目前, 古地貌恢复主要是通过地层残余厚度等值线大致地描述当时的古地貌状态, 即盆地某个界面上等深线所表示的此界面的凹凸状态。采用这种方法恢复的古地貌, 基本上没有达到定量的精度。针对研究区的实际资料情况, 笔者采用的古地貌恢复方法为: (1)依据沉积学和地震勘探等多个学科领域的理论知识和方法, 以野外露头、岩心、薄片、测井资料与地震资料等作为基础, 通过制作合成记录, 对地震剖面进行准确标定; (2)结合层拉平技术实现地层构造的精细解释, 并利用残厚法制作残余地层厚度图; (3)在上述研究成果的基础上, 总结研究区不同岩性或岩相组合的地震响应特征、野外露头和单井、连井地层对比特征等, 对马四段沉积期古地貌进行恢复。

古地貌恢复过程中, 首先制作井震合成记录, 对地震剖面进行准确标定, 本次研究共追踪5套地层, 界面分别为Tc2(石炭系顶面)、Ma5₅(马五₅底面)、Ma5₁₀(中组合底面)、Ma₄(马四底面)和T0(奥陶系底面)。其次, 结合层拉平法, 达到地层构造的精细解释(图 2)。最后, 依据马四段残余地层厚度制作马四段沉积前古地貌图, 以为后期沉积相的恢复提供定量的背景依据。古地貌恢复结果表明: 马四段沉积时期, 鄂尔多斯盆地呈“ 三隆一坳” 的古地理格局, “ 三隆” 指北部的伊盟古陆, 西南部的L型的中央古隆起, 庆阳地区为隆起高点, 东部发育的吕梁隆起; “ 一坳” 指盆地中东部发育的1个大的台内坳陷, 且坳陷内部呈现出次一级凹凸相间的结构, 尤以中部的榆林— 志丹凸起、米脂凹陷和乌审旗西部凹陷最为突出(图 3)。

图 2

Fig.2

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	图 2 过鄂尔多斯盆地中部的十字剖面地震层位解释(剖面位置见图1-A)Fig.2 Seismic horizon interpretation of cross profile through middle Ordos Basin(the profile location seen in Fig.1-A)

图 3

Fig.3

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	图 3 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组四段沉积前古地貌图的恢复 A— 奥陶系马家沟组四段— 五段残余地层厚度图; B— 奥陶系马家沟组四段沉积前古地貌图Fig.3 Restoration of pre-sedimentation paleogeomorphological map of the Member 4 of Ordovician Majiagou Formationin in Ordos Basin

根据对相关岩性、沉积构造和地层厚度分布的综合分析, 笔者认为鄂尔多斯盆地马四段主要发育局限台地相和台地边缘相。

2.2.1 局限台地相

当鄂尔多斯盆地与华北陆表海和西部祁连海连通性稍差但并没有完全被盆地周缘古陆或水下隆起(或障壁岛)阻隔时, 研究区发育局限台地相。该沉积相的展布与海平面变化和古地貌格局相关, 发育在相对海侵期, 由于台地与开阔海的连通性增强, 但障壁作用仍然存在, 因此靠近中央古隆起的靖西台坪带水体盐度较正常海水浓度偏大, 比蒸发台地小, 而东部台内洼地的海水盐度通常为正常海水值或略大于正常海水值。台地内沉积物主要为颗粒白云岩、粉晶白云岩、藻云岩、白云质灰岩、灰质白云岩和泥晶灰岩, 可见生屑及生物扰动构造。

根据古地貌背景和沉积物特征, 局限台地相可进一步细分为台内丘滩、膏云坪、灰云质滩间海和灰质潟湖微相。(1)台内丘滩。发育于海侵高位期或局部海侵期, 沉积于水体较浅部位, 能量较高, 位于局限台地内的局部地貌高地或由生物作用、沉积作用形成的隆起区, 易受到较强波浪和潮汐作用的改造, 形成以颗粒沉积为主的点滩沉积体, 岩性主要为颗粒白云岩和具有藻凝块、藻纹层结构的微生物白云岩丘, 其中颗粒白云岩中的颗粒包括砂屑、鲕粒、生物碎屑等(图 4-A, 4-B, 4-C)。(2)膏云坪。形成于相对海退期, 处于平均高潮面以上, 一般分布于马四₁亚段, 岩性主要为含膏云岩或者膏质云岩, 局部见石膏团块和含泥纹层(图 4-D)。(3)灰云质滩间海。在局限台地内广泛发育, 呈区域性带状、面状分布, 也可发育在局部低洼部位, 沉积水体较台内丘滩深, 水动力相对较弱, 岩性主要为灰色— 深灰色灰质粉晶白云岩或白云质泥晶灰岩, 灰质成分通常大于15%, 常见生物扰动作用形成的云斑(图 4-E)。(4)灰质潟湖。发育于海侵期, 位于台内的地势最低处, 海水盐度正常, 位于平均低潮线以下, 水动力一般较弱, 受潮汐和风浪影响较小, 沉积物主要为中厚层块状深灰色泥晶灰岩和含云泥晶灰岩(图 4-F)。

图 4

Fig.4

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图 4 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组四段典型沉积微相宏观及微观特征 A— 桃112井, 3714.35m, 马四2亚段, 粉、细晶白云岩, 残余颗粒结构(砂屑、鲕粒等), 发育晶间孔, 蓝色铸体薄片, 单偏光; B— 双168井, 7-3/61, 马四1亚段, 灰色生屑云岩, 生屑以腕足类、介壳类为主, 发育溶孔, 岩心照片; C— 桃112井, 3624.05m, 马四2亚段, 粉晶白云岩, 发育白云石晶间孔(微孔), 蓝色铸体薄片, 单偏光; D— 鸭子坪露头, 马四1亚段, 灰褐色薄层膏结核泥粉晶白云岩(膏模孔大小1~3mm); E— 西磑口露头, 马四3亚段, 褐灰色厚层云斑灰岩, 生物扰动作用形成; F— 米76井, 7-9/62, 马四2亚段, 含云泥晶灰岩, 近水平含泥纹层发育, 普通薄片, 单偏光; G— 苏377井, 7-5/37, 马四1亚段, 残余砂屑细晶白云岩, 发育晶间孔, 蓝色铸体薄片, 单偏光; H— 苏318井, 5-12/13, 马四2亚段, 藻砂屑粉晶白云岩, 溶孔发育, 蓝色铸体薄片, 单偏光; I— 苏51井, 3617.39m, 马四1亚段, 粉晶白云岩, 普通薄片, 单偏光Fig.4 Macro- and micro-characteristics of typical sedimentary microfacies of the Member 4 of Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin

以桃112井为例, 马四段主要发育局限台地相。根据海平面变化特征, 可以进一步划分为3个四级层序和10个五级层序。马四₃亚段形成于相对海侵期, 发育灰质潟湖、灰云质滩间海以及台内滩微相, 而马四₂和马四₁亚段为相对海退期沉积, 主要发育台内滩、灰云质滩间海以及膏云坪微相。台内滩微相通常分布于向上变浅旋回的顶部或上部, 厚度较小, 一般3~8m, 是储集层发育的有利微相(图 5)。

图 5

Fig.5

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	图 5 鄂尔多斯盆地桃112井奥陶系马家沟组四段沉积微相、层序旋回及储集层特征综合柱状图Fig.5 Comprehensive histogram of sedimentary microfacies, sequence cycles and reservoir characteristics of the Member 4 of Ordovician Majiagou Formation from Well Tao 112 in Ordos Basin

2.2.2 台地边缘相

发育于海平面相对较高的海侵期, 分布在鄂尔多斯盆地西部中央古隆起、南缘彬县— 富平一带的“ L” 形区带内。主要见于马四段, 推测马五₉、马五₇亚段也发育该类沉积相, 但后期已被剥蚀。在相对海退期, 古隆起暴露剥蚀, 基本不发育该相带。

台地边缘带主要发育台缘滩和云质滩间海微相。(1)台缘颗粒滩。岩性主要为颗粒白云岩(图 4-G, 4-H), 颗粒包括砂屑、生屑等, 分选、磨圆较好, 说明沉积水体能量高; 通常白云石结晶程度较高, 沉积厚度大, 构成水下沉积建隆, 从而对台内水体产生一定的障壁作用; 主要见于中央古隆起区的马四段。(2)云质滩间海。为台缘颗粒滩之间的相对低能带, 岩性以泥粉晶白云岩为主, 常夹少量颗粒白云岩(图 4-I), 与台缘颗粒滩一起组成台缘带, 也主要见于中央古隆起区的马四段。

以定探1井马四段为例, 主要发育台地边缘相, 可以分为3个四级层序和11个五级层序。沉积微相以台缘滩和云质滩间海为主, 其中马四₃亚段台缘颗粒滩厚度较小, 一般5~18m, 马四₂和马四₁亚段台缘滩的厚度明显增大, 可达40~50m。台缘颗粒滩同样位于向上变浅旋回的中上部(图 6)。

图 6

Fig.6

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	图 6 鄂尔多斯盆地定探1井奥陶系马家沟组四段沉积微相、层序旋回及储集层特征综合柱状图Fig.6 Comprehensive histogram of sedimentary microfacies, sequence cycles and reservoir characteristics of the Member 4 of Ordovician Majiagou Formation from Well DT1 in Ordos Basin

马四段沉积时期发生了马家沟期的最大海侵, 沉积厚度较大, 在盆地东部一般厚约180m, 向中央古隆起逐渐过渡到400m左右(图 3-A; 图 7-B)。此外, 地层厚度向盆地北部也呈减小趋势(图 7-A)。依据恢复出来的古地貌特征及识别出的沉积微相类型, 笔者对马四₃、马四₂和马四₁共3个亚段的沉积相平面展布特征进行了详细刻画。

图 7

Fig.7

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	图 7 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组四段沉积相连井剖面(井位见图 8)Fig.7 Profiles of sedimentary connected wells of the Member 4 of Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin (well location shown in Fig.8)

马四₃亚段沉积时期发生马四期内最大海侵沉积, 沉积水体较深, 盆地东部隆起淹没于水下较深处, 沉积相展布受东部隆起的障壁效应影响较弱, 呈现出东西向分异、南北条带环状分布的特征。在乌审旗— 榆林— 清涧地区广泛发育灰坪沉积, 岩性以泥晶灰岩和云斑泥晶灰岩为主, 向西依次相变为灰云坪和白云坪沉积, 其中灰云坪岩性以灰质白云岩为主, 或者以白云岩和灰岩薄互层状产出。在中央古隆起处发育台缘颗粒滩, 岩性包含颗粒白云岩和含残余颗粒结构的晶粒白云岩, 而其外围的云坪水动力相对较弱, 以粉晶白云岩为主(图 8-A)。

图 8

Fig.8

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	图 8 鄂尔多斯盆地奥陶纪马家沟期马家沟组四段沉积时期沉积相分布 A— 马四3亚段沉积时期; B— 马四2亚段沉积时期; C— 马四1亚段沉积时期Fig.8 Lithofacies palaeogeography during the depositional stage of Member 4 of Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin

马四₂亚段为相对海退沉积。由于贺兰海槽的进一步发育, 盆地内应力发生变化, 盆地西部祁连海域水体逐渐加深, 而中东部开始由前期的缓坡型台地向隆坳相间型台地转换, 除中央古隆起为继承性高部位外, 在靖边东部也形成了一个隆起带。由于海平面升高, 盆地东部台内洼地与华北广海连通性进一步增强, 2个高部位隆起带水体较浅, 水动力较强, 广泛发育颗粒滩沉积, 且沿古地貌高地呈断续条带状分布, 岩性以砂屑白云岩和粉— 细晶白云岩为主, 并含少量鲕粒白云岩。盆地中部的乌审旗西部地区为台内洼地沉积, 水体较深, 主要发育灰坪沉积, 岩性以泥晶灰岩和含云斑泥晶灰岩为主。靖边东部隆起带以东水体也逐渐加深, 向东依次发育灰云坪和灰坪等沉积微相(图 8-B)。

马四₁亚段沉积时期, 相对海平面虽较前一时期有所上升, 但其沉积特征仍与马四₂亚段沉积时期相似。 在中央古隆起和靖边东部隆起带继承性发育颗粒滩带, 其中中央古隆起带滩体厚度较大, 几乎等同于地层厚度, 而东部隆起带颗粒滩厚度较小, 一般为1~3m, 且常位于厚层灰岩中, 呈夹层状分布。乌审旗地区仍继承性地发育灰坪沉积, 岩性以泥晶灰岩为主。靖边东部隆起带以东依次发育灰云坪和灰坪沉积, 岩性特征与马四₂亚段沉积时期相似, 分别以灰质白云岩和泥晶灰岩为主(图 8-C)。

钻井岩心和薄片观察表明, 马四段储集层岩性主要为砂屑白云岩、鲕粒白云岩、藻砂屑白云岩以及粉— 细晶白云岩, 储集空间类型主要包括粒间孔、溶蚀孔等5种。

1)粒间孔(粒间溶孔)。主要发育于砂屑白云岩、鲕粒白云岩中, 是由粒间孔经大气淡水溶蚀作用扩溶形成(图 9-A, 9-B)。

图 9

Fig.9

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图 9 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组四段白云岩储集层岩石结构及孔隙特征 A— 莲6井, 4301.4 m, 马四1亚段, 粉晶白云岩, 发育粒间孔, 见残余颗粒, 红色铸体薄片, 单偏光; B— 察1井, 3673.66m, 马四1亚段, 残余颗粒白云岩, 白云石半自形— 自形, 发育晶间孔, 红色铸体薄片, 单偏光; C— 苏318井, 5-12/13, 马四2亚段, 藻砂屑粉晶白云岩, 顺层溶蚀, 被白云石半充填, 蓝色铸体薄片, 单偏光; D— 定探1井, 3930.30m, 马四1亚段, 细晶— 粉晶白云岩, 晶间孔(溶孔)发育, 蓝色铸体薄片, 单偏光; E— 靳6井, 3688.43m, 马四2亚段, 残余砂屑粉— 细晶白云岩, 发育晶间孔, 部分被方解石充填, 红色铸体薄片, 单偏光; F— 定探1井, 3944.20m, 马四1亚段, 粉— 细晶白云岩, 溶蚀孔洞发育, 蓝色铸体薄片, 单偏光; G— 苏45井, 3793.68m, 马四1亚段, 粉晶白云岩, 发育溶蚀孔洞, 石英半充填, 蓝色铸体薄片, 单偏光; H— 合探1井, 3847.85m, 马四2亚段, 粗粉晶白云岩, 发育溶蚀孔洞, 孔径约2cm, 白云石半充填, 岩心; I— 苏32井, 3639m, 马四1亚段, 灰色粗粉晶白云岩, 发育溶缝, 宽0.2~2cm, 白云石半充填, 岩心Fig.9 Rock structure and pore characteristics of dolostone reservoir of the Member 4 of Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin

2)溶蚀孔。在藻砂屑白云岩中可见, 内部常见石英、中粗晶白云石和方解石等充填矿物(图 9-C)。

3)晶间孔(晶间溶孔)。主要分布于晶粒相对较粗的粉— 细晶白云石晶体间, 孔径一般为100μ m, 是在晶间孔基础上进一步扩溶形成的(图 9-D, 9-E)。

4)溶蚀孔洞。是鄂尔多斯盆地古隆起东侧膏盐岩— 碳酸盐岩共生体系中最为发育的孔隙类型, 在粉— 细晶白云岩、砂屑白云岩和微生物岩中均较常见, 内部常见石英、中粗晶白云石和方解石等次生充填矿物(图 9-F, 9-G, 9-H)。

5)裂缝。宏观尺度的溶缝主要由岩溶期沿裂缝或开启的缝合线扩溶形成, 多发育于靠近古隆起一带的风化壳顶面附近。溶缝宽度可达数厘米, 常充填方解石及泥质等(图 9-I), 局部见中粗晶白云石半充填。

沉积微相是储集层发育的基础, 分析认为颗粒滩和微生物丘是鄂尔多斯盆地马四段白云岩储集层发育的有利沉积微相。在此基础上, 颗粒滩和微生物丘经历的准同生溶蚀作用是储集层发育的关键因素, 准同生-埋藏期的白云石化作用是储集层保存的重要影响因素(图 10)。

图 10

Fig.10

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 10 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组四段丘滩体白云岩储集层发育阶段图解Fig.10 Development stage diagram of mound-bank dolostone reservoir of the Member 4 of Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin

3.2.1 丘滩体是储集层发育的物质基础

前人研究表明, 颗粒滩沉积物的初始孔隙度最高可达40%~50%, 这为储集层形成奠定了良好的物质基础(Meyer et al., 2000; 丁熊等, 2017)。鄂尔多斯盆地奥陶纪马四段沉积时期为相对海侵时期, 盆地内的海水与华北海连通, 海水循环通畅, 水动力较强, 在盆地中央古隆起、榆林— 横山低隆起发育颗粒滩相带, 经过准同生期溶蚀和白云石化后可形成较好的颗粒滩相白云岩储集层。从马四段沉积时期的岩相古地理看, 盆地中东部颗粒滩沿中央古隆起和榆林— 横山隆起带呈双滩带模式分布(图 8)。

此外, 微生物和藻类等在生长过程中可形成窗格孔等原始孔隙(吴亚生等, 2021), 这也是良好的储集空间。鄂尔多斯盆地马四₁亚段沉积时期为相对海退时期, 盆地内海水与华北广海连通性减弱, 受蒸发作用和盆地中东部隆坳相间古沉积格局共同控制, 在位于盆地中部的乌审旗西部坳陷和米脂坳陷形成相对中高盐度的环境, 适合微生物生长, 为马四段微生物丘滩白云岩储集层的形成奠定了良好的物质基础。

3.2.2 溶蚀作用是储集层发育的关键因素

丘滩体储集层经历的溶蚀作用主要为准同生期大气淡水溶蚀和晚期表生溶蚀作用。早期的准同生岩溶作用与高频层序旋回相关, 旋回顶部的颗粒灰岩、砂屑灰岩或藻砂屑灰岩易于发生准同生暴露溶蚀, 对粒间孔和格架孔等进行扩溶。准同生溶蚀主要为选择性溶蚀作用, 因刚沉积不久的颗粒或格架中含有大量文石质或者膏质沉积物, 较易被溶蚀, 故可以极大的改善早期沉积物的储集性能, 易于在结构组分差异明显的颗粒泥晶灰岩或泥晶颗粒灰岩中形成粒间孔、粒内孔, 从而为后期的表生岩溶和埋藏岩溶作用的发生提供有利场所(罗清清等, 2020)。以图 5为例, 桃112井在马四₂亚段发育3个向上变浅的五级层序旋回, 每个旋回的下部海平面相对较高, 发育灰云质滩间海沉积, 孔隙本身较少, 且未受到大气淡水的溶蚀, 所以孔隙度较低, 测井电阻率相对较高; 而在每个旋回的上部, 由于海平面相对较低, 发育台内颗粒滩沉积, 孔隙度本身相对较高, 且又遭受到准同生大气淡水的淋滤而进一步改善孔隙空间, 所以该段沉积孔隙度较高, 测井电阻率相对较低。

加里东末期, 由于构造抬升, 鄂尔多斯盆地遭受了1.3× 10⁸年的风化暴露, 促使大气淡水溶蚀作用对中央古隆起部位的马四段储集层的孔隙空间进一步扩溶, 形成了溶蚀孔洞型和溶缝型储集层。以图 6为例, 定探1井台缘滩储集层在准同生溶蚀作用的基础上, 叠加了后期风化壳溶蚀作用, 因此在靠近风化壳的马四顶部和上部发育大量的溶蚀孔洞和溶缝(图 9-F, 9-I), 储集层的质量得到进一步改善。

3.2.3 白云石化作用是储集空间有效保存的重要因素

白云岩化作用是富Mg²⁺成岩流体中的Mg²⁺交代碳酸盐岩中的Ca²⁺的过程。由于阳离子发生交换, 改变了原来岩石的内部结构, 使晶体体积发生收缩, 抗压性增强。勘探表明, 马四段储集空间类型以白云石粒间孔和晶间孔为主, 其主要赋存于粗粉晶— 细晶等晶粒白云岩中。地球化学特征和岩石学特征综合表明, 马四段白云岩经历了准同生白云石化— 埋藏白云石化的动态演化过程(吴东旭等, 2017)。准同生期, 靠陆一侧水体相对较浅, 由于气候炎热, 海水发生浓缩, 浓缩卤水向下渗透回流, 交代早期沉积物, 形成准同生白云岩。早期的准同生白云石化作用增强了岩石的抗压能力, 有利于准同生孔隙的保存(吴东旭等, 2019)。后期埋藏成岩环境中, 上覆上古生界黏土矿物脱水, 产生Mg²⁺, 进一步促使早期形成的白云石重结晶, 形成细晶白云岩或残余颗粒结构的粉— 细晶白云岩, 进一步改善了白云岩储集层的储集性能或增加了白云岩储集层的分布范围; 也可以继续交代早期未发生白云石化的灰岩, 但此类白云石化常不能形成有效储集层, 如云斑灰岩等(闫佐等, 2015)。

依据储集层发育主控因素分析, 对鄂尔多斯盆地马四段储集层分布进行了预测。首先, 具备丘滩体微相并经历准同生溶蚀和准同生白云石化作用的地区是最有利储集层发育区; 其次, 位于颗粒滩之间的白云岩坪储集层为潜在有利区。因此, 丘滩相控白云岩储集层预测也就转换为古地貌高部位的丘滩体预测: (1)古地貌高部位水体相对浅、水动力强, 有利于丘滩体的发育, 当海平面下降时, 位于古地貌高部位的丘滩体也易于暴露而产生溶蚀; (2)古地貌高部位在强烈蒸发作用下, 水体易于咸化浓缩, 为准同生白云石化奠定条件。古地貌高部位丘滩体满足了储集层发育的3个主要条件, 因此根据马四段沉积时期古地貌特征和丘滩体的展布, 对鄂尔多斯盆地马四₃、马四₂和马四₁亚段的白云岩储集层分布分别进行了预测。

马四₃亚段储集层单层厚度一般为1~3m, 累计厚度最大可达21m, 在平面上沿神木— 横山— 志丹一带呈北东向分布, 并呈现出3个厚值区: 北部乌审旗— 神木— 榆林厚值区, 储集层厚度介于8~12m之间; 中部靖边— 米脂— 清涧厚值区, 储集层厚度介于4~8m之间; 西部鄂托克旗— 吴起厚值区储集层厚度介于8~20m之间(图 11-A)。

图 11

Fig.11

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	图 11 鄂尔多斯盆地中东部奥陶系马家沟组四段白云岩储集层厚度预测 A— 马四3亚段; B— 马四2亚段; C— 马四1亚段Fig.11 Prediction of dolostone reservoir thickness of the Member 4 of Ordovician Majiagou Formation in central and eastern Ordos Basin

马四₂亚段丘滩体最为发育, 储集层单层厚度一般为1~13m, 累计厚度最大可达25.6 m。该亚段白云岩储集层在平面上沿神木— 榆林— 靖边和鄂托克旗— 定边— 清涧这2个带分布。前者呈北东向展布, 有4个厚值区, 储集层厚度介于8~12m之间; 后者呈L型分布, 厚值区分布位置与中央古隆起范围一致, 储集层厚度介于8~25.6 m之间(图 11-B)。

马四₁亚段储集层单层厚度一般为1~2m, 累计厚度最大可达18m。该亚段的白云岩储集层在平面上沿神木— 榆林— 靖边和定边— 吴起这2个带分布。前者呈北东向展布, 有4个厚值区, 储集层厚度介于8~12m之间, 后者呈西北向展布, 为单一厚值区, 储集层厚度介于8~18m之间(图 11-C)。