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鄂尔多斯盆地三叠系沉积体系

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地质 储层 沉积 地化 层序地层
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1973项目总结一、沉积发育史晚三叠世延长期,由于印支运动的影响使得晚古生代以说,印支运动在鄂尔多斯盆地的地史发展中是一次重大变革。在沉积上实现了由海相、过渡相向陆相的转变,使盆地自晚三叠世以来发育完整和典型的陆相碎屑岩沉积体系。盆地演化进入了大型内陆差异沉积盆地的形成和发展时期,结束和取代了晚古生代以来克拉通坳陷的发展历史。上三叠统延长组是在鄂尔多斯盆地坳陷持续发展和稳定沉降过程中堆积的以河流的发展和演化客观记录了这个大型淡水湖盆从发生、发展到消亡的历史。湖盆发育到延长组第三段(期达到鼎盛,湖进范围可到达盆地北部横山后,随着河流的不断注入充填,湖盆走向萎缩。晚三叠世是鄂尔多斯盆地油气形成的重要时期,沉积体系发育完整,地层出露良好,是观察、研究陆相沉积的典型地区。盆地上三叠统延长组主要为一套灰绿色、灰色中厚层砂岩和深灰色、灰黑色泥岩组成的旋回性沉积。下部以河流相中部为一套湖泊部为河流相砂泥岩沉积。在区域范围上,以北纬 38°为界,北粗南细,北部厚 100~600m 之间,南部厚 700~1000m 之间。延长组与其上下相邻地层均为平行不整合接触,反映了它沉积时盆地基底稳定。上三叠统延长组第一段(T 3积之后,盆地地形出现明显分异,以志丹部以明显的斜坡向盆地内部倾没,坡度为 自马家滩、定边,南至旬邑、铜川,东起延安、黄陵,西达环县、镇原,面积约 4×104范围为深湖盆地区,形成厚度达 300~400m 的深湖相沉积。枢纽线以北地区为一地势平坦的台地,地形梯度小于 薄南厚的稳定变化,亦表明沉积速率的近似。为方便生产,长庆油田按油气情况及岩性、电性特征将延长组自上而下划分为 10 尔多斯盆地的扇积物主要分布在山前露头剖面的底部。它们以岩性粗、颜色红、厚度大为其主要沉积特征。平面上呈扇形,剖面上呈楔状碎屑体。冲积扇沉积体系主要分布于西北部的石沟驿,西部的环 20、杨 1 和安深 1 井以及平凉一带,西南部的龙 1、龙 2 和长 1 井一带,北部的桌子山东麓及东胜一带2等(图 1) 。盆地的冲积扇岩性以紫红色、灰黄色、杂色、灰白色厚层砾岩、砾状砂岩、含砾砂岩、砂岩及少量泥质粉砂岩、含砾泥岩为特征,垂向层序大多表现为间断性的正韵律。岩石的成分成熟度和结构成熟度中等石成分随地而异。从扇根到扇端方向,岩石的成分成熟度和结构成熟度逐渐有所提高。冲积扇沉积一般不含动物化石,偶见零星植物屑。论是平面上还是垂向上,延长组中的河流沉积所占的比例是最大的。延长组河流沉积广泛发育,按砂体的几何形态,相序特征和相变关系,主要分为辫状河、曲流河和交织河三种类型。(1)辫状河沉积体系特征鄂尔多斯盆地的辫状河主要分布于大理河以北以及西部沿线,最为典型的剖面有窟野河、秃尾河、佳芦河、古窑子及汭水河。井下西南部和南部主要发育于长 10 油层组,如长 2、长 14、剖 14、泾 1、庆 7、花 1 及马 1 井等,东部主要发育于长 2 油层组,如塞 5、塞 37、泉 32、枣深 2、永 7 井等以及清涧河剖面、延河剖面。盆地的辫状河河道砂坝砂岩往往构成巨厚的层系,缺乏河道间细粒夹层。总体上砂岩/泥岩>70%,砂岩段的厚度在 10~40m 之间,厚度大者可超过 100m,而泥岩段大都小于 10m。砂岩一般由一系列不完整的沉积旋回反复切割叠置而成,由此造成了剖面上粒序性不明显。砂岩以中粗粒和中细粒为主,可见滞留沉积。从垂向上看,砂体由多个旋回反复叠置而成,每个旋回都具有由下而上由粗变细的趋势,并依次发育粒序层理、槽状或板状交错层理、平行层理以及一些沙纹交错层理。辫状河泛滥平原一般不发育,仅在河道间沉积了薄层的灰色泥岩、粉砂质泥岩(图 2) 。(2)曲流河沉积体系特征 图 1 鄂尔多斯盆地西南部龙 2 井冲积扇沉积序列图 2 龙 2 井辫状河沉积序列3鄂尔多斯盆地的曲流河分布范围更广,且大部分分布在辫状河的前缘,野外剖面包括清涧河、延河、仕望河、云岩河、黄陵、铜川、耀县以及薛峰川等地区,井下剖面出现的频率更多,几乎分布于延长组各个油层组。其沉积物往往是河道砂质沉积与河漫滩细粒沉积之比接近于 1,沉积层序正粒序性明显,具二元结构。下部结构为河道砂坝沉积,以侧向加积为主;上部 结构为河漫滩沉积,以垂向加积为主。这些特点,显然是曲流河沉积所特有。河道砂岩一般为中细粒状,正粒序发育。根据与邻井的对比,砂体在剖面上呈上平下凸的透镜体,侧向延伸在数千米以内,四周均为泥岩所包围。砂体基底具明显的冲刷面,冲刷面起伏强烈。河漫滩沉积主要为泥岩、砂质泥岩、泥质粉砂岩夹粉砂岩,偶夹薄层细砂岩(图 3) 。 (3)交织河沉积体系特征 鄂尔多斯盆地的延长组长 4+5、长 3、长 2 和长 1 均有交织河沉积。河道砂坝为灰色细砂岩或粉砂岩,纵向上常常呈不完整旋回的反复叠置,厚度一般在 3m 左右,厚者可达 10m。在露头区砂体一般呈近于对称的下凸透镜体,横向延伸仅数百米,侧向上往往被河道间细粒沉积物所包围。 湖亚相和深湖亚相。盆地的浅湖亚相主要为灰砂质泥岩、砂质泥岩夹灰绿色薄- 中层状粉 湖区水底氧气和氧料充足,故底栖生物发育(图 4) 。深湖亚相位于湖盆中水体最深部位,波浪作用已完全不能涉及,水体安静,地处乏氧的还原环境,底栖生物基本不能生存。盆地的深湖亚相为深灰色、灰黑色泥页岩、油页岩夹少量灰色中砂岩,常见黄铁矿等自生矿物,岩性横向分布稳定,沉积厚度大,是有利的生图 3 葫 90 井长 10 油层组曲流河沉积岩电特征图图 4 镇探 2 井长 6 油层组浅湖沉积岩电特征图4油相带。与此同时,盆地的深湖亚相也发育浊流等重力流沉积物。浅湖亚相发育于延长组各层段,分布范围也较广。岩层因生物扰动强烈,通常呈块状,风化后呈碎片状。局部薄层砂岩和泥岩构成透镜岩呈明显的上凸状透镜体,一般厚 5~20厚可达 2m,横向延伸 100m 之内即可明显减薄乃至尖灭。 深湖亚相从长 8有广泛分布,其中长 7 期是分布范围最广的时期,最大面积可达4×104理发育,主要为水平层理和水平纹层。浊积岩段在旬邑、铜川、薛峰川及大理河剖面以及中南部许多井下剖面都可见到,通常为薄层粉细砂岩与泥岩互层,而旬邑剖面砂岩的岩性较粗,厚度较大。特别是大理河剖面长 1油层组中的浊积岩鲍玛序列十分发育,粒序层理、平行层理、沙纹交错层理及水平层理十分常见,槽模、沟模、刷模等各种底板印模比比皆是(图 5) 。值得注意的是,夹于深湖亚相泥岩中的粉砂岩常因滑塌及液化作用发生而具有丰富的包卷层理等变形层理。角洲前缘和前三角洲这样的三层结构。前扇三角洲位于扇三角洲的最前端,在这一相带河流作用和波浪作用均较弱,悬浮沉积物发生大量沉淀。扇三角洲前缘相带处于浅湖区,又很快过渡为深湖区,层理构造表现为牵引流作用。多数扇三角洲的层序呈反旋回,表现为扇体不断向水推进,垂向上呈向上变粗的层序。但每一个小的砂层均是由粗变细的正韵律,因为每一个砂层是一次水流作用造成的,每次水流作用都图 5 鄂尔多斯盆地庙湾地区长 7+5 油层组沉积相及浊流沉积序列5是从强到弱的变化。与曲流河三角洲所不同的是,盆地西部石沟驿、平凉一带的扇三角洲平原相带为冲积扇沉积的特点,沉积物粒度较粗,砂砾含量高,从山麓到岸线坡窄且陡。纵剖面上呈楔状体,背后靠老山或断层处厚度很大,但向前尖灭快,岩性粗,变化也快,反映了近物源和陡坡度的特点。 尔多斯盆地的辫状河三角洲沉积环境可划分为辫状河三角洲平原、辫状河三角洲前缘和前辫状河三角洲三个亚环境。鄂尔多斯盆地辫状河三角洲发育在距物源区相对较近的地方,其间缺失曲流河等陆上环境,是一个相带发育不完整的沉积体系。由于水下分流河道不固定,常常侵蚀下伏沉积物,所以极少发育河口坝,剖面上河道砂频繁交替。辫状河三角洲平原部分可发育成非常宽广的席状形体,而辫状河三角洲前缘主要形成在距高地不远的湖盆边缘,砂体呈席状,范围达几十至数百平方千米。鄂尔多斯盆地西缘一线,从长 8+5均有辫状河三角洲的发育(图 6) 。 别是在构造条件稳定的北部和东部主物源一侧长 6 期及其以后的湖盆水退期广为发育,如安塞三角洲、延安三角洲、富县三角洲、黄陵三角洲等。平面上,这些三角洲的轴长都在 100上,轴宽 15~30别可达 40上,面积为千余至数千平方千米,均呈向湖盆方向强烈推进的朵状或鸟足状。朵体间被相对狭窄的湖湾分离,构成相间分布的半环状三角洲裙带。鄂尔多斯盆地的三角洲沉积通常分为前三角洲、三角洲前缘和三角洲平原三个相带,其中骨架相是水下分流河道砂质沉积(图 6) 。 湖泊由于缺乏潮汐作用,波浪作用也较弱,所以许多人将古代的湖泊三角洲解释为密西西比式的河控三角洲。因此,人们在研究中往往强调向上变粗的完整进积序列,把河口坝作为一种必备的成因相,认为它们是砂质沉积物聚集的主要场所和最有利的储集相带。这种看法有许多是根据电测资料解释的,通常缺乏露头及完整岩心资料的检验,所以与实际情况往往有悖,其成因解释也是值得商榷的。鄂尔多斯盆地上三叠统延长组发育有两种地层样式不同的湖泊三角洲沉积,一种是进积序列较完整的巨厚的深水盆地型三角洲,另一种缺乏完整进积序列的薄的浅水台地型三角洲。其中深水型三角洲是在有巨厚深水泥岩及低密度浊积岩的深盆地背景上发育起来的,水下沉积厚度较大,进积相的序列保存较好。这类三角洲主要分布在志丹浅水型三角洲主要分布在志丹种三角洲水下6沉积薄,且常为后继的河流强烈冲刷,进积序列常常不完整。 7. 深水盆地型三角洲与浅水台地型三角洲深水盆地型三角洲是在河流推进到堆积有巨厚的深湖或半深湖泥岩的深盆地背景上发育起来的,其突出特征是具有厚而完整的进积序列。三角洲在形成发育过程中,不断从陆地向湖盆方向推进,其结果形成一特征的垂向沉积层序。一般来说,底部为前三角洲泥,向上依次出现三角洲前缘粉砂和砂,最上面覆盖着三角洲平原分流河道砂质沉积和河漫滩砂质泥岩及泥炭沼泽沉积。从前三角洲泥质沉积到三角洲前缘砂质沉积,大体上为一下细上粗的反旋回沉积序列,即所谓进积型沉积序列(图 7) 。其沉积构造序列由下而上为水平层理、压扁层图 6 鄂尔多斯盆地西南部延长组辫状河三角洲及曲流河三角洲沉积模式7理、透镜状层理、小型交错层理、板状和槽状交错层理、冲刷面构造、平行层理、波状交错层理、沙纹交错层理、水平层理及植物根,它们反映了不同亚环境的水动力条件的规律性变化。三角洲砂体平面上呈朵状,剖面上呈底平顶凸的透镜体。浅水台地型三角洲的突出特征是分流河道砂体为骨架,河口坝不发育。多数情况下,分流河道砂体直接与湖相泥岩呈冲刷接触,垂向相序往往不完整。在河道砂岩基底上常含灰黑色棱角状湖相泥砾,由下而上,砂岩粒度逐渐变细。盆地的水下分流河道有时被后继的陆上分流河道承袭,其沉积体很难截然分开,除了侧向相变不同外,内部沉积特征无本质区别。浅水台地型三角洲前缘河口坝之所以少见,是因为河流进入平坦安静的浅水环境,所携带的沉积物快速推进,不能形成较厚的河口坝沉积,即使形成也通常为水下分流河道冲刷贻尽(图 7) 。所以经常见到水下分流河道砂体与湖相泥岩直接呈冲刷接触,而缺乏河口坝沉积作为过渡。偶尔在冲刷不太强烈的情况下留有薄的残余。延河剖面张家滩黑页岩之上见有 3m 厚的保存较好的河口坝沉积,未受明显的波浪改造,以废弃相保存下来,基本上反映了河口坝的原始特征。岩性以粉砂质泥岩及粉砂岩与下伏湖相页岩呈渐变,底部粉砂质泥岩及粉砂岩中具沙纹层理及包卷层理,向上粉细砂岩具水平波状纹层,至顶部可见中成反旋回。三、沉积格局与沉积环境演变鄂尔多斯盆地从长 10 期开始发育,围绕湖盆中心,形成一系列环带状三角图 7 研究区浅水台地型和深水盆地型三角洲沉积模式8洲裙体(图 8) ,进入长 9 期快速下沉,将长 10 期的三角洲体系全部淹没水下。到长 8 期,湖盆规模、水深均已加大。长 7 期湖盆发展到全盛期,盆地广大范围被湖水淹没,深湖区的面积也急剧扩大。进入长 6 期,湖盆下降速度放缓,沉积作用大大加强,经过长 4+5、长 3 到长 2 期,湖盆逐渐消亡。沉积总体显示为西厚东薄、南厚北薄的态势。长 9—长 8 期湖盆呈现为西岸稍陡,东岸平 缓,因而浅湖沉积在西岸狭窄,东部则十分宽阔。 沉积体的突出特点是西部以各种近源快速堆积的粗 粒二角洲和浊积岩为特征(田景春,2001),东部则发 育一连串三角洲。西岸以镇北辫状河三角洲规模最 大,是这一时期的突出特征之一。北岸则以发育有巨大的盐池—定边三角洲为代表,东北部榆林—横 山主要是三角洲平原,东部主要发育长条形三角 洲,呈东西向分布,这时的子长—吴旗三角洲较为 发育,安塞三角洲尚未出现前缘沉积,延安—甘泉 :角洲前缘分为两支,东南缘的黄陵三角洲已现雏形(图 9) 。长 7 期湖盆沉积格局与长 8 期基本相似,尤其是西岸仍以粗粒三角洲和浊积岩为主,规模也基本与长 8 期相当。北部及东部湖水进一步加深,湖岸线大面积向外推进,这时的盐池 期有了很大的减小,榆林 期有了明显的扩大,长 8 期的志丹塞地区主要是浅湖亚相;黄陵三角洲规模虽然与长 8 相似,但大部分则成为深湖浊积扇(图 10) 。 图 8 鄂尔多斯盆地晚三叠世中期原型盆地9长 6 期湖盆西岸依然发育有石沟驿扇三角洲、环县扇三角洲、镇北辫状河三角洲及泾川辫状河三角洲,与长 8、长 7 期大体相似,除北部的石沟驿扇三角洲规模有明显的扩大外,其余都有所减弱,尤其是马岭、长7 期发育的大规模浊积扇体已大大减小,主要为三角洲前缘相所替代。该时期突出的特征是东北、东部的物源大大加强,榆林 期的三角洲前缘变成平原河流相,安塞三角洲进入发育的鼎盛时期,东北部三角洲前缘已与盐池—定边三角在吴旗北交汇形成一支庞大的三角洲前缘,同时经过吴旗向南直到华池一个特征是富县三角洲的沉积作用明显加强,向西穿过葫芦河和太白地区直达固城川,是合水 6 期的深湖区也大大收缩,由长 7 期的盐池北向南推至姬塬地区,东部也显著向西南推进,长 7 期深湖区东部可达大路沟时已推进到旦八镇、永宁、葫芦河以西地区(图 11) 。 长 4+5 期沉积格局与长 6 期无多大差别,只是深湖区进一步从各个方向向湖中心收缩,湖岸线与长 6 范围相近,但沉积作用与长 6 相比有显著的减弱,西缘的石沟驿扇三角洲继续存在,环县在长 6 及其以前的扇三角洲这时已完全成了陆上冲积扇,马岭着湖水的变浅,该区已变成马岭三角洲和镇原三角洲的前缘亚相,北部盐池 相似,东北部及东部三角洲以及长 6 期发育的三角洲,尤其安塞三角洲已全面平原化,图 9 鄂尔多斯盆地延长组长 8 油层组沉积相图 图 10 鄂尔多斯盆地延长组长 7 油层组沉积相图10主要以分流河道沉积为主,富县三角洲与黄陵三角洲连为一体向葫芦河直到固城川地区的深湖区,成为该区的主要物质来源(图 12) 。图 11 鄂尔多斯盆地延长组长 6 油层组沉积相图 图 12 鄂尔多斯盆地延长组长 4+5 油层组沉积相图图 13 鄂尔多斯盆地延长组长 3 油层组沉积相图 图 14 鄂尔多斯盆地延长组长 2 油层组沉积相图11长 3 期由于盐池西缘及西南缘开始抬升,深湖亚相收缩到直罗 3 期沉积作用再次加剧,该期发育的盐池定边三角洲这时与石沟驿地区连为一体,全面平原沼泽化,近南北向的分流河道也十分发育,可穿过姬塬向南伸入浅湖区。另一个特征是东北物源再次强化,一直可穿过吴旗向南达到华池地区,形成吴旗— 华池三角洲,志丹、安塞、永宁、甘泉一线以东、以北地区全面平原沼泽、河流化。长 3 时期只有延安、富县、黄陵、铜川三角洲继续有前缘亚相的存在,尤其是延安三角洲的前缘一直可穿过永宁向南延伸到太白 13) 。 长 2 期由于强烈的后期抬升剥蚀作用,仅在湖盆内及南部部分地区有所保留,西南部剥蚀殆尽。该期由于湖盆的持续收缩,合水、直罗以南长 3 期仅有的小范围深湖区已不复存在,浅湖区也较长 3 大小收缩,仅在华池、延安、富县、黄陵几个三角洲尚有前缘存在,其它地区的沉积与长 3 相似,只是进一步平原、沼泽化,河流亚相或平原分流河道发育是这一时期的重要特征(图 14) 。长 1 期,除局部地区发育浅湖乃至在横山―甘泉、吴旗―清涧之间形成长1 期的内陆深湖沉积外,整个鄂尔多斯盆地全面平原、沼泽化,广泛发育薄的煤层或煤线。从此结束了陕甘宁盆地延长组的沉积历史。长 1 油层组在子长的大理河和清涧河一带出露最全,保存完整。总厚度 378米。按垂向的旋回特征可以分为五段。第一段为砂泥岩互层夹薄煤层,煤线,富含植物化石,厚 117 米,属沼泽相沉积。第二加三段为细砂岩和深灰色的粉沙质泥岩互层,夹泥灰岩,含瓣鳃类,介形虫,鱼鳞等化石,厚 98 米,属浅湖及半深湖沉积。第四段为块状砂岩和粉砂质泥岩,泥质粉砂岩互层,夹可采煤层,泥岩中见黄铁矿结核,厚 82 米,属三角洲平原沼泽和三角洲前缘分流河湾沉积。第五段自下而上为薄层砂泥岩互层,油页岩及厚层的块状砂岩,块状砂岩中夹薄层灰黑色泥岩,富含炭屑,厚约 80 米,为深湖相浊流沉积,发育完整的鲍玛序列。印支运动使盆地抬升露出水面,因风化侵蚀及季节性洪水的冲刷,延长组顶部受到强烈侵蚀切割,形成了沟谷纵横的丘陵地貌。早侏罗世早期,沿沟谷发育了古甘陕水系,沉积了厚 20~260m 呈树枝状展布的近 3×104河道砂体,此时气候一度干旱,出现了红层。四、层序地层学1. 三叠系延长组层序对比标志选择如表 1。) 构造运动升降面这种界面与构造演化有关,是构造旋回划分的标志,主要表现为盆地基底的抬升导致湖平面的下降,地层遭受剥蚀和下切,沉积响应为不整合或不协调,剖面上显示为地层顶部的削蚀或地层的缺失,为区域性沉积间断面。该类界面主要是延长组顶部区域抬升剥蚀形成的构造不整合面和延长组底部以平行不整合与下伏中三叠统的接触面。由此可识别出整个延长组为一完整的构造型三级层序,它以两个古构造运动面为界。(2)区域性特征界面(最大湖泛面) 表 1鄂尔多斯盆地上三叠统延长组岩性对比标志层系 统 组 段 油层组标 志 层 特 征名称 位置 分布及特征 显示情况侏罗系下统 富县组三叠系上统延长组第五段 1 全区都有分布,岩性主要为黑色泥、页岩、碳质泥岩及含凝灰质泥岩。 明显第四段 上部黄陵、富县等地区特征明显。岩性主要为深灰色、灰黑色泥岩及碳质泥岩。 较明 显长 3 全区都有分布,岩性同上。 明显 全区都有分布,岩性同上。 明显第三段 全区都有分布,岩性为黑色泥页岩。 明显长 6长武、彬县、旬邑、宜君、黄陵、富县定北、等地区特征明显。岩性主要为深灰色、灰黑色泥岩及碳质泥岩。较明显全区都有分布,岩性主要为灰黑色泥岩、碳质泥岩、粉砂质泥岩,局部可见到凝灰岩。东部的富县地区,特征比较典型。明显长 7上部 全区都有分布,为长 71与长 72分层标志。 明显张家滩页岩 中下部全区都有分布,厚度呈东厚西薄,北厚南薄。 明显第三段长 9 李家畔 页岩 顶 全区都有分布,旬邑、宜君、黄陵、富县等地区比较厚。 明显第三段 10中统纸坊组13在盆地内主要为区域性基准面抬升所造成水进界面以及由于水进所造成的区域性河道或三角洲废弃所形成的大面积沼泽沉积界面。前者是大面积发育的开阔湖相沉积,如张家滩泥岩标志层(、李家畔泥岩标志层(;后者是大面积沼泽化形成的碳质泥岩或煤层,如 志层。 (3)相旋回特征和相的突变界面 一类是基准面上升到高水位期形成的最大的水进湖泛面,如 一类是基准面下降形成的进积型三角洲顶积层面和曲流河沉积间歇期形成的大面积平原沼泽化界面。如长 8 底界面及 4、7、志层,可识别出三个三级层序界面 B 3、。 3. 延长组准层序的识别(1)河流平原区由河道-河道间沉积形成的一个或多个进积砂体和加积成因的泥沼相组成的下粗上细二元结构,为向上变细准层序;(2)滨浅湖区由浅湖相-滩砂(或远砂坝)或者向三角洲前缘过渡相下由前三角洲泥-席状砂-河口坝-水下分流河道组成的仅有进积体系域的向上变粗准层序;(3) 三角洲前缘相带由浅湖泥-远砂坝-席状砂-河口坝-水下分流河道-分流间湾泥组成的简单的下部进积和上部退积相结合的向上变粗复变细的准层序 。积物的构成方式在纵、横向上遵循 律,形成准层序的类型从向上变细准层序→复合型准层序→向上变粗准层序演化 基准面下降半旋回的沉积记录由无到有、厚度由薄→厚→薄、在准层序中的比例逐渐增大;而基准面上升半旋回的沉积记录由有到无、厚度由厚到薄、在准层序中的比例逐渐减小(图 15) 。1)加积准层序组主要发育在研究区河流平原、深湖相沉积中。图15 准层序演化与对比模式图14(2)退积准层序组主要分布在浅湖相沉积中,厚度一般比较小。(3)进积准层序组特别发育,沉积厚度大,在河流平原区、浅湖及三角洲沉积区都有分布,以三角洲沉积区最为发育(图 16) 。 )低水位体系域三叠系发育厚度一般比较大,通常可以把它分为低位早期体系域和低位晚期体系域两个部分:研究区内以河流或三角洲向湖区发育厚层进积、加积叠加样式的准层序组为特征。B. 低位晚期体系域,发育加积式准层序组为特征,以三角洲沉积或浊积扇沉积为主,是盆地内的储层的主要发育层位。(2)水进体系域以发育退积式准层序组为特征。延长组沉积时研究区大部分位于湖区,湖平面上升时深洼处以深湖湖的薄层泥岩沉积、退积式的河流-三角洲-湖泊沉积或饥饿的无沉积及浊积扇沉积为主。水进体系域是盆地内延长组生油层的主要层位。(3)高水位体系域发育加积的准层序组为特征。在盆地内的旬邑、宜君、富县等地区高位体系域发育厚度不大,以发育深湖湖相的薄层泥岩沉积、偶发性的三角洲沉积及浊积扇沉积为主。: 长 10-长 9,为湖盆初始扩张时期沉积。层序 2: 长 8-长 7,湖盆逐渐鼎盛期沉积。层序 3: 长 6+5,为湖盆萎缩(缩小)时期沉积。图 16 鄂尔多斯盆地延长组进积准层序组的样式15层序 4:长 3+2-长 1,为湖盆萎缩消亡时期沉积(图 17) 。1)层序控制了生储盖的组合 层序是一个等时地层格架,生油层、储集层和盖层均是这个格架中的组成部分,所以层序便决定了生储盖的配置。在层序地层格架内不同体系域砂岩类型各异。低位体系域砂质储集体以深切河谷充填砂岩、三角洲分流河道及水下分流河道砂体等类型为主。水进体系域砂质储集体包括滨湖坝砂体、三角洲前图 17 鄂尔多斯盆地上三叠统延长组层序地层格架图(清涧河剖面) 16缘水下分流河道和河口坝砂体等,高位体系域砂质储集体主要为冲积扇砂体、河道砂体、三角洲前缘水下分流河道和河口坝砂体。其中,深切河谷河道充填砂体和三角洲砂体发育规模较大。而且,砂质储集体的发育受相对湖平面变化控制。湖平面相对上升期,有效可容纳空间向陆迁移,沉积物以退积为主,三角洲前缘水下分流河道砂体富泥,内部连通性较差,呈透镜状夹在泥质沉积物中。湖平面相对下降期,有效可容纳空间向湖盆方向迁移,河流、三角洲发育,河流下切显著,沉积物以进积为主,河道、三角洲前缘水下分流河道砂体内部连通性较好,泥质含量少。一般来说,低位体系域发育分选良好储层。延长组的生、储、盖组合也明显受层序的控制。最大洪泛期形成的地层则往往是良好的生油层和盖层,如盆地南部延长组第二层序中的长 7 油层组张家滩页岩是最重要的生油层。长 7 生油层之上为储集层长 6 及长 2,它们都位于湖泊回返萎缩体系域中。在长 6 油层组中三角洲砂体,特别是水下分流河道砂体发育,主砂体厚度约 30m,而且深切进湖相泥岩生油层中,具最佳生储配置关系。在长 4+5 期发生的湖进使原有的三角洲平原化及沼泽化,特别在水体较浅,物源补充强的地区,就可能形成下伏长 6 油层组三角洲储集层的区域盖层。其中长 6 油层组多个进积式小层序垂向叠合,形成了多套良好的生储盖组合,提供了有效的岩性圈闭条件。对于长 2 油层组保存较好的地区,发育有较厚的低位体系域三角洲平原分流河道砂体,长 2 油藏受串珠状分布的局部构造鼻隆单元、上倾泥岩圈闭以及与前二者相匹配的河道砂体三个成藏要素的控制,也具有一定的勘探潜力。总的来看,长 2 油层组的有利储集体多分布在泥质沉积发育的第四层序的河流水进体系域或低位体系域向水进体系域的过渡阶段,盖层为水进体系域和高位体系域的富泥质沉积,反映出可容纳空间增长慢,河道间细粒及泥质沉积发育,具有有利的盖层条件。对于长 8 油层组来说,它既具有第二层序的低位体系域和最大洪泛面为储、盖层,又有长 9 生油层为其油源,故也形成了区域性有价值的油藏。因此,长 8 油层组也是盆地西南部地区一个良好的储集体。(2)层序控制着储层的展布层序对砂体展布的控制已得到广泛的认同。因受 A/S 值(容纳空间和沉积补给量的比值)的影响,于基准面变化的不同时期形成的砂体类型、侧向延伸范围和砂体的连通性等宏观特征显著不同。在低容纳空间和高沉积补给条件下(A/S<<1),低位体系域以发育反复切割叠置的河道砂体或水下分流河道砂体为主,是最重要的储层。研究区具有特别发育的低位体系域,表现为延长组的长8、长 6 及长 2 油层组,它们均属于低位体系域或者相当于低位体系域。严格地17讲,构成它们的层序组是一个复合层序的低位层序组,其中的亚油层组相当于一个四级层序,并由 A/S 值的变化,直接控制了储集层砂体从受限的叠置带状,向薄泥层连片网状乃至被泥岩包围的孤立状方向变化,在以沉速较快的三角洲沉积区最为特征。因此,在 A/S 值低的条件下,呈叠覆产出的四级层序的众多砂体通常都是勘探的重要目的层。因此,详细研究层序构成,特别是准确识别其层序界面及相伴生的低位体系域,是在陆相地层中寻找储层的一个重要方向。(3)层序影响着储层的储集性能层序对于储层储集性能的控制目前研究得还不是太多,但这种作用却不容忽视,这对于油田勘探尤其是开发工作具有重要的意义。在层序的不同位置,也就是在不同基准面下形成的储层,其性能差别十分明显。在低位体系域中,砂体分选性好,潜在孔渗条件较好,能够形成区域规模的储层,孔隙结构受沉积相控制明显,以水下分流河道孔隙结构最好,如本区长 6 油层组。在水进及高位体系域中,虽然也能形成一些河道砂体,但其分选性往往较差,也多是些孤立的河道和分流河道砂体,难以形成具有工业价值的油藏,如本区长 4+5 油层组。延长组中的水进体系域及高位体系域主要为水下分流河道砂体和浊积砂体,其孔隙度一般在 9孔隙和喉道分选差,渗透率在 0部分属于低渗,平均含油饱和度 水进体系域和高位体系域虽然也能形成一些河道砂体,但其分选性往往较差,也多是些孤立的河道砂体,难以形成有工业价值的油藏。9.侏罗系层序界面的选择与层序地层格架的建立与大陆边缘盆地一样,层序的划分仍以不整合面及其相对应的界面为界,在内陆盆地中与陆上不整合相对应的面是指由加积至进积的准层序组向退积的准层序组之间的转折部位、砂岩底部的底侵冲刷面;若存在下切谷充填则为下切谷充填沉积的底界面。如富县组,下与上三叠统、上与延安组均存在微弱的不整合或沉积间断,因此是一个独立的层序。延安组下与富县组、上与直罗组均存在不整合面,顶部界面尤其明显,直罗组与下伏延安组顶部的不同层位直接呈冲刷接触,下切幅度变化大,可由数米变化到 10 余米甚至数十米。根据准层序组叠置型式,延安组应包括三个三级层序。底部自代表下切谷充填沉积的宝塔砂岩底开始,至延 7 油层组裴庄砂岩底为第 I 层序;自裴庄砂岩底至延 3 组底的厚砂岩底为第Ⅱ层序;上部为第Ⅲ层序。每个层序均由一个低位体系域、水进体系域和一个高水位体系域组成。18直罗组底的七里镇砂岩下与延安组存在不整合面,上至安定组底的烂泥湾砂岩的底构成一个层序。而安定组底的烂泥湾砂岩至安定组的顶部又构成一个层序。盆地西缘的侏罗系上统芬芳河组与上、下地层均存在角度不整合接触,因此也是一个独立的层序。至此,鄂尔多斯盆地侏罗系共有 7 个三级层序(表2,图 18)。0 期,河谷宽度扩大,高地进一步缩小,低弯度河流沉积发育。延 9 期,三角洲体系开始发育,也是最大湖侵期。 延 8 期,局部构造抬升,三角洲平原扩大,河流进一步向湖泊内进积。 延 7 时期,为盆地稳定充填时期。 延 4+5 期,湖泊面积缩小。延 3、延 2 及延 1 期,构造抬升,河流回春,形成残余湖泊,盆地发育进入萎缩阶段。11.侏罗系准层序和准层序组界面的选择鄂尔多斯盆地侏罗系的准层序和准层序组由不整合面、冲刷面或湖泛面所限定。下切河谷充填的冲积沉积体系为一个准层序组,底以砂岩底的冲刷面或表 2 鄂尔多斯盆地侏罗系层序对比标志系 统 组 段 标志层 标志层显 示情况名称 位置侏罗系上统芬芳河组 明显中统安定组直罗组 七里镇砂岩 底 明显延安组第五段延 1真武洞砂岩 底 明显延 2延 3第四段 延 4中上 明显延 5延 6裴庄砂岩第三段延 7延 8宝塔砂岩 底 明显第二段延 9延 10下统 富县组 第一段明显明显延长组上统19不整合面为准层序组的底界,顶以湖泛面为准层序组的顶界。准层序组内的各个准层序均以每个向上变细的砂岩底部冲刷面为界来区分。湖泊—湖三角洲沉积体系的各个准层序以湖相暗色泥岩的底面,即湖泛面为界,每个准层序组由几个准层序组成。准层序组由一套有成因联系的准层序图 18 鄂尔多斯盆地侏罗系层序地层格架(西杏子河剖面)20组成,其垂向叠置方式有三种类型:进积、退积和加积。一般以大的湖泛面或与之相对应的面为界,每个准层序组构成一个体系域。进积的准层序组由进积作用形成,在垂向上每个准层序内的砂岩所占比例向上增加,泥岩所占比例相应减少。退积的准层序组因相对湖水面上升,退积作用形成,垂向上以准层序内砂岩所占比例向上减少,泥岩相应增加为特征,底界往往是层序内的最大湖泛面。加积的准层序组由退积作用向进积作用转变时形成,湖水面升降与进积充填作用能在较长时期内维持不变,每个准层序内砂岩和泥岩所占比例大致相当。由退积作用向加积至进积作用转换时,相对湖水面下降,河流发生底侵下切,因此加积至进积准层序组,底部以较厚的砂岩为代表,底面为冲刷,往往与层序界面一致(图 19)。12.侏罗系下切谷充填层序的特征内陆盆地中下切河谷充填形成的叠置砂岩是常见的,往往可达数十米之厚,与一般冲积平原上的河流沉积相比,下切幅度要大得多,这类下切谷充填物尽管形成机制相似,水道底侵冲刷切割都出现于源区构造抬升或侵蚀基准面、湖水面显著下降期,而充填作用始于侵蚀基准面或湖水面上升之际,向上均过渡到湖侵层位。研究区存在两个下切谷充填沉积,即延安组底部的宝塔砂岩段和延安组顶部延 3 油层组底部的真武洞砂岩段。延 10 的宝塔砂岩底以不整合冲刷面与下伏富县组接触,下部为辫状河沉积体系,向上过渡到曲流河沉积体系,顶被湖相沉积所覆。这个下切谷下切幅度在延安地区至少为 90m,断面上谷底宽度约100宽 200 余公里,由自西向东和西北向东南两条下切河谷汇集而成。这样的沉积不在河流注入湖泊的范围之内,而发育在陆地冲积平原上。由其垂向图 19 鄂尔多斯盆地侏罗系准层序组的识别21层序的变化可以看出河谷的底侵切割形成于构造活动期,充填的垂向层序为退积型剖面,表明下切河谷的充填作用是发生在侵蚀基准面逐渐上升时期,最后为湖侵序列所覆。五、侏罗系沉积环境演化鄂尔多斯盆地的下侏罗统是在三叠纪末,盆地因印支运动上升,延长组地层广遭剥蚀形成的侵蚀谷地,经早期沉积充填逐渐发育起来的河湖相沉积。在富县组沉积初期,构造抬升剧烈,区内地形起伏大,河谷深切,水流湍急,沉积物局限在高地与河谷之间的低山丘陵及甘陕、蒙陕、晋陕及庆西 5 条河谷中,发育了一套冲积物和残积物为主的红层。主河谷近东西向展布。根据河流弯曲度及沉积物特征,富县期河流河可分为低弯度砾砂质河流及低弯度砂质河流,除晋陕河谷为低弯度砂质河流外,其余均为低弯度砾砂质河流。富县期砂砾岩在深切河谷的洼陷中地层厚度大,如在华池—吴旗和西峰—马岭及甘泉一带等。由于河流类型不同,它们的微相配置也有差别,宁陕、蒙陕、甘陕河道两侧有边滩、洪泛平原微相分布。晋陕河道两侧有河漫滩、心滩微相,河漫滩上局部有沼泽化。富县组地层中砂砾岩累厚和砂地比高值区位于元城—吴旗、环县—马岭及镇原—合水地区,而在马家滩—定边、横山—靖边和大理河西南地区则为低值区;在甘泉—富县一带,甘泉以北地区为高值区,甘泉以南为低值区。这种分布格局与“粗富县”(砂砾岩沉积区)和“细富县”(杂色泥岩沉积区)的分布是大体一致的:即“粗富县”在甘陕主河道和庆西、宁陕、蒙陕河道中呈带状分布,它们是砂砾质河道及边滩沉积物。而“细富县”则为河道(主要是蒙陕、宁陕、晋陕河道)两侧的河漫滩及洪泛平原微相的细粒沉积物。富县期后,整个盆地曾有短暂的抬升,造成了富县组与延安组之间的侵蚀间断关系,延 10 期的沉积面貌,大体上仍继承了富县期的特点,5 条水系继续存在,但河谷宽度扩大,前期的高地则进一步缩小,靖边高地不存在,形成了更为广泛的低弯度河流沉积体系,其中尤以近东西向的甘陕河道更为突出,形成横贯盆地、宽达数十公里的宽阔河谷,其他水系分别汇入其中。至延安组沉积时,地形虽经沉积充填成为冲积平原,但延 10 期彼此切割叠置成的巨厚砂岩,则反映当时坡降仍然较大,河流流量变化快,河道不固定,经常分支汇合,并以搬运推移载荷为特征。而在马家滩一带由于受同沉积断裂的影响有冲积扇沉积,其物源为北西方向。在 5 条水系中,甘陕、庆西、宁陕和蒙陕河道为低弯度的砂砾质河道,河22道中砂砾岩沉积厚度大,纵向上一般有两个由含砾粗砂岩到泥岩的正韵律旋回,表明河道经历了两次迁移。砾砂质河道两侧有沼泽—边滩、沼泽、河漫滩和洪泛平原等微相沉积发育。特别是支流与主流交汇处的边滩沉积更为宽阔。其顶部广泛发育煤层,故定名为沼泽—边滩微相,它是本区主要的储油气相带之一。东北部的晋陕河道为低弯度砂质河道,河道层序中无砾质河床滞留沉积,河流下切作用弱,沉积物以中、细粒砂、粉砂和泥为主,低弯度砂质河道之间有河漫滩、洪泛湖及决口扇等微相,其粉砂岩的累积厚度大,层数多。在吴旗至延安一带,由于有 4 条水系向甘陕主河道
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本文标题:鄂尔多斯盆地三叠系沉积体系
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