王建民

(西安石油大學地球科學與工程學院，陜西西安710069)

鄂爾多斯盆地南部中生界侏羅系延安組上部層段的油氣勘探因其分散的透鏡狀砂體及其快速的相變特性，一直面臨著很多的困難。以往的研究成果表明，鄂爾多斯盆地南部早、中侏羅世延安期的沉積先后經歷了由充填式河流相—河成湖相—河湖三角洲相等3 個演化階段，自下而上形成了一個完整的退積型沉積演化序列［1］;環(huán)湖發(fā)育了一系列多源性的退積型三角洲，沉積體系具有“大三角洲平原、中三角洲前緣和小前三角洲”［2-3］的特點。由此引發(fā)的一個新的問題是，在一個不斷擴張水進的湖盆演化背景下，被退積的多源性三角洲的前緣物質被轉移到了何處?沉積特征又該如何?筆者通過對盆地南部中生界延安組延8 +7 油層組沉積特征的研究，發(fā)現在湖盆不斷擴張水進的演化背景下，三角洲前緣的廢棄與濱淺湖灘壩體系的建設有著密切的聯系;深入研究濱淺湖灘壩體系沉積特征及空間展布，弄清河湖三角洲的建造發(fā)育與濱淺湖灘壩沉積的相互依存及共生關系，對延安組油氣勘探開發(fā)工作具有重要的指導意義。

1 延安期湖盆的沉積演化

鄂爾多斯盆地中生界延安組為一套河湖相碎屑巖系，自上而下分為延1—延11 共11 個油層組。中、下部的延11—延6 油層組為一套由殘積-坡洪積相—河流相—湖相構成的完整退積型沉積序列［1］。延9 時盆地東部在古河道基礎上坳陷成湖，發(fā)育一套以深灰色泥質巖為主的淺湖沉積，成為區(qū)域性“B”標志層［1-4］;延6 時該湖泊達至鼎盛，沉積一套以灰黑色泥頁巖為主的淺湖-半深湖沉積，成為區(qū)域性“A”標志層。

延7 +8 油層組夾于延6“A”標志層和延9“B”標志層之間［4］，為湖盆沉降背景下震蕩性回返中發(fā)育的一套富砂組合，是延安組油氣的主要儲產層段之一。此時，一方面環(huán)湖四周的河流作用因湖盆的震蕩性回返而有所加強，三角洲建造進一步發(fā)育;另一方面，在總體的湖盆不斷擴張背景下，湖流改造營力也日益增強，三角洲前緣不斷遭受退積破壞，為濱淺湖亞相及其灘壩沉積提供了源源不斷的物源。

2 濱淺湖亞相灘壩體系沉積特征

2.1 灘壩類型及沉積特征

在湖泊環(huán)境中，若湖底地形平緩，砂質供應充分，在寬闊的淺湖地帶可形成具席狀展布的砂質淺灘或局部砂質堆積加厚的砂壩沉積。這些灘壩常出現于入湖三角洲的兩側，沿湖岸線呈帶狀分布，或分布于水下隆起或島嶼周圍等地帶，沉積層序上常呈現為下細上粗的反旋回沉積［5］。

基于大量錄井及測井資料，通過單井相、連井相到平面相的綜合分析，表明延7 +8 沉積時，盆地南部坳陷湖泊廣泛發(fā)育濱淺湖亞相，且以灘壩沉積體系為主體。根據其地層巖性、厚度、形態(tài)、結構、構造、層序組合等特征［6-13］，可進一步細分為濱淺湖灘砂、淺湖砂壩、淺湖席狀砂、淺湖泥質巖4 個微相類型，其沉積特征可概括如下(圖1，圖2)。

2.1.1 濱淺湖灘砂

為灘壩體系的重要組成部分，發(fā)育于河口之間開闊的濱-淺湖地帶、砂壩后近岸一側，臨近湖平面，呈席狀展布，厚度0.5～3.0 m 不等。巖性一般為淺灰色中-細砂巖，具反粒序，發(fā)育微波狀層理及浪成砂紋層理，局部可見液化變形層理;與深灰色泥巖互層并構成反韻律層序(圖1，圖2b)。自然電位曲線呈倒鐘狀或漏斗狀。

2.1.2 淺湖砂壩

為區(qū)內灘壩體系中最具特色的沉積，發(fā)育于河口之間開闊的淺湖地帶和湖中高地周圍，由湖流和波浪作用對河流攜來的砂質再分配改造而成，呈條帶狀平行于岸線分布，其形態(tài)規(guī)模受湖底地形、物源供應及湖泊營力大小等因素決定，通常具有較大的厚度。若物源補給有限，湖泊營力弱小，則砂壩發(fā)育較薄，并會向席狀砂轉化;反之若物源充足，湖泊營力強，則可能形成大型的砂壩，甚至形成障壁島等。

淺湖砂壩厚度一般3.0～11.0 m，局部更厚;斷面呈頂凸底平的透鏡體或扁長的脈狀體，與上覆及下伏巖層均呈快速的漸變接觸。巖性以較純凈的淺灰色中、細粒長石石英砂巖為主;分選好，局部偶夾粗砂巖的薄層;近底部具有明顯的反粒序，砂壩主體部分一般近似塊狀，無清晰的層理構造，但頂、底部可見清晰的波狀層理、浪成砂紋層理、斜波狀交錯層理以及攪動變形層理、蟲孔等(圖1，圖2c，e，f)。自然電位或自然伽馬曲線呈指狀或劍狀高負異常，或底部呈漏斗狀、中上部呈鐘-箱狀的高負異常，或整體呈近乎箱狀的高負異常。

2.1.3 淺湖席狀砂

發(fā)育于浪基面附近、靠砂壩向湖一側，為開闊淺湖環(huán)境下湖浪作用沉積的遠岸灘，呈席狀展布;厚度較薄，一般0.3～1.0 m 不等;巖性較灘砂略細，為淺灰色粉、細砂巖及泥質粉細砂巖，分選好，具反粒序;發(fā)育微波狀層理、水平層理、透鏡狀層理、蟲孔及生物擾動構造等(圖1，圖2d)。與深灰、灰黑色泥質巖互層，構成反韻律。自然電位曲線呈齒狀或小丘狀負突。

圖1 延安組延8 濱淺湖亞相灘壩沉積層序特征Fig.1 Sedimentary sequence of Yan 8 shore-shallow lacustrine subfacies of the Yan’an Formation

圖2 鉆井巖心中延8 濱淺湖亞相灘壩體系沉積特征Fig.2 Core sedimentary characteristics of beach bar system in shore-shallow lacustrine subfacies of the Yan’an Formation

2.1.4 淺湖泥質巖

位于砂壩之后的湖灣區(qū)或者砂壩之間的較深水區(qū)，沉積特征與分流間灣相似。巖石組合為深灰、灰黑色泥巖及粉砂質泥巖，常與淺灰色的席狀粉、細砂巖層等厚互層，微波狀層理、水平層理及互層型層理發(fā)育，層理面富含云母、炭屑、植物化石碎片及方鱗魚、瓣鰓類等動物化石;蟲孔、蟲跡發(fā)育(圖1，圖2a)。自然電位曲線呈微波狀間夾齒狀低負異常組合。

2.2 相帶展布及沉積演化

延8 沉積時安塞—志丹一帶廣泛處于濱-淺湖環(huán)境，灘壩體系發(fā)育并成為區(qū)內最具代表性的沉積之一。砂體透鏡狀特征明顯，相變及尖滅迅速;巖電組合呈階梯狀的退積型序列，自上而下可劃分為延81、延82兩個次級旋回，反映了一種持續(xù)性的河退湖進的演化歷程(圖3)。

圖4 陜北志丹地區(qū)延7 +8 油層組灘壩體系沉積相帶展布特征Fig.4 Sedimentary facies distribution of shore-shallow lacustrine beach bar of Yan 7 +8 oil reservoirs in Zhidan area，north of Shaanxi province

延82沉積時，一系列順岸分布的灘壩砂體以不同相位復合疊加，在志丹西部形成兩個向北西及東南方向弧形凸出、順岸分布、斷續(xù)綿延幾千米到幾十千米不等的大型富砂區(qū)帶(圖4a);帶寬一般2～3 km，北部因靠近三角洲前緣根部，物源充足，因而寬達5～8 km。帶內砂體累積厚度8～20 m，砂地比0.4～1.0。灘壩區(qū)帶之間為互相連通的富暗色泥質巖的淺湖亞相區(qū)，砂巖厚度小于8 m，砂地比0.0～0.4，構成了灘壩砂體的側翼遮擋或者上覆蓋層。

延81沉積時，志丹西部繼續(xù)發(fā)育兩個灘壩集中的富砂區(qū)帶，但其規(guī)模變小、連續(xù)性變差、分散性增強;區(qū)帶走向大致呈北東-南西方向(圖4b)，中南部帶寬1～3 km，北部則寬達3～6 km，帶內砂巖累積厚度5～16 m，砂地比0.4～1.0。灘壩區(qū)帶之間為廣泛連通的富泥質巖的開闊淺湖亞相區(qū)，砂巖厚度小于5m，砂地比0～0.4。

延7 沉積時，濱淺湖灘壩進一步發(fā)育，分布更加廣泛，巖性為中細粒及細粒長石石英砂巖。雖然單砂體厚度有所減薄，但連續(xù)性及連通性進一步變好，且成排成帶分布，順岸定向延伸性更強(圖3，圖4c)。

2.3 三角洲-灘壩砂體的區(qū)分與判識

粒序性及旋回組合是分流河道與灘壩砂體的重要標志之一。延9—延6 沉積時，由于延安期湖盆的持續(xù)性擴張，湖泊水體加深，岸線后退，碎屑補給減少，因而延8 +7 時灘壩主體(中、上部)的發(fā)育往往具有與分流河道砂體相近似的層序特征，即顯示向上變細的正粒序，這給二者的區(qū)分和判識增添了難度。盡管如此，仍有一些特征和差異在二者的判識上可供借鑒。首先，灘壩砂體的自然電位(或自然伽馬)曲線多呈指狀、劍狀、或箱狀的高負異常，正粒序層段一般發(fā)育在該砂體的中上部，其下底部一般具有一定厚度的反粒序層，與下伏地層呈快速的漸變接觸;而分流河道砂體的自然電位(或自然伽馬)曲線一般呈鐘-箱狀負異常，正粒序通常始于砂體底部，與下伏層呈明顯的突變(圖1，圖5)。其次，巖心觀察結果表明，灘壩砂體底界面一般比較規(guī)則平坦，無明顯的沖刷侵蝕現象;分流河道砂體底部則凹凸不平，具明顯的底沖刷，并伴生較多的同生泥礫。第三，灘壩砂體主體巖性較均一，分選好，發(fā)育波狀、塊狀、平行或水平層理，無大型槽狀交錯層理發(fā)育;分流河道砂體則不同，一般發(fā)育大型交錯層理，且層理規(guī)模向上依次變小。第四，灘壩砂體一般平行于湖岸線生長，其中淺湖砂壩順岸線呈長條狀分布，厚度較大，剖面呈底平頂凸狀;分流河道砂體則垂直于湖岸線生長，剖面形態(tài)頂平底凸。

圖5 延8 濱淺湖灘壩砂體與三角洲分流河道砂體測井曲線形態(tài)特征比較Fig.5 Comparison of well log shapes between shore-shallow lacustrine beach bar sand and delta distributary channel sand of Yan 8

2.4 三角洲-灘壩體系共生組合關系

根據區(qū)域地質背景，結合單井相、剖面相以及平面沉積相分析，可將盆地南部中生界延安期湖盆沉積自外而內大致劃分為三角洲平原亞相、三角洲前緣亞相、前三角洲亞相、濱淺湖亞相和淺-半深湖亞相5 個相區(qū)［3］。

安塞-志丹地區(qū)位于延安期湖泊西部開闊的濱淺湖亞相區(qū)，其以西以北及西南部為大型曲流三角洲平原亞相發(fā)育區(qū)，局部有局限的三角洲伸入;向東南部則逐漸推進到淺湖-半深湖亞相區(qū)。

研究表明，盆地南部延安組濱淺湖亞相灘壩沉積體系的發(fā)育與環(huán)湖四周曲流三角洲的發(fā)育存在密切的共生組合關系。一方面河流入湖為三角洲前緣的發(fā)育建造帶來了源源不斷的碎屑物質;另一方面，隨著湖盆不斷地擴張水進，湖泊改造營力不斷增強，致使三角洲前緣沉積不斷遭受退積破壞，并將大量退積物裹攜到遠離河口的濱淺湖區(qū)，成為灘壩體系發(fā)育的物質基礎(圖6)。

濱淺湖灘壩沉積體系對延安組中部儲層發(fā)育和油氣成藏具有重要的控制和影響作用［14-16］。

3 結論

濱淺湖灘壩沉積體系與曲流三角洲的建造發(fā)育具有密切的共生組合關系。湖盆沉降背景下的震蕩性回返使得周邊河流作用活躍增強，三角洲建造推進發(fā)育;但隨后更持久的擴張水進則使該三角洲沉積遭受退積破壞;三角洲的退積和廢棄為濱淺湖及其灘壩體系的發(fā)育提供了不間斷的物源。

延8 +7 沉積時，鄂爾多斯盆地南部延安期湖泊廣泛發(fā)育了濱淺湖灘壩沉積體系。安塞-志丹地區(qū)處于該湖盆西側開闊的濱淺湖環(huán)境，形成了區(qū)內順岸分布、斷續(xù)綿延的灘壩砂復合區(qū)帶。

濱淺湖灘壩沉積體系可劃分為濱淺湖灘砂、淺湖壩砂、淺湖席狀砂以及淺湖泥質巖4 個微相。灘砂及席狀砂均具反粒序，前者以中-細砂巖為主，層略厚，后者以粉-細砂巖為主，層略薄;一般與深灰、灰黑色泥質巖互層，發(fā)育微波狀層理、浪成砂紋層理及透鏡狀層理。砂壩為灘壩體系中最具代表性的沉積，呈條帶狀順岸分布，厚度大;巖性以中、細砂巖為主，局部具粗砂巖，底部具反粒序，中上部多見水進型序列;發(fā)育塊狀層理、斜波狀層理、波狀層理等。

圖6 延安期濱淺湖灘壩沉積體系發(fā)育模式Fig.6 Development pattern of beach bar system of shore-shallow lacustrine subfacies at Yan’an stage

由于延安期湖盆持續(xù)性的擴張水進，導致灘壩砂體粒度總體向上變細，其巖電特征易與三角洲分流河道砂體相混淆。通過對砂體形態(tài)、產狀、粒序性、層理構造、接觸關系、曲線形態(tài)等特征的仔細比較和分析，可以有效地將二者識別和區(qū)分開來。

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