松辽盆地南部泉四段沉积体系.ppt

021103班,松辽盆地南部泉四段沉积体系,扶余油层是松辽盆地南部的重要含油层位之一, 是构造型油气藏勘探时期吉林油田勘探开发的主力层 位,随勘探的深入,勘探对象逐步转移到隐蔽性较强的 岩性油气藏。 沉积体系是沉积微相和岩性油气藏研究 的基础,因此,对沉积体系的研究和砂体刻画就变得更 加重要。 由于松辽盆地南部泉四段沉积体系较特 殊,前人对扶余油层泉四段的沉积体系有不同的观点 和认识,有人用“干枝”三角洲来形容泉四段的沉积体 系,更多的学者一直沿用河流“浅水三角洲”的传统概念。,但松辽盆地南部的勘探实践找不到发育有一定规模的三角洲前积结构带,甚至松辽盆地北部也未 能找到典型湖泊三角洲沉积体系的可信标志。 笔者 通过研究大量的实际资料,重新对其沉积体系进行了 厘定,并建立了松辽盆地南部泉四段沉积体系模式。,1 . 松辽盆地南部泉四段沉积特征 松辽盆地南部泉四段沉积特征, 有争议的问题主 要在松南的北部是否存在三角洲, 是否是“湖泊 三角洲冶 沉积体系。 为了较全面客观地认识松南泉 四段的沉积体系面貌, 充分分析了前人基础资料, 并 对松南东南部区的泉四段露头进行了细致观察, 对松 南北部地区的扶余、 新立、 查干泡以及松南西部地区 的红岗等地的多口井岩心进行了详细描述分析, 结合 探井和开发井的录井、 测井、 测试等资料的综合分 析, 总结出了松南泉四段沉积的基本特征。,1、1 沉积厚度特征 钻探资料系统地层对比表明, 松辽盆地南部泉四段地层厚度变化较小, 地层分布稳定。 在面积约134000平方千米的范围内, 除西部边缘存在一狭窄的地层厚度快速减薄带外, 其他绝大部分区域, 10m为间距地层厚度等值线分布极为稀疏, 厚度变化一般在 100120m(图1)。 这样大面积内, 地层厚度变化 仅有2030m, 最大厚度差也只有60m, 反映了泉 四段沉积时期区内差异沉降很小, 地势极为平缓。 粗 略估算, 当时平行盆地长轴方向的总体地势坡度约为 1毅, 西部垂直盆地长轴方向的总体地势坡度约为2。,地层厚度相对高值区(厚度120m) 总体位于 盆地中部, 但范围较宽阔, 且呈多个次级中心。 其 中, 西部斜坡区发育有英台东部次级中心, 北部发育有大安-新庙次级中心, 中部发育有乾安次级中心, 东部发育有新站次级中心。 且这些次级沉积中心的地 层厚度差异较小, 反映了泉四段沉积时期为多中心或 泛中心的沉积面貌。,1.2 砂体发育特征 根据松辽盆地南部各区代表性钻孔的岩心观察, 结合录井及测井的综合研究, 通过对该区前期工作者 的详细查询, 得出了松辽盆地南部泉四段沉积砂体的 基本特征: (1) 松辽盆地南部泉四段砂体分布广泛, 但大 部分砂岩呈向上变细的正粒序, 岩石类型以中细粒长 石岩屑砂岩为主, 底部多见冲刷面和滞留沉积层, 具 有典型的河道沉积特征(图2)。 单个河道砂体的规 模大小不等, 一般110m, 且常见多期河道冲刷叠 置, 形成厚达几十米的复合砂体。,9,(2) 少量的砂体中可见小型反粒序的砂岩, 厚度薄, 分布范围小, 不具有三角洲前缘砂体分布较广、 厚度较大的典型特征。 一般分布于河道砂体两侧, 其成因应为河流决口扇沉积。 (3) 松辽盆地南部自盆地边缘至盆地中部, 滞留沉积层普遍含有大量的紫红色或灰绿色泥砾, 靠近盆地边缘的滞留沉积泥砾粒径可达15cm, 盆地中部的泥砾粒径一般为0. 20. 8cm, 形态近椭球状, 呈平行层面分布(图3、 图4)。 其成因多为河流冲刷盆内未固结成岩的泥岩, 经短距离搬运后沉积而成。反映了地势极其平缓的泉四段沉积时期, 整个盆地均发育“无明显静水水体阻隔沉积冶 的河道砂体。,1. 3 沉积气候特征 钻孔揭示, 泉四段泥岩在大部分地区为紫红色或 棕红色, 仅局部地区以紫红色或棕红色为主, 夹有灰 色泥岩, 且灰色泥岩夹层主要分布于泉四段上部的玉 砂组。 反映了泉四段沉积时期本区总体为干旱炎热的 气候环境, 晚期气候有向湿热转化的趋势。 泉四段巨厚的泥岩中, 生物化石稀少, 植物化石 更少, 是比较典型的炎热、 干燥气候环境的产物; 泥 岩中发育钙质僵块和大量的不均匀网状钙质胶结, 应 为干旱、 半干旱气候条件下, 氧化地表水反复渗透淋 滤的结果。,泉四段的孢粉组合以松粉和内环粉为主, 裸子植 物和蕨类植物交替发育占优势。 其中, 蕨类孢子中桫 椤科、 海金砂科发育, 反映当时的古气候为热带、 亚 热带的干旱型气候(王东坡等,1995)。 综上所述, 泉四段发育期总体气候为炎热干旱或 半干旱环境, 晚期略向湿热环境转化。 1. 4 静水水体发育特征 松辽盆地南部泉四段大部分地区泥岩为紫红色或 棕红色, 仅局部地区以灰绿色为主或紫红色、 灰绿 色、 灰黑色泥岩交互, 灰绿色、 灰黑色泥岩夹层主要分布于泉四段上部的玉砂组。 这一基本特征表明, 泉 四段沉积时期的表层沉积物主体处于氧化环境。 即有 两种可能: 一种情况是水上氧化环境, 另一种情况是 处于浅水氧化环境。,暗色泥岩主要分布在北部地区, 具有多个次级中 心的特点, 各次级中心之间又存在紫红色泥岩分割带 和分割区(图5)。 反映了松辽盆地南部存在多个小 规模的弱还原静水水体, 没有形成较大规模的统一静 水水体。 区内不发育反粒序三角洲前积结构特征, 且 广泛发育“无明显静水水体阻隔沉积” 的河道砂体, 推断区内不存在较稳定的直接“径向水流注入冶 和 “静水水体阻隔冶”关系。 即: 本区的静水水体不是较 稳定河流的“径向水流冶”直接供给水源。,上述现象, 可能有两种成因: 第一种, 静水水 体主要来源于地下潜水和洪水泛滥期河道水体的漫溢 供给,水体规模小,使用河流沉积体系下的“河漫湖” 术语描述较为妥当。 第二种, 静水水体主要来 源于距离冲积扇或河流末端有一定距离的地下溢出潜 水供给, 水体的持续性相对较好, 但没有形成一定规 模时, 其在油气储集砂体形成过程所起的作用与河漫 湖差别不大, 即它对其周缘携带大量砂粒的径向水流 的沉积作用影响不大, 使用河流沉积体系下的“河 漫湖” 术语来描述是可行的。 松辽盆地南部泉四段沉积期可能存在上述两种来 源的静水水体。 北部的红岗暗色泥岩相对发育区的古 水体, 可能主要受红岗冲积扇扇前古地下潜水的影 响; 其他孤立分布的暗色泥岩相对发育区, 其古水体 可能主要受地下潜水和洪水泛滥期河道水体的漫溢供 给影响。 但无论哪一类古水体, 使用河流沉积体系下 的“河漫湖” 术语都能更客观真实地描述泉四段这 一特殊古环境。,2 沉积相类型 松辽盆地南部泉四段的沉积体系比较特殊, 以上 述泉四段沉积特征为基础, 根据岩心、 露头、 录井、 测井以及地震资料的综合分析, 参考前人对松辽盆地 的基础分析6, 对松辽盆地南部各区的沉积相类型 进行了系统恢复。 松辽盆地南部泉四段沉积特征分析5表明, 该区不发育河流直接注入供给水源的大型湖泊, 没有形成典型的湖泊三角洲 7.8, 而主要发育正粒序的河道 沉积和小型静水体。 因此, 该区的沉积面貌应以河流 沉积体系为主, 部分盆地边缘区为冲积扇。 针对有争 议的中、 北部地区的河流沉积, 本文进行了较为系统 的研究, 在河流沉积体系内进一步识别出了3种沉积 亚相、6种沉积微相, 具体特征如下,2. 1 河道亚相 区内河道亚相非常发育。 进一步可以识别出滞留沉积和边滩(或心滩) 2个微相。 其中, 下部的滞留 沉积厚度较薄, 一般0. 10. 5m, 最厚可达1m以 上。 岩石类型主要为泥砾岩或含砾砂岩, 紫红色、 灰 绿色泥砾发育, 砾石呈明显的不连续顺层排列(图4), 多具正韵律层理或不清晰的大型槽状交错层理、 平行层理。 与下伏层呈冲刷接触关系。 电阻率曲线表 现为高阻值, 自然电位曲线呈低幅舌形。 河道沉积的上部, 一般为边滩或心滩沉积, 其岩 石类型以含砾粗砂岩、 中细粒长石岩屑砂岩为主。 垂 向上由多个由粗到细的旋回组成, 多呈向上变细的正 粒序, 下部为含细砾粗砂岩, 常发育有大、 中型槽状 交错层理、 楔状交错层理、 板状交错层理, 向上过渡 为粉、 细砂岩, 发育中、 小型交错层理。,河道砂体的规模大小不等, 一般110m, 往往 不是独立的单个砂体, 而是多个河道砂体叠置, 形成 厚达十几米甚至几十米的复合砂体。 测井曲线类型一 般为明显的钟形或箱形。 2. 2 堤岸亚相 区内堤岸亚相进一步可以识别出天然堤和决口扇 2个微相。 其中, 天然堤主要为泥质粉砂岩和粉砂质 泥岩互层, 发育波纹层理、 小型交错层理, 可见爬升 沙纹层理。 天然堤一般发育于边滩沉积的上部, 与下 部的边滩沉积呈明显接触。 有时呈薄层夹在河漫沉积 中。 测井曲线一般呈低幅齿状。 决口扇主要为细、 粉砂岩, 常呈反粒序特征, 测 井曲线多见中低幅漏斗型。 其典型特征是: 砂体厚度 薄, 规模小, 分布局限, 仅呈小规模见于河道沉积两 侧。,021103班 刘红宇 20101003312,2. 3 河漫亚相 区内的河漫亚相进一步可以识别出河漫滩和河漫 湖2个微相。 其中, 河漫滩是河床外侧河谷底部较平 坦部位的洪水漫溢沉积物。 岩石类型主要为紫红色泥 岩、 粉砂质泥岩。 泥岩中多含少量砂粒或砾石, 测井 曲线一般呈微幅齿状。 河漫湖是洪水期河水漫溢到河漫平原, 洪水期后 在低洼地区积水形成了河漫湖。 主要为灰色、 灰绿 色、 黑灰色与紫红色泥岩互层, 测井曲线一般呈较平 滑基线形。 有时, 由于强烈的洪泛作用, 堤岸亚相和河漫亚 相被夷为不易区分的广阔平原, 将此时二者统称为泛 滥平原。,3 沉积体系展布特征 根据松辽盆地南部各区的沉积相类型, 泉四段砂 岩等厚图、 砂地比等值线图、 泥岩等厚图等资料分析 可知, 泉四段沉积时期松辽盆地南部发育有三大物 源、6个水系, 建立分布模式如图6。,3. 1 西部物源 西部物源发育英台、 红岗两个水系, 分别形成了 英台和红岗两个冲积扇-辫状河沉积体系。 英台冲积 扇-辫状河沉积体系呈带状分布于泰来至英台地区大约在四方坨子附近, 沉积体系开始由杂乱堆积的冲 积-洪积扇逐渐转变为较高能量的辫状河河道沉积, 至英台附近, 河道水流开始分散, 沉积砂体范围变 宽, 水流能量快速减弱, 并逐渐消亡。 红岗冲积扇-辫状河沉积体系呈带状分布于白城 至红岗地区。 大约在安广附近, 沉积体系开始由杂乱 堆积的冲积-洪积扇逐渐转变为较高能量的辫状河河 道沉积。 如红62井泉四段即为典型辫状河沉积, 剖 面砂体发育, 砂体含量高于泥质含量, 测井曲线呈典 型的箱形或钟形; 砂岩累积概率曲线为三段式, 由悬 浮、 跳跃和滚动三个总体及混合区组成, 其中粗截点 在(12) X之间, 以跳跃总体为主, 斜率中等, 悬浮总体较少。 至红岗附近, 河道水流开始分散, 沉 积砂体范围变宽, 水流能量快速减弱, 并逐渐消亡。,3. 2 西南物源 西南物源发育有通榆、 保康2个水系, 分别形成 了通榆和保康2个冲积扇-辫状河-曲流河沉积体系。 通榆冲积扇-辫状河-曲流河沉积体系呈带状分布于 通榆-乾安-新庙地区。 大约在通榆附近, 沉积体系 开始由冲积-洪积扇逐渐转变为辫状河河道沉积, 在 乾安附近逐渐转变为曲流河河道沉积。 此时, 由于地 势更加平坦, 河流开始出现改道、 分支, 形成了枝状 河道。 至新庙附近, 水流能量逐渐减弱消亡。 保康冲积扇-辫状河-曲流河沉积体系呈带状分 布于保康-长岭-新庙地区。 在保康附近, 沉积体系 主要为冲积-洪积扇, 至长岭附近, 沉积体系逐渐转 变为较高能量的辫状河河道沉积。 从长岭至新庙附 近, 沉积体系主要为曲流河河道沉积,如乾136井的 泉四段即为曲流河沉积, 剖面泥岩比例较高, 测井曲 线呈钟形或不对称箱形, 砂岩累积概率曲线多为两段 式, 由悬浮和跳跃总体组成, 其中粗截点在(24) 渍之间, 跳跃总体斜率高, 曲线陡。 此时, 由于地势 更加平坦, 河流逐渐开始出现改道、 分支, 形成了枝 状河道。 并在孤店附近出现了两个支流水域, 其中一 个支流域, 流向北北西方向的新庙, 与通榆冲积扇-辫状河-曲流河沉积体系在新庙地区汇合, 共同形成 了枝状的乾安河流域。 另一个支流域, 经扶余流向肇 源, 并与东南物源的怀德辫状河-曲流河沉积体系在 扶余附近汇合, 共同形成了枝状的扶余河流域。,3. 3 东南物源 东南物源发育有怀德、 长春2个水系, 分别形成 了怀德辫状河-曲流河沉积体系和长春曲流河沉积体 系。 其中, 怀德辫状河-曲流河沉积体系呈带状分布于怀德-伏龙泉-扶余地区。 大约在伏龙泉附近逐渐 转变为曲流河河道沉积, 至扶余、 肇源一带, 水流能 量逐渐减弱消亡。 长春曲流河沉积体系呈带状分布于 长春-农安地区。 至农安附近, 该沉积体系逐渐相变 为泛滥平原沉积。,4. 结论 (1) 泉四段沉积期, 松辽盆地南部主要发育有 西部物源的英台、 红岗水系, 西南物源的通榆、 保康 水系和东南物源的