鄂尔多斯盆地怀远运动不整合面与深层天然气勘探领域

2021-07-15刘化清李相博马玉虎白云来黄军平

天然气工业 2021年6期

刘化清李相博马玉虎白云来黄军平

中国石油勘探开发研究院西北分院

0 引言

随着鄂尔多斯盆地油气勘探和研究工作的深入进行，在该盆地发现奥陶系马家沟组下伏的贾汪组与三山子组之间存在明显的不整合。更令人关注的是近年来在盆地中、东部奥陶系盐下及深层有多口探井获得工业气流，在盆地腹部及周边地区寒武系—奥陶系露头和探井中见到众多的沥青分布或含气显示[1]。这些成藏现象，除盆地庆阳古陆范围之外，其他地区均远离加里东运动不整合面，且二者之间有马家沟组多个膏盐层相隔。因此，其烃类不大可能与加里东运动不整合面相联系，而可能与深层奥陶系马家沟组下伏贾汪组底部怀远运动不整合面有空间上的联系。但前人研究成果认为，怀远运动不整合面所造成的沉积间断较短，与加里东运动所造成的不整合面沉积间隔不可同日而语，能否成藏尚存疑问[1]。另外，也有人认为怀远运动并不存在，该不整合面只是海水进退造成的，其分布是局部的，属正常退覆沉积现象[2-3]。总之，对该盆地怀远运动不整合面目前还缺乏系统研究，认识上尚不统一，成藏意义也不明确。

为此，笔者通过野外露头/岩心观察、测井资料及前人研究成果综合分析，结合二维、新三维地震资料解释成果，研究了鄂尔多斯盆地怀远运动不整合面时空分布特点、结构面特征及其与成藏的关系，发现怀远运动广泛且强烈，几乎遍及整个鄂尔多斯古陆及华北古陆[2-12]，不整合面附近广泛发育与成藏相关的白云岩化作用、风化溶蚀作用及大型沟谷地貌体系，怀远运动不整合面有望成为该盆地内一个新的天然气勘探新领域。

1 怀远运动构造背景

1.1 怀远运动的含义——区域平行不整合面

不整合面成藏是油气勘探领域里重要理论之一[13-17]。地质研究与勘探实践表明，不整合构造作用不仅可大大改善储集体的渗透性而成为油气成藏的有利空间，而且不整合面还可成为油气运移的良好通道，其圈闭条件明显高于其他圈闭类型[14-16]。油气既可储藏于不整合面之上，也可储藏于不整合面之下[14]。世界上著名的委内瑞拉马拉开波盆地波利瓦尔油田（重油储量约50×108t）和我国的玉门老君庙油田、塔里木盆地塔河油田、鄂尔多斯盆地靖边气田，其成藏机理均与不整合有成因上的联系[1,3-6,14-16,18-27]。

李四光命名的怀远运动是华北古陆早古生代一次重要的区域性构造事件[2-3,5,17]，其规模仅次于早古生代末期的加里东运动，主要发生于早、中奥陶世之交，加里东构造运动旋回早期。1939年，李四光教授在安徽怀远县的淮北煤矿野外调研时发现：中奥陶统，北方地区（安徽怀远）含珠角化石，南方地区（湖北宜昌）含直角化石，化石类型明显不同，表明南方和北方存在地理上的隔绝，而正常沉积作用不能造成此种隔绝，但未找到不整合存在的直接证据。后来有学者在怀远地区发现北方中奥陶统含珠角化石的石灰岩底砾岩直接覆于中寒武统王村阶张夏组之上，从而肯定了怀远运动的存在[2,5,17]。后经过相关学者的不断研究，目前认为怀远运动在区域上主要表现为早奥陶统弗洛阶贾汪组不整合覆于寒武纪不同地层之上，在鄂尔多斯盆地，具体表现为穿时地层三山子组与贾汪组之间的平行不整合（图1～3），贾汪组原为马家沟组底部，后来被单独划出[24]。怀远运动发生的时间不仅限于早、中奥陶世之间（弗洛期），至少涉及三山子组形成过程及其后的隆起剥蚀作用过程。怀远运动形成了华北全区早奥陶世不整合面，导致华北古陆南部不断抬升，中上寒武世发生广泛的白云岩化作用及剥蚀作用[2-3,5,17]。

怀远运动所涉及岩石地层主要为奥陶系的马家沟组、贾汪组以及穿时寒武系—奥陶系的三山子组，局部涉及寒武系张夏组（图2），在盆地西南缘及南缘还涉及奥陶系的冶里组及亮甲山组，其空间配置及分布特征如图2所示。张夏组以发育鲕粒灰岩为特征，三山子组以发育白云岩为特征；冶里组以发育薄层竹叶状灰岩夹砂质泥岩为特征，亮甲山组以发育厚层石灰岩夹含燧石条带灰岩为特征，在盆地南部铜川一带多已白云化，该地层在甘肃和陕西两省划归为三山子组上部层位[11-12,28-33,36-42]；贾汪组以发育碎屑岩（底砾岩、砂岩）及泥质云（灰）岩为特征，先后由何自新[24]及陕西省地质工作者[29]正式引入对鄂尔多斯盆地的相关研究中。目前中国石油长庆油田公司的研究人员尚未普遍使用贾汪组，而将其划归马家沟组底部，相当于马家沟组一段下部。马家沟组在鄂尔多斯盆地广泛分布，以发育巨厚层—厚层石灰岩夹白云岩、角砾云岩及厚层膏盐岩为特征，为盆地天然气主要产层之一。贾汪组与马家沟组无论是沉积环境还是岩石组合均明显不同，将其从马家沟组底部划分出来是完全正确的[29]；从沉积旋回来看，这样归并也有其合理性，它代表了另一个构造—沉积旋回的开始。因此，笔者也采用了该地层的划分方案。

1.2 怀远运动发生的构造背景

华北古陆早古生代主要受南北两侧古亚洲洋、古秦岭洋—古祁连洋的构造控制[1,6-12,29-35]。区域上不仅整个华北古陆寒武纪中晚期存在广泛的构造抬升（南部抬升的幅度更大）[2]，而且华北古陆西南祁连地区寒武纪末期也发生古浪运动，南部秦岭地区发生晚寒武世—奥陶纪火山作用，扬子板块南部和东南发生郁南运动，康滇古陆发生云贵上升，表明寒武纪末期—早奥陶世构造运动的普遍性[6-12,29]，均属于加里东运动早期的构造活动。

鄂尔多斯古陆属华北古陆的一部分，早古生代主要受北侧古亚洲洋及西南部古祁连洋的俯冲作用控制，而南侧古秦岭洋在寒武纪主要表现为海底扩张，末期开始由被动陆缘转化为活动大陆边缘[9-12]。寒武纪古亚洲洋的俯冲作用导致盆地北部大陆边缘抬升形成伊盟隆起（也称伊盟古陆），类似于安第斯大陆边缘；西南部受古祁连洋向东北的俯冲，导致盆地西南隆起形成庆阳隆起（又称庆阳古陆或镇原古陆），伊盟古陆与庆阳古陆之间的隆起称为中央古陆（图1），并在盆地西南侧广泛形成大陆斜坡复理石及火山岩（香山群），结合祁连造山带存在白银岛弧，表明盆地西南侧存在沟弧盆体系[11]。寒武纪晚期古祁连洋、古亚洲洋俯冲作用加剧，同时古秦岭洋也发生俯冲，导致盆地抬升，广泛海退（下奥陶统冶里组仅分布于盆地边部，如图1所示冶里组剥蚀界限[32]），包括鄂尔多斯古陆在内的华北古陆隆升，遭受大面积剥蚀，形成广泛存在的怀远运动不整合面[2-3]。

2 怀远运动不整合面特征

2.1 怀远运动不整合面时空展布

2.1.1 不整合发生的时间

根据鄂尔多斯古陆寒武系中上统和下奥陶统缺失及白云岩化情况，对比分析华北古陆其他地区资料，确定怀远运动主要发生在弗洛期晚期（距今约471 Ma），即贾汪组沉积期，可追溯到寒武纪芙蓉世甚至寒武纪第三世古丈期（距今501 Ma），在鄂尔多斯盆地北部察1井地区，最早甚至可追溯到寒武纪第三世王村期。

根据Zhen等[43]在盆地西南部研究结果，中、下奥陶统牙形石带自下而上为J.gananda，T.tangshanensis；前者相当于弗洛期晚期，后者相当于达瑞威尔期早期，中间缺失Auri.leptosomatus，Loxodus.dissectus牙形石带（图2），相当于3.7 Myr的时间间隔。据陈晋镳和武铁山[31]的研究成果，盆地中南部大量分布的三山子组白云岩中普遍缺少化石，缺失Westergaardodina tricuspidata到T.tangshanensis之间的牙形石带（图2），前者相当于王村期晚期，后者也相当相当于达瑞威尔期早期[31]。利用牙形石与沉积地层分别所确定的时间间隔并不完全等同，但可以大致对比。

综上所述，该区怀远运动最早大致发生在距今501 Ma，可持续到距今471 Ma，持续时间约30 Myr，表明该区隆起剥蚀及白云岩化经历了一个相对较长的时间，这与塔里木盆地轮南塔河油田下奥陶统与中上奥陶统之间的不整合（持续时间为20 Myr[23]）大致相当。

2.1.2 不整合空间分布

无论是盆地边部还是腹地，不整合标志均较明显。不整合遍布全区，且有不同的表现形式。盆地边部贾汪组多为底砾岩、砂岩及泥岩，局部有薄的古土壤层（图4）；盆地内部怀远运动不整合面主要特征是其上下岩性岩相发生突变，贾汪组多为砾岩、泥质云（灰）岩等；盆地中西部和北部部分井中缺少早古生代沉积，反映隆起特征。在盆地中西部连井剖面（图5），怀远运动不整合面主要特征表现为岩性岩相突变、部分地层缺失，贾汪组穿时等。盆地北部察1井张夏组云质灰岩与贾汪组泥岩相接，缺失三山子组—马三段；向南到天深1井三山子组白云岩与贾汪组页岩相接，缺失马一段—马三段，贾汪组页岩向上相变为马四段白云岩；镇探1井缺失整个早古生代沉积；宁探1井张夏组鲕粒灰岩直接被太原组泥岩所覆，表明张夏组沉积期（王村期）之后，一直到石炭纪，此处均为隆起剥蚀区；在盆地南部二郎沟一带，三山子组角砾云岩上覆为贾汪组粗砂岩、砂屑云岩夹页岩。天深1井及二郎沟地区位于古陆斜坡盆地区，沉积发育，而察1井、镇探1、宁探1井位于隆起区，缺少沉积，其他位于盆地斜坡与古隆起的过渡区，沉积发育程度位于二者之间，总的反映从盆地古隆起到海盆，地形降低，沉积厚度不断变化的特点。

在盆地南部连井剖面（图6），牛心山剖面三山子组为白云岩、泥质云岩及竹叶状云岩，贾汪组主要为底砾岩、角砾云岩、含砾粉砂质泥岩及白云岩，岩性岩相发生突变；龙2井整个早古生代全部缺失，反映该处早古生代为隆起特征；宁探1井的特征前已述及；黄深1、富探1井及宜探1井三山子组之上均为贾汪组泥质云岩，但富探1井贾汪组泥质云岩之上的马家沟组出现薄层膏盐层，宜探1井马家沟组出现巨厚石膏层；到盆地东南部边缘西硙口剖面，三山子组白云岩之上为贾汪组底砾岩、砂岩，且见数厘米厚的古土壤层。需要特别指出，西硙口剖面三山子组溶蚀构造及裂缝特别发育。

需要特别指出，上述盆地井中不论岩性岩相如何变化，但不整合面上下GR、AC、SP、RLLD及RLLS曲线均发生突变（图5、6），GR、AC、RLLD及RLLS变化明显，均可作为识别不整合面的重要标志。

2.2 怀远运动不整合是平行不整合

在盆地南部岐山北剖面上可见砾岩（底砾岩）及云质砂岩覆于三山子组白云岩之上（图4-a、b），向上变为厚层石英细砂岩、中薄层状含泥质微—粉晶云岩夹页岩，厚度为26.4 m，二者产状基本一致，为平行不整合接触关系。不整合面之下见薄层黄灰色古土壤层，该层之下的三山子组白云岩中发育帐篷构造，可见溶蚀构造等[11]。

在盆地东南部，韩城禹口剖面贾汪组为泥灰岩夹薄层石灰岩[29-30]；西硙口剖面可见到贾汪组砾岩层，不整合面上见土黄色古土壤层，上下层位产状一致（图4-c），不整合面之下的白云岩溶蚀孔洞十分发育[11,33]；平1井中贾汪组为砂砾岩（图4-d）。在盆地西南部陇县牛心山剖面，贾汪组为砾岩、角砾云岩、含砾粉砂质泥岩及白云岩，底砾岩厚度为16 m（图6）；在盆地西部同心青龙山剖面贾汪组为云质砂岩，平行覆于三山子组白云岩之上，二者产状一致（图4-e）；在西北部桌子山剖面，贾汪组为砂岩夹白云岩，见薄层风化壳，风化面之下为粉红色藻丘灰岩及虫迹灰岩[28]；在盆地南部平1井中可见到三山子组上部红色风化—半风化层（图4-f）。上述表明怀远运动不整合属于平行不整合。

2.3 不整合面地震响应特征

2.3.1 地震反射轴的整一与削蚀

在盆地中央古陆以外大部分地区，寒武系与奥陶系地震反射轴基本平行协调，表明二者是平行不整合关系，表现为“整一”，但在盆地中央古陆范围，例如过镇探1井附近的地震剖面，寒武系出现削蚀现象（图7）。

2.3.2 奥陶系底部存在溶蚀沟谷

盆地北部乌审旗地区马家沟组底部三维地震资料显示，该地区发育一系列大型沟谷地貌，切穿了下奥陶统—寒武系，深度可达300 m（图8），这种地震地貌特征与靖边气田深部马家沟组顶部面貌非常相似，沟槽内往往就是油气富集部位（即“甜点”）[44]。

2.4 不整合面的三层结构及类型

前述研究结果表明，环绕鄂尔多斯古陆东、南、西边部贾汪组主要为底砾岩、砂岩及白云岩，不整合面偶见古土壤层，其下三山子组白云岩普遍发生溶蚀作用，孔洞构造发育，尤以盆地东南部最为明显。盆地内部贾汪组主要为泥岩、泥质云岩，不整合面之下的碳酸盐岩风化溶蚀作用不明显，基本未见古土壤层。综上所述，鄂尔多斯盆地怀远运动不整合面具有较为典型的3层结构特征，自上而下为底砾岩（包括含砾砂岩、砂岩、泥岩、泥质云岩）层、古土壤层、碳酸盐岩风化及半风化层（图9）。

2.4.1 底砾岩层特征

盆地边部不整合面之上断续分布的砾岩（底砾岩）厚度一般小于1 m，底砾岩向上渐变为砂砾岩、砂岩及泥岩。盆地内部不整合面之上的岩石与边部明显不同，由于长期隆起，有的地方甚至缺少奥陶系沉积，怀远运动不整合面直接与加里东运动不整合面直接合二为一，隆起斜坡区则表现为一个穿时的岩石地层单元，马家沟组及贾汪组超覆于不整合面之上，主要岩石为泥岩或泥质云（灰）岩，向上为泥质碳酸盐岩和膏盐层，缺少底砾岩层。盆地内部不整合面上下测井曲线明显发生变化，自然伽马变化最为明显（图5、6），表明不整合面的存在。

2.4.2 古土壤层特征

不整合面上一般断续分布有古风化土壤层（风化黏土层），主要分布在盆地南部及东南部，该土壤层很薄，一般不超过30 cm，主要为黄褐色碳酸质成分（图4-a、c）。

2.4.3 碳酸盐岩风化及半风化层特征

盆地东部和南部，不整合面之下的岩石主要为白云岩，普遍发生溶蚀、风化淋滤和崩解，孔隙、裂缝或溶洞系统发育。该段溶蚀作用目前还缺乏系统和细致的研究，但宏观上可见溶蚀孔洞及裂缝十分发育，在北部地震解释成果上显示出明显的沟谷地貌特征（图8），这种地形地貌特征是碳酸盐岩风化崩解的结果。结合露头、岩心和地震资料，碳酸盐岩风化及半风化层又可大致划出垂直渗流层、水平潜流层和深部缓流层3个裂缝溶蚀孔洞体系（图9）。

全区碳酸盐岩风化及半风化层厚度不一，介于5～100 m，南厚北薄。顺便指出的是，塔里木盆地塔河油田奥陶系顶部的岩溶系统厚度介于200～300 m，是油气富集高产部位[18-19]。

2.4.4 不整合面的结构类型

根据何登发[16]的研究成果，结合前文所述，鄂尔多斯盆地怀远运动不整合面接近于“不发育风化黏土层的不整合面结构类型”，进而根据不整合面之上出现砂砾岩（盆地边部）及泥质碳酸盐岩（盆地腹部）、不整合面之下均为碳酸盐岩以及地层之间的接触关系（平行接触），可将该区不整合面划归为2种类型：①砂—灰剥蚀、超覆型（输导体系），不整合面之上为砂砾岩层，之下为白云岩层，存在剥蚀面，砂砾岩超覆于白云岩之上，为平行不整合关系，一般位于盆地隆起斜坡，如西硙口、二郎沟、平1井等地区，不整合面可作为之上砂岩及之下溶蚀白云岩的良好油气通道；②泥（膏盐）—灰削蚀、整一型（削截圈闭体系），不整合面之上为泥岩、泥灰岩及膏盐层，之下为溶蚀白云岩层，如盆地隆起顶部镇探1井区及盆地东部宁探1井区，泥岩平行披覆于白云岩或老地层之上，起封堵作用，后二者常被削蚀，形成剥蚀面，可形成储层或烃类运移通道。

盆地内不整合面类型也可能有其他类型，但限于目前的工作程度，初步定为上述2大类。另外考虑到该区边部砂岩之上往往覆盖一层较为稳定的贾汪组泥岩、泥质云岩等，也可把前一类划归为输导—圈闭体系。这种碳酸盐岩不整合面的3层结构特点对本区油气运移储藏有着十分重要的意义。

2.5 两套不整合面在古陆区合二而一，利于烃类运移

从前述不难看出，鄂尔多斯盆地贾汪组底部怀远运动不整合面与马家沟组顶部加里东运动不整合面在庆阳古陆范围合二而一（图1、10），另外寒武系底部的晋宁运动不整合面也在古陆部分地区分布。这种多期不整合面重合的现象，有利于盆地石炭纪—二叠纪煤地层烃源岩和中晚奥陶世平凉组页岩烃源岩所生的烃类沿这3个不整合面向盆地东、东南、东北高部位运移成藏（图10）。

需要说明的是，包括庆阳古陆在内的中央古陆，是一个曾在早古生代鄂尔多斯盆地中西部长期隆起的古陆，晚古生代以来才演变为盆地的低凹部位，在这个部位出现了加里东运动不整合面与怀远运动不整合面重合现象，这对盆地成藏有重要的意义，盆地中东部的油气成藏可能与之相关[1,20,25]。

3 怀远运动不整合面的油气成藏意义

怀远运动不整合在鄂尔多斯盆地分布广泛，其不整合持续的时间各地不一。虽然与该盆地马家沟组顶部加里东运动不整合面无论在规模上还是在强度上均不能相比，但其对油气成藏的意义同样不能小觑。因为该不整合构造作用同样形成了砂砾岩层，广泛发育岩溶作用，这是该区寒武系顶部、奥陶系底部成藏的关键因素之一。塔里木盆地奥陶系不整合与之相似，不整合持续时间最长不超过20 Myr[16]。塔河油田已成为我国目前最大的整装开发的油田，奥陶系底部不整合是成藏的关键因素之一[19]。因此，鄂尔多斯盆地贾汪组底部或寒武系顶部的怀远运动作用范围也可能是一个重要的勘探领域。

3.1 怀远运动不整合作用可形成优质储集层

怀远运动使得研究区隆起，三山子组碳酸盐岩大部分暴露于大气地表环境，经受了长期的风化淋滤作用，在地表水和地下水的共同作用下，形成的岩溶储集体，如溶蚀缝、溶孔、溶洞及风化裂缝、溶洞垮塌等，可能成为气田重要的产层。

3.2 怀远运动不整合面可成为油气运移的有利通道

鄂尔多斯盆地三山子组，甚至张夏组上部，广泛发生白云岩化作用、风化溶蚀作用，使得岩石裂缝溶蚀构造发育，有可能成为油气运移的有利通道与储集空间（图10），利于烃类远距离运移[45-46]。另外怀远运动不整合面与加里东运动不整合面在盆地古陆范围合二而一（图1、10），盆地石炭系—二叠系煤系地层烃源岩和中、下奥陶统平凉组页岩所生成的烃类或者早期聚集在古陆部位的烃类，在晚期成藏阶段（早白垩世晚期，古地形东高西低），再次沿不整合面向高部位运移，在奥陶系顶部、甚至奥陶系底部及寒武系上部成藏。

盆地西部和南部的平凉组页岩是优质烃源岩[25,47]。由于盆地腹部区奥陶系本身有机质丰度不高，有学者认为靖边气田马家沟组气藏的气源可能来自盆地西部和南部的平凉组[25]，加里东运动不整合可能是二者连接的通道。因此，怀远运动不整合也可能将平凉组气源与盆地中东部马家沟组底部、三山子组上部的储集层连接起来，起到连接源区—储集层的桥梁作用。我国玉门老君庙油田和阿尔及利亚哈西萨乌德寒武系砂岩油田均是这方面的实例[14]。