高分辨率层序地层学作业-郑教材

《层序地层学研究进展》读书报告：
鄂尔多斯盆地西北部石千峰组沉积特征及沉积－层序模式
学院：沉积地质研究院
学号：2012010129
姓名：刘钟森
授课老师：郑荣才
一、前言
鄂尔多斯盆地为一富含天然
气的大型叠合盆地，经过20多年
的勘探实践，不仅生气范围广、
强度大，而且含气层位多、气藏
类型丰富（付金华等，2000）。

先
后在下古生界以及上古生界太原
组、山西组、下石盒子组都发现
了具有相当规模的气藏。

近年来
随着天然气勘探的进一步深入，
2000年首次在榆17井石千峰组地
层中获得了工业性气流。

此后，
先后发现了神8井区、盟5井区
石千峰组气藏，这一发现打破了
图1 研究区区域位置及基本资料点图
上石盒子组以上地层中无天然气
藏的历史，但也提出了新的研究课题（杨华等，2004；张清等，2005；闫小雄等，2005；李振宏等，2005）。

同时，众多学者对鄂尔多斯盆地上古生界太原组、山西组和石盒子组沉积相、层序及岩相古地理等方面已作过大量的详细研究，并已取得丰硕的成果。

而对上二叠统石千峰组的研究还相对较少、且缺乏系统性。

正是鉴于上述实际意义与理论意义，选择鄂尔多斯盆地西北部（南起后洼、北至石咀山，西起青铜峡东坻苏里格庙）（图1）石千峰组为研究对象，选择研究区西北、西南部深井、汝箕沟等7条野外剖面（图1），系统展开综合的基础地质研究。

这些研究成果的取得将会为上古生界砂岩气藏勘探寻找新的勘探区带与层系提供科学依据。

二、石千峰组发育特征
上二叠统石千峰组最早于1922年那琳创名于山西太原市西山石千峰山，称石千峰系，原始定义为：发育于太原石千峰山、关头村一带，石盒子组以上的巧克力色、暗红色砂岩层，包括：1）银杏植物带；2）石膏泥灰岩带；3）砂岩带三部分。

1924年又将银杏植物带下移归石盒子系。

1934年潘钟祥将延长组以下的红色砂岩、泥岩系地层统称
图2 研究区石千峰组地层、沉积相及层序综合柱状图（鄂6井）
SLSC. 超长期层序旋回；LSC.长期层序旋回；MSC：中期层序旋回；SLSB. 超长期层序界面；
LSB.长期层序界面；MSB. 中期层序界面；SLMFS：超长期洪泛面；LMFS：长期洪泛面；
为石千峰系。

1959年中国科学院山西地层组改称为石千峰群，自下而上划分为孙家沟组、刘家沟组、和尚沟组。

70年代于陕西岐山后周公庙和麟游紫石崖好时河剖面的刘家沟组
中，均采得腕足类、双壳类及蛇尾纲等海相化石，并将其时代划归早三叠世。

1982年地科院再次将石千峰群分解为石千峰组、刘家沟组及和尚沟组，前者属晚二叠世，后者属早三叠世。

1999年中科院古生物研究所金玉玕等在“中国二叠世年代地层划分和对比”一文中，将刘家沟组以下、上石盒子组以上地层仍称为孙家沟组，属晚二叠世晚期地层，与乐平统长兴阶对比，年龄界限为253～251Ma，考虑到使用习惯，本文仍称为石千峰组。

石千峰组为鄂尔多斯盆地上古生界最顶部的地层，发育灰色细砾岩、细－中砂岩，以及紫－砖红色泥岩夹泥质粉砂岩、泥岩和粉砂岩，砂岩之间夹薄层紫红色泥岩。

研究区石千峰组总厚度为250m左右，至下向上可以划分为5段，分别为：千5、千4、千3、千2和千1段，与下伏上石盒子组和上覆刘家沟组均呈假整合接触关系。

三、研究区沉积体系类型及特征
根据区域沉积格局和沉积作用特点，在众多前人研究成果的基础上，选择研究区汝箕沟、沙巴太等7条野外露头剖面及盆内众多钻井资料（图1）的综合分析，将研究区石千峰组划分为辫状河、曲流河、三角洲和湖泊沉积体系。

各沉积体系特征分述如下：
1 辫状河沉积体系
辫状河岩石类型主要为紫红色砾岩、砂岩、粉砂岩。

自下而上可进一步划分为河床底部滞留和心滩沉积，局部发育薄层的泛滥平原沉积。

具有河道砂体发育，而堤泛欠发育的特征（图3）。

1.1 河床底滞留砾岩沉积
发育于每一旋回底部，辫状河流在下切作用结束之后，河道处于相对稳定时期，开始以沉积作用为主，从上游携带来的泥、砂、砾物质，随着流速的减缓，粗粒的砾石沉降下来，滞留于河床底部，细粒物质向下游漂去。

床底滞流砾石分选很差，磨圆度不高，呈叠瓦状排列，底部见冲刷面，一般厚几十厘米至数米（图3）。

1.2 心滩
心滩是辫状河最典型的沉积类型。

辫状河流不断移动、游荡，在两条分叉河道之间发育心滩沉积，主要由砂质组成，流速大时带来一些砾石或砾石夹层。

心滩砂体中主要发育板状交错层理、槽状交错层理、楔形交错层理，顶部有时发育波状层理。

2 曲流河沉积体系
曲流河沉积体系分布于近湖盆的外侧。

按沉积相特征，研究区内的曲流河沉积体系均可划分出河道和堤泛两个亚相，河道又可进一步划分为河床滞留和边滩两微相，而堤
泛则可划分出天然堤、决口扇、泛滥平原等众多的微相类型。

具典型的“二元结构”特征（图4）。

2.1 河道
曲流河中河道主要是河床中推移载荷的纵向迁移和侧向加积作用的产物，一般由河床底部滞留和边滩两微相组成（图4）。

河床滞留微相发育于河床底部，厚度较小，呈不稳定的透镜体状，岩性以细—中砾岩、含砾粗砂岩为主，底冲刷发育，层理类型为大型槽状交错层理。

其上为边滩微相，岩性一般较辫状河沉积的心滩为细，岩石类型以细砂岩为主，少量中砂岩。

层理类型丰富，由下至上可见大型楔状交错层理、平行层理。

2.2 堤泛
堤泛以发育天然堤、决口扇、泛滥平原微相为主（图4），相对于粗粒的河道沉积，堤泛沉积作用主要发生在洪水期，是河水越过堤岸后，在河道两侧的泛滥平原上发生悬移载荷垂向加积作用的产物。

天然堤和决口扇多沿曲流河道两侧呈薄层带状或舌状分布。

剖面上以粉砂岩和粉砂质泥岩、泥岩互层为主，发育沙纹层理、波状层理和水平层理。

图3 内蒙古呼鲁斯太剖面辫状河沉积剖面结构图4 宁夏苏峪口剖面曲流河沉积剖面结构
3 三角洲沉积体系
三角洲沉积体系是河流沉积体系进一步发展的结果，因三角洲平原的地形较为平坦，相对河道，水体略有加深和流速减慢，河道的侧向迁移和多级次分流汇合作用更加频繁和活跃，分流河道常常呈多河道的分支状和网状。

3.1 三角洲平原亚相
在研究区野外剖面和钻井中，三角洲平原可以识别出分流河道、分流间洼地、天然堤、决口扇等微相。

分流河道为三角洲平原的骨架砂体，地形较为平坦，能量较低，因而分流河道的沉积强度和砂岩在地层中所占的密度都小于河道砂体。

岩性主要为褐色细—中粗粒砂岩，砂体的底部较粗，也以中粒砂岩为主（图4）。

砂体下部具槽状或板状交错层理，中部具波状交错层理和波状层理砂岩，向上逐渐过渡为具沙纹层理的粉砂岩。

三角洲分流河道之间发育的分流间洼地、天然堤、决口扇等沉积微相与曲流河河漫滩具有相似的沉积特征。

3.2 三角洲前缘亚相
此亚相是三角洲的水下沉积部分，由水下分流河道、水下天然堤、水下决口扇、河口坝、前缘席状砂和分流间湾等微相组成（图5）。

相对分流河道，该亚相的水下分流河道和河口坝砂体的粒度明显变细，一般由中—细粒砂岩组成，且伴随水下分流河道的多级次分流作用增强，粒度逐渐变细。

至河口坝，大都由含泥质组分较高的细—粉砂岩组成。

而水下天然堤、水下决口扇、河口坝、前缘席状砂和分流间湾等微相以泥岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩等更细粒的沉积物组成。

3.3 前三角洲亚相
前三角洲亚环境水深流缓，以占据河口前方的浅湖位置为主，水动力条件较弱，以接收洪水期涌人湖泊的悬移质沉积物为主，因此，间歇性的沉积速率高，堆积厚度大，以沉积物粒度的泥、页岩为主，夹薄层粉砂岩。

4 湖泊沉积体系
湖泊沉积体系主要是指远离三角洲的常年覆水的盆地沉积环境。

按各类相标志确定的水深变化，在研究区可划分出滨湖和浅湖两个亚相（图6）。

4.1 滨湖亚相
滨湖地区的水动力条件比较复杂，受拍岸浪和回流的作用，湖水对其沉积物的改造和冲洗都非常强烈。

主要发育滨湖砂坝和滨湖泥微相沉积。

其中，滨湖砂坝岩性为粉－细粒砂岩，碎屑颗粒分选较好（图5）。

砂体厚度较稳定，有时底部发育细砾岩，具底冲刷、低角度板状交错层理，中小型交错层理，浪成沙纹层理，平行层理。

滨湖泥色较杂，一般以紫红、棕红色泥岩为主夹粉砂岩，含少量砂质和钙质结核。

具沙纹层理和断续水平层理。

4.2 浅湖亚相
浅湖亚相在研究区内分布范围很广，可进一步划分为浅湖泥、浅湖砂坝两个微相（图
5）。

浅湖砂坝砂体的厚度多为数分米至近十米级，分布面积大小不一，以薄—中层状粉—细砂岩为主，夹少量泥质粉砂岩，成层性较好，粉砂岩中发育浪成沙纹层理、条带状层理，砂体的泥质含量也较低。

浅湖泥由岩性非常单一的泥、页岩夹薄层粉砂岩组成，发育有水平层理。

四、高分辨率层序地层划分及特征
近十几年来，针对陆相盆地多样化、复杂化的特点，我国石油地质学者对陆相层序地层特征、层序地层格架中的生储盖层发育特征和油气聚集规律进行了大量探索，取得了可喜的成果。

本文正是鉴于上述重大理论成果（邓宏文等，1995，1996；郑荣才等，1999，2000，2001；叶黎明等，2006；尹艳树等，2006；姚益民等，2007），以地表露头、钻井岩芯和测井剖面精细沉积相和高分辨率层序地层分析为依据，在层序界面识别的基础上，在研究区石千峰组中识别出1个超长期（SLSC1）、5个长期（LSC1～LSC5）和数十个短期旋回层序，各超长期、长期和中期旋回层序与岩石地层单位划分方案中的组、段、亚段的对应性较好，相互之间的对应关系见表1。

其中，LSC1～LSC3和LSC5均可识别出3个中期基准面旋回，LSC4识别出2个中期基准面旋回（图2）。

根据旋回相序及结构
图5 李1井三角洲沉积剖面结构 图6 定探2井湖泊沉积剖面结构
特征，各级次基准面旋回均以向上“变深”非对称型（A型）和以上升半旋回为主的不完全对称型（C1型）为最常见的结构类型，近完全－完全对称型（C2型）也较为常见，而下降半旋回为主的不完全对称型（C3型）和向上变浅的非对称型（B型）基本上不发育。

表1 鄂尔多斯盆地西北部石千峰组高分辨率层序地层划分方案
五、层序与沉积体系的响应关系及特征
通过对各级别基准面旋回特征详细研究，表明中期基准面旋回为研究区最具等时对比意义的层序，并且与沉积体系具有很好的响应关系。

研究表明：辫状河中的心滩主要发育A1型层序，曲流河中的边滩沉积主要发育A2型河C1型，三角洲平原以A2和C1型为主，三角洲前缘以发育C2和C3型层序为特征，湖泊沉积中主要发育C3和B型。

对各种类型的中期基准面旋回研究表明，主要的储集砂体位于每一旋回的上升半旋回相域，因此，选择中期基准面旋回上升半旋回相域为编图端元，更具等时性和成因连续性。

1 辫状河—A1型：主要发育于靠物源区，如马拉盖图千3段、呼鲁斯太剖面千3－千4段等。

由含砾粗—中粒砂岩心滩砂体组成多个向上变细的正旋回，具有A1型基准面变化特征（图7－A）。

层序的底、顶面都为冲刷面，旋回间细粒的堤泛沉积物被上覆冲刷侵蚀而不发育，砂体之间不发育泥、粉砂质隔层，因此砂体的连通性极好，为一类最有利储层发育的结构类型。

该类组合主要发育于盆地边缘近物源区。

2 曲流河—A2型：主要分布于靠近湖泊的外测，如在苏峪口剖面发育的千5段、千3段，以及鄂6井千5－千1段。

每一旋回从底部—中上部由含砾粗—中—细砂岩边滩砂体组成，顶部保留有由泥岩和泥质粉砂岩的堤泛沉积，具有A2型中期基准面变化特征，形成了边滩～堤泛—A2型层序的组合关系（图7－B）。

而对于发育决口扇的沉积序列来说，往往具有向上变细复变粗的沉积特征，具有C1型的中期基准面变化特征。

此类型储集砂体为厚的边滩砂体，砂体间仅被局部隔层阻隔，也为一类很有利于储层发育的结构类型。

3 三角洲平原—C1型：该类型分布在靠近湖泊的地区，以李1井千4段等井段为典型代表。

三角洲平原的剖面结构与曲流河相似，但相对来说三角洲平原中河道沉积更
薄、更细，顶部保留的细粒沉积物相对更厚。

剖面序列从下至上由多个薄的分流河道微相的中—细粒砂岩→堤泛（或漫滩）沉积的粉砂岩、泥岩组成向上变细的上升半旋回，下降半旋回则由决口扇（或决口河道）微相的粉砂质泥岩、粉砂岩或细－粉砂岩组成向上略变粗的逆粒序，上升半旋回的厚度明显大于下降半旋回的厚度，具有典型的C1型中期基准面旋回特征（图7－C）。

根据沉积物粒度特征，主要的储集砂体为分流河道砂体。

4 三角洲前缘—C2和C3型：以李1井千5段为典型代表。

上升半旋回由水下分流河道的细砂岩－分流间湾或水下天然堤的粉砂岩或泥岩组成向上变细的沉积序列，下降半旋回由远砂坝或河口坝的粉砂岩—细砂岩组成向上变粗的沉积序列，上升半旋回的厚度等于下降半旋回的厚度，具有C2型中期基准面变化特征（图7－D）。

主要的储集砂体为位于旋回底部的水下分流河道砂体和旋回顶部的河口坝砂体。

5 湖泊—B型：以定探2井为典型代表。

湖泊沉积中主要以滨湖和浅湖沉积为特征，主要发育B型中期基准面旋回，出现在具备沉积物供给量递增而可容空间递减条件的基准面旋回过程中，因此形成仅保留下降半旋回的向上变浅部分而上升半旋回缺失的沉积记录。

图7 沉积体系与中期基准面旋回响应关系图
六、研究区石千峰组沉积－层序发育模式
本文建立的石千峰期沉积－层序模式（图8）包含了一系列的地质信息：从沉积体系的角度，研究区主要发育有河流、三角洲和湖泊沉积类型；由北向南为冲积平原－三角洲平原－三角洲前缘－湖泊的古地理展布特征；研究区主要发育有A1、A2、C1、C2、C3和B型层序。

重要的是这一模式将单一的地质特征彼此联系起来，建立了沉积体系与层序的响应关系。

表现为辫状河和曲流河具有A1和A2型中期基准面变化特征，分布于盆地边缘靠近物源区；三角洲平原、三角洲前缘和湖泊沉积分别具有C1、C2、C3和B型的响应特征，分布于靠湖盆地区。

从沉积－层序模式中也可以看出，在每一中期基准面旋回中，有利储集砂体的分布特征：在冲积平原分布于每一旋回的底部，上部表现为冲刷侵蚀；三角洲平原位于每一旋回的底部和中上部，三角洲前缘位于每一旋回的中下部以及下降半旋回的顶部。

同时也可以更为详细的了解研究区石千峰组的时空配置关系，为进一步的油气勘探提供有利的地质依据。

图8 研究区石千峰组沉积－层序发育模式图
参考文献
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