以碳酸盐岩颗粒滩为载体的优质储层是油气勘探的重点目标, 其在中国塔里木盆地奥陶系良里塔格组、一间房组和鹰山组, 四川盆地寒武系龙王庙组和洗象池组广泛分布^[1-5]。鄂尔多斯盆地是中国三大海相碳酸盐岩盆地之一, 其下古生界奥陶系马五段是盆地天然气勘探的重要层系。前期勘探主要聚焦在以含硬石膏结核溶模孔为主要储集空间的马五_1-4亚段风化壳岩溶储层与以晶间孔、晶间溶孔为主要储集空间的马五₅亚段白云岩储层(见图 1a), 并在靖边地区和靖边西侧地区先后发现风化壳气藏和白云岩岩性气藏。

近年来, T38，T74，L92等井在盆地奥陶系盐下地层(马五₆~马五₁₀亚段)中试气获得高产气流, 其储层岩性以溶蚀孔洞发育的优质颗粒滩相白云岩为主。众学者对该区域此类储层做了大量研究, 总结出颗粒沉积优先白云岩化形成晶间孔, 后期溶蚀作用形成溶孔等成果^[6], 但缺乏对颗粒滩微相序结构、沉积模式以及沉积-构造演化对储层孔隙的发育及保存机制的影响等方面的研究, 制约了奥陶系盐下气藏勘探开发的进程。因此, 本文在大量钻井岩心、微观薄片和地球化学特征研究的基础上, 综合地质背景, 深入分析鄂尔多斯盆地奥陶系盐下颗粒滩的岩石学特征、微相序结构类型和沉积模式, 并进一步探讨储层的成因机理, 为该领域下一步的勘探决策提供技术支撑。

1 地质背景

鄂尔多斯盆地在奥陶纪马家沟五期位于赤道附近^[7-8], 气候干旱炎热^[9], 蒸发作用强, 具有“隆拗相间”的古沉积格局(见图 1b，c), 并经历了多次海侵—海退旋回。受古沉积格局、古气候和海平面升降变化的控制, 盆地中东部在奥陶纪马家沟五期沉积了一套蒸发岩和碳酸盐岩交互的岩性地层, 其中马五₁₀亚期、马五₈亚期、马五₆亚期和马五_4-1亚期为相对海退期, 沉积水体较浅, 海水盐度较高, 处于咸化泻湖阶段, 沉积物岩性以盐岩、膏岩和含膏云岩为主; 而马五₉亚期、马五₇亚期和马五₅亚期为相对海侵期, 沉积水体相对较深, 海水盐度值较正常海水高, 为半咸化阶段, 沉积物岩性以白云岩、灰质白云岩和灰岩为主(见图 1a)。位于该段内部的马五₆亚段膏盐岩沉积范围最为广泛, 且累计厚度大, 因而通常以该亚段为界, 把该亚段及以下的马五段地层统称为盐下地层^[6]。

奥陶系地层沉积完后, 鄂尔多斯盆地中东部经历了构造抬升→剥蚀→再埋藏→构造反转的复杂成岩环境(见图 2)。加里东末期, 鄂尔多斯盆地本部由于构造抬升, 经历了长达1.3亿年的风化暴露期, 盐下地层在中央古隆起东侧由西向东逐层剥蚀(见图 2a); 晚海西期, 盆地再次接受沉积, 位于中央古隆起处的盐下地层与上古生界的煤系地层直接接触(见图 2b); 燕山期, 盆地东部抬升, 古构造格局由早期的西高东低转换为西低东高, 并延续至今(见图 2c)。

2 颗粒滩特征及沉积模式 2.1 颗粒滩岩石学特征

据研究区已有的63口井的岩心观察及170块薄片鉴定表明, 鄂尔多斯盆地奥陶系盐下颗粒滩主要发育在马五₉、马五₇和马五₆亚段中, 岩性主要为粉—细晶白云岩、砂屑白云岩和鲕粒云岩, 各岩石类型特征如下。

2.1.1 粉—细晶白云岩

粉—细晶白云岩由半自形—它形细晶白云石和粉晶白云石组成, 白云石呈镶嵌接触, 溶蚀孔洞、晶间溶孔和晶间孔发育, 且分布不均匀。绝大部分此类岩石的原始结构因白云石化和溶蚀作用而被破坏变得模糊不清, 仅显示出晶粒结构; 但在部分粉—细晶白云岩中可见残留颗粒(见图 3a), 推测此类岩石原岩为与颗粒滩相关的砂屑云岩。

2.1.2 砂屑白云岩

砂屑白云岩呈中厚层状, 颗粒以砂屑为主, 占粒屑总质量的65%以上(见图 3b，c), 含少量藻屑、砾屑和生物碎屑, 分选中—好, 具有一定的磨圆度, 发育残余粒间孔, 经过岩溶作用扩溶后可形成溶蚀孔洞, 部分砂屑白云岩中发育生物碎屑体腔孔。孔隙空间常被硬石膏、细晶白云石(见图 3b)、自生石英和方解石等矿物半充填—充填。

2.1.3 鲕粒白云岩

鲕粒白云岩呈厚层块状, 鲕粒质量分数60%~85%, 粒径为0.15~0.3 mm, 磨圆度和分选较好, 鲕粒间常见第一世代环边犬牙状细粉晶白云石和硬石膏、细晶白云石、自生石英、方解石等充填矿物(见图 3d，e)；主要发育残余粒间孔、针状溶蚀孔和硬石膏柱状晶铸模孔等孔隙类型。

2.2 颗粒滩沉积微相序

基于岩心观察和微观薄片鉴定, 可在奥陶系盐下识别出3种与颗粒滩相关的沉积微相序(sedimentary microfacies sequence):1种微相序纵向上表现为海水深度由深变浅、沉积物粒度由细变粗的逆粒序沉积特征; 2种表现为海水深度由深变浅、沉积物粒度由粗变细的正粒序沉积特征(见图 4)。

2.2.1 滩间海-颗粒滩-含膏云坪(SMFS-1)

该微相序结构纵向由2~3个微相类型组成, 反映一个由下至上水体深度逐渐变浅、水动力由低变高再逐渐变低的反旋回。旋回底部为低能沉积的滩间海, 岩性为基质孔隙不发育的粉晶白云岩。伴随缓慢的海退, 沉积界面接近于浪基面, 水动力增强, 微相类型过渡为由砂屑云岩、粉—细晶白云岩和鲕粒云岩等岩性构成的颗粒滩, 单滩体厚度一般小于3.5 m。随着海平面的持续下降, 沉积微相由高能颗粒滩相相变为低能的含膏云坪相, 岩性为具有鸡笼铁丝结构的膏溶角砾岩, 为典型的准同生暴露识别标志。

2.2.2 颗粒滩-膏岩泻湖(SMFS-2)

该沉积微相序结构纵向上由颗粒滩和膏岩泻湖组成, 反映一个沉积水体向上变浅, 能量变低的反旋回。旋回底部为由鲕粒云岩和砂屑云岩构成的高能颗粒滩相。伴随海平面的快速下降, 海水盐度值增加并进入咸化泻湖阶段, 沉积物岩性变为硬石膏岩。

2.2.3 颗粒滩-含硬石膏结核白云岩坪-泥云坪(SMFS-3)

该沉积微相序结构纵向上由颗粒滩、含硬石膏结核白云岩坪和泥云坪组成, 反映一个由下至上、水体能量逐渐变弱的单一旋回沉积。旋回底部为高能颗粒滩相沉积, 伴随缓慢海退, 沉积环境相变为潮坪环境, 水动力变弱；旋回中部为含硬石膏结核白云岩坪, 岩性为含硬石膏结核细粉晶白云岩; 旋回上部沉积物岩性为泥质白云岩和白云质泥岩。

2.3 颗粒滩沉积模式

鄂尔多斯盆地在奥陶系盐下地层沉积期具有“隆拗相间”的古沉积格局, 由西向东依次为中央古隆起、乌审旗—定边拗陷、榆林—横山隆起和米脂拗陷(见图 1b，c)。前已论述, 鄂尔多斯盆地奥陶系盐下地层经历了半咸化、咸化泻湖2个沉积阶段(见图 1a)。基于“隆拗相间”的古沉积格局与微相序结构特征, 本研究建立了受古地貌和海平面变化控制条件下的奥陶系盐下颗粒滩沉积模式。

半咸化阶段, 海水循环相对通畅, 颗粒滩相沿中央古隆起和榆林—横山隆起带发育, 向拗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(见图 5a，6)。当海平面近一步下降时, 中央古隆起、榆林—横山隆起和乌审旗—定边拗陷凸起带均发育颗粒滩相沉积(见图 5b，7); 随着海平面的持续下降, 米脂拗陷和榆林—横山隆起带水体循环差, 蒸发量大于盆地周缘海水的补给量, 开始进入咸化泻湖阶段, 沉积物岩性以盐岩和膏岩为主。乌审旗—定边拗陷由于受盆地祁连海域的补给, 仍处于半咸化阶段, 并在地势相对较高的凸起与隆起带上发育薄层颗粒滩(见图 5c), 单层厚度一般为0.05~2 m(见图 4b); 当海平面进一步降低, 盆地内各古地貌单元均进入咸化泻湖阶段, 米脂拗陷、榆林—横山隆起和榆林—横山隆起带发育盐岩和膏岩沉积, 并向中央古隆起方向相变为含膏云坪和泥云坪沉积(见图 5d)。

3 颗粒滩储层成因

前人研究认为, 颗粒滩的原始孔隙一般高达40%~60%^[10], 这些基质孔隙为颗粒滩相储层的形成奠定了良好的物质基础。岩心观察和微观薄片鉴定表明, 鄂尔多斯盆地奥陶系盐下颗粒滩相白云岩储层储集空间以溶蚀孔洞为主, 含少量的晶间孔、晶间溶孔和残余粒间孔。这些孔隙类型的发育和保存与准同生期粒间孔扩溶、近地表浅埋藏期蒸发岩矿物充填、晚表生期大气淡水溶蚀、埋藏期埋藏溶蚀作用、附加成岩矿物充填作用和构造转换期破裂相关。

3.1 准同生期溶蚀作用是盐下颗粒滩储层溶蚀孔洞发育的关键

颗粒滩受古地貌控制, 沿台地内地势相对较高的中央古隆起、榆林—横山隆起和乌审旗—定边拗陷凸起带等部位分布。当海平面下降时, 这些地貌高点容易受到大气淡水淋滤作用的改造, 促使颗粒滩粒间孔进一步扩溶；在纵向上表现为单一向上变浅旋回的上部或顶部颗粒滩储层溶蚀孔洞更为发育, 储集性能更好(见图 4b，c)。

3.2 近地表浅埋藏期蒸发岩矿物与大气淡水溶蚀增强了盐下颗粒滩储层的非均质性

研究表明, 古地貌与海平面升降变化既控制着沉积相带的分异(见图 5~8), 又控制近着地表浅埋藏期成岩作用的类型。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(见图 8a)。但是，随着海平面逐渐上升且仍处于高位域时, 位于盐岩泻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, 增强了盐下颗粒滩相白云岩储层的非均质性(见图 8b，c)。为此, 在乌审旗—定边拗陷区盐下储集层中常见硬石膏充填物(见图 3d，f); 而在榆林—横山隆起带上位于盐岩边界线内侧的颗粒滩相白云岩储集层中可见大量石盐充填孔隙, 如统86井马五₇亚段(见图 8b，9)。

3.3 晚表生期大气淡水溶蚀作用调整了中央古隆起和乌审旗—定边洼地凸起带颗粒滩相白云岩的储层储集性能

加里东末期, 盆地发生构造抬升并发生风化剥蚀, 盐下地层在中央古隆起出露地表(见图 2a)。大气淡水沿风化壳剥蚀窗口区进入盐下地层并发生顺层溶蚀, 在一定范围内对盐下颗粒滩进行溶蚀改造。与奥陶系风化壳岩溶储层所处的开放体系相比, 该阶段盐下颗粒滩相白云岩储层由剥蚀窗口区的开放体系向封闭体系转换, 由风化壳剥蚀窗口区进入的流体必将在下倾方向的储集空间沉积, 未能排出盐下地层, 并析出方解石等矿物。因此，该阶段溶蚀作用主要起调整作用, 并未能增加盐下颗粒滩相白云岩储层的总体规模, 甚至减少了储层的总体规模。

前人研究表明, 奥陶世海水的稳定同位素组成为δ¹³C=-2.0‰~0.5‰; δ¹⁸O=-6.6‰~-4.0‰^[11-12], Sr同位素分布在0.708 7~0.709 2^[13]。受大气淡水影响, 碳酸盐岩的δ¹⁸O具有较同期海水值偏负^[14-16], ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值大于同期海水值分布范围的特征^[17]。盐下白云岩碳、氧同位素组成和锶同位素等微区地球化学特征综合研究表明(见图 10), 该阶段溶蚀作用范围可达中央古隆起与乌审旗—定边洼地凸起带, 溶蚀作用由西向东、由浅变深逐渐减弱(见图 2a), 因而在桃38井区颗粒滩相白云岩储层中仍可见残余板柱状硬石膏(见图 3d，f); 榆林—横山隆起带颗粒滩相白云岩储层埋藏深度大, 距离风化壳远, 碳、氧、锶同位素分布在同期海水值范围，表明该区域受表生岩溶作用较弱或未在晚表生岩溶作用范围内, 因而在盐岩边界线内侧的颗粒滩相白云岩储层中仍可见盐岩等充填矿物, 储集性能差, 甚至无储集性能(见图 10)。

3.4 后埋藏期埋藏溶蚀作用、充填作用调整了盐下颗粒滩储层的储集性能

海西期, 盆地内再次接受沉积, 石炭系煤系地层与盐下地层在中央古隆起东侧直接接触。随着埋藏深度的增加, 煤系地层释放的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, 可改善部分储层的储集性能；但在成岩流体过饱和情况下, 方解石、含铁白云石、鞍状白云石、石英和萤石等矿物开始析出并发生沉淀, 充填其他储层储集空间(见图 3)。该阶段发生的溶蚀作用对储层分布起调整作用, 也不能增加储集层的总规模。

3.5 燕山期构造反转形成的微裂缝改善了盐下颗粒滩储层的渗流能力

燕山期, 盆地东部抬升, 古构造格局由早期的西高东低转换为西低东高。由于构造应力发生变化, 盐下颗粒滩相白云岩储层中多发育构造破裂缝, 这些裂缝形成时间晚, 充填程度低, 往往切割硬石膏、颗粒、白云石和方解石等组构矿物(见图 3f), 连通不同的孔隙空间, 有效地改善了盐下储层的渗流能力, 也为上古生界煤系烃源岩向盐下储层的侧向运移提供了良好的运移通道。

4 优质颗粒滩储层的分布

沉积模式研究表明, 鄂尔多斯盆地奥陶系盐下颗粒滩分布主要受古地貌控制, 沿地势相对较高的中央古隆起、榆林—横山隆起和乌审旗—定边洼地凸起带发育。基于微观薄片、钻井岩心、物性数据及地球化学特征等资料的储层成因分析认为, 盐下颗粒滩并非都可形成有效储层, 原生基质孔隙的有效保存与次生溶蚀孔洞的形成是颗粒滩转换为优质储层的必要条件。储层成因分析认为, 发育于中央古隆起带上的颗粒滩累计厚度大, 晚表生岩溶期位于风化壳剥蚀窗口区, 大气淡水溶蚀作用强, 是盐下储层最为有利的发育区, 可评价为Ⅰ类储集层(见图 11); 位于榆林—横山隆起带的颗粒滩累计厚度相对较小, 未在晚表生溶蚀作用范围内, 储层主要受准同生期大气淡水溶蚀和浅埋藏期蒸发岩矿物充填作用控制, 有效储层位于盐岩边界线外侧, 可评价Ⅱ类储集层(见图 11)。

5 结论

1) 鄂尔多斯盆地奥陶系盐下颗粒滩由粉—细晶白云岩、砂屑白云岩和鲕粒云岩组成, 受“隆洼相间”的古地理格局控制, 沿地势相对较高的中央古隆起、榆林—横山隆起和乌审旗—定边洼地凸起带发育。

2) 不同古地貌单元颗粒滩相白云岩储层成因差异明显:中央古隆起和乌审旗—定边拗陷凸起带颗粒滩在向储层转换过程中, 主要受准同生期大气淡水溶蚀、晚表生岩溶期大气淡水溶蚀和晚埋藏期溶蚀及成岩矿物充填作用共同控制; 榆林—横山隆起带颗粒滩储层主要受准同生期大气淡水溶蚀和浅埋藏期蒸发岩矿物充填作用控制, 有效储层分布在盐岩边界线外侧。