鄂爾多斯盆地本溪組潮汐-三角洲復合砂體沉積環境

侯云東,陳安清,趙偉波,董國棟,楊　帥,徐勝林,高志東,李富祥,劉新昕,張曉星

(1.低滲透油氣田勘探開發國家工程實驗室，西安 710018；2.中國石油長慶油田公司 勘探開發研究院，西安 710018；3.油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室(成都理工大學)，成都 610059)

在鄂爾多斯盆地，繼1989年發現下古生界奧陶系頂部巖溶風化殼氣藏——靖邊氣田后，陸續發現了上古生界蘇里格氣田、榆林氣田、米脂氣田、大牛地氣田等。天然氣產量已占鄂爾多斯盆地油氣當量的半壁江山。上古生界氣田群的發現，得益于大型淺水河流-三角洲沉積成藏理論的指導。據2010年的石油天然氣評價結果，鄂爾多斯盆地天然氣資源量達15.16×1012m3 [1]，是中國四大天然氣產區之一，而保持上古生界致密氣田長期穩產是當前面臨的一大挑戰。因此，進一步擴大氣田勘探范圍和尋找新的勘探層系是首要任務。

上石炭統本溪組不但是鄂爾多斯盆地重要的氣源層系，也發育著畔溝段和晉祠段2套規模較大的砂體。近期的勘探表明，畔溝砂體和晉祠砂體都有著豐富的油氣顯示。雖然本溪組油氣顯示發現由來已久，但其油氣勘探受對砂體發育規律和天然氣成藏規律認識不足所制約。初步的研究表明，本溪組的天然氣成藏與山西組-石盒子組的大型淺水三角洲沉積成藏理論截然不同。本溪組砂體的連片性明顯不如山西組-石盒子組的大型河流-三角洲成因的毯式砂體，其砂體受海流環境影響明顯，潮汐改造作用將砂體切割成了砂壩群，其成藏模式多為源內成藏。本文著重討論本溪組砂體沉積環境及發育規律。以前的研究大多認為本溪組的砂體為障壁島-潟湖海岸沉積體系[2-8]，僅有少數研究認為本溪組在開闊陸表海背景下發育了潮控海灣-三角洲體系[9]。本文通過精細的觀察解析野外露頭和巖心的沉積構造標志，以及高密度的鉆井砂體厚度統計，結合本溪組潮汐-三角洲復合體系下的多種沉積相標志，分析鄂爾多斯盆地東部本溪組南、北砂體發育的差異性及其潮汐-三角洲復合體系對砂體的控制作用。

1　地質背景

研究區地處華北板塊西部的鄂爾多斯盆地東部(圖1)，北至準格爾旗、南抵韓城、西臨定邊、東達中陽，主體位于伊陜斜坡Ⅱ級構造單元。本溪組覆于奧陶系馬家溝組碳酸鹽巖頂部風化殼之上，巖性以深灰色或灰黑色泥頁巖和淺灰色或灰白色石英砂巖為主，夾灰巖層及煤層，底部為鐵鋁質黏土巖層，總沉積厚度一般在30～70 m，劃分為湖田段、畔溝段和晉祠段3個巖性段，其分布受盆地的中央古隆起控制，在古隆起東側呈向東開口的半環形，厚度由西向東逐漸增大[7,10]。

本溪組是華北陸表海結束早古生代以碳酸鹽巖為主導的沉積地層后的第一套以碎屑巖沉積為主導的地層，形成于華北克拉通受加里東晚期約150 Ma暴露風化后的再次海侵作用背景[11]。受北緣亞洲洋和南緣北秦嶺洋關閉的影響，南北緣的造山帶開始為盆地提供碎屑物源[12-15]，因此在畔溝段底部和晉祠段底部發育了2套較大的砂體。受海侵作用的影響，也發育了多套灰巖夾層，其中的2套大致能夠進行區域對比；同時，在晚古生代全球聚煤背景下，發育了本溪組頂部的8號主力煤層[9,16]。

圖1　研究區位置、古地理背景及資料點圖Fig.1　Map showing the location,paleo-geographic background and data collecting sites in the study area(古地理背景圖據李潔[10]修改)

2　沉積環境標志

本次研究觀察了盆地東緣的8條野外剖面和45口鉆井巖心。野外剖面由南而北分別為涺水河、上峪口、關家崖、扒樓溝、海則廟和龍王溝等剖面。鉆井包括鄂50井、米28井、桃11井、蓮45井、宜53井等等，較均勻地覆蓋了整個研究區。

2.1　潮汐環境

在野外露頭和鉆井巖心中不但發現了潮汐成因的羽狀交錯層理、脈狀層理、波狀層理、透鏡狀層理，還發現了風暴潮成因的丘狀層理、軟沉積物變形構造及泥巖中的石英漂礫。潮汐成因的相關構造在研究區南部最為發育，在北部相對較少。

羽狀交錯層理：雖然羽狀交錯層理不容易被保存，但在露頭剖面和鉆井巖心中皆有發現，代表了較強的潮汐作用環境。如韓城涺水河剖面巨厚的晉祠砂巖中的羽狀交錯層理，由于發育于成熟度高的石英砂巖中，細層沒有明顯的成分差異，層理構造不是很明顯。這也可能是這一反映潮汐砂壩的典型層理構造在以往的研究中被忽略的原因。雖然該交錯層理只是隱約可見，但是通過近距離的觀察，仍能識別出上下相鄰的兩組紋層的傾向相反，形態上呈羽毛狀(圖2-A)。兩組紋層的傾向代表了相反的漲潮、落潮水流方向。羽狀交錯層理通常發育在潮間帶下部及潮汐通道中。

潮汐層理：包括脈狀層理、波狀層理、透鏡狀層理，一般發育于上潮間帶以上以細粒沉積物為主的地帶。即潮汐能明顯降低后，漲潮、落潮過程中砂、泥的分配差異而形成3種不同砂泥含量的層理構造(圖2-B、C、D)。潮汐層理發育比較廣泛，不但在以往認為的障壁島后的潟湖區有發育，在以往認為的東部障壁島發育區也常見。這也反映東部砂體并不是形成于持續高能的波浪作用帶，而是形成于間歇性高能為主導的沉積環境。

其他層理構造：除上述2種潮汐成因的層理外，本溪組還發育風暴潮環境的非正常水動力成因的層理構造，包括丘狀層理、泥巖中的石英漂礫、花狀礫石構造、高跟鞋構造和軟沉積物變形構造。丘狀層理是風暴浪所形成的一種重要的原生沉積構造，由較大的寬緩波狀層系組成，形態上呈向上隆起的圓丘狀。丘狀層理構造發現于府谷海則廟剖面的晉祠段粉細砂巖中(圖2-E)，向上拱起的圓丘高約20 cm，寬約1 m；其底部與下伏塊狀砂巖呈侵蝕接觸，上覆具有潮汐層理的細粒沉積層。在研究區南部的露頭剖面或鉆井的畔溝段中，礫石較為發育，礫石成分幾乎全為石英，磨圓度好；礫石常以礫巖層、含礫泥巖或含礫砂巖的形式出現。發育了代表風暴浪成因的花狀礫石構造(圖2-F)和風暴潮渠成因的高跟鞋構造(圖2-G)。值得注意的是，部分高成熟度的礫石呈漂浮狀發育于泥巖中(圖2-H)。如此高成熟度的礫石漂浮于泥巖中，并不好用近源沖積扇加以解釋；結合其他風暴成因沉積構造，認為更可能是風暴作用將礫石卷入到泥質沉積物中。在本溪組的砂巖中，也發現不少軟沉積物變形構造，如砂球(圖2-I)、層內微斷層(圖2-J)、布丁構造(圖2-K)和不規則變形構造(圖2-L)。軟沉積物變形構造被認為是同沉積期的地震、風暴、滑塌等同沉積事件的結果。根據當時的沉積背景，它們最可能是風暴潮或者大型涌潮作用所致。

圖2　鄂爾多斯盆地東部本溪組潮汐沉積標志Fig.2　The tidal environment marks of the Benxi Formation in the eastern Ordos Basin(A)羽狀交錯層理，晉祠段，韓城涺水河;(B)脈狀層理，晉祠段，韓城涺水河;(C)波狀層理，神54井;(D)透鏡狀層理，神54井;(E)丘狀層理，晉祠段，府谷海則廟;(F)花狀礫石構造，畔溝段，韓城涺水河;(G)高跟鞋構造，畔溝段，韓城上峪口;(H)漂浮狀礫石，宜53井;(I)砂球構造，神54井;(J)層內微斷層，桃11井;(K)脆裂縫中的布丁構造，神54井;(L)液化不規則變形構造，桃11井

2.2　三角洲環境

從此前的研究來看，大多認為在本溪組沉積期的砂體主要為障壁島砂體和潟湖低能區砂坪成因的砂體，有北部物源的小型三角洲或扇三角洲發育[4,7,17-18]；少數研究認為研究區南部也有三角洲發育[9]。本次研究中，我們發現在研究區北部和南部都發現了河道單向牽引流形成的斜層理和平行層理，并且在北部發現了河道充填構造。

單向牽引流構造：主要發育板狀斜層理(圖3-A、B)和平行層理(圖3-C、D)2種。斜層理主要以單向板狀斜層理的形式出現，很少出現交錯層理(圖3-E)；層理的相鄰層系互相平行，細層均向一個方向傾斜，代表著古水流方向。從層理的發育程度看，斜層理和平行層理在北部砂體中較為發育，在南部砂體中發育較少。發育這些層理的砂體與海相地層共生，因此可以推斷它們形成于三角洲前緣分流河道環境。單向斜層理的細層傾向測量顯示，研究區中南部的中陽地區的砂體古流向仍然向南，表明北部三角洲作用較強，其砂體延伸范圍遠；只有韓城至鄉寧一帶的古流向朝北，即南部三角洲較弱，砂體延伸距離較短。值得注意的是，這些單向牽引流沉積構造與潮汐成因的層理構造通常共生或者交替出現；并且粗粒沉積物不僅僅發育在以往認為的東部障壁島區，在研究區中、西部也大量發育。因此，我們認為本溪組的砂體并不是大多數人認為的障壁島-潟湖成因的砂體，而是潮汐改造的三角洲砂體，是一種潮汐-三角洲復合砂體。

河道充填構造：河道充填構造是河道下切作用的產物，為河道砂體的橫截面，其延伸方向反映了古河道的走向。該構造呈大規模的下凸透鏡狀(圖3-F 、G)，出現在北部的多個野外露頭上；南部露頭剖面沒有發育明顯的河道充填構造，但能看見大型河道沖刷面(圖3-H)。從河道充填構造的規模來看，畔溝段的河道規模較小， 晉祠段的河道規模較大。

3　潮汐-三角洲復合砂體特征及沉積模式

3.1　砂體的空間分布差異

根據700口鉆井的巖性解釋結果，分別統計了各井的畔溝段和晉祠段地層厚度和砂體厚度。

圖3　鄂爾多斯盆地東部本溪組三角洲沉積標志Fig.3　The deltaic environment marks of Benxi Formation in eastern Ordos Basin(A)板狀斜層理，桃11井;(B)板狀斜層理，米28井;(C)平行層理，米28井;(D)平行層理，晉祠段，府谷海則廟;(E)槽狀層理，畔溝段，韓城涺水河;(F)河道充填構造，畔溝段，府谷海則廟;(G)河道充填構造，畔溝段，府谷海則廟;(H)河道沖刷構造，晉祠段，韓城涺水河

基于大量鉆井統計的高密度分布的厚度數據和鉆井間的砂體對比，編制了畔溝段和晉祠段的砂體厚度圖。砂體厚度圖不但反映了砂體的厚度，也揭示了砂體的空間分散性和連通性。

野外露頭和鉆井的巖性柱狀圖的沉積相和沉積旋回分析表明，絕大部分資料點上的畔溝砂體和晉祠砂體都發育在各自的下部，組成了2個自下而上由砂巖轉換為泥巖及灰巖煤層的沉積旋回(圖4)。宏觀上，河道充填構造主要出現在北部沉積區，南部露頭沒有明顯的河道充填構造。潮汐相關層理在南部較發育，體現出南部三角洲被潮汐改造較強，基本失去了原有的河道特征。北部三角洲被潮汐改造較弱，仍然保留了河道特征，發育了較多的單向牽引流成因的層理構造。從規模來看，畔溝段的河道砂體明顯小于晉祠段，說明畔溝期的物源供給較弱，三角洲規模??；晉祠期的物源供給較強，三角洲規模較大。

圖4　準格爾旗龍王溝剖面本溪組沉積相及沉積旋回分析Fig.4　Sedimentary facies and cycles of Benxi Formation in the Longwanggou section

2個段的砂體平面分布圖顯示，畔溝段的沉積范圍僅限于研究區的東部，砂體呈補丁狀分散于沉積區，空間連通性極差；只在南、北緣發育2個相對較大的砂體，代表2個主要的物源入口，原有的三角洲砂體已經完全被潮汐作用改造成分散的補丁狀(圖5-A)。晉祠段的沉積范圍明顯擴大，只有研究區西南角仍為隆起區，砂體南北差異明顯，北部砂體連通性較好，呈南北向的條帶狀交織在一起，特別是來自東北部的砂體向南延伸較遠；南部砂體同樣也以孤島狀的砂壩形式分布，南緣也有一個規模較大的反映三角洲進入研究區的砂體(圖5-B)。

3.2　沉積模式及控砂作用

根據上述本溪組沉積環境分析結果，建立了的潮汐砂壩-三角洲復合體系模式(圖6)。這一模式與大多數前人提出的障壁島-潟湖體系觀點，都沒有否定潮汐的存在。其本質區別在于潮汐的作用強度和河流作用的參與與否及其造成的砂體分布特征。眾所周知，潮汐作用的海岸帶，根據潮差規?？煞譃樾〕辈?<2 m)、中潮差(2～4 m)和大潮差(>4 m)3種類型。障壁島-潟湖體系的形成是在小潮差背景，具有與岸線近于平行的障壁砂壩，岸線與障壁砂壩之間為低能潟湖，潮汐作用較弱，砂壩向廣海的一側為浪控海岸。大潮差背景下，海岸為潮控環境，砂壩受潮流作用的控制，其走向與潮流方向一致。中潮差背景介于兩者之間，潮汐對砂體有一定的切割作用，但仍然能看出原始的形貌。本溪組的障壁島-潟湖體系觀點暗含其砂體發育于潮汐相對較弱的淺水陸棚區，砂體主要分布于研究區東部。并且其障壁島砂體向廣海的一側應該以波浪作用為主，受到波浪作用的強烈改造。而目前為止，并未發現障壁砂體中發育波痕等代表波浪作用的典型證據。

本文首次采用大量的鉆井砂體統計數據編制的砂體平面圖，并不支持以往以露頭資料點或局部井區為基礎提出的具有穩定的平行岸線的障壁砂體，甚至在以往認為的低能潟湖區同樣發育大量砂體。本次全區系統的研究不但發現了羽狀交錯層理、脈狀層理、波狀層理、透鏡狀層理，還發現了風暴潮成因的丘狀層理、軟沉積物變形構造及泥巖中的石英漂礫，說明潮汐作用強度比以往認為的要大，并且高能潮汐作用范圍幾乎覆蓋了整個研究區。另一方面，三角洲的存在表明砂體是潮汐與河流共同作用的結果?？梢?，整個研究區在本溪期為一個相對開闊的陸表海背景下的潮汐砂壩-三角洲復合沉積環境。從潮汐成因的層理的發育程度看，研究區南部可能達到了大潮差背景，砂壩分布以潮流作用的控制為主；北部可能為中等潮差背景，砂體仍然較好地保留了三角洲的面貌。研究區南強北弱的涌潮作用造成的沉積物分布特征與現代杭州灣強潮口和長江口中潮口的沉積環境組合形成的沉積物具有一定的相似性[19-21]。

圖5　本溪組砂體厚度分布圖Fig.5　Maps showing the sand body thickness of Benxi Formation(A)畔溝段厚度分布圖;(B)晉祠段厚度分布圖

圖6　潮汐砂壩-三角洲復合沉積體系模式Fig.6　The depositional model of tidal-delta complex sedimentary systemTB.潮汐砂壩;TD.潮控三角洲;MS.混積陸棚;CL.泥炭沼澤;SL.海平面;QL.秦嶺微板塊;NCB.華北板塊;BMA.白廟微板塊。藍色箭頭示意潮汐流，綠色箭頭示意河流

開敞型海灣背景的潮汐砂壩-三角洲復合體系有助于重新認識本溪組的砂體發育分布規律，也暗示未來本溪組勘探可能需要突破以往的思路?？碧侥繕松绑w不只局限于原來認為的東部障壁島發育區，而可能分布于整個研究區。同時，也表明砂體的分布比以往認為的復雜得多。從這一體系的優質砂體主要發育于潮間帶下部和潮下帶上部來看，有利區帶主要分布于研究區廣闊的中部，即榆林南—子長—高橋一帶。未來勘探目標的尋找，需要加強研究本溪期海平面變化過程中潮汐流的變遷及其對三角洲的改造程度和低潮面的遷移軌跡。

4　結 論

a.通過野外露頭和鉆井巖心的系統觀察，識別出了羽狀交錯層理、脈狀層理、波狀層理、透鏡狀層理等潮汐成因的沉積構造，還發現了風暴潮成因的丘狀層理、軟沉積物變形構造及泥巖中的石英漂礫。同時，還識別出了大量反映單向牽引流成因的斜層理、平行層理及河道充填構造。這些潮汐相關層理和河道相關層理通常在層內共生或上下交替出現。

b.編制了砂體厚度分布圖，分析了畔溝段砂體和晉祠段砂體的時空發育差異。畔溝期的物源供給較弱，砂體規模小，呈補丁狀，基本失去了原始三角洲的形態特征。晉祠期的物源供給較強，砂體規模較大，其北部砂體被潮汐改造較弱，仍然保留了三角洲的形態特征；南部砂體被潮汐改造較強，為補丁狀砂壩。

c.建立了本溪期的潮汐砂壩-三角洲復合沉積模式，揭示出潮汐與河流共同作用控制著砂體的發育分布。研究區南部主要為大潮差背景，砂體分布以潮流作用的控制為主，被切割成了孤立分布的潮汐砂壩群；北部主要為中等潮差背景，砂體分布以河控為主，潮汐改造為輔，砂體呈南北向的條帶狀。