鄂爾多斯盆地宜川-黃龍地區上古生界儲層特征及其對天然氣成藏的影響

單俊峰，吳炳偉，金 科，董德勝，劉媛媛，崔曉磊，遲潤龍，聶文彬

(中國石油遼河油田分公司，遼寧 盤錦 124010)

0 引 言

鄂爾多斯盆地富含油氣及煤炭資源，其中，天然氣資源量約為15.16×1012m3，主要分布在盆地中北部地區[1-2]。宜川-黃龍地區位于鄂爾多斯盆地東南部，構造上橫跨伊陜斜坡和渭北隆起兩大構造單元，東接晉西撓褶帶(圖1)，主要發育古生界含氣系統，上古生界本溪組、山西組和石盒子組為主要勘探開發層系，目前已探明天然氣地質儲量為397×108m3，探明率為12%，勘探程度較低。宜川-黃龍地區的勘探始于20世紀90年代初，1994年完鉆的宜探1井在盒8段和馬五1段見含氣顯示，此后十余年間勘探始終未能取得實質性突破。2012年，在宜川地區實施4口井的風險井組(吉探井組)，在上古生界均獲得工業氣流，試氣日產達0.588 3×104～2.695 8×104m3/d，鄂爾多斯盆地東南部天然氣勘探取得突破，發現了宜川氣田。2018年，天然氣生產能力達5.86×108m3/a?？碧綄嵺`表明，宜川地區上古生界氣藏為致密砂巖巖性氣藏，具有埋藏淺、地層壓力低、儲量豐度低、含氣面積大、多層復合含氣等特征，天然氣富集成藏主要受沉積相帶和儲層物性控制[3]。但由于研究區在晚古生代時期位于盆地東南緣，沉積體系演化更替快，沉積相類型不同，儲層特征存在差異。雖然前人對鄂爾多斯盆地東南部上古生界沉積儲層特征做過研究，但多以區域性或單一層系研究為主[4-10]，對研究區上古生界優質儲層發育規律缺少系統認識，制約了天然氣效益勘探和規模建產。

圖1 鄂爾多斯盆地構造區劃及研究區位置Fig.1 The tectonic division of Ordos Basin and location of study area

在前人研究成果基礎上，通過晚古生代沉積演化史分析，利用韓城和河津2條野外露頭剖面、30口鉆井巖心描述、141口井測井曲線、49口井分析測試等資料，對上古生界沉積儲層特征進行綜合研究，重新認識宜川-黃龍地區上古生界沉積相類型及展布特征，明確有利儲集相帶，探討儲層發育規律及天然氣成藏控制因素，為勘探開發部署提供依據，支撐宜川-黃龍地區快速增儲建產。

1 區域地質特征

鄂爾多斯盆地是在太古宇—古元古界結晶基底之上發育的多旋回疊合盆地，其構造演化主要經歷了裂陷盆地、華北克拉通盆地、華北克拉通內坳陷盆地、鄂爾多斯內陸坳陷盆地和鄂爾多斯周緣斷陷盆地5個階段，形成了早古生代陸表海碳酸鹽巖建造、晚古生代海陸過渡相煤系地層及中新生界內陸湖盆碎屑巖沉積的3層結構[11-14]。鄂爾多斯盆地宜川-黃龍地區自下而上發育中元古界—三疊系，缺失中上奧陶統—下石炭統、侏羅系—新近系，延長組與第四系直接接觸，沉積地層厚度約為5 000 m(圖2)。

圖2 宜川-黃龍地區地層綜合柱狀圖Fig.2 The comprehensive stratigraphic histogram of Yichuan-Huanglong Area

宜川-黃龍地區位于伊陜斜坡和渭北隆起的交匯部位，南以韓城-彬縣斷裂與渭河盆地分界，向西北過渡到盆地主體。南部的渭北隆起燕山期發育沖斷構造，北部的伊陜斜坡則以平緩的西傾單斜為主，構造活動較弱。研究區在晚元古代及寒武紀早期未接受沉積，在中晚寒武世—早奧陶世，自南向北沉積了厚度約為800 m左右的海相地層[4，11-14]。加里東運動使華北地臺整體抬升，遭受風化剝蝕，形成了奧陶系廣泛發育的碳酸鹽巖巖溶地貌和縫洞型儲層。晚石炭世—二疊紀，華北地臺整體下沉，伴隨海侵—海退多個旋回，形成海陸過渡相及陸相含煤碎屑巖建造[4，11-14]。石炭系—二疊系本溪組、太原組、山西組煤系為優質烴源巖，煤巖總厚度為4～20 m，暗色泥巖厚度為30～60 m。煤巖層數多，主力煤層(5、8號)厚度為2～10 m，分布穩定，連續性較好。鏡質體反射率值為1.45%～2.70%，已達高—過成熟演化階段，具有廣覆式生烴特征。石千峰組和石盒子組上段是一套以河湖相為主的砂泥巖沉積，其中，石盒子組上部泥質巖厚度為80～120 m，最大單層厚度為34 m，石千峰組泥質巖厚度為120～200 m，最大單層厚度為50 m，封蓋能力強，為上古生界天然氣藏的區域性蓋層。研究區發育3種類型生儲蓋組合：①下生上儲型。烴源巖為石炭系—二疊系煤系烴源巖，儲層為石盒子組下部砂巖，蓋層為石盒子組內部廣泛分布的泥巖。②自生自儲型。烴源巖為石炭系—二疊系煤系烴源巖，儲層為本溪組、山西組砂巖，蓋層為本溪組、山西組內部廣泛分布的泥巖。③上生下儲型。烴源巖為石炭系—二疊系煤系烴源巖，儲層為馬家溝組碳酸鹽巖風化殼，蓋層為本溪組廣泛分布的泥巖。圍繞石炭系—二疊系煤系烴源巖，宜川-黃龍地區古生界具備多層系復合含氣、大規模聚集成藏的有利條件[15-17]。

2 沉積特征

在區域沉積演化史分析基礎上，根據巖心觀察描述、沉積構造、巖石成分，結合野外露頭、測井響應特征、錄井信息等，將鄂爾多斯盆地宜川-黃龍地區上古生界本溪組—太原組劃分為潮坪—淺海陸棚沉積體系，山西組劃分為曲流河三角洲沉積體系，石盒子組盒8段劃分為辮狀河三角洲沉積體系(圖3)。

圖3 宜川-黃龍地區上古生界沉積演化史剖面Fig.3 The evolution profile of Upper Paleozoic sediment in Yichuan-Huanglong Area

2.1 沉積演化史

自加里東運動抬升為陸并遭受長期風化剝蝕后，晚古生代石炭紀、二疊紀鄂爾多斯盆地整體下沉接受沉積，盆地古地理環境由海相漸變為陸相，古氣候由潮濕轉變為干旱，地殼處于小幅振蕩階段，形成海陸過渡相和陸相含煤的碎屑巖建造。本溪期—太原期，盆地北部伊盟隆起為主要物源區，南部北秦嶺褶皺帶為次要物源區，自北向南形成沖積扇—三角洲—淺海陸棚—潮坪沉積體系。本溪期，研究區在加里東期巖溶地貌背景下，受相對海平面周期性變化的影響，發育潮坪—淺海陸棚沉積體系。本溪末期，發生大范圍海退，以泥坪沼澤沉積為主，發育區域上廣泛分布的8號煤層。太原期，盆地海侵范圍擴大，總體為淺?！逼撼练e環境，經歷多期海進—海退旋回變化，海進期發育潮下帶泥晶灰巖、生物灰巖沉積，海退期則發育潮間—潮上帶混合坪和泥坪沉積。太原末期，發生區域性海退，為山西期三角洲沉積體系發育奠定了古地理背景。

山西期，華北地塊再次抬升，海水向東西兩側逐漸退出，伴隨著溫暖潮濕的氣候條件，沉積環境由陸表海演變為湖泊，地表準平原環境特征明顯。盆地主要發育濱淺湖—曲流河三角洲沉積體系，由于南北物源區供源能力的差異，研究區受東南物源控制，曲流河三角洲沉積體系發育規模較小，砂巖粒度變細，砂體變薄。隨著盆地逐漸抬升，砂體逐步向湖盆進積，湖盆范圍縮小，形成一套陸源碎屑含煤沉積建造，煤層及炭質泥巖發育。

石盒子早期，受興蒙海槽逐漸關閉的影響，盆地差異沉降幅度增大，隨著氣候逐漸炎熱干燥，植被大量減少，出現洪水的頻率加大，坡面水流的侵蝕作用加強，盆地南北物源區物源供給充足，帶來大量粗粒物質充填河床，主要發育辮狀河三角洲沉積體系。石盒子晚期，受河流夷平作用的影響，陸源碎屑物質減少，辮狀河三角洲沉積逐漸萎縮，濱淺湖沉積發育。

石千峰期，華北地塊整體抬升，研究區已演變為內陸湖盆，發育湖泊—三角洲—河流沉積體系，特別是早期北部物源區的抬升，提供豐富的陸源碎屑，導致了湖平面迅速下降，三角洲快速向湖中推進[18-19]，濱淺湖沉積僅局限于盆地中部，其他廣大地區被三角洲平原所占據。由于氣候干旱炎熱，形成了一套紫紅色砂泥巖沉積。

2.2 沉積體系類型及特征

2.2.1 潮坪沉積體系

潮坪沉積體系發育于本溪組和太原組，主要發育潮坪和潮汐水道亞相，按潮汐水動力條件和沉積物粒度，潮坪可劃分為砂坪(潮下帶)、混合坪(潮間帶)和泥坪—沼澤(潮上帶)。

潮汐水道主要發育在潮下帶的高能環境中，其沉積物主要為各種粒級的礫巖、含礫粗砂巖、粗砂巖等，水道底部具有沖刷面，并伴有滯留沉積，可見泥礫；主要沉積構造以大型槽狀交錯層理、羽狀交錯層理為標志。砂坪巖性主要為中、粗粒石英砂巖，具有正旋回特征；常見槽狀交錯層理、板狀交錯層理和沙紋層理等?；旌掀簬r性通常為粉細砂巖、粉砂巖和泥巖薄互層，自下而上泥質含量逐漸增多，沉積構造以波狀復合層理、脈狀層理和透鏡狀層理為主要標志。泥坪—沼澤巖性主要為夾薄層粉砂巖的灰黑色厚層泥巖，可見水平紋層，并常發育煤層[2]。研究區本溪組以潮坪沉積為主，宜川地區潮汐作用強烈，發育北西向延展的潮汐水道，潮汐水道形態呈條帶狀近垂直于古海岸線分布；黃龍地區潮汐水道不甚發育，以混合坪和泥坪沉積為主。潮汐水道砂體受古地貌控制明顯，經受潮汐和波浪作用的改造，易破碎和溶解的巖屑組分被帶走，石英顆粒含量增高，形成較純凈的石英砂巖儲層(圖4)。

圖4 宜川-黃龍地區本溪組沉積相Fig.4 The sedimentary facies of Benxi Formation in Yichuan-Huanglong Area

2.2.2 曲流河三角洲沉積體系

曲流河三角洲沉積體系主要分布在山西組，以三角洲前緣亞相和三角洲平原亞相為主[5]。

三角洲前緣亞相主要發育水下分流河道，河道底部常有沖刷面，向上含有泥礫，其沉積物主要為中、細砂巖，粒度總體向上變細。主要發育槽狀交錯層理、波狀層理和平行層理。其次為水下分流間灣沉積，其主要巖性為泥巖和粉砂質泥巖，常見水平層理和透鏡狀層理。三角洲平原亞相主要發育分流河道和泛濫平原，分流河道巖性比水下分流河道粒度粗，底部砂巖常含泥礫，向上變為中、細砂巖，發育大型槽狀和板狀交錯層理。泛濫平原主要由泥巖、粉砂質泥巖、炭質泥巖與煤層組成，富含植物化石。

研究區山西組處于三角洲平原和三角洲前緣的過渡部位，北部宜川地區為三角洲前緣沉積。由于距物源區較近，河流的下切作用明顯，攜帶物質充分，(水下)分流河道沉積最為典型，構成曲流河三角洲沉積體系的骨架砂體。受古地貌和東南物源控制，河道呈北西—南東向帶狀展布。三角洲前緣水下分流河道砂體儲集性較好，是山西組主要儲層(圖5)。

圖5 宜川-黃龍地區山西組沉積相Fig.5 The sedimentary facies of Shanxi Formation in Yichuan-Huanglong Area

2.2.3 辮狀河三角洲沉積體系

辮狀河三角洲沉積體系主要分布于石盒子組盒8段，發育辮狀河三角洲前緣和辮狀河三角洲平原沉積[3]。

辮狀河三角洲前緣亞相主要發育水下分流河道，其沉積物主要為含礫不等粒砂巖、粗砂巖，具有向上變細的正旋回特征。河道底部具有沖刷面，河道砂巖中發育大型槽狀、板狀交錯層理及平行層理。其次為水下分流間灣，其巖性以泥質粉砂巖、粉砂質泥巖為主，發育小型交錯層理和波狀層理。辮狀河三角洲平原亞相主要發育分流河道和泛濫平原，分流河道沉積物由顆粒支撐的砂、礫巖組成，底部見沖刷面，具有槽狀和板狀交錯層理。泛濫平原巖性主要為泥巖夾粉、細砂巖，發育水平層理和波狀層理，植物化石豐富[5]。

研究區盒8段處于辮狀河三角洲前緣和辮狀河三角洲平原的過渡部位，北部宜川地區為辮狀河三角洲前緣沉積。盒8段繼承了山西組的古地貌背景和物源體系，由于盆地差異沉降幅度增大，河流以垂直下切侵蝕作用為主，發育一系列北西—南東延展的分流河道，縱向上多期疊置、橫向上復合連片，河道砂體大面積呈“毯式”分布，是盒8段的主要儲層(圖6)。

圖6 宜川-黃龍地區石盒子組盒8段沉積相Fig.6 The sedimentary facies of He8 Member of Shihezi Formation in Yichuan-Huanglong Area

3 儲層特征

3.1 巖石學特征

研究區上古生界主要有石英砂巖、巖屑石英砂巖、巖屑砂巖3種類型砂巖。其中，本溪組以石英砂巖為主；山西組和盒8段以巖屑石英砂巖為主，巖屑砂巖和石英砂巖較少[7-9](圖7)。

圖7 宜川-黃龍地區上古生界砂巖碎屑組分三角圖Fig.7 The triangular plot of detrital composition of Upper Paleozoic sandstone in Yichuan-Huanglong Area

3.1.1 碎屑組分特征

鄂爾多斯盆地宜川-黃龍地區上古生界砂巖儲層的碎屑組分主要為石英類，巖屑組分次之，長石顆粒局部少見，平均含量小于1.00%。其中，本溪組石英類含量最高，平均為98.12%，山2段平均為87.68%，山1段平均為79.29%，盒8段平均為77.72%，自下而上呈遞減趨勢。巖屑組分主要為火成巖、千枚巖和板巖巖屑，其中，巖屑含量本溪組最低，平均為1.88%，山2段平均為10.26%，山1段平均為19.83%，盒8段平均為18.72%，自下而上有增高趨勢。

3.1.2 填隙物組分特征

上古生界砂巖儲層的填隙物以黏土礦物、硅質和碳酸鹽膠結物為主。黏土礦物主要為高嶺石、水云母和綠泥石，其中，本溪組平均為9.32%，山2段平均為8.13%，山1段平均為8.62%，盒8段平均為9.91%。碳酸鹽類膠結物主要為鐵白云石、鐵方解石和菱鐵礦，零星見白云石。硅質膠結在研究區上古生界砂巖儲層中普遍存在，本溪組平均含量為1.58%，山2段平均含量為3.45%，山1段平均含量為3.97%，盒8段平均為2.81%。具有孔隙式充填、環邊加大等不同形態和產狀。硅質膠結物難以溶解產生次生孔隙，使儲層的物性變差?？傮w上，本溪組填隙物含量最低，平均為17.30%，山2段平均為17.32%，山1段平均為17.58%，盒8段平均為19.78%，自下而上有增高趨勢。

3.2 巖石結構

上古生界砂巖儲層粒度以中-粗粒結構為主，粒徑主要為0.3～1.0 mm。其中，本溪組石英砂巖顆粒分選中等—好，磨圓呈次棱角—次圓、次圓狀，碎屑主要為顆粒支撐，顆粒間主要為線接觸和凹凸接觸，膠結類型主要為孔隙式膠結。山2段、山1段和盒8段巖屑石英砂巖顆粒分選中等—好，磨圓主要為次棱角狀，其次為次棱—次圓及棱角狀，碎屑主要為顆粒支撐，顆粒間主要為線接觸或凹凸狀接觸，膠結類型主要為孔隙式膠結。表明研究區在晚古生代有一個相對穩定的沉積環境，沉積物呈現較高成熟度的分布特征。

3.3 孔隙特征

上古生界砂巖儲層主要發育溶孔、粒間孔、晶間孔和微裂隙4類孔隙[7-9]。其中，本溪組以次生溶孔和晶間孔為主，原生粒間孔次之，含少量微裂隙，儲層總面孔率為1.60%。山2段以溶孔為主，其次為粒間孔、晶間孔，儲層總面孔率為1.97%。山1段以巖屑溶孔、晶間孔為主，儲層總面孔率為1.88%。盒8段以溶孔為主，其次為粒間孔、晶間孔，儲層總面孔率為1.56%(表1)。

表1 宜川-黃龍地區上古生界孔隙類型統計Table 1 The statistics of pore types of Upper Paleozoic in Yichuan-Huanglong Area

3.4 物性特征

上古生界砂巖儲層具有特低孔、超低滲的特征，其中，本溪組孔隙度為3.5%～9.0%，平均為6.7%；滲透率為0.070～3.000 mD，平均為0.972 mD。山2段孔隙度為5.0%～9.0%，平均為7.0%；滲透率為0.070～0.400 mD，平均為0.381 mD。山1段孔隙度為5.0%～9.0%，平均為7.1%；滲透率為0.070～0.400 mD，平均為0.242 mD。盒8段孔隙度為5.0%～11.0%，平均為8.4%；滲透率為0.070～0.400 mD，平均為0.224 mD。上古生界砂巖儲層孔隙度自下而上變小，而滲透率則呈增高趨勢(表2)。

表2 宜川-黃龍地區上古生界儲層物性統計Table 2 The statistics of physical properties of Upper Paleozoic reservoirs in Yichuan-Huanglong Area

4 沉積儲層對天然氣成藏的控制作用

地質、測井、測試和化驗資料分析表明，研究區上古生界砂巖儲層的巖性和孔隙結構是影響含氣性的主要因素。儲層物性與巖性密切相關，一般石英含量越高，巖性越純，物性越好。不同類型的膠結物對儲層物性的影響也不同：硅質膠結物能降低儲層孔隙度，但對滲透率的影響不大；鈣質膠結物主要為鐵方解石，充填粒間孔和溶蝕孔，使儲層的孔隙度、滲透率明顯減??；泥質碎屑類膠結物(包括噴出巖、千枚巖、泥板巖和變質砂巖)會隨著地層上覆壓力的增加，被擠壓變形呈假雜基狀態充填在孔隙中，使儲層的物性變差。粒度對儲層物性的影響也較明顯，有效儲層主要為中粗粒以上砂巖，細粒、粉細粒砂巖物性差。含氣性受孔隙結構的影響比較大，上古生界砂巖儲層的儲集性和含氣性分析結果表明，孔隙類型為殘余粒間孔、粒間溶孔的儲層最優，其次為高嶺石晶間孔、各類微溶孔及泥質微孔等。因此，受巖性和孔隙結構控制，石英砂巖比巖屑石英砂巖和巖屑砂巖的含氣性明顯增高。

綜上所述，宜川-黃龍地區晚古生代受海相—海陸過渡相—陸相沉積環境更替的影響，沉積相帶和碎屑巖巖石組分在縱向上發生變化，控制了儲層物性的發育程度。本溪組潮汐水道為有利儲集相帶，受古地貌控制，潮汐水道砂體平面上呈孤立的島狀分布，縱向上常呈透鏡狀，分布局限。受物源和沉積相帶控制，本溪組發育石英砂巖，巖石組分中石英含量高，填隙物含量低，孔隙連通性好。山西組曲流河三角洲分流河道為有利儲集相帶，主砂體呈條帶狀展布，多期河道遷移疊置，砂體橫向連片分布，具有一定規模。山西組發育巖屑石英砂巖，巖石組分中石英含量較高，填隙物含量較低，孔隙連通性較好。盒8段辮狀河三角洲分流河道為有利儲集相帶，受多期河道遷移、疊加，砂體縱向上疊置厚度大，平面上復合連片。盒8段發育巖屑石英砂巖，巖石組分中石英含量較低，填隙物含量較高，孔隙連通性一般。

總體而言，研究區的有利儲集相帶中，本溪組儲層物性好，含氣性好，但砂體規模較??；山西組和盒8段儲層物性稍差，但砂體規模大。本溪組厚層狀的潮汐水道和山西組、盒8段連續疊置型分流河道砂體，儲層更為發育，物性好，含氣豐度高，為優勢儲集體。

5 結 論

(1) 宜川-黃龍地區本溪組主要發育潮坪沉積體系，山西組和盒8段主要發育曲流河—辮狀河三角洲沉積體系，本溪組潮汐水道、山西組和盒8段(水下)分流河道為最有利儲集相帶。

(2) 上古生界砂巖儲層整體具有特低孔、超低滲特征，但自下而上巖石組分中石英含量逐漸降低，巖屑和填隙物含量逐漸升高，儲層孔隙結構逐漸變差，本溪組優質孔隙相對更發育。

(3) 上古生界砂巖儲層的巖性和孔隙結構是影響含氣性的主要因素，具有巖性控制物性，物性控制含氣性的基本特征。本溪組厚層狀的潮汐水道和山西組、盒8段連續疊置型分流河道砂體，巖性純、粒度粗、物性好、含氣豐度高，為優勢儲集體。