鄂尔多斯盆地地质年代及地层表（鄂尔多斯盆地沉积岩地层的岩性组合规律）

鄂尔多斯盆地地质年代及地层表（鄂尔多斯盆地沉积岩地层的岩性组合规律）山西组砂岩一般孔径很小，平均9.63～12.8um，喉道窄，平均喉道宽0.316 um，裂缝少，一般为构造应力缝和层理缝，长1000－10 um不等。山西组低孔低渗的原因一是储集体砂岩高岩屑、高杂基，粘土孔隙充填和混粒结构为主，二是埋藏深度大，压实、胶结等成岩作用强烈，而溶蚀作用微弱。上段山1层厚40~50m，由分流河道相岩屑砂岩与灰绿色泥岩及灰黑色泥岩组成；砂层，一般厚度2~10m，主要岩性为灰色或浅灰色中粒岩屑石英砂岩，岩屑在山西组中含量占8~22%，除燧石、多晶石英岩外，主要是凝灰质火山碎屑岩、千枚岩、粉沙岩或泥岩。柔性浅变质岩经压实的塑性变形尤为突出，具结构成熟度低，成分成熟度高的特点。砂岩中白云母和绢云母的含量明显增加，中性交错层理发育，普见碳屑。伊利石和绢云母孔隙式胶结为主，伊利石晶体多为毛发状、纤维状。蚀变矿物绢云母在山西组砂岩中是很常见的粘土矿物，含量在2~5%左右，大多呈

下石盒子组(P2h ）：下石盒子组属半氧化环境下的内陆河流相沉积。总厚120~160m左右 根据砂泥岩组成的沉积地层旋回可分为盒5、盒6、盒7、盒8四个岩性段。下石盒子组砂岩岩性为：绿灰色岩屑质石英砂岩、不等粒石英砂岩、浅灰色含砾粗粒石英砂岩，砂岩泥质含量少，粘土平均含量6~12%，以高岭石、伊利石、绿泥石为主，胶结类型为再生~孔隙式，其中高岭石晶间孔普遍存在，次生加大的石英起到了骨架支撑作用，使其成为最普遍的储集空间。层理构造发育，常见的有大型板状斜层理和交错层理，由于物性普遍较好而成为找气的主要目的层。依此也可反映出区内受当初湖侵湖退作用影响而形成三角洲相沉积在岩性剖面上的组合变化规律。榆林、子洲一带下石盒子组均见到灰白色中砂质粗粒长石石英砂岩，长石含量10~18%，正长石约占长石含量的三分之二。因泥化作用，多数颗粒表面风化为黄褐色雾状。颗粒破碎，大小不均，形状不规则，轮廓模糊，且普遍有长石粒内孔。

下石盒子每套储盖组合一般都是由总厚度5～35米的一至三个砂层，其上封盖20～60米左右的泥质岩组成。盒7、盒8砂岩发育，厚度大，泥岩薄。砂岩为浅灰色岩屑石英砂岩、岩屑砂岩。粒度以中～粗粒、不等粒为主，自上而下变粗（中～北部盒8普遍含砾石），由北向南变细。

6尤其盒8砂岩（骆驼脖砂岩）属较典型的泛滥型网状河、曲流河交互沉积。由于河身不固定，河道弯曲度小，侧向迁移速度快，堆积充填快，砂体往往为多期叠加，大面积分布。进入盒7，河道萎缩、迁移、汛期减弱，砂岩厚度变薄（一般小于15米），边滩、心滩砂岩不发育，天然堤、决口扇砂岩较多，仅在局部地方沉积了厚度较大的边滩、心滩砂岩。至盒6以后河道更加萎缩，进入平原河漫沼泽相，砂岩发育较差，主要为天然堤，决口扇砂体，厚度5米左右。盒7及以上砂岩为透镜状零星分布，复合连片性差，（常为低成熟度的细～中粒岩屑砂岩，杂基含量高，物性差。孔隙度一般小于6%，渗透率小于0.4×10-3μm2。只有盒7一些厚度大的心滩、边滩砂岩中，孔隙度可达12.2%（陕123井）。石盒子组普见被方解石和高岭石交代的碎屑，它们是因长石和岩屑相应不稳定而被交代的缘故。

山西组(P1s )：一般厚90~120m，该组有湖泊沼泽相、湖成三角洲平原相两大沉积体系。根据沉积韵律及岩性组合序列依此分为山1、山2上下两段：

上段山1层厚40~50m，由分流河道相岩屑砂岩与灰绿色泥岩及灰黑色泥岩组成；砂层，一般厚度2~10m，主要岩性为灰色或浅灰色中粒岩屑石英砂岩，岩屑在山西组中含量占8~22%，除燧石、多晶石英岩外，主要是凝灰质火山碎屑岩、千枚岩、粉沙岩或泥岩。柔性浅变质岩经压实的塑性变形尤为突出，具结构成熟度低，成分成熟度高的特点。砂岩中白云母和绢云母的含量明显增加，中性交错层理发育，普见碳屑。伊利石和绢云母孔隙式胶结为主，伊利石晶体多为毛发状、纤维状。蚀变矿物绢云母在山西组砂岩中是很常见的粘土矿物，含量在2~5%左右，大多呈密集的鳞片状，石英次生加大普遍，再生~孔隙式胶结，高岭石含量3~8%，岩石较石盒子组致密，但高岭石晶间孔仍为砂层理想的储集空间。

下段山2层以湖沼相煤系地层为主。砂岩夹煤线及暗色泥岩，由于砂岩（北岔沟砂岩）中富含高岭石、白云母及岩屑、炭屑组份，所以易于与下伏的太原组滨海相纯石英砂岩区别；同时山2电测曲线反映的高时差、大井径及低密度也与山1的平缓曲线易于划分；与石盒子组相比，双侧向电阻率值增高，煤层对应，声波曲线呈尖峰状，自然伽玛呈锯齿状起伏。由于沉积物源来自盆地北部，上下部的各类砂体均呈北东～西南向条带状、透镜状分布。岩性主要为粗～中粒石英砂岩，厚度5～30米以上。，前缘砂是经过河流、波浪、潮汐反复作用后形成的，具有质地纯，分选好，岩屑少、成熟度高的特点，高岭石大多分布于孔隙之中，以集合体形式出现，呈蠕虫状，书页状及手风琴状，晶形发育较好，呈典型的假六方片状。其发育的晶间孔和高岭石被溶流失后形成的粒间孔是气层的主要储集空间。有较好的储集物性。孔隙度一般5～8%左右，最高者达13%（陕67井山2分流河道砂岩）渗透率〉0.4×10-3μm2。

岩石组份均具高杂基、高岩屑、低长石，以孔隙接触胶结为主的特点，而且部分区带中岩石成份成熟度高，结构成熟度低，碎屑成份主要是石英和岩屑，几乎见不到长石，当然在纵向上成份随粒度和沉积环境的不同有着不同程度的差异。不同组段的砂岩中，碎屑组分主要为石英和岩屑，而岩屑石英不等量交互递变，组成了山西组砂岩以岩屑石英砂岩、岩屑砂岩为主要的岩石类型。

山西组低孔低渗的原因一是储集体砂岩高岩屑、高杂基，粘土孔隙充填和混粒结构为主，二是埋藏深度大，压实、胶结等成岩作用强烈，而溶蚀作用微弱。

山西组砂岩一般孔径很小，平均9.63～12.8um，喉道窄，平均喉道宽0.316 um，裂缝少，一般为构造应力缝和层理缝，长1000－10 um不等。

太原组(P1t)：太原组一般厚60～80m，与下伏本溪组呈整合接触，沉积环境为连续演化，是在本溪组沉积背景下的水退式海陆交互相沉积，陆表浅海控制着该组地层的沉积和发展。（2000年，长庆油田已将长庆石油勘探局划分的原太2地层划为本1地层）

此层的标志层很多，有：东大窑灰岩、七里沟砂岩、斜道灰岩、毛儿沟灰岩、庙沟灰岩。还有油田现已划为本1段的9#煤层、吴家峪灰岩、晋祠砂岩。

长庆石油勘探局根据沉积组合韵律及岩性、电性变化原分为上下两段：上段太1，为区域海侵形成的含生屑灰岩及海退形成的泥岩及薄煤层，并且灰岩、泥岩和煤层组成四个次级旋回，层内还有火山灰、玻屑凝灰岩；下段太2以砂岩为主，岩性为灰白色石英砂岩，夹有少量灰岩，底部夹有3～5m的可采煤层，其煤层则是与下伏本溪组分界的标志层。太1与太2区别是以薄层凝灰岩作太1底，最厚的第一个煤层作太2的顶部，反映在电测曲线上灰岩及煤层为高阻值。

太原组砂岩极不发育，砂岩层厚2~7m，石英的含量一般均在90%以上。硅质再生式胶结为主是其主要特点。另一特征是碎屑间普见铁白云石充填，局部见有球粒状、放射状或麻绳状分布的自形晶菱铁矿，显然是交代成因所致。

太原组灰岩主要为含生物碎屑泥晶灰岩、生物碎屑灰岩、泥晶灰岩。少数为微晶生物碎屑岩。填隙物全为低能藻泥晶方解石基质，未见亮晶方解石胶结。灰岩富含陆源碎屑和有机质。粒屑成分主要为生物碎屑，其次是棱角～半棱角状的砾屑和砂屑。海相生物化石属种繁多，含量10～50%。 经统计各灰岩中生物化石丰富，有蜓、有孔虫、苔藓虫、腕足、腹足、瓣鳃、三叶虫、棘皮、介形虫、牙形刺及藻类等。这些化石除苔藓虫外，都经过位移，这反映了海水具有双向流动潮汐作用的性质：二是长条状骨骼（如海百合茎），定向排列。这反映沉积时水体有一定动荡条件。