山前冲积扇分布于紧邻沉积物源区的鄂尔多斯盆地北部伊盟隆起构造高部位乌兰格尔凸起及盆地南部现今的秦岭山前一带(图1), 其余地区的冲积扇沉积物因后期构造抬升而剥蚀殆尽。当时古地貌较陡、地形坡降大, 以发育潮湿气候条件下的扇根、扇中亚相为主(王张华和张国栋, 1999), 扇端洼地、沼泽相泥岩因冲刷作用而保存不全(图2-A)。单扇体一般厚0.5~10 m。在秦岭山前扇根部位的陕西周至柳叶河剖面与冲积扇中心部位的E2井, 晚古生代沉积的连续性叠置扇体总厚度可达250 m以上。

扇根由具正韵律结构、厚度巨大的砾岩组成, 偶夹砂岩和泥岩。砾岩的成分成熟度和结构成熟度均较低, 砂、泥质基底式胶结。砾石以元古界藻叠层石白云岩、浅变质石英砂岩和变质泥岩为主, 大小不等, 从细砾到巨砾均有, 呈次棱角— 次圆状, 磨圆较差(图3-A)。每个正韵律沉积旋回的底部砾石对其下伏地层均有明显的冲刷, 以发育块状粒序层理为主(图2-A)。

图3

Fig.3

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图3 鄂尔多斯盆地北岔沟砂岩典型岩性特征 A— 周至柳叶河(东经: 108° 9'36.00″, 北纬: 33° 58'48.00″), 冲积扇扇根大型砾岩体, 砾石成分以蓟县系藻白云岩、长城系浅变质石英砂岩和红色浅变质泥岩为主, 杂基基底式胶结, 砾石呈次圆— 次棱角状, 砾径1~100 cm, 砾石杂乱排列, 略具正粒序结构; B— J12井, 5-81/96岩心, 湿地扇扇中辫状水道砾岩, 砾石成分以石英岩和燧石为主, 呈次圆状, 砾径0.5~5 cm, 分选差, 磨圆较好, 呈叠瓦状定向排列, 杂基胶结; C— 乌海千里山(东经: 106° 59'33.36″, 北纬: 39° 51'1.44″), 大型植物茎干印模; D— 乌海千里山, 砾质辫状河底砾岩, 砾石成分以石英岩和燧石为主, 可见变质粉砂岩和成分不明的黑色变质岩类, 呈次圆状, 砾径2~5 cm, 磨圆较好, 分选较差, 杂基胶结; E— 乌海千里山, 砾质辫状河沉积复合砂体, 由多个单砂体互相切割、紧密叠置而成, 每个单砂体可见正粒序结构, 发育槽状交错层理Fig.3 Typical rock photos showing characteristics of Beichagou Sandstone in Ordos Basin

扇中由一系列彼此叠置的砾质辫状水道砂砾岩透镜体组成, 可见颗粒支撑块状砾岩。砾石成分以石英岩和燧石为主, 砾径0.5~5 cm。与扇根相比, 砾石磨圆稍好, 砂/砾比增大, 砂岩分选较好。砾石呈叠瓦状定向排列(图3-B), 发育大型槽状交错层理, 砂砾岩透镜体增多, 单砂(砾石)层厚度0.5~1 m, 冲刷— 充填构造发育(图2-A)。

扇端沉积以砂质泥岩为主, 常夹粉砂岩和砾石层。泥岩多呈灰色, 可见碳化植物碎屑(图3-C)。扇端沉积多保存于冲积扇旋回的顶部, 一般厚1~3 m, 最厚可达十余米。

砾质辫状河为山前冲积扇与辫状河三角洲平原之间的过渡相带, 以阵发性洪水搬运沉积为主。洪水携沙量大, 沉积物粒度粗、分选差, 砾石含量高, 河床滞留沉积发育, 多形成一系列具不完整正粒序结构的细砾岩、砾状砂岩和含砾粗砂岩反复切割叠置的巨厚砂砾岩复合体。

研究区砾质辫状河以河床滞留沉积砂砾岩和心滩沉积砾状砂岩为主, 洪泛平原沉积粉砂岩和砂质泥岩等细粒沉积物欠发育。垂向上, 旋回底部一般发育厚0.5~2 m的杂基胶结中— 细砾岩, 向上为10~20 m厚的砾状砂岩和含砾粗砂岩, 顶部发育厚度较小的中— 细粒砂岩和泥质粉砂岩, 偶见砂质泥岩薄层(图2-B)。砾石以石英岩和燧石为主, 可见少量变质砂岩, 主要为细— 中砾, 多呈次圆状, 磨圆相对较好(图3-D)。旋回底部的滞留沉积对下伏地层产生明显冲刷, 发育大型槽状交错层理(图3-E)。泥岩多呈灰色与深灰色, 发育碳化植物碎屑和薄煤层, 砂岩中可见大型植物印模(图3-C)。

砾质辫状河沉积主要发育于盆地北部伊盟隆起南坡和乌海千里山一带(图1), 盆地南部因汾渭地堑的断裂作用而深埋地下, 至今未被揭露。

3.3.1 辫状河三角洲平原

辫状河三角洲平原是北岔沟砂岩的主要沉积相带, 以发育河道心滩沉积为主, 心滩之下为底砾岩(图2-C; 图4-A, 4-B, 4-C), 槽状、楔状、板状交错层理和平行层理(图5-A, 5-B, 5-C, 5-D)等高流态牵引流沉积构造发育, 泥岩夹层少且薄(图4-E; 图5-E), 为典型的水浅流急的辫状河沉积。岩性以含砾粗砂岩和砾状砂岩为主, 发育少量细砾岩(图4-B, 4-C)。颗粒呈次圆— 次棱角状, 分选中等— 差, 结构成熟度较低, 具近源短距离搬运、高能环境快速沉积特点。粒度概率曲线(图6-A)以两段式为主, 少量三段式, 跳跃搬运组分占99%左右。在C-M图(图6-B)上, 样品点多位于递变跳跃移动段(QR段), 其次为推移段(PQ段), 进一步说明其沉积环境水动力条件较强, 沉积载荷包括了推移质、跃移质和悬移质3种组分, 但以跃移质为主, 为距离物源区较近的以河道牵引流为主的沉积。

图4

Fig.4

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图4 鄂尔多斯盆地中北部地区北岔沟砂岩典型沉积特征 A— 保德桥头(东经: 111° 8'51.40″, 北纬: 38° 56'27.78″), 北岔沟砂岩底砾岩, 砾石成分以石英岩和燧石为主, 见碳质泥岩和煤岩角砾, 砾径0.5~2 cm, 砾石呈次棱角状, 砂、泥质等杂基胶结; B— Z51井, 2939.72 m, 岩心, 砾状砂岩, 砾石成分以石英岩和燧石为主, 可见变质砂岩, 砾径0.5~0.8 cm, 砾石呈次圆— 次棱角状, 杂基胶结, 可见明显的正粒序结构; C— 保德桥头, 北岔沟砂岩底砾岩与砂岩之间的过渡层, 发育多个由砾岩到砂岩的正旋回, 旋回底部发育下凹形冲刷面, 冲刷面之上由细砾岩逐渐变为含砾砂岩, 厚度较大的旋回中发育槽状交错层理; D— 石嘴山沙巴台(东经: 106° 35'35.92″, 北纬: 39° 18'42″), 单砂体厚20~50 cm, 横向延伸5~15 m, 单砂体之间互相切割, 反复叠置, 由下向上单砂体规模有逐渐减小趋势; E— 准格尔旗黑黛沟(东经: 111° 17'51.85″, 北纬: 39° 43'27.22″), 北岔沟砂岩分上、下2个旋回: 下部旋回砂体顶平底凸, 具典型河谷充填特征, 下切河谷宽缓但不对称, 河道下切深度大于5 m, 河道砂体有侧向加积叠加现象; 上部旋回为河谷填平补齐后的游荡性河流沉积, 砂体厚度、岩性和横向延伸都较稳定Fig.4 Typical sedimentary characteristics of the Beichagou Sandstone in central and northern Ordos Basin

图5

Fig.5

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图5 鄂尔多斯盆地北岔沟砂岩沉积时期辫状河三角洲平原河道亚相典型沉积特征 A— Z49井, 5-18/99岩心, 具正粒序结构的含砾粗砂岩, 发育槽状交错层理; B— S77-2-15井, 3038.34 m岩心, 楔状交错层理, 由具正粒序结构的含砾粗砂岩组成交错层理, 层理之间发育泥质纹层; C— Z51井, 2932.99 m岩心, 浅灰色含砾粗粒石英砂岩, 发育板状交错层理, 层理间以黑色泥质纹层相隔; D— S77-3-9井, 3012.3 m岩心, 具正粒序结构的粗砂岩, 平行层理发育, 层理之间发育泥质纹层; E— 府谷天生桥(东经: 111° 6'58.11″, 北纬: 39° 3'0.70″), 砂岩中次级旋回砂体呈冲刷、切割、叠置关系(横切河谷方向), 每个旋回对下伏地层都有不同程度的冲刷、切割, 可见多处对下伏地层冲刷但不沉积的沉积物过路现 象(2个冲刷面之间发育碳质泥岩, 但下部冲刷面之上不发育砂岩沉积)Fig.5 Typical sedimentary characteristcs of braided river delta plain during the depositional period of Beichagou Sandstone in Ordos Basin

图6

Fig.6

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	图6 鄂尔多斯盆地北岔沟砂岩中的辫状河三角洲平原亚相粒度概率曲线与C-M图Fig.6 Granularity probability curves and C-M diagram of braided river delta plain in Beichagou Sandstone in Ordos Basin

在纵向上, 可分为上、下2个规模较大的沉积旋回(岩层组)(图4-E), 并可进一步分为短期(岩层)和厚度不足50 cm的超短期旋回(纹层组)(图2-C; 图4-D, 4-E; 图5-E)。下部旋回为典型的下切河谷沉积, 砂岩叠置厚度达10~25 m, 但复合砂体宽度仅数十米至数百米, 发育井点和露头点也较少。上部旋回为下部旋回填平补偿作用后的游荡性河流沉积, 虽叠置砂体厚度仅10~15 m, 但砂体横向分布比较稳定, 复合砂体宽度可达3~5 km, 呈复合连片分布, 在绝大部分露头和井点均发育。这2个旋回之间为0.5~2 m厚的碳质泥岩隔层(图4-E), 上、下围岩及其中的泥岩夹层均为灰黑色碳质泥岩, 且发育大量煤层, 说明其是潮湿气候条件下的沉积。

在鄂尔多斯盆地北部, 辫状河三角洲平原沉积发育于乌海— 鄂托克旗— 准格尔旗一线以南、灵武— 鄂托克前旗— 靖边— 临县以北的广大地区。在盆地南部, 辫状河三角洲平原沉积仅发育于渭北隆起中东部及沙井子— 庆阳— 正宁— 宜君— 韩城一线以南地区。辫状河三角洲平原沉积露头可见于鄂尔多斯盆地东缘准格尔旗南部、府谷、保德、兴县、临县, 盆地西缘贺兰山北段及盆地南部淳化附近(图1 )。

3.3.2 辫状河三角洲前缘

三角洲前缘坡度平缓, 沉积水体较浅, 水深的微小变化就能引起湖岸线位置的大幅度南北迁移, 为具有一定宽度的过渡带(张鹏飞等, 2001; 陈洪德等, 2011)。该相带的主体以水下分流河道和远砂坝沉积为主, 局部发育河口坝沉积(图2-D, 2-E), 下切河谷基本消失。

水下分流河道沉积以山西柳林成家庄和子洲气田(图1)最为典型。在成家庄剖面, 其由多期水下分流河道砂体叠置而成, 复合砂体厚10 m左右, 底部可见发育不稳定的底砾岩, 常见硅化木及大型树干印模化石, 发育槽状、楔状和板状交错层理; 复合砂体中发育水道冲刷充填构造(图7-A至7-D); 砂体顶部发育粉— 细砂岩(图8-E)和分流间湾沉积碳质泥岩。

图7

Fig.7

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图7 鄂尔多斯盆地北岔沟砂岩沉积时期辫状河三角洲前缘相典型沉积特征 A— 柳林成家庄(东经: 110° 52'26.99″, 北纬: 37° 33'13.15″), 三角洲前缘水下分流河道沉积砂体, 由中— 薄层单砂体反复叠置而成, 单砂体之间叠置紧密, 砂体间具明显冲刷现象, 单砂体具正旋回结构, 发育槽状交错层理; B— 柳林成家庄, 北岔沟砂岩底部大型槽状交错层理; C— 柳林成家庄, 北岔沟砂岩中的板状交错层理, 层系顶底面近平行, 层理之间发育泥岩纹层; D— 柳林成家庄, 北岔沟砂岩中的水道冲刷充填构造, 水道冲蚀掉两个沉积旋回砂体, 水道充填砂体具正粒序结构, 水道内及下伏砂体中均可见槽状交错层理; E— 子洲气田Q2井山 23岩心, 浅灰白色粗粒石英砂岩, 发育双向对偶交错层理, 交错层系内部的纹层理厚度仅1 cm左右, 层理间为黑色泥质纹层相隔; F— 子洲气田Sh215井山 23岩心, 浅灰白色粗粒石英砂岩, 板状交错层理砂岩之间发育具冲洗层理的浅灰色细砂岩夹层, 冲洗层理厚度 仅2~3 mm, 层理之间发育黑色泥质纹层Fig.7 Typical sedimentary characteristics of braided river delta front during the depositional period of Beichagou Sandstone in Ordos Basin

图8

Fig.8

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图8 鄂尔多斯盆地中南部北岔沟砂岩典型沉积特征 A— 蒲县黑龙关(东经: 111° 17'21.48″, 北纬: 36° 17'24.65″), 横切古水流方向, 呈透镜状成群分布的北岔沟砂岩远砂坝砂体, 相邻砂体之间高低有别, 但都与太原组顶部具反旋回特征的沙滩砂呈冲刷接触, 砂体厚度5~10 m, 横向延伸范围不足100 m; B— 淳化口镇(东经: 108° 41'59.33″, 北纬: 34° 42'42.97″), 由互相冲刷, 紧密叠置的单砂体组成的北岔沟砂岩复合砂体, 单砂体厚度20~50 cm, 复合砂体厚度超过20 m; C— 韩城澽水河(东经: 110° 24'22.03″, 北纬: 35° 28'39.45″), 由互相冲刷、反复叠置的单砂体组成的北岔沟砂岩复合砂体, 分2个旋回: 下部旋回单砂体厚度仅20~30 cm, 发育板状、楔状交错层理; 上旋回单砂体厚度50 cm左右, 发育槽状交错层理; D— 乡宁王家凹(东经: 110° 58'29.12″, 北纬: 35° 55'29.02″), 发育向2个方向倾斜的板状交错层理, 交错层理之间夹具冲洗层理的潮坪沉积粉砂岩及泥岩薄层, 单砂体厚度仅20 cm左右, 复合砂体厚度不足1 m; E— 柳林成家庄(东经: 110° 52'26.98″, 北纬: 37° 33'13.13″), 三角洲前缘席状砂岩, 粉— 细粒结构, 由粉细砂和泥质纹层构成水平层理, 砂岩层厚1~4 cm, 泥质纹层厚度1~2 mm; F— 蒲县黑龙关, 北岔沟砂岩之上泥灰岩中的腕足类化石Fig.8 Typical sedimentary characteristics of the Beichagou Sandstone in central and southern Ordos Basin

单砂体厚20~80 cm(图7-A), 宽度50~100 m, 且绝大部分单砂体都具有完整的粗砂岩— 中砂岩— 细砂岩— 粉砂岩— 泥岩的正粒序结构。在子洲气田钻井中, 北岔沟砂岩岩性与三角洲平原类似, 为含砾粗粒纯石英砂岩, 纵向上呈一定的粗细变化(图2-D; 图7-E, 7-F)。复合砂体的底砾岩厚度在0.5 m以上, 碎屑石英含量高达90%~95%, 硅质岩岩屑含量5%~10%, 分选更好, 泥质胶结物和杂基含量更低。自然伽马曲线呈平滑的直线, 绝对值仅30 API左右(图2-D)。岩心柱面可见板状交错层理、双向对偶交错层理和冲洗层理(图7-E, 7-F)。

河口坝沉积仅见于子洲气田主砂带侧翼分流间湾附近, 以G25-16井最典型(图2-F)。岩性为细— 粗粒石英砂岩, 顶部发育细砾岩, 反旋回结构特征明显。砂岩段发育低角度楔状、槽状交错层理和微波状层理, 顶部砾岩段发育块状层理, 可见碳化植物茎干化石。说明沉积水体仍主要受河流控制, 能量较高。

在位于三角洲前缘与浅湖区过渡带的山西蒲县黑龙关(图1), 发育透镜状远砂坝砂体。该复合砂体由单层厚度约50~80 cm的小型水道沉积砂体叠置而成, 厚5~8 m, 横向延伸50~100 m左右即很快尖灭, 但相隔不远又重新出现。单砂体之间冲刷现象明显、叠置紧密, 底部以粗粒石英砂岩为主, 顶部为细砂或粉砂岩, 具清晰的正粒序结构。复合砂体内部基本不发育泥岩隔夹层, 底部与太原组顶部的粉— 细砂岩呈冲刷接触。相邻复合砂体大小相近, 但相对位置高低不一(图8-A), 具有明显的先后沉积次序, 反映水下分流河道末端频繁的废弃与改道现象。

在蒲县以西的山西永和、大宁煤层气探区, 也发育成群分布、宽度仅100~300 m、长度小于5 km、厚度2~8 m的长透镜状孤立砂体。其长轴方向与上游的水下分流河道方向一致, 而在横切水下分流河道方向, 砂体呈近平行或发散状排列, 被分布稳定的泥岩分隔。该类砂体的岩性和沉积构造与水下分流河道沉积无明显差别, 但互相孤立、顺古流向断续分布、上覆泥灰岩中见海相腕足类化石(图8-F), 表明其应为三角洲前缘末端在洪水期事件沉积的远砂坝砂体。

在鄂尔多斯盆地北部, 三角洲前缘沉积相区主要位于灵武— 鄂托克前旗— 靖边— 临县以南至甜水堡— 吴起— 甘泉— 宜川— 乡宁一线以北; 而在盆地南部, 三角洲前缘相带较窄, 分布于沙井子— 庆阳— 正宁— 宜君— 韩城以北至环县— 合水— 洛川一线之间。该类沉积砂体在盆地东缘与东南缘柳林、中阳、石楼、蒲县、河津、韩城, 盆地西缘盐池太阳山、环县石板沟一带均有出露(图1)。

3.3.3 前三角洲(浅湖)

该相区位于鄂尔多斯盆地北部和南部三角洲体系的交汇区(图9), 以发育浅湖相(海相)泥岩为主, 局部发育薄层席状砂体。其典型沉积主要出露于山西乡宁一带(图1)。在乡宁下善甘草山和蒲县黑龙关, 北岔沟砂岩之上的黑色泥岩和泥灰岩中发育海相夹层, 可见瓣鳃类、腕足类、鲎类等海相动物化石和昆虫、植物等陆相动植物化石(王柏林和张志存, 1983; 叶黎明等, 2008)(图8-F)。在甘草山以南约8 km的乡宁东山王家凹(图1), 北岔沟砂岩厚度仅1 m左右, 复合砂体由发育双向小型板状和低角度楔状交错层理细砂岩及发育冲洗层理的粉砂岩叠置而成(图8-D), 为潮坪背景下的小型潮道或前三角洲席状沙沉积砂体。

图9

Fig.9

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	图9 鄂尔多斯盆地北岔沟砂岩沉积相分布(A)与砂带展布(B)Fig.9 Sedimentary facies(A)and sand belts distribution(B)of the Beichagou Sandstone in Ordos Basin

鄂尔多斯盆地内部前三角洲沉积区钻井资料较少, 分布范围主要根据钻井资料划定的南北两大三角洲沉积体系的边界而定。少量钻井资料显示, 前三角洲岩性以浅湖湘(海相)泥岩为主, 发育厚1~2 m的席状砂或潮坪沉积砂体。

冲积扇仅分布于内蒙古杭锦旗以北的乌兰格尔凸起(图1; 图9)和秦岭山前的陕西周至柳叶河一带, 砂砾岩厚度大、砂(砾)/地比高。扇根砾岩的砾石成分复杂、大小悬殊(图2-A; 图3-A), 而扇中辫状水道砾岩的砾石多呈叠瓦状定向排列, 中、粗砾之间为细砾和砾状砂充填(图2-A; 图3-B), 砂(砾)岩累计厚度可达25 m以上(图9)。

砾质辫状河沉积相带位于冲积扇周围, 在伊盟隆起上的4大三角洲体系的根部均有分布(图9)。砂砾岩厚度大, 砂(砾)/地比高, 砾石成分单一、分选磨圆较好, 砂岩粒度粗, 沉积构造以块状粒序层理和槽状交错层理为主(图2-B; 图3-D, 3-E)。除鄂托克旗— 定边— 吴起三角洲以外, 其余3个三角洲的砾质辫状河沉积砂砾岩体的规模都较大, 砂砾岩厚度均在20 m以上(图9)。

辫状河三角洲平原和前缘是山前冲积扇与砾质辫状河向盆地汇水区的自然延伸。随着搬运距离的不断增加和自然坡降的逐渐减小, 水流能量持续减弱, 沉积物粒度由砾质辫状河外缘的砾状砂岩(图2-B; 图3-D, 3-E)变为三角洲平原的含砾粗砂岩和三角洲前缘的粗砂岩与中细砂岩(图2-C, 2-D, 2-E; 图4-A, 4-B, 4-C; 图6; 图7-E, 7-F), 砂体底部的河床滞留沉积底砾岩由厚达数米至逐渐消失, 砂岩中的石英含量由不足90%增加至95%以上, 沉积构造由以块状粒序层理和大型槽状交错层理(图3-E)为主变为以小型槽状、板状交错层理和平行层理为主(图5-A至5-D; 图7-A至8-E), 自然伽马测井曲线由微齿形箱状变为平滑的箱状(图2-C, 2-D)。受物源条件和流域面积影响, 盆地北部4大三角洲体系的规模大小、砂岩发育程度存在较大差异(图9), 自西向东各三角洲沉积砂岩的石英含量逐渐降低。

乌海— 石嘴山— 甜水堡三角洲位于盆地北部三角洲体系的最西端, 其三角洲平原从宁蒙交界的宁夏惠农一直延伸至宁夏灵武以南的石沟驿附近, 三角洲前缘相区继续向南延伸至甘肃环县甜水堡一带, 南北延伸约250 km。该三角洲物源供给充分, 砂带宽度约100 km, 砂岩厚度25~45 m(图9), 砂带核心部位砂地比大于75%, 石英含量可达95%左右。

鄂托克旗— 定边— 吴起三角洲在盆地北部规模最小, 其三角洲平原从内蒙古鄂托克旗向南延伸至陕西定边一带结束, 三角洲前缘可延伸至陕西吴起附近, 南北延伸200 km左右。由于物源供应不足, 三角洲平原辫状河道的规模较小, 且河道频繁分叉, 砂岩厚度仅5~10 m, 砂地比30%左右。三角洲前缘水下分流河道沉积欠发育, 取而代之的是相对孤立且厚度不足10 m、但数量众多的远砂坝沉积砂体(图9)。

杭锦旗— 榆林— 子洲— 清涧— 永和— 吉县三角洲位于盆地北部三角洲体系的中部偏东部位, 在全盆地规模最大、砂岩最发育。其三角洲平原从盆地最北部的内蒙古杭锦旗向南延伸至陕西靖边、榆林一带, 三角洲前缘则进一步向南延伸至陕西甘泉、宜川和山西吉县、乡宁、蒲县一带, 南北向延伸超过400 km。三角洲平原发育多个并列的主河道; 三角洲前缘通过水下分流河道的频繁改道, 形成了宽度超过200 km的超大型前缘复合砂带, 顺古流向砂体厚度稳定、连续性好。三角洲平原下切河谷沉积发育, 砂岩总厚度15~25 m, 砂地比25%~70%(图9), 以含砾粗砂岩和砾状砂岩为主, 底砾岩发育(图2-C; 图4-B; 图6), 砂岩石英含量90%左右。三角洲前缘水下分流河道、河口坝和远砂坝(图2-D, 2-E; 图8-A)等沉积微相发育齐全, 砂岩厚度降至10 m左右, 但砂地比仍可达25%~55%(图9), 石英含量升至95%以上; 砂岩粒度以粗砂— 中砂为主(图7-E, 7-F), 砂岩中含海相生物化石碎片(叶黎明等, 2008)。

鄂尔多斯— 准格尔旗— 临县— 柳林三角洲在盆地北部最靠东, 三角洲平原从内蒙古鄂尔多斯向南延伸至陕西佳县和山西临县、兴县一带, 南北长150 km左右, 东西宽度130 km。三角洲前缘继续向南延伸至柳林、石楼一带。该三角洲平原亦发育多个主河道, 顺古流向砂体连续性好, 砂岩厚度10~20 m, 砂地比25%~55%。三角洲前缘砂岩厚度10 m左右, 砂地比50%左右(图9)。砂岩粒度和沉积构造与其他三角洲类似(图4-A, 4-C, 4-E; 图5-E; 图7-A至7-D), 但石英含量不足80%, 岩屑含量达20%左右。

由于华北地台南缘与西南缘物源区在晚石炭世和早中二叠世的隆升幅度与粗碎屑物的供应丰度都远小于地台北部, 鄂尔多斯盆地南部的6个三角洲沉积体系的波及范围也仅局限于现今盆地的南部和西南部边缘附近, 向北延伸仅100 km左右, 砂体规模明显减小。根据渭北隆起东段、吕梁隆起南段和盆地西缘南部(图1)的露头特征与掩埋区的少量钻井资料, 大致判断三角洲平原与前缘的界限在甘肃环县以西的沙井子— 庆阳— 正宁— 陕西宜君— 韩城一线附近(图9)。

在接近三角洲沉积体系根部的淳化口镇(图1), 北岔沟砂岩厚度超过20 m, 砂地比大于75%, 岩性为含砾粗粒石英砂岩。与盆地北部三角洲平原河道沉积类似, 复合砂体由单砂体反复叠置而成, 单砂体厚度30~50 cm, 宽度20~50 m, 砂体叠置紧密, 单砂体之间基本不发育泥岩隔夹层。钻井资料显示, 该三角洲平原腹地的北岔沟砂岩厚度一般仅5~8 m, 砂地比仅30%左右(图9)。

位于三角洲平原与前缘过渡部位的陕西韩城竹园村澽水河(图1), 北岔沟砂岩具明显顶平底凸的下切河谷沉积特征, 岩性以含砾粗粒石英砂岩为主, 发育槽状、楔状及板状交错层理(图8-C), 根据其上覆灰绿色泥岩中含海相化石推测其为三角洲前缘水下分流河道沉积。该剖面砂岩最大厚度10 m左右, 砂体向河道一侧横向延伸500 m左右即尖灭, 向另一侧相变为薄层中细砂岩。

位于三角州前缘相区的盆地西缘南段甘肃环县石板沟与东南缘河津船窝剖面(图1), 北岔沟砂岩厚度仅2~5 m, 岩性为中— 细粒石英砂岩。复合砂体也是由多期河道砂体叠置而成, 单砂体厚度仅30 cm左右, 宽度30 m左右, 具明显的正粒序结构, 不发育泥岩夹层。

位于吴起— 宜川一线以南和环县— 合水— 洛川一线以北, 宽度仅25~85 km(图9), 以发育浅湖相碳质泥岩为主, 夹海相钙质泥岩和硅质岩, 泥岩中动植物化石丰富(王柏林和张志存, 1983; 叶黎明等, 2008)。该相带发育以粉细砂岩为主、厚度不足5 m的前三角洲沉积席状砂坝和潮坪砂体(图8-D), 砂地比仅10%左右。

北岔沟砂岩中除发育大量石英、燧石等刚性碎屑颗粒外, 还发育少量长石、角闪石等火成岩岩屑和中基性凝灰质等易溶组分及沉积变质岩、沉积岩等软岩屑(刘锐娥等, 2006; 包洪平等, 2007; 杨奕华等, 2008)。

受各三角洲沉积体系之间物源区母岩岩性、风化程度差异和沉积环境水动力条件强弱变化的影响, 各砂带北岔沟砂岩的碎屑组分类型和含量都有较大差别(图10)(陈安清等, 2011; 陈全红等, 2012), 导致储集层岩性和物性也有明显变化。其中, 杭锦旗— 榆林— 子洲— 清涧— 永和— 吉县辫状河三角洲主砂带砂岩不仅石英平均含量超过90%(个别样品大于98%), 还发育可观的火成岩等易溶岩屑(2%左右); 乌海— 石嘴山— 甜水堡辫状河三角洲主砂带砂岩的石英平均含量更高, 但易溶岩屑含量较低; 而其余2个三角洲主砂带砂岩的石英含量则不足80%, 沉积变质岩、沉积岩等软岩屑含量却高达20%左右, 易溶岩屑含量也很低(图10)。

图10

Fig.10

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	图10 鄂尔多斯盆地早二叠世沉积物源分区(据陈全红等, 2012, 有修改)Fig.10 Provenance zone of the Early Permian in Ordos Basin(modified from Chen et al., 2012)

石英含量较高砂带的砂岩在经过成岩早期的强烈压实作用后, 仍不同程度地保留了大量残余粒间孔(图11-A, 11-C); 而石英含量较低的砂岩, 石英等刚性颗粒之间都挤进了易变形的变质岩和沉积岩等软岩屑, 个别样品还可见碎屑颗粒的定向排列现象, 原生粒间孔也基本被大量杂基充填。除压实作用外, 胶结作用也是影响储集层物性好坏的关键因素, 石英含量高的砂岩胶结作用以石英次生加大胶结为主, 发育化学沉淀高岭石胶结物, 而沉积岩、变质岩岩屑含量较高的岩屑石英砂岩则以杂基基底式胶结和方解石连晶胶结为主(刘锐娥等, 2006; 包洪平等, 2007; 杨奕华等, 2008)。经过成岩中晚期的胶结作用以后, 纯石英砂岩仍残余部分原生粒间孔隙(图11-A, 11-C), 岩屑石英砂岩的原生孔隙则基本消失殆尽, 这就是石英含量较低、软岩屑和杂基含量较高的鄂托克旗— 定边— 吴起三角洲和鄂尔多斯— 准格尔旗— 临县— 柳林三角洲砂岩储集能力较差、形不成大规模天然气聚集的主要原因。

图11

Fig.11

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图11 鄂尔多斯盆地北岔沟砂岩显微特征 A— 陕211井, 2920.73 m, 铸体薄片, 单偏光× 20, 粗粒石英砂岩, 硅质胶结为主, 局部可见高岭石胶结, 颗粒间呈镶嵌接触, 发育残余粒间孔、岩屑溶孔和高岭石晶间孔; B— 榆38井, 3105.89 m, 铸体薄片, 正交偏光, 中粒石英砂岩, 硅质连晶胶结, 颗粒间呈镶嵌接触, 岩性致密; C— 苏77-27-1井, 2971.12 m, 扫描电镜, 残余粒间孔中充填次生石英晶体, 次生石英晶体表面附着毛发状伊利石; D— 苏77-27-1井, 2969.18 m, 扫描电镜, 岩屑溶蚀孔隙, 毛发状伊利石、菱铁矿及次生石英晶体对溶孔部分充填; E— 苏77-27-1井, 2971.12 m, 扫描电镜, 化学沉淀书页状高岭石集合体充填于粒间孔隙中, 颗粒表面附着片丝状伊利石, 高岭石晶间孔发育; F— 苏77-2-15井, 3037.25 m, 扫描电镜, 石英次生加大普遍且强烈, 颗粒之间呈镶嵌接触Fig.11 Micro characteristics of the Beichagou Sandstone in Ordos Basin

在石炭系— 二叠系煤系烃源岩生烃高峰期, 有大量酸性地层水伴随天然气的运移排入储集砂岩中。前述石英含量高且经历了机械压实和胶结作用后仍保留部分残余粒间孔的石英砂岩, 有利于酸性地层水在其中顺畅地流动, 而原生孔隙基本消失殆尽的岩屑石英砂岩则不具备酸性地层水的自由流动条件。石英砂岩中的火成岩岩屑和中基性凝灰质等易溶组分经早期蚀变与化学沉淀形成的高岭石占据了部分残余粒间孔(图11-E), 一定程度上阻止了硅质胶结物的进一步生成, 但易溶组分的进一步溶蚀又产生了大量次生溶孔(图11-D)。这些次生溶孔和高岭石晶间孔可有效改善砂岩的储集能力(包洪平等, 2007; 杨奕华等, 2008), 这就是火成岩岩屑等易溶组分含量较高的杭锦旗— 榆林— 子州— 清涧— 永和— 吉县三角洲主砂带的砂岩能形成物性较好的储集层的主要原因, 也是其能够高产稳产的关键因素。

火成岩岩屑和中基性凝灰质等易溶组分溶蚀蚀变后, 会产生呈胶体状态的硅质残余物。这些硅质胶体随地层水进一步流动, 在适当的条件下可沉淀于石英颗粒表面, 使石英颗粒周缘已形成的石英加大边进一步生长、加大(包洪平等, 2007; 杨奕华等, 2008)。不含或易溶组分含量较少的纯石英砂岩, 经过石英加大边的反复生长, 最终会形成硅质连晶胶结(图11-B, 11-F), 颗粒之间的残余粒间孔隙会逐渐被胶结物占据, 最终失去储集能力, 这就是火成岩岩屑含量较低的乌海— 石嘴山— 甜水堡三角洲砂岩物性相对较差, 也形不成大规模天然气聚集的重要原因。

在经历过上述成岩作用以后, 杭锦旗— 榆林— 子洲— 清涧— 永和— 吉县砂带的砂岩不仅保留了部分残余粒间孔, 还形成了大量溶蚀蚀变孔隙, 储集物性在4个砂带中最好; 鄂托克旗— 定边— 吴起和鄂尔多斯— 准格尔旗— 临县— 柳林砂带因石英等刚性颗粒含量较低, 杂基含量高, 胶结致密, 溶蚀孔隙也不发育, 物性最差; 乌海— 石嘴山— 甜水堡三角洲砂体, 因火成岩岩屑含量较低, 成岩中晚期残余的少量粒间孔被酸性地层水成岩期产生的硅质胶结物进一步胶结而变致密, 储集物性也较差; 盆地南部物源区的6个砂带的石英砂岩的成岩作用研究程度较低, 至今没钻遇物性较好的储集层, 其有利储集空间成因及其展布规律尚不清楚。

烃源岩演化和成藏地质规律研究结果(付金华等, 2008; 郝蜀民等, 2016)表明, 鄂尔多斯盆地晚古生代煤系烃源岩具有广覆式生烃和近距离运移成藏的特点。与北岔沟砂岩相伴的石炭系本溪组和二叠系太原组、山西组煤系烃源岩都比较发育, 其生成的大量天然气就近运移至北岔沟砂岩是最简单、直接和容易的成藏方式。只要北岔沟砂岩有一定规模、储集空间足够大, 其中聚集的天然气不在成藏之后的构造活动中大规模逸散破坏, 就有发现天然气藏的可能。这也是目前为止, 鄂尔多斯盆地北岔沟砂岩中储量规模最大、产量最高的气藏都集中出现在复合砂体规模最大、砂体横向延伸稳定、砂岩储集物性最好的杭锦旗— 榆林— 清涧— 永和— 吉县主砂带的重要原因。