鄂尔多斯盆地位于华北克拉通西部，是在太古宇—古元古界基底上发育起来的大型多旋回叠合盆地^[1-2]。晚古生代是鄂尔多斯盆地叠合演化的重要阶段，该时期盆地由大规模地抬升剥蚀进入海陆过渡沉积期，晚石炭世—早二叠世经历了海侵-海退旋回，形成含煤碎屑岩沉积体系，中—晚二叠世盆地主体进入陆相三角洲沉积阶段，形成了盆地重要的致密砂岩气藏，中—上二叠统也是重要的研究层位。前人对鄂尔多斯盆地中—上二叠统做了大量的研究工作，在海水性质方面主要形成了3个观点：①沉积相带展布逐渐向东部和南部扩张，且中二叠世研究区仍存在间歇性局部海侵^[3-5]；②在山西组沉积晚期海水已完全退出鄂尔多斯盆地，下石盒子组沉积期相当于陆内坳陷阶段^[6]；③晚二叠世仍旧受到局部海侵影响^[7-10]。在油气勘探方面，认为古地理条件与上古生界气藏形成关系紧密，如高计县等^[11]认为下二叠统太原组—山西组广泛分布的煤层为研究区的主要烃源岩，山西组—石盒子组发育的大型三角洲河道砂体为有利的储集相带，中—上二叠统上石盒子组泥岩及石千峰组泥岩为重要的区域性盖层，由此形成了良好的生-储-盖组合；于兴河等^[12]认为随着埋藏深度增大，压实作用、成岩作用、构造作用等因素导致盆地致密砂岩气藏大规模形成，在上古生界先后发现的苏里格、乌审旗、神木和大牛地等探明地质储量超过千亿立方米的致密气田表明鄂尔多斯盆地具有丰富的致密油气；齐荣等^[13]认为盆地南部上石盒子组、下石盒子组、山西组多层试获工业气流或钻遇良好油气显示，证实了上古生界具备天然气富集成藏的有利地质条件，且呈多层含气特征；付金华等^[14]认为鄂尔多斯盆地西南部陇东地区发现的庆阳大气田表明盆地南部上古生界致密砂岩气勘探取得新的突破；王若谷^[15]认为上二叠统石千峰组由于形成于炎热氧化的环境条件早期被认为不利于形成油气藏，但随后榆17井等获得工业性气流表明石千峰组也有发现气藏的可能。这些研究多以现今盆地或局部地区重要层段为研究对象，然而，鄂尔多斯盆地三叠纪以后才逐渐形成了现今构造格局，中—晚二叠世盆地与现今盆地在边界、充填演化等方面都存在差异，因此需要对原型盆地进行恢复，探讨其演化过程。

以鄂尔多斯盆地周缘露头及150余口井钻井、测井及岩心数据为基础，结合古生物、地球化学调研资料，运用原型盆地恢复方法，将中—晚二叠世各时期地层厚度、沉积相及相带展布特征等与周缘造山带演化结合起来，恢复盆地及邻区中—晚二叠世不同时期的构造-沉积环境，包括原型盆地形态、盆地边界与周缘造山带的相互关系，确定原型盆地性质及演化特征，以期为该区域中—上二叠统油气探勘提供依据。

研究区鄂尔多斯盆地及邻区包括鄂尔多斯盆地、盆地北缘中亚造山带东部、南缘秦岭造山带、西缘阿拉善地区和东部吕梁山以东地区。该区位于华北克拉通之上，经历了多期构造运动形成现今的构造格局（图 1）。中—上二叠世研究区处于海西运动后期，在现今主要出露于盆地东缘韩城—柳林—神木一带、西缘贺兰山及南缘麟游—淳化等地区，在盆地外六盘山地区少见出露。中—上二叠统在盆地内发育完整，在盆外吕梁山以东地区遭受剥蚀，地层发育不全。中二叠统总厚度为150~350 m，在鄂尔多斯盆地、桌子山—贺兰山、小秦岭、平凉—永寿及山西等地自下而上可分为下石盒子组与上石盒子组，下石盒子组主要发育灰色、浅灰色细砂岩与中砂岩及棕褐色、紫红色泥岩不等厚互层，偶夹煤层；上石盒子组主要为灰绿色和浅红色细砂岩与杂色和紫红色泥岩不等厚互层。上二叠统石千峰组厚度为200~350 m，主要发育浅红色砂岩与棕红色泥岩不等厚互层，整体上具有中部厚、南北薄的特点。在阴山、六盘山地区层组划分有所不同，六盘山地区中—上二叠统自下而上依次为大黄沟组上段和窑沟组，其中大黄沟组上段对应盆地内下石盒子组，与下伏地层呈平行不整合接触；窑沟组对应盆地内上石盒子组和石千峰组，上覆三叠系。阴山地区中—上二叠统自下而上依次为脑包沟组（对应下石盒子组、上石盒子组和石千峰组下段）及老窝铺组下段（对应石千峰组上段）（图 2）。

图 1

Fig. 1

下载原图 图 1 鄂尔多斯盆地及邻区中—晚二叠世造山带分布（a）及岩性地层综合柱状图（b） Fig. 1 Distribution of Middle-Late Permian orogenic zones(a)and stratigraphic column(b)of Ordos Basin and adjacent areas

图 2

Fig. 2

下载原图 图 2 鄂尔多斯盆地及邻区中—上二叠统地层划分 Fig. 2 Stratigraphic division of Middle-Upper Permian in Ordos Basin and adjacent areas

沉积盆地和造山带为大陆地壳的2个基本构造单元，在统一的地球深部动力机制推动下相互依存、相互转换，形成盆山系统^[16]。鄂尔多斯盆地的形成与周缘造山带的演化过程密不可分。以往研究表明吕梁山隆升时间限定在中生代，故中—晚二叠世华北克拉通东部与西部相连^[17]，盆地南缘勉略洋和北缘古亚洲洋处于强烈的构造活动期^[17-18]。

华北板块北部与中亚造山带东段衔接，中—晚二叠世为古亚洲洋。关于古亚洲洋在中—晚二叠世构造环境存在2种观点，一是俯冲后造山^[19-20]，另一种是向华北板块俯冲，至晚二叠世—早三叠世发生碰撞^{[17, 21-23]}。沉积环境特征表明内蒙古南部在二叠纪晚期由海相转变为陆相^[24]，索伦—锡林浩特一带上二叠统哲斯组沉积时期呈现海相沉积特征^[25]；Xiao等^[22]对西拉木伦缝合带蛇绿混杂岩进行的同位素和侵入岩研究表明，中—晚二叠世该区仍存在深海洋盆；古地磁数据表明泥盆纪—晚二叠世西伯利亚板块基本保持稳定，而华北板块有明显向北漂移的迹象，指示两者在晚二叠世没有发生碰撞^[26]。因此，中—晚二叠世鄂尔多斯盆地北缘处于活动大陆边缘环境至碰撞转换阶段。

晚古生代华北板块南缘勉略洋盆扩张，受古特提斯洋影响形成众多小陆块。对勉略缝合带蛇绿岩层间硅质放射虫动物群的研究表明，勉略洋盆扩张于泥盆纪—石炭纪；南秦岭勉略构造带三岔子地区与岛弧相关的岩浆岩年龄为（300±61~246±3）Ma ^[27-29]，表明勉略洋盆俯冲发生于300~250 Ma；早三叠世南秦岭古纬度约为23.6° N，与华北地块同期古地磁极相一致，但华南地块古纬度约为10° N，且存在73.6°的磁偏角^[29]。因此，勉略洋盆在中—晚二叠世仍处于俯冲消减阶段，并持续至中—晚三叠世^[28]。

沉降史分析可以明确盆地的类型、演化过程和动力学机制^[30-31]。克拉通盆地具有多阶段小幅度沉降复合的特点，且常发生抬升和无沉降过程，鄂尔多斯盆地二叠纪沉降曲线表现出与克拉通盆地相似的特点。选取鄂尔多斯盆地中不同区块的5口典型井进行构造沉降模拟，发现盆地在二叠纪经历了多阶段慢速沉降过程，沉降速率呈逐渐增大趋势；盆地北缘准1井的沉降速率最小，南缘合探2井、灵1井次之，中南部的龙探1井以及西部的忠1井具有较高的沉降速率和沉降量（图 3）。

图 3

Fig. 3

下载原图 图 3 鄂尔多斯克拉通盆地二叠纪沉降曲线（a）及盆地内典型井的构造沉降特征曲线（b）（据文献[30]修改） Fig. 3 Subsidence curve of Craton basin(a)and tectonic subsidence characteristic curves of typical wells(b)of Permian in Ordos Basin

研究区中二叠统石盒子组物源来自南、北两侧的隆起区，沉积体系呈南北向展布，湖盆在山西组沉积期基础上逐渐扩大，主要集中于吴忠—吴起—米脂—吉县；研究区北部靠近伊盟隆起区域为冲积扇—冲积平原沉积，锦100井、龙探1井等反映了这一沉积特征（图 4）。

图 4

Fig. 4

下载原图 图 4 鄂尔多斯盆地东部龙探1井中—上二叠统岩性地层综合柱状图 Fig. 4 Stratigraphic column of Middle-Upper Permian of well Longtan 1 in eastern Ordos Basin

下石盒子组沉积期，基准面呈波动性下降趋势，周缘构造活动强烈，构造沉降速率缓慢，多个小的沉积中心连接在一起（图 5）。在挤压背景下，盆地南缘和北缘古隆起持续抬升，隆起范围不断扩大。该时期气候环境由早期的潮湿向干热过渡，适宜大量植物的生长，如大羽羊齿类植物等，伴随着气候的逐渐干旱出现分异^[32]，在弱氧化-弱还原环境下，沉积了黄绿色、浅灰色砂岩和泥质砂岩，夹深灰色、灰绿色泥岩。

图 5

Fig. 5

下载原图 图 5 鄂尔多斯盆地及邻区中二叠统下石盒子组沉积期构造-沉积环境 Fig. 5 Tectonic-depositional environment of lower Shihezi Formation of Middle Permian in Ordos Basin and adjacent areas

下石盒子组沉积期盆地主要发育浅湖—滨浅湖沉积，岩性以灰色、深灰色泥岩夹细粒砂岩为主，随着水体深度的增加，沉积环境向还原环境转换，陇1井、莲1井和吉探4井等井均反映了这一沉积特征（图 6，图 7）。北缘隆起为盆地主要物源区，供源范围可达到盆地的西南部，沿着隆起区形成广阔的冲积扇—冲积平原，以粒度不等的粗粒碎屑堆积为特征，以锦100井为代表，主要发育浅灰色含砾中砂岩与棕色泥岩不等厚互层，自然伽马曲线呈箱形及微齿状，底部以冲刷面与山西组接触，为近源冲积扇。沿阿拉善左旗—石嘴山—榆林—太原一带广泛分布三角洲平原亚相，以召探1井和桃112井为例，岩性为棕褐色泥岩与浅灰色细砂岩不等厚互层，代表水动力较强的三角洲平原环境。在野外剖面中也能观察到三角洲平原特征，如薛峰川剖面下石盒子组发育浅灰色砂岩与灰绿色、黄绿色泥岩互层，砂岩中发育小型低角度交错层理；西北缘摩尔沟地区剖面下石盒子组主要发育粒度大、分选性差的浅灰色砂岩，发育大型交错层理，表明水动力强、距离物源区近；府谷海则庙剖面下石盒子组发育黄绿色砂岩夹薄层棕红色、灰黑色泥岩，发育交错层理（图 8a—8c）。

图 6

Fig. 6

下载原图 图 6 鄂尔多斯盆地及邻区中二叠统南北向连井剖面（剖面位置见图 1） Fig. 6 SN-striking correlation profile of Middle Permian in Ordos Basin and adjacent areas

图 7

Fig. 7

下载原图 图 7 鄂尔多斯盆地及邻区中二叠统东西向连井剖面（剖面位置见图 1） Fig. 7 EW-striking correlation profile of Middle Permian in Ordos Basin and adjacent areas

图 8

Fig. 8

下载原图 图 8 鄂尔多斯盆地及邻区中二叠统石盒子组典型岩性照片 （a）265°∠12°，N35°30' 0.92"，E110°21' 85.09"，下石盒子组浅灰色砂岩，见小型交错层理，薛峰川剖面；（b）334°∠5°，N39°41' 55.33"，E106° 53' 17.90" 下石盒子组大型交错层理，西北缘摩尔沟地区；（c）N39°1' 46.87"，E111°5' 6.74"，下石盒子组，黄绿色砂岩夹薄层棕红色、灰黑色泥岩，发育交错层理，府谷海则庙剖面；（d）N39°19' 26.44"，E106°35' 17.84"，上石盒子组浅灰色砂岩与灰黄色泥岩不等厚互层，沙巴台剖面；（e）N38°27' 17.55"，E111°8' 1.50"，上石盒子组棕红色泥岩中夹蓝灰色砂岩条带，发育低角度交错层理，兴县关家崖剖面；（f）203°∠14°，N37° 24' 58.40"，E110°48' 47.20"，上石盒子组浅灰色细砂岩中的斜层理，柳林三川河剖面。 Fig. 8 Typical lithologies of Middle Permian Shihezi Formation in Ordos Basin and adjacent areas

上石盒子组沉积期，基准面仍呈下降趋势，盆地北部持续升高，隆起范围增大，东部隆起区逐渐向盆地扩展（图 9）。冲积平原亚相沿伊盟隆起呈带状分布。盆地北缘近缘区发育辫状河沉积，以克1井盒4段为例，发育粗粒浅红色、浅灰色细砂岩，夹泥质砂岩，砂岩粒度大、分选性差，自然伽马曲线呈高幅锯齿状，代表快速迁移的辫状河沉积；岩性向上过渡为呈正旋回的褐色泥岩和砂质泥岩夹灰绿色细砂岩，自然伽马曲线呈钟形，代表河漫滩和河道微相（据长庆油田资料）。三角洲平原亚相在盆地内继续大面积发育，并呈现向物源区退去的趋势，盆地西部沙巴台剖面上石盒子组发育浅灰色砂岩与灰黄色泥岩不等厚互层，交错层理发育，指示三角洲平原沉积环境；东部兴县关家崖剖面上石盒子组发育棕红色泥岩夹蓝灰色砂岩条带，单层厚度小，发育低角度交错层理，表明为氧化性较强的三角洲平原沉积（图 8d—8e）。三角洲前缘亚相较下石盒子组沉积期向北迁移，以召探1井、龙探1井等为代表，岩性为厚层紫红色泥岩夹浅灰色砂岩。野外露头同样可以观察到典型的三角洲前缘沉积特征，如柳林三川河剖面上石盒子组岩性以浅灰色细砂岩为主，且呈多层叠置分布，见低角度交错层理，为水动力间断性增强的三角洲前缘沉积环境（图 8f）。浅湖亚相的分布范围比下石盒子组沉积期明显扩大，北部达到定边甚至榆林以南地区，南部沿环县—庆阳—吉县一线分布，以镇探2井、富探1井和吉探4井等为例，岩性均为泥岩夹薄层粉砂岩、砂岩，水平层理及沙纹交错层理发育。郑州—徐州地区即现今的南华北地区，气候湿润，发育三角洲—潮坪—潟湖沉积，局部地区发育灰黑色硅质海绵岩，向北逐渐不发育，指示该地区仍旧受海侵作用影响，海水由北向南退去^{[5, 33]}。

图 9

Fig. 9

下载原图 图 9 鄂尔多斯盆地及邻区中二叠统上石盒子组沉积期构造-沉积环境 Fig. 9 Tectonic-depositional environment of upper Shihezi Formation of Middle Permian in Ordos Basin and adjacent areas

石千峰组沉积期，盆地沉积体系仍呈南北向展布，构造沉降速度缓慢，基准面未发生明显波动，但沉积环境发生显著变化，由中二叠世弱氧化-弱还原的三角洲环境转变为干旱氧化的河流沉积环境，岩性为浅红色、紫红色细砂岩与棕红色泥岩不等厚互层，沉积厚度可超过300 m。石千峰组沉积初期盆地北缘构造活动强烈，同时南缘勉略洋向华北克拉通南缘挤压增强，直至石千峰组沉积中期开始逐渐减弱^[8]（图 10）。在此构造背景下，盆地南、北缘隆起区范围均扩大，为盆地提供了充足的物源。湖盆范围早期最小，随着构造活动的减弱而逐渐扩大，南华北地区沉积一套不含煤层的陆缘近海湖泊沉积，整体为向北东倾斜的宽缓斜坡环境，泥灰岩层中富含叶肢介、介形类和双壳类化石^[34]。

图 10

Fig. 10

下载原图 图 10 鄂尔多斯盆地及邻区下二叠统石千峰组沉积期构造-沉积环境 Fig. 10 Tectonic-depositional environment of Late Permian Shiqianfeng Formation in Ordos Basin and adjacent areas

石千峰组沉积时期靠近伊盟隆起的区域依旧分布冲积扇—冲积平原亚相，发育混杂堆积的含砾粗砂岩，以锦100井为例，石千峰组下部为灰白色含砾粗砂岩、中砂岩，夹褐色泥岩，向上过渡为灰色细砂岩与棕红色、褐色泥岩不等厚互层，自然伽马曲线呈微齿化箱形。盆地北缘近缘区发育辫状河相，但主要在石千峰组沉积早期发育，由河道厚层细砂岩夹河漫薄层泥岩构成，多数情况下缺失堤岸。三角洲平原沉积呈向湖盆推进的趋势，延伸至府谷—神木及吴忠以北地区，发育浅红色细砂岩与棕红色泥岩互层，自然伽马曲线呈锯齿化钟形、箱形（图 11，图 12），沙巴台剖面、棋盘井剖面石千峰组均发育紫红色泥岩与浅灰色、灰绿色砂岩互层，代表了三角洲平原沉积环境；兴县关家崖剖面石千峰组底部发育厚层浅灰色砂岩夹薄层紫红色泥岩，槽状交错层理十分发育，向上变为浅红色细砂岩与紫红色泥岩互层，夹灰白色、蓝灰色砂岩条带，同样指示三角洲平原沉积环境，水动力条件好，时而暴露于地表（图 13a—13d）。三角洲前缘沉积向南扩大至靖边—柳林地区，往西可延伸至环县一带，表明该时期西北缘沉积物供给相对充足，柳林三川河剖面石千峰组底部见厚层灰色细砂岩，交错层理发育，上部为紫红色泥岩，代表三角洲前缘亚相（图 13e）。该时期盆地内还发育河流相，如龙探1井发育棕红、紫红、灰白色细砂岩和粉砂岩，与棕红、紫红和灰绿色泥岩不等厚互层，纵向上可见明显的河流相“二元”结构。

图 11

Fig. 11

下载原图 图 11 鄂尔多斯盆地及邻区上二叠统石千峰组南北向连井剖面（剖面位置见图 1） Fig. 11 NS-striking correlation profile of Upper Permian Shiqianfeng Formation in Ordos Basin and adjacent areas

图 12

Fig. 12

下载原图 图 12 鄂尔多斯盆地及邻区上二叠统石千峰组东西向连井剖面（剖面位置见图 1） Fig. 12 EW-striking correlation profile of Upper Permian Shiqianfeng Formation in Ordos Basin and adjacent areas

图 13

Fig. 13

下载原图 图 13 鄂尔多斯盆地上二叠统石千峰组典型岩性照片 （a）N39°8' 6.27"，E106°22' 53.85"，紫红色泥岩与其下浅灰色细砂岩，沙巴台剖面；（b）203°∠14°，N39°10' 55.40"，E106°22' 17.33"，紫红色泥岩与黄绿色、浅灰色细砂岩不等厚互层，棋盘井剖面；（c）N38°27' 22.96"，E111°7' 33.46"，浅灰色含砾粗砂岩，发育槽状交错层理，兴县关家崖剖面；（d）N38°27' 22.96"，E111°7' 33.46"，浅灰色细砂岩，发育板状交错层理，兴县关家崖剖面；（e）N37°25' 31.45"，E110°49' 28.95"，灰色细砂岩，发育大型交错层理，柳林三川河剖面；（f）N35°32' 26.91"，E110°18' 31.63"，紫红色泥岩与棕红色细砂岩，底部发育冲刷面，薛峰川剖面。 Fig. 13 Typical lithologies of Upper Permian Shiqianfeng Formation in Ordos Basin

相较于盆地北部，该时期盆地南部物源区三角洲沉积体系范围较小，三角洲平原与三角洲前缘变化范围不大，粒度相对较小且砂泥比低；湖相沉积发育，早期湖盆范围较小，至石千峰组上部沉积期湖盆范围达到最大，岩性为灰绿色、紫红色泥岩夹浅红色泥质细砂岩，自然伽马曲线呈锯齿状；薛峰川剖面石千峰组可见厚层紫红色泥岩夹棕红色砂岩、泥岩条带，上部主要为灰白色细砂岩，底部见冲刷面，表明沉积环境由浅湖向三角洲前缘过渡（图 13f）。

鄂尔多斯盆地及邻区中—晚二叠世以三角洲沉积环境为主，盆地周缘为挤压构造背景，北缘古亚洲洋和南缘勉略洋盆经历了洋盆俯冲消减过程，为活动大陆边缘。在此构造背景下，基底缓慢沉降，基准面波动性变化，不同时期沉积相带的展布和沉积特征随之变化。

中—晚二叠世鄂尔多斯盆地及邻区为克拉通内坳陷盆地，经历近海湖盆充填。中二叠统石盒子组继承了下二叠统山西组的古地理格局，盆地边界与早二叠世相同，南界大致沿兰州—丹凤—洛南一带分布，北界位于额尔齐斯—西拉木伦混杂岩带与古亚洲洋分隔，东界延伸至华北板块边界处，西界因阿拉善地块的归属问题目前存在争议，但由于大部分学者都认为阿拉善地块属于华北板块的一部分，因此可以认为西界为阿拉善地块西界^[35]。该时期地形南北高、中部低，湖盆中部形成多个小的沉积中心，接受来自盆地北缘和南缘的沉积物（图 14）。

图 14

Fig. 14

下载原图 图 14 鄂尔多斯盆地及邻区中—晚二叠世南北向构造-沉积演化剖面及盆山耦合关系 Fig. 14 NS-striking tectonic-depositional evoluton profiles and basin-mountain coupling relationships of Middle-Late Permian in Ordos Basin and adjacent areas

下石盒子组沉积期，伊盟隆起与秦岭隆起在挤压背景下持续抬升，遭受剥蚀，盆地距物源区较近的地区发育冲积扇—冲积平原亚相，辫状河贯穿其中；距物源区越远，沉积物粒度越小，区内广泛发育三角洲平原亚相和三角洲前缘亚相，主要沿吴起—柳林一带展布。盆地南缘在此阶段抬升程度弱于北缘，三角洲相分布范围较小，仅限于庆阳—淳化一带。盆地中南部发育浅湖亚相，沿吉县向盆地东部延伸，以吴起为界划分了东、西两大汇水中心。现今南华北地区，即郑州—徐州一带发育潮坪—潟湖沉积（图 14a）。上石盒子组沉积期，湖相分布范围逐渐增大，三角洲沉积体系向隆起区退去，分布范围逐渐变小，分布于定边—榆林—柳林一带；西北缘物源供给能力逐渐变强，甘肃武威—阿拉善地区均发育三角洲平原亚相；南部三角洲物源供给区与北缘有相似的沉积特征，沉积物供给能力逐渐增强，但辫状河不发育（图 14b）。晚二叠世石千峰组沉积期，沉积环境发生明显变化，周缘构造环境由强烈逐渐转为平缓，西北缘三角洲沉积体系延伸至环县一带，湖盆范围扩大并在吴起地区形成小的凹陷，南华北地区残存的潮坪—潟湖环境范围向南缩小（图 14c，图 15）。

图 15

Fig. 15

下载原图 图 15 鄂尔多斯盆地中—晚二叠世东西向构造-沉积演化剖面及盆山耦合关系 Fig. 15 EW-striking tectonic-depositional evoluton profiles and basin-mountain coupling relationships of Middle-Late Permian in Ordos Basin and adjacent areas

中—上二叠统致密砂岩气是鄂尔多斯盆地重要的天然气来源，石盒子组勘探取得重要进展，而上二叠统石千峰组无重大突破。烃源岩主要来源于下部本溪组—山西组的煤系地层，储层在上石盒子组和下石盒子组广泛发育，但石千峰组仅在千5段形成了有效储集层。三角洲分流河道砂呈南北向展布，且多期叠加形成了厚层砂体，经过后期的成岩作用、压实作用及构造作用，储层致密化，具有低孔、低渗、孔喉结构复杂等特点^[36-41]。厚层泥岩作为良好的盖层，形成良好的生-储-盖组合，具有“先致密、后成藏”的特点^[42]。

鄂尔多斯盆地上古生界气田的分布显示，规模较大的气田多分布于盆地北部。盆地南部经过多年油气勘探也在西南缘彬长区块长探1井上石盒子组获得工业气流，表明南部同样具有良好的致密砂岩气成藏条件^[13]。然而，中—晚二叠世盆地南部物源规模小，三角洲发育明显比北部差，砂岩储层的发育较差，可能不利于形成大规模气田。同时，受中央古隆起影响，盆地南部缺少石炭系沉积，太原组沉积厚度相对较小，煤系地层厚度与其他地区相比较小，也影响了盆地南部烃源岩的供给强度。

上二叠统石千峰组在油气勘探过程中并未发现大规模的气田，一方面可能是距离下伏煤系烃源岩较远，石盒子组多层盖层分布导致天然气无法进入石千峰组成藏^[43-44]；另一方面石千峰组整体处于干旱的古气候条件下，水体较浅，形成的泥岩厚度小，生烃潜力有限，虽然有厚层且物性好的三角洲分流河道砂岩作为储层，但无法形成大规模气田。

（1）中—晚二叠世鄂尔多斯盆地为大型的克拉通内坳陷盆地，南北缘为活动大陆边缘，构造沉降速度缓慢、基准面呈下降趋势，呈现南北高、中间低的古地势；发育近海湖盆充填，自北向南发育冲积扇、冲积平原、三角洲、浅湖以及潮坪—潟湖沉积，南华北地区残留潮坪—潟湖沉积，并逐渐向南退去，陆相沉积逐渐向盆地南部扩张。

（2）研究区石盒子组致密砂岩储层大规模发育，厚层泥岩作为盖层，和下伏本溪组—山西组烃源岩形成有利的生-储-盖组合，致密砂岩储层规模分布；石千峰组供烃能力有限，难以形成大规模气田。