鄂爾多斯盆地奧陶系鹽下顆粒灘沉積模式及儲層成因

席勝利,于 洲,張道鋒，吳興寧,孫 哲,丁振純

(1.中國石油長慶油田公司, 陜西 西安 710018;2.中國石油杭州地質研究院, 浙江 杭州 310023;3.中國石油天然氣集團公司 碳酸鹽巖儲層重點實驗室, 浙江 杭州 310023;4.西安石油大學 地球科學與工程學院,陜西 西安 710065)

以碳酸鹽巖顆粒灘為載體的優質儲層是油氣勘探的重點目標,其在中國塔里木盆地奧陶系良里塔格組、一間房組和鷹山組,四川盆地寒武系龍王廟組和洗象池組廣泛分布[1-5]。鄂爾多斯盆地是中國三大海相碳酸鹽巖盆地之一,其下古生界奧陶系馬五段是盆地天然氣勘探的重要層系。前期勘探主要聚焦在以含硬石膏結核溶模孔為主要儲集空間的馬五1-4亞段風化殼巖溶儲層與以晶間孔、晶間溶孔為主要儲集空間的馬五5亞段白云巖儲層(見圖1a),并在靖邊地區和靖邊西側地區先后發現風化殼氣藏和白云巖巖性氣藏。

近年來,T38，T74，L92等井在盆地奧陶系鹽下地層(馬五6～馬五10亞段)中試氣獲得高產氣流,其儲層巖性以溶蝕孔洞發育的優質顆粒灘相白云巖為主。眾學者對該區域此類儲層做了大量研究,總結出顆粒沉積優先白云巖化形成晶間孔,后期溶蝕作用形成溶孔等成果[6],但缺乏對顆粒灘微相序結構、沉積模式以及沉積-構造演化對儲層孔隙的發育及保存機制的影響等方面的研究,制約了奧陶系鹽下氣藏勘探開發的進程。因此,本文在大量鉆井巖心、微觀薄片和地球化學特征研究的基礎上,綜合地質背景,深入分析鄂爾多斯盆地奧陶系鹽下顆粒灘的巖石學特征、微相序結構類型和沉積模式,并進一步探討儲層的成因機理,為該領域下一步的勘探決策提供技術支撐。

1 地質背景

鄂爾多斯盆地在奧陶紀馬家溝五期位于赤道附近[7-8],氣候干旱炎熱[9],蒸發作用強,具有“隆拗相間”的古沉積格局(見圖1b，c),并經歷了多次海侵—海退旋回。受古沉積格局、古氣候和海平面升降變化的控制,盆地中東部在奧陶紀馬家溝五期沉積了一套蒸發巖和碳酸鹽巖交互的巖性地層,其中馬五10亞期、馬五8亞期、馬五6亞期和馬五4-1亞期為相對海退期,沉積水體較淺,海水鹽度較高,處于咸化瀉湖階段,沉積物巖性以鹽巖、膏巖和含膏云巖為主;而馬五9亞期、馬五7亞期和馬五5亞期為相對海侵期,沉積水體相對較深,海水鹽度值較正常海水高,為半咸化階段,沉積物巖性以白云巖、灰質白云巖和灰巖為主(見圖1a)。位于該段內部的馬五6亞段膏鹽巖沉積范圍最為廣泛,且累計厚度大,因而通常以該亞段為界,把該亞段及以下的馬五段地層統稱為鹽下地層[6]。

奧陶系地層沉積完后,鄂爾多斯盆地中東部經歷了構造抬升→剝蝕→再埋藏→構造反轉的復雜成巖環境(見圖2)。加里東末期,鄂爾多斯盆地本部由于構造抬升,經歷了長達1.3億年的風化暴露期,鹽下地層在中央古隆起東側由西向東逐層剝蝕(見圖2a);晚海西期,盆地再次接受沉積,位于中央古隆起處的鹽下地層與上古生界的煤系地層直接接觸(見圖2b);燕山期,盆地東部抬升,古構造格局由早期的西高東低轉換為西低東高,并延續至今(見圖2c)。

2 顆粒灘特征及沉積模式

2.1 顆粒灘巖石學特征

據研究區已有的63口井的巖心觀察及170塊薄片鑒定表明,鄂爾多斯盆地奧陶系鹽下顆粒灘主要發育在馬五9、馬五7和馬五6亞段中,巖性主要為粉—細晶白云巖、砂屑白云巖和鮞粒云巖,各巖石類型特征如下。

2.1.1 粉—細晶白云巖 粉—細晶白云巖由半自形—它形細晶白云石和粉晶白云石組成,白云石呈鑲嵌接觸,溶蝕孔洞、晶間溶孔和晶間孔發育,且分布不均勻。絕大部分此類巖石的原始結構因白云石化和溶蝕作用而被破壞變得模糊不清,僅顯示出晶粒結構;但在部分粉—細晶白云巖中可見殘留顆粒(見圖3a),推測此類巖石原巖為與顆粒灘相關的砂屑云巖。

圖1 鄂爾多斯盆地奧陶系馬五段柱狀圖、鹽下累計地層厚度及古地貌剖面圖Fig.1 The O1M5 segment histogram, pre-salt accumulative stratigraphic thickness and paleoglandomorphic profile of Ordos Basin

圖2 鄂爾多斯盆地構造演化剖面圖(剖面位置見圖1b)Fig.2 Section of tectonic evolution of Ordos Basin (profil positio is in 1b)

2.1.2 砂屑白云巖 砂屑白云巖呈中厚層狀,顆粒以砂屑為主,占粒屑總質量的65%以上(見圖3b，c),含少量藻屑、礫屑和生物碎屑,分選中—好,具有一定的磨圓度,發育殘余粒間孔,經過巖溶作用擴溶后可形成溶蝕孔洞,部分砂屑白云巖中發育生物碎屑體腔孔。孔隙空間常被硬石膏、細晶白云石(見圖3b)、自生石英和方解石等礦物半充填—充填。

2.1.3 鮞粒白云巖 鮞粒白云巖呈厚層塊狀,鮞粒質量分數60%～85%,粒徑為0.15～0.3 mm,磨圓度和分選較好,鮞粒間常見第一世代環邊犬牙狀細粉晶白云石和硬石膏、細晶白云石、自生石英、方解石等充填礦物(見圖3d，e)；主要發育殘余粒間孔、針狀溶蝕孔和硬石膏柱狀晶鑄模孔等孔隙類型。

2.2 顆粒灘沉積微相序

基于巖心觀察和微觀薄片鑒定,可在奧陶系鹽下識別出3種與顆粒灘相關的沉積微相序(sedimentary microfacies sequence):1種微相序縱向上表現為海水深度由深變淺、沉積物粒度由細變粗的逆粒序沉積特征;2種表現為海水深度由深變淺、沉積物粒度由粗變細的正粒序沉積特征(見圖4)。

2.2.1 灘間海-顆粒灘-含膏云坪(SMFS-1) 該微相序結構縱向由2～3個微相類型組成,反映一個由下至上水體深度逐漸變淺、水動力由低變高再逐漸變低的反旋回。旋回底部為低能沉積的灘間海,巖性為基質孔隙不發育的粉晶白云巖。伴隨緩慢的海退,沉積界面接近于浪基面,水動力增強,微相類型過渡為由砂屑云巖、粉—細晶白云巖和鮞粒云巖等巖性構成的顆粒灘,單灘體厚度一般小于3.5 m。隨著海平面的持續下降,沉積微相由高能顆粒灘相相變為低能的含膏云坪相,巖性為具有雞籠鐵絲結構的膏溶角礫巖,為典型的準同生暴露識別標志。

2.2.2 顆粒灘-膏巖瀉湖(SMFS-2) 該沉積微相序結構縱向上由顆粒灘和膏巖瀉湖組成,反映一個沉積水體向上變淺,能量變低的反旋回。旋回底部為由鮞粒云巖和砂屑云巖構成的高能顆粒灘相。伴隨海平面的快速下降,海水鹽度值增加并進入咸化瀉湖階段,沉積物巖性變為硬石膏巖。

a 含殘余顆粒粉細白云巖,晶間孔發育,T42井,馬五6亞段,3 624.7 m,紅色鑄體,單偏光;b 砂屑白云巖,殘余粒間孔、生屑體腔孔發育,生屑體腔孔中半充填白云石,T7井,馬五7亞段,2-32/46塊,巖心;c 砂屑白云巖,殘余粒間孔、生屑體腔孔發育,生屑體腔孔中半充填白云石,T7井,馬五7亞段,2-32/46塊,藍色鑄體,單偏光;d 鮞粒白云巖,殘余粒間孔、硬石膏鑄模孔發育,顆粒間見殘余硬石膏,T38井,3 612.03 m,馬五6亞段,紅色鑄體,單偏光; e 鮞粒白云巖,殘余粒間孔發育,顆粒邊緣見第一世代犬牙狀膠結物,局部邊緣可見溶蝕現象,后期充填第二世代方解石膠結物,J7井,馬五6亞段,3 581.1 m,紅色鑄體,單偏光; f 鮞粒白云巖,粒間孔和微裂縫發育,局部粒間孔充填硬石膏,J2井,馬五6亞段,3 587.75 m,藍色鑄體,單偏光圖3 鄂爾多斯盆地奧陶系鹽下顆粒灘巖石學特征Fig.3 Petrology characteristics of Ordovician pre-salt grain beach in Ordos Basin

圖4 鄂爾多斯盆地奧陶系鹽下與顆粒灘相關的典型沉積微相序列Fig.4 Typical sedimentary microfacies sequences correlated to grain beach of Ordovician in Ordos Basin

2.2.3 顆粒灘-含硬石膏結核白云巖坪-泥云坪 (SMFS-3) 該沉積微相序結構縱向上由顆粒灘、含硬石膏結核白云巖坪和泥云坪組成,反映一個由下至上、水體能量逐漸變弱的單一旋回沉積。旋回底部為高能顆粒灘相沉積,伴隨緩慢海退,沉積環境相變為潮坪環境,水動力變弱；旋回中部為含硬石膏結核白云巖坪,巖性為含硬石膏結核細粉晶白云巖;旋回上部沉積物巖性為泥質白云巖和白云質泥巖。

2.3 顆粒灘沉積模式

鄂爾多斯盆地在奧陶系鹽下地層沉積期具有“隆拗相間”的古沉積格局,由西向東依次為中央古隆起、烏審旗—定邊拗陷、榆林—橫山隆起和米脂拗陷(見圖1b，c)。前已論述,鄂爾多斯盆地奧陶系鹽下地層經歷了半咸化、咸化瀉湖2個沉積階段(見圖1a)。基于“隆拗相間”的古沉積格局與微相序結構特征,本研究建立了受古地貌和海平面變化控制條件下的奧陶系鹽下顆粒灘沉積模式。

半咸化階段,海水循環相對通暢,顆粒灘相沿中央古隆起和榆林—橫山隆起帶發育,向拗陷中心逐漸遞變為灰質粉晶白云巖、白云質泥晶灰巖和泥晶灰巖(見圖5a，6)。當海平面近一步下降時,中央古隆起、榆林—橫山隆起和烏審旗—定邊拗陷凸起帶均發育顆粒灘相沉積(見圖5b，7);隨著海平面的持續下降,米脂拗陷和榆林—橫山隆起帶水體循環差,蒸發量大于盆地周緣海水的補給量,開始進入咸化瀉湖階段,沉積物巖性以鹽巖和膏巖為主。烏審旗—定邊拗陷由于受盆地祁連海域的補給,仍處于半咸化階段,并在地勢相對較高的凸起與隆起帶上發育薄層顆粒灘(見圖5c),單層厚度一般為0.05～2 m(見圖4b);當海平面進一步降低,盆地內各古地貌單元均進入咸化瀉湖階段,米脂拗陷、榆林—橫山隆起和榆林—橫山隆起帶發育鹽巖和膏巖沉積,并向中央古隆起方向相變為含膏云坪和泥云坪沉積(見圖5d)。

圖5 鄂爾多斯盆地奧陶系鹽下顆粒灘發育模式圖Fig.5 Sedimentary pattern of Ordovician Pre-salt Grain Beach in Ordos Basin

3 顆粒灘儲層成因

前人研究認為,顆粒灘的原始孔隙一般高達40%～60%[10],這些基質孔隙為顆粒灘相儲層的形成奠定了良好的物質基礎。巖心觀察和微觀薄片鑒定表明,鄂爾多斯盆地奧陶系鹽下顆粒灘相白云巖儲層儲集空間以溶蝕孔洞為主,含少量的晶間孔、晶間溶孔和殘余粒間孔。這些孔隙類型的發育和保存與準同生期粒間孔擴溶、近地表淺埋藏期蒸發巖礦物充填、晚表生期大氣淡水溶蝕、埋藏期埋藏溶蝕作用、附加成巖礦物充填作用和構造轉換期破裂相關。

3.1 準同生期溶蝕作用是鹽下顆粒灘儲層溶蝕孔洞發育的關鍵

顆粒灘受古地貌控制,沿臺地內地勢相對較高的中央古隆起、榆林—橫山隆起和烏審旗—定邊拗陷凸起帶等部位分布。當海平面下降時,這些地貌高點容易受到大氣淡水淋濾作用的改造,促使顆粒灘粒間孔進一步擴溶；在縱向上表現為單一向上變淺旋回的上部或頂部顆粒灘儲層溶蝕孔洞更為發育,儲集性能更好(見圖4b，c)。

圖6 鄂爾多斯盆地奧陶系馬五9亞段顆粒灘體分布圖 圖7 鄂爾多斯盆地奧陶系馬五7亞段顆粒灘體分布圖Fig.6 Distribution of Grain Beach of O1 in Ordos Basin Fig.7 Distribution of Grain Beach of O1 in Ordos Basin

3.2 近地表淺埋藏期蒸發巖礦物與大氣淡水溶蝕增強了鹽下顆粒灘儲層的非均質性

研究表明,古地貌與海平面升降變化既控制著沉積相帶的分異(見圖5～8),又控制近著地表淺埋藏期成巖作用的類型。當海平面位于高位體系域極低水位時,經過早期準同生溶蝕后的古地貌高部位顆粒灘體會繼續接受大氣淡水溶蝕,儲集性能進一步增強(見圖8a)。但是，隨著海平面逐漸上升且仍處于高位域時,位于鹽巖瀉湖周緣的高鹽度鹵水會滲入下伏白云巖儲集層的孔隙空間,并結晶成巖，半充填甚至完全充填前期形成的溶蝕孔洞,增強了鹽下顆粒灘相白云巖儲層的非均質性(見圖8b，c)。為此,在烏審旗—定邊拗陷區鹽下儲集層中常見硬石膏充填物(見圖3d，f);而在榆林—橫山隆起帶上位于鹽巖邊界線內側的顆粒灘相白云巖儲集層中可見大量石鹽充填孔隙,如統86井馬五7亞段(見圖8b，9)。

3.3 晚表生期大氣淡水溶蝕作用調整了中央古隆起和烏審旗—定邊洼地凸起帶顆粒灘相白云巖的儲層儲集性能

加里東末期,盆地發生構造抬升并發生風化剝蝕,鹽下地層在中央古隆起出露地表(見圖2a)。大氣淡水沿風化殼剝蝕窗口區進入鹽下地層并發生順層溶蝕,在一定范圍內對鹽下顆粒灘進行溶蝕改造。與奧陶系風化殼巖溶儲層所處的開放體系相比,該階段鹽下顆粒灘相白云巖儲層由剝蝕窗口區的開放體系向封閉體系轉換,由風化殼剝蝕窗口區進入的流體必將在下傾方向的儲集空間沉積,未能排出鹽下地層,并析出方解石等礦物。因此，該階段溶蝕作用主要起調整作用,并未能增加鹽下顆粒灘相白云巖儲層的總體規模,甚至減少了儲層的總體規模。

圖8 近地表淺埋藏期顆粒灘相白云巖儲層非均質性成因模式圖Fig.8 Genetic model of heterogeneity of grain beach facies dolomite reservoir during shallow surface burial period

圖9 鄂爾多斯盆地T86井奧陶系馬五7亞段儲層綜合柱狀圖Fig.9 Comprehensive histogram of reservoir of O1M7 subsection in well T86, Ordos Basin

前人研究表明,奧陶世海水的穩定同位素組成為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]。受大氣淡水影響,碳酸鹽巖的δ18O具有較同期海水值偏負[14-16],87Sr/86Sr值大于同期海水值分布范圍的特征[17]。鹽下白云巖碳、氧同位素組成和鍶同位素等微區地球化學特征綜合研究表明(見圖10),該階段溶蝕作用范圍可達中央古隆起與烏審旗—定邊洼地凸起帶,溶蝕作用由西向東、由淺變深逐漸減弱(見圖2a),因而在桃38井區顆粒灘相白云巖儲層中仍可見殘余板柱狀硬石膏(見圖3d，f);榆林—橫山隆起帶顆粒灘相白云巖儲層埋藏深度大,距離風化殼遠,碳、氧、鍶同位素分布在同期海水值范圍，表明該區域受表生巖溶作用較弱或未在晚表生巖溶作用范圍內,因而在鹽巖邊界線內側的顆粒灘相白云巖儲層中仍可見鹽巖等充填礦物,儲集性能差,甚至無儲集性能(見圖10)。

圖10 鄂爾多斯盆地奧陶系鹽下白云巖C、O、Sr同位素組成Fig.10 C, O and Sr isotopic compositions of Ordovician Pre-salt Dolomite in Ordos Basin

3.4 后埋藏期埋藏溶蝕作用、充填作用調整了鹽下顆粒灘儲層的儲集性能

海西期,盆地內再次接受沉積,石炭系煤系地層與鹽下地層在中央古隆起東側直接接觸。隨著埋藏深度的增加,煤系地層釋放的酸性溶蝕水在重力作用下流入下伏儲集層,沿途發生溶蝕作用,可改善部分儲層的儲集性能；但在成巖流體過飽和情況下,方解石、含鐵白云石、鞍狀白云石、石英和螢石等礦物開始析出并發生沉淀,充填其他儲層儲集空間(見圖3)。該階段發生的溶蝕作用對儲層分布起調整作用,也不能增加儲集層的總規模。

3.5 燕山期構造反轉形成的微裂縫改善了鹽下顆粒灘儲層的滲流能力

燕山期,盆地東部抬升,古構造格局由早期的西高東低轉換為西低東高。由于構造應力發生變化,鹽下顆粒灘相白云巖儲層中多發育構造破裂縫,這些裂縫形成時間晚,充填程度低,往往切割硬石膏、顆粒、白云石和方解石等組構礦物(見圖3f),連通不同的孔隙空間,有效地改善了鹽下儲層的滲流能力,也為上古生界煤系烴源巖向鹽下儲層的側向運移提供了良好的運移通道。

4 優質顆粒灘儲層的分布

沉積模式研究表明,鄂爾多斯盆地奧陶系鹽下顆粒灘分布主要受古地貌控制,沿地勢相對較高的中央古隆起、榆林—橫山隆起和烏審旗—定邊洼地凸起帶發育。基于微觀薄片、鉆井巖心、物性數據及地球化學特征等資料的儲層成因分析認為,鹽下顆粒灘并非都可形成有效儲層,原生基質孔隙的有效保存與次生溶蝕孔洞的形成是顆粒灘轉換為優質儲層的必要條件。儲層成因分析認為,發育于中央古隆起帶上的顆粒灘累計厚度大,晚表生巖溶期位于風化殼剝蝕窗口區,大氣淡水溶蝕作用強,是鹽下儲層最為有利的發育區,可評價為Ⅰ類儲集層(見圖11);位于榆林—橫山隆起帶的顆粒灘累計厚度相對較小,未在晚表生溶蝕作用范圍內,儲層主要受準同生期大氣淡水溶蝕和淺埋藏期蒸發巖礦物充填作用控制,有效儲層位于鹽巖邊界線外側,可評價Ⅱ類儲集層(見圖11)。

5 結 論

1)鄂爾多斯盆地奧陶系鹽下顆粒灘由粉—細晶白云巖、砂屑白云巖和鮞粒云巖組成,受“隆洼相間”的古地理格局控制,沿地勢相對較高的中央古隆起、榆林—橫山隆起和烏審旗—定邊洼地凸起帶發育。

圖11 鄂爾多斯盆地奧陶系膏鹽下有利白云巖儲集層分布區Fig.11 Distribution of favorable dolomite reservoirs Ordovician pre-salt in Ordos Basin

2)不同古地貌單元顆粒灘相白云巖儲層成因差異明顯:中央古隆起和烏審旗—定邊拗陷凸起帶顆粒灘在向儲層轉換過程中,主要受準同生期大氣淡水溶蝕、晚表生巖溶期大氣淡水溶蝕和晚埋藏期溶蝕及成巖礦物充填作用共同控制;榆林—橫山隆起帶顆粒灘儲層主要受準同生期大氣淡水溶蝕和淺埋藏期蒸發巖礦物充填作用控制,有效儲層分布在鹽巖邊界線外側。