物一般生长于清、浅、静、水质较淡的水体中，池塘，沼泽以及滨浅湖是其主要生存环境。馆上段岩性较细，以紫红色、暗紫色、灰绿色泥岩、砂质泥岩为主，出现湖泊相沉积，同馆下段相比，轮藻的分异度和丰度都有不同程度的增加，盐城灯枝藻 Lychn-othamnus yanchengensis (沾化)北小球状轮藻 Sphaerochara 组合开始出现 (沾化，馆上段)。

孢粉及浮游藻类组合: 研究区邻近的孤东、孤岛以及埕北等地区发现了以下三个典型的亚组合特征的孢粉组合:

榆科-蓼粉属亚组合: 该亚组合分布于馆上段下部，相当于孤东地区 5 ～6 砂层组和埕北地区的 5 ～7 砂层组。其特征是榆科、蓼科花粉为本地区新近纪的最高值段，分别达到30.4% 和 52% ，属种类型较多，个体偏大。三孔沟类常见，粗肋孢粉开始在蕨类中领先，平均达到 10%。见少量或个别的浮游藻类。

胡桃科-伏平粉属亚组合: 该亚组合分布于馆上段中部，相当于 3 ～4 砂层组。特征是胡桃科和伏平属含量为本区新近纪最高值段。山核桃粉属平均 11.40%，最高达到 25%;胡桃粉属平均为 5.8%，最高达到 28%，枫香粉属、多孔粉属也有较高含量。伏平粉属平均含量为 11.8%，最高达到 34.8%。桦科、榆科的含量相对减少。粗肋孢属含量继续升高，但未达到顶峰。水生浮游藻类较为繁盛，葡萄藻属的含量达到顶峰。

枫香粉属-粗肋孢属亚组合: 该亚组合分布于馆上段的上部，相当于第 1 ～2 砂层组，其特点是: 枫香粉属、粗肋孢属的含量分别达到本区新近纪的最高值段。前者平均为5.94% ，最高达到 45.30% ，后者达到本区的顶峰，平均含量为 27.82% ，高出前两组合10% 以上，最高达到 86.0% 。松科有所增加，榆科、胡桃科和桦科含量有所减少。草本植物的蓼粉属、石竹粉属等有不同程度的增长。浮游藻类中，细刺藻、微刺藻 (疑源类，同样指示湖泊相)含量较高，而其他类型明显减少。

孢粉化石分析结果说明在馆上段特别是馆上段中部发育大量的浮萍、蓼、水菊和槐叶等水生草本植物，以及大量的榆和桦等。山核桃属、榆粉属、浮萍属和蓼粉属等属于亚热带湿润性植物，这说明当时气候温暖湿润，雨水充沛。

上述各类古生物化石以及孢粉组合等的形成和保存，都离不开长期而稳定的水体，因此对于馆陶组的沉积环境，如果一刀切而认为都属于河流相显然是不确切的。馆陶组尽管在许多地区可能为河流相，但是也有许多地区存在稳定的湖泊水体; 或者同一地区在馆陶组的不同沉积阶段也很可能出现河流和湖泊等沉积相类型。因此以上古生物化石也为馆上段沉积时期存在一种稳定的、水域面积广阔的湖泊环境提供了强有力佐证。

植物化石在研究区岩心中以较完整及破碎等两种状态出现 (图3-5)，前者主要出现于灰色及深灰色泥岩中，以及出现于泥岩的层面上，炭化明显，一般为植物的叶片，并且叶片的脉络常较清楚。后者一般呈碎屑状出现于砂岩及粉砂岩中，大小一般为毫米粒级以及厘米粒级，也有时呈碎屑状碳屑 (图 3-6)的形式出现。

根据植物化石的特征及其产状，两者都是水下沉积的产物。其中较完整的植物化石可形成于河漫湖、支流间湾、前三角洲等环境中，后者则形成于三角洲前缘以及滨湖地区。

(3)颜色

颜色是碎屑岩最醒目的标志，是鉴别岩石、划分和对比地层、分析判断古地理的重要依据之一 (冯增昭，1993)。按成因分为继承色、原生色和次生色。一般而言，原生色中的灰色和黑色表明岩石形成于还原或强还原环境中; 红色、棕色和**表示沉积时为氧化或强氧化环境;绿色反应弱氧化或弱还原环境。

图 3-5 完整的植物叶片

图 3-6 植物碎片

①飞雁滩地区

飞雁滩地区馆上段泥岩中常见灰色、灰绿色、绿灰色、红色等颜色 (图3-7)。尽管泥岩岩心的破碎程度不一，但是所出现的颜色类型较丰富，颜色也较新鲜，钙质胶结及交代现象也不明显，因此其颜色应属于原生色。

图 3-7 埕 122 井-埕 130 井馆上段上部泥岩颜色类型图

从图 3-8 可知，飞雁滩油田馆上段由下而上泥岩含量逐渐增加，棕红、紫红色泥岩的含量也增加，而灰色、灰绿色泥岩的含量呈阶梯式变化，在Ⅱ砂组沉积时期及Ⅲ砂组沉积晚期，灰色、灰绿色泥岩的含量较高; 在Ⅱ砂组的底部，灰色、灰绿色泥岩的含量达到最高。灰色-灰绿色泥岩的形成环境属于水下中性-还原环境的沉积产物，所以该时期灰色、灰绿色泥岩的大量出现表明，这一时期可能存在稳定的水体。

图 3-8 飞雁滩油田馆上段泥岩含量变化图

从岩心观察可知，录井资料中的紫红色泥岩实际上多数是杂色泥岩，只是其中紫红色泥岩的含量不同而已，因此紫红色泥岩并不是完全暴露环境中形成的，其形成过程中间隔性的水体改造是必不可少的，河流-三角洲环境都可以提供这种泥岩的形成条件。

②埕东地区

埕东地区馆上段的泥岩颜色有紫红、褐黄、灰绿色、灰色和黑色等，上部主要为紫红色; 下部主要是灰色和灰绿色，部分为灰黑色，如埕 43 井区 1110 m 左右为一套 22 m 厚的灰黑色泥岩 (图 3-9)，为浅水湖泊环境中弱还原条件下的沉积标志。

图 3-9 埕 43 井 1108 ～1119 m 岩性序列图

可以认为，黑色、灰色、灰绿色泥岩占泥岩厚度的 90% 以上为还原区，在 20% 以下为氧化区，中间为过渡区。从岩心上分析可知，灰绿色层在50%以下的出现河流的几率比较大，而在50%以上的出现水下的各类相组合几率比较大。这一经验规律的适用对象应该是浅水湖盆沉积，湖退期的泥岩暴露水面和湖进期的泥岩呈交互式在岩心中出现，这一点已经被许多国内外浅水湖盆沉积所证实，所以，我们用灰绿色泥岩含量占50%来圈定研究工区的湖泊范围，即湖岸线显然是可行的。

根据大量岩心和录井资料统计，绘制出了埕东地区馆上段中部还原色泥岩颜色平面图(图 3-10)，该图可以大致反映沉积环境在平面上的展布。埕东地区还原、弱还原环境下形成的泥岩含量较多，在该地区中部、南部和东部地区其含量多大于80%，说明该时期工区大部分区域水体较深，湖盆面积广泛。而在工区西部其百分含量普遍较低，一般低于50% ，甚至低于 20% ，说明沉积环境处于氧化、弱氧化条件，这实际上很可能和物源供应较强有关。

图 3-10 埕东地区还原色泥岩含量分布图

(4)岩石类型

埕东地区馆上段岩性以中砂岩、粉细砂岩和泥岩为主，同时也出现反映湖泊环境沉积作用的岩石类型。

①碳质泥岩

碳质泥岩多呈灰黑色，富含植物茎和叶。有的植物叶保存完好，为一种安静水体条件下的沉积产物，常出现于湖湾沼泽或滨岸沼泽环境，如埕 103 井 1105 ～1110 m。

②灰绿色泥岩

馆上段中下部泥岩以灰绿色为主，分布面积极为广阔 (图 3-11，图 3-12)，说明当时在广大范围内都为弱氧化-还原环境。由于古地形非常平坦，加之水体较浅，因而这种灰绿色泥岩往往呈区域性广泛分布。

图 3-11 济阳坳陷北部馆陶下段晚期还原色泥岩含量分布图

③生物灰岩

馆上段含少量的生物灰岩。生物灰岩是典型的湖相沉积标志，属于滨浅湖沉积。生物灰岩主要存在于生物介壳滩中，可分为近岸高能带生物滩 (图3-13)和远岸低能带生物滩(图 3-14)两种类型。前者为生物钙质砾屑岩，形成于滨岸附近，因为水动力能量强，沉积物颗粒大，由于波浪的反复冲洗，细颗粒的砂泥组分被冲刷带走，剩下纯生物碎片，堆积成滩。后者为生物钙质粉砂岩，沉积位置远离滨岸，波浪作用弱，碎屑颗粒较小，分选较差，含大量的泥质成分。

④风暴岩

馆上段时期的湖泊为一种 “广盆浅湖”，由于水域面积广阔，为风暴岩的形成创造了条件，加之水体较浅，稍微大一些的风暴浪就能袭卷到湖底的沉积物，因而馆上段地层中广泛发育风暴岩。风暴岩组分非常复杂，含有砾石、各种颜色的泥质团块、泥质条带，以及大量生物化石 (图 3-15)。风暴岩存在的证据主要有: a 砂岩顶部存在截切构造，在其上的滞留沉积物中生物化石和紫红色泥砾相伴生 (图 3-15A)，这些结构组分分别代表不同的成因环境; b 灰绿色泥岩中浅灰色泥灰质砾石及撕裂状泥灰质砾石 (图 3-15B)，灰绿色泥岩属偏还原环境的水下沉积，并且物源供应较为充分，泥灰质砾石属中性环境的水下沉积，泥质物质的供应相对较弱，而且泥灰质砾石出现撕裂状特征，这是强水动力作用下冲刷作用的结果; c 事件性沉积的较完整的生物化石和紫红色、灰色及深灰色泥砾共生(图 3-15C 及 D)，完整的生物化石呈现直立状产出，这肯定不是自然水流沉积的结果，生物碎片是动荡水体中生物颗粒被改造及破坏的结果，紫红色泥砾、灰色及深灰色泥砾也分别属于不同的成因环境，因此该图所示岩心段应当是湖泊环境强水动力作用的结果。总之，在上述照片所反映的结构组分中，有来自于氧化环境的组分，也有来自于还原环境的组分，有来自于深水区的，也有来自于浅水区的，也有事件性强水流搬运和沉积的结果，反映这些本来不属于同一沉积环境的沉积物，由于风暴浪的作用而重新搬运，最终堆积在一起。

图 3-12 济阳坳陷北部馆陶上段早期还原色泥岩含量分布图(有修改)

图 3-13 近岸高能带生物钙质砾屑石灰岩

图 3-14 远岸低能带生物钙质粉砂岩

图 3-15 风暴岩的结构组分

(5)颗粒结构

不同的沉积环境下其沉积物颗粒组构具有不同的特征，馆上段并不是单纯的河流相，有三角洲沉积、也有滨浅湖沉积; 有正常沉积，也有事件沉积; 有牵引流沉积，也有重力流沉积。下面重点描述湖泊环境的沉积作用，其地层主要是馆上段下部 Ng34，Ng44。

本区馆上段下部 Ng44以石英砂岩、粉砂岩、泥岩为主，有少量泥岩和钙质粉砂岩，岩石组合为砂岩与泥岩的不等厚互层，砂岩为颗粒支撑，孔隙式胶结，多为泥质胶结，少量为钙质胶结。本次研究主要取砂岩进行颗粒结构分析，根据分析结果，其碎屑颗粒中石英含量一般大于70%，长石一般小于20%，岩屑小于10%，分选系数 1.3 ～2.3，成分成熟度和结构成熟度都比正常河流高。标准偏差为 － 1.5 ～ 0.2，偏度 0.2 ～ 2.2，峰度为 0.3 ～3.5，多数为单峰正态型，有的峰形尖锐，有的很平坦，反映了碎屑物质被反复冲洗，细粒组分和泥质被充分簸选的沉积过程，为湖泊环境水下沉积的典型标志。

总体上，本区粒度概率曲线有以下几种类型。

第一类: 两段式，即由跳跃总体和悬浮总体构成，悬浮总体含量高，可达25%，跳跃组分倾角在60° ～65°之间，分选很好 (图3-16A)。跳跃总体和悬浮总体的交截点在3Φ 左右，不存在滚动组分，存在过渡段，反映了递变悬浮总体的存在，具有典型河道牵引流的粒度特征，为三角洲水下分支河道的沉积标志。悬浮组分分两种类型; 一种粒度较粗，为强水流主河道沉积; 一种粒度较细，为次级河道沉积。

图 3-16 典型的粒度概率曲线图

第二类: 粗三段式。由滚动总体 (5%)、跳跃总体 (75%)和悬浮总体构成 (图3-16B)。跳跃总体粒度区间为 2 ～ 3Φ，倾角大于 60°，分选很好，由于强水流作用，滚动组分也表现出较好的分选性。其形式介于河流沉积与浅湖沉积之间，为河口坝沉积标志。

第三类: 细三段式。与第二类相比，滚动总体显著减少，而悬浮总体反而增加，可达50% 以上，跳跃总体倾斜角仍然为 60°左右，跳跃总体粒度区间为 2 ～ 4Φ (图 3-16 C)，为远砂坝沉积特征。

第四类: 多段式。由滚动、跳跃、悬浮三个总体构成 (图 3-16 D)，跳跃总体斜率仍然很陡，分选好，反映波浪多次往返搬运簸选的结果，跳跃总体可分为两段或两段以上，这是沉积物被湖流、湖浪等多向、多组水流影响的表现，为三角洲前缘席状砂沉积特征。

以上四类曲线基本上代表了本区粒度概率曲线的特征，其形式介于河流沉积和湖泊沉积之间，两段式反映牵引流河道沉积特征，而多段式却是一定波浪改造作用的表现，反映了三角洲这种河湖过渡环境的存在。

(6)沉积构造

原生沉积构造能够很好地识别沉积环境，它反映沉积介质的性质、流体水动力情况、沉积物的搬运方式和沉积方式。通过对取心井的观察，发现馆上段的沉积构造具有类型丰富、组合形式多样及分布广泛等特点，根据成因及形态分类，研究区的沉积构造可归因于物理成因的层理、层面，准同生变形构造，化学成因构造及生物成因构造等几大类。其中对湖相及三角洲相具有较明显指相意义的主要有以下类型。

①冲洗层理

冲洗层理一般出现在细砂岩、中砂岩中，形成于双向水流环境，并具有一定强度的水动力条件下，在三角洲分流河口砂坝，滨浅湖滩坝，特别是后者常出现这种层理。如埕103 井中 1067 m 的砾质中砂岩 (图 3-17)。

②交错层理

a.浪成交错层理，是浅水地带波浪作用于松散细粒沉积物中留下的痕迹，常见于三角洲前缘和滨浅湖中，如图3-18。

b.低角度楔状交错层理 (图 3-19)，是在平缓的沉积环境中双向水流持续性作用的结果，常出现于三角洲前缘分流河口砂坝、远砂坝、滨浅湖滩坝等沉积环境中。

图 3-17 滩坝冲洗层理(埕 103 井 1067 m)

图 3-18 浪成交错层理

图3-19 低角度楔状交错层理

③截切构造

岩心中常见一些切入砂岩中的泥质充填构造，为截切构造。截切面上被含生物化石、生物碎片、紫红色泥砾、灰色泥砾等充填 (图 3-15A)，代表强风浪的事件性沉积。

④层面构造

由于滨湖区常常暴露于湖面上，发育大量的冰雹痕、雨痕、波痕等 (图3-20，图3-21)。

图 3-20 冰雹痕

图 3-21 浪成波痕

⑤砂柱构造

在风暴浪过后，快速堆积的沉积物中孔隙水向上泄出，导致颗粒重新排列，在泄水通道中形成砂柱，即砂岩脉 (图 3-22)。

(7)生物遗迹构造

生物活动过程中在沉积物内部或表面的痕迹被保存下来便成为遗迹化石，即生物遗迹构造，主要有以下两种类型。

①克鲁兹迹 (Cruziana)

Cruziana (图 3-23)潜穴较浅，倾斜或水平，包括生物的爬行迹，停息迹、觅食迹、进食迹和逃逸迹等，反映有波浪影响的滨湖浅水环境 (姜在兴，2003)。

②类沙蚕迹 (Nereites)

Nereites 为网状或树枝状 (图 3-24)，形成于比较安静的水体，如浅湖粉砂岩中或泥岩中，该遗迹组合以水平和图案型耕作迹 (Agrichnia)为特征。

③生物扰动构造

发育良好的层理被生物活动破坏后便形成生物扰动构造，一般表现为不规则的斑点，常见于滨浅湖粉细砂岩中。

图 3-22 砂柱构造

图 3-23 Cruziana

图 3-24 Nereites

(8)沉积亚环境类型及其特征

在馆陶组的沉积中，很多地区滨湖相和浅湖相往往难以区别，因此统称为滨浅湖相。滨浅湖主要发育于馆陶组沉积的晚期。由于当时地形非常平坦，湖平面小规模的升降振荡变化使滨湖区和浅湖区反复向靠岸或向离岸的方向长距离迁移，导致滨浅湖相十分宽阔。这种区域性的宽浅湖环境使湖泊沉积在广大范围内都为滨浅湖相，很少有半深湖相沉积。

滨浅湖位于湖盆边缘至波基面以上的地带，水体深度不大或周期性暴露于地表，水动力条件复杂，沉积物受波浪和湖流作用的影响较强。由于滨浅湖地带沉积环境复杂，因此沉积物类型表现出多样性。

滨浅湖发育大量的淡水生物化石，包括腹足类和双壳类等底栖生物、介形虫和鱼等浮游和游泳生物，以及浮游藻类和植物茎碎屑。有时很多生物富集成层。腹足类如平滑田螺(Viviparus Demolita)，梨形环棱螺 (Bellamya Purificata)，纹沼螺 (Parafossarulus)等，这些生物以水生植物的叶和低等藻类为食，都属于一些典型的淡水湖泊生物。双壳类如近摩尔达维亚珠蚌 (Uni cf.Submoldavicus)-垦利楔蚌 (Cuneopsis kenliensis)-准珠蚌 (Lamprot-ula (Parunio)shandongensis)等，这些动物群一般在温带至亚热带的淡水中生活，水深一般为数米至数十米，进行底栖爬行。很多蚌壳双壳紧密闭合，壳饰完好无损，壳体较薄，表明它们当时生活于一种安静、稳定的水体，而不是在河流中经过了长距离的搬运冲刷。介形类以 Potamocypris，Limnocythere 为主，另外有少量的 Cyclocypris，Cypria，Ilyocypris 等，这些生物常常生活在一些发育时间较长，面积较大的相对稳定的淡水湖泊或沼泽中，体现了广盆浅水生态环境。

2.三角洲相

三角洲相可以进一步划分为三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲三个亚相。飞雁滩油田三角洲相发育于馆上段早中期。

(1)三角洲平原

三角洲平原亚相可进一步划分为分支河道、陆上天然堤、决口扇和沼泽等微相。有时天然堤和决口扇、河漫滩难以区别，可以统称为泛滥平原沉积。其中分支河道构成三角洲平原亚相的主体，其沉积特征与河流沉积体系基本相同。沉积物以砂质沉积为主，岩性主要是灰白色、浅灰色中细砂岩和粉砂岩。岩石颗粒分选差至中等，粒度概率曲线为两段式或三段式，以跳跃总体和悬浮总体为主，反映出牵引流沉积物的特点。砂体中常常发育单向水流成因的交错层理，如板状、槽状交错层理，也有反映高能型的平行层理。砂岩底面常见冲刷-充填构造。天然堤与河流相的天然堤相似。在洪泛平原沉积中，岩性有灰色、灰绿色、紫红色杂色泥质岩，夹薄层灰色、灰绿色粉砂岩、泥质粉砂岩，泥质岩为块状且不纯，含粉砂。薄层粉砂岩具波状层理、透镜状层理、水平纹层，是洪水期沉积物越过天然堤而形成的泛滥沉积，洪泛平原沉积中还可见植物根、钙质结核。沼泽沉积以碳质泥页岩为特征，具有大量植物叶、根化石，有时可见生物潜穴。

(2)三角洲前缘

三角洲前缘砂体发育，储层物性好，是研究区重要的沉积体系。三角洲前缘亚相重要的微相有水下分流河道、水下分流河口砂坝、远砂坝、席状砂等。

①水下分流河道微相

水下分流河道是三角洲平原亚相中分流河道的水下延伸部分。平面上，砂体呈条带状分布，侧向上沉积物向边缘变细，砂体变薄。各期的分流河道沉积常常上下叠置或晚期河道切割早期河道 (图 3-25)，每一期河流以底部冲刷-充填构造为标志，一般自下而上发育板状交错层理，槽状交错层理，波状交错层理，水平层理，反映水动力强度逐渐减弱 (图3-26)。垂相上，沉积层序为正韵律或厚层复合韵律。

图 3-25 埕 103 井 (1211 ～1221 m)单井相分析图(据董贵能，2007)

②水下分流河口砂坝微相

水下分流河口砂坝是分流河道在河口因水流分散、流速降低沉积物卸载而形成。岩性主要为细砂岩，分选好。砂体形态在平面上呈长轴方向与河流方向平行的带状，横剖面上为透镜状。沉积构造丰富，有板状交错层理、槽状交错层理、楔形交错层理。砂层中发育介壳碎片，多数为腹足类或双壳类。砂体单砂层厚度 3 ～10 m，厚度变化较大，在沉积相序上多具有反序特征 (图 3-26)。

③远砂坝微相

远砂坝位于河口砂坝前较远部位，常与河口坝砂体相连而难以区别，不过一般远砂坝砂体长轴方向与河流方向垂直，沉积物粒度也变细。岩性主要为粉细砂岩。最多见的沉积构造是波状层理、脉状层理、透镜状层理和平行层理。纹层面常存在碳屑薄层。砂体中发育大量生物潜穴和扰动构造。

④席状砂微相

席状砂厚度薄，面积广，多以粉砂岩和泥岩薄互层出现，分选极好，砂质纯净。沉积构造有冲洗层理、波状层理、透镜状层理、脉状层理等 (图 3-26)，生物潜穴发育，粉砂岩中夹大量云母层和碳屑层。平面上，砂体呈席状或带状展布。沉积层序一般为复合韵律。

(3)前三角洲

前三角洲亚相在三角洲沉积体系中分布面积最广，主要形成于浪基面以下，由悬浮物质沉降而成，与浅湖相难以区别。沉积构造很少，主要是块状构造和水平层理。岩性以泥岩为主，夹薄层泥质粉砂岩。泥岩颜色为灰黑色或深灰色，为弱还原环境沉积标志。

图 3-26 埕 101 井单井相分析图(据董贵能，2007)

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