鄂爾多斯盆地三疊系坡折帶類型及控制因素

鄂爾多斯盆地三疊系坡折帶類型及控制因素

0盆地沉積坡折帶斜坡轉(zhuǎn)換帶是研究海洋相沉積層的沉積和層序地層學(xué)的一個(gè)重要概念，是研究地形梯度變化的區(qū)域。近十年來(lái),經(jīng)典海相層序地層學(xué)理論中的坡折帶概念被引入到了我國(guó)陸相湖盆研究中,日益受到油氣勘探部門和學(xué)術(shù)界的普遍重視。越來(lái)越多的油氣勘探實(shí)例表明,無(wú)論斷陷湖盆還是坳陷湖盆,均發(fā)育有坡折帶(甚至多級(jí)坡折帶),且明顯控制了上覆地層分布、巖性巖相變化及油氣藏的分布[1~4]。在鄂爾多斯盆地,20世紀(jì)80年代就有學(xué)者對(duì)中生界湖盆底形進(jìn)行了研究。梅志超與楊華在陜北延長(zhǎng)組沉積相研究中第一次提到“水下坡折帶”的概念;王多云等在姬塬地區(qū)的沉積特征研究中提出了“臺(tái)型三角洲前緣”和“坡型三角洲前緣”的概念和標(biāo)志,兩者的分界位置便是“水下坡折線”;最近,李樹同等以沉積學(xué)、層序地層學(xué)等理論為指導(dǎo),將層序地層充填形態(tài)、沉積微相組合、基準(zhǔn)面旋回疊加類型及A/S值三者結(jié)合對(duì)延長(zhǎng)組湖盆的底部形態(tài)進(jìn)行了嘗試性恢復(fù)研究,并初步建立了延長(zhǎng)組坡折帶的識(shí)別模式。然而,從總體上看,前人對(duì)延長(zhǎng)組湖盆底形及坡折帶研究雖然起步早,但進(jìn)展緩慢,研究結(jié)果差別較大,沒(méi)有統(tǒng)一意見;對(duì)坡折空間分布也缺少深入的細(xì)節(jié)研究,編制的沉積相及砂體圖仍然沿用老觀點(diǎn),難以滿足油田精細(xì)勘探的需要。究其原因,主要有三個(gè)方面:一是鄂爾多斯盆地所處的黃土塬地區(qū)地震資料沿溝成樹枝狀分布,不成網(wǎng)且品質(zhì)差,難以滿足地質(zhì)研究的需要;二是前人對(duì)延長(zhǎng)組坡折帶及層序界面的識(shí)別主要依靠鉆井資料,而鉆井資料橫向等時(shí)對(duì)比困難,多解性強(qiáng),所以這些研究實(shí)際上始終沒(méi)有擺脫傳統(tǒng)巖性地層單元的束縛;三是長(zhǎng)期以來(lái),人們一直認(rèn)為鄂爾多斯盆地是中國(guó)乃至東亞最穩(wěn)定的構(gòu)造單元之一,盆地內(nèi)部構(gòu)造屬性具有“整體升降、平起平落”的特征[6~8],受此觀點(diǎn)影響,以往編制的延長(zhǎng)組各油層組地層厚度在整個(gè)盆地范圍內(nèi)基本呈等厚的“千層餅式”充填結(jié)構(gòu)分布,并無(wú)明顯坡折存在。顯然,這種“千層餅式”的地層分布模式不符合沉積規(guī)律。近年來(lái),對(duì)該盆地的油氣勘探步伐明顯加快,隨著地震勘探新技術(shù)的廣泛應(yīng)用和鉆井新資料的不斷補(bǔ)充,為盆地內(nèi)部坡折帶的識(shí)別提供了可能。本文以層序地層學(xué)原理為指導(dǎo),利用最新盆地勘探資料,將地震與鉆井資料相結(jié)合,著重對(duì)延長(zhǎng)組中部的沉積坡折帶進(jìn)行了判識(shí),取得了全新的認(rèn)識(shí),同時(shí)分析了其對(duì)有利砂體和油氣分布的控制作用。該項(xiàng)研究不僅豐富了坳陷型湖盆坡折帶研究的理論,同時(shí),對(duì)巖性油藏的勘探和開發(fā)具有重要的現(xiàn)實(shí)意義。1盆地地質(zhì)構(gòu)造組成分區(qū)鄂爾多斯盆地是在古生代華北穩(wěn)定克拉通盆地基礎(chǔ)上發(fā)育起來(lái)的多旋回疊合盆地,由太古界和下元古界變質(zhì)結(jié)晶巖系組成了盆地基底,其上發(fā)育了中、上元古界、古生界、中生界和新生界沉積地層。盆地邊緣變形較強(qiáng),盆地主體部位構(gòu)造簡(jiǎn)單,區(qū)域構(gòu)造呈現(xiàn)為西傾的平緩大單斜。盆地內(nèi)部可劃分為伊盟隆起、渭北撓褶帶、西緣沖斷帶、晉西撓褶帶、天環(huán)坳陷、陜北斜坡等6個(gè)次一級(jí)構(gòu)造單元。三疊系延長(zhǎng)組是該盆地的主要產(chǎn)油層系,發(fā)育一套完整的陸相河流—三角洲—湖泊沉積體系。延長(zhǎng)組中期為盆地發(fā)育鼎盛時(shí)期,主要發(fā)育東北與西南兩大沉積體系,在兩大體系中間北西—南東向展布的區(qū)域?yàn)樯钏畢^(qū),廣泛發(fā)育了重力流沉積,是近年來(lái)該盆地增儲(chǔ)上產(chǎn)的主要勘探領(lǐng)域。2延長(zhǎng)組地層序界面在對(duì)鄂爾多斯盆地三疊系延長(zhǎng)組的對(duì)比研究中,以往主要利用測(cè)井資料,根據(jù)凝灰?guī)r與泥頁(yè)巖標(biāo)志自下而上劃分為長(zhǎng)10、長(zhǎng)9、長(zhǎng)8、長(zhǎng)7、長(zhǎng)6、長(zhǎng)4+5、長(zhǎng)3、長(zhǎng)2及長(zhǎng)1十個(gè)油層組,但由于陸相地層巖相變化快,標(biāo)志層橫向追蹤對(duì)比難度大,造成以往傳統(tǒng)分層或多或少存在穿時(shí)現(xiàn)象。雖然也有很多學(xué)者通過(guò)鉆井測(cè)井資料對(duì)延長(zhǎng)組的層序地層進(jìn)行了研究,但同樣由于鉆井資料多解性強(qiáng),等時(shí)對(duì)比困難,層序界面難以識(shí)別。實(shí)際上,前人在延長(zhǎng)組地層層序方面的研究劃分方案很多,但大多數(shù)都沒(méi)有能夠擺脫傳統(tǒng)巖性地層單元的束縛,只是對(duì)傳統(tǒng)分層的重新組合而已。作者利用最新地震攻關(guān)資料,將露頭、鉆井和地震勘探資料三者結(jié)合,總結(jié)出了適合于延長(zhǎng)組湖盆層序地層劃分的“六定”方法體系,建立了可以在全盆地范圍內(nèi)進(jìn)行地層劃分與對(duì)比的三級(jí)層序地層格架,將整個(gè)延長(zhǎng)組劃分為T3ySQ1、T3ySQ2、T3ySQ3、T3ySQ4、T3ySQ5和T3ySQ6六個(gè)三級(jí)沉積層序,每個(gè)層序的平均時(shí)限約為3.5Ma(延長(zhǎng)組對(duì)應(yīng)于中晚三疊世的卡尼期—瑞替期(231~210Ma),約為21Ma),這與Vail和我國(guó)學(xué)者普遍認(rèn)同的三級(jí)層序發(fā)育年限吻合。具體研究成果見相關(guān)文獻(xiàn)。從與傳統(tǒng)油層組的對(duì)應(yīng)關(guān)系看,以往延長(zhǎng)組的巖石地層劃分單元確實(shí)存在穿時(shí)現(xiàn)象,其中以延長(zhǎng)組中部穿層關(guān)系最明顯,具體表現(xiàn)在:在盆地中心華池—合水地區(qū)T3ySQ4底界位于傳統(tǒng)分層的長(zhǎng)63底部—長(zhǎng)7上部;自盆地中心分別向盆地北部和南部方向,T3ySQ4底界從長(zhǎng)7上部逐漸抬升到了長(zhǎng)61底部(圖1,圖2)。3地震資料及沉積解釋層序分層研究是坡折帶識(shí)別的基礎(chǔ),在上述層序?qū)Ρ葎澐盅芯康幕A(chǔ)上,通過(guò)地震剖面解釋、層序地層厚度及巖石類型和沉積微相分析,可以將延長(zhǎng)組內(nèi)存在的坡折劃分為深水坡折與淺水坡折兩種類型,前者位于三角洲坡型前緣深水區(qū),后者位于三角洲臺(tái)型前緣或三角洲平原附近。3.1邊坡骨折的識(shí)別方法3.1.1深水抗凝巖的沉積相巖石類型與沉積微相分析法是利用兩種或者兩種以上的沉積微相類型組合或巖石類型來(lái)研究湖盆底部形態(tài),從而確定是否存在坡折帶的有效方法。一般規(guī)律是正常牽引流形成的微相類型組合反映湖盆底部形態(tài)平坦,而與重力流有關(guān)的巖石類型與微相組合的出現(xiàn)則意味著湖盆底形變陡,是存在坡折的標(biāo)志。就延長(zhǎng)組T3ySQ3低位域(與傳統(tǒng)分層長(zhǎng)81相當(dāng))而言,巖芯觀察表明,在全盆地范圍內(nèi),長(zhǎng)81普遍含劣質(zhì)煤線、炭質(zhì)泥巖及大量植物碎片,并保存有較完好的植物莖干與垂直蟲孔等,從沉積環(huán)境特征看,長(zhǎng)81主要發(fā)育水下分流河道與分流間灣等沉積微相組合,席狀砂較少,河口壩不發(fā)育。這些特征一方面表明長(zhǎng)81湖盆水體淺且頻繁暴露,具有淺水湖泊三角洲的特點(diǎn);另一方面也說(shuō)明湖盆底形平坦,坡折不明顯。T3ySQ4低位域沉積與T3ySQ3低位域明顯不同,除發(fā)育正常牽引流沉積外,還發(fā)育了深水重力流沉積。由于深水重力流沉積對(duì)深水坡折帶的識(shí)別具有重要意義,筆者曾對(duì)其進(jìn)行過(guò)細(xì)致研究。依據(jù)野外露頭、巖芯觀察和分析測(cè)試,可將延長(zhǎng)組深水重力流沉積按成因分為砂質(zhì)碎屑流、經(jīng)典濁積巖及滑塌巖3種巖石類型:砂質(zhì)碎屑流主要有以下特征:(1)巖性為中—細(xì)長(zhǎng)石粒砂巖、巖屑長(zhǎng)石砂巖,厚層狀/塊狀層理(圖3a,b),砂巖內(nèi)部不具粒序遞變層理和其它沉積構(gòu)造,砂巖底面平坦,不具有侵蝕作用(圖3b),頂面與泥巖呈突變接觸;(2)砂巖內(nèi)部偶見零散分布的泥巖碎片/泥礫,直徑長(zhǎng)度2~6cm左右,呈懸浮狀,且有拖長(zhǎng)變形現(xiàn)象(圖3c);(3)單砂體厚度一般大于0.5m,最大可達(dá)幾十米,橫向變化快(圖3b);(4)填隙物主要為雜基(水云母),白豹地區(qū)平均含量5%左右,合水地區(qū)9%左右;(5)粒度資料分析顯示既有重力流特征,又有牽引流特征:根據(jù)對(duì)合水地區(qū)莊31井區(qū)12口井52個(gè)樣品粒度資料的統(tǒng)計(jì)分析,一般C值在96.2~345.6μm之間,平均值為261.2μm,M在45.3-181.7μm之間,平均值為119.1μm.將數(shù)據(jù)投影到C—M圖上,回歸方程為y(C)=2.1549x(M)的直線段,為平行于C—M基線的平行線,反映出重力流沉積的特征(圖4a),這與夏青松等利用薩胡函數(shù)判別分析所得到的結(jié)論一致(其所獲得的判別值平均為Y=7.357,小于臨界值9.8433)。但粒度曲線上卻表現(xiàn)為兩段式(圖4b),主要由跳躍總體組成,跳躍總體占80%~70%,懸浮總體占20%~30%,顯然,這一特征又表明其具有牽引流的特征。對(duì)白豹地區(qū)多口鉆井的粒度分析也得出了與合水地區(qū)相同的結(jié)論。顯然,上述深水塊狀砂巖沉積特征既與牽引流形成的河道砂巖大相徑庭,也不能用濁流成因來(lái)解釋。理由如下:(1)砂巖體內(nèi)不具正粒序,而正粒序被認(rèn)為是濁積巖最為關(guān)鍵的鑒定標(biāo)志;(2)塊狀砂巖底面不具侵蝕性,而濁流一般會(huì)形成明顯侵蝕沖刷現(xiàn)象;(3)塊狀砂巖既表現(xiàn)出重力流特征的一面,又表現(xiàn)出牽引流特征的一面,這種似乎矛盾的現(xiàn)象難以單純用牽引流或濁流沉積來(lái)解釋,但卻與碎屑流沉積特征完全吻合,因?yàn)閺牧髯儗W(xué)特征看,只有碎屑流才既表現(xiàn)為重力流,又表現(xiàn)為層狀流,因此,它們應(yīng)是砂質(zhì)碎屑流的產(chǎn)物;(4)由于砂質(zhì)碎屑流為層流,缺乏侵蝕性,因此其沉積物底面通常比較平坦。塊狀砂巖內(nèi)所含的泥礫和撕裂泥片也并非由砂質(zhì)碎屑流本身侵蝕所造成,而可能是由砂質(zhì)碎屑流沉積而成。這種碎屑流通常被認(rèn)為由早期濁流演化而成,早期濁流對(duì)下伏地層進(jìn)行侵蝕,并將剝蝕的碎片卷入其中,隨著內(nèi)部碎屑物的增多,會(huì)發(fā)生流動(dòng)轉(zhuǎn)變。經(jīng)典濁積巖具有以下重要特征:(1)中細(xì)砂巖中廣泛發(fā)育向上變細(xì)的正粒序?qū)永?圖5a)(2)發(fā)育正粒序的砂巖可與上覆具平行層理、沙紋層理、包卷層里和水平紋層的細(xì)砂巖、粉砂巖和泥巖一起構(gòu)成完整或不完整的鮑馬序列(圖5b,c),常見的組合類型有ABC-DE、ABE、ACD、BCD、BC、CDE及DE等;(3)常以砂泥巖薄互層形式出現(xiàn),構(gòu)成多個(gè)韻律層(圖5c),側(cè)向延伸穩(wěn)定,厚度變化小,單砂層厚度從幾厘米—幾十厘米不等,最大不超過(guò)0.5m。(4)砂巖底部不平整,巖性突變,常有較清楚的重荷模、溝模及槽模等多種底模構(gòu)造(圖5d)和一些砂球、火焰構(gòu)造等出現(xiàn);(5)從粒度曲線看,經(jīng)典濁積巖在C—M圖上表現(xiàn)為平行于C—M基線的直線段,反映了重力流的特征。由于濁流內(nèi)部的顆粒是由水流擾動(dòng)來(lái)支撐的,當(dāng)濁流速度減緩或內(nèi)部水流擾動(dòng)強(qiáng)度降低時(shí),內(nèi)部的顆粒將發(fā)生沉積。在重力作用下,大和重的顆粒首先沉降,然后是細(xì)或輕的顆粒,從而在其沉積物中產(chǎn)生正粒序。因此,毫無(wú)疑問(wèn),上述砂巖中正粒序的發(fā)育指示其屬于濁流沉積或濁積巖?；鷰r是由水下滑坡事件形成的滑塌變形體。其主要特征是砂泥混雜并強(qiáng)烈變形?；鷰r一般厚度變化大,最大可達(dá)2m,發(fā)育多種變形層理,在巖芯觀察中,見到包卷構(gòu)造、滑塌變形構(gòu)造等(圖5e)。需要說(shuō)明的是,有學(xué)者將這種巖石類型籠統(tǒng)劃歸為滑塌濁積巖,作者研究認(rèn)為,雖然在空間位置上此類巖石經(jīng)常與經(jīng)典濁積巖伴生,但從嚴(yán)格意義上看,其成因完全是由水下重力滑塌作用形成,而與濁流作用無(wú)關(guān)。在延長(zhǎng)組,上述三種類型的重力流在縱向上?；映霈F(xiàn),往往下部為砂質(zhì)碎屑流,上部為濁積巖,有時(shí)在底部或中上部還存在滑塌巖。平面上,濁積巖主要分布在湖盆中心平原地區(qū),砂質(zhì)碎屑流主要分布在深水坡折的坡腳處至湖盆中心的廣大區(qū)域內(nèi),而滑塌巖主要分布于前緣斜坡的坡腳處及深湖底部。因此,根據(jù)這3種類型的沉積物重力流的分布可大致確定湖盆底部形態(tài)并識(shí)別深水坡折帶。3.1.2地震剖面下的地形坡度突變地震反射剖面是識(shí)別坡折帶的最直接方法。作者總計(jì)對(duì)覆蓋全盆地156條約3000km地震測(cè)線進(jìn)行了層序追蹤與坡折帶解釋,結(jié)合巖心觀察資料,著重對(duì)延長(zhǎng)組T3ySQ4中發(fā)育的坡折帶進(jìn)行了識(shí)別,其主要標(biāo)志是地形坡度突變,在坡折帶下部有明顯的“上超”、“前積”以及“盆地扇”、“斜坡扇”和地層增厚等現(xiàn)象。例如,在盆地東北部白豹地區(qū)剖2井附近存在一明顯地形坡度突變帶(圖6),該井以南T3ySQ4中存在4期向前疊置的沉積透鏡體(斜坡扇),并具有明顯的S型前積結(jié)構(gòu),結(jié)合該地區(qū)巖心觀察資料,可以確定剖2井附近的坡折為深水坡折。從圖6中還可以看出,該深水坡折在地震剖面上大致與前積反射的頂部相對(duì)應(yīng)。又如,在盆地西北部元69井附近,地震剖面顯示T3ySQ4層序底界存在明顯的上超現(xiàn)象,且厚度向西南明顯增厚(圖7),結(jié)合巖心觀察,可以確定該處同樣存在深水坡折帶。3.1.3不同坡折帶的制約可容空間變化被認(rèn)為是影響層序地層厚度的重要因素之一,同時(shí),可容納空間的變化又受坡折帶的制約,坡折帶以上可容納空間小,沉積厚度薄;坡折帶以下可容納空間大,沉積厚度大。因此,可以通過(guò)層序厚度的大小以及其等值線的疏密情況來(lái)判斷坡折帶的存在。3.2湖盆南部坡折分布利用上述方法對(duì)延長(zhǎng)組坡折帶的空間分布進(jìn)行了研究,結(jié)果表明,不論深水坡折還是淺水坡折,在湖盆南北兩岸均發(fā)育,它們大致呈北西—南東向展布,綿延上百千米。就T3ySQ4坡折帶而言,深水坡折大致順湖盆西南部的寧縣—鎮(zhèn)71井—環(huán)縣西及湖盆東北部的甘泉—橋鎮(zhèn)—廟溝一線沿湖盆中心呈向東開口的喇叭狀分布(圖8);淺水坡折位于深水坡折外側(cè)靠近湖岸線附近,在盆地西南部,大致位于鎮(zhèn)原—長(zhǎng)武一帶;在盆地東北部,大致沿安塞—定邊一線呈北西向展布。在巖芯觀察和地震層序解釋的基礎(chǔ)上,分別編制了T3ySQ3與T3ySQ4坡折帶發(fā)育模式圖(圖9),從中可以看出,總體而言,湖盆南部坡折帶窄、陡,北部坡折帶寬、緩;晚期(T3ySQ4)明顯,早期(T3ySQ3)不明顯,究其原因,可能與晚三疊世早期(T3ySQ3)西秦嶺的強(qiáng)烈造山活動(dòng)及陰山地區(qū)的構(gòu)造隆升有關(guān)。4邊坡破碎帶對(duì)砂體的控制4.1水下分流河道砂體坡折帶是河流入湖以后能量變化的樞紐,也是沉積動(dòng)力學(xué)狀態(tài)發(fā)生變化的部位。前已述及,延長(zhǎng)組沉積時(shí)的坡折帶可分為淺水坡折帶和深水坡折帶兩種類型,淺水坡折之上河流作用強(qiáng),在淺水坡折之上發(fā)育分流河道砂體;在淺水坡折與深水坡折之間的過(guò)渡區(qū)域河流作用減弱,發(fā)育三角洲前緣水下分流河道砂體;深水坡折(尤其陡坡型深水坡折)之下牽引流作用減弱而重力流作用增強(qiáng),主要形成砂質(zhì)碎屑流等沉積物重力流砂體。因此,從成因上看,在延長(zhǎng)組淺水坡折帶控制了三角洲砂體的展布,深水坡折帶主要控制了沉積物重力流(主要為砂質(zhì)碎屑流,下同)砂體的分布。4.2深水坡折帶控制下砂體厚度隨埋單從圖8可以明顯看出,從淺水坡折到深水坡折,砂體分布厚度有規(guī)律變化,相同物源同一時(shí)期的砂體由坡上至坡下形成“薄—厚—薄”的變化趨勢(shì)。就西南體系而言,在T3ySQ4低位域發(fā)育期,沿深水坡折線鎮(zhèn)71—慶17—寧縣一帶砂體厚5~10m,坡折線以下坡腳附近砂體厚度明顯增厚,合水地區(qū)厚度可達(dá)60m,環(huán)縣以東厚度達(dá)30m,至湖盆中心里72—塔9井區(qū)一帶砂體厚度減薄,砂體厚5~10m。同樣,在盆地東北沉積體系,沿深水坡折線廟溝—剖4—馬家砭一帶砂巖厚度僅5~10m,坡折線以下的白豹—華池地區(qū)砂體厚度可達(dá)40m,至湖盆中心厚度又減薄,這充分反映出坡折帶控制下的砂體厚度“薄—厚—薄”的變化規(guī)律?？傮w上看,不論是淺水坡折帶還是深水坡折帶,在坡折附近砂巖厚度小,在坡腳處砂巖厚度大。4.3深水坡折演化為重力流砂體的充填物源坡折除對(duì)砂體厚度具有控制作用外,對(duì)其平面展布形態(tài)的控制作用更加明顯。從編制的砂體分布圖看(圖8),深水坡折之上的砂體由于受分流河道影響而呈條帶狀分布,深水坡折之下的砂體分布特征在湖盆南北兩岸有所不同。在湖盆西南部合水地區(qū),由于坡折帶陡(陡坡型),三角洲前緣松散的沉積物在快速沉積不穩(wěn)定狀態(tài)下或受某種偶發(fā)機(jī)制的引發(fā)(波浪、火山、地震、風(fēng)暴等)而隨機(jī)發(fā)生滑塌形成重力流事件。這些重力流沉積物的補(bǔ)給物源一般為線物源,無(wú)固定補(bǔ)給水道,常隨三角洲的推進(jìn)而推進(jìn)。每次重力流事件形成的單個(gè)砂體面積一般較小,剖面上為透鏡狀,平面上可呈片狀、舌狀等。由于滑塌作用與重力流事件的頻繁發(fā)生,最終造成深水坡折帶之下多個(gè)透鏡狀砂體在縱向上疊置分布,在橫向上有連片的趨勢(shì),大致平行于坡折帶(湖岸線)分布(圖10)。在湖盆東北部白豹地區(qū),由于深水坡折帶較平緩(緩坡型),正常牽引流三角洲前緣砂體可以直接越過(guò)深水坡折處一定距離沉積(圖8,10),成為更深水區(qū)重力流砂體的固定補(bǔ)給物源。因此,與前述陡坡型深水坡折不同,緩坡型深水坡折之下的砂體既存在重力流成因,也存在牽引流成因,但以重力流砂體為主,而且這些重力流砂體由于有固定的運(yùn)輸通道,搬運(yùn)的距離也相對(duì)較遠(yuǎn)。從空間分布看,受固定補(bǔ)給水道的影響,砂體(包括重力流成因與牽引流成因)在縱向上大多沿物源方向向前疊置分布(參見圖7),在平面上,一般垂直于坡折帶(湖岸線)而成條帶狀展布(圖10)。4.4重力流砂體物理性能通過(guò)對(duì)全盆地T3ySQ4低位域近800塊樣品的統(tǒng)計(jì)分析,結(jié)果表明:(1)深水坡折之上砂體儲(chǔ)集性能普遍比坡下好。就白豹地區(qū)而言,由于深水坡折帶之上沉積受牽引流控制,其儲(chǔ)層雜基含量較低,面孔率較高、以粒間孔隙為主,而深水坡折帶之下由于重力流作用的參與,儲(chǔ)層粘土雜基含量明顯增高,面孔率降低。(2)緩坡型(白豹地區(qū))深水坡折帶下方砂體物性比陡坡型(合水地區(qū))坡折下方砂體物性好。對(duì)南北沉積體系深水坡折下方沉積物重力流砂巖儲(chǔ)層的對(duì)比研究結(jié)果顯示,它們總體儲(chǔ)集性能較差,大多數(shù)樣品滲透率低于0.3×10-3μm2,但白豹地區(qū)孔隙度主要分布區(qū)間為10%~12%,其次為8%~10%及12%~14%,而合水地區(qū)孔隙度主要分布在8%~10%,6%~8%及10%~12%次之;白豹地區(qū)滲透率大于0.3×10-3μm2高效儲(chǔ)層所占比例明顯高于合水地區(qū)(圖11)。造成這種物性差異的原因顯然是由于合水地區(qū)坡折陡,重力滑塌事件造成泥巖夾層多,巖性變化大,物性總體變差;而白豹地區(qū)重力流由于具有固定水道,砂體經(jīng)歷二次搬運(yùn)作用后物性依然尚好。5層序格架雙重控制坡折控制砂體,有利砂體控制油氣,不言而喻,坡折也控制油氣分布。由于位居深水坡折下方的重力流砂體與深湖泥頁(yè)巖相伴生,常形成指狀尖滅砂體,在后期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的影響下,