鄂爾多斯盆地神木氣田太原組低品質氣藏儲層微觀特征及形成機理

張 濤,鞏肖可,黃 朝,曹青赟,孟鳳鳴,董占民,陳朝兵,王恒力

1.中國石油天然氣股份有限公司 長慶油田分公司 第二采氣廠,西安 710200;2.西安石油大學 地球科學與工程學院,西安 710065;3.陜西省油氣成藏地質學重點實驗室,西安 710065;4.延安大學 石油工程與環境工程學院,陜西 延安 716000

低品質氣藏指具有開發低效性的氣藏,表現為“物性差、豐度低、產能低”的特征,通常指儲層孔隙度小于10%、滲透率小于1×10-3μm2、儲量豐度小于2×108m3/km2、產能小于5×104m3/d的一類氣藏[1-3]。我國低品質氣藏分布廣泛,儲量約占天然氣總儲量的70%[1]。對于致密砂巖儲層,微觀特征往往是其宏觀地質特征及開發動態的縮影,也是影響氣藏品質及產能大小的重要因素[4]。尤其是對于低品質氣藏,其儲層形成過程與常規的、高品質的氣藏存在差異,微觀特征也更為復雜,致密儲層形成機理受多重因素影響。

目前,學者對于我國不同盆地低品質致密儲層特征及形成機理已開展了大量研究[5-15],取得了許多有益成果。孫靖等[5]對準噶爾盆地瑪湖地區低品質致密礫巖儲層的成因進行了研究,認為巖石成分、溶蝕作用、裂縫系統、異常高壓是致密儲層形成的主控因素,其中巖石成分是內因,后三者是外因;屈凱旋等[6]通過孔隙演化史及埋藏熱史分析,明確了南華北盆地太康隆起太原組致密儲層的成因,認為壓實作用是造成原生孔隙喪失的主要原因,而膠結作用、溶蝕作用對儲層的影響有限,屬于“邊致密邊成藏型”儲層;王小娟等[7]認為,破壞性化學成巖作用是川中地區沙溪廟組儲層致密的主要因素,各類成巖膠結物的差異分布是導致物性變差的首要原因;徐寧寧等[8]系統分析了鄂爾多斯盆地北部大牛地氣田石盒子組致密儲層成因,認為儲層埋深大、成巖演化程度高、長石溶蝕殆盡是造成儲層致密的原因,屬于“斜坡深埋區巖屑溶蝕增孔”的形成機制。

神木氣田是長慶油田上古生界天然氣的主要產區之一[16]。從目前產建及開發效果來看,神木氣田表現為“物性差、豐度低、產能低、穩產弱”等低品質氣藏特征[17]。關于神木氣田太原組低品質儲層的成因,學者也開展了一些研究工作[16-18]。蘭朝利等[17]綜合測井、巖心及實驗分析資料,認為神木氣田太原組發育潮控三角洲平原分流河道沉積,儲層主要受控于砂巖粒度、巖屑含量及溶蝕作用,石英含量升高不利于儲層的發育;彭磊等[18]認為軟組分及毛發狀、彎片狀的伊利石的發育,是影響孔隙連通性導致神木氣田太原組儲集性能較差的主要原因。但整體上,儲層形成機理尚未完全摸清,一定程度上阻礙了神木氣田的勘探開發進程。因此,有必要系統梳理神木氣田太原組儲層的微觀特征,揭示優質儲層形成機理,為神木氣田的高效開發提供一定借鑒。

1 區域地質概況

鄂爾多斯盆地是我國非常規油氣資源勘探和開發的主戰場,盆地內蘊含著豐富的石油和天然氣資源,其中天然氣主要聚集在古生界中,尤以上古生界碎屑巖致密砂巖天然氣資源最為豐富[19-24]。鄂爾多斯盆地為多旋回克拉通盆地,經歷了地質歷史中的多期構造演化歷程,現今構造可劃分為6個二級構造單元[25],分別為伊盟隆起、天環凹陷、西緣沖斷帶、伊陜斜坡、晉西撓褶帶和渭北隆起(圖1a),其中伊陜斜坡是盆地油氣聚集的主要構造單元。神木氣田主體位于陜西省神木縣境內,構造位置屬于伊陜斜坡東北部,靠近盆地東側晉西繞褶帶,現今構造為平緩的西傾單斜,坡度小于1°,坡降為5～10 m/km[25]。

圖1 鄂爾多斯盆地神木氣田構造位置及地層柱狀圖

神木氣田西側依次為榆林氣田和蘇里格氣田,南側為子洲氣田(圖1a),主力產層為太原組和山西組,其中太原組是近年來重點開發層系,是低品質氣藏的典型代表,也是本文研究的目的層。神木氣田太原組沉積期為潮控三角洲與碳酸鹽巖臺地交互相沉積[4,17],海水由盆地東南部向研究區多次海侵(圖1b),主要巖性為陸相砂泥巖與海相薄層灰巖互層,并夾多套厚度0.5～5 m的穩定煤層。根據海侵旋回及巖性變化,可將太原組自下向上劃分為太2段和太1段(圖1c),平均地層厚度分別為43.6 m和21.2 m,平均氣層厚度為8.2 m,主力氣層主要發育在太2段。目前,神木氣田太原組鉆井平均試氣無阻流量為3.2×104m3,投產后油套壓下降較快,開發上也表現出一定低效性[3]。

2 儲層微觀特征

2.1 巖石學及物性特征

神木氣田太原組儲層巖性以巖屑石英砂巖為主,其次為石英砂巖、巖屑砂巖及少量長石巖屑質石英砂巖(圖2a),碎屑顆粒含量約為76.4%(表1)。其中,石英占碎屑總量的83.1%,巖屑為16.2%,長石為0.7%,因此“富石英、貧長石、巖屑含量較高”是太原組砂巖的主要特征之一。太原組砂巖碎屑成分成熟度高,Q/(F+R)指數達4.7,高于鄂爾多斯盆地上古生界砂巖Q/(F+R)指數平均值4.2[25];砂巖碎屑粒度以中—粗粒為主,磨圓度中等,以次棱—次圓狀和次棱狀為主,顆粒分選以中等為主,結構成熟度中等。

表1 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組儲層填隙物統計Table 1 Statistics of reservoir interstitials in Taiyuan Formation of Shenmu Gas Field in Ordos Basin

圖2 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組儲層巖性及物性特征

太原組填隙物含量普遍較高,可達23.6%(表1),其中膠結物類型以伊利石(9.0%)和高嶺石(0.7%)等黏土礦物為主(圖3a,b);其次為碳酸鹽膠結物(圖3c,d),以鐵白云石(1.7%)和菱鐵礦(1.9%)

圖3 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組儲層微觀特征

為主;另外還有泥鐵質(1.3%)、硅質(1.1%)和少量黃鐵礦(0.3%)(圖3e-g)。雜基含量高是太原組砂巖的又一特征,平均含量6.8%;雜基類型主要為原雜基,部分保留了原始組分及形態(圖3h),也有部分原雜基發生蝕變,形成了雜基溶孔(圖3i,j)。一般來說,高含量的雜基對應沉積物重力流或山前沖積扇等沉積體系[27-28],指示水動力快速變化或快速堆積過程,這顯然與太原組的海陸交互相沉積環境不符。研究區發育潮控三角洲及碳酸鹽巖臺地沉積,潮汐及海浪對太原組原始沉積物進行淘洗沖刷,不具備高雜基形成的沉積背景。

結合區域構造沉積演化特征及鏡下雜基微觀特征[28-29],認為研究區高雜基主要為太原組沉積期周邊火山活動造成,大量火山灰以空降形式落入碎屑沉積物內,與陸源泥質組分混合形成沉凝灰質組分,并參與到沉積后作用。太原組雜基通常以孔隙充填產狀分布,偏光顯微鏡下呈致密狀(圖3h),掃描電鏡下呈細小的鱗片狀或顆粒狀混雜堆積(圖3k),無固定晶形,能譜成分以伊利石和高嶺石為主。與雜基不同,黏土礦物膠結物為成巖孔隙水析出,晶形大而完整,與自生石英、碳酸鹽等膠結物共生(圖3l),有一定世代關系,這是雜基與膠結物鏡下的主要區別[27-28]。

物性分析(圖2b)表明,太原組儲層孔隙度主體介于4.0%～10.0%,平均孔隙度為8.4%,滲透率主體介于(0.10～ 0.70)×10-3μm2,平均滲透率為0.33×10-3μm2,按照李道品等[30]關于陸相碎屑巖儲層分類標準,屬于低孔—超低滲致密儲層。

2.2 孔隙結構特征

2.2.1 孔喉類型

通過34塊樣品的鑄體薄片、礦物成分定量掃描(QEMSCAN)及場發射掃描電鏡等實驗表明(圖4a,圖3i,j,m-p),太原組砂巖面孔率為1.73%,儲集空間以巖屑溶孔(0.85%)為主,其次為雜基溶孔(0.50%)和粒間孔(0.23%),含少量晶間孔(0.08%)、長石溶孔(0.04%)及微裂縫(0.04%)。巖屑溶孔以噴發巖巖屑溶孔為主(圖3m,n),具有典型的斑狀結構,斑晶多為石英、長石等;雜基溶孔是研究區太原組特有的孔隙類型,當雜基內的凝灰質組分較多時,顯微鏡下為棕黃色或土黃色(圖3h),凝灰質雜基相對于泥質雜基,火山成分更多,更易發生成巖蝕變,蝕變產物以伊利石和高嶺石等黏土礦物為主,形成數量眾多且孔徑差異較大的雜基溶孔(圖3i,j,o);粒間孔發育程度較低,與太原組砂巖中的高石英碎屑和高雜基相關,石英顆粒廣泛發育的次生加大邊(圖3f)和高雜基導致原生粒間孔隙大量喪失,加之膠結物的沉淀充填,粒間孔幾乎被消耗殆盡(圖3p);晶間孔主要以高嶺石晶間孔為主(圖3b,i,j,n),太原組內廣泛發育的伊利石也提供了一定晶間孔(圖3a)。長石溶孔及微裂縫對太原組砂巖孔隙貢獻有限,不常見。

圖4 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組孔隙類型及結構參數直方圖

太原組砂巖孔隙類型多樣,但分布及大小不均,孔喉間的連通程度較差。從砂巖碎屑顆粒接觸方式上看,顆粒間多以線接觸和點—線接觸為主,且顆粒間充填了相當數量的雜基和膠結物,進一步堵塞喉道,導致喉道以片狀和縮頸型為主(圖3j,o),管束狀喉道不發育。

2.2.2 孔隙結構特征

壓汞和CT成像掃描技術是研究致密儲層孔隙結構的定量表征手段[31-32]。壓汞實驗是通過統計巖石在進汞和退汞過程中的壓力及流量變化來獲取孔隙內部結構參數,優點是實驗壓力高,可達220 MPa,能夠表征的最小孔喉半徑為3.7 nm[33]。通過6口井中13塊太原組砂巖樣品壓汞數據(圖4b)表明,汞進入最大孔喉的啟動壓力中等,平均排驅壓力為0.47 MPa,喉道中值半徑為0.76 μm,孔喉分選性中等,分選系數為2.15,變異系數為0.19,孔徑分布略偏粗,歪度為0.5;汞能夠進入孔隙的總量較高,最大進汞飽和度達82.8%,但退汞效率相對較低,平均41.5%,有效連通的孔隙數量較少。整體來看,太原組砂巖孔隙結構非均質性較強。

CT成像掃描技術是通過X射線穿透巖石過程中能量衰減的信息[32-34],來重建巖石孔隙及喉道的三維結構(圖5a-c),優點是能夠區分孔隙和喉道,并對其數量、體積、配位數等參數進行定量統計[35]。通過3塊典型樣品的CT成像掃描結果(圖5)來看,太原組砂巖孔隙半徑主體介于0～42 μm,平均為18.6 μm,喉道半徑主體介于0～25 μm,平均為0.85 μm。從孔/喉數量分布(圖5d)來看,0～10 μm尺度的孔隙和喉道數量占比最大,而10～40 μm尺度的較大孔隙和喉道數量占比小,分別為36.8%和23.2%,體現儲層以眾多微小孔/喉為主的結構特征。但從孔/喉體積分布(圖5e)來看,10～40 μm尺度的較大孔隙為儲集空間提供了絕大部分體積,占比達76.5%,該尺度下的喉道體積占比也達到了45.1%,表明太原組砂巖的主要儲集空間集中在10～40 μm;而喉道則以0～10 μm尺度的細喉道為主,其次是10～40 μm尺度的較粗喉道,整體表現為小孔—細喉型孔喉組合。從孔/喉配位數分布(圖5f)來看,配位數為1和2的孔隙數量最多,占孔隙總量的一半以上;而配位數大于2的孔隙數量有限,表明太原組儲層孔喉連通性較差,無效及盲孔數量較大。對于致密砂巖儲層而言,喉道大小及連通程度是影響滲透率的關鍵,因此太原組儲層廣泛發育的細喉道與較小的孔喉配位數,制約了儲層的儲集和滲流能力,是太原組低品質儲層形成的根本原因。

圖5 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組儲層CT掃描成像特征及孔喉定量表征

3 低品質儲層形成機理

3.1 高雜基含量對低品質儲層形成的雙重影響

神木氣田太原組沉積期,是華北板塊晚石炭世—早二疊世構造活動最為顯著的時期,其中以華北板塊北部古亞洲洋俯沖帶安第斯型主動大陸邊緣巖漿弧的發育為代表,大量花崗巖及花崗閃長巖從俯沖帶向上侵入華北板塊北緣,形成內蒙古古隆起[26,29,36-37]。內蒙古古隆起形成后,于晚古生代—早三疊世持續遭受抬升剝蝕,其火山巖記錄也逐漸被剝蝕殆盡[26],從鄂爾多斯盆地現今周邊物源巖性分布,仍可發現東西向分布的殘余海西期花崗巖及花崗閃長巖(圖1a)。此外,桑樹勛等[37]、周安朝[38]、張拴宏等[39]等學者也先后在華北板塊北部、東部及中部發現和識別了本溪組及太原組內部的火山事件沉積序列。這些都是晚石炭世—早二疊世內蒙古古隆起火山活動的重要證據。

內蒙古古隆起的巖漿侵入過程伴隨著大量中—酸性火山灰向南漂移[29],降落在鄂爾多斯盆地內部。筆者對鄂爾多斯盆地不同地區太原組薄片鑒定統計后發現,太原組砂巖內的高雜基現象廣泛存在,但縱向上雜基含量差異較大,表明火山灰在空中搬運距離廣,但噴發過程為間歇性,當火山噴發能量較弱或火山處于休眠期時,太原組砂巖內的雜基含量隨之減小。

由于雜基主要為火山灰沉降在水體和沉積物中,屬于漂移搬運,因此雜基含量的高低與火山噴發強弱及火山灰漂移距離相關[38]。神木氣田太原組砂巖內廣泛發育的高含量雜基對儲層產生一定影響。根據鑄體薄片、物性分析等統計表明,雜基對砂巖的面孔率及孔隙度影響明顯(圖6a,b),而與滲透率相關性較低(圖6c)。這是因為雜基主要充填于粒間孔內,低含量雜基通常形成于火山噴發強度較弱的時期,對粒間孔的破壞作用有限;當火山噴發強度增強時,雜基含量隨之增加,對粒間孔的破壞增強。對于致密砂巖儲層,滲透率往往受多因素控制。從孔滲相關性來看(圖6d),太原組儲層孔隙度對滲透率的影響有限,相關系數R2僅為0.378 1;而雜基對滲透率的影響也相對有限,相關系數R2僅為0.318 2。這是因為,太原組的主要孔隙類型為巖屑溶孔,其次為雜基溶孔和粒間孔,雜基是通過減少粒間孔和增加雜基溶孔來雙重影響滲透率,即:早期雜基對儲層主要是破壞作用,同時又為后期溶蝕作用提供了一定物質基礎,改善了儲集物性,因此雜基對滲透率的影響并不是簡單的線性關系。但整體上,雜基含量越高,對儲層造成的不利影響越大。

圖6 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組雜基含量與儲層關系

3.2 噴發巖巖屑是次生孔隙發育的主要物質基礎

根據鑄體薄片統計結果(圖7a),神木氣田太原組砂巖碎屑具有較高的巖屑含量,占碎屑總量的16.20%;巖屑組分以變質巖巖屑(12.61%)和巖漿巖巖屑(3.34%)為主,含少量沉積巖巖屑(0.25%),其中,變質巖巖屑以石英巖為主(圖8a),其次為變質砂巖(圖8b)、千枚巖、板巖及少量片巖等。由于變質巖組分以石英、黏土礦物為主,不易發生蝕變,多保留了其原始形態及組分,對次生孔隙的形成影響不大。

圖7 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組儲層巖屑類型及特征

圖8 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組儲層巖屑鏡下特征(正交鏡下)

巖漿巖巖屑以噴發巖巖屑(圖8c,d)和隱晶巖巖屑為主,含少量花崗巖巖屑,其中噴發巖巖屑大多發生蝕變,蝕變產物多為伊利石和高嶺石等黏土礦物,可見殘余斑狀結構或長石、石英等斑晶(圖3m,n)。根據鄂爾多斯盆地現今周邊源區巖性分布特征(圖1a),神木氣田太原組沉積期,內蒙古古隆起的中—酸性巖漿噴發至地表[39],形成了具有斑狀結構的噴發巖和隱晶質結構的隱晶巖,由于中—酸性噴發巖的斑晶多為長石等易溶礦物,基質也為不穩定的玻璃質,這為太原組次生孔隙的發育提供了條件。根據巖屑溶孔含量與噴發巖巖屑含量關系來看(圖7b),噴發巖巖屑與巖屑溶孔相關性良好,相關系數R2為0.479 1,表明噴發巖巖屑是巖屑溶蝕的主體,這與鏡下觀察到的現象一致。因此,噴發巖巖屑是太原組次生孔隙發育的主要物質基礎。

隱晶巖的隱晶質結構相對噴發巖的長石斑晶和玻璃質基質,性質相對穩定,鏡下也基本未發生蝕變作用;沉積巖巖屑一般在沉積物搬運過程中不易保存下來,含量整體較低,也不易發生蝕變,對太原組儲層次生孔隙的貢獻可忽略不計。

3.3 成巖作用改造是低品質儲層形成的關鍵

成巖作用是碎屑巖儲層微觀特征的重要影響因素[40]。一般來說,沉積物沉積后經歷的成巖作用類型主要有機械壓實作用、壓溶作用、膠結作用、交代作用及溶蝕作用[41],其中機械壓實作用、壓溶作用和膠結作用對儲層的影響以破壞性為主,而溶蝕作用對儲層的影響以建設性為主,是次生孔隙形成的關鍵。交代作用是由于成巖環境改變,新礦物代替原有礦物的作用,對孔隙的影響不大[42]。神木氣田太原組砂巖經歷了上述復雜的成巖作用過程,碎屑顆粒以點—線接觸為主(圖3d,h),壓實作用較強,剛性石英碎屑組分高,導致后期石英壓溶現象較常見(圖3f);太原組砂巖填隙物含量普遍較高(表1),尤其是含量較高的雜基、碳酸鹽和硅質膠結物對孔隙造成較大影響;噴發巖巖屑和凝灰質雜基的性質不穩定(圖3i,m-o),為后期溶蝕作用提供了物質基礎。神木氣田太原組內部煤層和碳質泥巖的鏡質體反射率Ro值普遍大于1.8%[4],且砂巖內伊利石(圖3a,c,l,p)、含鐵碳酸鹽膠結物(圖3c,d)等成巖晚期礦物的大量出現,指示了太原組主體成巖階段處于晚成巖階段B期。

目前,成巖作用的研究已趨于定量化,研究理論也日趨成熟[43-45],根據學者對碎屑巖儲層孔隙演化的理論計算公式(表2),基于粒度分析及鑄體薄片鑒定結果,分別求取Φ1、Φ2、Φ3、Φ4、Φ5等5個關鍵參數,其中Φ1代表原始孔隙度,由于原始孔隙度與碎屑顆粒的分選性關系密切,因此選用BEAARD和WEYL[43-44]關于砂巖原始孔隙度恢復方法求取Φ1(表2);Φ2代表壓實作用后剩余孔隙度,可通過統計現今孔隙內的填隙物含量、粒間孔及填隙物溶孔對應的面孔率之和來反映;Φ3代表膠結作用后剩余孔隙度,膠結作用導致大量粒間孔喪失,因此現今殘余粒間孔即為膠結作用后的剩余孔隙度;Φ4代表溶蝕作用增加孔隙度,所有溶蝕孔隙的面孔率之和即為溶蝕作用增加的孔隙度;Φ5代表計算目前孔隙度,數值為膠結作用后剩余孔隙度Φ3與溶蝕作用增加孔隙度Φ4之和。根據上述各參數的涵義,整個成巖過程中的減孔量=Φ1-雜基含量-Φ2-Φ3,增孔量為Φ4。

表2 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組砂巖孔隙演化定量計算方法

參考上述孔隙度演化計算方法,本文在考慮(凝灰質)雜基對沉積物充填的前提下,對神木氣田太原組儲層孔隙演化過程進行了計算(表3)。

表3 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組儲層孔隙演化統計

結果表明,太原組砂巖骨架顆粒的平均原始孔隙度Φ1為36.5%,雜基充填后殘余孔隙度為29.7%;經歷壓實作用(機械壓實和壓溶作用)后剩余孔隙度Φ2為13.8%;膠結作用進一步充填堵塞孔隙和喉道,剩余孔隙度Φ3僅為3.0%;之后溶蝕作用產生大量次生溶蝕孔,增加孔隙度Φ4為5.4%,極大改善了儲集性能,最終形成了現今的低品質儲層,計算現今孔隙度為8.4%。計算結果與物性分析實測孔隙度的誤差δ介于-4.7%～5.3%,誤差較小。

基于上述孔隙演化計算結果,結合前人對鄂爾多斯盆地東北部臨興地區太原組流體包裹體均一溫度和成藏期次的研究成果[46],對太原組儲層的致密史進行恢復,由于神木氣田位于臨興地區北部約70 km,研究成果具有一定參考價值。臨興地區太原組流體包裹體均一溫度介于75.9～165.7 ℃,主體介于85～140℃,主峰溫度區間為100～130℃,綜合臨興地區埋藏史,確定太原組油氣充注時間為早—中侏羅世(220～146 Ma)[46]。

因此,距今220～146 Ma之前,為神木氣田太原組儲層的主要致密期(圖9),孔隙度由原始的35.6%降為3.0%,先后經歷了凝灰質雜基的同生沉積階段(減孔量6.8%),早成巖階段的壓實作用(減孔量15.9%),以及中成巖階段的膠結作用(減孔量10.8%),大量伊利石、高嶺石、菱鐵礦、白云石、黃鐵礦等自生礦物從孔隙水中析出,并伴有部分凝灰質雜基和噴發巖巖屑的溶蝕;220～146 Ma期間,為太原組儲層的主要改善期和成藏期,孔隙度由3%增至8.4%,由于基底快速沉降,烴源巖成熟排出烴類及產生大量酸性流體,溶蝕作用加劇,大量次生溶蝕孔隙產生(增孔量5.4%),同時天然氣聚集成藏,為“邊致密邊成藏”型儲層。太原組儲層的溶蝕過程持續時間長,直至晚白堊世末期,鄂爾多斯盆地整體抬升后才逐漸減弱[46-47]。該階段地層埋深大,石英次生加大邊及含鐵碳酸鹽明顯增多,已進入晚成巖階段。

圖9 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組儲層孔隙演化模式

值得注意的是,雜基及噴發巖巖屑在溶蝕產生次生孔隙的同時,也產生了相當數量的伊利石膠結物。彭磊等[18]認為這些纖維狀、絲縷狀及彎片狀的伊利石充填于孔隙中,對太原組儲層滲流能力也產生一定影響。此外,蘭朝利等[17]認為太原組砂巖粒度與巖屑含量、溶蝕作用也存在一定關系,粒度越粗,巖屑含量越高,溶蝕作用越強烈,對儲層的成巖改造越有利。因此,成巖作用過程是長期而復雜的,孔隙演化過程是各種成巖現象的綜合表現,成巖作用改造對于太原組儲層的形成至關重要。

3.4 構造反轉氣水調整導致低品質氣藏最終定型

鄂爾多斯盆地天然氣的成藏、分布與構造運動關系密切[47],尤其是位于盆地東部邊緣的神木氣田,受盆地構造沉降及抬升的影響更為突出[48]。如圖10所示,早侏羅世之前,鄂爾多斯盆地構造相對穩定,地層持續沉降,沉積物主要經歷了壓實作用、壓溶作用及膠結物的充填作用,并最終固結成巖。

圖10 鄂爾多斯盆地構造演化及太原組低品質氣藏形成模式

早侏羅世—晚白堊世(圖10),受燕山運動東西向構造應力的擠壓作用,鄂爾多斯盆地呈現西高東低的東傾單斜構造,盆地持續沉降升溫,上古生界本溪組、太原組及山西組內部的煤系烴源巖成熟,不斷向上古儲層充注烴類[47]。有機質演化伴生的有機酸等物質進入太原組砂巖內部,形成大量次生溶孔,有效改善了儲層物性。同時,天然氣進入儲層后發生氣水分異,天然氣向盆地西部構造高部位初次運聚,地層水則主要分布于盆地東部構造低部位[48]。太原組儲層品質雖低,但經過漫長的烴類充注過程,也形成了較高豐度氣藏。

晚白堊世末至今(圖10),晚白堊世末期的燕山運動末幕導致鄂爾多斯盆地構造發生反轉,盆地東部發生構造抬升,呂梁山隆升形成晉西撓褶帶,盆地西部則處于沉降狀態,形成了西傾單斜構造,一直持續至今[46]。構造反轉導致上古生界儲層氣水重新調整,天然氣向盆地東部構造高部位運聚,地層水則向盆地西部構造低部位調整[48-49]。由于神木氣田處于盆地東部邊緣,受晉西撓褶帶斷裂影響明顯,天然氣沿著斷裂向上部逸散,導致連續氣柱上升,含氣層位較盆地中西部增多,但含氣飽和度整體下降[47],氣藏平均儲量豐度為0.8×108m3/km2,明顯低于盆地中部的蘇里格氣田(1.4×103m3/km2)和榆林氣田(1.3×108m3/km2)等。

因此,構造反轉氣水重新調整導致神木氣田太原組低品質氣藏最終定型。從氣藏開發效果上看,神木氣田也明顯不及周邊氣田。目前神木氣田太原組主要采用水平井開發為主,平均日產量為1.3×104m3,穩產周期短;而西側榆林氣田投產的太原組水平井平均日產量達3.5×104m3,穩產周期長。這進一步驗證構造反轉對神木氣田太原組氣藏的影響是直接的和關鍵的,最終形成現今“物性差、豐度低、產能低、穩產弱”的低品質氣藏。

4 結論

(1)神木氣田太原組儲層具有“富石英、富巖屑、巖屑含量較高”特征,雜基含量普遍較高,孔隙類型以巖屑溶孔和雜基溶孔為主,發育小孔—細喉型孔喉組合;孔隙結構非均質性較強,廣泛發育的細喉道與較小的孔喉配位數,導致孔喉連通性較差,制約了儲層的儲集和滲流能力。

(2)神木氣田太原組儲層的形成主要受雜基、噴發巖巖屑含量及成巖作用的影響。內蒙古古隆起的火山活動為太原組提供了大量噴發巖巖屑及凝灰質雜基,噴發巖巖屑為次生孔隙的發育提供了主要物質基礎,雜基對儲層的形成具有雙重影響,成巖溶蝕作用是能否形成有效儲層的關鍵。燕山運動末幕的構造反轉,最終導致神木氣田現今低品質氣藏的形成。

(3)在低孔—超低滲儲層普遍發育的背景下,尋找高含量噴發巖巖屑和低含量雜基的發育區,深化儲層成巖作用的宏觀展布研究,選擇受斷裂影響較小、保存條件較好的巖性圈閉部署井位,是神木氣田下一步的勘探重點。

利益沖突聲明/Conflict of Interests

所有作者聲明不存在利益沖突。

All authors disclose no relevant conflict of interests.

作者貢獻/Authors’Contributions

張濤、鞏肖可、黃朝、曹青赟參與論文研究框架設計及撰寫工作;孟鳳鳴、董占民參與了儲層的分析測試工作;張濤、陳朝兵、王恒力參與了論文的修改工作。所有作者均閱讀并同意最終稿件的提交。

The study was designed and the manuscript was drafted by ZHANG Tao, GONG Xiaoke, HUANG Chao and CAO Qingyun. The experimental operation was completed by MENG Fengming and DONG Zhanmin. The manuscript was revised by ZHANG Tao, CHEN Zhaobing and WANG Hengli. All the authors have read the last version of paper and consented for submission.