沉积相演化规律（共6篇）
沉积相演化规律 篇1
1 地质背景
在辽河盆地中, 西部凹陷是最大的含油气凹陷, 约1330立方米属于明显的箕状地嵌。盆地充填沉陷堆积在第三系, 钻井中可以看到的的地层有很多种不同的地层, 下部地层主要是深黑绿色的玄武岩, 其中夹杂着一些暗紫红色的泥岩;而上部地层主要是棕红色或者是暗紫红色的泥岩, 其中夹杂着一些暗色的凝灰岩、泥岩以及暗紫红色的砂砾岩;沙四部为薄层砂泥岩, 能够将沙四部钻穿的井相对来说比较少, 揭露一般厚度在250米到400米左右, 其最大厚度为492米。
沙河街组三部沉陷具有非常大的堆积厚度, 分布方位比较大, 是深层储层的最为重要的组成部分。其总共有三个亚部, 分别为沙三下、沙三中、沙三上, 深层区厚达800米到1200米左右, 坑洼凹陷的中心厚度深达3.5×104米, 与沙四部为整合, 与沙三下亚部相接触, 其地层厚度一般情况下在200米到300米左右, 其油层属于莲花油层;下部地层主要是油页岩与暗色泥岩, 在靠近凹陷中心的地区相变为碎屑岩, 表现为中薄层状粗的状态;中部、上部以中主要是砾岩、层状砂岩, 其中夹杂着一些暗色的泥暮沙;沙三中亚部, 其地层厚度一般情况下在500米到700米左右, 其油层属于大凌河油层, 地层特征为有相对来说厚度比较大的暗色泥岩与大套块状砾岩, 在纵向上, 其岩性分异相对来说比较好, 可以将其分为上、下两块, 在其下部, 大套块状砂砾岩的比例相对比较大, 呈现出了快速堆积的特征。
2 沉陷堆积相的主要特点及其类型
2.1 沉陷堆积的环境
沙三部的沉陷堆积段中, 抱粉化石的主要特点是栋粉属所含质量非常高, 从而构建成皑木粉属、锻粉属、小亨氏栋粉组合, 其中, 栋粉属所含质量多达70%, 因此小亨氏栋粉尤为明显。并且还发现了许多水生草本植物, 例如花粉浮萍、三角柳叶菜、眼子菜莲属以及热带、亚热带的粉冬青、桃金娘等。
与沙四部相比, 沙三部中分布的暗色泥岩面积比较小, 但是, 其厚度却明显扩大。清水坑洼凹陷是沙三部沉陷堆积的中心, 暗色泥岩的厚度深达1.6×104米, 就全盆地的范围来说, 暗色泥岩的S2-等分、均匀值高达1.37%, 因此, 其是还原性沉陷堆积。干酪根显微结果显示, 西部凹陷中的烃源岩, 其中所含有的壳质组、腐泥组高达93.2%, 氢指数高达249、类型指数高达66.9, 这充分体现了原始有机质中蕴含着非常丰富的壳质体、抱粉、无定形体藻质体, 其均属于十分理想的植物油土壤母质。
2.2 沉陷堆积相的主要类型
构成沙三部沉陷堆积的砂体, 其主要的源头在于西斜坡上的倾物源。以沉陷堆积层序、沉陷堆积背景作为主要根据进行分析, 能够确定此沉陷堆积砂体的类型——浅水至相对深水环境的水进型扇三角洲沉陷堆积体系, 可以将其与我国湖泊扇三角洲模式进行比较。这个类型的扇三角洲形成的原因是:山地河流在流出山口之后, 直接流入到湖盆浅水区, 从而构建了扇形砂砾岩体 (几乎全部岩体没入水下) , 其周边泥岩的主要颜色是深灰色、灰色以及绿灰色。根据以沉陷堆积的形态与层次、扇三角洲岩性作为主要根据, 可以将其进一步地划分为三个亚相散砂体, 即扇、扇中以及扇根
3 沉陷堆积演化特征
3.1 盆地演化模式
房身泡组属于盆地发育进程, 但是, 其沉陷堆积物却非常少, 仅在厚层中的一个块状玄武岩中夹杂着一些碳质泥岩以及暗紫色、薄层褐色泥岩, 因此, 其缺少湖泊环境, 但是局部有可能存在着极浅水环境。
在沙三部沉陷堆积阶段, 湖盆流入深陷期, 即使早中期的环境与晚期的环境不同, 有的地方差别相对来说比较大。但是, 这种差别却并未抵至质的变化, 只体现在供屑能力上。在早-中期, 东部边界上出现了断裂活动, 导致湖盆发生急剧沉降, 从而在沿断裂的下降盘形成了深水环境。就全局来说, 浊积岩体所占据的规模相对来说比较小, 在沙三部沉陷堆积段, 相对来说还是西部物源体系对油气储集的作用比较大。
3.2 沉陷堆积相及演化
沉陷堆积阶段, 莲花油层, 湖盆水体开始逐渐加深, 湖盆领域也越来越大, 西斜坡的北、东方向上的同生断层逐渐开始活跃, 同时, 齐家、杜家台地区有两条水系进入湖盆, 这就形成了2个扇三角洲。对于扇三角洲的主体, 在沉陷堆积体南位于齐105、52井区, 在沉陷堆积体北位于杜1110、杜114、杜121井区。一般情况下, 飞砂体的厚度在60米至150米之间, 砂岩一般在40%至70%之间。辫状河道相对来说向湖盆延伸距离短, 岩性主要为砂砾岩。
4 结语
综上, 位于辽河盆地西部的凹陷沙河街组三部沉陷堆积段属于湖盆深陷期, 其具有厚度非常大的沉陷堆积, 分布领域也比较广, 其属于亚热带湿润气候, 有着比较大的降雨量, 且拥有非常丰富的植物油土壤母质, 从而可以为有机质的保存和演化提供有利条件, 也可以构建主力油源区。
摘要：在辽河盆地中, 西部凹陷是最大的含油气凹陷, 其分布领域十分广泛, 且具有非常大的堆积厚度, 是深层储层中的一个重要组成部分。以地球化学、生态习性以及化石组合作为主要根据进行分析, 沙三段沉陷堆积期是位于暖湿气候的相对深水还原湖泊环境主体物源来自西面, 发育了一系列自西而东的扇三角洲砂体根据沉陷堆积背景和岩心描述所建立的沉陷堆积层序。以沉陷堆积的形态与层次、扇三角洲岩性作为主要根据, 可以将其进一步地划分为三个亚相散砂体, 即扇、扇中以及扇根, 其发育主要受西面物源控制, 发育了多个扇三角洲体系。
关键词：沉陷堆积环境,沉陷堆积层序,沉陷堆积相,油气
参考文献
[1]于兴河, 张道建, 郜建军, 雷明, 吴乃苓, 孟卫工, 孙洪斌.辽河油田东、西部凹陷深层沙河街组沉积相模式[J].古地理学报, 1999, 03:40-49.
沉积相演化规律 篇2
关键词：北乌斯丘尔特盆地,构造演化,沉积演化
自20世纪90年代我国开始了海外油气勘探开发事业,勘探不断取得重大突破。其中,低勘探程度区的勘探占据了相当大的比重。北乌斯丘尔特盆地的油气勘查工作始于20世纪中叶,至2005年探明石油储量3.461×108t,天然气6.792×1010m3,已初步证实中上侏罗统含油气层系,下第三系含油气层系和前侏罗系含油气远景层系[1,2]。盆地大规模的深入油气勘探尚未开展,待发现的油气资源较多,勘探潜力较大[3]。有必要系统分析盆地的构造及沉积演化规律,为今后盆地烃源岩发育及分布、储层发育和展布、把握油气的运聚规律以及资源潜力评价等各方面的研究提供参考和借鉴。
1 盆地构造演化特征
盆地南北向为凹隆相间的构造格局,根据基底与沉积盖层特征,其内部可划分为北布扎奇隆起、库尔图克凹陷、阿雷斯塔阶地、南布扎奇凹陷、Ashchitaypak阶地、Kulazhat凹陷、Kultuk-Irdalin阶地、萨姆凹陷、考斯布拉克凹陷、阿克土姆苏克隆起、巴尔萨格里梅斯凹陷、苏多奇凹陷、却耳卡尔凹陷、东咸海凹陷等14个二级构造单元[1,4](图1)。研究表明,盆地经历了基底形成期、被动边缘期、裂谷期、裂谷后期、挤压期、上第三系坳陷期6个构造演化阶段(图2)。
1.1 基底形成期
基底的准确时代尚不清楚。地震及有限的钻探资料表明盆地基底可能是非均质的块体。南部基底相对隆起,深度为5.5 km~8 km,可能是前寒武纪花岗岩壳[5];向北部基底深度增加到(9~11)km,可能是海相薄的过渡壳。基底岩石在早泥盆世发生变形,后期被早-中泥盆世的造山碎屑岩覆盖,并被花岗岩侵入。
1.2 被动边缘期
盆地北部,分布着间杂有火山碎屑物的碳酸盐岩及碎屑岩。在巴什基尔期继续发生区域性的下沉,布扎奇大部分地区沉积了含黏土质碳酸盐岩。晚石炭世到早二叠世时期的哈萨克板块及欧美板块碰撞,乌拉尔造山作用引起被动大陆边缘变形和抬升,导致盆地东部发生强烈变形,而西部较弱。
1.3 裂谷期
晚二叠世-三叠纪晚期的造山运动产生强烈拉张,曼格什拉克缝合带触发走滑运动产生裂谷。三叠纪末,伊朗和北阿富汗微大陆与欧亚大陆缝合,从而在整个地区形成强烈的挤压,并导致断裂系倒转。
1.4 裂谷后期
侏罗纪开始是压力释放后的裂后热沉降期。普林斯巴-土阿辛期,主要沉积粉砂、砂岩和砾岩等陆相碎屑。尼奥科姆-阿普特时期经历抬升过程,这一过程与曼格什拉克-中乌斯丘尔特隆起区的走滑运动有关。
1.5 挤压期
晚始新世阿拉伯板块与欧亚板块发生碰撞,形成局部隆起和断层复活。由于北东-南西向的挤压及走滑运动的重新活跃,使布扎奇半岛许多基底断裂复活、倒置并发生偏移。始新统被厚层的渐新世时期的页岩序列所覆盖,上第三系沉积层厚达200 m,基本上为页岩,含少量砂岩夹层。
1.6 上第三系坳陷期
上新世-全新世时期,滨海继续缓慢退却,使盆地进一步向西倾斜,主要以陆相沉积为主。
2 盆地沉积演化
参考前人研究成果[6],结合盆地构造发育史及构造格局对北乌盆地岩相古地理图进行了重塑。盆地区域性的构造演化对沉积格局的复杂变迁过程起着重要的控制作用。
晚泥盆世-早石炭世盆地北部多处于深水陆架环境,南部、东南部发育深海洋盆和海盆。早中石炭世盆地整体处在深水陆架上,为其烃源岩的发育奠定基础。中、晚石炭世由于乌拉尔造山作用引起被动大陆边缘变形和抬升,盆地发生整体隆升,东部抬升作用尤其活跃,隆升幅度大,形成陆相沉积环境,西部主要为内陆架。
晚二叠世-三叠纪进入裂谷期,盆地在总的区域性抬升和盆地海退背景上,总体表现为陆相沉积。中东部地区为陆相区,沉积粉砂岩、砂岩和砾岩等陆源碎屑岩。在布扎奇半岛沉积了厚度较大的三叠系地层,该半岛北边的山间盆地发育河流相、湖相等沉积序列。
侏罗纪开始进入裂谷后期,盆地开始了明显的沉降趋势,经历了陆相向海相变迁的过程。西部布扎奇地区为海相区,中东部地区处在海陆过渡相区,沉积有泥质灰岩、泥岩、泥质砂岩、砂岩、砾岩等(图3和图4)。
晚侏罗世在相对稳定的大地构造条件下持续海侵,盆地逐渐由海陆过渡相转向海相,主要沉积海相泥页岩和陆源碎屑岩。晚侏罗世萨马斯克区块和咸海陆上区块主要为海陆过渡相区,咸海水上是浅海内陆架与海陆过渡区共存,沉积的岩性有泥岩、粉砂岩、泥质灰岩、泥质砂岩和砂质泥岩及砂岩等(图5)。
白垩纪以构造沉降体制为总体特征,持续的热沉降意味着海相沉积环境不断加剧。在这个背景下,盆地几乎被海水覆盖,沉积了海相页岩、粉砂岩、石灰岩和泥质灰岩等。
古新世-渐新世基本上继承了晚白垩世的沉积体制,古新世末期盆地进入挤压期,到渐新世-中新世沉积条件发生变化,盆地整体隆升,以海相为主并与海陆过渡相共存,主要沉积泥岩、泥质粉砂岩和粉砂岩。
综上,受构造控制北乌盆地沉积演化主要经历了陆-海-陆-海-陆复杂环境变迁过程,导致了盆地碎屑岩、碳酸盐岩等多种岩石类型并存的沉积格局,也为盆地多套烃源岩、储层及盖层的形成提供条件。在演化过程中,盆地西部多为内、外陆架(浅、深水)环境,仅盆地全面抬升时为陆相沉积环境;而东部相对陆相沉积环境为主,仅在大范围海侵期为浅水内陆架沉积环境,这是导致北乌盆地形成西油东气格局的主要原因。
3 主要认识
(1)北乌盆地构造演化可划分为基底形成期、被动边缘期、裂谷期、裂谷后期、挤压期、上第三系坳陷期6个阶段。
(2)区域性的构造演化决定了北乌盆地沉积格局的复杂变迁。总体上,盆地经历了基底期的花岗岩、变质岩→晚泥盆世-石炭纪被动边缘期的海相沉积→晚二叠世-三叠纪裂谷期的陆相沉积→侏罗纪-白垩纪裂谷后期的海陆过渡、海相沉积→始新世后期-中新世挤压期的海、陆相共存环境→上新世-全新世上第三系坳陷期的以陆相为主的沉积环境的阶段性演变。最终导致了盆地海相、陆相和碎屑岩、碳酸盐岩等多种沉积环境及岩石类型并存的沉积建造。
(3)探讨盆地的构造演化、沉积演化规律,为该盆地烃源岩发育及分布、储层预测以及资源潜力评价等各方面的研究提供参考和借鉴。
参考文献
[1]安作相,胡征钦.中亚含油气地区.北京:石油工业出版社,1993:267—280
[2]童晓光,徐树宝.世界石油勘探开发图集(独联体分册).北京:石油工业出版社,2004:212—286
[3] Ulmishek G F.Petroleum geology and resources of the north ustyurtbasin,Kazakhstan and Uzbekistan.Denver,Colorado:U.S.Geolog-ical Survey Bulletin 2201-D,2001
[4]陈学海,卢双舫,薛海涛,等.地震属性技术在北乌斯丘尔特盆地侏罗系泥岩预测中的应用.中国石油勘探,2011
[5] Babadzhanov T L,Kunin,et al.Geologic framework and petroleumpotential of deeply buried complexes of Central Asia on geophysicaldata.Tashkent,Uzbekistan,Fan,1986:188
沉积相演化规律 篇3
1 区域地质概况
1.1 研究区构造单元划分
渤海湾盆地位于我国中东部[图1(a)],东临胶辽隆起,西以山西台背斜为邻,南靠东濮坳陷南缘,北接燕山褶皱带。而南堡凹陷位于渤海湾盆地黄骅坳陷的东北部[图1(b)],燕山褶皱带南缘,是在华北地台基底上经中、新生代断块运动而形成,凹陷北断南超,具典型的箕状凹陷构造特征[1—3][图1(c)]。南堡坳陷被高尚堡-柳赞断裂分割为两大区,即南部地区和高柳地区。高柳地区主要指南堡凹陷的二级断层-高柳断层以北的地区,即高柳断层的上升盘一侧,包括环绕南堡凹陷二级生油洼陷-拾场次凹分布的高尚堡构造、柳赞构造和唐海构造[图1(d)];高柳地区受边界断层(西南庄断层与柏各庄断层)和高柳断层所夹持呈“三角形”[1—7],面积约200 km2。目前已发现多个油气聚集带,包括高尚堡油田和柳赞油田。
1.2 地层序列及构造演化
沙河街组三段地层是本区古近系沙河街组最下部的沉积单元,在凹陷内埋藏较深;主要具有地层分布范围广泛、沉积厚度大的特点,总厚度600~2 000m。根据岩性特征又可以划分为5个亚段(图2)。结合地震剖面与前人研究,本文将高柳地区构造演化划分为初始裂陷期、快速裂陷期、裂陷萎缩期和坳陷期4个阶段,各阶段构造活动表现出幕式特征[4—9]。
1.2.1 初始裂陷陷期(Es35)
燕山晚期的早白垩世,高柳地区发生断陷作用,形成主要的边界断层,柏各庄断层和西南庄断层,并控制着盆地的形成。Es35亚段沉积末期,高柳地区存在一次区域的构造抬升运动,造成了高柳地区的整体抬升,地层遭受剥蚀,相应形成了区域的不整合面。
1.2.2 快速裂陷期(Es34-Es31)
Es34-Es33沉积期,西南庄断层此时活动性比柏各庄断层的活动强烈,西南庄断层对断陷的发展和沉积产生控制作用,断陷中心向西南庄断层方向转移;Es32沉积期,西南庄断层附近地层的明显下沉,柏各庄断层附近地层掀斜,遭受剥蚀。Es31沉积期发生构造反转,柏各庄断层的活动性开始逐渐强于西南庄断层,沉积中心向柏各庄断层方向转移,地层沉积厚度较大。
1.2.3 裂陷萎缩期(Es1-Ed)
在Es31沉积末期,高柳地区整体抬升而缺失Es2沉积;在Es3与Es1之间表现为区域性不整合面。Ed沉积期,边界断层的活动减弱,此时高柳断层的活动性增强,沉积中心南移。Ed沉积末期,构造抬升使得整个凹陷褶皱隆起,遭受剥蚀。
1.2.4 坳陷期(Ng至今)
整个馆陶沉积期,整个渤海湾盆地的整体热沉降,开始了坳陷沉积阶段。明化镇沉积期,盆地的边界断层几乎不发生活动,整个凹陷都处于平稳的发展阶段。
2 沉积充填及沉积相展布
2.1 沉积相类型
2.1.1 岩石学特征
通过对高柳地区23口井,600 m岩芯的观察,识别出扇三角洲和湖泊2类沉积相。
(1)扇三角洲。扇三角洲沉积主要分布在边界断层附近,前缘可延伸至拾场次凹地带。扇三角洲沉积岩性差别大,整体以砾岩为主,砾石间充填有砂、粉砂和黏土级物质,有些可由含砾的砂,粉砂组成。成熟度低,分选磨圆较差。平原部分以砾,砂岩为主,发育典型的冲刷面及平行层理;前缘部分粉砂,泥质增多,可见水平层理及波状层理[图3(a)]。
(2)湖泊。湖相沉积主要分布在拾场次凹,包括滨浅湖和半深湖—深湖亚相。湖相沉积以泥岩为主,泥岩颜色随深度增大而加深,从灰色逐渐变为深灰色和黑色,可见波纹层理及植物碎屑[图3(b)]。
2.1.2 测井相识别
不同的测井曲线特征反映不同的岩性组合及沉积环境[10]。本文主要利用伽马和电阻率测井曲线,在研究区进行测井相识别,共识别出中-高幅齿状箱形、中-低幅齿状线性、中-高幅钟形、中幅齿状漏斗形、低幅线形5种测井相。
扇三角洲平原分流河道表现为大套纯砂岩,测井曲线表现为中-高幅齿状箱型;前缘水下分流河道岩性为大套砂岩夹薄层泥岩,测井曲线表现为中-高幅钟型[图3(a)];河口坝是典型的下细上粗的反序列,测井曲线变现为中幅齿状漏斗型(图4);分流间湾主要为泥质细粒沉积,测井曲线表现为中-低幅线型[图3(b)]。
湖相沉积主要发育粉细砂岩和泥岩,测井曲线多为中-低幅指形和低幅线型,指形频繁出现指示滨浅湖环境中砂泥岩间互沉积,如不频繁则指示半深湖-深湖环境[图3(b)]。
2.2 沉积相平面展布
将岩芯、钻测井资料和地震资料相互标定,并结合研究区构造演化与前人研究,确定了各沉积期沉积相平面分布规律。
2.2.1 Es35沉积期
研究区Es35沉积期资料较少,仅有3口井的钻井揭示。从钻遇的井来看,主要为灰色含砾砂岩。由于该时期盆地刚开始形成,推测为扇三角洲沉积,且由于断层活动速率较大,沉积物快速堆积,朵叶体延伸不远。区内大部分区域还是以湖相沉积为主。
2.2.2 Es34沉积期-Es32沉积期
Es34为湖泛时期,湖泊面积扩大,物源供应较少,发育半深湖-深湖沉积,扇三角洲面积朵叶体缩小,仅分布在断层附近[图4(a)]。Es33沉积期,根据测井对比可知,物源主要来自柏各庄凸起与西南庄凸起,成两大分支向拾场次凹推进,朵叶体面积较大,且由于湖平面的频繁振荡,区内主要表现为浅湖和扇三角洲前缘的交替沉积环境[图4(b)]。到Es32沉积期,随着湖平面的不断上升,物源有所退缩,水流能量减弱,沉积物粒度变细,后期西南庄断层活动性的突然增大,构造抬升造成研究区北部Es32地层被剥蚀[图4(c)]。
2.2.3 Es31沉积期
该时期的扇三角洲表现为小平原、大前缘特征;平原相多在靠近断层的地方小区域展布,辫状分流河道识别特征明显。前缘相较为发育,其延伸方向与形态均受断层与地形的控制。研究区北部及西南部的发育数个小型扇三角洲,其前缘范围较小,均向着沉积中心延伸入湖。东南部扇三角洲前缘面积较大,且多叠置连片,物源呈东西向,分别来自柏各庄凸起及马头营凸起[图4(d)]。
3 构造控制下的沉积模式
高柳地区紧邻边界断层,其沉积相演化与边界断层活动性密切相关。边界断层控制了盆地的构造演化,进而控制了物源方向、沉积相的类型与展布范围[11—13]。高柳地区沙河街组各亚段均发育扇三角洲和湖泊沉积,不同之处在于Es31沉积前后,西南庄断层和柏各庄断层的活动速率差别较大,发生了构造反转,造成了整个高柳地区的地貌形态、物源供应、沉积物展布范围及沉积中心均发生了变化。
3.1 构造反转前
Es31沉积前,物源主要来自柏各庄凸起和西南庄凸起,地貌较为平缓,且随着沉积充填作用及湖平面的频繁振荡,物源体系大幅度的进退,由此造成满盆普遍含砂,但单层砂体厚度又相对较薄的特征,在Es32沉积末期,西南庄断层活动速率突然加大,其附近沉积地层明显较厚,是该时期的沉积中心[图5(a)]。
3.2 构造反转后
Es31沉积期,柏各庄断层活动速率加大,发生构造反转,地貌变陡,造成沉积格局与之前沉积期相比,有较大改变[图5(b)]。主要表现为之前北部发育北东向物源,以扇三角洲的形式由西南庄断层与柏各庄断层交汇处进入沉积区,构造反转之后,由于柏各庄断层变陡,此物源消失;由柏各庄发育的西向物源供给很强,最大时扇三角洲范围向西可至拾场次凹中心地带,柳赞地区的物源也偏西向,平原面积较小,前缘面积大且叠置连片。西南部新增了由西向东方向的物源,在研究区西南部以扇三角洲前缘的形式进入湖泊。
4 结论
(1)借助岩芯、钻测井和地震等资料,全面系统地研究了南堡凹陷高柳地区的构造演化、沉积相分布,划分出初始裂陷期、快速裂陷期、裂陷萎缩期和坳陷期4个构造演化阶段,识别出扇三角洲和湖泊2种相类型。
(2)边界断层控制下的沉积地貌背景不仅造就了高柳地区近物源、快速沉积的扇三角洲-湖泊沉积相类型及其频繁交替的沉积序列特征;也造就了扇沉积相规模、湖泊面积的大小的旋回性变化。
沉积相演化规律 篇4
1 野外露头观察
野外露头剖面观察是研究沉积相的第一手资料, 通过野外研究确定了研究工区的整体沉积格局, 西部龙门山前冲积扇砾石发育, 尤其以蓬一段、蓬二段和蓬三段特别发育, 野外剖面中蓬四段地层在西北部龙门山前沉积物粒度较粗, 但是冲积砾石较少。在野外, 对砾石进行网格计数统计之后, 得出蓬一段发育4个野外冲积扇, 蓬二段、蓬三段和蓬四段均发育3个野外冲积扇, 蓬二段和蓬四段沉积时期水体变浅, 与蓬一段和蓬三段相比, 沉积物粒度变粗, 在野外各个层段的响应特征如图1所示。
2 岩心沉积相研究
井下微观研究可以进一步确定整个工区的沉积格局。在岩心中, 辫状河与曲流河相岩心相特征, 辫状河三角洲与曲流河三角洲特征均不相同, 辫状河沉积相的典型代表为川聚618井, 曲流河沉积相代表为中江10井, 辫状河三角洲沉积相代表为崇州1井, 曲流河三角洲沉积相代表为川都610井,
不同沉积相在岩相特征, 沉积构造及垂向序列上有所差异, 整体来看, 辫状河沉积物比曲流河沉积物要粗, 如图2所示。
3 沉积相类型
在充分消化前人成果的基础之上, 综合工区野外露头剖面观察及井下岩心等资料, 结合相关地震剖面划分了研究区整体的沉积相类型有6种, 分别是冲积扇、辫状河、辫状河三角洲、曲流河、曲流河三角洲、湖泊等。研究工区范围内岩层中侧积交错层理、槽状交错层理以及波痕[图3 (a) ]特别发育, 这为沉积相确定提供了基础, 尤其是在确定冲积扇、河流以及三角洲时非常重要。不同的相在野外剖面上响应特征不同, 对于河流相而言, 典型的二元结构, 以及底部的河道冲刷砾石、泥砾及砾岩透镜体, 都可以作为河流相的依据。湖泊相沉积物偏细, 多以泥岩为主, 薄层粉砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩不等厚薄互层[图3 (b) ]。
4 沉积相展布特征
前人在划分沉积相标准选定问题上, 会选择砂岩百分比等值线图作为参考依据[4], 但实际上这种做法存在着弊端。以曲流河砂岩百分比等值线图为例, 曲流河在迁移和摆动过程中, 会在凸岸形成边滩, 由于钻井的不连续性, 导致横向分辨率低, 这样会造成不同期次形成的边滩, 由于砂岩百分比相同而相连, 与实际的沉积情况不符。现以地震资料为约束, 以野外砾石、古水流流向、重矿物、石英和岩屑分布, 以及泥岩权值为依据对于蓬莱镇组4个段的湖岸线进行了确定, 参考砂岩百分比等值线[图4 (a) 、图4 (c) 、4 (e) 、4 (g) ]以及野外、岩心、测井和分析化验资料, 绘制出了蓬莱镇组4个段的沉积相图。
蓬一段沉积时期, 龙门山前发育4个大型冲积扇, 分别位于都江堰、海窝子、汉旺和安县附近。崇义镇—金马场—绵竹一带为辫状河发育位置, 大邑、成都、洛带、金堂、马井、什邡、德阳、葫芦溪以及绵阳等均位于湖泊相区域。东部受米仓山物源控制形成了一系列的曲流河三角洲, 分别位于葫芦溪、德阳、金堂以及洛带等地, 而建平—中江—淮口一带则位于曲流河三角洲平原, 龙台镇则为冲积平原[如图4 (b) ]。
蓬二段沉积时期, 磁峰乡—海窝子—白鹿场一带发育一系列冲积扇群, 该沉积时期的湖岸线与蓬一段的位置大致相同, 湖岸线位于崇义镇—金马场—绵竹附近, 西部唯一区别在于此时安县附近的冲积扇有所缩小, 直至研究工区内, 冲积扇仍没有出露。由于水体发生明显的水退, 导致湖盆东部的湖岸线向湖盆明显迁移, 东部曲流河三角洲规模减小, 此时, 葫芦溪—淮口一带成为曲流河三角洲平原发育的区域, 而建平—中江—龙台镇一带则成为冲积平原地带[如图4 (d) ]。
蓬三段沉积时期, 冲积扇发育规模增大, 西北部发育3个大型冲积扇, 青城山附近的冲积扇明显向南迁移, 海窝子和白马场发育的冲积扇稳定, 北部安县冲积扇也往南迁移, 冲积扇主体位于安县以南。西部的湖岸线大致稳定, 冲积扇—辫状河—辫状河三角洲的沉积体系保持稳定, 而东部, 由于发生水进, 湖岸线又向东迁移, 湖盆在蓬二段的基础之上外扩, 米仓山物源供给充足, 曲流河三角洲极为发育, 向南延伸至什邡、马井、新都等地[如图4 (f) ]。
蓬四段沉积时期, 西北部3个冲积扇非常明显, 分别位于白马场、海窝子和都江堰, 安县冲积扇规模再次缩小, 未在研究工区内出露。西部湖岸线仍未发生明显变化, 由于水退, 东部湖岸线往西迁移, 导致湖盆萎缩, 东部曲流河三角洲规模在德阳有所减小, 而在洛带地区的曲流河三角洲规模明显增大[如图4 (h) ]。
对于东部三角洲形成, 沉积主控因素与构造带有关, 在中江—回龙为一构造斜坡带, 局部存在着小的入湖口, 这些地带均为三角洲沉积物来源的重要通道, 再加上天然的斜坡构造带, 为曲流河三角洲的形成提供了条件。
5 结论
在对川西坳陷上侏罗统蓬莱镇组的野外露头资料、岩心资料、测井资料、重矿资料、石英颗粒及岩屑资料、分析化验资料以及地震资料进行详细的分析和总结之后, 对于蓬莱镇组沉积相, 取得了以下几点认识。
(1) 蓬莱镇组物源主要有龙门山物源和米仓山物源两个方向, 沉积相类型主要有冲积扇、河流相、三角洲相及湖泊相四个大类。
(2) 蓬莱镇组沉积初期至末期, 湖盆整体呈现出减小的趋势, 蓬四段沉积末期, 湖盆减小至最小。
(3) 蓬莱镇组沉积期间, 湖盆规模有周期性变化特点, 但总体上湖盆是减小的。
参考文献
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细分沉积微相研究剩余油分布规律 篇5
随着油田开发的不断深入,大部分老油田都进入了高含水期,面临着对老油田进一步挖潜、提高最终采收率的重大课题。资料研究表明,该区块经二次采油后,其平均采收率仅为25%左右。分析认为该区块为非均质性油藏,估计有20%的可动油未被注入水驱动。对于这部分可动油,通过对储层的进一步认识,是完全可以开采出来的。特别是对于非均质性较强的油气藏,从油藏的形成过程来研究其地质特征,揭示出微小的岩性、构造以及油藏分布的本来面貌,从而了解剩余油的分布特点,找出油气相对富集的区域。这是制定老油田剩余油挖潜措施、提高采收率的科学方法之一。
1地质概况及储层特征
1.1地质概况
兴隆台油田马19井区,位于辽河裂谷西部凹陷中部,兴马断裂背斜带南翼断阶带上,属于三级构造带,是兴隆台油田的主要含油气区块之一。在下第三系,兴马断裂背斜带经历了三次大的构造—沉积旋回:第一旋回为沙四-沙三期,第二旋回为沙二-沙一期,第三旋回是东营时期。东营时期为辽河裂谷的在陷期,早期是平原河沼沉积环境,中期属河流沉积环境,后期是泛滥平原沉积环境,末期西部凹陷全面抬升。在本次旋回中,同生了多级不同走向的断层,起到了油气运移通道的作用,这也是该区油气富集的主要原因之一。
1.2储层岩性特征
根据测井资料和综合录井资料显示,马19井区东营组储集层属于河流-沼泽相,主要是含砾砂岩、细砂岩、粉砂岩,颗粒分选较好,磨圆较好,各储层之间夹着不同厚度和各种颜色的泥岩。
从储层砂体上可以粗略地分为:河道砂体、河间砂体和河间淤泥。河道砂体厚度相对较大,颗粒较粗,物性较好,是该区的主要储集层。河间砂体厚度小,颗粒细,物性变差,局部有所好转,如果圈闭条件好,也可成藏,但产能不会太大。河间淤泥主要是由河间沼泽微相、河漫沼泽微相和泥炭沼泽微相形成的,不利于形成油气藏。
1.3沉积微相的类型及砂体特征
不同砂体的形成,受当时的沉积环境的直接影响,不同的沉积微相会形成不同性质的砂体。河道砂主要是由主河道微相、网状河流微相、河边滩微相、废弃河道微相形成的[1];河间砂主要是由河间滩、天然堤、河漫滩、决口河道微相形成的。
1.3.1 主河道砂体
主河道微相沉积的砂体,在垂向呈现下粗上细的韵律,主要有含砾砂岩、砂岩、细砂岩,物性参数较好,在该区厚度一般为2～5 m,单一河道宽度200～800 m,呈条带状分布。砂体沿河道方向延伸较远,连通性较好。
1.3.2 网状河流砂体
网状河流微相沉积的砂体,以纵横交织的多河道为特征,河道间湿地发育[2],河道砂体主要是砂岩和细砂岩,规模较小,厚度薄一般1～5 m,砂体较窄一般在100～500 m之间,呈条带状分布,平面非均质性强。河道间湿地基本上以粉砂—泥质占绝大多数,少数边滩和天然堤,发育较好。
1.3.3 河边滩砂体
河边滩沉积的砂体,一般呈板片状,岩性变化较大,在垂直剖面上可出现上粗下细的韵律变化。砂体宽度变化大,几十米到几千米不等。
1.3.4 废弃河道砂体
由于河道的频繁迁移、改道,形成了许多废弃河道沉积,从垂向看,底部是黄色细砂岩或粉砂岩,中上部是泥质岩或砂、泥岩交互沉积。砂体连通性差,非均质特征明显,厚度为2～4 m。与主河道的主要区别是层序的上半部为废弃后的粉砂岩和泥岩交互沉积,下部与河道层位相当。
1.3.5 河间砂体
河间砂体又称河间薄层砂,主要是由河间滩、天然堤、河漫滩、决口小河道微相等形成的,它们主要分布在两河道之间及分流河间地区,以垂向加积为主,厚度小,多在2 m以下。砂体粒度细,渗透率低,物性相对较差。
1.3.6 泥岩微相
在平原河沼沉积环境中,泥岩微相又称河道间“湿地”,主要包括河间沼泽微相、河漫沼泽微相和泥炭沼泽微相,沉积物是富含泥炭的粉砂和黏土,主要是黑色炭质泥岩或浅黄色、紫红色泥岩,有时夹薄层细粒砂岩和粉砂岩。
2 砂体分布及油气集聚
通过对马19井区200多口井的资料对比分析,该区东营组油气藏发育在东三和东二段。东一段到目前为止没有发现油气藏,东三、东二段两段之间没有明显的界线,储层岩性主要是含砾砂岩、细砂岩和粉砂岩,颗粒分选较好,磨圆呈次圆状,以点式接触胶结为主,结构成熟度较高。
2.1 砂体分布特点
由于多种沉积微相形成了多套岩层体系,在垂向剖面上沉积厚度很大,一般井段为1 000 m以上,河道砂体、网状河流砂体、河间砂体及各种泥岩相互叠置,形成了砂体的叠加,还有部分砂体呈透镜状或板状嵌于泥岩之中。在平面上砂体明显呈东西走向条带状和网状分布,河道砂体与河间砂体共存,并且相互交错,形成了砂体的网状连片(见图1)。
从砂体分布上看,东三、东二段砂体由西北向东南逐渐变薄,砂岩累计厚度在30 m～100 m之间,单层厚度小,一般在1 m～5 m不等。东三段岩性主要是灰色泥岩、黑灰色炭质泥岩夹薄层细砂岩、粉砂岩,东二段是一套砂泥岩互层的组合。
2.2 油气集聚特点
马19井区油气藏类型是典型的构造—岩性油气藏,油气集聚主要受构造控制,也有小部分油气集聚受岩性控制。附近马南地区的清水洼陷是该区主要的生油区,油源十分丰富,无论河道砂体还是河间砂体,只要有砂体圈闭就可以成藏,遇到好的构造圈闭条件可以获得高产油气藏。
该区东三、东二段油气藏,在马1045井和马132井两个构造较高部位发育最好,向中间鞍部、两翼及周围逐渐变薄(见图2),单井油层厚度在10 m～40 m之间,单层厚度小,一般在1 m～5 m不等。
3 剩余油分布状况研究
通过对该区200多口井的静、动态资料分析和统计,主河道砂体形成的油藏绝大部分都已经水淹,处于高部位的水淹程度在90%以上,而处于低部位的水淹程度在97%以上。但是,由于该区储层存在着多套岩层体系,非均质性严重,平面上整个区域内仍然存在可动油。
3.1 边缘油气藏
该区部分剩余油受微构造的控制,在断块高部的边缘,特别是在三级和四级断层的交汇处,仍然是油气的富集区[3]。在油田开发初、中期,断层边界并不十分准确,还有待重新进行落实,在这种微构造相带中,砂体发育较好,剩余油饱和度高。例如:2006年4月投产的马南9井,在-2 024.9～-2 073.9 m井段,6.5 m/2小层,获得高产油流,初期日产油34.6 t,到2006年11月累产油2 764 t。
3.2 弱水淹油气藏
由网状小河道和河间砂体形成的油气藏,主要是薄层砂岩和砂岩尖灭体,物性较差,一般在构造的较高部位,油水界面不统一,自成独立的油水关系,并且注入水主要沿主河道砂体推进,所以这类油气藏水淹程度很低,在远井地带极易形成剩余油。
3.3 隐蔽性油藏
主要是砂岩尖灭体和砂岩透镜体,由于规模小、数量多,在井网较稀的部位没有被钻遇,形成了隐蔽性油藏[4,5],这类油气藏一般发育在薄层砂岩尖灭体的边缘附近,呈透镜状或板状嵌于较厚的泥岩之中,仍然保持原始地层压力,一旦被发现,其初期产能较高。如:通过对马1009井侧钻地质方案及资料分析,预测在A、B、C三个部位可能会有隐蔽性油藏(见图3),结果侧钻后在A和C处都发现了新油层,对C处油层进行求产,初期日产油9.3 t。
4 剩余油挖潜措施
4.1 目前挖潜措施及效果评价
通过对该区储层沉积特点及剩余油分布研究,实施了相应的剩余油挖潜措施,从2009年2月至2010年11月,共部署了4口侧钻井和1口探边井,所钻遇的95个油层中有隐蔽油层8个,剩余油挖潜效果明显,累计产油5 077 t,见表1。
4.2 下一步挖潜措施
通过对该区200多口井的静、动态资料对比分析,绘制了36个井组的剖面图连通图,在基本清楚各套油层发育情况和剩余油分布情况的基础上,确定本区进一步挖潜剩余油的思路。
(1)立足老井的弱水淹层,打大位移侧钻井,寻找新的隐蔽性油气藏,例如在马1021井侧钻方案的研究中,经分析认为,-1 914.0～-1 903.4 m井段的13.6/7小层,其水淹程度较低,但在A、B、C、D四个部位预测可能有隐蔽性油藏(见图4);
(2) 在进一步落实微构造的基础上,挖掘边缘油气藏,计划在2011年,部署3口侧钻井和1口探边井(马1021C、马1057C、马507C和设计井1)。
5 结论
(1) 对于复杂的陆相沉积储层,沉积微相是影响储层非均质性的主要因素之一,在一定程度上控制了储层的物性参数、展布方向和分布规律,准确认识沉积微相的特征是储层非均质性研究的关键和基础。
(2) 通过对沉积微相的系统研究,对油藏非均质性进一步认识,提高油藏描述的精度,能够精确地预测出井储层内剩余油的分布规律,从而实施有效的挖潜措施,达到提高最终采收率的目的。
(3) 挖潜对象主要是分布相对集中的弱水淹薄层、零星分散的隐蔽性油藏和微构造控制的边缘油气藏。由于这类油气藏规模小、产能较低,最适合在井网较稀区域部署侧钻井实施挖潜。
参考文献
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沉积相演化规律 篇6
前人对鄂尔多斯盆地上古生界沉积体系进行了初步的研究, 如朱筱敏认为盆地西南部地区主要发育一些滨海沼泽、河流、三角洲、滨浅湖和滩坝[2—7], 王超勇则认为西南地区则主要为一些小型的三角洲沉积体系[3—5]。但是前人并没有对二叠系沉积相及沉积演化进行系统全面深入的研究, 仅仅只是对沉积相特点做了简要阐述, 以及对相带展布做了区域性的勾勒[9—12]。因此, 深入研究西南地区二叠系沉积特征、展布和演化, 有利于进一步揭示区域构造运动对盆地沉积演化的控制。
笔者通过对野外剖面、岩心精确描述、电测曲线等最新资料对盆地西南地区的沉积相进行了更系统深入详尽的研究, 并揭示了该区域的沉积演化特征, 为今后的油气勘探工作打下坚实基础。
1 区域地质概述
研究区处于鄂尔多斯盆地西南部, 位于渭北隆起西段、伊陕斜坡和天环坳陷南部。西邻泾源, 东与耀县毗邻, 北部紧邻吴起, 面积约62 500 km2 (图1) [4—6]。研究重点层位为上古生界二叠系山西组山1段和下石盒子组盒8段。
根据研究区内31口主要井揭示, 山1段沉积物粒度总体较细, 以浅灰色细-中砂岩, 浅灰色泥质粉砂岩, 深灰色-黑色泥岩为主;盒8段粒度较粗, 以浅灰色粗-中砂岩, 灰白色细砂岩, 灰绿色、棕色泥岩为主。目标层段内包含平行层理、交错层理等多种类型的沉积构造, 平均钻遇厚度约80.2 m, 与上伏盒7段地层呈整合接触, 和下伏山2段地层呈整合接触 (图2) 。
通过对研究区内31口井的地层对比发现, 本区盒8段、山1段地层分布稳定, 各岩性段在全区范围内具有较好的可比性, 表明地层基本无风化剥蚀。此外, 盒8段、山1段地层厚度分布特征总体上表现出西南厚东北薄、西北厚东南薄的变化趋势。体现出了目标层段内由下至上为一个向湖盆推进的三角洲沉积体系。
2 相带特征
2.1 曲流河三角洲沉积体系
盆地西南部地区的山1段主要为曲流河三角洲相, 其主要亚相微相如下表 (表1) 。其中, 三角洲平原和三角洲前缘亚相较发育, 前三角洲亚相不发育。
2.1.1 三角洲平原
该亚相主要为河控三角洲的陆上部分。其范围囊括了河道大量交汇处至海平面以上的广大河口区[5]。岩性剖面上, 山1段岩性组合以分支河道的灰色粗砂岩和陆上天然堤、决口扇的细砂岩、粉砂岩互层为主, 期间夹杂部分沼泽的灰黑色的泥岩、炭质泥岩、粉砂质泥岩。其中, 分支河道沉积特征与曲流河河床沉积特点类似, 主要发育平行层理和槽状交错层理, 自然电位曲线常呈钟形或箱型的复合型。陆上天然堤与决口扇则类似堤岸亚相, 除发育水平纹理和槽状交错纹理外, 可见植物碎片, 同时其垂向上剖面呈现向上变细的反韵律自然伽玛曲线多呈漏斗形 (图3) 。
2.1.2 三角洲前缘
该亚相主要位于河控三角洲平原外侧的向湖盆方向, 位于湖平面之下, 为河流与湖水的激烈交汇地带, 沉积作用强烈, 是曲流河三角洲沉积体系砂体的主要构成体[5]。此时, 山1段岩性逐渐变细, 表现出下细上粗的反旋回, 并以细砂、粉砂岩沉积为主, 内部夹杂大量泥质沉积物。水下分支流河道、水下天然堤微相与陆上对应微相的沉积构造、电测曲线形态类似, 只是其规模明显减小。支流间湾以深灰色泥岩沉积为主, 含少量的粉砂或细砂, 多见生物虫孔, 局部可见浪成波痕, 其电测曲线为微齿化或平滑的曲线, 曲线异常幅度极低或无异常。河口沙坝上伏在远砂坝之上, 均表现出反韵律的特征, 砂质较纯净 (图3) 。
2.2 辫状河三角洲沉积体系
地层进入盒8段后, 湖平面降低, 发育辫状河三角洲沉积体系。该体系通常受到急湍洪水的控制, 为季节性的沉积作用, 河道沉积占有了主导地位[5]。正因为如此, 发育了如下沉积微相 (表2) 。
2.2.1 三角洲平原
该亚相主要由辫状河道、河间洼地和废弃河道共同构成。辫状河道沉积类似于辫状河心滩沉积, 主要是由河道频繁迁移, 沉积物侧向加积形成。常由砾岩、含砾砂岩及砂岩组成。常见平行层理及大、中型槽状交错层理。砂体总体表现出层状, 内部则由若干下粗上细的砂岩相互叠置而成。在整体对比上不难发现, 该段砂体厚度较稳定、利于横向对比追踪, 地震反射轴上呈现高振幅、强连续。河间洼地则主要沉积一些灰色泥岩和粉砂质泥岩。此外, 目标层段内可见较多顶平底凸的透镜状废弃河道充填沉积, 发育丰富的平行及交错层理, 其剖面上由下至上体现出了水动力逐步降低减弱的过程 (图3) 。
2.2.2 三角洲前缘
研究区范围内的前缘亚相主要由水下分流河道与分流河道间共同构成。水下分流河道为河道入湖后的水下延伸部分, 沉积物粒度较粗, 砂体总体呈层状分布稳定。由于水下河道随着水上河道频繁摆动, 往往在砂岩中发育侧积交错层理、平行层理以及一些大-中型的交错层理。而分流河道间往往沉积的物质较细, 可见灰色和灰绿的粉砂岩与泥岩。同时, 由于河道的侧向迁移迅速, 河间沉积物经常遭到破坏, 多形成大小不等的透镜状 (图3) 。
3 沉积相演化特征
3.1 沉积相纵向演化
根据垂向上岩性的变化不难发现, 从山1到盒8段水体逐步下降、物源向前推进、湖盆萎缩, 整体呈现一个湖退下降半旋回。图3综合反映了工区内, 地层在垂向上不同微相的叠置关系。以工区中西部地区的地层为例, 山1段沉积时期河流水流量大、水位高, 该区域内主要发育曲流河三角洲平原亚相。在山1段底部发育丰富的分支河道沉积, 岩性以灰色中砂岩为主, 底部见含植物碎片的深灰色泥质细砂岩, 反映出水动力相对较强的河道沉积环境。随着河道内水量继续升高, 山1段上部开始沉积细粒沉积物, 以河道间决口扇和沼泽沉积为主, 局部呈现湖进上升半旋回。此时, 水动力逐步降低最终基本成为一个停滞的还原环境。进入盒8段后, 沉积环境发生改变, 主要发育辫状河三角洲平原亚相。其水体突然降低, 洪水迅速退却, 湖平面下降, 物源快速向湖盆推进。因此, 盒8段下部主要发育辫状河道微相, 岩性以灰白色含岩屑石英粗为主, 见丰富的大中型板状槽状交错层理, 水动力很强且多为季节性湍急洪水。而在工区中部地区, 山1盒8段地层均在湖平面之下沉积而成。山1段时期主要发育曲流河三角洲前缘亚相, 该段下部主要发育多期叠加的水下分支河道微相, 以灰色细-粉砂岩为主, 水动力较上部强;山1段上部, 水动力快速减弱、水体急剧上升, 沉积环境变得安静, 此时沉积有大量的灰黑-浅灰黑色泥质粉砂岩、泥岩。随后进入上伏的盒8段地层, 此时水动力变得异常强烈, 发育辫状河三角洲水下分流河道, 河流下切作用明显, 以灰绿色细-中砂岩为主, 见大型槽状交错层理。盒8上部水体逐步升高, 沉积物进一步向湖盆推进, 泥质含量升高。
3.2 沉积相横向演化
研究区内, 我们选取南西-北东和西-东两个方向的连井剖面进行沉积演化的研究。南西-北东方向的连井剖面位于湖盆的长轴方向, 通过图4 (a) 不难发现, 从Lin1到L55的连井沉积相剖面反映出了一个由物源向湖盆缓慢推进的一个过程。山1段地层厚度比较稳定, 自近物源处到湖盆形成了曲流河三角洲平原亚相-前缘亚相-浅湖相的相组合关系。陆源碎屑缓慢的向湖盆推进、水体逐渐退却。其中, 在前缘区域地层沉积厚度有所增加, 形成了多期的水下分流河道。进入浅湖相范围后, 地层开始缓慢下沉, 在底部沉积形成了多套厚度不均的浅湖砂。上伏盒8段陆源碎屑进一步向湖盆快速推进, 水体加速退却, 由物源至湖盆依次发育辫状河三角洲平原、辫状河三角洲前缘和浅湖相。平原上发育有多期、向前推进的辫状河道, 前缘形成了透镜体状的水下分流河道, 而浅湖相中则发育了更加丰富、多期叠置的浅湖砂。
西-东方向的连井剖面展示的是湖盆短轴方向沉积相的发育情况。其与南西-北东方向沉积相演化的最大区别是离湖盆水体近, 水下部分发育规模大。近物源处山1与盒8段的发育三角洲平原亚相, 其中山1的分支河道、盒8的辫状河道丰富发育但整体展布范围较小。向东沉积物推进入湖, 发育广泛稳定的三角洲前缘亚相。山1段发育较多的河道砂, 而盒8段的较少。总体来说该方向上地层沉积厚度稳定, 盒8段较山1段沉积物向前推进, 水体降低, 为明显快速的进积类型[图4 (b) ]。
3.3 沉积相平面演化
二叠系山1段沉积时期, 盆地大部分区域处在湖平面之下, 该时期气候以温暖潮湿的环境为主, 水动力条件弱, 河道摆动不剧烈[图5 (a) ]。研究区范围内, 在二叠系山1段沉积时期主要发育曲流河三角洲沉积体系。其中, 在曲流河三角洲平原上多发育水上分流河道和河漫沼泽, 而在曲流河三角洲前缘上则多发育水下分流河道和支流间湾。曲流河所携带的沉积物从西南向东北方向推进, 沉积物在向湖盆推进的同时大规模的溢出河道两侧, 形成了广阔的河漫沉积。曲流河河道在三角洲平原上摆动较剧烈, 水动力较强。沉积物在正宁与镇原一线推进入水下, 水动力迅速减弱, 并且快速堆积细粒沉积物质, 形成小规模连片砂体。因此, 山1段发育一定规模的河道砂体, 但是连通性不好。由西南至东北展布的砂体指示了河流的流动方向。分支河道所沉积的砂体在靠近西南方向多成较大规模连片分布, 而随着向东北方向推进其规模逐渐减小。洪泛平原主要集中在东南方向。
进入盒8段沉积时期, 研究区西南方向近物源处沉积背景整体抬升, 湖水退却、湖泛面整体向湖盆萎缩。陆源碎屑供应充足, 水动力强。该时期的气候条件逐步由温暖潮湿的环境变得愈发干旱。总之, 研究区内整体构造格局发生较大的改变。从图5 (b) 中不难发现, 随着水体的退却, 曲流河三角洲沉积体系逐步转变成为辫状河三角洲沉积体系。随着陆源碎屑不断向湖盆推进, 原本发育的曲流河三角洲平原转变成为辫状河三角洲平原, 该平原上主要发育有辫状河道和河间洼地。辫状河道所沉积的河道砂体规模比山1时期的面积要大, 呈现出较大范围的连片。与此同时, 河漫溢出堆积的规模减小, 多呈现出孤立状分布。辫状河三角洲平原和三角洲前缘亚相分界线位于合水与环县一线。辫状河道携带陆源碎屑入湖, 在水下发育小规模的水下分支河道。该亚相展布面积较早期水下沉积规模要小得多。
3.4 沉积相模式
根据单井相、连井相及平面沉积相的综合分析, 研究区内不同沉积时期形成的沉积相模式是不相同的, 在山1段沉积时期主要形成浅水曲流河-三角洲-湖泊环境的沉积相模式[图6 (a) ], 而在盒8段沉积时期则主要形成辫状河-三角洲-湖泊环境的沉积相模式[图6 (b) ]。
山1段沉积时期, 南部秦岭古陆整体下沉, 物源供给不足, 湖水较深、湖泛面较广泛。河道摆动不剧烈, 河道弯度较大。河道砂体展布范围不广, 横向连通性差, 多为一个个孤立的小规模砂体。山1段常为多期曲流河道的叠加, 河道砂体主要形成分支河道和水下分流河道微相;河道溢出物则主要形成河漫沼泽和支流间湾。
盒8段沉积时期, 南部物源区沉积背景整体抬升, 物源供给充足, 湖水逐步退却, 湖盆开始萎缩。辫状河道横向摆动剧烈, 水动力加强。河道砂体横向上反复迁移、纵向上多期叠置, 体现出河道的强烈的摆动性。与此同时, 其横向上复合连片且大面积分布。从图6中可见, 该时期以多套辫状河道的频繁交互为主, 多发育辫状河道和水下分流河道, 其间被沼泽和分支河道间的泥质沉积物所充填。
4 结论
(1) 根据研究区的岩性特征、沉积结构与构造、沉积旋回电测曲线等相标志、结合工区内沉积环境的变化, 识别出鄂尔多斯盆西南部山1段与盒8段地层分别发育曲流河三角洲沉积体系和辫状河三角洲沉积体系。从下至上, 从山1到盒8总体上表现为一个湖平面下降, 湖盆萎缩, 物源向湖盆方向的推进的进积型沉积类型。沉积相从山前至湖盆分别发育三角洲平原、三角洲前缘和浅湖三个大的亚相类型。
(2) 研究区在山1段沉积时期, 主要发育曲流河三角洲沉积体系, 沉积相自南向北展布, 其中曲流三角洲平原与前缘的分界线位于正宁与镇原一线;而浅湖与前缘的分界线处在环县与华池一带。而进入盒8段沉积时期后, 水体快速退去, 陆源碎屑向前推进, 曲流河三角洲沉积体系逐渐转化成为辫状河三角洲沉积体系。其中, 辫状河三角洲平原与前缘分界线推进至合水环县一带, 而前缘与浅湖分界线则退却至华池一带。
摘要：以野外露头、岩心描述、电测曲线研究分析为基础, 结合二叠系盒8、山1段沉积结构、沉积构造特征, 认为鄂尔多斯盆地西南部山1-盒8段地层由下至上发育曲流河三角洲相和辫状河三角洲相沉积。通过深入研究发现其主要发育曲流河三角洲平原、前缘亚相以及辫状河三角洲平原和前缘亚相等4种亚相类型;在对沉积相进行识别和认识的基础上, 结合纵向上标准单井综合柱状图和南西-北东、西-东两个方向的沉积相连井剖面, 可知从山1段到盒8段, 由下至上表现出由曲流河三角洲转变成辫状河三角洲、水体由深变浅、物源向湖盆推进, 整体呈现进积型三角洲沉积的演化特征。
关键词：山1段,盒8段,二叠系,沉积相,沉积演化
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