庆阳深层煤成气大气田发现与地质认识

付金华，魏新善，罗顺社，左智峰，周虎，刘宝宪，孔庆芬，战沙，南珺祥

（1.中国石油长庆油田公司，西安 710018；2.低渗透油气田勘探开发国家工程实验室，西安 710018；3.中国石油长庆油田公司勘探开发研究院，西安 710018；4.非常规油气湖北省协同创新中心（长江大学），武汉 430100；5.中国石油长庆油田公司勘探事业部，西安 710018）

1 地质概况

鄂尔多斯盆地面积为 25×104km2，基底为太古宇及古元古界变质岩系，沉积盖层发育长城系、蓟县系、震旦系、寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系、白垩系、第三系和第四系，缺失志留系和泥盆系，总厚度为5 000～10 000 m，具有下部为海相、上部为陆相沉积的双层结构。如果按已经规模开发的最大埋深气藏（3 900 m）计算，盆地盖层中还有近1 100～6 100 m厚的深层没有贡献天然气储量和产量。因此，深层气藏是鄂尔多斯盆地近期值得探索的新领域。按勘探层系分析，盆地本部深层新领域主要是古生界和元古界，本文基于庆阳深层煤成气大气田的发现，主要讨论上古生界深层煤成气气藏。

盆地上古生界从下至上依次发育上石炭统本溪组，下二叠统太原组、山西组，中二叠统上、下石盒子组和上二叠统石千峰组，在沉积上表现为一套由海相到陆相的海侵—海退的完整旋回。下部上石炭统、下二叠统发育海相—海陆过渡相煤系，上部中、上二叠统发育陆相地层。下部煤系经过热演化成为主要烃源岩，源内及其邻近烃源岩的致密砂岩为主要储集体，具有普遍含气的特点。目前，在盆地上古生界各组段均发现了致密砂岩气藏，但分布不均，其中以太原组、山西组，下石盒子组储量最为丰富，深度主要为3 500 m以浅的中、浅层气藏。平面分布上，已探明的苏里格、榆林等大中型气田主要分布在盆地伊陕斜坡构造单元的北部和东部，盆地南部在庆阳气田之前未发现大气田。从盆地尺度上分析，伊陕斜坡上古生界这套煤系，埋深变化具有从东到西、从北向南逐渐加大的特点。因此，盆地西南部是这套煤系埋深比较大的区域，探井揭示的煤系最大埋深超过4 500 m。如果将盆地上古生界已探明的气田埋深与煤系烃源岩的埋深对比可以发现，3 500 m以深近1 000 m厚的煤系烃源岩在庆阳气田之前未发现大气田，这与盆地煤系烃源岩“广覆式生烃、近距离运移聚集”的煤成气地质认识相矛盾[1-2]，因此，盆地西南部深层烃源岩分布区域大气田的勘探与发现，为验证煤成气地质认识的科学性提供了依据。

目前深层油气藏勘探已经成为全球含油气盆地的热点之一[3-4]。近十几年来，随着中国天然气成藏地质理论认识的发展和工程技术的不断进步，在深层碳酸盐岩、碎屑岩和火山岩 3大领域都取得了一系列天然气勘探重大突破，形成了四川盆地中部和东北部以及塔里木盆地库车坳陷等数个万亿立方米的深层大气区。但就深层概念而言，国内外并没有统一的界限，目前存在3 500 m、4 000 m、4 500 m、5 000 m等多种深层界限划分方案[5-6]。在鄂尔多斯盆地，将埋深大于4 000 m的气藏称之为深层气藏。在这一界限以深，天然气勘探程度较低，成烃、成储、成藏等基本天然气成藏条件和富集规律还不十分清楚，勘探开发成本也较大，庆阳大气田的发现为研究深层天然气藏成藏地质条件提供了有利条件。

图1 庆阳大气田位置图

2018年，在盆地伊陕斜坡西南部陇东地区探明了庆阳大气田（见图1）。与盆地北部苏里格等大气田类比，气田不但具有储集层致密、低孔、低渗、低丰度、低压等共性特征，也有其特殊性：①深层勘探程度低，砂体分布不如盆地北部大面积稳定分布，变化较大，沉积相演化规律不清楚，需要重新弄清其沉积特征；②烃源岩热演化程度高，生烃潜力不清，含气富集区变化大，需要深化高热演化煤系烃源岩生烃机理研究；③气藏埋藏深度大，直井单井产量低，勘探开发成本较高，经济有效开发面临挑战，需要进行开发方式创新和技术攻关。基于上述难点与问题，通过野外地质露头、岩心观察，普通、铸体以及阴极发光薄片鉴定，Ro等地球化学指标、碳同位素组成、包裹体、X-衍射、电子显微镜和能谱等配套测试分析，开展了深、中、浅层煤成气藏成烃、成储和成藏条件对比综合研究，对深层气藏的特征进行剖析，研究其烃源岩和气藏地球化学特征，开展了深层储集体储集质量评价等工作，揭示了深层煤成气成藏特征及其控制因素。在天然气开发方面，按照深层致密砂岩气藏地质特征，对勘探开发一体化方法进行创新，开展了以提高单井产量为核心的关键技术攻关，建立了“骨架直井解剖砂体、水平井集中开发”深层致密砂岩大气田经济有效开发模式。总之，庆阳深层煤成气致密砂岩大气田发现与地质认识的深化研究，无论是对煤成气地质理论的发展，还是在勘探方法、技术配套和气藏经济有效开发方面，为鄂尔多斯盆地西南部形成千亿立方米规模天然气田提供了地质依据与技术支撑。

2 陇东地区油气勘探历程

石油勘探阶段（2000年以前）：1973年长庆油田完成的由吴起到镇原（剖1井—剖14井）和土桥经庆阳到太白（剖18井—剖26井、庆36井）的两条综合勘探大剖面，共计24口探井，为后来油气勘探大发现在地质认识和井筒技术攻关等方面做出了重要贡献。这一阶段石油勘探以马岭油田的发现、探明和开发为标志，取得了突破性进展，建成了百万吨油田。50年以来，陇东地区一直以石油勘探为主，直至2000年西峰大油田的发现与探明，再次实现了陇东地区石油勘探的新突破。目前，陇东地区原油年产量达近1 000×104t。

天然气区域勘探阶段（2000—2012年）。2000年以来，长庆油田在成功勘探开发盆地北部靖边、榆林、苏里格、神木等大气田的同时，以大面积致密砂岩气成藏理论为指导[2]，在盆地西南部开展天然气区域勘探。2003年，部署的镇探1井在二叠系山西组山1段试气获5.5×104m3/d工业气流后，先后在庆城、镇原、宁县3个区域进行天然气勘探。2004—2012年，在镇探1井东北部和北部50 km处，分别甩开实施了庆探1井和庆探2井两口区域探井钻探，其中庆探1井在山1段试气获6.62×104m3/d工业气流，庆探2井在二叠系下石盒子组盒8段试气获5.46×104m3/d工业气流，进一步揭示了该地区深层上古生界煤成气良好的勘探潜力，明确了山1和盒8段为主力气层发育段（见图2）。

图2 庆阳气田上古生界山1段气层综合柱状图

勘探开发一体化阶段（2013—2017年）。这一阶段，在加强成藏地质条件研究和目标评价的同时，在庆探1、庆探2和城探3等多个含气富集区，开展勘探开发目标优选评价。盒8段和山1段共落实三级地质储量超2 000×108m3，极大地增强了西南部天然气勘探信心。同时，选择庆探 1井含气富集区块进行开发初期评价。评价初期以直井为主，由于气藏埋藏较深、单井投资大、深层致密砂岩气藏开发技术不完善等因素，部分直井开发效益较差。从2014年起，以提高气井单井产量为目标，进一步优选含气富集开发区块，开展深层致密砂岩气藏水平井压裂改造开发适应性试验，形成了“骨架直井解剖砂体、水平井集中开发”模式，实现了区块效益开发。2017—2018年，围绕庆探1井含气富集开发区块，进一步开展水平井开发试验和试采，9口水平井单井无阻流量为（15.2～102.9）×104m3/d，平均为61.42×104m3/d，水平井增产效果显著，经济效益开发前景良好。

2018年，经国家储委审定和批准，在庆探1井区山1段含气富集区探明天然地质储量318.86×108m3，气藏中部埋深平均为4 276.0 m，命名为庆阳气田。另外，庆阳气田还有预测地质储量超千亿立方米，无论是按照地质储量大于 300×108m3为大气田[7]，还是按照技术可采储量大于250×108m3为大气田，同时参照大于4 000 m为深层气藏划分方案，庆阳气田均可归属于深层大气田。

3 气藏地质特征

3.1 构造平缓，无边水、底水，圈闭界线不明显

庆阳大气田位于鄂尔多斯盆地伊陕斜坡构造单元的西南下倾部位，主力产气层位山 1段顶部构造形态为宽缓的西倾单斜，坡降（6～10）m/km，倾角不足1°（见图3）。在单斜背景上，发育多排北东走向的低缓鼻隆，鼻隆幅度一般10 m左右，宽4～5 km，长25～30 km，这些鼻隆构造对气藏不起控制作用。储集体为曲流河边滩相砂体，多期边滩单砂体叠置形成砂体带，呈南西—北东向不规则展布，向砂体带两侧，砂体厚度变薄，物性、含气性随之变差，表现出非均质性较强，气藏受岩性、物性影响变化较大的特点。在提交探明储量时，很难用现有的技术方法确定其边界，气藏边界往往为人工边界（见图3），具有致密砂岩气藏边界不明显的基本特点。储集砂体上部为中厚层砂质泥岩、泥岩，构成了气藏的盖层。气田出水井点在平面上分布比较零散，属局部地层滞留水，水型为CaCl2型，最大矿化度为120.17 g/L。通过水平井开发试采，气藏整体未见边、底水，水动力不活跃，属弹性驱动层状定容气藏（见图4）。

图3 庆阳大气田构造图

3.2 储集层致密，以溶蚀孔、粒间孔、晶间孔为主

山 1段储集层以石英砂岩和岩屑石英砂岩为主，石英及石英质岩屑平均含量为84.5%，岩屑含量平均为15.3%，长石含量极少或消失。17口井708块岩心样品测试分析表明，储集层孔隙度主要为4%～10%，平均为6.0%，中值为5.7%，平均值与中值相近，表明孔隙度分布离散性较小，分布较为均匀；渗透率主要为（0.01～1.00）×10-3μm2，平均 0.64×10-3μm2，中值为0.56×10-3μm2。按照现行标准[8]，该区为致密砂岩储集层。储集层孔隙度与渗透率具有较好的相关性（见图5），其中，渗透率 0.10×10-3μm2对应孔隙度 4%，而苏里格南区山 1段储集层的同样渗透率值对应的孔隙度却增大至5%左右。相对而言，庆阳大气田储集层单位孔隙度贡献的渗透率相对较高，储集层渗流能力也相对较强。值得一提的是，山 1段气藏储集层孔隙度8%对应的渗透率就超过了 1.0×10-3μm2，与一般致密砂岩概念中统计的孔隙度和渗透率上限（孔隙度小于10%，渗透率小于1.0×10-3μm2）所要求的孔隙度要低2%，这进一步说明山1段气藏储集层渗流能力相对较强。从图5进一步分析，深层还发育渗透率大于1.0×10-3μm2的常规储集层，占比超过5%。由于实际分析样品很难全部反映裂缝对渗透率的贡献，深层常规储集层所占比例应该会更高。

储集层主要发育岩屑溶孔、粒间孔、晶间孔 3类孔隙组合，且以次生溶蚀孔隙为主，部分井发育微裂缝和宏观裂缝。总面孔率为1.96%，岩屑溶孔、粒间孔、晶间孔三者约占总面孔率的 87.1%（见图6）。孔隙总体为孔喉大、分选好、粗歪度，排驱压力为0.34～3.73 MPa，平均值为 1.51 MPa；中值压力为 1.09～10.59 MPa，平均为 4.55 MPa；中值喉道半径为 0.02～0.91 μm，平均为 0.20 μm。孔隙结构为小孔细喉型，但排驱压力相对较小，渗流能力相对较强。

3.3 气藏为深层、异常低压、干气、无硫气藏

图4 庆阳气田陇38 井—庆1-8-59C1 井山1 气藏剖面图

庆阳气田气藏中部埋深平均为4 276 m，比位于盆地东部的米脂气田埋深净增加2 000 m。气藏实测地层压力值为 33.92～40.16 MPa，平均地层压力为 37.49 MPa，压力系数为 0.88，为异常低压气藏。气藏压力与盆地北部苏里格等致密砂岩气藏相似，都具有异常低压特征。气藏平均甲烷含量 96.90%，气藏中未见H2S，属无硫干气气藏。

图5 庆阳气田山1段砂岩储集层分析孔隙度与渗透率关系图（17口井708块样品分析结果）

图6 庆阳气田山1段砂岩储集层孔隙类型分布图

4 地质认识

4.1 盆地西南部上古生界沉积、埋藏与剥蚀演化特征

从构造位置分析，庆阳气田处于构造活动性相对较强的渭北隆起和西缘冲断带两个构造单元所夹持的三角区域。受其影响，上古生界的沉积、埋藏与剥蚀特征相对比较复杂。

沉积期厚度减薄。奥陶纪末期，受加里东构造运动影响，鄂尔多斯盆地所属的华北地块整体抬升剥蚀，缺失了志留系、泥盆系及下石炭统。从晚石炭世开始，鄂尔多斯盆地结束了长达1.3～1.4亿年的抬升与剥蚀，开始接受沉积。由于当时伊陕斜坡为克拉通盆地陆表海沉积背景，表现为构造沉降缓慢、古地形平缓、水体较浅，受其控制，使得伊陕斜坡上古生界沉积厚度变化较小。但是，受中央古隆起影响，西南部上石炭统本溪组与下二叠统太原组沉积表现出向西南方向超覆的特征，本溪组在气田范围全部缺失，太原组在西南部缺失（见图7）。山西组沉积期是填平补齐阶段，与中东部地区相比，山西组沉积厚度只减薄了 10～20 m，说明中央古隆起这一时期对沉积的影响基本消失。总体而言，西南部上古生界厚度比盆地中东部减薄130 m，沉积厚度只有900 m，是伊陕斜坡上古生界沉积厚度相对较薄的地区。

图7 鄂尔多斯盆地西南部上古生界分布图

埋藏期厚度增大。与沉积期厚度减薄相反，埋藏期西南部地区上古生界的上覆地层厚度却是反而增大的。从沉积演化分析，上古生界与中生界三叠系为连续沉积，其上依次接受了三叠系、侏罗系、白垩系和新生界沉积。受秦岭造山带会聚造山活动影响[9-10]，在其前陆方向南部的盆地产生了挠曲沉降。三叠系—上侏罗统沉积时，盆地的沉降中心在位置上偏于南部，物源供给比较充足，水动力作用较强，构造沉降大，沉积厚度较大，全盆地总体表现为南厚北薄、南深北浅特征。晚侏罗世—白垩纪盆地构造格局调整为东升西降，盆地西南部又处于西部沉降区，白垩系沉积厚度超过1 000 m[11]。现今西南部中生界残留厚度平均达3 800 m，为伊陕斜坡中生界残留厚度最大地区。

盆地西南部剥蚀区是剥蚀厚度最小的地区。鄂尔多斯盆地是一个多旋回叠合盆地。上古生界沉积后，中生代曾经历了 4次大的构造变动[12]，分别是三叠纪末期、中侏罗世、晚侏罗世末期和早白垩世末期，其中早白垩世志丹群沉积之后为三叠纪以来最为强烈的一期全盆抬升剥蚀，次之是发生在中侏罗世之后的构造抬升剥蚀，另两次剥蚀事件相对较弱。不同学者用不同方法对中生界剥蚀厚度进行的估算结果显示[13-16]，全盆地最大剥蚀厚度发生在盆地东部，最大剥蚀量大于2 000 m。盆地西南部剥蚀厚度一般小于800 m，是伊陕斜坡中生界剥蚀厚度最小的地区。

盆地西南部新生界沉积不发育，第四系黄土在陇东地区直接覆盖在白垩系志丹统环河组之上，厚度一般为150 m左右。受黄土塬沟谷下切影响，地形高差变化较大，位于沟谷底部的气层埋深减小，而处于塬梁上的气层埋深加大，但这种地形高差变化并没有影响气藏为深层的特征。总之，中生界沉积厚度大，后期剥蚀厚度小，使盆地西南部上古生界埋深加大，成为现今煤系深层大气田的发育地区。

4.2 深层高热演化薄层煤源岩生烃，天然气碳同位素组成系列倒转

鄂尔多斯盆地上古生界本溪组、太原组和山西组均发育2～5层煤层。煤层、炭质泥岩和暗色泥岩组合形成的煤系烃源岩具有广覆式生烃特征[1-2,17-20]，这已经被多个大气田的发现与勘探所证实。生烃模拟实验和生烃量计算证实[21-26]，在煤岩、炭质泥岩和暗色泥岩 3类烃源岩中，煤岩为主要烃源岩，生烃量占煤系烃源岩总量的 87%。已发现的大气田与煤岩累计厚度统计分析表明，上古生界各大气田的煤岩累计厚度为6～25 m，苏里格大气田为6～20 m，榆林和子洲大气田为10～15 m，神木大气田为15～25 m。庆阳大气田所在的陇东地区，由于受加里东运动和盆地中央古隆起影响，上古生界缺失了本溪组煤层，太原组煤层减薄。煤岩主要发育于山西组山2段，煤岩厚度为2～4 m，暗色泥岩厚20～60 m，具有东北厚西南薄的特征，与其他大气田相比，煤岩厚度明显较薄。但是，庆阳气田煤岩Ro值为2.17%～3.02%，平均值为2.48%，而埋藏较浅的盆地东北部神木气田烃源岩Ro值仅为1.2%～1.4%，埋藏相对较大的东部榆林气田烃源岩Ro值为1.2%～1.8%，埋藏相对较深的苏里格大气田烃源岩Ro值为1.4%～2.0%，因此，庆阳大气田煤岩厚度虽然较薄，但是热演化程度最高，达到了过成熟演化阶段，比其他大气田高出0.87%～1.02%。由于煤岩具有持续生气特征，在Ro值为 2.0%～5.0%时仍有 25%的生气能力[26]，因此，煤岩的高热演化生烃使得薄层煤岩仍具有较大的生气潜力，庆阳气田的勘探与发现支持了室内实验结论。

陇东地区上古生界煤岩TOC值为 40.23%～91.32%（见表1），山2段TOC值平均为66.35%，太原组TOC值平均为64.11%。山2段和太原组暗色泥岩的TOC平均值分别为3.15%和5.28%。就可溶有机质含量而言，煤系烃源岩较低，山 2段和太原组煤层氯仿沥青“A”分别为0.105 8%和0.108 0%，暗色泥岩为0.005 5%和0.010 5%。与全盆地上古生界煤系烃源岩相比，陇东地区的生烃潜量也明显偏低。全盆地煤岩平均生烃潜量约100 mg/g，陇东地区山2段煤层仅12.62 mg/g，全盆地上古生界暗色泥岩生烃潜量平均为 3 mg/g，陇东地区约为0.4 mg/g。陇东地区可溶有机质含量和生烃潜量明显偏低的原因，一方面与有机质的高热演化阶段有关，另一方面也表明研究区上古生界煤系烃源岩发生了强烈的生、排烃过程，使得残留液态烃含量和生烃潜量显著降低。

表1 陇东地区上古生界气源岩有机质丰度统计表

陇东地区山 2段烃源岩整体达过成熟阶段（煤岩为贫煤-无烟煤），这种高热演化特征是正常沉积埋藏增热作用与早白垩世构造热异常叠加的结果[27-28]，热异常区主要分布在盆地南部的庆阳—富县—延安—吴起一带，陇东地区位于热异常区域的西部，这期构造热事件对于烃源岩天然气生成具有明显的控制作用。随着变质程度的加深，煤岩中氯仿沥青“A”含量的变化规律一般是：泥炭很低，至肥煤（Ro值为0.9%～1.2%）变高，肥煤至焦煤阶段（Ro值为1.2%～1.5%）变化不大，均在高峰期，无烟煤（Ro值大于2.5%）阶段最低[29]。根据煤岩生烃机理，煤岩中的可溶有机质一方面由Ⅲ型干酪根降解生成，另一方面也会裂解成气而消耗。当煤源岩热演化达到过成熟阶段后，煤岩中液态烃缺乏新的生成供给，整个体系中液态烃以发生高温裂解为主，大量消耗生成天然气，使得煤岩中可溶有机质含量显著降低，煤层中的液态烃也作为一种干酪根裂解成气的接力气源增加了系统的生气量。因此，现今煤岩中的氯仿沥青“A”含量对于烃源岩评价不具有代表性，也不能用现今高热演化煤系烃源岩的各项参数进行生烃潜力评价[21]，应根据生烃模拟实验数据进行恢复才能得到正确的结果[22-24]。

根据天然气组分碳同位素组成测试结果（见表2），陇东地区山 1段天然气的δ13C1值分布于-29.5‰～-24.1‰，平均为-27.14‰；δ13C2分布范围较广，为-33.6‰～-23.0‰，平均为-29.46‰，5组测试数据中，3组样品的δ13C2值小于-28.5‰，占统计数量的80%；δ13C3值偏轻显著，主要分布于-32.9‰～-25.5‰，平均为-30.24%，80%的测试样品小于-26.5‰。

表2 鄂尔多斯盆地上古生界天然气组分碳同位素组成表

与盆地其他区块相比（见表2），陇东地区上古生界天然气组分碳同位素组成特征与区域热演化程度同样达过成熟阶段的苏里格南部、高桥和宜川—黄龙地区相近，均表现出δ13C1偏重、典型“煤成气”特征，而C2+重烃组分δ13C值却具有显著偏轻的特点。区域热演化程度相对较低的盆地东北部和苏里格大部，上古生界天然气组分碳同位素组成整体偏重，δ13C1值平均为-30.2%，δ13C2值为-24.54%，δ13C3值为-24.4%。

鄂尔多斯盆地上古生界烷烃气组分碳同位素组成分馏模式与区域热演化程度关系密切。盆地东北部上古生界煤系烃源岩有机质热演化程度较低（Ro值小于1.7%），烷烃气组分呈正碳同位素组成系列，即δ13C1＜δ13C2＜δ13C3；苏里格地区有机质热演化程度相对增高（Ro值为1.7%～2.0%），天然气中δ13C2＞δ13C3，部分倒转普遍发生[30-32]；盆地西南部陇东地区煤系气源岩有机质热演化已达过成熟阶段（Ro值为2.17%～3.02%），天然气中δ13C1、δ13C2、δ13C3完全倒转（δ13C1＞δ13C2＞δ13C3），具有负碳同位素组成系列特征，其形成主要与过成熟或高温（大于200 ℃）烃源岩演化有关[30-31]。这一变化规律也说明煤岩过成熟演化是形成负碳同位素组成系列的主要控制因素，负碳同位素组成系列应是深层煤成气的标志之一。

4.3 沉积砂体物源与沉积特征

鄂尔多斯盆地在晚古生代处于华北地块西部，北接海西期兴蒙造山带，南邻秦岭褶皱带，形成了西北高、东南低的“箕状”古构造格局。关于盆地北部晚古生代物源、沉积充填与兴蒙造山带的耦合关系，许多学者从多个方面进行了分析研究[33-34]，认为北部兴蒙造山带物源区快速抬升，为盆地北部苏里格等气田大面积砂体形成提供了充足的碎屑物质，形成了多个近南北向分布的储集砂体带。随着盆地南部特别是西南部天然气区域勘探的展开，秦岭造山带演化与盆地南部古生代沉积耦合关系受到了广泛关注[35-36]，许多研究人员从碎屑组分、重矿物，微量元素等方面证实了晚古生代北秦岭造山带隆升，向盆地南部提供了物源，但是关于物源区的类型，以及是否与祁连造山带有关还需进行研究。

笔者曾对盆地西南部山1段碎屑锆石进行LA-ICPMS U-Pb测年分析[37]，研究表明，105个岩浆成因的碎屑锆石年龄分布可划分为4个组：①260～340 Ma，占总样品数的21.9%，其来源主要为晚古生代北秦岭和西秦岭构造带隆升剥蚀提供；②370～470 Ma，占总样品数的24.8%，其来源主要是早古生代北秦岭、西秦岭构造带和北祁连造山带部分隆升区剥蚀提供；③1 600～2 000 Ma，占总样品数的32.4%；④2 300～2 600 Ma，占总样品数的 15.2%，其来源主要是华北板块基底结晶岩系的隆升剥蚀区，暗示造山带剥蚀较深。结合秦岭造山带构造演化研究成果[38]，盆地南部二叠纪盆山耦合的沉积响应为：距今500 Ma左右的晚寒武世初，商丹洋闭合、弧陆碰撞，二郎坪盆地开始形成；距今450 Ma左右北秦岭抬升，并引起盆地南部抬升剥蚀；距今420 Ma左右二郎坪盆地闭合，北秦岭开始快速抬升，至距今360 Ma后持续缓慢抬升，造成盆地南部剥蚀夷平，中奥陶统—下石炭统沉积缺失；晚古生代以来，南秦岭南部伸展拉张，至石炭纪勉略洋盆形成。早二叠世勉略洋盆开始俯冲消减、挤压，使北秦岭造山带隆升加剧剥蚀，向盆地南部提供物源。盆山耦合的沉积响应分析表明，在晚古生代北秦岭造山带、西南部西秦岭构造带和北祁连造山带为盆地西南部提供物源，形成东北方向展布的储集砂体。通过盆地二叠纪盆山耦合的沉积响应研究，建立了二叠纪鄂尔多斯盆地北部造山带物源区强烈隆升、物源充足，南部造山带物源区缓慢隆升、提供一定物源的宏观砂体分布模式（见图8）。

图8 鄂尔多斯盆地二叠纪砂体分布模式

图9 盆地西南部山1段三角洲上、下平原沉积标志

详细的沉积微相研究表明，盆地西南部陇东地区山 1段沉积体系具有曲流河—浅水缓坡三角洲沉积特征。①鄂尔多斯盆地上、下古生界一般为整合接触关系，只有盆地南部的渭北隆起构造带上、下古生界表现为角度不整合关系[39]，反映了加里东运动时期北秦岭造山带隆升构造应力作用对其影响，曾发生过褶皱隆升剥蚀。因此，西南部上古生界是在加里东末期风化剥蚀古地貌的基础上开始沉积的。由于古地貌西南高、东北低，上古生界各组段依次向西南方向发生超覆沉积（见图8）。山1段在泾川—庆阳—环县—镇原一带，地层厚度为40～50 m，厚度较薄而稳定说明古地貌高差变化不大，已经达到准平原化状态，反映山1段沉积的古地貌背景为缓坡；同时，山 1段三角洲沉积的泥岩颜色以浅灰色、灰色为主，泥岩中可见垂直的生物钻孔，表明沉积时水体较浅的环境，因此，山1段为缓坡浅水三角洲体系。②山1段沉积砂地比较低，垂向上河流“二元”结构明显，砂体主要发育板状交错层理、平行层理，粒度相对较细，反映其河道类型属曲流河性质。③在露头区平凉一带，山 1段泥岩为紫红色（见图9a），厚度为2～4 m，反映水上暴露环境，为曲流河浅水三角洲上平原沉积；从镇探 2井区到庆阳气田主体部位，主要发育为紫色疙瘩状泥岩（见图9b）与灰色粉砂质泥岩（见图9c）共存，反映水下、陆上沉积频繁交互，为曲流河浅水三角洲下平原沉积。④无论是水上还是水下三角洲平原，山 1段砂岩下部发育河流底部砾岩沉积、中上部为板状交错层理、平行层理中粗粒砂岩（见图9d—图9f）反映上、下平原河道的沉积特征相似，河流水动力较强，自然伽马测井曲线以钟状和箱状形态为主。⑤三角洲前缘相不发育，在沉积特征上很难与水下三角洲平原相区分。因此，盆地西南部山 1段总体为曲流河缓坡浅水三角洲沉积体系（见图10）。

图10 盆地西南部地区镇探1井—莲55井山1段沉积相连井剖面图（剖面图位置见图7）

与经典的三角洲沉积模式不同，浅水三角洲有其特殊的沉积特征[40-42]。盆地西南部浅水三角洲基本特征是缺少吉尔伯特式 3层结构（底积层、前积层和顶积层），平面上可划分为上三角洲平原、下三角洲平原，而三角洲前缘与前三角洲亚相不易划分，大平原、小前缘是其基本特点。前人研究以据浅水三角洲这一基本特征建立了盆地西南部山1段浅水三角洲体系模式[43-44]，但在实际勘探生产中，按照浅水三角洲体系沉积模式追踪水下分流河道砂体成功率只有 20%左右，因此，分流河道骨架砂体特征和成因分析是关键。就河控浅水三角洲沉积而言，其是河流动力与湖水湖盆水体动力作用不断平衡的结果。湖水湖盆水动力强，对河流带来的沉积物进行改造，可以形成朵状砂体；河流作用强，一般形成分枝状砂体，这是理想的两个端元状况。实际上，浅水湖盆水深波动较大，洪水期水体加深，面积扩大，枯水期水体变浅，面积缩小。如现代湖泊鄱阳湖，其发育浅水三角洲，洪水期高水位时湖泊面积可达 4 647 km2，枯水期低水位时面积缩小至146 km2，水体面积相差近32倍[45]。因此，枯水期河流可穿越湖底[45-46]，形成的砂体实质上是河流相而不是水下分流河道沉积。现代和古代沉积研究表明，浅水三角洲水下分流河道沉积一般为以中细砂岩或粉砂为主[46-49]。但是，盆地西南部含气砂岩主要为含砾的中粗粒砂岩，主砂体厚9 m左右。其成因是水体浅，枯水期暴露，洪水期为浅湖，湖水对河流砂体改造不明显，基本保留了枯水期曲流河边滩砂体沉积序列，底部常见冲刷面，下部为砾岩、中粗粒砂岩，以板状交错层理发育为主，中上部为细砂岩，发育脉状、波状及水平层理，上部为灰色泥岩，发育水平层理，见植物叶片化石，自然伽马测井曲线为钟形。平面上是曲流河三角洲下平原多条同期活跃的高弯度分流河道频繁地侧向迁移形成的复合砂体。通过地震解释和水平井钻探对庆探 1井边滩砂体进行精细刻画，边滩砂体长度为11～14 km，宽度为3～5 km，是多期边滩砂体侧向叠置形成的复合砂体（见图11），由于边滩砂体一般呈点状分布，预测难度大，这也是区域勘探阶段山1段砂体钻遇率低的原因。

4.4 深层致密砂岩成岩演化与优质储集层形成

盆地西南部山 1段储集层现今最大埋深为 4 500 m，如果加上地史时期的800 m左右剥蚀量，储集层曾经历过5 300 m深埋。现今山1段储集层下伏的山2段煤岩烃源岩Ro值为2.3%～2.5%，9口探井22个样品中的煤岩烃源岩Tmax（最大热解温度）只有 1个样品为485 ℃，其余均大于490 ℃，最高值为607 ℃，平均为555.1 ℃，包裹体测试成岩最高成岩温度达170 ℃，气藏为干气气藏，这些指标均说明储集层已经进入晚成岩演化阶段。晚成岩阶段特征在矿物标志上也有明显反映，通过对1 000余块普通和铸体薄片鉴定发现，砂岩骨架颗粒之间以线接触和缝合线接触为主（见图12），黑云母弯曲和颗粒定向分布排列（见图12a、图12b），石英加大边发育，最高至Ⅳ级。薄片中铁方解石胶结和微裂缝常见（见图12c、图12d）。黏土矿物组合为伊蒙混层、伊利石、高岭石和绿泥石，局部砂岩发生了具有浅变质特征的绢云母化（见图12e）。按照《碎屑岩成岩阶段划分》石油天然气行业标准[50]，盆地西南部深层山1段储集层已进入晚成岩—浅变质演化阶段。一般认为，晚成岩阶段原生孔隙基本消失，但是庆阳气田仍存在一定数量的原生孔隙（见图12f），其几何形态在平面上表现为三角形、多边形，孔隙壁平直。原生孔隙对面孔率的贡献占总面孔率的25%，主要发育在河流相边滩中心的粗粒石英砂岩中，由于石英砂岩成岩期以硅质胶结为主，抗压实强度大，在硅质胶结不完全的颗粒石英加大边之间保留了残留的原生孔隙。原生孔隙的存在为成岩流体流动提供了通道，使得边滩砂体次生溶蚀作用较强烈，形成了大量的次生溶蚀孔隙与原生孔隙共存。

图11 庆探1井区山13亚段曲流河边滩砂体等厚图

图12 鄂尔多斯盆地西南部成岩作用标志及孔隙类型

鄂尔多斯盆地上古生界致密砂岩储集层以次生溶蚀孔隙为主，对其溶蚀机理进行大量模拟实验[51-52]认为，煤系有机质成熟产生的有机酸对长石或火山物质溶蚀形成了次生孔隙。进一步研究表明，盆地上古生界煤系中长石在Ro值大于1.3%的区域已基本消失[52]，盆地西南部砂岩储集层中也具有长石消失这一特征，现今保存于深层储集层中的次生溶蚀孔隙主要是岩屑粒内溶蚀孔和高岭石晶间孔（见图12g、图12h）。岩屑主要是火成岩、火山物质碎屑和深变质岩岩屑，高岭石晶间孔由书页状、叠层状重结晶粗大的晶间微小孔隙构成，这种微小孔隙相互连通，可以形成有效孔隙，孔隙度最高可达3%左右。

岩心及成像测井研究表明，陇东地区上古生界砂岩层段高角度裂缝发育（见图13a、图13b），裂缝主要为北东—南西走向（见图13c、图13d），次为北西—南东走向。两组裂缝相互切割，形成了复杂的网状裂缝体系，既能有效改善储集层的渗透性能，又能作为天然气的运移通道。天然裂缝的存在可在一定程度上提高储集层的渗透性能，扩大储气空间，形成高产井。例如，庆探1井山1段含气砂体为粗粒石英砂岩，溶蚀孔、高岭石晶间孔、砂体内裂缝发育，改善了储集层渗透性，经混合水压裂改造，直井井口产量达到5.896 1×104m3/d；城探3井盒8段含气砂岩中发育高角度裂缝，也在一定程度改善了储集层渗透性，经混合水压裂改造，直井井口产量达到5.241 4×104m3/d。

图13 陇东地区部分探井成像测井解释裂缝走向玫瑰花图

5 勘探启示

庆阳深层煤成气大气田的发现，对煤成气勘探具有重要启示：①高热演化几米级薄煤层烃源岩生烃量大，亦具备形成大气田的有利烃源岩条件，因此，鄂尔多斯盆地南部及西部具有形成大气田的基本烃源岩条件，煤成气勘探潜力较大；②盆地西南部已发现镇探1、庆探1、庆探2、城探3等多个含气富集区，通过技术优化、工艺创新，单井、水平井的综合成本得到大幅度降低，同时，采用勘探开发一体化方法，以正确的沉积模式为指导，采用骨架直井精细解剖砂体，加强气层混合水压裂改造技术攻关，进行水平井集中开发，有望形成千亿立方米规模大气田；③鄂尔多斯盆地西南部经历了50年勘探，首次发现了庆阳深层煤成气大气田，充分说明地质认识创新、勘探方法和工艺技术进步相结合三者不可或缺，是解决成藏地质条件复杂区勘探历史长、突破难度大的宝贵经验；④中国渤海湾盆地深部、南华北盆地深部上古生界煤系与鄂尔多斯盆地的煤系都是晚古生代大华北盆地的组成部分，后期埋深较大，热演化程度高，Ro值最高达5.0%，庆阳深层高热演化煤成气大气田的发现说明，渤海湾盆地深部、南华北盆地深部上古生界具有形成煤成气大气田基本条件，勘探潜力较大。

6 结论

庆阳大气田平均埋深大于4 200 m，含气层位为下二叠统山西组山 1段，具有低孔、低渗、低压和低丰度“四低”特征；高热演化薄层煤源岩生烃可以形成煤成气大气田，深埋藏、高热演化晚成岩阶段仍可发育溶孔、原生粒间孔、晶间孔组合的优质砂岩储集层，裂缝提高了储集层渗流能力，天然气干燥系数高和负碳同位素组成系列是深层煤成气典型的地球化学特征；采用勘探开发一体化方法，利用“骨架直井解剖砂体、水平井集中开发”可以经济有效开发盆地南部深层大气田；庆阳大气田的发现与成功勘探，使盆地西南部有望形成千亿立方米规模天然气大气田，也可为中国渤海湾、南华北等盆地深层高热演化上古生界煤系煤成气勘探提供借鉴。