鄂尔多斯盆地西缘石沟驿向斜的形成演化与致密砂岩气成藏模式

2021-06-16何登发孙方源翟咏荷包洪平马静辉开百泽

石油与天然气地质 2021年2期

何登发，孙方源，翟咏荷，包洪平，马静辉，开百泽

[1.中国地质大学(北京) 能源学院，北京 100083； 2.中国石油长庆油田分公司勘探开发研究院，陕西西安 710018]

向斜是一种基本的褶皱样式，在造山带、盆-山过渡带与盆地内部较为常见。向斜可以在挤压、拉张与走滑等多种构造环境下形成[1-3]。但相对于背斜而言，对其成因与演化的认识程度较低。在断层相关褶皱理论中，向斜的轴面与下伏断层的转折点(fault-bend)或构造楔的楔端点(wedge-tip)相连[1,4]，断层上盘的运动滑移经过此处时被褶皱，因此向斜轴面为活动轴面(active axial surface)，向斜也就成为重要的运动学标志之一。研究向斜的形成机制是解析褶皱带演化与圈闭发育的重要窗口之一。

向斜也是油、气、煤、盐类、稀土和铀矿等多种矿产资源赋存的重要场所[5-11]，尤其在煤层气、致密砂岩气、页岩气以及砂岩型铀矿的研究中已逐渐成为热点[7,9,12-13]。剖析其形成的时期、变形机制以及褶皱调节断层、裂缝系统在油气运移、聚集与保存中的作用具有提高勘探成效的重要意义[14-15]。

鄂尔多斯盆地西缘的石沟驿向斜是主要的煤矿生产基地[16]，在与其毗邻的刘家庄背斜发现了鄂尔多斯盆地的首个气田[17]，在相邻的胜利井、大水坑和马家滩等地发现了一系列与逆冲断层相关的油(气)田，表明该区具有丰富的油气资源[17-19]。对于石沟驿向斜，因其地表为新生界覆盖，出露零星，或因早期地震资料品质很低，对其地下地质结构难以清晰刻画[20-21]，关于其成因、演化及构造对油气、煤、铀矿等矿产的富集机制的研究程度较低[13,16,22-28]，制约了该区矿产资源勘探的进一步拓展。

本文利用2018年在该区采集的高分辨率地震资料以及近年新的钻探资料，在地震地质层位精细标定与追踪的基础上，开展系统的构造解释，利用断层相关褶皱作用原理与方法开展构造成因分析，从构造形成机制出发探讨天然气聚集的时、空匹配关系，建立天然气的成藏模式，可望对该区的油气及其他矿产资源的勘探提供参考依据。

1 地质背景

鄂尔多斯盆地西缘处于中国南北构造带的北段[17,20-21,29-34]，石沟驿向斜处于其中部地区，NNE-SSW向的桌子山-贺兰山构造带的前缘在此与NWW-NNW向的六盘山弧形构造带的前缘相接与过渡(图1a)[35-44]。六盘山弧形构造带由香山、烟筒山-黑鹰弯山、牛首山-罗山等冲断席构成，新生代期间自SW向NE逆冲推覆，牛首山-罗山-云雾山断裂带构成其东侧与鄂尔多斯盆地之间的界线；贺兰山为燕山期形成的陆内挤压造山带[33,45-46]，新生代其核部垮塌形成银川地堑，其东侧冲断隆起的残余部分以陶乐-灵武逆冲断裂与鄂尔多斯盆地相接。

鄂尔多斯盆地西缘中段自西向东依次发育罗山、韦州、石沟驿、烟墩山、海子井与马家滩等6个逆冲席[28,47-50]，以惠安堡-沙井子断裂为界，其东侧的烟墩山、海子井与马家滩3个逆冲席为以上石炭统—下二叠统含煤岩系煤层、泥岩等为滑脱层的浅层滑脱构造变形系统，而其西侧的3个冲断席则改造了鄂尔多斯地块西缘古生代的伸展边缘，具有早期正断层、后期正反转特征[28]。石沟驿冲断席呈向斜形态，夹持于东侧的惠安堡-沙井子断裂与西侧的青龙山断裂之间(图1b)。

石沟驿向斜主体由三叠系与侏罗系组成，向斜西南端有上石炭统、二叠系零星出露。在向斜内部的忠1、忠6、发参1和发东1等井钻揭上述地层。向南至青龙山一带蓟县系、寒武系、下奥陶统自东向西依次出露，构成西倾东冲的推覆体；大、小罗山一带出露中奥陶统，构成东冲的冲断推覆体。

石沟驿向斜所在的鄂尔多斯盆地西缘中段地区经历了4个构造演化旋回：1)中元古代伸展裂陷，形成向盆地内部延伸的宁-蒙裂陷带，新元古代则隆升剥蚀；2)寒武纪—中奥陶世裂陷，形成向西阶梯状下掉的边缘构造带，晚奥陶世挤压反转，志留纪—早石炭世隆升；3)中-晚石炭世再次伸展裂陷，二叠纪—中侏罗世坳陷[51]，期间三叠纪末期有时间长短不一的隆升事件[45]；晚侏罗世挤压造山[52-54]；4)早白垩世区域伸展、坳陷，晚白垩世挤压反转，古-始新世隆升剥蚀；5)渐新世-中新世拗陷，上新世-第四纪隆升剥蚀。在寒武系底界、上石炭统底界、上侏罗统底界、下白垩统底界、渐新统底界、中新统底界、第四系底界发育7个区域性不整合面。石沟驿向斜主要形成于早燕山期，并在晚燕山期、喜马拉雅期遭受了不同程度的改造。NW—NNW向的石沟驿向斜推覆体掩冲于NW向的海子井冲断席与磁窑堡一带的NE向的刘家庄、胜利井背斜之上。

2 石沟驿向斜的形成与演化

2.1 石沟驿向斜的地层特征

该地区地表出露三叠系、侏罗系与白垩系，区内及邻区的忠1、忠探1、发参1、发东1、驿探1、惠探1、苦深1、古探1、梁探1、天深1以及芦参1等井钻遇长城系、蓟县系、寒武—奥陶系、石炭—二叠系及中生界。根据钻井岩性、生物地层及地震地质层位的精细标定建立了该区的地层系统。

2.1.1 地震地质层位标定

依据区域内及相邻的单井地震合成记录标定地震地质层位，再在区域内进行地震层位追踪与解释。其中，侏罗系的次级地震层序依据延133、延163井的地震标定成果；三叠系及其以下(T、P、C、O、、Jx、Ch)的地震次级层序依据忠1、忠探1、天深1、古探1、惠探1及芦参1等井的地震层位标定成果并据区域连井追踪对比延入研究区。

2.1.2 地层系统

石沟驿地区内自下而上可划分为基底岩系、长城-蓟县系、寒武-奥陶系、石炭-二叠系、三叠系-白垩系、新生界等6个构造-地层层序(图2)。

1) 基底岩系

对应一套杂乱的地震反射波组，鄂尔多斯盆地包括泛华北古陆的结晶基底是由多个地体拼贴、固结而成，其固结时期在古元古代末的吕梁—中条运动时期。

2) 中元古界

长城系对应一套中弱振幅断续、局部杂乱反射；与上覆蓟县系呈低角度不整合，与下伏古元古界或太古界之间接触关系不太清晰，在贺兰山一带长城系与下伏太古界多呈角度不整合，推测区内二者呈低角度不整合。古深1井、天深1井等揭示长城系为滨岸-滨海潮上带的石英砂岩，局部夹薄层泥岩、泥质、云质、灰质的云、灰岩；向西，泥、灰质增多、增厚。在长城系沉积时，该区处于甘陕—宁蒙裂陷带之间的过渡区。

蓟县系为一套弱连续、断续、局部杂乱的反射波组，向东减薄，与上覆寒武系呈平行不整合，与下伏长城系呈低角度不整合。岩性、岩相与青龙山一带的露头类似，为滨海潮上带云坪、灰云坪环境下的灰、灰白色薄-中厚层状含硅质条带、燧石条带白云岩、结晶白云岩，底部可能发育有滨岸相石英砂岩、角砾岩等(图2)。

3) 下古生界寒武系和奥陶系

寒武系在地震剖面上具有低频、强振幅、连续断续、局部杂乱反射特征。为碳酸盐岩台地与台缘带的沉积，下统以砂岩为主；中统向上为薄-中厚层状灰岩，见多层鲕粒灰岩，以张夏组最为发育，具有台缘高能环境下粒屑滩的沉积特征；上统三山子组以白云岩为主。

奥陶系在地震剖面上对应一套中低频、中弱振幅、弱连续、断续反射波组，局部杂乱或丘状反射。下统的中下部为深灰色、灰黑色、灰色、褐灰色结晶(岩化)白云岩，顶部为深灰色、灰黑色泥晶灰岩，局部存在粒屑、生屑滩沉积。中统下部为深灰色、灰黑色钙质泥岩、泥岩、泥灰岩、砂粒屑灰岩；上部为深水陆棚相灰色、浅灰色灰质砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩与泥、页岩、砂质泥岩不等厚互层；奥陶系整体呈碳酸盐岩台地-浅海斜坡碎屑岩的沉积演化特征，各组间均呈整合接触。

4) 上古生界石炭系和二叠系

上石炭统本溪组(C2bx)或羊虎沟组(C2y)：石炭系对应一套中低频、中振幅、弱连续、断续反射，向东连续性变差，与下伏奥陶系在剖面的中西段呈角度不整合，向东呈低角度或假整合接触。石炭系羊虎沟组(C2y)在石沟驿向斜内自东向西增厚，灰黑色泥岩为主，与深灰色细-粉砂岩构成不等厚互层沉积，上部见多层煤岩；向东减薄[称本溪组(C2bx)]，厚度仅几十～十几米[55]。

二叠系自下而上可划分为下统太原组(P1ty)、山西组(P1s)、中统石盒子组(P2sh)和上统石千峰组(P3s)，对应一套中弱振幅、断续反射波组，底部为一套中强振幅、连续反射。

下二叠统太原组(P1ty)、山西组(P1s)为海陆交互相的碎屑岩含煤建造。太原组(P1ty)岩性为灰黑色、深灰色泥岩夹灰色细砂岩、砂质泥岩；下部为灰、深灰色中砂岩，粉、细砂岩夹灰黑色炭质泥岩薄层及煤层；山西组(P1s)岩性为深灰色、灰色泥岩、砂质泥岩与中砂岩、细砂岩不等厚互层，下部夹煤层。

中二叠统石盒子组(P2sh)下部为灰色-深灰色中细砂岩与深灰色泥岩、砂质泥岩；中上部为杂色砂质泥岩、细砂岩构成不等厚互层，为滨湖沼泽相-河流相沉积。

上二叠统石千峰组(P3s)上部为棕红、褐棕色砂质泥岩、泥岩夹粉砂岩；中下部为褐棕色、浅棕色细、粉砂岩与褐色、褐棕色砂质泥岩不等厚互层，为河流相河道、河漫滩亚相沉积(图2)。

图2 石沟驿-惠安堡地区地层综合柱状图Fig.2 Stratigraphic column of the Shigouyi-Hui’anpu areas

5) 中生界

在地震剖面上，三叠系下部为断续或杂乱反射，中上部对应一套中弱振幅、连续-弱连续的相位大致平行的反射波组。其中，延长组(T3yc)长7段的深湖相深灰色、灰黑色、黑色的泥岩、泥页岩、炭质泥页岩、油页岩呈中强振幅连续反射，局部存在由东向西的似上超的杂乱反射。三叠系为一套湖进—水退沉积。由下至上，刘家沟组(T1l)为厚层状褐色、深灰色细砂岩夹薄层状深灰色、棕红色砂质泥岩；和尚沟组(T1h)下部为杂色泥质砂岩，中部为棕红色泥岩，上部为灰色细砂岩；纸坊组(T2z)为灰色细砂岩与砂质泥岩、泥岩不等厚互层；延长组(T3yc)为灰黑色、深灰色泥岩、页岩、砂质泥岩、泥质砂岩、细砂岩不等厚互层，顶部砂质增多增厚(图2)。

侏罗系缺失下统，中统发育，上统零星分布。地震剖面上，延安组(J2y)对应一套连续、弱连续的相位大致平行的反射波组，直罗组(J2z)对应一套断续或杂乱反射。延安组(J2y)以深灰色泥岩为主，与细砂岩构成不等厚互层，含多层煤；直罗组(J2z)下部顶底为含砾粗砂岩，中部为厚18 m的灰黑色泥岩，向上灰色泥岩与细砂岩构成不等厚互层；安定组(J2a)中下部为棕红色泥岩、局部夹细砂岩，上部为棕红色泥岩、砂岩不等厚互层(图2)。

白垩系保存有下统，统称为志丹群，地震剖面上层序底部见下超反射，逐渐过渡为进积型的上超反射；顶部存在具有生长地层特征的低角度的上超反射。为棕红色细砂岩夹泥岩，向上泥岩增厚。

6) 新生界总体较薄。在惠安堡-海子井一带发育清水营组(E3q)，为粉细砂岩夹泥岩，区域性不整合于下伏地层之上；其上为新近系棕红色砂岩夹泥岩，分布于石沟驿向斜西侧；第四系为黄色亚粘土夹黄褐色、浅棕色砂质粘土及砂砾石层，分布于向斜内低洼地带。

2.2 石沟驿向斜的构造特征

2.2.1 地面地质特征

石沟驿向斜呈NW—NNW走向，长约52 km，宽约26 km，长宽比为2 ∶1。其西北端为陶乐-灵武断层所截，隐伏于第四系之下；东南端在发东1井一带上翘(图1b)，为渐新统与第四系不整合覆盖，向南与青龙山冲断席斜接；西接牛首山、大、小罗山冲断席，为中新统所不整合；东侧南段掩冲于海子井、烟墩山冲断席之上，北段则掩冲在由刘家庄背斜(刘庆1、2井钻遇)、磁窑堡背斜(鸳探1井、鸳参1井钻遇)等NNE向的背斜、向斜构成的褶皱系之上。石沟驿向斜与刘家庄背斜呈近垂直相交。

石沟驿向斜为一个大型宽缓向斜，轴面倾向北东，西南翼较陡，倾角介于45°～60°，北东翼较缓，倾角在25°左右，核部出露侏罗系，两翼主要出露三叠系(图1c)；剖面AB西南段在三叠系内发育5排逆断层，长3～6 km，逆断层倾向北东，运动指向北西，倾角在45°～60°，这些逆断层向下滑脱终止于二叠系底部，表现为向斜外冲断层(out-of syncline fault)特征，即在向斜形成过程中调节位移而形成的褶皱调节断层，指示向斜形成时有自东向西挤压的相对位移。

2.2.2 地震构造解释与变形样式

通过对区域内2018年采集的高精度地震剖面进行综合解释，对石沟驿向斜的构造形态有了整体的认识。下面选择东西向的H186503+03251剖面(CD剖面)(图3)进行解析。

1) 以惠安堡(F2)断裂为界，剖面分为东、西两段。西段由青龙山冲断席(F1)、石沟驿向斜冲断席构成；东段由烟墩山、海子井、马家滩3个冲断席及天环向斜组成。

2) 东段以本溪组、山西组含煤岩系为界，分为上、下两套构造变形系统。本溪组(对应西段的羊虎沟组)在东段厚度减薄，起滑脱层作用的主要是山西组(P1s)煤层。烟墩山断裂(F3)、海子井断裂(F4)与马家滩断裂(F5)在山西组发生滑脱；前两者自西向东逆冲，而后者则自东向西冲断，海子井断裂(F4)与马家滩断裂(F5)之间构成Ⅰ型三角带。烟墩山冲断席为背斜前翼发生突破的断层传播褶皱，断层端点向上突破至地表，在背斜后翼向斜部位也发育一反冲断层，与主断层一起形成冲起(pop-up)(或称为突发)构造，石油上俗称背冲断块。海子井冲断席也为断层传播褶皱背斜，但在西翼发育2条逆冲断层，使其复杂化，同样形成了冲起构造。这2个冲断席实际上也具有前端背斜、后端向斜的构造形态。马家滩反冲席前翼窄、后翼宽，后翼地层倾角较马家滩断层的倾角缓得多，从构造形态上指示其为一剪切断层转折褶皱背斜(shear fault-bend fold)，发生剪切滑脱的层在山西组—下石盒子组，马家滩断层在后期沿背斜前翼发生突破，但从图3来看，突破位移量很小。

东段的下部构造变形系统为太古界—奥陶系，自西向东发育5条正断层，左侧3条构成西倾阶梯状正断层，右侧2条正断层构成地堑形态。这些正断层主要截切中元古界长城系与蓟县系，指示中元古代它们(及其西段的惠安堡等断层)的伸展活动。元古界地层厚度在断层下降盘增厚。

东段的另一个重要特点是以马家滩为界，以东地层水平，以西基底—三叠系向西倾斜，清楚地显示出受西侧早期拉张下掉、后期挤压挠曲作用的影响。马家滩地区所处部位表现为枢纽转折带。

3) 西段以羊虎沟组为界，也具有上、下分层构造变形特征。上层变形系统包括青龙山、石沟驿2个冲断席。青龙山冲断层在青龙山一带沿蓟县系底部滑脱，冲断至地表，蓟县系、寒武系、下奥陶统为冲断系统，但在石沟驿一带，滑脱层则在羊虎沟组，明显变浅。石沟驿冲断席的地层组成为上石炭统羊虎沟组—侏罗系，中侏罗统直罗组(J2z)构成向斜核部；向斜核部西翼发育2条西冲逆断层，断层上陡下缓，在延长组内部或底部滑脱，为向斜形成时的调节断层。羊虎沟组向西厚度增大，向东至惠安堡断层上盘减薄尖灭，即惠安堡断层上段的上盘为羊虎沟组—侏罗系。西段的下部变形系统为由长城系—奥陶系组成的4个冲断席，长城系、蓟县系、寒武系和奥陶系都具有向西厚度增大的趋势，这些冲断席以羊虎沟组底部泥岩为顶板、以基底内部韧性剪切层为底板构成双重构造，冲断席由东向西逐步抬高，也将石沟驿向斜区西翼逐步抬高。

由上所述，石沟驿向斜及邻区具有分层构造变形特点。从图3可见，惠安堡断层下段截切太古界—奥陶系，断距较小；但上段断距明显增大。形成这种现象的原因将在下文予以讨论。从构造样式上来看，石沟驿向斜之下发育双重构造，它们共同组成了构造楔变形系统。

2.3 石沟驿向斜的形成时间

区域性地层不整合面揭示了该区所经历的主要构造变形期次：1)上石炭统与其下地层的不整合面，如在发参1井的西南侧可见二者的平行不整合接触，指示加里东期构造运动在该区的存在；2)上侏罗统芬芳河组砾岩与其下地层之间的低角度不整合，在石沟驿煤矿沿G211公路，芬芳河组砾岩近于水平，与下伏延安组、直罗组之间的交角为10°～20°(图4a)，芬芳河组砾岩在刘家庄背斜、磁窑堡背斜(胜利井气田所在)构成的褶皱带中处于向斜核部，呈NE走向(图1b)；这一不整合面指示了燕山早期运动；3)刘家庄背斜、磁窑堡背斜为三叠系、侏罗系组成的背斜，在其西翼、北端、东南翼均为下白垩统砂砾岩不整合覆盖(图1b)，指示了燕山中期运动；4)渐新统与下伏白垩系之间也为区域性低角度不整合接触，沿S307公路桥附近，渐新统砾石层与下伏下白垩统之间的角度差为7°～10°，指示了燕山晚期运动；对这一期性质还有待于进一步研究，晚白垩世晚期或末期有隆升剥蚀历史，晚白垩世早期应有相当厚度的沉积，这从下白垩统的成岩程度可以推测出来；5)中新统(N1h)、第四系不整合于下伏不同时代地层之上(图1b)，在石沟驿向斜西翼可见到这些不整合的分布(图1b)，但角度较缓，表明该区在喜马拉雅期处于隆升、剥蚀状态。

图4 石沟驿向斜及邻区地层角度不整合接触关系Fig.4 Angular unconformity contacts between sequences in the Shigouyi syncline and adjacent areasa.石沟驿煤矿，G211公路边上侏罗统芬芳河组砾岩角度不整合于中侏罗系直罗组之上，说明该地区褶皱变形时期为中侏罗世晚期；b.沿S307公路桥附近(N38°74′05.785″、E106°31′55.105″，渐新统砾石层与下白垩统之间低角度不整合接触，地层产状，E3：256°∠3°；K1:239°∠10°

从石沟驿地区砂岩低温热年代学分析结果来看[45-46,56-57]，石沟驿地区在侏罗—白垩纪经历了4期隆升事件：第一期发生在165～141 Ma±，峰值年龄为150 Ma；第二期发生在115～113 Ma±，峰值年龄为114 Ma；第三期发生在100～81 Ma±，峰值年龄为90 Ma；第四期发生在66～59 Ma±, 峰值年龄接近63 Ma。分别与上、中侏罗统之间的不整合面、早白垩世晚期隆升、晚白垩世晚期隆升与渐新统(或西缘南段始新统)底界不整合面相对应。地质学与低温热年代学证据较为吻合，清楚地指示了晚侏罗世—早白垩世是该区强烈挤压构造活动时期，发生了强烈的陆内构造变形。石沟驿向斜形成于这一时期。

2.4 石沟驿向斜的构造演化与成因机制

2.4.1 构造演化

石沟驿地区的构造演化可划分为结晶基底形成期(吕梁构造旋回)、裂谷发育期(中元古代)、台缘斜坡-台地发育期(加里东构造旋回)、海-陆转换期(晚海西构造旋回)、冲断期(印支-燕山构造旋回)、调整期(喜马拉雅旋回)等6个演化阶段(图5)。

图5 石沟驿向斜东西向构造演化剖面Fig.5 EW-trending sections showing the tectonic evolution of the Shigouyi synclinea.裂谷期；b.裂谷末期；c.被动陆缘期；d.回返期；e.海陆转换期；f.初始冲断期；g.冲断活跃期；h.调整期

1) 基底形成演化阶段

吕梁(或中条)运动(2 100～1850 Ma)，规模大小不等的古陆块或微陆块拼贴、增生、固结，形成泛华北(克拉通)古陆。该区地处鄂尔多斯地块北部，基岩主要由太古宇贺兰山岩群、乌拉山岩群及古元古界的赵池沟岩群构成。

2) 裂谷发育期

中元古代(1 850～1 600 Ma)，泛华北古陆裂解[58]，在鄂尔多斯盆地自北而南形成宁蒙、甘陕、秦晋3个呈NE走向的裂谷系。石沟驿地区介于宁蒙、甘陕裂谷系的过渡部位，同时也处于华北古陆与秦祁海的陆缘过渡带，区內东、西部之间断裂的产状、样式存在差异。在西段为断阶状，可见4～5条西倾的正断层，反映陆缘伸展正断裂的组合特征；东段则多呈堑、垒式断裂组合，显示陆內裂陷的特性(图3)，自东向西沉积了厚度差异较大的长城系滨岸-滨海相碎屑岩夹薄层泥岩、云岩、灰岩沉积(图5a)。中元古代蓟县期伸展活动减弱，盆地具有拗陷性质，形成浅海相泥岩、云岩、灰岩、硅质岩沉积建造。新元古代，盆地周缘洋盆与裂谷相继关闭，鄂尔多斯地块及邻区处于挤压环境，致使长城系、蓟县系遭受剥蚀(图5b)；石沟驿地区缺失新元古界。

3) 陆棚斜坡-台地边缘演化时期

元古代末期(约550 Ma)，盆地南、西缘秦祁海发育，鄂尔多斯地块再次处于拉伸背景，发育形成了贺兰裂陷槽，该区处于裂陷槽东部断阶带边缘，受正断层活动强度的控制，这一边缘结构相对复杂。在此背景下发育了寒武-奥陶系的陆棚斜坡-台缘-台地相碳酸盐岩沉积建造，西侧含泥质成分相对高些；奥陶纪中晚期(克里摩里组、乌拉力克组、拉什仲组、公乌素组)，区内接受较深水的泥岩、泥灰岩及泥质或碎屑、生屑灰岩沉积，是下古生界烃源岩较发育时期(图5c)。受正断层活动影响，断层下降盘发育深水沉积，上升盘在其肩部发生旋转，有高能滩相沉积(梁探1井钻遇)，其东侧可有潟湖相沉积，再向东过渡为台地沉积。

在图5中，蓟县系沉积前剖面长96.450 km，至奥陶纪末剖面长97.0 km，伸展量约0.550 km，在该剖面范围內伸展率约0.57%。

石炭-二叠系沉积前剖面长96.250 km，与奥陶纪末相比，加里东晚期的构造缩短量为0.750 km，缩短率约0.77%。

4) 海陆转换期

大致从中奥陶世晚期开始，华北古板块周缘洋盆向华北克拉通地块之下俯冲，鄂尔多斯盆地及邻区整体抬升遭受剥蚀，缺失上奥陶统—下石炭统，其间经历约1.5亿年的沉积间断(图5d)。晚石炭世，贺兰裂陷槽再次发育，接受上石炭统羊虎沟组灰黑色泥岩、细粉砂岩沉积，东部接受本溪组泥岩、砂岩沉积，其中上部普遍含煤(图6)。忠1井以西发育海湾相；以东存在潟湖及潮坪沉积(图6a)。二叠纪早期延续石炭纪晚期沉积模式，但海水逐渐退出，逐渐向广覆型的冲积平原及河湖相沉积转化，发育三角洲沉积体系，本区以三角洲平原及前缘相为主(图6b)。海西晚期构造活动在盆地的表现较弱(图5e)，物源来自北侧、西北侧，表明北部山系的发育。

5) 冲断期

初始冲断期。晚三叠世，处于相对稳定湖侵环境，发育上三叠统暗色泥岩或油页岩沉积；三叠纪晚期，古特提斯洋趋于关闭。鄂尔多斯地块区域抬升，阿拉善与鄂尔多斯地块之间可能存在相对位移[36]，所产生的挤压作用导致鄂尔多斯西缘逆冲带初始发育，在西缘有4.50 km的构造缩短量，致使三叠系被剥蚀及下侏罗统的缺失，但在盆地区影响较小(图5f)，石沟驿地区出现侏罗系与三叠系之间的平行不整合。

冲断活跃期。燕山构造运动在盆地表现为两个沉降-隆升旋回，中侏罗世延安期沉积一套河流-湖泊相砂泥岩含煤沉积，是盆地的重要成煤期[16]；直罗组、安定组沉积时，西缘的构造活动并不强烈，末期，受相邻地体活动的影响，挤压作用沿奥陶系顶面、局部沿二叠系顶面向盆地区推滑，西缘的冲断与褶皱活动趋于强烈，既造成侏罗系与白垩系之间的角度不整合接触，还导致西缘约15.50 km的构造缩短，石沟驿向斜基本形成，西缘逆冲带已达一定的规模(图5g)。从上侏罗统芬芳河组产状较平来看，石沟驿向斜主要形成于中侏罗世末期。

侏罗系沉积前剖面长91.5 km，三叠系沉积前剖面长95.750 km，印支末期、燕山早期的构造缩短量分别为4.250,15.50 km，缩短率分别为4.44%,16.94%。

在经历侏罗纪末燕山中期强挤压活动后，白垩纪早期处于挤压后的松弛期，沉积了一套粗粒序的河湖相沉积，并伴随强烈的岩浆活动，在六盘山盆地、陇县、伊盟隆起等区的白垩系可见较大范围岩浆侵入与喷发；早白垩世晚期，西缘逆冲带一度活跃，但强度明显较燕山早期弱，仅造成下白垩统与第三系之间的低角度不整合(图4b)，其构造缩短量仅2.25 km(图5h)。

6) 调整改造期

受新特提斯构造体系和太平洋构造体系联合作用的影响[59-60]，盆地本部相对隆升，周边相对下降，周缘形成一系列断陷盆地，包括河套盆地、巴彦浩特盆地、银川盆地、渭河盆地、山西地堑等。这一时期，盆地本部以差异升降为主；相对于西缘逆冲带，石沟驿地区处于弱挤压和走滑环境。2 Ma以来，受青藏高原东北缘扩展的影响，六盘山弧形体系形成，其前锋扩展至该区。以惠安堡断层为界，NNW向的石沟驿冲断席斜冲于刘家庄、磁窑堡等NNE向的褶皱系之上(图1b)，反映出喜马拉雅期的调整改造。

图5所约束的现今剖面长73.750 km，白垩系沉积前剖面长76.0 km，燕山晚期—喜马拉雅期的构造缩短量为2.250 km，构造缩短率约3.0%。

自石炭-二叠纪至今，石沟驿地区整体构造缩短量为23.250 km，构造缩短率24.0%，这一位移促使石沟驿向斜形成。

2.4.2 石沟驿向斜的形成机制

在前述剖面反演及地质证据的约束下，可以建立图6所示的正演构造模型。在剖面的深部，长城系-蓟县系、寒武-奥陶系层序内以正断层发育为主，剖面西段多呈断阶状组合(图6a)，对地层的分布有重要影响。海西末期挤压作用，部分正断层亦随之发生反转，但构造活动强度相对较弱(图6b)。印支末期，西缘逆冲带开始活动，形成断层转折褶皱，其中，断层上段沿奥陶系与石炭系间的风化壳挤压滑移，远端沿二叠系与深断陷间的不整合面滑动并向上传播，形成高角度冲断层、以及断层转折褶皱与断层传播褶皱，导致部分三叠系上部地层被剥蚀(图5c，d)。燕山期冲断活动呈阶段性逆冲作用，致使深部逆冲楔相互叠置与叠覆，形成堆垛式组合，并导致上覆层序被动上隆褶皱，前锋部位仍以冲断为主，整体东冲西倾的西缘逆冲体系基本形成(图5e)。

由上所述，石沟驿向斜的形成主要有3种机制，第一种是西缘逆冲带在燕山期的强烈挤压，使冲断系统沿上石炭统—下二叠统底部的煤系形成滑脱冲断系统，其前锋到了马家滩一带。由于局部挤压应力的变化，西缘北段以NNW-SSE向挤压为主，在其前锋形成刘家庄、磁窑堡等NNE向褶皱体系；西缘中段以EW、NEE向挤压为主，形成青龙山、石沟驿、烟墩山、海子井与马家滩等SN向或NNW向冲断系统(图1)；二者之间的过渡关系有待进一步分析。第二种是在前一冲断体系基础上，惠安堡及其西侧的多条正断层反转，如惠安堡断层在中元古代、寒武纪—奥陶纪为正断层，控制了台地边缘与台缘斜坡相的发育；在侏罗纪晚期正反转，正断层的上端点平行断层面向上突破，形成典型的构造楔结构[61](图7)，从下伏的双重构造由4个冲断席组成来看(图3)，下部阶状正断层反转形成的冲断结构也是自西向东发生的，而它们的位移沿着被动顶板向东传递，至惠安堡断层与羊虎沟组煤层滑脱层相交的楔端点处，位移向上传播，这一深层冲断系统的活动导致上覆石炭系—侏罗系被动褶皱，形成向斜；且这一向斜是自东向西相对运动形成的，如西翼的延伸较短的逆断层带的活动所示；向斜西翼的长度代表了下伏双重构造系统的挤压位移量。惠安堡断层的位移下小上大，二叠系底界的位移在12km以上，也清楚地指示了它的正反转活动特点[28]。第三种是喜马拉雅期的斜冲作用，使其改造定型。

图7 楔端点沿断层向上传播形成上盘向斜的构造模式[61]Fig.7 Structural model for the hanging-wall syncline due to the wedge-tip propagation upward along the fault surface[61](倾斜断坡、反冲顶板断层组成构造楔，变形过程中构造楔端点沿倾斜断坡向上前方突破滑移。)

因此，石沟驿向斜的形成可以总结为“西缘大型冲断体系形成整体背景下，早期台缘阶状正断层反转形成深层双重构造，上部滑脱系统反向滑动形成向斜构造，二者构成构造楔；喜马拉雅期调整并最终定型”，即为“大型冲断推覆体系形成、构造楔叠加改造”成因。

3 石沟驿向斜石炭—二叠系油气成藏模式

3.1 烃源岩发育特征

石沟驿地区在晚石炭世—早二叠世处于秦祁海与华北海过渡区[62]，发育海湾-潟湖相沉积(图8，图9)。盆地西部惠-沙断裂以西祁连海域范围内石炭系沉积早于盆地本部，主要发育滨岸沼泽(潟湖)-滨浅海沉积环境。石炭系羊虎沟组(本溪组)厚度向西逐渐增大(图8a)，惠安堡-沙井子断层以西达600～1 500 m(图8a，图9b)。下二叠统太原组厚300～400 m(图8，图9b)。

图9 石沟驿地区太原组(a)和羊虎沟组(b)沉积相Fig.9 Sedimentary facies of the Lower Permian Taiyuan Formation (a) and the Upper Carboniferous Yanghugou Formation (b) in Shigouyi area

石沟驿地区上古生界发育优质煤系烃源岩。石炭系羊虎沟组和二叠系太原组、山西组发育暗色泥岩、碳质泥岩、泥质灰岩和煤岩等多种烃源岩，暗色泥岩厚度一般为60～300 m；煤层厚度一般为15～30 m，羊虎沟组煤层主要发育在上段，分布连续，规模较大。山西组、太原组和羊虎沟组暗色泥岩烃源岩有机碳含量依次升高，各类烃源岩平均有机碳含量达5.11%，有机质干酪根类型主要为Ⅲ型，次为Ⅱ2型，Ro值为1.98%～2.14%，达高成熟干气生成阶段，有利于天然气的生成。

钻探揭示，羊虎沟组煤系烃源岩的煤岩TOC平均值73.1%，暗色泥岩TOC介于0.30%～31.81%，平均值4.67%，Ro值为1.81～2.36%，煤系烃源岩生烃潜力较大。以向斜核部忠1井为例(图8)，该井二叠系山西组-石炭系羊虎沟组发育巨厚煤系烃源岩，其中暗色泥岩累计厚675 m，煤岩厚29 m，泥质灰岩厚10 m；烃源岩占地层厚度66%。山西组厚166.8 m，泥岩累计厚72.4 m，TOC值为1.32%～10.69%，Ro为1.96%。太原组厚323 m，其中煤层10层，累计21 m；泥灰岩4层共12 m，泥岩累计厚193 m，TOC值为1.40%～4.94%，孢粉颜色呈棕、暗褐色，Ro为1.98%～2.1%。钻入羊虎沟组578 m，其中暗色泥岩424 m，TOC值为6.14%～20.45%，孢粉颜色为褐色-棕色，Ro为1.81%～2.36%；煤岩3层，累计厚8.2 m；泥灰岩2层，累计厚2 m，TOC值为1.40%～4.94%；TOC值为2.23%～3.46%；均进入成熟-过成熟演化阶段。

3.2 储集体发育特征

含煤岩系烃源层内发育羊虎沟组—盒八段致密砂岩储层(图8)，砂岩厚达100 m以上。

石沟驿地区羊虎沟期主要发育潟湖、海湾相沉积(图9b)。可分为两大区域性海进、海退旋回，下部海进旋回以海湾-潮坪沉积为主；上部海退旋回以三角洲沉积为主。羊虎沟期在纵向上以海湾-泻湖-障壁岛-沼泽相的海进-海退旋回变化为特征。其中潟湖相沉积环境中局部发育障壁岛砂体，呈小范围分布。忠1井区，羊虎沟组的砂地比8.2%，砂岩厚47.6 m，砂厚范围2～5 m，层数17层。砂岩主要为岩屑砂岩和岩屑质石英砂岩，石英含量为30%～80%，长石含量小于5%，岩屑含量为15%～65%；多为次棱角状或棱角状，分选较好，以孔隙式胶结为主。

太原组砂地比为8.4%，砂岩厚为27.1 m，砂厚范围3～9 m，层数6层。砂岩主要为岩屑砂岩和岩屑质石英砂岩。石英含量为30%～75%，平均含量为63%；长石含量小于5%，平均含量为2%；岩屑含量为24%～69%，平均含量为35%。岩屑主要为变质岩和岩浆岩岩屑，变质岩岩屑主要为千枚岩，含少量变质砂岩和板岩；岩浆岩岩屑主要为隐晶岩。填隙物含量为25%～48%，平均含量为39%；主要为铁白云石、水云母、菱铁矿以及少量绿泥石膜。粒度较细，以孔隙式胶结为主，分选较好，多为次棱角状或棱角状。孔隙度为1.3%～2.6%，平均为2.1%；渗透率为(0.004～0.177)×10-3μm2，平均为0.018×10-3μm2，储层物性相对较差。

山西组2段砂岩发育，砂地比21.2%；砂岩厚17.9 m，砂厚范围6～7 m，层数4层。砂岩主要为岩屑砂岩和岩屑质石英砂岩，石英含量为18%～81%，平均为56%；长石含量小于3%，平均1%；岩屑含量为19%～82%，平均含量为43%。填隙物含量为8%～40%，平均含量为23%；主要为水云母、铁白云石、菱铁矿以及高岭石。多为次棱角状或棱角状，粒度不等，碎屑分选差—中等；孔隙式和基底—孔隙式胶结。孔隙度在0.8%～8.4%，平均达6.21%，渗透率为(0.035～1.21)×10-3μm2，储层的最大孔喉半径为0.65 μm；中值半径为0.07 μm，孔喉主体以细孔喉分布为主，排驱压力1.1 MPa，储层物性相对较差。

盒8段砂地比23.8%，砂岩厚16.2 m，砂厚范围3～10 m，层数2层，为低渗透储层。分析表明，石沟驿向斜羊虎沟组—山西组致密砂岩多为长石砂岩、岩屑砂岩，石英砂岩少见；成分成熟度和结构成熟度低，长石和岩屑含量普遍较高。颗粒大小混杂，分选和磨圆较差，泥质含量高；为孔隙式和基底-孔隙式胶结。

孔隙类型以次生孔隙为主，同时有部分原生孔隙。次生孔隙包括溶蚀粒间孔隙、溶蚀粒内孔隙、晶间微孔和溶蚀填隙物内孔隙。原生孔隙包括粒间孔隙和残余粒间孔隙。孔隙度不大，渗透率变化范围较大。裂缝(隙)，裂缝(隙)的存在能改善储层的渗流通道，可增加孔隙的连通性。

羊虎沟组中下部，砂层发育较为集中，含气显示也较普遍，忠1井羊虎沟组气测峰值为16.7159%，基值1.3109%。测井解释含气层3.4 m(4 915～4 918 m井段)。局部层段储集性较好、可作为规模改造中的“甜点”。

3.3 致密砂岩天然气成藏模式

石沟驿向斜邻区的刘家庄气藏是鄂尔多斯盆地的第一个气田，具有该盆地天然气勘探划时代的意义[17]。刘家庄气田为一半背斜圈闭，长为8.5 km，宽为2 km，圈闭面积为17 km2,闭合幅度为300m。在山西组、下石盒子组发现了3个气层(图10a)，探明天然气1.9×108m3。刘家庄气田任13井山2段产凝析油0.72 m3/d，任6井盒7段产轻质油2.736 m3/d。天然气聚集在构造高点(刘庆1井)，构造低部位产水，为典型的边水(驱动)气藏。胜利井气田为一断背斜圈闭，长11 km，宽2.2 km，圈闭面积19.1 km2，闭合幅度280～330 m。在山西组、下石盒子组发现了3个气层，盒8段产凝析油1.6 m3。探明天然气18.25×108m3，断层具有封闭性质。

刘家庄气田与胜利井气田为上石炭统—下二叠统自生自储形成的成藏组合，首次证实了鄂尔多斯盆地这一区域性天然气成藏组合的现实性，后来的苏里格特大型气田充分证明了这一点[63]。刘家庄背斜形成于侏罗纪末期，其上为下白垩统不整合覆盖，正是由于较厚的下白垩统覆盖，上石炭统—下二叠统煤系烃源岩生烃并在源内短距离运移成藏，油气成藏于早白垩世末期[64]。虽在晚白垩世—新生代隆升，气藏有所调整[65]，但由于煤系泥岩的封盖及后期断层的封闭，气藏得以保存。

上述气田距离石沟驿向斜很近，石沟驿向斜形成于同一时期或略早一点，上石炭统—下二叠统煤系烃源岩更厚一些，具有相同的生烃与运聚时期。由于下白垩统较厚地层的覆盖，上石炭统—下二叠统煤系砂岩趋于致密化(这一过程仍需深入研究)，从而具有自生、自储、自封闭保存的特点。

向斜式天然气聚集的保存条件较好，这在于羊虎沟组、太原组、山西组与下石盒子组泥岩、煤层与砂岩之间的互层式结构，结构非均质性是天然气保存的必要条件。这类似于川东、鄂西地区向斜中的常压页岩气聚集机制。在此可能表现为向斜两翼及核部的规模性天然气聚集(图11)，在上石炭统羊虎沟组、下二叠统太原组、山西组与下石盒子组多层系聚集成藏。推测该向斜之下的寒武-奥陶系双重构造也可成藏，形成多个背斜气藏；而在惠安堡断层的下盘，上石炭统—下二叠统同样也可以形成致密砂岩气藏。

2020年，忠6井在羊虎沟组试气获2 052 m3/d，突破出气关，指示了其较好的勘探前景。