古地理格局对膏盐岩-碳酸盐岩共生体系沉积分异的控制——以鄂尔多斯盆地中东部奥陶系马家沟组五段6亚段为例

钟寿康，谭秀成，胡广，聂万才,3，杨梦颖，张道锋，郑剑锋，许杰，董国栋，肖笛，卢子兴

（1. 油气藏地质及开发工程国家重点实验室，西南石油大学，成都 610500；
2. 中国石油集团碳酸盐岩储层重点实验室西南石油大学分室，成都 610500；
3. 中国石油长庆油田公司天然气评价项目部，西安 710016；
4. 中国石油长庆油田公司勘探开发研究院，西安 710016；
5. 中国石油杭州地质研究院，杭州 310023）

膏盐岩-碳酸盐岩共生体系在地质历史时期广泛发育[1-3]，但纵观全球奥陶系，该岩性组合比较少见[4]。而这一现象背后的原因，则引申出关于盆地规模蒸发岩如何形成的关键问题。水体蒸发量大于补给量是蒸发岩形成的决定性因素[5]，依据此特性，常可将规模性蒸发岩成因归纳为两点：①气候主控型，即在极端干燥气候条件下，台地内沉积水体的蒸发量远远大于降雨量和陆源补给量，地质历史时期符合这一特征的蒸发岩多具有层位和区域优势性，如白垩系和南北纬30°附近[4]。②构造主控型，即在裂谷盆地形成初期[6]或盆地消亡期[7]，广海海水未能及时补给到相对较闭塞的盆地内，往往也会造成蒸发岩的规模性发育。反观奥陶纪，全球板块格局经历离散高潮转而开始重组的构造背景[4,8]和海平面大幅度上升[9]的环境背景，均不利于形成受限环境，导致了全球该时期缺乏膏盐岩-碳酸盐岩共生体系。鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组，发育数套盆地尺度、厚度可达百米的膏盐岩-碳酸盐岩共生体系岩体[10]，其中尤以马五6亚段最为典型，这一现象在全球奥陶系是较为少见的。因此以马五6亚段为研究对象，有望探讨除气候和板块构造等控制因素之外的共生体系成因。

此外，膏盐岩-碳酸盐岩共生组合作为台地内海水渐次分异沉积的结果[5]，可为恢复台地沉积环境演化、研究构造演变提供重要线索[11]。作为连接盐下与马五5亚段等有利勘探层位[12-14]的关键层系，马五6亚段岩相古地理格局与膏盐岩-碳酸盐岩共生规律等方面的研究，进一步深化该亚段构造、沉积方面认知的同时，也为揭示上下地层沉积环境演化、构造格局演变提供衔接。另一方面，为盐下储集层提供封闭性能优异盖层的同时，马五6亚段也有多口探井获工业气流。但限于蒸发岩的规模发育，目前马五6亚段研究程度较低，不利于该亚段有利区带预测以及上下地层有利区带成因关联性与时空演化性研究。

鉴于此，利用研究区内丰富钻井取心资料，以古地理格局重建为切入点，开展以马五6亚段为例的膏盐岩-碳酸盐岩共生体系沉积分异规律研究，以期对膏盐岩-碳酸盐岩共生体系成因研究提供借鉴，对马五6亚段古地理格局恢复、有利区带预测及整个中组合沉积期台地演化等方面提供相关认识。

鄂尔多斯盆地位于中国华北板块西缘，与中祁连地块之间以弧后盆地相隔（见图1a）[15]。新元古代受Rodinia联合大陆解体影响，盆内广泛发育北东走向裂谷，持续影响至寒武纪，形成了寒武系北东走向的地层展布格局[16]。加里东构造旋回内，古亚洲洋与华北板块之间发生俯冲、碰撞[17]，并于寒武纪末期，盆地整体抬升，庆阳古隆起开始隆升[18]。奥陶纪，鄂尔多斯盆地周缘发育伊盟古隆起、庆阳古隆起、吕梁水下低隆起，本研究区为3个隆起限定区域——鄂尔多斯盆地中东部坳陷[19]（见图1b）。同时受 3个古隆起对多方向海水的封隔影响，中东部坳陷与西缘祁连广海、华北陆表海间歇性连通，导致该地区发育灰岩-白云岩、白云岩-膏盐岩韵律互层式沉积体系。

图1 鄂尔多斯盆地及邻区奥陶纪古地理背景与地层综合柱状图

参照郭彦如等[20]提出的关于鄂尔多斯盆地奥陶系层序地层划分方案，马家沟组可对比弗洛阶—达瑞威尔阶，其中马一段—马三段归为下奥陶统，构成 1个完整三级层序；
马四段—马五段归为中奥陶统，构成1个完整三级层序（见图1c）。其中马五段，在海平面高频振荡背景下，形成马五7—10亚段多层状云膏岩共生沉积[12]，且在马五6亚段发育了马家沟组规模最大的蒸发岩体系；
在马五6亚段沉积后，经历了马五段最大规模海侵[14]，在盆地中东部地区稳定沉积了 1套厚20～30 m的灰岩地层（见图1c）。

2.1 地层分布特征

中东部坳陷内马五6亚段具有地层厚度大、岩石种类多及相带分异明显等特征，依据岩电组合响应特征，由下至上分为马五63、马五62、马五61共3个小层，同时对区内 300余口钻井进行厚度统计，编制马五6亚段与各小层地层厚度平面分布图（见图2）。

如果不考虑后期剥蚀，整个马五6亚段厚度分异明显，总体具有南北较薄、向东增厚的趋势，并呈现近南北向厚薄相间的分布规律。除西侧剥蚀区外，南北两侧地层厚度一般为10～60 m，其余地区整体厚度为60～160 m。乌审旗—横山—靖边—志丹一带厚度为60～120 m，东西两侧为地层厚值区，东侧规模较大，厚度普遍为120～160 m，其中子洲等地区地层局部减薄，最薄处仅为40 m；
而西侧规模较小，整体为110～160 m，此外西侧厚值区内部的 T61—T86—T17井一带为厚度约110～130 m的带状减薄区（见图2a）。

马五6亚段厚薄相间的展布趋势下：①马五63小层（见图2b）、马五62小层（见图2c）厚度一般为10～70 m，马五61小层厚度略薄，为10～50 m（见图2d）；
②厚、薄区域分布稳定，无明显迁移；
③至马五61小层，西侧厚值区范围逐渐减小，局部略厚于东侧厚值区（见图2d）。

马五6亚段及各小层的地层厚度展布规律相较一致，表现出继承性沉积充填过程，沉降中心稳定发育。厚度差异逐渐减小，具有填平补齐、沉积底形趋于均一的演化趋势。

2.2 古地貌凹凸格局

在华北陆表海的沉积大背景下（见图1a），受中央古隆起封隔[21]与炎热干旱气候[22]等因素影响，马五6亚段广泛发育碳酸盐岩-蒸发岩共生体系。考虑到石膏、石盐等矿物具有极高的沉积速率，分别为1～40 mm/a和5～150 mm/a，并远大于台地沉降速率（1～2个数量级）[23]，认为整体处于补偿—过补偿的沉积状态；
此外蒸发卤水的高密度下沉以及蒸发沉积末期的收缩盐湖，也可以准确地反映沉降中心位置[1]。基于该特征，认为研究区内含蒸发岩地层的厚值区域可代表沉积期地貌低地，而薄值区域则为地貌高地。另一方面，浅水碳酸盐台地沉积过程中往往会发育一系列向上变浅甚至暴露的高频旋回韵律沉积[24]，在顶底暴露面约束下的沉积旋回可以代表一期次海侵-海退旋回的完整沉积过程，因此由上下暴露面约束的单个旋回厚度可粗略反映沉积期水体相对深浅[25]。此类现象在研究区十分常见，也极易辨别，可进一步论证地层充填与沉积地貌耦合关系的合理性。统计结果表明，地层厚值区的平均旋回厚度大，而薄值区略小（见图2a），可分别代表较大和较小的沉积期可容空间。综合来看，马五6亚段厚值区可认为是古地貌低地，薄值区为古地貌高地。

马五6亚段之上，发育盆地尺度下厚度为20～30 m、岩性以石灰岩为主的马五5亚段[14]，反映该时期的沉积充填过程受控于规模性蒸发岩“填平补齐”[26]。基于马五6亚段厚度与地层充填规律的耦合关系，选取马五5亚段底界为基准面，回填马五6亚段厚度，以恢复沉积前古地貌凹凸格局（见表1、图3）。

表1 鄂尔多斯盆地中东部马五6亚段沉积前地貌单元特征表

图3 鄂尔多斯盆地中东部坳陷马五6亚段沉积前古地貌凹凸格局分布图

受伊盟古隆起与庆阳古隆起隆升影响[18-19]，该区域长期处于水上暴露状态（见图1b）。研究区内向南北两侧过渡，呈现出由水下向古陆过渡、地层逐渐减薄的趋势，分别定为北部斜坡和西南部斜坡。

东部盐洼：以米脂为中心，面积约2.08×104km2，是研究区最大规模洼地[10]。该凹陷内以巨厚盐岩为主，夹薄—厚层泥质膏岩，最大厚度超过160 m。其中，子洲等地存在“洼中次高”的可能，但考虑到目前钻井过少，无法精确刻画该地貌单元。

横山高地：受前期资料匮乏影响，庆阳古陆和伊盟古陆向盆地中东部地区的过渡区域，通常被认为是单斜西倾地貌，随着近年来横山地区钻井增多，地跨横山—靖边等地的近南北向横山高地被发现[18-19,27]。该隆起以沉积韵律互层的白云岩、膏岩为主，孔洞内常可见石盐充填，地层较薄，最薄处仅约60 m。

横山高地东侧为东部盐洼，西缘为桃利庙洼地[18]，本次研究认为桃利庙洼地内仍发育凹凸相间的地貌特征。

桃利庙西洼：位于T105井区，整体呈长条状，长约220 km，南北走向，以白云岩为主，仅在马五63小层见极少量中薄层状膏岩，最大厚度约160 m。

桃利庙水下高地：位于T61—T86—L105井区，为一南北走向的长条状低隆，长约200 km，以白云岩为主，在马五62—3小层见少量膏盐岩层，地层最薄处约110 m。

桃利庙东洼：位于Jt1井区，呈“卜”字形近南北向展布，长约210 km。该洼地内以白云岩-膏盐岩韵律互层沉积为主，膏盐岩在整个亚段内均有分布，最厚处约160 m。

马五6亚段沉积前古地貌，可总结为南北两侧斜坡之间，发育两条南北向古地貌高地，并分隔出 3个低洼地带，呈现出由西向东凹凸相间的古地貌特征。

中东部坳陷内一系列凹凸相间的古地貌格局（见图3），细化了庆阳古陆和伊盟古陆向中东部水下延伸区域的地貌特征[20,28]。借鉴局限台地-蒸发台地相模式[12]解释、响应浅水碳酸盐台地上凹凸相间背景下的水下沉积高地、洼地等地貌单元。

3.1 沉积相类型与特征

局限台地-蒸发台地沉积体系中，依据研究区内发育的岩石类型及沉积环境分析，本次研究共划分出颗粒滩、微生物丘、潟湖以及云坪4种沉积亚相。

颗粒滩亚相：指形成于正常浪基面之上的局部古地貌高地，水动力较强，研究区内该亚相以砂、砾屑白云岩沉积为主，少见鲕粒，而颗粒间常为亮晶胶结或无充填状态（见图4a）。

微生物丘亚相：相比于颗粒滩，微生物丘亚相水动力稍弱，同时因造丘微生物常具有嗜盐特性[29]，导致该亚相常发育于盐度较高的水域，主要发育在研究区膏盐岩沉积区域。该亚相常与颗粒滩叠置，两者之间以粘结砂屑白云岩（见图4b）过渡，或单独以格架状凝块白云岩（见图4c）成丘。可依据微生物岩发育产状，进一步划分为丘基、丘核、丘盖等微相类型。

图4 鄂尔多斯盆地中东部坳陷马五6亚段典型亚相及岩石学特征（箭头指示向上的方向）

潟湖亚相：受周缘地貌高地封隔，导致该亚环境中常处于水动力较弱和盐度异常的状态。伴随着盐度的分异，含极少量针状石膏的块状泥晶白云岩（见图4d）、云膏韵律互层的纹层状白云质膏岩（见图4e）、发育铁丝鸡笼构造的块状膏岩（见图4f）以及透明块状盐岩（见图4g）等咸化序列中的多种岩石类型均有发育。同时根据岩性差异，可进一步将潟湖亚相划分为白云质局限潟湖、膏质蒸发潟湖和盐质蒸发潟湖等微相类型。

云坪亚相：地貌平缓、水体较浅，涨、退潮的交替，导致暴露较为频繁且单层沉积厚度较薄。根据潮汐影响范围，可化为潮上带、潮间带和潮下带（归为潟湖）。其中，潮间带可见明暗纹层相间的微生物叠层白云岩[30]（见图4h）、具底冲刷正粒序的潮沟鲕粒白云岩（见图4i）等标志岩性；
潮上带（见图4e）由于长期暴露而形成岩溶角砾状白云岩（见图4j），或因蒸发作用强烈常可见团块状含石膏白云岩[31]。

3.2 古地貌格局与岩相分异

以岩心和测录井为依据，对系统取心井进行了岩性结构和沉积相的精细解释，本文选取了 1条钻遇不同古地貌单元的取心井对比剖面（见图5），以展示研究区内古地貌格局与岩性、岩相分异的耦合关系。

由西向东呈现两侧厚中间薄的地层展布，反映凹凸相间的古地貌格局。马五6亚段中下部，白云岩、膏岩、盐岩依次集中发育于桃利庙西洼、桃利庙东洼和东部盐洼等古地貌单元内，表现出受控于凹凸古地貌格局而分异明显的特征；
马五6亚段上部，西侧白云岩沉积范围向桃利庙东洼扩大，中部膏岩沉积范围向东部盐洼迁移，东部盐岩沉积范围则逐渐收缩（见图5）。

图5 鄂尔多斯盆地中东部坳陷近东西向沉积相连井剖面图（剖面位置见图3；
GR—自然伽马；
Δt—声波时差；
ρ—密度）

基于岩性结构剖面（见图5）、序列组合类型（见图6），发现桃利庙西洼内，颗粒滩仅在单个序列顶部小规模发育，构成以白云质潟湖沉积为主，向上发育小型浅滩化（见图6a）。桃利庙水下高地附近以颗粒滩-白云质局限（滩间）潟湖-颗粒滩型序列为主（见图6b），代表该地貌单元多发育颗粒滩相沉积。桃利庙东洼内，丘、滩体小规模发育，常发育于单个序列的中下部，往上盐度逐渐增大，转而发育膏质蒸发潟湖（见图6c）。至横山高地西缘，微生物丘开始规模发育，至序列上部，受丘体迁移影响，常可见小型膏质蒸发潟湖（见图6d）。东部盐洼以纹层状石膏质白云岩、盐质膏岩向上快速过渡为块状盐岩的序列为主，代表着东部盐洼内以盐质蒸发潟湖为主的沉积亚环境（见图6f、图6g）。马五61小层沉积期，沉积相发生了较大变化，表现为丘、滩亚相明显减少，白云质蒸发潟湖范围向东逐渐扩大的特征。至横山高地核部，开始发育含膏质团块的纹层状泥晶白云岩（见图6e）、微生物叠层白云岩、岩溶角砾状白云岩等极浅水、间歇性暴露的云坪亚相，而东侧膏质蒸发潟湖面积扩张，盐质蒸发潟湖面积减小。

图6 鄂尔多斯盆地马五6亚段东西向沉积地貌与沉积环境模式图（井名后面括号内的数字为岩心厚度）

3.3 岩相古地理与古地貌格局演化

基于古地貌凹凸格局中岩相分异的认识，结合各地貌单元丘（滩）地比、云地比、膏地比、盐地比等参数，编制马五6亚段各小层以沉积亚相为单元的岩相古地理图（见图7）。

图7 鄂尔多斯盆地中东部坳陷马五6亚段沉积期岩相古地理图

马五63小层沉积期：凹凸格局发育阶段（见图2b），桃利庙西洼内发育白云质局限潟湖亚相；
向东桃利庙水下高地沉积近南北走向展布的颗粒滩亚相；
以此为界，桃利庙东洼内为膏质蒸发潟湖亚相；
受较高盐度水体的影响，横山高地上发育嗜盐微生物[29-30]构成的微生物丘亚相，并受控于地形走向呈南北条带状展布；
向东跨越横山高地，于东部盐洼内形成了外膏内盐的环带状膏、盐质蒸发潟湖。研究区北侧斜坡与南侧斜坡处，分别由伊盟古隆起和庆阳古隆起向台内过渡而呈现出单斜平缓地势，形成了间歇性暴露的极浅水云坪亚相（见图7a）。

马五62小层沉积期：继承性沉积于马五63小层之上，为凹凸格局最发育阶段（见图2c），沉积特征与马五63小层基本相似，仅东部盐质蒸发潟湖存在小规模扩张（见图7b）。

马五61小层沉积期：填平补齐使得原本凹凸地貌差异逐渐减小甚至消失（见图2d），也导致原本发育于地貌高地的丘、滩亚相规模迅速减小，仅在桃利庙水下高地西北侧发育小规模颗粒滩亚相。较之于前期，该小层内膏、盐质蒸发潟湖规模也大大缩减。此外，代表地貌平缓、水体极浅的云坪亚相大规模发育，原本仅在南北两侧发育的云坪亚相，推测由横山高地相连通（见图7c）。

整个马五6亚段岩相古地理分布与古地貌凹凸格局（见图3）呈现出较好的耦合关系。早中期，丘、滩亚相和盐质蒸发潟湖亚相最为发育，对应于凹凸古地貌发育阶段；
至晚期，凹凸古地貌趋于平缓，丘/滩亚相、膏/盐质蒸发潟湖亚相发育规模大大减小，而云坪亚相则逐渐扩张。

4.1 古地理格局对膏盐岩-碳酸盐岩共生体系沉积分异的控制

研究区内马五6亚段膏盐岩-碳酸盐岩共生体系存在明显的沉积分异，表现为：①由西、西北部向东部及东南部，依次发育白云岩为主的沉积序列、白云岩-膏岩共生沉积序列、膏岩-盐岩共生序列（见图6），表现出白云质局限潟湖→膏质蒸发潟湖→盐质蒸发潟湖的古地理环境演变；
②两块高地之上由颗粒滩亚相向微生物丘亚相转变（见图7）；
③马五6亚段沉积早—中期凹凸地貌较大差异引起了蒸发潟湖环境规模性发育，至晚期地貌差异的减小则导致了蒸发潟湖规模缩减。基于海水蒸发实验结论，研究区由西向东岩性的转变，说明海水经历了 80%（膏岩沉淀）→90%（盐岩沉淀）体积缩减[5]、盐度则由3.8%～4.7%（奥陶纪正常海水[32]）→15%～17%（SO42-卤水）→26%（Cl-卤水）逐步提升[5]。此外，颗粒滩向东相变为微生物丘，也是水体盐度与能量东西分异的有力证据[29]。

空间上，由西向东盐度与能量的渐变，可归因于桃利庙水下高地、横山高地上丘滩体的快速建隆，对广海海水形成阻隔，既限制了海水交换，又削减了海水能量。而时间上，随着凹凸地貌格局消亡，相较平缓的地貌更利于海水交换，导致沉积末期共生体系规模的减小。膏盐岩-碳酸盐岩共生体系在时空上的演变规律，证实了研究区古地理格局对其具有极重要的控制。

由西向东盐度与能量的双重分异，指示研究区内正常盐度的高能海水应源自西侧祁连广海，由伊盟古隆起与庆阳古隆起共同组成的中央古隆起[18]，对西缘广海和台地内部的沉积分异产生了深远影响[21]，而两个次隆之间的鞍部位置（见图1b），则是连接祁连广海和华北陆表海的潜在通道（见图6b）。在靠近该缺口的研究区西北部，地层厚度最大（见图2）、颗粒滩最为发育（见图7a），甚至东部盐洼内石盐地球化学分布特征[33]，均指示正常盐度的高能海水来源于此（见图3箭头方向）。

南北成带的凹凸相间古地貌格局对西北方补给的祁连广海海水产生了能量与盐度由西向东的渐次分异，形成了研究区马五6亚段沉积期由西向东“高控丘、滩，洼控云、膏、盐质潟湖”的碳酸盐岩与膏盐岩共生体系。从碳酸盐岩与膏盐岩分布模式的角度来说，“环洼有高”的格局促成了单方向补给海水的自然分异，控制隔挡式丘滩体、白云质、膏质、盐质咸化潟湖有序的偏心式沉积分异，形成膏盐岩-碳酸盐岩共生的独特分布型式，而有别于经典“牛眼式”和“泪滴式”干化收缩的分布模式[34]。

4.2 南北向凹凸地貌格局的构造成因与启示

前人基于钻井、地震等资料，认为在鄂尔多斯盆地范围内发育 4条元古代形成的北东走向拗拉槽[35]，并持续影响至寒武纪末期。即在奥陶纪前，认为盆地范围内处于拉张构造背景[16,36]，同时构造单元呈北东向展布；
至奥陶纪转而以南北走向凹凸格局发育为特征[18]，本次研究中古地貌格局也具有类似特征（见图3）。另一方面，地震剖面上可见终止于马五5亚段底部、具挤压性质的逆断层（见图8），而前人在盆地中东部同样发现了多条小规模、同沉积逆断层[36]。由此，基于寒武纪与奥陶纪盆内凹凸格局走向与构造属性的变化，推测在寒武纪之后，鄂尔多斯盆地经历了拉张转为挤压的构造反转，形成了研究区内南北走向的古地貌格局。

图8 鄂尔多斯盆地中东部坳陷东部盐洼关键层位地震追踪对比剖面（沿马五5亚段底界拉平；
剖面位置见图4）

寒武纪与奥陶纪古构造格局的改变约束了构造反转的可能开始时间，南北走向的凹凸相间古地貌则归因于东西向的构造挤压，而古构造、古地理构架往往受控于克拉通与前陆逆冲带的空间配置[17]，因此有必要将研究视野进一步扩大到华北板块西缘及其周边地块（见图1a）。原本经由 Rodinia联合大陆解体的华北板块与中祁连地块是散落在原特提斯洋与古亚洲洋的（微）块体（见图9a）[37]，于寒武纪—奥陶纪，加里东构造旋回之内，中祁连地块向华北板块俯冲，两者之间形成了多岛洋的成熟“沟-弧-盆”体系（见图9b）[19,38-39]。随后洋盆消减，于中—晚奥陶世（距今 450～467 Ma），中祁连地块与华北板块完成初始碰撞（见图9c）[39]。考虑到中—晚奥陶世中祁连地块与华北板块的时空恢复位置，认为两者碰撞时对华北板块形成的压力是以北东向挤压所传递（图9a箭头方向），对应到现今位置（见图1a）正是由西向东的挤压作用，与研究区马五6亚段南北向展布的古构造特征构成了较大可能的因果关系（见图9c）。同时参照郭彦如等[20]所提出的层序地层划分方案（见图1c），将马五6亚段归为中奥陶统达瑞威尔阶，大致对应时间距今约 465～470 Ma，因而时间上也极为吻合。

图9 鄂尔多斯盆地西缘中祁连地块与华北板块接触关系与演化示意图

中奥陶世受中祁连地块向华北板块俯冲，对鄂尔多斯盆地产生了东西向构造挤压，形成了研究区内马五6亚段南北走向凹凸地貌格局。基于古地理格局渐次沉积分异碳酸盐岩与蒸发岩的结论，认为盐下地层向盐间地层中逐渐发育的蒸发岩[12]，是碰撞挤压逐渐增强、凹凸地貌逐渐差异的结果；
于马五6亚段沉积末期结束该构造幕，研究区内再次恢复到构造平静期，马家沟组规模型蒸发岩-碳酸盐岩共生体系消失。

4.3 油气地质意义

自2000年以来，随着鄂尔多斯盆地马家沟组中组合勘探程度的不断提高，对于沿地层剥蚀线的白云岩环带已有较为成熟的认识[35]。对比之下，往东侧乌审旗—横山—靖边等中部地区（见图1b）勘探与地质认识相对薄弱。近两年来，随着横山高地的发现[18-19,27]，将中组合有利勘探区域拓宽至中部地区的同时，又引申出研究区范围内储集层发育受何种地质因素控制的关键勘探问题。

水下高地往往有利于发育颗粒滩、微生物丘等高能沉积相带；
同时考虑到较高的建造速率，极易使得丘、滩体顶部遭受暴露发生溶蚀[13,26,30]，因此丘滩亚相一直是海相碳酸盐岩最有利勘探目标。而基于本次马五6亚段古地理格局恢复研究工作，识别出研究区内发育的两条水下凸起带（见图3），分别以发育颗粒滩、微生物丘等亚相为特征（见图7）。进一步基于测井解释，统计和编绘马五6亚段储集层厚度平面分布，可见两条呈南北走向的储集岩发育带，并且在位置上与南北走向丘、滩相带极为吻合（见图10）。由此认为，凹凸地貌格局控制下的丘、滩亚相，是马五6亚段储集岩发育带南北向展布的根本原因，同时于桃利庙水下高地有利区（有利区A）和横山高地有利区（有利区B）上也钻探了多口工业气井（见图10），具有持续勘探的潜力。

图10 鄂尔多斯盆地中东部坳陷马五6亚段储集层厚度分布与气井产能分布图

此外，站在整个中组合的视角上，盐下（马五7—10亚段）与盐上（马五5亚段）地层中储集层成因以及有利区带分布均存在较大差异[12-14]。通过对马五6亚段古地理格局、膏盐岩-碳酸盐岩共生规律以及构造成因方面的研究，认为盐下和马五6亚段中储集层发育受控于古地貌单元继承性的发育，而马五6亚段沉积末期，研究区内一系列的古地貌凹凸格局不再发育，也导致了马五6上、下产层特征存在较大差异。

马五6亚段沉积前鄂尔多斯盆地中东部坳陷内古地貌格局可进一步细分为北部斜坡、西南部斜坡、桃利庙西洼、桃利庙水下高地、桃利庙东洼、横山高地、东部盐洼共7个次级地貌单元。

以“高控丘、滩，洼控云、膏、盐质潟湖”的古地貌-沉积响应控制研究区马五6亚段沉积期南北走向的古地理格局。古地貌格局促成了单方向补给海水的自然分异，控制隔挡式丘滩体、白云质、膏质、盐质咸化潟湖有序的偏心式沉积分异，形成膏盐岩-碳酸盐岩共生的独特分布型式，有别于经典的“牛眼式”和“泪滴式”干化收缩分布模式。

马五6亚段沉积期凹凸相间的古地理格局，是中祁连地块向华北板块俯冲碰撞应力传递的结果，认为盐下向盐间蒸发岩逐渐发育是碰撞增强的信号，随即在马五6亚段沉积末期结束该构造幕。

凹凸相间的古地貌是盐下、盐间储集层发育的决定性因素，桃利庙水下高地和横山高地之上发育的丘滩有利相带构成了马五6亚段储集层发育的主体，相关地质认识可为马五6亚段及上下层位有利勘探目标优选提供理论支持。

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