二连盆地石油地质特征

1、实用标准文案二连盆地石油地质特征.二连盆地简介二连盆地位于我国内蒙古自治区的中北部，东起大兴安岭，西到乌拉特中后联合旗一带，南界为阴山山脉北麓，北至中蒙边界，东西长约1000km，南北宽20 一 220km，总面积10、10 kmZ，是我国陆上大型沉积盆地之一。二连盆地地理位置二连盆地是在内蒙古一大兴安岭海西褶皱带基底上发育起来的中生代陆相陷沉积盆地42 ,其大地构造位置处于中国板块与西伯利亚板块的缝合线上。 北为前苏联和蒙古境内的贝加尔、 加里东和海西褶皱系，南面为东西向的中朝古 陆东面为中生代北东向构造系，西面为南北向构造系。盆地具体的边界是：北界音宝力格隆起原为海西期二连一东乌珠穆沁旗复

2、背斜， 走向北东东向，广泛发北东向断裂和巨大的海西、 印支期花岗岩带， 新生代又受到北西向断裂的改造， 沿 断裂有玄武岩喷发，是盆地北部的主要母岩区;盆地南界温都尔庙隆起是加东褶皱带基底上发展起来的正向构造， 属阴山纬向构造体系， 由温都尔庙一多复背斜 演化而来，形成于早古生代，晚古生代、中新生代仍在活动。区内构造、岩浆活 动强烈，分布有大量的中一酸性火山岩类，为盆地南部的主要母源区;界大兴安岭隆起形成于侏罗纪， 属燕山中期北东向大型褶皱体系。 晚侏罗世的山喷发作用 造成巨厚的大兴安岭火山岩系， 沿断裂堆积了一系列火山碎屑岩体， 是白奎纪盆 地东部的主要母源区 ;盆地西界索伦山隆起与银根盆地、

3、河套盆地隔。从区域上 看，二连盆地与其北部的蒙古戈壁盆地、中国的海拉尔盆地、东部的开鲁盆地、 赤峰盆地、 西部的银根盆地、 河套盆地等遥相呼应， 在平面上成了向北东方向收 敛的、蔚为壮观的中生代沉积盆地群。一基本地质特征1. 地层特征二连盆地早白垄世地层 4s 为典型陆相断陷盆地沉积层序。大量钻井剖面 的岩性组合、 测井曲线、古生物资料和大量地震反射剖面研究结果表明， 二连盆 地是在燕山期多期断陷构造运动作用下， 形成的早白奎世断陷湖盆群， 接受了厚 达 5000 余米的山间盆地河湖相含煤、含油粗碎屑岩沉积。 下白奎统自下而上由 四个一系列正、 反旋回构成的一个大的粗一细一粗的完整沉积旋回，

4、其间大体经 历了侏罗纪末期、 白奎纪阿尔善末期、 腾一段末期、 腾二段末期和赛汉塔拉组末 期的构造沉积事件，相应形成了五次（Til、T8、T6、T3、T2）大的区域性不整合 面和沉积间断面 ;分布有 n 个岩电标志段 ;三个介形类组合和川三个抱粉组合 三大岩石类型和三个重矿物组合。自上而下划分为赛汗塔拉组 （Klbs） 、腾格尔组 二段（K:btZ）、腾格尔组一段（Klbt '）和阿尔善组（Klba）。2. 构造特征1）、两套截然不同的构造层沉积建造、 构造变动、 岩浆活动及变质作用等特征研究表明， 二连盆地基底 是由“地槽”构造层组成，沉积盖层是由陆盆构造层组成。 “地槽”基底构造层

5、 包括了古生界及更老地层。主要由复理石建造、火山岩建造、硬砂岩建造、碳酸 盐岩建造组成， 构造变动频繁， 以紧闭型的线状褶皱为主。 二连盆地基底构造由 三个复背斜夹两个复向斜组成， 从北而南依次为二连一东乌旗背斜、 贺根山一索 伦山复向斜、锡林浩特复背斜、赛汗塔拉复向斜、温都尔庙一多伦山复背斜。岩 浆活动强烈，有海底火山喷发，有多期超基性岩类和花岗岩侵入，属于优地槽 地层为浅变质或中变质，厚度达 3500m 。陆盆构造层包括中生界和新生界。主 要由含煤建造、含油建造、砂砾岩建造及火山岩建造组成。岩浆活动较强，主要 有陆相中酸岩、 中基性岩喷发， 同时在早白里世之前有花岗岩侵入。 构造活动较 频

6、繁，据地面露头及钻井、地震资料分析，其间存在着七个不整合:即中生界与下伏地层之间的角度不整合，亦即地震 Tg 反射层。在地层剖面上，上下反射层 呈角度相交。上侏罗统与下侏罗统之间不整合 ;侏罗系与白奎系之间的不整合， 即地震T:,反射层。在地震剖面上呈杂乱反射，上下反射层角度相交；腾格尔组与阿尔善组之间的平行不整合，即地震 T,反射层，在凹陷中心部分，地震剖面 上为连续反射， 上下层位平行， 在凹陷边缘部分地震剖面上可见上覆层超覆在不 同地层之上或上、下反射层呈角度相交，形成“超覆不整合”；腾格尔组与赛汉塔拉组之间的角度不整合，即地震 T。反射层。在地震剖面上，上覆反射层呈似 水平状与下伏反射

7、层呈明显的角度相交;白坚系与新生代之间为角度不整合接触。构造型式主要为拱状褶皱，除中、下侏罗统局部地区有轻微变质作用外，其 余均未变质。2）、构造发育史相似的小湖盆群 二连盆地是一个海西期地槽褶皱基底上发育起来的断陷盆地， 也就是说它是 在柔性褶皱基底上发育起来的断陷盆地， 与刚性的地台基底上发育起来的大型断 成都理工大学博士学位论文陷盆地不同， 它是由许多分散的小盆地组成。 二连盆 地实际上是一个断陷盆地群。 它是由以下白坚统巴彦花群生油、 含油层系为主体 沉积的一群中小规模的断陷型湖盆组合而成的。 这类侏罗纪一早白坚世断陷盆地 在中国东北部、蒙古和俄罗斯外贝加尔地区总数近 200 个，大多

8、为半地堑，呈 北东向和北北东或北东东向短线状展布。湖盆大小悬殊，大者可达 5000km2 ， 小者仅 250km2 ，一般在 1000km2 左右。每一个湖盆都有各自独立的沉积体系， 有其沉积中心，也有边缘相带，彼此长期分割，又曾短期连通。因此，每一个湖 盆都是一个相对独立的烃类生成、运移、聚集的基本单元和含油气系统。划圏4XifI :耳腹特勵陷 n in毎气诞帚境略iv ：n福尔堆隔v ：川片甥附连盆地构造图3）、拉张型的构造相二连盆地与中国东部其它断陷盆地一样，其构造形式和类型具有典型的拉张型的构造 相，二连盆地的凹陷主要为单断式箕状断陷和双断式断陷。前者如阿南、额仁淖尔凹陷等， 后者如脑

9、木更凹陷等。一般靠近隆起的凹陷呈单断式向隆起上超覆，内部的凹陷则呈双断式。断层控制了构造和沉积的形成和发育。盆缘断裂通常控制了凹陷的延展和形状，控制了凹陷的形成和演化。在断裂带的内侧发育有洪积锥和冲积扇，钻遇的砾岩、砂砾岩可厚达1000m以上。一般在断层下降盘的断根部位形成深洼槽，控制了生油岩的分布。同时，在断层附近产生许多派生构造， 沿断面由于受重力作用， 在断层下降盘常常产生逆牵引背斜。或由于掀斜作用，在断棱部分形成潜山， 在潜山顶部由于差异压实作用形成披覆背斜。由同期或后期发育的次一级断层与大断层组成断块、断阶、地垒等。这些断层大多数为正断层同时沿断层倾向往往有拉开的现象。4）、多凸多凹

10、的构造格局二连盆地内发育有 53 个凹陷和 21 个凸起， 这些凸起和凹陷相间排列 （图 2 一 3） 。凹陷 大小不等， 形状各异， 大部分走向为北东方向， 局部因受到早期北东东向或东西向构造线的 限制呈北东东向， 表现了构造的继承性和新生性。 凹陷的另一特点是由于成盆期块断运动的 差异性明显，凹陷的分割性强， 各凹陷有自己的沉积史、 构造发育史、 热演化史和油气聚集 史。一般靠近隆起附近的凹陷地温梯度高， 门限深度浅， 尤其是靠近巴音宝力格隆起花岗岩 基地的凹陷地温梯度更高。5）、抬升型盆地特征在成盆 （早白坚世 ）晚期，由于断块活动剧烈，地壳上升，盆地发育衰退。其间有三次明 显的剥蚀，一

11、是腾格尔组沉积之后又复下沉，沉积了赛汉塔拉组;二是晚白奎世，全盆地大部分未接受沉积 ;三是新生代时，随着大兴安岭隆起的抬升，盆地东部大部分未接受第三纪 沉积。根据生油岩成熟度指标，反推剥蚀的厚度，一些凹陷剥蚀厚度达 300 一 700m ，由 于抬升作用， 致使一部分生油层处于低温状态， 埋深于门限深度之上， 成熟生油岩只占暗色 泥岩的 20% 一 80% ，影响了油气的丰度，加上油藏含气量少（一次脱气气油比为 465m3八）、饱和压力低 （1261MPa） 、压力系数低 （一般为 0.93 左右 ），同时又使一部分油气散失， 如盆地的东北部巴达拉湖下白坚统油砂己暴露到地表， 但另一方面由于构

12、造抬升也导致了油 层埋藏浅，有利于油气勘探开发。3沉积特征I、相对独立的小湖盆群二连盆地是在海西柔性褶皱基底上发育起来的晚中生代断陷盆地， 具有分割性强、 凹陷 湖盆小和发育时间短的特征。形成了 53 个凹陷，总面积 sxIo 饭 mZ ，单个凹陷面积一般较 小，其中小于 100Okm2 的就在半数以上，最小的仅 25OkmZ ，大于 200Okm2 的凹陷仅 8 个。绝大多数凹陷为长条状或带状分布，长宽比一般 4:1 一 6:1 。大量钻井和地震资料证 明，在巴彦花群沉积过程中， 凸凹相间的构造背景维持始终， 地层在凹陷陡侧均以断裂与凸 起或隆对接，在缓侧，沿古斜坡向上逐层超覆，直到超缺。地

13、震相和沉积相研究表明，自凹 陷边缘向凹陷中心， 沉积相由各种扇体逐渐变为滨浅湖或较深湖相， 即由陆上沉积变为水下 沉积，水体由浅变深。 地震相由楔状、 丘状相逐渐变为席状或板状相， 连续性由差逐渐变好。 阿尔善组沉积时， 区内 24 个凹陷分布有 32 个小湖 ;腾格尔组沉积时 26 个凹陷发育 25 个湖 泊;赛汉塔拉组仅在 16 个凹陷残存 21 个湖沼。 这一切充分说明， 本区湖盆面积小， 水体浅， 连通差，边缘相发育，具有各自独立的沉积体系，进一步表明二连盆地是由许多大小不等、 强烈分隔的小湖盆群构成的统一汇水盆地。2、多物源、近物源、粗碎屑、相变快、相带窄的沉积特征侧在巴彦花群沉积过

14、程中， 湖盆的碎屑物质来自巴音宝力格、 温都尔庙、 苏尼特和大兴安岭四大隆起区。 据野外露头资 料，在盆地北部巴音宝力格隆起上， 西段主要出露石炭系中上统的碎屑岩、 变质岩系和少量 火山岩以及下二叠统的变质岩系， 东段则是以下二叠统变质岩和海西期的花岗岩为主， 以中 下侏罗统的含煤碎屑岩和燕山期玄武岩为次的母岩分布区。在盆地南部的温都尔庙隆起区， 西段主要出露海西期的花岗岩系，其次为下古生界巨厚的变质岩系（绿色片岩，二云石英片岩，绢云石英片岩、绿帘石英片岩、石英岩及含铁石英岩等） ，东段则是以侏罗系上统张家口组的火山岩系为主的母岩区。盆地东北部的大兴安岭隆起区主要出露侏罗系上统（兴安岭群）的火

15、山岩系，其次为上石炭统和下二叠统的海相碎屑岩和灰岩。位于盆地中央的苏尼特 隆起母岩区， 在阿巴嘎旗以西主要为海西期花岗岩， 其次为上石炭统、 下二叠统海相碎屑岩、 灰岩和下古生界的变质岩系，其东为大面积玄武岩，古生界零星出露。另外， 在坳陷内部还有一些大小不等的凸起， 它们是湖盆内部碎屑物质的来源。 在巴彦花群沉积过程中， 湖盆两 岸各类扇体成群分布，单个砂体规模一般较小，向湖盆中心延伸 5 一 7km ，便快速消亡， 平行湖岸延伸长度 IOkm 左右，面积多数在 50km2 左右，少数达 100km2 。阿尔善组在 24 个凹陷中共分布大小沉积体系 42 个，总面积 14442km2 ，占沉

16、积面积的 61%; 腾格尔组 在 26 个凹陷中共有沉积体系 130 个，总面积 15745km2 ，占沉积面积的 36% 。岩性剖面 上，以大段砂砾岩集中出现为典型特征，厚度大，岩性粗。3、三次成湖期 阿尔善早期的首次湖侵阶段 :这是二连盆地第一次湖侵期，主要发育在阿一、阿二段沉 积时。 它是在古地形凹凸不平、 填平补齐的背景下，洼地蓄水不断扩展形成的湖盆。湖区在 各凹陷均有分布，但主要发育在北部拗陷带， 以滨浅湖为主， 较深湖集中在白音查干、 额仁 淖尔、脑木更、阿南和巴音都兰凹陷的沉积中心，沉积厚度一般为 150 一 300m ，泥岩占 地层的 60% 一 80% ，生油条件好，是二连盆

17、地主力生油层之一，但分布范围偏小。据阿南 凹陷阿 11 阿 18 井岩层剖面可知，在大段湖相泥岩顶部见到多层炭质泥岩并与上覆阿三段 块状砾岩呈突变接触，说明本期湖侵时间短，进入阿三段湖即行收缩，水体变浅，沼泽化， 从而结束了本次湖侵期。腾格尔早期的成湖高潮阶段:腾一段沉积时，是早白奎世湖盆发育的高潮期，是在湖盆稳定下沉、大规模水进背景下，水域扩展、水体加深的广湖盆、深水体 持续时间最长的一次湖侵。岩性剖面以大段深灰色泥岩为特征，一般厚 300 一 7O0m ，最 厚可达 977m 。泥岩占地层百分比高，一般在 80% 以上，平面分布广。以凹陷为单元，湖 水从沉积中心向周围侵漫扩大， 如阿南凹陷

18、， 湖水从阿南油田与哈南潜山之间的沉积中心向 四周侵漫 ;赛汉塔拉凹陷的沉积中心位于东部洼槽带，湖水主要向西部斜坡进侵。从全盆地 而言，北部拗陷带的白音查干、额仁淖尔、准棚、塔北、阿南和巴音都兰凹陷一线仍然为本 次湖期的沉积中心，较深湖区主要分布在上述凹陷之中。腾格尔后期的广湖盆浅水体阶段 腾二段是继腾一段大规模湖侵之后又一次广湖盆沉积。 腾二段早期湖盆开始抬升， 发生了短 期的水退， 尔后很快下沉，进入了广湖盆、浅水体的发育阶段。岩性剖面显示一套下粗上细的正旋回，受古地形控制和后期剥蚀，地层厚度变化较大，一般 300 一 70om ，灰色泥岩 250 一 500m ，占地层总厚 50%70%

19、 。在平面上各凹陷均有沉积，与腾格尔早期相比;多数凹陷沉积中心继性较好，在少数凹陷有较大差别。腾二段的古生物化石有粗糙湖女星介、 优越蒙古林一柯氏花介生物群， 并见有较多大个体的凹边瘤面抱等旅类抱子， 代表了以滨浅 湖相为主的浅水沉积环境。4、四个沉积间断侏罗纪末期 :到侏罗纪末期以大规模断裂褶皱和火山喷发为特点的构造运动基本结束， 盆地由侏罗纪的褶皱阶段转入早白坚世的断陷阶段。 随着地壳能量大量释放， 翘断活动得到 加强， 新的断陷大批形成， 并且与早期的断陷不完全吻合。 裸露在地表的侏罗系以及古生界 地层普遍遭受风化剥蚀， 形成了以火山岩和变质岩为主的侵蚀面和山丘地貌， 为烃类运移和 聚集

20、提供了通道和储集条件 ;与新断陷成继承关系或处于低洼部位的侏罗系及古生界地层被 阿尔善期的湖相生油岩和各类沉积体系不整合覆盖， 又提供了新的储集岩体和油源， 使该不 整合上、 下成为油气藏形成的重要场所。 目前哈南凝灰岩潜山、 赛汉塔拉和额仁淖尔凹陷的 中央构造带获得高产油流和含油显示，就与本期不整合密切相关。阿尔善组末期:这是发生在早白奎世内部，时间暂短，但具有一定规模的沉积间断。阿尔善沉积后期，二连盆地有小 幅度的回返， 块断活动继续加强， 并伴有一些火山活动， 掀斜翘倾运动使盆地进一步分化解 体，凸起与凹陷起伏加大。 发生于腾格尔早期的大规模水进， 使腾一段湖相地层大面积覆盖 在阿尔善组

21、及其前期地层之上， 二者之间大多呈角度不整合关系， 凸起及其围斜的高位则仍 然处于剥蚀状态。 例如阿尔善断层以北的高台阶上， 可以看到阿四段和部分阿三段地层被剥 蚀，腾格尔下部地层超覆缺失， 造成腾格尔组上部直接超覆在阿三段下部块状砾岩和玄武岩 之上，加上阿南洼槽良好的油源条件，最终促成蒙古林砂岩油田和阿北火山岩油田的形成。 腾格尔组末期 :在腾格尔后期，块断活动己明显减弱，二连盆地再次整体抬升，从此二连盆地由断陷转入了断拗发育阶段。 沉积范围的明显收缩， 使部分腾格尔组及其前期地层裸露地 表，再度遭受剥蚀， 其上的赛汉塔拉组是二连盆地一次重要成煤期的产物，以一套厚度不大的河沼相含煤粗碎屑建造

22、不整合沉积在湖泊相腾格尔组之上， 在地震剖面上可以看到清晰的 角度不整合关系，在缓翼斜坡成为油气侧向运移的通道。赛汉塔拉组末期:赛汉塔拉末期的构造运动是腾格尔末期构造活动的继续， 它从整体上加强了区域抬升的强度。 截至目前， 仅 在盆地内零星见到上白坚统沉积层，绝大部分未接受沉积，被厚度不大的第三系红层覆盖， 这说明自腾格尔末期以来， 盆地一直在持续上升， 而且规模和强度愈来愈大。 运移和聚集到 该不整合附近的油气， 部分因盖层条件不好而逸散， 部分被氧化成稠油或沥青， 它们已见于 巴达拉湖、巴音都兰、布图莫吉和吉尔嘎朗图等地。5、沉积速率大二连盆地由于受中生代中晚期差异块断活动的影响， 其沉

23、积速率、 沉积时间和沉积厚度 相差较大。但总体表现为沉积速率快，一般为 0.050.Zmm/a ，最大可达 0.7mm/a 。表现 在沉积时间上， 尽管各个湖盆形成的先后顺序有别， 但受早白坚世晚期整体隆升构造运动的 影响，绝大多数是在早白呈世腾格尔末期就开始抬升。这样，本区湖盆只经历了大约 25 百 万年的沉积历史，而早白坚世以后则持续了长达 113 百万年的抬升时间，它不仅使早期油 藏遭受破坏， 部分油气向上散， 氧化成稠油或沥青， 也使成熟生油岩中的有机质停止或减慢 向烃类转化， 提供了低熟油的形成条件， 最终使各洼槽生油条件千差万别， 给综合评价和油 气勘探带来很大难度，这也是二连小型

24、断陷湖盆区别于其它含油气盆地最显著的地质特点。4. 烃源岩特征 二连盆地烃源岩主要发育在下白奎统巴彦花群。 下白坚统巴彦花群自上而下共发育四套 暗色泥岩， 即赛汉组、腾二段、 腾一段和阿尔善组，其中的腾一段和阿尔善组是两套主力烃 源岩层。1烃源岩分布特征下白奎统巴彦花群是二连盆地发育的一套陆相碎屑岩生油建造。 阿尔善组、 腾格尔组和 赛汉组暗色泥岩在分布上存在一定的差异性。1）、阿尔善组阿尔善组发育一套温暖、 炎热的热带、亚热带气候下的洪积、 冲积及滨浅湖相沉积。岩 性为灰绿、棕红色砂砾岩夹灰绿、灰色泥岩。这一时期是盆地发育早第 2 章二连盆地基本 石油地质特征期，在经历长期剥蚀后，盆地处于充

25、填沉积阶段，沉积范围小而狭窄，分布零 散，沉积厚度和岩相纵横向变化大。 二连盆地第一次湖侵期主要发育在阿一、 阿二段沉积时 期，因此暗色泥岩纵向上主要分布在中上部。泥岩中二价硫含量较高，为 0.10% 一 0.48% ， 属弱还原环境下的沉积。 整个盆地以苏尼特隆起为界， 呈现南北分带、 东西分区的地貌特征。 巴音都兰、阿南、额仁淖尔、白音查干凹陷等北部拗陷带，湖盆面积大，水体较深，阿尔善 组沉积厚度 50012O0m 。较深湖相主要分布面积约 35 一 80km2 ，湖区只占凹陷面积的 15% 一 60% ，暗色泥岩厚度较大，约 300 一 SO0m ，占地层厚度的 50%70%; 单层连续

26、 厚度达 133m 。高力罕、包尔果吉、布图莫吉凹陷等南部拗陷带，陆上沉积分布广，地层厚 度小，且变化大，约 100 一 50Om ，湖盆分布面积小，水体连通差，几乎全部为滨浅湖相 发育区，暗色泥岩厚度仅有几十米到 200m ，甚至为零，占地层厚度多在 14% 以下。从东 西分区情况看， 川井拗陷西部 （如白音查干凹陷 ） ，乌兰察布拗陷东部一腾格尔拗陷西部 （如额 仁淖尔、 赛汉塔拉凹陷 ）和马尼特拗陷东部 （如阿南凹陷 ）乌尼特拗陷东部 （如高力罕凹陷 ）等三 个沉积区，沉积厚度相对较大，暗色泥岩相对发育。2）、腾格尔组 腾格尔沉积时期，古气候由温暖、炎热向潮湿过渡，湖盆稳定下沉，大规模水

27、进，水域 迅速扩展， 湖水加深，洼地之间短暂连通，古湖发展进入了全盛时期， 湖区面积占凹陷沉积 面积的 78%以上。广大范围以滨浅湖相沉积为主， 一些凹陷 （如阿南 ）继承性强， 较深湖相分 布面积由阿尔善组时期的 sokmZ 增加到 250km2 ，沉积了一套深灰色一灰色泥、页岩夹少 量砂岩，下部出现碳酸盐岩及油页岩夹层。这套沉积在全盆地各凹陷均可对比，厚度 1200 一 2500m ，其中暗色泥岩厚度 2782066m ，占地层厚度的 23.4% 一 97%; 最大单层厚度 可达 770m ，为油气生成奠定了物质基础。3）、赛汉塔拉组 赛汉组沉积时断裂活动基本停止，盆地整体抬升， 湖盆收缩

28、， 水体变浅，后期为沼泽河 流所替代， 仅在阿南、 巴音都兰等少数凹陷有短暂的小面积浅湖相沉积，残存于大断层根部，或者叠置在沉积中心。这一时期气候温暖、湿热，冲积、河流沼泽相广泛分布，湖区面积仅 占凹陷沉积面积的 14% 一 30% 。属淡水弱氧化沉积相，为一套灰绿、浅灰色砂砾岩夹暗色 泥岩，上部夹褐煤及碳质泥岩。沉积厚度小，一般为 200500m ，最厚可达 14O0m 。其 中暗色泥岩多在 100m 一 300m 之间，一般占地层厚度 7%一 45% 。综上所述，二连盆地 暗色泥岩分布有如下特点 :第一，下白噩统巴彦花群暗色泥岩实钻厚度为68Om 一 1885m ，多数凹陷大于 IO00m

29、 。其中腾格尔组和阿尔善组两套暗色泥岩最发育，只是腾格尔组比阿 尔善组暗色泥岩厚度更大，分布面积更广泛。它们的埋深普遍在 I000m 以下，是两套主要 烃源岩层。赛汉组暗色泥岩厚度仅有几十米到 30Om ，有机质未成熟，不能作为烃源层。 第二，下白坚统巴彦花群暗色泥岩平面展布具有南北分带东西分区的特点。 以苏尼特隆起为 界，具有北厚南薄、 西厚东薄的变化趋势。 在北部的马尼特坳陷， 暗色泥岩总厚度达 1452m 一 1885m ，其中 klbt 和 klba 厚 1297m1829m; 而在南部的腾格尔坳陷，暗色泥岩总厚 度为 841m1269m ，klbt 和 klba 厚 432m 一 9

30、33m; 西部川东坳陷，暗色泥岩最厚达 2091m ，而 K，bt 厚达 2066m; 东部乌尼特拗陷暗色泥岩总厚度为 8492134m ，其中 Klbt 和 Klba 厚 316 一 2104m 。第三，凹陷内烃源层主要集中分布在主洼槽，在次洼槽烃源岩分布面积很小， 厚度变薄。由此可见，二连盆地烃源层分布除受凹陷控制外，更明显地是受 主洼槽的控制。例如呼格吉勒图凹陷，面积只有 6O0kmZ ，共发育三个洼槽，西洼槽和中 洼槽相距只有 12km ，但西洼槽具有较好的生烃潜力，中洼槽却无暗色泥岩分布。又如，二 连盆地生烃条件最好的阿南凹陷也只有善南洼槽（只占凹陷面积的 15%） 具有良好的生烃能

31、力，其余三个洼槽 （约占凹陷面积的 30%） ，有的埋深虽较大，但暗色泥岩厚度小，干酪根类 型差，生烃潜力低 ;有的虽发育有一定厚度的暗色泥岩，但埋深小而不成熟。这种现象在其 他凹陷也很普遍。 洼槽内的烃源层横向变化也很大， 烃源岩在沉积中心处厚度大， 向四周迅 速减薄。这也是二连盆地烃源层分布与其他地区不同的一个重要特色。 如阿南凹陷善南洼槽， 洼槽中心有效烃源层厚度在 800m 以上，向边缘不远处厚度却锐减为 100m 左右。5. 烃源岩地球化学特征1）、烃源岩有机质丰度 烃源岩中有机质是油气生成的物质基础， 因此， 有机质的丰度是评价烃源岩的一个重要 方面，其主要指标为有机碳含量、氯仿沥

32、青“A ”和总烃百分含量等。从二连盆地若干个勘探程度较高凹陷的下白坚统巴彦花群暗色泥岩有机质丰度指标分析，其具有两个基本特点 第一，两套主要暗色泥岩 （Klbt 、 Klba） ，在不同的凹陷其丰度存在较大差别。阿南、阿北、 巴音都兰、 吉尔嘎朗图、 洪浩尔舒特、赛汉塔拉、 白音查干和乌里雅斯太八个凹陷均达到好 烃源岩标准 ;而包尔果吉、高力罕、准棚、布图莫吉、呼格吉勒图五个凹陷多属中等烃源岩 发育区，脑木根、赛汉乌力吉和朝克乌拉 3 个凹陷仅达到了烃源岩丰度标准。第二，腾格 尔组有机碳含量和热解生烃潜量比阿尔善组高，但氯仿沥青“ A ”和总烃含量则相反，腾格 尔组却普遍偏低，主要原因是阿尔善

33、组热演化程度较高，有机质转化程度较腾格尔组高。如前所述，二连盆地下白奎统巴彦花群烃源层有机质丰度也具有北高南低西高东低的变化趋势。以苏尼特隆起为界，在北部的马尼特拗陷，两套烃源层有机碳含量一般 1.66%3.48% 之间，生烃潜量 51+52 大多为 3.9714.30kg/t ，氯仿沥青“ A ”及总烃含 量也较高 ;而在南部的腾格尔拗陷， 两套烃源层有机碳含量较低， 一般在 0.75%1.09% 之间， 生烃潜量 51+52 更低，绝大多数小于 Zkg 八，氯仿沥青“ A ”及总烃含量也多未达到烃源 岩标准。西部川井坳陷， 45 个样品的有机碳平均值为 2.60% ，生烃潜量 51+52

34、平均为 9.00kg/t , 15个样品的氯仿沥青“ A”及总烃含量分别平均为0.2241%和1070mg/kg;东部的乌尼特拗陷烃源岩有机质丰度普遍低于川井拗陷。 另外， 凹陷内有机碳含量平面变化 大，大体上与腾格尔组和阿尔善组两套暗色泥岩的发育程度及趋势相一致。洼槽内两套烃源层机质丰度也呈不规则环带状向洼槽中心急剧增大。 如阿南凹陷善南洼槽， 有机碳含量从洼 槽中心的 2.5% 向边缘降低为 0.5% ，生烃潜量 S， +52 由 6kg/t 减少到 Zkg/t 。烃源层有机 质丰度也受到沉积相带的制约。 高值区位于浅湖一较深湖相发育的主沉积洼槽区， 有机碳含 量为 1.5% 一 6.0%

35、 之间。其他次洼区，包括以滨浅湖相沉积为主的洼槽和河流洪冲积相为 主的沉积洼槽，有机碳含量变化在 1.0% 一 2.0% 和 0.5% 一 0.8% 之间。总之，腾格尔组和 阿尔善组， 暗色泥岩厚度大，有机质丰度高， 是盆地内两套主力烃源层。赛汉组暗色泥岩不 发育，有机质未成熟，不能作为盆地烃源层。6、烃源岩有机质类型 从二连盆地主要生油凹陷巴彦花群烃源岩的干酪根元素组成看出，以混合型干酪根为 主。据 14 个凹陷烃源岩干酪根类型统计，混合酪根占 56.9% ，腐植型干酪根占 26.4% ，腐 泥型干酪根占 16.7% 。若以 H/C 比为 1 .巧将干酪根划分为偏腐泥型 （II， ）和偏腐植

36、型 （I12） 两类，前者占 45 后者占 54.9% 。二连盆地 14 个凹陷干酪根样品分析结果比较， 5 个产油 凹陷岩干酪根的类型好，偏腐泥型（I型+HI型）所占比例较大。尽管巴彦花群干酪根以混合型为主， 但是烃源岩中陆生植物占有相当的比重在泥岩抽提物中有较丰富的代表典型陆源输入的生物标志物，C29平均含量大于37%54.3% ，而C27平均含量只占30%38.7% ，说明母源输入中含有大量的高等植物残体。有机质在沉积岩埋藏历史中，在腐泥化作用下，促进了干酪根中H元素的富集，致使 H/C原子比值提高，使母质变好，形成了偏腐泥型的干酪根。1).烃源岩有机质热演化沉积岩中有机质的丰度和类型是

37、生成油气的物质基础，但有机质只有达到了一定的热演化程度才能开始大量生烃。勘探实践表明，只有在成熟源岩分布区才有较高的油气勘探成功率。所以生油岩的成熟度评价及有效烃源岩的识别是决定油气勘探成败的关键。成熟度是表 示沉积有机质向石油转化的热演化程度，是表征有机质成烃有效性和产物性质的重要参数, 目前用于评价生油岩成熟度的常规地球化学方法应用较广的有镜质体反射率、抱粉碳化程 度、热变指数、岩石热解参数、可溶抽提物的化学组成特征等。2 )、三个热演化阶段根据上述各项有机质地化指标的变化特征，二连盆地巴彦花群混合型烃有机质热演化大致可划分出下列三个阶段。其深度界限在不同凹陷(或洼槽间因有机质类型及古地温

38、场的不同略有差异。未成熟阶段：埋深小于1250m，实测地温低于53 C,模拟温度小于 31镜质体 反射率 Ro 小于 0.5% 。这一阶段， 泥岩抽提物中正构烷烃的 OEP 值大于 1225/22R 一 C3;j 小于1.0，幽烷中205/(205+20R) CZ。丨小于20%。这些说明泥岩中有机质处于低温阶段， 异构化作用较弱， 干酪根主要发生脱竣、 基反应， 生成 COZ 和 H20 。烃类生成量少， 烃/Toe小于3%，烃类气体占气体的 3%，烃类气体 CH;含量占其组分的 34.7%。第2章 二连盆地基本石油地质特征成熟期生油阶段：埋深1250 一 2600m，实测地温低于128 C,

39、模拟温度310 C一 430 C,镜质体反射率 Ro为0.5% 一 1.3%。这一阶段，随着地温增高， 源岩抽提物中正烷烃奇偶优势消失， OEP 值小于 1.2% ，异构化作用增强，菇烷中 pp 霍烷 消失， (225/22R 一 C3， )大于(1.0 一 1.5)。同样，昌烷中 205/(205+20R) 一 C29 大于 (20%50%) 。干酪根热降解速度加快， H/C 原子比逐渐减小，从 1.28 降至 0.7 ，干酪根大 量裂解脱氢生烃，在 1900m 处，烃 /Toe 由 3% 增加到 14% ，进入生油高峰。本阶段以产 液态烃为主，最大累积产烃量占nZ型烃源岩中有机碳的 7.8

40、5%，烃类气体中 CH4。含量由34.7%增加到55.4%。高成熟凝析油湿气阶段：埋深大于2600m，实测地温大于128 C, 模拟温度430 C 600 C,镜质体反射率 R。为1.3% 一 1.85%。这一阶段最明显的特征是 液态烃含量急剧减少，烃 /Toe 小于或等于 3% 。干酪根进一步裂解，氢含量很低， H/C 原 子比小于 0.7 ，剩下的多是碳的聚合物，潜在生烃量只有 0.Zkg/t 。由于温度高，使已形成 的液态烃向气态烃转化，液态烃产率降至 0.23% ，气态烃产率则增高到 23.5% ，其中 CH; 含量达 93.2% ，预示着开始进入干气阶段。3).储盖层特征地层中的石油

41、、 天然气和水都是储存在岩石孔隙之中。 凡是具有连通孔隙、 能使流体储 存在其中的渗滤的岩石， 称为储集层。 二连盆地中发育有碎屑岩和特殊岩性两大类储集层以及六亚类 :即砂岩、砾岩、熔岩、凝灰岩、花岗岩、变质岩储集层。其中，碎屑岩是最主要，封盖性能的好坏直接影响着石油与天然气的聚集与保存。但盖层的封闭能力是相对的，必须结合储集层进行研究。的储层类型。封盖条件是评价一个盆地含油气远景的一个重要内容'文档;自下而上发育八套储盖:即自生自储和下生上储型二连盆地巴彦花群在纵向上发育三套盖层，在平面上盖层分布不均 组合、三大套生储盖组合。综合起来，可归为两大类生储盖组合 的生储盖组合。7. 碎屑

42、岩储集层特征1）、储集相特征二连盆地是由相互分割、大小悬殊的断陷湖盆群所组成，凹凸相间，盆岭分害d ，凹陷自成体系， 物源近， 河流短，因此其沉积的储集相特征独具一格。 各组段因经历的湖盆发育 阶段不同， 沉积待征也各具待征并形成各具特色的储集层。 下面就巴彦花群阿尔善组、 腾一 段、腾二段和赛汉塔拉组的储集相特征作一简要叙述。 阿尔善组开始沉积时， 断裂继续活动， 地形凹凸不平， 从布林隆起到苏尼特成隆起两大水系向湖盆注入， 形成了洪积、 冲积粗粒沉 积砾岩、砂砾岩。到本期，凹陷不断下沉，湖水变深，水域扩展。凹陷缓坡多以河流、辫状 河三角洪积扇和扇三角洲沉积砂体为主，缓坡带也有滨浅湖滩沙沉积

43、;凹陷陡带主育有近岸水下扇和扇三角洲砂体。 腾一段此时由于阿尔善组等古断裂的进一步活动， 湖盆不断的下沉， 水大，湖水加深，进入了广水域、深水体阶段，在凹陷边缘有扇三角洲、水下积，湖盆的广 大区域则以深湖、 较深湖和滨浅湖的细粒碎屑沉积为主。 凹陷主要以扇三角洲、 近岸水下扇 沉积为主，缓坡为扇三角洲和辫状河三角洲发育在某些凹陷湖心区发育特征明显的湖底扇相沉积，如乌里雅斯太凹陷。腾二段地层沉积时，湖盆进入逐渐衰退阶段，湖水变浅，河流延伸，沉屑物质补给充分，沉积了一套以扇三角洲、水下扇、河流、滨浅湖滩沙为主一套较粗 的砂岩和砂砾岩， 间有较深湖相的泥岩沉积。 在凹陷的缓坡主要发流相和扇三角洲沉积

44、， 在 陡坡发育扇三角洲和近岸水下扇沉积， 在某些凹陷近陡岸的凹陷中心区发育湖底扇沉积， 如 赛汉塔拉凹陷。 赛汉塔拉组沉积时， 断陷运动基本停止， 二连盆地整体抬升，开始走上盆回 返后的拗陷沉积阶段。 各凹陷早期不同时代地层遭受剥蚀， 在剥蚀夷平平坦地形上， 接受了 厚度不大的河流、沼泽相沉积，属盆地发育史上的河流域沉积阶段。2）、岩石学特征岩石学总的特征是 :结构成熟度低，成分成熟度低，即分选差，石英、含量低，岩屑含 量高且不稳定组分占多数。 巴彦花群沉积时， 盆地正处于强烈扩展断陷阶段， 凹陷分割性强， 多凸多多物源， 规模小， 自成相对独立的沉积单元，携带碎屑物入盆的河流短，水流沉积物

45、 未经化学分解和物理筛选就泻入水盆， 形成一系列水下扇、 扇三角洲数滨浅湖滩沙和河流相、 洪积相砂体沉积。这些砂体中岩石的结构成热度、成熟度均较低，即分选差，砂、泥混杂， 石英、 长石含量低， 岩屑和填隙物含量高，且因凹陷周边母岩为不稳定的蚀变凝灰岩、沉凝灰岩、中基性熔岩岩、超基性侵入岩，加上此时阿尔善等断裂活动强烈，火山活动频繁，使 岩屑成分 （陆源的和同期的喷出岩岩屑 ）、填隙物中泥质杂基及火山尘物质增巴彦花群陆源碎 屑组分有石英、 长石和各种岩屑，从阿三段至腾二段石长石含量减少， 岩屑含量增加。 石英 包括单晶石英和多晶石英， 又可分为岩石英 （阴极射线下发蓝色光 ）和变质型石英 （阴极

46、射线下 发棕色光 ）。长石有正长微斜长石、条纹长石和斜长石等。岩屑种类繁多，主要有岩浆岩岩 屑（ 侵入岩出岩 ）、变质岩岩屑 （变砾岩、变砂岩、变砂砾岩，变喷出岩、千枚岩、石英岩凝灰 岩岩屑、隧石岩岩屑和碳酸盐岩岩屑。阿三段地层为塌积相、洪积相、河流相的沉积，颗粒 大小悬殊 （直径变化 10Omm） ，成分复杂，磨圆度因沉积成因不同而异，塌积和洪积相的磨 圆度差， 为次棱角状一棱角状， 河流相沉积磨圆度较好， 为次棱角状岩石类型为复成分砾岩， 其成分成熟度低。主要类型有 :安山玄武质砾岩、玄武安山质砾岩、安山质砾岩、玄武质砾 岩、流纹质砾岩、火山集块岩 （ 或火角砾岩 ） 和含砾砂岩及砾状砂岩

47、。砾石成分以火山岩岩屑为主，变质岩岩屑和积岩岩屑较少，火山岩岩屑包括酸性、中酸、基性和碱性岩岩屑，可将 其分为源火山岩岩屑和同期火山喷出物两种，多为凝灰质胶结。砾径大者100 余毫米，小者二 12 毫米，大小混杂，分选差，呈次棱角状至次园状，平均累加厚度118 米。根据宏观和微观观察，储集空间以砾间孔隙和砾间填隙物的粒间孔为主砾石碎屑含量:其中石英为7%一 24% ，一般 15%17%; 长石为 7%一 27% ，一般 16%18%; 岩屑为 20%70% ，一般 45% 一 60% 。砾岩填隙物有碎屑充填物和胶结物。碎屑物中有火山碎屑、凝灰质和陆源屑。 胶结物中有硅质、方解石、绿泥石、黄铁矿

48、等。但其含量不高，仅为 4% 一 7% 阿四段地层 沉积时， 凹陷周边物源区的母岩成分以古生界浅变质岩、 蚀变山碎屑岩为主， 加上同期火山 喷出物的混入，岩石碎屑成分中不稳定的凝灰岩屑较多，占 10% 一 70% ，岩石类型以岩屑 砂岩、岩屑砂砾岩、砾岩为主，其颗粒分选性、磨圆度较腾格尔组更差。陆源碎屑含量:其中石英为 10% 一 30% ，一般 20 长石为 20% 一 35% ，一般 25%; 岩屑为 30% 一 70% ，一 般 50% 。腾一段储层中其颗粒成分的酸性物质相对腾二段有所减少，岩屑含量增加，可达 50% 左右，填隙物增多，杂基含量一般为25% ，岩石类型为长石岩屑砂岩和屑砂

49、岩两种。岩石分选性中等，少数差，磨圆度以次棱角状为主，少数次圆状。 颗粒接触关系以点接触和 线接触为主。胶结类型多为孔隙一接触式、孔隙式，隙物为碎屑泥及各种胶结物， 胶结物有 含铁方解石、白云石、菱铁矿等碳酸盐物，粘土矿物为蒙皂石、伊 / 蒙混层等。陆源碎屑含 量:其中石英为 20%30% 一般 25%; 长石为 20%50% ，一般 35%; 岩屑为 20% 一 60% ， 一般 40% 。腾二段地层沉积时期物源区的母岩成分多为海西期和燕山早期的酸性侵入体， 形成了一套高岭石胶结疏松的长石砂岩类、 岩屑长石砂岩、 长石岩屑砂岩类岩屑砂岩类、 砂 砾岩类五种类型，进一步可分为长石不等粒砂岩、长

50、石中砂岩、长石细砂岩、长石粉砂岩、 岩屑长石 （含砾 ） 不等粒砂岩、岩屑长石粗砂岩、岩长石中砂岩、岩屑长石粉砂岩、长石岩屑 （含砾 ） 不等粒砂岩、长石岩屑中砂岩、岩屑细砂岩。其中以长石质的含砾长石砂岩、花岗质 砂砾岩、岩屑长石砂岩、石粉砂岩为主。其碎屑物质中石英、长石加花岗岩岩屑高达 90% 左右，其他岩只占 2%一 19% ，杂基含量一般为 20% 。陆源碎屑含量 :其中石英为 25% 一 30% ，般 26%; 长石为 20% 一 76% ，一般 30%; 岩屑为巧 % 一 51% ，一般 40% 。3、储集结构特征 巴彦花群碎屑岩储集类型主要为孔隙型。其储集空间有两种成因类型，七储集

51、空间:原生粒间孔：颗粒支撑形成的粒间孔隙，未被充填也没有溶蚀痕次生粒间孔：即原被充填的粒间孔，经后期溶解再现的孔隙，一般其周围溶蚀颗粒边缘的现象形成超大孔隙等；粒内溶孔：多数形成于喷发岩岩屑由于选择性溶解掉其中的不稳定组份而形成：长石晶内溶孔：长石经蚀变解，在其内形成孔隙，多数呈蜂窝状；铸模孔：由于溶解作用强烈，将原粒全部溶解掉只剩下原颗粒的印模；收缩裂缝：是由含水矿物脱水，体积收缩形成的张裂隙；构造 裂缝 ：晚成岩期比较坚硬的岩石受构造力产生的裂阿尔善组砾岩中此类储集空间比较常见， 其中原生粒间孔和次生粒间孔为油主要储集空间及运移通道。总的特点是原生孔隙大小均 等，分布均匀，是理储集空间 ；

52、次生孔隙大小不等，分布不均匀，其储层物性随溶蚀程度而 变化。 各组段地层因所处成岩阶段不同， 孔隙成因类型也不同，腾二段以原生孔为主， 腾一 段为混合孔隙，阿三、四段储集空间主要是次生孔隙，因此，段的孔隙结构有所差异。阿三 段以次生溶孔、构造裂缝为主，低孔，低渗，连通性差。面孔率O 一一般 0；孔径 1000 一5000林m;连通系数0 4，一般0;孔隙度5% 一 16.36% 12%;渗透率小于IXIo 3 一 2434X10 一 3 林 mZ ，一般小于 4X10 一 3 一 50X10 一 3 林阿四段以次生溶孔为主， 低一 中孔隙度，细喉道，低渗透率，连通性较面孔率 0一 15%，一般

53、 0.5%一10%； 孔径 200 一 400林m，般100 一 200林m;孔喉20拼m;连通系数 08，般4 一 6;孔隙度7.2% 一 28.7%，一般 10% 一 20%;渗小于 1X10 3 一 598XIo 一 3 林 m , 般小于 1X10 310oXIo 一 3协mZ。腾一段以混合孔隙为主，中一高孔隙度，细一中喉道，低一中渗透率，往较好。面孔率 0 23%，般015%，孔径10 一 750林m，般100 一 300协 m;10 一 30 林 m;连通系数 o 10 , 一般 4 一 6;孔隙度 8.6% 一 30% , 一般 18% 一 27% 透 率小于 1X10 3 一

54、228X10 一 3 林 mZ , 一般小于 1X10 3 一 100X1。一 3 协 m ,腾二 段以原生粒间孔为主，高一中孔隙度，中喉道，低一中渗透率，连好。面孔率为0 一 25% ，一般 0 一 10%; 孔径 10 一 800 协 m ，一般 300 一 400 林 m;20 一 40 林 m; 连通系数 4 一 10，一般 4 一 8;孔隙度 8.2% 一 30% ，一般 10% 一 30% 透率小于 IX10 一 3 一 4243X10 一 3 林 mZ ，一般小于 IX10 一 3 一 15oX10 一 3 卜 mZ 。8. 储盖及组合特征1 、盖层特征二连盆地盖层岩石类型单一，

55、 主要为泥质岩类。 下白至统巴彦花群沉积发生了三次湖侵， 建造了三套滨浅湖、较深湖、深湖相泥岩。由于各期湖侵大小不同、持续的时间长短不一、 以及各个凹陷的构造演化和沉积相带展布别， 致使凹陷内部泥岩盖层在纵向上和横向上的分 布都具有一定的差异。 二连盆地下白奎统巴彦花群自下而上发育阿尔善组、 腾一段和腾二段 上部三套泥岩盖层。 阿尔善组泥岩是一套较好的局部盖层， 主要分布在相对继承型的凹陷中， 如阿南、吉尔嘎朗图、额仁淖尔、赛汉塔拉、洪浩尔舒特以及早盛晚衰型的高力罕脑木根、 额尔登苏木、包尔果吉等凹陷。 腾一段中、上部泥岩是一套良好的区域性盖层，由于腾一段 是二连盆地湖盆发育的鼎盛时期， 泥岩

56、分布广泛， 因此在大多数凹陷中发育腾一段中上部的 暗色泥岩， 成为其下伏砂岩储集层的良好盖层。 腾二段中上部泥岩也是一套良好的区域性盖 层，在大部分凹陷中都有分布。 二连盆地三套盖层区域上的分布与凹陷的构造发育史、 凹陷 的结构和沉积演化特征紧密相连。 阿尔善组沉积时期， 二连盆地东部的阿南凹陷成湖早， 段、 阿二段时期即有滨浅湖相沉积，沉积了厚度 500800m 的暗色泥岩，是一套凹陷内分布较 广泛的盖层，而西部的额仁淖尔和赛汉塔拉凹陷在阿尔善组沉积期湖区分布范围小暗色泥岩主要分布在主洼槽， 因此泥岩盖层分布具有局限性。 腾一段中上部的泥岩盖层 在己钻探的各个凹陷均有分布， 是一套区域性的盖

57、层。 腾一段中后期的湖侵波及各凹陷， 水 体较深， 暗色泥岩的分布遍及各凹陷， 但由于古地形的高低差异， 在凹陷的沉积中心发育最 厚，央隆起带和斜坡等较高部位厚度减薄。腾二段中上部的泥岩盖层在各个凹陷均有分布。 多数凹陷沉积中心继承性较好， 其分布范围与腾一段基本接近 ;少数凹陷由于沉积中心转移， 致使腾二段泥岩盖层的平面分布较腾一段有较大差别。 泥质岩的粘上矿物成分、 成岩压实程 度对其封闭能力有着重要的影响。二连盆地粘土矿物成分主要有高岭石、绿泥石、伊利石、 蒙脱石、伊 /蒙无序间层、伊 / 蒙有序间层。粘土矿物随着埋深加大、压力和地温的增高以及 粘土矿物层间水的释放和层间阳离子的逸出，

58、粘土矿物之间将发生转化作用。 二连盆地粘土 矿物纵向演化以正常转化型为主， 即由浅至深， 表现出明显的蒙脱石一伊 / 蒙无序一伊 / 蒙有 序一伊利石的完整演化序列， 伊利石含量随深度增加而逐渐增加， 绿泥石增加， 高岭石含量 逐渐减少， 并在一定深度消失。 矿物组合从上至下呈现较为明显的分带性， 可划分为蒙脱石 带、伊 /蒙无序间层带、伊 / 蒙有序间层带和伊利石带。因此，下白奎统巴彦花群各组段地层 中粘土矿物组合具有各自的特腾格尔组泥岩中以蒙脱石含量较高为特征， 而且普遍存在高岭 石;阿尔善组以绿泥石含量较高为特征，下部高岭石消失。研究表明，粘土矿物的演化与烃 源岩初次排烃及泥质岩的毛细管封闭能力有重要的相关性。 盖层对油气的封盖作用， 不仅要 求有较强的微观封闭能力， 而且还要求在空间上具有一定的厚度和横向分布范围。因此， 一般采用排驱压力、泥岩累积厚度综合评价的参数结果表明， 腾一段暗色泥岩为好盖层，阿 尔善组暗色泥岩和腾二段泥岩在凹部为较好盖层， 在凹陷的斜坡带则为中等盖层， 赛汉塔拉 组含煤碎屑岩为较盖