鄂尔多斯盆地三叠系坡折带类型及控制因素

鄂尔多斯盆地三叠系坡折带类型及控制因素

0盆地沉积坡折带斜坡转换带是研究海洋相沉积层的沉积和层序地层学的一个重要概念，是研究地形梯度变化的区域。近十年来,经典海相层序地层学理论中的坡折带概念被引入到了我国陆相湖盆研究中,日益受到油气勘探部门和学术界的普遍重视。越来越多的油气勘探实例表明,无论断陷湖盆还是坳陷湖盆,均发育有坡折带(甚至多级坡折带),且明显控制了上覆地层分布、岩性岩相变化及油气藏的分布[1~4]。在鄂尔多斯盆地,20世纪80年代就有学者对中生界湖盆底形进行了研究。梅志超与杨华在陕北延长组沉积相研究中第一次提到“水下坡折带”的概念;王多云等在姬塬地区的沉积特征研究中提出了“台型三角洲前缘”和“坡型三角洲前缘”的概念和标志,两者的分界位置便是“水下坡折线”;最近,李树同等以沉积学、层序地层学等理论为指导,将层序地层充填形态、沉积微相组合、基准面旋回叠加类型及A/S值三者结合对延长组湖盆的底部形态进行了尝试性恢复研究,并初步建立了延长组坡折带的识别模式。然而,从总体上看,前人对延长组湖盆底形及坡折带研究虽然起步早,但进展缓慢,研究结果差别较大,没有统一意见;对坡折空间分布也缺少深入的细节研究,编制的沉积相及砂体图仍然沿用老观点,难以满足油田精细勘探的需要。究其原因,主要有三个方面:一是鄂尔多斯盆地所处的黄土塬地区地震资料沿沟成树枝状分布,不成网且品质差,难以满足地质研究的需要;二是前人对延长组坡折带及层序界面的识别主要依靠钻井资料,而钻井资料横向等时对比困难,多解性强,所以这些研究实际上始终没有摆脱传统岩性地层单元的束缚;三是长期以来,人们一直认为鄂尔多斯盆地是中国乃至东亚最稳定的构造单元之一,盆地内部构造属性具有“整体升降、平起平落”的特征[6~8],受此观点影响,以往编制的延长组各油层组地层厚度在整个盆地范围内基本呈等厚的“千层饼式”充填结构分布,并无明显坡折存在。显然,这种“千层饼式”的地层分布模式不符合沉积规律。近年来,对该盆地的油气勘探步伐明显加快,随着地震勘探新技术的广泛应用和钻井新资料的不断补充,为盆地内部坡折带的识别提供了可能。本文以层序地层学原理为指导,利用最新盆地勘探资料,将地震与钻井资料相结合,着重对延长组中部的沉积坡折带进行了判识,取得了全新的认识,同时分析了其对有利砂体和油气分布的控制作用。该项研究不仅丰富了坳陷型湖盆坡折带研究的理论,同时,对岩性油藏的勘探和开发具有重要的现实意义。1盆地地质构造组成分区鄂尔多斯盆地是在古生代华北稳定克拉通盆地基础上发育起来的多旋回叠合盆地,由太古界和下元古界变质结晶岩系组成了盆地基底,其上发育了中、上元古界、古生界、中生界和新生界沉积地层。盆地边缘变形较强,盆地主体部位构造简单,区域构造呈现为西倾的平缓大单斜。盆地内部可划分为伊盟隆起、渭北挠褶带、西缘冲断带、晋西挠褶带、天环坳陷、陕北斜坡等6个次一级构造单元。三叠系延长组是该盆地的主要产油层系,发育一套完整的陆相河流—三角洲—湖泊沉积体系。延长组中期为盆地发育鼎盛时期,主要发育东北与西南两大沉积体系,在两大体系中间北西—南东向展布的区域为深水区,广泛发育了重力流沉积,是近年来该盆地增储上产的主要勘探领域。2延长组地层序界面在对鄂尔多斯盆地三叠系延长组的对比研究中,以往主要利用测井资料,根据凝灰岩与泥页岩标志自下而上划分为长10、长9、长8、长7、长6、长4+5、长3、长2及长1十个油层组,但由于陆相地层岩相变化快,标志层横向追踪对比难度大,造成以往传统分层或多或少存在穿时现象。虽然也有很多学者通过钻井测井资料对延长组的层序地层进行了研究,但同样由于钻井资料多解性强,等时对比困难,层序界面难以识别。实际上,前人在延长组地层层序方面的研究划分方案很多,但大多数都没有能够摆脱传统岩性地层单元的束缚,只是对传统分层的重新组合而已。作者利用最新地震攻关资料,将露头、钻井和地震勘探资料三者结合,总结出了适合于延长组湖盆层序地层划分的“六定”方法体系,建立了可以在全盆地范围内进行地层划分与对比的三级层序地层格架,将整个延长组划分为T3ySQ1、T3ySQ2、T3ySQ3、T3ySQ4、T3ySQ5和T3ySQ6六个三级沉积层序,每个层序的平均时限约为3.5Ma(延长组对应于中晚三叠世的卡尼期—瑞替期(231~210Ma),约为21Ma),这与Vail和我国学者普遍认同的三级层序发育年限吻合。具体研究成果见相关文献。从与传统油层组的对应关系看,以往延长组的岩石地层划分单元确实存在穿时现象,其中以延长组中部穿层关系最明显,具体表现在:在盆地中心华池—合水地区T3ySQ4底界位于传统分层的长63底部—长7上部;自盆地中心分别向盆地北部和南部方向,T3ySQ4底界从长7上部逐渐抬升到了长61底部(图1,图2)。3地震资料及沉积解释层序分层研究是坡折带识别的基础,在上述层序对比划分研究的基础上,通过地震剖面解释、层序地层厚度及岩石类型和沉积微相分析,可以将延长组内存在的坡折划分为深水坡折与浅水坡折两种类型,前者位于三角洲坡型前缘深水区,后者位于三角洲台型前缘或三角洲平原附近。3.1边坡骨折的识别方法3.1.1深水抗凝岩的沉积相岩石类型与沉积微相分析法是利用两种或者两种以上的沉积微相类型组合或岩石类型来研究湖盆底部形态,从而确定是否存在坡折带的有效方法。一般规律是正常牵引流形成的微相类型组合反映湖盆底部形态平坦,而与重力流有关的岩石类型与微相组合的出现则意味着湖盆底形变陡,是存在坡折的标志。就延长组T3ySQ3低位域(与传统分层长81相当)而言,岩芯观察表明,在全盆地范围内,长81普遍含劣质煤线、炭质泥岩及大量植物碎片,并保存有较完好的植物茎干与垂直虫孔等,从沉积环境特征看,长81主要发育水下分流河道与分流间湾等沉积微相组合,席状砂较少,河口坝不发育。这些特征一方面表明长81湖盆水体浅且频繁暴露,具有浅水湖泊三角洲的特点;另一方面也说明湖盆底形平坦,坡折不明显。T3ySQ4低位域沉积与T3ySQ3低位域明显不同,除发育正常牵引流沉积外,还发育了深水重力流沉积。由于深水重力流沉积对深水坡折带的识别具有重要意义,笔者曾对其进行过细致研究。依据野外露头、岩芯观察和分析测试,可将延长组深水重力流沉积按成因分为砂质碎屑流、经典浊积岩及滑塌岩3种岩石类型:砂质碎屑流主要有以下特征:(1)岩性为中—细长石粒砂岩、岩屑长石砂岩,厚层状/块状层理(图3a,b),砂岩内部不具粒序递变层理和其它沉积构造,砂岩底面平坦,不具有侵蚀作用(图3b),顶面与泥岩呈突变接触;(2)砂岩内部偶见零散分布的泥岩碎片/泥砾,直径长度2~6cm左右,呈悬浮状,且有拖长变形现象(图3c);(3)单砂体厚度一般大于0.5m,最大可达几十米,横向变化快(图3b);(4)填隙物主要为杂基(水云母),白豹地区平均含量5%左右,合水地区9%左右;(5)粒度资料分析显示既有重力流特征,又有牵引流特征:根据对合水地区庄31井区12口井52个样品粒度资料的统计分析,一般C值在96.2~345.6μm之间,平均值为261.2μm,M在45.3-181.7μm之间,平均值为119.1μm.将数据投影到C—M图上,回归方程为y(C)=2.1549x(M)的直线段,为平行于C—M基线的平行线,反映出重力流沉积的特征(图4a),这与夏青松等利用萨胡函数判别分析所得到的结论一致(其所获得的判别值平均为Y=7.357,小于临界值9.8433)。但粒度曲线上却表现为两段式(图4b),主要由跳跃总体组成,跳跃总体占80%~70%,悬浮总体占20%~30%,显然,这一特征又表明其具有牵引流的特征。对白豹地区多口钻井的粒度分析也得出了与合水地区相同的结论。显然,上述深水块状砂岩沉积特征既与牵引流形成的河道砂岩大相径庭,也不能用浊流成因来解释。理由如下:(1)砂岩体内不具正粒序,而正粒序被认为是浊积岩最为关键的鉴定标志;(2)块状砂岩底面不具侵蚀性,而浊流一般会形成明显侵蚀冲刷现象;(3)块状砂岩既表现出重力流特征的一面,又表现出牵引流特征的一面,这种似乎矛盾的现象难以单纯用牵引流或浊流沉积来解释,但却与碎屑流沉积特征完全吻合,因为从流变学特征看,只有碎屑流才既表现为重力流,又表现为层状流,因此,它们应是砂质碎屑流的产物;(4)由于砂质碎屑流为层流,缺乏侵蚀性,因此其沉积物底面通常比较平坦。块状砂岩内所含的泥砾和撕裂泥片也并非由砂质碎屑流本身侵蚀所造成,而可能是由砂质碎屑流沉积而成。这种碎屑流通常被认为由早期浊流演化而成,早期浊流对下伏地层进行侵蚀,并将剥蚀的碎片卷入其中,随着内部碎屑物的增多,会发生流动转变。经典浊积岩具有以下重要特征:(1)中细砂岩中广泛发育向上变细的正粒序层理(图5a)(2)发育正粒序的砂岩可与上覆具平行层理、沙纹层理、包卷层里和水平纹层的细砂岩、粉砂岩和泥岩一起构成完整或不完整的鲍马序列(图5b,c),常见的组合类型有ABC-DE、ABE、ACD、BCD、BC、CDE及DE等;(3)常以砂泥岩薄互层形式出现,构成多个韵律层(图5c),侧向延伸稳定,厚度变化小,单砂层厚度从几厘米—几十厘米不等,最大不超过0.5m。(4)砂岩底部不平整,岩性突变,常有较清楚的重荷模、沟模及槽模等多种底模构造(图5d)和一些砂球、火焰构造等出现;(5)从粒度曲线看,经典浊积岩在C—M图上表现为平行于C—M基线的直线段,反映了重力流的特征。由于浊流内部的颗粒是由水流扰动来支撑的,当浊流速度减缓或内部水流扰动强度降低时,内部的颗粒将发生沉积。在重力作用下,大和重的颗粒首先沉降,然后是细或轻的颗粒,从而在其沉积物中产生正粒序。因此,毫无疑问,上述砂岩中正粒序的发育指示其属于浊流沉积或浊积岩。滑塌岩是由水下滑坡事件形成的滑塌变形体。其主要特征是砂泥混杂并强烈变形。滑塌岩一般厚度变化大,最大可达2m,发育多种变形层理,在岩芯观察中,见到包卷构造、滑塌变形构造等(图5e)。需要说明的是,有学者将这种岩石类型笼统划归为滑塌浊积岩,作者研究认为,虽然在空间位置上此类岩石经常与经典浊积岩伴生,但从严格意义上看,其成因完全是由水下重力滑塌作用形成,而与浊流作用无关。在延长组,上述三种类型的重力流在纵向上常互层出现,往往下部为砂质碎屑流,上部为浊积岩,有时在底部或中上部还存在滑塌岩。平面上,浊积岩主要分布在湖盆中心平原地区,砂质碎屑流主要分布在深水坡折的坡脚处至湖盆中心的广大区域内,而滑塌岩主要分布于前缘斜坡的坡脚处及深湖底部。因此,根据这3种类型的沉积物重力流的分布可大致确定湖盆底部形态并识别深水坡折带。3.1.2地震剖面下的地形坡度突变地震反射剖面是识别坡折带的最直接方法。作者总计对覆盖全盆地156条约3000km地震测线进行了层序追踪与坡折带解释,结合岩心观察资料,着重对延长组T3ySQ4中发育的坡折带进行了识别,其主要标志是地形坡度突变,在坡折带下部有明显的“上超”、“前积”以及“盆地扇”、“斜坡扇”和地层增厚等现象。例如,在盆地东北部白豹地区剖2井附近存在一明显地形坡度突变带(图6),该井以南T3ySQ4中存在4期向前叠置的沉积透镜体(斜坡扇),并具有明显的S型前积结构,结合该地区岩心观察资料,可以确定剖2井附近的坡折为深水坡折。从图6中还可以看出,该深水坡折在地震剖面上大致与前积反射的顶部相对应。又如,在盆地西北部元69井附近,地震剖面显示T3ySQ4层序底界存在明显的上超现象,且厚度向西南明显增厚(图7),结合岩心观察,可以确定该处同样存在深水坡折带。3.1.3不同坡折带的制约可容空间变化被认为是影响层序地层厚度的重要因素之一,同时,可容纳空间的变化又受坡折带的制约,坡折带以上可容纳空间小,沉积厚度薄;坡折带以下可容纳空间大,沉积厚度大。因此,可以通过层序厚度的大小以及其等值线的疏密情况来判断坡折带的存在。3.2湖盆南部坡折分布利用上述方法对延长组坡折带的空间分布进行了研究,结果表明,不论深水坡折还是浅水坡折,在湖盆南北两岸均发育,它们大致呈北西—南东向展布,绵延上百千米。就T3ySQ4坡折带而言,深水坡折大致顺湖盆西南部的宁县—镇71井—环县西及湖盆东北部的甘泉—桥镇—庙沟一线沿湖盆中心呈向东开口的喇叭状分布(图8);浅水坡折位于深水坡折外侧靠近湖岸线附近,在盆地西南部,大致位于镇原—长武一带;在盆地东北部,大致沿安塞—定边一线呈北西向展布。在岩芯观察和地震层序解释的基础上,分别编制了T3ySQ3与T3ySQ4坡折带发育模式图(图9),从中可以看出,总体而言,湖盆南部坡折带窄、陡,北部坡折带宽、缓;晚期(T3ySQ4)明显,早期(T3ySQ3)不明显,究其原因,可能与晚三叠世早期(T3ySQ3)西秦岭的强烈造山活动及阴山地区的构造隆升有关。4边坡破碎带对砂体的控制4.1水下分流河道砂体坡折带是河流入湖以后能量变化的枢纽,也是沉积动力学状态发生变化的部位。前已述及,延长组沉积时的坡折带可分为浅水坡折带和深水坡折带两种类型,浅水坡折之上河流作用强,在浅水坡折之上发育分流河道砂体;在浅水坡折与深水坡折之间的过渡区域河流作用减弱,发育三角洲前缘水下分流河道砂体;深水坡折(尤其陡坡型深水坡折)之下牵引流作用减弱而重力流作用增强,主要形成砂质碎屑流等沉积物重力流砂体。因此,从成因上看,在延长组浅水坡折带控制了三角洲砂体的展布,深水坡折带主要控制了沉积物重力流(主要为砂质碎屑流,下同)砂体的分布。4.2深水坡折带控制下砂体厚度随埋单从图8可以明显看出,从浅水坡折到深水坡折,砂体分布厚度有规律变化,相同物源同一时期的砂体由坡上至坡下形成“薄—厚—薄”的变化趋势。就西南体系而言,在T3ySQ4低位域发育期,沿深水坡折线镇71—庆17—宁县一带砂体厚5~10m,坡折线以下坡脚附近砂体厚度明显增厚,合水地区厚度可达60m,环县以东厚度达30m,至湖盆中心里72—塔9井区一带砂体厚度减薄,砂体厚5~10m。同样,在盆地东北沉积体系,沿深水坡折线庙沟—剖4—马家砭一带砂岩厚度仅5~10m,坡折线以下的白豹—华池地区砂体厚度可达40m,至湖盆中心厚度又减薄,这充分反映出坡折带控制下的砂体厚度“薄—厚—薄”的变化规律。总体上看,不论是浅水坡折带还是深水坡折带,在坡折附近砂岩厚度小,在坡脚处砂岩厚度大。4.3深水坡折演化为重力流砂体的充填物源坡折除对砂体厚度具有控制作用外,对其平面展布形态的控制作用更加明显。从编制的砂体分布图看(图8),深水坡折之上的砂体由于受分流河道影响而呈条带状分布,深水坡折之下的砂体分布特征在湖盆南北两岸有所不同。在湖盆西南部合水地区,由于坡折带陡(陡坡型),三角洲前缘松散的沉积物在快速沉积不稳定状态下或受某种偶发机制的引发(波浪、火山、地震、风暴等)而随机发生滑塌形成重力流事件。这些重力流沉积物的补给物源一般为线物源,无固定补给水道,常随三角洲的推进而推进。每次重力流事件形成的单个砂体面积一般较小,剖面上为透镜状,平面上可呈片状、舌状等。由于滑塌作用与重力流事件的频繁发生,最终造成深水坡折带之下多个透镜状砂体在纵向上叠置分布,在横向上有连片的趋势,大致平行于坡折带(湖岸线)分布(图10)。在湖盆东北部白豹地区,由于深水坡折带较平缓(缓坡型),正常牵引流三角洲前缘砂体可以直接越过深水坡折处一定距离沉积(图8,10),成为更深水区重力流砂体的固定补给物源。因此,与前述陡坡型深水坡折不同,缓坡型深水坡折之下的砂体既存在重力流成因,也存在牵引流成因,但以重力流砂体为主,而且这些重力流砂体由于有固定的运输通道,搬运的距离也相对较远。从空间分布看,受固定补给水道的影响,砂体(包括重力流成因与牵引流成因)在纵向上大多沿物源方向向前叠置分布(参见图7),在平面上,一般垂直于坡折带(湖岸线)而成条带状展布(图10)。4.4重力流砂体物理性能通过对全盆地T3ySQ4低位域近800块样品的统计分析,结果表明:(1)深水坡折之上砂体储集性能普遍比坡下好。就白豹地区而言,由于深水坡折带之上沉积受牵引流控制,其储层杂基含量较低,面孔率较高、以粒间孔隙为主,而深水坡折带之下由于重力流作用的参与,储层粘土杂基含量明显增高,面孔率降低。(2)缓坡型(白豹地区)深水坡折带下方砂体物性比陡坡型(合水地区)坡折下方砂体物性好。对南北沉积体系深水坡折下方沉积物重力流砂岩储层的对比研究结果显示,它们总体储集性能较差,大多数样品渗透率低于0.3×10-3μm2,但白豹地区孔隙度主要分布区间为10%~12%,其次为8%~10%及12%~14%,而合水地区孔隙度主要分布在8%~10%,6%~8%及10%~12%次之;白豹地区渗透率大于0.3×10-3μm2高效储层所占比例明显高于合水地区(图11)。造成这种物性差异的原因显然是由于合水地区坡折陡,重力滑塌事件造成泥岩夹层多,岩性变化大,物性总体变差;而白豹地区重力流由于具有固定水道,砂体经历二次搬运作用后物性依然尚好。5层序格架双重控制坡折控制砂体,有利砂体控制油气,不言而喻,坡折也控制油气分布。由于位居深水坡折下方的重力流砂体与深湖泥页岩相伴生,常形成指状尖灭砂体,在后期构造运动的影响下,