鄂东神府地区山西组古沉积环境及沉积特征分析

王 卓，赵靖舟，陈宇航

(西安石油大学 地球科学与工程学院，陕西 西安 710065)

引 言

近年来，鄂尔多斯盆地东缘地区致密气藏的勘探开发获得重大突破，测试结果表明具有商业性气层[1]。山西组作为全盆地重点勘探层位之一，前人对其沉积相研究较多，且均认为山西组沉积为海陆过渡的三角洲沉积体系，但海水的影响和控制作用程度在整个山西组沉积期有所变化[2-5]。但这些研究大多集中于盆地中南部，而对于盆地东缘的研究较少。沉积特征的内涵本包括沉积相和沉积环境条件(自然地理条件、气候条件、沉积介质的物理化学条件等)[6-7]，但前人对于沉积特征的分析，大多是比较单一的相识别或单一的古沉积环境恢复[4，8-16]，将古沉积环境与沉积相进行综合分析的研究较少。陈洪德等[4]通过地球化学方法对鄂尔多斯盆地太原组—下石盒子组沉积期古水体盐度进行了研究，认为其沉积特征整体有从海相到海陆过渡相再到陆相的变化趋势。此研究证实：地化资料有很好的定量判别特性，通过地球化学方法对古地理环境条件进行分析研究，再将古地理环境与相特征结合，可为沉积特征的分析奠定基础。笔者通过研究区山西组地化资料，分析山西组沉积期古环境特征及物源，在此基础上，结合岩心观察、测井资料处理、粒度分析等，精细描述研究区山西组微相类型及其沉积特征，为下一步勘探提供一定的理论依据。

1 区域地质概况

神府地区位于鄂尔多斯盆地东缘，横跨晋西挠褶带和伊陕斜坡2个构造单元(图1)，地势呈东高西低、北高南低的趋势，区块面积约3 000 km2。晚石炭世，经历过130 Ma的抬升剥蚀后，华北板块开始下沉，上古生界地层开始沉积，自下而上发育上石炭纪本溪组、下二叠纪太原组及山西组、中二叠世石盒子组、上二叠纪石千峰组[1]。从早二叠纪开始，区域构造由之前的拉张转化为抬升，山西组沉积时期，海水大幅度南退，山西组在陆相与残余海相共存的过度环境下沉积形成。神府地区山西组地层平均厚度65 m，自下而上分为山2段和山1段，与下伏太原组呈区域冲刷面接触关系，与上覆的下石盒子组呈整合或冲刷面接触关系[8]。

2 研究区古沉积环境分析

古沉积环境分析对沉积特征的研究有很好的指导意义。前人的研究表明：通过岩石中稀土元素的分析可以很好地判别古沉积环境[9-16]。本次研究通过分析研究区山西组岩样中各稀土元素含量及其之间的比值，精确判断神府地区山西组沉积期水体的氧化-还原性、古水体盐度及古气候特征。

图1 研究区位置Fig.1 Location map of the study area

2.1 古水体的氧化-还原性

沉积岩中稀土元素分布特征可以反映沉积时古水体的氧化-还原性。一般情况下，水体为氧化环境时，Ce3+会被氧化为Ce4+，导致Ce3+浓度降低；相反，若水体缺氧，Ce3+的浓度就会增加。进而说明，沉积体系中的Ce异常可以反映水体的氧化-还原条件的变化[8]。稀土元素中的Ce与邻近的La和Nd元素相关的变化称为铈异常，用Ceanom表示。Ceanom值可以作为判断古水体氧化还原条件的标志，其计算公式为

Ceanom=lg[3CeN/2LaN+NdN]

式中：Ceanom为铈异常程度，无量纲；CeN、LaN、NdN)分别为Ce、La、Nd元素的质量分数经北美页岩标准化的值[9-10]，10-6。

如果Ceanom>0，表示Ce富集，反映水体缺氧，为还原环境；反之，Ceanom<0，表示Ce亏损，水体为氧化环境[8-9]。经上述公式计算得出，神府地区山西组52个样品中Ceanom分布在-0.15～0.10，平均为-0.03，其中，81%样品的Ceanom<0，其余19%样品的Ceanom>0(图2),且Ceanom>0的样品多属于山2段。可断定研究区山西组沉积期水体整体上为弱氧化-弱还原环境。

图2 研究区山西组样品Ceanom的分布Fig.2 Ceanom distribution of Shanxi formation samples in the study area

2.2 古水体盐度

通过稀土元素Sr与Ba的质量分数比值(用w(Sr)/w(Ba)表示)可以判断古水体的盐度。在陆相(淡水)沉积中，w(Sr)/w(Ba)<1，在海相(海水)沉积中，w(Sr)/w(Ba) >1[11-14]。研究区山西组52块碎屑岩样品中w(Sr)介于(36.50～280.58)×10-6，均值为141.19×10-6；w(Ba)介于(45.10～1181.76)×10-6，均值为597.80×10-6，w(Sr)/w(Ba)值介于0.11～0.81，均小于1，平均0.29。通过上述数据分析可以确定，研究区山西组沉积时期整体为淡水沉积。

2.3 古气候

一般情况下，稀土元素总量的质量分数(∑REE)的变化、La和Yb元素的质量分数比值(w(La)/w(Yb))与古气候的变化有着密切的关系，即在潮湿的气候环境下∑REE、w(La)/w(Yb)值较高，相反在干燥的气候环境下∑REE、w(La)/w(Yb)值较低[5,8,15-16]。研究区山西组52个样品的∑REE介于(492.57～3 768.92)×10-6，平均2 208.38×10-6，La元素质量分数介于(11.40～217.00)×10-6，平均71.21×10-6，Yb元素质量分数介于(1.00～12.90)×10-6，平均3.90×10-6，w(La)/w(Yb)值介于5.28～39.59，平均18.84。∑REE及w(La)/w(Yb)值均较高，综合分析研究区山西组沉积时期古气候温暖湿润。

3 物源分析

研究认为鄂尔多斯盆地北部和西北部都有古陆存在，而盆地东北部地区沉积物主要来源于盆地北缘的阴山古陆；在盆地北部，其基岩的分布及基岩类型具有明显的分区特点，在东北部地区基岩主要以太古界的混合岩为主，岩性为混合花岗岩和其他岩浆岩类[17-20]。在此基础上综合分析重矿物资料和地化资料，可准确判断研究区山西组物源方向及母岩性质。

3.1 物源方向

重矿物是指岩石中密度大于2.86 g/cm3的陆源碎屑矿物，一般在岩石中的含量较少，质量分数≤1%。根据重矿物的稳定性，可以将其分为4类[19](表1)。重矿物的稳定性越好，其抗风化能力越强，分布范围就越广。一般情况下，随着搬运距离的增加，岩石中稳定性差的重矿物含量越来越低，而稳定性好的重矿物含量则越来越高。

表1 重矿物稳定性表(据赵红格[19]，修改)Tab.1 Stability of heavy minerals (modified from Zhao Hongge[19], 2003)

研究区山西组超稳定重矿物包括锆石和电气石；稳定重矿物包括磁铁矿和石榴石，一般稳定重矿物包括绿帘石；不稳定重矿物包括角闪石和榍石，但其含量很少，质量分数均小于1%。根据研究区山西组重矿物含量分布平面图可以看出(图3)：在平面上从北向南，稳定性好的锆石和电气石含量增多，质量分数从15%左右增至约90%；在相同方向稳定性相对较差的磁铁矿、石榴石、绿帘石含量则逐渐减少，质量分数从约80%降至10%左右。通过重矿物含量变化的这种趋势，可以判断研究区山西组物源方向为北东向。

图3 研究区重矿物含量分布Fig.3 Content distribution of heavy minerals in the study area

3.2 w(La)/w(Yb)-∑REE图版法判别

稀土元素的特征对于指示物源具有重要意义。w(La)/w(Yb)值与∑REE之间的关系可有效判断母岩性质[9]。分析总结研究区52个样品的w(La)/w(Yb) -∑REE关系(图4)，结果显示，研究区山西组样品点主要分布于碱性玄武岩和花岗岩区域，且分布于花岗岩区域的数据点多，据此可断定研究区山西组沉积物母岩性质包括碱性玄武岩和花岗岩，以花岗岩为主。

图4 研究区 w(La)/w(Yb)—∑REE交汇图(底图据Allegre等[10]，1984)Fig.4 Crossplot of w(La)/w(Yb) and ∑ REE in the study area (base map is based on Allegre, et al[10], 1984)

通过上述分析，确定神府地区山西组物源方向为北东向，其母岩性质主要为花岗岩和碱性玄武岩。再结合上述盆地北缘物源区的构造演化特征及岩性特征[17-18]，可以判断研究区山西组物源区为盆地北部的阴山古陆。

4 研究区山西组沉积特征

在前人研究基础上，通过对研究区山西组沉积期古沉积环境、多口井岩心资料、岩石组分资料和粒度特征的分析，再结合沉积构造、测井资料，初步确定神府地区山西组沉积相为曲流河三角洲前缘亚相沉积，进一步细分为分流河道、分流间湾和水下天然堤微相。

4.1 水下分流河道沉积特征

水下分流河道是陆上分流河道的水下延伸[6-7]，为三角洲前缘沉积的重要部分，沉积作用强，砂体较发育。其沉积特征与水上河道相似，沉积物以砂和粉砂为主，同时可见韵律层理，小型爬升交错层理，底部见冲刷面，一般少见植物化石(图5)。其沉积物整体粒度较邻近相带粗， 分选变化大， 粒度概率累积曲线可见三段式(图6)，测井曲线呈箱形和正梯形。因研究区距物源近，沉积物未经历长距离搬运，砂岩组分中长石含量较高，砂岩类型多为长石岩屑砂岩和岩屑砂岩(图7)。

图6 X-23井砂岩粒度分布(1 769.38 m，山2段)Fig.6 Sandstone grain size distribution of well X-23

图7 研究区山西组砂岩类型三角图Fig.7 Sandstone type triangle graph of Shanxi formation in the study area

4.2 分流间湾沉积特征

分流间湾为水下分流河道之间相对低洼的海湾区域[6-7]，水动力较弱，以泥质沉积为主，岩性多为粉砂质泥岩、碳质泥岩。泥岩颜色为灰绿色和深灰色，无强氧化环境下的红色、棕色等颜色，内含植物化石，同时也会有少量的煤层沉积，此外，也会沉积少量细砂和粉砂，多为洪水满溢沉积的结果，所以多呈薄层或透镜状(图5)。

4.3 水下天然堤沉积特征

水下天然堤为分流河道两侧的砂体，在湖水退去时，可暴露出水面而成砂坪[6-7]。此微相在研究区局部可见流水成因的泄水构造，在砂质沉积中也可见少量的碳泥质夹层，这是其重要的沉积特征(图5)。其沉积物比河道更细，主要为细砂和粉砂，粒度概率曲线呈以悬浮为主的两段式(图8)，有时也可见只有悬浮组分的单段式，在纵向上与河道砂体相比，其砂体更薄、连通性差(图9—图10)。

图8 X-18井砂岩粒度分布(1 864.55 m，山1段)Fig.8 Sandstone grain size distribution of well X-18

4.4 剖面相特征

根据研究区探井的岩电资料与沉积相分析可知，研究区山西组沉积相垂向上表现为：在山2段底部，沉积过程中水体能量较大且一致，物源充足，发育分流河道沉积；向上水体能量逐渐减小，沉积物粒度逐渐变细，从砂质沉积逐渐演变为泥质沉积，同时，该时期温暖湿润的气候及还原性质水体环境，为植物的生长提供了一定的条件，故在山2段中上部可见少量的煤层沉积(图9—图10)。此外，从连井剖面可以看出，由于河流改道，山1段沉积期砂体的发育程度与山2段相比，厚度变薄，且连通性变差，主要沉积厚层泥质(图10)， 如在X-15井处， 山2段沉积期，发育厚度大且延展性较好的砂体，而到山1段沉积期，此处只发育薄且延伸性较差的砂体。

图9 X-10井剖面Fig.9 Profile diagram of well X-10

图10 研究区连井剖面Fig.10 Profile diagram of connecting wells in the study area

4.5 平面相特征

根据研究区山西组砂地比，结合各井岩电特征，绘制山西组平面展布图(图11)。其中，主河道砂地比大于0.3，分流间湾砂地比小于0.2。从平面图可以看出：研究区山西组发育2条主河道，北东向的物源使得分流河道呈北东—南西向贯穿整个研究区，但整体以分流间湾微相为优势相。水下天然堤发育于河道两侧，其砂地比值介于主河道和分流间湾之间。研究区山西组沉积整体上可概括为古沉积环境与相类型相辅相成，而物源方向则决定相带的展布情况。同时通过上述分析可知，分流河道微相砂体厚度大，连通性好，可初步判断其为油气勘探有利相带，但有利区的精细预测，还需结合储层砂体物性等资料进行综合判断。

图11 研究区山西组沉积相平面图Fig.11 Sedimentary facies plan of Shanxi formation in study area

5 结 论

(1)通过地球化学资料分析，恢复了研究区山西组古沉积环境：该时期水体为弱还原—弱氧化的淡水环境，还原环境主要出现在山2段沉积期，整体气候温暖潮湿。

(2)研究区山西组物源方向为北东向，母岩性质主要为碱性玄武岩和花岗岩体，物源区为盆地北部的阴山古陆。

(3)研究区山西组为曲流河三角洲前缘沉积，以砂质、泥质、煤层共生为主要沉积特征。砂岩成分成熟度中等—较高，泥岩颜色可见灰色和灰绿色，粒度概率曲线见两段式和三段式。

(4)砂体沉积受微相控制，在分流河道处可见含韵律层理的厚层砂体，其粒度变化较大，分选中等，测井曲线形态以箱形和钟形为主，初步判断为主要的勘探有利区；分流间湾处主要为泥质沉积；水下天然堤处见薄层的细粒砂，含爬升波纹交错层理。