吳東旭，吳興寧，王少依，于洲，丁振純，孫云川，楊越東

（1中國石油杭州地質(zhì)研究院；2中國石油天然氣集團(tuán)公司碳酸鹽巖儲(chǔ)層重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室）（3中國石油大學(xué)（北京））

鄂爾多斯盆地奧陶系
顆粒灘白云巖儲(chǔ)層特征及主控因素

吳東旭1，2，吳興寧1，2，王少依1，2，于洲1，2，丁振純1，孫云川3，楊越東3

（1中國石油杭州地質(zhì)研究院；2中國石油天然氣集團(tuán)公司碳酸鹽巖儲(chǔ)層重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室）（3中國石油大學(xué)（北京））

基于巖心觀察、薄片鑒定、物性分析和地球化學(xué)分析，結(jié)合巖相古地理研究，認(rèn)為鄂爾多斯盆地中東部奧陶系鹽下發(fā)育三套顆粒灘白云巖儲(chǔ)層，分別為下奧陶統(tǒng)馬家溝組馬二段、馬四段和馬五7+9亞段。馬二段顆粒灘環(huán)臺(tái)內(nèi)洼地分布，馬四段和馬五7+9亞段顆粒灘環(huán)臺(tái)內(nèi)洼地以及灘間次級(jí)洼地兩側(cè)的相對(duì)隆起帶分布。白云巖儲(chǔ)集空間類型主要為粒間孔、晶間（溶）孔、溶蝕孔洞和裂縫。三維CT分析表明，白云巖儲(chǔ)層具有優(yōu)良的儲(chǔ)滲性能。顆粒灘白云巖主要為淺埋藏蒸發(fā)海水滲透回流交代成因。白云巖儲(chǔ)層的發(fā)育主要受控于三個(gè)因素：層序格架控制的顆粒灘分布，表生巖溶作用，構(gòu)造裂縫系統(tǒng)。

鄂爾多斯盆地；顆粒灘；白云巖儲(chǔ)層；儲(chǔ)層成因；巖溶；裂縫

1 概況

近年來，鄂爾多斯盆地在下古生界奧陶系鹽下鉆探，取得巨大進(jìn)展，相繼在下奧陶統(tǒng)馬家溝組顆粒灘型白云巖儲(chǔ)層段（圖1）發(fā)現(xiàn)了桃38井、統(tǒng)74井等高產(chǎn)井，試氣日產(chǎn)量達(dá)十幾萬至上百萬立方米，但在馬四段白云巖層段鉆探的統(tǒng)51井、統(tǒng)52井試氣日產(chǎn)量只有幾百至幾千立方米的低產(chǎn)氣流。這一方面充分說明馬家溝組中下組合存在儲(chǔ)集性能良好的顆粒灘白云巖儲(chǔ)層，另一方面也說明儲(chǔ)層的類型、成因和分布規(guī)律不清依然是制約勘探區(qū)帶和目標(biāo)優(yōu)選的瓶頸之一。

國內(nèi)針對(duì)海相碳酸鹽巖顆粒灘的研究取得了大量成果。譚秀成等［1］對(duì)四川盆地中三疊統(tǒng)雷口坡組碳酸鹽臺(tái)地巨型淺灘化進(jìn)行了研究，周進(jìn)高等［2］、胡安平等［3］針對(duì)四川盆地下寒武統(tǒng)龍王廟組顆粒灘發(fā)育規(guī)律及白云巖儲(chǔ)層成因和分布進(jìn)行了研究，趙文智等［4］以塔里木盆地和四川盆地為例對(duì)礁灘儲(chǔ)集層類型、特征、成因及勘探意義進(jìn)行了研究和闡述。具體到鄂爾多斯盆地奧陶系碳酸鹽巖顆粒灘儲(chǔ)層，楊華等［5］認(rèn)為古隆起周緣白云巖形成于水動(dòng)力較強(qiáng)的淺水顆粒灘沉積；陳洪德等［6］認(rèn)為沉積微相和成巖作用控制了古隆起東側(cè)非巖溶型白云巖的形成；姚涇利等［7］認(rèn)為馬家溝組旋回性沉積為鹽下儲(chǔ)層疊合發(fā)育奠定了基礎(chǔ)，而晶間孔型白云巖是鹽下氣藏的主要儲(chǔ)層；黃正良等［8］對(duì)盆地中東部奧陶系白云巖儲(chǔ)層進(jìn)行了研究，認(rèn)為沉積層序控制了儲(chǔ)層類型的縱向旋回性分布，沉積層序內(nèi)部的沉積相決定了儲(chǔ)層的平面分布。總體而言，比較共同的認(rèn)識(shí)是，鄂爾多斯盆地奧陶系鹽下白云巖儲(chǔ)層發(fā)育，沉積微相起著決定性的控制作用，顆粒灘微相是白云巖儲(chǔ)層發(fā)育的基礎(chǔ)。

結(jié)合前人的研究工作，筆者對(duì)鄂爾多斯盆地內(nèi)近幾年新探井的巖心、薄片進(jìn)行了觀察，并結(jié)合配套的地球化學(xué)分析，運(yùn)用沉積相、層序地層學(xué)方法對(duì)盆地中東部奧陶系鹽下顆粒灘白云巖儲(chǔ)層進(jìn)行了細(xì)致描述和成因分析，刻畫了鹽下三套顆粒灘的平面分布，總結(jié)了顆粒灘白云巖儲(chǔ)層發(fā)育的主要控制因素，以期為盆地鹽下的勘探工作提供依據(jù)。

圖1 鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組沉積儲(chǔ)層綜合柱狀圖

2 顆粒灘儲(chǔ)層發(fā)育的地質(zhì)背景

鄂爾多斯盆地馬家溝組從下到上可以分為馬一段～馬六段6個(gè)段（圖1），厚度可達(dá)500～800m。其中：馬一段、馬三段和馬五段為相對(duì)海退期，以碳酸鹽巖蒸發(fā)臺(tái)地相為主，發(fā)育了三大套膏鹽巖沉積；馬二段、馬四段和馬六段為相對(duì)海侵期，主要為碳酸鹽巖開闊臺(tái)地相和局限臺(tái)地相，以白云巖和石灰?guī)r沉積為主。馬五段根據(jù)相對(duì)海平面升降，從上到下又可以分為馬五1～馬五10等10個(gè)亞段，其中馬五6亞段為馬五段主要的膏鹽巖發(fā)育期。馬三段和馬五6亞段這兩大套膏鹽巖沉積之下，發(fā)育了三套顆粒灘白云巖儲(chǔ)層，分別為馬二段、馬四段和馬五7+9亞段（圖1）。

馬二段、馬四段分別發(fā)育于馬家溝期的海侵期，馬五9亞段和馬五7亞段分別發(fā)育于馬五亞期的相對(duì)海侵期，它們具有相似的沉積環(huán)境，沉積相類型基本為碳酸鹽巖臺(tái)地相［9］。

前人多認(rèn)為，臺(tái)內(nèi)顆粒灘圍繞臺(tái)內(nèi)石灰?guī)r洼地呈半環(huán)形分布［10］。筆者經(jīng)過對(duì)以往資料的梳理，結(jié)合近年來新的鉆井、測井資料，發(fā)現(xiàn)不同層位的顆粒灘在平面展布上有不同的格局（圖2），垂向上也具有豐富的演化特征。

圖2 鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組顆粒灘儲(chǔ)層段巖相古地理背景

馬二段為馬家溝期首次海侵的沉積。該沉積期古地貌為一東部地勢相對(duì)較低、周緣地勢相對(duì)較高的單一緩坡型開闊臺(tái)地，發(fā)育以海侵為主的震蕩型海侵-海退沉積組合。在研究區(qū)東部柳林—延安地區(qū)發(fā)育石灰?guī)r坪（圖2a），巖性以泥晶灰?guī)r為主；向西過渡到神木—志丹—延安地區(qū)發(fā)育灰質(zhì)白云巖坪，巖性以灰質(zhì)白云巖為主，夾白云巖薄層；再向西至中央古隆起一線發(fā)育白云巖坪沉積，巖性以白云巖為主，局部地區(qū)水動(dòng)力較強(qiáng)，發(fā)育灘相沉積，巖性以顆粒白云巖為主，含少量隱見顆粒結(jié)構(gòu)的粉晶白云巖。馬二段顆粒灘單層厚度2～6m，累積厚度可達(dá)4～22m，平面展布面積合計(jì)可達(dá)2×104km2。

馬四段發(fā)育于馬家溝期的最大海侵期，屬于開闊臺(tái)地相（圖1），沉積厚度較大。由于賀蘭海槽的進(jìn)一步發(fā)育，盆地西部祁連海域沉積水體逐漸加深，中東部開始由前期的緩坡型臺(tái)地向隆洼相間型臺(tái)地轉(zhuǎn)換，除中央古隆起—靖西臺(tái)坪帶為繼承性高部位外，在靖邊東部也形成了一個(gè)次級(jí)隆起帶。在盆地中東部的兩個(gè)相對(duì)隆起帶高部位水體較淺，水動(dòng)力較強(qiáng)，廣泛發(fā)育顆粒灘微相（圖2b），顆粒灘沿古地貌高呈斷續(xù)條帶狀分布，巖性以砂屑白云巖和粉—細(xì)晶白云巖為主，含少量鮞粒白云巖。這兩條顆粒灘發(fā)育帶是白云巖儲(chǔ)層發(fā)育的主要區(qū)域。盆地中部烏審旗地區(qū)處于相對(duì)低洼地帶，水體較深，發(fā)育灰質(zhì)白云巖坪，巖性以灰質(zhì)白云巖為主，局部含泥晶灰?guī)r；靖邊東部隆起帶以東水體逐漸加深，向東依次發(fā)育灰質(zhì)白云巖坪和石灰?guī)r洼地沉積微相。馬四段顆粒灘單層厚度為2～10m，累積厚度可達(dá)5～40m，平面展布面積合計(jì)達(dá)3×104km2。

馬五9亞段和馬五7亞段是整個(gè)馬五亞期海退基礎(chǔ)上的兩次短周期海侵沉積，為典型的局限臺(tái)地沉積（圖1）。其沉積微相平面分布基本繼承了馬四段的格局，具有隆洼相間的沉積特征（圖2c，2d）。在神木—延安一線以東依次發(fā)育灰質(zhì)白云巖坪和石灰?guī)r坪，巖性分別以灰質(zhì)白云巖和泥晶灰?guī)r為主；該線以西至鄂托克旗—鄂托克前旗一線發(fā)育白云巖坪，在靖邊—志丹一線的灰質(zhì)白云巖坪兩側(cè)，顆粒灘仍然呈兩個(gè)斷續(xù)條帶分布，巖性為砂屑白云巖、顆粒白云巖，顆粒灘是這兩個(gè)亞段主要的白云巖儲(chǔ)層發(fā)育微相。馬五7+9亞段單層厚度為2～5m，累積厚度可達(dá)5～9m，平面展布面積合計(jì)可達(dá)2.7×104km2。

總體上，隨著加里東運(yùn)動(dòng)對(duì)古地形的影響，馬家溝組臺(tái)地內(nèi)部的顆粒灘分布格局發(fā)生了一定變化：馬二段沉積期為單純的環(huán)臺(tái)內(nèi)洼地分布；馬四段和馬五段中組合沉積期，灘間的次級(jí)洼地發(fā)育，顆粒灘環(huán)臺(tái)內(nèi)洼地以及灘間洼地兩側(cè)的相對(duì)隆起帶分布。

3 顆粒灘白云巖儲(chǔ)層特征

基于巖心觀察、薄片觀察、測井分析、孔滲分析以及相關(guān)的實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)等綜合研究，對(duì)前述三套顆粒灘白云巖儲(chǔ)層進(jìn)行如下的詳細(xì)表征。

3.1 儲(chǔ)集空間特征

鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組顆粒灘白云巖儲(chǔ)層的儲(chǔ)集空間主要發(fā)育孔隙、孔洞、裂縫三大類（圖3），孔隙主要包括晶間孔、粒間孔以及晶間（粒間）溶孔等，孔洞包括溶孔和溶洞，裂縫以構(gòu)造縫和溶蝕縫為主。從有效儲(chǔ)層的發(fā)育規(guī)模來看，儲(chǔ)集空間以白云石晶間孔、粒間孔及晶間（粒間）溶孔為主，其次為溶蝕孔洞，裂縫對(duì)儲(chǔ)層性能也有一定的溝通和改善作用。

晶間孔（圖3a—3d）主要分布于粗粉晶—細(xì)晶白云石的晶間，局部自形度較高的粉晶白云石晶間也可發(fā)育，自形晶之間的晶間孔邊界平直，孔隙外觀常呈現(xiàn)為一個(gè)不規(guī)則的多邊形，孔徑一般幾十到上百微米。在后期漫長的成巖作用過程中，晶間孔易于受到表生巖溶、埋藏溶蝕等作用的影響，往往發(fā)育晶間溶孔并且與晶間孔伴生(圖3e)。

粒間孔(圖3f)主要發(fā)育于砂屑、鮞粒、生物碎屑等碳酸鹽巖顆粒間，屬于結(jié)構(gòu)選擇性孔隙。顆粒結(jié)構(gòu)一般抗壓性較好，在成巖過程中保存了一部分原生的粒間孔隙，在此基礎(chǔ)上經(jīng)過后期的溶蝕改造，可形成儲(chǔ)集性能較好的粒間溶孔。

溶蝕孔洞（圖3e，3g，3h）是鹽下白云巖儲(chǔ)層的主要儲(chǔ)集空間之一，其儲(chǔ)集性能主要受表生巖溶作用、方解石膠結(jié)作用、機(jī)械充填作用和埋藏溶蝕作用的共同控制，由于受到的成巖作用類型與程度有所差異，溶蝕孔與溶洞在宏觀與微觀上也表現(xiàn)出了不同的特征。部分溶蝕孔、洞被后期的淡水白云石、方解石、鐵白云石、石英與黃鐵礦等膠結(jié)物所充填而縮小了儲(chǔ)集空間(圖3g)，少部分主要受溶蝕作用所控制的溶孔、溶洞能夠比較完整地保存下來（圖3e，3g），成為有效的儲(chǔ)集空間。

圖3 鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組顆粒灘儲(chǔ)層典型特征樣品采集井的位置見圖2

裂縫系統(tǒng)對(duì)于非均質(zhì)性較強(qiáng)的碳酸鹽巖儲(chǔ)集體十分重要，裂縫既是表生期大氣淡水的有利通道，也是埋藏期有機(jī)酸性水的重要輸導(dǎo)網(wǎng)絡(luò)。裂縫不僅有利于增加儲(chǔ)層的孔滲性能，它也是后期油氣運(yùn)移的重要通道［11］。研究區(qū)鹽下白云巖儲(chǔ)層先后在加里東末期與燕山期末經(jīng)歷了多次抬升和沉降，在地層抬升和沉降的過程中，地應(yīng)力發(fā)生變化，導(dǎo)致局部區(qū)域巖石破裂，產(chǎn)生構(gòu)造裂縫；同時(shí)在后期的成巖作用下，儲(chǔ)層中也會(huì)產(chǎn)生溶蝕縫。與孔隙相比，裂縫相對(duì)平直且開啟程度高，孔滲特征較好，易于被流體中沉淀出的方解石與白云石所膠結(jié)或充填，部分裂縫在疊加了后期埋藏溶蝕作用下也可構(gòu)成有效的儲(chǔ)集空間（圖3i）。

3.2 儲(chǔ)層物性特征

顆粒灘儲(chǔ)層的孔隙度與滲透率具有較好的相關(guān)性（圖4），除馬二段因數(shù)據(jù)點(diǎn)較少外，馬四段和中組合（馬五5-10亞段）中高于標(biāo)準(zhǔn)下限（孔隙度≥2.5%，滲透率≥0.05×10-3μm2）的儲(chǔ)層都呈現(xiàn)較好的孔滲相關(guān)性。個(gè)別高孔低滲樣點(diǎn)可能是受溶蝕孔洞的影響，少數(shù)低孔高滲樣點(diǎn)可能是受到裂縫的影響。

圖4 鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組顆粒灘白云巖儲(chǔ)層巖心物性分析

通過對(duì)靳2井（井位見圖2d）中組合馬五7亞段顆粒灘白云巖和隴14井（井位見圖2d）中組合馬五5亞段白云巖坪白云巖的柱塞樣進(jìn)行三維CT掃描（分辨率8μm），經(jīng)定量提取數(shù)據(jù)體分析（圖5），對(duì)比十分明顯。

靳2井樣品為顆粒灘粉細(xì)晶白云巖，總孔隙度為7.32%。其中：連通孔隙體積占比為73%；最大孔隙半徑為103.5μm，平均18.83μm；最大喉道半徑74.44μm，平均13.06μm。典型顆粒灘白云巖儲(chǔ)層平均孔喉半徑均大于10μm，屬于儲(chǔ)滲性能俱佳的孔隙結(jié)構(gòu)類型。

隴14井樣品為白云巖坪粉晶白云巖，總孔隙度為3.15%。其中：連通孔隙體積占比為69%；最大孔隙半徑為29.89μm，平均4.07μm；最大喉道半徑27.32μm，平均3.01μm。白云巖坪白云巖儲(chǔ)層平均孔喉半徑均小于5μm，其儲(chǔ)滲性能明顯差于顆粒灘型白云巖儲(chǔ)層，屬于低孔低滲型儲(chǔ)層。

圖5 鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組顆粒灘和白云巖坪儲(chǔ)層三維CT掃描孔喉分布特征對(duì)比

3.3白云巖地球化學(xué)特征

顆粒灘白云巖一般為粉晶—粗粉晶白云巖和粉細(xì)晶白云巖，局部存在細(xì)晶白云巖。細(xì)晶白云巖經(jīng)?？梢砸姷矫黠@的霧心亮邊結(jié)構(gòu)(圖3c，3e)，說明應(yīng)該是后期交代的產(chǎn)物。白云巖坪白云巖主要為泥粉晶—粉晶白云巖，含有大量的石膏、石鹽以及硬石膏結(jié)核等蒸發(fā)巖類礦物，說明其形成環(huán)境主要為強(qiáng)蒸發(fā)的薩布哈環(huán)境［12］。

在不同的成巖環(huán)境中，白云石化作用和白云石生成的流體具有不同的成分與特性，必然或多或少地留下其地球化學(xué)烙印，利用C、O、Sr同位素分析，能較好地反映成巖流體的特性［13-14］。白云石的碳氧穩(wěn)定同位素組成與引起白云石化的流體介質(zhì)有關(guān)，并主要受到介質(zhì)鹽度和溫度的影響。海水蒸發(fā)作用使海水的碳氧同位素向偏正方向遷移，所以同生白云巖中的碳氧同位素值比海水和海水膠結(jié)物的碳氧同位素更偏正。相反，埋藏條件下地下鹵水是海水、地層水、包括有淡水和海水混入的地下流體，再加上高溫，會(huì)使氧同位素向偏負(fù)的方向遷移。

根據(jù)δ18O和δ13C交會(huì)圖（圖6）可知：首先，與同期正常鹽度海水（馬五7亞段石灰?guī)r所反映的）相比，白云巖的δ18O明顯偏正，說明其受到蒸發(fā)作用的影響。其中，馬五6，8，10亞段以白云巖坪白云巖為主，白云巖的δ18O值位于強(qiáng)蒸發(fā)海水的范圍內(nèi)，部分受到大氣淡水的影響而偏負(fù)；馬五7，9亞段以顆粒灘白云巖為主，白云巖的δ18O值處于正常海水和強(qiáng)烈蒸發(fā)海水之間，屬于滲透回流海水的范圍。由此可見，顆粒灘白云巖形成于淺埋藏的低溫環(huán)境，主要由蒸發(fā)海水的滲透回流交代而成。

圖6 鄂爾多斯盆地奧陶系中組合顆粒灘白云巖與白云巖坪白云巖碳氧同位素特征對(duì)比

根據(jù)87Sr/86Sr特征（圖7）可知，大部分巖心樣品數(shù)據(jù)點(diǎn)落在同期海水的范圍內(nèi)，部分?jǐn)?shù)據(jù)點(diǎn)高于同期海水應(yīng)該是受到了大氣淡水的影響，局部高值則有可能受到殼源Sr的影響。

圖7 鄂爾多斯盆地奧陶系中組合顆粒灘白云巖與白云巖坪白云巖Sr同位素特征對(duì)比

4 顆粒灘儲(chǔ)層發(fā)育主控因素

顆粒灘白云巖儲(chǔ)層的發(fā)育主要受控于沉積、成巖和構(gòu)造三方面的因素：準(zhǔn)同生期層序格架控制的顆粒灘分布，表生期的巖溶作用及后期的構(gòu)造裂縫作用。

4.1 層序格架控制的顆粒灘分布

馬二段、馬四段以及馬五7+9亞段均發(fā)育于相對(duì)海侵期，隨水體加深，水體能量增加，波浪作用強(qiáng)烈，在地形高部位易于形成顆粒灘沉積［14］。沉積物初始孔滲相對(duì)較好，準(zhǔn)同生期及晚期埋藏后，白云石化作用使之容易形成晶間孔和晶間溶孔，再疊加表生期大氣淡水溶蝕作用及埋藏溶蝕作用，從而能形成優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層。

受加里東運(yùn)動(dòng)影響，馬二段在靠近中央古隆起的臺(tái)地邊緣發(fā)育了一系列北東向的灘體，馬四段和中組合的馬五7+9亞段在中央古隆起和靖邊東部次級(jí)隆起發(fā)育了大量顆粒灘沉積。在對(duì)研究區(qū)內(nèi)5口井巖心的詳細(xì)觀察描述基礎(chǔ)上，結(jié)合測井曲線、巖性解釋以及巖石結(jié)構(gòu)組分解釋，筆者認(rèn)為顆粒灘主要發(fā)育于海侵期向上變淺旋回的中上部。統(tǒng)86井（位置見圖2d）馬五7亞段發(fā)育于相對(duì)海平面上升期，本身為一個(gè)三級(jí)層序。根據(jù)巖性和測井曲線描述，馬五7亞段可以進(jìn)一步細(xì)分為3個(gè)向上變淺的四級(jí)層序（圖8，圖9）。每一個(gè)四級(jí)層序的下部為白云巖坪或膏質(zhì)白云巖坪沉積，巖性以深灰色泥粉晶白云巖或灰白色膏質(zhì)白云巖為主，巖性致密；上部為顆粒灘沉積，巖性以褐灰色粉細(xì)晶白云巖為主，發(fā)育大量的溶蝕孔洞和基質(zhì)孔隙。

圖8 鄂爾多斯盆地奧陶系層序格架控制的顆粒灘發(fā)育模式

圖9 鄂爾多斯盆地奧陶系層序格架控制的顆粒灘發(fā)育剖面圖（剖面位置見圖2d）

一般認(rèn)為，海侵期水體能量較強(qiáng)，有利于顆粒灘的發(fā)育，但初始海侵期水體較深，顆粒灘只發(fā)育于古地形較高部位，而到了向上變淺層序的中上部，水體雖然相對(duì)較淺，但還保有足夠的能量，這使得顆粒灘的發(fā)育較為廣泛。在大多數(shù)鉆井剖面上觀察到，馬五7和馬五9亞段向上變淺層序的中上部，灘體較發(fā)育（圖9），少數(shù)在初始海侵期也可以發(fā)育顆粒灘沉積，說明其有可能處于沉積期地形較高部位。

顆粒灘是同沉積期形成儲(chǔ)層的最有利的沉積微相。平面上，顆粒灘的發(fā)育受沉積期古地形的控制；縱向上，顆粒灘的發(fā)育主要與相對(duì)海平面的升降有關(guān)，在層序地層格架內(nèi)可以有效預(yù)測灘體的縱向分布。結(jié)合瓦爾特相律，可以進(jìn)一步預(yù)測灘體的側(cè)向遷移和展布（圖9）。

4.2 表生巖溶作用

圖10 鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組四段顆粒灘白云巖儲(chǔ)層發(fā)育模式剖面位置見圖2b

構(gòu)造抬升和地層經(jīng)歷長期的晚表生巖溶作用是碳酸鹽巖儲(chǔ)層發(fā)育的關(guān)鍵［15］。盆地內(nèi)中央古隆起東西兩側(cè)，奧陶系碳酸鹽巖地層被剝至下奧陶統(tǒng)馬家溝組馬五段，地形起伏大，與上覆石炭系呈角度不整合接觸（圖1，圖10），代表了超過130Ma的地層缺失。自晚寒武世開始，直至石炭紀(jì)，鄂爾多斯盆地一直處于赤道附近半干旱—半潮濕的炎熱氣候條件，有利于古風(fēng)化殼巖溶儲(chǔ)層的發(fā)育。此外，中央古隆起東側(cè)的中下組合地層，雖然沒有受到表生巖溶的直接作用，但經(jīng)由剝蝕窗口區(qū)，大氣淡水可順層發(fā)生巖溶作用，同樣可以形成廣泛的順層巖溶型儲(chǔ)層。

受巖溶地貌控制的水文條件決定了古風(fēng)化殼巖溶儲(chǔ)層發(fā)育的強(qiáng)弱。鄂爾多斯盆地奧陶系馬二段—馬五段中組合的勘探實(shí)踐表明，垂直滲流帶以垂直溶縫、小溶洞的發(fā)育為主，古隆起及其附近直接暴露的馬二段—馬五段中組合地層，受淋濾溶蝕作用形成了大量白云石晶間溶孔或溶蝕孔洞（圖11），水平潛流帶的溶孔、溶洞和溶縫也較發(fā)育，但充填相對(duì)嚴(yán)重，深部緩流帶溶孔、溶洞和溶縫偶爾發(fā)育。平面上，巖溶斜坡的溶孔、溶洞和溶縫最發(fā)育，其次是巖溶高地，巖溶盆地發(fā)育的溶孔、溶洞和溶縫皆被完全充填（圖11）。

4.3 構(gòu)造裂縫系統(tǒng)

裂縫在碳酸鹽巖儲(chǔ)集層形成中具有重要地位。由于碳酸鹽巖中溶蝕孔洞發(fā)育的非均質(zhì)性和連通性差，即使是孔洞型碳酸鹽巖儲(chǔ)集體，要形成具經(jīng)濟(jì)價(jià)值的油氣藏亦離不開裂縫的溝通作用，裂縫既是油氣聚集的重要場所，又是油氣進(jìn)入儲(chǔ)集體的必要條件。

斷層、裂縫為巖溶作用提供了地表水和地下水的滲透和運(yùn)移空間。在斷層、裂縫發(fā)育的地方，特別是張性斷裂發(fā)育的部位，巖層結(jié)構(gòu)松散，孔隙大，有利于巖溶作用的增強(qiáng)，沿這些斷裂常發(fā)育巖溶溶洞、洞穴。同時(shí)，儲(chǔ)層內(nèi)部的微裂縫和微縫合線等對(duì)孔隙的連通作用明顯，并且這些微縫經(jīng)過溶蝕改造后可以形成良好的儲(chǔ)滲體系和滲流網(wǎng)絡(luò)。

朱國華［16］在對(duì)鄂爾多斯盆地碎屑巖儲(chǔ)集層深入研究的基礎(chǔ)上，提出碎屑巖孔隙充填沉淀的差異沉析原理，即油氣進(jìn)入孔洞則自動(dòng)地阻止或減緩成巖作用的進(jìn)行。這一原理同樣適用于碳酸鹽巖構(gòu)造裂縫的充填和保存，即只有與油氣生成高峰階段相匹配的構(gòu)造裂縫，由于油氣進(jìn)入才成為有效儲(chǔ)滲裂縫，否則，裂縫可能在同構(gòu)造運(yùn)動(dòng)期為成巖礦物所充填。李國蓉［17］對(duì)鄂爾多斯盆地馬家溝組中的裂縫進(jìn)行研究，將裂縫分為七期，其中燕山構(gòu)造運(yùn)動(dòng)與油氣生成高峰期匹配，該期裂縫成為天然氣運(yùn)移的通道和重要聚集場所。

圖11 鄂爾多斯盆地奧陶系受表生巖溶影響的白云巖儲(chǔ)層薄片特征樣品采集井的位置見圖2

4.4儲(chǔ)層發(fā)育模式

勘探及研究證實(shí)，鄂爾多斯盆地中央古隆起東側(cè)奧陶系馬四段—馬五段中組合儲(chǔ)層多呈層狀分布。通過對(duì)盆地內(nèi)典型儲(chǔ)層演化剖面（圖10，以馬四段為例）分析，馬四段—馬五段中組合主要的輸導(dǎo)體系由顆粒灘滲透性孔隙層和后期裂縫組成。

奧陶紀(jì)馬四段沉積期,臺(tái)地邊緣及臺(tái)內(nèi)沉積了一系列的顆粒灘，保存了一定量的粒間孔隙（圖10）。隨著地層埋深加大，由于滲透回流作用或埋藏成巖，顆粒灘發(fā)生白云石化（圖10），其原始孔隙的保存以及次生孔隙的發(fā)育都明顯強(qiáng)于白云巖坪的白云巖和洼地的泥晶灰?guī)r，最終形成了良好的滲透性孔隙層。經(jīng)過加里東構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，在中央古隆起及其東部地區(qū)，地層廣泛發(fā)育裂縫?？紫杜c裂縫這兩者相疊加，形成了顆粒灘白云巖橫向和縱向上的網(wǎng)狀輸導(dǎo)體系（圖10）。

5 結(jié)論

（1）鄂爾多斯盆地中東部下奧陶統(tǒng)馬家溝組鹽下發(fā)育三套顆粒灘白云巖儲(chǔ)層，分別為馬二段、馬四段和馬五7+9亞段。白云巖儲(chǔ)集空間類型主要為粒間孔、晶間（溶）孔、溶蝕孔洞和裂縫，其中馬五7+9亞段儲(chǔ)層優(yōu)于馬二段和馬四段儲(chǔ)層。

（2）基于巖心薄片觀察和地球化學(xué)同位素分析，顆粒灘白云巖主要為淺埋藏蒸發(fā)海水滲透回流交代成因，屬于低溫白云巖。

（3）顆粒灘白云巖儲(chǔ)層的發(fā)育主要受控于三方面因素：層序格架控制的顆粒灘縱橫向分布、表生巖溶作用的改造、構(gòu)造裂縫溝通孔隙所形成的網(wǎng)狀輸導(dǎo)體系。

［1］譚秀成，李凌，劉宏，等.四川盆地中三疊統(tǒng)雷口坡組碳酸鹽臺(tái)地巨型淺灘化研究［J］.中國科學(xué):地球科學(xué)，2014，44(3):457-471.

［2］周進(jìn)高，房超，季漢成，等.四川盆地下寒武統(tǒng)龍王廟組顆粒灘發(fā)育規(guī)律［J］.天然氣工業(yè)，2014，34(8):27-36.

［3］胡安平，沈安江，潘立銀，等.四川盆地寒武系龍王廟組顆粒灘相白云巖儲(chǔ)層成因和分布研究［G］//2015年全國沉積學(xué)大會(huì)沉積學(xué)與非常規(guī)資源論文摘 要集.2015.

［4］趙文智，沈安江，周進(jìn)高，等.礁灘儲(chǔ)集層類型、特征、成因及勘探意義［J］.石油勘探與開發(fā)，2014，41(3):257-267.

［5］楊華，付金華，魏新善，等.鄂爾多斯盆地奧陶系海相碳酸鹽巖天然氣勘探領(lǐng)域［J］.石油學(xué)報(bào)，2011，32(5):733-740.

［6］陳洪德，胡思涵，陳安清，等.鄂爾多斯盆地中央古隆起東側(cè)非巖溶白云巖儲(chǔ)層成因［J］.天然氣工業(yè)，2013，33(10):1-7.

［7］姚涇利，包洪平，任軍峰，等.鄂爾多斯盆地奧陶系鹽下天然氣勘探［J］.中國石油勘探，2015，20(3):1-12.

［8］黃正良，武春英，馬占榮，等.鄂爾多斯盆地中東部奧陶系馬家溝組沉積層序及其對(duì)儲(chǔ)層發(fā)育的控制作用［J］.中國石油勘探，2015，20(5):20-29.

［9］史基安，邵毅，張順存，等.鄂爾多斯盆地東部地區(qū)奧陶系馬家溝組沉積環(huán)境與巖相古地理研究［J］.天然氣地球科學(xué)，2009，20(3):316-324.

［10］侯方浩，方少仙，董兆雄，等.鄂爾多斯盆地中奧陶統(tǒng)馬家溝組沉積環(huán)境與巖相發(fā)育特征［J］.沉積學(xué)報(bào)，2003，21(1):106-112.

［11］李龍滟，何千里，俞惠隆.鄂爾多斯盆地馬家溝組儲(chǔ)氣層的裂縫發(fā)育特征［J］.江漢石油學(xué)院學(xué)報(bào)，1995，17(1):17-24.

［12］劉燕，付金華，李建明.鄂爾多斯盆地東部奧陶系馬家溝組白云巖成因機(jī)理分析［J］.石油天然氣學(xué)報(bào)，2011，33(11):46-50.

［13］艾倫IR，威金斯W D.白云巖儲(chǔ)層——白云巖成因與分布地球化學(xué)分析技術(shù)［M］.馬鋒，張光亞，李小地，等譯.北京:石油工業(yè)出版社，2013.

［14］沈安江，鄭劍鋒，陳永權(quán)，等.塔里木盆地中下寒武統(tǒng)白云巖儲(chǔ)集層特征、成因及分布［J］.石油勘探與開發(fā)，2016，43(3):1-10.

［15］趙文智，沈安江，胡安平，等.塔里木、四川和鄂爾多斯盆地海相碳酸鹽巖規(guī)模儲(chǔ)層發(fā)育地質(zhì)背景初探［J］.巖石學(xué)報(bào)，2015，31(11):3495-3508.

［16］朱國華.陜北延長統(tǒng)砂體成巖作用與油氣富集的關(guān)系［J］.石油勘探與開發(fā)，1985，(6):1-9.

［17］李國蓉.從成巖角度看鄂爾多斯馬家溝組碳酸鹽巖中的裂縫及其儲(chǔ)集意義［J］.巖相古地理，1997，17(3):46-53.

編輯：董庸

Characteristics and M ain Controlling Factors of Ordovician Grain Beach Dolom ite R eservoir in Ordos Basin

Wu Dongxu,Wu Xingning,Wang Shaoyi,Yu Zhou, Ding Zhenchun,Sun Yunchuan,Yang Yuedong

Based on the data from cores,thin-sections,porosity and permeability,and geochemistry,three sets of grain beach dolom ite reservoirs were developed under the Ordovician gypsum salt in east-central Ordos Basin.They were the Lower Ordovician Majiagou Member-2,Member-4,and Submember-57+9.According to the lithofacies palaeogeography,the grain beach usually distributed around the depression(Member-2)and the secondary depression(Submember-57+9)in the platform, especially on the relative uplift belts.The types of dolomite reservoirs are mainly intergranular pores,intercrystalline pores, intercrystalline dissolution pores,dissolution poresand caves,and fractures.3-D computed tomography shows that the dolomite reservoir has excellent porosity and permeability.The genesis of the grain beach dolomite is mainly the osmotic reflux of evaporative seawater in shallow burial diagenetic environment.The developmentof the dolomite reservoir ismainly controlled by three factors:the distribution of the grain beach under the sequence framework,the karstification,and the fracture system.

Grain beach;Dolomite reservoir;Reservoirgenesis;Karstification;Fracture;Ordos Basin

TE121.2

A

10.3969/j.issn.1672-9854.2017.02.006

1672-9854(2017)-02-0040-11

2016-07-27；改回日期：2017-02-03

本文受國家科技重大專項(xiàng)“大型油氣田及煤層氣開發(fā)”（編號(hào)：2016ZX05004-002）和中國石油集團(tuán)科技重大專項(xiàng)“深層油氣勘探開發(fā)關(guān)鍵技術(shù)研究”（編號(hào)：2014E-32-02）聯(lián)合資助

吳東旭：1984年生，碩士，工程師，主要從事碳酸鹽巖沉積儲(chǔ)層研究。通訊地址：310023浙江省杭州市西溪路920號(hào)中國石油杭州地質(zhì)研究院；E-mail：wudx_hz@petrochina.com.cn

W u Dongxu：MSc,Geological Engineer.Add:PetroChina Hangzhou Institute of Geology,920 XixiRd.,Hangzhou,Zhejiang, 310023,China