岩溶储层是海相含油气盆地、水热型地热资源重要的储层类型之一^[1-5]，具有分布广、产能大、易于回灌等特点，逐渐成为中国北方地热供暖利用的主要热储层之一。山东省的临清坳陷区、济阳坳陷区、鲁中隆起山前区及鲁西南潜隆起区发育有巨厚的寒武—奥陶纪碳酸盐岩地层，分布面积达4.4万km²，具备形成大型岩溶热储地热田的地热地质条件^[6]。济南北地热田首次发现地热始于20世纪70年代，在地热田东段的鸭旺口一带勘探钻孔自喷热水；在此之后许多的地热工作者针对地温场、大地热流、水化学特征等开展一系列研究，已初步了解现今地温场特征、热储盖层分布特征^[7-11]，但针对深部古岩溶作用、岩溶发育机制与地热水富集模式的研究不够深入。伴随着油气地质、地热地质的勘探发展，碳酸盐岩储层类型、古岩溶作用、储层发育特征逐渐成为研究热点。华晓莉等^[12]对渤中凹陷潜山岩溶分带特征与优质储层分布规律进行研究，发现优质储层主要分布在表层风化带和水平潜流带；昝念民等^[13]研究东营凹陷碳酸盐岩储层储集空间特征及发育模式，表明以灰岩为主的残丘型潜山表生岩溶带厚度可达170 m；唐博宁等^[14]对雄安新区雾迷山组岩溶裂隙形成演化与发育特征进行分析，阐明岩溶和裂隙的形成与构造活动密切相关，以印支运动晚期至喜马拉雅运动期间最为强烈。笔者通过厘清奥陶纪马家沟群地层层序及沉积相特征，结合地表岩溶、钻孔揭露地下岩溶空间发育特征、钻井、测井、岩心等相关资料，总结济南北地热田地热水富集区分布规律，探究奥陶纪马家沟群岩溶热储古岩溶作用、岩溶发育主控因素，重塑岩溶发育与演化过程，为探明马家沟群岩溶热储层特征、揭示地热水富集规律提供有力支撑，对揭示地热资源成矿规律具有重要的指导意义。

1 地质背景

济南北地热田位于鲁中山前平原，大地构造上处于华北板块（Ⅰ）、鲁西隆起区（Ⅱ）、鲁中隆起（Ⅲ）、泰山—济南断隆（Ⅳ）、齐河潜凸起（Ⅴ）的中段。齐河潜凸起以北为渤海湾盆地，南接泰山凸起，东临邹平—周村凹陷。地热田在平面上呈梯形展布，总面积约为785 km²（图1）。

鲁西隆起区是郯庐断裂以西、山东省西部的基岩出露地区，位于华北克拉通的东部。新太古代晚期，鲁西隆起区广泛发育花岗质岩浆岩，于2800~2500 Ma期间完成克拉通化，形成比较稳定的结晶基底—泰山岩群^[15]。古生代，区域地壳活动以振荡运动为主、岩浆活动微弱，为典型的地台特征，形成一套厚度约为1800 m的海相碳酸盐岩沉积建造，地层组成为寒武纪长清群、寒武—奥陶纪九龙群及奥陶纪马家沟群。晚奥陶世末，受加里东运动影响，区域隆升成陆，长期受风化作用剥蚀。晚石炭世，受海西运动影响，区域再次整体下降接受沉积，形成石炭系、二叠系的沉积建造。中生代，华北板块再次活化，地壳运动加强，表现为多期断裂及岩浆活动。印支期，华北板块抬升剥蚀，地壳区域性隆起，构造活动较微弱，并一直持续到早中侏罗世。燕山期，华北板块活动强烈，研究区及其南部泰山地区地层抬升，与此同时产生一系列张性断裂，期间有少量中生代基性岩体侵入，济南序列岩浆岩侵入就位。研究区在新生代开始隆升，缺失古近纪地层；至新近纪，进入沉降阶段，沉积形成黄骅群，最初的地质、地貌轮廓至新生代中期基本形成^[16-17]。

济南北地热田所处区域属山前平原，位于济南单斜地下水流系统下游的深循环区。天然条件下，地热水处于深埋、承压状态，岩溶热储埋藏深度为300~3500 m，上覆盖层一般为石炭系、二叠系、侏罗系、新近系及第四系，多数地热井可自流。地热田能够接受补给区（趵突泉泉域、白泉泉域）岩溶地下水的深循环径流补给^[7]。

2 岩性组划分及沉积相特征

2.1 岩性组划分

奥陶系在华北地层区分布广泛、厚度较大、发育较全、研究历史久远^[16-19]。《山东省区域地质志》将奥陶系划分为东黄山组、北庵庄组、土峪组、五阳山组、阁庄组和八陡组^[19]；1993年，山东省地质矿产局地层清理领导小组把原划分6个组降为段；鉴于该套地层厚度大、分布稳定等特点，又恢复为组级单位，合并称为马家沟群^[17，20]。马家沟群（O_2-3M）是沉积在“怀远间断”之上一套稳定的海相碳酸盐岩沉积组合，时间跨度约为30 Ma，以灰岩夹白云岩，富含头足类为主的无脊椎动物化石为主要特征，其与上覆石炭系本溪组和下伏三山子组均为平行不整合接触。

受地壳平稳的升降影响，马家沟群沉积时期地势相对平坦，古地形起伏不大，各组地层分布较稳定，沉积环境为开阔台地-局限台地反复更替，岩相古地理对应马家沟一期至马家沟六期，各组之间均呈整合接触，总厚度约为800 m^[16]。

2.2 沉积相

岩相和沉积相是控制岩溶储层发育的物质基础。根据区域变化、沉积构造、岩性组合等分析，马家沟群灰岩对应于大坪期—桑比期海侵序列，经历3个大面积的海进海退旋回，岩相古地理对应马家沟一期至马家沟六期^[21]，沉积模式属镶边缓坡台地沉积模式^[22]。

大坪期早期（马家沟一期），华北地台开始面式海进，接受奥陶世中期第一次海侵，水体甚浅，大部分区域为云坪环境，为台地潮坪相-泻湖相沉积，水动力条件低且盐度高，沉积形成东黄山组，膏溶角砾岩普遍发育；大坪期晚期（马家沟二期），海侵进一步加强，水体变深，形成低能开阔海，整个华北地台几乎全为碳酸盐岩台地，沉积形成北庵庄组微晶灰岩、生物碎屑灰岩和云斑灰岩。

达瑞威尔期早期（马家沟三期）的岩相古地理面貌与大坪期早期（马家沟一期）相似，发生面式海退，水体变浅，云坪广布，为台地泻湖相沉积环境，在干燥的蒸发环境下形成土峪组泥质白云岩、角砾白云岩等；达瑞威尔中期（马家沟四期），比马家沟二期更大规模的面式海侵开始，广阔的华北地台几乎全部为碳酸盐岩台地，沉积五阳山组厚层云斑灰岩、生物碎屑灰岩及燧石结核灰岩等，生物化石丰富；达瑞威尔晚期（马家沟五期）又与早期（马家沟三期）沉积环境相似，发生大面积海退，又转变为云坪环境，沉积形成阁庄组细晶白云岩，局部有角砾状白云岩、石膏，为泻湖相沉积环境。

桑比期（马家沟六期）沉积地层对应马家沟群八陡组。区域上，该期为奥陶纪最后一次海侵，整个华北地台几乎全为碳酸盐岩台地，岩相古地理面貌与马家沟四期、马家沟二期相似。桑比期后期，华北地台整体抬升，大面积海退，出现统一、大面积低缓的华北陆，开始遭受不同程度的剥蚀。

2.3 重要的构造间断

地层间接触关系是记载地区构造运动和地质发展的一个重要特征，可分为整合接触和不整合接触关系。其中由于地壳的抬升而产生的沉积间断为平行不整合，是研究地质发展历史、鉴定地壳运动的重要依据。

石炭系本溪组与马家沟群之间，存在区域性平行不整合界面（沉积间断）。在晚奥陶世，受加里东运动影响，华北陆壳平稳抬升，遭受长期风化剥蚀，至晚石炭世再次下降接受沉积，之间存在长达140 Ma的地层剥蚀和缺失。早期海水入侵，大量富含铁、铝质矿物的古风化壳物质在马家沟群顶部沉积，形成一套铁铝质岩（局部为铝土岩）。本溪组底部风化壳沉积的铁铝质泥岩、紫红色泥岩，区域分布稳定，为重要的标志层，对地热钻探中判定揭露目标热储层具有重要指示作用。

3 古岩溶作用及主控因素

古岩溶作用是在地质时期，风化作用及地表径流、地下水活动等对可溶岩石的溶蚀、溶解和风化剥蚀过程。沉积、成岩和构造三大地质因素控制着岩溶热储的形成与发育。研究区马家沟群海相碳酸盐岩厚度大、分布广，而且经历多旋回、多期次构造作用与成岩作用的改造，形成良好的储水空间。沉积相为储层形成的物质基础，古岩溶作用则是储层发育的关键，构造作用为储层发育的纽带^[23]。

3.1 古岩溶作用分类

根据地层露头、测井、录井、岩心等资料的综合分析，着重阐述决定济南北地热田岩溶热储形成的古岩溶作用这一关键要素。按碳酸盐岩沉积—成岩阶段，研究区奥陶系岩溶热储古岩溶作用主要分为同生岩溶、风化壳岩溶、埋藏岩溶和构造岩溶作用，也是储层岩溶形成发育的主控因素。

3.1.1 同生岩溶

马家沟群海相碳酸盐岩沉积过程中，在海平面相对下降、可溶岩出露时，受大气降水溶蚀、地下水径流侵蚀，形成溶孔、溶洞。岩溶作用以八陡组、五阳山组和北庵庄组最为典型，其原因在于这三组地层对应沉积环境以开阔台地为主，为反复交替的浅海水沉积。碳酸盐岩储层发生同生岩溶作用的主要识别标志为碳酸盐岩中的粒内溶孔、粒间溶孔、铸模孔等组构选择性溶孔^[23-24]。

3.1.2 风化壳岩溶

风化壳岩溶发育与构造运动造成的整体隆升或大规模海退有关，水、溶解性CO₂和可溶性岩层为其主要驱动力，通常在地层学中的主要不整合界面处最为发育。与同生岩溶相比，风化壳岩溶发生时期晚，作用时间长，是对已固结成岩的可溶岩产生的岩溶作用^[23，25]。

由于多期构造活动抬升和断块差异升降，马家沟群碳酸盐岩受到不同程度的风化剥蚀，形成广泛分布的古风化壳和岩溶系统。风化壳岩溶作用，具有规模不等、发育期次多等特点。桑比期末，在华北陆整体抬升过程中，侵蚀面以下的碳酸盐岩发生广泛、强烈的岩溶作用，地层遭到不同程度的剥蚀，形成各种溶孔、溶洞、溶缝（图2（c））。但随后多数被部分或完全充填，残余的孔洞缝保存下来成为有效的储集空间。

风化壳岩溶作用对岩溶发育具有明显的控制作用，垂向上通常局限于侵蚀不整合面以下200 m深度内，最大底界深度为深部缓流岩溶作用的下限^[23，26-27]。昝念民等^[13]对渤海湾盆地东营凹陷寒武系和奥陶系溶蚀缝发育规律进行研究，得出溶蚀缝的发育程度主要受不整合面的影响，越靠近不整合面溶蚀缝密度越大。

3.1.3 埋藏岩溶

埋藏岩溶作用系指碳酸盐岩在埋藏成岩阶段，富含有机质及还原环境下含H₂S、CO₂等侵蚀性流体发生溶蚀有关的作用及过程，也称为深部岩溶作用、埋藏期岩溶作用等^[28-29]。自晚石炭世至燕山期（307~135 Ma），研究区整体下降，重新开始接受沉积，为埋藏岩溶作用时期（图2（b））。埋藏岩溶期形成的有效储集空间主要为溶蚀孔洞、溶缝、溶扩孔洞及溶扩构造缝。埋藏岩溶作用一般沿原有的孔洞缝系统发展，是储层改造的重要因素之一。埋藏岩溶作用具有多期性，对应于多期次构造—成岩旋回。

3.1.4 构造岩溶

构造活动控制构造格局，并控制作为岩溶发育物质基础的碳酸盐岩的埋藏分布及其遭受风化剥蚀的程度。研究区马家沟群古岩溶发育的最突出特点就是岩溶系统受区域断裂构造控制明显，也影响构造岩溶的发育深度。

构造活动对埋藏岩溶发育起到重要改造作用。区域岩浆—热液活动与燕山期和喜马拉雅期构造运动密切相关，断裂及次级断裂带构造裂隙发育，为溶蚀性流体运移提供优势径流通道；溶蚀性流体的循环运移，加速构造裂隙带围岩的溶蚀作用，构造裂隙逐步发育为溶隙、溶洞，使断裂及影响带附近岩溶作用加强、岩溶发育深度和范围增大（图2（a））。构造对深部岩溶发育具有3个方面促进作用^[30]：一是断裂及次级断裂产生的构造裂隙为地热水运移提供空间与通道，循环深度加大，沿途从围岩中汲取热量，地热水的密度下降；当地热水循环到一定深度时，在冷、热水密度差和地势差的共同驱动下沿构造断裂交汇带形成的强渗透带上涌，在热储顶部形成地热水富集带；二是断裂活动产生的摩擦热使碳酸盐岩石灰化，从而产生CO₂；三是深大断裂常深切至地幔，或伴随火成岩侵入，产生大量幔源CO₂，促进岩溶进一步发育，形成强岩溶发育带（图2（b））。

研究区主要断裂为燕山期和喜马拉雅期构造运动所形成，其应力场以伸展张性和张扭性为主，具有形成时代的多期性、活动多样性。构造运动使地层产生断裂、错动、上升、下陷等一系列地质运动，在岩层中形成不同方向、不同类型的断裂带和破碎带。不同时期断裂相互切割，形成凸起和凹陷相间存在的次级构造，其边缘断裂带及基岩凸起区对热量的传导起积极作用。据大量钻井岩心和测井统计结果，裂隙与岩溶的发育具有很好的对应关系，即岩溶强发育带通常处于断裂带及其影响带。昝念民等^[13]对渤海湾盆地油气井揭露的碳酸盐岩构造缝进行统计分析，得出构造缝密度平均为3.92 条/m，且随着远离断裂，构造缝密度呈指数级下降。

3.2 古岩溶发育主控因素

从济南北地热田岩溶热储分布特点、埋藏深度等来看，奥陶纪碳酸盐岩古岩溶作用表现为同生岩溶、古风化壳岩溶、埋藏岩溶及构造岩溶复合作用，但同层同期的岩溶作用在发育程度、空间分布方面存在较大差异，这显示岩溶储层发育的复杂性、不均一性。在系统总结以往研究的基础上，笔者通过岩溶储层特征的对比以及特征研究认为，济南北地热田储层岩溶发育的控制因素主要有以下4个方面。

3.2.1 沉积相控制岩溶发育有利部位

岩溶热储层岩溶发育与沉积相关系密切。由于沉积相、沉积环境不同，各层碳酸盐岩的矿物组成、结构构造等存在差异，造成其岩溶发育程度、分布范围和溶蚀特点各异。由于岩性与层位密切相关，岩溶发育具有一定的呈层状特点，地层岩性差异形成层间岩溶发育带。八陡组、五阳山组为岩溶最易发育层位，岩溶最易发育的岩性为微晶灰岩类和云斑灰岩。东黄山组、土峪组、阁庄组多为白云岩组成，岩溶发育较差。

3.2.2 构造背景是古岩溶发育的基础

区域缓倾单斜构造控制可溶岩层的空间展布，加之重力驱动的地下水流动系统，控制岩溶的总体分布和发育方向。构造作用使地层整体升降、变形、岩石破裂等，影响岩溶发育，是古岩溶发育的主要外因。鲁西隆起的构造演化使奥陶系遭受多期次岩溶作用。加里东期，鲁西地区地层整体出露遭受剥蚀，缺失上奥陶统部分地层，同生岩溶遭受风化作用改造，为风化壳岩溶作用时期。多次地壳运动、沉积间断对古岩溶发育有重要影响^[31]，见表1。

3.2.3 断裂带控制岩溶储层的展布方向

区域脆性断裂构造非常发育，多为中生代燕山期和新生代喜马拉雅期形成，以张性或张扭性断裂为主，在地层错动的同时伴随济南序列岩浆岩侵入。区域性断裂对深部岩溶发育具有重要控制作用，控制岩溶在不同地段的发育程度和发育方向。断裂破碎影响带与层间岩溶发育构成岩溶发育网络，成为地热流体的赋存空间。

断裂和裂隙是地热流体运移的重要通道，一方面使早期形成的溶蚀孔洞进一步扩大，并产生新的溶蚀孔洞；另一方面与断裂相伴生的裂隙本身溶蚀扩大也成为有利的储集、运移空间。因此断裂发育带附近，特别是多组断裂的交汇处往往是岩溶热储地热勘探主要目标。

在济南岩体—灰岩接触带与NE、NW向张性断裂交汇处，灰岩热储顶板埋深较浅，一般小于500 m，地热井涌水量最大、富水性最强。如位于济南岩体—灰岩接触带与滩头断裂、鸭旺口断裂交汇处的地热井，单井涌水量普遍大于5000 m³/d，目前仍可自流；其中涌水量最大的为DR2地热井，降深12.05 m时涌水量达8958.5 m³/d。

从济南岩体—灰岩接触带向北，随着热储埋深的增加，地热井涌水量呈现降低的趋势；但在张性断裂带附近，裂隙岩溶发育，地热水仍然得以富集，单井涌水量普遍大于2000 m³/d。如距离济南岩体—灰岩接触带6 km、位于庙廊—焦斌断裂附近的QR1地热井，盖层厚度为1306 m，井深为1602 m，降深为17.55 m时的单井涌水量达2586 m³/d，2003年成井时自流高度为13 m；距离济南岩体—灰岩接触带12 km、位于庙廊—焦斌断裂附近的YR1地热井，井深为2500 m，盖层厚度为1527 m，降深为131 m时的单井涌水量为2160 m³/d。图3为地热田部分地热井涌水量与距断裂、灰岩与岩体接触带距离关系图，可以看出随着地热井远离断裂、接触带，涌水量降低迅速，呈指数衰减。

3.2.4 岩溶发育垂向变化明显

马家沟群岩溶主要岩溶形态为溶孔、溶隙和溶洞。统计研究区南部趵突泉泉域、白泉泉域181个岩溶水井（钻孔），对溶洞有明确描述的30个钻孔岩溶发育情况进行分析得出直径大于20 cm的溶洞绝大部分发育在地表210 m深度范围内；随着埋藏深度增大，岩溶发育程度大幅降低（图4）。对12眼碳酸盐岩热储地热井岩溶发育情况统计见图5，碳酸盐岩的岩溶率较小，一般约为5%~7%，但在岩溶裂隙发育段岩溶率可达6%~10%。一般随着地热井热储盖层厚度增加，岩溶发育变差，富水性也相应变差；Ⅰ、Ⅱ类岩溶、裂隙主要发育段集中在热储层顶板以下320 m以内，对应八陡组全部和五阳山组上部，阁庄组岩溶发育较弱、富水性较差。

4 济南北地热田岩溶形成模式与演化过程

济南北地热田中—低温地热系统中的地热水是经历漫长的水—岩相互作用而形成的。笔者以研究区地质构造、沉积相为基础，结合区域地质背景分析，确定古岩溶发育的主控因素，重塑济南北地热田岩溶发育与演化过程^{[7，9，32-33]}（图6）。

（1）早奥陶世弗洛期后期，受怀远运动影响，研究区地层以总体抬升为主，接受风化剥蚀，形成怀远沉积间断，即三山子组与东黄山组之间的平行不整合界面。

（2）中奥陶世—晚奥陶世桑比期，华北地台整体下降接受浅海相碳酸盐岩沉积，经历3次大面积的面式海进海退旋回。受地壳平稳的升降影响，在开阔台地-局限台地反复更替的碳酸盐台地上形成灰岩与白云岩的反复叠置，沉积总厚度超过800 m的马家沟群碳酸盐岩。此阶段古岩溶作用以同生岩溶为主。

（3）受加里东晚期上升运动影响，晚奥陶世华北地台平稳抬升，遭受长达140 Ma的风化剥蚀作用，至晚石炭世方再次下降接受沉积，在奥陶系热储顶部形成风化壳。此阶段是古岩溶作用的重要阶段，以风化壳岩溶作用为主，形成孔、洞、缝十分发育的古风化壳岩溶带。地下水顺层或沿裂隙带运移，对岩溶储层进一步改造，形成层间岩溶发育带。

（4）晚石炭世以后，华北地台下沉，重新接受海侵，进入海陆交互相—陆相沉积阶段，沉积底界对应于本溪组与八陡组的不整合界面。此阶段地下水运动相对滞缓，对岩溶储层的改造相对变弱，以埋藏岩溶作用为主。

（5）燕山期、喜马拉雅期，是区域脆性断裂构造活动期，奠定济南单斜岩溶水系统及济南北地热田的边界和构造格架。该阶段NW、NNE向断裂均表现为张性运动为主，对热储层有重要改造作用，为构造岩溶作用的第一主控因素；燕山晚期岩浆活动形成自北向南侵入的巨型岩镰（济南序列岩浆侵入体）；新生代，区域整体抬升，形成现今泰山凸起、齐河潜凸起的基本轮廓及济南单斜构造。该阶段古岩溶作用以构造岩溶和埋藏岩溶作用为主。

5 地热水富集规律

通过对研究区层序地层、沉积相、古岩溶作用、岩溶发育主控因素综合研究，重塑济南北地热田岩溶发育与演化过程，进而对济南北地热田岩溶地热水的富集区进行划分，富水区主要分为以下几种类型（图7）:

（1）岩溶热储顶部古风化壳岩溶发育带。岩溶热储顶部埋深较浅的古风化壳岩溶发育，深循环的地下热水（深循环地热水流动子系统）在重力水头差的驱动下沿构造导水带及岩溶裂隙发育带向古风化壳岩溶发育带聚集，形成地热水富集区。在济南岩体—灰岩接触带与张性断裂交汇处，灰岩热储顶板埋深较浅，一般小于500 m，热储层顶部历经长期风化淋滤，岩溶最为发育，地热单井涌水量最大、富水性最强。

（2）断裂构造破碎带。在断裂构造发育区，张性断裂及其上盘、断裂构造交汇地段或断裂构造多次活动地带，岩体破碎，地下水活动强烈，裂隙岩溶发育，有利于地热水的富集。研究区涌水量较大的地热井多位于断裂构造及次级构造附近，断裂构造为地热水富集的主导因素，断裂构造破碎带是地热水的有利富集带。

（3）岩浆岩体与碳酸盐岩接触带（可溶岩与非可溶岩接触带）。在岩浆岩体与碳酸盐岩接触带，由于岩石力学性质的差异，受岩浆侵入、构造活动影响，易产生层间滑动及构造裂隙，尤其是在脆性可溶岩一侧裂隙尤其发育，为地下水提供储集空间与优势径流通道。同时在可溶岩与非可溶岩接触部位，当地热水在运动中遇到非可溶岩时，受其阻水作用形成回水，迫使地下水在可溶岩一侧强烈活动，促进岩溶发育，有利于地热水的富集。

（4）厚层、质纯可溶岩热储层间岩溶发育带。一般来说，质纯、层厚、分布范围广的可溶岩岩溶较为发育，岩溶发育和富水性的一般规律是：纯灰岩＞白云质灰岩＞泥质灰岩＞白云岩。奥陶纪马家沟群六期、四期、二期，岩性以纯灰岩为主，为热储层的主要岩溶发育层位。

6 结论

（1）研究区古岩溶作用可划分为同生岩溶、风化壳岩溶、埋藏岩溶和构造岩溶4种主要类型。

（2）济南北地热田岩溶热储发育的主控因素：沉积相控制岩溶发育有利部位，岩溶最易发育层位为八陡组、五阳山组，最易发育的岩性为微晶灰岩和云斑灰岩；构造背景是古岩溶发育的基础，区域缓倾单斜构造控制岩溶的总体分布和发育方向，断裂构造控制岩溶储层的展布方向；晚奥陶世至晚石炭世为风化壳岩溶作用最主要时期。燕山期和喜马拉雅期脆性断裂控制岩溶储层的展布方向、裂隙岩溶发育程度，形成最有利储层发育的裂隙岩溶。

（3）中奥陶世—晚奥陶世桑比期为马家沟群碳酸盐岩热储层沉积形成阶段，以同生岩溶作用为主；晚奥陶世桑比期末至晚石炭世，为风化壳岩溶作用时期；晚石炭世以后，以埋藏岩溶作用为主；燕山期和喜马拉雅期为构造岩溶作用重要时期。

（4）储层岩溶发育垂向变化明显，裂隙岩溶发育段集中在热储层顶板以下320 m以内，可作为岩溶热储地热井的钻井设计依据。

参考文献