柴达木盆地柴西南地区上干柴沟组沉积相研究

2011-04-15夷晓伟肖传桃油气资源与勘探技术教育部重点实验室长江大学湖北荆州434023

长江大学学报(自科版) 2011年13期

夷晓伟，肖传桃（油气资源与勘探技术教育部重点实验室（长江大学），湖北荆州434023）

徐建国（中石化江汉油田分公司江汉采油厂，湖北潜江433124）

柴达木盆地地处青藏高原北部，是我国十大内陆盆地之一。柴达木盆地周缘分别为阿尔金山、祁连山和昆仑山所环绕，为西宽东窄的菱形盆地，其大地构造位置处于亚洲中轴域和特提斯-喜马拉雅构造域的结合部位（见图1）。该研究区位于柴达木盆地西南部，柴西南区西到七个泉、东到乌南、北到狮子沟、南到跃进四号。区内发育了古生界、中生界和新生界3套沉积地层，中、新生界沉积岩分布面积为9.6×104km2，最大厚度超过17200m。该研究区探井多，绝大部分地区已开展三维地震勘探，资料丰富，为研究奠定了良好的基础。

图1 柴达木盆地区域构造位置

中生代以来，盆地周边山系陆续隆升，盆地内发育了一套典型的内陆河湖相沉积，沉积相类型丰富。新生代以来，干旱气候下的咸化湖沉积环境使盆地内部碎屑岩减少，碳酸盐岩增加。柴达木盆地经历了不同构造机制的多期构造演化过程，具有复杂物质组成与地质结构，在盆山关系上也表现出复杂的叠加组合关系[2]。中、新生代构造演化则主要受控于欧亚大陆南缘中、新生代特提斯的阶段性俯冲消减与闭合作用、以及印度板块往北向欧亚板块碰撞楔入的远程效应。复杂的地质演化过程对柴达木盆地构造、沉积及油气成藏具有重要的控制作用[3]。

1 地层发育特征

新生界是柴达木盆地最发育的地层，基本覆盖全盆地，但主体分布在研究区-柴西南地区。根据地面资料、钻井资料、古生物资料，结合岩性、含油性和地震反射特征，自下至上分为路乐河组、下干柴沟组、上干柴沟组、下油砂山组、上油砂山组和狮子沟组6套地层。上干柴沟组地层广泛出露于盆地内，在西部南区至冷湖油田均已证实，与下干柴沟组为连续沉积，沉积厚度400～1100m。根据岩性及化石资料分析，认为该研究区可分为如下2段：①下段（N11）。西部南区为灰色、深灰色钙质泥岩及泥岩为主，夹砂岩、粉砂岩及泥灰岩为主要生油层之一，一般厚150～600m；西部北区岩性为灰色、深灰色、棕红色、泥岩夹钙质泥岩、泥灰岩及粉砂岩条带，沉积厚度300～500m；冷湖地区为棕红、棕褐色泥岩、砂质泥岩夹灰绿色砂岩，粉砂岩。②上段（N21）。盆地中分布广泛，岩性变化较大。西部南区为棕褐色、棕红色砂质泥岩夹少量灰绿色砾状砂岩、含砾砂岩和灰色含钙泥岩、杂色泥岩；西部北区岩性为灰色、深灰色、棕灰色泥岩夹粉砂岩条带及钙质泥岩、泥灰岩，该段沉积厚度100～500m。

2 沉积相特征

通过对沉积剖面结构及沉积岩中具有成因意义的标志特征进行分析，认为该研究区主要发育湖泊相、辫状河三角洲相和湖底扇相。

2.1 湖泊相

湖泊相在柴达木盆地西南地区盆地演化的不同时期均有发育，并且随着南北两侧造山带的构造演化，沉积中心发生从西向东有规律的迁移。在湖泊环境中，根据湖泊水位的变化以及浪基面的变化可分为滨湖亚相、浅湖亚相和半深湖-深湖亚相。

1）滨湖亚相在柴西南地区古近系中，滨湖亚相由滨湖砂坝、滨湖泥及滨湖砾岩等微相组成。具体内容如下：①滨湖砂坝。在开阔湖岸的滨湖区，陆源碎屑物质供应充分，通过击岸浪的冲刷、簸选和淘洗，使碎屑物质成熟度增高，分选、磨圆度好，形成砂质滨湖砂坝沉积，沿湖岸附近出现重矿物富集带。滨湖砂坝由分选中-好的细砂岩、粉砂岩（局部为含砾砂岩）组成，杂基少，砂岩百分含量大于25%，主要发育平行层理及向湖心倾斜的低角度交错层理，此外，还有小沙纹层理。②滨湖砾岩。当湖岸较陡、滨湖水动力作用较强，击岸浪对湖岸的侵蚀产生粗碎屑，或近物源河流有粗碎屑物质的充分供应，滨湖地区也可形成砾质湖滩即滨湖砾岩沉积，一般厚度不大。③滨湖泥。当湖滨地形平缓，水动力较弱，波浪作用不能波及岸边，物质供应以泥质为主，则可形成滨湖泥（或泥坪）。其沉积物以棕红、棕色、土黄色泥岩和粉砂质泥岩为主，夹薄层粉砂岩、泥灰岩，局部发育白云质泥岩薄层。泥岩中见水平层理，垂直或倾斜的生物钻孔、生物扰动构造，时见干裂和钙质结核；粉砂岩中常见沙纹层理、波状纹理、上叠沙纹层理以及各种中小型浪成波痕；自然电位曲线为齿形-微齿形-平直组合。

2）浅湖亚相由于柴达木古近系湖盆具有面积广、湖底地形缓、水体浅等特点，因而浅湖亚相成为湖泊沉积中的主要亚相类型。浅湖亚相位于枯水期水面至浪基面之间的浅水地带，沉积物受波浪和湖流作用的影响明显。按照沉积物的不同，柴西南地区浅湖亚相可以分为以下6种微相类型：①浅湖沙坝。由主要细粒砂岩和粉砂岩（局部为泥质粉砂岩）组成，多显示向上变粗层序，或者为细-粗-细的完整层序特征，底部以泥质粉砂岩与泥岩或页岩渐变过渡、向上依次渐变为粉砂岩、细砂岩，这与底具冲刷面的河道砂体有着显著区别。②浅湖泥。当水动力条件微弱，陆源碎屑物质供应不足时，浅湖区主要发育泥质沉积。岩石类型以泥岩和粉砂质泥岩为主，可夹有少量粉砂岩薄层或透镜体。层理类型多以水平、波状层理为主，在局部粉砂岩和泥岩交互沉积时，可形成透镜状层理；生物潜穴和生物扰动发育。自然伽玛曲线（SP）一般为光滑-微齿化、齿形-钟形、夹指形曲线组合。③浅湖灰泥。柴达木盆地西南地区碳酸盐浅湖亚相也有发育，岩性主要为灰色、浅灰色和深灰色泥晶泥灰岩、泥晶灰岩以及白云质灰岩。沉积构造主要为块状层理、水平层理、波状层理以及沙纹交错层理。浅湖灰泥以上干柴沟组上段最为发育，其次是上干柴沟组下段下干柴沟组和上油砂山组的浅湖灰泥发育较局限，主要分布于狮子沟和跃西地区。电性特征为自然电位呈波状起伏，视电阻率呈中-高阻锯齿状。④藻灰岩。从渐新世到上新世，柴西南地区湖盆曾间歇性的较清沏，有利于碳酸盐物质的形成和低等植物蓝绿藻的生长活动，发育了由蓝绿藻粘结碳酸盐而形成的藻灰岩（叠层石灰岩），包括纹层状、波状和短柱状3种类型。通过岩心观察，在跃69井1410～1415m井段，整体为短柱状（叠层石）藻灰岩，顶、底部为波状藻灰岩，其上下为浅灰色泥岩，藻灰岩原生纹层清晰可见，局部被风暴打碎成碎块。从藻灰岩纹层的垂向分布规律看，其浅湖沉积区水动力能量有由弱-强-弱的变化，说明藻灰岩主体沉积时其水动力条件较强。⑤浅湖鲕粒（生物碎屑）滩。鲕粒滩主要由鲕粒灰岩、生物碎屑鲕粒灰岩及陆源碎屑鲕粒灰岩组成，鲕粒比较小，一般在0.05～0.3mm，多数为单鲕，只有少数为复鲕，鲕的表皮较薄，属薄皮鲕，表明生成鲕粒的环境水体振荡不太频繁；胶结物以亮晶方解石为主，局部为泥晶胶结，表明鲕粒灰岩沉积时的水动力条件相对较强，故灰泥含量较少。生物碎屑滩主要由生物碎屑灰岩、砂质生物碎屑及生物碎屑泥晶灰岩组成，生物种类以介形虫、有孔虫、腹足类等为主，保存较完好，大小一般为0.1～0.5mm，最大达1.5mm。⑥风暴沉积。在乌12井的下油砂山组跃东110井的下干柴沟组下段跃Ⅳ-2井的上干柴沟组下段跃42井的下油砂山组和阿2井的下干柴沟组上段的层位中都见到了该种类型的沉积。底部可见少量泥砾与下伏沉积层相连。内碎屑大小一般为0.5cm至几个厘米。如在跃东110井中的风暴岩，泥岩条带厚0.5～1.0cm，一般长1～3cm，最大可达5cm，多呈条带状。风暴岩的砾屑一般排列无规律，有的可放射状或叠瓦状，部分能见到 “人”字型及倒 “小”型排列。风暴流沉积的沉积构造类型多样、特征各异。乌12井（1248.7m）中砂岩球枕构造直径2～5cm，具有纹层，但已变形，变形的纹层呈槽状向下弯曲，下伏的泥岩呈舌状伸入砂层中，形成火焰状。从沉积序列来看，在风暴沉积之下是块状构造的泥岩。风暴沉积具有突变性的底面，底部对泥岩有一个冲刷面，冲刷面之上为较细砂的风暴岩，泥岩砾屑多呈顺层排列，其上可见砂枕构造。中部为较大泥岩条带分布层段，多倾斜及杂乱分布。中上部为泥砾较少的粉砂岩段，砂岩中有水平层理。上部为泥岩砾屑富集段，砾屑含量高，但个体相对较少。

3）半深湖-深湖亚相半深湖位于正常浪基面与最大浪基面之间，水体较深处，地处弱还原-还原环境；深湖亚相深湖位于盆中最大浪基面之下，水体最深，波浪作用已完全停止，水体安静，处于缺氧的还原环境。事实上，由于半深湖与深湖相沉积物性质相似，因此在大多数情况下两者难以区分，故笼统称之为半深湖-深湖亚相。半深湖-深湖亚相沉积以粘土岩为主，夹泥灰岩、灰岩、局部见粉砂岩、膏岩薄夹层或透镜体。粘土岩常为有机质丰富的暗色泥、页岩或粉砂质泥、页岩，水平层理发育，间有细波状层理。底栖生物不发育，可见菱铁矿和黄铁矿等自生矿物。

2.2 辫状河三角洲

1）辫状河三角洲平原亚相在柴西南地区，辫状河三角洲平原亚相主要发育于跃进地区，其次为研究区南部，并发育如下微相：①水上分流河道。水上分流河道以细中粒长石砂岩为主，一般占地层厚度的40%以上，夹粉砂岩和泥质粉砂岩。在剖面上呈透镜状，底部多具冲刷面，含泥砾。垂向上呈正韵律。粒度概率曲线为二段式和三段式，以跳跃组份、滚动组份和悬浮组份为主。发育大型槽状交错层理、侧向加积交错层理、平行层理和沙纹层理，自然电位曲线呈大型箱形、钟形或由二者组成的复合形。②河漫滩。河漫滩以泥质沉积为主，少量砂质和粉砂质。岩性组合为灰色、深灰色泥岩、炭质泥岩、粉砂质泥岩和少量细砂岩、粉砂岩。泥岩中可见植物根茎化石及垂直虫孔构造，发育水平层理，自然电位曲线幅度低而平缓。③水上天然堤。天然堤呈不对称透镜状分布于分流河道两侧，为粉砂岩、粉细砂岩与粉砂质泥岩、泥质粉砂岩互层，粒度比决口扇细；发育爬升层理和沙纹层理，常见植物化石，自然电位曲线为指状。④决口扇。决口扇沉积作用为一种突发性事件，多与洪水有关，是分流河道向前推进过程中发生决口的产物。决口扇岩性组合为细粒长石砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩组成，砂岩底部一般见冲刷构造，剖面上具正旋回结构，发育块状层理，其上为小型沙纹层理，自然电位曲线呈小型钟形或单指形。

2）辫状河三角洲前缘辫状河三角洲前缘主要分布于跃东和跃进地区部，并发育水下分流河道、水下天然堤、支流间湾和河口砂坝微相：①水下分流河道。水下分流河道是平原环境中辫状河道入湖后在水下的延续部分，主要由含砾砂岩、粗砂岩、中砂岩及细砂岩构成，单一水下分流河道砂体显示清楚的下粗上细特征，常从含砾中、粗粒砂岩到细砂岩，主体为中、粗粒砂岩；砂岩为颗粒支撑，砂体中沉积构造发育；常见大、中型槽状交错层理、平行层理及冲刷充填构造及砂体底部见泥砾，局部见板状交错层理，而砂体频繁侧向迁移加积形成的侧积交错层更是其主要的沉积构造，完全可以作为其相标志。单一水下分流河道砂体厚度为0.2～1.5m，纵向上常见若干水下分流河道砂体相互叠置组成厚度较大的砂体（局部厚度在20多米）。②水下天然堤。水下天然堤沉积在研究区前缘亚相中普遍可见，由粉砂岩、粉砂质泥岩和泥岩的簿互层（互层厚度在0.1～0.5m）组成，其厚度远远小于下伏的水下分流河道砂体，而且水下天然堤沉积物常常呈透镜状夹于水下分流河道砂体中，发育水平层理、波状层理及沙纹层理。③支流间湾。支流间湾沉积主要由灰色、紫灰色、灰紫色粉砂质泥岩及泥岩组成，见水平层理及小沙纹层理。④河口砂坝。河口砂坝沉积特征清楚；由粉砂岩、细砂岩组成，常显示向上变粗层序（从粉砂岩到中、细砂岩），河口砂坝中沉积构造发育，常见浪成沙纹层理，平行层理及液化变形层理，以及中、小型槽状及楔状交错层理。

2.3 湖底扇相

在阿尔金山前的七个泉地区形成的湖底扇主要受古构造和古地形控制。在阿尔金山西段，古近系下干柴沟组沉积时期，湖水上升，湖水面扩大，河流后退，由于古阿尔金山的推覆作用，使该地区沉积坡度较大，先期扇三角洲或辫状河三角洲前缘沉积物以碎屑流或浊流方式沿斜坡向下滑动，搬运至湖底深水区，呈扇状快速堆积下来。其岩性主要为灰绿色、灰色厚层状细砾岩、紫红色钙质砂岩夹灰黄色钙质泥岩、泥灰岩。砾石成分复杂，分选中等，磨圆差，叠递变复冲刷构造常见，为典型浊积岩层序序列。