根据野外地质填图、地质钻探以及测井等资料, 本次在鄂尔多斯盆地中部瓦窑堡组共识别出砂岩、粉砂岩、泥岩、泥灰岩和可燃有机岩等5类岩石类型, 并根据各类岩石特征及其沉积构造组合识别出17种岩相类型(表 1)。

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 鄂尔多斯盆地中部上三叠统瓦窑堡组岩相及沉积环境解释 Table1 Lithofacies and sedimentary environment of the upper Triassic Wayaobu Formation in central Ordos Basin 岩石类型 岩相及代码 岩相特征 沉积环境解释 砂岩 块状层理含砾砂岩Smg 灰白色, 分选较差, 次棱角— 次圆状, 砾石为石英, 砾径1~3 mm, 发育块状层理 河床滞留沉积 板状交错层理砂岩Sp 灰白色, 细— 粗粒砂岩, 以细粒、中粒为主, 分选中等, 次圆状, 发育板状交错层理 曲流河边滩、分流河道、河口坝 槽状交错层理砂岩St 灰白色, 细— 粗粒砂岩, 以中粒为主, 分选中等, 次圆状, 发育规模不等槽状交错层理 曲流河边滩、分流河道 平行层理砂岩Sh 灰白色, 细粒砂岩为主, 分选中等, 次圆状, 层面含大量黑云母, 发育平行层理 曲流河边滩 沙纹层理砂岩Src 灰色与深灰色条带相间, 灰色以细粒砂岩为主, 夹中粒砂岩条带, 分选中等, 次圆状, 深灰色为粉砂岩条带, 层面可见黑云母和植物碎片化石, 发育沙纹层理 天然堤、滨— 浅湖 块状层理砂岩Sm 灰— 灰白色, 细— 粗粒砂岩, 以细粒、中粒为主, 分选中等, 次圆状, 发育块状层理 河口坝、深水重力流 冲洗交错层理砂岩Stb 灰白色, 以细粒砂岩为主, 分选较好, 次圆— 圆状, 层理细层倾角较小 滨湖沙坝 粉砂岩 沙纹层理粉砂岩Fr & Fd 发育沙纹交错层理, 内部纹层为缓波状, 层理有扭曲变形。内部可见包卷层理 深水重力流(据李祯等, 1995; 李克永, 2011; 江涧等, 2019) 波状层理粉砂岩Sir 灰色, 局部粉砂岩、泥岩互层, 夹细粒砂岩、中粒砂岩条带或薄层, 含大量黑云母和植物碎片化石 分流间湾、滨— 浅湖、河漫湖泊 水平层理粉砂岩Sih 灰色, 质地均匀, 层面含大量黑云母和植物碎片化石 决口扇、远沙坝、滨— 浅湖、决口扇 泥岩 水平层理碳质泥岩Mc 黑色、致密, 发育植物根化石, 易风化呈灰色薄片状, 具水平层理 河漫沼泽、河漫湖泊 水平层理泥岩Md 深灰色、灰黑色, 层面含大量植物碎片化石, 易风化呈薄片状, 具水平层理, 局部为团块状 河漫湖泊、湖泊、分流间湾、深水远基浊流 波状层理砂质泥岩、粉砂质泥岩Msd 深灰色, 层面含大量植物碎片化石, 易风化呈团块状, 具波状、微波状层理 河漫湖泊、泛滥盆地、河漫滩、分流间湾、前三角洲 水平层理铝土质泥岩Mb 黄绿色, 具水平层理, 易风化呈灰白色 浅湖、半深湖、深湖 泥灰岩 泥灰岩Lm 灰色, 含粉砂质 浅湖 可燃有机岩 黑色油页岩Os 黑色, 页理发育, 易风化成深灰色片状, 焦油产率0~8.2%, 平均2.3% 半深湖、深湖 煤C 黑褐色, 油脂— 沥青光泽, 具参差状、阶梯状断口, 内生裂隙较发育, 充填大量方解石及黄铁矿薄膜, 具水平层理 泥炭沼泽

表 1 鄂尔多斯盆地中部上三叠统瓦窑堡组岩相及沉积环境解释 Table1 Lithofacies and sedimentary environment of the upper Triassic Wayaobu Formation in central Ordos Basin

总体来看, 鄂尔多斯盆地中部瓦窑堡组沉积相有曲河流相、三角洲相和湖泊相3种类型。

1)曲流河相。主要划分为河床、堤岸、河漫亚相(图 2), 具有明显的二元结构。河床亚相发育河床滞留沉积微相(岩相类型为Smg)和边滩微相(岩相类型为Sp、Sh、St), 边滩微相常见多期河道叠置。堤岸亚相发育天然堤微相(岩相类型为Sh、Src)和决口扇微相(岩相类型为Sih)。河漫亚相发育河漫滩微相(岩相类型为Msd)、河漫湖泊微相(岩相类型为Sir)和河漫沼泽微相(岩相类型为Mc、Md、Msd)。堤岸亚相和河漫亚相共同组成河流冲积平原。

图 2

Fig.2

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	图 2 鄂尔多斯盆地中部上三叠统瓦窑堡组曲河流相沉积特征Fig.2 Sedimentary characteristics of meandering river facies of the upper Triassic Wayaobu Formation in central Ordos Basin

2)三角洲相。主要划分为三角洲平原和三角洲前缘亚相(图 3), 前三角洲亚相不发育。三角洲平原亚相发育分流河道微相(岩相类型为Sp、St)、天然堤微相(岩相类型为Sh、Src)、决口扇微相(岩相类型为Sih)、分流间湾微相(岩相类型为Sir、Md、Msd)和泛滥盆地微相(岩相类型为Mc、Msd)。分流河道砂体具有电阻率高、自然伽马低、密度中高等特征, 曲线呈“ 箱型” (张鹏飞等, 1993)(图 4), 反映砂岩沉积过程中物源供应丰富、水动力条件稳定并快速堆积。三角洲前缘亚相发育河口坝微相(岩相类型为Sp、Sm)和远沙坝微相(岩相类型为Sih)。

图 3

Fig.3

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	图 3 鄂尔多斯盆地中部上三叠统瓦窑堡组三角洲相沉积特征(延安蟠龙镇局部露头)Fig.3 Sedimentary characteristics of delta facies of the upper Triassic Wayaobu Formation in central Ordos Basin(Panlong profile, Yan’ an)

图 4

Fig.4

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	图 4 鄂尔多斯盆地中部上三叠统瓦窑堡组湖泊相沉积特征 a— 子长矿区贯屯煤矿瓦窑堡组第五段下部半深湖、深湖亚相厚层状油页岩及其测井曲线b— 油页岩夹薄层铝土质泥岩岩心照片, 铝土质泥岩易风化呈灰色, 顶部的泥岩夹浊流粉砂岩薄层Fig.4 Sedimentary characteristics of lacustrine facies of the upper Triassic Wayaobu Formation in central Ordos Basin

3)湖泊相。主要划分为滨湖、浅湖、半深湖和深湖亚相(图 4)。由于鄂尔多斯盆地中生代构造稳定, 陆源细碎屑岩沉积地层岩性突变不明显, 加之后期遭受剥蚀, 研究区滨湖和浅湖亚相不易区分, 本次研究以滨— 浅湖亚相代表两者。滨— 浅湖亚相发育岩相类型主要有Stb、Src、Sir、Sih、Md、Mb和Lm。半深湖— 深湖亚相发育岩相类型主要是Os, 夹Mb, 油页岩物性特征明显, 表现为:电阻率为中高值、曲线起伏较大、自然伽马为高值、曲线呈“ 巨齿状” 、密度为中高值、曲线呈“ 锯齿状” 。子长、清涧一带, 深湖亚相中可见深水浊积沉积。

图 5

Fig.5

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	图 5 鄂尔多斯盆地中部上三叠统瓦窑堡组区域不整合界面Fig.5 Sequence boundary represented by regional unconformity of the upper Triassic Wayaobu Formation in central Ordos Basin

3.1.1 层序界面(SB)

根据陆相层序地层研究成果, 结合野外地质填图、地质钻探以及测井等手段, 在鄂尔多斯盆地中部瓦窑堡组识别的层序界面主要有3种。

1)区域不整合界面。瓦窑堡组与上覆下侏罗统富县组或中侏罗统延安组之间为平行不整合接触(图 5), 代表瓦窑堡期沉积后存在一定时间的沉积间断或剥蚀, 测井曲线上表现为岩石物性的突变。这个不整合界面也代表了鄂尔多斯盆地中生代瓦窑堡组聚煤期的结束和侏罗纪聚煤期的初始。

2)地层颜色突变面。瓦窑堡组与下伏上三叠统永坪组具有较明显的颜色突变。瓦窑堡组为深灰色、灰— 灰白色、黑色含煤与油页岩地层, 局部夹灰绿色岩层, 易风化成浅灰色、灰白色; 永坪组为浅灰绿色砂岩、粉砂岩、砂质泥岩等, 泥岩层易风化成浅灰色(图 6), 局部含油层位不易风化。

图 6

Fig.6

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	图 6 鄂尔多斯盆地中部上三叠统瓦窑堡组地层颜色突变面Fig.6 Abrupt surface of stratum colour of the upper Triassic Wayaobu Formation in central Ordos Basin

3)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。河流下切谷以群集性河道充填沉积为主。该规模发育的河道下切谷主要位于瓦窑堡组第三段和第四段的底部(图 7), 由北向南从子长蟠龙到富县牛武一带, 瓦窑堡组第四段下部发育河道下切谷砂体。其次位于第二段底部, 但其在横向上快速相变为粉砂岩、泥质粉砂岩等细粒的碎屑岩。

图 7

Fig.7

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	图 7 鄂尔多斯盆地中部上三叠统瓦窑堡组河道下切谷测井曲线对比Fig.7 Basal erosional surface of incised valley fills of the upper Triassic Wayaobu Formation in central Ordos Basin

3.1.2 初始湖泛面(Ifs)

为低位正常湖退与湖侵的分界面(Tanner and Lucas, 2010; Wang et al., 2020), 理论上为湖水漫过低位下切谷所形成的湖泛面。自该面向上水体逐渐变深, 沉积物呈正粒序, 粒度逐渐变细, 泥岩、粉砂岩等细粒碎屑岩的底面即为初始湖泛面(Vail et al., 1977; Wagoner Wagoner et al., 1990; Catuneanu et al., 2009)。

3.1.3 最大湖泛面(Mfs)

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, 是湖侵与高位正常湖退的分界面(Wagoner Wagoner et al., 1990; Catuneanu et al., 2009)。研究区内最大湖泛面一般是层序上部厚层泥岩、油页岩及相当层位粉砂岩等细粒碎屑岩的底板(图 4油页岩底部为Mfs)。

根据识别的层序界面, 可将瓦窑堡组划分为3个三级层序: SQ1、SQ2和SQ3。依据初始湖泛面和最大湖泛面, 每个三级层序可以划分出低位体系域、湖侵体系域和高位体系域(图8)。

图 8

Fig.8

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	图 8 鄂尔多斯盆地中部上三叠统瓦窑堡组典型沉积相与层序地层分析柱状图Fig.8 Columnar section showing typical sedimentary facies and sequence stratigraphy of the upper Triassic Wayaobu Formation in central Ordos Basin

需要指出的是, 由于中生代以来, 鄂尔多斯盆地整体的升降运动以及盆地东缘和南缘的差异抬升, 使得瓦窑堡组在不同区域保存不完整, 在层序地层格架下, 榆林以北SQ3基本缺失, SQ2局部残留, 富县至铜川一带SQ3保存不全(图 9)。

图 9

Fig.9

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	图 9 鄂尔多斯盆地中部南北向上三叠统瓦窑堡组沉积相与层序地层对比Fig.9 N-S cross section showing sedimentary facies and sequence stratigraphy of the upper Triassic Wayaobu Formation in central Ordos Basin

1)SQ1相当于瓦窑堡组的第一段和第二段, 全区分布。层序底界面为瓦窑堡组与下伏永坪组整合界面, 即地层颜色突变面。低位体系域以曲河流沉积为主, 发育曲流河床及河漫亚相, 主要位于研究区的南北两侧, 其次为西部, 岩相主要为Smg、Sp、St和Sh, 夹Sir和Src。以子长矿区为中心, 南北两侧发育低位体系域, 中部缺失。湖侵体系域以三角洲沉积为主, 主要位于子长矿区及其南部, 分流河道厚层中粒、细粒砂岩发育, 岩相为Sp、Sh、St、Src和Sih, 其次为分流间湾沉积(Sir、Md、Msd)和泛滥盆地沉积(Mc、Msd)。高位体系域位于最大湖泛面以上, 以湖泊相为主, 其次为三角洲相。湖泊相主要发育于靖边— 吴起— 子长一线及其南部, 退积超覆于三角洲沉积之上, 岩相为Sir、Md、Msd和Mc, 局部发育薄层状Lm。在该时期, 聚煤作用主要发生在湖侵体系域滨— 浅湖与三角洲沉积过渡地带, 聚煤作用较弱, 煤层厚度薄。长17-1孔煤层厚度为0.15~0.23 m, 富县4-1孔煤层厚度为0.20~0.24 m, 子长4-2孔煤层厚度为0.20~0.60 m, 仅局部可采。

2)SQ2相当于瓦窑堡组第三段, 层序底界面为河流下切谷冲刷面, 主要分布于榆林以南区域。低位体系域主要以曲流河沉积和三角洲分流河道沉积为主, 岩相主要为Sp、Sh和St, 局部钻孔发育Smg。湖侵体系域主要以三角洲沉积为主, 三角洲平原分流间湾较发育, 岩相为Sir、Md、Msd和Mc, 富县以南至铜川漆水河为曲流河沉积。高位体系域主要以三角洲和沼泽沉积为主, 富县一带有局限的滨— 浅湖沉积, 岩相主要为Sir、Md、Msd、Mc和C。与SQ1期聚煤作用相比稍强, 沉积薄煤层。

3)SQ3相当于瓦窑堡组第四段和第五段, 层序底界面为第四段底部河流下切谷冲刷面, 层序顶界面为瓦窑堡组与富县组的平行不整合面。低位体系域主要以曲流河和三角洲分流河道沉积为主。湖侵体系域主要以三角洲和滨— 浅湖沉积为主, 岩相为Stb、Sir、Md、Msd、Mc和C, 为聚煤作用高峰期, 煤层层数相对变多、厚度相对较大, 其中5号煤最大厚度可达3.10 m。高位体系域主要以湖泊沉积为主, 子长— 清涧一带顶部发育深水浊流沉积, 受剥蚀作用保存不全; 该体系域主要分布在子长矿区至富县一带, 岩相主要为Sir、Fr & Fd、Md、Msd、Mc、Os和Sm, 超覆于湖侵体系域之上, 代表瓦窑堡期聚煤作用结束。

SQ1期地层全区分布, 厚度变化较大, 为21.87~211.4 m, 以子长— 安塞— 延安— 富县为沉积中心, 中间厚、南北相对较薄。最薄处位于横2井, 仅为21.87 m, 最厚处位于子长— 清涧一带, 约为200 m。砂岩和泥岩厚度变化范围较大, 分别为8~149 m和9~147 m, 明显表现出大数据分区性。横山东部及北部广大地区砂泥比超过1.5, 刀2井高达8, 砂岩在层序中占据绝对比重, 子长及其西北砂泥比一般在1左右, 表现为砂岩和泥岩的互层, 局部超过2, 为河道沉积区。研究区中部及富县一带砂泥比一般在0.5左右, 厚层状泥岩普遍发育, 部分钻孔中有1 m左右的泥灰岩或粉砂质灰岩。

SQ1期沉积单元主要有曲流河、冲积平原、三角洲平原、三角洲前缘和滨— 浅湖(图 10-a)。研究区内横山东部和北部、定边及其南部为曲流河和冲积平原沉积, 沉积物总体粒度较粗。横山— 子长— 延安一线、吴起、富县西部一带发育三角洲沉积, 三角洲平原亚相发育, 其次为三角洲前缘。环靖边— 吴起— 富县— 宜君— 延安— 安塞区域为湖泊沉积, 沉积物粒度较细, 以泥岩、粉砂质泥岩夹粉砂岩为主, 沉积厚度大, 超覆于下部三角洲沉积物之上(图 9)。由于SQ1期沉积范围大, 湖域面积广阔, 各古地理单元发育, 奠定了瓦窑堡期古地理格局。

图 10

Fig.10

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	图 10 鄂尔多斯盆地中部晚三叠世瓦窑堡期层序格架下沉积相演化 a— SQ1期; b— SQ2期; c— SQ3期Fig.10 Sedimentary facies evolution of the late Triassic Wayaobu stage in central Ordos Basin

受鄂尔多斯盆地整体隆升影响, SQ2期地层分布范围缩小至研究区的中部, 横山以北的榆林— 神木— 府谷一带SQ2期沉积缺失。地层厚度变化相对较小, 为36.3~76.81 m, 以子长— 安塞— 延安为沉积中心。砂岩和泥岩厚度变化范围相对SQ1较小, 分别为13~46 m和11~40 m。砂泥比也有一定的分带性, 横山及其东部砂泥比超过2, 子长及其西北砂泥比一般在1左右, 表现为砂岩和泥岩的互层, 局部超过1。研究区中部及富县东部砂泥比一般在0.5左右。

SQ2期沉积格局继承了SQ1期沉积格局, 沉积单元主要有曲流河、冲积平原、三角洲平原、三角洲前缘和滨— 浅湖(图 10-b)。总体来看, 全区三角洲平原、三角洲前缘以及定边— 吴起和宜君一带冲积平原等范围有所扩大, 湖泊水体变浅、范围变小, 横山以北曲流河和冲积平原退缩至横山及其以东一带。

SQ3期地层分布范围进一步缩小, 研究区南部宜君— 黄陵一带以西SQ3期沉积缺失。SQ3期地层厚度变化较大, 为28.9~162 m, 以子长— 清涧— 安塞— 延安为沉积中心。最薄处位于横2井, 仅为28.9 m, 最厚处位于子长— 清涧一带, 清涧河剖面实测SQ3期地层厚度为162 m。由于剥蚀作用, 砂岩厚度变化范围较大, 为5~103 m; 泥岩厚度变化相对较小, 为9.56~58 m。砂泥比分布与SQ2期具有一定的相似性, 横山及其东部砂泥比达到2, 子长及其西北砂泥比一般在0.8~1.0之间, 表现为砂岩和泥岩的互层, 局部超过1。靖边— 安塞— 志丹— 延安— 富县东砂泥比一般在0.5以内, 厚层泥质岩发育。

SQ3期沉积格局与SQ2期沉积格局相似, 沉积单元主要有曲流河、冲积平原、三角洲平原、三角洲前缘和湖泊(图 10-c), 靖边— 志丹一带已经演变为冲积平原和三角洲平原, 靖边南部— 志丹— 富县西的三角洲沉积向研究区中部退覆, 子长— 清涧一带SQ3顶部发育深水浊流沉积。从SQ3期地层厚度变化以及沉积演化推断, 研究区SQ3期发生了1次湖侵事件, 晚三叠世晚期盆地范围虽有萎缩, 但是在子长— 安塞— 延安一带以及富县西局部湖盆具有较高的可容空间, 此时湖泊相沉积了厚层黑色页岩或油页岩(图 4, 图 8, 图 9), 油页岩平均厚度为8~9 m, 以安塞— 子长西为油页岩沉积中心, 向周边逐渐相变为页岩或泥岩, 局部相变为铝土质泥岩。

SQ1期, 研究区继承了延长群沉积晚期(相当于长2期)的沉积格局, 北部为曲流河沉积区, 西部及南部逐渐由滨— 浅湖和水下三角洲过渡为三角洲平原、曲流河冲积平原。该时期水体变浅, 碎屑及成煤植物等物源供给较充分, 为聚煤作用提供了物质基础。环湖泊周缘发育的三角洲为煤炭富集提供了有利场所, 在子长— 安塞— 延安地区的湖泊三角洲发生聚煤作用。煤层多形成于湖侵体系域中上部, 煤层总厚度为0.2~2.22 m, 单层最厚为0.60 m(子长4-2孔), 子长南北各形成1个聚煤中心, 均位于三角洲平原(图 10-a)。

由于研究区周缘抬升较快, 安塞— 延安西部— 志丹东部一带基底抬升响应缓慢, 形成局部“ 相对凹陷区” (图 9), 沉积物堆积速度小于基底相对沉降速度, 物源供给不充分, 不利于成煤作用发生。

SQ2期, 研究区继承了SQ1期沉积格局。此时水体持续变浅, 三角洲平原向湖泊推进, 沉积范围变大, 靖边— 子长— 安塞— 延安一带三角洲平原沼泽发育, 聚煤作用大规模发生, 聚煤中心位于子长矿区(图 10-b)。西部吴起— 志丹南和富县一带三角洲平原与滨— 浅湖过渡带前缘, 在SQ2演化期间, 虽然局部为滨— 浅湖, 但由于水体变浅, 随着湖岸线的迁移, 也发生了小规模的聚煤作用。SQ2期, 煤层多形成于湖侵体系域及高位体系域的下部, 子长矿区煤层总厚度为0.3~1.53 m, 单层最大厚度已达1.19 m(贯屯7406孔); 富县地区煤层总厚度为0.5~1.5 m, 单层最大厚度为0.60 m(富1-2孔)。

SQ3期, 研究区沉积范围持续萎缩, 湖域面积缩小。但由于湖侵事件, 子长— 安塞— 延安一带以及富县西局部湖盆面积增大, 水体变深。西部吴起— 志丹南和富县一带的聚煤作用停止, 子长矿区大规模的三角洲平原依然为聚煤作用提供有利场所, 聚煤中心位于子长矿区(图 10-c)。煤层形成于湖侵体系域, 湖侵事件对于成煤作用强度贡献较大, 使得聚煤作用达到顶峰, 煤层总厚度为0.49~4.40 m。在近物源的低可容空间三角洲沉积体系, 陆源供给相对充分, 短期内泥炭的堆积速率R_P大于可容空间的增加速率R_A(邵龙义等, 2017), 容易在最大湖泛面附近形成相对较厚的5号煤层(图 11), 单层最大厚度为3.10 m(贯屯煤矿)。

图 11

Fig.11

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	图 11 鄂尔多斯盆地中部上三叠统瓦窑堡组可容空间背景下的聚煤模式 a— 不同可容空间层序格架下煤层厚度变化规律(据邵龙义等, 2017); b— 瓦窑堡组低可容空间向高可容空间转换煤层发育较好, 厚度较大Fig.11 Coal accumulation pattern under accommodation space setting of the upper Triassic Wayaobu Formation in central Ordos Basin

在湖侵持续作用下, 研究区可容空间快速增加, 可容空间增加速率R_A超过陆源供给速率R_P。高位体系域沉积了厚层黑色页岩、油页岩或泥岩, 沉积物供给和堆积速率小于可容空间增加速率(图 11), 瓦窑堡期聚煤作用逐渐停止。

总体来看, 瓦窑堡组三级层序地层格架下聚煤规律表现在以下2个方面: (1)在SQ1— SQ3沉积期平面相带上, 煤层主要形成于三角洲平原相带, 为最有利于成煤的环境, 主要控制煤层平面分布。河流冲积平原向三角洲平原过渡地带、三角洲前缘与滨— 浅湖过渡地带(局部可延伸至滨— 浅湖相带), 也有强度较弱的聚煤作用。(2)在SQ1— SQ3沉积期层序垂向上, 煤层主要形成于湖侵体系域, 最大湖泛面附近形成的煤层厚度相对较大; 其次为高位体系域(图 8; 图 11)。盆地中, 湖侵体系域可容空间增长速率R_A小于(或近似平衡)泥炭堆积速率R_P, 决定了瓦窑堡组煤层厚度。高位体系域沉积早期, 聚煤作用逐渐减弱, 到晚期聚煤作用逐渐停止。