地质科学  2016, Vol. 51 Issue (3): 706-731   PDF    
鄂尔多斯盆地中生代地层天然裂缝发育特征与构造应力场演化

姜琳1, 王清晨2, 郭玉森1, 吴超凡1, 吴志杰1, 薛振华2    
1. 龙岩学院资源工程学院 福建龙岩 364012;
2. 中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室 北京 100029
基金项目: 国家科技重大专项(编号: 2011ZX05008-001)、 福建省资助省属高校科研专项(编号: JK2015048)、 龙岩学院博士科研启动基金项目(编号: LB2014011)和龙岩市科技计划项目(编号: 2014LY33)资助
姜 琳, 男, 1983年10月生, 博士, 讲师, 构造地质学专业。E-mail: ly_university@63.com
2016-01-29 收稿, 2016-04-16 改回.
摘要: 鄂尔多斯是我国重要的油气盆地, 而绝大多数油气储层都会受到天然裂缝的影响。文中通过野外系统观测和室内的统计分析, 详细描述了盆地中生代地层中的天然裂缝发育特征和主要控制因素, 为裂缝性油气藏勘探开发提供基础理论支持。通过研究得知, 盆内中生代地层中主要发育有6组裂缝: E-W向、 ENE-WSW向、 NE-SW向、 N-S向、 NNW-SSE向、 NNE-SSW向。其中E-W向、 ENE-WSW向和NE-SW向为系统裂缝; N-S向、 NNW-SSE向和NNE-SSW向为非系统裂缝。在裂缝组合中, 有两组正交裂缝系统(E-W向和N-S向, ENE-WSW向和NNW-SSE向), 其中E-W向和N-S向裂缝构成的正交裂缝系统只出露于三叠和侏罗纪地层。同时, 还有两组共轭裂缝(ENE-WSW向和NNE-SSW向, ENE-WSW向和ESE-WNW向), 其中ENE-WSW向和NNE-SSW向裂缝构成的共轭裂缝出露于整个中生代地层, 而另外一组只出露于上三叠统延长组中。此外, 裂缝间距分析表明: (1)裂缝间距与力学层厚之间的关联性相对较低; (2)E-W向和ENE-WSW向两组系统裂缝的发育强度好于N-S向非系统裂缝组; (3)岩层厚度越小, 对应裂缝密度则越大。(4)除了岩层厚度, 区域应力场对裂缝的发育具有很大的影响。研究区内裂缝主要形成于两期区域应力场: 第一期是晚侏罗世近E-W向的挤压应力场, 由古太平洋板块向欧亚板块的俯冲和碰撞作用所致; 第二期是新生代NE-SW向的挤压应力场, 由印度板块向欧亚板块的俯冲和碰撞作用所致。
关键词: 鄂尔多斯盆地    裂缝    构造应力场    中生代    

中图分类号:TE122, P542     doi: 10.12017/dzkx.2016.025

天然裂缝几乎存在于地壳所有岩石中,绝大部分的储层都会或多或少地受到天然裂缝的影响,而裂缝性储层受到的影响则更大。裂缝性油气藏一直以来都是油气勘探领域中的重点和难点。据美国能源部信息署:2010年,约20%的天然气产自低孔渗的裂缝性储层,预测到2030年美国国内天然气产量将超过一半来自裂缝性储层。这表明了未来很长一段时间内裂缝性油气藏仍将是油气勘探领域的重点方向(李建英等,2000Bratton et al., 2006龙鹏宇等,2011)。

全球裂缝性页岩气资源很丰富,但尚未得到广泛的勘探开发,主要原因是致密性泥页岩的孔渗率一般都很低,但学者们(David et al., 2004Bratton et al., 2006Gale et al., 20072014李新景等,2007Engelder et al., 2009Walton and McLennan, 2013)注意到那些页岩气已经投入开发利用的地区往往天然裂缝系统比较发育,因为大量天然裂缝的存在既为油气提供了储集空间和运移通道,又可以提高储层的孔渗率;但天然裂缝的存在会增加储层的复杂性,并且对油气的产能也具有很大的影响,由此可知裂缝研究在油气藏勘探领域的重要性。此外,裂缝的形成机理、与古应力场演化关系、裂缝系统的空间分布等问题,又都是裂缝性储层研究的难点(Hancock,1985Huang and Angelier, 1989Narr and Suppe, 1991Gross et al., 1995Engelder et al., 1997Bai and Pollard, 2000何雨丹等,2007庞雄奇,2010Gale et al., 2014)。

鄂尔多斯盆地是叠加在华北古生代克拉通台地之上的中生代大型陆内盆地。盆地内部地层单元自中生代以来也先后经历了多期的构造运动,使得不同地层组合中的构造裂缝系统十分复杂(张泓,1996徐黎明等,2006张义楷等,2006曾联波等,2007Zeng and Li, 2009王锡勇等,2010姜琳等, 20132015)。由于构造运动的多期性和复杂性,导致盆地内不同地层单元中的构造裂缝系统在性质和区域分布上有很大不同;因此研究清楚盆内不同地层中构造裂缝系统的成因机理、性质、规模、方向以及分布特征,弄清楚不同构造期次裂缝系统的形成先后时间、形成动力学过程,以及搞清楚不同地层组合裂缝系统的形成过程与油气运移成藏过程之间的相关性,对于客观认识鄂尔多斯盆地的演化、油气成藏和勘探目标优选都具有重要的理论指导意义。

1 区域地质背景 1.1 区域地层特征

鄂尔多斯盆地位于华北板块西部,是在古生代稳定的浅海沉积基础上发育起来的大型陆内复合型盆地。它东起吕梁山脉,西至桌子山—贺兰山—六盘山一线;北抵阴山山脉,南达秦岭,面积约为25×104km2(图 1)。从地层记录和岩相古地理变迁历史分析,鄂尔多斯盆地经历了稳定的早古生代浅海陆棚、晚古生代滨浅海、中生代内陆湖盆、新生代周缘断陷等多期演化阶段(赵振宇等,2012)。

图1 鄂尔多斯盆地构造简图(改自Darby and Ritts, 2002) Fig.1 Simplified structural map of Ordos Basin(modified from Darby and Ritts, 2002)

鄂尔多斯盆地出露的地层从盆地东部边缘向盆地内部逐渐变新,依次出露太古界、元古界、下古生界、石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系和白垩系,地层产状向西缓倾,是东部逐渐抬升的结果。盆内中生代地层保存较完整,主要为内陆湖泊、河流、沼泽相沉积,岩性主要以砂泥岩为主,局部有砾岩。文中将盆内中生代地层划分为4个构造层序(图 2):1)三叠系:其与下伏晚古生界为整合接触关系,构造背景一致,是在稳定的台地和内陆为主的环境下充填的(陕西省地质矿产局,1989陈晋镳等,1997)。至上三叠统时,盆地西南缘和南缘可能存在挠曲沉降构造背景,使得该处沉积物厚度达到3000m,时间上为中-晚三叠世,对应于扬子板块与华北板块的汇聚和碰撞(申浩澈等,1994程日辉等,2004陈刚等,2007)。2)侏罗系:包括富县组、延安组、直罗组、安定组和芬芳河组,其与下伏三叠系呈平行不整合接触(陕西省地质矿产局,1989),构造背景比晚三叠世稳定,延安组和安定组均代表了较稳定大型内陆湖盆的充填(陕西省地质矿产局,1989李思田等,1995)。3)晚侏罗世—芬芳河组:主要为一套粗碎屑的冲积楔,反映盆地周缘再次强烈活动和隆升造成的磨拉石充填,与下伏安定组为平行不整合接触(陕西省地质矿产局,1989)。4)白垩系:陕西的白垩系仅发育有下统,早白垩世以红层为主,其与下伏芬芳河组为角度不整合接触(陕西省地质矿产局,1989林建平,1991),横向上自盆地的南部和北部向盆地的中部吴起、庆阳、华池一带,岩石粒度变细,颜色也相应的由红变绿,可能为古沙漠相和干旱湖盆相;晚白垩世的缺失,表明此时盆地的持续抬升。新生代时根据鄂尔多斯周缘断陷盆地的形成,判断此时盆地可能已由挠曲转化为伸展构造背景。

图2 鄂尔多斯盆地中生代地层剖面图(改自Ritts et al., 2004) Fig.2 Generalized Mesozoic stratigraphic section for the Ordos Basin(modified from Ritts et al., 2004)
1.2 区域应力场

晚三叠世,南缘秦岭洋的闭合,华南与华北板块的碰撞作用,使鄂尔多斯盆地演化成大型陆内湖盆(Enkin et al., 1992Meng and Zhang, 2000)。从中-晚侏罗世开始,内陆湖盆逐渐与华北板块东部发生了构造分异,现今鄂尔多斯盆地的构造—地貌格局正是自中-晚侏罗世以来至新生代逐渐形成的(陈晋镳等,1997程守田等,1997)。三叠纪末,鄂尔多斯盆地虽然整体演化成陆内盆地,但此后仍然持续受到周缘构造事件的影响,如藏南地块向北的拼贴、蒙古—鄂霍次克海的闭合,以及古太平洋向欧亚板块的俯冲等远程应力场的影响(Enkin et al., 1992Zorin et al., 1999Darby and Ritts, 2002董树文等,2007)。

三叠纪末,鄂尔多斯盆地南缘秦岭洋闭合,华北板块处南北汇聚的挤压构造格局之中(张泓,1996万天丰等,2002董树文等,2007Ritts et al., 2009Hou et al., 2010)。与此同时,盆地西南缘晚三叠世—早侏罗世沉积地层的缺失,被认为是由盆地西南缘受到来自羌塘地块向北与柴达木地块拼贴和松潘—甘孜褶皱带形成的向北东方向的远程挤压应力所致(刘池洋等,2006徐黎明等,2006陈刚等,2007Ritts et al., 2009)。然而,在盆地的西北缘贺兰山与桌子山处具有三叠纪陆内拉张的沉积记录(Ritts et al., 2004),可见此时整个盆地内的区域应力场非常复杂。

自侏罗纪开始,鄂尔多斯盆地及周缘经历了较复杂的构造演化,同时侏罗纪也是华北板块乃至整个东亚构造格局的转换期(Ren et al., 2002张岳桥等,2006a董树文等,2007张岳桥等,2007Liu et al., 2008Hou et al., 2010Zhang et al., 2011Lin et al., 2013)。对在这一时期鄂尔多斯盆地区域应力场的认识还存在较大争议。一些观点认为在侏罗纪古太平洋板块开始向欧亚板块下俯冲,华北板块总体处于NW-SE向挤压的构造应力场之下(张泓,1996万天丰等,2002徐黎明等,2006张义楷等,2006王锡勇等,2010)。另一些观点则认为早-中侏罗世鄂尔多斯盆地及周缘处在一个N-S向的拉张环境之中,到晚侏罗世变为一个多向挤压的环境(张岳桥等, 2006a2007董树文等,2007Zhang et al., 2011)。在对大青山地区的研究中,早侏罗世的确存在拉张环境(Ritts et al., 2001)。晚侏罗世的构造背景更为复杂,鄂尔多斯盆地西缘发育有褶皱冲断带,而东缘的晋西挠褶带也明显的记录了侏罗纪末的隆起(Liu,1998Darby and Ritts, 2002刘池洋等,2006)。与此同时,北面的阴山也存在N-S向的挤压活动(郑亚东等,1998Davis et al., 1998)。

早白垩世,大多数学者都认为此时整个东亚都处在一个伸展环境下(Ren et al., 2002Darby and Ritts, 2007Yang et al., 2009Davis and Darby, 2010Wang et al., 2011Lin et al., 2013)。不论是对形成于同时期伸展背景下的拉分盆地(Ren et al., 2002Darby and Ritts, 2007),还是对形成于伸展背景下的变质核杂岩的研究(Lin et al., 200720082013Davis and Darby, 2010林伟等,2011Wang et al., 2011),都表明侏罗纪末至早白垩世华北板块是处在一个NW-SE向伸展的背景下。关于早白垩世东亚大陆大规模的伸展原因,有学者认为可能是侏罗纪古太平洋板块向欧亚板块俯冲,引起的弧后扩张,以及华北克拉通的拆沉与地壳热液上涌共同作用所致(Ren et al., 2002Lin and Wang, 2006董树文等,2007)。晚白垩世沉积地层的普遍缺失表明,此时的鄂尔多斯盆地处于抬升阶段,也从侧面印证了晚白垩世时鄂尔多斯盆地的区域应力场已经发生了改变(刘池洋等,2006)。

新生代以来,对鄂尔多斯盆地及周缘是否具有统一的应力场,尚没有统一的认识。部分学者认为新生代以来盆地主要处在一个NE-SW向的挤压应力场中(张泓,1996万天丰等,2002王锡勇等,2010);也有学者研究表明,此时的盆地及周缘的应力场是随着时间而发生变化的(Zhang et al., 20032011张岳桥等,2006b)。张岳桥等(2006b)通过对新生代沉积盆地的研究,指出古新世—渐新世为NW-SE向拉张作用,中新世拉张方向变为NE-NNE方向,上新世拉张方向变为NW-SE向。

2 数据收集

所有裂缝数据(走向和倾角)收集于鄂尔多斯盆地中生代地层。因为盆地内部大部分地区都被新生代黄土覆盖,所以野外工作主要沿河流和公路边有露头的地区开展。文中“裂缝组”被定义为一组具有相同或近似相同走向的裂缝,表明同一组的裂缝往往形成于形同的应力场。“系统裂缝”(systematic fractures)文中定义为裂缝面大致呈平直的面状,具有近似平行的走向和规则的间距(Twiss and Moores, 1992)。在很好的露头上,可以见到系统裂缝组延伸数十米远。“非系统裂缝”(nonsystematic fractures)定义为几何形态呈现弯曲的、不规则的裂缝(Twiss and Moores, 1992)。对于“正交裂缝系统”(orthogonal fractures system)文中定义为两组裂缝以近似90°的角度相交,这种裂缝组合现象可以出现在多种构造背景下(Rives et al., 1994Caputo,1995Bai et al., 2002Mandl,2005)。为了确保统计裂缝走向数据的有效性,我们每个观测点至少测量30~40个走向数据,并应用软件Stereo32处理这些数据。大部分的裂缝都具有裂缝面构造,例如裂缝面上的羽状构造和次生矿化物。裂缝组彼此之间的接触和切割关系被用于确定裂缝组形成的相对时间(Hancock,1985Dyer,1988)。由于盆内中生代地层产状近于水平,所以岩层产状不需要水平矫正。研究区内超过90%的裂缝都是垂直或近似于垂直岩层面的。裂缝间距测量线一般垂直或近似垂直于所测裂缝组的走向,同时裂缝间距的测量尽量避开断层或裂缝群的影响(Becker and Gross, 1996)。此外,我们测量的砂岩中裂缝的力学层厚(mechanical layer thickness),是指控制裂缝高度的岩层厚度值(Huang and Angelier, 1989Narr and Suppe, 1991Gross,1993Gross et al., 1995Engelder et al., 1997Ji and Saruwatari, 1998)。

3 野外观测与分析结果

许多研究(Narr and Suppe, 1991Gross et al., 1995Cooke and Underwood, 2001)都表明在层状的沉积岩层中,裂缝的发育一般会受到岩层厚度的控制,且终止于岩层接触面,这一界面被定义为力学层边界(mechanical layer boundary,MLB)。这一现象主要是由地层单元的厚度、岩性强度以及岩层接触面上下岩层强度差异引起的。两个力学层边界面限定的裂缝高度即是力学层厚度(mechanical layer thickness,MLT),它可能是单个岩层的厚度,也可能是几个岩层的厚度。对裂缝间距的大量实测表明,发育于层状沉积岩层中的裂缝经常会表现出规则性的裂缝间距(Hobbs,1967Huang and Angelier, 1989Narr and Suppe, 1991Gross,1993Engelder et al., 1997Ji and Saruwatari, 1998)。垂直于裂缝面的局部张应力在邻近裂缝处会逐渐降低,阻止在已有裂缝附近进一步形成新的裂缝,从而影响裂缝间距;应力扰动在裂缝面侧向上影响范围宽度与裂缝高度成一定的比例关系,这里的裂缝高度等同于力学层厚度。尽管应力在侧向上扰动对裂缝的发育起到一个基本的控制作用,但是大量的研究实例表明层厚与裂缝间距之间的线性关系不是一定的,因为裂缝的形成同时还受到岩性、构造应变的大小等因素的影响(Hobbs,1967Narr and Suppe, 1991Gross,1993Ji and Saruwatari, 1998Bai and Pollard, 2000)。

根据对裂缝间距与岩层厚度比例关系的普遍观察,一些学者提出在具有“饱和”裂缝的岩层,任何垂直于裂缝方向的应变都将被其他类型的变形吸收(例如:层间滑动、已存在裂缝的开启度增大),而不是形成新的裂缝(Narr and Suppe, 1991Wu and Pollard, 1995Renshaw,1997)。在裂缝饱和度理论中,密集的裂缝会使其间的张应力急剧降低(Hobbs,1967)和裂缝邻近区压应力的出现(Bai and Pollard, 2000),从而阻止了裂缝的进一步发育。然而野外观察却发现局部应变可能导致裂缝的密集产生,并且往往超出了裂缝饱和度的限定,这使得裂缝饱和度理论受到一些学者的质疑(Becker and Gross, 1996Gross et al., 1997)。如果将这些观察用于对裂缝发育程度的评估,会发现裂缝的发育是一个逐步充填(infilling)的过程(Gross,1993),一般层厚与间距比值关系可以简单地反映出在多数地质背景下垂直于裂缝的有效张应力占主导地位。

3.1 裂缝走向与形成期次

自中生代以来,鄂尔多斯盆地与周缘地区经历了多期构造运动,这导致盆内裂缝系统十分复杂。即使在相同点位的同一岩层中,仍然会有多组裂缝同时存在。由于盆内绝大部分地区都被黄土覆盖,这导致野外露头条件一般也比较差。上述诸多因素对裂缝的野外观测是不利的,特别是确定裂缝组的形成相对时间。我们共收集了86个点的观测数据,文中选择了其中36个具有代表性的点,并绘制成裂缝走向玫瑰花图(图 3)。

图3 观测点裂缝走向玫瑰花图 Fig.3 Rose diagrams of fracture orientations at each station

根据裂缝走向玫瑰花图在区域上的分布特征(图 3),以及中生代各时代地层中的裂缝走向玫瑰花图(图 4),盆内整个中生代地层中的裂缝主要发育有6个裂缝组:E-W向、ENE-WSW向、NE-SW向、N-S向、NNW-SSE向、NNE-SSW向。分析裂缝走向玫瑰花图,并结合野外露头观察,可以得到以下几点认识:1)E-W向、ENE-WSW向和NE-SW向3个裂缝组是系统裂缝,并且裂缝走向呈现优势方位;而其他3组裂缝(N-S向、NNW-SSE向、NNE-SSW向)是非系统裂缝。2)不同观测点上的裂缝组数是不同的,例如:图 3中点23中只有一组裂缝,而点BC-1中有4组裂缝(图 3)。3)每个观测点上所测的裂缝可能来自于多个地层,并且同一组系统裂缝也并不是在所有岩层中都会出现。4)几乎所有的裂缝都是直立或近直立的。5)E-W向和N-S向裂缝组主要出现在三叠和侏罗纪地层中,ENE-WSW向裂缝在整个中生代地层中均有出露,而NE-SW向裂缝组主要出露于白垩纪地层中(图 4)。

图4 中生代地层中裂缝走向玫瑰花图 Fig.4 Rose diagrams of fracture orientations at each period

经过系统的野外观测,我们发现在盆内中生代地层中有两组正交裂缝系统(图 5),分别是E-W向和N-S向裂缝构成一组,ENE-WSW向和NNW-SSE向裂缝构成一组,其中E-W向和N-S向裂缝构成的正交裂缝系统发育更好。它们一般具有以下特征:1)在同一岩层中,直角相交的两个裂缝一般构成“方格”或是“梯形”的形态(图 6a图 6bRives et al., 1994Caputo,1995Bai et al., 2002)。2)在露头上,正交裂缝系统中长而连续的裂缝一般是系统裂缝组,往往在露头上延伸几米至十几米远;而非系统裂缝的长度往往很短,受限于系统裂缝组(图 6a图 6b)。3)正交裂缝系统中的,系统裂缝的裂缝面上往往都发育有羽状结构(图 6c)。此外,我们还注意到,E-W向和N-S向裂缝组构成的正交裂缝系统主要出露在三叠和侏罗纪地层中,而另一组正交裂缝系统(ENE-WSW向和NNW-SSE向)则在整个中生代地层中都有出露。同时还需要注意的是发育正交裂缝系统的岩层一般呈中-薄层状的砂岩层,且砂岩层的顶底一般都是泥岩层;然而巨厚层的白垩纪地层几乎见不到正交裂缝系统的发育。在E-W向和N-S向裂缝组构成的正交裂缝系统中,E-W向裂缝组是系统裂缝,而另一组正交裂缝系统中ENE-WSW向裂缝组是系统裂缝。

图5 正交裂缝系统露头照片
;a、b. E-W向和N-S向裂缝组构成的正交裂缝系; c、d. ENE-WSW向和NNW-SSE向裂缝组构成的正交裂缝细系
Fig.5 Outcrop photographs of orthogonal fracture system

图6 a、b. 呈梯形的正交裂缝系,且直角交叉裂缝发育于系统裂缝之间;c. 裂缝面上羽状结构;d、e. 露头上的共轭裂缝组 Fig.6 a and b. The field examples of orthogonal cross fractures developed between systematic fractures, and the orthogonal fracture systems display a “ladder-like” pattern;c. The plumose structure on the fracture surface;d and e. Outcrop photos of conjugate fractures

在研究区内,我们还发现有两组共轭裂缝,一组由ENE-WSW向和NNE-SSW向裂缝组构成(图 6d),另一组由ENE-WSW向和ESE-WNW向裂缝组构成(图 6e),其中后者出露局限,仅发现于上三叠统延长组中。因为ESE-WNW向裂缝组出露非常有限,所以文中并未将其列入主要裂缝组进行描述。两组共轭裂缝具有的共同特点是都发育于中薄层砂岩中,砂岩层上下往往都是薄层泥岩;而不同点是第一组共轭裂缝(ENE-WSW向和NNE-SSW向)出露于整个中生代地层中,而第二组(ENE-WSW向和ESE-WNW向)则仅见于延长组中。此外共轭裂缝面的两边岩层并没有发现明显错动。

对于裂缝组形成的相对先后期次,我们主要根据裂缝彼此之间的接触和切割关系来确定。在露头观测点上,裂缝面长并且连续延伸的系统裂缝一般是最先形成的,而位于系统裂缝之间,并临近系统裂缝面的裂缝往往是后期形成的。后期形成的裂缝在平面上延伸一般终止于先期形成的裂缝,并且其与早期形成裂缝的接触形态是多样的(Hancock,1985)。正交裂缝系统中,后期形成的裂缝一般以直角与系统裂缝相交;但后期裂缝的形成若受到早期裂缝产生的局部应力场的干扰时,后期裂缝在接近早期裂缝时则会发生弯曲(Dyer,1988)。根据学者们(Hancock et al., 1987Rives et al., 1994Caputo,1995Nelson,2001Bai et al., 2002Mandl,2005)对正交裂缝系统的研究,在形成的相对时间上,系统裂缝先于直角相交裂缝(Bai et al., 2002),但是在地质时间尺度上,它们的形成时间则是近似同期的(Caputo,1995)。

根据露头观测,N-S向、NNW-SSE向和NNE-SSW向裂缝组都受限终止于E-W向裂缝组(图 7a图 7b),所以可知E-W向裂缝最先形成。由于ENE-WSW向与NNE-SSW向裂缝构成共轭裂缝组,在形成时间上它们是同时的,所以ENE-WSW向裂缝形成时间上也晚于E-W向裂缝。然而E-W向和N-S向裂缝构成正交裂缝系统,在地质时间尺度上它们几乎是同时形成的,因此在形成相对时间上E-W向和N-S向裂缝早于ENE-WSW向与NNE-SSW向裂缝。此外,ENE-WSW向和NNW-SSE向裂缝构成正交裂缝系统,它们的形成时间是一致的,所以NNW-SSE向裂缝的形成也晚于E-W向和N-S向裂缝。在裂缝组合形式中,共轭裂缝组(ENE-WSW向与NNE-SSW向)出露于整个中生代地层,但是正交裂缝系统(E-W向和N-S向)只出露于三叠和侏罗纪的地层,由此同样可知,E-W向和N-S向裂缝在形成时间上早于ENE-WSW向和NNE-SSW向裂缝。由于NE-SW向直角裂缝只出露于白垩纪的巨厚层砂岩中,所以推测NE-SW向裂缝在形成时间上应是最晚的。

图7 裂缝接触关系和几何形态 Fig.7 Outcrop photos of fracture terminations and intersection geometries

综上所述,我们得知在研究区内,有两组正交裂缝系统(E-W向和N-S向,ENE-WSW向和NNW-SSE向),其中E-W向和N-S向裂缝构成的正交裂缝系统只出露于三叠和侏罗纪地层。此外,还有两套共轭裂缝组(ENE-WSW向和NNE-SSW向,ENE-WSW向和ESE-WNW向),ENE-WSW向和NNE-SSW向裂缝构成的共轭裂缝组出露于整个中生代地层中,而另外一组只出露于上三叠统延长组中。同时还有NE-SW向直角裂缝只出露于白垩纪的巨厚层砂岩中。相对形成时间上,E-W向和N-S向裂缝早于ENE-WSW向、NNE-SSW向和NNW-SSE向裂缝,NE-SW向裂缝形成时间最晚。

3.2 裂缝间距与发育强度

大量的研究表明,裂缝间距的发育受到力学层厚的影响(Hobbs,1967Huang and Angelier, 1989Narr and Suppe, 1991Gross,1993Gross et al., 1995Engelder et al., 1997Ji and Saruwatari, 1998Ruf et al., 1998Bai and Pollard, 2000Underwood et al., 2003Wennberg et al., 2007),但是学者们也发现还有其他因素影响裂缝的间距,例如:岩性(Gross et al., 1995Ji and Saruwatari, 1998)、构造应变的强度(Becker and Gross, 1996Gross et al., 1997)以及裂缝组的发育强度(Ji et al., 1998)等。影响裂缝间距的力学层厚可以是单个沉积岩层单元,也可以是多个沉积岩层单元(Gross et al., 1995Eyal et al., 2001)。

Narr and Suppe(1991)应用裂缝间距指数(fracture spacing index,FSI)定量描述裂缝间距和力学层厚之间的关系,Gross et al.(1995)则应用裂缝间距比(fracture spacing ratio,FSR)来描述。FSI被定义为裂缝间距为x轴,力学层厚为y轴的线性函数的斜率。典型的FSI值一般分布在0.8~1.5之间(Narr and Suppe, 1991Gross,1993Engelder et al., 1997)。FSI对于描述不同层厚中裂缝间距的发育程度是非常有用的。FSR被定义为同一裂缝组间距中值与裂缝组所在岩层力学层厚之间的比值。两者值越高,则表明裂缝间距越密集,即裂缝强度越大。

文中根据所有数据和单个方向的数据集进行投点成图,分别得到裂缝间距指数(图 8),所有裂缝间距和力学层厚的数据均来自研究区内的砂岩层。在 图 8a中,有两条线性回归线,其中实线是所有数据的最佳拟合线,虚线则是通过原点的拟合线。根据(图 8a)中所有数据集的最佳拟合线,可以知道裂缝间距中值与层厚之间的关联性比较低,因为拟合线的相关系数只有0.29。在(图 8b)中,每组方向的裂缝间距指数都有一条最佳拟合线,且拟合线的相关系数都比较低,E-W向、N-S向和ENE-WSW向3个方向上的裂缝间距指数拟合线的相关系数分别为:0.46,0.34,0.25,说明这3个方向上的裂缝间距与层厚中值之间的相关性仍比较低。同时,所有数据集的FSI的值(斜率)为0.82(图 8a),相比较于Narr and Suppe(1991)报道的FSI值约为1.5,尚有不同。此外,根据对以色列南部裂缝的研究,Eyal et al.(2001)也得到裂缝间距与层厚之间的相关性也比较低,与文中结论相似。根据不同方向裂缝的FSI值分析(图 8b),E-W向和ENE-WSW向的FSI值分别为1.15和1.45,大于N-S向裂缝的FSI值(0.50),表明E-W向和ENE-WSW向裂缝发育强度大于N-S向裂缝。根据 图 8的分析,几乎所有数据都显示裂缝间距和层厚之间的相关性较低,这可能暗示力学层厚对裂缝间距形成的影响不是唯一的因素。因此盆内中生代地层中裂缝间距的形成还受到其他因素的影响,Gross et al.(1995)指出,岩石的弹性模量、拉伸应变强度和微裂隙等都是沉积岩层中裂缝间距形成的重要影响因素。

图8 裂缝间距指数投点图 Fig.8 Fracture spacing index(FSI)plots

根据不同方向裂缝的FSR值的分布(图 9a),E-W向和ENE-WSW向裂缝的FSR值分布范围是0.5~3.0,而N-S向裂缝的FSR值范围是0.5~1.2。根据Bai et al.(2002)对正交裂缝系统的研究,当水平远程主应力比σ2(∞)/σ1(∞)超过0.21,并且裂缝间距于层厚比值达到1.7的临界值时,直角相交裂缝(orthogonal cross fracture;Bai et al., 2002)才会形成。因此,根据FSR值分布范围分析,我们可知E-W向和ENE-WSW向裂缝在相邻的同组裂缝之间可以形成直角相交裂缝,而N-S向裂缝则无法形成。在露头上,E-W向和ENE-WSW向裂缝为系统裂缝组,而N-S向裂缝是非系统裂缝,这与模拟的结果也是一致的。

图9 裂缝间距比投点图(a)和标准间距直方图(b、c和d) Fig.9 Fracture spacing ratio(FSR)plotted as a function of mean azimuthal fracture trend(a), and the normalized fracture spacing histogram according to orientation(b,c and d)

Eyal et al.(2001)应用裂缝间距分布直方图去分析裂缝组的发育程度,但制作标准化裂缝间距的分布直方图,需要收集大量的数据才会有统计意义,因为这样可以消除层厚对裂缝间距的影响(Narr and Suppe, 1991Gross,1993Ruf et al., 1998)。典型的标准化间距直方图,一般显示出正态分布的单峰形态,并且峰值一般位于1的位置。在文中,我们根据方向分别制作了3组裂缝(E-W向、ENE-WSW向和N-S向)的间距直方图,每组裂缝间距都通过间距中值标准化后再成图(图 9)。在直方图中,3个方向的裂缝组的间距直方图都显示出单峰的平滑曲线,这种正态分布形态表明裂缝组的间距分布是比较均匀的,则暗示这些裂缝可能形成于稳定的区域应力场中,这与Narr and Suppe(1991)Ruf et al.(1998)得出的研究结果是一致的。

裂缝密度(fracture intensity,FI)也经常被用来分析裂缝的发育程度,裂缝密度被定义为每米单位长度中具有裂缝的条数。在文中,我们将应用裂缝密度来分析其与层厚之间的关系。从 图 10中,我们可以得到裂缝密度与岩层厚度之间有个反比关系,即随着层厚的增加,裂缝密度随之减小,往往岩层越薄,其发育的裂缝密度越大。此外,比较3组裂缝密度与层厚之间的关系,会发现E-W向和ENE-WSW向两组系统裂缝的关联性要好于N-S向非系统裂缝组(图 10)。

图10 裂缝强度(fracture intensity,FI)与力学层厚投点图 Fig.10 FI plotted as a function of MLT according to fracture trend

基于上述分析,我们得到以下几点认识:1)根据FSI分析,裂缝间距与力学层厚之间的关联性相对较低。2)根据FSI和FSR值的分布范围,可知E-W向和ENE-WSW向两组系统裂缝的发育强度好于N-S向非系统裂缝组。3)岩层厚度越大,则其发育的裂缝密度则越小。此外,鉴于所有裂缝间距的数据都来自于砂岩,因此岩性对裂缝间距的影响较小。然而根据FSI分析,裂缝间距与层厚之间的关联性又相对较低,由此可以推测研究区内的裂缝发育可能更多的受到区域应力场的影响。通过野外的系统观测和室内分析,最终,文中给出了鄂尔多斯盆地中生代地层中的裂缝发育模式图(图 11)。

图11 鄂尔多斯盆地中生代地层裂缝发育模式图 Fig.11 The fractures pattern of Mesozoic strata in Ordos Basin
4 讨 论 4.1 应力场指示标志

前人的研究表明(Engelder and Geiser, 1980Zoback,1992Eyal et al., 2001Darby and Ritts, 2002Zhang,2011):1)板块尺度的区域内易受到统一的远程应力场影响,比如来自于板块边缘活动带的远程应力;2)可以通过区域上构造现象的识别来界定相关区域构造活动影响的范围。区域上应力分析,需要各种构造尺度的观察和分析。张裂缝是最常见的脆性变形构造,它属于开启模式的破裂,几乎见于各种构造环境下。张裂缝沿着最大主应力(σ1)和中间主应力(σ2)组成的面上传播,同时垂直于最小主应力(σ3), 所以张裂缝可以作为局部应力场方向的指示标志(图 12Hancock,1985Dyer,1988Eyal et al., 2001Mandl,2005De Guidi et al., 2013)。同时,由于垂直裂缝、岩脉和系统裂缝(Engelder and Geiser, 1980张泓,1996)都定向排列平行于最大的水平主应力(maximum horizontal stress,SH)方向,所以这类张性裂缝也都可以用于重新构建古应力迹线。此外,最大水平主应力的方向也可以通过共轭裂缝来确定,因为共轭裂缝的锐夹角的平分线平行于最大水平主应力的方向(Hancock,1985Hancock et al., 1991Hancock and Engelder, 1989)。

图12 主应力与裂缝组 Fig.12 Principal stresses and the creation of the fractures

根据上述分析,我们知道张性裂缝和共轭裂缝组都是很好的应力指示标志。在野外观测中,我们发现E-W向系统裂缝中经常见到裂缝面上有羽状结构和次生矿化物(图 13),这些特征都表明E-W向裂缝是一组区域性张性裂缝,因此可以推测在E-W向裂缝形成的时候,存在一个最大水平主应力平行于E-W向的区域应力场。同时,露头上还存在ENE-WSW向和ESE-WNW向裂缝组成的共轭裂缝(图 13),这组共轭裂缝的锐夹角的平分线也平行于E-W向,其也指示了一个最大水平主应力平行于E-W向的区域应力场。由此可以推测这几组裂缝形成于一个最大水平主应力平行于E-W向的区域应力场,下文统称为第一期应力场。此外,根据在不同时代地层中的出露特征,我们知道E-W向裂缝只出露于三叠纪和侏罗纪地层中,而ENE-WSW向和ESE-WNW向裂缝组成的共轭裂缝组只见于上三叠统的延长组中,因此可以推测形成于第一期应力场的裂缝组的形成时间应该是在晚侏罗和早白垩之间。由于E-W向和N-S向裂缝构成正交裂缝系统,在形成时间上与E-W向裂缝是一致的,所以N-S向裂缝组也应该形成第一期应力场。

图13 裂缝面上的次生矿物(a),裂缝面羽状结构(b),及ENE-WSW向和ESE-WNW向裂缝组构成的共轭裂缝(c、d) Fig.13 The secondary minerals on the fracture surfaces(a),the plumose structures on the fracture surfaces(b), and the outcrop photos of conjugate fractures composed of ENE-WSW-trending set and ESE-WNW-trending set(c and d)

与此同时,由ENE-WSW向和NNE-SSW向两组裂缝构成的共轭裂缝组出露于整个中生代地层(图 14),其锐夹角的平分线平行于NE-SW向,这表明这组共轭裂缝形成时的最大水平主应力平行于NE-SW向。除此之外,仅发育于白垩纪巨厚层砂岩中的NE-SW向的系统裂缝,其裂缝面上常见羽状结构,还可见充填于裂缝内的次生矿物,这些特征也表明其为张性裂缝,由此可知白垩纪地层中的这组系统裂缝也形成于最大水平主应力平行于NE-SW向的应力场中,该期应力场下文统称为第二期应力场。因为ENE-WSW向和NNE-SSW向两组裂缝构成的共轭裂缝存在于整个中生代地层中,并且NE-SW向的系统张裂缝也只出露于白垩纪地层,所以我们推测第二期应力场形成的时间应该是在晚白垩至新生代。此外,由于ENE-WSW向和NNW-SSE向两组裂缝构成正交裂缝系统,所以在形成时间上,它们是一致的,由此可以确定NNW-SSE向裂缝也形成于第二期应力场。

图14 共轭裂缝露头照片和素描图 Fig.14 The outcrop photos and sketch of conjugate fractures

根据上述分析,鄂尔多斯盆地内中生代地层内的裂缝主要形成于两个区域应力场。第一期的区域应力场是最大水平主应力平行于E-W向,形成时间在晚侏罗和早白垩之前。第二期的区域应力场是最大水平主应力平行于NE-SW向,形成时间在晚白垩至新生代。

4.2 区域应力场与构造事件

根据前人(林建平,1991王同和,1995张泓,1996万天丰等,2002张岳桥等,2007)对鄂尔多斯盆地及周缘构造研究可知,鄂尔多斯盆地及周缘自中生代以来经历了明显的3期主要构造运动,即三叠纪印支运动、侏罗—白垩纪燕山运动、新生代喜马拉雅山运动。在这3期构造运动中,盆地经历的构造应力场变化主要为:早中生代主要处在N-S向的挤压应力场中,应力来源华北板块与华南板块的碰撞;晚中生代处在WNW-ESE向的挤压应力场下,主要受太平洋板块向亚洲大陆俯冲产生的远程应力的影响;而在新生代则处于NE-SW向的挤压应力场中,应力来源于印度板块对欧亚板块碰撞所产生的远程效应。此外,诸多学者(张泓,1996徐黎明等,2006张义楷等,2006曾联波等,2007Zeng and Li, 2009王锡勇等,2010姜琳等, 20132015)对鄂尔多斯盆地裂缝的研究结果,认为盆内裂缝主要形成于上述3期构造运动。

根据前人对盆内沉积地层的研究(陕西省地质矿产局,1989李思田等,1995陈晋镳等,1997),三叠纪鄂尔多斯盆地处在一个以内陆环境为主的稳定沉降期。三叠纪与侏罗纪地层之间仅在盆地西缘存在平行不整合(刘池洋等,2006徐黎明等,2006Ritts et al., 2009),但盆内沉积连续(陕西省地质矿产局,1989陈晋镳等,1997),表明三叠纪至侏罗纪中期,盆内仍是处在以接受沉积为主的稳定构造环境中。因此,可以推测在三叠纪末,因华南与华北板块的拼贴而形成的N-S向挤压应力场对盆内中生代地层中裂缝的形成影响并不大。

至侏罗纪晚期,盆地周缘构造活动剧烈:例如盆地西缘的冲断褶皱带的形成和东缘山脉的隆升。根据对盆地西缘褶皱冲断带以及中-晚侏罗世地层中古水流的研究,Darby and Ritts(2002)指出中-晚侏罗世盆地西缘存在明显的E-W向的挤压作用。这与诸多学者研究结果都一致(Liu,1998刘池洋等,2006张岳桥等,2007Faure et al., 2012)。此外,国内学者(刘池洋等,2006陈刚等,2007)通过对凝灰石和锆石年龄统计,给出西缘褶皱冲断带的主要活动时间峰值约在148~140Ma,也表明主要活动期为晚侏罗世。廖昌珍等(2007)通过对盆地东缘的反冲断裂构造和古构造应力场的研究,表明盆地东缘中晚侏罗世存在明显的E-W向的挤压,同时根据东缘卷入变形的沉积盖层中最新地层为中侏罗统,可推测东西向的挤压作用应发生在晚侏罗世(陕西省地质矿产局,1989李克勤等,1992)。同时根据盆内与盆地东缘地区白垩纪地层对比,发现盆内早白垩世地层主要分布于中西部,而盆地东缘山西境内白垩系缺失(陕西省地质矿产局,1989),表明在白垩纪盆地东部为剥蚀区,从侧面应征了盆地东缘地区在白垩纪已经抬升。林建平(1991)王锡勇等(2010)通过对山西境内的背、向斜的研究,指出盆地东缘的背、向斜走向主要是近N-S或NNE-SSW向,表明东缘也存在近E-W向的挤压作用。此外,鄂尔多斯盆地在晚侏罗开始与华北板块东部发生构造分异(陈晋镳等,1997),并逐渐形成现今盆地长轴近N-S向的地貌格局,这也暗示晚侏罗发生的E-W向的挤压应力场对盆地的形成具有重要的影响作用。因此,可以推断晚侏罗世盆地及周缘的E-W向挤压应力场是促成盆内中生代地层中裂缝形成的第一期区域应力场(图 15a)。这期近E-W向挤压应力场则是因古太平洋板块向东亚大陆下俯冲碰撞作用而形成的。

图15 区域应力场(最大水平主应力)与裂缝模式及鄂尔多斯盆地周缘山脉走向关系简图 Fig.15 Sketches showing the relationship between regional stress field(SH) and the fracture pattern and strike of mountains around Ordos Basin

至早白垩世,大多数学者的研究结果都一致认为整个东亚都处在一个伸展环境下(Ren et al., 2002Darby and Ritts, 2007Yang et al., 2009Davis and Darby, 2010Wang et al., 2011Lin et al., 2013)。不论是对形成于同时期伸展背景下的拉分盆地(Ren et al., 2002Darby and Ritts, 2007),还是对盆地邻区出露的火成岩(陈刚等,2012)和区域上变质核杂岩的研究(Lin et al., 200720082013Davis and Darby, 2010林伟等,2011Wang et al., 2011),都表明侏罗纪末—早白垩世华北板块处在一个NW-SE向的伸展背景下。同时,盆内晚白垩世地层普遍缺失(陕西省地质矿产局,1989),这表明此时鄂尔多斯盆地整体处于抬升的构造背景下。

新生代,由印度板块向欧亚板块下俯冲引起的构造运动,在中国形成了一个NE-SW向的挤压应力场(张泓,1996万天丰等,2002董树文等,2007)。文中通过对盆地西南缘六盘山隆升的研究,可以很好地了解新生代NE-SW向的挤压应力场对盆地构造变形(包括裂缝形成)的影响。鄂尔多斯盆地西南缘的六盘山盆地形成于早白垩世,缺失晚白垩和古新世的沉积物,表明晚白垩世六盘山盆地与鄂尔多斯盆地同样处于抬升状态(宋友桂等,2013)。根据对六盘山裂变径迹和地球物理研究(Zhang et al., 1991Liu et al., 2006宋友桂等,2013),得知六盘山是在受到印度板块与欧亚板块碰撞作用下逐渐抬升形成的,以此推断印度板块与欧亚板块碰撞形成的NE-SW向挤压应力场对鄂尔多斯盆地的影响也是一个持续作用的过程(刘永前等,2009)。同时,鄂尔多斯盆地周缘NE-SW向的新生代拉分盆地(Zhang et al., 1998),也从侧面应征了NE-SW向应力场对鄂尔多斯盆地的影响。因此可以确定,新生代NE-SW向的挤压应力场是促成盆地中生代地层裂缝形成的第二期区域应力场(图 15b)

5 结 论

通过上述研究分析,我们得知鄂尔多斯盆地内中生代地层中发育的裂缝主要有6组:E-W向、ENE-WSW向、NE-SW向、N-S向、NNW-SSE向、NNE-SSW向。其中E-W向、ENE-WSW向和NE-SW向3组为系统裂缝;N-S向、NNW-SSE向和NNE-SSW向3组为非系统裂缝。此外,有两组正交裂缝系统(E-W向和N-S向,ENE-WSW向和NNW-SSE向),其中E-W向和N-S向裂缝构成的正交裂缝系统只出露于三叠和侏罗纪地层。同时,还有两套共轭裂缝组(ENE-WSW向和NNE-SSW向,ENE-WSW向和ESE-WNW向),ENE-WSW向和NNE-SSW向裂缝构成的共轭裂缝组出露于整个中生代地层中,而另外一组只出露于上三叠统延长组中。NE-SW向直角系统裂缝只出露于白垩纪的巨厚层砂岩中。在相对形成时间上,E-W向和N-S向裂缝早于ENE-WSW向、NNE-SSW向和NNW-SSE向裂缝,NE-SW向裂缝形成时间最晚。

在裂缝间距与层厚关系分析中获得以下认识:1)研究区内,裂缝间距与力学层厚之间的关联性相对较低。2)E-W向和ENE-WSW向两组系统裂缝的发育强度好于N-S向非系统裂缝组。3)岩层厚度越小,则其发育的裂缝密度则越大。4)除了层厚对裂缝发育有影响以外,区域性的应力作用也是研究区内的裂缝发育的一个重要影响因素。5)绘制出鄂尔多斯盆地中生代地层中的裂缝发育模式图。

鄂尔多斯盆地内中生代地层内的裂缝主要形成于两期区域应力场。第一期区域应力场是因古太平洋板块向欧亚板块的俯冲碰撞作用所致,至晚侏罗世,在盆地及周缘地区形成近E-W向的挤压应力场,从而促使盆内中生代地层中第一期裂缝的形成。第二期区域应力场是因印度板块向欧亚板块的俯冲和碰撞作用所致,盆地在新生代处于一个NE-SW向的挤压应力场之中,从而促使盆内中生代地层中第二期裂缝的形成。

致谢 在本文的研究过程中,得到了中国科学院地质与地球物理研究所罗晓容研究员和雷裕红博士、赵宏博士、程明博士、胡才志博士、俞雨溪博士的帮助,在此表示衷心感谢。

参考文献
[1] 陕西省地质矿产局. 1989. 陕西省区域地质志. 北京: 地质出版社. 1-698.
[2] Bureau of Geology and Mineral Resources of Shaanxi Province. 1989. Regional Geology of Shaanxi Province. Beijing: Geological Publishing House. 1-698.
[3] 陈刚, 孙建博, 周立发等. 2007. 鄂尔多斯盆地西南缘中生代构造事件的裂变径迹年龄记录. 中国科学(D 辑),37 (增刊): 110-118.
[4] Chen Gang, Sun Jianbo, Zhou Lifa et al. 2007. Fission-track-age records of the Mesozoic tectonic-events in the southwest margin of the Ordos Basin, China. Science in China(Series D),50 (suppl.2): 133-142.
[5] 陈刚, 丁超, 徐黎明等. 2012. 鄂尔多斯盆地东缘紫金山侵入岩热演化史与隆升过程分析. 地球物理学报,55 (11): 3731-3741.
[6] Chen Gang, Ding Chao, Xu Liming et al. 2012. Analysis on the thermal history and uplift process of Zijinshan intrusive complex in the eastern Ordos Basin. Chinese Journal of Geophysics, 55 (11): 3731-3741.
[7] 陈晋镳, 武铁山, 张鹏远等. 1997. 全国地层多重划分对比研究: 华北区区域地层. 武汉: 中国地质大学出版社. 1-214.
[8] Chen Jinbiao, Wu Tieshan, Zhang Pengyuan et al. 1997. Multiple Classification and Correlation of the Stratigraphy of China: Regional Stratigraphy of North China. Wuhan: China University of Geosciences Press. 1-214.
[9] 程日辉, 王璞珺, 刘万洙等. 2004. 下扬子区三叠纪层序地层样式对扬子板块与华北板块碰撞的响应. 大地构造与成矿学,28 (2): 134-141.
[10] Cheng Rihui, Wang Pujun, Liu Wanzhu et al. 2004. Response of Triassic sequence stratigraphy of Lower Yangtze to collision between Yangtze plate and North China plate. Geotectonica et Metallogenia, 28 (2): 134-141.
[11] 程守田, 黄焱球, 付雪洪. 1997. 早中侏罗世大鄂尔多斯古地理重建与内陆拗陷的发育演化. 沉积学报,15 (4): 43-49.
[12] Cheng Shoutian, Huang Yanqiu and Fu Xuehong. 1997. Paleogeography reconstruction of the Early-Middle Jurassic large Ordos Basin and development and evolution of continental down warping. Acta Sedimentologica Sinica, 15 (4): 43-49.
[13] 董树文, 张岳桥, 龙长兴等. 2007. 中国侏罗纪构造变革与燕山运动新诠释. 地质学报,81 (11): 1449-1461.
[14] Dong Shuwen, Zhang Yueqiao, Long Changxing et al. 2007. Jurassic tectonic revolution in China and new interpretation of the Yanshan Movement. Acta Geologica Sinica, 81 (11): 1449-1461.
[15] 何雨丹, 魏春光. 2007. 裂缝型油气藏勘探评价面临的挑战及发展方向. 地球物理学进展,22 (2): 537-543.
[16] He Yudan and Wei Chunguang. 2007. The present situation and research direction of evaluation methods in fracture type reservoir. Progress in Geophysics, 22 (2): 537-543.
[17] 姜琳, 王清晨, 王香增等. 2013. 鄂尔多斯盆地东南部中生界地层节理发育特征与古应力场. 岩石学报,29 (5): 1774-1790.
[18] Jiang Lin, Wang Qingchen, Wang Xiangzeng et al. 2013. Joint development and paleostress field in Mesozoic strata of the southeastern Ordos Basin. Acta Petrologica Sinica, 29 (5): 1774-1790.
[19] 姜琳, 王清晨, 戈金明等. 2015. 岩心中的天然缝与诱导缝的识别与分析--以鄂尔多斯盆地延长组岩心裂缝为例. 地质科学,50 (3): 926-942.
[20] Jiang Lin, Wang Qingchen, Ge Jinming et al. 2015. Identification and analysis of natural fracture and induced fracture in core: A case study of core fracture of Yanchang Formation in Ordos Basin. Chinese Journal of Geology, 50 (3): 926-942.
[21] 李建英, 刘金萍, 陈洪涛. 2000. 天然裂缝气藏的检测与分析(上). 石油物探译丛, (1): 72-82.
[22] Li Jianying, Liu Jinping and Chen Hongtao. 2000. Detection and analysis of natural fracture gas reservoir(upper). Oil Geophysical Prospecting Translating, (1): 72-82.
[23] 李克勤, 张东生, 张世富等. 1992. 中国石油地质志(卷十二). 北京: 石油工业出版社. 1-490.
[24] Li Keqin, Zhang Dongsheng, Zhang Shifu et al. 1992. Petroleum Geology of China(Volume 12). Beijing: Petroleum Industry Press. 1-490.
[25] 李思田, 林畅松. 1995. 大型陆相盆地层序地层学研究--以鄂尔多斯中生代盆地为例. 地学前缘,2 (4): 133-136.
[26] Li Sitian and Lin Changsong. 1995. Approaches of nonmarine sequence stratigraphy: A case study on the Mesozoic Ordos Basin. Earth Science Frontiers, 2 (4): 133-136.
[27] 李新景, 胡素云, 程克明. 2007. 北美裂缝性页岩气勘探开发的启示. 石油勘探与开发,34 (4): 392-400.
[28] Li Xinjing, Hu Suyun and Cheng Keming. 2007. Suggestions from the development of fractured shale gas in North America. Petroleum Exploration and Development, 34 (4): 392-400.
[29] 廖昌珍, 张岳桥, 温长顺. 2007. 鄂尔多斯盆地东缘边界带构造样式及其区域构造意义. 地质学报,81 (4): 466-474.
[30] Liao Changzhen, Zhang Yueqiao and Wen Changshun. 2007. Structural styles of the eastern boundary zone of the Ordos Basin and its regional tectonic significance. Acta Geologica Sinica, 81 (4): 466-474.
[31] 林建平. 1991. 山西太古代-中生代构造应力场. 现代地质,5 (4): 355-365.
[32] Lin Jianping. 1991. Tectonic stress fields of Archaean-Mesozoic in Shanxi Province. Geoscience, 5 (4): 355-365.
[33] 林伟, 王清晨, 王军等. 2011. 辽东半岛晚中生代伸展构造--华北克拉通破坏的地壳响应. 中国科学: 地球科学,41 (5): 638-653.
[34] Lin Wei, Wang Qingchen, Wang Jun et al. 2011. Late Mesozoic extensional tectonics of the Liaodong Peninsula massif: Response of crust to continental Lithosphere destruction of the North China Craton. Science China Earth Science, 54 (6): 843-857.
[35] 刘池洋, 赵红格, 桂小军等. 2006. 鄂尔多斯盆地演化-改造的时空坐标及其成藏(矿)响应. 地质学报,80 (5): 617-638.
[36] Liu Chiyang, Zhao Hongge, Gui Xiaojun et al. 2006. Space-time coordinate of the evolution and reformation and mineralization response in Ordos Basin. Acta Geologica Sinica, 80 (5): 617-638.
[37] 刘永前, 方小敏, 宋春晖等. 2009. 青藏高原东北缘六盘山地区新生代构造旋转及其意义. 大地构造与成矿学,33 (2): 189-198.
[38] Liu Yongqian, Fang Xiaomin, Song Chunhui et al. 2009. Cenozoic tectonic rotation of the Liupan Shan region in the northeastern Tibetan Plateau and its implications. Geotectonica et Metallogenia, 33 (2): 189-198.
[39] 龙鹏宇, 张金川, 唐玄等. 2011. 泥页岩裂缝发育特征及其对页岩气勘探和开发的影响. 天然气地球科学,22 (3): 525-532.
[40] Long Pengyu, Zhang Jinchuan, Tang Xuan et al. 2011. Feature of muddy shale fissure and its effect for shale gas exploration and development. Natural Gas Geoscience, 22 (3): 525-532.
[41] 庞雄奇. 2010. 中国西部叠合盆地深部油气勘探面临的重大挑战及其研究方法与意义. 石油与天然气地质,31 (5): 517-534.
[42] Pang Xiongqi. 2010. Key challenges and research methods of petroleum exploration in the deep of superimposed basins in western China. Oil & Gas Geology, 31 (5): 517-534.
[43] 申浩澈, 康维国. 1994. 华北板块和扬子板块碰撞时代的探讨. 长春地质学院学报,24 (1): 22-27.
[44] Shen Haoche and Kang Weiguo. 1994. A discussion about the collision time between northern China plate and Yangzi plate. Journal of Changchun University of Earth Sciences, 24 (1): 22-27.
[45] 宋友桂, 千琳勃, 李云. 2013. 白垩纪以来六盘山地区构造隆升的裂变径迹证据. 地质论评,59 (增刊): 102-105.
[46] Song Yougui, Qian Linbo and Li Yun. 2013. Since the Cretaceous fission track evidence of tectonic uplift in Liupan Shan region. Geological Review,59 (suppl.): 102-105.
[47] 万天丰, 朱鸿. 2002. 中国大陆及邻区中生代一新生代大地构造与环境变迁. 现代地质,16 (2): 107-120.
[48] Wan Tianfeng and Zhu Hong. 2002. Tectonics and environment change of Meso-Cenozoic in China continent and its adjacent areas. Geoscience, 16 (2): 107-120.
[49] 王同和. 1995. 晋陕地区地质构造演化与油气聚集. 华北地质矿产杂志,10 (3): 283-398.
[50] Wang Tonghe. 1995. Evolutionary characteristics of geological structure and oil-gas accumulation in Shanxi-Shaanxi area. Journal of Geology and Mineral Resources North China, 10 (3): 283-398.
[51] 王锡勇, 张庆龙, 王良书等. 2010. 鄂尔多斯盆地东缘中-新生代构造特征及构造应力场分析. 地质通报,29 (8): 1168-1176.
[52] Wang Xiyong, Zhang Qinglong, Wang Liangshu et al. 2010. Structural features and tectonic stress fields of the Mesozoic and Cenozoic in the eastern margin of the Ordos Basin, China. Geological Bulletin of China, 29 (8): 1168-1176.
[53] 徐黎明, 周立发, 张义楷等. 2006. 鄂尔多斯盆地构造应力场特征及其构造背景. 大地构造与成矿学,30 (4): 455-462.
[54] Xu Liming, Zhou Lifa, Zhang Yikai et al. 2006. Characteristics and tectonic setting of tectonic-stress field of Ordos Basin. Geotectonica et Metallogenia, 30 (4): 455-462.
[55] 曾联波, 李忠兴, 史成恩等. 2007. 鄂尔多斯盆地上三叠统延长组特低渗透砂岩储层裂缝特征及成因. 地质学报,81 (2): 174-180.
[56] Zeng Lianbo, Li Zhongxing, Shi Chengen et al. 2007. Characteristics and origin of fractures in the extra low-permeability sandstone reservoirs of the Upper Triassic Yanchang Formation in the Ordos Basin. Acta Geologica Sinica, 81 (2): 174-180.
[57] 张泓. 1996. 鄂尔多斯盆地中新生代构造应力场. 华北地质矿产杂志,11 (1): 87-92.
[58] Zhang Hong. 1996. Mesozoic and Cenozoic palaeotectono-stress field of Ordos Basin. Journal of Geology and Mineral Resources of North China, 11 (1): 87-92.
[59] 张义楷, 周立发, 党犇等. 2006. 鄂尔多斯盆地中东部三叠系、 侏罗系露头区裂缝体系展布特征. 大地构造与成矿学,30 (2): 168-173.
[60] Zhang Yikai, Zhou Lifa, Dang Ben et al. 2006. Characteristics of distribution of the field outcrop fracture systems in Triassic and Jurassic in Central-East Ordos Basin. Geotectonica et Metallogenia, 30 (2): 168-173.
[61] 张岳桥, 施炜, 廖昌珍等. 2006a. 鄂尔多斯盆地周边断裂运动学分析与晚中生代构造应力体制转换. 地质学报,80 (5): 639-646.
[62] Zhang Yueqiao, Shi Wei, Liao Changzhen et al. 2006a.Fault kinematic analysis and change in Late Mesozoic tectonic stress regimes in the peripheral zones of the Ordos Basin, North China. Acta Geologica Sinica, 80 (5): 639-646.
[63] 张岳桥, 廖昌珍, 施炜等. 2006b. 鄂尔多斯盆地周边地带新构造演化及其区域动力学背景. 高校地质学报,12 (3): 285-297.
[64] Zhang Yueqiao, Liao Changzhen, Shi Wei et al. 2006b.Neotectonic evolution of the peripheral zones of the Ordos Basin and geodynamic setting. Geological Journal of China Universities, 12 (3): 285-297.
[65] 张岳桥, 董树文, 赵越等. 2007. 华北侏罗纪大地构造: 综评与新认识. 地质学报,81 (11): 1462-1480.
[66] Zhang Yueqiao, Dong Shuwen, Zhao Yue et al. 2007. Jurassic tectonics of North China: A synthetic view. Acta Geologica Sinica, 81 (11): 1462-1480.
[67] 赵振宇, 郭彦如, 王艳等. 2012. 鄂尔多斯盆地构造演化及古地理特征研究进展. 特种油气藏,19 (5): 15-20.
[68] Zhao Zhenyu, Guo Yanru, Wang Yan et al. 2012. Study progress in tectonic evolution and paleogeography of Ordos Basin. Special Oil & Gas Reservoirs, 19 (5): 15-20.
[69] 郑亚东, Davis G A, 王琮等 1998. 内蒙古大青山大型逆冲推覆构造. 中国科学(D辑):28 (4): 289-295.
[70] Zheng Yadong, Davis G A, Wang Cong et al. 1998. Major thrust sheet in the Daqing Shan Mountains Inner Mongolia, China. Science in China(Series D),41 (5): 553-560.
[71] Bai T X and Pollard D D. 2000. Fracture spacing in layered rocks: A new explanation based on the stress transition. Journal of Structural Geology, 22 (1): 43-57.
[72] Bai T X, Maerten L, Gross M R et al. 2002. Orthogonal cross joints: Do they imply a regional stress rotation?Journal of Structural Geology, 24 (1): 77-88.
[73] Becker A and Gross M R. 1996. Mechanism for joint saturation in mechanically layered rocks: An example from southern Israel. Tectonophysics, 257 (2): 223-237.
[74] Bratton T, Canh D V, Van Que N et al. 2006. The nature of naturally fractured reservoirs. Oilfield Review, 18 (2): 4-23.
[75] Caputo R. 1995. Evolution of orthogonal sets of coeval extension joints. Terra Nova, 7 (5): 479-490.
[76] Cooke M L and Underwood C A. 2001. Fracture termination and step-over at bedding interfaces due to frictional slip and interface opening. Journal of Structural Geology, 23 (2): 223-238.
[77] Darby B J and Ritts B D. 2002. Mesozoic contractional deformation in the middle of the Asian tectonic collage: The intraplate western Ordos fold-thrust belt, China. Earth and Planetary Science Letters,205 (1-2): 13-24.
[78] Darby B J and Ritts B D. 2007. Mesozoic structural architecture of the Lang Shan, North-Central China: Intraplate contraction, extension, and synorogenic sedimentation. Journal of Structural Geology, 29 (12): 2006-2016.
[79] David G, Lombardi T E and Martin J P. 2004. Fractured shale gas potential in New York. Northeastern Geology and Environmental Sciences, 26 (1): 57-78.
[80] Davis G A, Cong W, Yadong Z et al. 1998. The enigmatic Yinshan fold-and-thrust belt of northern China: New views on its intraplate contractional styles. Geology, 26 (1): 43-46.
[81] Davis G A and Darby B J. 2010. Early Cretaceous overprinting of the Mesozoic Daqing Shan fold-and-thrust belt by the Hohhot metamorphic core complex, Inner Mongolia, China. Geoscience Frontiers, 1 (1): 1-20.
[82] De Guidi G, Caputo R and Scudero S. 2013. Regional and local stress field orientation inferred from quantitative analyses of extension joints: Case study from southern Italy. Tectonics, 32 (2): 239-251.
[83] Dyer R. 1988. Using joint interactions to estimate paleostress ratios. Journal of Structural Geology, 10 (7): 685-699.
[84] Engelder T and Geiser P. 1980. On the use of regional joint sets as trajectories of paleostress fields during the development of the Appalachian Plateau, New York. Journal of Geophysical Research, 85 (B11): 6319-6341.
[85] Engelder T, Gross M R and Pinkerton P. 1997. Joint development in clastic rocks of the Elk Basin anticline, Montana-Wyoming. In: Engelder T, Gross M R, Pinkerton P et al.(Eds.). An Analysis of Fracture Spacing Versus Bed Thickness in a Basement-Involved Laramide Structure. Denver: Rocky Mountain Association Geologists.1-18.
[86] Engelder T, Lash G G and Uzctegui R S. 2009. Joint sets that enhance production from Middle and Upper Devonian gas shales of the Appalachian Basin. AAPG Bulletin, 93 (7): 857-889.
[87] Enkin R J, Yang Z Y, Chen Y et al. 1992. Paleomagnetic constraints on the geodynamic history of the major blocks of China from the Permian to the present. Journal of Geophysical Research, 97 (B10): 13953-13989.
[88] Eyal Y, Gross M R, Engelder T et al. 2001. Joint development during fluctuation of the regional stress field in southern Israel. Journal of Structural Geology,23 (2-3): 279-296.
[89] Faure M, Lin W and Chen Y. 2012. Is the Jurassic(Yanshanian)intraplate tectonics of North China due to westward indentation of the North China block?Terra Nova, 24 (6): 456-466.
[90] Gale J F, Reed R M and Holder J. 2007. Natural fractures in the Barnett shale and their importance for hydraulic fracture treatments. AAPG Bulletin, 91 (4): 603-622.
[91] Gale J F, Laubach S E, Olson J E et al. 2014. Natural fractures in shale: A review and new observations. AAPG Bulletin, 98 (11): 2165-2216.
[92] Gross M R. 1993. The origin and spacing of cross joints: Examples from the Monterey Formation, Santa Barbara Coastline, California. Journal of Structural Geology, 15 (6): 737-751.
[93] Gross M R, Fischer M P, Engelder T et al. 1995. Factors controlling joint spacing in interbedded sedimentary rocks: Integrating numerical models with field observations from the Monterey Formation, USA. Geological Society, London, Special Publications, 92 (1): 215-233.
[94] Gross M R, Bahat D and Becker A. 1997. Relations between jointing and faulting based on fracture-spacing ratios and fault-slip profiles: A new method to estimate strain in layered rocks. Geology, 25 (10): 887-890.
[95] Hancock P L. 1985. Brittle microtectonics: Principles and practice. Journal of Structural Geology,7 (3-4): 437-457.
[96] Hancock P L, Al-Kadhi A, Barka A A et al. 1987. Aspects of analysing brittle structures. Annales Tectonicae, 1 (1): 5-19.
[97] Hancock P L and Engelder T. 1989. Neotectonic joints. Geological Society of America Bulletin, 101 (10): 1197-1208.
[98] Hancock P L, Maddock R, Zoback M L et al. 1991. Determining contemporary stress directions from neotectonic joint systems. Philosophical Transactions of the Royal Society of London Series A,337 : 29-40.
[99] Hobbs D W. 1967. The formation of tension joints in sedimentary rocks; an explanation. Geological Magazine, 104 (6): 550-556.
[100] Hou G, Wang Y and Hari K R. 2010. The Late Triassic and Late Jurassic stress fields and tectonic transmission of North China Craton. Journal of Geodynamics,50 (3-4): 318-324.
[101] Huang Q and Angelier J. 1989. Fracture spacing and its relation to bed thickness. Geological Magazine,126 (4): 355-362.
[102] Ji S C and Saruwatari K. 1998. A revised model for the relationship between joint spacing and layer thickness. Journal of Structural Geology, 20 (11): 1495-1508.
[103] Ji S C, Zhu Z M and Wang Z C. 1998. Relationship between joint spacing and bed thickness in sedimentary rocks: Effects of interbed slip. Geological Magazine, 135 (5): 637-655.
[104] Lin W and Wang Q C. 2006. Late Mesozoic extensional tectonics in the North China block: A crustal response to subcontinental mantle removal? Bulletin de la Société Géologique de France, 177 (6): 287-294.
[105] Lin W, Faure M, Monie P et al. 2007. Polyphase Mesozoic tectonics in the eastern part of North China block: Insights from the eastern Liaoning Peninsula massif(NE China). Geological Society, London, Special Publications,280 : 153-169.
[106] Lin W, Faure M, Monié P et al. 2008. Mesozoic extensional tectonics in eastern Asia: The South Liaodong Peninsula metamorphic core complex(NE China). Journal of Geology, 116 (2): 134-154.
[107] Lin W, Faure M, Chen Y et al. 2013. Late Mesozoic compressional to extensional tectonics in the Yiwulüshan massif, NE China and its bearing on the evolution of the Yinshan-Yanshan orogenic belt: PartⅠ : Structural analyses and geochronological constraints. Gondwana Research, 23 (1): 54-77.
[108] Liu J L, Davis G A, Ji M et al. 2008. Crustal detachment and destruction of the Keel of North China Craton: Constraints from Late Mesozoic extensional structures. Earth Science Frontiers, 15 (3): 72-81.
[109] Liu S F. 1998. The coupling mechanism of basin and orogen in the western Ordos Basin and adjacent region of China. Journal of Asian Earth Science, 16 (4): 369-383.
[110] Liu M J, Mooney W D, Li S L et al. 2006. Crustal structure of the northeastern margin of the Tibetan Plateau from the Songpan-Ganzi terrane to the Ordos Basin. Tectonophysics, 420 (1): 253-266.
[111] Mandl G. 2005. Rock Joints. Berlin: Springer. 1-222.
[112] Meng Q R and Zhang G W. 2000. Geologic framework and tectonic evolution of the Qinling orogen, central China. Tectonophysics,323 (3-4): 183-196.
[113] Narr W and Suppe J. 1991. Joint spacing in sedimentary rocks. Journal of Structural Geology, 13 (9): 1037-1048.
[114] Nelson R A. 2001. Geologic Analysis of Naturally Fractured Teservoirs. Boston: Gulf Professional Publishing.1-353.
[115] Ren J Y, Tamaki K, Li S T et al. 2002. Late Mesozoic and Cenozoic rifting and its dynamic setting in eastern China and adjacent areas. Tectonophysics,344 (3-4): 175-205.
[116] Renshaw C E. 1997. Mechanical controls on the spatial density of opening-mode fracture networks. Geology, 25 (10): 923-926.
[117] Ritts B D, Darby B J and Cope T. 2001. Early Jurassic extensional basin formation in the Daqing Shan segment of the Yinshan belt, northern North China block, Inner Mongolia. Tectonophysics,339 (3-4): 239-258.
[118] Ritts B D, Hanson A D, Darby B J et al. 2004. Sedimentary record of Triassic intraplate extension in North China: Evidence from the nonmarine NW Ordos Basin, Helan Shan and Zhuozi Shan. Tectonophysics, 386 (3-4): 177-202.
[119] Ritts B D, Weislogel A, Graham S A et al. 2009. Mesozoic tectonics and sedimentation of the giant polyphase nonmarine intraplate Ordos Basin, western North China block. International Geology Review,51 (2): 95-115.
[120] Rives T, Rawnsley K D and Petit J P. 1994. Analogue simulation of natural orthogonal joint set formation in brittle varnish. Journal of Structural Geology, 16 (3): 419-429.
[121] Ruf J C, Rust K A and Engelder T. 1998. Investigating the effect of mechanical discontinuities on joint spacing. Tectonophysics, 295 (1): 245-257.
[122] Twiss R J and Moores E M. 1992. Structural Geology. New York: W. H. Freeman and Company.1-532.
[123] Underwood C A, Cooke M L, Simo J A et al. 2003. Stratigraphic controls on vertical fracture patterns in Silurian dolomite, northeastern Wisconsin. AAPG Bulletin, 87 (1): 121-142.
[124] Walton I and McLennan J. 2013. The role of natural fractures in shale gas production. In: Bunger A P, McLennan J and Jeffrey R(Eds.). Effective and Sustainable Hydraulic Fracturing. InTech.1-30.
[125] Wang T, Zheng Y D, Zhang J J et al. 2011. Pattern and kinematic polarity of Late Mesozoic extension in continental NE Asia: Perspectives from metamorphic core complexes. Tectonics, 30 (6): 1-27.
[126] Wennberg O P, Azizzadeh M, Aqrawi A A M et al. 2007. The Khaviz anticline: An outcrop analogue to giant fractured Asmari Formation reservoirs in SW Iran. Geological Society, London, Special Publications, 270 (1): 23-42.
[127] Wu H and Pollard D D. 1995. An experimental study of the relationship between joint spacing and layer thickness. Journal of Structural Geology, 17 (6): 887-905.
[128] Yang X K, Chao H X, Volkova N I et al. 2009. Geochemistry and SHRIMP geochronology of alkaline rocks of the Zijinshan massif in the eastern Ordos Basin, China. Russian Geology and Geophysics, 50 (9): 751-762.
[129] Zeng L B and Li X Y. 2009. Fractures in sandstone reservoirs with ultra-low permeability: A case study of the Upper Triassic Yanchang Formation in the Ordos Basin, China. AAPG Bulletin, 93 (4): 461-477.
[130] Zhang P, Burchfiel B C, Molnar P et al. 1991. Amount and style of Late Cenozoic deformation in the Liupan Shan area, Ningxia Autonomous region, China. Tectonics, 10 (6): 1111-1129.
[131] Zhang Y Q, Mercier J L and Vergély P. 1998. Extension in the graben systems around the Ordos(China), and its contribution to the extrusion tectonics of South China with respect to Gobi-Mongolia. Tectonophysics,285 (1-2): 41-75.
[132] Zhang Y Q, Ma Y S, Yang N et al. 2003. Cenozoic extensional stress evolution in North China. Journal of Geodynamics, 36 (5): 591-613.
[133] Zhang Y Q, Shi W and Dong S W. 2011. Changes of Late Mesozoic tectonic regimes around the Ordos Basin(North China)and their geodynamic implications. Acta Geologica Sinica, 85 (6): 1254-1276.
[134] Zoback M L. 1992. First-and second-order patterns of stress in the lithosphere: The world stress map project. Journal of Geophysical Research, 97 (B8): 11703-11728.
[135] Zorin Y A. 1999. Geodynamics of the western part of the Mongolia-Okhotsk collisional belt, Trans-Baikal region(Russia)and Mongolia. Tectonophysics, 306 (1): 33-56 .
The natural fracture characteristics of Mesozoic strata in Ordos Basin and evolution of the tectonic stress field

Jiang Lin1, Wang Qingchen2, Guo Yusen1, Wu Chaofan1, Wu Zhijie1, Xue Zhenhua2    
1. School of Resource Engineering, Longyan University, Longyan, Fujian 364012;
2. State Key Laboratory of Lithospheric Evolution, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029
Abstract: Ordos Basin is an important hydrocarbon basin in China, yet the majority of hydrocarbon reservoirs were affected by the natural fracture. Based on the systematic field observation and indoor statistical analysis, we descript the natural fracture characteristics and major controlling factors in Mesozoic strata in basin. Six trends of fracture sets(E-W-trending, ENE-WSW-trending, NE-SW-trending, N-S-trending, NNW-SSE-trending and NNE-SSW-trending)are found in Mesozoic strata within Ordos Basin. Among them, E-W-trending, ENE-WSW-trending and NE-SW-trending sets are systematic fractures, other three sets are nonsystematic fractures. As for the fracture assemblage, there are two main groups of orthogonal fracture system(E-W-trending and N-S-trending, ENE-WSW-trending and NNW-SSE-trending), the orthogonal fracture system consisted of E-W-trending and N-S-trending is only outcropped in the Triassic and Jurassic strata. Meanwhile, there are two main groups of conjugate fractures(ENE-WSW-trending and NNE-SSW-trending, ENE-WSW-trending and ESE-WNW-trending), the conjugate fracture consisted of ENE-WSW-trending and NNE-SSW-trending is outcropped in entire Mesozoic strata, yet the other set is only outcropped in the Yanchang Formation. In addition, fracture spacing analysis indicates that: 1)Layer thickness has a low effect on the fracture spacing. 2)Fracture intensity of systematic fracture(E-W-trending and ENE-WSW-trending)is more than nonsystematic fracture(N-S-trending). 3)The thinner the layer thickness, the greater the fracture intensity. 4)In addition to the layer thickness, regional stress field has important effects on the fracture formation. The fractures in the study area are mainly formed in the two phases regional stress fields. The first is Late Jurassic E-W-trending compressional stress field caused by the subduction and collision of paleo-Pacific plate and Eurasia plate. The second is Cenozoic NE-SW-trending compressional stress field caused by the subduction and collision of India plate and Eurasia plate.
Key words: Ordos Basin    Fracture    Tectonics stress field    Mesozoic