鄂爾多斯西南緣奧陶系風化殼巖溶儲層特征

陳 威 李仲東，2 楊 冬 吳娟娟

（1.成都理工大學，四川 成都 610059；2.成都理工大學油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室，四川 成都 610059；3.西南石油大學資源與環境學院，四川 成都 610500）

0 引言

近年來鄂爾多斯盆地西南緣奧陶系風化殼發現了多層次油氣顯示，并在部分井測試出天然氣氣流，顯示出該區具有較好的勘探前景。盆地西南緣古生界地層發育較全，沉積厚度大，烴源巖及儲集層發育，石油地質條件優越，加之其處于盆地邊緣并包含西緣斷褶帶、天環向斜及渭北隆起，構造裂縫特別發育，極大地改善了奧陶紀風化殼儲層的性能。由于中央古隆起于早寒武世就已經形成，直到早中生代才逐漸消亡，其整個形成演化控制著下古生界寒武、奧陶系沉積格局和古風化殼巖溶儲層的發育規律，特別是對盆地西南緣的控制作用，導致盆地西南緣奧陶系風化殼儲層巨大的差異性，使其非均質性進一步加強，增大了勘探難度。因而有必要對該區奧陶系風化殼儲層分布規律及其特征進行研究，為評價優選有利勘探靶區提供地質依據。

1 區域地質概況及古地理背景

研究區呈“L”形分布于鄂爾多斯盆地西南緣地區，總面積約118 470 km2，其中西緣面積47 520 km2，南緣面積70 950 km2。其范圍包含盆地西緣斷褶帶、天環向斜、伊陜斜坡南部和渭北隆起全部（圖1）。

圖1 研究區范圍圖

鄂爾多斯盆地西南緣在早古生代時毗鄰秦祁地槽，主要處于鄂爾多斯臺緣坳陷帶。由于受到地槽活動的影響，該區自長城紀以來多次形成較深的狹長沉降帶，與秦、祁海槽相連，組成裂谷系。早古生代寒武—奧陶紀為裂谷活動的主要時期。早中奧陶世由于受到秦祁裂谷系的影響，該區發生快速沉降。中奧陶世平涼期表現為坳陷沉降最盛時期，此時裂谷擴展最寬、幅度最大，發育一套深水斜坡環境的復理石建造。中奧陶世后由于受到加里東運動的影響，鄂爾多斯盆地整體抬升，海水由西南退出了鄂爾多斯地區，早期形成的裂谷系逐漸消失，該區也快速隆升為陸地，經歷了1.5億年的風化剝蝕，直至晚石炭世才開始沉降接受沉積，導致盆地西南緣地區中上奧陶統海相碳酸鹽巖或泥頁巖、泥灰巖地層直接伏于石炭系地層之下，其間缺失上奧陶統、志留系、泥盆系、中下石炭統地層，形成了一個大的區域不整合面［1］。不整合面之上為石炭系海陸過渡相碎屑巖地層，不整合面以下為馬家溝組四—六段、平涼組、背鍋山組（出露地層）。其中，在中央古隆起，石炭系地層直接覆蓋于震旦系或寒武系地層之上。

2 風化殼巖溶特征

2.1 風化殼巖溶分布

從鄂爾多斯盆地西南緣前石炭紀古地質圖（圖2）中可清晰地看到盆地西南緣分布著6個層位的風化殼：① 中央古隆起前奧陶系風化殼，巖性主要為冰磧巖和白云巖，大部分地層巖性致密，硅化嚴重，僅發育風化裂隙、微裂隙，風化殼巖溶不發育［2］。② 環中央古隆起和李1井—慶深2井一線以東地區及宜君東部狹窄地帶的馬家溝組四段風化殼，其中在慶深2井南面和黃陵以西的環中央古隆起的狹窄地帶為潮坪相含膏白云巖與泥晶白云巖，而在慶深2井以北及李1井—慶深2井一線以東地區和宜君東部狹窄地帶為碳酸鹽巖臺地相灰巖。③ 馬五風化殼，其在盆地西南緣有兩個分布區，整體分布范圍較小，一個是富縣、黃龍、西塏口一帶的局限海臺地相膏質和泥質白云巖地層，另一個為沿長武—宜君東西走向的狹窄地帶為開闊海臺地相灰巖地層，厚度一般在50～150 m左右［3］。④ 馬六風化殼分布范圍較小，整體呈狹窄的“L”型分布于盆地西緣李1井—慶深2井一線和伊25井—環14井—平涼一線之間及盆地南緣旬探1井—鄂銅1井—蒲城一線和長武—宜君—堯山一線之間。巖性上主要以薄層灰巖、瘤狀灰巖為主，厚度大多在50～100 m左右，為開闊海臺地相沉積。⑤ 平涼組風化殼，其范圍較大，分布于西緣伊25井—環14井—平涼一線以西地區及彬縣—旬邑—銅川一帶。平涼期鄂爾多斯盆地西南緣也有一個狹窄的“L”型海域，其中依次發育碳酸鹽巖臺地相、高能量灘和深水斜坡相，向外逐漸過渡為深水海槽，厚度也由100 m左右增加到青龍山、峁頭山一帶的1 000 m以上。而盆地南緣由于后期被背鍋山組地層覆蓋，只有部分平涼組地層出露接受剝蝕，風化殼范圍較小，呈東西走向，帶狀分布，巖性以碳酸鹽巖為主，陸源碎屑巖次之，為開闊海臺地相沉積。⑥ 張家川—隴縣—麟游—耀縣一帶背鍋山組風化殼，其厚度基本都在100 m以上，向南、西南方向逐漸增厚，在張家川、岐山、乾縣一帶可以達到600 m以上。主要為一套淺水碳酸鹽巖臺地相沉積，向南逐漸過渡為深水斜坡相沉積。

圖2 鄂爾多斯西南緣前石炭紀古地質圖

2.2 古巖溶地貌特征

采用印模法對鄂爾多斯盆地奧陶系古地貌形態特征進行恢復。將奧陶系巖溶古地貌劃分為6個二級地貌單元，即巖溶臺地、巖溶階地、巖溶鞍地、巖溶盆地、巖溶斜坡、巖溶低地［4］。其中本區主要發育巖溶臺地、巖溶低地和巖溶斜坡。

1）巖溶臺地

主要指長軸狀的大型脊地、短軸狀的大型長垣和小型殘丘，按形態和地形高度可分為巖溶臺地和巖溶高地。該區主要發育有3個巖溶臺地（高地），分別為中央古隆起處的鎮原—靈臺高地、南緣北部的正寧—富縣巖溶臺地、西緣定邊—吳旗巖溶臺地。

2）巖溶低地

按面積大小和分布特點分為大型巖溶谷地和小型巖溶洼地。巖溶谷地主要分布于西緣巖溶斜坡帶的西側。在南緣地區，于南部巖溶高地和正寧—富縣巖溶臺地之間星散地分布巖溶洼地：寧縣巖溶洼地，黃龍洼地和洛川洼地。

3）巖溶斜坡

在地形高度和空間分布上處于巖溶臺地和巖溶低地的過渡位置上［1］175。本區主要分布在西緣地區，位于定邊—吳旗巖溶臺地外側，稱為下馬關巖溶斜坡，亦呈南北向狹長條帶狀分布。

一般來說，巖溶臺地（高地）、巖溶斜坡由于地表水充裕，水流循環強度大，溶蝕作用強，因而所形成的孔洞密度高，洞徑大，風化殼儲（氣）層亦發育；巖溶谷地、巖溶洼地由于水流緩滯，巖溶作用弱，形成孔洞密度亦低，其巖溶儲層則相對較差。西南緣天然氣顯示最好的定北地區及周緣（天1井）和富縣地區（產工業氣流）均位于巖溶高地（或斜坡）地帶。

2.3 巖溶垂向分帶

根據地貌在縱向上受巖溶作用不同分為3個溶蝕作用帶，即垂直滲濾溶蝕帶、水平潛流溶蝕帶和深部緩流溶蝕帶（圖3）。

1）垂直滲濾溶蝕帶

位于鐵鋁蓋層以下，多發生在奧陶系的頂部，該巖溶帶在巖性組合上最大特征是發育著溶積角礫巖［4］51。典型的井例為南緣的富探1井，該井奧陶系頂部出露馬五1，于2 839～2 840 m（離奧陶系頂0 m）的溶積角礫巖發育溶溝。2 840.5～2 845 m井段離侵蝕面1.5 m，灰質白云巖，垂直裂縫發育?？p寬大于10 mm，為云巖角礫和上覆石炭系鋁土質泥巖所充填。并見大量黃鐵礦粗大晶體，縱向小溶縫和小溶孔發育，小溶孔長軸略呈垂直方向延伸。這些特征充分反映其為垂直巖溶帶產物。于該帶2 847～2 850.8 m、2 868～2 871.4 m井段酸化測試產天然氣22 m3／d。

2）水平潛流溶蝕帶

主要發生在垂直滲濾溶蝕帶以下的地下潛流層部位。該帶地下水十分活躍，溶蝕形成的孔洞和裂縫以水平或近水平展布為主，并且大型溶洞發育，孔縫相連，角礫化現象明顯，甚至部分層位為角礫巖互層，呈現多期垮塌、滑塌現象［5］。富探1井2 854.5～2 864 m為膏溶角礫白云巖巖段。有兩次較強的水平溶蝕過程，頂部發育卸荷裂縫和膏溶變形白云巖，在泥質白云巖之上發育規模較小的溶蝕管道，形成滲流充填的云質泥，見滲流紋構造，下部為塊狀白云巖夾膏溶角礫，底部夾膏溶角礫和溶余泥質層及含云泥巖。此層段垂向裂縫不發育，而發育較多水平卸荷裂縫，水流沿卸荷裂縫溶蝕形成溶蝕管道，為水平巖溶帶。

3）深部緩流溶蝕帶

水平潛流帶之下，地下水運動和交替緩慢甚至滯流，水流管道多被沉積物充填，溶蝕作用微弱，充填程度高。該帶在本研究區不是很發育。

圖3 西緣奧陶系古巖溶洞穴裂縫發育剖面示意圖

3 風化殼巖溶儲層特征

3.1 儲集空間類型

通過對儲層課題組提供的物性分析資料的統計（表1），盆地西南緣風化殼儲層孔隙度主要分布范圍為0.23%～8.52%，最高達19.5%；滲透率主要分布范圍是0.006～1.759 mD，最高達73.1 mD，巖溶的差異性導致了儲層的非均質性非常強。鄂爾多斯盆地西南緣風化殼儲層空間類型種類繁多，但對儲層最有現實意義的有洞穴、裂縫、溶蝕孔洞和晶間孔。

表1 鄂爾多斯西南緣奧陶系風化殼儲層孔隙度滲透率數據表

1）洞穴。主要是風化殼洞穴。形成于石炭紀沉積前，一般洞徑大于20 cm，為非組構選擇性溶蝕孔洞，在鉆井過程中常發生井涌、漏失和鉆具放空現象。如西緣天1井及天深1井洞穴層較為發育，天1井3 931.7～3 935.8 m放空井段厚度為1.1 m，天深1井4 069～4 175 m、4 198～4 397.36 m鉆井液漏失量達880多立方米。

2）裂縫。裂縫在鄂爾多斯盆地西南緣奧陶系風化殼儲層廣泛發育，主要有3種類型：收縮縫、構造縫、風化裂隙［6］。收縮縫形成于準同生期—早成巖期，由巖石受壓實固結成巖收縮形成，但這類裂縫大部分已被后期方解石、白云石充填。構造縫在本區比較發育，主要形成于印支—燕山期的擠壓構造環境。風化裂隙是風化殼儲層中裂縫發育最主要的一種，其形成主要與巖石抬升暴露條件下的垂直節理有關，部分被風化殘積的鐵泥質充填，大部分被再度沉積埋藏后的后生方解石充填。

3）溶蝕孔洞。主要由粒屑、晶粒等易溶碳酸鹽礦物，經地下水交替溶濾作用而形成。該類孔隙邊界不受巖石組構的限制，大小懸殊。溶孔和溶洞是研究區桌子山組和克里摩里組主要的儲集孔隙類型，常與裂縫搭配，形成裂縫—溶孔型及裂縫—溶洞型儲層［4］47。

4）晶間孔。指礦物晶體之間的孔隙。這種孔隙常呈棱角狀，邊緣平直。晶間孔隙大小與晶體大小和均勻性有關，還受排列方式影響。而本研究區只有少部分層段的白云巖晶間孔較發育，大部分為晶間孔不發育的致密層。

3.2 儲層控制因素

綜合沉積、成巖方面的研究成果，認為控制研究區風化殼儲層發育的主要因素有巖石類型、沉積相、成巖環境、成巖作用、構造運動和古地貌因素。

1）巖石類型對儲層發育的影響

碳酸鹽巖的滲透能力和巖石溶解能力比泥巖強，其中蒸發礦物的溶解更有利于碳酸鹽巖的溶蝕，因此碳酸鹽巖比泥巖等其他巖性更有利于巖溶作用的進行［5］28。在碳酸鹽巖中，由于白云巖不僅發育晶間孔，而且其巖溶過程中去云化作用使得其巖溶化程度不比石灰巖差。盆地西南緣環中央古隆起奧陶系馬四段潮坪相含膏白云巖與泥晶白云巖為風化殼巖溶提供了物質基礎。

2）沉積相對儲層的控制作用

盆地西南緣奧陶系沉積相有開闊海臺地、局限海臺地，臺地邊緣淺灘、礁相、臺地邊緣斜坡相、盆地相沉積。其中局限臺地（含蒸發臺地）的白云巖相和臺地邊緣淺灘、礁相顆粒灰巖和礁灰巖為本區最有利儲集層發育相帶。本區馬家溝組局限臺地白云巖相儲層明顯地好于平涼組斜坡相灰巖儲層。

3）成巖環境對儲層的控制

有利的成巖環境要具備白云化條件和有利于溶蝕作用，在潮濕高溫氣候條件下，溶有CO2的地表水往往呈酸性下滲，在滲流帶和潛流帶時，加劇了對巖石的溶解作用。在海退時點礁、環礁環境都可能出現海水—淡水混合的成巖環境。在混合水環境下，最易于發生溶解、白云化和新生變形作用，于儲層有利。

4）成巖作用對儲層發育的影響

溶解作用、白云化作用對儲層有利，壓實作用、膠結充填作用、壓溶作用對儲層不利［7］。

5）構造運動對儲層發育的控制

加里東期和燕山期構造運動對研究區的儲層發育具有重大意義。加里東期抬升使奧陶系地層全面長時間暴露地表，接受大氣水淋濾溶蝕，同時運動形成的斷裂、裂縫不但改善了各碳酸鹽巖儲集體的滲濾儲集空間，而且也成為風化殼流體淋濾的主要通道。燕山期運動不僅形成構造圈閉，其發生的斷裂活動形成縱橫交錯的裂縫，溝通了之前已經存在的互相孤立的孔、洞，形成一個個的儲滲系統。

6）古地貌對儲層發育的影響

古巖溶地貌對巖層的溶蝕程度、充填程度及填充物的性質起著控制作用，不同的古地貌單元其儲層展布和儲集性能不同［5］29。根據相關資料，在古巖溶高地、古巖溶斜坡、古巖溶盆地3個古地貌單元中，古巖溶斜坡工業氣井鉆遇率最高，古巖溶高地次之，古巖溶盆地最差。主要是由于古巖溶斜坡水流循環強大，溶蝕作用所形成孔洞縫密度高，連通好，同時儲層厚度相對較大，橫向展布較為穩定，是天然氣最為有利的富集單元［8］。而古巖溶盆地由于地勢低，水流循環小，溶蝕作用較弱，充填作用較強，故而難以形成較好的儲集層。

4 結論

1）奧陶系馬家溝組馬四段、馬五段風化殼儲層在環中央古隆起及其以東地區沉積相帶主要為云坪，巖性主要為白云巖、含泥白云巖和含膏白云巖，溶蝕孔、洞、縫及白云巖晶間孔較為發育，為有利的風化殼巖溶儲集體分布區。馬六段、平涼組、背鍋山組風化殼儲層主要分布于李1井—慶深2井以西及中央古隆起南側，主要為開闊海臺地到局限海臺地，巖性主要為灰巖、礁灘云巖（灰巖）和白云巖，地表巖溶作用不如馬四、馬五風化殼發育。

2）巖溶谷地或巖溶洼地由于地勢較低，垂直滲濾溶蝕帶和水平潛流溶蝕帶不發育；巖溶高地或巖溶臺地由于地勢較高，容易遭受風化剝蝕，垂直滲濾溶蝕帶和水平潛流溶蝕帶發育，但不利于儲層保存；而巖溶階地或巖溶斜坡處于過渡位置，既有利于儲層發育，又有利于儲層保存，是最有利的古巖溶地貌單元。因而圍繞寧縣洼地巖溶斜坡地帶、正寧—富縣巖溶臺地和定邊—吳旗巖溶臺地外側下馬關巖溶斜坡為鄂爾多斯盆地西南緣有利巖溶儲層發育區。

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