鄂尔多斯盆地东南部古生界不整合面输导体特征

2013-09-05赵晓东赵雪娇秦晓艳

地下水 2013年5期

关键词：风化壳奥陶系碳酸盐岩

赵晓东，赵雪娇，秦晓艳

(1.西北大学地质学系大陆动力学国家重点实验室，陕西西安 710069;2.陕西省煤田地质局勘察研究院，陕西西安 710054)

鄂尔多斯盆地东南部古生界不整合面输导体特征

赵晓东1，赵雪娇2，秦晓艳1

(1.西北大学地质学系大陆动力学国家重点实验室，陕西西安 710069;2.陕西省煤田地质局勘察研究院，陕西西安 710054)

通过录井、测井、钻井取心资料结合薄片观察分析鄂尔多斯盆地东北部不整合特征，根据不整合上下岩性及输导物性角度将研究区不整合的微观岩性划分为:Ⅰ类:泥岩－铝土岩－碳酸盐岩/泥岩－碳酸盐岩;Ⅱ类:砂砾岩－铝土岩－碳酸盐岩;Ⅲ类:灰岩－铝土岩－碳酸盐岩;Ⅳ类:砂砾岩－碳酸盐岩/灰岩－碳酸盐岩四种类型，利用测井与录井资料勾画出研究区这四种不整合空间结构及平面展布。结合岩性及孔洞缝特征，分析天然气在各自通道中的运移特征，确定其对古生界风化壳成藏的影响。

鄂尔多斯盆地东南部;不整合面;输导体;不整合面结构

地层的不整合接触是指因地壳运动影响而使同一地区的上下岩层间出现明显的沉积间断或在古生物演化序列上的不连续接触关系。鄂尔多斯盆地下古生界马家沟组与上覆地层为不整合接触关系。不整合面的发育对于油气藏的形成具有重要意义:不整合面上下形成大量圈闭，改造储集条件，为油气长距离运移提供了有利通道。不整合是一个具有层次结构的地质体，可划分为不整合之上的岩石(底砾岩)、风化粘土岩与半风化岩石。对碳酸盐岩顶部不整合结构层已有的研究表明，不整合空间结构对油气运移和封堵起关键作用。

1 不整合面之上的岩石特征

不整合面上的岩石指紧邻不整合面之上，位于上覆岩层底部的那套岩石，从录井与岩心观察可以看出，研究区不整合面之上的岩石主要为泥岩(煤层)、砂砾岩与灰岩。不整合面上的岩石以泥岩为主，泥岩主要分布在西部地区，砂砾岩与灰岩主要分布在东部地区，西部砂砾岩零星分布，东部小面积连片分布，展布方向以近南北向为主。不整合面之上的砂砾岩厚度最小仅为0.53 m，最大为15 m，平均厚度为4.97 m，西部零星分布的砂体的厚度小于5 m，砂体一般厚度小于等于6 m，厚度分布较为集中。据资料统计，砂砾岩孔渗性较好并且普遍含气，可以作为上部烃源岩向下运移的证明，在这些小面积连通的砂体中，天然气可以进行小规模的侧向运移，在运移过程中遇到合适的向下运移的通道可以进入奥陶系风化壳。

2 风化粘土岩展布

风化粘土层即为风化壳最上部的古土壤层，是在物理风化的基础上，在生物，化学风化作用下改造形成的细粒残积物。本区风化粘土层主要为铝土岩，由菱形或团粒状的三铝水石组成，岩心观察为灰白色，有时夹杂砂质或灰质，断面比较光滑，成岩作用强，较致密，在野外观察中由于铝土岩暴露地表接受风化，呈现红色或黄色，说明该铝土岩含铁质成分。铝土岩封盖性能好，为奥陶系风化壳气藏的直接盖层。铝土岩较薄或缺失的部位为盆地上古生界煤成气与少量油型气向下穿层运移进入奥陶系风化壳聚集成藏的途径。

图1 延长探区本溪组底部铝土岩厚度

通过测井资料并结合录井、取心资料识别铝土岩。铝土岩的测井特征为自然伽马高峰状突起，声波时差高的锯齿状，深侧向电阻率显极低值(1～5 Ωm)，密度曲线底部为特高值段，易于识别。本次研究根据测井响应特征识别研究区250口井的测井曲线，据统计，本区铝土岩的厚度分布范围为0～13.7 m(图1)。整体呈现西部薄东部厚的趋势，其厚度分布明显受古岩溶地貌的控制，对比该区前石炭纪古地貌图，可以看出，铝土岩较厚的地区位于中部与东部，该地区地势较低，位于岩溶斜坡与岩溶盆地的过渡带，岩溶斜坡带铝土岩的厚度一般为2～6 m，但是由于古沟槽的切割作用，出现了铝土岩较薄甚至缺失的部位，在古沟槽的两侧或沟槽与沟槽之间出现了局部铝土岩厚度较大的部位，处于西部古地貌高部位处铝土岩厚度较薄，甚至缺失。

3 半风化岩石

风化粘土层之下为风化淋滤带和崩解带，孔隙、裂缝或溶洞系统发育。半风化岩层的孔、渗性能取决于该地层的岩石学性质、风化改造前的孔渗特征和风化改造程度。研究区奥陶系不整合半风化岩石主要为奥陶系顶部马家沟组因古岩溶作用及其它地质作用形成的风化壳岩溶储层，主要由细粉晶云岩、泥晶云岩、含灰云岩及含云灰岩等组成，由古岩溶作用形成孔、洞、缝的网络系统较发育，具有良好的输导能力。

3.1 岩心观察孔、洞、缝发育特征

岩心观察与收集到的孔、洞、缝统计结果显示，研究区马家沟组风化壳岩溶储层的孔、洞、缝极为发育(图2)。

图2 延长探区马家沟组风化壳岩溶储层岩心孔、洞、缝特征

孔、洞、缝分析统计结果显示，研究区奥陶系风化壳碳酸盐岩储层岩心内裂缝密度平均可达19.2条/m，溶蚀孔洞的密度平均为15.7个/m。大小以1～4 mm为主，平均密度为20.3个/m。从纵向上看，各个层位孔、洞、缝的发育情况不平衡，对于裂缝来说，越靠近不整合，裂缝发育越好，即在马六段存在的区域，马六段裂缝最发育，马五段存在的区域，马五段的裂缝最发育。但对于整个探区，马六段裂缝的平均密度为15.4条/m，马五1亚段为19.8条/m，马五2亚段为16.4条/m。溶蚀孔洞在纵向上的情况表明，马五1亚段最发育，其次为马六段;平均密度马六段为8.4个/m，马五1亚段为19.5个/m，马五2亚段为5.4个/m。马五3亚段及马五4亚段发育情况较上覆层位差。

分析结果表明，马五1亚段为裂缝及溶蚀孔洞较为发育的层段，为研究区的主要储集层。在长达1.4亿年的风化侵蚀期间，研究区马家沟组马五1亚段的大部分暴露地表并接受大气淡水的风化淋滤作用，并且马五1亚段主要为白云岩，原生粒间孔比较发育，为各类孔、洞、缝的发育创造了良好的条件;马六段主要为灰岩类，不易溶蚀而易于破裂，因此裂缝较为发育。

3.2 微观孔、洞、缝发育特征

普通薄片及扫描电镜观察显示，研究区奥陶系马家沟组主要的孔隙类型有晶间孔、溶蚀孔洞、粒内溶孔、铸模孔，及压溶缝、构造缝等(图3)。

图3 延长探区马家沟组风化壳岩溶储层镜下孔、洞、缝特征

研究区白云石颗粒细小，粒径10～20 μm，呈半自形－自形，排列紧密，以面接触为主，在局部点接触处存在少量的晶间孔，孔径4～8 μm，主要是因为白云石化的速度很快，形成泥晶白云岩，晶间孔发育较少(图3a);扫描电镜分析显示在白云石晶体中常见粒内溶孔，孔径小于1 μm(图3b);研究区主要的孔隙类型为溶蚀孔洞，这些溶孔大多数孤立存在，呈现不规则形态，孔径变化较大，处于0.1～3.4 mm之间，孔内石英、方解石半充填或全充填(图3c、d、e)。铸模孔主要包括生物铸模孔及膏模孔，生物铸模孔主要为生物碎屑选择性溶蚀形成的孔隙，生物的碎屑被溶蚀后保留原来形态的孔隙类型(图3f)，生物壁被泥晶方解石充填，体腔被亮晶方解石充填。膏模孔由石膏晶体溶解后形成，晶体的轮廓被保留，成板状、棒状或长条状，探区膏模孔长约0.8～3 mm，分布分散，多被方解石充填(图3g)。

镜下观察研究区的裂缝主要有压溶缝及构造缝两种。压溶缝主要是在成岩过程中由于压溶作用形成的，成锯齿状，压溶缝大多未开启，被泥质及方解石充填(图3h);构造缝在薄片中较常见，缝宽0.04～2.8 mm，有一定的开启度并且未被充填，大多数为有效缝，部分被方解石、白云石充填—半充填(图3i)。孤立的溶孔溶洞常常由微裂缝相沟通，组成了复杂的孔、洞、缝网络系统(图3j)，构成了良好的天然气储集空间，同时也成为了天然气在奥陶系顶风化壳内的运移通道。

3.3 充填物特征

孔、洞、缝内的充填物主要有机械沉积与化学沉积两大类，机械沉积主要为铝土质及泥质充填，化学沉积主要为方解石、白云石、石膏、石英、黄铁矿等充填(图 3c、d、e)。充填物的成分与充填的程度等方面决定了储层的有效空间，据统计，研究区西部以白云石充填为主夹少量的石英、方解石充填，充填程度高，为有利的储层发育区，而东部主要以方解石充填为主，局部夹少量的白云石充填，充填程度高，岩性致密，形成岩性遮挡带。

3.4 孔、洞、缝演化及匹配关系

在最大埋深时期马家沟储层的成岩已经处于成岩后深埋藏的热水期岩溶阶段，此时溶蚀孔洞已经定型，为气藏的形成奠定了基础。表生及埋藏成岩期所形成的孔、洞、缝的发育与保存为形成储层的关键，印支期及燕山期构造裂隙的形成与生、排烃高峰期相匹配，形成了奥陶系马家沟组风化壳气藏。在本次岩心及薄片观察中可以看到岩心中充填的方解石脉呈现暗色，荧光下观察发蓝白色荧光(图4a)，并且在充填的方解石脉中观察到含烃的包裹体(图4c、d)，而普通薄片中有黄铁矿的存在，及胶结物发暗色(图4b)，证明了曾经有烃类的活动，可见该裂隙的发育与生、排烃高峰期相匹配，为油气运移的有效通道。天然气由古沟槽处和岩溶高地铝土岩缺失部位垂向穿层进入风化壳岩溶储层，在裂缝的沟通作用下转为小层内的侧向运移，然后向古地貌高部位运移成藏。

4 不整合空间结构与油气运聚

不整合的空间结构不仅影响了油气运移通道，而且对油气成藏模式也起到控制作用。根据不整合上下岩性及输导物性角度可将研究区不整合的微观岩性划分为:

Ⅰ类:泥岩—铝土岩—碳酸盐岩/泥岩—碳酸盐岩;

Ⅱ类:砂砾岩—铝土岩—碳酸盐岩;

Ⅲ类:灰岩—铝土岩—碳酸盐岩;

Ⅳ类:砂砾岩—碳酸盐岩/灰岩—碳酸盐岩四种类型，根据测井与录井资料勾画出研究区这四种不整合空间结构的平面展布(图5)。可以看出研究区上下古生界之间的不整合微观岩性组合主要为I类，分布在该区的大部分区域，II类不整合在该区小面积成片分布，III类与IV类不整合分布范围较局限。I类不整合只有碳酸盐岩可以作为天然气运移的通道，但当此类不整合的铝土岩较薄或缺失并且泥岩为暗色的烃源岩时，该烃源岩生成的天然气可以直接进入碳酸盐岩储层;II类与III类不整合，铝土岩上下的岩石均可以成为天然气运移的通道，此类不整合具有侧向运移的特点，可以将天然气运移到适宜的部位然后向下运移进入碳酸盐岩储层;IV类不整合主要为天然气垂向运移的不整合类型。

图4 延长探区马家沟组风化壳岩溶储层内裂缝充填物特征

图5 不整合微观岩性结构类型平面分布图

5 结语

本区上下古生界间的不整合一般发育三层结构，古地貌高部位与古沟槽处由于铝土岩缺失发育二层结构。不整合面上岩石以泥岩为主，砂砾岩主要分布在东部地区，展布方向近南北向，砂砾岩中普遍含气，孔渗性较好，为油气侧向运移的通道。风化粘土岩铝土岩的分布与古地貌相匹配，古地貌高部位与古沟槽处铝土岩常缺失，被本溪组底部的暗色泥岩及砂岩充填，为天然气进入风化壳的途径。半风化岩石为前期马家沟组碳酸盐岩经过长时间的风化、剥蚀、淋滤等作用而形成的，其间发育的各种溶蚀孔洞及裂缝，构成了复杂的孔、洞、缝网络系统，越靠近风化壳，裂缝发育越好，马五1亚段为裂缝及溶蚀孔洞较为发育的层段，裂缝的形成时间与上古生界烃源岩生、排烃高峰期相匹配。

［1］何登发.不整合面的结构与油气聚集［J］.石油勘探与开发.2007，34(2):142－149.

［2］罗晓容，雷裕红，张立宽.油气运移输导层研究及量化表征方法［J］.石油学报.2012，33(3):428－436.

［3］朱筱敏，刘成林，曾庆猛.我国典型天然气藏输导体系研究—以鄂尔多斯盆地苏里格气田为例［J］.石油与天然气地质.2005，26(6):724－729.

［4］高长海，查明.不整合面运移通道类型及疏导油气特征［J］.地质学报.2008，82(8):1113－1120.

［5］张照录，王华，杨红.含油气盆地的输导体系研究［J］.石油与天然气地质.2000，21(2):133－135.

［6］陈安定.陕甘宁盆地中部气田奥陶系天然气的成因及运移［J］.石油学报，1994，15(2):1 －10

［7］陈欢庆，朱筱敏，张琴，等.输导体系研究进展［J］.地质评论，2009，55(2):269－275

［8］戴金星，夏新宇.长庆气田奥陶系风化壳气藏、气源研究［J］.地学前缘(中国地质大学，北京)，1999，6(增刊):195 －203

［9］范昌育，王震亮，英亚歌，等.东濮凹陷北部东营组不整合类型及油气地质意义［J］.西北大学学报(自然科学版)，2011，41(4):699 －674

［10］付广，段海凤，孟庆芬.不整合及输导油气特征［J］.大庆石油地质与开发，2005，24(1):3 －17

［11］付广，薛永超，付晓飞.油气运移输导系统及其对成藏的控制［J］.新疆石油地质，2001，22(1):24 －26

［12］韩波，冯乔，赵振宇，等.鄂尔多斯盆地中东部奥陶系风化壳岩溶特征及储层分析［J］.海洋地质前沿，2011，27(5):24 －30