0 引言
针对盆地北部马家沟组中组合的白云岩孔洞型储层，存在多种认识。一种观点认为是同生期淡水溶蚀成因。随着海平面的下降，受古隆起控制的白云岩丘滩、内碎屑滩的顶部发生暴露，接受同生期大气淡水淋滤，形成溶蚀孔洞和角砾岩［7-11］。储层完全受高频海平面升降旋回控制，在准层序的顶部呈大面积准层状分布。另一种观点认为陆表海潮坪环境中形成的中组合碳酸盐岩在同生期淡水溶蚀不发育。现今看到的溶蚀孔洞、缝洞和岩溶角砾岩为加里东—海西期表生成岩阶段大气淡水溶蚀的产物，溶蚀作用受原始岩相、加里东—海西期断裂和岩溶古地貌共同控制，呈现准层状、带状分布，主要集中在加里东—海西期岩溶古地貌的高部位，以及断裂带发育区［2，12-13］。针对马家沟组中组合的白云岩孔隙型储层，认为孔隙多为颗粒滩石灰岩白云石化形成的晶间孔，其分布主要受控于颗粒滩［4，14-15］。颗粒滩相白云岩孔隙型储层和颗粒滩溶蚀孔洞型储层的观点，均认为沉积相带是储层发育的控制因素；而表生期溶蚀形成岩溶储层的观点，则认为储层与古地貌、断裂和原始岩性有关。
因此，本文研究充分利用盆地东北部府谷天生桥马家沟组野外剖面和盆内大牛地气田石103井全取心井（图 1），以及大牛地气田的钻探成果，在岩心观察和露头测量的基础上，根据储集空间和控制因素划分储层类型，分析不同类型储层的形成机理，建立不同类型储层的发育模式，为盆内中组合的天然气勘探提供储层形成机理方面的依据。
1 区域地质特征
1.1 地质背景
早古生代鄂尔多斯地区主要发育四大古隆起：一是伊盟古隆起，该古隆起位于盆地北部，该地区在长城系沉积后即处于隆升状态，一直持续到晚古生代的山西组沉积期才接受沉积，因此为继承性发育的古隆起；二是中央古隆起，中央古隆起在盆地西部横亘南北呈“L”型展布，中央古隆起以东为华北海，以西为秦祁海；三是乌审旗古隆起，乌审旗古隆起位于盆地中部乌审旗—靖边地区，呈燕尾状，一翼向靖边地区延伸，另外一翼向鄂托克前旗延伸［16］，由于乌审旗古隆起的存在，在其两侧形成靖西盐洼和米脂盐洼；四是吕梁水下古隆起，吕梁古隆起南北向横亘于鄂尔多斯局限海与华北海之间，间歇性阻隔奥陶纪海水的循环。
受构造与古地理格局的控制，鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组沉积相带在横向上分异明显，形成灰岩、云岩和蒸发盐岩的有序分布；纵向上则受到海平面的升降控制，交替发育碳酸盐岩与蒸发盐岩。古隆起对盆地沉积相的分布起到了至关重要的作用。在海退沉积时，古隆起阻隔海水循环，鄂尔多斯台地内广泛发育蒸发台地膏盐潟湖，自米脂坳陷中心向外沉积相呈现出同心环带状的沉积分异，自中心向外逐渐从膏盐潟湖过渡到泥云坪与膏云坪。在海侵沉积时，除伊盟古隆起外，其他古隆起位于水下，海水循环通畅，盆地内广泛发育环陆云坪和远离古陆的灰坪［17］。
奥陶纪末，古亚洲洋向华北板块之下俯冲消减，华北克拉通与白乃庙岛弧带发生弧—陆碰撞，导致白乃庙岛弧带增生在华北克拉通北缘，对华北板块北缘产生挤压作用［18］。同时，盆地的西缘和南缘受到北祁连洋、北秦岭洋洋壳俯冲引起的火山弧喷发的影响，古亚洲洋向南俯冲与北祁连洋和北秦岭洋的向北俯冲，使得整个华北地台抬升并遭受近150 Ma的剥蚀［19］。盆地北部发育一系列压扭性断裂，这些断裂中止于奥陶系顶部的不整合面［20-21］。中生代以来，受周缘板块的相互作用控制和影响，鄂尔多斯地区构造应力场不断发生变化，由于边界受力方向、方式和强度存在差异，导致加里东期断裂复活，诱发不同时期、不同性质和不同级别断裂的活动［22-23］。
1.2 地层特征
鄂尔多斯地区在奥陶系马家沟组沉积期是一个内部低洼，周围被古隆起或者古陆包围的碳酸盐岩台地，在沉积期间经历了3次大规模的海侵海退，其中马五段为海退沉积。马五段根据岩性又划分为10个小层，自下而上分别为马五10亚段至马五1亚段。其中马五3+4、马五6、马五8、马五10亚段为次一级的海退沉积，此时古隆起对海水的阻隔作用明显，岩性主要为蒸发盐岩、黏土质白云岩和白云岩；相反，马五1+2、马五5、马五7、马五9亚段为次一级海侵沉积，岩性主要为石灰岩、白云岩、含膏白云岩。
加里东—海西期，由于华北地台整体抬升，盆地经受了长期剥蚀，伊盟隆起和中央古隆起剥蚀层位较多，盆地主体自南向北、自东向西出露层位依次变老（图1）。马五段中形成了一套孔、洞、缝发育的喀斯特储层，成为下古生界碳酸盐岩气藏的主要储层。
2 露头和钻井剖面
2.1 露头剖面
马五5亚段：厚度为22.7 m。上部7 m由多个岩性旋回组成，每个旋回自下而上为深灰色灰岩、斑块状云质灰岩（豹斑灰岩）和灰黄色云岩，岩性旋回厚度变化大，旋回上部的白云岩横向分布不稳定，白云岩晶间孔发育。在晋陕大峡谷附近见大型的溶洞，溶洞内充填岩溶角砾岩，角砾成分复杂。中部12 m为灰黑色泥晶灰岩，见窄盐度的生物，如三叶虫、棘皮、介形虫、鹦鹉螺等，局部岩石破裂，被细碎屑角砾或方解石全—半充填。下部1 m为灰黄色叠层石灰岩，分布稳定，为区域性标准层。
马五6亚段：厚度为16.9 m。浅灰色薄层云质泥岩/泥质云岩与灰色—灰黄色泥晶白云岩的不等厚互层。云质泥岩/泥质云岩中可见石膏塑性变形形成的揉皱及与石膏相关的鸡笼状构造；同时普遍发生角砾化，形成角砾支撑或杂基支撑的泥云岩/云泥岩，角砾成分可以是单成分的，也可以是复成分的。部分泥晶白云岩形成角砾支撑—裂纹镶嵌的白云岩，网状裂缝发育，被方解石全—半充填，角砾间充填白云石砂，部分白云石砂中微孔发育。
马五7亚段：厚度为30.2 m。上部2.5 m为暗红色的泥晶灰岩，分布稳定。中—下部由若干个岩性旋回组成，和马五5亚段上部类似，每个旋回自下而上为深灰色灰岩、斑块状云质灰岩和灰黄色粉晶云岩。旋回上部白云岩晶间孔发育。局部白云岩见角砾化特征，角砾为白云岩，角砾间充填白云石砂，由于白云石砂中混有黏土，颜色偏暗，晶间孔发育不均匀。
马五8亚段：厚度为2 m，未见底。为深灰色薄—纹层状云质泥岩，孔隙不发育。
2.2 钻井剖面
石103井位于大牛地气田西南部，对马四段以上进行了全取心。马五5-10亚段的岩性和储集空间如下（图3）：
马五5亚段：为一套灰黑色泥晶灰岩。上部14 m裂缝欠发育；中部10 m发育网状缝，缝宽从数毫米到1 cm不等，被方解石全充填；下部6 m裂缝发育，岩石呈裂纹—镶嵌角砾状，局部发育厘米级的溶蚀孔洞，2期方解石充填，底部见叠层石灰岩。越靠近马五5亚段底部，溶蚀孔洞越发育，部分为半充填。
马五6亚段：碎屑支撑—杂基支撑的角砾岩与裂纹角砾岩、镶嵌角砾岩的不等厚互层。碎屑支撑—杂基支撑角砾岩中的细碎屑具有一定的磨圆，分选差。成分可以单一，也可以是复成分。部分角砾和角砾间的白云石砂充填物均不同程度发生去白云石化，形成次生灰岩。在裂纹—镶嵌角砾岩中发育毫米至厘米级的溶蚀孔洞，被方解石半充填—全充填。
马五7亚段：深灰色泥晶白云岩，夹3层厚度小于0.5 m的裂纹角砾岩。角砾岩中网状裂缝和溶缝发育，多被方解石充填，偶见厘米级未完全充填的溶蚀孔洞；而泥晶白云岩岩溶改造弱，保持原始状态。
马五8亚段：深灰色泥晶白云岩与裂纹角砾岩的不等厚互层。泥晶白云岩保留原始地层特征；而裂纹角砾岩中的角砾普遍发生去白云石化，变为灰质白云岩。角砾之间要么被白云石砂充填，要么被方解石充填。被方解石充填后，岩石呈雪花状，局部见未完全充填的溶蚀孔洞。见一层5 cm厚的溶洞被细碎屑充填。
马五9亚段：棕色生物扰动粉晶白云岩，偶见孤立的不规则裂缝被方解石充填，见2条高角度裂缝，缝面平直未充填。
马五10亚段：棕色泥晶—微晶白云岩夹裂纹—镶嵌角砾岩，局部见碎屑支撑的角砾岩。裂纹—镶嵌角砾岩呈雪花状，角砾为白云岩或灰质白云岩，角砾之间被白云石砂或方解石充填。见10 cm大小的溶洞被细碎屑充填。
3 储层特征
根据储集空间和控制因素，将该剖面中的储层划分为3种类型：相控孔隙型储层、溶控孔洞型储层和断控缝洞型储层。
3.1 相控孔隙型储层
3.2 溶控孔洞型储层
溶控孔洞型储层主要发育在马五5亚段泥晶灰岩和马五6亚段的微晶白云岩中。野外剖面在马五5亚段中见宽度2~6 m，高6 m的洞穴［图5（a）］。洞穴中充填角砾白云岩，角砾成分复杂，既有来自马五5亚段中的灰岩，也有来自马五4亚段的白云岩和黏土质白云岩，角砾可以相互接触，也可以漂浮于云质泥岩中。洞穴顶部的马五4亚段并没有发生明显垮塌，说明洞穴为地下暗河，形成和充填均发生在加里东期—海西期，非埋藏期洞穴垮塌充填成因。
图5 马家沟组中组合岩溶照片（a）洞穴被杂基支撑角砾岩和颗粒支撑角砾岩充填，角砾有来自马五5亚段的灰岩和上覆地层的白云岩，马五5亚段，府谷剖面；（b）马五6亚段顶部的岩溶角砾岩，叠层石角砾来自马五5亚段的底部，马五6亚段，府谷剖面；（c）角砾支撑的白云岩，角砾成分复杂，角砾与角砾间细碎屑均为白云石，马五6亚段，府谷剖面；（d）角砾间白云石砂内的晶间微孔，马五6亚段，府谷剖面；（e）小溶洞内被机械碎屑充填，马五8亚段，3 059.5 m，石103井；（f）网状裂缝及溶洞被两期方解石充填，残留少量溶洞，马五6亚段，3 000.8 m，石103井.注：brec：角砾岩；dol：白云岩；lim：石灰岩；strom：叠层石灰岩；clast：角砾；cav：洞穴；1c：第一期方解石；2c：第二期方解石 Fig.5 Photographs of karst in mid-assemblage of Majiagou Formation |
3.3 断控缝洞型储层
剖面中断控缝洞型储层见于马五5亚段，而盆地内，该类型储层除发育在马五5亚段之外，马五6-10亚段亦有发育。
剖面中马五5亚段中的缝洞规模较大，沿垂直断缝发育（图6）。缝洞空腔被灰绿色泥岩和不同粒径的碎屑角砾充填［图6（a），图6（b）］，虽然角砾成分复杂，但有一定的磨圆。角砾有泥晶白云岩、藻纹层白云岩及次生灰岩等，这些角砾漂浮于泥岩中，不具有成层性。结合缝洞所处位置，认为溶洞充填物来自上覆的马五4亚段和马五5亚段自身。缝洞空腔外侧是洞壁，由裂纹—镶嵌角砾灰岩和碎屑支撑角砾灰岩组成［图6（c）］，角砾成分单一，均来自马五5亚段本身。角砾无分选无磨圆，说明没有经历过搬运。角砾之间被方解石全充填—半充填，厚度在数厘米到2 m之间。最外侧为原状地层，破裂作用和岩溶改造不明显［图6（d）］。从与断裂相关的溶蚀，以及缝洞中的充填物来看，断裂形成于加里东—海西期。钻井过程中，多口井钻遇断控缝洞型储层，井径扩大，电阻率降低。这些裂缝纵向上沟通多个层位，气测异常可达数十米，缝洞分布不受岩性控制（图7）。
4 储层发育的控制因素
4.1 相控孔隙型储层形成机理
府谷剖面典型的岩性旋回自下而上为泥晶灰岩，微—粉晶云岩与泥晶灰岩的互层，向上过渡为微—粉晶云岩，不发育颗粒滩［图8（b）］。这代表早期快速海侵，水体盐度基本正常，沉积了正常的海相灰岩；随着海平面的下降，水体盐度增加，发生渗透回流白云石化，由于Mg2+/Ca2+值相对较低，白云石的成核速度小于生长速度，形成晶形相对较好的粉晶白云岩；如果海平面持续下降，Mg2+/Ca2+值快速升高，则白云石的成核质点迅速增加，形成晶形差的微晶白云岩。
图 8 海侵期白云岩孔隙型储层形成机理及分布模式（以马五5亚段为例）（a）白云岩储层形成模式；（b）野外露头中的向上变浅的准层序旋回，粉晶云岩发育在旋回上部，位置如（a）图中的红色线段，照片来自陕西天生桥剖面；①过白云石化段，微晶云岩；②适当白云石化段，粉晶云岩；③部分云化段，灰质云岩段；④未云化的灰岩段 Fig.8 Formation mechanism and distribution pattern of dolomite pore reservoir during transgression （taking Ma 55 sub-member as an example） |
每个旋回上部白云岩的δ18O值（-8.2‰~-9.0‰）较旋回底部灰岩的δ18O值（-10.1‰~-10.7‰）偏大1‰~2‰，而两者的δ13C值差别不大（白云岩为-0.5‰~-1.5‰；灰岩为-1.0‰~-1.1‰）。C、O同位素特征与准同生成因的白云岩C、O同位素特征相似［27-29］，反映出该类白云岩是海平面下降期，蒸发作用造成的重卤水下渗白云石化的结果。因此，随着海平面的下降，纵向上白云岩含量增加，但过度白云石化会导致物性变差，所以白云岩储层主要出现在与灰岩伴生，适度白云石化形成的粉晶云岩中，具有“岩相”或“相”控的特点。白云岩孔隙型储层与颗粒滩关系不大。其形成模式可用图8（a）表示。
4.2 溶控孔洞型储层形成机理
马五5亚段以上的非承压水岩溶系统，岩溶水主要来自大气降水的垂直下渗，以古潜水面为界，又可细分为垂直渗流带和水平潜流带。垂直渗流带为饱气带，处于氧化环境中，去云化形成的次生灰岩多为红色［图9（a）］；而水平潜流带则常年饱水，多处于弱还原环境，去云化形成的次生灰岩多为灰黑色［图9（b）］。马家沟组经历了150 Ma的沉积间断，非承压水岩溶系统中古潜水面的波动范围较大，已很难准确区分垂直渗流带和水平潜流带，虽然两者往往交织在一起，但总体表现为次生灰岩在靠近不整合面时为红色，远离不整合面时为灰色。非承压水岩溶系统中的淡水主要来自大气降水的垂直下渗，岩溶具有以下特征：①角砾之间的充填物中混有来自本溪组的铝土岩及早古生代海侵带来的硅质碎屑、炭屑［图9（c）］；②地层发生垮塌，不同类型的角砾混在一起，形成复成分角砾岩［图9（d）］；③角砾之间可见泥质的垂直下渗。
马五5亚段以下的中组合为承压水岩溶系统，岩溶水主要来自地下水的侧向运移。从盆地北部加里东期的古地质图（图1）可以看出，在盆地北部，自南向北，自东向北，出露地层依次变老。加里东期—海西期，中组合地层在府谷—大牛地气田北约20 km处，以及大牛地气田西约30 km处呈半环带状出露地表形成裸露区，裸露宽度10~25 km。加里东期出露地表的中组合地层接收大气淡水淋滤后，形成岩溶角砾岩，角砾间空隙成为地下水侧向渗流的通道。同时由于裸露区上覆地层剥蚀量大，垂向应力变小，形成大量的水平缝，这些水平缝和岩溶角砾岩之间的空隙构成地下水的主要流动通道，水平缝增加了地下水的水平流动速度［2］。最终形成裸露区淡水补给、覆盖区承压水溶蚀、断裂发育区溶蚀产物排泄的承压水岩溶模式。
中组合白云岩的溶蚀分为3个阶段：首先是白云岩发生破裂［图10（a）］，由于不同的碳酸盐岩具有不同的力学性质，在相同的应力条件下，裂缝发育程度由高到低依次为薄层的黏土质云岩、微晶云岩、厚层白云岩或灰岩［32］。因此，微裂缝的发育受岩性控制而具有顺层性。网状裂缝导致裂纹—镶嵌白云岩的形成，角砾之间充填原地溶蚀形成的白云石砂或黏土，裂缝及角砾间空隙是地下水的主要流动通道。其次，从北部或西部裸露区长距离运移而来的地下水，由于溶解了大量的石膏及碳酸盐矿物，水体中富含Ca2+，对白云石不饱和，发生去白云石化，形成次生方解石［图10（b）］。最后，在地质历史过程中，一旦地下水的水体性质发生改变，由于淡水环境中方解石较白云石具有更高的溶解度［32-33］，不饱和的地下水将溶解次生方解石形成溶洞［图10（c）］，这些溶洞总体呈现“准层状”分布的特征。
4.3 断控缝洞型储层形成机理
加里东期—海西期形成的断裂导致地下水呈管道流，其渗透率较基质的渗透率高几个数量级。高的流动速度导致源源不断的地下水溶蚀碳酸盐岩，并及时将溶蚀产物带出反应体系，因此该区发育规模不等的断缝和溶缝，形成断控缝洞型储层。在成像测井上，加里东期的溶缝易识别。溶缝多呈垂直状，缝面不平直，被方解石半充填—全充填。方解石半充填区域电阻率较基质低，在成像测井上呈对称带状分布（图11）。
5 结论
（1）根据储层发育控制因素和储集空间，在鄂尔多斯盆地北部马家沟组中组合中识别出相控孔隙型、溶控孔洞型和断控缝洞型3类储层。相控孔隙型储层主要发育在马五5、马五7、马五9亚段；溶控孔洞型储层发育在马五6、马五8、马五10亚段，断控缝洞型储层在各层段均可发育。
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（2）相控孔隙型储层受白云石化作用控制，发育在准层序的顶部，顺层分布特征明显，其主要岩性为粉晶白云岩，随着晶粒大小的变细，储集物性变差。
（3）溶控孔洞型储层分为非承压水溶蚀和承压水溶蚀，前者分布于马五5亚段以上，后者分布于马五5亚段以下。构造破裂作用、去白云石化、灰质组分选择性溶蚀，三位一体构成中组合的白云岩孔洞型储层。
（4）断控缝洞型储层受加里东期—海西期断裂，以及印支期—燕山期断裂的活化控制。加里东期—海西期断裂控制的缝洞规模大，半充填—全充填；而印支期—燕山期断裂活化控制的缝洞规模差异大，充填程度低。
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