沉积特征及沉积相类型 沉积相类型及沉积特征

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、棕色和黄色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)

在湖盆的地质发育过程中，由于构造、物源、水介质条件等因素影响湖泊沉积作用，在不同的沉积位置湖盆的沉积环境特征及相应的沉积产物也是不同的，据此可以将牛庄洼陷沙二段划分出三角洲相、湖泊相、河流相等沉积相类型。
( 一) 三角洲相
三角洲是在河流与海洋、湖泊的汇合处所形成的扇形或舌形的碎屑沉积体。三角洲形成受多种因素制约，主要有河流的流速、泄水量、搬运砂泥量; 泄水和蓄水体的相对密度的大小，沉积介质类型 ( 河流、波浪、潮汐、海流) 和强度; 沉积盆地的构造性质，其中包括沉积盆地的稳定性，沉降速度和海水进退等。如果河流较大，搬运来的泥砂多，而海 ( 或湖) 水作用弱，则三角洲迅速生长发育，并不断向盆地方向推进; 反之，三角洲发育缓慢，甚至不发育，而以河口湾环境出现，因而，三角洲沉积是河流和海 ( 湖) 相互作用的产物。
三角洲沉积由三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲等亚相所组成。对于牛庄洼陷沙二段来说，上述亚相类型都有所出现。
1. 三角洲平原
三角洲平原是三角洲陆上为主的部分，区内所能识别的垂向微相类型为分流河道沉积、分流河道间、决口扇等。分流河道是河流进入三角洲后不断分叉所形成的枝状河道，不与湖水直接接触; 岩性上相对较粗，含砾砂岩、粗 － 中砂岩等较为常见; 沉积物颜色为灰白色或浅褐色等色调; 分流河道沉积和下伏泥岩之间为冲刷接触，顶部也因为河流的改道突变为泥岩，从而在自然电位曲线上多呈现箱形特征，但在不同的位置，其电相特征存在较明显差异 ( 图 5 －1) 。分流河道间微相分布于主要分流河道中间的凹陷地区，常与间歇性湖相连通; 岩性主要是泥岩，中夹少量透镜状粉砂岩和细砂岩，其中泥岩常具有紫红色和棕色等氧化色，有时也可具有灰色及灰绿色等中性色及弱还原色 ( 图 5 －2) 。岩石中水平纹理发育，一般较弱或不明显，但是有时可见植物茎和植物根迹等植物生长成因的化石或遗迹化石。决口扇微相也分布于分流河道间的相对低洼的位置，是洪水来临时洪水暂时冲垮局部天然堤而进入分流河道间所沉积的扇形沉积; 决口扇沉积物的粒度一般低于分流河道沉积，两者也可能相近，但是其厚度显著变小; 决口扇和其底部泥岩之间为侵蚀接触、顶部则受洪水能量逐渐减弱等因素的影响而呈现逐渐变细的特征，并和正常的分流河道间沉积呈现过渡关系。正因为如此，决口扇沉积在自然电位曲线上多呈现顶部快速收敛的钟形或指状形态 ( 图 5 －2) 。

图 5 －1 三角洲平原亚相电相模式图


图 5 －2 三角洲平原亚相中微相类型及其特征

2. 三角洲前缘
三角洲前缘是三角洲以水下为主的部分，位于分流河道的前端，为三角洲最活跃的沉积中心，由于同时还遭受湖水的冲刷作用，一般形成结构和成分成熟度都较高的砂质沉积集中带，可构成良好的储集层，研究区可识别的微相有水下分流河道、分流河口砂坝、远砂坝和支流间湾等。
( 1) 水下分流河道。水下分流河道是三角洲平原辫状水道向湖的延伸，具有受湖水改造的特征。岩性以砂岩、粗砂岩、砾质砂岩为主，具有板状、槽状交错层理，反映了高能、强水流及快速沉积的特点。粒度概率累积曲线以两段式为主，即由悬浮次总体和跳跃次总体两部分组成，粒度分布相对集中，悬浮次总体含量较大，此外三段式也相对较常见，但是滚动次总体一般发育较差; 在测井曲线上水下分流河道常表现为钟形、箱形( 图 5 － 3) 或钟形与漏斗形的复合型的钟形部分，分别对应于水下分流河道与下伏支流间湾沉积的侵蚀接触或者由分流河口砂坝沉积往上向水下分流河道沉积的过渡，有时也可以具有指状特征。水下分流河道粒度较粗、砂体厚度也相对较厚。

图 5 －3 牛 13 井录井及测井曲线特征

( 2) 分流河口砂坝。由河流带来的砂泥物质在河口处因流速降低而迅速堆积而成，其岩性主要为灰色细砂岩、粉砂岩、灰色或灰绿色泥岩组成，含炭屑; 层理类型多为槽状交错层理、楔状交错层理、波状以及变形层理，也有时出现平行层理; 粒度概率曲线上滚动次总体一般不发育，跳跃次总体倾角中等，并且多出现冲刷 － 回流点 ( 图 5 －3) ，悬浮次总体含量变化较大等特点，也可以是跳跃次总体倾角较大的二段式 ( 图 5 －4) 。本区河口坝沉积的砂体单层砂层厚度大，分选好，主要成分为石英，颗粒支撑，杂基含量一般相对较少，砂体在纵向上有两种表现形式，一种形式为自然电位曲线特征呈漏斗 － 箱形组合( 图 5 － 3) ，这是由三角洲前缘逐渐进积的结果; 另一种形式是以单层砂层的形式和支流间湾沉积成近于突变接触 ( 图 5 －5) ，自然电位曲线表现为箱形或微齿化箱形。
此外由于分流河口砂坝是水道入湖处形成的坝状浅滩，在三角洲向湖推进的过程中，它在垂向上也具有粒度变粗、单砂层厚度逐渐增大的趋势，呈现若干个典型的反序序列，向下过渡为正常湖泊沉积，测井曲线也常显示不同程度的漏斗形状特征。

图 5 －4 官 7 井二段式概率累积曲线


图 5 －5 史 114 井分流河口砂坝纵向沉积组合

( 3) 远砂坝。位于河口坝前较远的部位，沉积物主要由灰色粉砂岩、泥质粉砂岩和深灰色泥岩、粉砂质泥岩组成，或呈现砂泥岩薄互层的特征 ( 图 5 － 6) ，沉积构造以水平、波状层理为主，沿层面富含炭屑、虫孔、潜穴、印模、生物扰动作用较强，自然电位曲线呈低幅指状或齿形 ( 图 5 －3) 。
( 4) 支流间湾沉积。位于水下分流河道之间的位置，一般处于水下环境，但是水体较浅，沉积物以泥质沉积为主，也可以出现少量薄层状或透镜状泥质粉砂岩夹层 ( 图 5 －7) ，植物碎片可能含量较高，生物扰动也较强，有时出现富生物化石的泥岩; 由于该沉积环境具有浅水的特征，波浪作用也较弱，因此在岩心上常见碳质波状纹层 ( 图 5 －8) 。测井曲线上一般表现为泥岩段的特征 ( 图 5 －5) 。

图 5 －6 远砂坝沉积，官 105 井 2316m


图 5 －7 支流间湾沉积的透镜状薄砂层，官 7 井 3 ( 48/51)


图 5 －8 生物扰动及炭屑波状纹层，牛 38 井 1 ( 10 －26)


图 5 －9 前三角洲青灰色泥岩，牛 117 井 1 ( 15 －18)

3. 前三角洲
前三角洲亚相位于三角洲前缘的前方，是三角洲体系中分布最广、沉积最厚的地区。沉积物完全形成于水下，且多数是在湖水波浪运动不能涉及的深度下形成的。在岩性上，前三角洲亚相主要由暗灰色、青灰色粘土 ( 图 5 －9) 和粉砂质粘土组成，或有时含有少量河流带来的极细砂。
前三角洲沉积物中沉积构造不发育，主要为水平层理和块状层理，偶见透镜状层理，有时生物扰动和潜穴较明显。
( 二) 湖泊相
研究区沙二段水深总体较小，可识别的亚相类型为滨湖亚相、浅湖亚相等。
1. 滨湖亚相
滨湖位于岸线附近，在枯水期露出水面，而在最大洪水期则被淹没，受湖水涨落影响显著。
当砂质供应充分时，开阔湖岸可形成砂质湖滩，在水体持续变浅过程中如果沉积物供应相对充足则可以形成继承性的滩坝沉积; 反之，可形成以灰绿色、灰褐色泥岩夹粉砂岩的泥质滩，水动力较弱。
滨湖环境的砂质沉积由于经受河流的长距离搬运，又经过湖浪的反复冲刷，一般都具有较高的成熟度，分选和磨圆都较好，主要成分为石英和长石，也混有一些重矿物，沉积构造主要是各种类型的交错层理和波痕。
滨湖的砂质沉积中生物化石较稀少，可出现植物碎片、鱼骨片、介壳碎片等，有时可出现双壳类介壳滩; 在细砂岩及粉砂岩中常见有潜穴; 泥质沉积及泥炭沉积物主要分布在平缓的背风湖岸和低洼的湿地沼泽地带，泥质层具有水平层理、粉砂岩具有小型波状层理。
滨浅湖亚相可识别的微相类型有泥坪、混合坪、湖滩等。
( 1) 泥坪。位于滩坝或者湖滩的两侧，岩性主要为泥岩，夹有薄层砂岩。泥坪颜色以灰白色、浅灰色等为主，受洪水携带物及氧化作用等因素的影响，也可以出现紫红、棕红等氧化色，或总体呈现杂色特征 ( 图 5 －10) 。水动力条件弱。生物大量发育，但是品种相对较少。泥坪自然电位曲线特征以平直段为主，夹少量低幅指状曲线。

图 5－10 王 5 井沙二段滨湖及浅湖沉积

( 2) 混合坪。位于滩坝或者湖滩沉积的两侧，与泥坪呈逐渐过渡关系。混合坪在岩性上表现为泥岩、泥质粉砂岩和粉砂岩互层出现，在岩性组合上总体呈现以泥岩含量相对较多或两者含量相近的特征 ( 图 5 －10) 。可见浪成交错层理、生物扰动和潜穴。
( 3) 湖滩。岩性主要为粉砂岩。岩层厚度比滩坝薄。水动力条件强，可见槽状交错层理、浪成交错层理，由于水体较浅，氧化性较强，加上受洪水作用等的影响，在纵向上常与浅灰色泥岩乃至紫红色泥岩相伴出现 ( 图 5 － 11) 。可见不同程度的生物扰动、潜穴，介壳碎片较发育。湖滩沉积常呈较薄而相对稳定的砂层出现在滨湖区，自然电位曲线往往呈现低幅锯齿状特征 ( 图 5 －11) 。在纵向上也常和分流河口砂坝或滩坝沉积相伴生。

图 5－11 湖滩沉积特征 ( 牛 8 井)

2. 浅湖亚相
浅湖区水介质能量低，沉积物以粉砂和泥为主，夹有细砂岩透镜体，分选性亦较好，生物化石丰富且保存较为完整，可以有少量的炭屑。层理以不规则的水平层理和小型交错层理、脉状层理、透镜状层理为主，沉积物中常见潜穴、虫孔等生物遗迹构造; 当碎屑物质供应不充分时，碳酸盐岩开始沉积，类型为粒屑灰岩 ( 螺灰岩、介形虫及生物碎屑灰岩) 。不同类型碳酸盐岩的分布位置不尽相同，但横向相带及纵向层序变化很有规律，表现为生物碎屑灰岩分布在近岸动荡的滨浅湖区，螺 ( 完整螺) 介形虫灰岩分布于水体相对较安静的浅湖区。浅湖亚相可识别的微相类型是泥坪、生物滩、滩坝等沉积类型。
( 1) 泥坪。属于浅湖沉积，介于正常浪底与风暴浪底之间，偶见风暴岩。岩性以灰色、灰绿色泥岩为主 ( 图 5 －12) ，泥岩厚度一般较大，泥岩中可含少量较完整的生物化石，其中生物多为螺、介形虫等。纵向上浅湖泥坪沉积可以出现于前三角洲下部，这时两者难于区分，仅可以根据位置来大致进行判断; 分布在三角洲前缘及前三角洲沉积的顶部，也可以分布在滩坝沉积的顶底位置。
( 2) 碳酸盐滩。主要有生物灰岩、泥灰岩、泥云岩等，以生物灰岩为主，生物类型主要为螺及介形虫。碳酸盐滩沉积厚度较小，出现也相对局限。研究区内碳酸盐岩主要见于层序Ⅳ中部的准层序Ⅲ中，厚度一般小于 1 ～2m ( 图 5 －13) ，甚至只有十几厘米 ( 图5 － 14) 。在纵向上碳酸盐岩滩常出现在浅湖亚相泥岩中，此外也常和碎屑岩滩坝以及远砂坝有空间上的联系，碳酸盐岩滩坝一般出现于碎屑岩滩坝或远砂坝的顶部，其下部生物个体一般相对较完整，往上逐渐变得破碎。

图 5 －12 浅湖泥坪沉积 ( 牛 38 井)


图 5 －13 王 121 井的碳酸盐滩沉积

3. 滩坝
滩坝沉积是研究区相对较常见的一种沉积类型。岩性主要为细砂岩、粉细砂岩、泥岩、碳质页岩以及生物灰岩或含生物碎屑的泥岩，总体以细粒沉积为特征。沉积构造类型多样，主要有层理、波痕、生物扰动、潜穴以及植物根茎等。层理主要有平行、波状、砂纹、槽状交错、块状、水平等，其中块状层理多由生物扰动所致。
滩坝沉积在纵向上总是从外侧开始，逐渐向主体演化，并逐渐转化为内侧的静水或相对静水沉积，因此滩坝沉积在岩性上一般表现为从下而上由细变粗然后再由粗变细的特征，在泥质含量上也呈现相似的变化特征。在电测曲线上特征也较为清楚，如在自然电位曲线上多表现为漏斗形和钟形的复合形态 ( 图 5 －15) 。

图 5 －14 生物灰岩，河 167 －斜 2 井 1 ( 17/35)


图 5 －15 砂坝沉积及其电性特征 ( 史 114 井)

4. 半深湖亚相
半深湖位于波击面以下水体较深的部位，地处乏氧的弱还原 － 还原环境，沉积物主要受湖流作用的影响，以粘土岩为主，具有粉砂岩、化学岩的薄夹层或透镜体，粘土岩常为有机质丰富的暗色泥、页岩或粉砂质泥、页岩。水平层理发育，间有细波状层理，化石较丰富，以浮游生物为主，保存较好。底栖生物不发育，可见菱铁矿和黄铁矿等自生矿物。深湖亚相也是湖泊环境中常见的沉积相类型，它位于盆中水体最深部位，波浪作用已完全不能涉及，水体安静，地处乏氧的还原环境，底栖生物完全不能共存，沉积物粒度细、颜色深、有机质含量高，以质纯的泥岩、页岩为主，并发育有灰岩、泥灰岩、油页岩，层理发育，主要为水平层理和细水平纹层，常见介形虫等浮游生物化石，保存完好。黄铁矿是常见的自生矿物，多呈分散状分布于粘土岩中。
由于研究区在沙二段沉积时期，湖水总体较浅，因此没有出现深湖沉积，半深湖亚相在各井中也所见较少。在分布层位上主要出现于层序Ⅲ的最下部沉积的早期; 在分布地区上主要位于研究区西部，特别是西北部地区，分布面积较小，如在牛 13 井以西的地区有少量出现。其岩性主要表现为深灰色泥岩等，泥岩质较纯，分散状、团块状黄铁矿颗粒或集合体有时可见。此外在泥岩中有时还可以出现中—薄层状浊积岩沉积。
( 三) 河流相
河流是流水从陆地流向海洋和湖泊的通道，也是沉积物由陆地搬运到海洋和湖泊中去的主要营力。根据河流的分岔参数以及弯曲度可以把它分为顺直河、辫状河、曲流河和网状河等类型。
牛庄洼陷河流沉积环境相对少见，主要出现于准层序组Ⅲ － 3 中，河流类型为曲流河。曲流河河道坡度较缓、流量稳定，搬运形式以悬浮负载和混合负载为主，沉积物较细，一般为砂岩及泥岩沉积; 曲流河河道的弯曲度一般较大，截弯取直作用容易发生。根据沉积特征的不同，可以将曲流河相划分为河床亚相、堤岸亚相、河漫亚相、牛轭湖亚相等亚相类型 ( 图 5 －16) 。

图 5 －16 曲流河沉积环境模式( 据艾伦，1964)

1. 河床亚相
河床沉积的岩石类型以砂岩为主，其次为砾岩。河流沉积物粒度相对较粗，层理发育，缺少动植物化石，仅见破碎的植物枝干等残体，砂体形态多呈透镜状，底部具有明显的冲刷面。河床亚相可以分为河床底部滞留沉积和边滩沉积两个微相。
河床底部滞留沉积: 从上游搬运来的以及就地侵蚀形成的物质中，细粒的被带走，粗粒物质被留下堆积形成不连续的透镜体，成为河床底部滞留沉积。其成分复杂，既有陆源砾石，也有河床下伏早期沉积未固结而再沉积的同生泥砾; 砾石呈叠瓦状排列，倾斜方向指向上游。该种沉积类型难于形成厚层，多呈透镜状断续分布于河床最底部，向上变为边滩或心滩沉积。
边滩沉积: 边滩是曲流河区别于其他类型河流的重要特征。其沉积物类型以砂为主，混有砾、粉砂和粘土，成熟度低，不稳定组分多，长石及岩屑含量高。层理类型主要为水流成因的槽状交错层理、板状交错层理，也可出现平行层理; 自下而上具有层理规模逐渐变小、粒度由粗变细的正韵律。
河床底部滞留沉积和边滩沉积尽管在分布范围和规模上不相同，但是在剖面上两者之间常呈连续过渡，总体呈现正粒序或正韵律的特征，共同构成曲流河河道沉积，因此电测井曲线上常总体具有钟形或齿化钟形 ( 图 5 －17) ，不过统计表明在古代的曲流河沉积中，完整的边滩沉积相对少见，由于顶部侵蚀等因素的影响，其上部的细粒层序常难于保存下来，因此箱形、齿化箱形是曲流河河床亚相常见的电相类型，受层厚等因素的影响，在电性上也出现光滑或齿化梭形的外形。

图 5 －17 曲流河沉积的岩性及电性特征 ( 牛 3 井)

2. 堤岸亚相
堤岸亚相在垂向上发育在河床沉积的上部 ( 图 5 －17) ，属于河流相的顶积层。与河床沉积相比，其岩石类型简单，粒度较细，层理类型相对复杂。可进一步分为天然堤和决口扇两个微相。
天然堤: 主要由细砂岩、粉砂岩、泥岩等岩石类型所组成，粒度比边滩沉积细、比河漫滩沉积粗，垂向上突出的特点是砂、泥岩组成薄互层。层理构造以小型波状交错层理、槽状交错层理为特征。沉积系列的下部砂质岩发育交错层理，上部泥质岩则发育水平层理，由于间歇性出露水面，钙质结核发育，泥岩颜色常见氧化色，泥岩中可见干裂、雨痕、虫迹及植物根等。
决口扇: 是河水在洪水期冲决天然堤，部分水流由决口流向河漫滩，从而使得砂泥物质在决口处堆积形成扇形沉积。决口扇沉积主要由细砂岩、粉砂岩组成。粒度比天然堤沉积物稍粗，具有小型交错层理、波状层理及水平层理，冲刷 － 充填构造常见。决口扇岩体形态成舌状、厚度较小 ( 图 5 －17) ，向河漫平原方向变薄以至于尖灭，剖面上呈透镜状。决口扇砂岩尽管在岩性特征上和天然堤沉积相似，但是天然堤一般分布于河道沉积的顶部，而决口扇沉积则一般以较小规模砂层的形式被大套的河漫滩沉积所包裹。
在电性特征上，曲流河堤岸亚相一般呈齿化或低幅指状的形式出现。
3. 河漫亚相
河漫亚相是洪水泛滥期水流漫溢天然堤、流速降低而导致河流悬浮物沉积、大量堆积的结果，也称为泛滥平原沉积。该亚相沉积类型较简单，主要为粉砂岩和泥岩。粒度是河流中最细的，层理类型主要为波状层理和水平层理。河漫亚相在垂向上位于河床或堤岸亚相之上 ( 图 5 －18) ，平面上位于主堤岸亚相外侧，属河流顶积层沉积。河漫亚相包括河漫滩、河漫湖、河漫沼泽等三个微相。这些微相尽管在岩性特征上存在差别，但是电性上总体保持泥岩段的特征，或出现少量的齿化电性形状。

图 5 －18 河漫亚相的录井及电相特征 ( 官 12 井)

4. 牛轭湖亚相
牛轭湖亚相是曲流河截弯取直作用使被截掉的老河道被废弃从而积水成湖的结果。牛轭湖沉积主要为粉砂岩及泥岩。粉砂岩中具交错层理，泥岩中发育水平层理。常含有淡水软体动物化石和植物残骸。岩体呈透镜状，条带状延伸，最大可延伸数十千米，厚度可达数十米。

图 5 －19 牛轭湖亚相的电性及纵向相演化 ( 牛 6 井)

牛轭湖沉积由于是水下沉积的结果，因此在沉积物颜色上多数具有不同程度的还原色特征 ( 图 5 －19) ，但是其底部的废弃河道沉积则一般发育不好，厚度较小，岩性上以较薄层的河床底部滞留沉积为主 ( 图 5 －19) ，边滩出现很少。
牛轭湖沉积的粉砂岩根据其厚薄不同，可以出现指状、梭形、箱形等形态，其底部的滞留沉积还可具有某种程度的反粒序特征 ( 图 5 －19) 。牛轭湖泥岩表现为较纯的泥岩段特征。

研究结果证实，本区寒武系—奥陶系沉积相类型主要有潮坪、开阔台地、局限台地、鲕滩、陆棚浅海及风暴沉积。
1.沉积相类型
（1）潮坪相
根据岩性组合特点可将潮坪相细分为砂坪、泥坪、云坪、灰坪、灰云坪和泥云坪（表3-3-1）。

表3-3-1 寒武系—奥陶系潮坪沉积相序列

潮坪相沉积标志明显。陆源碎屑潮坪以潮汐层理为特征（图3-3-1a、b、h）；碳酸盐岩潮坪发育藻纹层、豹皮状构造（图3-3-1c、d）、微细平行层理（图3-3-1g）、蒸发岩矿物（图3-3-1e）等。
（2）台地-浅海沉积相
台地-浅海沉积相序列主要包括 湖、局限台地、开阔台地和陆棚浅海等沉积亚相，其中开阔台地边缘常见鲕粒滩和风暴岩沉积（表3-3-2，图3-3-2）。

图3-3-1 寒武系—奥陶系潮坪沉积相标志


图3-3-2 寒武系—奥陶系台地-浅海沉积相标志


表3-3-2 寒武系—奥陶系台地-浅海沉积相序列

2.相序列
纵向上，可将华北地区寒武系—奥陶系分为2大旋回（超层序）：第1旋回对应寒武系—下奥陶统（府君山组—亮甲山组）。怀远运动造成海退，亮甲山组有不同程度的缺失；第2旋回对应中奥陶统（下马家沟组—峰峰组）。寒武系包括了7个3级层序，奥陶系包括了5个3级层序（韩征等，1997）。
华北地区寒武纪—奥陶纪为大陆边缘盆地，广泛发育陆表海沉积。除研究区南缘和北缘出现低位体系域和马家沟组底部发育低位楔沉积（泥云岩、隐晶灰岩）外，各层序均由海侵体系域和高位体系域组成。海侵体系域（TST）：位于各层序下部，分布范围不等。准层序组的叠加方式常为退积型，不同相带其岩性组合多样。潮上带包括准同生白云岩、紫色含粉砂质页岩；潮间带包括灰岩（下部）和准同生白云岩（上部）、角砾岩；潮下带以薄层状泥晶灰岩和中、厚层状灰岩、豹皮灰岩为特征。高位体系域（HST）：以加积—进积准层序组为特征，早期以灰色薄—厚层碳酸盐岩、豹皮灰岩、颗粒灰岩等为特征；晚期以潮坪相沉积为特征，包括准同生白云岩、灰岩及豹皮灰岩等，常见泥裂等暴露构造。

图3-3-3 华北地区寒武系—奥陶系典型相序

府君山组（辛集组）下部的含磷页岩和砾岩代表海侵初期的滨岸沉积，角砾状灰岩及薄层泥云岩代表潮坪环境。馒头组下部为深灰色薄层泥灰岩、灰岩，属水进期潮下带沉积；上部由多个紫红色泥质灰岩-钙质泥岩准层序构成，为典型高位体系域期潮间带进积序列。毛庄组、徐庄组主要为台地潮坪相沉积，前者常由潮上泥页岩、灰云岩、白云岩和潮间灰岩、潮下鲕粒灰岩构成（图3-3-3a），后者常由潮上—潮下砂、泥坪和潮间泥云坪构成（图3-3-3b）。张夏组鲕粒灰岩发育，代表台地边缘浅滩相沉积（图3-3-3c），滩间常见灰、泥沉积。崮山组、长山组、凤山组的岩性组合基本一致，主要为台地潮坪相沉积。在研究区南部以白云岩为主，北部以灰岩为主，局部发育鲕滩或风暴岩（图3-33d）。冶里组、亮甲山组主要为台地相和潮坪相白云岩沉积，局部见风暴岩。
马家沟组—峰峰组岩性以灰岩、白云质灰岩为主，夹有白云岩，多为碳酸盐岩台地沉积。局部水流不畅，发育局限台地- 湖相沉积（图3-3-3e）。

18632863114：沉积相类型
浦帜答：结合岩相类型与测井相类型及特征的分析得出,富县地区延长组主要发育三角洲和湖泊两类沉积相及其5类沉积亚相、7类沉积微相(表4-1)。 表4-1 富县地区延长组沉积相类型划分及分布 (一)三角洲相 三角洲相是河流入湖在浅水缓坡处由河湖共同作用形成的、向湖心突出的、似三角形的砂泥沉积单元。从岸上到湖心依次...

18632863114：(三)河流沉积类型及特征
浦帜答：（据Glaister，1974）图5-5 心滩沉积的概率累计粒度曲线 （据Glaister，1974）2、3是1 的夹层 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）...

18632863114：主要沉积相类型的化石组合特征
浦帜答：2.过渡沉积环境 1）三角洲相 三角洲中生物化石非常丰富，常见的门类有陆相介形虫、海相介形虫、双壳类、腹足类、棘皮类、海胆刺、苔藓动物及少量有孔虫和植物碎片等。在不同的三角洲亚环境中，其生物化石组合特征不同。三角洲平原相以海相介形虫与陆相介形虫混生为特征，常见腹足动物、双壳动物及植物碎片...

18632863114：沉积相的分类、分类原则及主要大相(相组)和相类型?
浦帜答：【答案】：沉积相主要分为三类。主要的分类原则：应该依据自然地理条件或地貌特征及沉积物综合特征，并且要遵循简单易行、便于记忆和理解的原则。主要的大相有陆相组、海相组和海陆过渡相组。陆相组包括残积相、坡积-坠积相、山麓-洪积相、河流相、湖泊相、沼泽相、沙漠相、冰川相；海相组包括滨岸相...

18632863114：海相沉积模式与沉积相
浦帜答：九个相带的沉积特征概述如下。1）盆地相。位于浪底（或波基面）和氧化界面以下，水深几十米至几百米，为静水还原环境。沉积物主要是从外带注入的细粒泥质物质和硅质物质。2）开阔陆棚（或开阔浅海）相。水深几十米至百米，一般为氧化环境。沉积作用相当均匀，为典型的较深的浅海沉积环境，主要岩石类...

18632863114：陆相沉积模式与沉积相
浦帜答：2）湿润型冲积扇沉积相模式。湿润型冲积扇自近端到远端的沉积特征具有较明显变化。扇近端到远端，河流能量降低，河道深度变浅，碎屑粒径变小，砂坝类型有席状经过渡带变化为远端的纵向砂坝，格架砾岩的体积迅速减小，而交错层状含砾砂岩的体积则相应增加，交错层规模向远端减小，由板状层组过渡到槽...

18632863114：沉积体系类型及其特征
浦帜答：(3)扇前三角洲:位于扇三角洲最前端，以灰色及灰黑色泥质粉砂岩、粉砂岩和泥岩为主，夹细砂岩薄层，与湖相泥岩在剖面上呈指状互层;具波状交错层理，常见生物遗迹及滑塌沉积。3.河流沉积体系 在断陷盆地中，河流沉积物是主要充填类型之一。在沉积层序上具明显下粗上细的正粒序，显现二元结构特征。依据...

18632863114：(二)沉积环境及沉积相
浦帜答：华北地区以碳酸盐岩沉积为主。由于中条、吕梁等陆岛的存在,导致吕梁山以东广大地区成为古陆边缘沉积区和相关相带的空间展布;吕梁山以西,因毗连秦岭和祁连海槽,故以台地边缘和盆地沉积区为主。下古生界沉积相的划分及沉积特征见图1-3-2。 1.古陆边缘沉积区 古陆边缘沉积区和碳酸盐台地沉积区是本区沉积类型的基...

18632863114：沉积相类型及相序列
浦帜答：依据岩性组合、隐藻类型、沉积构造及自生矿物等特征，将中—新元古界划分为3大沉积相序列：河流沉积相、碎屑滨岸-浅海沉积相、潮坪沉积相。1.沉积相类型 （1）河流相 本区陆相沉积主要为河流相，陆岛边缘见少量坡积物和残积物。主要发育于常州沟组下部，厚度不稳定。岩石类型有砾岩、含砾砂岩及砂岩。

18632863114：(二)沉积相特征综述
浦帜答：其他类似问题 2020-02-03 (二)沉积相特征 2020-01-31 沉积相类型及特征 2020-01-31 沉积相特征 2020-01-31 沉积体系及其沉积相特征 2020-02-05 沉积相类型及沉积特征 2020-01-31 沉积特征及沉积相类型 2020-02-01 沉积相带特征 2016-06-08 沉积相的研究内容 更多类似问题 > ...