曲流河三角洲沉积主要发育在构造条件相对稳定的东北部地区。这些三角洲由多条入湖河流携带的沉积物快速堆积而成, 以河流作用为主, 具有强烈的进积作用, 属于河口砂坝不发育的河控三角洲。每个三角洲生长旋回虽然都发育有完整的底积层、前积层和顶积层组成的吉尔伯特型三角洲序列, 但因受快速堆积作用引起的前缘堆积坡度减小和湖水变浅及河流延伸入湖距离加大的影响, 三角洲进积序列中先期堆积的远砂坝和河口砂坝, 常受到后期水下分流河道的冲刷截切作用而保存不完整(曾少华, 1993; 梅志超和林晋炎, 1991), 并以水下分流河道砂体占优势, 形成三角洲体系中的骨架砂体。

研究区东北部地区长9油层组沉积期三角洲前缘分布面积最广, 主要发育水下分流河道、河口砂坝和席状砂等微相(图 2)。其中, 水下分流河道微相以浅灰绿色、浅灰色中— 细粒砂岩为主, 常具有由中— 细粒砂岩向上变为粉砂岩或泥质条带粉砂岩组成的沉积序列, 发育冲刷构造、平行层理、板状交错层理、沙纹层理, 剖面上多具有正韵律特征。河口砂坝微相单砂体规模虽小, 但在长9油层组沉积中其发育频率仅次于水下分流河道, 常呈残积体与水下分流河道同方向迁移展布, 其岩性主要以浅灰绿色粉砂岩和细砂岩为主, 单个砂体常具有向上粒度变粗和泥质含量减少的特征, 砂体下部以发育水平层理和流水与浪成沙纹层理为主, 局部为块状层理, 向上则出现板状交错层理、楔形层理、平行层理及块状层理等, 常发育砂包泥、泥包砂、滑塌枕状构造和变形层理等。席状砂微相以灰、深灰色粉砂岩和泥质粉砂岩韵律薄互层组合为主, 垂向上可以位于向湖推进的分流间湾沉积之下或位于远砂坝或河口坝砂体之上, 常常与水下分流间湾泥质沉积物成不等厚互层。

图2

Fig.2

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	图2 鄂尔多斯盆地东北部XN 255井长9油层组沉积相综合柱状图Fig.2 Comprehensive column of sedimentary facies of the Chang 9 interval of Yanchang Formation of Well XN 255 in northeastern Ordos Basin

辫状河三角洲沉积主要发育在盆地西缘。长9油层组沉积期, 鄂尔多斯盆地西缘无论湖盆边界类型、距源区的距离, 还是古气候条件, 均符合形成辫状河三角洲的背景条件(刘池洋等, 2006; 杨华等, 2011), 从而在盆地西北部和西南部地区沉积了一系列独具特色的辫状河三角洲砂体。

盆地西部长9油层组辫状河三角洲相由多条入湖的辫状河携带的沉积物快速堆积而成(图 3), 其成因与现代鄱阳湖赣江三角洲和青海湖布哈河三角洲相似(季汉成等, 2004), 属于以河流作用为主的、具有强烈进积作用的河控湖泊三角洲, 主要发育辫状河三角洲平原和辫状河三角洲前缘亚相。

图3

Fig.3

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	图3 鄂尔多斯盆地西北部C 89井长9油层组沉积相综合柱状图Fig.3 Comprehensive column of sedimentary facies of the Chang 9 interval of Yanchang Formation of Well C 89 in northwestern Ordos Basin

辫状河三角洲平原部分主要由众多的辫状分流河道或辫状河平原组成, 砂质沉积物中发育丰富的交错层理, 且砂砾岩显示清楚的正韵律。处于陆上的辫状河三角洲平原亚相, 占主导地位的是辫状河分流河道沉积, 其次是洪泛席状砂、分流间洼地和分流间沼泽等沉积。辫状分流河道微相是辫状河三角洲平原的骨架相, 以浅灰色粗粒— 细粒砂岩为主, 常具有从粗粒砂岩向上变为细粒砂岩, 甚至粉砂岩或含泥质条带粉砂岩组成的向上变细的沉积序列, 砂岩成分成熟度较低, 结构成熟度中等。砂体底部常发育冲刷面, 其上常见厚薄不等的泥砾富集层, 泥砾大小为0.3~3, cm, 个别达5, cm以上; 砂体下部以发育块状或槽状层理为主, 有时见单组板状交错层理; 上部以平行层理为主, 其次为板状交错层理, 显示辫状分流河道以具备较强水动力条件的单向底流作用为主, 向上水动力减弱。

辫状河三角洲前缘亚相位于辫状河入湖口至变陡湖坡之间的滨浅湖地带, 系辫状河三角洲沉积中厚度最大、沉积类型最复杂和最具特色的部位, 以非常活跃的水下分流河道沉积为主, 其内发育规模很大、向上变细的沉积序列。水下分流河道砂体是三角洲沉积中的骨架砂体, 是入湖辫状河沿湖底水道向湖盆方向继续做惯性流动和向前延伸的部分, 以浅灰色中粒— 细粒砂岩为主, 常具有向上变细的沉积序列, 砂体底部常发育冲刷面, 其上可见泥砾富集层, 砂体中下部发育块状层理和平行层理, 向上过渡为板状交错层理和沙纹层理, 显示水下分流河道虽以具备较强水动力条件的单向底流作用为主, 但向上水动力减弱, 并叠加有湖浪改造的水下沉积特征。

长9油层组沉积期, 鄂尔多斯盆地局部发育湖泊相沉积, 可进一步识别出滨浅湖亚相和半深湖— 深湖亚相。滨浅湖亚相系指正常浪基面之上的浅水湖域, 平面上分布于三角洲前缘亚相与半深湖— 深湖亚相之间, 由于长9油层组沉积时期盆地内三角洲沉积非常发育, 其中三角洲前缘亚相往往占据了滨浅湖的位置, 因此滨浅湖亚相欠发育。半深湖— 深湖亚相主要出现在长9油层组晚期的湖侵旋回的鼎盛期, 以“ 李家畔页岩” 层段为典型代表, 岩性主要为反映低能、安静、还原环境沉积的深灰— 黑灰色泥页岩、泥岩、灰黑色碳质泥页岩夹薄层粉砂质泥岩, 水平层理和水平纹理发育良好, 含有叶肢介、介形虫和鱼类等湖相化石。

3.1.1 地层等厚图

地层厚度主要受该地区该沉积时期的沉积速率和沉降幅度的控制, 地层等厚图可反映该地区该沉积时期该层段的分布范围和几何形态, 它可以反映该沉积时期的古大地构造格局, 主要是相对隆起和相对凹陷的格局。根据盆地露头剖面和钻穿长9₁地层的653条钻井剖面, 编制了长9₁地层等厚图(图 4), 图中仅标出了代表性的钻井剖面点, 其他省略, 下文亦同。地层厚度图中显示出盆地西部厚东部薄以及厚薄相间的变化趋势, 地层厚度变化范围较大, 介于34~73, m, 主要分布在40~60, m(图 4)。靠近物源区的西部地区地层厚度大, 厚度大于60, m的区域主要分布在砖井— 麻黄山— 山城— 演武— 三岔— 丰台一带, 西部为主体沉降中心, 陆源碎屑供应充分、沉积速率高、沉降幅度大。铁边城— 楼坊坪— 马家砭— 张家湾— 直罗一带地层厚度一般小于50, m, 该区距离物源较远, 碎屑物质供应较弱, 沉积速率小。东北部地区厚度呈现出50~60, m与40~50, m厚薄相间的变化趋势, 该区为距离物源稍远、碎屑物质有一定的供应能力、沉降幅度较小的区域。

图4

Fig.4

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	图4 鄂尔多斯盆地延长组长9油层组长91地层等厚图Fig.4 Isopach map of the Chang 91 of Chang 9 interval of Yanchang Formation in Ordos Basin

3.1.2 较深水沉积岩含量等值线图

所谓较深水沉积主要是指形成于斜坡和盆地环境的沉积物, 可根据岩性、沉积构造和古生态等标志综合分析判断。研究区较深水沉积岩主要是暗色的、薄层的或具纹理、具有一定生烃潜力的泥岩, 表现在测井剖面上为较高的电阻(> 35, Ω · m)、较高的声波时差(> 255, μ s/m)、较高的自然伽马(> 150, API)和较低的密度(< 2.45, g/cm³)。根据以上参数的界定, 对泥质含量大于90%、单层厚度大于1, m的泥岩厚度进行统计, 得到了526条测井剖面的较深水沉积岩厚度资料, 编制了长9₁较深水沉积岩百分含量等值线图(图 5)。主要用以判断较深水沉积的范围以及三角洲前缘与半深湖的界线。从图5可以看出, 长9₁较深水沉积区分布面积较广, 较深水沉积总体呈西北— 东南向展布, 较深水沉积岩百分含量主要分布于10%~40%, 主要分布在吴起— 志丹— 甘泉— 富县一带, 反映该区为较深水沉积区。

图5

Fig.5

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	图5 鄂尔多斯盆地延长组长9油层组长91较深水沉积岩百分含量等值线图Fig.5 Isoline map of content(%) of deep water sedimentary rocks of the Chang 91 of Chang 9 interval of Yanchang Formation in Ordos Basin

3.1.3 砂岩等厚图

砂岩厚度主要反映砂体富集程度、古水流方向、物源方向、物源供给条件和三角洲位置等。根据盆地钻穿长9₁地层的653条钻井剖面的砂岩厚度资料, 编制了长9₁砂岩等厚图(图 6)。长9₁砂体总体展布趋势呈现出由东北、西北和西南3个方向向湖盆中部的吴起— 志丹— 甘泉— 富县一带汇聚的特征, 长9₁段砂体厚度变化范围较大, 介于0~65, m, 砂体厚度主要分布在5~35, m(图 6)。长9₁沉积期, 研究区西北部地区砂体异常发育, 砂体连片分布且厚度较大, 砂体主要分布在20~45, m, 推测出该区域为主河道发育的近源快速沉降沉积区。盆地东北部和西南部砂体发育程度较西北部要弱, 砂厚主要分布在5~25, m, 反映该区距离物源稍远, 碎屑物质供应能力较西北部要弱。同时从图6还可看出, 东北部发育向西南向延伸的多条主河道, 西南部发育向东北向延伸的多条主河道。西北部、东北部和西南部多个方向的河道向湖盆中部的铁边城— 楼坊坪— 永宁— 桥镇— 直罗一带汇聚, 汇聚区砂体不发育, 反映该区已远离三角洲沉积区, 为半深湖泥质沉积。

图6

Fig.6

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	图6 鄂尔多斯盆地延长组长9油层组长91砂岩等厚图Fig.6 Isoline map of sandstone of the Chang 91 of Chang 9 interval of Yanchang Formation in Ordos Basin

3.1.4 砂地比等值线图

研究区长9油层组为湖相碎屑岩沉积, 主要有砂岩、粉砂岩和泥岩几种沉积岩。砂岩厚度百分含量指砂岩厚度与地层厚度的比值, 主要反映碎屑物质供给条件, 用以判断岸线位置、古水深和主要物源方向。根据盆地钻穿长9₁段地层的653条钻井剖面的砂岩与地层厚度的比值资料, 编制了长9₁砂岩厚度百分含量等值线图(图 7)。长9₁砂岩百分含量主要分布在20%~50%, 西北部地区存在高的砂岩百分含量。砂体受东北、西北和西南3大物源体系控制, 西北物源体系碎屑供给强, 东北和西南物源体系碎屑供给较弱。根据砂地比所反映的沉积特征, 可以看出, 铁边城— 吴仓堡— 楼坊坪— 永宁— 桥镇— 直罗— 张村驿一带为砂地比小于20%的区域, 认为该区主要为以泥质沉积为主的半深湖沉积区。盆地西部地区的古峰庄— 麻黄山— 山城一带和三岔区域, 砂体发育, 砂地比大多大于60%, 认为该区主要为近源沉积区, 推测主要为水上沉积。杨米涧— 周家湾— 杨井— 姬塬— 木钵— 马岭— 桐川— 肖金一带砂地比介于20%~60%, 认为该区主要为位于水下的三角洲前缘沉积区。

图7

Fig.7

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	图7 鄂尔多斯盆地延长组长9油层组长91砂地比等值线图Fig.7 Isoline map of sandstone strata thickness ratio of the Chang 91of Chang 9 interval of Yanchang Formation in Ordos Basin

3.1.5 自生绿泥石发育特征图

鄂尔多斯盆地三叠系中的大多数自生绿泥石是作为孔隙环边衬里产出的。作者试图以鄂尔多斯盆地晚三叠世长9油层组沉积期砂岩储集层中自生绿泥石的产状、成因及其与形成环境的关系来对沉积环境进行判识。

鄂尔多斯盆地上三叠统延长组孔隙的环边衬里是砂岩中自生绿泥石最主要的赋存状态(黄思静等, 2004), 存在自生绿泥石的砂岩, 通常具有比较低的颗粒接触强度, 主要为点接触— 线接触, 且这种孔隙环边衬里的绿泥石通常是定向的和近于等厚的。由于绿泥石是一种近于等厚的环边, 因而其沉淀作用应发生在沉积期后而不是沉积阶段或沉积作用以前(黄思静等, 2004)。如果绿泥石的沉淀作用发生在沉积期或沉积作用以前, 颗粒上的包膜总会表现为在一些地方较厚而在另一些地方较薄或缺乏, 因为沉积与搬运水体不会是静止的。绿泥石的形成需要同沉积的富铁沉积物, 这在三角洲沉积环境、尤其是三角洲前缘环境(如河口砂坝和远砂坝等)中是很容易实现的。河流会带来丰富的溶解铁(如风化和搬运过程中黑石母等暗色矿物水化析出的铁, 其存在方式主要是胶体溶液, 其次是真溶液), 在河口砂坝和远砂坝等沉积环境中因沉积盆地电解质的加入发生絮凝而形成含铁沉积物, 这种含铁沉积物将为成岩过程中绿泥石环边的形成提供丰富的铁来源。从自生绿泥石形成机制可以看出, 早成岩阶段形成的以孔隙衬里产出的自生绿泥石是海水影响下的三角洲(如分流河道)沉积环境的良好标志(Baker et al., 2000), 该结论同样适用于像鄂尔多斯盆地晚三叠世这样的具一定盐度(郑荣才和柳梅青, 1999)的湖泊环境。在鄂尔多斯盆地, 砂岩中以孔隙环边衬里方式产出的绿泥石最为发育地区也是三角洲前缘沉积最为发育的地区。

根据延长组长9油层组自生绿泥石的产状和成因的分析, 绿泥石环边衬里形成于三角洲前缘的沉积环境, 且绿泥石在较深水沉积区也不发育, 据此可以判断自生绿泥石发育的地区为三角洲前缘沉积环境。研究区自生绿泥石主要以绿泥石环边衬里的形式出现, 通过对盆地176口井共736块扫描电镜和薄片的观察统计, 编制了长9₁自生绿泥石发育特征图(图 8)。图8中实心圆点井表示在该井长9₁中至少有1块薄片或扫描电镜中观察到了自生绿泥石的存在, 空心圆点井表示在该井长9₁取心分析资料中未观察到自生绿泥石的存在, 因此实心圆点井并不表示该井长9₁均发育自生绿泥石, 空心圆点井也并不表示该井长9₁不发育自生绿泥石, 只是代表样品段自生绿泥石膜的发育情况。通过自生绿泥石发育情况在平面上的展布特征, 可以对沉积环境进行辅助性的判识。从图8中可以看出, 在坪桥— 杨米涧— 安边— 砖井— 红井子— 堡子湾— 元城— 马岭— 肖金一带(图 8中实线与虚线所圈定的范围), 发育自生绿泥石, 表示该区域在发现自生绿泥石的层段位于水下沉积, 且水体不深, 未达到半深湖的深度, 也即是所说的三角洲前缘沉积。在山城— 演武— 丰台一带(实线以西的区域)的井中未发现自生绿泥石的发育, 结合前文对该区沉积特征的认识, 认为该区域主要为水上沉积。在庙沟— 白豹— 马家砭— 张家湾— 店头一带(虚线圈定区域)的井中未发现自生绿泥石的发育, 结合前文对该区沉积特征的认识, 认为该区域主要为水体较深沉积区。

图8

Fig.8

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	图8 鄂尔多斯盆地延长组长9油层组长91自生绿泥石发育特征平面分布图Fig.8 Distribution map of authigenic chlorite development characteristics of the Chang 91 of Chang 9 interval of Yanchang Formation in Ordos Basin

3.1.6 古生物分布特征图

生物与其生活环境是不可分割的统一体, 由于环境的差异, 生物组合特征存在一定的差异。因此, 不同的生物群落或化石组合面貌, 大致可以表明其所属的生活环境或沉积相。鄂尔多斯盆地长9油层组主要为三角洲沉积环境, 发育的古生物化石和生物遗迹化石主要有植物茎杆、植物碎片、植物根系、煤线、叶肢介和鱼鳞等, 作者主要对其平面分布及组合特征以及古生物组合对沉积环境的判识进行论述。

通过对盆地长9₁取心井段岩心的观察, 对观察到的生物组合特征进行研究, 用不同符号对观察到的不同生物特征进行表示, 编制了长9₁古生物特征平面分布图(图 9)。从图9中可以看出, 在胡尖山— 杨井— 麻黄山— 耿湾— 木钵— 桐川一带, 可以见到大量的代表浅水沉积的植物化石、植物碎片、炭屑和煤线生物组合, 表明该区为浅水沉积。在吴起— 志丹一带发现了代表较深水沉积的介形虫和鱼鳞生物组合, 表明该区至少在该动物化石出现的层段为较深水沉积。

图9

Fig.9

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	图9 鄂尔多斯盆地延长组长9油层组长91古生物特征平面分布图Fig.9 Distribution map of paleontology characteristics of the Chang 91of Chang 9 interval of Yanchang Formation in Ordos Basin

3.1.7 沉积构造分布特征图

沉积构造是对沉积环境的直观反映, 某一种或多种沉积构造的组合可以作为判识水体环境、能量和深度等沉积信息的一种手段。研究区延长组长9油层组沉积水体较浅, 水体深度变化波动范围大, 层理构造发育。作者主要对流动成因构造和生物成因构造两种构造类型进行研究, 通过其组合及分布关系对沉积水体及能量进行判识。通过对研究区115口取心井沉积构造的观察统计, 编制了长9₁沉积构造平面组合分布图(图 10)。

图10

Fig.10

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	图10 鄂尔多斯盆地延长组长9油层组长91沉积构造平面组合分布特征图Fig.10 Distribution map of sedimentary structure combination characteristics of the Chang 91 of Chang 9 interval of Yanchang Formation in Ordos Basin

从图10中可以看出, 在五谷城— 杨井— 姬塬— 耿湾— 木钵— 城壕— 肖金一带(图中实线与虚线所圈定的范围), 以浪成沙纹层理、波状层理、生物潜穴和生物扰动构造等水动力较强的浅水沉积构造组合为特征, 反映在出现该层理组合构造的层段主要为水下沉积特征。而在铁边城— 楼坊坪— 永宁— 下寺湾一带(图中虚线圈定的范围), 未观察到大量沉积构造发育, 说明该区可能水体活动能量较弱, 为较深水的沉积环境。

在上述单因素图件编制的基础上, 根据“ 单因素分析多因素综合作图法” , 结合延长组长9油层组沉积期的其他相关资料, 去粗取精, 去伪存真, 全面分析, 综合判断, 编制了鄂尔多斯盆地延长组长9₁沉积相平面展布图。大量的单井沉积相分析表明, 鄂尔多斯盆地长9油层组时期为一套三角洲— 湖泊相沉积。因此, 首先依据较深水沉积岩含量等值线图, 将其含量大于20%及以上的区域定义为半深湖沉积区, 其他区域为浅水沉积区。在浅水沉积区中, 依据砂层厚度和砂地比百分含量等值线图, 将砂岩厚度大于15, m、砂地比大于30%的区域定义为分流河道和水下分流河道, 砂岩厚度介于10~15, m、砂地比介于20%~30%的区域定义为河口砂坝和席状砂, 砂岩厚度小于10, m、砂地比小于20%的区域定义为分流间湾。其次, 根据自生绿泥石发育特征图, 将发育自生绿泥石的区域定义为水下沉积区, 且水体较浅, 未达到半深湖的深度, 也即是三角洲前缘沉积区。最后辅助以古生物组合分布特征图和沉积构造组合分布特征图, 进而推测较准确的相边界位置, 编制出鄂尔多斯盆地延长组长9₁沉积相平面展布图(图12)。

图12

Fig.12

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	图12 鄂尔多斯盆地延长组长9油层组长91沉积相平面展布图Fig.12 Distribution map of sedimentary facies of the Chang 91of Chang 9 interval of Yanchang Formation in Ordos Basin

延长组长9₂沉积相平面展布图(图11)的编图程序与此相同。

图11

Fig.11

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	图11 鄂尔多斯盆地延长组长9油层组长92沉积相平面展布图Fig.11 Distribution map of sedimentary facies of the Chang 92of Chang 9 interval of Yanchang Formation in Ordos Basin

对于延长组9油层组沉积相, 邓秀芹等(2011)曾做过宏观的研究, 描述了其湖岸线轮廓及半深湖的范围。在前人研究的基础上, 作者利用多种单因素对长9油层组分为上下两段进行了深入研究, 详细论述了长9₂和长9₁的沉积相展布特征及其演化规律。

3.2.1 长9₂沉积相平面展布特征

长9₂沉积期, 盆地内以发育多水系、多物源注入及环湖分布的多个三角洲沉积体系为显著特色。从定量的沉积相平面展布图中, 可以看出, 长9₂沉积期的湖岸线位于定边— 姬塬— 耿湾— 环县— 木钵— 桐川— 庆阳— 肖金一带, 三角洲前缘与半深湖的界限位于王窑— 双河— 纸坊— 五谷城— 吴仓堡— 铁边城— 庙沟— 楼坊坪— 吴堡— 张岔— 马连崾岘一带(图 11)。盆地东北部地区主要发育源远流长的曲流河三角洲, 盆地西部则以发育辫状河三角洲为特色。

在广阔的三角洲平原上, 砂质分流河道与泥质为主的分流间平原呈长条状间互分布。在三角洲前缘相带内, 在多物源注入以及水下分流河道发育的影响下, 以砂质沉积为主的水下分流河道、水下天然堤、河口坝和远砂坝, 与泥质沉积占优势的分流间湾在区内纵横交错。由于三角洲的积极建造和不断向湖推进, 导致本来水深不大的湖区不断缩小, 半深湖区面积较小, 主要分布在吴起— 甘泉— 富县一带, 并呈喇叭状朝东南方向开口。

3.2.2 长9₁沉积相平面展布特征

长9₁沉积期的沉积格局基本上继承了长9₂沉积时期的沉积特点, 但由于这一时期发生盆地沉降和较大的湖侵, 湖岸线向陆推移, 湖域面积扩大, 水体向西部延伸, 湖水加深, 半深湖沉积有较大的扩张。从定量的沉积相平面展布图(图12)中可以看出, 研究区西北部地区的湖岸线位于红井子— 麻黄山— 山城一带, 西南部地区的湖岸线位于演武— 三岔— 镇原— 丰台一带, 三角洲前缘与半深湖的界限位于王窑— 顺宁— 吴仓堡— 铁边城— 堡子湾— 木钵— 元城— 白豹— 吴堡— 张岔— 马连崾岘一带。盆地东北部地区继承性发育北东— 南西向展布的曲流河三角洲, 盆地西部仍以发育辫状河三角洲为特色, 稳定的半深湖主要分布在铁边城— 吴起— 志丹— 甘泉— 富县一带, 并呈喇叭状朝东南开口。

对于古水深的判别, 多采用“ 将今论古” 的方法, 根据沉积物的分布规律、沉积构造、古生物类型、古生态及自生矿物等多方面的标志来确定(刘宝珺和曾允孚, 1985; 纪友亮和张世奇, 1996)。通过对长9油层组沉积期的沉积构造组合、古生物化石组合和较深水沉积岩分布特征等的研究, 以长9₁为例对长9油层组沉积期的水体深度进行研究。

从长9₁中沉积构造在平面上的组合特征(图 10)可以看出, 研究区大部分区域发育不同类型的沉积构造, 反映水体深度在波基面水深以内。在铁边城— 楼坊坪— 永宁— 桥镇— 直罗区域, 沉积构造不发育, 反映该区域的沉积水体特征与周边有所差异。鄂尔多斯盆地延长组湖盆波基面分布在15~20, m(陈全红等, 2007), 因此根据沉积构造组合分布特征, 认为长9₁水深主要分布在15, m以内, 局部水深大于20, m。

根据古生物化石分布特征(图 9)可以看出, 在堡子湾— 铁边城— 楼坊坪— 永宁— 桥镇— 直罗区域可见到鱼鳞和介形虫类等化石, 判断最大水深在30~35, m; 其他区域都不同程度地发育不同类型的浅水沉积标志的生物化石, 反映该区域至少在发育化石段的沉积期水体较浅。根据不同生物的生活习性, 可以判识长9₁水深主要分布在15, m以内, 堡子湾— 铁边城— 楼坊坪— 永宁— 桥镇— 直罗区域水体深度较大。

通过对盆地内长9油层组有一定生烃潜力的暗色泥岩的统计, 长9₁较深水沉积总体呈西北— 东南向展布, 百分含量大于30%的区域主要分布在姬塬— 堡子湾— 铁边城— 楼坊坪— 永宁— 桥镇— 直罗一带(图 4), 反映该区为较深水沉积区。根据水深判识标准(陈全红等, 2007), 该区域的水体深度应大于20, m。

综合沉积构造、生物化石和较深水沉积岩百分含量对水体深度的判断, 认为长9₁沉积时期水深主要分布在20, m以内, 吴起— 甘泉一带水体较深, 最大可达35, m。同样的方法对长9₂沉积时期水深进行了判断, 长9₂沉积时期水深主要分布在15, m以内, 吴起— 甘泉一带水体较深, 最大可达25, m。从长9₂沉积时期到长9₁沉积时期, 水体经历了由浅变深的过程, 由此沉积了一套有生烃能力的油页岩。

在定量沉积相平面展布规律研究的基础上, 结合鄂尔多斯盆地的区域构造特征及沉积格局, 定量地编制了鄂尔多斯盆地延长组长9₂和长9₁沉积模式图(图 13, 图14)。鄂尔多斯盆地延长组长9₂和长9₁的沉积具有明显的继承性和延续性, 长9油层组沉积期物源供给体系主要为北部的阴山古陆、西北部的阿拉善古陆和西南部的秦祁褶皱带, 主要发育东北部的曲流河三角洲沉积、西北部和西南部的辫状河三角洲沉积。长9₂沉积期, 半深湖沉积在盆地内较为局限, 主要分布在吴起— 志丹— 甘泉— 黄陵— 黄龙区域, 三角洲沉积在盆地广泛发育(图 13)。长9₁沉积期, 研究区主要发育三角洲平原、三角洲前缘和半深湖沉积, 冲积扇沉积紧邻物源区呈环带状展布。此时期为湖盆初始扩张达到最大范围区, 半深湖沉积较为发育(图 14), 主要分布在吴起— 志丹— 甘泉— 黄陵— 黄龙区域, 沉积了一套有生烃能力的“ 李家畔” 页岩。

图13

Fig.13

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	图13 鄂尔多斯盆地延长组长9油层组长92沉积模式Fig.13 Depositional model of the Chang 92 of Chang 9 interval of Yanchang Formation in Ordos Basin

图14

Fig.14

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	图14 鄂尔多斯盆地延长组长9油层组长91沉积模式Fig.14 Depositional model of the Chang 91 of Chang 9 interval of Yanchang Formation in Ordos Basin