鄂尔多斯盆地本溪组潮汐-三角洲复合砂体沉积环境

侯云东,陈安清,赵伟波,董国栋,杨　帅,徐胜林,高志东,李富祥,刘新昕,张晓星

(1.低渗透油气田勘探开发国家工程实验室，西安 710018；2.中国石油长庆油田公司 勘探开发研究院，西安 710018；3.油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)，成都 610059)

在鄂尔多斯盆地，继1989年发现下古生界奥陶系顶部岩溶风化壳气藏——靖边气田后，陆续发现了上古生界苏里格气田、榆林气田、米脂气田、大牛地气田等。天然气产量已占鄂尔多斯盆地油气当量的半壁江山。上古生界气田群的发现，得益于大型浅水河流-三角洲沉积成藏理论的指导。据2010年的石油天然气评价结果，鄂尔多斯盆地天然气资源量达15.16×1012m3 [1]，是中国四大天然气产区之一，而保持上古生界致密气田长期稳产是当前面临的一大挑战。因此，进一步扩大气田勘探范围和寻找新的勘探层系是首要任务。

上石炭统本溪组不但是鄂尔多斯盆地重要的气源层系，也发育着畔沟段和晋祠段2套规模较大的砂体。近期的勘探表明，畔沟砂体和晋祠砂体都有着丰富的油气显示。虽然本溪组油气显示发现由来已久，但其油气勘探受对砂体发育规律和天然气成藏规律认识不足所制约。初步的研究表明，本溪组的天然气成藏与山西组-石盒子组的大型浅水三角洲沉积成藏理论截然不同。本溪组砂体的连片性明显不如山西组-石盒子组的大型河流-三角洲成因的毯式砂体，其砂体受海流环境影响明显，潮汐改造作用将砂体切割成了砂坝群，其成藏模式多为源内成藏。本文着重讨论本溪组砂体沉积环境及发育规律。以前的研究大多认为本溪组的砂体为障壁岛-潟湖海岸沉积体系[2-8]，仅有少数研究认为本溪组在开阔陆表海背景下发育了潮控海湾-三角洲体系[9]。本文通过精细的观察解析野外露头和岩心的沉积构造标志，以及高密度的钻井砂体厚度统计，结合本溪组潮汐-三角洲复合体系下的多种沉积相标志，分析鄂尔多斯盆地东部本溪组南、北砂体发育的差异性及其潮汐-三角洲复合体系对砂体的控制作用。

1　地质背景

研究区地处华北板块西部的鄂尔多斯盆地东部(图1)，北至准格尔旗、南抵韩城、西临定边、东达中阳，主体位于伊陕斜坡Ⅱ级构造单元。本溪组覆于奥陶系马家沟组碳酸盐岩顶部风化壳之上，岩性以深灰色或灰黑色泥页岩和浅灰色或灰白色石英砂岩为主，夹灰岩层及煤层，底部为铁铝质黏土岩层，总沉积厚度一般在30～70 m，划分为湖田段、畔沟段和晋祠段3个岩性段，其分布受盆地的中央古隆起控制，在古隆起东侧呈向东开口的半环形，厚度由西向东逐渐增大[7,10]。

本溪组是华北陆表海结束早古生代以碳酸盐岩为主导的沉积地层后的第一套以碎屑岩沉积为主导的地层，形成于华北克拉通受加里东晚期约150 Ma暴露风化后的再次海侵作用背景[11]。受北缘亚洲洋和南缘北秦岭洋关闭的影响，南北缘的造山带开始为盆地提供碎屑物源[12-15]，因此在畔沟段底部和晋祠段底部发育了2套较大的砂体。受海侵作用的影响，也发育了多套灰岩夹层，其中的2套大致能够进行区域对比；同时，在晚古生代全球聚煤背景下，发育了本溪组顶部的8号主力煤层[9,16]。

图1　研究区位置、古地理背景及资料点图Fig.1　Map showing the location,paleo-geographic background and data collecting sites in the study area(古地理背景图据李洁[10]修改)

2　沉积环境标志

本次研究观察了盆地东缘的8条野外剖面和45口钻井岩心。野外剖面由南而北分别为涺水河、上峪口、关家崖、扒楼沟、海则庙和龙王沟等剖面。钻井包括鄂50井、米28井、桃11井、莲45井、宜53井等等，较均匀地覆盖了整个研究区。

2.1　潮汐环境

在野外露头和钻井岩心中不但发现了潮汐成因的羽状交错层理、脉状层理、波状层理、透镜状层理，还发现了风暴潮成因的丘状层理、软沉积物变形构造及泥岩中的石英漂砾。潮汐成因的相关构造在研究区南部最为发育，在北部相对较少。

羽状交错层理：虽然羽状交错层理不容易被保存，但在露头剖面和钻井岩心中皆有发现，代表了较强的潮汐作用环境。如韩城涺水河剖面巨厚的晋祠砂岩中的羽状交错层理，由于发育于成熟度高的石英砂岩中，细层没有明显的成分差异，层理构造不是很明显。这也可能是这一反映潮汐砂坝的典型层理构造在以往的研究中被忽略的原因。虽然该交错层理只是隐约可见，但是通过近距离的观察，仍能识别出上下相邻的两组纹层的倾向相反，形态上呈羽毛状(图2-A)。两组纹层的倾向代表了相反的涨潮、落潮水流方向。羽状交错层理通常发育在潮间带下部及潮汐通道中。

潮汐层理：包括脉状层理、波状层理、透镜状层理，一般发育于上潮间带以上以细粒沉积物为主的地带。即潮汐能明显降低后，涨潮、落潮过程中砂、泥的分配差异而形成3种不同砂泥含量的层理构造(图2-B、C、D)。潮汐层理发育比较广泛，不但在以往认为的障壁岛后的潟湖区有发育，在以往认为的东部障壁岛发育区也常见。这也反映东部砂体并不是形成于持续高能的波浪作用带，而是形成于间歇性高能为主导的沉积环境。

其他层理构造：除上述2种潮汐成因的层理外，本溪组还发育风暴潮环境的非正常水动力成因的层理构造，包括丘状层理、泥岩中的石英漂砾、花状砾石构造、高跟鞋构造和软沉积物变形构造。丘状层理是风暴浪所形成的一种重要的原生沉积构造，由较大的宽缓波状层系组成，形态上呈向上隆起的圆丘状。丘状层理构造发现于府谷海则庙剖面的晋祠段粉细砂岩中(图2-E)，向上拱起的圆丘高约20 cm，宽约1 m；其底部与下伏块状砂岩呈侵蚀接触，上覆具有潮汐层理的细粒沉积层。在研究区南部的露头剖面或钻井的畔沟段中，砾石较为发育，砾石成分几乎全为石英，磨圆度好；砾石常以砾岩层、含砾泥岩或含砾砂岩的形式出现。发育了代表风暴浪成因的花状砾石构造(图2-F)和风暴潮渠成因的高跟鞋构造(图2-G)。值得注意的是，部分高成熟度的砾石呈漂浮状发育于泥岩中(图2-H)。如此高成熟度的砾石漂浮于泥岩中，并不好用近源冲积扇加以解释；结合其他风暴成因沉积构造，认为更可能是风暴作用将砾石卷入到泥质沉积物中。在本溪组的砂岩中，也发现不少软沉积物变形构造，如砂球(图2-I)、层内微断层(图2-J)、布丁构造(图2-K)和不规则变形构造(图2-L)。软沉积物变形构造被认为是同沉积期的地震、风暴、滑塌等同沉积事件的结果。根据当时的沉积背景，它们最可能是风暴潮或者大型涌潮作用所致。

图2　鄂尔多斯盆地东部本溪组潮汐沉积标志Fig.2　The tidal environment marks of the Benxi Formation in the eastern Ordos Basin(A)羽状交错层理，晋祠段，韩城涺水河;(B)脉状层理，晋祠段，韩城涺水河;(C)波状层理，神54井;(D)透镜状层理，神54井;(E)丘状层理，晋祠段，府谷海则庙;(F)花状砾石构造，畔沟段，韩城涺水河;(G)高跟鞋构造，畔沟段，韩城上峪口;(H)漂浮状砾石，宜53井;(I)砂球构造，神54井;(J)层内微断层，桃11井;(K)脆裂缝中的布丁构造，神54井;(L)液化不规则变形构造，桃11井

2.2　三角洲环境

从此前的研究来看，大多认为在本溪组沉积期的砂体主要为障壁岛砂体和潟湖低能区砂坪成因的砂体，有北部物源的小型三角洲或扇三角洲发育[4,7,17-18]；少数研究认为研究区南部也有三角洲发育[9]。本次研究中，我们发现在研究区北部和南部都发现了河道单向牵引流形成的斜层理和平行层理，并且在北部发现了河道充填构造。

单向牵引流构造：主要发育板状斜层理(图3-A、B)和平行层理(图3-C、D)2种。斜层理主要以单向板状斜层理的形式出现，很少出现交错层理(图3-E)；层理的相邻层系互相平行，细层均向一个方向倾斜，代表着古水流方向。从层理的发育程度看，斜层理和平行层理在北部砂体中较为发育，在南部砂体中发育较少。发育这些层理的砂体与海相地层共生，因此可以推断它们形成于三角洲前缘分流河道环境。单向斜层理的细层倾向测量显示，研究区中南部的中阳地区的砂体古流向仍然向南，表明北部三角洲作用较强，其砂体延伸范围远；只有韩城至乡宁一带的古流向朝北，即南部三角洲较弱，砂体延伸距离较短。值得注意的是，这些单向牵引流沉积构造与潮汐成因的层理构造通常共生或者交替出现；并且粗粒沉积物不仅仅发育在以往认为的东部障壁岛区，在研究区中、西部也大量发育。因此，我们认为本溪组的砂体并不是大多数人认为的障壁岛-潟湖成因的砂体，而是潮汐改造的三角洲砂体，是一种潮汐-三角洲复合砂体。

河道充填构造：河道充填构造是河道下切作用的产物，为河道砂体的横截面，其延伸方向反映了古河道的走向。该构造呈大规模的下凸透镜状(图3-F 、G)，出现在北部的多个野外露头上；南部露头剖面没有发育明显的河道充填构造，但能看见大型河道冲刷面(图3-H)。从河道充填构造的规模来看，畔沟段的河道规模较小， 晋祠段的河道规模较大。

3　潮汐-三角洲复合砂体特征及沉积模式

3.1　砂体的空间分布差异

根据700口钻井的岩性解释结果，分别统计了各井的畔沟段和晋祠段地层厚度和砂体厚度。

图3　鄂尔多斯盆地东部本溪组三角洲沉积标志Fig.3　The deltaic environment marks of Benxi Formation in eastern Ordos Basin(A)板状斜层理，桃11井;(B)板状斜层理，米28井;(C)平行层理，米28井;(D)平行层理，晋祠段，府谷海则庙;(E)槽状层理，畔沟段，韩城涺水河;(F)河道充填构造，畔沟段，府谷海则庙;(G)河道充填构造，畔沟段，府谷海则庙;(H)河道冲刷构造，晋祠段，韩城涺水河

基于大量钻井统计的高密度分布的厚度数据和钻井间的砂体对比，编制了畔沟段和晋祠段的砂体厚度图。砂体厚度图不但反映了砂体的厚度，也揭示了砂体的空间分散性和连通性。

野外露头和钻井的岩性柱状图的沉积相和沉积旋回分析表明，绝大部分资料点上的畔沟砂体和晋祠砂体都发育在各自的下部，组成了2个自下而上由砂岩转换为泥岩及灰岩煤层的沉积旋回(图4)。宏观上，河道充填构造主要出现在北部沉积区，南部露头没有明显的河道充填构造。潮汐相关层理在南部较发育，体现出南部三角洲被潮汐改造较强，基本失去了原有的河道特征。北部三角洲被潮汐改造较弱，仍然保留了河道特征，发育了较多的单向牵引流成因的层理构造。从规模来看，畔沟段的河道砂体明显小于晋祠段，说明畔沟期的物源供给较弱，三角洲规模小；晋祠期的物源供给较强，三角洲规模较大。

图4　准格尔旗龙王沟剖面本溪组沉积相及沉积旋回分析Fig.4　Sedimentary facies and cycles of Benxi Formation in the Longwanggou section

2个段的砂体平面分布图显示，畔沟段的沉积范围仅限于研究区的东部，砂体呈补丁状分散于沉积区，空间连通性极差；只在南、北缘发育2个相对较大的砂体，代表2个主要的物源入口，原有的三角洲砂体已经完全被潮汐作用改造成分散的补丁状(图5-A)。晋祠段的沉积范围明显扩大，只有研究区西南角仍为隆起区，砂体南北差异明显，北部砂体连通性较好，呈南北向的条带状交织在一起，特别是来自东北部的砂体向南延伸较远；南部砂体同样也以孤岛状的砂坝形式分布，南缘也有一个规模较大的反映三角洲进入研究区的砂体(图5-B)。

3.2　沉积模式及控砂作用

根据上述本溪组沉积环境分析结果，建立了的潮汐砂坝-三角洲复合体系模式(图6)。这一模式与大多数前人提出的障壁岛-潟湖体系观点，都没有否定潮汐的存在。其本质区别在于潮汐的作用强度和河流作用的参与与否及其造成的砂体分布特征。众所周知，潮汐作用的海岸带，根据潮差规模可分为小潮差(<2 m)、中潮差(2～4 m)和大潮差(>4 m)3种类型。障壁岛-潟湖体系的形成是在小潮差背景，具有与岸线近于平行的障壁砂坝，岸线与障壁砂坝之间为低能潟湖，潮汐作用较弱，砂坝向广海的一侧为浪控海岸。大潮差背景下，海岸为潮控环境，砂坝受潮流作用的控制，其走向与潮流方向一致。中潮差背景介于两者之间，潮汐对砂体有一定的切割作用，但仍然能看出原始的形貌。本溪组的障壁岛-潟湖体系观点暗含其砂体发育于潮汐相对较弱的浅水陆棚区，砂体主要分布于研究区东部。并且其障壁岛砂体向广海的一侧应该以波浪作用为主，受到波浪作用的强烈改造。而目前为止，并未发现障壁砂体中发育波痕等代表波浪作用的典型证据。

本文首次采用大量的钻井砂体统计数据编制的砂体平面图，并不支持以往以露头资料点或局部井区为基础提出的具有稳定的平行岸线的障壁砂体，甚至在以往认为的低能潟湖区同样发育大量砂体。本次全区系统的研究不但发现了羽状交错层理、脉状层理、波状层理、透镜状层理，还发现了风暴潮成因的丘状层理、软沉积物变形构造及泥岩中的石英漂砾，说明潮汐作用强度比以往认为的要大，并且高能潮汐作用范围几乎覆盖了整个研究区。另一方面，三角洲的存在表明砂体是潮汐与河流共同作用的结果。可见，整个研究区在本溪期为一个相对开阔的陆表海背景下的潮汐砂坝-三角洲复合沉积环境。从潮汐成因的层理的发育程度看，研究区南部可能达到了大潮差背景，砂坝分布以潮流作用的控制为主；北部可能为中等潮差背景，砂体仍然较好地保留了三角洲的面貌。研究区南强北弱的涌潮作用造成的沉积物分布特征与现代杭州湾强潮口和长江口中潮口的沉积环境组合形成的沉积物具有一定的相似性[19-21]。

图5　本溪组砂体厚度分布图Fig.5　Maps showing the sand body thickness of Benxi Formation(A)畔沟段厚度分布图;(B)晋祠段厚度分布图

图6　潮汐砂坝-三角洲复合沉积体系模式Fig.6　The depositional model of tidal-delta complex sedimentary systemTB.潮汐砂坝;TD.潮控三角洲;MS.混积陆棚;CL.泥炭沼泽;SL.海平面;QL.秦岭微板块;NCB.华北板块;BMA.白庙微板块。蓝色箭头示意潮汐流，绿色箭头示意河流

开敞型海湾背景的潮汐砂坝-三角洲复合体系有助于重新认识本溪组的砂体发育分布规律，也暗示未来本溪组勘探可能需要突破以往的思路。勘探目标砂体不只局限于原来认为的东部障壁岛发育区，而可能分布于整个研究区。同时，也表明砂体的分布比以往认为的复杂得多。从这一体系的优质砂体主要发育于潮间带下部和潮下带上部来看，有利区带主要分布于研究区广阔的中部，即榆林南—子长—高桥一带。未来勘探目标的寻找，需要加强研究本溪期海平面变化过程中潮汐流的变迁及其对三角洲的改造程度和低潮面的迁移轨迹。

4　结 论

a.通过野外露头和钻井岩心的系统观察，识别出了羽状交错层理、脉状层理、波状层理、透镜状层理等潮汐成因的沉积构造，还发现了风暴潮成因的丘状层理、软沉积物变形构造及泥岩中的石英漂砾。同时，还识别出了大量反映单向牵引流成因的斜层理、平行层理及河道充填构造。这些潮汐相关层理和河道相关层理通常在层内共生或上下交替出现。

b.编制了砂体厚度分布图，分析了畔沟段砂体和晋祠段砂体的时空发育差异。畔沟期的物源供给较弱，砂体规模小，呈补丁状，基本失去了原始三角洲的形态特征。晋祠期的物源供给较强，砂体规模较大，其北部砂体被潮汐改造较弱，仍然保留了三角洲的形态特征；南部砂体被潮汐改造较强，为补丁状砂坝。

c.建立了本溪期的潮汐砂坝-三角洲复合沉积模式，揭示出潮汐与河流共同作用控制着砂体的发育分布。研究区南部主要为大潮差背景，砂体分布以潮流作用的控制为主，被切割成了孤立分布的潮汐砂坝群；北部主要为中等潮差背景，砂体分布以河控为主，潮汐改造为辅，砂体呈南北向的条带状。