鄂尔多斯盆地西缘克里摩里组白云岩储层特征及成因

吴东旭 孙六一 周进高 吴兴宁 黄正良 丁振纯 刘 磊

1.中国石油杭州地质研究院 2.中国石油天然气集团有限公司碳酸盐岩储层重点实验室3.中国石油长庆油田公司勘探开发研究院 4.中国石油南方石油勘探开发有限责任公司

0 引言

鄂尔多斯盆地位于中国中部地区，是中国第二大沉积盆地，也是中国重要的含油气盆地。近期勘探实践表明，鄂尔多斯盆地西缘奥陶系发育一系列台缘礁滩体，梁探1井在中奥陶统克里摩里组钻遇层状白云岩储层累计达17 m，岩性以晶粒或砂屑云岩为主。前人利用野外露头和钻井资料对克里摩里组的沉积微相进行了详细分析，认为克里摩里期盆地西部发育镶边陆架碳酸盐岩台地，并认为礁滩相是该区有利的勘探目标[1-2]。王大兴等[3-4]对盆地西缘的碳酸盐岩储层进行了表征和预测，张道峰等[5]、吴伟涛等[6]对克里摩里组天然气成藏特征进行了相关研究。但前人对盆地西缘白云岩储层的研究多集中在中奥陶统桌子山组厚层块状云岩[7-11]，针对克里摩里组中—薄层状云岩的研究较少。为此，笔者在研究盆地西缘克里摩里组沉积微相的基础上，对其岩石学特征、孔隙结构表征、物性特征和地球化学特征等进行了综合研究，分析了克里摩里组白云岩的储集空间特征、白云岩成因及储层成因模式，以期为储层预测和天然气勘探提供依据。

1 储层发育背景

1.1 地层背景

前人对鄂尔多斯盆地的地层对比和分布进行了大量研究。付金华和郑聪斌[12]通过对盆地东部华北海和西部祁连海奥陶系牙形刺的研究，对比了中东部和西部、南部的地层系统。郭彦如等[13]通过对地层3级层序的划分，认为中奥陶世晚期（克里摩里期）海侵达到最大范围，且发育主动陆源弱镶边碳酸盐岩台地。赵振宇等[14]综合古生物、重要地质事件、层序界面、地球化学数据、井震结合等手段，对盆地西部地层进行了详细划分和对比。笔者根据多条野外剖面观测，结合前人的研究成果，对鄂尔多斯盆地西缘与东部地层进行了对比，认为盆地西缘奥陶系克里摩里组属于中奥陶统晚期地层，国际上对应于中奥陶统达瑞威尔阶，下部与桌子山组呈整合接触，上部与上奥陶统乌拉力克组呈平行不整合接触，如图1所示。

碳酸盐岩储层主要发育于高位体系域末期到下次海侵体系域初期。克里摩里期，盆地西部海侵到达最大范围，海平面出现多次升降，形成了四级层序，在其中上部发育多个白云岩储层段（详见3.2）。

1.2 沉积微相背景

在野外露头调查的基础上，结合研究区钻井取心和测井资料对地层进行划分和对比，明确单井各小层岩性及海平面变化。由图1的梁探1井地质综合柱状图可以看出，桌子山组发育大段颗粒滩相，尤其在靠近中央古隆起区域发育分布范围广、纵向上厚度大的颗粒滩体；克里摩里组礁滩体也较为发育，但礁滩体纵向上发育规模变化较大，礁滩体从十几米到几米，礁滩体间多发育泥晶灰岩沉积的滩间海环境。储层段一般分布于颗粒滩发育的层段，梁探1井克里摩里组的主要储层段发育在颗粒滩微相。

综合考虑地层厚度、颗粒岩厚度及岩石类型等因素，对克里摩里期的沉积相平面展布进行详细分析，并采用优势相原则综合表征沉积相的平面展布总体表现为“三陆一洼一槽”，即阿拉善古陆、伊盟古陆、庆阳古陆、定北台内洼地和西部贺兰海槽（图1）。克里摩里期，受南北秦岭和兴蒙洋壳的俯冲挤压，其沉积格局呈弱镶边台地型分布，由东向西依次为开阔台地、台地边缘、斜坡和盆地沉积环境。克里摩里早期沿台地边缘带广泛发育台缘颗粒滩沉积，其中在棋探1井区发育一段珊瑚海绵生物礁沉积；克里摩里中期，继承了早期的沉积格局，开阔台地与斜坡相之间为台地边缘沉积，砂屑滩沿台地边缘呈条带状断续分布，棋探1井—余探1井—梁探1井一线西侧依次发育斜坡相和盆地相沉积；克里摩里后期，继承了早中期的沉积格局，台地边缘相带内部的台缘滩体个数和规模有所减少，主要发育在苏231井及余探1井—天1井附近（图1）。总体来说，白云岩储层主要发育于台缘带的颗粒滩内。

2 白云岩储层特征

2.1 储集空间类型

根据岩心和薄片观察结果，克里摩里组白云岩储层主要发育孔隙、孔洞、裂缝等3大类储集空间，其中孔隙主要包括晶间孔、粒间孔、晶间或粒间溶孔等；孔洞包括溶蚀孔和溶洞；裂缝包括构造裂缝和溶蚀缝（图2）。

晶间孔主要分布于晶粒较粗的粗粉晶—细晶白云石晶间，部分自形度较高的粉晶白云石晶间也有发育，晶间孔多呈多面体状，孔径介于几十至上百微米，喉道呈片状或缝状（图2-a）；在后期成岩作用过程中，晶间孔易于受到胶结作用、表生岩溶、埋藏溶蚀等作用的影响，局部被胶结物如方解石、白云石充填，形成晶间溶孔并与晶间孔伴生（图2-b）；粒间孔初始主要发育于碳酸盐岩中的颗粒灰岩中，如高能环境中沉积的鲕粒、生屑、砂屑等碳酸盐岩颗粒间，属于结构选择性孔隙，颗粒结构抗压性较好，在成岩过程中保存了一部分原生的粒间孔隙，一部分原生粒间孔隙经过后期的溶蚀改造和白云化作用，可形成储集性能较好的粒间溶孔（图2-c）。

图1 鄂尔多斯盆地西缘克里摩里期沉积相与梁探1井奥陶系地层综合柱状图

溶蚀孔洞也是克里摩里组白云岩储层的主要储集空间之一，包括非组构选择性溶蚀孔洞（图2-d）和组构选择性铸模孔（图2-e）。溶蚀孔直径介于200 μm～2 mm；溶洞直径一般大于2 mm，大的溶洞直径可达10～20 cm。早期的溶蚀孔洞主要形成于大气水成岩环境，发育于暴露相关的沉积间断面之下。其储集性能后期受到方解石胶结作用、机械充填作用与埋藏溶蚀作用的共同影响，由于成岩作用类型与程度差异，溶蚀孔洞在微观和宏观上表现出不同的特征。部分溶蚀孔洞被后期的方解石、淡水白云石、铁白云石、石英、黄铁矿等胶结物或自生矿物所充填而缩小储集空间（图2-f），部分主要受溶蚀作用所控制的溶蚀孔洞能够相对完整的保存下来，构成有效的储集空间（图2-d、e）。从流体渗流的特点来看，小的溶蚀孔和原生粒间孔隙的作用大体相同，而大的溶洞则与裂缝的孔渗性相似。

图2 克里摩里组白云岩储层典型孔隙特征照片

裂缝系统对于非均质性较强的碳酸盐岩储集体十分重要，裂缝既是表生期大气淡水的有利通道，也是埋藏期有机酸性水的重要输导网络，有利于增加储层的孔渗性能，同时也是后期油气运移的重要通道。碳酸盐岩储集层中经常可以见到十分发育的复杂构造裂缝系统，既有同构造期形成的，又有不同构造期叠加的，其复杂的组合可形成不规则的网状。克里摩里组白云岩储层先后经历了加里东末期与燕山末期多次抬升和沉降，地层在构造运动过程中地应力发生变化，局部区域的岩石破裂，产生构造裂缝。裂缝在形成后可能成为各种流体的通道，溶解作用沿裂缝发育，使裂缝进一步溶蚀，产生溶蚀扩大缝。裂缝内常见各种充填物和胶结物如方解石、白云石、石膏以及石英、黄铁矿等自生矿物。此外，在构造应力的作用下沿岩石层理面或不均匀沉积界面易形成层理缝或层间缝（图2-g～i）。

克里摩里组118个铸体薄片的观察和44个孔渗样本的分析结果表明：储层中连通孔隙（晶间孔及部分溶孔）占比为75%，孤立溶洞占比为9%，裂缝占比为16%。在连通孔隙中，晶间孔占比为73%，溶孔占比为27%。这表明，从有效储层发育规模角度分析，储集空间以白云石晶间（溶）孔、连通孔洞为主，其次裂缝对储渗性有一定的沟通和改善作用。

2.2 储层物性与孔喉特征

通过毛细管压力测试曲线和三维CT扫描对比，结合薄片面孔率鉴定、储层物性分析资料，综合表征克里摩里组储层的孔喉结构特征和储集性能。结合前人研究[15-17]及笔者分析结果，初步可将克里摩里组白云岩储层划分为晶间（溶）孔型、溶蚀孔洞型、裂缝型和微孔型等4类（表1），4类储层的典型特征见表2、3。

2.2.1 晶间（溶）孔型

该类储层以4043样品为代表，渗透率中等（0.721 1 mD），孔隙度高（9.12%）；孔喉半径中值中等（0.88 μm），分选系数较好（2.11），半径均值中等（0.89 μm），排驱压力中等偏小（0.27 MPa）；三维CT显示，样品孔隙大小分布均匀，微孔（蓝色）、中孔（绿色）和大孔（红色）均有分布，以微孔和中孔为主（表2、3）。总体上，晶间（溶）孔型储层孔喉分布均匀，连通性好，有效储集空间较好。

2.2.2 溶蚀孔洞型

该类储层以4116样品为代表，渗透率较高（2.170 0 mD），孔隙度高（9.81%）；孔喉半径中值较高（1.17 μm），分选系数较差（4.09），半径均值较高（1.99 μm），排驱压力较小（0.08 MPa）；三维CT显示，样品孔隙大小分布不均匀，以大孔和微孔为主，中孔较少（表2、3）。总体上，溶蚀孔洞型储层孔喉分布不均，但总体连通性好，有效储集空间好。

2.2.3 裂缝型

该类储层以4148样品为代表，渗透率较高（5.100 0 mD），孔隙度较低（3.66%）；孔喉半径中值较低（0.36 μm），分选系数中等偏差（2.98），半径均值较低（0.62 μm），排驱压力中等（0.27 MPa）；三维CT显示，样品孔隙大小分布不均匀，除少量微孔外，还存在一个红色（大孔）的裂缝带（表2、3）。总体上，裂缝型储层孔喉分布不均，虽然有效储集空间较差，但渗透性好。

2.2.4 微孔型

该类储层以4155样品为代表，渗透率很低（0.008 5 mD），孔隙度较低（2.07%）；孔喉半径中值低（0.14 μm），分选系数中等（2.50），半径均值低（0.19 μm），排驱压力较大（0.67 MPa）；三维CT显示，样品孔隙大小分布较均匀，以微孔为主，少量中孔（表2、3）。总体上，微孔型储层缺少有效储集空间。

鄂尔多斯盆地天然气碳酸盐岩储层物性的下限标准为：孔隙度不低于2.5%，渗透率不低于0.05 mD[18]。结合研究区克里摩里组岩心孔渗分析结果，白云岩储层中，岩心孔隙度介于2.5%～5.5%的频率为75.6%，渗透率介于0.05～10.0 mD的频率为91.1%。表明克里摩里组白云岩储层为低孔隙度、中—低渗透率储层。

44个储层孔渗相关性分析表明，晶间（溶）孔型和溶蚀孔洞型储层孔渗呈正相关性，裂缝型孔隙度较低，但渗透率较高。此外还存在少量孤立孔洞，为早期形成的铸模孔，后期未得到有效沟通，孔隙度较高，但渗透率较低（图3-a）。对118个白云岩储层薄片鉴定和统计发现，不管是晶间孔还是溶孔，其面孔率与白云石的晶粒呈正相关关系，其面孔率大小为：细晶云岩＞粉—细晶云岩＞粉晶云岩（图3-b）。

表1 克里摩里组白云岩储层分类表

表2 克里摩里组典型孔隙类型的压汞特征表

表3 克里摩里组白云岩储层孔喉结构特征表

图3 克里摩里组白云岩储层物性特征图

3 白云岩成因及发育模式

3.1 白云岩成因

对碳/氧同位素、锶同位素、稀土元素、微量元素、阴极发光等资料进行综合分析认为，研究区克里摩里组储层白云岩主要为埋藏成因。

3.1.1 碳/氧同位素

克里摩里组主力储层白云岩以浅埋藏交代成因为主，局部经受了后期深埋热液改造。如图4-a所示，基质云岩（粉晶云岩）代表微孔型储层岩性，氧同位素值（δ18O）略偏负、碳同位素值（δ13C）偏正，代表蒸发环境，为准同生成因。云斑云岩代表主力储层晶间（溶）孔型和溶蚀孔洞型储层，δ18O中等偏负、δ13C略偏正，特征与石灰岩接近，表明其为浅埋藏交代成因。溶孔充填的方解石和白云岩代表溶蚀孔洞型储层和裂缝型储层，δ18O明显偏负、δ13C略偏负，表明受到深埋藏热液改造，局部充填物为晚表生期大气淡水产物。

3.1.2 锶同位素

Veizer等[19]通过对前人数据的搜集以及自己研究成果的整理，利用4055个腕足类、箭石、牙形刺样本对显生宙各时期的87Sr/86Sr进行了分析总结，得出奥陶系海水的87Sr/86Sr介于0.708 0～0.709 5。研究区克里摩里组白云岩87Sr/86Sr除少数接近奥陶系海水值外，大部分样本点均不同程度高于同期海水值，推测可能是受到埋藏作用的影响，混入了壳源锶的成分，导致87Sr/86Sr明显升高，最高可达0.713 0，说明白云岩主要是在埋藏环境下形成的（图4-b）。

3.1.3 稀土元素

白云岩的稀土元素（REE）含量主要受到原岩、白云岩化流体的稀土元素含量影响。由于自然流体中稀土元素含量极低，多数情况下，白云岩中的稀土元素主要继承于前驱物（原岩）[20]。如图4-c所示，无论泥晶灰岩、粉晶云岩，还是细晶云岩，其REE配分模式基本相同，均显示轻稀土元素（LREE）富集、重稀土元素（HREE）亏损及铕（Eu）的轻微负异常。虽然配分模式相同，但元素含量有明显区分。其中鄂53井基质粉晶云岩REE含量为44.91，与同时期鄂63井泥晶灰岩基本相同（REE含量为31.90），说明该类白云岩受到后期的成岩演化的影响很小，其白云岩化过程中的水岩比相对较小，未明显改变其原岩的稀土元素组成。而李28、李37、梁探1井的砂屑和细晶云岩REE含量分别为9.99、8.57和7.32，明显低于同期的泥晶灰岩或粉晶云岩，且各元素含量均明显降低，表明该类白云岩受到后期成岩演化的影响较大，其白云岩化过程中水岩比很高，各稀土元素含量明显降低。此外，鄂65井和李21井的粉—细晶云岩REE含量分别为13.29和11.55，介于粉晶云岩和砂屑细晶云岩之间，且LREE明显降低，HREE略降低，表明该类白云岩在埋藏过程中部分受到后期成岩演化的影响，水岩比中等，在流体有限的情况下，由于重力分异，大量LREE优先被流体带走，少量HREE被带走。

3.1.4 微量元素和阴极发光特征

碳酸盐岩矿物的阴极发光性主要受Mn2+和Fe2+的含量控制，前者作为激活剂，激活阴极发光，后者作为猝灭剂，猝灭阴极发光[21]。元素在矿物中的含量主要取决于该元素在沉淀溶液中的浓度及动力学效应[22]。海水中锰（Mn）和铁（Fe）元素的质量分数极低，分别为它们在淡水中的1/50和1/197[23]，所以正常海水沉淀的泥晶灰岩阴极发光很弱或不发光。准同生的粉晶云岩受到大气淡水的影响，Mn和Fe元素的含量均大幅度提高，局部Fe的含量超过了1.5%的阴极发光上限，导致阴极发光很微弱呈暗红色或不发光。细晶云岩由于受到成岩蚀变的影响，Fe元素呈现明显的下降，Mn元素变化不大，Mn/Fe比有不同程度的上升，导致阴极发光呈现不同程度的红色（图4-d～f）。

图4 克里摩里组白云岩储层地球化学特征图

综上分析表明，基质粉晶云岩主要形成于海水环境下的准同生时期，主力储层的砂屑、细晶云岩与埋藏流体发生了充分的水岩作用，其白云岩化主要发生在浅埋藏阶段，部分受到了后期深埋热液的改造。

3.2 储层发育模式

综合沉积相、储层和白云石地球化学等方面的研究成果，克里摩里组白云岩储层主要受控于两方面的因素：准同生期层序格架控制的颗粒滩表生溶蚀作用以及后期的埋藏白云岩化保孔作用。

3.2.1 层序格架控制的溶蚀作用

在准同生阶段或埋藏初期，碳酸盐岩矿物的稳定化作用尚未完成。此时，如果孔隙间的海水被大气淡水所取代，文石和镁方解石会发生溶解。这种溶解作用取决于孔隙流体的流动比值和饱和状态。当溶解作用发生时，溶解的碳酸钙被孔隙流体带走，形成受颗粒组构控制的选择性溶蚀孔[24]。台缘带的颗粒滩石灰岩具有较强的组构分异性，是潜在的易于受到大气淡水改造的微相[25]。

一般说来，致密的泥晶灰岩或者颗粒灰岩发育于海侵体系域（TST），因为海平面不断升高，大气淡水的影响较小。当海平面到达最大海泛面（MFS）后，沉积进入高位体系域（HST），之后海平面逐渐下降，颗粒灰岩受到大气淡水的影响，发生溶蚀作用，形成大量粒间孔隙[26]。如图5和图6-a所示，克里摩里组存在5个高频旋回，在HST后期或TST初期，海平面短暂下降，颗粒滩接受大气淡水溶蚀形成储层。即台缘带的海平面变化是储层产生的直接原因，储层一般分布于向上变浅旋回的上部。究其原因，在海侵期水体能量较强，有利于颗粒滩的发育，但海侵期水体逐渐加深，大部分颗粒滩尚未受到大气淡水的广泛溶蚀即被淹没，不能发育规模储层；到了高位体系域后期至下次海侵初期，由于海平面持续下降，颗粒滩广泛且持续受到大气淡水的溶蚀作用，形成井剖面上常能观察到的向上变浅层序的中上部颗粒滩储层较发育。

总之，颗粒滩相是形成白云岩储层的最有利的沉积微相。平面上颗粒滩的发育受沉积古地形的控制；纵向上，颗粒滩的发育主要与相对海平面的升降有关，在层序地层格架内可以有效预测颗粒滩储层的纵向分布。

此外，在加里东末期的构造抬升期，克里摩里组局部地层遭遇了表生溶蚀作用，溶蚀作用不受组构控制，形成了一定量的溶孔和溶洞，对储层形成了有效补充。

图5 梁探1井克里摩里组颗粒滩储层分布图

图6 克里摩里组颗粒滩储层发育和保存模式图

3.2.2 埋藏白云石化保存孔隙

早期研究认为白云岩化作用可以建造孔隙[27]。在白云岩化过程中，Mg2+进入碳酸钙的晶格，形成碳酸镁钙，由于Mg2+的半径小于Ca2+，导致孔隙度增加。但后续研究认为，在埋藏相对封闭的环境下，白云岩化本身并不能明显增加孔隙，只能形成少量微孔隙，对储层的贡献有限。Major等[28]甚至在博内尔岛的新生代露头发现白云岩的孔渗性相对于石灰岩更差。

随着研究的深入，人们发现，虽然白云岩化本身并不能明显增加孔隙，但白云岩相对于石灰岩机械强度明显增大，埋藏期不易被压溶，缝合线少见，从而减少了胶结物的沉淀，使已有的孔隙得以保存。前述提到的颗粒滩储层本身孔渗性较好，在埋藏条件下，由于温度的升高，与富镁流体发生了充分的水岩反应，导致埋藏白云岩化，使孔隙得以保存（图6-b）。

3.3 白云岩储层分布

综合克里摩里组白云岩储层特征及发育模式的研究成果认为，克里摩里组白云岩储层主要发育部位是：①沉积古地形高部位；②颗粒滩体发育带；③白云岩厚值区。通过单因素叠加综合分析，对鄂尔多斯盆地西缘克里摩里组白云岩储层的平面分布进行初步预测。白云岩储层主要沿台缘带呈南北向断续分布，厚度介于0.8～43.0 m，平均厚度为9.8 m，总面积为6 512 km2，可以形成规模有效的储集体（图7）。

图7 鄂尔多斯盆地西缘克里摩里组白云岩储层预测平面分布图

4 结论

1）鄂尔多斯盆地西部早奥陶世，研究区受到区域构造运动和海平面升降的影响，在克里摩里期发育多期的台缘带颗粒滩沉积。在高频层序和后期埋藏白云岩化作用的控制下，发育晶间（溶）孔型、溶蚀孔洞型以及裂缝型等3种储集空间类型的白云岩储层，其中晶间（溶）孔型和溶蚀孔洞型储层孔喉分布均匀，孔渗性较好，是研究区克里摩里组主要的储层类型。

2）构造运动形成的古沉积底形控制了滩体的平面展布，海平面的短期升降控制了储层的纵向差异性，埋藏白云岩化使岩石骨架得到强化、保存了孔隙。

3）通过对沉积相的精细刻画以及高频层序的精细对比，初步开展了克里摩里组白云岩储层特征及发育模式的综合研究。在此基础上，预测盆地西部台缘带克里摩里组白云岩储层发育面积为6 512 km2，为本区天然气勘探提供了依据。