曹晉璐，劉之的，2，何福文，劉曉鵬，鄧衛(wèi)斌

（1.西安石油大學地球科學與工程學院，陜西 西安 710065；2.陜西省油氣成藏地質(zhì)學重點實驗室，陜西西安 710065；3.中國石油集團東方地球物理勘探有限責任公司研究院長慶分院，陜西 西安710021；4.中國石油長慶油田分公司研究院，陜西 西安 710008）

經(jīng)過多年的勘探實踐證實，上古生界為鄂爾多斯盆地主要的天然氣產(chǎn)層，并以石炭-二疊系的本溪組、太原組和山西組為主。其中，烴源巖主要來源于石炭-二疊系的煤層、暗色泥頁巖和含泥的生物灰?guī)r等巖層，山西組、太原組和本溪組中均有發(fā)育。盆地內(nèi)太原組為海陸過渡相沉積環(huán)境，富含煤層、碳質(zhì)泥巖、砂巖，烴源巖條件和儲集條件均良好[1]。本文通過對盆地中東部探區(qū)上古生界天然氣成藏條件及成藏特征的研究，進一步明確了該區(qū)天然氣灰?guī)r成藏地質(zhì)條件，以期為碳酸鹽巖儲層天然氣勘探提供理論指導。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

鄂爾多斯盆地是典型的多旋回克拉通盆地，面積約25×104km2[2]，分為6 個一級構(gòu)造單元，分別是北部的伊盟隆起、中部的伊陜斜坡、東部的晉西撓褶帶、南部的渭北隆起和向西依次發(fā)育的天環(huán)坳陷和西緣沖斷帶[3]。本次研究區(qū)域位于盆地的中東部，橫跨伊陜斜坡和晉西撓褶帶，面積約14×104km2，長慶礦區(qū)內(nèi)灰?guī)r厚度大于15 m 的面積約2.8×104km2。

早二疊世太原晚期，盆地發(fā)生大面積海水入侵，盆地內(nèi)絕大部分地區(qū)均有太原組地層展布，且厚度相對穩(wěn)定，僅在盆地北部局部地區(qū)及盆地東南角未見太原組地層。盆地北部為三角洲沉積體系，南部為陸表海潮坪體系。盆地沉積物以陸源碎屑物和碳酸鹽巖類的混合沉積為主，發(fā)育灰?guī)r、泥巖、砂質(zhì)泥巖、石英砂巖以及煤層等巖性[4]。碳酸鹽巖主要發(fā)育在太原組上部地層中，分布均勻、穩(wěn)定，同時煤層多，單層厚度小，但累計厚度較大?；?guī)r和煤層的廣泛分布，為盆內(nèi)天然氣生成提供了重要物質(zhì)基礎；灰?guī)r儲集體的含氣顯示，展現(xiàn)出了較好的勘探潛力。

2 儲層特征

太原組屬淺海陸棚、障壁島潮坪沉積環(huán)境，連續(xù)沉積在本溪組之上。下部巖性主要為淺灰色泥質(zhì)灰?guī)r、深灰色泥巖、淺灰色含氣細砂巖及黑色煤層互層組合；上部巖性多為褐灰色灰?guī)r、黑色、灰色泥質(zhì)灰?guī)r及煤層（夾層）；頂部的東大窯灰?guī)r為深灰色微晶灰?guī)r，厚度穩(wěn)定。

2.1 儲集空間類型

依據(jù)成因不同可將灰?guī)r儲集空間劃分為近地表大氣淡水淋濾溶蝕孔洞、埋藏階段有機羧酸溶蝕孔縫和構(gòu)造成因裂縫3 大類。

2.1.1 近地表大氣淡水淋濾溶蝕孔洞

本次研究在巖心中發(fā)現(xiàn)了相當數(shù)量的巖溶角礫巖以及溶蝕孔、洞、縫，并對灰?guī)r方解石的碳氧同位素進行了分析，確定了古巖溶的存在。太原組灰?guī)r與多套煤層交替沉積，形成于海進海退變換頻繁的陸表海環(huán)境。當碳酸鹽巖在海退過程中露出地表時，不飽和碳酸鹽的大氣淡水由于滲入并溶解碳酸鹽巖沉積物形成古巖溶，同時形成一定規(guī)模的溶蝕孔隙、孔洞和裂縫。

J21 井、Yu36 井太原組灰?guī)r中發(fā)育典型大氣淡水溶蝕孔洞，表明曾遭受強溶蝕。大氣淡水淋濾溶蝕孔洞發(fā)育模式可以J21 井太原組為例，其頂部為溶蝕角礫巖段，中部為溶孔、溶洞段，底部為泥質(zhì)、黃鐵礦充填段（圖1）。

圖1 J21 井太原組測井解釋成果

碳氧同位素是判斷成巖環(huán)境的一個重要地化指標。鄂爾多斯盆地中東部太原組灰?guī)r方解石的δ18O為-14.6‰～-7.8‰ PDB，平均值為-11.9‰ ;δ13C為-2.5‰～7.2‰ PDB，平均值為1.8‰，方解石充填物的碳氧同位素值與泥晶基質(zhì)的碳氧同位素值無明顯差別[5]（圖2）。

圖2 碳氧同位素交會分析（引王寶清等，2006）

根據(jù)Lohmann 對大量海相碳酸鹽巖的碳氧同位素研究統(tǒng)計，充分考慮并排除成巖作用影響，二疊系海相方解石的δ13C 和δ18O 平均值分別為4.3‰和-2.5‰。鄂爾多斯盆地太原組方解石的δ13C 平均值低于Lohmann 的統(tǒng)計值（表1），表明從某種角度上來看，碳酸鹽沉積物被有機來源的CO2所影響。太原組灰?guī)r的氧同位素比普通海水的碳酸鹽巖和二疊系海相方解石輕、δ18O 值低，表明太原組灰?guī)r經(jīng)歷了大氣淡水的淋濾作用（淡水的同位素值一般比海水輕，且經(jīng)淡水淋濾作用的灰?guī)rδ18O 值降低），推測其形成的潮汐環(huán)境使灰?guī)r沉積后暴露于海面，從而接受大氣淡水的淋濾作用，為碳酸鹽巖的溶解（巖溶作用）創(chuàng)造了有利條件[5-6]。

表1 碳氧同位素統(tǒng)計

較低的氧同位素值證明了古巖溶作用的存在。研究區(qū)內(nèi)有20 口井于太原組灰?guī)r不完整取心，其中11 口井巖溶發(fā)育，分布范圍較大，表明巖溶在平面上分布廣泛。巖溶作用使得灰?guī)r的孔隙度和滲透率有所提高，雖然沒有從根本上改變太原組灰?guī)r特低孔滲的特點，但兩者關系表明巖溶對儲層發(fā)育起到了一定的建設作用。

巖溶古地貌是各種地質(zhì)作用、巖溶作用共同改造下的地形產(chǎn)物，其形態(tài)本就是判斷巖溶是否發(fā)育的控制因素[7-8]。整個研究區(qū)處于古巖溶斜坡上，巖溶作用較為發(fā)育。通過古地貌與鉆井試氣產(chǎn)能預測的疊置分析，發(fā)現(xiàn)研究區(qū)內(nèi)11 口高產(chǎn)井均在古地貌斜坡地帶，進一步表明古地貌控制了巖溶的發(fā)育。

2.1.2 埋藏階段有機羧酸溶蝕孔縫

以往認為碳酸鹽巖儲層中的次生孔隙主要是由于盆地構(gòu)造運動使碳酸鹽巖出露或埋藏較淺，從而受到大氣淡水的淋濾和溶解作用形成的[9]。埋藏巖溶在有機質(zhì)熱演化過程中，與有機酸對碳酸鹽礦物的溶解也存在著緊密的關聯(lián)[10]。碳氫化合物被注入儲層，有機酸和CO2被困在地層水里難以擴散，通過流體和巖石的相互作用促進次生孔隙的發(fā)育，儲層的孔隙度和滲透率會發(fā)生不同程度的變化[11-12]。

埋藏階段有機羧酸的溶蝕作用是碳酸鹽巖儲層優(yōu)化的重要因素之一[13]。埋藏期碳酸鹽孔隙的變化主要是由于溶蝕（有機酸、熱液等）和沉淀作用，導致原生孔隙的富集與貧化[14-15]。在埋藏階段與灰?guī)r緊鄰的煤系地層中的有機質(zhì)在熱演化過程中形成的有機羧酸向灰?guī)r儲集體運移，其對灰?guī)r的溶蝕能力非常強，通過含CO2、H2S 等酸性地層水、熱液流體的供給、酸性流體的運移通道和遮擋層可以控制溶蝕強度，沿儲層微裂縫滲透進入地層，對裂縫進行溶擴，形成生物體腔孔、生物鑄?？椎热芪g孔隙（圖3）。

圖3 Qi2 井2568.05 m 體腔孔和體壁溶蝕（a）和Yu19 井2429.50 m 裂縫（b）

2.1.3 構(gòu)造成因裂縫

曲率主要描述曲線上某個點的角度與弧長的變化率之比，并可用于描繪曲線上任意點的曲率[16]。因此曲率屬性在辨別巖層彎曲、斷層及裂縫等構(gòu)造屬性中起著重要作用。巖層的受力越大，彎曲程度越大（即絕對曲率越大），相比之下就更容易產(chǎn)生裂縫。

通過對研究區(qū)11 口井的孔隙率和高斯曲率進行分析，發(fā)現(xiàn)構(gòu)造曲率與儲層孔隙度呈正相關關系；另外，斷層發(fā)育區(qū)也有利于形成裂縫。研究區(qū)太原組灰層，由于原生粒間孔隙不足，產(chǎn)氣灰?guī)r層主要為裂縫性灰?guī)r。巖心觀察表明，太原組灰?guī)r不同程度地發(fā)育裂縫。如Z2 井斜道灰?guī)r有裂縫6.0 條/m；Z3 井斜道灰?guī)r有裂縫17.7 條/m，廟溝灰?guī)r有裂縫26.0 條/m，毛兒溝灰?guī)r有裂縫0.6 條/m。

2.2 物性特征

巖石的孔隙度和滲透率能夠充分彰顯出巖石儲存流體以及輸導流體的能力，也是判定儲層存儲性能的基本參數(shù)[17-18]。通過對區(qū)內(nèi)251 個樣品物性的統(tǒng)計，太原組灰?guī)r儲層的孔隙度為0.37%～9.80%，其中大于2.00%的占27%；滲透率為0.01×10-3～31.20×10-3μm2，其中大于0.10×10-3μm2的占34%，具一定的儲集及滲流能力（圖4）。

圖4 太原組灰?guī)r孔隙度滲透率頻率分布

綜上所述，鄂爾多斯盆地中東部二疊系太原組灰?guī)r具有特低孔滲的特征，主要由泥晶灰?guī)r、（含）生物碎屑泥晶灰?guī)r、（泥晶）生物碎屑灰?guī)r組成。

3 成藏地質(zhì)條件

3.1 生、儲、蓋組合及成因

生儲蓋空間配置是油氣成藏的重要條件，而生儲蓋組合受控于盆地演化及沉積體系空間配置關系。鄂爾多斯地臺位于北部陰山古陸和南部秦嶺古陸之間，自早古生代寒武紀起一直處于淺海碳酸鹽巖沉積；中奧陶世，由于加里東運動的影響抬升為陸，經(jīng)長期剝蝕夷平后，地貌逐漸趨向準平原化，且總特征為西高東低；晚石炭世再次沉降，接受沉積。太原組是鄂爾多斯盆地最后一次海侵高潮期的沉積產(chǎn)物，作為上古生界主要地層之一[19]，其地層厚度在盆地東部地區(qū)展布范圍廣且分布較穩(wěn)定。其中，海陸過渡相煤系地層厚度及連續(xù)性均較好，可作為烴源巖，具備煤系氣成藏的基礎條件[20]，且含氣顯示普遍。

太原組4 次快速海侵、緩慢海退交互更替，間歇性形成沼澤化環(huán)境，縱向上形成了砂巖、灰?guī)r、煤層直接接觸的沉積組合。依據(jù)灰?guī)r頂?shù)捉佑|巖性的不同，可將源內(nèi)灰?guī)r氣生、儲、蓋組合細分為三種組合類型。Ⅰ型太原組砂體不發(fā)育或山23亞段砂體發(fā)育，為底部煤層、泥巖為生油層，中部灰?guī)r為儲層，頂部泥巖為蓋層（以下簡稱底煤泥生-中灰儲-頂泥封型）；Ⅱ型砂體發(fā)育，為底部煤層、泥巖為生油層，中部砂巖、灰?guī)r為儲層，頂部泥巖為蓋層（以下簡稱底煤泥生-中砂、灰儲-頂泥封型）；Ⅲ型山23亞段砂體發(fā)育，為底部煤層、泥巖為生油層，中部灰?guī)r為儲層，頂部砂巖為蓋層（以下簡稱底煤泥生-中灰儲-頂砂蓋型）。鄂托克前旗-榆林以南地區(qū)，太原組砂體不發(fā)育，灰?guī)r直接與本溪組8#煤接觸，構(gòu)成Ⅰ型組合；鄂托克前旗-榆林以北地區(qū)，太原組砂體發(fā)育廣泛，且主要為分流河道砂和水下分流河道砂，構(gòu)成Ⅱ型組合；山23沉積期，盆地發(fā)生大規(guī)模海退，北岔溝砂體對太原組地層沖蝕削切，在橫山一帶厚層山23砂體直接蓋在灰?guī)r頂部，構(gòu)成Ⅲ型組合。

通過對研究區(qū)55口井顯示及試氣結(jié)果統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，灰?guī)r頂部與暗色泥巖接觸的氣層最多，頂部與砂巖接觸的干層最多（圖5a）；灰?guī)r底部與煤層接觸的氣層最多，其次是底部與泥巖接觸，底部與砂巖接觸時則為干層或水層（圖5b）。分析表明：Ⅰ型底煤泥生-中灰儲-頂泥封型組合含氣性最好；Ⅱ型底煤泥生-中薄砂、灰儲-頂泥封型組合含氣性次之；Ⅲ型底煤泥生-中灰儲-頂砂蓋型組合含氣性較差。

圖5 灰?guī)r頂部接觸（a）與底部接觸（b）關系統(tǒng)計

3.2 生儲蓋組合的地震識別

地震相分析的核心在于通過地震剖面能夠識別出各個層序內(nèi)獨特的反射波群形態(tài)[21-22]。各個反射波和周圍的反射波在某些方面存在著較大的差異性，在地震剖面上構(gòu)成了異常反射。綜合分析鄂爾多斯盆地中東部多口井的地質(zhì)、地震、鉆井和測井數(shù)據(jù)，利用地震波場的數(shù)值模擬，明確該地區(qū)的地震響應特性，結(jié)合過井地震剖面，總結(jié)區(qū)內(nèi)儲層的地震響應模式：Ⅰ型組合太原組頂部為灰-泥組合時，Tp10（山西組底部與太原組頂部5#煤層附近的反射界面）與Tc2（太原組底部與本溪組頂部煤層附近的反射界面）之間出現(xiàn)中強波峰反射，測井解釋為氣層（圖6，其中，Tc 為奧陶系頂部侵蝕面附近反射界面，是上下古生界的分界面）；Ⅱ型組合太原組頂部為灰、煤及泥巖組合時，Tp10 與Tc2 之間出現(xiàn)中強波峰反射，測井解釋為含氣層（圖7）；Ⅲ型組合太原組地層厚度較薄，頂部為灰、砂組合時，Tp10 與Tc2 之間為中強波谷反射，太原組地層與8#煤共同形成強波峰反射，測井解釋含氣性不明顯（圖8）。

圖6 Ⅰ型組合地震響應模式（Z2 井山2 段-太原組）測井綜合解釋圖

圖7 Ⅱ型組合地震響應模式（Sh476 井山2 段-太原組）測井綜合解釋圖

圖8 Ⅲ型組合地震響應模式（Q28 井太原組）測井綜合解釋圖

4 結(jié)論

（1）鄂爾多斯盆地中東部太原組灰?guī)r厚度較大，主要發(fā)育泥晶灰?guī)r、（含）生物碎屑泥晶灰?guī)r、（泥晶）生物碎屑灰?guī)r，孔隙度為0.37%～9.80%，滲透率為0.01×10-3～31.20×10-3μm2，以特低孔滲為特征，具一定的儲集及滲流能力。

（2）依據(jù)成因的不同，將鄂爾多斯盆地中東部太原組灰?guī)r儲集空間劃分為近地表大氣淡水淋濾溶蝕孔洞、埋藏階段有機羧酸溶蝕孔縫和構(gòu)造成因裂縫3 大類，且3 類儲集空間常相互疊加。其中構(gòu)造活動對微裂縫的發(fā)育起關鍵性的作用，大大改善了儲層的滲透性，有利于天然氣的成藏。

（3）鄂爾多斯盆地中東部上古生界二疊系太原組灰?guī)r天然氣可分為I 型底煤泥生-中灰儲-頂泥封型組合，II 型底煤泥生-中砂、灰儲-頂泥封型組合，III 型底煤泥生-中灰儲-頂砂蓋型組合3 種生儲蓋組合，其中I 型底煤泥生-中灰儲-頂泥封型組合含氣性最好，II 型底煤泥生-中砂、灰儲-頂泥封型組合含氣性次之。