冲积扇是在洪水季节、山洪暴发时, 大量粗碎屑物质在出山口堆积而成的扇形体。主要分布于断陷湖盆的陡坡两侧和凹陷长轴方向的断鼻构造上, 受区域拉张断陷构造活动和边界断裂走向的控制。可进一步划分为扇根、扇中和扇缘, 在本区以扇根沉积为主。扇根以发育块状混杂砾岩、叠瓦状砾岩为主, 底部发育凹凸不平的冲刷充填构造, 砾石直径最大可达6, cm, 颗粒支撑, 分选差, 磨圆中等至较好(图 2-a, 图 3)。

图 2

Fig.2

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	图 2 二连盆地巴彦宝力格煤田下白垩统赛汉塔拉组沉积特征野外照片 a— 上部砾岩底部发育冲刷面, 颗粒支撑, 磨圆较好, 分选差, 叠瓦状排列, 冲刷面之下为黑色碳质泥岩, 冲积扇扇根沉积, 阿尔塔合力三十里煤矿; b— 下部为交错层理粗砂岩, 砂岩中含黑色炭屑, 中部为板状交错层理含砾粗砂岩和交错层理粗砂岩, 上部为杂基支撑砂砾岩, 扇三角洲平原分流河道沉积, 阿尔塔合力三十里煤矿Fig.2 Field photos showing sedimentary characteristics of the Lower Cretaceous Saihantala Formation in Bayanbaolige Coalfield, Erlian Basin

图 3

Fig.3

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	图 3 二连盆地巴彦宝力格煤田下白垩统赛汉塔拉组冲积扇扇根沉积特征(8孔)Fig.3 Sedimentary characteristics of proximal fan in the Lower Cretaceous Saihantala Formation of Bayanbaolige Coalfield, Erlian Basin(Borehole 8)

扇三角洲是冲积扇进入稳定的水体形成的, 一般发育在断陷盆地的陡坡, 具有近物源、粗碎屑、面积小、厚度大和窄相带的特征, 进一步可分为扇三角洲平原、扇三角洲前缘和前扇三角洲。在本区扇三角洲相沉积以扇三角洲平原为主。扇三角洲平原主要由分流河道、分流间湾和决口扇等沉积组成, 分流河道岩性以砂砾岩、粗砂岩为主, 泥质含量高, 分选性差, 杂基支撑, 发育板状交错层理(图 2-b)和凹凸不平的冲刷充填构造(图 4)。分流间湾以粉砂岩、泥岩以及碳质泥岩和煤层为主, 发育水平层理、波状层理和块状层理, 发育植物化石。决口扇以中、细砂岩为主, 发育平行层理。

图 4

Fig.4

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	图 4 二连盆地巴彦宝力格煤田下白垩统赛汉塔拉组扇三角洲平原沉积特征(11孔)Fig.4 Sedimentary characteristics of fan delt plain in the Lower Cretaceous Saihantala Formation of Bayanbaolige Coalfield, Erlian Basin(Borehole 11)

研究区湖泊相以滨浅湖为主, 滨浅湖主要由滨湖和浅湖组成, 滨湖沉积以低角度交错层理、平行层理、沙纹层理的细砂岩为主, 分选性和磨圆度好、成熟度高, 可见植物茎化石和炭屑。浅湖沉积多为波状层理和水平层理粉砂岩和暗色泥岩(图 5), 层面上可见波痕、干裂等暴露标志, 亦可见生物扰动构造粉砂岩, 部分泥岩中可见生物潜穴和炭化的植物叶片化石。

图 5

Fig.5

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	图 5 二连盆地巴彦宝力格煤田下白垩统赛汉塔拉组湖泊沉积特征(5-4孔)Fig.5 Sedimentary characteristics of lacustrine in the Lower Cretaceous Saihantala Formation of Bayanbaolige Coalfield, Erlian Basin(Borehole 5-4)

3.1.1 层序界面 依据层序地层学理论和研究区露头剖面、钻孔和测井资料, 研究区识别的层序界面主要有3种:

1)区域不整合面。研究区赛汉塔拉组与上覆新生界为一区域不整合面, 与下伏腾格尔组之间为角度不整合, 代表沉积间断或遭受剥蚀。

2)河道下切谷冲刷面。伴随着基准面下降, 由河流回春作用形成。下切谷充填沉积以叠置的厚层砂砾岩或砂岩为特征(图 2-a), 测井曲线形态上表现为箱型, 图 6和图7中层序Ⅰ 和层序Ⅱ 之间的河道下切谷冲刷面为典型的层序界面。

图 6

Fig.6

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	图 6 二连盆地巴彦宝力格煤田下白垩统赛汉塔拉组沉积相与层序地层柱状图(Y17孔)Fig.6 Comprehensive column showing sedimentary facies and sequence stratigraphy of the Lower Cretaceous Saihantala Formation in Bayanbaolige Coalfield, Erlian Basin(Borehole Y17)

3)对应整合面。主要出现在凹陷中部滨浅湖环境中, 与凹陷边缘河道下切谷冲刷面相对应, 如图 8中19-4孔和9-2孔中层序Ⅰ 和层序Ⅱ 的分界面。

图 8

Fig.8

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	图 8 二连盆地巴彦宝力格煤田下白垩统赛汉塔拉组SW-NE沉积相与层序地层对比Fig.8 The SW-NE correlation profile showing sedimentary facies and sequence stratigraphy of the Lower Cretaceous Saihantala Formation in Bayanbaolige Coalfield, Erlian Basin

3.1.2 初始湖泛面 指低位正常湖退与湖侵的分界面, 标志着地层叠置方式由进积向退积转变(Catuneanu et al., 2009)。初始湖泛面理论上为湖水漫过低位下切谷所形成的湖泛面。通常将河道下切谷砂砾岩或砂岩之上覆盖的泥岩、粉砂岩等细粒岩石的底面作为初始湖泛面, 测井曲线上的特征表现为自然伽马值快速增大、视电阻率值快速减小(图 7, 图 8)。

图 7

Fig.7

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	图 7 二连盆地巴彦宝力格煤田下白垩统赛汉塔拉组NW-SE沉积相与层序地层对比Fig.7 The NW-SE correlation profile showing sedimentary facies and sequence stratigraphy of the Lower Cretaceous Saihantala Formation in Bayanbaolige Coalfield, Erlian Basin

3.1.3 最大湖泛面 该界面为一个基准面旋回内基准面上升速率增加最快时形成的沉积面, 为湖侵与高位正常湖退的分界面(Catuneanu et al., 2009)。 研究区内一般将厚层泥岩或粉砂岩的底板或全区发育煤层的顶板作为最大湖泛面, 测井曲线特征上表现为高自然伽马值、低视电阻率值(图 7, 图 8)。

根据以上层序界面识别原则, 结合前人研究分析二连盆地赛汉塔拉组时间跨度约为7.5, Ma(113— 105.5, Ma)(孙革和郑少林, 2000; 全国地层委员会, 2014; ICS, 2016), 将赛汉塔拉组划分为2个三级层序, 每个三级层序平均时间跨度为3.75, Ma, 结合初始湖泛面和最大湖泛面将每个三级层序划分为相应的低位体系域、湖侵体系域和高位体系域(图 6, 图 7, 图 8)。

层序Ⅰ 对于赛汉塔拉组下段, 初始湖泛面位于三角洲平原分流河道砂岩或滨湖砂岩之上, 最大湖泛面位于全区较发育的厚煤层顶板之上, 发育低位体系域、湖侵体系域和高位体系域。低位体系域岩性以砾岩、粗砂岩和细砂岩为主, 主要为扇三角洲平原和滨浅湖沉积; 湖侵体系域岩性以泥岩和煤为主, 主要形成于滨浅湖; 高位体系域岩性以粗砂岩、细砂岩和泥岩为主, 主要为滨浅湖和扇三角洲平原沉积。在研究区北部西北— 东南方向(图 7), 沉积环境表现为冲积扇— 扇三角洲— 滨浅湖的变化, 其沉积中心位于5-2孔附近, 煤层主要形成于滨浅湖, 位于湖侵体系域晚期, 厚煤层主要分布在5-2孔和5-4孔附近。在研究区西南— 东北方向(图 8), 研究区大部分沉积环境以滨浅湖为主, 其沉积中心位于9-2孔附近, 煤层主要形成于滨浅湖, 位于湖侵体系域早期和晚期, 厚煤层主要分布在8-6孔、Y15孔和19-4孔一带, 聚煤作用较强。

层序Ⅱ 对应赛汉塔拉组上段, 初始湖泛面位于三角洲平原分流河道砂岩之上, 最大湖泛面位于厚层泥岩顶板之上, 发育低位体系域、湖侵体系域和高位体系域。低位体系域岩性以砾岩和细砂岩为主, 主要为冲积扇和扇三角洲平原; 湖侵体系域岩性以细砂岩和粉砂岩为主, 主要形成于扇三角洲平原和滨浅湖; 高位体系域岩性以粗砂岩、细砂岩和泥岩为主, 主要为扇三角洲平原和滨浅湖。在研究区北部西北— 东南方向(图 7), 沉积环境表现为扇三角洲平原— 滨浅湖的变化, 其沉积中心位于5-2孔附近。在研究区西南— 东北方向(图 8), 沉积环境表现为扇三角洲平原— 滨浅湖的变化, 其沉积中心位于9-2孔附近, 煤层主要形成于滨浅湖沉积环境, 位于高位体系域。聚煤作用较差, 仅在部分地区发育煤层。

聚煤作用主要受到古气候、古地理、古植物和基底沉降的综合影响(邵龙义等, 2011; Li et al., 2014)。研究区在赛汉塔拉组沉积时期处于温暖潮湿的古气候环境, 基底沉降主要受控于燕山运动中期构造运动影响下的西北— 东南方向构造挤压作用, 故研究区不同地区的聚煤差异性主要受到古地理和基底沉降的影响。其中基底沉降变化通常用地层厚度来表示, 古地理通过砂泥比值大小来反映。

从层序格架下古地理演化过程中各三级层序煤层厚度等值线图(图 13, 图 14)看, 在凹陷萎缩早期(层序Ⅰ ), 聚煤中心主要位于凹陷中部滨浅湖, 地层厚度介于70~180, m之间, 煤层总厚度表现为由聚煤中心向冲积扇、扇三角洲平原方向减小; 在凹陷萎缩晚期(层序Ⅱ ), 聚煤中心主要位于凹陷扇三角洲平原与滨浅湖过渡带、地层厚度介于90~290, m之间, 煤层总厚度表现为由聚煤中心向冲积扇方向减小。故研究区内有利聚煤环境为扇三角洲平原与滨浅湖过渡带以及滨浅湖, 二者具有合适的基底沉降速率并且受到较小的陆源碎屑影响。

研究区构造对聚煤作用影响主要体现在2个方面: 一是凹陷边缘同沉积断层控制了沉积相的空间配置关系, 冲积扇和扇三角洲等粗碎屑主要分布在凹陷陡坡边缘, 而滨浅湖等细碎屑主要分布在凹陷中部, 由于从凹陷中心向凹陷边缘基底沉降速度的不同, 导致煤层发生强烈分叉变薄、尖灭; 二是凹陷内基底沉降差异性和沉积环境分布共同控制了凹陷内煤层厚度和层数。在凹陷中部和东北部基底沉降较大的地区, 沉积环境以滨浅湖和扇三角洲平原为主, 泥炭沼泽化期间覆水相对较深, 泥炭堆积时间较长, 受泥炭沼泽发育和潜水面周期变化的影响, 煤层总厚度相对较大, 并且与厚层泥岩互层(图 8)。由凹陷中部向西北和东南方向, 基底沉降速率较小, 沉积环境以冲积扇为主, 泥炭沼泽化期间覆水相对较浅, 煤层总厚度变小, 聚煤作用变弱。

可容空间是基准面变化速率和沉积物供给速率相互作用的具体表现。前人研究表明, 控制聚煤作用的根本因素是泥炭的堆积和保存需要足够高的水位以覆盖正在腐烂的植物并同时要足够低的水位以确保活着的植物不被淹死, 这说明成煤植物生长、泥炭沼泽的形成需要在一定范围内的可容空间内进行(Stach et al., 1982)。同时厚煤层的形成需要持续的泥炭堆积和保存, 即可容空间增加速率与泥炭堆积速率比值在1~1.18之间(Bohacs and Suter, 1997)。在内陆断陷盆地, 可容空间增加速率(基准面上升速率)主要受控于凹陷基底沉降速率。

层序Ⅰ 时期, 湖侵体系域以多层厚煤层与厚层细碎屑岩叠加为特征, 在凹陷中部总煤层厚度最大(图 15), 并向凹陷边缘和沉积中心分叉变薄, 甚至尖灭, 这反映了基底沉降震荡性、周期性。在凹陷中部, 当可容空间增加速率与泥炭堆积速率长时间保持平衡时, 形成厚煤层; 当可容空间增加速率大于泥炭堆积速率时, 泥炭堆积作用停止, 形成厚层泥岩; 在凹陷边缘, 当可容空间增加速率小于泥炭堆积速率时, 泥炭暴露被氧化, 受陆源碎屑影响并在沉积物供给充足的情况下形成粗碎屑岩。正是可容空间增加速率与泥炭堆积速率比值不断变化, 导致了泥炭沼泽发育与消失的周期性变化, 沉积了厚煤层与泥岩、砂岩垂向叠加的序列。

图 15

Fig.15

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	图 15 二连盆地巴彦宝力格煤田下白垩统赛汉塔拉组层序格架下的聚煤模式图Fig.15 Coal accumulation model in the stratigraphic framework of the Lower Cretaceous Saihantala Formation in Bayanbaolige Coalfield, Erlian Basin

层序Ⅱ 时期, 厚煤层仅在凹陷内局部地区出现, 沉积物以粗碎屑岩和细碎屑岩相互叠加为主(图 15), 说明此时期沉积物供给速率远大于可容空间增加速率, 导致了粗碎屑岩以进积的方式由凹陷边缘向中部推进, 不适合大规模聚煤作用的发生。

通过综合分析研究区层序格架下的古地理、基底沉降和可容空间变化与聚煤作用, 可以看出, 层序Ⅰ 时期研究区中部煤层厚度较大, 为沉降中心和沉积中心, 且顶板岩性以滨浅湖环境下形成的厚层泥岩和粉砂岩为主, 这为煤层气的保存提供了有利的条件, 因此, 层序Ⅰ 时期研究区中部为下一步煤炭资源和煤层气的有利勘探区。