鄂爾多斯盆地中東部本溪組砂體成因類型及發(fā)育模式

摘 要 鄂爾多斯盆地中東部本溪組蘊藏著豐富的天然氣資源，具有較好勘探開發(fā)潛力，但沉積環(huán)境復雜，砂體橫向變化快、氣藏連續(xù)性差，成因不明確，探討這一時期內(nèi)的砂體成因類型及發(fā)育模式對于該地區(qū)油氣勘探及古地理重建提供有益的參考和借鑒。在野外露頭和巖心觀察的基礎上，結合巖石薄片、粒度分析以及測井資料分析，系統(tǒng)開展了本溪組巖相及巖相組合特征研究，討論本溪組砂體成因類型，揭示砂體展布規(guī)律與沉積演化過程，建立了本溪組的沉積模式。鄂爾多斯盆地中東部本溪組沉積期發(fā)育12種巖相類型。砂體成因類型主要為水下分流河道、潮道、潮坪（砂坪—混合坪）、潮汐砂壩、障壁砂壩、潮汐風暴—陸棚6種。其中，湖田段沉積期，華北板塊南北兩端處于小陸塊初始碰撞拼接階段，物源供給弱，不發(fā)育砂體；畔溝段沉積期，海平面快速上升，研究區(qū)東部地區(qū)被海水覆蓋，南北物源體系進入盆地后，受到以大潮差背景為主的潮汐作用改造，砂體類型主要為潮汐砂壩砂體，同時發(fā)育小規(guī)模的水下分流河道砂體、潮道砂體和潮坪（砂坪—混合坪）砂體；晉祠段沉積期，南、北兩個方向的造山作用增強，其中研究區(qū)北部物源供給充足，發(fā)育三角洲體系，三角洲砂體往盆內(nèi)不斷進積，發(fā)育規(guī)模較大，但受到以中小潮差背景為主的潮汐作用改造，以水下分流河道砂體為主，中南部受到以大潮差背景為主的潮汐作用改造，主要發(fā)育潮汐砂壩砂體，西部臨近中央古隆起水體相對較淺，受到了以中小潮差背景為主的潮汐作用改造，發(fā)育障壁砂壩砂體、潮道砂體和潮坪（砂坪—混合坪）砂體。

關鍵詞 砂體成因；發(fā)育模式；巖相類型；本溪組；鄂爾多斯盆地

第一作者簡介 王集，男，1997年出生，碩士研究生，地質工程，E-mail： wangjicdut@163.com

通信作者 王峰，男，副教授，沉積學及儲層地質學，E-mail： wangfeng07＠cdut.cn

中圖分類號 P618.13 文獻標志碼 A

0 引言

鄂爾多斯盆地發(fā)育于穩(wěn)定克拉通盆地上部，為多旋回疊合盆地[1?2]。鄂爾多斯盆地中東部上古生界分布廣泛，沉積厚度變化大，發(fā)育厚度穩(wěn)定的烴源巖[3?8]，石英砂巖儲層物性好、單井天然氣測試取得了良好的效果，顯示出良好的勘探潛力[9?12]。鄂爾多斯盆地中東部上石炭統(tǒng)本溪組不但是該盆地重要的產(chǎn)氣層，也是在早古生代加里東運動之后形成的第一套沉積地層。因此近幾年，國內(nèi)外學者對研究區(qū)本溪組的沉積特征進行了大量的研究和討論。但受沉積模式認識差異的影響，對該地區(qū)砂體成因類型的研究還存在不同的認識。其中，部分學者認為研究區(qū)本溪組是在開闊陸表海背景下形成的潮控海灣—三角洲環(huán)境[13]；也有學者認為研究區(qū)本溪組是在障壁島—潟湖海岸沉積環(huán)境下形成的[14?19]；少數(shù)學者提出，研究區(qū)本溪組發(fā)育于潮汐與河流共同作用下的潮汐砂壩—三角洲復合沉積環(huán)境，砂體的發(fā)育和分布同時受控于潮汐和河流的改造作用[20?21]。盆地中東部本溪組砂體具有橫向變化快、氣藏連續(xù)性差的特點，而砂體成因類型研究可以詳細地描述本溪組砂體橫向變化特征，為本溪組油氣藏勘探提供新的研究思路。但目前對于盆地中東部本溪組砂體成因類型缺乏系統(tǒng)的研究，導致砂體成因類型及特征不明確，這嚴重制約了本溪組油氣資源的勘探與開發(fā)。

本文基于研究區(qū)柳林成家莊、興縣關家崖等6條野外露頭剖面的勘察研究，以及對雙74井、麒20井等19口井位巖心觀察基礎上，結合65件巖石薄片和60件粒度分析以及大量測井資料分析，系統(tǒng)開展了本溪組巖相及巖相組合特征研究，討論本溪組砂體成因類型、砂體展布規(guī)律及沉積演化過程，以期為鄂爾多斯盆地中東部油氣遠景勘探及古地理重建提供有益的參考和借鑒。

1 區(qū)域地質背景

鄂爾多斯盆地為我國第二大沉積盆地[22?24]，面積約30萬平方千米，處于35°00′～40°30′ N，106°20′～110°30′ E，整體呈現(xiàn)北高南低的不對稱矩形狀，沉積厚度5 000～10 000 m。盆地內(nèi)構造簡單，可劃分6個一級構造單元[25?26]，研究區(qū)位于盆地中東部，北部達府谷，南部至安塞—延長地區(qū)，西至吳起，東部以府谷—柳林一帶為界，橫跨伊陜斜坡及晉西撓褶帶[27?28]（圖1a）。

早古生代由于受到加里東運動的影響，華北板塊整體抬升，盆地接受風化剝蝕。晚古生代，盆地整體沉降接受沉積，其中晚石炭世，海水進入盆地內(nèi)部，于晚石炭世本溪組時期在盆地中東部形成海侵背景下的海陸過渡相沉積[15，29?34]（圖1b）。本溪組地層主要以鋁土質鐵質巖為底界，頂部為8#煤層[32]，地層產(chǎn)狀較平緩，厚度由西南向東北逐漸增大，介于10～110 m。按照巖性差異可將本溪組劃分為3個亞段，依次分別為：湖田段、畔溝段和晉祠段[35]。湖田段主要發(fā)育含鐵鋁巖層的泥巖、頁巖，多呈紫色。該段鐵鋁巖，是經(jīng)歷了數(shù)次沉積與侵蝕后形成，與下伏馬家溝組灰?guī)r地層呈平行不整合接觸，為研究區(qū)內(nèi)最顯著的巖性標志層[36]，該時期地層厚度薄，連續(xù)性差，呈零星狀，最大厚度僅為12 m左右，受到西部中央古隆起的控制，鐵鋁巖層主要沿馬家溝組古溝槽分布（圖1b）。畔溝段主要由砂巖、頁巖、粉砂巖以及煤層、灰?guī)r組成，層內(nèi)可見海、陸生動植物化石，指示其形成于海陸交互環(huán)境，頂部發(fā)育少量薄層煤，中部發(fā)育的灰?guī)r多以單層或多層或透鏡狀出現(xiàn)在砂頁巖、碳質頁巖或煤層中，該時期地層海平面快速上升，東部被海水覆蓋，對馬家溝古溝槽填平補齊，形成了本溪組首個主力砂巖層，沉降中心為延安—安塞一帶以及榆林—神木一帶，地層最大厚度超過40 m（圖1a，b）。晉祠段底部發(fā)育一套厚度較大的砂巖，將其稱為“晉祠砂巖”[31]，主要巖性為灰白、灰綠及灰褐色石英砂巖，含有凝灰質（砂巖）火山物質，在研究區(qū)內(nèi)廣泛發(fā)育；中部發(fā)育深灰色灰?guī)r，將其命名為“吳家峪灰?guī)r”，層內(nèi)可見透鏡狀層理、脈狀層理等沉積構造，含有大量蜓類等海相動物化石[36]；上部發(fā)育下煤組，其中8號煤層在研究區(qū)內(nèi)發(fā)育較為廣泛，但煤層質量較差，該時期地層總體呈現(xiàn)西薄東厚的特征，相比于畔溝段沉積范圍擴大，沉降中心為神木—子洲一帶，最大厚度超過40 m（圖1a，b）。

2 巖相類型及巖相組合

2.1 巖相特征

巖相通常是指在某種水動力條件下形成的巖性和沉積構造組合[37]，可以根據(jù)巖相特征來判斷沉積物的搬運方式，并對該時期的水動力條件以及沉積作用機理等進行分析[38]，是砂體成因研究的重要部分。通過對鄂爾多斯盆地中東部本溪組野外剖面觀測、巖心觀察，在研究區(qū)內(nèi)共識別出以下12種巖相類型（表1、圖2）。

2.2 巖相組合特征

巖相組合是指不同巖相的垂向組合，反映的是某種特定的水動力條件連續(xù)變化的狀態(tài)及過程，是判別沉積環(huán)境的重要手段[39]。按照巖相在剖面上的共生關系，本文以12種巖相類型和每種巖相所代表的環(huán)境意義將研究區(qū)巖相劃分為6種巖相組合。

2.2.1 FA1：Gm?St?Sp

巖相組合FA1，以正粒序為主，通常底部具沖刷面，沖刷面之上廣泛發(fā)育塊狀礫巖相（Gm），其中礫石呈高度磨圓，疊瓦狀排列，且具有定向性，其上被槽狀交錯層理砂巖相（St）、板狀交錯層理砂巖相（Sp）覆蓋，砂體間見灰黑色泥巖，該巖相組合反映了潮控三角洲前緣水下分流河道的沉積特征。

2.2.2 FA2：Gp?St/Sp?Sf?M

巖相組合FA2，具有正粒序結構，底部多見不規(guī)則沖刷面，沖刷面之上發(fā)育板狀交錯層理礫巖相（Gp），中部發(fā)育紋層向下收斂的槽狀交錯層理砂巖相（St）或者板狀交錯層理砂巖相（Sp），上部發(fā)育雙向的羽狀交錯層理砂巖相（Sf）以及泥巖相（M），該巖相組合反映了潮道沉積特征。

2.2.3 FA3：Sp?Fd?Sf?Sl

巖相組合FA3，巖性多為灰白色中—細粒石英砂巖，其頂?shù)捉佑|面相對平整，底部發(fā)育板狀交錯層理砂巖相（Sp）和變形層理粉砂巖相（Fd），上部發(fā)育羽狀交錯層理砂巖相（Sf）和沖洗交錯層理砂巖相（Sl）。在砂巖中可見潮汐流作用形成的泥質披蓋層和泥礫碎片，泥礫沿著層系分布，該巖相組合反映了潮汐砂壩沉積特征。

2.2.4 FA4：Sp?Sf?Fc?C

巖相組合FA4，正粒序，整體以深灰色粉—細砂巖為主，單層砂體厚度較薄。在下部發(fā)育板狀交錯層理細砂巖相（Sp）和羽狀交錯層理砂巖相（Sf），而在上部常出現(xiàn)脈狀層理粉細砂巖相（Fcf）、波狀層理粉細砂巖相（Fcw）、透鏡狀層理泥質粉砂巖相（Fcl）的變化規(guī)律，部分可見薄煤層（C），該巖相組合反映了潮坪（砂坪—混合坪）沉積特征。

2.2.5 FA5：M?Lm?Fr/Sf?Sl?Sf

巖相組合FA5，整體上具有向上變粗的趨勢，沉積序列底部為泥巖相（M）以及局部可見塊狀層理泥灰?guī)r相（Lm）向上過渡為沙紋交錯層理粉砂巖相（Fr）或者羽狀交錯層理砂巖相（Sf），上部可見沖洗交錯層理砂巖相（Sl）和羽狀交錯層理砂巖相（Sf）。頂部可見細礫巖沉積，礫石顆粒的直徑為1～2 cm，分選磨圓較好，為高能波浪環(huán)境所形成，該巖相組合反映了障壁砂壩沉積特征。

2.2.6 FA6：Sf?Fc

巖相組合FA6，砂體以中—細砂巖為主，由于風暴的強烈影響，部分泥巖礫被卷起，呈紊亂狀分布，發(fā)育羽狀交錯層理砂巖相（Sf）和潮汐層理砂巖相（Fc），該巖相組合反映了潮汐風暴—陸棚沉積特征。

3 砂體成因類型及特征

根據(jù)野外剖面及巖心中識別出的巖相及巖相組合特征，同時結合巖石薄片、粒度分析以及測井資料分析，在研究區(qū)內(nèi)識別出水下分流河道砂體、潮道砂體、潮坪（砂坪—混合坪）砂體、潮汐砂壩砂體、障壁砂壩砂體、潮汐風暴—陸棚砂體6種砂體類型。

3.1 水下分流河道砂體

該類砂體主要發(fā)育于潮控三角洲前緣，是分流河道延伸到水下部分[40]，主要受到河流作用影響、潮汐作用影響有限，在研究區(qū)北部神21井一帶晉祠段中具有典型的特征。砂體以中—粗粒砂巖為主，厚5～15 m，多發(fā)育槽狀、板狀等交錯層理（圖3a，b，d～f），由于受到潮汐作用，局部可見潮汐層理（圖3c，g）。垂向上整體呈現(xiàn)正粒序結構，向上沉積構造發(fā)育規(guī)模減小，底部多見沖刷面，礫石以疊瓦狀定向排列，指示單向水流特征。碎屑組分以石英、巖屑為主，分選性較好，磨圓為次棱角—次圓狀（圖4a），粒度概率累積曲線顯示跳躍總體占比大，斜率值較高，說明水流能量中等—相對較強的特點（圖5a）。與巖相組合FA1相對應，典型的巖相組合序列為：塊狀層理礫巖相（Gm）—槽狀交錯層理砂巖相（St）—板狀交錯層理砂巖相（Sp）（圖3h）。

3.2 潮道砂體

該類砂體主要發(fā)育于河口灣和潮下帶，是潮汐作用向陸方向的延伸，屬于高能水動力環(huán)境[19]，在研究區(qū)北部雙74井一帶畔溝段中具有典型的特征。下部以含礫粗砂巖為主（圖6d，f），具有沖刷面及泥礫，泥礫多呈定向排列，與層理面平行，指示水流方向，多見泥披層（圖6a）。由于潮汐水道水流能量較強，砂體內(nèi)部發(fā)育多種交錯層理，如槽狀交錯層理、板狀交錯層理、羽狀交錯層理等（圖6b，c，e，g），其中羽狀交錯層理作為雙向水流標志層理指示存在潮汐雙向水流作用，該類砂體厚2～5 m。整體呈現(xiàn)正粒序結構，多發(fā)育泥巖。碎屑組分以石英、巖屑為主，分選性較差，磨圓為次棱角狀（圖4b），粒度概率累積曲線顯示跳躍總體所占比例大，粒度偏粗，斜率值較高，懸浮總體次之，說明潮道水流能量強（圖5b）。與巖相組合FA2相對應，典型的巖相組合序列為：板狀交錯層理礫巖相（Gp）—槽狀/板狀交錯層理砂巖相（St/Sp）—羽狀交錯層理砂巖相（Sf）—泥巖相（M）。多期潮汐水道可在垂向上疊加，進而形成巖相序列的疊加，如常見序列Gm-St/Sp-Sf-M-St/Sp-Sf-M 的疊加樣式（圖6h）。

3.3 潮汐砂壩砂體

該類砂體主要發(fā)育于潮下帶，為高能水動力環(huán)境，主要受到潮汐作用影響[41]，在研究區(qū)中部麒20井一帶晉祠段中具有典型的特征。砂體以中砂巖為主，厚5～20 m，泥披層較發(fā)育（圖7d），多見板狀交錯層理、羽狀交錯層理、沖洗交錯層理及變形層理等（圖7b，c，e，g），其中，研究區(qū)內(nèi)雙向交錯層理的廣泛發(fā)育表明潮汐雙向水流的存在及主導作用。頂部可見泥礫，部分被風暴改造后呈撕裂狀，反映出潮汐能量的增強，整體顯示出向上厚度變厚，水動力增強的潮汐沉積特征（圖7a，f）。一般來說，在垂向上呈粒度變粗的反粒序結構，有時也為均質或不發(fā)育粒序層[42]。碎屑組分以石英為主，分選性較好，磨圓為次圓狀（圖4c），粒度概率累積曲線顯示跳躍總體占比最大，斜率較高（圖5c）。與巖相組合FA3相對應，典型的巖相組合序列為：板狀交錯層理砂巖相（Sp）—變形層理粉—細砂巖相（Fd）—羽狀交錯層理砂巖相（Sf）—沖洗交錯層理砂巖相（Sl）（圖7h）。

3.4 潮坪（砂坪—混合坪）砂體

該類砂體包括砂坪及混合坪砂體，主要發(fā)育于潮間帶，潮汐水體能量相對較高，主要受到潮汐作用影響，在研究區(qū)中部陜365井一帶晉祠段中具有典型的特征。下部多為砂坪砂體，以中—細砂巖為主，發(fā)育板狀交錯層理、羽狀交錯層理等（圖8e，f），雙向交錯層理的出現(xiàn)指示潮汐雙向水流作用，在砂巖中也可見潮汐流作用形成的泥質披蓋層和泥礫碎片，部分泥礫碎片在風暴攪動后呈撕裂狀（圖8d，g）。向上過渡為混合坪砂體，粒度變細，以細砂巖、粉細砂巖為主，夾薄層泥巖，形成典型的潮汐韻律，是在漲退潮期與停潮期接替出現(xiàn)背景下而形成，因砂泥供應量的不同而發(fā)育不同類型潮汐層理，包括脈狀層理、波狀復合層理、透鏡狀層理（圖8a～c）。該類砂體厚2～20 m，垂向上整體呈現(xiàn)正粒序結構。碎屑組分以巖屑、雜基為主，分選性中等，磨圓為次棱狀（圖4d），粒度概率累積曲線跳躍總體占比大，斜率較高，懸浮總體占比少，斜率較低（圖5d）。與巖相組合FA4相對應，典型的巖相組合序列為：板狀交錯層理砂巖相（Sp）—羽狀交錯層理砂巖相（Sf）—脈狀層理粉細砂巖相（Fcf）—波狀復合層理粉細砂巖相（Fcw）—透鏡狀層理泥質粉砂巖相（Fcl）—煤層（C）（圖8h）。

3.5 障壁砂壩砂體

該類砂體發(fā)育在潟湖與廣海之間，主要受到海洋波浪作用[43]，在研究區(qū)南部陜438井一帶畔溝段中具有典型的特征。下部發(fā)育泥巖（圖9f），且局部可見塊狀層理泥灰?guī)r，其上以粉砂巖為主，發(fā)育沙紋層理（圖9e），向上粒度變粗，以中—細砂巖為主，發(fā)育沖洗交錯層理、羽狀交錯層理等（圖9c，g），頂部可見大量礫石（圖9b），該類砂體厚2～5 m，且砂體表現(xiàn)出顆粒分選性好和磨圓度好的特點（圖9a，d），反映受長期的沖刷和淘洗作用，整體呈現(xiàn)逆粒序結構，且野外可見波痕，反映水動力條件逐漸增強的波浪作用環(huán)境。碎屑組分以石英為主，分選性較好，磨圓為次圓狀（圖4e），粒度概率累積曲線顯示跳躍總體占比大，斜率較高（圖5e）。與巖相組合FA5相對應，典型的巖相組合序列為：泥巖相（M）—塊狀層理泥灰?guī)r相（Lm）—沙紋層理粉砂巖相（Fr）—沖洗/羽狀交錯層理砂巖相（Sl/Sf）（圖9h）。

3.6 潮汐風暴—陸棚砂體

該類砂體發(fā)育于陸棚，主要受到海洋作用以及潮汐影響，在研究區(qū)南部米103井一帶晉祠段中具有典型的特征。砂體以中—細砂巖為主，厚5～15 m，砂巖中發(fā)育羽狀交錯層理、潮汐層理，以及由正常潮汐作用繼續(xù)改造形成風暴沉積的典型標志丘狀交錯層理（圖10d），礫巖多為石英礫巖，磨圓好，分選差，形成扇狀、倒小字型或雜亂排列構造（圖10a，b），由于風暴的強烈影響，部分泥巖礫被卷起，呈紊亂狀分布（圖10c）。碎屑組分以石英為主，分選性較差，磨圓一般（圖4f），粒度概率累積曲線為三段式，斜率較?。▓D5f）。與巖相組合FA6相對應，典型的巖相組合序列為：羽狀交錯層理砂巖相（Sf）—潮汐層理砂巖相（Fc）（圖10e）。

4 砂體展布及發(fā)育特征

4.1 砂體橫向展布及發(fā)育特征

基于研究區(qū)內(nèi)本溪組砂體的整體展布情況，優(yōu)選了一條近東西方向（橫向）與一條近南北方向（縱向）的剖面來對砂體展布規(guī)律進行分析。

由東西向砂體剖面對比圖（圖11）可以看出，整體地層具有西薄東厚的特征，東側砂體主要發(fā)育于晉祠段，中、西部則以畔溝段為主。西部蘇41井地層厚度最小，且無砂體發(fā)育，中東部米35井處砂體沉積厚度最大，約為20 m，東部砂體發(fā)育程度優(yōu)于西部。砂體橫向連通性一般，主要為潮控三角洲前緣水下分流河道砂體，砂體呈“頂平底凸”形態(tài)，單砂體厚4～6 m，寬1.5～3.2 km，長4.8～9 km，由于河道改道常形成多期砂體疊置發(fā)育，沉積厚度較大，但砂體延伸距離較短。砂體在垂向上具有向東遷移的特征。

由南北向砂體剖面對比圖（圖11）可以看出，研究區(qū)整體地層具有北厚南薄的特征，砂體主要發(fā)育于晉祠段，中部雙70井、米46井、米73井區(qū)域發(fā)育程度較好，雙70井處地層厚度最大，指示沉積中心，砂體大量發(fā)育，單個砂體厚度可達10 m，砂體間夾有薄層泥巖，主要為潮控三角洲前緣水下分流河道砂體，單砂體厚3～5 m，寬2～6 km，長6～12 km。南部砂體厚度相對較薄，且連通性較差、延伸距離短，表明受到潮汐作用明顯。砂體在垂向上具有從南北兩側共同向中部沉積中心遷移的特征。

4.2 砂體平面分布特征

通過對研究區(qū)野外剖面進行觀察，結合大量鉆井巖心的粒度分析、巖石薄片分析，以及大量的測井資料解釋結果，分別統(tǒng)計湖田段、畔溝段和晉祠段砂體厚度。基于大量鉆井厚度數(shù)據(jù)，以及鉆井間的砂體對比，繪制鄂爾多斯盆地中東部本溪組不同沉積時期砂體平面展布圖。

其中，湖田段沉積期，研究區(qū)在區(qū)域拉張的構造背景條件下，沉積基底沉降并開始接受沉積充填，該時期華北板塊南北兩端處于小陸塊初始碰撞拼接階段，造山作用弱[29?32]，物源供給不強，表現(xiàn)為不發(fā)育砂體沉積，主要發(fā)育鐵鋁質層。

畔溝段沉積期，北部古亞洲洋構造域中的白乃廟等小板塊與華北板塊發(fā)生碰撞，形成小型造山帶，為研究區(qū)北部提供物源，發(fā)育了小型三角洲體系[44?46]；而研究區(qū)南部受南北秦嶺與華北板塊的共同造山作用，形成了南部物源區(qū)，也發(fā)育了小型三角洲體系[29?32]。但該時期由于海侵作用，海平面快速上升，研究區(qū)東部地區(qū)被海水覆蓋，南北物源體系進入盆地后，在潮汐作用的強烈改造下，原有三角洲被破壞，其形態(tài)發(fā)生改變，砂體呈孤立補丁狀分布，空間連通性較差[20]，其延伸方向呈現(xiàn)出較顯著的特點，大多數(shù)均與岸線斜交或垂直，多呈北東—南西和北西—南東向展布，其與潮汐水流方向有關，厚2～10 m。砂體類型主要為潮汐砂壩砂體，該時期以潮汐作用為主導，河流作用受限（圖12）。

晉祠段沉積期，經(jīng)歷造山作用減弱后，南、北兩個方向的造山作用再次增強，為本溪期物質來源最豐富的時期[47?48]，其中研究區(qū)北部再次發(fā)育三角洲體系。此時盡管海平面仍在持續(xù)升高，但可容納空間增長速率顯著低于物源供給速率，北部三角洲往盆內(nèi)不斷進積，三角洲沉積體系較畔溝段沉積范圍擴大，形成了晉祠砂體[29?32]，該砂體發(fā)育規(guī)模較大，也受到了潮汐作用的改造，但其連通性較好，呈南北向的條帶狀交織在一起。南部潮汐作用較強，對砂體的改造程度較大，將其切割成孤島狀的砂壩形式，連通性較差[20]，砂體展布整體具有沿南—北向特征，表明該時期潮汐水流在以南到北之間流動，北部受到潮汐作用影響相對南部較小，很大程度上保留了三角洲形態(tài)（圖13）。

4.3 沉積模式

根據(jù)本溪組砂體成因類型、形態(tài)及砂體展布特征，結合沉積環(huán)境分析，建立潮控三角洲—潮坪及障壁島復合沉積體系模式。眾所周知，海岸帶的潮汐作用，可以應用潮差進行約束，潮差為相鄰高潮潮高與低潮潮高的差，根據(jù)潮差規(guī)?？煞譃樾〕辈睿╨t;2 m）、中潮差（2～4 m）和大潮差（gt;4 m）三種類型[49?50]。障壁島—潟湖體系的形成是以小潮差為背景，具有與岸線近于平行的障壁砂壩。大潮差背景下，海岸為潮控環(huán)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[20，32]。研究區(qū)北部砂體發(fā)育規(guī)模較大，但受到了以中小潮差背景為主的潮汐作用改造，主要發(fā)育潮控三角洲前緣沉積，以水下分流河道砂體為主，巖性多為中—粗砂巖，底部可見大量礫石，分選、磨圓度較好，雜基含量較低，多發(fā)育槽狀、板狀等交錯層理，由于受到潮汐作用，局部可見潮汐層理發(fā)育。單砂體橫剖面呈“頂平底凸”形態(tài)，平面上呈條帶狀或連片狀展布。中南部受到以大潮差背景為主的潮汐作用改造，主要發(fā)育潮汐砂壩砂體，粒度主要為粗砂巖，部分含礫，砂壩側翼多為中—細砂巖，多見板狀交錯層理、羽狀交錯層理及沖洗交錯層理等。單砂體在橫剖面上呈“底平頂凸”形態(tài)。西部臨近中央古隆起水體相對較淺，受到了以中小潮差背景為主的潮汐作用改造，在水下古隆起之上發(fā)育障壁砂壩砂體，多以孤島狀的砂壩形式分布（圖14）。結合前人的研究成果及本次的分析結果，認為最有利砂體區(qū)處于研究區(qū)北部榆林—子洲一帶，該帶砂體受潮汐改造較強，成熟度高，砂體厚度較大，成藏條件最好；南側靖邊—子長地區(qū)略差，為次級有利區(qū)。該模式的建立對鄂爾多斯盆地中東部本溪組的砂體類型精細解剖，具有重要的地質理論指導意義。

5 結論

（1） 研究認為鄂爾多斯盆地中東部本溪組共發(fā)育12種巖相類型，研究區(qū)內(nèi)可識別出6種巖相組合，對應水下分流河道、潮道、潮坪（砂坪—混合坪）、潮汐砂壩、障壁砂壩、潮汐風暴—陸棚6類成因類型。

（2） 湖田段沉積期，華北板塊南北兩端處于小陸塊初始碰撞拼接階段，造山作用弱，物源供給不強，表現(xiàn)為不發(fā)育砂體；畔溝段沉積期海平面快速上升，研究區(qū)東部地區(qū)被海水覆蓋，南北物源體系進入盆地后，主要受到以大潮差為背景的潮汐作用改造，砂體類型主要為潮汐砂壩砂體，同時發(fā)育小規(guī)模的水下分流河道砂體、潮道砂體和潮坪（砂坪—混合坪）砂體；晉祠段沉積期，南、北兩個方向的造山作用增強，為本溪期物質來源最豐富時期，其中研究區(qū)北部物源供給充足，發(fā)育三角洲體系，此時海平面雖然持續(xù)上升但是可容納空間增長速率顯著低于物源供給速率，北部三角洲往盆內(nèi)不斷進積，使得砂體發(fā)育規(guī)模較大，但受到以中小潮差背景為主的潮汐作用改造，主要為水下分流河道砂體，中南部受到以大潮差背景為主的潮汐作用改造，主要發(fā)育潮汐砂壩砂體，西部臨近中央古隆起水體相對較淺，受到了以中小潮差背景為主的潮汐作用改造，發(fā)育障壁砂壩砂體、潮道砂體和潮坪（砂坪—混合坪）砂體。

致謝 感謝成都理工大學沉積地質研究院田景春教授在學習和生活中的指導與鼓勵，感謝成都理工大學沉積地質研究院余威博士、王志偉博士對本文提出的建議和幫助。感謝三位審稿專家提出的意見和建議以及編輯部老師認真負責的審校，使文章質量得到顯著提升。

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