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地理类论文 松辽盆地中央坳陷区南缘嫩江组层序地层古地理演化研究

2018-12-07 11:18:37来源:组稿人论文网作者:婷婷

  第1章 引言

  1.1选题依据及意义

  松辽盆地是我国油气资源最为丰富的勘探战略盆地之一,面积约为28.0万平方公里,为中、新生代非海相沉积盆地。中央坳陷区为具有裂谷性质的断陷—坳陷层系叠合的复合型盆地,是较为有利的油气勘探区域,相继发现腰英台油田、所图油田、长岭油气田、松南气田等油气田,随着勘探程度的加深,勘探难度也在日益增大。近年来,以层序地层学理论为指导,前人不断深化地质特征的认识,准确评价油气的勘探潜力,尤其在陆相盆地的油气藏勘探中取得了显著成效,可见以层序地层学作为理论基础和技术指导具有现实意义。

  松辽盆地中央坳陷区内分布着中石化三个油气勘查登记区,包括查干花-新安镇勘查区, 杨家店-华兴镇(Ⅰ)勘查区和化昌-前七号勘查区。迄今为止,研究工区内共完成二维地震12790 公里(其中数字测线9328.8 公里),三维地震1688平方公里,共钻有探井110口(其中,坳陷层井65口,进尺15.5206×104米;断陷层井45口,进尺20.755×104米),进尺27.8857×104米,探井密度0.02口/平方公里。多年的地质研究和油气勘探取得了丰硕的理论与实践成果,但针对盆地内部浅层的嫩江组含油气层系的认识仍存在许多困惑。

  本论文依托中国石化东北油气分公司基础性研究课题项目“长岭凹陷嫩江组沉积相与精细层序地层学研究”,旨在利用现有的钻井岩心、测井和地震资料,开展中央坳陷区南缘嫩江组精细层序地层工作,建立工区内嫩江组油层的高精度等时地层格架,探讨研究区及其邻区的沉积物质来源,进而剖析沉积相展布规律和特征,从而恢复其形成时期的古地理面貌。

  1.2国内外研究现状及进展

  1.2.1层序地层学研究进展

  Sloss(1949)提出层序概念——以大型不整合面作为边界的地层组合单元,并把层序具体运用到北美克拉通前寒武纪晚期至全新世地层对比剖面上,以区域不整合面为界划分出六大层序(Sloss, 1963),从而成为层序地层学的萌芽,为当今层序地层学的发展提供了概念基础,至此开始了以层序为单元研究地层的阶段。

  Exxon公司的地质学家们推动了层序地层学的研究与发展,梅冥相(2010)将该时期形象地誉为“层序地层学的Exxon时代”,他们提出了地震地层学的基本原理以及全球海平面相对变化曲线,从而建立了完整的沉积层序概念(Payton, 1977),同时Vail等(1977)认为层序的时间要短得多,强调海平面升降变化是控制层序发育的主导因素。Mitchum等(1977)又将层序的定义修订为,是由一套相对连续、整一的,在成因上有联系的地层组成的,顶、底以不整合面或与之相对应的整合面为界的地层体。《地震地层学》的出版标志着层序地层的研究产生了一次重大的飞跃,高分辨率数字地震勘探技术可以较精确的反映地层形态、岩性、物性以及流体性质的不同维数图像,提供给地质学家一个前所未有的年代地层解释工具(Brown et al., 1977)。Hag等(1987)编制出第二代全球海平面变化曲线,系统的层序地层学论著《层序地层学原理》中《Sea Level Change: An Integrated Approach》(Wilgus et al.,1988)认为层序形成机制为海平面的变化,提出Ⅰ型和Ⅱ型层序地层模式,这一里程碑式的出版物的出现,标志着层序地层学进入成熟和蓬勃发展。

  Jervey(1988)提出可容纳空间的概念,层序地层学基本理论以此为基础不断完善。层序的概念被进一步修正为“由不整合面及其可对比的整合面所限定的地层单元”,概念经历了从“构造层序”到“沉积层序”的重要演变(梅冥相,2014)。后Exxon时代概念体系的多样化,为解释复杂而不完整的地层记录提供了更多的途径(梅冥相,2005, 2010),以Catuneanu为代表的地质学家们提出了标准化的概念体系和工作流程(Catuneanu,2006,2009,2010)(图1-1)。

  Exxon沉积层序依据被动大陆边缘海相地层建立,认为海平面是控制层序形成和相分布的主要控制因素,构造运动、全球海平面变化、沉积物供给、气候变化为层序发育的主要因素,但是由于形成过程复杂的响应机制,导致识别“可对比的整合面”若干不同的解释以及后期研究对其概念体系的各种修正(Vail et al.,1977; Posamentier et al., 1988; Wagoner et al., 1988; Posamentier et al., 2000; Cross et al., 1986, 1993, 2000; Bomholdt et al., 1999)。

  Galloway基于碎屑盆地退覆充填成因模式(Frazier,1974),提出下超面为层序界面的成因层序(R-T层序)模式,脱离了“Exxon时代”所主导的沉积层序。该模式以最大洪泛面为界,记录了在整个海退和随后的海侵期间在陆架边缘和

  图1-1 层序地层模式的演化谱系(据Catuneanu et al., 2009)

  斜坡上形成的沉积体系。包含三个要素:退覆部分、上超部分和间断面,即高水位体系域(HST)、低水位体系域(LST)和海侵体系域(TST)。在理想的R-T模式中,若缺失海侵沉积,可识别的海侵记录可能仅反映一个经波浪改造过的海岸带不整合盖层沉积(梅冥相,2011;吴和源,2011)。该模式在概念上一脉相承经典层序地层,更容易识别层序边界,同时将物源区补给和构造作用与海平面升降变化一起,共同纳入层序形成过程的影响因素中。

  Johnson等(1985)提出T-R层序(海侵—海退层序)是在陆架和斜坡上形成的两次海侵事件开始之间的沉积体系,包括海侵体系域(TST)和海退体系域(RST)两部分,Embry等(1992)将层序边界定义为盆地边缘的陆上不整合和向海方向的最大海退面组成的复合面。Embry等(1988)应用海侵-海退层序的模式对加拿大Sverdrup盆地进行过研究。T-R层序,与早期“T-R旋回”不同,是

  对沉积层序和R-T层序的提炼,将简单的岩相序列发展为层序模式,提供了一种新的研究层序的方法(Embry et al., 1992; Embry, 1993)。

  Cross将基准面旋回与沉积地层相结合进行研究,强调地层基准面受构造沉

  降、海平面变化、沉积负荷补偿、沉积物补给、沉积地形等综合因素制约。Sloss(1962)认为基准面是一个剥蚀作用与沉积作用的动态平衡面,Cross(1994)将沉积基准面定义为相对于地表起伏连续的倾向盆地方向的动态平衡的势能面,在地层划分对比原则上,强调基准面是地层变化的直接驱动机制(杨国臣等,2008;Hunt et al.,1992)。

  Embry(2007)认为层序地层界面代表沉积趋势变化,穿时性低且具有不同的物理特性和一定的展布范围(郭荣涛等,2012)。应用较为广泛的层序地层界面主要有七种(图1-2)。层序代表一个完整的基准面旋回过程沉积作用产物,完整旋回开始和结束的标志性“事件”独立于所选择的层序地层模式。

  图1-2 与基准面旋回相关的7种层序地层界面(据Catuneanu, 2006)

  对于内陆湖泊体系(下游河湖地区)来说,基准面变化等同于相对湖平面变化。基准面旋回是沉积物堆积作用和可容纳空间之间相互作用的结果,适用海相地层的体系域类型来构建“下游控制”的陆相层序,并引入滨线轨迹迁移的概念

  (Helland et al.,1996)。但是在河流上游地区陆相层序内部,可容纳空间变化与滨线迁移没有直接关系,更多的是与自旋回过程相响应,因此应用非常规体系域(Catuneanu,2003,2006;Catuneanu et al.,2009;吴因业等,2010),如“低可容纳空间体系域”和“高可容纳空间体系域”来进行河流相层序地层及其内部体系域的划分(梅冥相等,2013)。该体系域通过河流相层序内部构架单元的比例来加以定义,复合河道沉积为主体被解释为低可容纳空间体系域,与之相反的是洪泛平原占优势的序列则被解释为形成于高可容纳空间中(梅冥相等,2014;陈留勤等,2014)。上游控制的河流相地层中,陆上不整合面较为普遍,在自成因过程背景下,受多种异成因机制控制,河流相层序呈现复杂多样性,意味着需要更深入的研究。

  另外,我国学者从更多角度对陆相层序进行了探讨(汪彦等,2005;魏魁生,1996;顾家裕,1995)。郑荣才等(2001)对四川、辽河、鄂尔多斯等地的含油气盆地进行层序地层研究时,讨论了基准面旋回与沉积动力学的关系。高分辨率层序划分基于基准面旋回的对比,而储层对比的关键在于沉积旋回(刘波,2002),两种划分对比方法是从不同角度对同一问题进行研究,从而来探讨层序和界面问题。同此前的层序地层研究方法相比具有相对高的分辨率。吴胜和等(1999)应用测井约束地震反演资料进行湖泛面识别和对比,由此对高分辨率时间地层单元进行追踪对比并建立地层单元格架。高分辨率等时地层对比关键在于识别代表基准面的旋回的多级次地层旋回(邓宏文等,1995,1996),不同的主控因素反映出不同的沉积和地层特征。张哨楠(2001)讨论了气候变化与河流相层序之间的关系,邓宏文等(2004)建立了河流相层序的构型模式,郑荣才等(2011)对四川须家河组进行了层序划分。朱红涛等(2010)总结了陆内克拉通盆地的层序充填模式。王华等(2010)讨论了断陷湖盆的层序地层格架和层序构成。鲁洪波等(1997)将高分辨率层序地层学研究方法应用于烃源岩的分布预测,提高了油气资源的评价精度。

  基于于研究区域的不同及主观认识的差异,层序地层学概念体系日新月异,各种层序地层学模式如雨后春笋般层出不穷,流派纷呈,观点各异,形成了当前层序地层学百家争鸣的新景象,这也是地质学分支学科延伸发展到一定阶段的必然产物。

  1.2.2研究区层序地层研究现状及存在的问题

  1.2.2.1研究区层序地层研究现状

  针对松辽盆地层序地层前人已做过较为详尽的研究,国内很多学者对于中央坳陷区层序划分有着不同的认识(林春明等,2007;刘招君等,1992;)。魏志平(2002)《长岭凹陷层序地层分析》中根据较大的区域不整合,将该地区划分出2个二级层序,分别为泉头组-青山口组和姚家组-嫩江组。张顺(2011)《松辽盆地姚家组—嫩江组地层层序及沉积演化》将松辽盆地姚家组—嫩江组划分为2个二级层序,6个三级层序,持续的时间为4Ma。

  松辽盆地中央坳陷区南缘嫩江组是处于陆内坳陷发育全胜时期的末期阶段,对于这个时期地层的研究,吴崇筠等人(1981,1983)认为,嫩江组是松辽盆地发生大面积沉降形成的广阔水域,湖盆面积明显比青山口组和姚家组沉积时期的湖盆更大(马立祥等,1992;王建功等,2009)。嫩江组一段和嫩江组二段由于持续水进所以发育以水进为主的沉积相,属于松辽湖盆的极盛期,从嫩江组第三段沉积时期开始北部发育河进湖退的三角洲沉积,嫩江组第四段是河进最大的阶段(付宪弟,2014;张美华,2014)。

  1.2.2.2存在的问题

  尽管多年来的研究对嫩江组的地震反射特征、地层学属性和沉积学特点已经取得了许多重要成果和认识,但是,以下问题需要进一步研究才能够得到合理的阐释:1)对早年朱夏先生(1987)的“破裂不整合面”,还存在不同的认识和理解;2)同时对嫩江组第二段的底界面T07界面,陆永潮教授等(2010)不认为是“最大湖泛面”,与冯志强等(2012)前人的认识存在差异;3)嫩江组第3段至第5段物源问题,是否就东部物源是唯一物源(潘树新,2011),如张喜等(2010)强调松辽盆地嫩江组物源来自北部和西南部;4)嫩江组二段到嫩江组五段形成于强制性水退期间(基准面下降期间)的概念(冯志强等,2006)还需要重新阐释。

  1.3研究内容及技术路线

  1.3.1研究目标与研究内容

  基于松辽盆地中央坳陷区南缘嫩江组层序地层划分对比中存在的问题,本文综合前人研究成果,利用钻井岩心、测井、地震等资料对研究区嫩江组层序地层、沉积相(微相)与储层特征进行研究,基于沉积相展布特征对古地理演化进行探讨并对有利勘探区进行预测与评价。

  主要研究目标包括:

  1.开展中央坳陷区南缘嫩江组三级层序划分并进行合理的测井与地震标定;

  2.建立研究区嫩江组三级层序地层格架,并进行单井层序划分和对比;

  3.在层序地层格架内分析沉积体系特征,解释沉积相展布;

  4.对三级层序形成时期的沉积相分布规律进行解剖,重塑研究区嫩江组各时期的古地理面貌。

  根据研究目标主要进行了以下研究:

  1. 陆相层序地层单元划分

  综合前人研究成果,利用现有的录井、测井、古生物、地震等资料,认识松辽盆地沉积构造背景,进行不同级次地层单元的划分,建立中央坳陷区南缘嫩江组不同相带的不同级次地层划分代表性综合柱状图。

  2. 区域层序地层格架及体系域特征分析

  结合地震分层,选取典型的测井剖面,以沉积趋势为基本内容,以层序界面代表的动态相变面和沉积相带的空间静态相变面为基本要素,建立中央坳陷区南缘嫩江组区域性三级层序格架,并明确其展布特征。

  3. 沉积相和沉积体系的研究

  沉积相和沉积体系的研究是以地层对比为基础,在区域性沉积背景控制下,判断物源区,确定不同成因砂体识别标志,通过对取心井的观察、分析,对沉积体系特征进行研究,以此来确定沉积相,并在此基础上认识不同沉积相带展布特征。

  4. 岩相古地理演变

  结合区域层序地层格架所表征的沉积相的时间演变规律和空间展布特征,以三级层序的构成单元为制图单位,在大量测井剖面解释和地震剖面分析的基础上,通过系列沉积相分布与古地理系列图的编制,重塑长岭坳陷嫩江组形成时期的古地理特征及其演变规律。

  1.3.2技术路线

  图1-3 技术路线图

  1.4完成的主要工作量及创新点

  1.4.1完成的主要工作量

  根据研究任务和技术路线确定各项工作量,实际完成的基础工作内容主要如下几方面(如表1-1所示):

  (1)系统收集前人对松辽盆地及中央坳陷区嫩江组地层、构造和沉积特征研究的各类文献和基础资料;

  (2)收集12口钻井岩芯,岩芯观察描述长度近350米左右,照相约100余幅;

  (3)收集研究区内32口勘探井解释和试油试采资料,收集约102口井的测井曲线资料;

  (4)对典型井剖面进行测井解释并进行层序划分,编制测井层序柱状图。

  (5)根据研究区嫩江组沉积相和层序地层,明确地层位置和沉积属性,研究其沉积相和沉积微相的构成。

  (6)在区域连井剖面编制的基础上,根据区域层序地层格架所表征的沉积趋势和复杂的时间变化与空间相变特征,完成了中央坳陷区南缘嫩江组五个三级层序的地层厚度等值线系列图的编制,最终完成了嫩江组各个三级层序湖侵期(高可容纳空间阶段)和湖退期(低可容纳空间阶段)的沉积相分布区域古地理重建的工作。

  表1-1 工作量统计表

  工作内容完成图件数量资料收集工作收集松辽盆地及中央坳陷区南缘嫩江组各类文献130余份中央坳陷区勘探井资料20口测井曲线102口综合录井资料30份编图工作松辽盆地中央坳陷区南缘嫩江组单井沉积相和层序地层划分图17幅松辽盆地中央坳陷区南缘连井地层对比图7幅中央坳陷区南缘嫩江组各三级层序厚度等值线图5幅中央坳陷区南缘嫩江组各三级层序形成时期岩相古地理图10幅

  1.4.2创新成果和认识

  本论文基于层序地层学的最新研究现状,特别是陆相层序地层学的新进展所涵盖的概念体系和工作方法,针对松辽盆地中央坳陷区南缘嫩江组层序地层及沉积体系进行研究,预期的成果和创新点包括以下四个方面:

  1)由点(典型钻井剖面)到线(嫩江组连井剖面)及面(嫩江组三级层序形成时的古地理重建),认为嫩江组的三级层序的沉积模式是“高可容纳空间阶段的湖泊沉积”与“低可容纳空间阶段的三角洲沉积”的叠加序列;

  2)对嫩江组顶底界面及内部层序界面进行精细刻画和修改标定,分析并解释嫩江组层序界面具有“破裂不整合性质”,进一步深刻认识层序界面的沉积学特征和地层学属性;

  3)结合前人研究成果将中央坳陷区南缘嫩江组划分为5个三级层序(嫩一层序—嫩五层序),建立近南北向和近东西向的连井剖面所表征的区域层序地层格架;

  4)通过研究嫩江组三级层序各时期沉积特征及沉积特征的演化,恢复和重建区域古地理面貌,进而揭示优质烃源岩的发育背景,为潜在性砂岩储层的勘探提供方向。

  第2章 区域地质概况

  松辽盆地位于我国东北地区中部,整体具菱形外貌,盆地被山脉和丘陵围绕,其东部、西部、南部和北部分别为张广才岭、大兴安岭、康平—法库丘陵和小兴安岭(于雯泉,2003)。盆地内为平原沼泽区,地面海拔120-300m,长轴沿北北东向展布,面积约26.0万平方公里。盆地周围主要出露着古生代-前古生代变质岩和火山岩(孟元林等,2010)。盆地内部新生代地层以下,广泛分布着白垩纪地层。根据前人研究,松辽盆地划分为6个一级构造单元,本文研究区域位于盆地中部的中央坳陷区南缘(图2-1),为二级构造单元。

  图2-1 研究区位置图

  2.1区域地质背景

  松辽盆地的基底同位素测年证实其属于天山-兴安海西褶皱带的一部分,表现为由四周向内延展(Wu et al.,2000;Gao et al.,2007),在三叠纪晚期拼合而成为一个统一基底。

  松辽盆地重磁场表现出的异常数值以及其变化趋势与区域地质情况密切相关。盆地整体呈NE-NW向重力正异常,异常波动范围较明显(100~300μm·s-2)。磁场特征在曲线图上表现为在负异常(-100~-200×10-9T)的背景上叠加宽缓的正异常,以中部正异常最突出(达200×10-9T以上)(刘殿秘,2008),盆地周围磁场总体呈紧密排列。莫霍面等深线最高点位于盆地中央坳陷区,呈NNE向起伏展布(图2-2)。在嫩江断裂带以西莫霍面深度最低达46km,牡丹江断裂带以东莫霍面深度达42km,盆地内莫霍面深度变化在29~35km之间,33km等深线范围与盆地内部的中央坳陷区范围基本吻合。莫霍面起伏与中新生代沉积盆地地质形态成镜像关系,如松辽盆地为一地幔隆起带,表明二者之间密切的成因联系,莫霍面变化带还对应着一些深断裂,常表现为莫霍面梯度带。根据电磁资料反映松辽盆地地壳在纵向上具有明显的分层性,且深部软流层顶界面具有起伏特点,顶面高点埋深65km,厚度远低于盆地两侧岩石圈厚度。

  2.2构造演化特征

  多年的构造地质研究认为,华北广大地区属海西-印支期造山带,松辽盆地的形成与太平洋板块俯冲消减作用相关。晚古生代华北板块与北方微板块拼接作用持续到早、中三叠世,此后进入陆内碰撞造山阶段。松辽盆地基底为早中生代克拉通(张宝权等,2006),古生代大量NE-NEE向逆冲推覆断裂,中生代NNE-NE向走滑断裂,致使盆地基底结构极为复杂,多发育深大断裂(张超群,2014;李桂俊等,2009;任以发等,2005)。在板内构造演化阶段,主要受华北板块和西伯利亚板块的碰撞缝合作用,在环太平洋构造域发展的背景下,松辽盆地发育在海西期褶皱基底之上,具有断陷-坳陷叠置复合双重地质构造特征,源于裂谷构造沉降和热动力控制作用(陆建林,2008;沈良,2008)。地貌上呈现盆地周围为不同时期造山带,盆-山之间以深大断裂为界(舒良树等,2003)。

  针对松辽盆地的动力学过程,经过数十年的勘探实践,专家学者们作了大量

  图2-2 东北亚地区深大断裂与莫霍面深度图(据杨万里1985)

  1—莫霍面等深线(km);2—深大断裂;3—盆地边界

   = 1 \* GB3 ①嫩江断裂; = 2 \* GB3 ②孙吴—双辽断裂; = 3 \* GB3 ③依兰—依通断裂; = 4 \* GB3 ④密山—敦化断裂; = 5 \* GB3 ⑤开源—赤峰断裂; = 6 \* GB3 ⑥长春—保康断裂; = 7 \* GB3 ⑦松花江断裂; = 8 \* GB3 ⑧滨洲断裂; = 9 \* GB3 ⑨勃利—德都断裂

  的研究论述(张恺等,1980;杨继良,1983;童崇光,1980;杨万里,1985;陈发景等,1992;罗志立等,1992;俞凯,2002;郭巍等,2009),对松辽盆地类型认识,主要有克拉通内裂谷盆地、克拉通内复合型盆地、弧后盆地、双弧后盆地、伸展盆地、张剪裂谷盆地、火山穹隆塌陷盆地等多种不同的观点。

  尽管前人对于松辽盆地成盆机理存在不尽相同的论述,但通过对盆地发育的构造样式、沉积演化、火山活动和热历史的诸多研究,对盆地的形成和发展过程的观点是基本统一的,即盆地经历同裂陷、裂后热沉降和大规模构造反转三个构造演化阶段,形成了同裂陷序列和坳陷序列两套沉积序列(图2-3)。

  图2-3 松辽盆地区域地质构造剖面图

  (1)断陷阶段(同裂陷序列):指从中侏罗世到登娄库组沉积期,早期板块俯冲,地幔热物质上涌,盆地初始张裂,大规模的火山喷发,形成盆地内普遍存在的火石岭组地层,此时盆地表现为活动陆缘和大陆裂谷的特征。沙河子组继承了火石岭组时期的沉积格局,盆地持续伸展沉降,表现为更强烈的裂陷,营城组时期断陷沉积范围继续扩大,并伴随间歇的强火山喷发,表现为两套火山碎屑岩。沙河子组和营城组沉积期为断陷作用中期,形成盆地中央断块隆升,两侧发育一系列大小不等的NNE向半地堑式断陷带。登娄库组底部发育断陷沉积上部发育坳陷沉积,形成两堑一隆的构造格局,松辽盆地初见雏形。盆地内部呈快速充填补偿式沉积,局部断裂发生反转,该时期也是断坳转换时期。

  (2)坳陷阶段(坳陷序列):包括白垩世泉头组至嫩江组。自登娄库晚期沉积开始,热动力作用减弱,盆地整体大规模沉降。盆内沉积呈辐射状向四周超覆,但这一沉陷过程并不均一,盆地中心降升幅度最大。

  (3)构造反转阶段:发生在嫩江组中晚期以后,盆地受到构造作用表现为挤压和抬升。反转期的构造运动对坳陷序列的形成和盆地内部的油气运移和聚集起了极为重要的作用。

  在盆地沉积盖层的中浅层,前人根据松辽盆地中生代构造演化,结合基底形态,盖层发育及构造特征等,将松辽盆地划分为北部倾没区、东北隆起区、西部斜坡区、中央坳陷区、东南隆起区和西南隆起区6个一级构造单元(图2-4;杨万里,1985;虞云岩,2009)。研究区位于松辽盆地中央坳陷区一级构造单元内。

  图2-4 松辽盆地构造单元图(据杨万里,1985)

  Ⅰ西部斜坡区;Ⅱ北部倾没区;Ⅱ1嫩江阶地;Ⅱ2依安凹陷;Ⅱ3三兴背斜带;Ⅱ4克山依龙背斜带;Ⅱ5乾元背斜带;Ⅱ6乌裕尔凹陷;Ⅲ中央坳陷区;Ⅲ1黑鱼泡凹陷;Ⅲ2明水阶地;Ⅲ3龙虎泡-红岗阶地;Ⅲ4齐家-古龙凹陷;Ⅲ5大庆长垣;Ⅲ6三肇凹陷;Ⅲ7朝阳沟阶地;Ⅲ8长岭凹陷;Ⅲ9扶余隆起带;Ⅲ10双坨子阶地;Ⅳ东北隆起区;Ⅳ1海伦隆起带;Ⅳ2绥棱背斜带;Ⅳ3绥化凹陷;Ⅳ4庆安隆起带;Ⅳ5呼兰隆起带;Ⅴ东南隆起区;Ⅴ1长春岭背斜带;Ⅴ2宾县-王府凹陷;Ⅴ3青山口背斜;Ⅴ4登楼库背斜;Ⅴ5钓鱼岛隆起;Ⅴ6杨大城子背斜;Ⅴ7梨树-德惠凹陷;Ⅴ8扶余隆起;Ⅴ9怀德-梨树凹陷;Ⅵ西南隆起区;Ⅵ1伽玛吐隆起;

  Ⅵ2开鲁凹陷

  2.3区域地层特征

  松辽盆地地层系指变质岩基底之上的中、新生代沉积组合,以碎屑沉积岩为主。中生代地层自下而上发育白垩系火石岭组、沙河子组、营城组、登娄库组、

  泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组、明水组,古近系依安组,新近系大安组、泰康组地层(图2-5)(于文卿等,1999;郭峰等,2007;黄清华等,1998,2011;韩刚等,2011;王璞珺等,1995)。本论文的研究层位为嫩江组。

  图2-5 松辽盆地地层划分与含油气组合(据陆永潮等,2010)

  1、火石岭组(k1h):受断裂构造运动控制,物源补给充足,呈超补偿特征。底部和中部为灰绿色、紫色安山岩、安山玄武岩和灰白色凝灰角砾岩,在西北部小断陷盆地中见有玄武岩和安山岩。下部和上部以灰、深灰色砂岩、粉砂岩、泥岩等为主,夹凝灰岩和薄煤层,该层厚度在400-1400m。以火山岩为主,间夹正常沉积岩,火山喷发间歇期粗粒沉积物由断陷边缘向内快速充填沉积,局部发育冲积扇相沉积。与下伏地层呈不整合接触。

  2、沙河子组(k1sh):主要分布于盆地的东部和中部,以暗色泥岩、粉砂质泥岩夹灰色砂岩和砂砾岩为主,底部夹薄层凝灰岩、熔结凝灰岩和凝灰角砾岩,中部发育煤层。齐齐哈尔、白城等地区钻井中本组地层以灰黑色细砂-粉砂岩夹灰白色粗砂岩为主,间夹少量凝灰质砂岩。以滨浅湖相为主,在地层中段出现湖

  侵。与下伏地层呈整合接触。

  3、营城组(k1y):继承了沙河子组时期沉积格局,但在西部缺失。以浅湖相-深湖相沉积为主。下段为灰绿色、灰色砂岩、砂砾岩、泥岩夹中基性火山熔岩、凝灰岩和煤层;上段以酸性-中基性火山岩、火山碎屑岩为主,间夹灰绿色砂岩、泥岩和薄煤层。从盆地东缘向盆地中部火山岩逐渐减少,过渡为正常沉积岩—灰白、灰黑、灰绿色砂砾岩、砂质泥岩,夹薄煤层。厚度约600-1400m。与下伏地层呈不整合接触。

  4、登娄库组(k1d):分布范围较广,由灰、浅灰、灰绿色粉砂岩、砂岩、泥质粉砂岩间夹深灰色、灰黑色泥岩组成,局部夹厚煤层或煤线。根据岩性划分为四段,登一段主要分布在中央坳陷区附近,以灰绿色砂砾岩、灰白色砂岩、灰黑色泥岩为主;登二段除主要分布于盆地西部和东部,由灰黑、灰绿色泥岩、粉砂质泥岩与灰白色砂岩互层组成;登三、登四段的沉积范围较大,还覆盖了盆地中部地区,岩性为灰绿色砂岩与深灰色、黑色泥岩互层。本组地层在断陷地区连续沉积,在断陷以外与下伏地层呈不整合接触。本组上部发育坳陷沉积,盆地内部各凹陷间孤立分割的格局被打破,主要分布半深湖相、滨浅湖相、三角洲相及泛滥平原相沉积。

  5、泉头组(k1q):盆地内大部分地区,泉头组与上覆地层连续沉积,粒度向上突然变细,反映出湖水快速加深,为半深湖-深湖相红色碎屑岩沉积。岩性为、紫红、深棕色泥岩、砂质泥岩与灰白、紫灰色砂岩、泥质粉砂岩组成。在盆地边缘,本组地层底部的砂岩、砾岩较发育;在盆地中心,顶部层位中夹有灰、黑色泥岩。根据岩性特征划分出四个岩性段,构成粒度由粗到细再到粗的沉积旋回。沉积厚度由盆地边缘向中心增大,粒度变细,颜色由紫红向灰绿、灰黑色、黑色过渡变化。该组地层沉积范围明显扩大,冲积扇相和泛滥平原相较为发育,指示沉积环境较为干燥。

  6、青山口组(k2qn):以深灰、灰黑色页岩为主,夹油页岩、灰黑色泥岩、灰色砂岩和粉砂岩。按岩性本组划分为三段。青一段在盆地中部地区以灰黑、深棕色页岩夹油页岩为主,在西部和北部为浅灰色砂岩、粉砂岩间夹灰黑色、灰绿、深棕色泥岩。青二、三段粒度明显加粗,在盆地中部地区为深灰、灰黑色泥岩夹粉砂岩,局部见介形虫,在盆地东部为浅棕灰色、灰黑色泥岩,在盆地西部和西北部则为浅灰色砂岩、粉砂岩局部夹泥岩,而在盆地边缘地区可见砂砾岩。本组在盆地中心与下伏地层呈连续沉积,自下而上组成一个粒度由细变粗的反旋回。

  7、姚家组(k2y):根据岩性划分出三个岩性段,姚一段在盆地中部为灰白色细砂岩与暗棕、紫红色泥岩互层,在盆地边缘出现厚层砂砾岩夹暗红色泥岩。姚二、三段在盆地中部为灰黑、暗棕色泥岩、薄层油页岩夹灰绿色泥岩和粉砂岩;在盆地西部和西北为灰绿、灰白色砂岩夹灰绿、浅灰绿色泥岩和粉砂岩,在盆地南部和东部则以暗色泥岩为主,间夹灰绿色泥岩,可见薄层介形虫。该组沉积物厚度不大,广泛发育暗色泥岩,颜色向上加深,粒度呈向上变细的正旋回。

  8、嫩江组(k2n):由姚家组到嫩江组,粒度骤然变细,颜色也出现突变,表现出水面迅速加深的特点。嫩江组划分为五段,嫩一、二段为深灰、灰黑色泥岩夹薄层油页岩、灰绿色粉砂质泥岩和粉砂岩,是主要的生油岩层。该段沉积面积较广,超出现代盆地边界。嫩三、四、五段在盆地东部遭受剥蚀,以灰绿、深灰色泥岩为主,与灰色含泥质粉砂岩、泥质粉砂岩、细砂岩互层。与下伏地层呈假整合接触。

  9、四方台组和明水组(k2s、k2m):四方台组为棕红、棕色泥岩与砂砾岩、灰色、灰绿色砂质泥岩呈不等厚互层。与下伏地层呈不整合接触。明水组分为两段:明一段为灰黑、棕色泥岩夹泥质粉砂岩、灰绿色砂岩、砂砾岩,明二段为棕红、灰绿色泥岩与泥质粉砂岩、灰绿色砂岩互层。与下伏地层呈整合接触。

  10、古近系、新近系和第四系:第三系为一套胶结程度较差的灰绿、棕色泥岩、灰色细砂岩、灰白色砂砾岩。第四系为浅黄灰色砂层、灰白色砂砾层组成,广泛分布于盆地中,在北部有玄武岩出露。

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