鄂尔多斯盆地神木气田太原组低品质气藏储层微观特征及形成机理

张 涛,巩肖可,黄 朝,曹青赟,孟凤鸣,董占民,陈朝兵,王恒力

1.中国石油天然气股份有限公司 长庆油田分公司 第二采气厂,西安 710200;2.西安石油大学 地球科学与工程学院,西安 710065;3.陕西省油气成藏地质学重点实验室,西安 710065;4.延安大学 石油工程与环境工程学院,陕西 延安 716000

低品质气藏指具有开发低效性的气藏,表现为“物性差、丰度低、产能低”的特征,通常指储层孔隙度小于10%、渗透率小于1×10-3μm2、储量丰度小于2×108m3/km2、产能小于5×104m3/d的一类气藏[1-3]。我国低品质气藏分布广泛,储量约占天然气总储量的70%[1]。对于致密砂岩储层,微观特征往往是其宏观地质特征及开发动态的缩影,也是影响气藏品质及产能大小的重要因素[4]。尤其是对于低品质气藏,其储层形成过程与常规的、高品质的气藏存在差异,微观特征也更为复杂,致密储层形成机理受多重因素影响。

目前,学者对于我国不同盆地低品质致密储层特征及形成机理已开展了大量研究[5-15],取得了许多有益成果。孙靖等[5]对准噶尔盆地玛湖地区低品质致密砾岩储层的成因进行了研究,认为岩石成分、溶蚀作用、裂缝系统、异常高压是致密储层形成的主控因素,其中岩石成分是内因,后三者是外因;屈凯旋等[6]通过孔隙演化史及埋藏热史分析,明确了南华北盆地太康隆起太原组致密储层的成因,认为压实作用是造成原生孔隙丧失的主要原因,而胶结作用、溶蚀作用对储层的影响有限,属于“边致密边成藏型”储层;王小娟等[7]认为,破坏性化学成岩作用是川中地区沙溪庙组储层致密的主要因素,各类成岩胶结物的差异分布是导致物性变差的首要原因;徐宁宁等[8]系统分析了鄂尔多斯盆地北部大牛地气田石盒子组致密储层成因,认为储层埋深大、成岩演化程度高、长石溶蚀殆尽是造成储层致密的原因,属于“斜坡深埋区岩屑溶蚀增孔”的形成机制。

神木气田是长庆油田上古生界天然气的主要产区之一[16]。从目前产建及开发效果来看,神木气田表现为“物性差、丰度低、产能低、稳产弱”等低品质气藏特征[17]。关于神木气田太原组低品质储层的成因,学者也开展了一些研究工作[16-18]。兰朝利等[17]综合测井、岩心及实验分析资料,认为神木气田太原组发育潮控三角洲平原分流河道沉积,储层主要受控于砂岩粒度、岩屑含量及溶蚀作用,石英含量升高不利于储层的发育;彭磊等[18]认为软组分及毛发状、弯片状的伊利石的发育,是影响孔隙连通性导致神木气田太原组储集性能较差的主要原因。但整体上,储层形成机理尚未完全摸清,一定程度上阻碍了神木气田的勘探开发进程。因此,有必要系统梳理神木气田太原组储层的微观特征,揭示优质储层形成机理,为神木气田的高效开发提供一定借鉴。

1 区域地质概况

鄂尔多斯盆地是我国非常规油气资源勘探和开发的主战场,盆地内蕴含着丰富的石油和天然气资源,其中天然气主要聚集在古生界中,尤以上古生界碎屑岩致密砂岩天然气资源最为丰富[19-24]。鄂尔多斯盆地为多旋回克拉通盆地,经历了地质历史中的多期构造演化历程,现今构造可划分为6个二级构造单元[25],分别为伊盟隆起、天环凹陷、西缘冲断带、伊陕斜坡、晋西挠褶带和渭北隆起(图1a),其中伊陕斜坡是盆地油气聚集的主要构造单元。神木气田主体位于陕西省神木县境内,构造位置属于伊陕斜坡东北部,靠近盆地东侧晋西绕褶带,现今构造为平缓的西倾单斜,坡度小于1°,坡降为5～10 m/km[25]。

图1 鄂尔多斯盆地神木气田构造位置及地层柱状图

神木气田西侧依次为榆林气田和苏里格气田,南侧为子洲气田(图1a),主力产层为太原组和山西组,其中太原组是近年来重点开发层系,是低品质气藏的典型代表,也是本文研究的目的层。神木气田太原组沉积期为潮控三角洲与碳酸盐岩台地交互相沉积[4,17],海水由盆地东南部向研究区多次海侵(图1b),主要岩性为陆相砂泥岩与海相薄层灰岩互层,并夹多套厚度0.5～5 m的稳定煤层。根据海侵旋回及岩性变化,可将太原组自下向上划分为太2段和太1段(图1c),平均地层厚度分别为43.6 m和21.2 m,平均气层厚度为8.2 m,主力气层主要发育在太2段。目前,神木气田太原组钻井平均试气无阻流量为3.2×104m3,投产后油套压下降较快,开发上也表现出一定低效性[3]。

2 储层微观特征

2.1 岩石学及物性特征

神木气田太原组储层岩性以岩屑石英砂岩为主,其次为石英砂岩、岩屑砂岩及少量长石岩屑质石英砂岩(图2a),碎屑颗粒含量约为76.4%(表1)。其中,石英占碎屑总量的83.1%,岩屑为16.2%,长石为0.7%,因此“富石英、贫长石、岩屑含量较高”是太原组砂岩的主要特征之一。太原组砂岩碎屑成分成熟度高,Q/(F+R)指数达4.7,高于鄂尔多斯盆地上古生界砂岩Q/(F+R)指数平均值4.2[25];砂岩碎屑粒度以中—粗粒为主,磨圆度中等,以次棱—次圆状和次棱状为主,颗粒分选以中等为主,结构成熟度中等。

表1 鄂尔多斯盆地神木气田太原组储层填隙物统计Table 1 Statistics of reservoir interstitials in Taiyuan Formation of Shenmu Gas Field in Ordos Basin

图2 鄂尔多斯盆地神木气田太原组储层岩性及物性特征

太原组填隙物含量普遍较高,可达23.6%(表1),其中胶结物类型以伊利石(9.0%)和高岭石(0.7%)等黏土矿物为主(图3a,b);其次为碳酸盐胶结物(图3c,d),以铁白云石(1.7%)和菱铁矿(1.9%)

图3 鄂尔多斯盆地神木气田太原组储层微观特征

为主;另外还有泥铁质(1.3%)、硅质(1.1%)和少量黄铁矿(0.3%)(图3e-g)。杂基含量高是太原组砂岩的又一特征,平均含量6.8%;杂基类型主要为原杂基,部分保留了原始组分及形态(图3h),也有部分原杂基发生蚀变,形成了杂基溶孔(图3i,j)。一般来说,高含量的杂基对应沉积物重力流或山前冲积扇等沉积体系[27-28],指示水动力快速变化或快速堆积过程,这显然与太原组的海陆交互相沉积环境不符。研究区发育潮控三角洲及碳酸盐岩台地沉积,潮汐及海浪对太原组原始沉积物进行淘洗冲刷,不具备高杂基形成的沉积背景。

结合区域构造沉积演化特征及镜下杂基微观特征[28-29],认为研究区高杂基主要为太原组沉积期周边火山活动造成,大量火山灰以空降形式落入碎屑沉积物内,与陆源泥质组分混合形成沉凝灰质组分,并参与到沉积后作用。太原组杂基通常以孔隙充填产状分布,偏光显微镜下呈致密状(图3h),扫描电镜下呈细小的鳞片状或颗粒状混杂堆积(图3k),无固定晶形,能谱成分以伊利石和高岭石为主。与杂基不同,黏土矿物胶结物为成岩孔隙水析出,晶形大而完整,与自生石英、碳酸盐等胶结物共生(图3l),有一定世代关系,这是杂基与胶结物镜下的主要区别[27-28]。

物性分析(图2b)表明,太原组储层孔隙度主体介于4.0%～10.0%,平均孔隙度为8.4%,渗透率主体介于(0.10～ 0.70)×10-3μm2,平均渗透率为0.33×10-3μm2,按照李道品等[30]关于陆相碎屑岩储层分类标准,属于低孔—超低渗致密储层。

2.2 孔隙结构特征

2.2.1 孔喉类型

通过34块样品的铸体薄片、矿物成分定量扫描(QEMSCAN)及场发射扫描电镜等实验表明(图4a,图3i,j,m-p),太原组砂岩面孔率为1.73%,储集空间以岩屑溶孔(0.85%)为主,其次为杂基溶孔(0.50%)和粒间孔(0.23%),含少量晶间孔(0.08%)、长石溶孔(0.04%)及微裂缝(0.04%)。岩屑溶孔以喷发岩岩屑溶孔为主(图3m,n),具有典型的斑状结构,斑晶多为石英、长石等;杂基溶孔是研究区太原组特有的孔隙类型,当杂基内的凝灰质组分较多时,显微镜下为棕黄色或土黄色(图3h),凝灰质杂基相对于泥质杂基,火山成分更多,更易发生成岩蚀变,蚀变产物以伊利石和高岭石等黏土矿物为主,形成数量众多且孔径差异较大的杂基溶孔(图3i,j,o);粒间孔发育程度较低,与太原组砂岩中的高石英碎屑和高杂基相关,石英颗粒广泛发育的次生加大边(图3f)和高杂基导致原生粒间孔隙大量丧失,加之胶结物的沉淀充填,粒间孔几乎被消耗殆尽(图3p);晶间孔主要以高岭石晶间孔为主(图3b,i,j,n),太原组内广泛发育的伊利石也提供了一定晶间孔(图3a)。长石溶孔及微裂缝对太原组砂岩孔隙贡献有限,不常见。

图4 鄂尔多斯盆地神木气田太原组孔隙类型及结构参数直方图

太原组砂岩孔隙类型多样,但分布及大小不均,孔喉间的连通程度较差。从砂岩碎屑颗粒接触方式上看,颗粒间多以线接触和点—线接触为主,且颗粒间充填了相当数量的杂基和胶结物,进一步堵塞喉道,导致喉道以片状和缩颈型为主(图3j,o),管束状喉道不发育。

2.2.2 孔隙结构特征

压汞和CT成像扫描技术是研究致密储层孔隙结构的定量表征手段[31-32]。压汞实验是通过统计岩石在进汞和退汞过程中的压力及流量变化来获取孔隙内部结构参数,优点是实验压力高,可达220 MPa,能够表征的最小孔喉半径为3.7 nm[33]。通过6口井中13块太原组砂岩样品压汞数据(图4b)表明,汞进入最大孔喉的启动压力中等,平均排驱压力为0.47 MPa,喉道中值半径为0.76 μm,孔喉分选性中等,分选系数为2.15,变异系数为0.19,孔径分布略偏粗,歪度为0.5;汞能够进入孔隙的总量较高,最大进汞饱和度达82.8%,但退汞效率相对较低,平均41.5%,有效连通的孔隙数量较少。整体来看,太原组砂岩孔隙结构非均质性较强。

CT成像扫描技术是通过X射线穿透岩石过程中能量衰减的信息[32-34],来重建岩石孔隙及喉道的三维结构(图5a-c),优点是能够区分孔隙和喉道,并对其数量、体积、配位数等参数进行定量统计[35]。通过3块典型样品的CT成像扫描结果(图5)来看,太原组砂岩孔隙半径主体介于0～42 μm,平均为18.6 μm,喉道半径主体介于0～25 μm,平均为0.85 μm。从孔/喉数量分布(图5d)来看,0～10 μm尺度的孔隙和喉道数量占比最大,而10～40 μm尺度的较大孔隙和喉道数量占比小,分别为36.8%和23.2%,体现储层以众多微小孔/喉为主的结构特征。但从孔/喉体积分布(图5e)来看,10～40 μm尺度的较大孔隙为储集空间提供了绝大部分体积,占比达76.5%,该尺度下的喉道体积占比也达到了45.1%,表明太原组砂岩的主要储集空间集中在10～40 μm;而喉道则以0～10 μm尺度的细喉道为主,其次是10～40 μm尺度的较粗喉道,整体表现为小孔—细喉型孔喉组合。从孔/喉配位数分布(图5f)来看,配位数为1和2的孔隙数量最多,占孔隙总量的一半以上;而配位数大于2的孔隙数量有限,表明太原组储层孔喉连通性较差,无效及盲孔数量较大。对于致密砂岩储层而言,喉道大小及连通程度是影响渗透率的关键,因此太原组储层广泛发育的细喉道与较小的孔喉配位数,制约了储层的储集和渗流能力,是太原组低品质储层形成的根本原因。

图5 鄂尔多斯盆地神木气田太原组储层CT扫描成像特征及孔喉定量表征

3 低品质储层形成机理

3.1 高杂基含量对低品质储层形成的双重影响

神木气田太原组沉积期,是华北板块晚石炭世—早二叠世构造活动最为显著的时期,其中以华北板块北部古亚洲洋俯冲带安第斯型主动大陆边缘岩浆弧的发育为代表,大量花岗岩及花岗闪长岩从俯冲带向上侵入华北板块北缘,形成内蒙古古隆起[26,29,36-37]。内蒙古古隆起形成后,于晚古生代—早三叠世持续遭受抬升剥蚀,其火山岩记录也逐渐被剥蚀殆尽[26],从鄂尔多斯盆地现今周边物源岩性分布,仍可发现东西向分布的残余海西期花岗岩及花岗闪长岩(图1a)。此外,桑树勋等[37]、周安朝[38]、张拴宏等[39]等学者也先后在华北板块北部、东部及中部发现和识别了本溪组及太原组内部的火山事件沉积序列。这些都是晚石炭世—早二叠世内蒙古古隆起火山活动的重要证据。

内蒙古古隆起的岩浆侵入过程伴随着大量中—酸性火山灰向南漂移[29],降落在鄂尔多斯盆地内部。笔者对鄂尔多斯盆地不同地区太原组薄片鉴定统计后发现,太原组砂岩内的高杂基现象广泛存在,但纵向上杂基含量差异较大,表明火山灰在空中搬运距离广,但喷发过程为间歇性,当火山喷发能量较弱或火山处于休眠期时,太原组砂岩内的杂基含量随之减小。

由于杂基主要为火山灰沉降在水体和沉积物中,属于漂移搬运,因此杂基含量的高低与火山喷发强弱及火山灰漂移距离相关[38]。神木气田太原组砂岩内广泛发育的高含量杂基对储层产生一定影响。根据铸体薄片、物性分析等统计表明,杂基对砂岩的面孔率及孔隙度影响明显(图6a,b),而与渗透率相关性较低(图6c)。这是因为杂基主要充填于粒间孔内,低含量杂基通常形成于火山喷发强度较弱的时期,对粒间孔的破坏作用有限;当火山喷发强度增强时,杂基含量随之增加,对粒间孔的破坏增强。对于致密砂岩储层,渗透率往往受多因素控制。从孔渗相关性来看(图6d),太原组储层孔隙度对渗透率的影响有限,相关系数R2仅为0.378 1;而杂基对渗透率的影响也相对有限,相关系数R2仅为0.318 2。这是因为,太原组的主要孔隙类型为岩屑溶孔,其次为杂基溶孔和粒间孔,杂基是通过减少粒间孔和增加杂基溶孔来双重影响渗透率,即:早期杂基对储层主要是破坏作用,同时又为后期溶蚀作用提供了一定物质基础,改善了储集物性,因此杂基对渗透率的影响并不是简单的线性关系。但整体上,杂基含量越高,对储层造成的不利影响越大。

图6 鄂尔多斯盆地神木气田太原组杂基含量与储层关系

3.2 喷发岩岩屑是次生孔隙发育的主要物质基础

根据铸体薄片统计结果(图7a),神木气田太原组砂岩碎屑具有较高的岩屑含量,占碎屑总量的16.20%;岩屑组分以变质岩岩屑(12.61%)和岩浆岩岩屑(3.34%)为主,含少量沉积岩岩屑(0.25%),其中,变质岩岩屑以石英岩为主(图8a),其次为变质砂岩(图8b)、千枚岩、板岩及少量片岩等。由于变质岩组分以石英、黏土矿物为主,不易发生蚀变,多保留了其原始形态及组分,对次生孔隙的形成影响不大。

图7 鄂尔多斯盆地神木气田太原组储层岩屑类型及特征

图8 鄂尔多斯盆地神木气田太原组储层岩屑镜下特征(正交镜下)

岩浆岩岩屑以喷发岩岩屑(图8c,d)和隐晶岩岩屑为主,含少量花岗岩岩屑,其中喷发岩岩屑大多发生蚀变,蚀变产物多为伊利石和高岭石等黏土矿物,可见残余斑状结构或长石、石英等斑晶(图3m,n)。根据鄂尔多斯盆地现今周边源区岩性分布特征(图1a),神木气田太原组沉积期,内蒙古古隆起的中—酸性岩浆喷发至地表[39],形成了具有斑状结构的喷发岩和隐晶质结构的隐晶岩,由于中—酸性喷发岩的斑晶多为长石等易溶矿物,基质也为不稳定的玻璃质,这为太原组次生孔隙的发育提供了条件。根据岩屑溶孔含量与喷发岩岩屑含量关系来看(图7b),喷发岩岩屑与岩屑溶孔相关性良好,相关系数R2为0.479 1,表明喷发岩岩屑是岩屑溶蚀的主体,这与镜下观察到的现象一致。因此,喷发岩岩屑是太原组次生孔隙发育的主要物质基础。

隐晶岩的隐晶质结构相对喷发岩的长石斑晶和玻璃质基质,性质相对稳定,镜下也基本未发生蚀变作用;沉积岩岩屑一般在沉积物搬运过程中不易保存下来,含量整体较低,也不易发生蚀变,对太原组储层次生孔隙的贡献可忽略不计。

3.3 成岩作用改造是低品质储层形成的关键

成岩作用是碎屑岩储层微观特征的重要影响因素[40]。一般来说,沉积物沉积后经历的成岩作用类型主要有机械压实作用、压溶作用、胶结作用、交代作用及溶蚀作用[41],其中机械压实作用、压溶作用和胶结作用对储层的影响以破坏性为主,而溶蚀作用对储层的影响以建设性为主,是次生孔隙形成的关键。交代作用是由于成岩环境改变,新矿物代替原有矿物的作用,对孔隙的影响不大[42]。神木气田太原组砂岩经历了上述复杂的成岩作用过程,碎屑颗粒以点—线接触为主(图3d,h),压实作用较强,刚性石英碎屑组分高,导致后期石英压溶现象较常见(图3f);太原组砂岩填隙物含量普遍较高(表1),尤其是含量较高的杂基、碳酸盐和硅质胶结物对孔隙造成较大影响;喷发岩岩屑和凝灰质杂基的性质不稳定(图3i,m-o),为后期溶蚀作用提供了物质基础。神木气田太原组内部煤层和碳质泥岩的镜质体反射率Ro值普遍大于1.8%[4],且砂岩内伊利石(图3a,c,l,p)、含铁碳酸盐胶结物(图3c,d)等成岩晚期矿物的大量出现,指示了太原组主体成岩阶段处于晚成岩阶段B期。

目前,成岩作用的研究已趋于定量化,研究理论也日趋成熟[43-45],根据学者对碎屑岩储层孔隙演化的理论计算公式(表2),基于粒度分析及铸体薄片鉴定结果,分别求取Φ1、Φ2、Φ3、Φ4、Φ5等5个关键参数,其中Φ1代表原始孔隙度,由于原始孔隙度与碎屑颗粒的分选性关系密切,因此选用BEAARD和WEYL[43-44]关于砂岩原始孔隙度恢复方法求取Φ1(表2);Φ2代表压实作用后剩余孔隙度,可通过统计现今孔隙内的填隙物含量、粒间孔及填隙物溶孔对应的面孔率之和来反映;Φ3代表胶结作用后剩余孔隙度,胶结作用导致大量粒间孔丧失,因此现今残余粒间孔即为胶结作用后的剩余孔隙度;Φ4代表溶蚀作用增加孔隙度,所有溶蚀孔隙的面孔率之和即为溶蚀作用增加的孔隙度;Φ5代表计算目前孔隙度,数值为胶结作用后剩余孔隙度Φ3与溶蚀作用增加孔隙度Φ4之和。根据上述各参数的涵义,整个成岩过程中的减孔量=Φ1-杂基含量-Φ2-Φ3,增孔量为Φ4。

表2 鄂尔多斯盆地神木气田太原组砂岩孔隙演化定量计算方法

参考上述孔隙度演化计算方法,本文在考虑(凝灰质)杂基对沉积物充填的前提下,对神木气田太原组储层孔隙演化过程进行了计算(表3)。

表3 鄂尔多斯盆地神木气田太原组储层孔隙演化统计

结果表明,太原组砂岩骨架颗粒的平均原始孔隙度Φ1为36.5%,杂基充填后残余孔隙度为29.7%;经历压实作用(机械压实和压溶作用)后剩余孔隙度Φ2为13.8%;胶结作用进一步充填堵塞孔隙和喉道,剩余孔隙度Φ3仅为3.0%;之后溶蚀作用产生大量次生溶蚀孔,增加孔隙度Φ4为5.4%,极大改善了储集性能,最终形成了现今的低品质储层,计算现今孔隙度为8.4%。计算结果与物性分析实测孔隙度的误差δ介于-4.7%～5.3%,误差较小。

基于上述孔隙演化计算结果,结合前人对鄂尔多斯盆地东北部临兴地区太原组流体包裹体均一温度和成藏期次的研究成果[46],对太原组储层的致密史进行恢复,由于神木气田位于临兴地区北部约70 km,研究成果具有一定参考价值。临兴地区太原组流体包裹体均一温度介于75.9～165.7 ℃,主体介于85～140℃,主峰温度区间为100～130℃,综合临兴地区埋藏史,确定太原组油气充注时间为早—中侏罗世(220～146 Ma)[46]。

因此,距今220～146 Ma之前,为神木气田太原组储层的主要致密期(图9),孔隙度由原始的35.6%降为3.0%,先后经历了凝灰质杂基的同生沉积阶段(减孔量6.8%),早成岩阶段的压实作用(减孔量15.9%),以及中成岩阶段的胶结作用(减孔量10.8%),大量伊利石、高岭石、菱铁矿、白云石、黄铁矿等自生矿物从孔隙水中析出,并伴有部分凝灰质杂基和喷发岩岩屑的溶蚀;220～146 Ma期间,为太原组储层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,烃源岩成熟排出烃类及产生大量酸性流体,溶蚀作用加剧,大量次生溶蚀孔隙产生(增孔量5.4%),同时天然气聚集成藏,为“边致密边成藏”型储层。太原组储层的溶蚀过程持续时间长,直至晚白垩世末期,鄂尔多斯盆地整体抬升后才逐渐减弱[46-47]。该阶段地层埋深大,石英次生加大边及含铁碳酸盐明显增多,已进入晚成岩阶段。

图9 鄂尔多斯盆地神木气田太原组储层孔隙演化模式

值得注意的是,杂基及喷发岩岩屑在溶蚀产生次生孔隙的同时,也产生了相当数量的伊利石胶结物。彭磊等[18]认为这些纤维状、丝缕状及弯片状的伊利石充填于孔隙中,对太原组储层渗流能力也产生一定影响。此外,兰朝利等[17]认为太原组砂岩粒度与岩屑含量、溶蚀作用也存在一定关系,粒度越粗,岩屑含量越高,溶蚀作用越强烈,对储层的成岩改造越有利。因此,成岩作用过程是长期而复杂的,孔隙演化过程是各种成岩现象的综合表现,成岩作用改造对于太原组储层的形成至关重要。

3.4 构造反转气水调整导致低品质气藏最终定型

鄂尔多斯盆地天然气的成藏、分布与构造运动关系密切[47],尤其是位于盆地东部边缘的神木气田,受盆地构造沉降及抬升的影响更为突出[48]。如图10所示,早侏罗世之前,鄂尔多斯盆地构造相对稳定,地层持续沉降,沉积物主要经历了压实作用、压溶作用及胶结物的充填作用,并最终固结成岩。

图10 鄂尔多斯盆地构造演化及太原组低品质气藏形成模式

早侏罗世—晚白垩世(图10),受燕山运动东西向构造应力的挤压作用,鄂尔多斯盆地呈现西高东低的东倾单斜构造,盆地持续沉降升温,上古生界本溪组、太原组及山西组内部的煤系烃源岩成熟,不断向上古储层充注烃类[47]。有机质演化伴生的有机酸等物质进入太原组砂岩内部,形成大量次生溶孔,有效改善了储层物性。同时,天然气进入储层后发生气水分异,天然气向盆地西部构造高部位初次运聚,地层水则主要分布于盆地东部构造低部位[48]。太原组储层品质虽低,但经过漫长的烃类充注过程,也形成了较高丰度气藏。

晚白垩世末至今(图10),晚白垩世末期的燕山运动末幕导致鄂尔多斯盆地构造发生反转,盆地东部发生构造抬升,吕梁山隆升形成晋西挠褶带,盆地西部则处于沉降状态,形成了西倾单斜构造,一直持续至今[46]。构造反转导致上古生界储层气水重新调整,天然气向盆地东部构造高部位运聚,地层水则向盆地西部构造低部位调整[48-49]。由于神木气田处于盆地东部边缘,受晋西挠褶带断裂影响明显,天然气沿着断裂向上部逸散,导致连续气柱上升,含气层位较盆地中西部增多,但含气饱和度整体下降[47],气藏平均储量丰度为0.8×108m3/km2,明显低于盆地中部的苏里格气田(1.4×103m3/km2)和榆林气田(1.3×108m3/km2)等。

因此,构造反转气水重新调整导致神木气田太原组低品质气藏最终定型。从气藏开发效果上看,神木气田也明显不及周边气田。目前神木气田太原组主要采用水平井开发为主,平均日产量为1.3×104m3,稳产周期短;而西侧榆林气田投产的太原组水平井平均日产量达3.5×104m3,稳产周期长。这进一步验证构造反转对神木气田太原组气藏的影响是直接的和关键的,最终形成现今“物性差、丰度低、产能低、稳产弱”的低品质气藏。

4 结论

(1)神木气田太原组储层具有“富石英、富岩屑、岩屑含量较高”特征,杂基含量普遍较高,孔隙类型以岩屑溶孔和杂基溶孔为主,发育小孔—细喉型孔喉组合;孔隙结构非均质性较强,广泛发育的细喉道与较小的孔喉配位数,导致孔喉连通性较差,制约了储层的储集和渗流能力。

(2)神木气田太原组储层的形成主要受杂基、喷发岩岩屑含量及成岩作用的影响。内蒙古古隆起的火山活动为太原组提供了大量喷发岩岩屑及凝灰质杂基,喷发岩岩屑为次生孔隙的发育提供了主要物质基础,杂基对储层的形成具有双重影响,成岩溶蚀作用是能否形成有效储层的关键。燕山运动末幕的构造反转,最终导致神木气田现今低品质气藏的形成。

(3)在低孔—超低渗储层普遍发育的背景下,寻找高含量喷发岩岩屑和低含量杂基的发育区,深化储层成岩作用的宏观展布研究,选择受断裂影响较小、保存条件较好的岩性圈闭部署井位,是神木气田下一步的勘探重点。

利益冲突声明/Conflict of Interests

所有作者声明不存在利益冲突。

All authors disclose no relevant conflict of interests.

作者贡献/Authors’Contributions

张涛、巩肖可、黄朝、曹青赟参与论文研究框架设计及撰写工作;孟凤鸣、董占民参与了储层的分析测试工作;张涛、陈朝兵、王恒力参与了论文的修改工作。所有作者均阅读并同意最终稿件的提交。

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.