研究区西山窑组岩石类型主要为碎屑岩类, 包括泥岩、粉砂岩、细砂岩、中砂岩、粗砂岩及砂砾岩, 储集层中细砂岩占50%~60%, 中粗砂岩占20%~30%, 砂砾岩占10%~20%; 其次发育一定厚度的煤岩, 煤岩厚度5~30 m不等。碎屑岩颜色以灰色为主、局部也发育棕红色、杂色。不同的岩性是在特定沉积环境中形成的, 具有较好的指相作用(表 1)。

表1

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表1(Table1)

表1 三塘湖盆地马朗凹陷西山窑组主要岩性及其特征 Table1 Lithological characteristics of the Xishanyao Formation in Malang Depression, Santanghu Basin

表1 三塘湖盆地马朗凹陷西山窑组主要岩性及其特征 Table1 Lithological characteristics of the Xishanyao Formation in Malang Depression, Santanghu Basin

碎屑岩中的沉积构造, 特别是物理成因的原生沉积构造最能反映沉积物形成过程中的水动力条件, 是分析和判断沉积相最重要的标志。通过取心井的岩心描述和分析, 对马朗凹陷西山窑组沉积构造特征进行了总结, 认为本区目的层主要有流动成因的构造和同生变形构造(表 2, 图2)。

表2

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表2(Table2)

表2 三塘湖盆地马朗凹陷西山窑组沉积构造特征 Table2 Sedimentary structural characteristics of the Xishanyao Formation in Malang Depression, Santanghu Basin

表2 三塘湖盆地马朗凹陷西山窑组沉积构造特征 Table2 Sedimentary structural characteristics of the Xishanyao Formation in Malang Depression, Santanghu Basin

图2

Fig.2

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	图2 三塘湖盆地马朗凹陷西山窑组沉积构造特征Fig.2 Sedimentary structural characteristics of the Xishanyao Formation in Malang Depression, Santanghu Basin

沉积岩粒度分布主要受搬运介质、搬运方式和沉积环境控制, 因此粒度分析是确定沉积环境的一个重要指标, 已广泛应用于沉积相的研究中(赵澄林等, 2001)。本次研究根据西山窑组相关钻井的岩心粒度分析数据绘制了C-M图, 图3中显示C值为200~3000 μ m, M值为30~600 μ m, 数据点整体可以体现出O-P-Q-R-S各段, 这种形态是较典型牵引流沉积C-M图形态, 这说明马朗凹陷西山窑组沉积为牵引流沉积。

图3

Fig.3

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	图3 三塘湖盆地马朗凹陷西山窑组下段储集层粒度分析C-M图Fig.3 Grain size analysis of the Lower Member of Xishanyao Formation in Malang Depression, Santanghu Basin

三塘湖盆地西山窑组含有丰富的植物、孢粉化石, 孢粉化石中桫椤孢、云杉和苏铁含量较高(朱筱敏等, 1998), 表明西山窑组沉积时期属于温热的亚热带气候, 这与中国北方煤系地层温暖潮湿的气候是一致的。

砂岩中重矿物组合类型及其分布可作为物源分析依据之一。一般来说, 属于同一物源区的沉积岩, 其重矿物组合类型相似, 距物源区越近, 沉积岩中不稳定类重矿物含量越高; 距物源区越远, 稳定类重矿物含量越高(和钟铧等, 2001; 赵红格和刘池洋, 2003)。图4是马朗凹陷西山窑组重矿物组合分布及稳定系数等值线图, 图中重矿物组合存在6种类型, 每种组合之间都存在一定的差异, 说明各区块的沉积物来自不同的物源区; 稳定系数小于2的区域大多分布于凹陷外围靠近物源区, 稳定系数由凹陷南北两侧向中间逐渐增大, 说明西山窑组物源来自凹陷的南北两侧。

图4

Fig.4

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	图4 三塘湖盆地马朗凹陷西山窑组重矿物组合分布及稳定系数等值线Fig.4 Distribution of heavy minerals assemblage and stability coefficient contour of the Xishanyao Formation in Malang Depression, Santanghu Basin

根据岩石类型、沉积构造、粒度特征及古生物等沉积相标志, 结合录、测井资料, 认为三塘湖盆地马朗凹陷西山窑组主要发育辫状河三角洲相和湖泊相。

3.2.1 辫状河三角洲

辫状河三角洲是由辫状河体系前积到静水环境中形成的富含砂和砾石的三角洲, 在以前的分类上归属于扇三角洲范畴, Mcpherson等(1987)把辫状河三角洲从扇三角洲中分出来。近年来, 人们加强了对辫状河三角洲沉积体系及沉积模式的研究, 辫状河三角洲相逐步成为碎屑岩油气勘探的重要相类型, 并取得了显著成果(薛良清和Galloway, 1991; Eriksson et al., 1995; 于兴河等, 1995; 纪友亮等, 1998; 张希明和刘青芳, 1999; Gareth, 2000; 顾家裕等, 2001; 李维锋等, 2001; 姜再兴, 2003; 张传林等, 2003; 周洪瑞等, 2006; 潘荣等, 2013; 朱筱敏等, 2013)。

马朗凹陷西山窑组辫状河三角洲可分为辫状河三角洲平原、辫状河三角洲前缘和前辫状河三角洲3个亚相。辫状河三角洲平原亚相研究区内钻井较少钻遇, 主要分布于马朗凹陷北侧M37井— M47井连线以北区域以及南部边界断层附近区域, 发育辫状河道和泛滥平原2种微相。马朗凹陷多口钻井钻遇辫状河三角洲前缘亚相, 前缘亚相在研究区广泛分布, 主要由水下分流河道、河口坝、席状砂和水下分流河道间沉积组成, 其中水下分流河道为前缘亚相的沉积主体。

水下分流河道沉积以砂岩为主, 主要为含砾粗砂岩、中细粒砂岩, 也可出现细砾岩。在水下分流河道沉积中常清楚地显示出下粗上细的正韵律特征, 一般从含砾砂岩到细砂岩, 主体为中细粒砂岩, 砂岩的分选和磨圆较好。水下分流河道砂岩自上而下一般发育平行层理、板状交错层理、槽状交错层理, 底部常有一个冲刷面。垂向上单一河道沉积的厚度为几十厘米到几米, 最大可达10 m; 水下分流河道沉积砂体常叠置在一起, 构成一个多层的序列, 水下分流河道的电测曲线为箱型— 钟型组合(图 5)。对单一水下分流河道而言, 其河道层序中部的中细砂岩物性最好, 是具有较好储集性能的层段。

图5

Fig.5

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	图5 马朗凹陷MB101井西山窑组水下分流河道沉积序列Fig.5 Depositional sequence of distributary channel in braided delta front of the Xishanyao Formation of Well MB101 in Malang Depression

河口坝沉积分布在辫状河三角洲前缘沉积水动力强且复杂的地区, 河水与湖水相互作用提高了沉积物的结构成熟度, 沉积物分选较好。河口坝底部常发育含泥砾砂岩或碳质纹层砂岩, 粒度由下向上明显变粗, 沉积层序中常发育平行层理、小型板状交错层理和低角度交错层理。单个河口坝沉积厚度由几十厘米到几米不等, 电测曲线为低幅的漏斗型(图 6)。

图6

Fig.6

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	图6 马朗凹陷MS1井西山窑组辫状河三角洲前缘沉积序列Fig.6 Depositional sequence of braided delta front of the Xishanyao Formation of Well MS1 in Malang Depression

辫状河三角洲前缘席状砂沉积物主要为细砂岩和粉砂岩, 颗粒分选磨圆较好, 常发育由粉细砂岩和黏土组成的结构纹层和由植物炭屑构成的炭屑纹层。席状砂单层厚度不大, 一般几十厘米, 单层之间常由泥质粉砂岩相隔, 常连片分布。水下分流河道间沉积常与水下分流河道沉积共生, 主要为水下分流河道越岸沉积的较细粒物质。其沉积作用以悬浮沉降为主, 岩性一般为暗色泥岩、含粉砂泥岩及含泥粉砂岩, 常发育水平层理(图 5, 图6)。

3.2.2 湖泊相

西山窑组上段沉积时期, 马朗凹陷辫状河三角洲规模较小, 湖盆面积较大。凹陷内主要发育滨浅湖亚相, 沉积物为灰色泥岩、灰绿色泥岩夹薄层的泥质粉砂岩, 局部发育小规模的滩坝砂体; 潮湿气候条件下在缺少物源注入的滨浅湖区发育茂盛的植被, 形成了较大面积的湖沼, 这些区域最终形成了几十厘米到几米厚的煤层(图 7)。

图7

Fig.7

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	图7 马朗凹陷西山窑组东西向沉积剖面Fig.7 Sedimentary facies profile of the Xishanyao Formation in Malang Depression from west to east

3.3.1 纵向分布特征

侏罗系西山窑组下段(J₂x¹)沉积初期, 沉积物快速入湖, 形成一套灰色、灰白色砂砾岩、砂岩夹灰色泥岩的岩性组合, 主要为辫状河三角洲前缘水下分流河道叠置形成, 其次为不同期次河口砂坝、席状砂等砂体叠置而成。电性特征为电阻率齿状高阻, 声波时差齿状低值, 自然伽马平缓中高值。

侏罗系西山窑组上段(J₂x²)沉积初期, 湖盆水体缓慢加深, 并趋于稳定, 气候潮湿, 植被茂盛, 在滨湖区发育了沼泽, 形成了煤层、泥岩、泥质粉砂岩互层的沉积岩性组合。煤层和泥岩互层段电性特征为低伽马、高电阻及高声波时差, 地震为强振幅、强连续反射。西山窑组上段(J₂x²)沉积中后期马朗凹陷湖盆发生水进, 湖水变深, 湖盆面积扩大, 形成了一套深灰色泥岩、泥质粉砂岩夹灰色、深灰色细砂岩的岩性组合; 电性特征为电阻率块状低值, 声波时差块状高值, 自然伽马平缓中高值(图 7)。

3.3.2 平面展布特征

研究平面相的展布需要结合物源分析、砂岩分布特征及地震相等相关资料。西山窑组下段砂地比(图8)表明在凹陷北部分布多个数值大于0.4的区域, 形状以垛状为主且连片分布, 推测为辫状河三角洲前缘沉积区, 数值大于0.5的区域以条带状为主, 推测为辫状河三角洲前缘水下分流河道的主要发育区。凹陷南部数值大于0.4的区域分布局限, 规模较小, 说明凹陷南部辫状河三角洲前缘规模小于凹陷北部。凹陷中部南北两侧数值大于0.3的区域连为一个整体, 显示南北物源交汇的特征(图 8)。

图8

Fig.8

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	图8 三塘湖盆地马朗凹陷侏罗系西山窑组下段砂地比平面图Fig.8 Planar distribution of sandstone proportion in the Lower Member of Xishanyao Formation of Jurassic in Malang Depression, Santanghu Basin

在上述一系列研究基础上, 可确定侏罗系西山窑组下段沉积相展布特征, 此时期马朗凹陷辫状河三角洲具有4个特点:(1)发育南北双向物源, 但以北部物源为主, 平面上辫状河三角洲大面积分布, 只在M15井、M28井、M16井井区附近发育有滨浅湖沉积。(2)各区块均以辫状河三角洲前缘亚相沉积为主, 水下分流河道是主要的沉积微相, 水下分流河道频繁摆动、迁移, 相互切割, 砂体连片发育, 如H201井、M801井、MB101井一带。(3)南北物源在湖盆中央交汇, 交汇区主要发育河口坝和席状砂。(4)受水下分流河道频繁摆动的影响, 水下分流河道间发育比较局限, 仅在M37井、M47井等区域发育(图 9)。

图9

Fig.9

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	图9 三塘湖盆地马朗凹陷侏罗系西山窑组下段沉积相平面图Fig.9 Planar distribution of sedimentary facies in the Lower Member of Xishanyao Formation of Jurassic in Malang Depression, Santanghu Basin

同样的方法可确定西山窑组上段(J₂x²)沉积时期马朗凹陷的沉积特征, 整个凹陷主要为滨浅湖沉积, 岩性主要为灰色、深灰色泥岩、粉砂质泥岩及泥质粉砂岩为主, 夹有煤层或煤线; 局部区块如M24井— M36井区发育滨浅湖滩坝; 牛圈湖区块及其南部、马北区块M48井区发育小规模辫状河三角洲沉积, 岩性以砂砾岩、细砂岩及中砂岩为主(图 10)。

图10

Fig.10

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	图10 三塘湖盆地马朗凹陷侏罗系西山窑组上段沉积相平面图Fig.10 Planar distribution of sedimentary facies in the Upper Member of Xishanyao Formation of Jurassic in Malang Depression, Santanghu Basin