鄂尔多斯盆地属于华北克拉通的次一级构造单元; 西与阿拉善地块相邻, 北部起于阴山、大青山, 南至秦岭, 西抵贺兰山、六盘山, 向东延伸至吕梁山、太行山, 横跨山西、陕西、甘肃、宁夏及内蒙古5个省(自治区), 地理上位于北纬34° 00'~41° 20'、东经105° 30'~110° 30', 总面积约37× 10⁴, km²。除周边河套盆地、六盘山盆地、渭河盆地及银川盆地等外围盆地外, 盆地面积25× 10⁴, km²(长庆油田石油地质志编写组, 1992)。

盆地东南部北至绥德、西抵志丹、南达洛川、东部以黄河为界, 位于伊陕斜坡东南部, 地处黄土塬区东部, 地表黄土塬长期受风雨侵蚀、冲刷、切割, 形成了独特的塬、梁、峁、坡、沟交错出现的地貌, 地表沟壑纵横、起伏巨大, 海拔高程在800~1500, m, 即北纬38° ~35° 的陕西省地区(图 1), 面积达6.2× 10⁴, km²。

图 1

Fig.1

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	图 1 鄂尔多斯盆地东南部地理位置(据延长油田内部资料, 2009; 有修改)Fig.1 Location map of southestern Ordos Basin(modified from data of the Yanchang Oil Field, 2009)

鄂尔多斯盆地上古生界石炭系— 二叠系较为发育, 厚度为800~1200, m(图 2)。从下到上共划分为6个组: 本溪组、太原组、山西组、下石盒子组、上石盒子组及石千峰组(王少昌和刘雨金, 1983)。其中本溪组、山西组及下石盒子组盒8段为研究区目的含气层段。

本溪组为鄂尔多斯盆地晚古生代初期沉积, 是在加里东期奥陶系侵蚀风化形成的古地貌基础上由海侵作用形成的滨岸沉积, 主要表现为填平补齐, 与下伏奥陶系呈不整合接触(林进等, 2013)。因而, 地层厚度主要受古地貌控制, 总体具有“ 东北厚、西南薄” 的特征, 钻井揭示东部地区厚40~70, m, 东北部最厚可达97, m, 南部地区厚10~40, m, 西部地区厚10~30, m。晋祠砂岩底界是本溪组内部本1段和本2段的分界标志层, 由灰白、灰绿及灰褐色石英砂岩组成, 并夹有薄层凝灰质(砂岩)火山物质, 代表着沉积体系的转换界面(Halle and Ding, 1927)。

太原组与下伏本溪组为整合接触, 传统上将其下部称毛儿沟灰岩, 上部称东大窑灰岩(刘金华和周修高, 2013)。主要岩性为灰黑色泥晶生物灰岩、灰黑— 黑色泥岩、砂质泥岩、薄煤层。地层总体东北厚, 西南薄, 东北厚20~40, m, 西部厚6~14, m, 南部厚6~26, m, 局部缺失。

北岔沟砂岩是山西组底部的标志层, 岩性为灰色、灰白色含砾粗砂岩、石英砂岩、岩屑石英砂岩(张嘉琦, 1959); 北岔沟砂岩厚度较大, 在研究区东部分布稳定, 对下伏太原组具有明显的冲刷作用。山西组为三角洲— 间湾沼泽沉积环境, 其沉积背景至今存在较大争议(李文厚等, 2002)。岩性主要为深灰— 灰黑色泥岩、粉砂岩及中细砂岩、煤层; 铁磨沟砂岩与中煤层是划分山1段与山2段的标志。煤层主要发育在下部山2段, 山西组厚度一般为80~130, m, 其中山1段厚33~75, m, 山2段厚28~72, m, 厚度相差不大, 总体具有东厚西薄、北厚南薄的展布特征, 但与下伏地层相比, 东西向厚度差异明显变小。

图 2

Fig.2

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	图 2 鄂尔多斯盆地东南部上古生界地层柱状图Fig.2 Stratigraphic sketch column of the Upper Paleozoic in southeastern Ordos Basin

骆驼脖子砂岩是华北地台下石盒子组底部的标志层, 对下伏山西组形成明显冲刷, 为一套灰白色、浅黄色、褐色砂砾岩, 结构成熟度和成分成熟度均差, 有多个砂砾岩— 砂岩— 泥(页)岩沉积旋回, 局部地区夹煤线。盒8段地层厚度30~60, m, 总体东厚西薄, 北厚南薄, 西部厚40~50, m, 东部厚40~60, m, 南部厚35~50, m。

上石盒子组岩性以紫红色泥岩与砂质泥岩互层, 夹薄层紫红色砂岩及粉砂岩为主, 呈“ 泥包砂” 的特征。

石千峰组以棕红、紫红及紫灰色厚层砂质泥岩与泥质砂岩不等厚互层为主。上部或中上部主要为砂质泥岩, 下部或中下部为泥质砂岩并夹少量泥质岩, 底部常为块状含砾粗砂岩并与下伏上石盒子组泥岩形成良好分界标志。

层序界面识别是层序划分的基础, 作者以二级层序界面划分为框架, 在二级层序内部进一步识别与划分三级层序。二级层序界面与盆地演化构造阶段相对应, 因此其基准面升降级次、不整合面延伸范围都远大于三级层序界面。

2.1.1 二级层序界面识别

二级层序被公认为受区域性构造因素控制, 界面为区域不整合面, 代表重要的沉积间断(于兴河, 2008)。二级层序界面限定的单元与超层序相当。鄂尔多斯盆地东南部本溪组— 石盒子组内部共识别二级层序界面2个, 分别位于山西组底部与石盒子组底部。识别资料依据主要包括3方面: (1)岩性组合证据(测井证据); (2)岩心与露头证据; (3)地层水矿化度证据。

1)岩性组合证据

山西组与本溪组— 太原组岩性组合差异较大(图 2)。山西组以砂岩、泥岩和煤组合为特征, 而本溪组— 太原组岩性组合为灰岩、砂岩、泥岩和煤。本溪组— 太原组以浅海相障壁岛、潮坪和碳酸盐岩台地相沉积为主。太原组沉积时期为最大海侵期, 区内广泛分布台地环境, 反映稳定沉降, 物源供给较少。本溪组— 太原组沉积时期整体为克拉通盆地稳定沉降、海侵阶段; 海水在山西组沉积时期向西南退出。

山西组— 石盒子组沉积时期, 石盒子组底界之下主要发育煤、砂岩和泥岩的岩性组合, 而在石盒子组底界之上主要发育砂岩与泥岩组合(图 2), 煤岩缺失通常反映碎屑物质大量注入; 气候由温暖潮湿转向炎热— 干燥, 同时泥岩由早期的黑灰、深灰泥岩转变为灰绿、紫红及花斑状泥岩。岩性组合的重大变化指示沉积环境的重大变迁并映射盆地区域构造阶段的重大转折。山西组主要发育海陆过渡相沉积, 下石盒子组沉积时期主要发育陆相沉积, 反映了鄂尔多斯盆地为自成一体的克拉通内陆盆地。

图 3

Fig.3

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	图 3 鄂尔多斯盆地东南部上古生界层序界面露头与岩心证据 A— 石盒子组与山西组之间区域性河道下切面, 陕西韩城薛峰川剖面点2; B— 山2段与山1段之间层序界面, 延259井, 井段范围为2327.43~2336.28, m, 心长8.85, mFig.3 Outcrop and core evidences of the Upper Paleozoic sequence boundary in southeastern Ordos Basin

2)岩心与露头证据

下石盒子组盒8段下部以发育厚层状箱型砂为特征, 厚度5~30, m, 砂体内部发育大型槽状交错层理并辅以板状交错层理(图 3), 槽状交错层理大量发育指示河道下切, 多表现为先槽后板的沉积序列, 反映河谷充填而迁移的沉积特征。而如此厚层辫状河相、辫状三角洲相含砾粗砂岩、粗砂岩通常发育在基准面下降较快的阶段, 符合二级层序界面标准。河谷充填砂体岩性以岩屑石英含砾粗砂岩为主。从山西组— 盒8段砂岩颜色发生较大变化, 山西组砂岩以灰色、灰黑色为主, 盒8段砂岩则以灰白色、白色为主。相比岩心证据, 露头证据更加明显。不整合面位于石盒子组底部, 石盒子组底部见厚约15, m的砂岩, 通过对厚层箱型砂体的精细解剖, 识别出多期河道砂体迁摆叠置。不整合面之下为山西组, 砂岩呈中薄层状, 为曲流河道砂体, 同时可见薄层状漫溢席状砂体(图3)。界面之下, 能量较弱, 界面附近基准面下降幅度较大, 能量突然增强, 由曲流河向辫状河突变, 其核心是地形升降发生了较大的变化。

山西组底部发育一套中、薄层砂岩并与下伏太原组灰岩呈不整合接触。灰岩— 砂岩的岩性变化反映沉积物供给量发生较大改变。灰岩通常发育于物源供给较少、稳定沉降的构造及沉积背景。而灰岩遭受砂岩侵蚀代表可容纳空间骤然减小, 沉积物供给量激增。因此该界面为一典型的二级层序界面。

3)地层水矿化度证据

地层水继承了原始沉积水的矿化度特征, 又经历了溶解、溶蚀作用, 并吸纳矿物转化过程中的析出水, 因此地层水矿化度可以间接反映沉积环境特征(王运所等, 2010)。鄂尔多斯盆地东南部本溪组— 石盒子组地层水矿化度较高, 水型为CaCl₂型, 反映地层具有较强的封闭性特征。二级层序界面附近地层水矿化度变化较大, 自底部本溪组至石盒子组地层水矿化度总体逐渐降低, 其中本溪组矿化度最高。本溪组地层矿化度平均值为13.67× 10⁴, mg/L, 山西组平均值为5.35× 10⁴, mg/L, 盒8段以上地层水矿化度在2× 10⁴, mg/L以内(表 1)。

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 鄂尔多斯盆地东南部上古生界地层水矿化度 Table1 Formation water salinity of the Upper Paleozoic in southeastern Ordos Basin 层位 地层水矿化度/104 mg· L-1 最大值 最小值 平均值 盒8段 2.09 0.97 1.43 山1段 21.65 0.83 5.14 山2段 24.15 1.20 5.61 本溪组 39.17 2.36 13.67

表 1 鄂尔多斯盆地东南部上古生界地层水矿化度 Table1 Formation water salinity of the Upper Paleozoic in southeastern Ordos Basin

2.1.2 三级层序界面识别

三级层序界面为不整合面或与之对应的整合面, 在测井、岩心等方面存在明显识别标志。层序界面通常在测井曲线上反映为GR值的突变, 同时也反映了岩性的突变(于兴河, 2008)。当层序界面为不整合面或较大的沉积间断面时, 在测井曲线上响应为数值的突变; 当层序界面位于下切谷内的下切河道时, 在测井曲线上层序界面位于加积的“ 箱状” 曲线的底部; 当层序界面位于高位体系域发育的进积型界面时, 在测井曲线上层序界面位于反映加积、退积的正旋回和反映进积的反旋回之间的界面中。根据测井、岩心、录井等信息, 并结合本区的具体地质特征和构造演化规律, 认为鄂尔多斯盆地南部三级层序界面划分存在以下5种识别标志: ①不整合面; ②构造阶段转换面; ③区域暴露面; ④多套煤层的顶界面, 代表海侵体系域与高位域沼泽化产物的结束; ⑤灰岩顶底界。

1)测井证据

二、三级层序界面由于受不整合面的影响, 通常存在不同程度的沉积间断, 为较大的波阻抗反射界面, 因而会在测井曲线上有所响应。由于研究区内本溪组与太原组地层厚度变化较大, 东厚西薄, 因此作者对研究区东部某井本溪组— 石盒子组测井曲线进行层序界面识别与分析。由于本溪组— 太原组发育灰岩, 因此加入密度测井曲线而有助识别; 而对于山西组— 石盒子组仍以GR曲线为主进行分析。

由于本溪组在全区厚度范围变化较大, 东厚西薄, 本溪组内部层序界面附近特征为中层砂、砾岩直接叠覆于厚层泥岩之上, 层序界面特征明显。层序界面之下发育1期完整水进/水退旋回; 层序界面之上亦发育1期完整水进/水退旋回, 因此在东部可将本溪组划分为2个三级层序, 在本溪组内部识别出1个层序界面, 而在西部仅可将本溪组划分为1个三级层序(图 4-a)。

本1段与太原组之间发育二级层序界面, 本1段顶部见1套区域稳定分布煤层, 煤层顶即为层序界面。层序界面之下发育1期完整水进/水退旋回, 界面之上发育水进旋回, 以大套灰岩发育为特征(图 4-b)。

太原组与山2段之间为典型二级层序界面, 界面特征为厚层(5~10, m)低位进积砂岩叠覆于灰岩、泥岩之上。太原组至山2段整体为陆进海退(图 4-c)。山2段与山1段之间层序界面为厚3~6, m砂岩叠置于厚层泥岩之上, 界面之下发育1期完整海侵/海退旋回(图 4-d)。

如前所述, 山1段与盒8段之间的层序界面为二级层序界面, 表现为厚层灰白色砂岩与山1段厚层灰黑色泥岩直接接触。

2)岩心证据

岩心是层序地层与沉积相划分的最重要证据。通过对研究区46口取心井、1200, m岩心的精细观察与详实描述, 对三级层序界面进行识别。现以山2段与山1段之间的层序界面为例对岩心上层序界面特征进行分析。

山2段以大套泥岩夹砂岩发育为特征, 中间夹有煤层。山2段与山1段之间的层序界面为砂岩直接叠覆于大套泥岩与薄煤层之上, 指示沉积环境的突变(图 3)。

图 4

Fig.4

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	图 4 鄂尔多斯盆地东南部上古生界各层序界面 A— B1井, 本1段与本2段层序界面; B— B2井, 本1段与太原组层序界面; C— B3井, 太原组与山2段层序界面; D— B9井, 山1段与山2段层序界面Fig.4 Each sequence boundary of the Upper Paleozoic in southeastern Ordos Basin

2.2.1 层序划分

鄂尔多斯盆地本溪组— 石盒子组具有稳定沉降、多物源、相变快的特点。在整体宽缓斜坡背景下, 发育海相、海陆交互相及陆相沉积。通过层序界面识别、旋回叠加样式变化、相序及砂、泥岩层厚度旋回性变化对鄂尔多斯盆地南部本溪组— 石盒子组地层进行层序划分。

1)二级层序划分

鄂尔多斯盆地东南部本溪组— 石盒子组可划分为3个二级层序、11个三级层序(图 5)。每个二级层序由区域性的水进— 水退旋回组成, 为构造控制型层序。以下石盒子组底的区域河道下切面为界, 本溪组和太原组为1个二级层序(SS1), 山西组为1个二级层序(SS2), 石盒子组为1个二级层序(SS3)。在二级层序内又可进一步划分出三级层序, 本溪组— 石盒子组共划分出11个三级层序。

2)三级层序划分

本溪组— 太原组二级层序(SS1)划分出3个三级层序, 山西组二级层序(SS2)划分出2个三级层序, 石盒子组二级层序(SS3)划分出6个三级层序。

本溪组为局部陆表海、障壁— 潟湖— 潮坪沉积, 包括C-SQ1与C-SQ2层序。由于区域内本溪组厚度变化较大, 可在东部识别出C-SQ2、C-SQ1层序; 西部地层厚度小, 仅能识别出1个三级层序C-SQ1。C-SQ1层序底部为区域不整合面, 底界标志岩性为铁铝岩层, 之上发育障壁— 潟湖— 潮坪沉积; C-SQ2层序底部在部分区域为1套砂岩, 代表海进— 海退旋回的开始, 顶界面以1套煤层终止为特征。

图 5

Fig.5

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	图 5 鄂尔多斯盆地东南部上古生界主要地层综合柱状图Fig.5 Comprehensive stratigraphic column of the Upper Paleozoic in southeastern Ordos Basin

3)各层序的平面分布规律

P-SQ1层序界面以下为灰岩, 是大规模海侵的开始, 代表统一陆表海沉积阶段。太原组沉积时期为鄂尔多斯盆地东南部本溪组— 石盒子组最大海侵期。山西组沉积时期, 盆地内主要发育近海平原沼泽与曲流河三角洲沉积体系, P-SQ2层序底界面为区域海退面。P-SQ2层序与P-SQ3层序之间界面为煤层顶界面, 位于沉积旋回的上部, 代表高位体系域晚期水退、沼泽化的产物; 石盒子组沉积时期为陆相湖盆沉积阶段, P-SQ4层序的底部为区域河道下切面, 测井曲线响应为低幅度突变向上为高幅箱型, 为砂、砾岩底部的冲刷侵蚀面, P-SQ5、P-SQ6和P-SQ7层序的底界面均为区域性河道下切面, 测井曲线上呈箱型或钟型突变接触于下伏低幅锯齿型; P-SQ8底界为区域性暴露面(桃花或花斑泥岩:紫色、杂色泥岩或砂质泥岩, 含大量铁质鲕粒和团块构造), 并与上覆砂岩呈突变接触; P-SQ9的底界为区域性河道下切面, 其顶界面为石千峰组底部的不整合面。

本划分方案将本溪组— 太原组、山西组和石盒子组依据区域不整合面、区域海退面和区域下切面各划分出2个二级层序界面, 而进一步依据三级层序界面标志将本溪组划分出2个三级层序, 太原组划分出1个三级层序, 山西组划分出2个三级层序, 石盒子组划分出6个三级层序(图 5)。其中C-SQ1— P-SQ3为海相及海陆交互相层序, P-SQ4— P-SQ9为陆相湖盆沉积层序。本溪组底部发育一套铁铝岩层, 为典型风化壳沉积, 盒8底部发育典型低位辫状砂体(骆驼脖子砂岩), 盒5段顶部发育标志性厚层桃花泥岩, 为下石盒子组与上石盒子组界限。

海相层序(C-SQ1— P-SQ3)发育于克拉通陆表海环境, 该沉积期地形坡度平缓, 不发育明显的滨岸坡折带, 海水较浅且进退频繁, 以大范围潟湖、潮坪环境广泛分布为特征。海侵体系域主要发育潟湖泥岩, 且以退积序列为主; 高位体系域则主要以砂质泥岩、煤层及障壁岛砂岩为主, 呈弱进积或加积序列。

陆相层序(P-SQ4— P-SQ9)通常发育低位、水进及高位体系域。低位体系域一般为砂、砾岩组成的陆相冲积— 河流相沉积, 层序底界通常为河道侵蚀面。随着基准面上升, 可容纳空间逐渐增加, 泛滥平原逐渐接受细粒沉积, 因此水进体系域一般为河漫、决口扇、河口坝、前缘泥岩、煤层及碳质泥岩、泥质粉砂岩沉积。初次湖泛面可见高伽马泥岩或泥炭沉积, 为退积/加积转换面。最大湖泛面为进积/退积转换面, 一般发育黑色泥岩、煤层或碳质泥岩。低位体系域分布局限, 有些层序底界可见古土壤暴露面。

2.2.2 体系域划分

体系域是由一系列具有内在成因联系的、同一时期沉积体系的组合。作者采用体系域的三分法将其划分为低位体系域LST、水进体系域TST以及高位体系域HST(图5)。基于地层叠加样式、发育部位、界面类型以及基准面变化阶段不同, 可以识别出不同体系域。

1)体系域特征

低位体系域(LST)形成于基准面初始上升的海退期, 以不整合面或与之相对应的整合面为开始, 以最大水退面或初始洪泛面结束, 尤其是当存在地形起伏时或低伏转折时, 沉积物供给速率大于可容纳空间增加速率可形成低位前积楔, 整体表现为进积的叠加样式, 常为反旋回, 但对于陆相沉积或以分流河道较发育的三角洲其也可呈正旋回, 如盒8段低位体系域。

水进体系域(TST)位于初始海泛面和最大洪泛面之间, 处于基准面快速上升阶段, 沉积物供给速率小于可容纳空间增加速率, 因此地层叠加样式表现为退积, 沉积物整体向上变细, 为正旋回。

高位体系域(HST)形成于基准面上升的末期, 沉积物供给速率增加, 表现为进积叠加样式, 以基准面开始下降为结束。

2)含气重点层段体系域内部旋回叠加样式

基于上述依据, 对本溪组— 石盒子组体系域进行划分, 并对鄂尔多斯盆地东南部主要含气层段本2段(C-SQ1)、山2段(P-SQ2)、山1段(P-SQ3)和盒8段(P-SQ4)层序内部体系域进行研究。

本2段整体呈缓慢海侵、局部水退的特征, 低位体系域和海侵体系域所占厚度较大, 且以粒度较粗的厚层砂为主, 而高位体系域厚度较小, 由粉砂岩迅速过渡为厚层泥岩或煤层(图 6, 图 7)。

山2段呈完整海侵/海退旋回, 低位体系域、水进体系域与高位体系域的厚度相当, 整个三级层序内均以中厚层状中、粗砂岩为主, 仅在水进体系域顶部最大洪泛面处出现中层状粉砂岩与泥岩层, 说明水进和水退都较为缓慢, 且幅度不大(图 6, 图 7)。

山1段发育完整海侵/海退旋回, 呈现快速水进、快速水退的特征, 低位体系域和高位体系域均以三角洲前缘厚层粗粒砂岩为主, 其中高位体系域整体厚度较大, 海侵体系域粒度偏细, 以三角洲前缘分流间湾或前三角洲泥岩沉积为主(图 6, 图 7)。

图 6

Fig.6

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	图 6 鄂尔多斯盆地东南部上古生界南北向连井砂体叠置与沉积相剖面(剖面位置见图 1)Fig.6 Cross section of sandstone stacking and sedimentary facies with wells along north-south direction of the Upper Paleozoic in southeastern Ordos Basin

图 7

Fig.7

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	图 7 鄂尔多斯盆地东南部上古生界东西向连井砂体叠置与沉积相剖面(剖面位置见图 1)Fig.7 Cross section of sandstone stacking and sedimentary facies with wells along east-west direction of the Upper Paleozoic in southeastern Ordos Basin

盒8段以典型的缓慢水进为特征, 水进体系域的相对厚度很小, 且为厚层状泥岩与粉砂岩夹层, 高位体系域整体厚度大, 但其砂岩的厚度和粒度都较低位体系域小, 体现其缓慢水退的特征(图 6, 图 7)。

2.2.3 南北向剖面

地层整体上为北厚南薄。本2段地层厚度变化较大, 上升半旋回明显较下降半旋回的砂体要厚, 本2段砂体连通性较差, 分布较为分散, 局部发育灰岩; 山西组— 下石盒子组厚度总体呈现出“ 厚— 薄— 厚” 的交替变化特点, 最厚位于A1井处, 而最薄位于A9井处, 二者之比为1.3~1.4, 下石盒子组厚度变化较下伏山西组相对缓和(图 6); 北部砂体多为进积叠加样式, 中部砂体为加积叠加样式, 南部砂体主要为退积叠加样式。山2段砂体整体较为发育, 煤层相对稳定, 砂体多分布于低位体系域, 单砂体厚度不大, 煤层一般发育在最大海泛面位置; 山1段砂体广泛发育, 局部可见少量煤层。砂体横向延伸较远, 单砂体厚度较小, 砂体多发育于基准面上升初期; 盒8段砂体在研究区广泛分布, 单砂体厚度较大, 多为气候干旱背景下辫状河三角洲水下分流河道成因砂体, 砂体延伸距离比山西组延伸距离稍短, 在纵向叠置组成复合砂体。

2.2.4 东西向剖面

本2段砂体的发育具有明显的由东向西层位上移的特点, 反映出障壁砂坝随着海侵向西的迁移, 其厚度的变化则受海侵作用的强弱控制。山2段— 盒8段为海陆过渡相地层, 在对含气重点层段进行研究时, 由于在单个层序内部沉积演化同样受控于沉积物供给与基准面变化之间的调节, 西部砂体多为进积叠加样式, 中部砂体为加积叠加样式, 东部砂体主要为退积叠加样式。在低位体系域, 河道砂体叠置更为紧密并多层叠置; 而在水进体系域和高位域, 由于其较高的可容纳空间与相对较低的沉积物供给速率导致砂体以孤立式为主(图 7)。山西组内部包含2个厚度相对稳定的三级层序, 且每个三级层序又可进一步划分为1个上升半旋回和1个下降半旋回, 二者近对称。下石盒子组在整体上继承了本剖面下伏山西组的厚度变化趋势。

本溪组砂体具有多种成因类型, 可分为障壁砂坝、潮汐水道、冲溢扇等, 其单个砂体的形态也都有所不同。其中障壁砂坝为其主要的类型, 岩性特征主要为砂砾岩, 单个砂体厚度较大, 一般为4~8, m, 呈底平顶凸的形态, 且通常障壁靠海一侧的坡度稍大于靠潟湖一侧。不同成因砂体具有不同的连通叠加样式, 在东西向障壁砂体主要以障壁向陆地方向迁移叠加而形成有效的底部毯式连通, 而南北向则由同一排障壁砂体接触而连通, 正是由于其连通方式的特殊性, 则多可形成厚度较大的有利储集层, 其产能相对较高(图 8)。

图 8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 8 鄂尔多斯盆地东南部上古生界主力含气层段典型垂向序列、叠置样式与连通方式Fig.8 Typical vertical sequence, stacking pattern and connected mode of the Upper Paleozoic main gas-bearing zone in southeastern Ordos Basin

山2段沉积期海平面相对较高, 沉积物供给量较少。由于其较高的可容纳空间与较少的沉积物供给使得泛滥平原可以接受大量细粒沉积物, 泥质含量较大。因此其砂体以水下分流河道与河口坝为主, 在北纬36° ~36° 45'之间, 尤其是延长— 延安— 甘泉一带, 低位体系域南北向前积楔明显, 而高位体系域则为三角洲的多期进积砂体(图 8); 其他区域则以分流河道的孤立状叠置样式为主(图 8)。

山1段沉积时期, 华北地台发生进一步海退, 海水影响范围大大减少, 海平面相对较低, 沉积物供给量较山2段有所增加, 砂质含量增多。由于砂泥比相对较大、距物源区较近, 故其水动力条件较山2段增强, 且河道频繁迁移, 局部有所摆动, 并在垂向上叠加, 因此山1段储集砂体以不对称侧向迁移切割式叠置样式为主, 多形成接触式连通。

从宏观上看, 岩性上具有沙泥间互的特征。通过精细岩心描述, 山1段不对称砂体侧向迁移切割式的岩相组合, 反映水动力较强条件下河道的迁移过程(图 8)。

盒8段沉积时期海水完全退出研究区, 鄂尔多斯盆地演化为近海湖盆。由于沉积物供给量大, 沉积供给速率高, 从而使得搬运沉积物的主要通道— 河道没有时间“ 消化” , 因此河型以辫状河型为主, 形成了横向上连片分布、垂向上相互叠置连通的辫状河型砂体(于兴河和陈永峤, 2004)。因此盒8段储集砂体以宽浅型多层式的迁摆叠置为主的多向连通。从宏观上看, 岩性上具有典型砂包泥的特征, 反映强水动力条件下形成的辫状河型沉积(图 8)。

本溪组主要为海岸沉积体系的障壁岛— 潟湖及潮坪沉积。障壁岛沉积砂体是本溪组的主要沉积砂体。通常障壁岛基本平行于海岸线分布, 而在本溪组沉积时期, 海侵主要来自东南部(郭英海和刘焕杰, 1999; 屈红军等, 2011)。从地层分布上可看出本溪组具有东厚西薄的特点, 南部地层比北部地层略厚, 表明本溪组沉积时期基底西高东低、北高南低。

障壁岛沉积分期特点明显, 响应于6次规模不同的海平面升降事件, 且本2段障壁岛较本1段更发育。其主要原因为本2段沉积时期海侵还未具规模, 碎屑物质供给相对充分, 砂体沉积厚度及平面展布规模都大于本1段(图 9)且呈连片条带状分布。而进入本1段沉积时期海水继续向盆地内部推进, 碎屑物质供给受阻, 砂体沉积范围相对局限且多为长条形孤立状。

图 9

Fig.9

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	图 9 鄂尔多斯盆地东南部本2段(C-SQ1)砂体展布平面图Fig.9 Sandbody distribution map of the Member 2 of Benxi Formation(C-SQ1) in southeastern Ordos Basin

山2段是在下二叠统上部基础上沉积形成的。在华北地块的整体抬升之后, 南北差异逐渐增强, 成为当时鄂尔多斯盆地的主要特征。同时, 由于在石炭纪控制沉积格局的中央古隆起被沉积物覆盖, 致使盆内沉积格局东西差异消失; 另一方面, 相带分异在南北向上逐渐明显。整个鄂尔多斯盆地及邻区在此之后进入了海陆过渡沉积的全新演化阶段。盆地沉降中心转移至吴起、延长地区, 北部及南部的物源通过水道对沉降中心不断供源。在研究区内, 供源渠道主要为水下分流河道, 发育滨浅海沉积, 在沉降中心的周边则发育三角洲沉积。

图10

Fig.10

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	图10 鄂尔多斯盆地东南部山2段(P-SQ2)砂体展布平面图Fig.10 Sandbody distribution map of the Member 2 of Shanxi Formation(P-SQ2) in southeastern Ordos Basin

沉积微相上北部水下分流河道较南部发育; 北部三角洲分为2支主要朵体, 从北向南延伸。西北部朵体包含2支主要的水下分流河道砂体带, 主要分布于吴起以北地区(图10)。位于东北部— 中部的三角洲为研究区内山2段主力砂体发育带, 包括2支水下分流河道带, 在研究区内鸟足状特征明显, 反映河流作用较强, 水下分流河道砂体向南延伸至甘泉一带。南部三角洲规模较小, 2个较小的河道带向北延伸至黄龙、洛川、富县一带。研究区内的三角洲前缘水下分流河道微相为有利储集层的优势相。

与山2期相比, 山1期的含砂率值分布范围整体右移, 最大峰值集中在15%~20%之间, 平面图上条带状分布明显(图11)。整体上, 该期北部三角洲呈东北、北2个方向向中部延伸, 而南部呈南、西南2个方向向中部延伸(图11)。由于南北物源供给的持续增加, 与山2段沉积时期沉积格局相比较, 该期南北2个方向的三角洲水下分流河道均不断向前推移, 其中, 东北部的三角洲与南部的三角洲已部分交汇于甘泉— 宜川一带, 中部仍残留滨浅湖亚相。西部三角洲向南进积十分明显, 延伸至志丹以南的大片面积。由于物源的交汇, 南部及北部同一主力物源方向的分异作用在平面上的控制作用减弱。

图11

Fig.11

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	图11 鄂尔多斯盆地东南部山1段(P-SQ3)砂体展布平面图Fig.11 Sandbody distribution map of the Member 1 of Shanxi Formation(P-SQ3) in southeastern Ordos Basin

盒8段沉积时强物源供给在含砂率上反映十分明显, 平面上连片分布。含砂率高值分布, 单条带效应减弱(图12)。在研究区内, 物源从南北2个方向不断供给, 研究区西北部见小面积辫状河三角洲平原沉积, 其余为辫状河三角洲前缘沉积。与山西组相比, 该时期三角洲规模不断扩大, 南北三角洲在中部完全混源, 水下分流河道发育, 并在北部三角洲岸线以南一带发育部分河口坝, 水下分流河道与河口坝为该段有利储集层发育优势相。

图12

Fig.12

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	图12 鄂尔多斯盆地东南部盒8段(P-SQ4)砂体展布平面图Fig.12 Sandbody distribution map of the Member 8 of Xiashihezi Formation(P-SQ4) in southeastern Ordos Basin

盆地东南部石炭系本溪组为障壁岛海岸沉积环境, 由东向西依次发育浅海陆棚、障壁岛砂坝、潟湖和潮坪沉积, 其中障壁砂坝为主要储集体类型。由于海水由东南方向进入, 故障壁岛沿海岸呈北东向展布, 随着海平面上升, 障壁砂坝由东南往西北逐渐迁移, 形成多排北东向展布的串珠状砂体条带。本溪组发育的暗色泥岩及煤层是区域主力生烃层系之一, 上覆太原组灰岩厚度大, 分布稳定, 灰泥联合封盖为本溪组源内成藏提供了良好的保存条件。虽然障壁岛砂体单个规模有限, 横向连续性较差, 整体储量规模较小, 但砂体分选较好, 具有毯式连通的特点, 储集性能优越, 试气单井产量较高, 其中单井本溪组无阻流量最高可达150× 10⁴, m³/d。

研究区山2段以曲流河三角洲前缘沉积为主, 物源主要来自盆地北部, 南部物源影响范围较小, 太原组沉积末期至山西组早期, 由于水面下降, 山2段三角洲前缘水下分流河道前端形成低位前积砂体, 砂体呈近南北展部。山2段暗色泥岩及煤层是区域上古生界主力生烃层系, 厚度大, 分布稳定, 成熟度高, 生烃潜量大, 煤系烃源岩与水下分流河道、低位前积砂体直接接触, 砂体上部泥岩发育, 形成良好直接盖层, 为山2段源内成藏提供了良好的保存条件。其储集体类型以三角洲前缘水下分流河道及低位前积体为主, 砂体由北往南呈条带展布, 延伸距离较远, 连续性相对较好, 砂岩成分成熟度及结构成熟度较高, 储集层物性相对较好, 储量规模较大, 占整个已发现储量的35%。

山1段时期北部物源继续往南部延伸, 同时南部物源向北扩张, 砂体分布范围扩大; 该时期砂体类型主要为三角洲前缘水下分流河道, 河口坝不发育, 水下分流河道以侧向迁移为主, 其宽度小且变化大, 整体横向连片性较差。与山2段一样, 山1段也属于自生自储型。山1段虽煤层不发育, 但暗色泥岩较发育, 厚度大, 分布稳定, 生烃潜量大, 同时接受下部山2段气源。受物源分异影响, 山1段砂岩成分成熟度和结构成熟度比山2段低, 储集层储集性能较差, 整体表现为低储低产的特征。

至下石盒子组沉积时期, 盆地南部物源影响范围逐渐扩大, 盒8段沉积时期, 南北2大物源体系在研究区汇聚, 储集层类型以三角洲前缘水下分流河道砂体为主, 由于沉积期地形平坦, 水浅流急, 加之水平面频繁升降, 导致水道迁移摆动频繁, 整体表现为横向连片、垂向叠置的空间展布特征。盒8段自身烃源岩不发育, 离下部主力烃源岩较近, 属于近源成藏, 由于下部主力烃源岩生烃强度大, 气源充足, 且自身砂体发育, 分布范围较广, 所以整体储量较高, 占26%, 仅次于山2段; 但因其渗透性比山2段差, 故单井产量相对较低, 通常在1× 10⁴, m³/d以内。