鄂尔多斯盆地是位于华北克拉通西部的克拉通盆地, 盆地内油气、煤、金属铀矿等多种能源矿产资源丰富, 是中国重要的能源矿产基地(任战利等, 2007)。鄂尔多斯盆地是印支运动后在滨太平洋构造域和特提斯构造域影响下形成的中生代大型内陆坳陷, 早侏罗世, 盆地开始下沉并接受沉积; 经富县组的填平补齐作用, 至延安组早期出现了大型内陆湖盆(夏文臣等, 1991)。

研究区位于鄂尔多斯盆地东北缘陕西神木地区考考乌素沟(图 1)。侏罗系出露延安组、直罗组、安定组及下白垩统洛河组(王洪亮等, 2003)。目的层段是延安组, 厚度140~270, m, 该区延安组沉积期发育了河流、三角洲和湖泊沉积体系(图 2), 其中湖泊沉积体系总体自北东向南西进积, 地层、煤层和成因地层单元厚度稳定, 地层产状近水平, 为露头研究提供了极好的条件(胡元现等, 1989)。作者选取的4个露头剖面分布于神木县西北方向S301省道沿线(图 1), 交通便利, 且出露较好; 其中, 剖面1和剖面2在剖面3及剖面4的西南方向, 其中剖面1和剖面2在S301省道路基之下, 剖面3和剖面4在S301省道路基之上, 可以判断剖面1和剖面2地层早于剖面3及剖面4。4个剖面坐标点为: 剖面1坐标39° 02'35″N、110° 17'50″E; 剖面2坐标39° 02'38″N、110° 18'02″E; 剖面3坐标39° 03'13″N、110° 21'27″E; 剖面4坐标39° 03'16″N、110° 21'29″E。

图1

Fig.1

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	图1 鄂尔多斯盆地地质图(a)及神木地区野外剖面位置图(b) a— 鄂尔多斯盆地地质图(据赵俊峰等, 2014, 有修改); b— 神木地区剖面分布卫星图像(来自Google Earth)Fig.1 Geological map of Ordos Basin(a) and outcrop position of Shenmu area, Ordos Basin(b)

图2

Fig.2

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	图2 鄂尔多斯盆地神木地区考考乌素沟一带延安组典型层序及地层成因单元划分(据胡元现等, 1989; Li等, 1990; 有修改)Fig.2 Typical sequence and genetic units of the Yan'an Formation of Kaokaowusugou of Shenmu area, Ordos Basin(modified from Hu et al., 1989; Li et al., 1990)

通过4个剖面的野外调查研究, 认为该地区共发育有7种岩石类型。

1)槽状交错层理砂岩: 岩性为含砾粗砂岩、粗砂岩, 可见红色细砾砾石沿纹层界面分布, 剖面中纹层为一系列平行底面的不对称槽状曲面, 可以判断为垂直水流方向剖面。该类砂岩是牵引流作用下沙丘迁移的结果, 层理中槽状曲面的宽度0.7~1.4, m, 深度0.1, m(图 3-a, 3-b, 3-c)。在剖面2底部水下分流河道和剖面3中部的水下分流河道可见。

图3

Fig.3

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	图3 鄂尔多斯盆地神木地区侏罗系延安组典型沉积特征照片 a— 槽状交错层理, 剖面2, 水下分流河道; b— 槽状交错层理, 剖面3, 水下分流河道; c— 槽状交错层理中顺层系分布的砾石, 剖面2, 水下分流河道; d— 流水沙纹层理, 剖面2, 水下分流河道; e— 块状层理, 剖面2, 水下分流河道; f— 波状层理, 剖面3, 水下分流河道; g— 平行层理, 剖面3, 水下分流河道; h— 泥岩发育水平层理, 剖面4, 水下分流间湾Fig.3 Photos showing typical sedimentary characteristics of the Jurassic Yan'an Formation in Shenmu area, Ordos Basin

2)流水沙纹层理砂岩: 岩性为粉砂岩, 内部纹层呈缓波状, 纹层横向连续性差, 由流水作用下沙纹迁移所形成。出现在剖面2底部的水下分流分河道的上部(图 3-d)。

3)块状砂岩: 岩性为灰绿色细砂岩, 分选较好, 厚度约2, m, 由沉积物的快速堆积形成。在剖面2中部左侧水下分流河道可见(图 3-e)。

4)楔状交错层理砂岩: 岩性为粗砂岩, 剖面上层系界面间及纹层间近平行, 纹层向上与层系界面斜交, 向下收敛于层系底界面, 为浅水、高能环境下双向水流作用形成。在剖面2中部右侧水下分流河道可见。

5)波状层理粉砂岩: 岩性为灰色粉砂岩, 分选好, 呈微波状起伏(图 3-f), 由沉积物波状振动形成, 或者单向水流的前进运动造成。前者出现在河口坝中, 后者出现在水下分流河道中, 厚度约10, cm。在剖面3中部水下分流可道可见。

6)平行层理砂岩: 岩性为细砂岩, 平行层理发育(图 3-g)。形成于强水动力条件下, 如河道沉积环境和湖岸等环境。在剖面1河口坝、水下分流河道和剖面3水下分流河道及剖面4河口坝中可见。

7)水平层理泥岩: 岩性为灰绿色泥岩, 单层厚度较薄(图 3-h), 一般小于10, cm, 为稳定水体细粒悬浮物质沉积缓慢沉积形成, 一般出现在前三角洲和三角洲前缘的水下分流间湾等较弱水动力环境中。在剖面3底部三角洲前缘泥沉积和剖面4水下分流间湾可见。

剖面1至剖面4中(图 4至图7)可以识别出三角洲平原亚相、三角洲前缘亚相, 其中三角洲平原亚相仅在3号剖面(图 6)顶部出露。在研究区剖面三角洲前缘亚相中识别出水下分流河道、分流河口砂坝、席状砂、水下分流间湾、水下天然堤沉积等5种沉积微相, 其沉积特征描述如下。

图4

Fig.4

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	图4 鄂尔多斯盆地神木地区侏罗系延安组剖面1沉积特征Fig.4 Sedimentary characteristics of profile 1 of the Jurassic Yan'an Formation in Shenmu area, Ordos Basin

图5

Fig.5

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	图5 鄂尔多斯盆地神木地区侏罗系延安组剖面2沉积特征Fig.5 Sedimentary characteristics of profile 2 of the Jurassic Yan'an Formation in Shenmu area, Ordos Basin

图6

Fig.6

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	图6 鄂尔多斯盆地神木地区侏罗系延安组剖面3沉积特征Fig.6 Sedimentary characteristics of profile 3 of the Jurassic Yan'an Formation in Shenmu area, Ordos Basin

图7

Fig.7

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	图7 鄂尔多斯盆地神木地区侏罗系延安组剖面4沉积特征Fig.7 Sedimentary characteristics of profile 4 of the Jurassic Yan'an Formation in Shenmu area, Ordos Basin

1)水下分流河道(SCH): 岩性相对较粗, 为含砾粗砂岩、粗砂岩, 沉积构造可见槽状交错层理(图 3-a, 3-b)、楔状交错层理、流水沙纹层理(图 3-d)、块状层理(图 3-e)的组合。一个完整的分流河道相序一般底部发育快速堆积的块状层理, 向上过渡为楔状交错层理、平行层理、流水沙纹层理等牵引流沉积构造, 反映了由下向上水动力条件减弱的过程, 复合砂体往往具有顶平底凸的形态(图 5), 单砂体厚度在0.4~1, m。主要发育在剖面1上部、剖面2下部和剖面3中部(图8)。

图8

Fig.8

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	图8 鄂尔多斯盆地神木地区侏罗系延安组虚拟井单井相及砂体叠置样式综合模式图Fig.8 Virtual single-well facies and sandbody superimposition models of the Jurassic Yan'an Formation in Shenmu area, Ordos Basin

2)分流河口砂坝(MB): 沉积构造主要是波状层理和平行层理, 岩性主要为粉砂岩、细砂岩, 分选好, 厚度较大约为1.5, m, 横向延伸宽度约45, m。主要发育在剖面1下部和剖面4(图8)。

3)席状砂(SB): 剖面中岩性表现为厚层泥岩中夹薄层粉砂岩砂岩, 砂岩分选好, 主要发育平行层理, 为河口坝砂体经过湖浪冲刷后再沉积形成的薄而面积大的砂层, 砂体孤立分布于泥岩中, 单砂体厚度0.1~0.4, m。主要发育在剖面1中下部和剖面2中上部(图8)。

4)水下分流间湾(SDB): 主要发育水平层理, 夹有薄层砂质条带, 砂质条带横向展布面积较席状砂小, 且砂体孤立分布, 为是洪水期细粒悬浮沉积物越过河道两侧天然堤形成。主要发育在剖面2上部、剖面3中上部和剖面4(图8)。

5)水下天然堤(SL): 岩性为细砂岩、粉砂岩, 夹薄层泥岩, 单砂体砂岩厚度0.1~0.2, m, 泥岩厚度约5, cm, 为洪水期细粒悬浮沉积物沿河床两岸堆积而成。仅剖面2上部可见(图8)。

湖泊水位变化不同阶段, 由于可容纳空间与沉积物供给量比值(A/S)的变化, 控制了三角洲沉积的演化过程, 并决定了沉积砂体的成因类型、空间展布特征等。由于研究区构造稳定, 本文不考虑物源区剥蚀量变化对A/S值的影响。需要注意的是, 在分析水位变化的同时, 离物源的远近情况势必会造成砂体发育规模及叠置样式的不同, 因此, 还应该注意剖面在盆地中的位置。

胡元现等(1989)、Li等(1990)根据煤层的组成分布和沉积层序的发育, 将考考乌素沟划分为5个地层成因单元(图 2): 第Ⅰ 单元湖盆萎缩, 三角洲体系发育; 第Ⅱ 单元和第Ⅲ 单元为湖盆整体扩张, 湖泊水体相对较深; 第Ⅳ 和Ⅴ 单元为湖盆萎缩期, 三角洲发育。由于剖面1和剖面2地层形成时期早于剖面3和剖面4地层, 并且湖相三角洲由东北向西南方向推进(即由剖面3和剖面4位置向剖面1及剖面2位置推进), 在剖面内部纵向岩性演化的研究基础上(图 8), 认为, 剖面1、剖面2对应于第Ⅰ 单元低位体系域, 即剖面1、剖面2形成于湖泊低水位期离岸稍远一侧, 并且剖面1位置离岸更远, 就A/S值而言, 剖面1大于剖面2; 剖面3、剖面4对应于第Ⅱ 单元或第Ⅲ 单元湖侵体系域, 即剖面3、剖面4形成于湖泊高水位期更近岸一侧。

针对三角洲前缘中河口坝、席状砂、水下分流河道3类砂体, 从砂体发育规模、叠置关系2个方面, 探讨湖泊水位变化对3类砂体的影响。

4.1 砂体发育规模

对河口坝、席状砂、水下分流河道3种主要三角洲前缘砂体规模(仅涉及宽度、厚度)统计, 见表1。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 鄂尔多斯盆地神木地区侏罗系延安组3种主要单砂体规模统计 Table1 Single sandbody scale statistics of three main types of the Jurassic Yan'an Formation in Shenmu area, Ordos Basin 剖面号 河口坝 席状砂 水下分流河道 宽 /m 厚 /m 宽/厚 宽 /m 厚 /m 宽/厚 宽 /m 厚 /m 宽/厚 1 45.0 1.5 30.0 5 0.1 50.0 36 0.6 60.0 29 0.4 72.5 37 0.6 61.7 14 0.2 70.0 38 0.5 76.0 8 0.2 40.0 15 0.4 37.5 4 0.1 40.0 14 1.3 10.8 10 0.1 100.0 22 1.6 13.8 11 0.15 73.3 8.5 0.3 28.3 31 0.1 310.0 28.5 0.1 285.0 7 0.1 70.0 19.5 0.1 195.0 10 0.4 25.0 33 0.3 110.0 8 0.2 40.0 15 0.2 75.0 9.87 0.26 38.0 5.47 0.24 22.8 18.15 0.25 72.6 2 35.03 1.6 21.9 40.1 0.8 50.1 35.03 0.38 92.2 40.1 0.78 51.4 12.5 0.49 25.5 40.1 0.78 51.4 21.71 1.03 21.1 37.06 1.77 20.9 35.23 1.36 25.9 3 21.0 0.3 70.0 27.5 0.4 68.8 11.0 0.2 55.0 8.5 0.2 42.5 注: 剖面4砂体横向出露不完整, 这里不做统计。

表1 鄂尔多斯盆地神木地区侏罗系延安组3种主要单砂体规模统计 Table1 Single sandbody scale statistics of three main types of the Jurassic Yan'an Formation in Shenmu area, Ordos Basin

如图9-a, 对3类砂体宽厚比统计, 可以看出河口坝单砂体宽厚比最小为30, 水下分流河道单砂体宽厚比平均为42.3, 席状砂单砂体宽厚比最大, 平均为81。

图9

Fig.9

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	图9 鄂尔多斯盆地神木地区侏罗系延安组3种主要砂体类型单砂体的宽厚比 a— 3种砂体类型单砂体的宽厚比; b— 3种主要单砂体在各剖面中的宽厚比; c— 各剖面单砂体宽厚比Fig.9 Ratio of width to thickness of three main types of single sandbody of the Jurassic Yan'an Formation in Shenmu area, Ordos Basin

如图9-b, 剖面1中席状砂宽厚比90.4, 河口坝单砂体宽厚比30, 水下分流河道单砂体宽厚比43.3; 剖面2中席状砂宽厚比46.5, 水下分流河道单砂体宽厚比36.8; 剖面3中席状砂宽厚比55.8, 水下分流河道单砂体宽厚比68.8。除去剖面3数据较少, 造成统计偏差外, 从剖面2到剖面1, 对比席状砂与分流河道砂体可以看出, 同一湖泊水位时, 随着离物源变远, A/S值增大, 砂体宽厚比增加。

如图9-c, 剖面1各类单砂体平均宽厚比为54.6, 剖面2各类单砂体平均宽厚比为41.65, 剖面3各类单砂体平均宽厚比为62.3, 总的来说, 高水位时砂体宽厚比大于湖泊低水位时, 并且湖泊水位接近情况下, 近物源剖面2比剖面1, 砂体宽厚比小。

从以上数据可以看出: 对于分流河道、席状砂等前缘砂体, 同一湖泊水位时, 沿着三角洲推进方向, 随着距物源变远, 湖泊水深逐渐增加、A/S值增大、受湖水作用逐渐增强、砂体向前运移受阻、横向分布增大, 使得砂体宽厚比增加。湖泊处于高水位期, 湖泊作用强于河流作用, 湖水对河流携带沉积物改造作用增强, 沉积物横向展布范围变大, 导致砂体宽厚比较低水位时大。

4.2 砂体叠置关系

砂体叠置关系反映了砂体形成时的水动力特征、物源及沉积相垂向演化(席胜利等, 2002; 刘锐蛾等, 2003; 胡光明, 2004), 对储集层的非均质性及剩余油分布情况有着重要影响(焦养泉等, 1992; 封从军等, 2015)。前人对不同构型级次、不同类型砂体的叠置关系和识别标志进行了总结(林煜等, 2013; 田景春等, 2013; 封从军等, 2015)。通过对神木地区4个野外剖面观察, 识别出3种砂体垂向叠置样式: 切叠式、拼接式、孤立式(图 8, 图10), 切叠式出现在水下分流河道砂体中, 孤立式和拼接式在3种类型砂体中都可出现。

图10

Fig.10

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	图10 鄂尔多斯盆地神木地区侏罗系延安组砂体垂向叠置样式模式图Fig.10 Vertical superimposition models of sandbodies of the Jurassic Yan'an Formation in Shenmu area, Ordos Basin

1)切叠式

切叠式是指垂向上后期形成的砂体对早期形成的砂体有明显的侵蚀、冲刷等作用。两期砂体间没有泥质隔层, 不同沉积期次砂体边界处可见明显的冲刷面或岩性突变面。该类型叠置样式, 主要在湖泊水位相对较低, 离岸较远, 但沉积物供应量充足位置, 或者湖泊水位较高, 离岸较近, 沉积物供应充足位置。此时A/S< 1, 主要出现在分流河道砂体之间垂向叠置中。根据2期单砂体切叠方式的不同, 又可分为侧向切叠和垂向切叠2种类型。如剖面2中, 底部2期分流河道砂体为中间厚两边薄的顶平底凸形态, 后期分流河道砂体冲刷切割前期分流河道砂体, 为垂向切叠式(图6), 出现在低水位时, 离岸较远位置, 此时分流河道下切能力强; 剖面3中, 中部左右两侧的分流河道砂体, 形态为中间厚两边薄的透镜状, 横向接触, 中间没有泥质隔层, 存在右侧河道切割左侧河道现象, 为侧向切叠式, 可出现在高水位时离岸较近位置, 沉积物供应量充足位置, 此时分流河道容易分叉, 侧向冲刷早期河道。

2)拼接式

拼接式是指在横向上2期砂体相互接触, 砂体间没有明显切割关系。2期砂体间可以是出现泥质隔层, 也可以为岩性突变。该类型叠置样式主要出现在分流河道砂体之间、分流河道砂体与河口坝砂体或2期河口坝砂体的垂向叠置中, 此时A/S> 1。剖面4中, 河口坝砂体间为横向拼接, 下部河口坝砂体间充填泥质隔层, 上部河口坝砂体间不充填泥质隔层(图7), 整体为较高水位时湖平面降低过程, 出现在离岸较近位置。

3)孤立式

孤立式是指垂向上2期砂体间没有接触, 四周被泥质沉积物所分隔。该类型叠置样式, 主要低水位时或者高水位时离岸较远位置, 沉积物供应量不足位置出现, 此时A/S> 1; 在水下分流河道砂体、河口坝砂体、席状砂等砂体叠置样式中均可出现。见剖面1, 剖面底部的席状砂和顶部的水下分流河道砂孤立的分布于三角洲前缘泥质沉积物中(图4), 出现在低水位离岸较远位置, 沉积物供应不足。

总体来说, 孤立式接触A/S值最高, 砂体间由于被泥质包围, 连通性差; 拼接式A/S值次之, 砂体间存在泥质隔层时不连通, 否则为弱连通; 切叠式A/S值最低, 垂向切叠式砂体垂向连通, 侧向切叠式侧向连通。

1)通过对鄂尔多斯盆地神木地区4个露头剖面研究, 可在其三角洲前缘相中识别出水下分流河道、分流河口砂坝、席状砂、水下分流间湾、水下天然堤等5种沉积微相。

2)神木地区砂体宽厚比由大到小的顺序为席状砂、水下分流河道、河口坝。对于席状砂、水下分流河道等砂体, 与湖泊低水位时相比, 高水位时宽厚比较大; 湖泊水位接近情况下, 随着离物源逐渐变远单砂体宽厚比有增加趋势。

3)受湖泊水位及距物源远近不同A/S值影响, 砂体垂向表现为不同叠置样式。对野外剖面中三角洲前缘水下分流河道砂、河口坝砂、席状砂分析, 识别出3种砂体垂向叠置样式— — 切叠式、拼接式、孤立式。切叠式出现在水下分流河道中, 孤立式和拼接式在水下分流河道、河口砂坝和席状砂体中都可出现。孤立式接触A/S值最高, 砂体间连通性差; 拼接式A/S值次之, 砂体间不连通, 或者砂体间弱连通; 切叠式A/S值最低, 垂向切叠式砂体垂向连通, 侧向切叠式侧向连通。