鄂尔多斯盆地西南缘延长组地震响应的沉积学响应

鄂尔多斯盆地西南缘延长组地震响应的沉积学响应

西北三角洲沉积相经过近一个世纪的研究，鄂尔多斯盆地延长组取得了优异的成绩。上三叠统延长组是盆地最早发现石油的地层,也是目前石油勘探的主要目的层。延长组主要发育东北和西南两大三角洲,学者对东北部三角洲类型的看法基本一致,均认为是典型的曲流河三角洲,物源主要来自阴山古陆;而西南部三角洲类型,有扇三角洲、水下扇、辫状河三角洲、曲流河三角洲之说,物源主要来自于陇西古陆。对于西南部三角洲的类型,之所以有不同的认识,主要是由于对延长组沉积期西南缘所处的构造属性存在争议,是稳定的克拉通盆地,还是前陆盆地?目前盆地大部分油气分布于这两个三角洲前缘砂体中,但随着石油勘探的逐渐加深,与浊积岩有关的油藏越来越引起石油地质工作者的重视,特别是盆地长7段浊积岩油藏勘探取得一定的突破后,下一步在哪儿找浊积岩油藏是摆在石油地质工作者面前的一个非常紧迫的问题。本文试图通过对盆地西南缘延长组沉积相研究(图1),分析关键时期(长7期)前后沉积微相类型,半深湖—深湖的一系列规律性变化,结合长7期发生的事件沉积,探讨延长期特别是长8—长6期盆地南缘湖盆底形的演化规律,为下一步的浊积岩油气勘探提供理论依据,该成果也可从沉积学的角度为延长期盆地西南缘的构造属性研究提供理论支撑。1砂体碎片风格1.1水下分流河道砂体研究区长8段主要为三角洲前缘沉积,局部发育浅湖相,砂岩以水下分流河道砂体为主,含少量的决口扇砂岩,远砂坝及河口坝砂岩不发育。分流河道砂岩分布稳定,尤其是长81层,砂体厚10∼15m,砂体宽3∼5km。通过大量的岩芯观察,该套分流河道砂岩成分和粒度变化不大,以岩屑长石和长石岩屑细砂岩为主,石英含量30%∼50%,长石含量略大于岩屑含量。厚层砂岩为多个水下分流河道砂体的叠置,在主河道发育区,多个水下分流河道频繁切割、相互叠置,形成无泥岩夹层的一套厚砂岩(图2a);而在河道边缘,由于水动力变弱,多个河道砂岩相互叠置,但砂岩与砂岩之间常保留有泥岩分布(图2b),这些泥岩向主河道呈透镜状尖灭。偶尔也可以在分流河道的底部见厚度不大的河口坝进积体(图2c)。一般来说,长8段顶部见一套灰黑色的致密粉(细)砂岩,之上为分布稳定的张家滩页岩,这套致密粉砂岩为湖平面快速上升阶段所形成的浅湖砂岩。1.2细砂岩储集法长7段在研究区主要为浅湖、半深湖—深湖沉积,砂岩以浊积岩为主。浊积岩以粗粉砂为主,含部分细砂岩,石英含量50%∼55%,长石含量略大于岩屑含量。浊积岩厚度差别较大,单层厚度在数厘米到10余米,叠置厚度可达40∼60m。鲍玛序列常不完整,组合类型为ABE,ACD,BCD,BC及CDE,序列中各段的变化较大。1.3砂体及分布特征长6段在盆地内主要为三角洲前缘和半深湖沉积,砂岩以水下分流河道砂岩、河口坝和决口扇砂岩为主,含少量的远砂坝,在半深湖还可见大量的浊积岩。作为主要储层类型的分流河道砂岩和河口坝砂岩,在纵向上和横向上分布极不稳定,厚层砂岩可以是多期河道的叠置(图2d),也可以是多期河口坝的叠置(图2e),甚至可以出现分流河道和河口坝的相互叠置(图2f)。砂岩以岩屑长石砂岩为主,但根据石英含量的多少,可以明显识别出贫石英的岩屑长石砂岩和富石英的岩屑长石砂岩,前者石英含量40%∼50%,后者石英含量可达60%∼80%,而且富石英的岩屑长石砂岩主要发育的长6段的中部及上部,说明长6晚期,物源区母岩的类型发生了变化。盆地周缘的汭河剖面长6段砂体明显较盆地内发育,且砂岩中见少量2∼4mm的砾石,砾石成分为灰岩、白云岩、石英砂岩和石英岩。长6段砂体明显呈进积的形式向湖盆中心推进,在靠近物源区,砂体规模大,而向湖盆中心方向,砂体规模逐渐变小。长6早期,砂体延伸近,砂体主要堆积在盆地边缘;而晚期,砂体向湖盆中心推进,其分布面积和分布范围明显增加(图3)。从图3可以看出,砂体主要分布在准层序的上部,与湖平面的变化有着密切的关系,湖平面下降期是三角洲砂体发育的主要时期。在研究区西部,如红河1057–3井,半深湖—深湖沉积明显减薄,在这套半深湖—深湖沉积之上,直接覆盖着一套数米厚的块状砾岩,砾石成分以泥岩为主,见大量的炭化植物碎片,侵蚀冲刷明显(图4),分析认为是三角洲平原直接覆盖在浅湖—半深湖沉积之上,三角洲前缘欠发育,也说明湖盆底形较陡。2半深湖—半深湖—深湖的迁移规律半深湖—深湖位于正常浪基面以下,地处缺氧的弱还原—还原环境,河流作用已经很难影响此区域。岩石类型以页岩为主,半深湖常见粉砂岩的薄夹层或透镜体,而在深湖区则发育浊积岩。本次工作是在大量岩芯观察的基础上,进行单井相分析,如果该层段为半深湖—深湖亚相,则半深湖—深湖线向陆方向偏移;如果该层段为三角洲相,则半深湖—深湖线向湖盆中心方偏移。如果该层段既有三角洲前缘亚相,又有深湖—深湖亚相,则那种亚相占优势,半深湖—深湖线向相应的方向略作偏移。通过长9期—长6期的半深湖—深湖分布图(图5),可以看出,长9期,半深湖—深湖主要分布在志丹—富县地区;长8期,由于湖平面略有下降,三角洲向湖盆中心推进,半深湖—深湖范围明显缩小,且向西南方向略有迁移,迁移至环县—华池—正宁一带,呈“厂”字型分布;长7期,随着湖平面的上升,半深湖—深湖范围达到最大值,西南边界分布于环县—镇原—长武,而东北边界可达华池—富县—黄陵一带,向东南方向开口。长6期,湖平面下降,东北三角洲和西南三角洲向湖盆中心推进,半深湖—深湖分布区明显缩小。一般来说,水体愈深,沉积速率愈低,越有利烃源岩的发育,从长9段到长7段,湖盆中心明显向西南方向发生迁移,迁移距离近100km。3事件积累研究3.1凝灰岩的地质特征延长期,盆地南缘火山活动强烈,在延长组中夹有大量的薄层凝灰岩,岩芯和测井上特征明显,凝灰岩多呈薄层状、纹层状,颜色有浅灰色、淡黄色。延长组凝灰岩主要出现在长8段以上地层,从长7段开始,自下而上发育多套凝灰岩。长7段底部的凝灰岩是盆地分布最广泛的一套,累计厚0∼2m,夹于长7段底部的油页岩中,或分布于油页岩底部,特征明显。该套凝灰岩自西、西南向东、东北,具有减薄的趋势,查区域地质资料可知,凝灰岩在周止板房子一带最厚,说明晚三叠世盆地南部构造不稳定,火山喷发很有可能位于盆地南部的秦岭造山带。张文正对长7段油页岩中的薄层凝灰岩进行了锆石U-Pb年龄测定,分别为242∼220Ma和220∼205Ma两组,242∼220Ma这组年龄与华北和扬子板块的主要碰撞时代(245∼220Ma)、大别山超高压变质时代(245∼221Ma)一致;年龄较小的一组数据则与长7段湖泛活动发生的地质时间更为接近。由此可以看出,凝灰岩的出现与秦岭的造山和湖泛存在时间上耦合。3.2升矿地层及积岩晚三叠世的浊积岩主要发育在长7—长6段中,在长1段中也有报导,但不常见。长7期,湖平面达到最大值,盆地西南部发育辫状河三角洲,东北部发育曲流河三角洲。由于湖盆西南缘底形较陡,辫状河三角洲前缘沉积在重力及地震等因素诱发下发生滑塌,形成大量的滑塌浊积岩,这些滑塌浊积岩正是近年来长庆油田增储上产的一个重要领域。而与此相对的是盆地东北部,由于湖盆底形相对平缓,浊积岩并不发育。3.3储层与储层野外露头和岩芯观察中,见大量的砂岩脉,砂岩脉通常规模较小,有许多分支,分支逐渐变薄成细丝的侵入体,也有人称这种砂岩脉为砂岩侵入体、成岩脉等。研究区砂岩脉通常产出于大套泥岩夹薄层砂岩的地层中,呈不规则状延伸,常切穿上覆地层的水平层理。通常情况下,饱含水的沉积物是稳定的,但如果存在以下情况,沉积物将发生失稳。一种是坡度较陡,沉积物沿陡坡发生滑塌;另一种情况是地震发生时,沉积物在振动条件下发生液化,引起内部“沸腾化”,因而降低了沉积物的稳定程度。如果上下已固结岩层因振动破裂,就会产生喷砂冒水现象,在上覆地层中形成液化砂岩脉。通过对鄂尔多斯盆地南部近万米的岩芯观察,发现砂岩脉出现在长6—8段,但长73小层出现的频率最高(图6),说明长73小层沉积时,研究区地震活动最为活跃。4盆地西南缘沉积相西南缘上三叠统长8期,前人均认为是辫状河三角洲或扇三角洲,因为在六盘山西缘大断裂附近发育有冲积扇沉积,但通过本次研究,认为长8期盆地周缘并不存在明显的冲积扇。安深1井在长7段出现砾岩,长7段之下未见砾岩沉积;汭水河剖面的长8段为一套中—细砂岩;普陀河剖面的长8段为细砂岩;龙2井长8段粒度最粗为含砾粗砂岩,而长7段以上见大套砾岩沉积。对于崆峒山附近的砾岩,越来越多的学者认为可能属于长7段以上地层,如果是这样,盆地西南缘在长8期,周缘并不存在明显的冲积扇或辫状河沉积。以盆地长8段发育的镇泾三角洲为例,长8段砂岩的平均粒度在汭河剖面为0.29mm,镇泾—泾川地区为0.21mm,西峰地区为0.18mm,城壕—华池地区为0.14mm,该三角洲如果从汭河剖面算起,延伸近150km,粒度变化并不明显,与常见的扇三角洲或辫状河三角洲并不一致。从砂体的叠置样式来看,长8段砂岩以多期河道叠置为主,顺河道方面,砂体分布极为稳定,浊积岩及决口扇并不发育(图3)。结合粒度的变化及构造背景,认为长8期,湖盆底形平缓,不具备发育辫状河三角洲的条件,应该为曲流河三角洲。上三叠统长7期,盆地西南缘地区,如崆峒山、策底坡、安深1井、龙2井等地区出现砾岩沉积。长7段底部发育一套非常稳定的凝灰岩,且见大量与地震活动有关的砂岩脉,均说明秦岭西端的造山运动在此时表现非常强烈。长73期,深湖—半深湖区迅速向湖盆西南方向迁移,越过镇原、泾川地区达到汭水河、普陀河以西,长72—长71沉积期,深湖—半深湖区略有收缩,基本维持在环县—镇原—长武一带。整个长7期,西南缘三角洲分布极为有限,基本限制在汭水河到镇原—泾川一带,而镇原—泾川以东主要为浊积岩,大量浊积岩的发育说明此时西南缘的湖盆底形较长8期明显变陡;而湖盆的东北部,三角洲平原和三角洲前缘发育,深湖区浊积岩并不发育。以上现象说明从长7段开始,湖盆的底形由平缓的对称型变为东北缓西南陡的不对称型,由于湖盆底形的变化,湖盆西南部的曲流河三角洲也过渡为辫状河三角洲,这也反过来说明盆地西南缘的崆峒山砾岩很有可能就是长7段以上地层。上三叠统长6期,盆地西南缘的砾岩更加发育,随着湖平面的下降,三角洲迅速向湖盆中心推进,从长63—长61,岸线和深湖—半深湖不断向湖盆中心迁移。河口坝和浊积岩发育,但分布极不稳定,说明此时湖盆西南缘的底形仍较陡,三角洲延伸不远(图3),而坡度较陡使三角洲前缘砂体在不稳定诱发因素下极易发生滑塌形成浊积岩砂体,地震资料也证实长6期湖盆底形北缓南陡。综上所述,长8期,湖盆东北部和西南部三角洲均非常发育,深湖—半深湖区分布面积小,湖盆为近对称型,东北部和西南部均发育曲流河三角洲。长7期,受秦岭造山运动的影响,西南缘物源区发生大规模的隆升,湖盆中心快速向西南方向迁移,形成东北缓西南陡的不对称型湖盆底形,强烈的造山运动使盆地西南缘发育粗碎屑物质和大量的砂岩脉,由于西南缘湖盆底形较陡,发育辫状河三角洲,三角洲前缘沉积物易受不稳定因素的诱发而引成滑塌浊积岩,而盆地东北部仍为曲流河三角洲。盆地西南缘沉积环境从曲流河三角洲向辫状河三角洲的转变正是秦岭造山的响应;长6期,随着湖平面的下降,三角洲以进积的形式向前推进,由于西南缘湖盆底形较陡,发育典型的辫状河三角洲,三角洲延伸距离近,陡的湖盆底形使浊积岩较为发育。湖盆中心向西南缘的迁移,沉积环境从曲流河三角洲向辫状河三角洲的转变,正是扬子板块与华北板块剪刀状拼合、秦岭造山的直接产物,也反映出长7期为一分水岭。长7期前,构造相对稳定,盆地西南缘可能处于克拉通沉积;而长7期后,秦岭造山,盆地西南缘卷入前陆盆地沉积阶段。实验已经证实,三角洲前缘朵叶体由于地震作用引起的震动可以将朵叶体断开,如果陡度较陡,被断开的前缘沉积物在重力的作用下整体滑动,在三角洲前缘形成滑塌浊积体。所以,对于浊积岩的勘探,应该重视长7—长6段位于西南部三角洲前缘的华池—庆城—正宁一带,这些区域位于辫状河三角洲前缘外侧,在坡度陡的条件,非常容易形成浊积岩。从上面的分析可知,研究区浊积岩的形成受三角洲前缘的控制,从西部的汭水河到东部的华池,浊积岩分布层位由长73上升到长71,甚至达到长6,越靠近湖盆中心,浊积岩的发育层位越上。考虑到良好的生储盖组合,这些浊积岩