地层分布在杭锦旗— 鄂托克旗— 鄂托克前旗一线较薄, 厚0~30 m, 向东西两侧逐渐增厚。西部一般厚为30~80 m, 最厚达467 m, 如石嘴山附近, 沉积中心位于石嘴山— 吴忠— 同心一带; 东部一般厚为30~60 m, 最厚为77.6 m, 如双64井, 沉积中心位于神木— 米脂一带。本溪组地层平均厚度约为35 m, 具填平补齐性质, 中央古隆起、伊盟隆起、渭北隆起等地区部分缺失, 东西沉积区厚度和岩性差异较大, 沉积作用明显受到中央古隆起的控制, 低凹处一般沉积较厚, 高地部位沉积较薄或缺失(图 2)。

图2

Fig.2

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	图2 鄂尔多斯盆地上古生界本溪组残存地层等厚图Fig.2 Remnant stratigraphic thickness of the Upper Paleozoic Benxi Formation in Ordos Basin

地层厚度为4.5~143.28 m, 一般为20~50 m, 平均厚度为33.5 m。盆地中部沿鄂尔多斯— 乌审旗— 定边— 志丹— 黄龙一线地层厚度较薄, 一般为20~30 m。盆地西部地层厚度一般为40~90 m, 沉积中心为石嘴山— 吴忠— 同心一带; 盆地东部一般为40~50 m, 最厚达143 m, 沉积中心为榆林— 横山— 米脂一带。特别指出, 盆地南部合水— 正宁一带, 出现一个小的沉积中心, 并且中央古隆起也接受沉积。从地层的空间展布可以看出, 东西分带仍然比较明显, 南部出现细小的变化, 说明中央古隆起仍然对沉积起着主要的控制作用 (图 3)。

图3

Fig.3

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	图3 鄂尔多斯盆地上古生界太原组残存地层等厚图Fig.3 Remnant stratigraphic thickness of the Upper Paleozoic Taiyuan Formation in Ordos Basin

地层厚度在鄂尔多斯— 乌审旗— 定边— 华池— 正宁— 白水等中部地区分布较为稳定, 范围宽缓, 一般为50~80 m。盆地西部地层厚度一般为90~140 m, 最厚达152.7 m, 如环14井; 盆地东部地层厚度一般为90~110 m, 分布面积较广, 最厚达150 m, 如y183井。盆地内地层平均厚度为95 m, 盆地西部以石嘴山— 吴忠— 同心一带为沉积中心, 东部以神木— 米脂— 延长一带为沉积中心。地层厚度总体变化趋势是从东西两侧向中部变薄, 并且沉积厚度较本溪、太原组明显变厚, 盆地中部沉积宽缓, 东西分带较前不明显, 可见中央古隆起对沉积控制微弱 (图 4)。山西组东、西差异的沉积格局已明显消失, 而代之以南北差异的沉积格局(张金亮等, 2000)。

图4

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	图4 鄂尔多斯盆地上古生界山西组残存地层等厚图Fig.4 Remnant stratigraphic thickness of the Upper Paleozoic Shanxi Formation in Ordos Basin

山西组按沉积旋回自下而上分为山2段、山1段, 以山西组中下部普遍发育的煤层顶板泥岩作为划分二者的界线。下部山2段厚度为22.2~97.0 m, 一般40~60 m, 平均厚50.0 m, 气层分布于中下部。山1段厚度为16.9~84.9 m, 一般为30~50 m, 平均厚度为43.9 m。

沉积厚度较大, 一般为100~170 m, 平均为153 m, 最厚达270 m。受构造分异和沉积分异作用控制, 出现多个沉积中心:东部的米脂, 南部的富县和志丹, 西南部的庆阳— 灵台, 西部的平罗— 吴忠, 北部的乌审旗等, 个别井厚度达200 m以上, 如色1井、富古1井等。盆地西部同心— 华池一带沉积相对较薄, 显示为隆起(图 5)。地层厚度展布总体南北分带, 从盆地南、北两侧向中部增厚, 可见中央古隆起对沉积的控制作用消失, 物源可能成为沉积的主控因素。依其沉积旋回, 由上而下分为4个气层段, 即盒8段、盒7段、盒6段及盒5段, 其中盒8段为主要区域含气层段。

图5

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	图5 鄂尔多斯盆地上古生界下石盒子组残存地层等厚图Fig.5 Remnant stratigraphic thickness of the Upper Paleozoic Xiashihezi Formation in Ordos Basin

地层一般厚100~160 m, 平均厚132 m, 最厚可达233 m。在杭锦旗— 鄂托克旗— 盐池— 吴起及子长、平凉、富县— 旬邑地区沉积较薄, 为100~120 m, 沉积地貌相对隆起; 石嘴山— 吴忠、合水、横山— 榆林一带地层厚度为120~160 m, 为相对凹陷中心, 上石盒子组地层展布总体形成隆凹相间的格局(图 6)。

图6

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	图6 鄂尔多斯盆地上古生界上石盒子组残存地层等厚图Fig.6 Remnant stratigraphic thickness of the Upper Paleozoic Shangshihezi Formation in Ordos Basin

该组沉积较厚, 一般240~330 m, 平均厚度284 m, 最厚可达623 m。盆地西部鄂托克旗— 吴忠东南部、盆地东部米脂— 延长一带沉积较厚, 形成北东向相对凹陷区; 中部鄂尔多斯— 乌审旗— 吴起— 崇信地层也呈北东向展布, 沉积相对较薄, 并且从西南到东北地层逐渐增厚, 为相对隆起区; 加上盆地南部正宁— 铜川相对凹陷区, 盆地总体也形成隆坳格局。特别指出, 中北部相对隆起区较平缓, 东部相对大的凹陷区内也发育米脂、延川等小的隆起区(图 7)

图7

Fig.7

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	图7 鄂尔多斯盆地上古生界石千峰组残存地层等厚图Fig.7 Remnant stratigraphic thickness of the Upper Paleozoic Shiqianfeng Formation in Ordos Basin

鄂尔多斯盆地上古生界平均厚度为668 m, 在大范围内变化不大。整体呈中部薄、东西两边厚的特征。在中部乌审旗— 靖边— 安塞厚度较薄, 一般为450~600 m, 东部厚度变化较稳定, 一般为700~800 m, 但在盆地西缘石嘴山— 同心一带的晚古生代台缘拗陷区, 厚度高达1000 m, 贺兰山北部地区地层总厚一般达2000 m左右, 部分地区最厚逾3000 m以上(陈全红, 2007)。

为了能清楚地认识鄂尔多斯盆地晚古生代地层在时间和空间上的展布及古构造的演化, 利用盆地内钻井资料的分层数据及盆地周缘野外剖面(何自新等, 2004), 进行了联井剖面的制作及地层厚度对比(图 8), 对石千峰组底部进行了拉平处理。由于野外露头和部分井位可能未测底部本溪组和顶部石千峰组, 因此根据邻近数据进行了推测, 图8中用虚线表示。

南北向剖面P1选取鄂2井、苏100井等14口钻井及渭北隆起麟游紫石崖和岐山后周公庙野外剖面, P2选取东参1井、鄂1井等12口钻井及盆地南部淳化冶峪口和铜川石川河野外剖面; 东西向剖面P3选取盆地西北缘阿拉善左旗呼鲁斯太和苏峪口野外剖面及任5井、布1井等9口钻井及盆地东缘保德扒楼沟和桥头野外剖面, P4选取刘庆6井、天2井等9口钻井及盆地东缘柳林成家庄和三川河野外剖面; P5选取盆地西缘环县石板沟和东缘乡宁台头野外剖面及环14井、庆深1井等8口钻井, 进行了联井剖面及地层厚度的对比(图 8)。

从南北向剖面P1和剖面P2可以看出, 本溪组沉积厚度较薄, 北部的沉积厚度大于南部; 太原组沉积厚度大于本溪组, 沉积范围更为广泛, 覆盖于整个盆地; 山西组— 石千峰组整个沉积厚度较本溪、太原组厚度明显增大, 厚度较为稳定。P1中南部灵1井附近本溪组缺失, 整个晚古生代地层厚度南北变化不大, 仅在上石盒子组庆深1井厚度发生了陡变; P2中中部本溪、太原组沉积明显较南北两端厚, 上石盒子组厚度在剖面南部的淳探1井与野外剖面相差较大, 可能与人为因素及精度有关。

从东西向剖面P3、P4和P5看出, 本溪、太原组沉积厚度东、西部厚, 中部薄, 具东西分异的显著特征。P3中石盒子组在西缘较中部明显变厚, 而P4、P5中东缘较中部石盒子组厚度也明显变厚。P3、P4、P5中东、西缘的野外剖面与盆地内钻井资料在厚度上差别较大, 可能与测量的精度和人为因素有关, 也可能是盆地的东缘、西缘是凹陷更深的地方, 有待于进一步商榷。