潮控河口湾沉积构型表征及成因机制研究:以Oriente盆地M1砂岩段和Hebrides盆地Bearreraig砂岩段为例^*

Research on the sedimentary architecture characterization and genetic mechanisms of tide-dominated estuaries: case studies of M1 Sandstone in Oriente Basin and Bearreraig Sandstone in Hebrides Basin

摘要

在碎屑海岸沉积体系的分类方案中,潮控河口湾是与开阔潮坪、潮控三角洲同等重要的沉积环境,属于潮汐主导的环境单元。持续性可容空间增长和欠补偿的充填条件使得河口湾成为砂质沉积物的有利富集区域。混合水动力条件主导了沉积物的再分配过程,局部水体能量的差异配置对于砂泥组分的空间分配格局具有显著的影响,这使得河口湾沉积物发育更为多样的岩相和微相类型,并且具有相对复杂的内部结构。因此,作者整合了Oriente盆地M1砂岩段的沉积古地理研究和Skye岛Bearreraig砂岩段的野外露头研究,侧重于对潮控河口湾多级次沉积构型的系统解剖,探讨了影响层序—沉积—底形级次沉积构型发育的成因主控机制,并建立了适用于潮控河口湾环境的0~8级沉积构型划分方案。来自于M1砂岩段和Bearreraig砂岩段的2套潮控体系地层单元,具有不同的潮控环境叠置模式,反映了差异沉降过程主导下物源供给强度对于7~8级层序尺度构型单元结构的系统性控制。在此基础上,基于完备的沉积储集层资料,围绕M1砂岩段继承性潮控河口湾环境的沉积古地理重建,详细论证了混合水动力过程影响下4~6级沉积构型单元的区域性分布规律和规模变化趋势。研究表明,在混合水动力条件的转换过程中,随着潮汐作用的增强,砂体构型单元由近源离散型潮汐点坝逐渐过渡为远端连续型潮汐沙坝; 而潮坪构型单元主要受特定水深、流速的控制,稳定分布于两侧边缘潮坪区域。此外,Bearreraig砂岩段的野外露头证据补充了0~3级底形尺度的精细结构特征,揭示了环境内部的局部水体条件,包括古潮汐流方向、潮汐周期等对于小尺度构型单元规模及结构复杂度增长过程中的影响机制。该研究总结了碎屑海岸体系中潮控河口湾环境的构型级次划分标准和构型发育样式,为潮控体系沉积物结构特征的对比研究和沉积构型演化研究提供了模式依据。

Abstract

In the classification of clastic coastal depositional systems,tide-dominated estuaries hold significance equivalent to open tidal flats and tide-dominated deltas,representing an end-member of tidal environments. Sustained increases in accommodation and underfilled depositional conditions make estuaries favorable sites for the sandy sediment accumulation. Mixed hydrodynamic conditions control the sediment redistribution processes,while local variations in flow energy significantly affect the spatial distribution patterns of sand and mud components. These factors lead to a greater diversity of lithofacies types and lithofacies associations and relatively complex internal sedimentary structures. Therefore,this study integrates the sedimentary palaeogeographic research of the M1 Sandstone Member,Oriente Basin and the outcrop studies of the Bearreraig Sandstone Member,Isle of Skye,focusing on the systematic dissection of multi-level sedimentary architecture within tide-dominated estuaries. The study explores the controlling mechanisms behind the development of sequence-, sedimentary-, and bedform-scale architectures,and establishes a classification scheme for tide-dominated estuaries,applicable to levels 0-8.The two tide-dominated stratigraphic units from the M1 Sandstone and the Bearreraig Sandstone—exhibit different tide-dominated environmental stacking patterns,reflecting the systematic control of the source supply intensity by differential subsidence processes on the architecture of sequence-scale sedimentary units at levels 7-8. Based on comprehensive sedimentary reservoir data,and through the sedimentary palaeogeographic reconstruction of the M1 Sandstone Member’s inherited tide-dominated estuarine environment,this study further elaborates on the regional distribution patterns and scale variation trends of the levels 4-6 sedimentary architecture under mixed-hydrodynamic processes. Results indicate that,during the transition of mixed-hydrodynamic conditions, increasing tidal influence drives a gradual transformation of sand-body architectures, from proximal discrete tidal point bars to more distal and continuous tidal sand bars. Tidal flat architecture units,in contrast,are primarily governed by specific water depth and flow velocity remaining relatively stable along marqinal-tidal-falt zones. Moreover, outcrop evidence from the Bearreraig Sandstone Member provides detailed insights into bedform-scale(levels 0-3) architectures,revealing the influence mechanisms of local flow conditions-including ancient tidal flow direction and tidal cycle—on the scale and structural complexity growth of small-scale sedimentary architecture units. This study summarizes the classification standards of architecture levels and architecture development styles in tide-dominated estuarine environments within clastic coastal systems,offering a model foundation for comparative research on sedimentary structures and architecture evolution in tide-dominated systems.

Graphical abstract

关键词

潮控河口湾 / 沉积构型样式 / 潮汐沙坝 / 混合水动力过程 / M1砂岩段 / Bearreraig砂岩段

Key words

tide-dominated estuary / sedimentary architectural style / tidal sand bar / mixed hydrodynamic processes / M1 Sandstone Member / Bearreraig Sandstone Member

潮控河口湾是一类水动力过程复杂且高度动态的沉积环境,通常发育于潮汐作用影响广泛的海陆过渡区域。一般来说,河口湾环境的演化继承了早期河流侵蚀基底所形成的河谷系统,并在持续性海侵阶段快速发育(Plint and Wadsworth,2003;Dalrymple and Choi,2007;Tessier et al., 2012;Zhang et al., 2014)。全新世以来的河口湾沉积物和古代岸线附近的岩石记录表明,稳定的可容空间增长趋势和欠补偿的沉积充填条件,使得来自于陆地和海洋的沉积物得以充分捕获并在地层中保存下来(Yoshida et al., 2001;Tessier et al., 2010)。同时,由于潮控河口湾环境保持了相对活跃的水体条件,以砂质为主的沉积相带在潮汐作用的影响下分布范围足够广泛,在环境中占据主导地位(Dalrymple et al., 1992;彭旸等,2022;Zhu et al., 2024)。砂质沉积物的良好保存潜力,使得潮控河口湾沉积地层满足了形成大型油气储集体的条件(胡光义等,2018)。

沉积学和潮汐动力学研究表明,混合水动力过程是驱动潮控河口湾环境演化的重要机制之一(Fenies et al., 2010;Ainsworth et al., 2011;Dashtgard et al., 2012)。潮汐作用的相对强弱对沉积物的搬运和沉降过程起到了尤为重要的影响。主导河口湾沉积的混合水动力过程在垂直于岸线的方向上是梯度变化的,这一机制控制了沉积物再分配、相带发育以及地貌演化(Longhitano et al., 2012;Dalrymple et al., 2015)。现代沉积研究的案例已经证实,潮控河口湾是一个由河流相、潮坪相、潮汐沙坝相等沉积相组成的复合环境。这些沉积单元代表了不同水体深度、水动力条件下的沉积物扩散模式(Kang et al., 2024)。国内外学者结合大量现代沉积、野外露头的研究案例,对混合水动力条件下的沉积物分布、砂泥结构发育等内容进行了机制探讨(Davis and Dalrymple,2012;Olariu et al., 2012;Ahokas et al., 2014;Rossi et al., 2017;李顺利等,2018)。随着潮控河口湾沉积学理论趋于完善,在潮控河口湾经典相模式的指导下,以岩相为基本单元的河口湾沉积物分布是具有可预测性的。

然而,与河流、三角洲等沉积环境相比,对河口湾环境地层结构和沉积构型的认识是相对滞后的(于兴河等,2013;吴胜和等,2019,2021;李伟等,2023;Steel et al., 2024)。制约这一研究的因素主要有2个方面: (1)古河口湾环境的重建是困难的,由于资料的不完备性,古岸线附近的沉积环境类型具有多解性; (2)在现代沉积研究中,河口湾的沉积中心多分布于水下区域,难以对沙坝等沉积单元的构型结构进行直接观察。对于潮控河口湾构型研究来说,沉积物的双向供给条件和潮汐主导的再分配过程,确保了河口区域始终保持较高的砂质组分堆积速率,形成了规模大、期次多且物性好的潮汐砂体构型单元(Tessier et al., 2012;Virolle et al., 2020)。同时,受水体深度、水体能量等条件的综合影响,包括潮汐砂体在内的沉积物其内部结构样式不是均一的(Harris,1988;Olariu et al., 2012;Rossi et al., 2023),特别是在与潮间带和潮下带相对应的水深环境(Dalrymple,2021)。目前,针对于潮控河口湾构型成因类型的研究,包括砂体构型单元的内部结构、界面级次、接触关系和展布规模等特征认识是不充分的。

作者对2套沉积地层中保存的潮控河口湾沉积物进行了多尺度构型的表征研究。以Oriente盆地M1砂岩段作为沉积尺度构型研究实例,基于岩心、测井和地震等资料,详细分析了潮控河口湾的构型单元分区分带特征; 以Hebrides盆地Bearreraig砂岩段作为底形尺度构型研究实例,基于Skye地区的野外露头资料,系统解剖了沉积体构型单元内部的精细构型结构特征。在此基础上,从2套潮控河口湾沉积地层的层序成因分析出发,对层序格架内不同级次构型单元的成因机制进行了探讨,并建立了较为完善的0~8级潮控河口湾构型分级方案和潮控河口湾构型分布模式。

1 区域地质背景

1.1 Oriente盆地区域地质概况

1.1.1 盆地构造及沉积特征

Oriente盆地位于南美洲西北部厄瓜多尔境内,西侧紧邻科迪勒拉山系,向东与圭亚那(Guyana)地盾邻接,属于安第斯弧后前陆盆地系统的一部分(图1-a)(Baby et al., 1999;Martin-Gombojav and Winkler,2008;马中振等,2017)。该盆地的构造演化可以追溯到三叠纪末期(约202 Ma)的裂谷扩张阶段,有证据表明这一时期来自于海洋的沉积物在此处堆积(Spikings et al., 2019)。随着纳兹卡板块俯冲、岩浆弧侵入和构造反转等一系列地球动力学事件的出现,盆地在早侏罗世末期至早白垩世(约180—140 Ma)经历了构造活动相对活跃的弧后伸展阶段,可容空间变化主要受构造活动的控制(Pratt et al., 2005)。伴随着伸展作用的持续和基底古隆起的形成,Oriente盆地发展为以构造沉降为特征的西部次盆地和以半地堑系统为特征的东部次盆地,形成了最初的构造格局(Horton,2018;Zamora and Gil,2018)。在早白垩世中期(约140—125 Ma),来自于南美洲板块北部的挤压事件标志着弧后伸展阶段的结束,所引发的抬升作用形成了白垩系与侏罗系之间的不整合。之后,盆地在早白垩世末期至晚白垩世(约125—66 Ma)处于相对稳定的弱沉降阶段。这一时期,盆地内部被沟通南北方向的陆缘海覆盖。由盆地中心向东部方向,沉积地层逐渐减薄至与圭亚那地盾重合(Baby et al., 1999)。随着晚白垩世末期(约86 Ma)与海洋板块增生有关的一系列碰撞抬升和沉积间断的发生,盆地逐渐向古近纪前陆盆地系统转变(Barragán and Baby,2004;Jaillard,2022)。

来自于钻井的沉积记录显示,盆地内部充填了厚度约5000 m的中生界至新生界的沉积物(Baby et al., 2004)。在这些沉积物中,白垩纪的岩石记录对应于1套以多期次海侵—海退旋回为背景、以陆相—海陆过渡相—海相沉积体系为主的地层单元,沉积于阿普特期—马斯特里赫特期(约125—66 Ma)(图1-c)。受物源输入量的限制,这一时期的沉积物总体上保存得较为完整,自下而上依次为以陆相河流沉积为主的Hollin组、以多期海相沉积和碎屑海岸沉积为主的Napo组和以进积三角洲沉积为主的Tena组(Zuniga et al., 2021; 李阳等,2020)。稳定的沉积地层反映了受盆地沉降和海平面变化共同控制的可容空间稳定增长趋势。同时,物源供给主要来自于东部圭亚那古老沉积物的剥蚀。由于毗邻陆缘海,沉积物既有来自于海相的泥岩和碳酸盐岩组分,也有来自于陆相受高能水动力改造的砂岩组分。沉降速率和海平面变化的耦合使得地层中的相演化和水深保持了较高的一致性。

1.1.2 M1砂岩段地层沉积特征

沉积储集层研究区位于盆地北部的T区块(图1-a),目的层系为Napo组M1砂岩段,是发育于晚白垩世坎帕期(83.6—72.1 Ma)的1套三级(或四级)海侵—海退旋回(Jaillard,1997;刘畅等,2014;Vallejo et al., 2021)。受到与海洋板块增生相关的一系列构造事件影响,M1砂岩段与底部Upper Napo 泥段和顶部Basal Tena段均存在沉积间断。碎屑沉积物的厚度分布表明M1砂岩段的物源方向来自盆地东部(图2-a),研究区附近的盆地边缘区域可能存在1条南北向、延伸数百千米的古岸线。由于古岸线附近的可容纳空间和沉积主控因素存在区域性偏差,海陆过渡区域的沉积环境具有一定的可变性(Vallejo et al., 2017;李发有等,2024;Zhu et al., 2024)。

持续性沉积物输送为M1砂岩段碎屑沉积体系的建立提供了较高的物质可用性,快速海侵阶段使得盆地维持了稳定的可容空间增长状态。M1砂岩段与底部Upper Napo泥岩段呈侵蚀接触,在研究区范围内具有可对比性(图2-b)。相对高能的近岸砂质沉积物和浅海生物碎屑灰岩随着海洋水体的侵蚀、搬运,在古岸线附近堆积并形成以潮控河口湾或潮控三角洲为主的海岸环境(图2-b)(Vallejo et al., 2017;Zhu et al., 2024)。随着海平面的继续上升,在高位域阶段,厚层海相泥岩和海相灰岩依次稳定地覆盖在高能碎屑海岸沉积物之上,环境逐渐进入低能深水环境。这一沉积时期的构造抬升作用,可能限制了M1砂岩段深水环境的发育(Jaillard,2022)。

1.2 Hebrides盆地区域地质概况

1.2.1 盆地构造及沉积特征

Hebrides盆地位于大不列颠群岛西北部海域,是大西洋被动大陆边缘东部最远端的盆地。该盆地的形成与大西洋裂谷扩展活动有关,最早始于三叠纪陆上裂谷阶段(Butler and Hutton,1994;Hesselbo and Coe,2000)。受裂谷扩展过程中持续性拉张作用的影响,该地区形成了以伸展半地堑系统为基底特征的盆地初始形态,发育一系列呈NNE-SSW走向、断面普遍向西倾斜的正断层组合(图3-a)(Stein,1988;Selby and Smith,2016;Archer et al., 2019)。正断层和倾斜断块形成了半地堑系统中的构造低点,为侏罗纪的沉积物堆积提供了可容空间(图3-c)。盆地基底形态重建数据表明,这套断裂系统的发育持续到早侏罗世末期(Butler and Hutton,1994),并由此阶段开始直至中侏罗世Brent期沉积结束(约168.3 Ma),一直维持在相对不活跃的状态。这一时期,Hebrides盆地的演化过程处于裂谷后热沉降阶段(图3-b)(Selby and Smith,2016)。半地堑基底形态与海平面快速上升共同促进了盆地狭窄古海洋航道网络的发育,为中侏罗世的浅海碎屑沉积物堆积提供了可容空间,奠定了Hebrides盆地的沉积古地理模式(Mellere and Steel,1996;Wei et al., 2016)。需要指出的是,在这一时期,基底形态对沉积的控制是主动的,沉积过程主要受同生断层的影响,促成了由断块隆起高点向构造低点位置过渡的沉积物分布模式,沉积地层记录了由浅水沉积向深水沉积逐渐转变的证据(Hesselbo and Coe,2000)。

Hebrides盆地中侏罗统包括2套沉积: Brent组(175—168.5 Ma)和Great Estuarine组(168.5—163.5 Ma)。Brent组记录了以Bearreraig砂岩段为主的海相碎屑沉积物,标志着沉积环境由早侏罗世陆相沉积向中侏罗世海相沉积的重大转变(Selby and Smith,2016)。

需要指出的是,Camasunary断层的出现将Skye地区分割为构造基底形态不完全相同的2个次盆地,即外Hebrides次盆地和内Hebrides次盆地。由此产生的沉积古地理条件变化,影响了2个区域的可容空间增长趋势及沉积物供给强度,直接导致了沉积地层特征上的差异(Archer et al., 2019)。古水流方向表明,上游河流系统的强供源方向朝向内Hebrides盆地,弱供给方向朝向外Hebrides盆地(图3-a)。并且,对于强物源供给的内Hebrides盆地,盆地被限制在Camasunary断层与Strathconnon断层之间的局限区域,因此,这一位置的沉积物具有更大的沉积规模(Archer et al., 2019)。

1.2.2 Bearreraig砂岩段地层沉积特征

野外露头考察地位于Hebrides盆地边缘的Skye地区,以广泛出露的火成岩地层而闻名。研究层系为下侏罗统上部至中侏罗统部分出露的Bearreraig砂岩段,与上覆厚层古新统火成岩呈不整合接触(图4-a),主要发育以中粗粒交错层理砂岩为主的碎屑沉积物(图4-b)。

Bearreraig砂岩段在Skye地区的出露规模为30~480 m不等(Morton et al., 1995)。受控于构造基底形态和海平面上升过程的影响,在Bearreraig砂岩沉积时期,可容空间增长速率要大于沉积物供给速率,为沉积物提供了良好的保存条件。Bearreraig砂岩段代表了1套大规模海侵层序,对应于1套三级层序旋回,其地层沉积模式表现为多期海退潮控三角洲—海侵潮控河口湾沉积物的叠加(Mellere and Steel,1996)。来自于该地区的水动力过程占比统计,潮汐、河流和波浪过程的比例约为70︰20︰10,表明了潮汐作用对该地区沉积物的改造(Morton,1983)。

2 潮控河口湾环境沉积特征解析

通过岩心描述、单层级次沉积期次划分以及全层段沉积物分布特征研究,厘定了M1砂岩段的地层沉积特征。M1砂岩段的沉积特征受到潮汐作用的显著影响,相带展布符合潮控河口湾环境的沉积模式。在明确M1砂岩段沉积物展布规律的基础上,梳理了沉积框架,为后续深入探讨潮控河口湾环境的构型特征提供了重要支撑。

2.1 岩相识别与岩相组合划分

2.1.1 岩相类型识别及岩心相标志分析

通过分析13口取心井的岩心资料(总进尺长度244 m),共识别出14种主要岩相类型(图5),其岩心相标志及成因解释总结于表1。

岩相类型之间的沉积特征差异显著,主要体现在反映水动力强度的岩性特征和反映水动力主控类型的沉积构造特征上。同时,这些岩相类型发育于取心井的不同取心段,表明M1砂岩段在沉积时期经历了复杂且多变的水动力作用和沉积过程的影响,其沉积物分布具有较大的空间变异性。

2.1.2 岩相组合划分及单井岩相序列分析

综合岩相单元的垂向叠置关系和取心段的测井响应特征,划分了7种岩相组合(沉积微相)类型(表2): 潮汐水道(FA1)、潮汐沙坝(FA2)、潮间带泥质坪(FA3)、潮间带沙质坪(FA4)、潮上带泥坪(FA5)、潮下带沙质坪(FA6)和潮汐点坝(FA7)。其中,测井相模式的砂泥解释标准依据自然伽马测井响应,界限值为80API。响应特征表明,砂质单元(如潮汐沙坝和潮汐点坝)与泥质单元(如潮上坪)的响应值远离界限值,分布特征较为明确; 而潮间带泥质坪、潮间带砂质坪以及潮下带沙坪等韵律岩单元,由于砂泥互层发育,测井响应受混合岩性影响较大,响应值整体位于界限值附近。

岩相组合单元的环境解释结论揭示了M1砂岩段的相带发育类型: 潮道相、潮汐沙坝相、潮坪相(潮上坪、混合坪和潮下坪)以及潮汐点坝相,整体上与潮控碎屑沉积体系中的潮控河口湾环境相吻合(Dalrymple et al., 1992)。

为厘清M1砂岩段潮控沉积单元的空间分布规律,探讨混合水动力条件主导的沉积过程对相带发育的影响,进行了取心段混合水动力过程占比的定量分析(Rossi et al., 2017),并补充了孔隙度测试数据来揭示岩相约束下的物性变化趋势。以2口典型取心井的旋回分析结果为例,重点围绕取心井A03和C01单井岩相序列特征、混合水动力过程变化趋势以及物性分布规律进行对比分析和论述(图6;图7),说明M1砂岩段的垂向相变特征。

取心井A03由下至上依次发育潮汐点坝(FA7)、潮汐沙坝(FA2)、潮上带泥坪(FA5)以及潮下带沙坪(FA6)等岩相组合单元(图6)。砂质单元位于取心段的底部,厚度规模为10 m,由交替发育的潮汐点坝和潮汐沙坝组成,对应于强水动力条件下的混合水动力转换过程。在砂质单元的上部,相带类型过渡为弱水动力条件的潮上坪,泥质含量显著增高。进一步,取心段顶部发育的潮下带沙坪表明水动力条件再次增强(Shanmugam et al., 2000;Mazrou and Mahboubi,2021)。岩相组合类型的转变指示了混合水动力条件的调整过程,与短时、快速的相对海平面波动有关(Ainsworth et al., 2011;Liu et al., 2020)。

取心井C01由下至上依次发育潮汐点坝(FA7)、潮间带砂质坪(FA4)、潮汐沙坝(FA2)和潮汐水道(FA1),岩相单元的沉积特征十分丰富,呈现出较强的沉积非均质性(图7)。其底部的潮汐点坝单元与取心井D01的沉积样式不同,砂质组分含量更高且存在涌潮作用形成的软沉积变形构造,表明其发育于潮间坪区域中水动力作用更强的进潮口位置附近(Fan et al., 2014;Dalrymple,2021)。结合与之相邻的潮间带砂质坪单元和更上部的潮汐沙坝单元,进一步佐证了高能潮汐作用对沉积物的改造。在取心段的最顶部,发育具有河流性质的潮汐水道单元,由含滞留砾石的砂质岩相(F5)和具有S型交错层理的泥质岩相(F13)组成。滞留砾石的存在可能与间歇性高能潮汐事件有关,表明在沉积过程中曾经历短暂的强水动力冲刷和搬运作用(Fenies and Faugères,1998);而这种由砂岩相到泥岩相的转换,则与潮汐水道迁移过程中水动力的逐渐衰减有关。

对于物性分布规律,将494个柱塞样品的孔隙度数据与岩相单元进行标定发现,砂质岩相保持了较为稳定的均一分布趋势,孔隙度普遍大于20%。以潮汐点坝单元和潮汐沙坝单元中的中粗砂岩相物性最好,孔隙度分布在5%~35%之间。其中,反映河流性质的沉积构造对于物性的影响是较为明显的,孔隙度一般大于30%。而其他岩相的孔隙度则介于5%~20%之间,且随泥质含量的升高而减小。综合岩相类型与孔隙度分布的对应关系,沉积非均质性对M1砂岩段的物性特征产生了控制作用,反映了沉积作用与储集层物性之间的耦合关系。

2.2 沉积期次划分与沉积展布分析

2.2.1 沉积期次界限标志及单层划分方案

Oriente盆地内均衡分布的13口取心井和401口密井网测井资料,为恢复M1砂岩段在潮控河口湾沉积背景下的沉积物展布及沉积演化过程提供了可靠的数据支撑。为了明确沉积物的空间分布特征,在取心井岩相序列分析的基础上,构建了三维取心井剖面,来直观对比沉积单元的垂向叠置关系及旋回特征差异,并对沉积期次进行了划分(图8)。

对比取心井的旋回特征发现,取心井A01、A03、A04和B01均出现由底部以河流作用为主的点坝,过渡为中部以潮汐作用为主的沙坝或潮坪; 取心井B02、B03和B04的底部为连续的沙坝,顶部过渡为点坝或潮坪; 取心井D01、E01和F02以发育单一的潮汐沙坝为主,仅在D01井的底部发育支流潮道; 取心井C01和F01位于两侧,潮汐沙坝、潮汐点坝、潮汐水道以及潮坪等均有发育,且规模相当。结合取心井剖面的旋回特征分布趋势,可以判断物源供给来自于东南方向,其在混合水动力过程的变化上表现为,由上游区域以河流作用主控,向下游逐渐过渡为潮汐作用主控(图8)。

M1砂岩段可能存在4个沉积期次。沉积期次的界限划分依据参考了岩相的垂向叠置关系以及混合水动力过程的平面变化趋势。以沉积期次1与沉积期次2的界限为例进行说明。在上游区域的A01、A03、A04以及B02井上,混合水动力过程由河流主控转变为潮汐主控,指示了潮控区域逐渐向上游方向进行迁移的过程。位于中间区域的B02、B03、B04井,由于多期潮汐沙坝的连续堆积,沉积界限是较为模糊的,研究中以特定厚度沙坝间的增生面作为标志,如薄层平行层理砂岩相(F4)或潮汐束。在边缘区域的C01和F01井上,潮坪相和潮道相的发育为沉积界限的识别提供了良好条件。特别是受河流主控的潮汐点坝出现,标志着水动力条件由相对低能向高能的转换过程(Fietz et al., 2024)。

需要强调的是,4个沉积期次的划分是解析M1砂岩段沉积环境动态演化的重要基础。根据混合水动力过程占比的变化,每个沉积期次均可划分出河流主控区域、能量混合区域以及潮汐主控区域。这些沉积期次的水动力分区和相带分区,受区域性相对海平面波动的控制,整体上反映了物源供给条件与沉积过程的协同演化特征,伴随着岩相及岩相组合类型的转换以及混合水动力过程的阶段性演化。

2.2.2 沉积砂体空间分布特征

在井网控制范围内,顺物源方向和切物源方向的连井剖面呈现了更连续的单层划分结果(图9-a,9-b),测井相叠置关系和井间旋回特征差异反映了多个沉积期次叠加后的沉积物分布趋势。同时,M1砂岩段的砂体分布呈现出典型的潮控河口湾沉积地貌形态,河口区域沿东南—西北向距离达到20 km(图9-c)。

在顺物源剖面AA'上,砂质沉积物集中发育在早期的3个单层内,对应于河口湾演化时期。根据沉积物厚度规模,大致划分出3个沉积中心(图9-a)。其中,沉积中心1对应于河流主控区域,以河道(或潮道)点坝单元为主,平均厚度在3 m左右,曲线的低值响应为废弃河道的泥质充填部分。沉积中心2对应于能量混合区域,潮汐沙坝发育,其累积厚度限制在15 m以下。沉积中心3对应于潮汐主控区域,发育以连续箱型结构为特征的多期沙坝单元,砂体累积厚度规模可达30 m,沙坝单元间沉积间断的界限特征并不明显。值得注意的是,在远端G17井的位置,出现全井段的泥质沉积,可解释为远端沙坝之间的泥质分隔区域。

切物源剖面BB'截切混合能量区域,其沉积物分布规律与顺物源剖面AA'完全不同。以位于剖面交汇处的G05井为例,其周围发育潮控河口湾沉积单元。在沉积单元的中心位置,G23井和G05井发育潮汐沙坝砂体,对应于河口湾的中心。向两侧依次过渡为G22井和G24井的潮间坪沉积物以及G21井和G25井的潮上坪沉积物,形成了明确的相带分布特征(图9-b)。这种分布特征与河口湾的下切谷地貌形态相关,地势较低的区域被砂体快速填充,向两侧地势逐渐升高,水深逐渐变浅,过渡为边缘潮坪相(Zhang et al., 2014;McGhee et al., 2022)。

从M1砂岩段的砂体平面分布上看,以16 m砂厚来划定主要的砂体聚集区域,其近似漏斗状的包络线可以作为界定主河口湾位置的依据(图9-c)。在其两侧为砂厚较低的边缘潮坪区域,钻遇井的测井相特征指示了细粒潮坪沉积物的堆积。

包络线间最窄的位置分布在上游河流主控区域,宽度为1.9 km。这个区域被解释为河流沉积,取心情况以多期次点坝单元为主。在河口宽度快速增长的混合能量区域(大致介于A01井和B01井之间),受潮汐和河流交互作用的影响,泥质组分在此处沉积,砂体横向连续性较差。在更下游位置,包络线宽度扩大至7 km,对应于外河口沉积区。连片发育的沙坝沉积物将河口完全覆盖,沙坝砂体的快速堆积与水体深度和潮汐作用密切相关,接受来自海洋和陆地的沉积物,厚度可达36 m。

进一步,对主力解剖区范围内的单层级次砂体进行刻画,不同沉积期次的砂体展布形态及厚度规模存在明显变化,揭示了更为复杂的沉积格局(图10)。在沉积演化的早期阶段,沉积期次1的砂体分布受到河流下切谷地貌形态的影响,包络线形态较窄(图10-a)。河流作用对沉积砂体的影响一直延伸到取心井B03的位置(图8)。随着潮控河口湾进入快速发育阶段,沉积期次2的河口包络线呈现较为曲折的漏斗状形态(图10-b)。潮汐作用渗透至更上游的取心井B02的位置,并逐渐过渡为河流作用主控。沉积期次3对应于潮控河口湾的演化末期,河流区域与潮汐区域的包络线形态分异更为清晰,沉积物主要集中堆积在外河口区域(图10-c)。从沉积期次3的砂体形态来看,连续的潮汐沙坝发育在取心井B02的更下游位置,表明该时期的河流作用相对增强,在潮汐沙坝发育位置以及上游窄而平直的包络线形态上具有体现。

在M1砂岩段沉积的最后阶段,无论是砂体包络线形态,还是沉积物厚度规模,均与潮控河口湾环境具有差异性,表明沉积环境发生了重要转变。这一时期的砂体厚度规模介于3~6 m之间,在上游区域呈离散的潮汐点坝形态分布,在下游区域呈连片的潮汐沙席形态分布(图10-d)。

2.2.3 M1砂岩段沉积相带展布特征

充分的取心资料和密井网约束下的地层格架表明,潮控河口湾环境在研究区内的发育是较为明确的,沉积物在垂直于岸线的方向上具有标志性的分布趋势。M1砂岩段由下至上可划分为3期潮控河口湾环境演化序列和1期开放海岸潮坪环境,均存在由河流主控向潮汐主控转变的3个水动力区域,包括河流主控区域、混合能量区域和潮汐主控区域(图11)。在各个沉积演化期次中,相带分布与混合水动力过程分区保持了一致性。

在潮控河口湾环境的3期演化过程中,河流侵蚀基底所形成的下切河谷体系为河口湾发育提供了最初的可容纳空间。在演化初期,相带的发育主要受地形地貌的控制(图11-a)。以潮汐点坝、潮汐沙坝为主的砂质微相优先充填地势低洼处; 潮间坪、潮上坪等分布于边缘潮坪沉积区或局部地势相对较高的位置。随着海平面上升和早期基底逐渐充填,潮控河口湾进入快速发育阶段,即演化期次2。潮汐作用的增强促使外河口区域进一步拓宽,同时,潮汐主控区域向上游方向不断延伸(图11-b)。在这一过程中,外河口区域始终保持较强的水动力条件。而对于演化期次3,潮控河口湾的发育相对稳定,河流作用和潮汐作用的分异得到加强,形成了上游窄、下游宽的河口形态。在河口湾的两侧发育更广泛的潮坪区域。

对于相带展布特征,潮控河口湾的中心区域沿物源方向依次分布河流沉积区、内河口沉积区以及外河口沉积区(图11-b)。其中,河流沉积区发育河流点坝微相和河漫平原亚相,潮汐作用仅在局部区域产生影响。进入内河口沉积区域后,潮汐作用增强,潮汐点坝微相和潮间坪、潮上坪微相是优势微相类型,此处的潮汐沙坝微相被潮汐水道微相和潮坪相所分隔。外河口沉积区的水深变化明显,潮汐沙坝微相是主要的沉积相类型,在潮间带和潮下带的水深范围内均有发育。

M1砂岩段的演化期次4对应于开阔海岸潮坪环境发育阶段(图11-d)。这一时期,潮控河口湾被完全充填,潮汐沙坝微相基本不发育,缺少厚度规模较大的砂质沉积体,以发育上游潮坪相、潮汐点坝相以及下游潮汐沙席相为主。潮汐水道在能量混合区域切割潮坪区域,形成多个物源输送通道。在潮汐主控区域,地形相对平缓,厚度规模较薄的潮汐沙席广泛分布。

3 潮控河口湾构型要素类型及特征

沉积学研究在明确M1砂岩段相带展布的基础上,也揭示了潮控河口湾环境基础构型单元的分布规律(图11-c)。为了深化对潮控河口湾构型特征的认识,本次研究借鉴了前人对河流环境沉积构型的研究成果,将潮控河口湾的河流主控区域与河流环境相对应,进一步拓展至环境的其他分区。在研究过程中,采用学者Miall的构型划分标准(Miall,1988,2006),结合M1砂岩段的沉积储集层资料和Bearreraig砂岩段的野外露头资料,系统解剖了潮控河口湾0~8级构型单元样式,并对地震—井间—露头构型的结构特征进行了详细描述。

3.1 基于地震反演的层序尺度(6级及以上)构型特征

在密井网的约束下,对M1砂岩段主频为45 Hz的地震数据进行基于目标概率过程的反演处理,自然伽马测井的响应值对砂岩、泥岩和潮汐岩(混合岩性)具有良好的区分度(图12),解释精度满足准层序(小层)尺度6级构型单元及更大的层序尺度构型单元特征研究。以下将结合剖面切片的波形特征变化,对构型单元的沉积规模、轮廓形态和堆叠样式等特征进行系统性描述。

在顺物源剖面AA'上,观察到与地层对比剖面相似的相带转换趋势,表现为由侧向不连续接触的潮汐点坝复合体单元(复合河道带)向连续型潮汐沙坝复合体单元的过渡(图12)。这些砂体复合体属于6级构型单元,内部由多个复合砂体结构组合而成,厚度规模在十米级。在河控区域,以波峰横向尖灭的位置(白色箭头)作为6级砂体构型边界,潮汐点坝复合体的侧向延伸规模介于800~2000 m之间,与剖面截切点坝复合体的位置相关。位于测线T︰113的东南方向,较窄的主河道带限制了点坝复合体的侧向展布,形成了内部5级构型单元间的垂向交切样式,波形响应为多波峰形态。在截切河控区域的剖面BB'上(图13-a),这种砂体交切关系较为清晰,识别了3种河道(复合潮汐点坝构型单元)交切类型: 独立型、叠加型和切叠型,均具有顶平底凸的轮廓特征。

在向混合能量区域过渡的过程中,随着复合河道带展宽,复合潮汐点坝单元(5级)的规模减小,呈现出厚度更薄、以独立型叠置关系为主的叠置样式,位于测线T︰160 附近(图12)。进入混合能量区域,在测线 T︰222 附近出现指示潮坪沉积物的响应特征。在切物源剖CC'上,潮坪构型单元的复合叠置模式(T︰248-308)被井轨迹的岩性投影所证实(图13-b)。将潮坪沉积物作为具有隔夹层属性的构型单元,位于潮坪中心的连续厚层隔层型单元(测线 T︰263 附近,图13-b)侧向上分隔了6级砂质构型单元的连通关系; 位于潮坪沉积边缘与砂质构型单元的连接位置,观察到5级构型单元尺度的潮间坪或潮上坪夹层型单元与复合砂体构型单元垂向上间互发育(测线T︰222,图12和测线 T︰278,图13-b)。潮坪构型单元的横向规模在1~2 km,向下游方向逐渐被复合潮汐沙坝复合体构型单元所取代。

潮汐沙坝砂体作为分布最广泛且沉积规模最大的构型单元类型,几乎覆盖了整个外河口沉积区域。在顺物源剖面AA'中,厚度规模在十米级的砂体可以被定义为复合潮汐沙坝的复合体(tidal bar complex),对应于6级构型单元,横向展布规模可以达到5 km。2期构型单元之间的界面倾向表现出明显的前积特征(图12),与潮控河口湾演化的期次有关。相反,次一级复合潮汐沙坝(5级)之间的构型界面与底界近于平行,缺少反映前积叠置样式的证据。在切物源剖面CC'和剖面DD'中,潮汐沙坝在其堆积区域多表现为中间厚、边缘薄的形态特征,且堆积区的基底界面具有以沉积中心位置为地形低点的下切谷形态(图13-b,13-c)。基于波形特征的表征结果表明,潮汐沙坝复合体内部存在可分辨的构型界面,可识别出3种潮汐沙坝复合体叠加样式: 堆叠型、独立型以及叠加型。

这种叠加样式受控于A/S值,指示了基底形态、物源输送与水动力过程联合驱动的砂体分布分异特征。其中,堆叠型样式位于能量混合区域(图13-b),表现为砂体在侧向上与垂向上的多期次交切关系,发育于宽深比较小的局限型下切谷基底中(A/S<1)。相反,叠加型与独立型样式的构型界面更为连续且平缓,普遍出现在宽深比较大的外河口沉积区域中。内部构型单元在侧向上的分布可以达到2~3 km。不同之处在于,叠加型叠置样式形成于可容空间增长速率与砂质组分堆积速率相当的条件下(A/S≈1),构型单元之间形成切叠或交叠关系; 独立型叠置样式的砂体单元之间存在厚度更大的细粒组分隔夹层,期次性在波形上的响应更加明显,可解释为在局部可容空间增长速率大于砂质组分堆积速率的条件下(A/S>1),沉积间断期所形成的细粒隔夹层。同时,在更远端的近陆棚区域剖面EE'中,沙坝复合体两侧存在一定规模的泥质沉积体间隔(图13-d)。

3.2 基于井资料的沉积体尺度(4~5级)构型特征

开发井网的井间距控制了复合潮汐沙坝(compound tidal bar,5级)的横向延伸(拼接)规模。在潮汐沙坝集中发育的区域,平均井距为200 m,极限井距可达25 m。通过对过取心井剖面(图8)的岩相及测井相序列进行旋回分析,明确了4~5级尺度构型单元和构型界面的空间展布特征(图14)。

在顺物源剖面AA'上,可以观察到上游河控区域以发育泥质潮上坪(或盐沼、河漫滩)-离散型点坝构型单元为主(图14-a)。河道带的构型单元(河流点坝或潮汐点坝)间被细粒潮坪构型单元分隔,呈局部孤立形态,横向延伸规模在1~3个井距,厚度规模在4~6 m。点坝构型单元的叠加界面在测井响应上表现出明显的回返,与邻井形成侧积形态。该剖面中间的部分井位,如取心井B02,发育单层全段的细粒潮坪相,指示了范围较为局限的能量混合区域。

在下游外河口沉积区,测井相类型以厚度规模更大、沉积结构非均质性更弱的潮汐沙坝单元为主。该位置的厚层沙坝复合体对应于地震剖面AA'的多波峰响应(图12)。岩心相和测井相解释均表明,潮坪、河漫滩等细粒构型单元的规模和发育频率显著减少,沙坝构型单元之间的隔层型界面被以细粒砂质组分为主、厚度更薄(<50 cm)的夹层型界面(如潮汐束)所替代(图6-a;图14-a)。在围岩效应的影响下,薄夹层型界面(4级界面)的测井响应回返在均质韵律的厚层箱型结构中更微弱,使得沙坝构型单元的邻井横向可对比性降低。部分回返明显的界面可解释为2期沙坝之间的沉积间断或侵蚀界面,可以作为5级复合砂体内部划分单期沙坝的证据。

切物源剖面BB'贯穿外河口沉积区,发育多个复合潮汐沙坝沉积单元(图14-b)。在主力解剖区的包络线范围内,复合潮汐沙坝构型单元的横向规模在3~5个井距,由中心向两侧呈现出连片发育的构型样式。在邻井对比中,砂质构型单元逐渐减薄,转变为隔层型混合坪单元和潮汐点坝单元(取心井B03)。

一般来说,以潮汐束为主的夹层型界面,指示了潮汐沙坝的侧向迁移过程,其横向展布规模受到潮汐流强度的影响。随着潮汐周期的改变,潮汐束的延伸规模呈现反复减薄—尖灭的变化趋势,难以形成有效隔挡,即难以阻隔潮汐沙坝构型单元间的连通关系(Friedman and Chakraborty,2006)。因此,从油气开发角度来看,4级界面的精确对比意义在于更好地定义沙坝内部的储层连通性,而非简单地依赖夹层厚度或分布范围来作为判断储层隔挡性的唯一条件。

3.3 基于地质露头的沉积底形尺度(0~3级)构型特征

沉积底形尺度构型特征的研究意义在于明确短周期水动力条件的变化对构型增生过程的控制机制(Kocurek et al., 2009)。将Hebrides盆地Bearreraig砂岩段作为建立潮控河口湾沉积构型体系的联合证据有以下2方面的考虑: 其一,Bearreraig砂岩段与M1砂岩段均发育海侵层序背景下的潮控河口湾沉积环境,相带类型及构型单元类型较为一致; 其二,露头区主要研究0~3级底形尺度的构型单元,其构型特征主要受局部水体条件的影响,即沉积底形的发育机制主要与水流强度和颗粒粒度等物理属性相关(Van den Berg,1987;Stow et al., 2013)。因此,在异旋回控制因素相似的2套地层中,由于局部水体环境趋于一致,沉积底形级次构型成因机制与沉积体级次成因机制的解耦,使得Bearreraig砂岩段的沉积底形尺度构型研究具有代表性和可对比性,野外露头的沉积底形单元样式可以反映潮控河口湾的0~3级沉积构型特征。

以潮汐沙坝单元为主要解剖对象,在Glasnakille位置所观测的2个露头剖面,其走向近于垂直,内部构型界面的倾向指示了剖面方向与优势古水流方向的关系。在2个剖面上,底形堆积模式不同,直观上表现为不同构型级次界面间的组合关系差异。按照界面间的构型单元规模、界面的截切关系,对0-3级构型特征进行描述(图15;图16)。需要指出的是,0级构型单元为基础纹层; 1~3级构型单元为各级次的沙丘底形要素,结构复杂度逐级增加; 4级构型单元为潮汐沙坝沉积体。

0级构型单元: 是最小的构型单元,为厘米级纹层,是脉冲水流冲刷的产物。纹层界面在其出露的位置与1级构型界面近于平行。在剖面的绝大部分位置,0级构型界面因风化剥蚀作用而不明显(图16-e)。

1级构型单元: 是剖面中可观察到的最广泛基础底形类型——单一沙丘。在2个剖面中,单一沙丘的生长均形成了前积界面组合样式(黄色虚线),指示了优势古水流方向(图15;图16-a)。值得注意的是,这种前积组合特征在局部位置转变为平行叠置或槽状特征(图15,白色箭头),反映了优势水流方向的改变。同样的特征在平行于水流剖面中也有出现(图16-a,16-d)。

2级构型单元: 是由单一沙丘组合形成的复杂沙丘。在垂直于古水流方向的剖面中,单个2级构型单元的垂向规模为20 cm,横向规模为米级,可观察到多个2级构型单元的叠置。其中,2级构型界面(橙色虚线)与一系列1级构型界面相切,其顶部与1级界面呈近于平行或呈小角度相交关系(图15)。而在另一个方向的剖面上,2级构型单元的横向规模可达5 m,底部构型界面间存在一定的交切关系(图16-a)。

3级构型单元: 随着时间跨度的增加,构型单元达到沙坝内部的增生体规模,定义为复合沙丘级次。在垂直于古水流方向上,复合沙丘之间的3级构型界面(红色虚线)与2级界面呈截切关系,3级构型界面之间近于平行。在平行于水动力方向的剖面中,构型界面之间呈大角度接触关系。

需要指出的是,0~3级构型单元的逐级累积构成了4级构型单元,对应于潮控河口湾的潮汐沙坝微相。潮汐沙坝单元的横向展布规模更大,仅在平行于古水流方向的剖面中,观察到新一期沙坝侵蚀早期沙坝的证据,即在后者顶部形成了下凹形态的侵蚀界面,对应于4级构型界面(图16-a),构型界面间的潮汐沙坝厚度规模达到4~5 m。侵蚀界面的形成机制与潮汐沙坝两侧的潮汐优势通道侧向迁移有关,随着潮汐水道的侧向改道,潮汐沙坝沿垂直于潮汐流的方向进行迁移,形成沙坝之间侵蚀接触。

除了潮汐沙坝构型外,Skye地区其他位置的露头为描述潮控河口湾其他构型单元的结构样式提供了证据(图17)。

在与Glasnakille位置最为邻近的Elgol位置(图3-a),观察到完整的潮坪构型单元与潮汐沙席构型单元叠置模式(图17-a,17-b)。潮汐沙席位于序列的最顶端,由规模稳定(≈2.5 cm)的砂岩薄层组成,形成于高能、开阔的水体环境。在其底部,与潮坪构型单元邻接,依次发育砂质坪和潮间坪。砂质坪的厚度规模较大,表面风化严重,发育蜂窝状孔洞(图17-b),其内部界面的发育频率要高于潮汐沙席,且界面处岩性变化不明显。位于底部的潮间坪发育泥质双黏土层,其沉积特征与前文岩心相描述中的岩相10一致。潮坪构型单元中的2种微相类型表明,在沉积时期受水深变化所控制的潮汐流速发生了改变。

在Rigg位置观察到复合沙丘复合体构型单元,与潮汐沙坝构型单元同属于4级构型单元,内部也发育多期复合沙丘构型单元(图17-c)。复合沙丘构型单元的厚度规模在30 cm,横向分布连续且稳定,内部发育低角度交错层理。Rigg位置在地质历史时期位于外Hebrides次盆地的弱物源供给区。相较于Glasnakille位置的局限地形,Rigg位置可能为开阔地形区域,该构型单元可能对应于Bearreraig砂岩段某一期沉积单元的远端,形成了横向更加连续的复合沙丘复合体。两者均具有较为复杂的内部结构,差异在于该级次下砂体的发育形态与潮汐流方向的关系。而产生这一差异的因素在于潮汐流优势通道的发育位置对砂体形态的影响(Olariu et al., 2012)。

此外,来自于Seaton Cliffs位置的含滞留砾石砂岩中,发育有滞留砾石和软沉积变形现象,沉积特征与M1砂岩段的岩相5和岩相12相似(图5-e,5-l),可以指示具有河流性质的水道构型单元发育。

4 影响潮控河口湾沉积物构型的旋回控制因素

4.1 差异A/S值条件约束的碎屑海岸层序发育模式

2个实例区的盆地,在目的层沉积时期,均处于相对温和的热沉降阶段,为潮控沉积物的堆积提供了较为稳定的可容空间增长条件。热沉降事件的持续作用、稳定的物源供给条件和相对海平面缓慢上升使得浅海碎屑沉积物在地层中得以高效保存(Zecchin,2007;Siddiqui et al., 2017)。与M1砂岩段的开阔海岸和宽缓斜坡区域不同,Bearreraig砂岩段属于受半地堑影响下狭窄通道内的同构造沉积产物(Selby and Smith,2016)。Bearreraig砂岩段相较于M1砂岩段具有相对更高的物源供给强度,A/S值较低,浅海碎屑沉积物快速堆积。尽管由不同构造基底形态所控制的构造可容空间、物源供给强度等因素导致盆地沉积机制有所差异,但是浅海碎屑沉积物的广泛发育依然是2套地层实例的共识性认识(图1-d;图3-c)。

Jaillard(1996)认为,盆地沉降速率和物源供给条件影响了沉积层序的性质,浅海碎屑沉积物多发育于可容空间增长下的海侵层序内部(图18-a)。根据2套地层实例的结构对比分析,低可容空间与弱物源供给的高A/S值条件,形成了Oriente盆地北部M1砂岩段以多期潮控河口湾沉积单元叠置为结构样式的地层模式,其中可能保留了残余潮控三角洲的特征(图18-b);而在低可容空间和强物源供给的低A/S值条件下,形成了Hebrides盆地Skye地区Bearreraig砂岩段以多期潮控三角洲和潮控河口湾相互叠置的地层模式,对应于7级构型单元(准层序组)。这2种构型模式均以陆相河流沉积物为基底,中间的潮控地层单元表现出不同的构型叠置样式,包括地形地貌、相带分布等,并以近高位域的开阔海岸潮坪沉积物为结束(图18-b)。

4.2 混合水动力控制下的潮控沉积相带分布模式

M1砂岩段单层尺度的相带分布差异(图11)反映了环境内部自旋回因素对短期沉积过程的控制作用。这些自旋回因素包括水体盐度、水体密度、水流类型、水体能量等,影响了水体的负载能力(Hajek and Straub,2017;周涵等,2020)。其中,最主要的自旋回因素为混合水动力作用过程。其对沉积体尺度的影响体现在2个方面: 其一是混合水动力过程的变化趋势,即由上游方向的河流能量端元转变为下游区域的潮汐能量端元,控制了环境内部的沉积相和构型单元的区域分布规律(Dalrymple et al., 1992;Fenies and Tastet,1998);其二是受相对海平面变化等层序因素的影响,水深条件的改变使得混合水动力主控区域发生进积或退积方向的迁移,控制了沉积环境的动态演化(Dalrymple et al., 1992;Harris et al., 2004)。

以M1砂岩段的潮控河口湾沉积研究为基础,建立混合水动力控制下的潮控沉积相带分布模式(图19)。潮控河口湾的相带及构型单元分布与3个水动力区域相吻合,即河流主控区域、混合能量区域和潮汐主控区域(图19-a)。在河流主控区域内,砂体构型样式与河流沉积体或曲流带的构型特征相似,点坝构型单元孤立分散在受潮汐影响的河漫区域(图19-b)。在能量混合区域内,随着水体总能量先减弱、后增强以及潮汐能量占比逐渐增加,单一河道向下游方向逐渐分裂成相互回避的涨—落潮道,切割潮坪及沙坝构型单元(图19-b)。同时,河流点坝转变为潮汐点坝,出现反映潮汐周期的岩性韵律(图19-c)。在潮汐主控的外河口沉积区,潮汐能量占主导地位,潮汐沙坝构型单元的规模向下游方向逐渐增大,形成连片的水下潮汐沙坝复合体(图19-b)。对比潮控河口湾环境,混合水动力过程对于开阔海岸潮坪环境中的潮坪、潮汐沙席等构型单元的分带控制更加明显(图11-d)(Chaumillon et al., 2010;Li et al., 2018;Zhu et al., 2024)。

4.3 短期海平面变化控制的潮汐沙坝底形增长模式

潮汐周期使得海平面产生短时升降变化,形成了以高潮面和低潮面为界限的不同水深区域,对应了不同的相带沉积区域(图20-a)。分布在不同水深位置的构型单元受到涨—落潮水流影响的持续时间和水流强度是有明显差异的(Harris,1988;Aagaard et al., 2006;Billy et al., 2012)。以内河口区域为例,潮坪沉积物对水深变化的响应是迅速的,表现为潮汐韵律结构中砂泥组分的比例变化(Dalrymple,2021)。在潮间带和潮下带的水深区域,潮汐沙坝的内部结构表现为砂质底形的堆积。对于延伸至低潮线以下的部分,会受到波浪作用的影响而形成波状层理、丘状层理等结构。

从构型表征的角度,潮汐沙坝是由底形单元累加形成的砂体构型单元,其形态受到潮汐流的控制。潮汐流在进入河口区域并向上游渗透的过程中,形成以涨潮或落潮水流为主的优势通道,分布在潮汐沙坝单元的两侧(图20-b)。潮汐流具有较强的负载能力,砂质沉积物由潮汐流携带进入河口区域,并在潮汐通道的两侧堆积下来,形成轴向方向与潮汐水流近于平行的狭长型潮汐沙坝(Olariu et al., 2012)。

聚焦于潮汐沙坝构型单元的侧向迁移过程,在特定水深和水流速度的作用下,潮汐沙坝构型单元的基础底形样式表现为以潮汐沙丘为主的底形迁移模式(图20-c)。潮汐节律变化或风暴浪等事件会影响潮汐通量的大小,使得水体能量发生改变。当水体能量减弱时,细粒组分会发生沉降,形成较细粒的夹层型界面,反映了沙坝的间歇性增长模式(Zhang et al., 2023);当水体能量增强时,早期沙坝沉积物随着优势潮汐通道的迁移而发生侵蚀,形成了多期沙坝的侧向迁移模式(Harris,1988)。需要指出的是,在边缘支流潮道位置,相互回避的涨落潮通道也是促进潮汐点坝构型形态发育的重要因素(图20-b)。

在底形迁移模式中,沙丘底形的剖面叠加样式是不同的。露头剖面证据提供了探讨古水流方向对底形叠加及迁移模式影响的证据(图15;图16)。在与潮汐水流方向呈小角度相交的剖面A上,2期潮汐沙坝构型单元之间存在着下凹型侵蚀界面(图20-c)。在该剖面中,复合沙丘的构型界面与潮汐沙坝顶底界限呈高角度交切关系。而在与潮汐水流方向呈大角度相交的剖面B上,多期潮汐沙坝之间的侵蚀边界以及复合沙丘构型界面近于平行,反映了次一级的复合沙丘构型单元在潮汐水流作用下的整体同向迁移过程(图20-c)。对于组成复合沙丘的复杂沙丘,在剖面A中呈现侧向叠加样式,表现为沙丘迁移过程中形成的低角度交错层理; 在剖面B中,呈现出前积叠加样式,与沙丘之间互相爬升跨越的过程相关。

5 潮控河口湾环境构型发育模式

5.1 潮控河口湾构型级次划分方案

为了系统梳理多级次构型单元在潮控河口湾复杂相带分区内的发育特征和形成机制,建立潮控河口湾环境的构型级次划分方案是十分必要的。参照较为完善的陆相河流构型分级方案(吴胜和等,2021;李伟等,2023),将其作为潮控河口湾构型级次划分的基本框架,综合考虑能量混合区域和潮汐主控区域的构型级次划分标准,并与河流主控区域的构型级次相匹配,最终建立了完整的0~8级潮控河口湾构型级次划分方案(表3)。

在层序地层学和沉积动力学理论指导下,该构型级次划分方案以M1砂岩段的沉积储集层资料和Bearreraig砂岩段的野外露头资料为实例支撑,遵循由层序尺度、沉积体尺度到沉积底形尺度的顺序,充分考虑了异旋回和自旋回控制因素对构型单元发育的影响机制。按照学者Miall的构型界面分级方案进行构型分级,7~8级对应于中期至长期基准面旋回控制下的准层序组及三级层序,6级对应于A/S变化率影响下的准层序或层组(小层或单层尺度)。

需要指出的是,从单层尺度的6级构型单元开始至底形尺度的0级纹层,基于混合水动力过程进行了构型单元的环境分区,重点梳理了以潮坪相和潮汐沙坝相为主的2套构型单元。从开发角度来看,两者分别具有隔夹层属性和储集体属性。其中,3~6级单元的划分方案重建了厚度规模上的匹配关系,为储集层的高效开发提供了理论依据。而对于0~2级甚至3级的底形单元,即纹层级次到增生体级次,以潮汐周期的持续作用时间和潮汐韵律结构的规模为标准定义了潮坪单元底形; 以砂质单元内部结构的复杂度为标准定义了潮汐沙丘底形。

5.2 潮控河口湾砂体构型分布特征及样式

在相对海平面持续上升的背景下,沉积物供给条件和早期河谷地貌形态等因素共同控制了潮控河口湾的构型发育模式。在环境内部,以河流—潮汐—波浪为主的混合水动力条件影响了沉积物的分布模式,在不同能量区域形成了多种构型分布样式。按照潮控河口湾的水动力过程分区,依次划分为5类构型样式: 河道点坝充填构型样式、潮间坪—潮下坪—潮汐沙坝复合充填构型样式、潮间带潮汐沙坝充填构型样式、隔层型潮间坪—潮下坪充填构型样式以及潮下带潮汐沙坝充填构型样式5类(图21)。

5.2.1 河道点坝充填构型样式

河道点坝充填位于潮控河口湾的上游河流主控区域(图21-a)。在河流作用影响下,沉积物的分布呈现出以曲流河点坝侧向加积为主的模式。河流侵蚀在河道底部形成下切型侵蚀面。在河道点坝充填构型剖面中,单期河道点坝局限于下切河谷中部,多期砂体的叠置关系呈现出独立型、叠加型和切叠型的构型样式。以河漫滩为主的溢岸构型单元发育于点坝构型单元之间,影响了该区域砂体的横向连通性,构型规模受到限制。此外,潮汐作用会渗透至该区域,潮汐能量的周期性在河流主控下产生了叠加影响,使得河流点坝逐渐过渡为受潮汐影响的点坝沉积体,溢岸沉积逐渐被潮上带泥质坪沉积物所替代,潮汐韵律层理在构型单元中的发育频率增加。

5.2.2 潮间坪—潮下坪—潮汐沙坝复合充填构型样式

潮间坪—潮下坪—潮汐沙坝复合充填位于潮控河口湾的中部能量混合区域(图21-b)。在这一区域,潮汐能量与河流能量占比相当。当以潮汐为主的双向流体与以河流为主的单向流体相互作用时,水体能量相互抵消,细粒沉积物随着水流承载能力的减弱而形成潮坪单元。在构型剖面中表现为底部以潮汐沙坝为主的构型单元被一定规模的潮间坪、潮下坪沉积物所覆盖。在涨落潮水流的作用下,潮坪构型单元被涨潮道、落潮道所切割,并充填小规模的潮汐点坝沉积体。

5.2.3 潮间带潮汐沙坝充填构型样式

潮间带潮汐沙坝充填位于外河口区域靠近上游的区域(图21-c)。随着河口边界的进一步展宽以及潮汐主导下强水动力作用的持续作用,该区域的构型单元在规模和物性上均发生显著变化。河口展宽为砂泥组分的堆积提供了更多的可容空间。同时,潮汐作用的增强使得水体具有更强的物质搬运和再分配能力。潮汐沙坝构型单元的横向规模逐渐增加,厚度更加稳定。在落潮周期内,位于潮间带的潮汐沙坝构型单元会暴露于水面之上,形成一定厚度的细粒夹层,如潮汐束等。这种沉积特征的变化丰富了该构型样式的内部结构,一定程度影响了构型单元的垂向连通性。

5.2.4 隔层型潮间坪—潮下坪充填构型样式

隔层型潮间坪—潮下坪充填对称分布于外河口区域下切谷地形的两侧(图21-d)。水体深度由边缘向河口中心逐渐增加,形成了典型的潮坪相带梯度分布。广泛发育的潮间坪和潮下坪沉积物具有一定的厚度规模,发育砂泥薄互层结构,物性明显低于潮汐沙坝。在与多期潮汐沙坝叠置的过程中,潮坪构型单元通常会形成隔层型的油气渗流屏障。对于其间分布的潮汐沙坝构型单元来说,潮坪构型单元形成了层间封闭条件。此外,在该构型剖面中,支流潮道普遍发育,形成一定规模的潮汐点坝构型单元。由于涨潮、落潮阶段的优势水流通道位于点坝的两侧,支流潮道中形成的点坝构型样式与河流点坝类似。

5.2.5 潮下带潮汐沙坝充填构型样式

潮下带潮汐沙坝充填位于外河口区域的远端近陆棚位置(图21-e)。这一区域与岸线位置邻近,沉积物延伸至浅海陆棚区域。河谷展宽的趋势为构型单元的发育提供了充足的沉积空间,同时,强潮汐流可能集中分布在岸线的不同位置,进而形成高能潮汐流区域和低能潮汐流区域的分异。在高能区域,潮汐沙坝持续增长,形成砂质富集部位; 而相对低能区域则常常无法形成有效的砂质覆盖,形成泥质聚集部位。这种泥质聚集部位通常具有一定的横向展布规模,形成连续的隔层单元,对潮汐沙坝之间的横向连通性产生显著影响。

6 结论

1)沉积学研究表明,Oriente盆地上白垩统M1砂岩段发育14种岩相类型及7种岩相组合类型,形成于潮汐作用为主的混合水动力条件下。这些沉积单元可解释为潮道相、潮汐沙坝相、潮坪相(潮上坪、混合坪和潮下坪)以及潮汐点坝相等相带类型,是判别潮控河口湾沉积环境的关键性证据。

2)沉积物分布规律及沉积演化过程研究表明,M1砂岩段经历了4个演化阶段,包括3期潮控河口湾发育阶段和1期开阔海岸潮坪发育阶段。2类潮控沉积环境的相带展布格局与混合水动力过程的动态分区保持一致,可划分为河流主控区域、能量混合区域和潮汐主控区域,为构型表征研究提供了重要的沉积框架。

3)在M1砂岩段沉积储集层资料和Bearreraig砂岩段野外露头资料的联合对比分析下,逐级梳理了层序尺度、沉积体尺度和沉积底形尺度的潮控河口湾构型特征,明确了0~6级构型要素的识别标志,厘定了各级次构型单元的叠置样式以及构型界面的交切关系。

4)基于沉积研究和构型研究,明确了不同级次的旋回控制因素对潮控河口湾沉积物结构的影响机制,提出了与层序—沉积体—沉积底形尺度相匹配的沉积构型成因模式,包括差异A/S条件约束的碎屑海岸层序发育模式、混合水动力控制下的潮控沉积相带分布模式以及短期海平面变化控制的潮汐沙坝底形增长模式。

5)参考河流相的构型级次划分方案,对潮控河口湾环境能量混合区域和潮汐主控区域的构型级次进行了补充,建立了潮控河口湾环境1~12级构型级次划分方案(对应Miall的0~8级界面分级)。并在潮控河口湾沉积模式的基础上,总结了潮控河口湾砂体构型分布模式,包含以下5种构型样式: 河道点坝充填构型样式、潮间坪—潮下坪—潮汐沙坝复合充填构型样式、潮间带潮汐沙坝充填构型样式、隔层型潮间坪—潮下坪充填构型样式以及潮下带潮汐沙坝充填构型样式。

参考文献

[1] 胡光义, 许磊, 王宗俊, 宋来明, 商志垒, 田楠. 2018. 加拿大阿萨巴斯卡Kinosis区域下白垩统McMurray组内河口湾复合点坝砂体构型解剖. 古地理学报, 20(6): 1001-1012.

[2] [Hu G Y, Xu L, Wang Z J, Song L M, Shang Z L, Tian N. 2018. Architectural analysis of compound point-bar sandbody in inner estuary of the Lower Cretaceous McMurray Formation in Kinosis area,Athabasca,Canada. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 20(6): 1001-1012]

[3] 李发有, 班舒悦, 王光付, 孙建芳, 丁峰, 孙钰, 王腾宇, 徐海, 陈诗望, 夏昌盛, 郑乃熙, 鲍志东. 2024. 南美奥连特盆地白垩系Napo组Main-M1亚段沉积体系重建及油气勘探意义. 古地理学报, 26(1): 17-27.

[4] [Li F Y, Ban S Y, Wang G F, Sun J F, Ding F, Sun Y, Wang T Y, Xu H, Chen S W, Xia C S, Zheng N X, Bao Z D. 2024. Sedimentary system reconstruction and implications for hydrocarbon exploration of the Cretaceous Napo Formation Main-MI submember in Oriente Basin,South America. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 26(1): 17-27]

[5] 李顺利, 许磊, 于兴河, 侯国伟, 胡勇, 高照普. 2018. 东海陆架盆地西湖凹陷渐新世海侵作用与潮控体系沉积特征. 古地理学报, 20(6): 1023-1032.

[6] [Li S L, Xu L, Yu X H, Hou G W, Hu Y, Gao Z P. 2018. Marine transgressions and characteristics of the tide-dominated sedimentary systems in the Oligocene,Xihu sag,East China Sea Shelf Basin. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 20(6): 1023-1032]

[7] 李伟, 岳大力, 王武荣, 高建, 吴胜和, 王南溯, 刘警阳, 张佳佳. 2023. 辫状河沉积构型研究进展: 沉积演化与构型特征. 古地理学报, 25(5): 1032-1048.

[8] [Li W, Yue D L, Wang W R, Gao J, Wu S H, Wang N S, Liu J Y, Zhang J J. 2023. Depositional models of braided rivers: characteristics of sedimentary evolution and architecture. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 25(5): 1032-1048]

[9] 李阳, 金振奎, 朱小二, 史书婷, 袁坤, 黎瑞, 王金艺. 2020. 潮控河口湾岩相类型及沉积模式: 以厄瓜多尔Oriente盆地北部区块上白垩统Napo组LU段为例. 沉积学报, 38(4): 826-837.

[10] [Li Y, Jin Z K, Zhu X E, Shi S T, Yuan K, Li R, Wang J Y. 2020. Lithofacies and sedimentary model of tidal-dominated estuary: a case study of LU interval from Upper Cretaceous Napo Formation,northern Oriente Basin,Ecuador. Acta Sedimentologica Sinica, 38(4): 826-837]

[11] 刘畅, 张琴, 谢寅符, 乔李井宇, 孙杰夫, 梅啸寒. 2014. 厄瓜多尔Oriente盆地东北部区块白垩系层序地层格架及发育模式. 沉积学报, 32(6): 1123-1131.

[12] [Liu C, Zhang Q, Xie Y F, Qiao L J Y, Sun J F, Mei X H. 2014. Sequence stratigraphic framework and development model of the Cretaceous in northeast block,Oriente Basin, Ecuador. Acta Sedimentologica Sinica, 32(6): 1123-1131]

[13] 马中振, 陈和平, 谢寅符, 张志伟, 刘亚明, 阳孝法, 周玉冰, 王丹丹. 2017. 南美Putomayo-Oriente-Maranon盆地成藏组合划分与资源潜力评价. 石油勘探与开发, 44(2): 225-234.

[14] [Ma Z Z, Chen H P, Xie Y F, Zhang Z W, Liu Y M, Yang X F, Zhou Y B, Wang D D. 2017. Division and resources evaluation of hydrocarbon plays in Putomayo-Oriente-Maranon Basin,South America. Petroleum Exploration and Development, 44(2): 225-234]

[15] 彭旸, 龚承林, 李顺利. 2022. 河流—波浪—潮汐混合作用过程研究进展. 沉积学报, 40(4): 957-978.

[16] [Peng Y, Gong C L, Li S L. 2022. Recent advances in river-wave-tide mixed process. Acta Sedimentological Sinica, 40(4): 957-978]

[17] 吴胜和, 徐振华, 刘钊. 2019. 河控浅水三角洲沉积构型. 古地理学报, 21(2): 202-215.

[18] [Wu S H, Xu Z H, Liu Z. 2019. Depositional architecture of fluvial-dominated shoal water delta. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 21(2): 202-215]

[19] 吴胜和, 岳大力, 冯文杰, 张佳佳, 徐振华. 2021. 碎屑岩沉积构型研究若干进展. 古地理学报, 23(2): 245-262.

[20] [Wu S H, Yue D L, Feng W J, Zhang J J, Xu Z H. 2021. Research progress of depositional architecture of clastic systems. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 23(2): 245-262]

[21] 于兴河, 李胜利, 李顺利. 2013. 三角洲沉积的结构—成因分类与编图方法. 沉积学报, 31(5): 782-797.

[22] [Yu X H, Li S L, Li S L. 2013. Texture-genetic classifications and mapping methods for deltaic deposits. Acta Sedimentologica Sinica, 31(5): 782-797]

[23] 周涵, 黄继新, 冯文杰, 刘尚奇, 尹艳树. 2020. 潮控河口湾砂坝发育特征及形成因素分析: 以钱塘江为例. 地质论评, 66(1): 101-112.

[24] [Zhou H, Huang J X, Feng W J, Liu S Q, Yin Y S. 2020. Analysis on formation factors and development characteristics of sand bar in tide-dominated estuaries: a case study based on Qiantang River. Geological Review, 66(1): 101-112]

[25] Aagaard T, Hughes M, Møller-Sørensen R, Andersen S. 2006. Hydrodynamics and sediment fluxes across an onshore migrating intertidal bar. Journal of Coastal Research, 22(2): 247-259.

[26] Ahokas J M, Nystuen J P, Martinius A W. 2014. Stratigraphic signatures of punctuated rise in relative sea-level in an estuary-dominated heterolithic succession: incised valley fills of the Toarcian Ostreaelv Formation,Neill Klinter Group(Jameson Land,East Greenland). Marine and Petroleum Geology,50: 103-129.

[27] Ainsworth R B, Vakarelov B K, Nanson R A. 2011. Dynamic spatial and temporal prediction of changes in depositional processes on clastic shorelines: toward improved subsurface uncertainty reduction and management. AAPG Bulletin, 95(2): 267-297.

[28] Archer S G, Steel R, Mellere D, Blackwood S, Cullen B. 2019. Response of Middle Jurassic shallow-marine environments to syn-depositional block tilting: Isles of Skye and Raasay,NW Scotland. Scottish Journal of Geology, 55(1): 35-68.

[29] Baby P, Rivadeneira M, Christophoul F, Barragan R. 1999. Style and timing of deformation in the Oriente Basin of Ecuador. In: Fourth International Symposium on Andean Geodynamics,Extended Abstracts Volume 1999. Germany:University of Goettingen,68-72.

[30] Billy J, Chaumillon E, Féniès H, Poirier C. 2012. Tidal and fluvial controls on the morphological evolution of a lobate estuarine tidal bar: the Plassac Tidal Bar in the Gironde Estuary(France). Geomorphology,169: 86-97.

[31] Butler R W H, Hutton D H W. 1994. Basin structure and Tertiary magmatism on Skye,NW Scotland. Journal of the Geological Society, 151(6): 931-944.

[32] Chaumillon E, Tessier B, Reynaud J Y. 2010. Stratigraphic records and variability of incised valleys and estuaries along French coasts. Bulletin de la Société géologique de France, 181(2): 75-85.

[33] Dalrymple R W. 2021. Sedimentation on high-energy sand flats in the Bay of Fundy: the record of tidal-bore activity and deposition from high-concentration suspensions of sand. Sedimentology, 68(5): 2195-2226.

[34] Dalrymple R W, Choi K. 2007. Morphologic and facies trends through the fluvial-marine transition in tide-dominated depositional systems: a schematic framework for environmental and sequence-stratigraphic interpretation. Earth-Science Reviews, 81(3-4): 135-174.

[35] Dalrymple R W, Zaitlin B A, Boyd R. 1992. Estuarine facies models: conceptual basis and stratigraphic implications. Journal of Sedimentary Research, 62(6): 1130-1146.

[36] Dalrymple R W, Kurcinka C E, Jablonski B V J, Ichaso A A, Mackay D A. 2015. Deciphering the relative importance of fluvial and tidal processes in the fluvial-marine transition. Developments in Sedimentology: Elsevier,3-45.

[37] Dashtgard S E, Venditti J G, Hill P R, Sisulak C F, Johnson S M, Croix A D. 2012. Sedimentation across the tidal-fluvial transition in the lower Fraser River,Canada. The Sedimentary Record, 10(4): 4-9.

[38] Davis R A, Dalrymple R W. 2012. Principles of Tidal Sedimentology. New York: Springer.

[39] Fan D, Tu J, Shang S, Cai G. 2014. Characteristics of tidal-bore deposits and facies associations in the Qiantang Estuary,China. Marine Geology,348: 1-14.

[40] Fenies H, Faugères J C. 1998. Facies and geometry of tidal channel-fill deposits(Arcachon Lagoon,SW France). Marine Geology, 150(1-4): 131-148.

[41] Fenies H, Tastet J P. 1998. Facies and architecture of an estuarine tidal bar(the Trompeloup bar,Gironde Estuary,SW France). Marine Geology, 150(1-4): 149-169.

[42] Fenies H, Lericolais G, Posamentier H W. 2010. Comparison of wave-and tide-dominated incised valleys: specific processes controlling systems tract architecture and reservoir geometry. Bulletin de la Société Géologique de France, 181(2): 171-181.

[43] Fietz S W, MacEachern J A, Gingras M K, Ranger M, Dashtgard S E. 2024. Sedimentological and ichnological variations in fluvio-tidal translating point bars,McMurray Formation,Alberta,Canada. Sedimentology, 71(3): 974-1022.

[44] Friedman G M, Chakraborty C. 2006. Interpretation of tidal bundles: two reasons for a paradigm shift. Carbonates and Evaporites, 21(2): 170-175.

[45] Hajek E A, Straub K M. 2017. Autogenic sedimentation in clastic stratigraphy. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 45(1): 681-709.

[46] Harris P T. 1988. Large-scale bedforms as indicators of mutually evasive sand transport and the sequential infilling of wide-mouthed estuaries. Sedimentary Geology, 57(3-4): 273-298.

[47] Harris P T, Hughes M G, Baker E K, Dalrymple R W, Keene J B. 2004. Sediment transport in distributary channels and its export to the pro-deltaic environment in a tidally dominated delta: Fly River,Papua New Guinea. Continental Shelf Research, 24(19): 2431-2454.

[48] Hesselbo S P, Coe A L. 2000. Jurassic sequences of the Hebrides Basin,Isle of Skye, Scotland. International Association of Sedimentologists.

[49] Horton B K. 2018. Sedimentary record of Andean mountain building. Earth-Science Reviews,178: 279-309.

[50] Jaillard E. 1996. Sedimentary model for the Oriente Basin of Ecuador during the Cretaceous. Third ISAG, St Malo,France: 385-398.

[51] Jaillard E. 2022. Late Cretaceous-Paleogene orogenic build-up of the Ecuadorian Andes: review and discussion. Earth-Science Reviews,230: 104033.

[52] Kang W, Li S, Shan X, Tan C. 2024. Semi-quantifying vertical sedimentary succession and microfacies characterization from a delta system in a lacustrine basin, Huangqihai Lake,North China. Sedimentary Geology,465: 106628.

[53] Kocurek G, Ewing R C, Mohrig D. 2009. How do bedform patterns arise? new views on the role of bedform interactions within a set of boundary conditions. Earth Surface Processes and Landforms, 35(1): 51-63.

[54] Li S, Yu X, Steel R, Zhu X, Li S L, Cao B, Hou G. 2018. Change from tide-influenced deltas in a regression-dominated set of sequences to tide-dominated estuaries in a transgression-dominated sequence set,East China Sea Shelf Basin. Sedimentology, 65(7): 2312-2338.

[55] Liu J, Cao D, Zhang Y, Li Y. 2020. Temporal changes in an epeiric paralic deposition during a third-order relative sea-level cycle(Late Pennsylvanian,western North China): insights from integrated facies and sequence stratigraphic analysis. Journal of Asian Earth Sciences,196: 104349.

[56] Longhitano S G, Mellere D, Steel R, Ainsworth R B. 2012. Tidal depositional systems in the rock record: a review and new insights sediment. Sedimentary Geology,279: 2-22.

[57] Martin-Gombojav N, Winkler W. 2008. Recycling of Proterozoic crust in the Andean Amazon foreland of Ecuador: implications for orogenic development of the Northern Andes. Terra Nova, 20(1): 22-31.

[58] Mazrou S, Mahboubi M. 2021. Tidally dominated Miocene deltaic deposits and pipe rocks in the Tebessa Basin,eastern Algeria: sedimentological and ichnological characteristics. Geologos, 27(1): 15-34.

[59] McGhee C, Muhammed D, Simon N, Acikalin S, Utley J E P, Griffiths J, Wooldridge L, Verhagen I T E, Van D L C, Worden R H. 2022. Stratigraphy and sedimentary evolution of a modern macro-tidal incised valley: an analogue for reservoir facies and architecture. Sedimentology, 69(2): 696-723.

[60] Mellere D, Steel R. 1996. Tidal sedimentation in Inner Hebrides half grabens,Scotland: the mid-Jurassic Bearreraig sandstone formation. Geological Society, London,Special Publications, 117(1): 49-79.

[61] Miall A D. 1988. Architectural elements and bounding surfaces in fluvial deposits: anatomy of the Kayenta Formation(Lower Jurassic),southwest Colorado. Sedimentary Geology, 55(3-4): 233-262.

[62] Miall A D. 2006. Reconstructing the architecture and sequence stratigraphy of the preserved fluvial record as a tool for reservoir development: a reality check. AAPG Bulletin, 90(7): 989-1002.

[63] Morton N. 1983. Palaeocurrents and palaeo-environment of part of the Bearreraig Sandstone(Middle Jurassic)of Skye and Raasay,Inner Hebrides. Scottish Journal of Geology, 19(1): 87-95.

[64] Morton N, Hudson J D, Taylor P D. 1995. Field guide to the Jurassic of the isles of Raasay and Skye,Inner Hebrides,NW Scotland. Field Geology of the British Jurassic,209-280.

[65] Olariu C, Steel R, Dalrymple R W, Gingras M K. 2012. Tidal dunes versus tidal bars: the sedimentological and architectural characteristics of compound dunes in a tidal seaway,the lower Baronia Sandstone(Lower Eocene),Ager Basin, Spain. Sedimentary Geology,279: 134-155.

[66] Plint A G, Wadsworth J A. 2003. Sedimentology and palaeogeomorphology of four large valley systems incising delta plains,western Canada Foreland Basin: implications for mid-Cretaceous sea-level changes. Sedimentology, 50(6): 1147-1186.

[67] Pratt W T, Duque P, Ponce M. 2005. An autochthonous geological model for the eastern Andes of Ecuador. Tectonophysics, 399(1-4): 251-278.

[68] Rossi V M, Perillo M M, Steel R, Olariu C. 2017. Quantifying mixed-process variability in shallow-marine depositional systems: what are sedimentary structures really telling us? Journal of Sedimentary Research, 87(10): 1060-1074.

[69] Rossi V M, Longhitano S G, Olariu C, Chiocci F L. 2023. Straits and seaways:controls, processes and implications in modern and ancient systems. The Geological Society of London Special Publication,523: 1-15.

[70] Selby K A, Smith D E. 2016. Holocene relative sea-level change on the Isle of Skye,Inner Hebrides, Scotland. Scottish Geographical Journal, 132(1): 42-65.

[71] Shanmugam G, Poffenberger M, Toro A J. 2000. Tide-dominated estuarine facies in the Hollin and Napo(“T” and “U”)formations(Cretaceous),Sacha field,Oriente basin, Ecuador. AAPG Bulletin, 84(5): 652-682.

[72] Siddiqui N A, Rahman A H A, Sum C W, Yusoff W I W. 2017. Shallow-marine sandstone reservoirs,depositional environments,stratigraphic characteristics and facies model: a review. Journal of Applied Sciences, 17(5): 212-237.

[73] Spikings R A, Cochrane R, Vallejo C, Villagomez D, Van D L R, Paul A, Winkler W. 2019. Latest Triassic to Early Cretaceous tectonics of the Northern Andes:geochronology,geochemistry,isotopic tracing,and thermochronology. In: Andean Tectonics: Elsevier,173-208.

[74] Steel R, Osman A, Rossi V M, Alabdullatif J, Olariu C, Peng Y, Rey F. 2024. Subaqueous deltas in the stratigraphic record: catching up with the marine geologists. Earth-Science Reviews: 104879.

[75] Stein A M. 1988. Basement controls upon basin development in the Caledonian foreland, NW Scotland. Basin Research, 1(2): 107-119.

[76] Stow D A V, Hernández-Molina F J, Llave E, Bruno M, García M, Díaz D R V, Somoza L, Brackenridge R E. 2013. The Cadiz Contourite Channel: sandy contourites,bedforms and dynamic current interaction. Marine Geology,343: 99-114.

[77] Tessier B, Delsinne N, Sorrel P. 2010. Holocene sedimentary infilling of a tide-dominated estuarine mouth: the example of the macrotidal Seine estuary(NW France). Bulletin de la Societe Geologique de France, 181(2): 87-98.

[78] Tessier B, Billeaud I, Sorrel P, Delsinne N, Lesueur P. 2012. Infilling stratigraphy of macrotidal tide-dominated estuaries controlling mechanisms: sea-level fluctuations,bedrock morphology,sediment supply and climate changes(The examples of the Seine estuary and the Mont-Saint-Michel Bay,English Channel,NW France). Sedimentary Geology,279: 62-73.

[79] Vallejo C, Tapia D, Gaibor J, Steel R, Cardenas M, Winkler W, Valdez A, Esteban J, Figuera M, Leal J, Cuenca D. 2017. Geology of the Campanian M1 sandstone oil reservoir of eastern Ecuador: a delta system sourced from the Amazon Craton. Marine and Petroleum Geology,86: 1207-1223.

[80] Vallejo C, Romero C, Horton B K, Spikings R A, Gaibor J, Winkler W, Esteban J J, Thomsen T B, Mariño E. 2021. Jurassic to Early Paleogene sedimentation in the Amazon region of Ecuador: implications for the paleogeographic evolution of northwestern South America. Global and Planetary Change,204: 103555.

[81] Van den Berg J H. 1987. Bedform migration and bed-load transport in some rivers and tidal environments. Sedimentology, 34(4): 681-698.

[82] Virolle M, Féniès H, Brigaud B, Bourillot R, Portier E, Patrier P, Beaufort D, Jalon-Rojas I, Derriennic H, Miska S. 2020. Facies associations,detrital clay grain coats and mineralogical characterization of the Gironde estuary tidal bars: a modern analogue for deeply buried estuarine sandstone reservoirs. Marine and Petroleum Geology,114: 104225.

[83] Wei X, Steel R J, Ravnås R, Jiang Z, Olariu C, Li Z. 2016. Variability of tidal signals in the Brent Delta Front: new observations on the Rannoch Formation,northern North Sea. Sedimentary Geology,335: 166-179.

[84] Yoshida S, Jackson M D, Johnson H D, Muggeridge A H, Martinius A W. 2001. Outcrop studies of tidal sandstones for reservoir characterization(Lower Cretaceous Vectis Formation,Isle of Wight,southern England). In: Norwegian Petroleum Society Special Publications: Elsevier,10: 233-257.

[85] Zamora G, Gil W. 2018. The Marañón Basin:tectonic evolution and paleogeography. In:Petroleum basins and hydrocarbon potential of the Andes of Peru and Bolivia. The American Association of Petroleum Geologists,121-144.

[86] Zecchin M. 2007. The architectural variability of small-scale cycles in shelf and ramp clastic systems: the controlling factors. Earth-Science Reviews, 84(1-2): 21-55.

[87] Zhang C, Hu Y, Wu S, Tang M, Zhang K, Chen H, Wan X, Huang W, Han D, Meng Z. 2023. Analysis of fine grained sand and shale sedimentary characteristics in estuary based on sediment dynamics. Frontiers in Earth Science,2023, 10: 963290.

[88] Zhang X, Lin C M, Dalrymple R W, Gao S, Li Y L. 2014. Facies architecture and depositional model of a macrotidal incised-valley succession(Qiantang River estuary,eastern China),and differences from other macrotidal systems. GSA Bulletin, 126(3-4): 499-522.

[89] Zhu S C, Sun P K, Zhang K X, Zhang C Q, Zhang Q, Li B, Wang J, Jiang S Y, Bao L Y, Jing G B, Chen Z X, Xu H M. 2024. Paleogeographic reconstruction and sedimentary evolution of tidal-dominated estuarine depositional systems: insights from the campanian M1 sandstone formation,Oriente Basin, Ecuador. Marine and Petroleum Geology,170: 107125.

[90] Zuniga M, Buatois L A, Vallejo C, Mángano M G. 2021. Paleoenvironmental significance of trace fossils from mixed tide-and river-influenced marginal-marine settings,Cretaceous U and M2 Sandstone members, Napo Formation,Oriente Basin of Ecuador. Journal of South American Earth Sciences,110: 103326.

[91] Baby P, Rivadeneira M, Barragan R. 2004. La cuenca Oriente: geología y petróleo. Institut français d’études andines.

[92] Barragán R, Baby P. 2004. Magmatismo alcalino intra-placa en la Cuenca Cretácica Oriente,Ecuador:evidencias geoquímicas,geocronológicasy tectónicas. In: Baby P, Rivadeneira M,Barragán R(eds). La Cuenca Oriente: Geología y petróleo. Institut français d’études andines, 69-91.

[93] Jaillard E. 1997. Síntesis estratigráfica y sedimentológica del Cretáceo y Paleogeno de la Cuenca Oriental del Ecuador: Informe final del convenio Orstom-Petroproducción. Petroproductión, Quito.

基金资助

*国家自然科学基金项目 “致密砂岩气藏变尺度非均质性成因机制及多维表征”(42572150)