鄂尔多斯盆地姬塬地区前侏罗纪古地貌沉积特征研究

马海勇,韩天佑,周 磊,蔡 玥

(1.西安科技大学 地质与环境学院，陕西 西安 710054;2.西北大学 地质学系，陕西 西安 710069;3.长庆油田分公司 勘探开发研究院，陕西 西安 710018;4.陕西彬长矿业集团有限公司，陕西 咸阳 712000)

鄂尔多斯盆地中生代三叠系延长组和侏罗系延安组发育河流-湖泊相陆源碎屑岩沉积,是盆地主要的石油生储层[1-4]。近年来,鄂尔多斯盆地中西部姬塬地区在三叠系延长组下部地层获得重大突破,发现多个亿吨级油藏。然而，学者对延长组顶部及延安组油藏及其形成时期的盆地沉积构造演化和沉积特征的研究相对较少。三叠系晚期的印支运动使鄂尔多斯盆地整体抬升,研究区延长组顶部地层遭受了不同程度的风化、河流侵蚀作用形成了延长组顶部的前侏罗纪古地貌沉积特征,并影响着延安组和延长组上部油藏的形成。因此,为寻找新的石油勘探接替层系,本研究对姬塬地区前侏罗纪的古地貌形态特征等沉积学基础地质问题进行了研究,为鄂尔多斯盆地中西部姬塬地区延长组顶部、延安组油藏的勘探提供地质依据。

1 区域概况

鄂尔多斯盆地是中国第二大沉积盆地,盆地北部以狼山、大青山为地质界限,南部边界至秦岭、中条山,西部以贺兰山、六盘山为边界,东部抵达吕梁山。研究区在鄂尔多斯盆地的中西部,北起盐池,南抵耿湾,西自古峰庄,东至吴起,区域构造横跨伊陕斜坡和天环拗陷两个构造单元(见图1)；区域内的构造特征为西倾单斜,构造较平缓。

2 地层沉积特征

2.1 地层演化过程

研究区中生代沉积期发育大规模沉降的内陆湖盆,形成的陆源碎屑沉积是盆地主要的含油层系[1-4]。鄂尔多斯盆地延长组内陆湖盆沉积经历了湖盆从形成、发展到消亡的演化过程。三叠纪沉积末期,受到印支运动的作用，鄂尔多斯盆地主体持续抬升,出露的延长组顶部地层遭受风化、河流剥蚀等地质作用,大部分地区遭受了严重剥蚀,局部地区剥蚀作用程度低,从而导致盆地形成地形频繁起伏、高低不平、地层不连续的古地貌形态特征[5-7]；在此基础上沉积了延长组上部的富县组和延安组地层(见图2),富县期和延10期沉积主要受到晚三叠顶面古地貌控制,发育一套粗碎屑河流相沉积。

图1 鄂尔多斯盆地姬塬地区位置图Fig.1 Location of Jiyuan area of Ordos Basin

图2 鄂尔多斯盆地延安组、延长组地层划分表Fig.2 The stratigraphic framework of Yan′an Formation and Yanchang Formation in Ordos Basin

2.2 研究区地层特征

2.2.1 富县组地层发育特征 侏罗系早期,古地貌环境中所裸露出来的地层长期遭受各种侵蚀作用,留下了坑洼不平的侵蚀面,在这样的侵蚀面上沉积了富县组的地层。富县组地层与下部延长组地层多为角度不整合接触[8-11]。其沉积过程主要包括充填、填平、补齐。由于下切河谷很深,造成富县组地层厚度变化通常相对较大。在狭窄、汇水能力强的河谷处,古河流上游搬运而来的丰富的砾石、砂石及岩石碎屑等粒径较大的物质在河床部位滞留、沉积,形成所谓的“粗富县”；而河水携带来的细沙等粒度较细的颗粒物在古河谷两侧河漫滩堆积,形成“细富县”[12-15]。“粗富县”主要分布在宁陕古河、蒙陕古河河谷的河床中,早期形成的V型河谷的底部,顺延古河道方向分布(见图3)。“粗富县”总体为限制性河道滞留沉积,沉积物特征通常表现为粒度较粗、磨圆较好、分选差以及厚度较大等；垂直方向上有多个正沉积旋回,从下到上粒度越来越细;整体地层岩性为含砾砂岩、中粗砂粒岩,砾石通常为石英和燧石;在冲刷侵蚀面上发育交错层理[16-20]。“细富县”由细砂、碎屑等细粒物质沉积形成。与下伏地层直接接触,无侵蚀作用,纵向上为细砂岩—泥岩—煤层沉积序列。富县晚期,盆地地形大体上趋于平缓,因古地貌形态差异而致使盆地东部积蓄的水量较多。水位经常发生变化是洪泛平原的主要特征之一。

2.2.2 延10段地层的发育特征 延10段地层，其下伏地层为富县组。延10段为充填型砂岩,夹泥岩薄层。其主要沉积位置在蒙陕、宁陕古河的U型河谷及槽型河谷中、河流中下游的河漫滩平原上。其总体为半限制性泛滥平原相沉积,岩石组成由下至上粒度愈发变细,主要岩性为含砾砂岩、中粗砂岩、薄层状的砂质泥岩和泥岩。延10段沉积时期受盆地构造抬升的影响,早期继承了富县组的岩性特征,发育河流沉积体系,古河谷方向即为沉积相展布方向；发育大量的中粗砂岩、含砾粗砂岩,含泥砾冲刷面,平行层理、交错层理；沉积物特征表现为厚度较大、粒度较粗、磨圆好、分选适中等。随着盆地构造沉降趋于稳定，其岩性逐渐变细,转变为细砂岩和粉砂岩(见图3),通常发育有小型交错层理。延10沉积时期末段,崎岖地形基本补平,河漫沼泽区则以泥质为主。

3 古地貌恢复及发育特征

地层印模法和地震解释层拉平技术在原理和本质上具有一定的相似性的,即当拉平某一沉积标志层所对应的地震反射层位时,利用该地层上覆地层的厚度及起伏状态,得到该地层的古构造形态特征,最终反映出某一时期的古地貌特征[21-22]。TJ9反射层是侏罗系延安组延9地层底部附近煤层的反射,是鄂尔多斯盆地的地震反射标准层;TJ反射层是侏罗系底部的反射,相当于三叠系顶部侵蚀面附近的反射;TT7反射层是三叠系延长组长7底部高阻泥岩顶部的反射。本研究选择延长组长7地层泥岩的顶界TT7作为生烃关键期所对应的地震拉平层位。在3条测线的剖面中,观察得到1 000～1 100 ms处存在两组较强的反射层,1 300 ms处上、下有一组强反射层,结合相关文献资料及实钻井资料,由上至下分别确定为TJ9反射层、TJ反射层、TT7反射层,并在地震测线剖面上分别标注。恢复结果显示,TJ9与TJ反射层之间的地层厚度反映了宁陕古河的下切深度及古河谷的形态。宁陕古河的确定依据为在与宁陕古河流流向垂直的东西向地震剖面上,宁陕古河道呈透镜体反射外形。宁陕古河河道内部的反射振幅从中等到较强,应该与河道砂体的垂向叠置形成较强的波阻抗界面有关;TJ9反射层地层起伏较小,表明延10段末期古河基本上被填充完全,延9段大体上为过补偿沉积(见图4A,B)。宁陕古河的地震反射反映的古河道复合体最厚处将近150 m,河道宽度20～30 km。古河道的河谷形态为在槽型河谷的基础上又有发育V型河谷(见图4C),这表明研究区内存在两次构造运动：第一次构造抬升完整,侵蚀形成槽型河谷：第二次构造抬升存在抬升不均衡的现象,形成V型河谷,地层向西倾斜,宁陕古河东部抬升幅度比西部大。

A C26,富县组,2 101 m,粒度相对粗;B C138,富县组,2 238.69 m,粒度相对粗;C C138,延10,2 125 m,粒度相对细;D G4,延10,1 823 m,粒度相对细;图3 研究区延10、富县岩心沉积特征Fig.3 The microphotographs of Yan 10 and Fuxian in the study area

4 前侏罗系古地貌特征

使用“印模法”恢复研究区前侏罗纪的古地貌,将三叠纪末期原始古地貌填平补齐，恢复侏罗纪早期地层——富县组及延安组地层。富县组、延安延10段沉积主要为河道充填沉积特征,延安组的延9段地层在沉积起始阶段就已基本为过补偿沉积,将盆地地层整体填充平整[23-26]。延10段地层顶部发育有稳定的薄煤层,可以以此作为分层界限；同时，三叠系延长组地层与侏罗系富县组地层的不整合面保存完好。利用富县组及延10段的地层厚度,绘制出等值线图,通过印模的原理就能恢复研究区前侏罗纪的古地貌形态特征。

4.1 古地貌形成机理

在印支运动的影响下,侏罗纪早期，鄂尔多斯盆地区域内海拔整体上升,局部地区产生隆起。在构造运动作用的同时,古河流的河流侵蚀作用同样广泛作用于研究区内地层,共同导致此前形成且未出露的三叠系延长组地层开始出露,且延长组地层与富县组及延10段地层的不整合接触面开始在盆地内广泛发育。研究区内，前侏罗纪古河上游河谷出露的地层明显老于下游河谷出露的地层。古河流上游区域水体势能巨大,河流下切作用剧烈,河谷出露地层被不断剥蚀,下部更老的地层得以出露。在向下游过渡的过程中,水体势能不断减弱,河流下切作用减弱,对河谷出露地层的剥蚀作用减弱,不足以下切侵蚀到更下部的地层。随着富县组及延10段地层厚度变大,即古河下切深度的增加,相应出露的地层就越老,在宁陕古河谷中可观察到最老地层为长6组地层[27]。富县组及延10段地层厚度的减少,使古河谷两侧的阶地、斜坡及古高地上出露的地层年代愈发年轻,在宁陕古河东南部水体势能较弱的下游，能观察到的最老地层仅为长2地层。姬塬高地出露的地层为长1组及长2组地层[23]。侏罗纪早期,盆地整体抬升,研究区形成古陆,并在古陆地貌环境下长期遭受不同程度的风化剥蚀和河流侵蚀作用,最终形成的古地貌格局中,发育古河流、阶地以及小山丘,是典型的河流-阶地地貌[24-28]。其可进一步划分为5个次级地貌单元：高地、斜坡带、阶地、河谷、河间丘(见图5)。

A H08FZ6317测线剖面;B H10FZ6337FZ测线剖面;C H076351FZ2测线长7底层拉平地震剖面图4 姬塬地区延安组、延长组地震剖面Fig.4 Seismic profiles of Yan′an Formation and Yanchang Formation in Jiyuan area

4.2 古地貌单元判别依据

高地是整个地貌单元中所处海拔最高的次一级地貌单元。古高地的形态特点体现为地势较高且地形较为宽缓平坦,原有地层基本被风化剥蚀,而新的地层还尚未形成。高地边缘发育坡度较陡的斜坡带或坡度较缓的古阶地(见表1)。研究区内主要含括了3个高地:姬塬高地、定边高地以及安边高地。

表1 河流-阶地地貌单元划分表Tab.1 Division of fluvial terraced geomorphic units

图5 鄂尔多斯盆地前侏罗纪古地貌沉积模型(模型引自文献[24])Fig.5 Sedimentary model of pre-Jurassic paleogeomorphology in Ordos Basin

斜坡带(谷坡)地貌通常发育于高地地貌下部、古阶河谷地貌上部,通常坡度较大,陡峭,局部斜坡带发育有古阶地地貌，是一段过渡地带。斜坡带的坡度越大,越容易遭受古河流的侵蚀。无降雨时,斜坡带遭受持续日晒及风化侵蚀;雨水丰沛时,斜坡带又会遭受雨水及高地来水的冲刷侵蚀，故保留完整的斜坡带地貌单元十分罕见。常见的斜坡带一般都缺少斜坡带前缘,被阶地地貌所取代。

古阶地通常发育于斜坡带下部、海拔较低、且地势较为平坦的区域内,阶地表面平坦,通常向河流下游方向倾斜,与新河床间有很明显的陡坎。阶地是由于河流的侵蚀和堆积作用形成的沿河谷两侧延伸、高出洪水期水位的阶梯状地形。陆地构造运动大面积上升，河水水量增加，水中泥沙减少等因素都会引起河流强烈侵蚀河床底部,造成下切现象,河床大幅度地降低,原先谷底的河漫滩就超出一般洪水期的水面,成为阶地。有几级阶地,就有过几次河流的侵蚀下切。阶地位置、级别越高,形成时代越老[27]。

河谷区(谷底)是河流流水侵蚀作用下所形成的V型、U型及槽型地带,为海拔高度最低的次级地貌单元,处在整个河流-阶地地貌单元的中间位置,由河床和河漫滩组成。古河流上游，河谷狭窄,河床较陡,水动力条件强,中游河谷区开始逐渐拓宽,至河流下游,河床趋于平缓。河流在流动过程中,会伴有流水的沉积搬运作用以及侵蚀下切作用,沉积搬运作用主要发生在水动力条件不强、水流平缓的河流位置,多位于河床两侧的河漫滩及河口;侵蚀下切作用会造成河谷的不断加深和向下游方向延长。按照河流的流域面积、剖面深度,可以进一步将河谷分为一级河谷地貌单元、二级河谷地貌单元以及三、四级河谷地貌单元。

一级河谷地貌如甘陕一级古河。甘陕一级古河的河谷流经区域长达2.5×105m,位于姬塬高地的南部,从研究区底部自西向东流过。研究区宁陕二级古河、甘陕二级古河为甘陕一级古河的支流,后被富县组及延10段砂岩地层充填。二级河谷地貌，如宁陕二级古河。其河谷流经区域长达1×105m,河流上游位于研究区的西北部,下游位于研究区的东南部,并与蒙陕二级古河汇合在下游位置。在研究区所涵盖的地质范围内,宁陕古河流作为流经区域蜿蜒广阔的二级河谷,为研究区侏罗纪地层的沉积提供了充足的物质来源。从古河剖面来看,其保存了富县组地层及延10段地层约百余米厚的砂岩。三级、四级河谷地貌,河谷流经区域明显小于一级、二级河谷地貌,河流的沉积搬运作用相对较弱。三级河谷地貌的特点表现为河谷较窄,长度较短,流域面积小,但比降相对较大,会对斜坡进行分割,使得斜坡地形变得高低相间,起伏不平。四级河谷地貌单元仅发育于古高地或斜坡带中,汇入三级河谷地貌。

河间丘发育于河谷谷底的河床之上,是前期河床的残余。由于前期河床的某一部分抵抗侵蚀作用的能力较强,而在当期河床上得以保留下来并露出水面，成为需要独立划分的一个次级河流-阶地地貌单元。河间丘能够抵抗侵蚀作用而逐渐发育扩大,也可能因为其他地质作用而逐渐萎缩,最终消失。

4.3 古地貌单元划分

利用钻井、地震和印模法恢复研究区前侏罗纪古地貌,延10和富县组厚度的大小即表示古地貌海拔的高低,延10和富县组地层厚度越大,表示地形海拔越低。研究区前侏罗纪地层表现出崎岖不平、高低起伏较大的古地貌格局,其间发育形成河谷区、河间丘、古阶地、斜坡带、古高地等地貌单元(见图6)。研究区西南部属于姬塬古高地，研究区中部为定边高地,东北部为安边高地。

1)河谷区。研究区中发育有蒙陕古河、宁陕古河两条二级古河河谷。宁陕古河夹于姬塬高地与定边高地之间,古河流流向大体为自西北向东南蜿蜒流动,河谷发育，展布规模长达120 km,主河道宽20～30 km；其延10地层加富县组地层厚度大于100 m,最高可达180 m；与姬塬高地、定边高地高度相差约为220 m；地层厚度发育不均,属于河流沉积体系,河床中沉积砂砾岩、粗砂岩,冲刷侵蚀面上发育交错层理。河流地质作用为研究区带来了大量的沉积物质,最终汇入自西向东穿越研究区的甘陕古河。蒙陕古河位于定边高地与安边高地之间,古河流流向接近于由北至南,主河道宽10～20 km,最大切割深度为190 m流至吴仓堡与宁陕古河交汇处。

2)河间丘。研究区内的河间丘发育在蒙陕古河的河道内,与河谷区之间的高差为40～50 m。

图6 姬塬地区前侏罗纪古地貌图Fig.6 The Palaeogeomorphology of Pre-Jurassic in Jiyuan area

3)阶地。研究区内的阶地多为斜坡带与河谷之间的过渡地带。在姬塬高地南侧、定边高地东侧及南侧、安边高地西侧发育大面积阶地

4)斜坡带。研究区内斜坡带多发育于古高地边缘,坡度相对较陡(延10和富县组地层厚度0～100 m)，岩性差异也很大。研究区主要发育姬塬东斜坡带和姬塬南斜坡带。姬塬东斜坡带主要分布在姬塬高地东部边缘,临近宁陕二级古河西岸,坡度陡峭,平均坡降9～11 m/km；富县组及延10段在姬塬东斜坡带上沉积了厚度约80 m的中粗砂岩、细砂岩地层。姬塬南部的斜坡带主要分布在铁边城—庙沟东南侧,坡度相对宽缓,平均坡降5～7 m/km。沉积地层的主要岩性为中粗砂岩、细砂岩,斜坡带地区由下至上砂岩粒度逐渐变细,沉积地层面积变大,且厚度变薄。

5)高地。研究区内高地普遍发育，延10组地层加富县组地层厚度较薄，小于40 m,局部区域，延10段和富县组地层沉积缺失。姬塬高地位于研究区西部,北至古峰庄,南达耿湾、庙沟,包含研究区大部分区域,面积约为570 km2。姬塬高地发育广阔,地形较为平缓,局部发育沟壑、支沟等地形。定边高地位于盐池—定边及彭滩南侧大部分地区,安边高地仅包含安边及胡尖山的部分地区。

4.4 古地貌形成的4个阶段

第一阶段,受印支构造运动的影响,三叠纪延长组地层整体抬升,宁陕古河、蒙陕古河遭受强烈的侵蚀下切作用,形成V型河谷,河流规模逐渐扩大。同时期,姬塬高地、定边高地及安边高地的地貌特征基本形成[28]。

第二阶段,构造抬升趋于稳定,河流侵蚀作用由以垂向的侵蚀下切为主转变为以侧蚀作用为主,宁陕、蒙陕古河V型谷逐渐转变为槽型河谷。高地地貌与古河谷地貌进一步发育,二者之间的高差逐渐变大。

第三阶段,由于构造运动，地层再次抬升。与第一阶段不同,此次构造运动造成不同区域出现差异性抬升。在研究区内，姬塬高地区域抬升幅度相比其它地区抬升幅度小。这直接导致，在宁陕古河发育稳定的槽型河谷上，二次侵蚀下切发育形成V型河谷。宁陕古河河谷最终形态为V型谷和槽型谷,V型谷在姬塬高地一侧,且古河道整体向姬塬高地靠近。

第四阶段,地层抬升转变为地层沉降,河流作用减弱。河道中开始发育沉积充填作用。

富县组地层和延10段地层在河谷中发育,一方面对河谷进行侵蚀改造,一方面进行沉积作用。早期阶段侵蚀作用强,沉积作用弱;中后期阶段,沉积作用逐渐增强,将古河谷“填平补齐”，最终古地貌格局形成。

5 结论

1)鄂尔多斯盆地姬塬地区富县组及延10段地层主要为河道充填沉积所形成,在沉积过程中伴有对河谷的侵蚀下切作用。富县组地层可分为沉积水动力较强的“粗富县”以及漫滩、洪泛平原沉积的“细富县”。延10地层沉积初期继承了富县组地层的特性,后随构造沉降趋于稳定,岩性转变为细、粉砂岩,末期出现泥岩或煤线。

2)地震测线解释得出盆地经历了两次构造抬升作用。第一次，研究区内地层整体抬升,第二次，研究区内地层不均衡抬升。地层向西倾斜,表明宁陕古河东部的抬升幅度大于西部。

3)研究区包含3大高地，即姬塬高地、定边高地及安边高地;两大古河，即蒙陕古河、宁陕古河。姬塬高地南部、定边高地南部及安边高地西部发育古阶地,蒙陕、宁陕古河河谷两侧发育斜坡带,河间丘主要发育在蒙陕古河河道内。

4)宁陕古河自研究区西北向东南穿流而过,河谷发育，展布规模长达120 km,主河道宽20～30 km。蒙陕古河流流向接近由北至南,主河道宽10～20 km。宁陕古河、蒙陕古河中夹定边高地,并于研究区东南部交汇。姬塬高地东斜坡平均坡降9～11 m/km,其上沉积厚度约80 m的中粗砂岩、细砂岩地层。姬塬高地南斜坡平均坡降5～7 m/km,斜坡前缘发育阶地。在姬塬高地大部分范围内，延10及富县组地层沉积缺失,地形较为平缓,局部发育有沟壑、支沟等地形。