鄂爾多斯盆地宜川地區太原組致密砂體控砂機理

王濤，聶萬才，劉軍，黃錦袖，范昌育，彭敘凱

（1.中國石油長慶油田分公司宜黃天然氣項目部，陜西 西安 710018；2.中國石油長慶油田分公司氣田開發事業部，陜西 西安 710018；3.西北大學地質學系，陜西 西安 710069）

0 引言

鄂爾多斯盆地南部上古生界天然氣開發潛力大，天然氣資源量約為 1.5×1012m3，但勘探程度很低[1]。 太原組作為上古生界天然氣的主力含氣層之一，具有低孔滲、低豐度、面積大、連續性較差等特點，滯緩了天然氣勘探開發速度。本文對不同區域致密砂體的展布進行了研究，并分析了致密砂體控砂機理，研究成果對有效勘探開發天然氣有一定的意義[2-4]。

砂體展布受多種因素的影響，古構造形態、物源供給、沉積體系展布以及水動力條件等都具有顯著的控砂作用[5-7]。前人對鄂爾多斯盆地上古生界太原組地層的沉積相特征已進行了大量研究，認為在盆地范圍內可發育三角洲、障壁海岸和碳酸鹽臺地沉積相。其中，陸相三角洲沉積相多發育在盆地中北部地區，障壁海岸和碳酸鹽臺地沉積相則發育在盆地南部[8-10]。在大多數海陸過渡相沉積體系中，砂體碎屑物來自陸相物源，多以障壁島相沉積為主，當物源供給較弱時，障壁島相朝陸地方向遷移[11-12]。海侵作用對障壁砂沉積的影響非常大[13-14]。

1 區域地質概況

研究區位于鄂爾多斯盆地宜川地區東南部的伊陜斜坡之上，構造穩定，地層傾角平緩。鄂爾多斯盆地在早古生代—中生代的發展過程中，經歷了差異升降和構造分異等事件，導致上古生界泥盆系和下石炭系地層缺失[15]。研究區穩定發育的地層自下而上為上石炭統本溪組、二疊系太原組、山西組、石盒子組和石千峰組等。

晚石炭世以來，盆地遭遇來自華北海和祁連海的海水入侵。早二疊世早期，海水來自東南方向[16]，使得盆地東南緣在太原期處于淺海陸棚沉積環境，向西及西北方向逐漸演化為海陸過渡相[1，16]。宜川地區則位于海陸過渡相沉積體系中。在不同程度的海浸/海退作用下，太原組形成了碳酸鹽巖、砂巖、泥巖和煤層互相疊置的混合巖性沉積。山西期之后，盆地發生大規模海退，沉積體系由海陸過渡相向河流湖泊相轉變，形成以陸源碎屑為主的沉積[17]。

2 地層劃分

前人對鄂爾多斯盆地的地層劃分已經進行了大量研究[10，16-17]，基于相對成熟的上古生界地層劃分準則以及太原組小層劃分標準，通過識別鄂爾多斯盆地東南部上古生界的地層層序界面和組內旋回標志層，對太原組地層及小層進行了劃分。盆地東南部上古生界太原組和本溪組共為1個二級層序，山西組則為另一二級層序。通過識別每個層序界面，將太原組與上覆山西組和下伏本溪組進行地層劃分，識別標志為山西組底部的北岱溝砂巖和本溪組頂部的9號煤[18-19]，在研究區穩定發育，且易于識別。太1段底部的石灰巖和太2段頂部的煤層為地層旋回標志，在研究區內穩定發育，測井曲線特征明顯，是劃分太原組小層的主要依據（見圖 1）。

圖1 宜川地區Y1井太原組地層劃分

3 砂體展布特征

3.1 剖面展布特征

宜川地區太原組縱向上共發育4套單砂體，與盆地中北部發育3套單砂體的情況稍有不同[10，20]。本研究將4套單砂體自上而下命名為t1，t2，t3，t4。其中，t1和t2單砂體發育于太1段，t3和t4單砂體發育于太2段，并分析了北東—南西向AA′剖面（見圖 2）和北西—南東向BB′剖面（見圖3）單砂體的展布情況（剖面位置見圖4）。在AA′剖面上，4套單砂體均為局部發育，橫向上連續性差，但砂體沉積厚度較大，可達15 m以上。在BB′剖面上，t1單砂體連續沉積，沉積厚度不穩定，t2和t3單砂體局部薄層發育，t4單砂體在西南部形成薄層，且連續沉積（見圖2、圖3）。

3.2 平面展布特征

對宜川地區141口井的砂體數據進行統計，并分析太1段和太2段的砂體展布情況。研究區各段砂體在平面上的連續性較差，主要沉積北東—南西向的透鏡狀、塊狀和長條狀砂體。太2段砂體厚度主要分布在2～12 m，在西北部 Y91、中部 Y78、東南部 Y87井區附近沉積較厚，可達12 m以上（見圖4a）。太1段砂體面積稍大，集中發育于東北部，在Y20，Y43，Y57井區等 多處發育15 m以上的厚層砂體（見圖4b）。

圖2 宜川地區北東—南西向AA′剖面單砂體展布

圖3 宜川地區北西—南東向BB′剖面單砂體展布

圖4 宜川地區太原組砂體展布及剖面位置

4 致密砂體控砂機理

4.1 古構造特征

古構造恢復有助于沉積體系配置以及砂體展布的研究[21-22]。地勢起伏、低洼區位置以及臺地低洼區坡折帶的發育決定了沉積物的供給[5，12]，進而控制砂體發育。本研究以本溪組頂部發育的穩定煤層和太1段發育的穩定石灰巖作為古構造面和基準面，利用印模法對太1段和太2段進行古構造恢復（見圖5）。

宜川地區太原組地勢起伏較大，在中東部海拔相對較低。太2段主要沉積于Y6，Y54，Y78，Y79等井區的地勢低洼區（見圖5a）；太1段由于地勢起伏減弱，主要沉積于 Y6，Y16，Y53，Y54等井區的地勢低洼區（見圖 5b）。

古構造對沉積的控制作用主要表現為低洼區的沉積充填作用以及古構造的填平補齊作用[5]。太2段障壁砂主要發育于中東部海拔較低區域，太1段障壁砂主要發育于Y6井區等海拔較低區域（見圖4、圖5）。

圖5 宜川地區太原組古構造恢復

4.2 物源供給

物源決定砂體的發育情況，對砂體的沉積范圍[10]以及沉積相類型[10，23]均具有一定的控制作用。晚古生代時期，北部阿拉善—陰山古陸是鄂爾多斯盆地的主要物源區，在盆地中北部形成三角洲沉積相[24]，砂體向南延伸至佳縣—延安—慶陽一線，南部地區離北部物源較遠，砂體無法延伸至此[10]。南部二疊系太原組的巖性、重礦物等特征與阿拉善—陰山古陸不同[25]。

沉積盆地與物源區分布受大地構造的影響。因此，在沉積盆地內，沉積物碎屑組分和結構特征與物源區大地構造性質有著必然聯系。Dickinson三角圖解[25]是研究物源區大地構造性質的常用方法。前人通過巖石學、重礦物組合、砂巖成分等分析發現：太原組沉積期與上古生界其他幾期的砂體構造特征類似，物源也來自洋殼與陸殼的俯沖帶及其相鄰構造單元，以及后期形成的縫合帶及褶皺逆掩帶；構造背景與秦嶺造山帶相同，但又與阿拉善—陰山古陸有明顯不同的特征。因此，宜川地區太原組碎屑沉積物主要來源于華北板塊南緣的秦嶺造山帶[17，24，26]。

由于古生代沉積初期母巖為碳酸鹽巖，碎屑物質多為碳酸鹽巖風化產物，缺少碎粒屑供應，導致太原組碎屑砂體沉積較少[17]，在東南部海水的沖擊下難以保存。因此，在宜川地區僅形成范圍較小、沉積較分散的小型障壁砂。

4.3 沉積體系

鄂爾多斯盆地在晚石炭世遭遇來自華北海和祁連海的海水入侵，形成海相沉積。太原組沉積期，海水減退，盆地東南部形成了由海相向海陸過渡相轉化的海岸沉積特征[1，27]。結合研究區巖性、沉積構造和地球物理測井等資料，將宜川地區太原組沉積劃分為碳酸鹽臺地沉積體系和障壁海岸沉積體系。

在海侵期，海水大面積覆蓋研究區，東部形成以石灰巖、泥晶灰巖為主的碳酸鹽沉積，石灰巖在太原組上部較厚，下部以泥巖或薄煤層隔開。在海退期，海水水動力減弱，海水補給受限，水體下降，形成障壁海岸沉積。障壁海岸區域上可劃分為潟湖沼澤相和障壁島相。水體下降過程中，沉積顆粒逐漸變粗，砂體逐漸發育，形成障壁島相。研究區障壁島相主要分布在碳酸鹽臺地西側，呈北東—南西向；潟湖沼澤相主要分布在障壁島相西側，發育煤層和泥巖等泥碳沉積。

太2期海水由東部侵入，侵入距離較遠，海相碳酸鹽臺地沉積面積較大。碎屑沉積物在海侵作用下，北東—南西向障壁島相發育于臺地邊緣，阻擋海水進一步入侵，而在另一側發育潟湖沼澤相沉積。太1期海水侵入方向稍偏向南，海水稍有退出，碎屑沉積物向海一側移動，形成障壁砂。相比于太2期，太1期障壁島相在平面上的發育較集中，2期障壁島相的方向基本一致。在物源基礎上，沉積相控制了砂體的展布形態和方向，研究區以透鏡狀、塊狀和長條狀的砂體沉積為主，呈北東—南西向展布。

4.4 海侵/海退事件

沉積相分析顯示了海水從東南方向侵入宜川地區，石灰巖沉積表示地層遭遇了海侵，障壁砂、潟湖沼澤的泥碳沉積則代表發生了海退。太原組地層縱向上具有砂巖、石灰巖以及泥碳沉積相互疊置的特征，砂巖與石灰巖的發育互為消長。鄂爾多斯盆地在太原組沉積期發育東大窯石灰巖、斜道石灰巖、毛兒溝石灰巖、廟溝石灰巖、5—8號煤以及t1—t4單砂體 （見圖6）。研究表明，研究區遭遇了4期海侵/海退事件。

4期海侵/海退事件控制了太原組砂體的分布，太1和太2沉積期分別經歷了2期海侵/海退事件，海侵/海退模式見圖6。在太2沉積期的第1期海侵事件中，宜川地區北東—南西方向上沉積了廟溝石灰巖，砂體不發育（見圖6、圖7a）；此后海水稍有退出，沉積了t4單砂體，砂體主要發育在西南地區（見圖6、圖7b）。第2期海侵過程中，沉積了毛兒溝石灰巖，砂體不發育；海退過程中，沉積t3單砂體，砂體較薄，砂巖的發育位置會稍向海退方向移動（見圖6、圖7c、圖7d）。太1期同樣經歷了2期海侵和海退事件，海侵時發育斜道石灰巖和東大窯石灰巖，砂體不發育，在海退過程中分別沉積了t2和t1單砂體（見圖6）。海侵事件會打斷縱向上砂體的連續性沉積，海侵次數越多，單砂體個數越多，砂體在縱向上的連續性越差。海侵時，沉積海相石灰巖，障壁砂不發育；海退時，沉積障壁砂，并隨著海岸線變化向南東方向推移。海侵/海退事件決定了單砂體的沉積厚度和連續性，并與石灰巖沉積互為消長。研究區砂體主要發育于石灰巖厚度小于8 m的區域。

圖6 宜川地區太原組海侵/海退模式

圖7 宜川地區太原組砂體分布模式

太2段沉積廟溝石灰巖與毛兒溝石灰巖，沉積范圍小，中部與東南部不連續，沉積厚度在3～10 m，表明太2期的2期海侵作用較弱。太2段砂體在廟溝石灰巖沉積之后的海退過程中，以及毛兒溝—斜道石灰巖沉積期的海侵擴大過程中沉積[1]。海退過程中，t4單砂體局部連續沉積；海侵擴大過程中，t3單砂體發育不連續（見圖 2、圖 3）。

太1段沉積東大窯石灰巖和斜道石灰巖，斜道石灰巖沉積期是晚古生代最強海侵期[20，28]，沉積了面積較大、連續性好、厚度為3～18 m的太1段石灰巖。太1段的2套單砂體分別是在斜道石灰巖和東大窯石灰巖沉積之后，且海平面下降過程中形成的。由于斜道石灰巖沉積期海侵作用強，沉積期之后的海退過程中，t2單砂體局部發育。太1段砂體主要為東大窯石灰巖沉積期之后的海退時形成，由于海水退出較多，沉積砂體較厚且連續性較好的t1單砂體（見圖2、圖3）。

5 結論

1）宜川地區太原組砂體沉積位置主要受古構造的控制，宜川地區中東部古地勢較低，低洼及鄰近區域為砂體主要沉積區。

2）砂體發育面積和沉積相類型受物源控制。由于受古生代沉積初期母巖的影響，碎屑物供給不足，導致砂體發育面積小，沉積較分散。在物源和沉積環境的共同作用下，東部海侵之后的海水退出過程中，研究區主要形成以透鏡狀、塊狀和長條狀為主的障壁砂，砂體呈北東—南西向展布。

3）海侵/海退事件控制了單砂體的沉積厚度及連續性，海侵過程中沉積石灰巖，砂體發育與石灰巖互為消長。太原組沉積期共遭遇4期海侵/海退事件，縱向上形成4套單砂體，砂體主要發育在石灰巖厚度小于8 m的區域。