鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组五段膏盐下白云岩储层形成的主控因素

于 洲,丁振纯,王利花,张道峰,罗 超,魏 源,郭 玮,魏柳斌

(1. 中国石油 杭州地质研究院, 浙江 杭州 310023； 2.中国石油天然气集团公司 碳酸盐岩储层重点实验室, 浙江 杭州 310023；3. 中国石油 长庆油田分公司 第五采气厂，内蒙古自治区 鄂尔多斯 017300； 4. 中国石油 长庆油田分公司 勘探开发研究院, 陕西 西安 710018； 5. 重庆科技学院 石油与天然气工程学院, 重庆 401331)

鄂尔多斯盆地是我国主要的产气盆地，纵向上有多个产气层系[1-5]。位于其下古生界的马家沟组海相碳酸盐岩经过近几十年来的勘探，先后发现了以硬石膏结核溶模孔为主要储集空间的靖边气田马五1-4亚段风化壳岩溶气藏[2-4]和以晶间孔、晶间溶孔为主要储集空间的靖西地区马五5亚段白云岩岩性气藏[5]。近年来通过钻井在盆地东部的桃38井、统75井和统74井膏盐下马五6亚段、马五7亚段和马五9亚段白云岩储层段获得了高产工业气流，显示出膏盐下白云岩型岩性气藏具有较大的勘探潜力。而目前对该区域储集层的研究较少，对白云岩储层类型、孔隙结构特征及储层形成的主控因素及分布规律缺乏系统的认识。为此，本文基于古地貌背景，综合岩心观察、薄片鉴定、物性分析及地球化学特征等资料，对鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组膏盐下白云岩储层特征进行研究，明确了优质白云岩储层形成的主控因素，指出了白云岩储层分布的有利区带，为研究区的进一步勘探部署提供了支持。

1 地质背景

鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组是一套蒸发岩和碳酸盐岩交互沉积地层[6-10]，其中马一段、马三段和马五段为海退沉积，沉积物岩性以蒸发岩类为主；马二段、马四段和马六段为海侵沉积，沉积岩性以碳酸盐岩类为主(图1a)。位于马家沟组上部的马五段受次一级海平面变化控制，纵向上又发育多个膏盐岩层段：马五3+4亚段、马五6亚段、马五8亚段和马五10亚段。以马五6亚段的膏盐岩沉积范围最为广泛，且累计厚度大，局部可达200 m。因而通常以该亚段为界，把该亚段及以下的马五段统称为膏盐下地层[11]。亚段地层厚度[9-11]及累计厚度(图1b，c)均显示，鄂尔多斯盆地中东部在奥陶世马五10—马五6亚期为“隆坳相间型”碳酸盐岩台地(图1c，g)，并且沉积古地形变化趋势以靖边县为界，存在明显的差异。北部地区存在“多隆多坳”的沉积古地形特征，由西向东依次为中央古隆起、乌审旗-定边坳陷、榆林-横山隆起和米脂坳陷，其中乌审旗-定边坳陷又可进一步细分多个次级凹陷和凸起(图1c，e)；而南部地区沉积古地形变化趋势相对单一，由中央古隆起逐渐演变为米脂坳陷(图1c，e)。基于上述地质背景，本次研究选取马五6亚段膏岩边界线下部区域的马五6亚段、马五7亚段和马五9亚段为研究区域和研究目标(图1b，c)。

2 储层特征

2.1 马五6亚段

马五6亚段形成于海退背景(图1a)，储层岩性主要为颗粒白云岩和斑状粉晶白云岩；储集空间以溶蚀孔洞为主，次为残余粒间孔、晶间孔和微裂缝。溶蚀孔洞由残余粒间孔扩溶或藻屑溶蚀而来，由残余粒间孔、晶间孔和微裂缝沟通，直径介于0.2～20 mm，以6～10 mm为主，少数孔隙内被晚期细-中晶白云石和石英充填(图2a—c)；残余粒间孔发育在颗粒白云岩中，孔径大小一般为0.02～0.2 mm,粒间可见犬牙状白云石、方解石和硬石膏等胶结物(图2d—f)。物性统计表明，该亚段储集层的孔隙度为2%～18.03%，平均孔隙度为5.84%，渗透率分布于(0.002～60.16)×10-3μm2，平均渗透率为5.60×10-3μm2(图3a,b)。

2.2 马五7亚段与马五9亚段

马五7亚段与马五9亚段同为夹在蒸发岩中的短周期海侵沉积(图1a)，储层岩性均以粉-细晶白云岩为主，含少量的颗粒白云岩和残余砂屑粉晶白云岩；储集空间类型以溶蚀孔洞为主，次为晶间溶孔、晶间孔、残余粒间孔和微裂缝，可见岩盐和晚期白云石等充填物(图2g—i)。物性统计表明，马五7亚段储集层的孔隙度为2%～18.03%，平均孔隙度为6.16%，渗透率分布于(0.002～203.15)×10-3μm2，平均渗透率为6.81×10-3μm2(图3c,d)。马五9亚段储集层的孔隙度为2%～15.01%，平均孔隙度为7.03%，渗透率分布于(0.004～30.54)×10-3μm2，平均渗透率为4.55×10-3μm2(图3e,f)。

3 影响储层形成的主控因素

古地貌、沉积相及成岩作用研究表明，鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组膏盐下白云岩储集层主要分布在中央古隆起、榆林-横山隆起与乌审旗-定边坳陷中的凸起等古地貌高地上，并受准同生期和浅埋藏期大气淡水溶蚀作用、浅埋藏期膏盐岩充填作用、晚表生岩溶期和晚埋藏期形成的方解石、石英与白云石等矿物充填作用共同控制。

图1 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组柱状图、地层厚度及古地貌剖面Fig.1 Column,stratigraphic thickness and paleo-geomorphological profile of the Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basina.鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组地层综合柱状图(位置见b);b.鄂尔多斯盆地奥陶系马五7亚段残余地层厚度;c.鄂尔多斯盆地奥陶系马五6—马五10亚段残余地层厚度;d.马五10—马五6亚期多隆坳型古地貌(剖面位置见b);e.马五10—马五6亚期单一隆坳型古地貌(剖面位置见b)

3.1 古地貌高地

鄂尔多斯盆地奥陶系膏盐下白云岩常整段发育或呈现出灰/云岩多次叠加组合的特征，具有明显的层控性。白云岩氧同位素组成绝大部分分布在-6.53‰～-4.51‰，碳同位素组成分布在-1.2‰～0.29‰，均落在同期奥陶世海水的稳定同位素组成内(δ13C=-2.0‰～0.5‰；δ18O=-6.6‰～-4.0‰)[12-13]。绝大多数Sr同位素87Sr/86Sr值介于0.708 8～0.709 1，平均值为0.709 0，与中奥陶世古海水Sr同位素分布区间(0.708 7～0.709 2)相当[14](图4)。颗粒结构及残余颗粒结构等岩石学特征、层控性特征与地球化学特征综合表明，鄂尔多斯盆地奥陶系马五段膏盐下白云石化作用发生的时间早于埋藏压实期，与同期海水相关，具有准同生白云岩化作用的特征；部分白云岩地球化学特征异常与后期经历了大气淡水溶蚀作用和埋藏白云石化作用等成岩改造相关。

鄂尔多斯盆地在奥陶世位于赤道附近，气候干旱炎热，蒸发作用强[15-17]。在马五10亚期—马五6亚期，盆地内沉积格局具有“隆坳相间”的特征。除中央古隆起之外，盆地东部榆林-横山隆起也水体较浅，易于蒸发浓缩形成富含Mg2+的卤水。由于隆起带和坳陷之间存在明显的地势差和密度差，隆起带上过剩的卤水除云化下伏灰岩外，势必会向坳陷中心方向回流，且向着坳陷中心浓度值逐渐减小，沿途的灰岩则被依次云化为白云岩、灰质白云岩和白云质灰岩，造成了中央古隆起和榆林-横山隆起带上的白云岩厚度大，而向乌审旗-定边坳陷和米脂坳陷中心方向，白云岩厚度逐渐减薄甚至不发育白云岩(图1，图5;表1)。

图2 鄂尔多斯盆地奥陶系马五段膏盐下储集层岩性及储集空间特征Fig.2 Lithology and reservoir space features of the reservoirs underlying the gypsum-salt layers in the 5th member of Majiagou Fm in the Ordovician,Ordos Basina.靳8井，埋深3 663.79 m，马五6亚段，砂屑白云岩，残余粒间孔、溶蚀孔洞发育，孔内充填少量石英(红色箭头)和白云石(黄色箭头)，红色铸体，单偏光；b.靳探1井，埋深3 656.95 m，马五6亚段，斑状粉晶白云岩，晶间孔、溶孔不均匀发育，孔隙内残留少量藻屑和粉晶白云石，岩心照片；c.靳探1井，埋深3 656.95 m，马五6亚段，斑状粉晶白云岩，晶间孔、溶孔不均匀发育，孔隙内残留少量藻屑和粉晶白云石，蓝色铸体片，单偏光;d.靳2井，埋深3 587.75 m，马五6亚段，鲕粒白云岩，残余粒间孔发育，2条微裂缝未充填，蓝色铸体，单偏光；e.靳7井，埋深3 581.1 m，马五6亚段，鲕粒白云岩，残余粒间孔发育，颗粒边缘见第一世代犬牙状胶结物(蓝色箭头)，局部边缘可见溶蚀现象，后期充填第二世代方解石胶结物(黄色箭头)，红色铸体，单偏光；f.靳7井，埋深3 674.48 m，马五6亚段，砂屑白云岩，残余粒间孔发育，溶蚀孔洞内硬石膏充填(红色箭头)，普通薄片，正交光；g.统86井，埋深3 824.2 m，马五7亚段，粉-细晶白云岩，晶间孔、溶孔发育，溶蚀孔洞内盐岩充填(红色箭头)，岩心照片；h.桃38井，埋深3 630 m，马五7亚段，粉-细晶白云岩，溶蚀孔洞、晶间孔、晶间溶孔发育，局部见白 云石充填(红色箭头)，蓝色铸体，单偏光；i.莲92井，3 987.7 m，马五9亚段，残余砂屑粉晶白云岩，发育溶孔和晶间孔，蓝色铸体，单偏光

近年来，随着国内外学者对白云岩的沉入研究，对白云石化作用的增孔机制的认识产生了转变，认为在开放体系中，白云石化作用并不能产生增孔效应[18]，这也解释了隆起带向坳陷过渡区域的粉晶白云岩云化作用彻底却不发育孔隙的现象(图5)。研究表明，膏盐下储集层的发育与颗粒滩相密切相关。沉积时期，古地貌高地水动力较强，是颗粒滩相发育的有利场所。如位于隆起带的靳5、统7等井在马五7亚段与马五9亚段均发育颗粒滩，累计厚度大，最高可达17 m；而坳陷区分布的桃38、榆9等井在马五7亚段与马五9亚段颗粒滩厚度薄，甚至不发育(表1，图6)。前人研究认为，颗粒滩的原始孔隙一般高达40%～60%[18]，经过早期的准同生白云石化作用后，抗压能力较强，有利于颗粒滩储集层基质孔隙的保存[19]。

图3 鄂尔多斯盆地奥陶系马五6亚段、马五7亚段和马五9亚段白云岩储层物性特征Fig.3 Physical properties of the dolomite reservoirs in the Ordovician and Basina.马五6亚段孔隙度特征；b.马五6亚段渗透率分布；c.马五7亚段孔隙度特征；d.马五7亚段渗透率分布；e.马五9亚段孔隙度特征；f.马五9亚段渗透率分布

图4 鄂尔多斯盆地奥陶系马五段膏盐下白云岩C，O和Sr同位素组成Fig.4 C,O and Sr isotopic compositions of dolomite underlying the gypsum-salt layers in the 5th member of Majiagou Fm in the Ordovician,Ordos Basina.C,O同位素组成;b.Sr同位素组成

图5 鄂尔多斯盆地奥陶系马五段膏盐下准同生白云岩化与初始基质孔隙发育模式(剖面位置见图1b)Fig.5 Penecontemporaneous dolomitization and growth model of initial matrix pores in strata underlying the gypsum-salt layers in the 5th member of Majiagou Fm in the Ordovician,Ordos Basin

隆起带坳陷区井层位厚度/m地层白云岩颗粒滩井层位厚度/m地层白云岩颗粒滩统74马五724.41716桃38马五734324统74马五915.01512桃38马五92000靳5马五724.41717盟6马五723231靳5马五915.01512盟6马五916160统7马五730.03013榆9马五72100统7马五916.0164.5榆9马五91630统99马五724.02414桃59马五734340统99马五920.02010桃59马五92000

图6 鄂尔多斯盆地奥陶系马五9亚段与马五7亚段颗粒滩体分布Fig.6 Distribution of deposits of grain shoal facies in the Ordovician and Ordos Basina.马五9亚段颗粒滩体分布;b.马五7亚段颗粒滩体分布

3.2 海平面升降变化与准同生溶蚀作用

研究表明，该区域内白云岩储层的发育与分布，除与古地貌相关外，还与海平面变化和准同生期大气淡水溶蚀作用密切相关，且由大气淡水溶蚀作用形成的孔隙具有明显的组构选择性，常呈沿层面或顺层分布。

一方面，海平面变化与准同生溶蚀作用相互配合，控制优质储集层的纵向分布，在纵向上常与致密非储集层或差储层多期次叠加(图7)。位于沉积旋回顶部的颗粒滩，水体相对较浅，受大气淡水溶蚀影响较强，颗粒原始结构被破坏，储集层发育(图7b，d)。位于沉积旋回下部的颗粒滩，沉积水体相对较深，颗粒含量少，受大气淡水溶蚀作用相对较弱，仍保持原岩结构，储层储集性能相对较差(图7a，c，e)。这种组构选择性溶蚀特征体现准同生期大气淡水垂直淋滤的特征；另外一方面，海平面升降变化又和古地貌结合，控制储集层的时空分布。当海侵程度较高时，颗粒滩相储集层仅在中央古隆起发育，而榆林-横山隆起水体相对较深，水动力较弱，颗粒滩不发育，并且海水浓缩程度较低，盐度值比正常海水值略高，仅发育岩性较为致密的粉晶白云岩，向坳陷中心逐渐递变为灰质粉晶白云岩、白云质泥晶灰岩和泥晶灰岩(图5a)；当海平面下降时，中央古隆起和榆林—横山隆起，甚至隆起带两翼侧水动力均较强，发育颗粒滩相沉积，经过白云石化作用和大气淡水溶蚀作用后可形成颗粒滩相白云岩储层(图5b)；当海平面进一步下降，且进入高位域极低水位时，盆地内为潟湖，沉积膏盐岩，而隆起带进入短暂暴露期，进一步促进的基质孔隙的发育(图5c)；但当海平面逐渐上升且仍处于高位域时，米脂坳陷仍然继续接受膏盐岩沉积。由于中央古隆起并非一个等高的隆起，其在定边存在一个地势相对较低的鞍部，此时，乌审旗-定边坳陷与祁连海域连通性好，凸起带水体能量较强，开始发育砂屑云岩或藻云岩沉积，并发生准同生溶蚀作用，形成优质白云岩储集层，但单层厚度往往较小，一般为1～3 m(图5e)。

3.3 浅埋藏期溶蚀作用与充填作用

由于古地貌的差异，在进入蒸发岩沉积期时，古地貌高部位存在短暂的暴露，而坳陷区域继续接受沉积，因而导致坳陷区的亚段沉积厚度或累计厚度均大于隆起带(图1,图8)。当海平面位于高位体系域极低水位时，经过早期准同生溶蚀后的古地貌高部位颗粒滩体会继续接受大气淡水溶蚀，储集性能进一步增强(图8a)。但随着海平面逐渐上升且仍处于高位域时，位于盐岩潟湖周缘的高盐度卤水会渗入下伏白云岩储集层的孔隙空间，并结晶成岩半充填甚至完全充填前期形成的溶蚀孔洞，促进膏盐下白云岩储集层物性进一步扩大(图8b；表2)。为此，在乌审旗-定边坳陷区膏岩下储集层常见硬石膏充填孔隙(图2f)，榆林-横山隆起带盐岩下统86井和靳5井马五7亚段和马五9亚段可见大量石盐充填孔隙(图2g)。

图7 鄂尔多斯盆地莲89井奥陶系马五9亚段颗粒粒径、含量与储集层叠置样式的关系Fig.7 Relationship of the diameter and content of grains with the superimposition pattern of reservoirs in the Ordovician in Well Lian-89,Ordos Basina. 3-60/70块,4 063.64 m,砂屑粉晶白云岩;b. 3-54/70块,4 062.75 m,粉-细晶白云岩;c. 3-51/70块,4 062.38 m,砂屑粉晶白云岩;d. 3-44/70块,4 061.22 m,砂屑粉晶白云岩;e. 3-11/70块,4 056.46 m,砂屑粉晶白云岩;f. 3-9/70块,4 056.13 m,砂屑粉晶白云岩

3.4 晚表生期至埋藏期充填作用

加里东末期，鄂尔多斯盆地中东部进入长达1.3亿年的风化剥蚀期，盆地中央古隆起地层由西向东逐露剥蚀，邻近剥蚀窗口区的储集层在大气淡水溶蚀作用下，早期形成的残余粒间孔或晶间孔进一步扩溶，形成溶蚀孔洞或晶间溶孔[5]。海西期，盆地本部再次接受沉积，马家沟组与上古生界本溪组煤系地层直接接触，随着埋藏深度增加，煤系地层释放酸性溶蚀水在重力作用下流入下伏储集层，沿途发生溶蚀作用[20]。

虽然晚表生岩溶期大气淡水溶蚀作用和埋藏期酸性流体溶蚀作用，均在一定范围内改善了储集层的储集性能，如在中央古隆起处(图1d,e)，但并不能增加膏盐下区域储集层的总规模，这与膏盐下储集层在加里东期和埋藏期所处的位置相关。因为，无论是在表生条件下和埋藏条件下，膏盐岩边界线内侧的储集层均位于下倾方向，上覆地层厚度较大，未直接暴露于地表，均处于一个封闭的空间，且位于岩性相变带上[11]。

图8 鄂尔多斯盆地奥陶系马五段浅埋藏期膏盐下白云岩储集层发育与盐岩充填孔隙模式(剖面位置见图1b)Fig.8 Growth model and pore filling patterns of rock salt of the dolomite reservoir underlying the gypsum-salt layers in the 5th member of Majiagou Fm in the Ordovician in shallow burial,and pore structures of saline rocks for charging,Ordos Basin(see Fig.1b for the profile location)

空隙特征井位层位样品数/个孔隙度/%渗透率/(10-3 μm2)最大值最小值平均值最大值最小值平均值孔隙内见盐岩充填靳5马五7281.950.171.014.310.081.55靳5马五9692.660.10.740.20.050.1统86马五7635.40.31.42.180.0150.34孔隙内见膏岩充填靳7马五692.150.280.910.920.0050.16莲89马五971.40.60.930.1840.0360.73孔隙内见少量细-中晶白云石、石英和石英充填靳7马五7198.132.196.329.240.032.46桃38马五778.454.786.651.890.370.94靳4马五788.212.186.016.40.433.1未见充填物莲89马五9188.22.25.414.440.064.97统99马五93215.12.05930.540.095.24

图9 鄂尔多斯盆地奥陶系膏盐下有利白云岩储集层分布区Fig.9 Area favorable for the growth of dolomite reservoirs underlying the gypsum-salt layers in the Ordovician,Ordos Basina.鄂尔多斯盆地奥陶系马五9亚段有利储集层分布;b.鄂尔多斯盆地奥陶系马五6亚段—马五7亚段有利储集层分布

只有流体的进入，未有流体的排出，沿风化壳剥蚀窗口区进入的流体在中央古隆起处及其东侧的马五6亚段、马五7亚段与马五9亚段储集层发育溶蚀，也必将在其下倾方向的膏盐下储集层中发生沉淀或析出结晶矿物，如方解石。此外，岩心与薄片资料显示，研究区储集层孔隙空间内也常见含铁白云石、鞍状白云石、石英和萤石等热液矿物(图2)，降低了储集层的储集性能(表2)。因此，该阶段发生的溶蚀作用对储层分布起调整作用,并不能增加储集层总规模。

4 有利发育区带预测

储集层发育主控因素分析认为，古地貌高地水动力较强，发育颗粒滩相，累计厚度大，且易于发生白云石化作用和准同生溶蚀作用，在浅埋藏期也易于暴露发生大气淡水溶蚀作用，是孔隙型白云岩储集层的有利发育区。但在浅埋藏期，位于盐岩潟湖边缘区域的白云岩储集层的孔隙空间易于被盐岩完全充填，无储集性能，可定义为非储集层；而位于隆起带上，且在盐岩边界线外的储集层基质孔隙发育，且充填程度低，保存条件相对较好，可划分为Ⅰ类储集层；位于乌审旗-定边坳陷次级凸起上的储集层颗粒滩厚度相对较薄，可划分为Ⅱ类储集层(表1，表2)。基于此，可以预测出Ⅰ类储集层分布于盐岩边界线之外的榆林-横山隆起带和中央古隆起带；Ⅱ类储集层分布在乌审旗-定边坳陷的凸起带上(图9)。目前靳探1井，靳5井，统86井，统74井和统75井的钻探也直接证实，位于盐岩边界线外围隆起带或凸起带上的储集层保存较好，累计厚度大，物性好，因而在靳探1井，桃38井，莲92井，统74井，统75井和统99井的马五6亚段、马五7亚段和马五9亚段获得高产工业气流；而位于盐岩边界线内侧颗粒滩带上的统86井在马五7亚段测试为干层。随着勘探的持续推进，位于盆地东部的榆林-横山有利区必将取得重大发现。

5 结论

1) 鄂尔多斯盆地马家沟组膏盐下白云岩储集层岩性由颗粒白云岩、粉-细晶白云岩和斑状粉晶白云岩组成；其储集空间类型以溶蚀孔洞、晶间孔和晶间溶孔为主，含少量的残余粒间孔和微裂缝。

2) 古地貌高地与海平面升降变化控制了颗粒滩相的沉积和白云石化作用的发生场所，继而影响了白云岩储集层的时空分布；准同生期和浅埋藏期大气淡水溶蚀作用是形成主要储集空间的关键作用；浅埋藏期浓缩卤水对潟湖边缘的储集层进行充填破坏；表生岩溶期和埋藏期的方解石、热液等充填矿物对膏盐下储集层的起破坏作用，进一步降低了局部地区储集层的储集性能。

3) 可以预测出位于盐岩边界线外的吴起—志丹—延安一带、榆林—横山一带的高古地貌区是最为有利储集层发育区，可作为今后勘探的重点方向；而乌审旗-定边坳陷区中颗粒滩发育区可作为后备勘探目标。