鄂尔多斯盆地庆阳气田山1段储集层特征及控制因素

2022-05-25段志强夏辉王龙高伟范倩倩师威

新疆石油地质 2022年3期

段志强，夏辉，王龙，高伟，范倩倩，师威

（1.中国石油长庆油田分公司a.低渗透油气田勘探开发国家工程实验室；b.勘探开发研究院；c.第二采油厂，西安 710018；2.中国石油东方地球物理公司研究院长庆分院，西安 710021）

鄂尔多斯盆地油气资源丰富，二叠系天然气资源量达到15.68×1012m3[1]，其天然气勘探始于20 世纪70年代，勘探初期以寻找构造气藏为主；90 年代，靖边气田低渗碳酸盐岩气藏勘探开发取得成功，在气田东部发现低渗砂岩气田——榆林气田[2]。进入21 世纪，盆地北部大型缓坡三角洲致密砂岩气藏苏里格气田勘探取得突破，致密砂岩气藏实现效益开发[3-4]。2018年，盆地西南部庆阳气田提交探明地质储量，气田进入评价开发阶段[5]。

庆阳气田地质条件复杂，主力产层单一，仅山13亚段发育气层，且储集层单层厚度薄，分布规模小。沉积砂体厚度小、横向变化快、储集层预测难度大等问题已成为制约庆阳气田勘探开发的重要因素，苏里格气田的储集层预测方法难以运用于该气田[6-8]。前人依据钻井、测井、露头等资料，开展了盆地西南部山1段沉积相、物源、砂体分布等方面的研究[9-12]，但缺乏针对山13亚段砂体分布的研究。本文旨在通过井震结合、综合砂体精细刻画、地质统计学反演、相控约束下的地质建模等手段，预测储集层分布，探讨储集层控制因素，筛选有利储集层分布区，为庆阳气田的规模开发提供依据，为该类致密薄储集层的分布预测提供借鉴。

1 地质概况

庆阳气田位于鄂尔多斯盆地西南部，主体位于伊陕斜坡内（图1），靠近天环坳陷处构造变化大，沿东北方向逐渐平缓，储集层局部埋深大于4 500 m。受中央古隆起影响，古生界剥蚀严重，二叠系太原组不整合于寒武系之上。庆阳气田二叠系山西组山1段自下而上分为山13、山12和山11亚段，主力产层为山13亚段底部砂岩。山西组沉积期，华北地块西北部高、东南部低，庆阳气田位于地块西南部，二叠纪存在多物源区，以南部秦岭造山带物源为主，其次为北部阴山物源及西南部祁连造山带物源[5]。山西组沉积期，盆地沉积环境由海相变为陆相，气候由潮湿变为干旱，形成了该区多期叠置、大面积带状分布的三角洲平原—前缘砂体。由于该区缺失全盆地主要生烃层系石炭系本溪组，庆阳气田天然气主要为山西组泥炭沼泽相及太原组煤系中形成的煤成气，该套烃源岩所生天然气在白垩纪大量充注至山1 段三角洲砂体中，经过多期构造演化后形成现今的岩性气藏[8，13]。

2 储集层特征

2.1 沉积环境特征

前人依据岩相组合、沉积序列、露头观察等综合分析认为研究区山1 段沉积期发育曲流河三角洲沉积[14-16]，但与苏里格气田北部物源大型缓坡曲流河三角洲存在差异。其形成于浅水环境，搬运距离短，三角洲平原规模小，呈现出“小平原，大前缘”的浅水三角洲沉积特征，与北部物源沉积体系在汇水区交汇[5，17]，受湖平面升降变化的控制，沉积相带向近北东—南西向迁移。

山13亚段沉积砂体多呈条带状分布，最长可延伸数十公里，砂体宽度为10.0～20.0 km，在三角洲平原河道交汇处，叠合砂体宽度达40.0 km，砂体厚度为6.0～15.0 m；三角洲前缘水下分流河道砂体呈枝状或鸟足状分布。研究区南部主要发育三角洲平原沉积，中部以三角洲前缘沉积为主，北部为三角洲前缘远端及滨浅湖沉积（图2）。尽管砂体宽度较大，但因其由多期河道叠置而成，单一河道沉积的砂体较薄，研究区100余口井钻遇的单层砂体平均厚度仅为6.4 m。

河道宽度为[18]：

式中WC——满岸河道宽度，m；

hmax——满岸河道深度，m；

Wmb——河道带宽度，m。

根据（1）式和（2）式计算得出庆阳气田单一古河道最大宽度约为1.3 km。单一河道间受储集层物性和夹层发育的影响，相互连通性差，难以有效沟通。

选取分布较为稳定的太原组顶面，利用三维地震解释，采用残余厚度法恢复山1 段沉积前的古地貌（图3a），认为山1 段沉积前的古地貌与沉积期的古水体流向共同控制着多期叠置砂体的分布。山1 段沉积期研究区为三角洲前缘沉积环境，水下分流河道砂体随着河口坝的发育，最终演化为枝状砂体，该类砂体厚度小，且河道多级分叉后砂体横向宽度变小[19]。山1 段沉积期古水系流向主要为自西南向东北方向，来自西南部物源的3～4 支次级水下分流河道向东北部湖盆内推进的过程中，在研究区中部汇聚；研究区南部，各分支河道宽度为1.0～2.0 km，相对较窄；研究区中部在多支水下分流河道相汇聚区域河道最宽处为4.0～5.0 km，易形成叠合砂体，多期叠置砂体厚度最大可达18.0 m（图3b）。

2.2 岩石学特征

山1 段砂岩整体为中—细粒长石岩屑砂岩和岩屑砂岩。其中，山11亚段主要发育长石岩屑砂岩及岩屑砂岩；山12亚段以岩屑砂岩和长石岩屑砂岩为主；山13亚段主要为岩屑砂岩、长石岩屑砂岩及少量岩屑石英砂岩（图4）。研究区山1段三角洲前缘主要为石英砂岩及一定量的长石石英砂岩，三角洲平原以岩屑石英砂岩为主，其次为石英砂岩、长石质石英砂岩和岩屑砂岩。

2.3 物性特征

根据山1 段315 块样品分析结果可知，山1 段孔隙度为0.60%～14.00%，平均为5.03%，峰值区间为4.00%～8.00%，峰值区间分布频率超过50%。其中，山13亚段孔隙度最大，平均为5.55%；山11亚段平均为4.30%；山12亚段平均为3.70%。各亚段渗透率相差不大，峰值区间为0.10～0.50 mD，分布频率超过40%。其中，山13亚段平均渗透率为0.79 mD；山11亚段平均为0.61 mD；山12亚段平均为0.17 mD（图5）。

山13亚段样品主要来自河口坝及水下分流河道砂体，南部水下分流河道孔隙度最大，平均可达8.50%，北部和中部的水下分流河道砂岩及北部河口坝砂体平均孔隙度为5.00%～5.50%。研究区水下分流河道砂体渗透率明显大于河口坝砂体，前者平均为0.52 mD，后者平均为0.14 mD。

根据29 口井岩心砂岩样品的铸体薄片分析结果，研究区山1 段主要孔隙类型为长石和岩屑的溶蚀孔，其次为残余粒间孔（图6），面孔率一般为3%～7%。孔隙直径为10～200 μm，主要孔隙直径小于100 μm，为微—中孔。总体上，研究区山1 段储集层空间以长石和岩屑次生溶孔为主。

2.4 成岩作用特征

成岩相是成岩环境、岩石学特征、地球化学特征和岩石物理特征的综合表现[20]。综合矿物组分、结构组分、成岩现象、孔隙演化、沉积微相等特征，将山1段砂岩划分为强压实致密相、强胶结致密相、原生孔隙发育相和溶蚀相4种成岩相（表1）。强压实致密相石英体积分数30%～65%，岩屑大于25%，粒间充填杂基5%～8%，胶结物小于2%，主要为早期石英加大边与碳酸盐胶结物。强胶结致密相石英体积分数50%～70%，岩屑大于20%，杂基小于5%，胶结物大于8%。溶蚀相石英体积分数40%～85%，岩屑大于10%，杂基小于2%，胶结物小于3%。溶蚀作用发育，长石极易溶蚀，因此岩屑含量通常较高。部分样品原生孔隙发育，但面孔率小于2%，这为溶蚀作用下流体的运移提供了通道和空间。绿泥石强胶结-原生孔隙发育相石英体积分数大于70%，刚性岩屑大于20%，胶结物3%～7%，胶结物主要为早期石英加大边与粒间自生石英，绿泥石胶结物体积分数大于4%（图6）。

表1 研究区山1段砂岩成岩相类型Table 1.Diagenetic facies types of the sandstone in Shan 1 member in Qingyang gas field

强压实作用是储集层致密化的主要成因，其导致厚层砂体边缘及薄层砂体过早地致密化；多种胶结作用加剧了成岩系统的封闭性，砂体边界强胶结促进了纵向上砂岩封闭成岩体系的形成；早期超压与绿泥石协同保存原生孔隙；溶蚀作用促进储集层发育，如水下分流河道中—下部和河口坝中—上部。研究区山1 段砂岩溶蚀作用主要表现为早期长石、岩屑粒内溶孔和颗粒边缘溶蚀以及黏土、碳酸盐等胶结作用之后，长石、岩屑、云母等硅铝酸盐矿物的溶蚀作用，碳酸盐岩的溶蚀较微弱。

2.5 储集层井震预测

目前，庆阳气田钻井少，盆地南部复杂的黄土塬地貌严重影响了地震资料品质[21]。通过叠前高保真去噪、双域近地表Q 补偿、OVT 域偏移成像等技术，浅—中—深层成像好，波组及内幕反射特征清晰，资料信噪比大于7，主频达到30 Hz，有效频宽达到4～65 Hz。

研究区山1 段底部砂岩在常规地震剖面上表现出弱反射的特征，连续性较差，无法反映砂体的横向分布特征（图7a）。在地质统计学反演剖面上，W9 井弱反射特征明显，砂体向两侧横向延伸较远，具2 期叠加的特征（图7b）。W8 井在钻井上表现为泥质含量较高的河道侧翼沉积，所以反演剖面砂体不甚发育。在反演剖面上可以看出W8 井至W9 井山1 段底部砂体较发育，而这一特征在常规地震剖面上难以识别。因此，在研究区开展地质统计学反演，可以很好地预测储集层分布，揭示井间砂体分布规律。在此基础上结合钻井资料，建立相控约束下的储集砂体精细地质模型（图8），预测分流河道砂体的分布。

3 储集层控制因素

3.1 沉积作用

沉积作用导致研究区沉积微相的分布具有差异性，砂体结构特征呈现区域非均质性[22]。

通过对比研究区典型沉积相剖面不同沉积微相砂体的试气特征，进行含气储集层发育特征分析。从垂直物源方向过W10 井—W17 井的连井剖面可以看出（图9），在研究区中部大体发育2 条主干水下分流河道（图2）。山1 段连井沉积相对比显示，W10 井—W14 井支流剖面中W13 井为水下分流河道中心，试气无阻流量为6.75×104m3/d，东部的W14 井发育河口坝沉积，试气无阻流量为5.47×104m3/d，向西逐渐由W12 井的水下分流河道沉积过渡到W10 井的滨浅湖沉积，试气无阻流量也由1.09×104m3/d 演变为干层。W15 井—W17 井支流剖面中的W16 井为水下分流河道中心，向西和向东砂体厚度均变小，逐渐过渡为分流河道侧翼，试气显示水下分流河道中心无阻流量为21.74×104m3/d，分流河道侧翼试气无阻流量小于2×104m3/d 或干层。综上可以看出，水下分流河道中心试气效果最好，其次为河口坝及水下分流河道侧翼沉积区域。

3.2 成岩作用

沉积后的机械压实、胶结、交代、溶蚀等成岩改造作用决定了储集层品质，成岩作用强度与成岩演化序列的差异控制着储集层的差异性致密化进程。本次研究引入成岩作用定量评价参数压实孔隙损失及胶结孔隙损失等，评价成岩作用对原始孔隙结构的影响[23]。

式中φCOPL——压实作用损失的孔隙度，%；

φOP——砂岩初始孔隙度，%；

CCEM——胶结物总体量，%；

φIGV——负胶结孔隙度（胶结物含量+现今粒间孔隙度），%；

φCEPL——胶结作用损失的孔隙度，%。

根据定量评价公式分别计算不同层段成岩相砂岩的成岩强度参数，对比分析原始成岩作用对优质储集层发育的影响。各层段成岩强度对比显示，山11亚段胶结作用最强，山13亚段压实减孔程度最高（表2），主要以压实破坏为主，这在一定程度上避免了早期因强胶结而导致储集层过早地致密化，也为后期溶蚀作用提供了条件。总体上，三角洲内前缘水下分流河道中心砂体由于溶蚀相发育，物性好，试气效果较好。

表2 庆阳气田山1段各亚段砂岩成岩强度对比Table 2.Diagenetic intensities of sandstones in sub-members of Shan 1 in Qingyang gas field

3.3 构造作用

含油气盆地古构造对成烃、成藏等要素具有重要的控制作用[24-25]。庆阳气田二叠系气藏可分为源内、近源和远源3种成藏类型[5，26-27]。研究区山1段气藏在早白垩世末期发生了大规模的油气充注，主要为近距离充注，形成近源或源内油气藏，天然气以垂向运移为主。

庆阳气田构造演化经历了三叠纪末期、侏罗纪末期和早白垩世末期3 个关键期，早白垩世后盆地西南部为继承性斜坡，东部逐渐抬升，现今构造格局较好地继承此古构造格局特征。结合研究区现今山1 段构造特征与气藏分布，认为微幅度构造的发育影响气藏分布。山1 段底面构造形态为宽缓的西倾单斜，绝大多数高产井分布于鼻隆区西侧斜坡的上倾部位，特别是研究区中部、南部的微幅背斜和鼻隆的高部位，上述部位为有利于天然气富集的区带。

3.4 有利储集层分布预测

通过沉积微相、储集层物性、成岩相、构造特征、生产数据等综合分析，建立了研究区储集层的分类标准（表3）。通过井震结合及砂体精细刻画，研究区西部和南部砂体较为富集，其中西南部为明显的砂体富集区（图10a）。由于含气砂岩的纵横波速度比明显小于砂岩储集层，所以纵横波速度比可以很好地反映储集层的含气性，研究区南部及中部井区整体含气性较好（图10b）。综合分析砂体分布规律、含气性及构造特征，将研究区划分为2个Ⅰ类储集层区，3个Ⅱ类储集层区和2个Ⅲ类储集层区（图10c），南部和中部的I类储集区为后续气田开发的优先目标区。

表3 庆阳气田山1段储集层综合分类标准Table 3.Comprehensive classification standards of the reservoirs in Shan 1 member in Qingyang gas field

2021 年在中部Ⅰ类储集层区内部署2 口水平井，水平井长度为1 200 m，砂岩平均长度为1 131 m，储集层钻遇率为94%，较前期提升了20%，钻遇气层井段平均长度为932 m，平均钻遇率为78%。综合砂体精细刻画、地质统计学反演及相控约束的地质建模是致密砂岩薄储集层分布预测的有效方法，可显著提高有利富集区筛选的可靠性。