王 龍， 梅朝佳， 李屹堯， 趙 靜

( 1. 中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083； 2. 中國石油集團渤海鉆探工程有限公司 測井分公司，天津 300457 )

0 引言

鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組的天然氣勘探始于20世紀80年代中期，在1989年完鉆的陜參1井中獲得無阻流量為2.83×105m3的高產(chǎn)工業(yè)氣流，發(fā)現(xiàn)我國當時最大的海相碳酸鹽巖氣田——靖邊氣田[1]。近年來，鄂爾多斯盆地奧陶系的天然氣勘探持續(xù)快速發(fā)展，在馬家溝組中發(fā)現(xiàn)上、中、下3套含氣組合，除上組合古風(fēng)化殼氣藏外，在中組合、下組合的巖性圈閉中也獲得高產(chǎn)工業(yè)氣流，揭示馬家溝組全層段有潛在的儲集層發(fā)育[1-2]。巖石學(xué)和地球化學(xué)分析表明，馬家溝組自身發(fā)育有機質(zhì)豐度較高的規(guī)模性有效烴源巖[3]，不只是上古生界石炭系—二疊系煤系烴源巖的貢獻[4]。因此，需要進一步深化對馬家溝組的層序地層，尤其是層序地層格架內(nèi)儲集層和烴源巖的分布、發(fā)育特征的認識。

根據(jù)層序地層學(xué)標準化理論[5-8]，采用Helland-Hansen W等建立的層序地層四分模式[9-11]，在野外露頭和巖心標定的基礎(chǔ)上，運用測井曲線的頻譜趨勢屬性分析技術(shù)[12-14]，研究馬家溝組的層序地層特征及其控藏作用，表明馬家溝組的烴源巖和儲集層在層序格架內(nèi)的分布、發(fā)育特征具有較明顯的規(guī)律性，對鄂爾多斯盆地天然氣藏的勘探具有一定的指導(dǎo)意義。

1 地質(zhì)背景及層序劃分

1.1 地質(zhì)背景

奧陶紀，由于受華北海、秦祁海和盆內(nèi)中央古隆起的影響，鄂爾多斯盆地基本保持中部高，西、南、東低的古構(gòu)造格局[15]。西緣水體相對較深，南緣次之，東緣相對較淺，形成西緣、南緣和中東部3個不同的沉積分區(qū)[15-16](見圖1)。早奧陶世，鄂爾多斯盆地大部分為隆起剝蝕區(qū)，沉積的冶里組和亮甲山組僅分布于盆地南緣和東緣，為一套含泥質(zhì)和硅質(zhì)團塊的白云巖組合，屬于局限海潮坪沉積，代表奧陶紀初始海侵的產(chǎn)物[15,17]。早奧陶世晚期，華北海和秦祁海溝通，海侵進一步擴大，至中奧陶世伊盟—中央古陸大部分被海水侵沒，分化為南、北相隔的兩個古陸——慶陽古陸和伊盟古陸[17](見圖1)，沉積范圍基本覆蓋整個鄂爾多斯盆地[17]。中奧陶世末期，中加里東構(gòu)造運動Ⅱ幕使華北地臺大面積抬升[15-16]，中部隆起區(qū)遭到剝蝕。奧陶紀末期，全區(qū)成為剝蝕區(qū)，奧陶系頂部缺失志留系—泥盆系，有長達約1.3億年的沉積間斷[16]。奧陶系馬家溝組是夾在上、下兩個區(qū)域不整合之間的一套相對整合的地層，底部與下伏亮甲山組、冶里組或寒武紀地層不整合接觸，頂部與上覆石炭系本溪組等不整合接觸。巖性以碳酸鹽巖為主，夾有蒸發(fā)巖地層，自下而上又可進一步劃分為馬一段至馬六段6個巖性段，是盆地下古生界最主要的產(chǎn)油層系(見圖1)。

圖1 鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組地層分布及古構(gòu)造Fig.1 Stratigraphy and paleo-structural units of Ordovician Majiagou formation in Ordos basin

1.2 層序劃分

根據(jù)波浪、潮汐、河流等沉積作用的多樣性及其對基準面變化的不同響應(yīng)，人們提出多種層序地層模式[5-11]，對層序復(fù)雜形成過程和響應(yīng)機制進行解釋和分析。層序是由不整合面及其可對比的整合面限定的沉積層序。對“可對比的整合面”的不同理解，導(dǎo)致層序地層學(xué)的劃分方案和術(shù)語體系混亂，至今未能作為正式的地層學(xué)分支而納入《國際地層指南》[5,7]。Hunt D等對Exxon經(jīng)典層序地層理論進行修正，將Ⅰ型層序增加一個強制海退體系域(FRST)，它由LST、TST、HST、FRST構(gòu)成，并將LST等同于Ⅱ型層序SMST，范圍在海平面變化的最低點和海侵面之間；同時，將HST的變化范圍定義在最大海泛面與海平面變化的最高點之間，將層序地層分為海侵、高位正常海退、強迫型海退和低位正常海退4個形成過程[8-10]。文獻[6-11]表明，4個體系域是層序形成的4個過程，是客觀存在的，不依賴于任何層序地層模式，即“朝向?qū)有虻貙拥臉藴驶^程”。

頻譜趨勢屬性分析技術(shù)是研究周期性現(xiàn)象極為有效的一種統(tǒng)計分析和信號處理方法[12]，可以較好地運用于Helland-Hansen W等建立的層序地層四分模式的標準化分析流程[9-11]。該技術(shù)以旋回地層學(xué)作為理論依據(jù)，將測井曲線轉(zhuǎn)化為旋回特征更加明顯的INPEFA(Integrated Prediction Error Filter Analysis)曲線，進而更好地進行沉積旋回和層序地層學(xué)分析[13]。首先，選取能夠較好反映沉積旋回特征的測井曲線，進行最大熵頻譜分析并獲得MESA(Maximum Entropy Spectral Analysis)曲線，將它與米蘭科維奇旋回匹配；然后，計算MESA預(yù)測值和對應(yīng)曲線真實值之間的誤差，得到一條垂向上變化不規(guī)則的鋸齒狀曲線PEFA(Prediction Error Filter Analysis)。該曲線負向尖峰代表可能的海泛面，正向尖峰代表可能的層序界面，不同的尖峰大小代表一系列可能的不同級別的層序界面[12-14](見圖2)。根據(jù)層序界面對層序形成的4個過程進行分析，可以盡可能地減少人為因素的影響，使層序的劃分方案更加客觀，突出層序地層對烴源巖和儲集層的預(yù)測準確性。

圖2 利用INPEFA技術(shù)劃分層序的流程及其模型Fig.2 The process and model to classify sequence stratigraph by INPEFA

受基準面周期性升降及氣候變化的影響，鄂爾多斯盆地奧陶世馬家溝期主要為淺海碳酸鹽巖和蒸發(fā)巖交互沉積的環(huán)境，GR曲線變化幅度較大，旋回特征明顯；加之GR曲線受井徑的影響較小，且測井系列曲線基本包含GR曲線，選用它進行最大熵頻譜分析和頻譜屬性分析，獲得的PEFA和INPEFA曲線能較好地協(xié)助層序地層的劃分(見圖3)。一般采用傳統(tǒng)層序地層劃分方法，研究鄂爾多斯盆地馬家溝組，包括三分[15,17]、四分[18-19]、五分[20]和六分[21]等層序劃分方案(見圖3)，為頻譜趨勢屬性曲線的界面標定奠定基礎(chǔ)。

結(jié)合最新的鉆井和野外露頭資料，將鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組劃分為4個三級層序，SQ1由馬一段至馬三段構(gòu)成，SQ2由馬四段和馬五10至馬五6亞段構(gòu)成，SQ3由馬五5至五1亞段構(gòu)成，SQ4由馬六段構(gòu)成，只在局部殘存(見圖3)。在判定過程中，遵循界面最大原理，INPEFA曲線是對PEFA曲線的積分(位于PEFA曲線下面區(qū)域)，INPEFA曲線值自下而上逐漸減少的負向趨勢表明，井段向上相對海平面下降，是海退、變淺階段；INPEFA曲線值自下而上逐漸增加的正向趨勢表明，井段向上相對海平面上升，是海進、變深階段。曲線的轉(zhuǎn)折點對應(yīng)于相應(yīng)級別的層序邊界或體系域邊界，海退階段體系域的進一步細化以野外露頭和巖心資料為主，在曲線上較難識別(見圖3)。

2 層序地層特征

2.1 層序界面

鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組是夾在上、下兩個區(qū)域不整合之間的一套相對整合的地層，以區(qū)域性不整合面作為層序界面的SB1和SB5(或SB4)較易識別。早奧陶世亮甲山期末的懷遠運動導(dǎo)致海水大范圍退出鄂爾多斯盆地[22]，區(qū)域內(nèi)大部分地區(qū)遭到暴露剝蝕，形成代表亮甲山組和馬家溝組之間沉積間斷的SB1層序界面。界面之下為中厚層豹皮灰?guī)r，夾白云質(zhì)灰?guī)r和生物碎屑灰?guī)r；界面之上為馬一段下部薄層泥晶白云巖，含陸源石英砂、粉砂，局部發(fā)育底礫巖(見圖4(a-b))。PEFA曲線表現(xiàn)為明顯的正向尖峰，INPEFA曲線值填色為黃色—綠色，為正向轉(zhuǎn)折點，由負趨勢轉(zhuǎn)變?yōu)檎厔?見圖3)。SB5為馬家溝組頂部和石炭系之間的不整合面，為隆升侵蝕不整合面，上、下沉積特征截然，底礫巖發(fā)育(見圖4(c))。由于經(jīng)歷長時間的沉積間斷和暴露剝蝕，構(gòu)成頂部層序的馬六段只在盆地西部、南部和東部的局部殘余(見圖1)，因而在盆地大部分地區(qū)層序界面SB4為馬家溝組和石炭系之間的不整合面。

圖4 奧陶系馬家溝組層序界面及內(nèi)部構(gòu)成的野外露頭特征

層序界面SB2-SB4發(fā)育在地層相對整合的馬家溝組內(nèi)部，為巖性巖相轉(zhuǎn)換面。層序界面PEFA曲線表現(xiàn)為明顯的正向尖峰，INPEFA曲線值填色為黃色—綠色，為正向轉(zhuǎn)折點，由負趨勢轉(zhuǎn)變?yōu)檎厔?見圖3)，顯示三級海平面下降的結(jié)束和水體突然的加深。界面之下主要為強迫型海退過程中形成的膏質(zhì)白云巖和膏鹽巖沉積，界面之上發(fā)育水體加深、海侵過程形成的灰?guī)r沉積(見圖4)。其中層序界面SB2相當于馬三段頂界面，界面之下為白云巖和膏鹽巖(見圖4(d-e))，界面之上為馬四段厚層灰?guī)r沉積，夾含生物碎屑泥晶灰?guī)r(見圖4(d、f))；層序界面SB3相當于馬五6亞段頂界面，界面之下為膏質(zhì)白云巖和膏鹽巖，界面之上為馬五5亞段厚層泥晶灰?guī)r(見圖4(g))；層序界面SB4為馬五段和馬六段的界限，界面之下為白云巖、含膏白云巖和膏巖的互層(見圖4(h))，泥晶白云巖中膏?？装l(fā)育(見圖4(i))，界面之上為馬六段泥晶灰?guī)r。這些層序界面將奧陶系馬家溝組分為4個三級層序：層序SQ1由馬一段至馬三段構(gòu)成，層序SQ2由馬四段和馬五10-6亞段構(gòu)成，層序SQ3由馬五5-1亞段構(gòu)成，層序SQ4由馬六段構(gòu)成(見圖3)。由于馬六段分布局限，盆地極少數(shù)井有馬六段的殘余。

2.2 層序構(gòu)成

層序內(nèi)部地層的疊加形式是對沉積作用速率變化與基準面變化相互作用的響應(yīng)[6]，并且每一種疊加形式代表獨特的沉積成因類型(海侵的、正常海退的及強迫型海退的沉積)。鄂爾多斯盆地馬家溝組的每個層序地層序列，總體上為潮濕氣候背景下的灰?guī)r序列演變到半干旱氣候條件下的白云巖序列，再到干旱氣候條件下的膏質(zhì)白云巖和膏鹽巖序列，特定的沉積相序列代表獨特的沉積成因類型，構(gòu)成沉積層序的不同體系域。INPEFA-GR曲線的4個正向趨勢代表相對海平面的上升，即海進過程(見圖2)，根據(jù)層序地層的四分模式[9-11]，應(yīng)該劃分為海侵體系域(TST，見圖3)。INPEFA-GR曲線的3個負向趨勢代表相對海平面的下降，即海退過程(見圖2)，根據(jù)層序地層的四分模式，應(yīng)該劃分為海退體系域(RST，見圖3)，根據(jù)沉積序列特征，海退體系域可以細分為正常海退體系域(NRST)和強迫型海退體系域(FRST，見圖3)。其中海侵體系域的米級旋回主要由灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r構(gòu)成；海退體系域的米級旋回主要由白云巖、膏質(zhì)白云巖和膏鹽巖構(gòu)成，反映從潮下到潮上水體不斷變淺、蒸發(fā)作用不斷加強的沉積序列(見圖4-5)。大套膏鹽巖主要發(fā)育在強迫型海退體系域階段，是基準面下降被迫產(chǎn)生的海退導(dǎo)致的、殘留于臺內(nèi)坳陷的海水蒸發(fā)干化而形成的，是一個層序的結(jié)束。

圖5 在海侵和海退過程中馬家溝組米級旋回的總體相序模式Fig.5 Sequence pattern of Majiagou formation during transgression and regression

寒武紀晚期和亮甲山末期的構(gòu)造抬升使鄂爾多斯盆地遭到風(fēng)化剝蝕，盆地不同程度地缺失冶里組—亮甲山組沉積。馬家溝組沉積時期，海水開始侵入鄂爾多斯盆地地勢較低的南緣坳陷、西緣坳陷和陜北坳陷，中央古隆起一帶未接受沉積[23](見圖1)。馬一段沉積期，下部普遍含陸源石英砂、粉砂，受陸源的影響較大，如位于陜北坳陷中心的鎮(zhèn)鉀1井，底部發(fā)育石英砂巖夾層；同時，局部洼陷在水體尚淺的情況下形成膏鹽巖沉積。這種夾雜陸源石英和膏鹽巖的沉積反映初始海侵的特征(見圖5)。馬二段沉積期，海平面快速上升，海侵范圍迅速擴大，只有伊盟古陸和慶陽古陸未出現(xiàn)沉積(見圖1)，沉積物以灰?guī)r為主，最大海泛面附近發(fā)育一套深灰色—黑色泥質(zhì)泥晶灰?guī)r，沉積物共同構(gòu)成SQ1的海侵體系域。馬三段沉積初期，海平面相對停滯或緩慢下降，沉積范圍與馬二段的基本相同，巖性以白云巖為主(見圖5)，為SQ1的正常海退高位體系域沉積；馬三段沉積晚期，大套膏鹽巖的出現(xiàn)標志強迫型海退的開始。馬一段到馬三段構(gòu)成一個從海侵到海退(T—R)的完整旋回，為馬家溝組的第1個三級層序SQ1(見圖3)。

馬四段沉積早期再次發(fā)生海侵，慶陽古陸和伊盟古陸的范圍大幅縮小，呂梁隆起成為水下隆起[23](見圖1)。整個盆地轉(zhuǎn)變?yōu)樘妓猁}清水環(huán)境，沉積物較為簡單，以灰?guī)r為主，含泥質(zhì)較少，化石豐富。水體最深的時候形成一套中厚層灰?guī)r，夾有含生物碎屑泥晶灰?guī)r，構(gòu)成SQ2海侵體系域。馬四段沉積晚期，水體能量變強，發(fā)育厚層生物碎屑灰?guī)r和砂屑灰?guī)r(見圖5)，為SQ2高位正常海退體系域沉積。同樣，馬五10亞段大套膏鹽巖的出現(xiàn)標志又一次強迫型海退的開始，其中馬五6亞段在陜北坳陷中心沉積厚達百米的膏鹽巖層(見圖3)。馬四段到馬五6亞段構(gòu)成又一個從海侵到海退(T—R)的完整旋回，為馬家溝組的第2個三級層序SQ2。

與此類似，馬五5亞段沉積期發(fā)生第三次大規(guī)模的海侵，沉積物以黑色灰?guī)r為主(俗稱“黑腰帶”)，厚度為20～30 m，為海侵沉積產(chǎn)物。其上的馬五4-1亞段以白云巖和膏巖的互層為主(見圖4(h))，為海退沉積產(chǎn)物，兩者共同構(gòu)成馬家溝組的第3個三級層序SQ3。

3 層序地層控藏作用

3.1 烴源巖發(fā)育特征

巖石學(xué)和地球化學(xué)分析表明，鄂爾多斯盆地奧陶系暗色薄層—厚層狀含云泥巖、云質(zhì)泥巖和泥云巖可作為良好的烴源巖[24]，中東部主要分布于馬五段和馬三段，西南緣烏拉力克組最好，平?jīng)鼋M和克里摩里組次之[24-25]，單層厚度在數(shù)十厘米到數(shù)米不等[24]。對于馬家溝組烴源巖，王萬春等[25]實測盆地岐山、段家峽和鐵瓦殿3個奧陶系馬家溝組剖面的有機碳含量，發(fā)現(xiàn)以咸化潟湖或臺地蒸發(fā)沉積為主的中東部馬家溝組碳酸鹽TOC相對較高，有效烴源巖比例高于南部和西部開闊海相沉積的；在實測TOC標定的基礎(chǔ)上，文獻[26]識別和評價200口井的烴源巖空間分布(見圖6[22])，指出海退期咸化洼地比海侵期水體較深洼地發(fā)育TOC含量更高的烴源巖，證實烴源巖生氣率為290～325 mL/g(TOC)，能夠形成天然氣藏；涂建琪[24]等對916個巖心和巖屑樣品進行有機地球化學(xué)分析，證實馬家溝組存在有機質(zhì)豐度高的規(guī)模性有效烴源巖，有機質(zhì)豐富段發(fā)育于海退旋回，巖性主要為云質(zhì)泥巖和泥質(zhì)白云巖，生油母質(zhì)為浮游藻類和疑源類，有機質(zhì)類型為腐泥型或偏腐泥混合型。

馬家溝組烴源巖處于高成熟階段[26]，對于海相烴源巖評價，有效油源巖的w(TOC)不應(yīng)低于0.5%，而有效氣源巖的w(TOC)下限不應(yīng)低于0.3%，優(yōu)質(zhì)烴源巖的w(TOC)不應(yīng)低于1.0%[27]。馬家溝組層序SQ3和SQ2強迫性海退階段沉積的烴源巖TOC質(zhì)量分數(shù)介于0.18%～1.48%，平均為 0.74%，整體上達到有效油源巖標準，且多呈中厚層—厚層狀分布；SQ1高位域的烴源巖TOC質(zhì)量分數(shù)介于0.18%～0.74%，平均為 0.42%，達到有效氣源巖標準(見圖6)。按照w(TOC)下限0.3%的標準，中東部馬家溝組碳酸鹽巖的40%可視為有效氣源巖[25]，馬家溝組地層厚度一般介于200～1 200 m，生烴總量巨大，涂建琪等[24]計算總生氣量為56.6×1012m3，總資源量為2.8×1012m3。對于馬家溝組天然氣是主要來源于上古生界的煤系地層，還是來源于自生自儲的油型氣，或者兩者的結(jié)合存在爭議，但是馬家溝組本身發(fā)育一定規(guī)模的烴源巖[3,24-27]，并且烴源巖是在海退背景下形成的。

3.2 儲集層發(fā)育特征

馬家溝組主要發(fā)育風(fēng)化殼巖溶孔洞型和白云巖晶間孔型兩類有效儲集層，在層序格架內(nèi)表現(xiàn)很強的規(guī)律性，受層序界面和體系域的控制。中加里東運動Ⅱ幕[23]導(dǎo)致馬家溝組遭受不同程度的剝蝕，在陜北坳陷一般剝蝕到馬五1-4亞段，在中央古隆起一般剝蝕到馬四段(見圖1)，剝蝕面經(jīng)受長期的表生巖溶作用(大致1.3億年)。其中溶蝕孔洞發(fā)育且分布較為穩(wěn)定的層段基本位于馬五1-4亞段[2]，即層序SQ3的海退體系域，已發(fā)現(xiàn)風(fēng)化殼大氣田——靖邊氣田(見圖1)；位于SQ3海侵體系域的馬四段風(fēng)化殼巖溶儲集層并不發(fā)育。這是因為正常海退早期發(fā)育碳酸鹽巖進積復(fù)合體，沉積物粒度較粗，沉積物原生孔隙較為發(fā)育，表生巖溶階段流體很容易侵入并發(fā)生擴溶作用(見圖7(a-b))；正常海退晚期沉積含膏白云巖、膏質(zhì)白云巖，暴露淋濾作用使易溶膏鹽礦物溶解，形成良好的膏模孔(見圖7(c))。海侵階段沉積物主要以厚層泥晶灰?guī)r為主，致密且難以被溶蝕改造。

圖6 鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組烴源巖在層序格架內(nèi)的分布Fig.6 Distribution of source rocks of Majiagou formation under sequence stratigraphic framework in Ordos basin

圖7 鄂爾多斯盆地馬家溝組儲集層的巖石薄片特征Fig.7 Rock thin section characteristics of Majiagou formation in Ordos basin

白云巖儲集層也主要分布于SQ1和SQ2的海退體系域。白云巖儲集層的形成主要取決于3個條件：一是有物質(zhì)基礎(chǔ)，即高能粗粒沉積物；二是經(jīng)歷準同生和埋藏溶蝕作用等成巖改造；三是有良好的保存條件。馬家溝組正常海退階段顆粒灘相粗粒碳酸鹽巖發(fā)育，原生孔隙發(fā)育(見圖7(d))，在經(jīng)歷后期白云石化作用而形成晶粒白云巖過程中，顆粒碳酸鹽巖繼承原巖的粒間孔而形成晶間孔(見圖7(e))。這些粒間孔和晶間孔在海退過程中進一步遭到暴露溶蝕，形成溶孔溶洞(見圖7(f))，因膏?？装l(fā)育，含膏泥晶白云巖和膏質(zhì)泥晶白云巖也可以形成物性較好的儲集層。因水體能量較低，海侵體系域波浪篩選不充分，泥質(zhì)含量較高，顆粒灘整體不發(fā)育，在局部高地零星分布，且厚度較薄，很難形成規(guī)模儲集層。強迫型海退階段形成的大套膏鹽巖封蓋在白云巖儲集層上，是盆地內(nèi)最有利的蓋層。

3.3 地層特征與油氣藏分布

受海平面旋回性升降及氣候周期性變化的控制，馬家溝組烴源巖和儲集層發(fā)育于海退體系域(RST)，具有較為獨特的規(guī)律。中等鹽度的咸化環(huán)境有利于有機質(zhì)的堆積，形成的蒸發(fā)巖地層可以作為良好的生油巖[27]。中等鹽度(4%～12%)的環(huán)境下，Kirkland D W等[28]指出表層生物非常繁盛，可以產(chǎn)生大量的有機質(zhì)，但底部的高鹽度且缺氧環(huán)境導(dǎo)致生物無法生存，有利于有機質(zhì)的保存，形成相對于有機質(zhì)其他沉積物數(shù)量很少的地層，成為良好的烴源巖。馬家溝組沉積時期，鄂爾多斯盆地為陸表海環(huán)境，下部水體在海侵過程中不斷上升，有利于有機質(zhì)保存的缺氧環(huán)境僅限于洼地中心；在海退階段，海平面保持穩(wěn)定或緩慢下降，隨海水蒸發(fā)作用的加強，洼地鹽度增大，形成有利于有機質(zhì)堆積和保存的咸化環(huán)境(見圖6)。蒸發(fā)洼地中懸浮有機質(zhì)的沉積是間歇性的，在閉塞的蒸發(fā)洼地中，一場大雨即可降低洼地鹽度，造成無法適應(yīng)滲透壓突然改變的紅色噬鹽細菌的大量死亡[29]，鹽水變得清澈，重新形成以碳酸鹽巖為主的地層，從而在海退過程中發(fā)育一系列膏巖和白云巖的互層沉積。這些互層中深灰色、灰黑色和黑色的，含有或夾有大量泥質(zhì)的細粒(泥晶、粉晶)碳酸鹽巖構(gòu)成馬家溝組烴源巖的主體。

圖8 鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組層序地層對比及油氣藏分布

4 結(jié)論

(1)鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組是夾在上、下兩個區(qū)域不整合之間的一套相對整合的地層，可劃分為4個三級層序：SQ1由馬一段至馬三段構(gòu)成，SQ2由馬四段和馬五10至馬五6亞段構(gòu)成，SQ3由馬五5至五1亞段構(gòu)成，SQ4由馬六段構(gòu)成，只在局部殘存。

(2)在三級層序內(nèi)部，米級旋回和沉積相序列的有序疊加形成海侵、正常海退和強迫型海退3種成因的沉積。這些沉積序列總體上由潮濕氣候背景下的灰?guī)r序列演變到半干旱氣候條件下的白云巖序列，再到干旱氣候條件下的膏質(zhì)白云巖和膏鹽巖序列，構(gòu)成沉積層序的不同體系域。

(3)馬家溝組烴源巖和儲集層在層序地層格架內(nèi)的分布具有較明顯的規(guī)律性，無論是烴源巖還是儲集層都是在海退背景下形成的，烴源巖和儲集層的互層分布、鑲嵌結(jié)構(gòu)極有利于油氣藏的形成。在強迫型海退過程中形成的厚度大、分布連續(xù)的膏鹽巖成為油氣藏的良好蓋層。另外，風(fēng)化殼型儲集層直接被馬家溝組頂部的層序界面所控制，界面既是區(qū)域性的地層沉積間斷面，也是加里東構(gòu)造作用下的長期風(fēng)化剝蝕面，古巖溶普遍發(fā)育，形成多種類型的巖溶儲集體。

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