鄂尔多斯盆地临兴地区上古生界层序地层格架及沉积模式

刘 畅

(1.中联煤层气有限责任公司，北京 100011； 2.中海石油(中国)有限公司非常规油气分公司，北京 100011)

鄂尔多斯盆地上古生界致密砂岩气藏为典型的岩性气藏[1-4]，盆地为一大型多旋回克拉通盆地[5]，位于华北地台西缘，可划分为西缘逆冲带、天环坳陷、伊陕斜坡、渭北挠褶带、晋西挠褶带和伊盟隆起等6个一级构造单元[6-8]。临兴地区位于鄂尔多斯盆地东部，伊陕斜坡东北段至晋西挠褶带西北缘交汇处，面积为740 km2(图1)。地层产状为平缓向西倾斜的单斜(倾角不到1°)，地层自上而下可分为石千峰组、石盒子组、山西组、太原组及本溪组。近几年来，中联煤层气有限责任公司在鄂尔多斯盆地东缘临兴地区上古生界的致密气勘探已取得显著进展。临兴中区块在2012年开始大规模勘探，2013年10月LX-6井盒4段试气无阻流量48 000 m3/d。2014年开始进行先导性试验，LX-4井太二段测试无阻流量132 700 m3/d。主要开发层位为太原组太2段和下石盒子组盒8段，实现了日产气量21×104m3，显示该气区致密气勘探潜力很大。到2016年底累计完钻探井42口，经过压裂试气，在石千峰组、石盒子组和太原组都获得高产工业气流，截至2017年底，LX-9井北部获得优质气层，证明了研究区的产气潜力，研究区已成为公司增储上产和滚动勘探的重要地区。

随着勘探工作的不断深入，低渗透致密砂岩气藏勘探形势同样面临严峻的挑战。前人对研究区上古生界地层的研究仅停留在以“段”为单位的尺度，且层序划分方案不一，划分标准及数量存在差异，没有建立可全区对比的五级层序级别的精细等时层序地层格架[9-11]；同时，在“微相控储”理论的指导下，未能确定不同成因砂体的层序沉积模式，不利于准确把握研究区目标砂体储层的整体分布规律。如何进行精细等时层序地层划分对比研究，厘定不同储层砂体成因模式及砂体演化，寻找“甜点”发育区，是当前公司开发生产亟待解决的关键问题。因此，本次研究采用Vail经典层序地层学及沉积学相关理论[12]，以37口探井的钻测井资料及三维地震资料为基础，对鄂尔多斯东缘临兴地区上古生界地层开展层序地层学及沉积学研究，建立精细等时层序地层格架，确定不同层序控制下的主要目的层层序沉积模式，为研究区后续优质“甜点”预测及水平井钻探提供依据。

1 精细等时层序格架的建立及层序界面识别

应用Vail经典层序地层学理论，结合钻测井资料及高分辨率地震资料，依据等时性原则、统一性原则及界面间断原则，确定层序界面识别标志，分析沉积旋回组合关系，通过点(关键井分析)—线(井震及连井剖面)—面(全区地震层序解释)，建立研究区上古生界精细等时层序地层划分、对比格架，共划分出5个二级层序、14个三级层序、38个四级层序(体系域)以及65个五级层序(准层序)，实现了地质—层序—地震分层的一致性，并确定了小层划分标准(图2)。精细等时地层格架的建立有助于研究有利储层与层序格架之间的空间配置关系，指导后续井位部署、水平井随钻及储层预测工作。

1.1 二级层序界面识别特征及划分

区内可以识别出的6个主要的地震反射界面，在研究区上古生界划分出5个地震层序，相当于二级层序SS1～SS5，分别对应相应的构造—沉积演化旋回。具体特征描述如下：SS1底界，对应奥陶系顶部的不整合面，代表区域性的上超、削截界面。SS2底界，对应于一个高连续、强振幅，且易于追踪的反射轴，代表该地层区域上稳定分布，反映为以泥炭沼泽沉积为背景的沉积演化旋回，同时为一个区域构造转化面，对应于8+9#煤层及上覆炭质泥岩。SS3底界，为太原组顶与山西组底的分界面，反应区域性海退作用，以北岔沟砂岩对下伏地层侵蚀所造成的不整合面为特征。SS4底界，对应于石盒子组的底界，骆驼脖子砂岩密度较低，因此与下伏泥岩形成了较低的阻抗界面；同时对下伏地层的侵蚀作用，在地震剖面上可以观察到充填、上超等不整合现象。SS5底界，上石盒子组顶与石千峰组底之间的界面，具有上超、削截等特征，沉积旋回上代表下部石盒子组大套厚层泥岩弱反射向上部石千峰组河道砂岩不连续叠瓦状地震相的过渡。SS5顶界，石千峰组顶与刘家沟组的分界，同样是一个区域不整合面，连续性较差，振幅上表现为中—弱振幅，界面上下可见明显的上超、削截现象(图3)。地震剖面上地层厚度变化不大，各界面上下可见到下超、削截、上超等不整合二级地震层序界面特征(图3)。

图2 研究区单井层序划分对比综合柱状图Fig.2 Comprehensive histogram of single well sequence division of the study area

分析自然伽马曲线，本溪组—太原组呈高峰跳跃特征，太原组、山西组及石盒子组底部河道下切以及石千峰组底部呈突变接触，结合其他相关曲线(SP、DT、RT)突变面，结合研究区内石炭—二叠系可识别出的本溪组8+9#煤层、太原组底部北岔沟砂岩及稳定分布的泥灰岩层、石盒子组底部骆驼脖子砂岩等典型测井标志层，将研究区划分为5个二级层序(图2)：本溪、太原和山西组各为一个二级层序(SS1、SS2、SS3)，石盒子组为一个二级层序(SS4)，石千峰组为一个二级层序(SS5)。

图3 研究区二级层序地震对比剖面Fig.3 2nd sequence seismic contrastive section of the study area

1.2 三级层序界面识别特征及划分

参考研究区缓坡型构造背景，确定三级层序发育典型的缓坡型Ⅰ型层序界面，由低位(LST)、海(湖)侵(TST)和高位(HST)3个体系域组成。借助地震及钻测井资料确定三级层序界面。除与二级层序界面相同的界面(区域不整合面、构造转换面、区域海退面以及区域下切面)外，三级层序界面还发育典型的河道下切面，以箱形/钟形测井曲线为特征，岩心上可见砂岩底部对下伏地层的冲刷侵蚀作用。同时，煤层顶界面也是典型的三级层序标志层，如8+9#煤层，一般连同顶部的炭质泥岩一起位于HST的顶部，代表最大海侵后的海退作用，是沼泽化沉积的产物。此外，分布广泛的灰岩沉积也是层序界面的特征，灰岩一般代表新的海侵开始，水体较深，为TST的产物。地层叠置样式的改变及旋回转换面也是识别三级层序界面的依据。地震上三级层序各界面上下均可识别出局部的上超、下超及削截等不整合现象(图4)。钻测井剖面均为岩性突变面，表现为测井曲线(GR、SP、DT、RT)的突变面，浅水沉积直接覆盖在深水沉积之上。

研究区共识别出15个三级层序界面，把二级层序进一步划分为14个三级层序(图2)：SS1划分为2个(SQ1对应本2段、SQ2对应本1段)；SS2划分为2个(SQ3对应太2段、SQ4应太1段)；SS3划分为2个(SQ5对应山2段、SQ6对应山1段)；SS4划分为6个(SQ7对应盒8下段、SQ8对应盒8段和盒7段、SQ9对应盒6段和盒5段、SQ10对应盒4段和盒3段、SQ11对应盒2段和盒1段)；SS5划分为3个(SQ12对应千5段、SQ13对应千4段和千3段、SQ14对应千2段和千1段)。各层序厚度较为一致，石盒子组垂直物源方向厚度变化较大，砂体横向变化较快，顺物源方向厚度发育稳定，变化不大；本溪、太原组层序厚度有减薄趋势。

图4 研究区三级层序地震对比剖面Fig.4 3rd sequence seismic contrastive section of the study area

1.3 四级层序界面识别特征及划分

三级层序内部的体系域边界对应于四级层序界面，地震资料精度有限，因此地震上不易识别四级层序界面特征，同向轴杂乱不易追踪，主要通过井资料进行识别划分，通过确定首次海(湖)泛面(FFS)、最大海(湖)泛面(MFS)，分析准层序组及岩性旋回叠置样式的变化(进积式—退积式—进积式)来确定四级层序边界[13]。进而对地震资料进行井震对比标定确定地震上的四级层序特征(图4)。三级层序内部发育完整的低位(LST)、海(湖)侵(TST)及高位(HST)体系域。LST与TST之间的界面是首次海(湖)泛面，上下准层序组及岩性叠置样式呈现出进积式向退积式的转变；TST与HST之间的界面是最大海(湖)泛面，表现为退积式叠置的准层序组及岩性地层向进积式特征的转变，最大海(湖)泛面处水体深度最大，为静水条件，沉积速度缓慢，主要为较纯的泥质沉积。

在三级层序内部进一步识别出38个四级层序(图2)。其中，海相层序(SQ1～SQ4)仅发育海侵体系域及高位体系域，不发育低位体系域；陆相层序(SQ5～SQ14)发育完整的低位、湖侵及高位体系域。本2段—太1段内部发育2个体系域(TST和HST)；山2段—盒8下段、千5段发育3个体系域(LST、TST和HST)；SQ8～SQ11的低位及湖侵体系域分别对应盒8上段、盒6段、盒4段及盒2段，高位体系域分别对应盒7段、盒5段、盒3段及盒1段；SQ13与SQ14的低位及湖侵体系域分别对应千4段及千2段，高位体系域分别对应千3段和千1段。

1.4 五级层序界面识别特征及划分

四级层序内部进一步划分出五级层序(准层序)，五级层序厚度大致为几米至十几米，因此以次级别的海/泛面为界限，依据地层、岩性上下组合变化及接触关系的改变进行划分。通过测井曲线响应下的短期地层及岩性旋回发育的厚度及堆积样式，参考沉积背景、沉积微相类型及沉积特征的变化，结合次级海/湖平面变化影响下的粒度、泥岩颜色及沉积构造/结构的变化确定五级层序界面。

研究区共划分出65个五级层序(准层序)(图2)。其中SQ1划分出3个；SQ2、SQ3和SQ6分别划分出4个；SQ4、SQ5、SQ7～SQ14分别划分出5个。五级层序界面特征相对复杂，表现为多期潮道、潮坪砂岩叠置，测井曲线响应箱形—钟形曲线特征；潮坪砂岩与陆棚泥岩叠置；泥灰坪与潟湖煤层、泥岩叠置；(水下)分流河道垂向叠置；(水下)分流河道与滨浅湖泥岩垂向叠置等类型。

2 沉积体系发育类型

2.1 沉积相标志

本溪、太原组泥岩颜色多为灰黑色，砂岩多为灰色，以中—细粒砂岩及含灰细砂岩为主，偶见中—粗粒砂岩；山西组泥岩颜色多见灰色、深灰色及灰黑色，砂岩多呈灰白色和褐灰色，反映潮湿气候，沉积环境为弱还原—还原环境。砂岩主要为含泥质或泥质中—细粒砂岩，分选好，响应较弱水动力的沉积环境；下石盒子组发育浅灰色含砾粗砂岩、灰白色中—粗粒砂岩及灰绿色岩屑石英砂岩，泥岩颜色多为杂色、褐色、灰绿色、棕色和灰色，深灰色和灰黑色次之，反映沉积水体变化频繁，沉积环境常在氧化与还原环境之间变化，沉积物可能经常暴露，为季节性的干旱气候；石千峰组主要为浅灰色、褐灰色粗—中砂岩、含砾砂岩以及与紫红色、棕红色泥岩的互层，氧化环境为主的干旱气候[14]。石千峰组、石盒子组砂岩分选中到差，粒度较大，以粗砂岩、粗—中砂岩为主，可见巨砂岩和砾岩，说明沉积水动力条件较强，沉积物搬运距离较短。

沉积构造主要表现为类型丰富多样的层理构造。常见类型包括块状层理、板状/楔状交错层理、平行层理、水平层理、复合层理以及沙纹层理。其中，砂岩最发育的层理类型是板状/楔状交错层理、平行层理和侧积交错层理，反映河道沉积特点。此外，河道沉积底部常见起伏不平的冲刷面，其上可见石英砾与泥砾等组分(图5)。

从分选系数统计结果看，本区岩石颗粒分选较好，其中千五段以分选好为主，以下各层则是以分选中等为主。本区各层粒度概率曲线全部为标准的两段式，代表河道沉积。临兴区块各段粒度偏度特征基本以非常正偏度和极正偏度为主，负偏度为辅，峰度则全部呈非常尖锐和极尖锐，反映河道沉积的特点。

图5 研究区典型岩心照片Fig.5 Typical core photos of the study area

2.2 沉积相类型

在区域沉积体系研究基础上，结合岩芯观察，依据沉积构造、沉积序列、砂岩粒度特征及测井响应特征，在本溪—石千峰组识别出潮坪、浅海陆棚、潟湖、辫状河三角洲、滨浅湖5种沉积相以及8种亚相和14种微相类型(表1)[15-17]。现以重点产层段太原组和石盒子组为例，介绍研究区发育的两种沉积体系类型。

表1 研究区沉积微相划分对比Table 1 Comparison of sedimentary microfacies of the study area

2.2.1 海相障壁海岸潮坪—潟湖—浅海陆棚沉积体系

常与浅海陆棚、障壁砂坝、潟湖及潮汐三角洲伴生。潮坪环境由海向陆可分为潮下带、潮间带和潮上带，水动力条件由潮下带向潮上带逐渐减弱(图6)。

潮道沉积：水动力最强，粒度较粗，测井曲线为向上逐渐变细的正旋回。发育交错层理、潮汐层理、波状层理和再作用面等沉积构造；GR和RT等测井曲线主要为较大幅度的箱形和少量钟形正韵律，与下伏地层突变接触。砂坪(障壁砂坝)沉积：沉积物受到波浪簸选作用，形成成分成熟度和结构成熟度均较高的砂质沉积；发育冲洗层理和交错层理，GR曲线呈箱形和钟形。混合坪：发育于平均低潮面和平均高潮面之间，沉积范围较宽，是潮坪主要的沉积地带；主要以砂、粉砂和泥质互层沉积为主，偶见介屑及砂质透镜体；发育透镜状层理、波状层理、压扁层理和潮汐韵律层理等典型沉积构造；测井曲线为复合韵律，GR和RT曲线呈镜像特征，反映砂、泥互层沉积的特点。泥灰坪：区块太原组发育一套分布范围广泛的泥灰岩，为潮间带沉积的产物，如灰岩较纯则为潮下带的灰坪，由于研究区为混积型潮坪沉积，灰岩层中夹有泥岩沉积，薄层泥岩(若碎屑物质供给充分)的出现可以造成灰岩沉积的中断。泥炭坪沉积：涨潮来的细粒物质在高潮憩水期大量地沉积下来，形成了潮上带泥质沉积，又称泥坪；主要发育较厚的泥质沉积，当潮流很大时，可夹有薄层状的粉砂，潮湿气候多为泥炭沼泽沉积；测井曲线主要是平直的泥岩基线或微齿状。潟湖沉积：潟湖是被海岸所限制、被障壁岛所遮拦的浅水盆地，水体相对安静，可见小型波状层理，淡化的潟湖沉积物淤积，造成植物繁多且逐渐沼泽化，常发育煤层，GR曲线呈指状和宽大齿状。内陆棚泥沉积：沉积物粒度细，发育水平层理及波痕等构造。以灰色及深灰色大套质纯的泥岩为主，反映水体相对较深、环境相对安静，一般邻近最大海泛面。

图6 研究区太原组测井沉积综合柱状图Fig.6 Comprehensive histogram of well log deposition in Taiyuan formation of the study area

2.2.2 陆相湖泊—辫状河三角洲沉积体系

主要可分为三角洲平原、三角洲前缘及前三角洲亚相，可主要识别出(水下)分流河道、(水下)分流河道间、河口坝/远砂坝及滨浅湖等沉积微相[18](图7)。

(水下)分流河道沉积：三角洲平原及前缘亚相的骨架单元，以厚层砂质沉积为主，粒度较粗，发育交错层理，具有波痕及冲刷构造，底部可见砾岩，GR曲线呈箱形和钟形；其中，粒度最粗、测井曲线呈箱形的为心滩沉积。(水下)分流河道间沉积：位于(水下)分流河道间的低洼地区，排水不畅，属于静水的还原环境，主要沉积黏土、泥炭、煤等，夹有纹层状粉砂岩，GR曲线呈微齿形。河口坝/远砂坝沉积：发育在水下分流河道前端，以细砂岩和粉砂岩为主，GR曲线呈反旋回。滨浅湖泥：为较纯的泥质沉积，GR响应高值，主要发育于湖侵体系域。

图7 研究区下石盒子组测井沉积综合柱状图Fig.7 Comprehensive histogram of well log deposition in Lower Shihezi formation of the study area

3 层序沉积模式

根据区域构造背景及古地理演化资料，晚古生代沉积时期主要为陆表海、海陆过渡相及湖泊—三角洲沉积体系，研究区地形坡度平缓，发育缓坡型Ⅰ型层序发育模式，包含完整的3个体系域(LST、TST和HST)，部分海相层序不发育LST的砂岩沉积。依据前人对太原组及下石盒子组沉积模式的分析，结合研究区发育的沉积微相类型，综合重点层段层序格架内的砂体类型及分布特点，建立了重点产层段太原组及石盒子组的层序沉积发育模式。

3.1 海相障壁海岸潮坪—潟湖—浅海陆棚层序沉积发育模式

以太原组为代表，发育海相障壁海岸潮坪—潟湖—浅海陆棚沉积模式(图8、图9)。主要由潮下带潮道、砂坪，潮间带砂泥岩混合坪及泥灰坪，潟湖炭质泥岩、煤层，潮上带泥炭沼泽以及内陆棚泥为主。海相层序(SQ1～SQ4)发育于克拉通陆表海环境，该沉积时期地形坡度平缓，因此不发育滨岸地形坡折，不发育低位体系域(图9)。海水深度较浅且频繁涨退，发育大范围潟湖、潮坪环境。太2段海侵体系域发育潮道及潮下带潮坪砂岩，向上至最大海泛面发育陆棚泥岩，水体不断上涨，形成退积序列；高位体系域逐渐海退，发育潟湖砂泥岩及煤层，呈进积序列。太1段底部以分布范围广泛的泥灰岩开始，为海侵体系域，向上海侵至最大发育陆棚泥岩沉积，呈退积序列；高位体系域逐渐海退，发育潟湖煤层及潮上带泥炭坪沉积，呈进积序列。一般而言，灰岩反映出大规模新一期海侵的开始，分布稳定且广泛，其上的碎屑岩及煤层反映海平面降低，发生陆源碎屑物质进积的同时并伴有沼泽化事件。

图8 研究区太原组沉积模式Fig.8 Sedimentary model in Taiyuan formation of the study area

3.2 陆相湖泊—辫状河三角洲层序沉积发育模式

以石盒子组为代表，发育典型陆相湖泊—三角洲层序地层模式(图10、图11)。陆相层序(SQ7～SQ14)发育完整的低位、湖侵及高位体系域(图3)。低位体系域发育辫状河三角洲平原沉积，以心滩、分流河道砂岩为主，为进积序列；湖侵体系域发育滨浅湖泥岩，为退积序列；高位体系域水体下降，发育辫状河三角洲前缘沉积，以水下分流河道、河口坝/远砂坝砂体及水下分流河道间沉积为主。

图9 研究区太原组层序地层发育模式Fig.9 Sequence stratigraphic development model in Taiyuan formation of the study area

图10 研究区石盒子组沉积模式Fig.10 Sedimentary model in Shihezi formation of the study area

图11 研究区石盒子组层序地层发育模式Fig.11 Sequence stratigraphic development model in Shihezi formation of the study area

4 结论

(1)本文对地震、钻测井、岩心等资料开展研究，总结各级层序界面识别特征，结合地震反射特征及测井曲线的变化，参考区内周边区块典型实例，确定层序界面识别标志。在分析沉积地层旋回组合关系的基础上，通过点(关键井分析)—线(井震及连井剖面)—面(全区地震层序解释)，建立了研究区上古生界精细等时层序地层划分、对比格架，共划分出5个二级层序、14个三级层序、38个四级层序(体系域)以及65个五级层序(准层序)，实现了地质—层序—地震分层的一致性。初步形成了适用于研究区的小层划分标准(五级层序精度)。

(2)在层序格架内，通过识别相标志及测井相分析，确定了研究区发育的沉积微相类型。总结了研究区主力产层太原组发育海相障壁海岸潮坪—潟湖—浅海陆棚沉积模式，石盒子组发育陆相湖泊—辫状河三角洲层序地层发育模式，并分析了层序内沉积演化规律。

(3)综合层序格架及沉积模式，海相层序的海侵体系域发育了研究区重要的海相储集体——潮道砂岩及潮坪砂岩，高位体系域发育重要的烃源岩煤层及泥岩盖层，形成了自生自储的成藏模式。陆相层序低位体系域及高位体系域发育重要的陆相储集体——(水下)分流河道砂体，海侵体系域发育了巨厚的上古生界区域性的泥岩盖层，形成了下生上储的成藏模式。