伊敏凹陷早白垩世含煤岩系层序地层与聚煤模式

史鸣剑，邵龙义，王 帅，张云鹤，孙 斌，樊金云

(1.中国矿业大学(北京)地球科学与测绘工程学院,北京 100083; 2.中国石油勘探开发研究院 廊坊分院,河北 廊坊 065007; 3.内蒙古自治区煤田地质局109勘探队，内蒙古 呼伦贝尔 021008)

海拉尔盆地群是当下油气、煤炭资源勘探开发的热点地区[1-5]。前人对海拉尔盆地早白垩世沉积环境、聚煤特征及聚煤模式等进行了研究，发现海拉尔盆地有丰富的煤炭资源，主要赋存于盆地东北部，西南部则以油气赋存为主[1-6]。很多学者对海拉尔盆地西部油气系统进行了丰富的调查，在伊敏组和大磨拐河组层段中识别了3个反射层，根据地震特征将伊敏组和大磨拐河组分别划分为2段;根据岩性特征将伊敏组划分为3段，将大磨拐河组划分为两段[7-9]。近10年，许多学者对海拉尔盆地白垩系的古生物进行研究，为海拉尔盆地的沉积演化历史提供了更多证据[10-12]。同时很多学者对伊敏煤田、伊敏五牧场煤田的煤质特征进行了详细的分析[13-14]。随着煤层气成为研究热点，海拉尔盆地东部富煤区的煤层气勘探工作又成为新的工作重点[15-17]。伊敏凹陷含煤沉积先后进行了研究[1,6,16,18]，而对伊敏凹陷早白垩世层序地层格架下聚煤模式，聚煤作用主控因素等问题没有进行讨论，伊敏凹陷深部大磨拐河组煤层分布尚不明确。

笔者依据伊敏凹陷早白垩世钻孔、测井等资料，分析煤系地层沉积相，基于层序地层格架下的古地理分布，在此基础上总结区内的煤层聚集规律。

1 区域地质背景

海拉尔盆地群位于内蒙古自治区东部，向南延伸至外蒙古国境内的塔姆察格盆地群[19]。海拉尔盆地的基底为海西褶皱，属中新生代断陷型盆地，具有多旋回叠合式的构造演化特征[20]，位于中朝板块与西伯利亚板块的缝合线上。自燕山运动中期，海拉尔地区发生大规模火山运动，形成了以火山碎屑岩为主的兴安岭群。此后，海拉尔盆地开始接受白垩系沉积。受燕山运动影响，海拉尔盆地各凹陷差异沉降，至早白垩世末期运动影响结束。盆地因此分为“三坳两隆”5个构造单元，由西向东依次为扎赉诺尔坳陷、嵯岗隆起、贝尔湖坳陷、巴彦山隆起和呼和湖坳陷[18-21]。

伊敏盆地即位于海拉尔东部呼和湖坳陷的次一级负向构造单元(图1)，总面积为1 180 km2。被大兴安岭隆起和巴彦山隆起所限，形成近西南—东北向展布的铲状断陷，凹陷西南部为呼和湖坳陷中的锡林贝尔次级隆起[6,20]。

图1 伊敏盆地地理位置及钻孔分布

伊敏凹陷西北、东南两侧发育主控断层[1,18,20]，西南侧发育次要断层，从沉积体厚度可以推测凹陷的沉降中心位于凹陷西南部。伊敏凹陷下白垩统自下而上划分为铜钵庙组、南屯组、大磨拐河组以及伊敏组(图2)，分别对应盆地的初始拉张阶段、盆地断陷初期快速沉降阶段、盆地断陷中期稳定拉张阶段、盆地断陷晚期充填萎缩阶段[21-22]，其中伊敏组与大磨拐河组为主要含煤地层[3,5,23]。

图2 伊敏凹陷地层及特征剖面与凹陷含煤层位岩相示意

2 研究方法

在了解伊敏凹陷构造演化的基础上，运用沉积学和层序地层学理论，对钻孔、测井资料进行分析。首先从典型钻孔入手，总结钻孔数据中不同的岩相特征和其对应的沉积相特征;随后通过钻孔对比识别层序界面及体系域界面，建立含煤岩系层序地层格架。再利用不同层序的地层厚度、煤层厚度及砂泥比进行单因素分析，综合以上单因素分析的结果，对各层序进行多因素综合对比作图，以此还原古环境。最后，结合凹陷构造背景对凹陷早白垩世含煤岩系沉积演化、聚煤模式进行探讨。

3 伊敏凹陷岩相特征及沉积解释

3.1 伊敏凹陷岩相类型

伊敏凹陷早白垩世含煤岩系地层由砾岩、砂岩、粉砂岩、泥岩、和煤组成。结合各类岩石的颜色、成分、发育的沉积构造及古生物特征，将这些岩石划分出11种岩相类型。其中砾岩包括颗粒支撑砾岩和杂基支撑砾岩;砂岩包括平行层理砂岩、交错层理砂岩;粉砂岩包括沙纹层理泥质粉砂岩、水平层理粉砂岩;泥岩包括沙纹层理粉砂质泥岩、生物扰动构造泥岩、炭质泥岩、块状层理泥岩;再加上有机岩:煤(表1)。在钻孔中识别出5种主要岩相组合，分述如下。

3.2 伊敏凹陷岩相类型

3.2.1岩相组合A

岩石组合A包括Cg,Cm,Sp，主要出现在伊敏组上段，位于盆地的边缘。组合底部为颗粒支撑砾岩，砾岩中间杂着厚层杂基支撑的砾岩层顶部出现交错层理砂岩，这种组合反复出现，界限不明显。砾石磨圆度差，以火山岩碎屑为主，粒度从4～20 cm不等，分选极差，杂乱堆积，无层理。测井曲线表现为箱型或钟形，底部为测井曲线较平滑，中间为巨厚层的测井曲线波动较多，到岩相组合顶部电阻率降低。岩相组合富含A泥质、砾石，出现在盆地边缘。这种厚层的杂基支撑的砾岩，分选极差，可识别为泥石流沉积，确定岩性组合A为冲积扇沉积体系(图3)。

3.2.2岩相组合B

岩相组合B包含Cg,Sp,Sl,Sih,Mw,Mm,C，在伊敏组和大磨拐河组都有出现。底部颗粒支撑砾岩，上为交错层理或平行层理厚层砂岩，砂岩分选磨圆相对较好;组合上部沙纹层理的粉砂岩与泥岩互层，组合顶部为泥炭层或泥岩层。岩相组合B在伊敏凹陷中厚度较厚，测井曲线主要表现为底部钟形-顶部箱型。砂岩砾岩层的厚度占岩相组合中碎屑岩的一半左右，粉砂岩层与泥岩层相对较薄甚至不发育。这种岩相组合在伊敏组较为常见。

岩相组合B符合河流相的识别标志，具有下粗上细的二元结构，底部常见冲刷面，测井曲线多为钟形，整体上为向上变细序列，砂体厚度相对其他沉积相较厚，颗粒分选较好。二元结构中以底部粗颗粒为主与辫状河河道对应，顶部细颗粒沉积则与河漫滩对应，组合上部的煤层对应河漫滩上的泥炭沼泽，据此将岩相组合B识别为辫状河沉积体系(图4)。

表1 伊敏凹陷下白垩统含煤岩系主要岩相类型

Table 1 Main lithofacies identified in the Lower Cretaceous of Yimin Sag

岩相编号岩相名称岩石特征沉积构造岩性组合环境解释Cg颗粒支撑砾岩灰白色,分选较好,磨圆中等,颗粒支撑块状构造或平行层理,伴随冲刷面A,B,C,D河床分流河道Cm杂基支撑砾岩深灰色,分选差,磨圆较差,杂基支撑无层理A泥石流St平行层理砂岩厚层,灰色—浅灰色或杂色,分选中等,磨圆中等平行层理,或伴随冲刷面C,D分流河道Sp交错层理砂岩灰色—浅灰色,分选中等,磨圆中等中细层,板状/槽状交错层理A,B片泛沉积心滩Sl沙纹层理泥质粉砂岩灰白色,分选差,薄层,富炭屑及植物碎屑沙纹层理或大型交错层理B,C,D,E滨湖砂坝分流间湾Sih水平层理泥质粉砂岩灰白色—灰色,薄层,分选较好水平层理B,C,D分流间湾泛滥平原Sir薄层泥岩粉砂岩互层灰白色,薄层,分选较好粉砂层具沙纹层理与泥岩薄层互层B天然堤Mw生物扰动构造泥岩灰色,中厚层,富炭屑及植物化石无层理或可见波纹,生物扰动构造B,C,D泛滥平原分流间湾Mm炭质泥岩深灰色,污手,富植物碎屑无层理B,C,D沼泽Mh泥岩深灰色,中厚层块状层理E半深湖—深湖C煤黑色块状层理B,C,D泥炭沼泽

图3 伊敏凹陷早白垩世冲积扇沉积特征

图4 伊敏凹陷早白垩世辫状河沉积特征

3.2.3岩相组合C

岩相组合C 包括Cg,St,Sl,Sih,Mw,Mm,C，出现于伊敏组。岩相组合多以底部的或薄层夹生物扰动构造泥岩与炭质泥岩沉积，向上为泥质粉砂质偏多的薄层波状层理或水平层理粉砂岩，组合顶部为中薄层平行层理砂岩，整体向上变粗，在组合以上发育中厚层煤层或开始另一段该岩相组合。顶部砂砾岩较厚，多为杂色砾岩，砾径在0.4～5 cm不等，砾石成分有花岗岩与部分灰绿色粉砂岩，分选相对较差。自然伽马曲线为低中幅齿状曲线，视电阻曲线则为高阻齿状，主要出现在伊敏组下段。

岩相组合C主要的特征为中厚层砾岩—砂岩—粉砂岩—煤层的旋回交替，与岩相组合A直接接触。其颗粒相对于岩相组合B,D更粗，层理较于岩相组合A更为发育，巨厚层砾岩直接与巨厚层煤层直接接触。据此将岩相组合C识别为扇三角洲沉积体系(图5)。

3.2.4岩相组合D

岩相组合D包括St,Sl,Sih,Mw,Mm,C，在伊敏组与大磨拐河组均出现(图6)。较岩相组合C来说，岩相组合D的岩性界限更加明显，层理和分选更好，岩石组合颜色也变为灰绿色与灰色，粒度更细，以中薄层砂岩与粉砂岩为主。岩石组合以底部泥岩或沙纹层理泥质粉砂岩中厚层，这种组合交替出现。岩相组合D顶部自然伽马曲线表现为中高幅齿化的漏斗和钟形叠合曲线，视电阻曲线则表现为钟形，煤或炭质泥岩层则为高幅锯齿形。岩相组合D的主要特征是交错层理砂岩-粉砂岩-煤层-泥岩的薄层旋回，不同于岩相组合C的是其粗颗粒沉积物与泥岩直接接触，反映了相对于C变化较平缓的沉积环境。故识别岩相组合D为辫状河三角洲沉积体系。

图6 伊敏凹陷早白垩世辫状河三角洲沉积特征

3.2.5岩相组合E

岩相组合E包含Sl,Siw,Mh，主要出现在大磨拐河组上段，多位于凹陷西南部(图7)。以巨厚层泥岩为典型特征，以灰色纯泥岩为主，泥岩段或夹中薄层无层理砂岩。自然伽马曲线表现为中低幅的锯齿状曲线，而视电阻相对较稳定为低幅平直型，遇到砂岩薄层反应为正幅的齿状突起。泥岩段两端发育薄层粉砂岩与泥岩互层，发育沙纹层理，在测井曲线上表示微齿化的漏斗-钟形组合。岩相组合E的纯泥岩，层理几乎不发育，反映了当时平稳的沉积环境，水体较深。故将该岩相组合识别为湖泊沉积体系。

图7 伊敏凹陷早白垩世湖泊沉积特征

4 层序地层分析

在伊敏凹陷早白垩世含煤岩系层序地层格架的建立中，层序、层序界面、体系域的概念均采用 “Vail”学派的观点[24-26]，并对关键层序地层界面进行识别。

4.1 层序界面及体系域界面识别

4.1.1层序界面识别

(1)区域不整合面。该界面代表沉积的间断，往往出现岩性的突变，表现为凹陷基底及沉积盖层的不整合。伊敏凹陷早白垩世沉积之上沉积了2～50 m不等的第四系砾石，与下部早白垩世沉积不整合接触(图8)。该不整合面全区可见。

(2)下切谷冲刷面。砂砾岩体直接覆盖在基底之上，或发育在细粒沉积岩之上，常代表一次区域侵蚀面，这一侵蚀面代表基准面下降形成的层序界面。伊敏凹陷中大磨拐河组和伊敏组的边界常以这种下切谷砂体为特征。

4.1.2体系域界面识别

(1)初始湖泛面。初始湖泛面为湖水首次越过坡折带形成的界面，表现了沉积范围的扩大和沉积水体的加深。在研究区表现为中厚层的湖相泥岩或粉砂岩的底界面，界面下发育下切河道砂砾岩，该界面为初始湖泛面。在河道不发育的区域，初始湖泛面与层序界面往往相隔不远甚至重叠。初始湖泛面识别为低位体系域和水进体系域的界面。

(2)最大湖泛面。当湖平面达到最高，湖面积最大时，岩性上表现为:该界面之下为一套向上变细的层序，在岩性上往往最终变为该层位最深的岩相组合，其中最细粒层厚最后的层位底面即可识别为最大湖泛面。最大湖泛面识别为水进体系域与高位体系域的界面。

4.1.3建立层序地层格架

前人对相邻凹陷，及在海拉尔盆地群西部的贝尔凹陷等的研究过程中，均在其伊敏组和大磨拐河组层段从钻孔岩性、地震反射层上识别了位置相近的界面，均将伊敏组划分两个层序地层段，将大磨拐河组划分为上下两段[1-2,18,21-22]。通过2条不同位置的层序地层对比剖面来研究层序地层格架特征(图9)，识别结果与伊敏凹陷的层序关键界面的识别结果相近。故将伊敏凹陷大磨拐河组和伊敏组划分为4个3级层序，其中层序Ⅰ，Ⅱ对应大磨拐河组，层序Ⅲ,Ⅳ对应伊敏组。

图8 伊敏凹陷大磨拐河组和伊敏组沉积相及层序地层柱状

4.2 层序发育特征

4.2.1层序Ⅰ特征

纵向上，层序Ⅰ揭露水进体系域和高位体系域(图8(a))。水进体系域岩性以砂砾岩、粗砂岩、粉砂岩、泥和部分煤层为主，主要为辫状河三角洲和湖泊沉积体系。横向上，层序Ⅰ沉积时期，凹陷西南缘、西北缘、东北缘主要发育辫状河三角洲沉积，过渡至凹陷中心位置转换为滨浅湖相沉积(图8(a))。在高位体系域，受到断裂活动性变化影响，相对湖平面开始下降，发育湖退，高位体系域的沉积相分布与水进体系域类似，辫状河三角洲的范围则相比更大。

图9 伊敏凹陷南西—北东向、北西—南东向剖面下白垩统岩性及沉积相对比

4.2.2层序Ⅱ特征

纵向上，层序Ⅱ发育低位体系域、水进体系域和高位体系域。水进体系域岩性以粗砂岩、粉砂岩、泥和部分煤层为主，主要为辫状河三角洲和湖泊相为主。横向上，凹陷西侧沉降作用较东侧更显著，相对湖平面变化特征整体上表现为水进。低位体系域主要沉积物为含砾砂岩与含砂泥岩等，凹陷边缘主要发育辫状河三角洲沉积，过渡至凹陷中心转换为滨浅湖沉积。水进体系域时期，湖泊范围逐渐扩大，到泥岩中部为最大湖泛面。这一阶段的辫状河三角洲沉积逐渐向凹陷主控断层两侧迁移，湖泊面积增大。岩性以辫状河三角洲平原分流河道砂体和分流间湾块状粉砂岩以及辫状河三角洲前缘的河口坝弱层理粉砂岩及滨浅湖泥岩为主。高位体系域时期，湖泊范围达到最大范围，凹陷两侧断裂的稳定扩张、凹陷西南侧发育巨厚的半深湖的纯泥岩沉积，还伴随着同沉积滑塌面以及重力流薄层砂体沉积。高位体系域末期出现少量的辫状河三角洲平原薄煤层沉积。

4.2.3层序Ⅲ特征

纵向上，层序Ⅲ发育低位体系域、水进体系域及高位体系域。低位体系域岩性主要为块状含砾砂岩或砂砾岩。初始湖泛面表现为进积的含砂泥岩及含砂粉砂岩的顶界及16-3煤的底界(图8(b))。湖泊的初始泛滥使得沼泽发育。最大湖泛面则位于退积的三角洲平原分流间湾粉砂岩及对应滨浅湖泥岩和煤层的中间，测井上相应为视电阻的极低点附近。水进体系域中以扇三角洲、辫状河三角洲及部分滨浅湖相为主。上部的高位体系域中，沉积体进一步向凹陷内部变迁，发育了大量的扇三角洲扇体沉积，主要岩性表现为扇三角洲平原分流河道砂砾岩及分流间湾粉砂岩及泥岩沼泽煤层沉积。

4.2.4层序Ⅳ特征

层序Ⅳ为伊敏凹陷发展的最终萎缩段，湖泊范围萎缩，冲积扇体进一步向凹陷内发育，形成了多个进积的砂体。在钻孔中识别出了低位体系域、水进体系域于及高位体系域。与层序Ⅲ的层序界面为沉积相序转换面及相对应的下切谷不整合面，位于12煤附近。初始湖泛面与最大湖泛面分别位于12煤附近的冲刷面与4煤附近的沉积转换面。层序Ⅳ的低位体系域与水进体系域均表现为砾岩-含砾砂岩-煤层的多个旋回。高位体系域上多为向上变粗的进积砂岩体，含少量煤层。

5 各层序聚煤特征与聚煤模式

根据凹陷钻孔不同层序的岩石特征分析，综合各层序构造特征，绘制各层序沉积模式图(图10)，再根据钻孔分析各时期聚煤特征与聚煤模式如下。

图10 伊敏凹陷下白垩统沉积模式演化

5.1 层序Ⅰ聚煤特征与聚煤模式

大磨拐河组沉积早期，即凹陷稳定扩张阶段早期，伊敏凹陷以辫状河三角洲-湖泊沉积相为主(图10层序I)，泥炭沼泽主要形成于滨湖、辫状河三角洲平原两个单元中。钻孔揭露煤层10组，其中27,29煤较厚，煤层厚度从5～27 m不等。煤层较薄，煤层主要发育于凹陷东侧的断层附近，煤层多夹在粉砂岩与细砂岩中，并向凹陷中部弯曲，分叉变薄，聚煤中心位于断层附近的辫状河三角洲平原中。

5.2 层序II聚煤特征与聚煤模式

大磨拐河组沉积末期，伊敏凹陷以湖泊沉积相为主，凹陷处于稳定扩张阶段晚期，由于湖泊面积持续扩大，植物形成范围受到限制，泥炭沼泽主要形成于滨湖中。煤层主要集中在凹陷南侧断层附近，主要出现在辫状河三角洲环境中。钻孔揭露煤层7层，其中25煤较厚，煤层厚度从5～30 m不等(图11左)。煤层分布极不均匀，与层序I的含煤特征类似，主要发育于层序Ⅱ的水进体系域中。

图11 伊敏凹陷层序Ⅱ(左)、Ⅲ(右)岩相古地理及煤厚等值线

5.3 层序Ⅲ聚煤特征与聚煤模式

伊敏组沉积早期，凹陷构造进入断陷萎缩阶段，湖泊大面积淤浅，形成大面积扇三角洲沉积(图10层序Ⅲ)。随着伊敏组沉积期盆地中沉积物的不断充填，受控与控凹断裂，扇三角洲成为伊敏组时期主要的成煤环境。在层序Ⅲ最大湖泛面附近，凹陷内最厚单层煤层出现。相对于其他的层序，层序Ⅲ碎屑物源提供稳定且相对缓慢，相对稳定的构造活动又使得煤层稳定沉降，从而形成了以扇三角洲平原环境为主的巨厚煤层沉积。

层序Ⅲ煤层钻孔总厚度可达75 m(图11右)。伊敏组的主要煤层都夹在细砾岩与粗砂岩中，煤层对比性好，分叉少，厚度稳定。伊敏组下段的15,16煤单层平均厚度可达为20 m，凹陷全区发育。

5.4 层序Ⅳ聚煤特征与聚煤模式

伊敏组沉积中后期，凹陷构造进一步萎缩，此时伊敏凹陷的湖泊仅部分地区发育，扇三角洲和冲积扇向凹陷中心迁移。伊敏组中上段煤层发育较好，共含煤层11层，单层厚度为1～2 m，相对于层序Ⅲ来说，该层序煤层对比略差，厚度相对较薄。层序Ⅳ的含煤地层以砾岩-粉砂岩-煤层旋回序列为特征，聚煤环境仍以扇三角洲平原为主。

5.5 伊敏凹陷下白垩统聚煤规律

伊敏凹陷中煤层普遍存在，但富有经济价值的煤层仅出现在固定层位，反映了不同沉积时段泥炭堆积的差异性[27-31]。对应在层序地层格架中，这种差异源于泥炭的形成与赋存可容空间的变化。

对于伊敏凹陷来说，控制可容空间变化的主要因素是构造的变化。前述已及，伊敏凹陷在大磨拐河组和伊敏组沉积时期，分别对应于凹陷构造变化的稳定扩张阶段与萎缩阶段。对于层序Ⅰ,Ⅱ来说，煤层厚度逐渐减少，聚煤作用变弱。从同一层序不同体系域煤层分布来看，煤层主要发育于水进体西域和高位体系域，在地位体系域发育较差。而对于层序Ⅲ,Ⅳ来说，煤层整体要明显厚于层序Ⅰ,Ⅱ，但层序Ⅲ较于层序Ⅳ煤层厚度也逐渐减少，聚煤作用变弱。层序Ⅲ丰富的陆源碎屑经常使沉积处于补偿或过补偿状态，所以只有在凹陷沉积速率适宜时，厚煤层才能形成于最大湖泛面附近。反观层序Ⅰ,Ⅱ，沉降速率过大，使得在凹陷中心出现巨厚的湖湘沉积，煤层在凹陷边缘即使存在，也较薄且不连续。

6 讨 论

6.1 陆相断陷盆地泥炭堆积与层序的响应

BOHACS,SUTER及HOLZ等学者认为地层中的煤层厚度取决于可容空间增长速率与泥炭聚集速率之间的相对平衡状态[32-33]。据此，BOHACS提出了一个煤层几何形态和厚度预测模型。在这个模型中，泥炭空间形态的变化是可容空间变化速率的函数。BOHACS认为中等厚且分布广的煤位于低位体系域顶部，薄且不连续的煤分布于海侵体系域，中等厚且分离的煤形成于高位体系域的底部[33]。该模型对其研究的海相层序地层有一定指导意义。随着陆相层序地层学的发展，有学者重新建立了该模型[28,34]。相对于Bohacs的模型，这个模型明确指出了三分法的体系域界面位置，与相对应的泥炭堆积形态。

利用预测模型的原理，对伊敏凹陷层序三的12～17号煤层厚度和展布特征进行分析。研究区钻孔资料中，完整包含层序三的钻孔有29孔，对这29个孔中的各煤层特征进行统计(图12)。

前述已及，15煤与16煤之间的泥岩巨厚层，在岩性上表现为层序Ⅲ的最细颗粒沉积段，在测井曲线上表现为视电阻最小值与人工伽马的稳定高值，故识别为层序Ⅲ的最大湖泛点，识别为扩张体系域和高位体系域的界面。层序顶界面为12煤上的巨厚层砾岩，该砾岩层冲刷12煤，在多钻孔中为可识别河道下切谷。层序底界面为17煤下部的伊敏组—大磨拐河组冲刷面，为中厚层砂岩—巨厚层泥岩的典型冲刷面。对该层序进行基准面变化与基准面变化速率控制下的泥炭堆积形态进行分析。

显然，伊敏凹陷层序Ⅲ沉积中，扩张体系域和高位体系域的中部15上煤与16煤厚度大，且连续性极好;在低位体系域和高位体系域末部，12煤、13煤、17煤、厚度薄，连续性极差;在高位体系域初期与后期的15下煤和14煤厚度中等，连续性较好。伊敏凹陷层序Ⅲ与BOHACS提出的泥炭堆积模式有所差别，与后期学者改进的模型特征依旧有区别。整体来说，厚煤层出现在最大湖泛面前后。而层序边界附近，煤层较薄，连续性较差;厚煤层分布于最大湖泛面的两侧(图13)。

在海相盆地中，淡化泥炭堆积时气候和植被因素，泥炭堆积可看作可容空间的变化速率的函数。但中生代陆相断陷盆地中，构造因素对沉积物堆积的影响十分显著，导致各次级盆地之间沉积序列难以对比[35-36]。

6.2 研究区煤及煤层气勘探方向

通过综合分析研究区层序格架下的古地理、层序地层和聚煤作用，可以得出:

层序Ⅲ时期，伊敏凹陷南部煤层厚度可观，是凹陷当时的聚煤中心;受到后期构造活动影响，伊敏组煤层抬升，部分出露地表，利于煤炭的直接开采，凹陷南部的伊敏煤田露天开采已经相当深入。由于煤层的埋深较浅，伊敏组的煤层气难以保存。

根据研究可以推测，层序Ⅱ和层序Ⅰ形成的煤层依旧很可观。由地层对比可知，凹陷东缘大磨拐河组煤层单层1～3 m，厚度适中，埋藏600～1 000 m。参考古地理图可知，凹陷东缘作为伊敏凹陷的缓坡，在层序Ⅰ，Ⅱ时期主要发育辫状河三角洲和河流沉积，煤层厚度适中且连续性较好。且被层序Ⅰ高位体系域的巨厚的泥岩段所封盖，有利于煤层气的保存。且层序Ⅰ时期形成的煤层，顶板多为粗碎屑岩层，碎屑岩上有湖相的巨厚层泥岩封盖，有利于大磨拐河组煤层气的保存和封盖。故伊敏凹陷东缘为下一步煤系气的适宜勘探区域。

图13 层序格架下基准面变化速率的泥炭形态响应

7 结 论

(1)据古地理研究，大磨拐河组的凹陷稳定扩张期主要发育湖泊、辫状河三角洲沉积;伊敏组构造萎缩，湖泊淤浅，主要发育扇三角洲，冲积扇沉积，煤层主要发育于辫状河河漫中的泥炭沼泽环境。凹陷整体上，垂向上自下而上呈辫状河三角洲—湖泊—扇三角洲的沉积演化过程，物源来自于西北、东南两个主控断层。

(2)据钻孔数据的分析和对比，依据识别出的区域不整合面与河道下切谷冲刷面，将伊敏凹陷下白垩统含煤地层大磨拐河组和伊敏组分别划分为两个三级层序。恢复了各层序研究区沉积模式特征，研究区厚煤层主要形成于层序Ⅲ沉积时期的凹陷北部与凹陷西南部，受构造沉降影响，在凹陷南部中心厚度最大。

(3)讨论了伊敏凹陷泥炭堆积对层序地层格架的响应关系，伊敏凹陷伊敏组厚煤层相对于最大湖泛面呈对称分布，分别位于高位体系域早期和扩张体系域中期，煤层厚且连续，其余煤层的连续性及厚度均不及前者。

(4)根据钻孔对比图和等值线图的结果，可以推测大磨拐河组在伊敏凹陷东缘有较厚的煤层，埋深600～1 000 m，煤层厚度中等，有良好的储层和封盖，是凹陷煤层气乃至煤系气的下一步勘探方向。