【论文】周进高等：鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组四段颗粒滩发育特征及天然气勘探有利区

0 　引言

颗粒滩储集层是碳酸盐岩层系油气勘探最重要的对象之一，全球大中型及以上碳酸盐岩油气藏（占全球碳酸盐岩油气储量的 90% ）中，颗粒滩储集层有 46 个，占五分之一 ^[1] 。近年来，中国在碳酸盐岩台地颗粒滩储集层的勘探中多次取得了重大突破，其中塔里木盆地奥陶系良里塔格组和一间房组 ^[2] 、鹰山组 ^[3] 等，四川盆地下寒武统龙王庙组 ^[4] 、中上寒武统洗象池组 ^[5] ，中二叠统栖霞组和茅口组 ^[6-7] ，中三叠统雷口坡组 ^[8-9] 等。鄂尔多斯盆地下奥陶统马家沟组 ^[10-11] 等亦发现了规模储量的颗粒滩储层，展现了马家沟组颗粒滩相储集层的巨大勘探潜力。近年来，鄂尔多斯盆地相继在苏 322 井、莲 92 井等井奥陶系盐下地层（马五 ₆ 亚段巨厚膏盐岩以下地层）的白云岩储层段获得高产工业气流，颗粒滩亚相为储层形成的主要环境之一。此外，盆地中东部的神 103 、神 100 等井马家沟组四段（以下简称马四段）白云岩储层段测试也获得了近万立方米的低产气流，显示马四段亦具有良好的勘探潜力。

前人对于鄂尔多斯盆地马四段的研究已取得一定成果。冯增昭等 ^[12] 认为鄂尔多斯盆地陕北大气田最有前景的天然气产层是马四段滩相白云岩。多位学者对马四段古地理开展了研究，但分歧较大。潘为等 ^[13] 、张永生等 ^[14] 认为整个盆地普遍发育开阔台地相；史基安等 ^[15] 认为盆地东部乌审旗—榆林以北发育局限台地相，以南发育开阔台地相；周进高等 ^[16] 认为盆地中央古隆起以西发育盆地—斜坡相，以东发育局限台地相，且台缘颗粒滩微相和台内颗粒滩微相是颗粒滩型白云岩储层发育的有利微相。吴东旭等 ^[17] 对马四段颗粒白云岩储层进行研究，发现其具有较好的物性，能够成为储层。周进高等 ^[18] 、付金华等 ^[19] 、于洲等 ^[20] 结合最新勘探成果对鄂尔多斯盆地米脂地区马四段进行研究，认为盆地东部马四段台内颗粒滩微相和台内微生物丘微相是未来天然气勘探的有利方向。

现有研究成果揭示，鄂尔多斯盆地马四段白云岩储层与颗粒滩亚相密切相关。然而，迄今为止对马四段及各亚段颗粒滩的规模和分布规律尚不清晰，严重制约了马四段天然气勘探。为此，笔者基于前人研究成果，充分利用盆地马四段钻遇井、取心井资料，开展岩心、薄片观察及测井、 录井等资料分析，针对马四段的颗粒滩特征、纵向叠置关系和滩体的横向分布规律进行了深入研究，落实马四段颗粒滩发育的主控因素，并提出了下一步天然气勘探方向，以期为马四段颗粒滩型储层下一步的天然气勘探部署提供支撑。

1 　区域地质背景

鄂尔多斯盆地面积约 37 × 10 ⁴ km ² ，大地构造格局上兼受其东滨太平洋构造域和西南特提斯—喜马拉雅构造域的影响，是一个稳定沉降、坳陷迁移、扭动明显的多旋回叠合盆地 ^[21] 。作为在太古宙—古元古代结晶基底基础上发展起来的克拉通盆地，鄂尔多斯盆地基底的形成和演化与华北地块大体一致，先后经历迁西运动、阜平运动、五台运动、吕梁运动，古地貌分异表现为东高西低、北高南低。吕梁运动后，鄂尔多斯盆地又经历了多期抬升—沉降运动，导致盆地内部古地貌进一步分异 ^[22-23] 。

前人基于野外露头、岩心和薄片观察描述结果，并结合地震和测井资料制作井震合成记录，准确标定出石炭系顶、马五 ₅ 亚段底、马五 ₁₀ 亚段底、马四段底和奥陶系底 5 套地层，并采用“层拉平解释技术＋印模法”恢复鄂尔多斯盆地马四段沉积前的古地貌，其结果显示鄂尔多斯盆地马四段沉积前具有“三隆两凹一凸”的古构造特征 ^[24-25] ，即：西部中央古隆起、北部伊盟古陆、东部吕梁低隆起，中央古隆起和吕梁低隆起之间自西向东分别为桃利庙凹陷、横山凸起和米脂凹陷（图 1-a ），这种“隆凹相间”的古构造格局决定了马四段的沉积特征。除古构造格局影响外，盆地沉积情况还兼受秦祁海和华北海两个海域的共同控制，其西、南缘主要受秦祁海控制，东部主要受华北海控制，中央古隆起（鄂托克旗—定边—环县—河津）为两个海域的转换带 ^[26-27] 。

马四段沉积期间气候湿热、海平面变化幅度较大，导致异于马一段—马三段沉积期的沉积环境 ^[28-29] 。该时期海平面大幅度上升，华北海越过中央古隆起与秦祁海完全沟通，中央古隆起作为水下隆起，对水体分隔已不起作用，但地貌高，水体相对较浅，水动力较强，发育台地边缘相，中央古隆起以西和以南地区为斜坡相，盆地中东部为局限台地相 ^[30-31] 。

前已提及，颗粒滩亚相是盆地马四段白云岩储层发育的有利亚相，笔者本次研究重点讨论颗粒滩亚相的特征和分布规律。鉴于马四段沉积期作为马家沟组最大一期海侵沉积，沉积期间沉积厚度较大，为了针对马四段进行更为准确地表征，根据其海平面变化和沉积岩性特征，将其由下至上细分为马四 ₃ 亚段、马四 ₂ 亚段和马四 ₁ 亚段（图 1-b ）。

2 　颗粒滩类型及其主要地质特征

按沉积环境和所处古地理背景可将鄂尔多斯盆地马四段颗粒滩进一步划分为台缘颗粒滩和台内颗粒滩，基本地质特征如表 1 所示，二者主要差异为单期滩体的厚度及颗粒滩的累计厚度，此外水体能量、岩石特征、测井特征等多个方面也有所区别。

2.1 　台缘颗粒滩及其地质特征

鄂尔多斯盆地马四段台缘颗粒滩发育于区内台地边缘，全段均有分布。其典型沉积特征表现为：①以残余颗粒或颗粒碳酸盐岩为特征，成分以砂屑和晶粒为主，并有生屑等，颗粒含量较少或可见颗粒幻影，分选、磨圆好（图 2-a 、 b ）；②岩石类型主要有浅灰色—灰褐色粉晶白云岩（图 2-c ）、含颗粒残余结构的粉晶—细晶白云岩（图 2-d ）、砂屑白云岩（图 2-e ）等；③在垂向剖面结构上，发育由上、下两部分组成的向上变浅的沉积微相序；④主要发育晶间（溶）孔，并有裂缝、粒间溶孔等（图 2-f ）；⑤台缘颗粒滩发育特征表现为单期滩体厚度大，累计厚度大。总的来说，台缘颗粒滩沉积地势相对较高， 沉积厚度厚，岩石粒度一般较台内颗粒滩粗，物性优于台内颗粒滩，且累计台缘颗粒滩厚度占地层厚度超过 60% ，滩地比相对较高。

以定探1 井为例。定探1 井位于台地边缘中央古隆起带定边东北部，该井马四段从下至上可划分为3 个四级层序和12 个五级层序（图3-a）。其中马四 ₃ 亚段发育4 期台缘颗粒滩，单个颗粒滩厚度大于9.8 m，累计厚度约61.0 m ；马四 ₂ 亚段发育4 期台缘颗粒滩，单个颗粒滩厚度大于12.7 m，累计厚度约104.0 m；马四 ₁ 亚段发育4期台缘颗粒滩，累计厚度为41.3 m，单个旋回滩体厚度大于7.1 m。定探1井马四段自然伽马电性特征整体表现为低、平直，一般小于20 API，岩性以残余颗粒粉晶—细晶白云岩为主，沉积微相以台缘颗粒滩和云质滩间海为主，马四 ₃ 亚段底部发育灰质白云岩和白云质石灰岩，为灰云质滩间海微相，其余层段主要发育厚层白云岩，偶见夹薄层含泥白云岩和薄层石灰岩，为台缘颗粒滩和云质滩间海微相。定探1井马四段发育典型的向上变浅的沉积序列：下部为云质滩间海微相，主要为粉晶白云岩；上部为台缘颗粒滩，主要为砂屑白云岩或粉晶—细晶粒白云岩。

2.2 　台内颗粒滩及其地质特征

鄂尔多斯盆地马四段台内颗粒滩发育于区内局限台地内部构造相对高区域或生物作用、沉积作用形成的凸起区，局部区域发育微生物丘与台内颗粒滩复合形成丘滩体，马四 ₁ 亚段到马四 ₃ 亚段均有分布。其主要沉积特征为：①以沉积残余颗粒或颗粒碳酸盐岩（图 2-g ）为特征，成分包括晶粒和砂屑，并有砂砾屑、生屑等，残余颗粒含量较少，分选、磨圆中等—好；②岩石类型以灰色—深灰色、粉晶—细晶粒白云岩为主，含残余颗粒结构的粉晶—细晶白云岩、砂屑白云岩、藻白云岩（图 2-h ）、少量砂砾屑白云岩和生屑白云岩；③垂向剖面结构上以发育向上变浅的沉积序列为特征，单滩体厚度规模不大，一般小于 4.5 m ；④主要发育晶间（溶）孔，并有裂缝、粒间溶孔（图 2-i ）等；⑤台内颗粒滩表现为单期滩体厚度小，累计厚度较厚，较台缘颗粒滩薄的特征。总的来说，台内颗粒滩沉积地势相对较低，沉积厚度薄，岩石粒度一般较台缘颗粒滩细，储层孔隙度一般小于 3.0% ，物性稍逊于台缘颗粒滩，且累计滩体厚度占地层厚度不超过 30% ，滩地比较低。

以靳6井为例。靳6井位于横山凸起带靖边东北部的相对凸起区，根据海平面变化特征，可以进一步划分为3个四级层序和11个五级层序，其中马四 ₃ 亚段包含3期薄层颗粒滩，马四 ₂ 亚段包含4期颗粒滩，马四 ₁ 亚段包含2期薄层颗粒滩，每一期颗粒滩由1～3个旋回组成（图3-b）。马四 ₃ 亚段自然伽马电性特征表现为低、平直特点，一般小于18 API，岩性以白云质石灰岩为主，夹薄层白云岩，主要发育灰云质滩间海或台内颗粒滩微相，单层厚度介于1.3～2.0 m，累计厚度为5.5 m；马四 ₂ 亚段自然伽马电性特征也表现为低、平直特点，一般小于18 API，沉积物岩性以白云质石灰岩和白云岩不等厚互层为特征，主要发育灰云质、云质滩间海或台内颗粒滩微相，单层厚度介于1.1～1.8 m，累计厚度为8.0 m；马四 ₁ 亚段自然伽马电性特征表现齿状，一般小于25 API，岩性以白云岩、白云质石灰岩夹膏岩、膏质白云岩为特征，为含膏云坪、滩间海沉积。靳6井马四段发育典型的向上变浅的沉积旋回，相序纵向由上、下两部分组成：下部为灰质或灰云质滩间海微相，主要沉积白云质石灰岩或石灰岩；上部为台内颗粒滩微相，岩性主要为灰质白云岩或白云岩。

3 　颗粒滩发育规律

3.1 　颗粒滩纵向发育特征

前已述及，位于台缘颗粒滩微相发育区的定探 1 井和位于台内颗粒滩微相发育区的靳 6 井均发育典型的沉积微相序列。类比台缘颗粒滩微相和台内颗粒滩微相发育区其他井资料，发现定探 1 井典型沉积旋回在中央古隆起及其东侧区域广泛分布，在苏 42 、苏 51 、定探 1 和定探 2 等井的取心段均可见，靳 6 井典型沉积旋回在横山凸起带及邻近区域较为常见（图 4 ）。

台缘颗粒滩形成于水下隆起，然而其所位于的中央古隆起带地貌高于横山凸起带，沉积水体能量较高，受波浪作用影响，整个马四段均发育浅灰色、褐灰色粉晶—细晶白云岩和颗粒白云岩。其微相变化表现为：云质或灰云质滩间海—台缘颗粒滩，岩性组合主要是白云质石灰岩或粉晶白云岩—砂屑白云岩或粉晶—细晶粒白云岩。随着地层不断垂向加积，并伴随着海平面变化，垂向上表现为向上变浅、变粗的逆粒序，单旋回厚度介于18.6～51.0 m。以位于中央古隆起的莲6井马四 ₂ 亚段4 414.9～4 429.9 m井段和苏42井马四 ₁ 亚段3 766.1～3 769.8 m井段为例。莲6井马四 ₂ 亚段4 414.9～4 429.9 m井段包含1个完整的旋回，旋回下部为云质滩间海微相，岩性为粉晶白云岩，无储集性能；旋回上部为台缘砂屑颗粒滩，岩性为砂屑白云岩和粉晶—细晶粒白云岩，平均测井孔隙度分别为2.1%，储集性能中等（图4-a）。苏42井3 766.1～3 769.8 m井段，旋回下部为云质滩间海微相，岩性为粉晶白云岩，平均测井孔隙度为1.8%，储集性能偏低；上部为砂屑台缘颗粒滩，岩性为砂屑白云岩和粉晶—细晶粒白云岩，平均测井孔隙度为5.6%，储集性能好（图4 -b）。

台内颗粒滩形成于台地内部水下凸起，马四 ₃ 时期受快速海侵影响，水体较深，水体能量低，形成厚层灰色、深灰色泥晶石灰岩，局部夹薄层白云岩或灰质白云岩，马四 ₂ 、马四 ₁ 时期相对海平面下降，形成泥晶石灰岩和粉晶白云岩不等厚互层。台内颗粒滩发育的此类向上变浅、向上变粗的典型沉积旋回，表现为灰质或灰云质滩间海微相向上变化为台内颗粒滩微相，岩性组合主要是石灰岩、含白云石灰岩或白云质石灰岩—灰质白云岩或白云岩。以位于横山凸起的米探1井马四 ₂ 亚段2 630.5～2 645.5 m井段和位于桃利庙凹陷的桃112井马四 ₂ 亚段3 593.4～3 601.1 m井段为例。米探1井马四 ₂ 亚段2 630.5～2 645.5 m井段下部为灰质滩间海微相，主要沉积石灰质白云岩，储集性能极差；上部为台内颗粒滩，岩性为粉晶—粉细晶粒白云岩，平均测井孔隙度为1.1%，储集性差—中等（图4-c）。桃112井马四 ₂ 亚段3 593.4～3599.8 m井段下部为云灰质滩间海微相，主要沉积暗灰色白云质泥晶石灰岩，几乎无储集性能；上部为台内颗粒滩，岩性为灰色粉晶—粉细晶粒白云岩，平均测井孔隙度为1.7%和2.2%，储集性差和中等（图4-d）。

3.2 　颗粒滩平面发育特征

结合鄂尔多斯盆地 70 余口井的测井数据，应用单因素分析多因素综合作图方法对马四段岩相古地理进行了恢复。恢复结果显示，颗粒滩亚相主要发育于中央古隆起带和盆地中东部横山凸起带，呈现近南北条带状分布（图 5 ）。此外，台缘颗粒滩厚度较大， 颗粒滩厚度向盆地东部快速减薄（图 6 ）。

台缘颗粒滩主要沿中央古隆起呈近南北向发育， 普遍滩体厚度较大，定边附近区域滩体厚度最大，可达百余米。位于“ L ” 形中央古隆起富平附近区域亦发育台缘颗粒滩，受资料限制无法对该区域台缘颗粒滩进行详细研究。中东部凸起带颗粒滩厚度较薄， 受马四 ₃ 亚段沉积期早期海平面快速上升影响，台地内部的凸起皆淹没于水下较深处，水体能量较弱，仅零星区域在次级海退期可发育台内颗粒滩，故马四 ₃ 亚段台内颗粒滩累计厚度一般不超过 5 m ，夹于厚层石灰岩中。马四 ₂ 亚段和马四 ₁ 亚段时期，海平面下降， 横山凸起带水体变浅，水动力增强，乌审旗东北向及其邻区、神木—榆林—横山—志丹一线广泛发育台内颗粒滩沉积，岩性上表现为白云岩和石灰岩频繁薄互层。除横山凸起带发育台内颗粒滩外，位于盆地南部黄陵和东部三山河附近区域的凸起亦见零星发育的台内颗粒滩。

4 　颗粒滩发育的主控因素

前已述及，古构造和相对海平面升降是控制颗粒滩发育的主要因素 ^[32-33] 。以下就马四段沉积期的古 构造背景和相对海平面变化，并结合上述台内颗粒滩和台缘颗粒滩的垂向叠置特征和分布规律进行分析， 并建立了鄂尔多斯盆地中东部马四段沉积演化模式图（图 7 ）。

4.1 　高频旋回控制颗粒滩纵向发育规律

颗粒滩主要是由碳酸盐岩颗粒或粒屑组成的浅滩，通常形成于浪基面以上、浅水高能的碳酸盐沉积环境，而沉积界面是否位于浪基面以上的高能环境取决于海平面升降变化引起的海水深度、动荡程度和水动力条件的变化 ^[34] 。前已述及，鄂尔多斯盆地马四段总体属于一个完整的海侵—海退旋回，经历了 3 期海平面变化，每一期相当于一个四级旋回， 从下到上依次为马四 ₃ 亚段沉积期早期的快速海侵、马四 ₂ 亚段沉积期的缓慢海退和马四 ₁ 亚段沉积期的振荡性缓慢海退，分别对应海侵体系域、高位体系域早期和高位体系域晚期。马四 ₃ 亚期（海侵体系域）， 碳酸盐岩生长速度小于海平面上升速度，盆地内部水体较深，沉积能量相对变低，主要沉积泥晶石灰岩等细粒沉积物。马四 ₂ 亚期（高位体系域早期）和马四 ₁ 亚期（高位体系域晚期），盆地隆起随相对海平面下降，逐渐位于浪基面附近，水体较浅，受强水动力条件，颗粒滩“点状”发育，并持续垂向加积。马四 ₃ 期水体深度远大于马四 ₂ 期和马四 ₁ 期，水体能量亦远小于后两者，故马四 ₃ 亚段颗粒滩规模远逊于马四 ₂ 亚段和马四 ₁ 亚段。

进一步研究结果发现，马四段每一期海平面变化包含多期次一级的沉积旋回，相当于五级旋回。五级旋回具有向上变浅、向上变粗的特征，由两部分组成：下部的灰云质或云质滩间海微相和上部的台内颗粒滩或台缘颗粒滩微相。下部为次级的相对海侵保证了可容空间的增长，上部为次级的相对海退发育颗粒滩。纵向上颗粒滩累计厚度受五级旋回纵向叠加次数和单滩体厚度控制。五级旋回的高频叠加亦促使形成多期次的颗粒滩，有利于累计厚度增长。以靳6井为例，靳6井马四 ₃ 亚段发育3期台内颗粒滩、马四 ₂ 亚段有4期台内颗粒滩、马四 ₁ 亚段发育2期台内颗粒滩（图6）。靳6井马四 ₂ 亚段台内颗粒滩累计厚度大于马四 ₃ 亚段和马四 ₁ 亚段。此外，单滩体厚度直接影响累计滩体厚度，对比定探1井马四 ₂ 亚段和靳6井马四 ₂ 亚段，虽然前者滩体叠加次数与后者相同，但是定探1井马四 ₂ 亚段中单滩体厚度远大于后者，其累计厚度亦远大于后者。

4.2 　古地貌控制颗粒滩的平面分布

高频旋回控制滩体纵向的发育规律，颗粒滩的平面分布主要受古地貌控制。从整个鄂尔多斯盆地马家沟组古地貌背景来看，颗粒滩主要发育于中央古隆起和横山凸起带两个隆起区。根据马四期沉积古地貌图（图 1-a ）可知，横山凸起隆起程度低于中央古隆起。在大规模海侵背景下，中央古隆起带虽为水下隆起，但依旧满足颗粒滩发育条件。盆地中东部横山凸起带则被淹没于水下深处，故其颗粒滩发育规模远小于中央古隆起带。

此外，对鄂尔多斯盆地中央古隆起和横山凸起带进一步研究结果显示，二者均存在次一级的凹陷、凸起构造，颗粒滩的发育与这些次一级古地貌密切相关。从古地貌图（图 1-a ）可以看出，中央古隆起并非一个等高的古隆起，沿古隆起存在多个地貌相对低部位，定边区域存在 1 个鞍部。另外，在台地内部横山凸起带，亦存在多个较为明显的鞍部、洼陷。在局限的浅水环境下，相对隆起区水动力较强，有利于颗粒滩亚相发育，相对洼陷区则主要发育灰云质滩间海微相和白云岩坪微相。受这些次级的凹凸起伏控制，台缘颗粒滩主要沿中央古隆起近南北向成带发育，台内颗粒滩则于横山凸起带构造高部位多期叠置成片分布（图 8 ）。

5 　台内颗粒滩是有利勘探方向

5.1 　颗粒滩是储层发育的基础

前人研究结果认为，鄂尔多斯盆地马四段颗粒滩原始孔隙度高，且经历了准同生期、晚表生期和再埋藏期的成岩作用改造，储集性能好，具备成为储层的条件 ^[35] 。准同生期，受海平面上升海水胶结作用影响，颗粒滩储层物性大幅降低，海平面下降发生大气淡水溶蚀作用增加了新的粒间溶孔和粒内溶孔。此外，靠陆一侧水体相对较浅，由于气候炎热，海水会发生浓缩且能得到有效地保存，浓缩的卤水向下渗透回流发生白云石化作用，交代早期沉积物，形成颗粒白云岩，有利于准同生期孔隙的保存。晚表生期，即加里东末期，整体构造开始抬升，导致鄂尔多斯盆地马家沟组从中奥陶世—早石炭世经受风化、剥蚀和淋滤作用改造，中央古隆起及北部靠近伊盟古隆起一带和庆阳古隆起东侧一带的马四段白云岩直接暴露或接近地表，导致颗粒滩储层遭受长时期的表生岩溶作用的改造，储层的孔隙度得以大幅度增加；而在远离风化壳淋滤作用影响的榆林— 志丹地区，表生期岩溶作用对其改造较弱，储集空间类型仍以粒间（溶）孔和粒内孔为主。再埋藏期， 马四段颗粒滩储层受压实作用和上覆地层中析出的Ca ²⁺ 、Si ⁴⁺ 、Fe ²⁺ 等充填作用导致物性降低，上覆上古生界黏土矿物脱水产生后期Mg ²⁺ ，进一步交代早期形成的白云岩，形成含颗粒结构的粉晶—细晶白云岩。此外，构造破裂作用形成众多的裂缝亦影响着储层储集性能。

从鄂尔多斯盆地马四段颗粒滩储层岩心样品统计结果看，颗粒滩储层孔隙度介于 0.78% ～ 15.65% ， 平均孔隙度为 4.06% ；渗透率介于 0.005 ～ 86.010 mD ， 平均渗透率为 9.110 mD 。从物性频率直方分布图来看，储层孔隙度绝大多数大于 2.0% （占 91.55% ）， 小于 2.0% 的样品仅占 8.45% ；渗透率大于 0.100 mD 储层样品占比为 67.14% ，主峰位于 0.010 ～ 1.000 mD ， 具有高孔高渗的特征，储集性能较好（图 9 ）。单井测井解释成果，马四段颗粒滩储层测井解释孔隙度一般介于 1.0% ～ 8.7% ，储集物性也较好。

根据此次研究结果对鄂尔多斯盆地马四段颗粒滩有利储层的分布进行了预测。图 8 是马四 ₃ 亚段（图 8-a ）、马四 ₂ 亚段（图 8-b ）和马四 ₁ 亚段（图 8-c ）的颗粒滩厚度图。马四段台缘颗粒滩累计厚度为 20.5 ～ 206.3 m ，各亚段台缘颗粒滩分布规律相似， 沿中央古隆起广泛发育，定边地区台缘颗粒滩最为发育，最大厚度超过 200 m 。台内颗粒滩广泛发育于台内横山凸起带，但各亚段滩体的规模和特征有差异。马四 ₃ 亚段台内颗粒滩主要沿神木 — 榆林—横山一带分布，累计厚度介于 1.1 ～ 7.6 m ；马四 ₂ 亚段台内颗粒滩主要分布于乌审旗—靖边一线和神木 — 榆林— 横山一线，累计厚度介于 1.0 ～ 17.4 m ；马四 ₁ 亚段主要分布于乌审旗—靖边一线及神木 — 榆林一线，累计厚度介于 1.2 ～ 23.4 m 。综合预测鄂尔多斯盆地台缘颗粒滩和台内颗粒滩有利储层分布区为：①定边台缘颗粒滩有利区，位于中央古隆起中部，该区域定探 1 、莲 6 等井已揭示该区马四段发育巨厚颗粒滩， 最大厚度大于 200 m ；②神木—榆林—横山台内颗粒滩有利区，位于米脂凹陷和桃利庙凹陷之间，区内桃 83 、桃 119 和统 100 等井马四 ₁ 亚段颗粒滩厚度介于 15.3 ～ 23.3 m ，神 114 、双 168 、靳 6 等井马四段发育中—厚层颗粒滩储层。

5.2 　有利勘探区带

据储层预测结果，定边有利区可作为台缘颗粒滩储层有利分布区，神木—榆林—横山有利区可作为台内颗粒滩储层有利区。定边有利区特点是储层厚度大、物性好，然其缺乏圈闭条件，且该区域已钻井多产大水，失去勘探意义。神木—榆林—横山有利区位于桃利庙凹陷和米脂凹陷之间，面积约 49 000 km ² 。该有利区靠近北部乌审旗下古生界马家沟组（马三段—马一段）海相气源，马三段—马一段海相烃源岩厚度普遍超过20 m，志丹西南、横山西北、神木—米脂附近较大区域烃源岩厚度甚至超过80 m。此外，该有利区亦是上古生界煤系气源的运移指向区，且本区始终处于构造演化和反转的轴线附近，是油气聚集的最有利场所。该有利区凸起区沉积期间发育大量的颗粒滩沉积，后期经白云石化、构造破裂作用等改造，形成了优质的储层，又得上古生界烃源岩侧向供烃和下古生界海相烃源岩供烃，兼受上覆石灰岩、膏盐岩遮挡，是天然气聚集的最有利场所。近年来，位于神木—榆林—横山有利区内的多口探井均有良好的气测显示。近期，米探1井在马四段的天然气勘探亦取得重大突破，于马四 ₂ 亚段和马四 ₃ 亚段获得高产工业气流，为该有利区天然气勘探提供了有力证据。

6 　结论

1 ）鄂尔多斯盆地马四段发育台缘颗粒滩和台内颗粒滩，台缘颗粒滩和台内颗粒滩均由多期滩体叠置而成，二者差异主要体现在单滩体的厚度及颗粒滩的累计厚度，台缘颗粒滩单层厚度一般介于 1.1 ～ 51.0 m ，累计厚度介于 20.5 ～ 206.3 m ；台内滩单层厚度介于 1.1 ～ 4.5 m ，累计厚度厚介于 5.1 ～ 48.4 m 。此外，水体能量、岩石特征和测井特征等多个方面也有所区别。

2 ）颗粒滩的发育与海平面变化密切相关，马四期包含马四 ₃ 期快速海侵、马四 ₂ 期缓慢海退和马四 ₁ 期振荡性缓慢海退 3 个 4 级海平面变化旋回，纵向上颗粒滩主要发育于马四 ₂ 亚段和马四 ₁ 亚段，纵向上主要发育于马四 ₂ 亚段和马四 ₁ 亚段，每一个 4 级旋回包括多个 5 级高频旋回，颗粒滩发育于高频旋回上部。

3 ）颗粒滩的发育亦受古地貌的控制，台缘颗粒滩分布于中央古隆起带，台内颗粒滩分布在神木—榆林—横山凸起地区，在古地貌低部位颗粒滩不发育。

4 ）颗粒滩是储层发育的基础，鄂尔多斯盆地马四段颗粒滩发育定边台缘颗粒滩和神木—榆林—横山台内颗粒滩两个有利储层分布区，其中神木—榆林—横山有利区是未来天然气勘探的有利方向。