鄂尔多斯盆地上三叠统延长组深湖沉积与油气聚集意义

中国科学 D 辑: 地球科学2007年 第37卷 增刊Ⅰ: 39~48收稿日期: 2006-07-03; 接受日期: 2006-12-28国家重点基础研究发展计划项目(编号: 2003CB214602)及教育部长江学者和“油气盆地”创新团队发展计划项目(编号: IRT0559)资助 《中国科学》杂志社SCIENCE IN CHINA PRESS鄂尔多斯盆地上三叠统延长组深湖沉积与油气聚集意义陈全红①* 李文厚①高永祥①郭艳琴②冯娟萍①张道峰③曹红霞① 梁积伟①(① 大陆动力学国家重点实验室, 西北大学地质学系, 西安 710069; ② 西安石油大学油气资源学院,西安 710065; ③ 中国石油天然气股份有限公司长庆油田分公司, 西安 710021)摘要 鄂尔多斯延长组湖盆为一大型的敞流湖盆. 其充填演化与构造发育史、古气候演化史具有明显的一致性, 可以划分为4个演化阶段, 即湖盆形成及扩张期、鼎盛期、回返期、萎缩消亡期.在此过程中, 湖盆经过四次明显湖进与湖退变化, 但深湖中心变化不大, 一直沿华池—宜君一带波动. 在整个晚三叠世盆地盛衰演化过程中, 深湖沉积体系主要为深水型三角洲及浊积扇体 系, 前者在深湖扩展早期的三角洲快速推进时期的陡岸斜坡区比较发育, 并随着三角洲的推进逐渐从深水型向浅水台地型转变. 后者在各个时期都有出现, 按其沉积特征可分为两种浊积扇: 坡移浊积扇相带发育相对齐全, 垂向上多期互相叠加, 可划分为: 斜坡-槽道-内扇亚相、浊积水道、浊积水道间、浊积水道前缘-中扇亚相、外扇亚相和盆地平原亚相. 滑塌浊积扇多呈透镜状夹于深湖亚相的深灰色泥岩中, 相带分异不明显, 仅可分为中心相和边缘相. 两类浊积扇主要分布在盆地的近源斜坡带及远源末梢斜坡带. 深湖沉积控制了烃原岩及有利生储盖组合分配. 坡移浊积扇沉积厚度大, 分布广, 储集物性好, 是深湖区岩性油藏勘探的主要目标. 关键词 深湖 深水型三角洲 坡移浊积扇 滑塌浊积扇 鄂尔多斯盆地位于华北地台的西部, 是一个多构造体系、多旋回演化、多沉积类型的大型盆地. 从晚三叠世开始进入内陆坳陷盆地发育阶段, 湖盆在发生-发展-消亡沉积演化的过程中形成了完整的湖 泊-三角洲相沉积演化旋回. 盆地延长组油气资源丰富, 沿深湖区南北分布的三角洲是石油勘探与开发的重点区域. 但华池—宜君一带的深湖区, 一直认为缺乏有效的储层, 多年来所做的研究较少. 特别是对深湖区沉积的研究工作尚未系统开展过, 只是不同的学者在盆地局部进行过地区性的粗略研究, 而且对延长组深湖的范围、沉积体系及其地层构造特征的认识均存在较大的分歧. 目前, 随着勘探与开发工作的深入, 在深湖区的勘探不断获得突破, 已发现的浊积岩油藏三级储量累计超过2亿吨, 改变了以往对深湖区储层物性差难以成藏或油藏规模小的认识, 因此, 延长组深水沉积体系必然具有特殊的内涵.对于延长组古湖泊发育演化过程的深湖区范围、水体的物理化学条件、外动力状况及水体变化等都无法获得直接的数据, 也没有一种很成熟的方法可以定量计算[1~6]. 本文通过分析延长组湖盆性质, 以浊40中国科学D辑地球科学第37卷积扇主要发育时间为耦合点, 把区域地质背景与深水浊积体系的沉积特征联系起来, 结合盆地内深湖区沉积及其沉积物特征去追溯和分析沉积体系特征. 1湖盆性质及其演化1.1 盆地原型晚三叠世初, 受古特提斯海扩张和华北地块逆时针旋转的共同影响, 鄂尔多斯盆地西北缘为拉张松弛的应力状态, 在贺兰山伸展构造发育由伸展正断层控制的裂陷盆地——汝箕沟裂陷盆地. 盆地西南缘为挤压应力状态, 发育由逆冲断层控制的前陆盆地, 如石沟驿和平凉前渊盆地[7], 在此快速堆积的碎屑岩建造厚度可达3000 m以上. 在北秦岭区, 随着松潘海北侧的南昆仑-勉略叠接带于中三叠、晚三叠世向北俯冲, 西秦岭及祁连地区全面碰撞造山[8], 叠加在老断裂上挤压应力使北秦岭山区发育了一系列山间盆地, 如豫西南召留山、马市坪、卢氏双槐树、陕西丹凤、商州东部等一系列残留小盆地. 在盆地中南部, 此时浅层构造多循北西向基底断裂发生“活化”, 发育受同生断裂控制的南陡北缓、南深北浅呈北西展布的隆后坳陷带, 并随着构造应力进一步扩大, 形成了一个向东开口的, 东北翼宽缓、西南翼较陡的广阔的定边-铜川-三门峡-济源-郑州坳陷. 坳陷内延长组厚度一般在1100 m以上, 南部可达1400 m以上, 坳陷中心明显偏南, 具明显的不对称箕状坳陷性质(图1).1.2 湖盆性质关于鄂尔多斯盆地三叠系湖盆性质的分析, 前人进行的相关研究较少. 就目前认识的程度, 这个湖盆更趋向于敞流湖盆. 这种湖盆注入的水量常大于蒸发量和地下渗流量之和, 多余的水通过溢水口排泄, 湖平面长期维持在最低溢水口的位置. 延长组沉积时气候温暖潮湿, 降水量大, 其一, 注入湖盆的水量大于蒸发量和地下渗流量, 具有敞流湖盆形成的条件; 其二, 在郑州一带延长组的恢复厚度达3500 m, 而且在鄂尔多斯盆地内部其延长组厚度增大趋势与坳陷的厚度线变化趋势一致, 也说明晚三叠世鄂尔多斯湖盆向东可能是敞通的; 其三, 前人在延长组发现了图1 华北地台西部晚三叠世中期原型盆地增刊Ⅰ陈全红等: 鄂尔多斯盆地上三叠统延长组深湖沉积与油气聚集意义41海水侵入的证据1),[9], 也说明盆地可能是敞通的. 而且在湖盆萎缩期, 其水体古盐度为0.940‰~1.016‰, 属富钠的微咸半咸水环境, 引起水体变咸的原因可能与海水间歇性入侵有关. 邓荣才等[9]曾提到边立曾教授从延长统湖相泥岩中采集到较完整的海相鱼化石(经刘冠邦教授鉴定为空棘鱼亚目前鳍鱼科), 可为有力佐证. 因此, 这种敞流湖盆的性质就决定了湖盆的湖平面变化、深湖分布位置及其演化发展主要受构造沉降速率控制.1.3 湖盆演化特征湖平面的相对变化对湖盆中发育的沉积体系、盆地充填过程以及地层的展布都有着明显的控制作用[10]. 通过对延长组的沉积充填记录分析, 就可了解该大型淡水湖盆间歇、震荡式湖进、湖退的兴衰发育的完整演化历史[11]. 根据延长组不同时期沉积物分布规律及沉积构造进行古水深的判断, 恢复出不同时期的深湖线的变迁演化图(图2). 延长组沉积时深湖线的演变, 在西南部陡岸区相对稳定, 而在北部缓岸区则退缩有序, 出现了几次明显的湖进、湖退及湖盆迁移变化. 第一次是长10至长9期由满盆的河流到迅速的湖进, 湖岸线迅速向外推移, 西部深湖线已扩展至环县、庆阳、合水一线, 东部至吴旗、志丹、甘泉、黄陵、黄龙一带. 第二次是长8至长7期的再次湖泛, 湖盆发育逐渐达到鼎盛, 半深水-深水沉积广布于定边、吴旗、庆阳、正宁、直罗、盐池、环县及黄陵等地区. 深水面积达 5.5×104 km2, 最大水深60 m, 发育厚70~120 m以欠补偿为主的深灰色、灰黑色泥岩和油页岩, 是延长组主要的烃源岩[11]. 第三次是长6至长4+5期再一次短暂的湖泛, 西南陡岸区湖岸线明显扩大, 深湖区逐渐向西南偏移, 三角洲推进逐渐减缓, 开始大范围的沼泽平原化, 湖盆开始进入枯竭期. 第四次是长2+3期深湖的衰竭, 至长1期由于盆地基底的不均衡沉降, 深湖再次复活迁移, 在吴旗―清涧, 横山―富县之间形成长1期内陆湖盆, 沉降中心位于子长—安塞之间, 沉积了厚约400 m的湖相碎屑岩, 后期水体变深, 浊流沉积发育. 此时期在盆地其他地区河流沉积广泛发育(图2).图2 鄂尔多斯盆地晚三叠世深湖线变迁图2 古水深判别对于古水深的判别, 多采用“将今论古”方法, 根据沉积物的分布规律、沉积构造、古生物类型、古生态及自生矿物等多方面的标志来确定[12~16](图3). 在钻井岩芯中往往从发现深湖相油页岩开始至发现暴露沉积特征(雨痕、干裂、虫孔、石针迹赤铁矿及褐铁矿的大量出现)的岩层之间原始沉积厚度, 以及进积型三角洲沉积体中, 前积体的底积层和顶积层之间的垂直原始厚度来恢复当时的古水深. 再者, 湖相暗色泥岩中有机碳的丰度变化与水深呈正相关关系, 随着水深加大, 有机碳的含量明显增加. 浅湖区暗色泥岩有机碳为1.16%~2.0%, 氯仿沥青“A”, 0.04%~ 0.16%; 深湖区暗色泥岩有机碳为 2.44%~5.28%, 氯仿沥青“A”, 0.251%~0.667%. 而且, 岩芯中采集到的鱼、鱼鳞、介形虫及瓣鳃类主要分布在浅湖-半深湖沉积区. 在深湖区底栖生物化石缺乏, 水平层理发育, 多含丰富的黄铁矿颗粒、陆源碎屑物质缺少、有机碳含量高. 通过大量的沉积构造及介形类的统计可知, 延长组湖盆波基面分布在15~20 m, 从这一深度逐渐进入半深湖-深湖, 这对确定深湖区沉积体系提供了辨别界线. 长7期湖盆达鼎盛时期, 湖盆水域扩大, 湖水加深, 最大水深可达60 m, 湖盆面积达到10×104 km2以上, 深湖区面积达5.5×104 km2[11].1) 柯保嘉. 晚三叠世鄂尔多斯盆地含油气盆地分析. 博士学位论文. 北京: 中国科学院地质研究所, 198842中国科学D辑地球科学第37卷图3 古水深判别标志（据文献[13~15]修改）3 深湖区沉积体系深湖是处于风暴浪基面以下的湖底分布范围, 为湖盆中水体最深部位. 波浪作用已经消失, 水体安静, 多为缺氧的还原环境. 岩性总体特征是粒度细、颜色深、有机质含量高. 岩石类型以质纯的泥岩、页岩为主. 沉积相主要为深湖相泥质沉积, 并可在物源补给方向上发育深水型三角洲、坡移浊积扇、滑塌浊积扇等沉积相.3.1 深水型三角洲“深水”型三角洲是在有利的地形、坡度、物源补给等条件下, 进入湖区的底流在陡坡段沿水下河道把推移载荷搬运到深湖区而形成. 这种三角洲往往是在有巨厚深水泥岩及低密度浊积岩的深水盆地背景上发育起来的[17], 主要分布在盆地的西南部, 在延长组长8~长3段都有较大范围分布, 尤以长7和长6最为特征, 其水下沉积厚度较大, 进积序列保存较好[18]. 其沉积特征可以同密西西比三角洲对比, 前三角洲亚相为灰黑色泥岩夹深灰色粉砂质泥岩及泥质粉砂岩.其下伏沉积为半深湖亚相灰黑色泥岩、油页岩. 三角洲前缘亚相下部单位为粉砂岩和粉砂质泥岩互层, 为远砂坝沉积, 厚度较薄.其中粉砂岩具沙纹交错层理、包卷层理及变形层理, 或者与泥岩构成压扁层理、波状层理、透镜状层理等复合层理.三角洲前缘亚相的上部单位主要是厚度较大的细砂岩及细-粉砂岩, 电测曲线上为钟状或叠置钟状.全取心钻井剖面主要为一系列彼此叠置、向上变细的沉积旋回, 旋回底部具冲刷面, 含泥砾, 向上依次出现大型交错层理和沙纹交错层理, 反映水下河道沉积的特征.但是长期叠置的水下河道砂体在整体上显示粒度向上变粗的特点, 并逐渐过渡到浅水的水下河道砂体, 反映出在自然电位曲线上呈大型的漏斗状的反粒序特征, 说明随着三角洲的充填使水体变浅, 粗粒的沉积物向上明显增多.在整个晚三叠世, 深湖中心大致沿华池—宜君一带波动, 并决定了西南及东北部深水型三角洲的分布. 在西南部陡岸区主要发育扇三角洲及辫状河三角洲沉积体系, 盆地北部缓岸区主要发育曲流河三角洲沉积体系. 而且随着三角洲盛衰变化, 表现出明显的规律性, 即随着三角洲的充填作用, 三角洲体系在时间上和空间上存在着规律的演化趋势. 一般说来, 三角洲体系在时间上往往从深水型向浅水型转变, 在空间上则从浅水型向深水型过渡[19](图4). 深水型三角洲与浊积扇的明显区别在于它具有一般三角洲的沉积特征以及底栖生物化石丰富, 而缺乏浊积岩具有的沉积构造. 它与浅水三角洲的区别在于它是在深水背景上发育起来, 常与深湖相泥岩冲刷接触, 而且发育河口坝, 但浅水三角洲因受后期水下分流河道冲刷而河口坝不发育, 或发育不全.3.2 坡移浊积扇为坳陷湖盆相对稳定沉降阶段, 多被洪水引发, 由来源于三角洲前缘的碎屑流、浊流、颗粒流等重力流携带的大量碎屑物质, 在深湖陡岸斜坡区的快速搬运过程中转化为浊流, 在缓坡和湖盆低洼处形成浊积扇[20~23]. 它在盆地内深湖区比较发育, 分布范围大, 补给物源为点物源, 有固定的运移通道.搬运的距离相对较远, 以中扇和外扇沉积比较常见[24]. 其中内扇亚相主要发育槽道及天然堤沉积微相, 中扇亚相主要发育浊积水道、浊积水道间及浊积水道前缘亚相(图5).3.2.1 槽道微相内扇靠近物源区, 是近基浊积扇的主水道发育区[25], 在相序上与中扇浊积水道微相共生, 通常以交互切割槽道相沉积和两侧的天然堤沉积为特征(图5).槽道沉积厚度较大, 多以鲍马序列A段的中-细砂岩韵律性重复出现. 从下向上, 多可见冲刷痕、粒序层理、平行层理、波状层理、沙纹层理等沉积构造[26]. 在增刊Ⅰ陈全红等: 鄂尔多斯盆地上三叠统延长组深湖沉积与油气聚集意义 43图4 浅水台地型三角洲和深水型三角洲沉积模式图5 鄂尔多斯盆地上三叠统延长组深湖区沉积模式C-M 图上, 点群多分布在C=M 基线下方, 具有快速沉积的特点. 这些水道沉积多分布在较陡的斜坡区, 保存厚度不大, 如长武—旬邑地区, 常对下部的“张家滩泥岩”冲刷切割. 如在宁36井长7段发现不规则泥砾段厚度大于2 m, 说明浊流对下伏地层的侵蚀是强烈的. 在自然伽马曲线上此微相整体表现为中幅齿化箱形或钟形. 天然堤中多出现侧向不连续的CDE 或DE 段组合, 单层厚度5~30 cm, 多为缓流漫44中国科学D辑地球科学第37卷溢形成的粉-细砂岩[24].3.2.2 浊积水道微相中扇浊积水道与内扇主水道相接, 向下分支成多条分流浊积水道(图5). 这些水道比槽道浅, 频繁地发生侧向迁移摆动, 并逐渐废弃, 在改道中产生小分支, 形成中扇朵叶[27]. 岩相组合类型为含泥砾砂岩、块状砂岩和近基浊积岩. 主要由含泥砾的细粒砂岩及中细砂岩组成, 夹薄层灰色、深灰色泥岩及粉砂质泥岩, 生物化石碎片及植物炭屑发育. 水道沉积横剖面呈透镜状, 底部冲刷构造清晰, 向上各种层理均发育, 具泥底构造、粒序层理、平行层理、中小型交错层理和少量大型交错层理及块状层理. 垂向层序呈明显的正韵律性, 多期形成的鲍马序列AB段相互叠置, 构成叠合砂岩体, 厚度几十厘米至10余米. 粒度概率图多为一段式, 或个别呈现由陡变缓的弧形线段, 而且在浊积水道沉积的A段还存在少量滚动及跃移组分. 从鲍马序列的A段递变到C段, 砂岩分选性逐渐变好, 表现出递变悬浮的特点. 自然伽马曲线多为齿化或微齿化的中幅箱型、钟型、圣诞树状及指型等(图6).3.2.3 浊积水道间微相指两水道之间浊流溢出水道时的沉积物(图5). 岩石类型主要为不规则互层的砂泥岩交互层[28]. 粉砂岩及泥岩中见植物炭屑. 多发育由牵引兼垂向沉降作用形成的构造, 如沙纹交错层理、平行层理, 并见泥岩撕裂屑及砂质条带等. 鲍马序列主要为CDE 或DE段组合, 厚度一般随发育位置变化较大. 电测曲线整体表现为在平直基线的背景上, 夹有齿化的钟形、指形以及其组合特征(图6).3.2.4 浊积水道前缘微相位于中扇浊积水道的前方, 多为扇前朵叶, 通常与浊积水道是逐渐过渡的(图5). 沉积物粒度较细, 主要为粉砂质泥岩和泥岩, 多夹薄层粉砂岩、泥质粉砂岩, 植物炭屑较多. 粒度概率曲线多为一段式及部分二段式, 表现出悬浮组分含量高, 为缓流流动的特征. 常以鲍马序列上段DE及CDE段组合为主. 常见的沉积构造有沙纹交错层理、平行层理、韵律层理、变形层理等. 自然伽马曲线呈微齿化泥岩基线基础上的低幅指型. 常见沙纹交错层理、平行层理、韵律层理及变形层理等. 自然电位曲线呈微齿化泥岩基线基础上的中-低幅指型(图6)[24].3.2.5 外扇亚相(盆地平原亚相)位于中扇外缘的湖底平原, 通常分布在凹陷最深的部位, 此处地形平坦, 水体相对宁静, 沉积作用缓慢. 该区缓慢的半深水和深水泥质沉积周期性地被浊流间断, 因无水道限制, 水平延伸稳定的薄层砂岩与深湖相暗色泥岩呈交互式沉积(图5). 外扇岩相组合类型为薄层远基浊积岩和深湖相泥岩[28], 多为单调的砂岩与泥页岩及泥岩互层, 岩层中多见植物炭屑. 在盆地内此相分布范围较广, 砂岩主要呈细-粉状, 单层厚数厘米至1 m以上, 横向上往往延伸较远. 如果遇到低凹地形, 也可形成局部增厚的沉积. 如果浊流有多个物源, 那么伸长砂体的粒度变化会复杂得多. 砂岩分选中等, 多见沙纹层理、水平层理、韵律层理等, 鲍马序列以CE及DE组合为特征. 自然电位曲线呈平直泥岩基线或微齿泥岩基线, 偶见低幅指型曲线.3.3 滑塌浊积扇滑塌浊积扇是三角洲前缘松散的沉积物在快速沉积不稳定状态下或由某种偶发机制的引发(波浪、火山、地震、洪水、风暴等), 发生整体滑塌而下形成的. 滑塌具有不确定性, 因此无固定补给水道, 物源补给为线物源, 常随三角洲的推进而推进, 呈分散状分布, 面积一般较小, 平面上可呈片状、舌状等, 剖面上为透镜状, 主要可划分为中心微相和边缘微相两个相带(图5). 中心微相的岩石类型以细砂岩、粉细砂岩及粉砂岩为主, 夹于暗色泥岩中, 呈砂泥互层的特点, 多见植物碎片化石或植物炭屑. 碎屑颗粒多呈棱角状, 砂岩分选差到中等, 粒度概率曲线呈一段式或较平缓的两段式, 砂岩中发育有冲刷痕、平行层理、斜波状层理, 并常见滑塌构造、包卷层理、重力错动、液化构造等变形构造[29], 表明斜坡环境沉积速率较大时发育同沉积滑塌事件或同沉积和成岩前的地震事件[30]. 鲍马序列常见ABCDE, BC及CDE组合(图7), 但组合类型在横向上变化较大. 自然电位曲线呈中低幅齿形、指形组合, 小型中低幅箱形或齿化箱形、钟形及齿形组合等形式. 如孟坝及直罗地区的浊流沉积, 可分为中心和边缘相.增刊Ⅰ陈全红等: 鄂尔多斯盆地上三叠统延长组深湖沉积与油气聚集意义 45图6 扇中沉积微相沉积特征图宁36井及西33井的位置见图2. 图中1 API = 39.37 A ·m −1图7 寺湾剖面延长组长1段浊积岩的鲍马序列3.4 深湖泥质沉积处于地形平坦, 水体相对较深的湖盆平原区, 沉积以厚层的深灰-灰黑色的纹层状粉砂质泥岩、页岩和油页岩为主. 在沉积上与盆地平原及外扇相相似, 常不易区分. 但其典型特征是: 沉积速率低, 粒度细, 多对应最大欠补偿沉积阶段, 在陆相层序学中称为“密集段”. 自然电位、自然伽马曲线多为平直泥岩基线.4 深湖对油气的控制作用近年来发现的三叠系油田主要分布在沿延长组深湖长轴中心的陇东—志靖和安塞这一宽近百千米、长300余千米的北东向带状三角洲沉积区域内, 而且储量规模在50×106 t 以上的油田均在该带内, 新增的储量也主要在该范围获得[31]. 这一分布格局也说明了深湖区沉积中心控制了沿岸三角洲体系的主要延展方向, 也决定了深水型三角州及坡移浊积扇的46中国科学D辑地球科学第37卷分布. 从长9~长3期, 随着深湖沉积中心的逐渐南移, 沉积体系的主要展布方向及油田分布位置也在该带中南移. 同时也决定了深湖对烃源岩及生储盖配置的控制.4.1 对烃源岩的控制详细调查发现油页岩主要分布在长9~长3期的中心深湖区, 与湖盆的充填演化阶段具有十分密切的关系. 其形成机理和发育规律与深湖的幕式演化过程相关, 可以用来正确指导油气资源的评价和有效烃源岩的预测工作. 根据国内外的研究, 普遍认为最好的生油层属于暗色泥岩类和碳酸盐岩类, 对于中国的陆相油气田来说, 泥岩、页岩、粘土等是主要的烃源岩, 深水-半深水湖相是陆相生油层系发育的有利环境.中国石油地质学家在长期勘探中, 提出了“源控论”[32], “源-盖共控”[33], “满凹含油”[34]等一系列理论, 以强调烃源岩和生油中心对油气分布和聚集控制的重要性. 鄂尔多斯盆地延长组的有效烃源岩从长1~长9期均有分布. 该套烃源岩伴随着湖盆的扩张而发育, 并随着湖盆收缩而逐渐变差, 有机质类型亦随之变化. 而且, 有机碳的含量与水深呈正相关关系, 并随着水深加大, 有机碳的含量明显增加[35]. 随着湖平面周期性升降旋回, 致使有机质的保存条件和有机质的来源也呈现出周期性变化. 湖水相对较深时, 陆源碎屑供应相对减弱, 水生生物成为有机质的主要来源, 有机质保存程度也较好, 因此烃源岩有机碳丰度高, 有机质的类型好(主要为Ⅰ型). 在湖平面动荡变化, 尤其是湖平面相对降低时, 也就是常说的低位体系域, 有机质类型主要以Ⅱ型为主, 有机碳的丰度相对降低[36]. 长8、长9期沉积时, 正处于湖盆扩张期, 有效烃源岩厚度普遍大于30 m; 长7期湖盆发展达全盛期, 泥岩沉积厚度达100余米, 有效烃源岩厚度大于60 m. 此时期湖盆范围广, 坳陷深, 深湖相沉积最为发育, 泥岩最大厚度达120 m, 有机质的丰度为0.88%~1.92%, 干酪根以Ⅰ和Ⅱ型为主, 少量Ⅲ型(腐植型).显微组分以壳质组为主, 有机质成熟度较低, R o值为0.46%~1.26%, 平均值0.85%.长6期的沉积与长7期泥岩的分布有较好的继承性, 有效烃源岩厚度在30 m左右; 长4+5期湖盆发展的全盛期即将结束, 湖盆收缩, 范围缩小, 有效烃源岩厚度0~20 m.鄂尔多斯盆地延长组的两个主要的生油中心位于华池和富县一带, 并以华池—富县一线为中心, 向东北方向和东南方向生油强度逐渐减少, 这与深湖沉积中心在空间上有良好一致性. 长期处于深湖沉积的地区, 其有效烃源岩的厚度与生油强度呈正向关系. 而两侧以浅湖沉积为主的地方, 其有效烃源岩的厚度而生油强度均不大. 所以, 深湖区不仅是盆地的主要烃源岩分布区也是盆地主要的生油中心.4.2 对有利生储盖的控制在整个晚三叠世深湖盛衰演化过程中, 沿深湖线外围的大型三角洲前缘沉积区是延长组油气田分布区. 一般来说, 当发生大规模的湖退时, 区内一般形成良好的储集层, 而发生大规模湖进和形成最大洪泛期时, 深湖沉积面积扩大, 形成的地层往往是良好的生油层和盖层. 延长组沉积作用时强时弱, 为形成了良好的生、储、盖配置提供了良好条件. 长10、长8、长6、长3和长2段都是延长组沉积时发生了湖退, 因而发育进积型的三角洲前缘水下分流河道和三角洲平原分流河道砂体, 这些都是良好的储集层. 长9、长7和长4+5段沉积时均发生了湖进, 形成了延长组最重要的生油层, 也形成了下伏三角洲储集体的区域盖层. 另外, 长3顶部和长2西部的湖沼相、河间洼地相泥岩、砂质泥岩盖层, 分布广泛, 为直接盖层; 残留的长1平原沼泽相的泥岩、炭质泥岩及河砂质泥岩厚度一般为20~35 m, 为区域性盖层.5油气勘探意义上述对深水沉积系统的解剖, 可以认识到深湖区的储集砂体为深水型三角洲前缘水下分流河道及浊积扇砂体. 当湖盆开始扩张时, 在陡岸区, 水域扩大不显著、但水体迅速变深, 深湖线外移远小于三角洲的快速推进速度, 从而在陡岸区的深湖线附近发育了质纯的深水暗色泥岩与浅灰色中-细砂岩互层的、规模较大的深水型三角洲前缘沉积. 随着沉积物的大量堆积, 湖岸线逐渐向物源区退缩, 使缓坡带坡度逐渐过陡, 从而在湖盆迅速扩展期引发了浊积岩体系的形成, 造成早期的三角洲前缘沉积的破坏, 只在浊积水道的边缘地带才有较好的保存. 因此, 在平面上, 深水型三角洲前缘水下分流河道砂体主要分布靠近深湖线附近的陡坡带, 而浊积扇砂体主要在近源斜坡带、远源末梢斜坡带及盆地平原带分布, 尤。