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鄂尔多斯盆地姬塬地区延长组储层地质学分析论文
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鄂尔多斯盆地塔巴庙地区奥陶系马家沟组沉积相与古岩溶储层特征
成都理工大学 硕士学位论文 鄂尔多斯盆地塔巴庙地区奥陶系马家沟组沉积相与古岩溶储层 特征 姓名：苏中堂 申请学位级别：硕士 专业：沉积学 指导教师：陈洪德
摘要鄂尔多斯盆地塔巴庙地区 奥陶系马家沟组沉积相与古岩溶储层特征作者简介：苏中堂，男，１９８１年１２月生，师从成都理工大学陈洪德教授，２００８年０７月毕业于成都理工大学沉积学专业，获得理学硕士学位。摘要我国油气资源形势日趋严峻，随着经济技术条件的逐渐成熟，开展海相油气 勘探势在必行，被成为“二次创业”。靖边气田建成投产向人们展示了鄂尔多斯盆地下古生界油气藏潜力，因此开展其下古碳酸盐岩气藏的研究至关重要。从鄂 尔多斯盆地发展演化过程来看，其下古油气有利储层之一便是加里东运动形成的 大规模古岩溶风化壳。要掌握下古油气藏特征，系统详细研究奥陶系古岩溶风化壳意义重大，这包括风化壳地层形成的沉积环境、岩溶发育模式、古岩溶地貌、 影响岩溶发育的因素及其后期成岩作用对它的改造影响。 勘探实践表明鄂尔多斯盆地下古气藏储层一奥陶系古岩溶风化壳，其有利分 布区受沉积相、古岩溶地貌及成岩作用的控制。本文以塔巴庙地区古岩溶风化壳 为研究对象，在区域地质资料、岩心、薄片、测井等资料分析的基础上，结合前 人研究成果，运用沉积学、岩溶学、地貌学、构造地质学及层序地层学理论，分 析研究区沉积相特征及其平面展布形态，并建立适合该地区的沉积模式；根据地 下水水动力场特征分析岩溶剖面特征，分析不同地区岩溶剖面发育形态；采用“印模法＋层序地层法＂组合，根据上覆基准层厚度半定量恢复奥陶系古岩溶地貌类 型；分析总结影响古岩溶发育的内外因素；分析风化壳储层成岩作用类型及其成 岩相分区；最后综合预测有利储层分布区；以期说明古岩溶风化壳型储层的发育特征，从而探讨其规律，为油气勘探服务。主要得出以下几点认识： １）塔巴庙地区马家沟组主要为潮坪环境，发育潮上潮上膏云坪、潮上泥云坪、潮上云坪、潮间云坪、潮间灰坪及潮下灰坪６种沉积微相，形成一套灰岩一白云岩一含泥（泥质）白云岩一含膏白云岩沉积岩石组合，奠定了储层发育的物 质基础：在分析该套沉积形成的条件之后建立了适合本地区的干旱环境下碳酸盐缓坡沉积模式。２）岩溶剖面依据潜水面通常可分为垂直渗滤带和水平径流带，前者位于潜水面之上，以垂直水动力场为主，双侧向电阻曲线从上到下逐渐升高；后者位于潜水面之下，水流以水平运动为主，双侧向电阻率曲线先升高后降低，表现为“Ｕ’’成都理工大学硕士学位论文或“弓’’字形。 ３）古岩溶地貌恢复中地球物理法、印模法、层序地层法、沉积学方法及残余厚度法等５种方法各有优缺，采用多种方法综合恢复古地貌形态利于使其更接 近实际地质形态；论文采用“印模法＋层序地层法”组合，在其他方法的约束下恢复研究区的古岩溶地貌形态。 ４）应用所选方法，依据上覆基准面厚度半定量地将塔巴庙地区的古岩溶地 貌划分为岩溶台地、岩溶斜坡、岩溶盆地３种二级地貌单元，并在其基础上又将岩溶台地细分出台地、洼地，将岩溶斜坡分为坡地、溶丘和低地共５种三级地貌 类型。岩溶台地分布在研究区北部，南部及东南部主要为岩溶盆地，岩溶斜坡分布期间占据研究区大部分区域。 ５）古岩溶发育受多种因素影响：气候决定岩溶发育的程度，地貌影响水动力分带，岩溶作用多发育在海平面相对下降的低位期和晚高位期，循环持续的水流是岩溶发育的基本条件；岩石物质成分主要影响溶蚀速度，物理破坏量与岩石的物理力学性质有关，后者又取决于岩石的结构；沉积微相决定岩石性质，地质 构造则控制岩溶发育的时序关系。 ６）塔巴庙地区古岩溶型储层主要储集空间有晶问孔、溶孔、溶缝和张开缝， 储层非均质性强，受沉积相、古岩溶地貌类型及成岩作用的共同影响，其中古岩溶地貌对其具控制作用。７）研究区建设性成岩作用有白云岩化作用、去膏化作用、溶蚀作用及重结 晶作用，白云岩化有利于形成晶间孔，去膏化作用利于溶蚀作用的发育且形成铸 模孔，溶蚀作用最为重要形成岩溶型储层溶蚀孔、洞、缝储集系统，重结晶作用 使泥微晶结构变为粉细晶结构，利于形成晶间孔；而去白云石化作用，压溶、压 实作用通常使岩石致密，不利于储层发育。黄铁矿化不影响储层特征。８）综合沉积相、古岩溶地貌及成岩作用共同分析有利储层发育在潮上白云 坪和岩溶斜坡及其过渡带上，且处于岩溶粉一微晶成岩相带。塔巴庙地区大４３一大１２井区以及大１３一大４９井区为有利储层分布区，部分钻井已见油气显示。关键字：古岩溶沉积相成岩作用奥陶系塔巴庙地区鄂尔多斯盆地ⅡＡｂｓ昀ｃｔ Ｓｅｄｉｍｅｎｔａｒｙ ｆ．ａｃｉｅｓ ａｎｄ Ｃｈａｒａｃｔｅｒ ｏｆ ｐａｌａｅｏｋａｒｓｔ ｃｕｓｔ ｒｅｓｅｒＶｏｉｒ ｉｎＭａｊｉａｇｏｕＦｏｒｍａｔｉｏｎ ｉｎ ｏｒｄｏ、ｒｉｃｉａｎ，１一ａｂａｍｉａｏ ａ№ａ，ｏｒｄｏｓＩｎｔｍｄｕｃｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅｗｈｏｓｅａｕｔｈｏｒ：Ｓｕ吐。蟛孤ｇ，ｌＩｌａｌｅ，、）ｌｒ勰ｂｏｍ ｉＩｌＤｅｃｅｍｂｅｒ，ｌ ９８ １ｔｕｔｏｒ、Ⅳａｓ Ｐｒｏｆｅｓｓｏｒ Ｃｈｅｎｈｏｎｇｄｅ．Ｈｅ野ｌｄｕａｔｅｄ舶ｍ Ｃｈｅｎｇｄｕ ＵｎｉＶｅｒｓ埘ｏｆＴｅｃｈｎｏｌｏｇｙ ｉ１１Ｓｅｄ曲ｅｎｔｏｌｏｇｙ ｍ萄ｏｒ ａｎｄｗ硒黜ｄ让屺Ｍ硪ｒＤｅｇｒｅｅ ｉｎＪｕｎｅ，２００８．ＡｂｓｔｒａｃｔＴｈｅ ｓｉｔｕａｔｉｏｎ ｏｆ ｐｅ仃ｏｌｅｕｍｒｅｓ伽∞ｅｓｉｓ ａｕｓｔｅｒｅ ｉＩｌｏｕｒｃｏｕｍ吼勰ｔｌｌｅｄｅＶｅｌｏｐ ｏｆｔｅｃ姗ｃ姐ｄｅｃｏｎｏｍｙ，ｍａｒｉｎｅｓ臼劬Ｊｍｉｇ ｅｘｐｌｏｒｅｄ ｎｅｃｅｓｓａｒｉｌｙ，Ｗｍｃｈ ｉｓ ｒｅｇａｒｄｅｄ硒ｍｅｓｅｃｏｎｄ ｃｈａｎｃｅ．ｎ ｉｓ ｅｓｓｅｎｔｉａｌ ｔｏ ｓｔｕｄｙ ｔｈｅ ｃａｒｂｏｎａ：ｔｅ ｒｏｃｋ ｏｆ Ｌｏｗｅｒ ＰａｌｅｏｚｏｉｃＥｒ劬ｅｎｎｉｎ Ｏｒｄｏｓ ｂ硒ｉ１１，ｂｅｃａｕｓｅ ｏｆ让Ｉｅ ｅＸ锄１ｐｌｅ ｏｆｊｉＩ培ｂｉａＩｌＯｒｄｏｓ ｂａｕｓｉｎ ｉｎｄｉｃａｔｅｓ ｔｈａｔｏｎｅｇ船ｆｉｅｌｄ．１ｋｅｖ０１Ｖｅｍｅｎｔ １１ｉｓｔｏ巧ｏｆｏｆ ｔｌｌｅ ｂｅｓｔ ｒｅｓｅｒｖｏｉｒ ｉｓ ｔｌｌｅｐａｌ∞妇ｓｔ ｗｅａｍｅｒｉｎｇ ｃ戚ｓｔｕｄｙ ｔｌｌｅ ｐａｌａｅｏｋ盯ｓｔｍｏｄｅｗ址ｃｈ ｉｓｆｏｍｅｄｄｕｒｉＩｌｇ ｃａｌｅｄｏｌｌｉａＩｌ ｍｏＶｅｍｅｎｔ．Ｉｔ ｉｓ ｉＩＩｌｐｏｎ；ａｎｔ ｔｏ、Ⅳｅａｔｌｌｅｒｉｎｇ ｃｌｌＳｔ ｓｙＳｔｅＩＩｌｉｃａｌｌｙ ｆｏｒ ｏｂｔａｉｌｌｉＩｌｇ ｔｈｅ ｃｈ缸ａｃｔｅｒ Ｉ塔ＩＩａｌｌｙ ｉ１１ｃｌｕｄｅｂ，ｄｒｏｃａｒｂｏｎ ｒｅｓｅⅣｏｉｒ，ｗｍｃｈｋ龇．ｓｔＳｅｄｉｍｅ１：ｌｔａ巧ｅｎＶｉｒｏ姗ｅｎｔ锄ｄ觚ｄｋａｒｓｔｉｃｐａｌ∞ｏｇｅｏｎｌｏｒｌ）ｈｏｌｏｇ），嬲ｗｅＵ嬲ｄｉａｇｅｎｅｓｉｓ．１１屺ｒｅｓｅｎｒｏｉｒ ｏｆ ｇ嬲ｐｏｏｌ ｉｎ Ｌｏｗｅｒ ＰａｌｅｏｚｏｉｃＥｒａｔｌｌ锄ｉｓ仕屺ｐａｌ∞ｏｌ【ａｒｓｔｓｅｄｉＩｎｅｎｔａ巧ｆ．ａｃｉｅｓ ａｎｄａｎａｌｙｓｉｓ ｏｎ廿１ｅｗｅａｍｅ而唱ｃｌＩＳｔｉＩｌ Ｏｒｄｏｖｉｃｉａｎ，Ｗｈｉｃｈｉｓｃｏｍｒｏｌｌｅｄ ｂｙｐａｌ鹋ｏｇｅｏｍｏｌｌｐｈｏｌｏｇ）ｒ，鼬、№Ｕ邵ｄｉａｇｅｍｓｉｓ．Ｂ鹤ｅｄｇｅｏｌｏｇｉｃｏｆ 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ｉｓ ｂｅｌｏｗ ｉｔ ａＩｌｄ“ｓ ｄｕａｌ ｌａｔｅｒｏｌｏｇｈｏｉＳｔ ｔｌｌ髓ｆｉＩｌｌ，弱“Ｕ”ｏｒ“弓”． ３）１１１ｅ５ｔｅｃⅢｑｕｅｓ，ｓｕｃｈ嬲ｉｍｐｒｅｓｓｉｏｎａｎｄ ｄｉｓａｄＶａＩｌｔ｛冯ｅ，ｗｈｉｃｈ ｉｓｕｓｅｍｅｌＩｈｏｄ＆ＳｅｑｕｅｎＣｅ ｓ仃ａｔｉｇｒａｐｈｙ ｍｅｔｌｌｏｄ＆ａｎｄ ｒｅｓｉｄｕｍ ｔｌｌｉｃｌｌＩｌｅｓｓｓｅｄｉｍｅ玎恤巧ｍｅｔｌｌｏｄ＆ｇｅｏｐｈｙｓｉｃｓ ｍｅｎｌｏｄａｄＶａｌｌｔａｇｅ １１１ｔｅｇｒａｔｅｄｍｅｔｌｌｏｄ，ｈａｖｅｕｓｅｄ ｔｏ ｒｅｃｏｎｇｔｍｃｔｐａｌａｅｏｇｅｏｍｏ印ｈｏｌｏｇｙ．ｉｓ ｇｏｏｄ ｔｏ ａｃｔｕａｌｍｏｄａｌｉｔｙ．Ｔｈｅ叫也ｅｒ ｓｅｍｉｑｕａｎｔｉｔａｔｉＶｅｌｙ ｒｅｃｏｎ蚰ⅥＣｔｍｅ ｔ），ｐｅｓ ｏｆ ｋａｒｓｔｉｃ ｐａｌ神ｏｇｅｏｍｏ印ｈｏｌｏｇｙ ｌｌｓｉｎｇｈｐｒｅｓｓｉｏｎｍｅｔｈｏｄ ａｎｄ Ｓｅｑｕｅｎｃｅｓ仃缸ｉ掣ａｐｈｙ ｍｅｍｏｄ．４）ｌ缸ｓｔｉｃ ｐａｌａｅｏｇｅｏｍｏ咄０１０９ｙ ｉｎｔａｂ锄ｉａｏｇｅｏｍｏ印ｈｏｌｏｇｙ也ａｔａｒｅａｒｅａｉｓｄｉｖｉｄｅｄｉｎｔ０３ｔｙｐｅｓｏｆａｒｅｋ盯ｓｔｉｃ ｍｅｓａ＆ｋａｒＳｔｉｃ ｒ觚ｌｐ锄ｄ ｋａｒｓｔｉｃ ｂａＳｉＩｌ，ＷＩｌｉｃｈｆｉｌｎｌｌｅｒ ｄｉｖｉｄｅｄ ｉｎｔｏ ５ ｔｙｐｅｓ ｓｕｃｈ雏ｎｌｅｓａ＆ｓｌｏｐｉＩ培ｆｉｅｌｄ＆ｗａｓｈ ａｎｄｌｏｗｌ锄ｄ＆ｋａｒｓｔｉ １１ｉ１１．Ｋａｒｓｔｉｃ ｍｅｓａｄｉ鲥ｂｕｔｅｓｉ１１ ｍｅＮｏ础ｏｆａｒｅａ锄ｄ ｋ掷ｔｉｃｂ舔ｉＩｌ ｍａｉｌｙ ｉｎ血ｅｓｏ劬ｅａｓｔ，ｔｈｅｎ ｋａｒｓｔｉｃ ｒ锄ｐ ｉｓ５）Ｆａｃｔｏｒｓ，ａ脏ｃｔ跚ｌｄｓｅａｂｅｔ、Ⅳｅｅｎ ｔ１１ｅｍ．ｐａｌａｕｅｏｋａｒｓｔ，ａｒｅａｓｌｅｖｅｌ嬲ｗｅｌｌｓｅｄｉｍｅ哪ｆ配ｉｅｓ＆ｔｉｃｔｏＩｌｉｓｍ觚ｄ ｎ舭ｏｆ ｒｏｃｋ慨ｉｎｃｌｕｄｅｃｌｉＩＩｌａｔｅ＆ｇｅｏｍｏｑ，ｈｏｌｏｇｙ＆ｈｙｄｒｏｄ），１１撇ｉｃｆｏｒｃｅｍａｔｅｒｉｅｌ＆ｓｔｌｌＪｃｔｕｒｅ ａｎｄ ｐ１１ｙｓｉｃａｌ ｍｅｃｈ锄ｉｃ ｐｒｏｐｅｒｔｙ．６）Ｔｈｅｐａｌａｅｏｋａｒｓｔ ｒｅｓｅｎ，ｏｉｒ ｉｎ ｔａｂａｍｉａｏ ａｒｅａ，Ｗｈｏｓｅ ｒｅｓｅｒＶｏｉｒ ｓｐａｃｅ ｉｓ ｍａｄｅ ｕｐ ｏｆｉ１１：ｔｅｒｃｒｙｓｔａｌ ｐｏｒｏｓｉｔ），＆ｄｉｓｓｏｌＶｅｄ ｐｏｒｅ砒１ｄ ｄｉｓｓｏｌＶｅｄ行ａｃ柚ｒｅ＆ｓｌｉｔ，ｉｓ ｃｏｎｔｍｌｌｅｄ ｂｙ ｔｈｅｔ），ｐｅ ｏｆ ｋａｒｓｔｉｃ ｐａｌａｅｏｇｅｏｍｏ印ｈｏｌｏｇｙａｎｄ ｓｅｎｄｉｍｅＩｌｔａ巧ｆ．ａＣｉｅｓ，ａｃｃｏｍｐａｌｌｉｅｄ ｗｉ也ｄｉａｇｅｎｅｓｉｓ，ａｎｄ ｉｔｓ ｈｅｔｅｒｏｇｅｎｅｉ够ｉｓ ｏｂＶｉｏｕｓ．７）Ｄｏｌｏｍｉｔｉｚａｔｉｏｎａｎｄ ｃｏｎ．０ｓｉｏｎ，嬲、ⅣｅＵ嬲ｄｅｇｙｐｓｉｆｉｃａｔｉｏｎ ａｎｄ ｒｅｃ巧ｓｔａｌｌｉｚａｔｉｏｎａｒｅｆ．ａｖｏｒａｂｌｅ ｔｏ ｒｅｓｅｎ，ｏｉｒｓ ｏｆ ｔｌｌｉｓ ａｒｅａ；ｔｌｌｅ ｏｔｌｌｅｒ ｗａｙ ｒｏｕｒｌｄ，ｃｏｍｐａｃｔｉｏＩｌ－ｐｒｅｓｓｏｌｕｔｉｏｎ ａＩｌｄＤｅｄｏｌｏＩＩｌｉｔｉｚａｔｉｏｎａｒｅｂａｄ．Ｐ皿ｉｚａｔｉｏｎ ｈ砌ｌｙ ＩＩ冰ｅａｒｅａａｄｉ毹ｒｅｎｃｅ．８）Ｔｈｅｒｅ ａｒｅ铆ｏ 觚ｄ ＫａｒｓｔｉｃｂｅＳｔｂａｓｅｄｏｎ恤趾ａｌｙｓｅｓ ｏｆ Ｓｅｄ疏ｅ嘲Ｄ，梳ｉｅｓ雒ｄ Ｄｉａｇｅｎｅｓｉｓａｒｅｐａｌ∞ｏｇｅｏｍｏ啦ｏｌｏｇｙ；ｗｌｌｉｃｈＰａｌａｅｏｌ【ａ礴ｔ Ｔａｂａｍｉａｏ ａｒ嘲Ｄ４３－Ｄ１２觚ｄＤ１３－Ｄ４９ ｗｅｌｌ ｆｉｅｌｄ．Ｋｅｙ ｗｏｒｄｓ：Ｓｅｄｉｍｅｎｔａｌ了ｈｃ瓶 Ｄｉａ妒ｎ器虹０ｒｄｏｓ ｂａｓｉｎｏｒｄｏｖｉｃｉａｎⅣ独创性声明本人声明所呈交的学位论文是本人在导师指导下进行的研究工作及取得的研究成果。据我所知，除了文中特别加以标注和致谢的地方外，论文中不包含其 他人已经发表或撰写过的研究成果，也不包含为获得 盛壑堡王太堂或其他教育机构的学位或证书而使用过的材料。与我一同工作的同志对本研究所做的任何 贡献均已在论文中作了明确的说明并表示谢意。…一躲莎恤肿／ｍ日学位论文版权使用授权书本学位论文作者完全了解盛壑堡王太堂有关保留、使用学位论文的规定， 有权保留并向国家有关部门或机构送交论文的复印件和磁盘，允许论文被查阅和 借阅。本人授权盛壑堡王太堂可以将学位论文的全部或部分内容编入有关数 据库进行检索，可以采用影印、缩印或扫描等复制手段保存、汇编学位论文。 （保密的学位论文在解密后适用本授权书）学位论文作者签名： 学位论文作者导师签名．蜥６具ｌＶＢ第１章引言第１章１．１选题依据及研究意义引言鄂尔多斯盆地是我国第二大沉积盆地，北邻阴山山系，南到秦岭山脉，东抵 吕梁山，西止贺兰山，面积约２５×１０４ ｋｍ２，具整体升降、西倾单斜、构造单一的大型多旋回、多沉积体系、多原型盆地叠加的复合克拉通盆地特征，加里东运动、印支运动和燕山运动将盆地分为３大构造层序和３个含油气系统，即下构造层序下古生界含气系统、中构造层序上古生界含气系统和上构造层序上三叠统一 侏罗系含油系统（翟光明等，２００５；何自新，２００３；翟爱军等，２０００；付金华，２００６１。盆地中上构造层序内的油气体系经过几十年的勘探开发取得了巨大成果，是我国“陆相油气理论＂的硕果之一。然而，世界油气资源６０％产在碳酸盐岩地层中（范嘉松，２００５），其中，与不整合面有关的储层占２０％～３０％（Ｆｉｌｓｏｎ Ｊ ＬｒｉｔｚＲＤ，ｗｅｃｔ，１９９３），且主要与古风化壳有关。我国油气资源形势日趋严重，已成为制约国民经济发展的瓶颈，开展海相碳酸岩盐油气勘探被认为是我国油气资 源的“二次创业＂（刘光鼎，２００７）。１９７４年任丘油田的发现，揭开了我国海相地层勘探开发的序幕（贾振远等，２００４）。２０世纪８０年代中后期，随着理论、 技术日趋成熟，人们开始关注鄂尔多斯盆地下构造层序的海相沉积体系。１９８９ 年，陕参１井试气成功、靖边气田相继开发是我国与不整合面有关的古风化壳、古岩溶型气田的典范之一。目前我国发现的大型海相气田，均与古风化壳有关，它往往形成裂缝一溶蚀孔洞型、裂缝一洞穴型、溶蚀孔洞一裂缝型和裂缝型次生储集空间，成为我国油气勘探的新领域（陈学时等，２００４）。由于古岩溶地貌严格控制着古岩溶储层的 分布，不同的古岩溶地貌单元中不同的水动力条件控制着古岩溶的分布，因此对古岩溶地貌精确刻画，通过古岩溶地貌来研究岩溶储层，对寻找有利储层及有利勘探开发具有现实意义。所以论文选择塔巴庙区块为研究对象，试图通过沉积相 及古岩溶发育特征，尤其从古岩溶地貌的角度来分析不同地区岩溶发育特征，研 究古岩溶在区域纵横向上的变化，来说明古岩溶风化壳型储层的发育特征，从而 探讨其规律，为油气勘探服务。 鉴于此，论文试图以沉积学、地貌学及层序地层学理论为基础，采用层序地层学法和印模法，在沉积学方法、残留厚度法等方法的约束下，半定量恢复岩溶地貌单元形态，对岩溶高地、岩溶斜坡及岩溶盆地二级地貌格局上地貌形态细分，成都理工大学硕士学位论文更加精确描述塔巴庙地区的岩溶地貌单元，从而分析岩溶储层的发育特征，对研究区下古天然气的勘探做出贡献。１．２国内外研究现状１．２．１古岩溶研究现状岩溶又称喀斯特，原指原南拉斯拉夫西部伊斯特拉半岛上石灰岩高原地名， 后来一直成为各国通用的专门术语。１９６６年，广西桂林召开的全国喀斯特学术会议上，将喀斯特改为岩溶。通常认为，岩溶是地下水和地表水对可溶性岩石的破坏和改造作用，及其形成的水文现象和地貌现象（杨景春等，２００１）。Ｊ锄ｅｓ和Ｃｈｏｑｕｅｔｔｅ（１９８８）在《Ｐａｌｅｏｋａｒｓｔ》中指出“岩溶包括所有成岩形态一宏观的和微观的、地表的和地下的，它们是在化学溶蚀过程中产生，并经改造了的碳酸盐岩序列。岩溶也包括地下的沉淀（洞穴沉积），它们可能改变了溶蚀孔隙；坍塌 角砾岩和机械沉积的“内部沉积物＂，它们可能充填于孔隙底部或充填了孔隙：地表的石灰华。’’王大纯（１９８６）指出，“岩溶是水流与可溶岩石相互作用的过程以 及由此而产生的地表及地下地质现象的总和。岩溶作用不仅包括化学的溶解及随之产生的机械破坏作用，而且还包含化学沉淀和机械沉积作用。＂ ｗ矾ｋｄｅｎ（１９７４）和Ｗｒｉｇｈｔ（１９８２）将古岩溶定义为“被较年青的沉积物或沉积岩所埋藏的古代岩溶，有时并非被埋藏＂，Ｊ锄ｅｓ和Ｃｈｏｑｕｅ讹（１９８８）认为“古岩溶是地质历史中的岩溶，它通常被年轻的沉积物或沉积岩所覆盖，据此，将其进一步分为残余古岩溶（过去所形成的现代地貌）和埋藏岩溶（被沉积物覆盖的岩溶地貌）’’。由此可见古岩溶是被现代沉积物或沉积岩覆盖的地质历史中的岩溶，赵永刚（２００６）认为：古岩溶的地质历史阶段虽存在争议，但古岩溶是地质历史时期发生的，相对于某一套年轻地层之下所出现的古岩溶叠加体系。古岩溶的研究伴随着成岩、成矿作用及其油气地质的研究而兴起。大致经历 了四个阶段：①启蒙阶段（２０世纪６０～７０年代）：碳酸盐沉积地层学和沉积学 家在开展大气水对碳酸岩沉积物成眼作用研究过程中开始了解古岩溶；②起步阶 段（２０世纪７０～８０年代）：主要借鉴现代岩溶学理论对古岩溶作用及其过程机 理做出了探讨，开始研究古岩溶特征和发育规律，主要以碳酸盐沉积学和成岩作 用的理论和技术方法为指导。１９７４年华北任丘古潜山型油藏的发现引起了我国 对古岩溶及其储层特征的研究；③发展阶段（２０世纪８０～９０年代）：伴随人们对古岩溶作用及其地质意义认识的不断深入，古岩溶与油气储层的关系引起了地质学家，尤其是石油地质学家的重视，其中以１９８７年由Ｎ．Ｊ．Ｊ锄ｅｓ和Ｐ：Ｗ．Ｃｈｏｑ咣ｅ第１章引言编辑出版的《Ｐａｌｅｏｋａｒｓｔ》专辑为里程碑意义，该专辑集中反映了国际上２０世纪 ８０年代以来不同领域的专家从不同侧面对不同时代碳酸盐地层中的古岩溶研究成果，既有理论又有方法，既包括现代岩溶的分析又囊括地质历史时期古岩溶的研究，这些工作奠定了以后古岩溶与油气储层研究的基础。与此同时，国内召开了前两届全国岩溶矿床学术讨论会，１９９１年成都地质学院沉积地质矿产研究所和长庆石油勘探局勘探开发研究院译编了《Ｐａｌｅｏｋａｒｓｔ》，以《古岩溶与油气储层》 为名由成都科技大学出版社出版在国内公开发行。《古岩溶与储层研究》（王宝清 等，１９９５）；《新疆塔里木盆地北部古风化壳（古岩溶）储集体特征及控油作用》（陈洪德等，１９９４）等一批有关“古岩溶与油气储层研究’’的专著相继问世。④ 深入阶段（２０世纪９０年代中后期至今）。从２０世纪９０年代开始，古岩溶研究 趋于系统化、（半）定量化，多种有效的新技术、新方法和（半）定量研究方法 结合沉积学、层序地层学、水文地质学、岩溶学、地貌学、碳酸盐岩成岩作用、 碳酸盐岩储层地质学、沉积地球化学等学科进行深入系统的研究，与此同步，以 地质为基础，地震、测井及地震、测井联合反演预测古岩溶储层等技术运用到了 古岩溶的研究中。李定龙（１９９９）提出了古岩溶地球化学的概念；郑荣才等（２００３） 研究渝东黄龙组古岩溶特征时，引入了地球化学方法，并划分了岩溶旋回；钱一 雄等（２００２）研究塔河Ｓ６０井岩溶时系统研究了其元素地球化学特征；夏日元等 （２００４）开始关注古岩溶发育演化的模式；贾振远，蔡忠贤（２００４）详细论述了 古岩溶形成的各种作用；许效松，杜佰伟（２００５）详细描述了风化壳岩溶的形成 过程；鲁新便等（２００３）通过测井、地震等地球物理的方法识别古岩溶储层；叶 勇等（２００７）尝试运用地震模拟来识别岩溶孔洞；袁志祥（２００２）研究塔巴庙地区 岩溶时引进了岩溶相的概念；马振芳等（１９９９）也对鄂尔多斯盆地的古风化壳进 行垂向上的分带研究；夏日元等（２００１）将深岩溶研究归到了古岩溶研究范畴；郑 聪斌等（２００１）较为详细的研究了鄂尔多斯盆地奥陶系热水成因的岩溶特征；李定 龙等（１９９９）对皖北奥陶系古岩溶做了分期研究并阐述了其特征；韩行瑞（２００１）对古岩溶进行了地质历史分期研究；张锦泉，陈洪德等（１９９３）以水动力条件为基础对古岩溶进行垂向分带研究；景建恩等（２００３）探讨了古岩溶的纵向分带特征， 并指出了其测井识别标志；陈学时等（２００４）较为系统地总结了我国古岩溶发育 的特征；宋来朋等（２００５）全面总结了古岩溶研究的方法；徐国强等（２００５）用 层序地层学理论分析岩溶洞穴发育的序次；王家豪等（２００３）将层序地层学应用在了古地貌分析中。从以上研究成果来看，古岩溶研究主要在以下方面取得一定的进展：①从地 层、岩石矿物、地球化学及地球物理等方面提出了古岩溶的宏观微观鉴别标志； 开始着眼研究古岩溶实例，总结其发育规律及其控制因素，对岩溶在垂向剖面上成都理工大学硕士学位论文的分带性和洞穴充填物进行研究和论述；②将沉积学、沉积岩石学方法引入了古岩溶研究，提出了“岩溶相’’的概念；岩溶相其实是“岩溶环境的古代产物＂， 限定它的关键要素是岩石学特征，包括基岩成分、填隙物成分、岩石结构特征及缝洞系统等（袁志祥，２００２）。这就将古岩溶与沉积学、地层学等联系了起来，着重对不整合面上古岩溶的研究，并讨论古岩溶相问题及其对油气储层及矿产的控制作用；③将古水文地质学分析原理引入古岩溶研究，岩溶作用是水体与可溶 岩体作用的结果，因此地下水活动特征不同必然会形成不同体系的岩溶特征，在 此基础上划分出岩溶垂向分带及岩溶的演化过程；④古岩溶形成过程、形成作用 及发育模式方面做出了一定的探讨；⑤古岩溶概念扩大，将热水岩溶及深岩溶归入了古岩溶研究，这是因为沉积层的压释成因水及深部地下热液等同样可以促进岩石溶解，发生岩溶作用，对油气储层有一定的控制作用；⑥对古岩溶进行分期 研究，对各期岩溶作用特征进行识别并研究其产生的孔隙类型及数量，研究岩溶 发育的场所及溶蚀水体的来源和运移方向，从而阐述溶蚀洞缝的发育机制；⑦层 序地层学被应用到了古岩溶的相关分析中，运用层序地层学原理来恢复岩溶度地 貌形态、探讨不同层序旋回中岩溶发育机制并进行区域岩溶洞穴的对比。 古岩溶地貌控制储层展布，很多学者从不同的角度对其进行研究。拜文华等 （２００２）、代金友等（２００５，２００６）强调了利用高精度地震资料，在测井资料的 约束下识别岩溶沟槽；韦忠红（２００６）利用三维地震资料结合钻井资料对塔河油田 ４区古岩溶地貌进行恢复；夏日元（１９９９）利用上覆地层厚度及分布趋势，采用“印 模法”系统恢复了鄂尔多斯盆地的古地貌形态，并划分出了１０种三级地貌单元； 孟祥豪等（２００５）以不整合侵蚀面上出露地层层位及下伏地层的厚度和上覆地层 的厚度比为依据恢复了塔巴庙地区的古岩溶地貌形态；宋国奇等（２０００）、康志宏，吴铭东（２００３）采用层序地层学方法恢复岩溶古地貌，取得了较好的效果；赵俊兴等（２００１）利用沉积学方法恢复侏罗纪沉积前古地貌的思路值得借鉴；赵俊 兴等（２００３）提出利用高分辨层序地层学方法恢复沉积前古地貌的方法在岩溶古 地貌恢复研究中值得推广；吴丽艳等（２００５）系统总结了古地貌恢复技术。 由此可见古岩溶研究已进入系统化阶段，不同的学者从各个角度对其分析研 究，取得瞩目成绩。岩溶地貌控制储层的空间展布，因此通过恢复岩溶地貌形态 研究岩溶储层特征必然得到重视。但是，目前进行岩溶地貌恢复主要注重单一技 术，缺乏各种技术之间的借鉴补充，精确度较低。为了较为精确恢复古岩溶地貌， 需要利用多种方法从不同的角度相互约束进行岩溶地貌单元的划分。４第１章引言１．２．２塔巴庙区块研究现状鄂尔多斯盆地北部塔巴庙区块位于北纬３８。１０ ７―４０。１５ ７，东经１０７。３０―１１０。３０ ７，面积２００４７ｋｍ２。该地区勘探开发较早，但勘探以上古生界砂岩为主，同时兼顾下古生界碳酸盐岩，部分钻井在奥陶系风化壳获得工业气流，显示了该地区下古油气藏存在的潜力。随着油气需求矛盾的加剧，系统全面开展下古 碳酸盐岩有利层位的勘探势在必行。目前该地区针对下古的勘探程度较低，开展 下古研究，必然需要重视奥陶系顶部风化壳储层的研究。通常认为奥陶系风化壳是指马家沟组马五段上部，即马五。亚段及其以上地层，因此，论文以马五。一马 五，地层为研究对象。 专门研究本地区风化壳沉积相的文章较为鲜见，仅在相关的博硕士论文中有 相关章节的表述（孟祥豪，２００６；惠宽洋，２００５），但只是根据需要侧重于相关 方面，为进行系统阐述。 风化壳岩溶作用研究较为多见，袁志祥（２００２）系统研究了该地区岩溶相特 征，将其划分为壳面堆积相、洞顶相、洞底相、隔层相、垮塌相及洞穴充填相等 ６种，并指出了各种岩溶相的储集性能和含气性，预测了有利油气勘探区。陈胜等ｆ２００７）系统研究了塔巴庙地区古岩溶特征，对古岩溶的识别、其垂向发育特征 做了较为详细的论述，粗略恢复了岩溶地貌格局，指出了有利勘探区。孟祥豪等 （２００５）以不整合侵蚀面上出露地层层位及下伏地层的厚度和上覆地层的厚度比 为依据，将岩溶地貌划分为岩溶高地、岩溶斜坡和岩溶洼地，指出了有利地貌单元。这些成果有力地促进了塔巴庙地区古岩溶风化壳的研究，但程度尚低，为了 对该地区勘探提供有力的依据，必须大力开展古岩溶风化壳的系统研究，其中包 括通过从古岩溶地貌角度研究风化壳储层特征。１．３研究内容１．３．１主要内容①奥陶系风化壳沉积微相：沉积物特征是古岩溶发育的基础，选择研究区具代 表性的露头剖面和钻井岩芯，研究岩石的成分、结构、沉积构造、剖面结构等，分 析沉积微相特征及其相序变化，进而进行测井相的研究，对奥陶系风化壳沉积环境、 沉积背景及其沉积体系进行研究。 ②奥陶系风化壳沉积相剖面：分析沉积微相在纵横向上的演化变化规律，了解其可能空间展布形态。成都理工大学硕士学位论文③奥陶系风化壳沉积相平面展布：在微相、剖面沉积相对比分析的基础上，详 细分析风化壳各沉积期古地理空间展布形态，分析有利相带。④单井岩溶特征分析：分析单井岩溶特征，探讨岩溶发育的垂向结构特征， 分析岩溶旋回和期次，并对不同地区的单井岩溶特征进行比较，从而进一步探讨 岩溶发育规律。 ⑤岩溶地貌恢复技术：分析比较目前地貌恢复技术的优缺点，利用层序地层学方法及印模法，结合沉积学方法、残余厚度法等技术的优点，在它们的约束下， 较精确恢复出研究区三级岩溶地貌单元。⑥岩溶剖面特征：在地貌恢复技术约束下，分析剖面岩溶特征，分析岩溶地貌横向纵向变化特征，从而约束岩溶地貌单元平面展布形态。⑦岩溶地貌形态：在以上各研究基础上，恢复出三级岩溶地貌单元及其平面 展布位置，并用相关地质软件模拟其三维空间形态。 ⑧分析影响岩溶发育的因素：系统恢复岩溶地貌形态后，分析影响岩溶发育 的内外因素，探讨各种因素对岩溶发育的影响程度。 ⑨风化壳储层成岩作用研究：详细研究区内风化壳沉积后成岩作用类型及其 各自特征，分析成岩作用的利弊，绘制成岩相分区图。 ⑩探讨风化壳储层特征：分析岩溶地貌单元中风化壳储集体发育特征，确定 有利储层发育的位置，预测有利储层分布区，为勘探开发提供依据。１．３．２研究方法与技术路线论文以沉积学、岩溶学、地貌学、层序地层学理论为基础，结合区域地质资 料、岩心、薄片、测井资料，分析研究区沉积相特征及其平面展布形态；分析单 井及剖面岩溶发育特征，运用层序地层学方法和印模法，采用沉积学方法等技术的优点，综合恢复塔巴庙地区三级岩溶地貌单元，并探讨影响岩溶发育因素；分析风化壳储层成岩作用类型及其成岩相分区；综合预测有利储层分布区。技术路线如图１．１。１．４完成的工作量为完成论文内容，依据技术路线指导，曾先后赴小壕兔、靖边、西安三地中 石化、中石油岩心库，历时２０多天，观察钻井３０多口，照相１００多张。在室内 化验分析，分析铸体薄片４０片，分析沉积相、岩溶特征，编制相关图件，完成 论文。这些资料系统详实，为较高质量完成论文奠定了基础。具体工作量如表６第１章１－ｌ。引言图１―１论文技术路线图表１―１完成的工作量表 序号ｌ ２ ３ ４名称数量３０ １７８ ４ｌ ７０ ２１ ４ ｌ ５ ４ １ ｌ １ １单位口备注单井观察 薄片照相 铸体薄片 野外照相 单井分析 沉积剖面对比图 古地质图 岩相古地理图 岩溶对比剖面 残余厚度图张 片 张口５６ ７ ８ ９ １０ １１ １２ １３张 张 张 张 张 张 张 张岩溶地貌平面图岩溶地貌立体图 成岩相分区图７成都理工大学硕士学位论文第２章２．１地理及地质概况区域地质背景塔巴庙地区面积２０００ ｋｍ２，位于鄂尔多斯盆地东北部陕一蒙交界处，属陕西省榆林市与内蒙古自治区伊金霍洛旗地区。研究区地表呈波状起伏的丘陵，地面海拔一般在１３００ ｍ左右，地面被沙丘和沙地覆盖，有“西一包＂公路通过，交 通较为便利（图２―１）。Ｑ 璺９ｋｍｌ刘地层大区界Ｆ闷地层分区弄●■ｅｏ＿’●ｏ＿’一－ｏ＿＿一￡’。’１ｒ一．、ｌ地层小医界［＼ｊ构造分区Ｉ：华北地层大区；Ｉ．：鄂尔多斯地层分区；Ｉ．’：晋西地层小区；Ｉ．２：鄂尔多斯西缘地层小区；Ｉ，‘： 鄂尔多斯本部地层小区；Ｉ．。：鄂尔多斯北缘地层小区；Ｉ：：阿拉善地层分区；Ｉ。：阴山地层小区：ＩＩ： 祁连一秦岭地层大区；Ⅲ：新疆北疆一兴安岭地层大区图２―１塔巴庙位置图（据何自新略改，２００４）研究区构造位置处于伊陕斜坡北段，毗邻伊盟隆起；地层区划属于华北地层大区中的鄂尔多斯本部地层小区。其下古生界包括寒武系和奥陶系两套海相碳酸 盐岩地层，其中奥陶系仅沉积马家沟组。依据古生物特征、沉积旋回及区域性标志层，可将奥陶系马家沟分为六个大的地层岩性段，自下而上为马一至马六段， 由于特殊的古地理环境，其总的岩性特征表现为马一、三、五段以白云岩、硬石８第２章区域地质背景膏岩和岩盐为主，夹少量石灰岩，马二、四、六段为石灰岩和白云岩，在补偿凹 陷盆地还有硬石膏岩产出。马六段本区未见。生产单位根据需要，依据岩性组合、 沉积相序等特征又将马五段自上而下分为马五，～马五ｌｏ等１０个亚段。经加里东 运动，该区普遍缺失志留系、泥盆系以及石炭系地层，马家沟组之上直接覆盖二 叠系太原组地层（表２―１）。表２―１ 系 二 叠 系 太原 组 马六段 组 段塔巴庙地区地层简表（沿袭长庆油田，略改） 亚段 小层 山 太二段 太一段 厚度（ｍ） 标志层 微古生物（牙形刺） 含气系统 碎屑岩 含气系 统西组马五１１ 马五１２ 马五ｌ 马五１３ 马五１４ 马 奥 马 马五３ 马五２１ 马五２ 马五２２ 马五３１ 马五３２ 马五３３ 马五 沟 系 段 组 马五５１ 马五５ 马五５２ 马五６～马五１０ 马四～马一 马五４ 马五４２ 马五４３ｌ ４ ａ０“６．８～７．２ ３￣４ＪＵａｎｏｇｎａｔｈＵＳ ｓｐ ｓｃ田Ｉｄｏｄ凇ｒｅｃｔ淞ｎ４～５．５ ２￣４ ３．２￣６”ｄ量方嗍ＫｌＫ２３．５―６．６家 陶 五８～１２．８９士碳酸盐 岩含气 系统５士 ４一ｖ９．２ｂＫ３８．９―２２８～１４黑色灰 岩段寒武系９成都理工大学硕士学位论文马五５亚段主要为厚层状深灰色一灰黑色灰岩，电性特征表现为箱状低伽玛、 高电阻、低声波时差。马五４亚段主要为浅灰一深灰色中一薄层白云岩、泥质白 云岩，膏云岩夹凝灰质云岩，电性特点顶部为层状低伽马、高电阻，其余为犬牙 状高一低伽马和齿状高一低电阻相间组合特点。马五３亚段主要为一套深灰色、 灰色中一薄层状云岩、泥质云岩，电性曲线为犬牙状高低伽马及齿状高低电阻间 互的特点。马五２亚段主要为厚层粉晶白云岩，其下部为泥质云岩及云质泥岩组 合，部分地区见角砾云岩层，电性曲线上部为块状、下部为犬牙状低伽马及低电阻特征。马五ｌ亚段主要由角砾岩、微一粉晶云岩、泥云岩、云质泥岩及少量云 质灰岩组成，分布局限（图２―２）。地层系统 统下二段亚 段Ｏ一１００钻时ＳＰ Ｏ．．．……－１５０深 度（Ｍ） 皇辫心 嗣面浅倒向电阻唪１０ １０００００密度１一一一一３鼯度（ｍ） 层 厚 累 厚叠娩 玛五２Ｏ一３００ ，，，，／、气ＧＲ三：，１０一１０００００ ４５０一５０只氏深翻肉电阻隼声渡时嫠密心籀述马五蔑嚣３下马码五家４≤霾；毒 ｐ知莲铤ｌ，５●．５盍嚣耋誓童ｆ‰写蔷乏蓬为青Ｋｅ鼍簟白量誊置日嚣■越鬻岛≯幸≮。≮＇●奢．．５雾 蚕严毫昌摹霸专一’：ｔ翁３＇赫。５蓄羹主，囊璺茎；嚣囊 鬟委薹≥蓥置南置奢冀之］Ｉ ，沟 奥骂 五 ５２“５? Ｊ“囊嚣羹翳瑟瑟鹱襄茸‰蠢自跨并葶每■瓦囊；ｊ组一雾吲翱圜豳马赢。；莓 毛五８专枣茎象缱喜载搿矮 着？≮¨２．Ｉ产｛｝ｉＩ●ｋ§统段１０耋 ；ｃ《＝Ｅ＝－．―．―１｝ ｛ 净ｆ岁ｊ篝●．＾一Ｉ‘≈１ 霹圉国圉屋曩团匡召日圉≥ ｛；ｌｌ 、雾＝哞＝霉｛４霉；‘’．舅白云辫耗囊白云者含髭自云岩青云者角砾云岩灰嚣岩获髫自蛩敷泥崧图２―２塔巴庙地区下奥陶统马五段地层综合柱状图ｌＯ第２章区域地质背景通常在区域上存在三个标志层：马五５亚段的黑灰岩，测井上表现微厚层箱状低伽马、高电阻特征；Ｋ３凝灰质层，位于马五４１层底部，表现为显著低伽马、 高电阻的测井曲线特征，虽然塔巴庙地区不是很明显，但它代表了区域上的火山 喷发事件，可作为等时层；Ｋｌ凝灰质层马五１４层底部，特征与Ｋ３相同。２．２区域构造演化鄂尔多斯盆地在太古代一元古代形成基底，经中、晚元古代大陆裂谷集中发 育阶段之后，早古生代进入克拉通坳陷与边缘沉降阶段。 早古生代期间的加里东运动以升降运动为主，形成地层间的平行不整合接触。主要有寒武系与下奥陶统之间、下奥陶统亮甲山组与马家沟之间的平行不整 合面，以及中、晚奥陶世期间海盆逐渐上升为陆，直至晚古生代中晚石炭世始有沉积。其间缺失加里东期的晚奥陶世及志留纪沉积，因无地层记录，地壳运动情况不明。但据区域地质构造分析，由于自奥陶纪之初伴随贺兰裂谷及秦祁大洋张裂形成的裂谷肩调节隆起（中央古隆起），而在加里东运动晚期，在祁连海槽向 东推挤下，隆起增大，一方面控制中央古隆起两侧马家沟期形成多次超覆现象； 另一方面由于地质环境不同，不同时间、不同地区具有不同的构造特征。如据有关加里东期的构造应力场分析资料，盆地经历过南北向的早期拉张和晚期挤压两 个阶段。早期（寒武纪一早奥陶世）拉张盆地变形主要表现为沉降，除西南缘形 成裂谷性质坳陷和裂谷肩中央古隆起外，还形成了边侧盆地，即陕北斜坡（坳陷）。 晚期（中晚奥陶世至志留纪末）挤压反映在盆地隆起遭受剥蚀，南缘下古生界表现为南倾北倒的强烈褶皱变形，破裂构造以发育北东东和北北西两组为主；西缘 奥陶系发育大量北东、北西向节理，褶皱常伴随逆冲断层和层间滑动发生，规模较小（张福礼等，１９９４）。 寒武纪，鄂尔多斯盆地所处的华北地块尚位于南纬３００～４００，四周和基底是 以断裂为边界的独立地体（马杏垣等，１９８４）。此时的鄂尔多斯盆地处于一个西南边缘活动、内部稳定的构造环境，除边缘地区受到秦祁海槽被动大陆边缘的影 响而使之具有过渡性质沉积之外，其余广大地区均为稳定克拉通陆表海沉积。此后向北漂移，中奥陶世处于赤道附近（吴汉宁，１９９０），尔后继续向北运 动并伴以顺时针旋转。奥陶纪鄂尔多斯盆地构造一沉积发育史与秦祁海的演化密切相关。早奥陶世盆地南缘仍为被动大陆边缘，早奥陶世晚期转为沟、弧、盆体 系的主动大陆边缘。早奥陶世的沉积格局和古生态分区表明华北海和祁连海是贯通的，二者有共同的生物种属。冶里、亮甲山期盆地广大地区仍为一个统一的古陆，海水开始从东、南、西三个方向开始向地块侵漫、回返。冶里期沉积了一套 以陆表海碳酸盐岩夹泥页岩为特征的沉积建造，岩性主要由灰色薄层泥晶云岩、成都理工大学硕士学位论文粉一细晶云岩为主间夹白云质灰岩、竹叶状砾屑灰岩、泥质白云岩夹灰绿色钙质 页岩，向北逐渐变薄。该时期南缘主要为白云岩缓坡沉积而东缘为白云岩陆棚环境，西侧贺兰山地区为云灰坪环境，发育叠层石及水平纹层。亮甲山期东缘为陆 棚环境的白云岩沉积，南缘发育缓坡沉积，且自古陆向海槽依次增厚，岩性为富含燧石条带及团块的厚层白云岩，西部贺兰山地区由于受铁克苏庙一青铜峡一固原断裂影响，水体略有增加，为云灰坪环境，岩性以含燧石和硅质条块为主要特 征，生物化石丰富。早奥陶世的沉积可能与扬子板块向华北板块俯冲、下插而造成的向北推挤力而使鄂尔多斯大部地区抬升。 亮甲山末期的怀远运动代表了早古生代下部沉积旋回的完成，造成亮甲山期和马家沟期间的沉积间断，盆地局部造成南部褶皱变形和强烈剥蚀及其与上覆地层呈角度或微角度不整合接触。怀远运动后，因洋壳下潜前方岛弧隆起相隔，早奥陶世马家沟早期北方型头 足类为主，牙形石繁盛。早奥陶世马家沟晚期，洋壳俯冲减弱，岛弧（隆起）幅 度减小，导致海平面大幅度上升，海域扩大，生物群落混生，马四期达到极盛。 马六期及其以后，板块俯冲进一步减弱，海平面下降，盆内中央隆起对海域具有明显的分隔作用。马家沟一期开始，古商丹洋扩张达到极盛期并开始向华北板块下俯冲，由于 板块间相互作用及深部次级地幔对流柱的形成，引起弧后地壳扩张，伸展变薄， 出现洋壳，进一步扩展为沟、弧、盆主动大陆边缘构造体系。其显著构造特征表 现为发育多条同生断裂带，以及受其控制在深水碳酸盐岩沉积过程中伴以多期火 山凝灰岩产出。与此同时，北祁连洋壳向东北俯冲于阿拉善地块之下造成其与鄂 尔多斯地块的分离，受它们共同影响，形成东南、西南方向的海侵，导致鄂尔多 斯古陆面积大大缩小，形成定边一环县一庆阳古陆，并与北部继承性伊盟隆起连 成一片。此时，鄂尔多斯地块位于赤道附近，气候炎热干燥，海水含盐度高，广 泛发育白云岩硬石膏坪沉积。 马家沟二期，海侵进入早奥陶世以来的第一次高潮，沉积水体加深，古陆收 缩，沉积中心位于米脂一清涧一带，在榆林附近的陆棚盆地中心位置，水体循环 较差，水体闭塞，发育含膏盐石灰岩一白云岩盆地。该时期的沉积建造以大套石 灰岩为特征，在古隆起边缘发育准同生白云岩、灰质云岩，局部含石膏。在西缘 发育少许薄层砂砾岩，表明其早期存在砂、砾质滨岸环境，尔后演变为混积陆棚 和石灰岩陆棚环境，外侧为石灰岩斜坡及贺兰海槽沉积。 马家沟三期，贺兰坳拉槽扩张加剧，随之肩部急剧掀斜抬起，形成环县一庆阳一黄陵“Ｌ’’型古隆起，北部伊盟古陆明显向西收缩，但仍和南部连在一起。由于中央古隆起的屏障作用，海水含盐度高，在其东侧沉积硬石膏、盐岩、夹少 量白云岩的蒸发盐类组合，形成含白云岩、盐岩坳陷盆地。而其西侧，由于毗邻１２第２章区域地质背景贺兰海槽，成为相带较窄的自云岩陆棚和斜坡沉积环境，而桌子山地区则为混积陆棚环境。鄂尔多斯南缘仍发育硬石膏一白云岩缓坡环境。 马家沟四期，祁连海水向东漫过中央隆起达到盆地中东部，发生最大海侵，但中央古隆起对沉积具明显的控制作用，其东发育白云岩一石灰岩盆地，外缘发 育含白云岩的石灰岩坪及盆缘石灰岩坪，其北发育石灰岩滩，其南端庆阳、黄陵 一带为含膏的白云岩坪环境，在南部的渭北地区和西缘地区仍为白云岩缓坡环 境。在贺兰山坳拉槽区，为斜坡和海底扇沉积，具多物源特点，发育大量碳酸盐岩碎屑流及陆源浊积岩组合，多见滑塌同沉积变形构造。马家沟五期，由于南北秦岭和兴蒙洋壳俯冲加速造成相向挤压作用，整体表 现为振荡性、间歇性地海退，海水变浅，中央隆起与伊盟隆起重新露出水面。由于沉积底质地消能作用，加之西、南缘海水补给减少，导致海水循环性差，含盐度增加，形成（内）陆棚盆地坳陷中心沉积了硬石膏岩、盐岩及少量白云岩，向周边依次发育含盐岩的白云岩硬石膏岩坪、含石灰岩的硬石膏白云岩坪。盆地南部仍发育石膏一白云岩缓坡环境，中央隆起以西发育石灰岩陆棚和石灰岩斜坡。中奥陶世平凉期，鄂尔多斯地区在经历了中、晚元古代陆内裂谷时期的坳拉 槽盆地阶段和早古生代陆缘海台地阶段后，由于台地南北洋壳分别向台地之下俯冲消减形成对挤压力造成整体抬升，出现了大规模海退，海水自东向西南方向退出。鄂尔多斯主体成为陆地，仅在其西缘和南缘的狭窄地带仍为海域并接受沉积。 中奥陶世背锅山期，仍为海退期，海水仅限于鄂尔多斯西南缘。 奥陶纪末因晚加里东运动，华北地块整体抬升，经历了１３０余Ｍａ的沉积间 断，盆地主体缺失中、晚奥陶世至早石炭世的沉积，马家沟组地层顶部由于经受了长期的风化剥蚀及淋滤作用，风化壳及其溶蚀孔、缝发育，是鄂尔多斯盆地下古生界的主要天然气储、产层（何自新，２００３）。晚古生代鄂尔多斯盆地从早古生代的陆缘海（边缘克拉通盆地）转变为海陆 过渡带（内克拉通盆地），其间海西期构造运动仍以升降运动为主，特点是缓慢而又相对微弱（张福礼等，１９９４）。 晚石炭世达拉期（本溪期）开始，海水分别从东西两个方向侵入，形成本溪组 及羊虎沟组的由砂岩、页岩、煤层夹薄层灰岩组成的障壁岛一潮坪一泻湖沉积体系，从早二叠世紫松晚期（太原晚期）开始，盆地东北及西北缘，有部分冲积扇和河 流三角洲沉积进入陆表海的潮坪环境中，形成海陆交错的沉积格局。太原期末，海水全面退出本区，并经历了短期的风化侵蚀间断，此时具有陆内坳陷的特点，系 南天山运动的结果，盆地北缘大青山一带的隆升剥蚀作用加强，大量沉积物进入盆地，形成冲积一三角洲一湖泊体系，并逐步向南推进，稍后盆地南缘也有独立的物源进入盆地，形成南缘的三角洲一湖泊体系（陈洪德等，２００１）。成都理工大学硕士学位论文第３章沉积相特征沉积相是指沉积环境及在该环境中形成的沉积岩（物）特征的综合（姜在兴， ２００３）。沉积相往往可以通过外部几何形态、结构构造、颜色以及岩相组合来加 以描述和确定。研究中根据野外露头剖面和钻井岩芯的岩石组合、沉积组构、剖 面序列、生物组合、沉积机理等研究，结合该地区以往的研究资料，认为塔巴庙 地区奥陶系马家沟组为潮坪沉积环境。表３．１塔巴庙地区奥陶系马家沟组顶部沉积微相类型及时空展布 相 亚相 微相 潮上膏云坪 潮上泥云坪 潮 潮 上 潮上云坪 坪 主要岩石类型及其组合 含膏云岩、膏云岩、膏岩 含泥云岩、泥质云岩、钙质泥岩、 含泥灰岩、泥质灰岩 泥晶云岩、灰质云岩、细晶云岩、 云质灰岩、粉晶云岩、白云岩 潮 间 潮下 潮间云坪 潮间灰坪 潮下灰坪 含砾屑云岩、砂屑云岩、藻云岩 含砾屑灰岩、砂屑灰岩、生屑灰岩 泥微晶灰岩、叠层石灰岩ｍ５层位ｌ一２ ｌ一４ ４―１备注ｍ５ｍ５ｍ５卜２ ｍ５卜４ｍ５４～ｍ５２、ｍ５３ｍ５２’５５ｍ５鹏５ ｍ５２－２ｍ５４～ｍ５ｌ一４２ｍ５ｌ一２ ｍ５４一ｌ ｍ５３４―１ ｌ一２ ６ｍ５ｍ５５ｍ５ｍ５３．１主要岩石类型及其特征根据钻井岩心观察以及室内微观岩石薄片鉴定，塔巴庙地区奥陶系马家沟组顶部主要有以下１０种不同的岩石组合类型。 （１）膏质白云岩包括膏质白云岩、含膏云岩、膏质泥云岩及膏岩。多具纹层状，石膏与白云 岩互层，部分去膏化形成较干净的方解石，同时在层面上见煤球状黄铁矿。含膏 云岩中的石膏呈结核状、板状，部分未经去膏化，石膏结核大小约１删ｎ（图３．１）， 但大多经去膏化后形成的孔洞被方解石或石英充填。（２）泥云岩 灰一深灰色为主，包括泥云岩、泥岩、含云泥岩，泥岩多呈条带状产出，往往形成纹层或条带状构造。泥质云岩、泥云岩多泥微晶结构，因泥质含量较高， 往往不太干净，薄片中隐约可见纹层状构造及生物潜穴构造，发育张开缝。（３）泥一微晶白云岩多为黄灰一灰色，可见纹层状构造，常发育一些溶蚀孔洞及缝合线，部分具１４第３章沉积相特征晶间孔及晶间溶蚀孔，有的具有生物潜穴及鸟眼构造（图３．２），常见１～４Ｉ砌之间的溶洞，多被黑色方解石充填或半充填。可见去白云石化作用，具少量自生石英，并可见黄铁矿发育，裂缝多被方解石充填。岩石多为泥―微晶结构，部分岩石含有石膏结核，见石膏假晶（图３．３）。薄片观察见较高的泥质含量。图３．１石膏（＋）４×１０ ２９０１．８７马五４１大３７图３－２乌眼构造２９６１．５３马五４１大１６（４）微一粉晶白云岩 黄灰色或褐色，结晶程度较好，一般为微一粉晶结构，部分微细晶结构，发 育岩溶缝，多被方解石充填，且存在去白云石化现象，局部被溶缝分割成角砾状，少数样品发育晶间孔。（５）粒屑云（灰）岩 包括砂屑云（灰）岩、含砾屑灰质白云岩、砾屑云（灰）岩，多呈黄灰色一 灰色，粒屑结构，部分砂屑云（灰）岩见正粒序结构（图３．４）及残余砂屑结构， 发育缝合线。砾屑白云岩砾屑成分一般泥微晶白云石，砾屑未磨圆，主要分布在潮间带。图３－３石膏假晶２７５７．７３马五１４大３４图３－４砂屑灰岩２８４７．７８马五１２大１３（６）微一粉晶灰云岩 包括灰云岩、含灰云岩、含泥灰质云岩等岩石类型。发育岩溶缝、张开缝、 构造缝，缝合线，往往相互切割。见溶蚀孔，多被亮晶方解石充填，存在去膏化 现象。具粉晶结构灰云岩通常发育晶间孔。（７）粉一细晶云灰岩成都理工大学硕士学位论文包括云灰岩、含泥云质灰岩、含云灰岩等类型，深灰色一灰绿色，多呈角砾 状（图３．５），往往夹泥质条带。（８）泥灰岩 包括泥质灰岩、含泥灰岩等岩石类型，由于泥质含量较多而呈灰一深灰色， 多为泥微晶结构，部分岩石发育石膏假晶。具水平层理，可见缝合线构造，裂缝发育且多为方解石所充填。（９）泥一微晶灰岩 以灰一深灰色为主，水平层理，见同沉积变形构造，发育大量裂缝并且被方 解石充填。夹泥质纹层，形成纹层状结构（图３．６），含少量白云岩条带。发育缝 合线，往往被溶缝切割，偶见生物潜穴构造。．图３．５岩溶角砾云质灰岩２８０１．４３马五１４大３４图３－６纹层状灰岩２８２０．４４马五５大２９（１０）生物灰岩包括生屑灰岩、叠层石灰岩（图３．７）、藻云岩以及叠层石藻灰岩，灰色一深 灰色。叠层石灰岩发育具有成层性，在个别钻井中还可见到叠层石灰岩的角砾。 藻通常似纹层状，名称未定。生物屑有的保存完好，形态清楚，为腹足或瓣腮类（图３―８），部分形态残缺，且已结晶，仅隐约见其形态。图３．７叠层石灰岩２９２０．７５马五５大５０图３－８生物屑（一）２０×１０ ３０２３．１０马五５大３０３．２沉积微相划分潮坪相通常划分为潮下、潮间及潮上三个亚相。潮上带长期暴露于水面之上，１６第３章沉积相特征蒸发作用较强，盐度高，水流循环受到较大限制。根据研究区内的岩石组合特征、 剖面结构及测井特征，将潮上带划分出潮上膏云坪、潮上泥云坪及潮上云坪三个微 相。潮间带潮汐往复作用明显，能量较高，往往形成砂屑结构、砾屑结构及生屑结构的沉积物，由于研究区基本岩石类别不同，因此将其划分为潮间云坪和潮间灰坪两个亚相。潮下带通常处于水体之下，能量相对较弱，往往形成泥微晶结构及细粉 晶结构的沉积物，在研究区范围内仅识别出潮下灰坪一种沉积微相。不论哪种微相 在剖面结构、岩石组合及测井响应等方面均有不同的表现，其特征如下：（１）潮上膏云坪 潮上膏云坪形成于较干旱环 境，见含膏云岩、膏云岩、膏岩 等岩石组合形态，多见于马家沟组五段上部层位。石膏产状有两种，其一呈层状，较薄，多为毫米级，局部可达数厘米，色淡，随其含量增加岩石多为灰色到灰 白色，偶见变形构造与其伴生； 其二呈结核状或板状分散于白云 岩、泥云岩及含泥云岩之中，往 往经溶蚀后被方解石或石膏充填，有时还可见石膏假晶（图图３．９ 大５０井潮上膏云坪剖面结构３－３）。自然伽玛、电阻率曲线往往表现为齿状，前者为低值后者表现为中值，自然电位中到高值，与上下白云岩及含泥白云岩、泥云岩区别不明显，声波时差通常表现为指状，高值，最明显的测井识别标志为井径明显扩径。啪二｝一巧： 硼Ｏ一绷’… 雌瓶垂割２塑堕舢２…一一２∞Ｏ冀■囊（２）潮上泥云坪 潮上泥云坪多为含泥云岩、泥质云 岩、钙质泥岩、含泥灰岩、泥质灰岩等 岩石组合形态，多见于马家沟组马五３亚段及其以上层位。泥岩颜色深见黑色∥＼搴划霸或黄灰色，钙质含量较高，含泥云岩、泥云岩及含泥灰岩、泥灰岩往往为深灰图３．１０ 大３９井潮上泥云坪剖面结构色一灰黄色，泥微晶结构。自然电位高 值，曲线多平直；自然伽玛曲线呈钟状或箱状，泥岩通常为高值，含泥（泥质）碳酸盐岩往往为低值；深、浅双侧向往１７成都理工大学硕士学位论文往为漏斗状或钟状，中值。 （３）潮上云坪潮上云坪常见泥晶云岩、灰质云岩、细晶云岩、云质灰岩、粉晶 云岩、白云岩等岩石组合形态，多 见于马五２、马五３及马五４等层位。 碳酸盐岩多为粉细晶结构，偶见砂 屑结构，灰白色一灰黑色，常常遭 受溶蚀形成岩溶角砾岩，薄片下见 溶蚀孔及晶间孔。自然电位曲线平 直，低值；自然伽玛曲线多为箱状， 低值，在岩溶角砾岩发育层位往往图３．１１大２４井潮上云坪剖面结构表现为中值，可能与角砾见充填泥质有关；深、浅双侧向多平直，偶齿化，中一 高值。Ｉ 一捌婚ＯＲ。竺．镐（４）潮间云坪蠢一ｌ Ｉ 曩健簟曩２……２嘲 盘啪潮间云坪主要由含砾屑云岩、砂屑云 岩、藻云岩等岩石类型，多见于马五３、 马五４等层位。白云岩多砂屑、砾屑结构｛２一 ｝蠢一Ｉ Ｉ＜＞（５）潮间灰坪及细粉晶结构，浅灰色、灰色、深灰色，常为厚层块状，见岩溶角砾，角砾之间往 ｌ 往为泥质或更小的角砾充填或为方解石 胶结，薄片中往往发育晶间孔及溶蚀孔。 自然电位曲线平直，低值，自然伽玛曲线 呈“Ｓ＂形，可能与洞穴充填的泥质影响图３．１２大３６井潮间云坪剖面结构有关，深、浅双侧向曲线较平直，起伏幅度不大，为中一高值。潮间灰坪常由含砾屑灰岩、砂屑灰岩、生屑灰岩等岩石组合形态，多 见于马五４、马五５等层位。白云岩多 砂屑、砾屑结构及细粉晶、生屑结构， 浅灰色、灰色、深灰色，常为厚层块 状，生物屑保存较为完整，多发生重 结晶，见岩溶角砾，角砾之间往往为 泥质或更小的角砾充填或为方解石胶图３．１３１８大１３井潮间灰坪剖面结构第３章沉积相特征结，薄片中往往发育溶蚀孔。自然电位曲线平直，低值，自然伽玛曲线呈反“弓’’ 字形，深、浅双侧向曲线呈箱状、漏斗状，角砾岩发育处分异明显，为中一高值。 （６）潮下灰坪一懒一吼．ｏ．；２侉聃锄 矾。 ＺＷ２硼■锄糙一一ｌ｛｝ＩｔＩ？ｌＩ Ｉ Ｉ ｌ ｝ｌ――＿＾ｌ＼｝ｔ＜Ｉｌ１９成都理工大学硕士学位论文鼍－曩簟■，麓，ｔ＆：：主：二猁－：竺＝譬二，，‘。ｉ鼍 置２ｏ…．忠苎．一１∞－曩一囊，妻寰＿．３积飘糟者蛐鼍’● 蠢Ｉ 栩 棚薹；）≯７量…。：ｉ：ｉ＞鐾：：一：‘‘ｆ ，；，；，一篙；ｉ：ｉ宰一襄。蛳》．，＞ｉ‘：Ｉ：＝：”．７，‘Ｐ’＃≠《：‘‘ｂ ‘，∑．，》 ：＜ ：ｌ’‘’ｉ≤，≥≮ｊ专喜奎差蓉鏖羞巍冀囊上罾《■≮：≮艇，≤一±Ｆ爿骂 鼍ｔ五 囊０逑幢 ：￡：，¨ｊ÷∥…，；；；渊；ｉ。鬻ｌ季囊净ｌ－＃ｉ｛醐 ；ｉ；ｉ黑－、ｊｊ ‘ｃ ｉ’ｉ １ ｉｊ上■墓塞色露重赛嚣卷。ｐ ：ｌＺ＿：｝》Ｚ毒 １，ｊｊｃ『？。‘ｊ’㈠晨■表萁复毡ｔ董 囊 §，冀灰色掘者。》‘：：●■’－鼍 ｌ； 下骂一管。…’“， ｜ ，， ， ， ，？：， Ｉ ，＾ ｌ ｌ ｌ ｎＩ：．， ＾ ， ｝ ， ， ，， ， ＾ ， ， ， Ｐ《，ｋｉ‘、■产， ＾ ’，上：：ｌ ７ｌ毫 ■ 静＋罨 五。●，，＾ｌ｜ ， 产， Ｐ ， ， ， ， ， ， ，１ ／．馨角謦■簟发’ｒ等：蕾上＜，… ，＾…， ， ＾，’、耸；■ ■，。＿当麓，＾， ，，ｌｌ ，ｔ ● ｌｌＩ产，：０ ：：≥ 。．．∥’。？‘?■７蓦一１，；。一ｆｆｒ Ｔ ｒ ｒ ｝ ｒ ｒｆＩｌ一 ■■ 纛 置‘叠 五Ｓ＞；＿一ｒ ｒ ｒ ｌ ｌ ｆ ｆ ｆ ｌ ｜ ｒ 一－，耳―～‘？ ｛翻茎辩隧二ｌｒ｝ｒ ，，戈 鼻 一■咐一ｔｔ ｆｒ■；｝，Ｉｆｒ‰Ｉ●＜固艚 酗黼 圈－黼 囝ｔ蠢稽 圃囊愀 囝鑫暑者 目矬图３―１５ 大５０井沉积相综合柱状图墅‘一一ｉ‘～．；，，Ｊ＿―√，ｊ器茎篓雾瑟茎■ 节３．３沉积相剖面对比在分析了沉积微相特征及单井发育特点之后，为了了解沉积相在不同时期不 同区域的发育情况以及各个地区沉积相在纵向上的演化过程，则需要对研究区内 沉积相进行连井剖面对比，以便更好地掌握沉积相的变化及演化规律。论文中在 全区做了４条控区连井对比剖面，东西、南北相各２条，用以了解全区沉积相的第３章沉积相特征变化与演化关系。（１）东西向剖面①大５３井一大５５井对比剖面 此剖面位于研究区北部，依次为大５３井、大３６井、大５９井及大５５井，风 化壳开壳层位主要为马五２，大５５井顶部残留马五３地层。总体来看，纵向上沉 积相从潮间灰坪演化为潮上泥云坪，马五５、马五４、马五２亚段沉积时东西沉积 环境相同，仅马五３沉积时环境存在分异。最西缘大５３井马五５发育潮间灰坪微 相，向上演化为潮上泥云坪微相，且该微相经历时间长，直到马五２沉积时依旧 为该种沉积环境。大３６井钻遇地层最全为马五３，马五２残存部分地层、马五４ 仅见少量地层，其马五３时发育潮间云灰坪环境，与其余各井环境不同，而使得 马五３沉积时环境略有分异，可能与该处此时地势较低有关。大５９井、大５５井 两处的环境演化与大５３井处相同，均由潮间灰坪演化为潮上泥云坪沉积环境。？，＾ｏ计ＳＰ。。６＃＝“㈣”翻云柏６井火ｓ姘” 钵，ｔ萄潮上耗￡＿＿＿＿――…“云 铌 云 坪ｓｐ大５５势ｃ。 蛑 ｌ，，，ｏｊ善｛妻泥＼｛ ｉ袭帮＼坪。＼；＼潮上２：ｌ―、―ａ．一一；：混～一．．．。．．／； Ｆ［譬囊－一＝４ Ｔ翥 驾．…‘１ 五上＾＿＿一盎ｔ／／／／＼；：‘羞ｏ！鲜：ｌ，々●。囊一苗§。量％●一■■鎏÷？一／／／ ／＼。鬈∽＝’＾ ‘ｒｉ。＼４，ｉ．二ｉ毫●∥弼；＿～￥一舅－一置 曩●，■ 黝ｖ＾；●一ｏ．ｒ１．节，Ⅲ图３－１６鄂尔多斯盆地塔巴庙地区奥陶系风化壳大５３井．大５５井沉积相对比图从该剖面上可以看出，风化壳沉积表现为一套海退沉积，马五５时期水体较 深，东西均为潮间带环境，向上水体变浅，沉积物为潮上带环境产物，除个别区 域可能因地势原因造成环境分异外，东西稳定发育潮上泥云坪环境。 ②大３８井一大２９井对比剖面 此剖面位于研究区西南部及南部，依次为大３８井、大２３井、大４９井及大 ２９井，风化壳开壳层位主要为马五２，大２９井顶部残留马五３地层。总体来看， 纵向上沉积相从潮间灰坪演化为潮上云坪、潮上泥云坪，马五５亚段沉积时东西 沉积环境相同，马五４、马五３、马五２沉积时环境分异明显。最西缘大３８井马２ｌ（２）南北向剖面一一一一一一一一一一一一一一惭一一一一一一第３章沉积相特征地位，马五４、马五２均为该种环境下的沉积物，中间马五３沉积时则发育潮上云 坪沉积。大６０井马五５发育潮间云灰坪沉积，马五４、马五３均为潮上泥云坪沉 积，向上又演化为潮上灰云坪及潮上云坪沉积。最南边大５１井处潮间带环境向 上转变为潮上泥云坪沉积，而后稳定发育潮上云坪沉积。犬６０井▲每讲，／，濑上蠢坶 丈３８弗“ｋ｛≤＼、甍捅薹墨‘＼＼鲜，，／， ■■●ｔ，７，。，誉瑙｝上潮上蠹●■律＿～Ｈ｜｜ 霪 ；澜弋；．＼；震；＼湖‘ ＾－ｆ铌｛二溪；云‘＼上 泥弘∑囔’Ｅ二韬云鲜＼静≮五坪砰、期 上膏＿一《曩＿一蠢／霪／～ｈ’～－Ｊ．霪／耻夸霞＼ｏ 匡 星 ｋ――～… 阶坪 雾’髭ｆ ｝｝●‘一盖 童ｒ“‘瞄雾＼翔匿｛翊嚣弋震牟’’％等掌雾＼移＼侈（、●一＿一？－鋈 瞒鞠ｏｒ每嚏／｝Ｎ、孝 、Ｌ、―靠ｓ耧霞｝浮?， ＼ｃ＇，图３．１８鄂尔多斯盆地塔巴庙地区奥陶系风化壳大５３井．大５１井沉积相对比图从该剖面上看，研究区西缘马五５、马五４沉积环境稳定，向上演化南北分 异明显，北边以潮上泥云坪沉积为主，南缘潮上云坪则占主导地位，综向上表现为潮间带向潮上带演化的过程，南北分异可能与北边地势高于南边有一定的关系。②大５５井一大２９井对比剖面 该剖面位于研究区东缘，依次为大５５井、大５９井、大２０井及大２９井，风 化壳开壳层位大５５井、大２９井位马五３，大５９井为马五２，大２０井地层保留 最全，为马五ｌ地层。总体来看，马五５潮间灰坪沉积非常稳定，向上演化环境 发生变化，北边一直为潮上泥云坪沉积，而南边潮上灰云坪、潮上云坪沉积占主 导。北端大５５、大５９井纵向上发育环境一致，均由潮间灰坪环境演化为长期稳 定发育的潮上泥云坪沉积。大２０井潮间带沉积结束之后演变为潮上泥云坪环境， 而后以潮上灰云坪、潮上云坪沉积为主要环境。大２９井处环境演化较为单一，仅经历了潮间灰坪和潮上灰云坪两种沉积。从该剖面上分析，马五５期南北沉积相同，均为潮间带环境，向上演变为潮上带环境，北边潮上泥云坪沉积占据主导地位，而南边潮上带沉积泥质含量少， 主要为一套白云岩或灰云岩沉积，纵向构成了一个海退旋回，南北边环境的分异◆◆占主导’这种环境的分嗣能还是与沉积时矗ｉ鞴蒜纛焉紧云坪沉积３－４沉积相平面展布磊磊磊磊了堕墼墅翌塑Ｌ 可能与北端地势高有关系。―――――――――――――～～～一～ 器翟～一～一鹅堋擤瓣孔蛳耥靴晰第３章沉积相特征水体不断变浅、蒸发作用不断加强的沉积序列。马家沟组沉积结束后，受加里东 运动构造抬升的影响，鄂尔多斯盆地主体抬升为陆，结束了奥陶纪沉积发育史。 各时期的沉积特征具体如下： （１）马五５期：该时期发生了华北地台最后一次短 暂海侵，形成了潮间一潮下 沉积环境，在研究区沉积了 一套深灰色甚至黑色泥微晶 灰岩、粒屑灰岩、叠层石灰 岩、生屑灰岩及泥微晶白云 质灰岩、白云岩岩石组合， 纹层状或不显层理，厚度２５～３０ｍ。黑色灰岩俗称“黑腰带”是区域标志层。该层 段受后期风化溶蚀影响较 小，通常认为是风化壳的底部。在该层段仅见少许裂缝，图３．１６ 塔巴庙地区马五５期岩相古地理图被方解石充填，发育水平缝合线，在粒屑结构、生屑结构的岩石类型中可见晶间孔。 （２）马五４期：该沉积 时期已经开始了奥陶纪末华 北台地最后海退的初始阶 段，海平面下降，水体变浅， 沉积环境演化为潮上坪沉积 为主的阶段，沉积了一套含 泥云岩、灰云岩及白云岩组 合，成层性较差，不显层理，厚２５～３０ ｍ。薄片中见石膏结核，多经溶蚀后被方解石 充填，平面上泥质含量由西 向东呈逐渐减少的趋势。反 映了沉积环境相对闭塞，水 体己具蒸发作用性质，泥质 含量系潮水带来，水体主要 来自东缘（图３―１７）。成都理工大学硕士学位论文该期沉积在后期表生成岩环境中遭受明显侵蚀，裂缝、溶缝、溶孔等较为发 育，尤其上部层段发育岩溶角砾岩或溶蚀跨塌角砾岩， 溶蚀缝洞、孔隙及角砾间大 部分为泥质、方解石所充 填，局部见黄铁矿及暗色矿物，对后期储层发育造成不 利因素。马五４－沉积期沉积 了一套中一厚层状粉一细 晶白云岩，泥质含量低，发育溶孔、晶间孔及岩溶角砾，是下部产气的主力层之 一。据统计，现有鄂１、鄂７、大１２、大２４等６口井在该层段见良好天然气显示。 （３）马五３期：仍以潮上沉积环境为主，但潮水携 带的泥质有所增加，含泥明图３．１８塔巴庙地区马五３期岩相古地理图显的泥质白云岩，含泥白云岩明显增多，沉积物出 现蒸发条件下形成的含膏云岩，岩石总体上颜色有所加深，以中薄层一薄 层互层组合为特点，总厚度约１０～２０ ｍ（３―１８）。 在该层段较纯的白云岩沉积较少，且少见岩溶角 砾岩及跨塌角砾岩，但个 别井区发育了粉细晶白云岩，有望成为潜在天然 气储层，例如鄂１、鄂４、 鄂９、鄂１１、伊２４、大 １２、大１３等１０余口井有较好的天然气显示。图３－１９塔巴庙地区马五２期岩相古地理图（４）马五２期：沉积第３章沉积相特征环境主要为潮上带沉积，从西北到东南方向，泥质含量有所减少，发育一套含泥 白云岩、白云岩、灰质云岩组合，中一厚层，厚度Ｏ～１０ ｍ（图３―１９）。这套岩 石组合原始晶间孔较发育，加上表生期暴露风化剥蚀，长期渗透淋滤作用，形成大量岩溶角砾及溶蚀孔、溶蚀缝储层系统，成为风化壳储集系统上部主力产层之 一。目前在鄂４、鄂５、鄂８、大１１、大１３、大１９等井见良好天然气显示，其中鄂５、鄂８、大１１、大１９井等均获得工业产能。 （５）马五ｌ期：该沉积期气候更加干燥，是石膏含量有所增加，潮水间歇 性携带泥质，形成一套中厚 层泥云岩、含膏白云岩与较 纯白云岩互层的岩石组合，’＝：―――――＝＝―――――＝＝――――二＝＝――――＿＝２：――――：＝＝――――ｏ竺：――――＝馨ｌ＿――――＝＝――一 ?必描．太辐其细粉晶白云岩沉积周期较前期短，但岩石结构、成分基本相同，发育一些晶间孔。由于其离风化壳最近，接受暴露侵蚀时间最长，形成了最好的岩溶型储集空 间，尤其是其下部马五１４亦 是风化壳储集系统上部主 力产层之一（图３―２０）。据惠宽洋（２００５）统计，鄂５、鄂８、大１ｌ、大１９等４口 井已有工业气流产出。 总体而言，鄂尔多斯盆图３－２０塔巴庙地区马五ｌ期岩相古地理图地是大型克拉通坳陷盆地，具稳定的大地构造背景。奥陶系沉积以陆表海浅水台地碳酸盐沉积为特征。马五 ，潮间灰坪，发育泥微晶黑色灰岩，马五４潮上云坪形成一套细粉晶白云岩，马 五３潮上泥云坪发育泥云岩，而马五２潮上带沉积发育的含泥云岩与、白云岩岩 石组合，马五ｌ潮上泥云坪环境中发育含膏云岩及中厚层白云岩，因此，有利相 带为马五】、马五２及马五４潮上带沉积，对储层发育有利。加里东运动使其整体抬升遭受长达１３０ Ｍａ风化剥蚀，形成以溶蚀孔、洞、缝系统为主的风化壳储集 系统，为鄂尔多斯盆地下古天然气系统奠定了基础。该风化壳厚６０～ｌｏｏ ｍ，上覆地层为石炭一二叠系煤系地层，现今具西倾大单斜特征。成都理工大学硕士学位论文３．５沉积模式早古生代的鄂尔多斯地处华北大陆，除盆地西缘和南缘，主体为陆表海环境。古地磁资料显示该时期的古气候背景为赤道附近的干旱炎热气候带，强烈的蒸发 作用导致该区以干旱盐化潮坪沉积为主，这在奥陶系马家沟组五段沉积时表现较为明显，当时处于低海平面时期。其沉积模式可概括为如下： 马家沟时期的马五段沉积时，盆地基底抬升、气候由湿热转变为干燥炎热，大气降水减少，蒸发量增大，海水深度减小，海平面不断降低，中央古隆起暴露于大气之中，整个鄂尔多斯盆地主体变得越来越局限。在早期阶段，海平面还不太低，来自东部的海水仍是主要的补给海水，越过 中央隆起而来的祁连海水则越来越少，盆地开始进入半局限状态。这时古隆起区 的周缘为潮上带的云坪沉积，部分地段有滩相颗粒石灰岩发育，其中部分颗粒石 灰岩经后期的混合水白云石化作用而成为粉一细晶颗粒白云岩，纵向上呈灰岩与 白云岩的不等厚互层。在潮间带主要沉积了泥晶灰岩、含颗粒泥晶灰岩以及泥晶白云岩等。在潮下低能带主要为粉晶云岩、膏质云岩沉积。而其晚期阶段，海平 面继续下降，中央隆起带进一步暴露于海平面之上，补给海水主要来自东面，同 时，东部的晋西水下隆起的障壁作用也越来越显现出来，海水补给量和补给速度也随之减弱。海水补给量和大气降水的减少，蒸发量增大，最终导致隆起区周缘潮上带沉积物演变为准同生期的粉晶白云岩夹膏盐沉积，膏溶角砾等暴露标志常 见。潮间带沉积物中反映蒸发作用的膏云岩出现。石膏多以结核状、板状、针状 或它们的集合体等形式，在白云岩中均匀分布或呈纹层状、条带状分布，可见水 平层理与纹层层理等。巨萤ｆ＿蓄衡量圈鼍石膏糟圈ｔ尝考￡刁砖＊，糖＿圜ｔ，廿抗?曩，生＿ｌｉ虽糖番叠罾奢 圈蠢毒圈曩囊嚣囊图３－２１鄂尔多斯盆地早古生代潮坪沉积体系模式第４章古岩溶作用特征及主控因素第４章古岩溶作用特征及主控因素岩溶是地下水和地表水对可溶性岩石的破坏和改造作用，及其形成的水文现象和地貌现象（杨景春等，２００１）。而古岩溶则是指地质历史中的岩溶，它通常被年轻的沉积物活沉积岩所覆盖（Ｊ锄ｅｓ＆ｃｈｏｑ毗ｅ，１９８８）。鄂尔多斯盆地碳酸盐岩勘探实践表明，古岩溶地貌对储层具控制作用，因此，恢复古岩溶地貌空间 分布形态对研究油气储层特征具有重要意义。４．１古岩溶的识别（１）地层学标志鄂尔多斯盆地主体因加里东运动使该地区缺失中、上奥陶统、志留系、泥盆 系及下石炭统地层，奥陶系残存马家沟组五段，表明下奥陶统沉积以后经历了一个大的时间间断，这为奥陶系碳酸盐岩地层发生岩溶提供了地层学依据。碳酸盐 岩在这么长时间的间断内，必然发生岩溶作用。（２）岩石学标志 岩溶作用不仅形成各种类型的孔洞和岩溶地貌，而且伴随机械、重力及化学等方式的沉积作用，形成特殊的沉积物和岩石，被称为岩溶角砾岩，这是古岩溶鉴别的重要标志。岩溶角砾通常包括垮塌角砾和岩溶角砾，前者通常呈砂砾级， 岩屑成分往往与原岩一致，多见白云岩角砾和灰岩角砾（图４．１）部分角砾局部 或全部被溶圆，另见一些角砾大小不等，充填于更大的角砾之间（图４．２），这些 角砾未溶圆差，部分角砾可以拼接，角砾之间往往存在渗流粘土（图４．３）或被后期方解石胶结（图４．４、图４．５）。图４－１角砾状灰岩２８１５．２７ｍ５１‘４大２７图４－２孔洞充填角砾灰岩２８４５．４９ ｍ５１－２大１３此外，还可见较为发育的膏溶角砾，马五段地层中沉积了一定量的膏质云岩， 在大气淡水条件下，往往易发生溶解，其溶解析出的硫酸根提高了水的溶解度， 从而加速了白云石的溶解，最终导致垮塌形成膏溶角砾（图４．６、７）。去膏化、成都理工大学硕士学位论文图４－３角砾，渗流粘土２６３６．３１ ｍ５２大２０图４―４方解石充填角砾２８２４ｍ５５大２９图４．５岩溶角砾３０２１．８４ｍ５５大４８图４－６硬石膏团块２８８８．９０ｍ５６大１８图４－７角砾，硬石膏２９２７．７０ ｍ５１４大１９图４－８次生灰岩１０×４ ２８１４．８７马五１４大２７图４＿９膏溶孔３２０６．１３ｍ５１。３大３７图４一１０蜂窝状盐层３２１９．２０ ｍ５１’４大３７去白云石化泥微晶白云岩程度较高，形成了次生灰岩（图４．８）。除了岩溶角砾之 外，还可见溶蚀孔发育，溶蚀优先发育于盐岩之中，形成大小不等的膏溶孔（图３０第４章古岩溶作用特征及主控因素４―９），有些盐岩溶蚀形成大量孔洞，使得盐岩表面呈蜂窝状（图４―１０）。在 各种碳酸盐岩中往往形成针孔状的溶孔，多被方解石充填或半充填，而且溶蚀孑Ｌ洞往往不止一层，惠宽洋（２００５）对该地区的研究识别出了三套这种溶蚀孔洞特 别发育的岩石类型。 （３）录井识别标志 ①风化壳岩溶发育段，钻进中常有钻速加快、放空、蹩跳钻，并有井漏、井涌现象发生。②钻遇风化壳岩溶发育段，泥浆槽面常见油花、油膜，岩屑有荧光显示，常见油迹，岩屑砂样中常见自形、半自形方解石晶体。③气测油气显示明显，全烃、重烃、烃组份明显提高。 （４）测井识别标志 由于上覆地层是碎屑岩，风化壳岩溶层段自然伽玛值明显降低，且大套厚层箱状特征明显，双侧向电阻率变化大且向下逐渐升高，表明向下溶蚀作用逐渐减 弱，补偿密度较碎屑岩明显增加，在岩溶孔洞发育层段其值有所降低，而补偿中 子、声波时差幅度较碎屑岩低，但岩溶发育层段其值明显增加（图４．１１）。ｏ去铀伽马２５０Ｏ自然电伊７５ｎ自然伽‰＝ｎ｛簧、㈣＝品…７……一雾 谑． 雩。最掣 争咚 ｆ一多ｃ一深度 （ｍ）２一一２０００深感应中感应芦侧向由龋 ２―２０００ 产盟９编２微球电６嘱ｏ１补偿密度３６０素！笪吁。 ４５户波时芎５（１№一兽一。一＿１《一占嚣№一。’、一。罱一霞。一＿、、－一一Ｕ一 一Ｎ器一。．＿●毫 妻 芍蚤ｑ餐ｆ ｅ＿№望一。．－凳＿＿№兽一。一－＿一驴图４－１ｌ岩溶的测井响应特征｛窖成都理工大学硕士学位论文４．２古岩溶单井发育特征每～次潜水面的相对变动引起的岩溶作用，称为一个岩溶旋回（麻建明， ２００５）。岩溶旋回通常以潜水面为界分为垂直渗流带和水平径流带，前者位于潜 水面之上，水体以垂向运动为主，后者位于潜水面之下，水体在该带内由垂直运动转为水平运动为主。由于水动力场特征的不同，在岩溶剖面上表现形式亦不相 同，垂直渗流带通常发育溶蚀孔洞和垂直溶蚀缝，溶蚀缝内见上覆地层碎屑物质充填，同时也可被后期淡水方解石充填，而水平径流带往往形成成层分布的小溶蚀孔、洞及各种岩溶角砾，溶蚀缝少见，充填物质往往为方解石。测井曲线在不 同的岩溶带内响应特征存在差异：垂直渗流岩溶带，井径不扩径或只局部扩径，自然伽玛较低，反映为较纯的灰岩或白云岩，双侧向电阻率变化范围较大，向下逐渐升高，反映向下溶蚀作用逐渐减弱，幅差多为正差异，孔隙度向下逐渐减小；水平径流岩溶带，以地下水的水平流动为主，常沿层发育小的溶蚀孔、洞，其中部分 为高阻矿物充填，井径不扩径或局部扩径，自然伽玛较低，双侧向电阻率曲线呈 “弓”形或“Ｕ’’字形，且波浪起伏剧烈，幅差上部多为负差异，反映存在水平裂缝和沿层发育的溶蚀孔、洞，下部多为正差异，反映溶蚀孔洞纵向上具有很好的连 通性，三孔隙度测井表现为稍低的孔隙度。 鄂尔多斯地区奥陶系风化壳经历的时间极长，由于潜水面的变化，形成了多 期岩溶，从而对应多个岩溶旋回（惠宽洋，２００５），后期岩溶往往叠加在前期岩溶之上，以其为基础对其进行改造，使得前期岩溶旋回特征不易识别，通常仅可 识别出后期岩溶旋回的分带特征，因此，在分析岩溶作用垂向序列时只用一个 “大’’岩溶旋回来表示岩溶作用的发育特征。不同的地区由于不同的水动力场特征，往往表现为不同的岩溶旋回特征。高 地形区，常为地下水补给区，以垂向运动为主，循环深度较浅，深部岩溶不发育； 斜坡地带，地下水除了垂向渗透外，以水平运动为主，岩溶具层状分布及垂向上 强弱分布的特征；在低地，常形成排泄区，不利于岩溶发育。下面对不同地区单 井古岩溶发育特征做出分析。 （１）研究区北部 以大４３井为代表，奥陶系顶部残余层位为Ｏｌｍ５抛，上覆地层为太原组。图 ４．１２为大４３井风化壳古岩溶结构剖面，其垂直渗流带厚３０ ｍ，此带内溶蚀孔洞 较为发育，每平方厘米３～５个，被方解石或泥质充填，可见岩溶角砾及黄铁矿， 裂缝较为发育，向顶部逐渐增多，为碎屑物质充填；双侧向曲线向下逐渐增大，呈锯齿状，声波时差增高，密度及孔隙度曲线向下降低。水平径流带厚度２８ ｍ，少有裂隙发育，见岩溶角砾，角砾溶圆较差，其间为方解石充填，溶蚀孔洞有层 状分布特征；双侧向曲线剧烈波状起伏，呈“弓”字型，幅差较大，声波时差曲３２第４章古岩溶作用特征及主控因素线波状起伏，增大后复而减小，密度及孔隙度曲线也有波状变化的特征。从剖面 结构组成上可以看出：垂直渗流带较水平径流带厚度大，表明该井所在地区水动 力以垂向运动为主，应为岩溶高地形区。。堡型婴删，浅侧向２００（１。一补偿密度．，２…型偿中子孔隙曳声波时差段层 段深度 （ｍ）岩芯 剖面沉积 构造岩溶 分带岩溶特征。一自然伽马…，、∥“≮一聋≥毒２》．２№ ④ 一 ｏ｜？ 、， ， 一，ｆ一，＼ ，蕈夺影≥毛（２）研究区中部薹ｉ‘鞍＿一＿（）垂 ７＼＾． 直 渗 滤 此带内溶蚀孔洞 较为发育，每平 方厘米３―５个．被，一， ，＼ ，＼ ， ，、马 五３№ ｏ № ｏ， ｝ ＼， ，一７一ｆ一马 ∞ ｏ｜｜一／ ｌ／ ／ｌ ／：矿：ｊ～带为发渐增多顶部逐ｆ／ ∞ ｏ止－摹『／一≠一ｆ― Ｉ／７人口水 Ⅲ ｜七带溶缝明显减少， 角砾数量增加。且 大小不等，溶蚀孔 具成带性家马 五４ｏ“Ｊ／时∞ｃ门句Ｉ／Ｉ――径 流 带ｏｌ／ 沟 Ｉ／图４一１２大４３并奥陶系风化壳古岩溶结构剖面以大１３井和大２４井为代表，奥陶系顶部残余层位为Ｏｌｍ５１，上覆地层为太 原组碎屑岩。图４．１３为大１３井顶部风化壳古岩溶结构剖面，垂直渗滤带厚２２ｍ，以古溶洞和岩溶角砾岩为特征，古岩溶洞穴，充填物为泥质和方解石，洞壁溶蚀 痕迹明显，网状缝和小溶孔比较发育，见黄铁矿；双侧向曲线向下逐渐增大，起 伏变化大，呈锯齿状，声波时差增高，密度及孔隙度曲线向下降低，且其高值层 段较厚。水平径流带厚２８ ｍ，以灰云岩为主，见岩溶角砾，溶蚀孔较小，似针 孔，略有层状发育的特征，双侧向曲线略显“Ｕ＂字型，上下值大，中部值小， 孔隙度曲线和声波时差曲线均表现为中间高值，两侧低值，密度曲线表现为上部 小值，下部大值。从岩溶剖面结构上可以看出：此井所在地区水平径流带较垂直 渗滤带厚，表明该地区水动力场以水平运动为主，应该为斜坡地带。成都理工大学硕士学位论文。浅侧向…．。。？ｈ偿中予孔脓廖。 一声波时差…２深侧向…．自然伽马２５０段亚补偿密度段深 度，。、岩芯剖面沉积 构造岩溶分带岩溶特征岩芯照片ｏ３擎｛ ≥《 ，，剑～“雩：》≮， ，ｌ ｔ≮爰 己～蜀音ｔ÷茎＝ｍ＾¨△１ ”垂 直 藩 滤 带。掣０｝誊＿（）渡带内大量发育培 蚀孔碉，每平方厦 米３―５个，多被力 解石，掘蜃克埔． 裂缝发育．向上爱鞠瀚毯潮豳皱ｉ‘：ｌ ｎ‘ｃ垭■ｒｔ．Ｈ璧Ⅲ＠ｋ等嚣砉簇；ｌ髓墙角砾，角砾直往 Ｏ．５―２∞，个别选 列５ｃ?．成分以自ｉ． 岩为主马 五２Ｆ≥争熙黟。雾孕谢 ■潮鳓戳渊ｒ－“ｆｏ，，。！。§警专专｝三‘扎制光ｊｒ：＋ｎ垧“ｉ＿Ｊ、碱７。时 Ｉ≯一水 覃 径 裂缝数量减少．瘫 砾增多．大小约０．． 一５ｃ－，成分以泥ｄ？ ｊ云岩、袤云岩为．｛ 睁蚀乳有成屡发育｝ 征２Ｈ４ｉ｛－ｍ争３¨巍 带馨圈图４一１３大１３井奥陶系风化壳古岩溶结构剖面图４．１４为大２４井风化壳古岩溶结构剖面，其结构特征具明显斜坡带的性质， 水平径流带厚３６ ｍ，双侧向曲线表现为“弓’’字形，声波时差曲线较为平直，密 度曲线值向下逐渐减小。垂直渗滤带厚１８ ｍ，发育裂隙和岩溶角砾，期间多被 方解石充填，双侧向曲线波状起伏，向下有减小的趋势，声波时差曲线有微幅降 低，孔隙度及密度曲线向下均变小。图４―１４大２４井奥陶系风化壳古岩溶结构剖面第４章古岩溶作用特征及主控因素（３）研究区南部 以大２０井和大５１井为代表。图４．１５为大２０井古岩溶发育结构特征，其奥 陶系出露地层为Ｏｌｍ５Ｍ，其上直接为太原组地层。该井所在区垂直渗滤带厚３２ ｍ，发育古溶洞和垂向溶蚀缝，为泥质或方解石充填，见黄铁矿结核；双侧向曲 线从上到下明显增大，孔隙度曲线也明显降低，声波时差曲线上部快速由高降低， 下部呈微锯齿平直状。水平径流带厚度３１ ｍ，发育膏溶角砾岩，双侧向曲线呈 较为明显的“Ｕ’’字形，孔隙度曲线表现为中间高值，上下低值，密度曲线向下 其值逐渐增大。从剖面上看，该井出露地层新，垂直渗滤带与水平径流带发育程 度相似，有可能为低地形区的岩溶响应特征。．自然伽马ｎ．．．：补偿中子，：。。浅侧吼。．补偿密度一。段。深侧向…一―《！“一’…声波时差．。亚 段深度 （ｍ）岩性 剖面沉积 构造岩溶 分带岩溶特征岩芯照片］菱 髯 引Ｘ；弋≮ｌ｛。乏蛰．与血上＝１马五２一ｌ蓥一。…，一／ ，马五２―２‘。怠量 一， ，、垂 直渗 滤 带此带内溶蚀孔洞较为发育，每平 方厘米３－５个，被 方解石或泥质充填ｔ可见岩溶角砑簸翻黼誊＞， ，、为发育．向顶部递 渐增多马‘‘：ｊ－～．家 沟 组 五 段马五３笤墨 一马五４―１奠蓊醪戮鳓皇Ｚ－．：｝｛ｊ．＾甓：’！！馋走盐；≯一水 皿 径 角砾数量增加，且¨马五４―２兽。．大小不等，溶蚀孔流ｔ。马五鲁。…／ ，带豳角砾。渗流粘土２６３６．３１，ｌ一，，一，成都理工大学硕士学位论文下逐渐增高，孔隙度及声波时差曲线均表现为中间高值上下低值。从剖面上看， 此井垂直渗滤带和水平径流带发育程度基本相同，其顶部出露地层新，可能为岩 溶低地形区。２湾侧向由‰ｏ鲎塑之５０２型‰之～，聋ｋ偿密序。６考“望ｏ声沾时菩４５０二ｌ……。Ｊ段亚 段深度（ｍ）岩心剖面沉积 岩溶 构造 分带岩溶特征１ ５０广ｒ：＿０是一～汰马五１―２Ｎ一，，，器。一一一，ｌ／ ／，一／ ，垂寻’菱，马五ｌ一３，一，＼ ， ，＼ ，―― ／ｌ ／ ，――／ ／ｌ ／垂该带内大量发育溶 蚀孔洞，每平方厘米３―５个．多被方 解石、泥质充填， 裂缝发育，向上裂 缝数量增多．且为 方解石所充填见岩 Ｏ．５―２ｃｍ，个别达 到５ｃⅢ，成分以白云 岩为主， 、， ，，一直 渗滤 带马五１―４罄／ ｌ／， ――，ｏ 。一／／Ｉ／雾跌马五２一ｌ¨／／Ｉ／ 一，，＼ｌ／ ｌ／马 家 沟 组 五 段马五２―２兽一。．＿‘Ｉ／ ， ，，，／，，／ｌ骛用影响较为明显。¨ 竺一 。一＿，， ，，一， ，水， ，， ， ／ｌ／，一， ， ， ／ｌ ／／ｌ ／ｌ◎皿 径裂缝数量减少，角 砾增多，大小约Ｏ．３―５ｃｍ，成分以泥晶 刍云岩、灰云岩为主马五３ 譬 ¨。流带客蚀孔有成层发育糕征／ ／ ｌ／ ／／ Ｉ／／／Ｉ／Ｉ ／ ／１／图４―１６大５１井奥陶系风化壳古岩溶结构剖面综合上述各个地区的岩溶发育特征可以看出：北部地区垂直渗滤带较水平径 流带发育，奥陶系顶面出露地层老；中部地区水平径流带比垂直渗滤带发育，奥陶系顶部出露地层一般为Ｏｌｍ５２；南部地区水平径流带与垂直渗滤带发育程度均 等，出露地层较新。这表明不同地区的岩溶作用特征存在差异，古岩溶分带特征 及现今的保存程度有所不同，具体而言，研究区北部遭受溶蚀程度高，古岩溶发 育层段残存少，南部虽然地层较厚但溶蚀程度低，仅中部地区地层较厚且岩溶作４．３古岩溶剖面发育特征为了便于了解古岩溶地貌在垂向上的发育形态及其在空间展布上的变化特 征，本论文在研究区做了４条岩溶剖面，南北向、东西向各两条。（１）南北向剖面第４章古岩溶作用特征及主控因素①大４６井一大５６井岩溶剖面 该剖面位于研究区东边，共６口井，从北到南依次为大４６井、大５５井、大５９井、大２０井、大２９井以及大５６井（图４―１９）。奥陶系项部出露地层从北向南依次从马五３过渡到马五２１，所经过的部分地区出露地层为马五１４，距上覆基准层 ２４～５５ｍ。从剖面上来看，大５５井处地势最高，向南边地势逐渐降低，垂直渗 滤带厚度２５～１３ｍ，中间厚度大两边变薄，溶蚀裂缝、溶蚀孔洞及岩溶角砾发育，裂缝多被泥质充填，孔洞中多充填泥质或方解石；水平径流带从北到南厚度依次减薄，厚度２０～１３ｍ，溶蚀裂缝较垂直渗滤带明显减少，溶蚀孔洞呈层状分布， 多被方解石半充填、充填。深部岩溶带厚度东西较为稳定，约２０～２５ｍ；基岩带 地层为马五５及其以下地层；其岩溶地貌单元应该是从岩溶斜坡逐渐过渡到岩溶 盆地。大４６２４９８大５５２４７３大５９２４８０娥０２５ＢＯ炮９２７２３ ７大ｓ６２７０３２５２９ ２５３９ ２５４２２５５５―岁＿，，，。一ｒ、 一…＿…一∞ⅣＺ∞１，５２５８９―黼＼。ｊ ｆ＞ ―鱼÷。熏’｛－≥‘｛．‘童． ：～?－‘汝 馨》 雩案 么 ～≮． ＼