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(guó)石油天然氣股份有限公司 長(zhǎng)慶油田分公司 第二采氣廠,西安 710200;2.西安石油大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院,西安 710065;3.陜西省油氣成藏地質(zhì)學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,西安 710065;4.延安大學(xué) 石油工程與環(huán)境工程學(xué)院,陜西 延安 716000

低品質(zhì)氣藏指具有開(kāi)發(fā)低效性的氣藏,表現(xiàn)為“物性差、豐度低、產(chǎn)能低”的特征,通常指儲(chǔ)層孔隙度小于10%、滲透率小于1×10-3μm2、儲(chǔ)量豐度小于2×108m3/km2、產(chǎn)能小于5×104m3/d的一類氣藏[1-3]。我國(guó)低品質(zhì)氣藏分布廣泛,儲(chǔ)量約占天然氣總儲(chǔ)量的70%[1]。對(duì)于致密砂巖儲(chǔ)層,微觀特征往往是其宏觀地質(zhì)特征及開(kāi)發(fā)動(dòng)態(tài)的縮影,也是影響氣藏品質(zhì)及產(chǎn)能大小的重要因素[4]。尤其是對(duì)于低品質(zhì)氣藏,其儲(chǔ)層形成過(guò)程與常規(guī)的、高品質(zhì)的氣藏存在差異,微觀特征也更為復(fù)雜,致密儲(chǔ)層形成機(jī)理受多重因素影響。

目前,學(xué)者對(duì)于我國(guó)不同盆地低品質(zhì)致密儲(chǔ)層特征及形成機(jī)理已開(kāi)展了大量研究[5-15],取得了許多有益成果。孫靖等[5]對(duì)準(zhǔn)噶爾盆地瑪湖地區(qū)低品質(zhì)致密礫巖儲(chǔ)層的成因進(jìn)行了研究,認(rèn)為巖石成分、溶蝕作用、裂縫系統(tǒng)、異常高壓是致密儲(chǔ)層形成的主控因素,其中巖石成分是內(nèi)因,后三者是外因;屈凱旋等[6]通過(guò)孔隙演化史及埋藏?zé)崾贩治?明確了南華北盆地太康隆起太原組致密儲(chǔ)層的成因,認(rèn)為壓實(shí)作用是造成原生孔隙喪失的主要原因,而膠結(jié)作用、溶蝕作用對(duì)儲(chǔ)層的影響有限,屬于“邊致密邊成藏型”儲(chǔ)層;王小娟等[7]認(rèn)為,破壞性化學(xué)成巖作用是川中地區(qū)沙溪廟組儲(chǔ)層致密的主要因素,各類成巖膠結(jié)物的差異分布是導(dǎo)致物性變差的首要原因;徐寧寧等[8]系統(tǒng)分析了鄂爾多斯盆地北部大牛地氣田石盒子組致密儲(chǔ)層成因,認(rèn)為儲(chǔ)層埋深大、成巖演化程度高、長(zhǎng)石溶蝕殆盡是造成儲(chǔ)層致密的原因,屬于“斜坡深埋區(qū)巖屑溶蝕增孔”的形成機(jī)制。

神木氣田是長(zhǎng)慶油田上古生界天然氣的主要產(chǎn)區(qū)之一[16]。從目前產(chǎn)建及開(kāi)發(fā)效果來(lái)看,神木氣田表現(xiàn)為“物性差、豐度低、產(chǎn)能低、穩(wěn)產(chǎn)弱”等低品質(zhì)氣藏特征[17]。關(guān)于神木氣田太原組低品質(zhì)儲(chǔ)層的成因,學(xué)者也開(kāi)展了一些研究工作[16-18]。蘭朝利等[17]綜合測(cè)井、巖心及實(shí)驗(yàn)分析資料,認(rèn)為神木氣田太原組發(fā)育潮控三角洲平原分流河道沉積,儲(chǔ)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(chǔ)層的發(fā)育;彭磊等[18]認(rèn)為軟組分及毛發(fā)狀、彎片狀的伊利石的發(fā)育,是影響孔隙連通性導(dǎo)致神木氣田太原組儲(chǔ)集性能較差的主要原因。但整體上,儲(chǔ)層形成機(jī)理尚未完全摸清,一定程度上阻礙了神木氣田的勘探開(kāi)發(fā)進(jìn)程。因此,有必要系統(tǒng)梳理神木氣田太原組儲(chǔ)層的微觀特征,揭示優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層形成機(jī)理,為神木氣田的高效開(kāi)發(fā)提供一定借鑒。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

鄂爾多斯盆地是我國(guó)非常規(guī)油氣資源勘探和開(kāi)發(fā)的主戰(zhàn)場(chǎng),盆地內(nèi)蘊(yùn)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(jīng)歷了地質(zhì)歷史中的多期構(gòu)造演化歷程,現(xiàn)今構(gòu)造可劃分為6個(gè)二級(jí)構(gòu)造單元[25],分別為伊盟隆起、天環(huán)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(gòu)造單元。神木氣田主體位于陜西省神木縣境內(nèi),構(gòu)造位置屬于伊陜斜坡東北部,靠近盆地東側(cè)晉西繞褶帶,現(xiàn)今構(gòu)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(gòu)造位置及地層柱狀圖

神木氣田西側(cè)依次為榆林氣田和蘇里格氣田,南側(cè)為子洲氣田(圖1a),主力產(chǎn)層為太原組和山西組,其中太原組是近年來(lái)重點(diǎn)開(kāi)發(fā)層系,是低品質(zhì)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(tái)地交互相沉積[4,17],海水由盆地東南部向研究區(qū)多次海侵(圖1b),主要巖性為陸相砂泥巖與海相薄層灰?guī)r互層,并夾多套厚度0.5～5 m的穩(wěn)定煤層。根據(jù)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(fā)育在太2段。目前,神木氣田太原組鉆井平均試氣無(wú)阻流量為3.2×104m3,投產(chǎn)后油套壓下降較快,開(kāi)發(fā)上也表現(xiàn)出一定低效性[3]。

2 儲(chǔ)層微觀特征

2.1 巖石學(xué)及物性特征

神木氣田太原組儲(chǔ)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(zhǎng)石巖屑質(zhì)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(zhǎng)石為0.7%,因此“富石英、貧長(zhǎng)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(shù)達(dá)4.7,高于鄂爾多斯盆地上古生界砂巖Q/(F+R)指數(shù)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(jié)構(gòu)成熟度中等。

表1 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組儲(chǔ)層填隙物統(tǒng)計(jì)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(chǔ)層巖性及物性特征

太原組填隙物含量普遍較高,可達(dá)23.6%(表1),其中膠結(jié)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(jié)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(chǔ)層微觀特征

為主;另外還有泥鐵質(zhì)(1.3%)、硅質(zhì)(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(tài)(圖3h),也有部分原雜基發(fā)生蝕變,形成了雜基溶孔(圖3i,j)。一般來(lái)說(shuō),高含量的雜基對(duì)應(yīng)沉積物重力流或山前沖積扇等沉積體系[27-28],指示水動(dòng)力快速變化或快速堆積過(guò)程,這顯然與太原組的海陸交互相沉積環(huán)境不符。研究區(qū)發(fā)育潮控三角洲及碳酸鹽巖臺(tái)地沉積,潮汐及海浪對(duì)太原組原始沉積物進(jìn)行淘洗沖刷,不具備高雜基形成的沉積背景。

結(jié)合區(qū)域構(gòu)造沉積演化特征及鏡下雜基微觀特征[28-29],認(rèn)為研究區(qū)高雜基主要為太原組沉積期周邊火山活動(dòng)造成,大量火山灰以空降形式落入碎屑沉積物內(nèi),與陸源泥質(zhì)組分混合形成沉凝灰質(zhì)組分,并參與到沉積后作用。太原組雜基通常以孔隙充填產(chǎn)狀分布,偏光顯微鏡下呈致密狀(圖3h),掃描電鏡下呈細(xì)小的鱗片狀或顆粒狀混雜堆積(圖3k),無(wú)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(jié)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(jié)物共生(圖3l),有一定世代關(guān)系,這是雜基與膠結(jié)物鏡下的主要區(qū)別[27-28]。

物性分析(圖2b)表明,太原組儲(chǔ)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(guān)于陸相碎屑巖儲(chǔ)層分類標(biāo)準(zhǔn),屬于低孔—超低滲致密儲(chǔ)層。

2.2 孔隙結(jié)構(gòu)特征

2.2.1 孔喉類型

通過(guò)34塊樣品的鑄體薄片、礦物成分定量掃描(QEMSCAN)及場(chǎng)發(fā)射掃描電鏡等實(shí)驗(yàn)表明(圖4a,圖3i,j,m-p),太原組砂巖面孔率為1.73%,儲(chǔ)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(zhǎng)石溶孔(0.04%)及微裂縫(0.04%)。巖屑溶孔以噴發(fā)巖巖屑溶孔為主(圖3m,n),具有典型的斑狀結(jié)構(gòu),斑晶多為石英、長(zhǎng)石等;雜基溶孔是研究區(qū)太原組特有的孔隙類型,當(dāng)雜基內(nèi)的凝灰質(zhì)組分較多時(shí),顯微鏡下為棕黃色或土黃色(圖3h),凝灰質(zhì)雜基相對(duì)于泥質(zhì)雜基,火山成分更多,更易發(fā)生成巖蝕變,蝕變產(chǎn)物以伊利石和高嶺石等黏土礦物為主,形成數(shù)量眾多且孔徑差異較大的雜基溶孔(圖3i,j,o);粒間孔發(fā)育程度較低,與太原組砂巖中的高石英碎屑和高雜基相關(guān),石英顆粒廣泛發(fā)育的次生加大邊(圖3f)和高雜基導(dǎo)致原生粒間孔隙大量喪失,加之膠結(jié)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(nèi)廣泛發(fā)育的伊利石也提供了一定晶間孔(圖3a)。長(zhǎng)石溶孔及微裂縫對(duì)太原組砂巖孔隙貢獻(xiàn)有限,不常見(jiàn)。

圖4 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組孔隙類型及結(jié)構(gòu)參數(shù)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(diǎn)—線接觸為主,且顆粒間充填了相當(dāng)數(shù)量的雜基和膠結(jié)物,進(jìn)一步堵塞喉道,導(dǎo)致喉道以片狀和縮頸型為主(圖3j,o),管束狀喉道不發(fā)育。

2.2.2 孔隙結(jié)構(gòu)特征

壓汞和CT成像掃描技術(shù)是研究致密儲(chǔ)層孔隙結(jié)構(gòu)的定量表征手段[31-32]。壓汞實(shí)驗(yàn)是通過(guò)統(tǒng)計(jì)巖石在進(jìn)汞和退汞過(guò)程中的壓力及流量變化來(lái)獲取孔隙內(nèi)部結(jié)構(gòu)參數(shù),優(yōu)點(diǎn)是實(shí)驗(yàn)壓力高,可達(dá)220 MPa,能夠表征的最小孔喉半徑為3.7 nm[33]。通過(guò)6口井中13塊太原組砂巖樣品壓汞數(shù)據(jù)(圖4b)表明,汞進(jìn)入最大孔喉的啟動(dòng)壓力中等,平均排驅(qū)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(shù)為2.15,變異系數(shù)為0.19,孔徑分布略偏粗,歪度為0.5;汞能夠進(jìn)入孔隙的總量較高,最大進(jìn)汞飽和度達(dá)82.8%,但退汞效率相對(duì)較低,平均41.5%,有效連通的孔隙數(shù)量較少。整體來(lái)看,太原組砂巖孔隙結(jié)構(gòu)非均質(zhì)性較強(qiáng)。

CT成像掃描技術(shù)是通過(guò)X射線穿透巖石過(guò)程中能量衰減的信息[32-34],來(lái)重建巖石孔隙及喉道的三維結(jié)構(gòu)(圖5a-c),優(yōu)點(diǎn)是能夠區(qū)分孔隙和喉道,并對(duì)其數(shù)量、體積、配位數(shù)等參數(shù)進(jìn)行定量統(tǒng)計(jì)[35]。通過(guò)3塊典型樣品的CT成像掃描結(jié)果(圖5)來(lái)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(shù)量分布(圖5d)來(lái)看,0～10 μm尺度的孔隙和喉道數(shù)量占比最大,而10～40 μm尺度的較大孔隙和喉道數(shù)量占比小,分別為36.8%和23.2%,體現(xiàn)儲(chǔ)層以眾多微小孔/喉為主的結(jié)構(gòu)特征。但從孔/喉體積分布(圖5e)來(lái)看,10～40 μm尺度的較大孔隙為儲(chǔ)集空間提供了絕大部分體積,占比達(dá)76.5%,該尺度下的喉道體積占比也達(dá)到了45.1%,表明太原組砂巖的主要儲(chǔ)集空間集中在10～40 μm;而喉道則以0～10 μm尺度的細(xì)喉道為主,其次是10～40 μm尺度的較粗喉道,整體表現(xiàn)為小孔—細(xì)喉型孔喉組合。從孔/喉配位數(shù)分布(圖5f)來(lái)看,配位數(shù)為1和2的孔隙數(shù)量最多,占孔隙總量的一半以上;而配位數(shù)大于2的孔隙數(shù)量有限,表明太原組儲(chǔ)層孔喉連通性較差,無(wú)效及盲孔數(shù)量較大。對(duì)于致密砂巖儲(chǔ)層而言,喉道大小及連通程度是影響滲透率的關(guān)鍵,因此太原組儲(chǔ)層廣泛發(fā)育的細(xì)喉道與較小的孔喉配位數(shù),制約了儲(chǔ)層的儲(chǔ)集和滲流能力,是太原組低品質(zhì)儲(chǔ)層形成的根本原因。

圖5 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組儲(chǔ)層CT掃描成像特征及孔喉定量表征

3 低品質(zhì)儲(chǔ)層形成機(jī)理

3.1 高雜基含量對(duì)低品質(zhì)儲(chǔ)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(gòu)造活動(dòng)最為顯著的時(shí)期,其中以華北板塊北部古亞洲洋俯沖帶安第斯型主動(dòng)大陸邊緣巖漿弧的發(fā)育為代表,大量花崗巖及花崗閃長(zhǎng)巖從俯沖帶向上侵入華北板塊北緣,形成內(nèi)蒙古古隆起[26,29,36-37]。內(nèi)蒙古古隆起形成后,于晚古生代—早三疊世持續(xù)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(xiàn)今周邊物源巖性分布,仍可發(fā)現(xiàn)東西向分布的殘余海西期花崗巖及花崗閃長(zhǎng)巖(圖1a)。此外,桑樹(shù)勛等[37]、周安朝[38]、張拴宏等[39]等學(xué)者也先后在華北板塊北部、東部及中部發(fā)現(xiàn)和識(shí)別了本溪組及太原組內(nèi)部的火山事件沉積序列。這些都是晚石炭世—早二疊世內(nèi)蒙古古隆起火山活動(dòng)的重要證據(jù)。

內(nèi)蒙古古隆起的巖漿侵入過(guò)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(nèi)部。筆者對(duì)鄂爾多斯盆地不同地區(qū)太原組薄片鑒定統(tǒng)計(jì)后發(fā)現(xiàn),太原組砂巖內(nèi)的高雜基現(xiàn)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(yùn)距離廣,但噴發(fā)過(guò)程為間歇性,當(dāng)火山噴發(fā)能量較弱或火山處于休眠期時(shí),太原組砂巖內(nèi)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(yùn),因此雜基含量的高低與火山噴發(fā)強(qiáng)弱及火山灰漂移距離相關(guān)[38]。神木氣田太原組砂巖內(nèi)廣泛發(fā)育的高含量雜基對(duì)儲(chǔ)層產(chǎn)生一定影響。根據(jù)鑄體薄片、物性分析等統(tǒng)計(jì)表明,雜基對(duì)砂巖的面孔率及孔隙度影響明顯(圖6a,b),而與滲透率相關(guān)性較低(圖6c)。這是因?yàn)殡s基主要充填于粒間孔內(nèi),低含量雜基通常形成于火山噴發(fā)強(qiáng)度較弱的時(shí)期,對(duì)粒間孔的破壞作用有限;當(dāng)火山噴發(fā)強(qiáng)度增強(qiáng)時(shí),雜基含量隨之增加,對(duì)粒間孔的破壞增強(qiáng)。對(duì)于致密砂巖儲(chǔ)層,滲透率往往受多因素控制。從孔滲相關(guān)性來(lái)看(圖6d),太原組儲(chǔ)層孔隙度對(duì)滲透率的影響有限,相關(guān)系數(shù)R2僅為0.378 1;而雜基對(duì)滲透率的影響也相對(duì)有限,相關(guān)系數(shù)R2僅為0.318 2。這是因?yàn)?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(guò)減少粒間孔和增加雜基溶孔來(lái)雙重影響滲透率,即:早期雜基對(duì)儲(chǔ)層主要是破壞作用,同時(shí)又為后期溶蝕作用提供了一定物質(zhì)基礎(chǔ),改善了儲(chǔ)集物性,因此雜基對(duì)滲透率的影響并不是簡(jiǎn)單的線性關(guān)系。但整體上,雜基含量越高,對(duì)儲(chǔ)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(chǔ)層關(guān)系

3.2 噴發(fā)巖巖屑是次生孔隙發(fā)育的主要物質(zhì)基礎(chǔ)

根據(jù)鑄體薄片統(tǒng)計(jì)結(jié)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(zhì)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(zhì)巖巖屑以石英巖為主(圖8a),其次為變質(zhì)砂巖(圖8b)、千枚巖、板巖及少量片巖等。由于變質(zhì)巖組分以石英、黏土礦物為主,不易發(fā)生蝕變,多保留了其原始形態(tài)及組分,對(duì)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(chǔ)層巖屑類型及特征

圖8 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組儲(chǔ)層巖屑鏡下特征(正交鏡下)

巖漿巖巖屑以噴發(fā)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(fā)巖巖屑大多發(fā)生蝕變,蝕變產(chǎn)物多為伊利石和高嶺石等黏土礦物,可見(jiàn)殘余斑狀結(jié)構(gòu)或長(zhǎng)石、石英等斑晶(圖3m,n)。根據(jù)鄂爾多斯盆地現(xiàn)今周邊源區(qū)巖性分布特征(圖1a),神木氣田太原組沉積期,內(nèi)蒙古古隆起的中—酸性巖漿噴發(fā)至地表[39],形成了具有斑狀結(jié)構(gòu)的噴發(fā)巖和隱晶質(zhì)結(jié)構(gòu)的隱晶巖,由于中—酸性噴發(fā)巖的斑晶多為長(zhǎng)石等易溶礦物,基質(zhì)也為不穩(wěn)定的玻璃質(zhì),這為太原組次生孔隙的發(fā)育提供了條件。根據(jù)巖屑溶孔含量與噴發(fā)巖巖屑含量關(guān)系來(lái)看(圖7b),噴發(fā)巖巖屑與巖屑溶孔相關(guān)性良好,相關(guān)系數(shù)R2為0.479 1,表明噴發(fā)巖巖屑是巖屑溶蝕的主體,這與鏡下觀察到的現(xiàn)象一致。因此,噴發(fā)巖巖屑是太原組次生孔隙發(fā)育的主要物質(zhì)基礎(chǔ)。

隱晶巖的隱晶質(zhì)結(jié)構(gòu)相對(duì)噴發(fā)巖的長(zhǎng)石斑晶和玻璃質(zhì)基質(zhì),性質(zhì)相對(duì)穩(wěn)定,鏡下也基本未發(fā)生蝕變作用;沉積巖巖屑一般在沉積物搬運(yùn)過(guò)程中不易保存下來(lái),含量整體較低,也不易發(fā)生蝕變,對(duì)太原組儲(chǔ)層次生孔隙的貢獻(xiàn)可忽略不計(jì)。

3.3 成巖作用改造是低品質(zhì)儲(chǔ)層形成的關(guān)鍵

成巖作用是碎屑巖儲(chǔ)層微觀特征的重要影響因素[40]。一般來(lái)說(shuō),沉積物沉積后經(jīng)歷的成巖作用類型主要有機(jī)械壓實(shí)作用、壓溶作用、膠結(jié)作用、交代作用及溶蝕作用[41],其中機(jī)械壓實(shí)作用、壓溶作用和膠結(jié)作用對(duì)儲(chǔ)層的影響以破壞性為主,而溶蝕作用對(duì)儲(chǔ)層的影響以建設(shè)性為主,是次生孔隙形成的關(guān)鍵。交代作用是由于成巖環(huán)境改變,新礦物代替原有礦物的作用,對(duì)孔隙的影響不大[42]。神木氣田太原組砂巖經(jīng)歷了上述復(fù)雜的成巖作用過(guò)程,碎屑顆粒以點(diǎn)—線接觸為主(圖3d,h),壓實(shí)作用較強(qiáng),剛性石英碎屑組分高,導(dǎo)致后期石英壓溶現(xiàn)象較常見(jiàn)(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(zhì)膠結(jié)物對(duì)孔隙造成較大影響;噴發(fā)巖巖屑和凝灰質(zhì)雜基的性質(zhì)不穩(wěn)定(圖3i,m-o),為后期溶蝕作用提供了物質(zhì)基礎(chǔ)。神木氣田太原組內(nèi)部煤層和碳質(zhì)泥巖的鏡質(zhì)體反射率Ro值普遍大于1.8%[4],且砂巖內(nèi)伊利石(圖3a,c,l,p)、含鐵碳酸鹽膠結(jié)物(圖3c,d)等成巖晚期礦物的大量出現(xiàn),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(jù)學(xué)者對(duì)碎屑巖儲(chǔ)層孔隙演化的理論計(jì)算公式(表2),基于粒度分析及鑄體薄片鑒定結(jié)果,分別求取Φ1、Φ2、Φ3、Φ4、Φ5等5個(gè)關(guān)鍵參數(shù),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(guān)系密切,因此選用BEAARD和WEYL[43-44]關(guān)于砂巖原始孔隙度恢復(fù)方法求取Φ1(表2);Φ2代表壓實(shí)作用后剩余孔隙度,可通過(guò)統(tǒng)計(jì)現(xiàn)今孔隙內(nèi)的填隙物含量、粒間孔及填隙物溶孔對(duì)應(yīng)的面孔率之和來(lái)反映;Φ3代表膠結(jié)作用后剩余孔隙度,膠結(jié)作用導(dǎo)致大量粒間孔喪失,因此現(xiàn)今殘余粒間孔即為膠結(jié)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(jì)算目前孔隙度,數(shù)值為膠結(jié)作用后剩余孔隙度Φ3與溶蝕作用增加孔隙度Φ4之和。根據(jù)上述各參數(shù)的涵義,整個(gè)成巖過(guò)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(jì)算方法

參考上述孔隙度演化計(jì)算方法,本文在考慮(凝灰質(zhì))雜基對(duì)沉積物充填的前提下,對(duì)神木氣田太原組儲(chǔ)層孔隙演化過(guò)程進(jìn)行了計(jì)算(表3)。

表3 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組儲(chǔ)層孔隙演化統(tǒng)計(jì)

結(jié)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(jīng)歷壓實(shí)作用(機(jī)械壓實(shí)和壓溶作用)后剩余孔隙度Φ2為13.8%;膠結(jié)作用進(jìn)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(chǎn)生大量次生溶蝕孔,增加孔隙度Φ4為5.4%,極大改善了儲(chǔ)集性能,最終形成了現(xiàn)今的低品質(zhì)儲(chǔ)層,計(jì)算現(xiàn)今孔隙度為8.4%。計(jì)算結(jié)果與物性分析實(shí)測(cè)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(jì)算結(jié)果,結(jié)合前人對(duì)鄂爾多斯盆地東北部臨興地區(qū)太原組流體包裹體均一溫度和成藏期次的研究成果[46],對(duì)太原組儲(chǔ)層的致密史進(jìn)行恢復(fù),由于神木氣田位于臨興地區(qū)北部約70 km,研究成果具有一定參考價(jià)值。臨興地區(qū)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(qū)間為100～130℃,綜合臨興地區(qū)埋藏史,確定太原組油氣充注時(shí)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(chǔ)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(jīng)歷了凝灰質(zhì)雜基的同生沉積階段(減孔量6.8%),早成巖階段的壓實(shí)作用(減孔量15.9%),以及中成巖階段的膠結(jié)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(zhì)雜基和噴發(fā)巖巖屑的溶蝕;220～146 Ma期間,為太原組儲(chǔ)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(chǎn)生大量酸性流體,溶蝕作用加劇,大量次生溶蝕孔隙產(chǎn)生(增孔量5.4%),同時(shí)天然氣聚集成藏,為“邊致密邊成藏”型儲(chǔ)層。太原組儲(chǔ)層的溶蝕過(guò)程持續(xù)時(shí)間長(zhǎng),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(jìn)入晚成巖階段。

圖9 鄂爾多斯盆地神木氣田太原組儲(chǔ)層孔隙演化模式

值得注意的是,雜基及噴發(fā)巖巖屑在溶蝕產(chǎn)生次生孔隙的同時(shí),也產(chǎn)生了相當(dāng)數(shù)量的伊利石膠結(jié)物。彭磊等[18]認(rèn)為這些纖維狀、絲縷狀及彎片狀的伊利石充填于孔隙中,對(duì)太原組儲(chǔ)層滲流能力也產(chǎn)生一定影響。此外,蘭朝利等[17]認(rèn)為太原組砂巖粒度與巖屑含量、溶蝕作用也存在一定關(guān)系,粒度越粗,巖屑含量越高,溶蝕作用越強(qiáng)烈,對(duì)儲(chǔ)層的成巖改造越有利。因此,成巖作用過(guò)程是長(zhǎng)期而復(fù)雜的,孔隙演化過(guò)程是各種成巖現(xiàn)象的綜合表現(xiàn),成巖作用改造對(duì)于太原組儲(chǔ)層的形成至關(guān)重要。

3.4 構(gòu)造反轉(zhuǎn)氣水調(diào)整導(dǎo)致低品質(zhì)氣藏最終定型

鄂爾多斯盆地天然氣的成藏、分布與構(gòu)造運(yùn)動(dòng)關(guān)系密切[47],尤其是位于盆地東部邊緣的神木氣田,受盆地構(gòu)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(gòu)造相對(duì)穩(wěn)定,地層持續(xù)沉降,沉積物主要經(jīng)歷了壓實(shí)作用、壓溶作用及膠結(jié)物的充填作用,并最終固結(jié)成巖。

圖10 鄂爾多斯盆地構(gòu)造演化及太原組低品質(zhì)氣藏形成模式

早侏羅世—晚白堊世(圖10),受燕山運(yùn)動(dòng)?xùn)|西向構(gòu)造應(yīng)力的擠壓作用,鄂爾多斯盆地呈現(xiàn)西高東低的東傾單斜構(gòu)造,盆地持續(xù)沉降升溫,上古生界本溪組、太原組及山西組內(nèi)部的煤系烴源巖成熟,不斷向上古儲(chǔ)層充注烴類[47]。有機(jī)質(zhì)演化伴生的有機(jī)酸等物質(zhì)進(jìn)入太原組砂巖內(nèi)部,形成大量次生溶孔,有效改善了儲(chǔ)層物性。同時(shí),天然氣進(jìn)入儲(chǔ)層后發(fā)生氣水分異,天然氣向盆地西部構(gòu)造高部位初次運(yùn)聚,地層水則主要分布于盆地東部構(gòu)造低部位[48]。太原組儲(chǔ)層品質(zhì)雖低,但經(jīng)過(guò)漫長(zhǎng)的烴類充注過(guò)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(yùn)動(dòng)末幕導(dǎo)致鄂爾多斯盆地構(gòu)造發(fā)生反轉(zhuǎn),盆地東部發(fā)生構(gòu)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(tài),形成了西傾單斜構(gòu)造,一直持續(xù)至今[46]。構(gòu)造反轉(zhuǎn)導(dǎo)致上古生界儲(chǔ)層氣水重新調(diào)整,天然氣向盆地東部構(gòu)造高部位運(yùn)聚,地層水則向盆地西部構(gòu)造低部位調(diào)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(dǎo)致連續(xù)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(chǔ)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(gòu)造反轉(zhuǎn)氣水重新調(diào)整導(dǎo)致神木氣田太原組低品質(zhì)氣藏最終定型。從氣藏開(kāi)發(fā)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(kāi)發(fā)為主,平均日產(chǎn)量為1.3×104m3,穩(wěn)產(chǎn)周期短;而西側(cè)榆林氣田投產(chǎn)的太原組水平井平均日產(chǎn)量達(dá)3.5×104m3,穩(wěn)產(chǎn)周期長(zhǎng)。這進(jìn)一步驗(yàn)證構(gòu)造反轉(zhuǎn)對(duì)神木氣田太原組氣藏的影響是直接的和關(guān)鍵的,最終形成現(xiàn)今“物性差、豐度低、產(chǎn)能低、穩(wěn)產(chǎn)弱”的低品質(zhì)氣藏。

4 結(jié)論

(1)神木氣田太原組儲(chǔ)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(fā)育小孔—細(xì)喉型孔喉組合;孔隙結(jié)構(gòu)非均質(zhì)性較強(qiáng),廣泛發(fā)育的細(xì)喉道與較小的孔喉配位數(shù),導(dǎo)致孔喉連通性較差,制約了儲(chǔ)層的儲(chǔ)集和滲流能力。

(2)神木氣田太原組儲(chǔ)層的形成主要受雜基、噴發(fā)巖巖屑含量及成巖作用的影響。內(nèi)蒙古古隆起的火山活動(dòng)為太原組提供了大量噴發(fā)巖巖屑及凝灰質(zhì)雜基,噴發(fā)巖巖屑為次生孔隙的發(fā)育提供了主要物質(zhì)基礎(chǔ),雜基對(duì)儲(chǔ)層的形成具有雙重影響,成巖溶蝕作用是能否形成有效儲(chǔ)層的關(guān)鍵。燕山運(yùn)動(dòng)末幕的構(gòu)造反轉(zhuǎn),最終導(dǎo)致神木氣田現(xiàn)今低品質(zhì)氣藏的形成。

(3)在低孔—超低滲儲(chǔ)層普遍發(fā)育的背景下,尋找高含量噴發(fā)巖巖屑和低含量雜基的發(fā)育區(qū),深化儲(chǔ)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(diǎn)。

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(xiàn)/Authors’Contributions

張濤、鞏肖可、黃朝、曹青赟參與論文研究框架設(shè)計(jì)及撰寫(xiě)工作;孟鳳鳴、董占民參與了儲(chǔ)層的分析測(cè)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.