慶陽深層煤成氣大氣田發(fā)現(xiàn)與地質(zhì)認(rèn)識(shí)

付金華，魏新善，羅順社，左智峰，周虎，劉寶憲，孔慶芬，戰(zhàn)沙，南珺祥

（1.中國石油長慶油田公司，西安 710018；2.低滲透油氣田勘探開發(fā)國家工程實(shí)驗(yàn)室，西安 710018；3.中國石油長慶油田公司勘探開發(fā)研究院，西安 710018；4.非常規(guī)油氣湖北省協(xié)同創(chuàng)新中心（長江大學(xué)），武漢 430100；5.中國石油長慶油田公司勘探事業(yè)部，西安 710018）

1 地質(zhì)概況

鄂爾多斯盆地面積為 25×104km2，基底為太古宇及古元古界變質(zhì)巖系，沉積蓋層發(fā)育長城系、薊縣系、震旦系、寒武系、奧陶系、石炭系、二疊系、三疊系、侏羅系、白堊系、第三系和第四系，缺失志留系和泥盆系，總厚度為5 000～10 000 m，具有下部為海相、上部為陸相沉積的雙層結(jié)構(gòu)。如果按已經(jīng)規(guī)模開發(fā)的最大埋深氣藏（3 900 m）計(jì)算，盆地蓋層中還有近1 100～6 100 m厚的深層沒有貢獻(xiàn)天然氣儲(chǔ)量和產(chǎn)量。因此，深層氣藏是鄂爾多斯盆地近期值得探索的新領(lǐng)域。按勘探層系分析，盆地本部深層新領(lǐng)域主要是古生界和元古界，本文基于慶陽深層煤成氣大氣田的發(fā)現(xiàn)，主要討論上古生界深層煤成氣氣藏。

盆地上古生界從下至上依次發(fā)育上石炭統(tǒng)本溪組，下二疊統(tǒng)太原組、山西組，中二疊統(tǒng)上、下石盒子組和上二疊統(tǒng)石千峰組，在沉積上表現(xiàn)為一套由海相到陸相的海侵—海退的完整旋回。下部上石炭統(tǒng)、下二疊統(tǒng)發(fā)育海相—海陸過渡相煤系，上部中、上二疊統(tǒng)發(fā)育陸相地層。下部煤系經(jīng)過熱演化成為主要烴源巖，源內(nèi)及其鄰近烴源巖的致密砂巖為主要儲(chǔ)集體，具有普遍含氣的特點(diǎn)。目前，在盆地上古生界各組段均發(fā)現(xiàn)了致密砂巖氣藏，但分布不均，其中以太原組、山西組，下石盒子組儲(chǔ)量最為豐富，深度主要為3 500 m以淺的中、淺層氣藏。平面分布上，已探明的蘇里格、榆林等大中型氣田主要分布在盆地伊陜斜坡構(gòu)造單元的北部和東部，盆地南部在慶陽氣田之前未發(fā)現(xiàn)大氣田。從盆地尺度上分析，伊陜斜坡上古生界這套煤系，埋深變化具有從東到西、從北向南逐漸加大的特點(diǎn)。因此，盆地西南部是這套煤系埋深比較大的區(qū)域，探井揭示的煤系最大埋深超過4 500 m。如果將盆地上古生界已探明的氣田埋深與煤系烴源巖的埋深對(duì)比可以發(fā)現(xiàn)，3 500 m以深近1 000 m厚的煤系烴源巖在慶陽氣田之前未發(fā)現(xiàn)大氣田，這與盆地煤系烴源巖“廣覆式生烴、近距離運(yùn)移聚集”的煤成氣地質(zhì)認(rèn)識(shí)相矛盾[1-2]，因此，盆地西南部深層烴源巖分布區(qū)域大氣田的勘探與發(fā)現(xiàn)，為驗(yàn)證煤成氣地質(zhì)認(rèn)識(shí)的科學(xué)性提供了依據(jù)。

目前深層油氣藏勘探已經(jīng)成為全球含油氣盆地的熱點(diǎn)之一[3-4]。近十幾年來，隨著中國天然氣成藏地質(zhì)理論認(rèn)識(shí)的發(fā)展和工程技術(shù)的不斷進(jìn)步，在深層碳酸鹽巖、碎屑巖和火山巖 3大領(lǐng)域都取得了一系列天然氣勘探重大突破，形成了四川盆地中部和東北部以及塔里木盆地庫車坳陷等數(shù)個(gè)萬億立方米的深層大氣區(qū)。但就深層概念而言，國內(nèi)外并沒有統(tǒng)一的界限，目前存在3 500 m、4 000 m、4 500 m、5 000 m等多種深層界限劃分方案[5-6]。在鄂爾多斯盆地，將埋深大于4 000 m的氣藏稱之為深層氣藏。在這一界限以深，天然氣勘探程度較低，成烴、成儲(chǔ)、成藏等基本天然氣成藏條件和富集規(guī)律還不十分清楚，勘探開發(fā)成本也較大，慶陽大氣田的發(fā)現(xiàn)為研究深層天然氣藏成藏地質(zhì)條件提供了有利條件。

圖1 慶陽大氣田位置圖

2018年，在盆地伊陜斜坡西南部隴東地區(qū)探明了慶陽大氣田（見圖1）。與盆地北部蘇里格等大氣田類比，氣田不但具有儲(chǔ)集層致密、低孔、低滲、低豐度、低壓等共性特征，也有其特殊性：①深層勘探程度低，砂體分布不如盆地北部大面積穩(wěn)定分布，變化較大，沉積相演化規(guī)律不清楚，需要重新弄清其沉積特征；②烴源巖熱演化程度高，生烴潛力不清，含氣富集區(qū)變化大，需要深化高熱演化煤系烴源巖生烴機(jī)理研究；③氣藏埋藏深度大，直井單井產(chǎn)量低，勘探開發(fā)成本較高，經(jīng)濟(jì)有效開發(fā)面臨挑戰(zhàn)，需要進(jìn)行開發(fā)方式創(chuàng)新和技術(shù)攻關(guān)?；谏鲜鲭y點(diǎn)與問題，通過野外地質(zhì)露頭、巖心觀察，普通、鑄體以及陰極發(fā)光薄片鑒定，Ro等地球化學(xué)指標(biāo)、碳同位素組成、包裹體、X-衍射、電子顯微鏡和能譜等配套測試分析，開展了深、中、淺層煤成氣藏成烴、成儲(chǔ)和成藏條件對(duì)比綜合研究，對(duì)深層氣藏的特征進(jìn)行剖析，研究其烴源巖和氣藏地球化學(xué)特征，開展了深層儲(chǔ)集體儲(chǔ)集質(zhì)量評(píng)價(jià)等工作，揭示了深層煤成氣成藏特征及其控制因素。在天然氣開發(fā)方面，按照深層致密砂巖氣藏地質(zhì)特征，對(duì)勘探開發(fā)一體化方法進(jìn)行創(chuàng)新，開展了以提高單井產(chǎn)量為核心的關(guān)鍵技術(shù)攻關(guān)，建立了“骨架直井解剖砂體、水平井集中開發(fā)”深層致密砂巖大氣田經(jīng)濟(jì)有效開發(fā)模式。總之，慶陽深層煤成氣致密砂巖大氣田發(fā)現(xiàn)與地質(zhì)認(rèn)識(shí)的深化研究，無論是對(duì)煤成氣地質(zhì)理論的發(fā)展，還是在勘探方法、技術(shù)配套和氣藏經(jīng)濟(jì)有效開發(fā)方面，為鄂爾多斯盆地西南部形成千億立方米規(guī)模天然氣田提供了地質(zhì)依據(jù)與技術(shù)支撐。

2 隴東地區(qū)油氣勘探歷程

石油勘探階段（2000年以前）：1973年長慶油田完成的由吳起到鎮(zhèn)原（剖1井—剖14井）和土橋經(jīng)慶陽到太白（剖18井—剖26井、慶36井）的兩條綜合勘探大剖面，共計(jì)24口探井，為后來油氣勘探大發(fā)現(xiàn)在地質(zhì)認(rèn)識(shí)和井筒技術(shù)攻關(guān)等方面做出了重要貢獻(xiàn)。這一階段石油勘探以馬嶺油田的發(fā)現(xiàn)、探明和開發(fā)為標(biāo)志，取得了突破性進(jìn)展，建成了百萬噸油田。50年以來，隴東地區(qū)一直以石油勘探為主，直至2000年西峰大油田的發(fā)現(xiàn)與探明，再次實(shí)現(xiàn)了隴東地區(qū)石油勘探的新突破。目前，隴東地區(qū)原油年產(chǎn)量達(dá)近1 000×104t。

天然氣區(qū)域勘探階段（2000—2012年）。2000年以來，長慶油田在成功勘探開發(fā)盆地北部靖邊、榆林、蘇里格、神木等大氣田的同時(shí)，以大面積致密砂巖氣成藏理論為指導(dǎo)[2]，在盆地西南部開展天然氣區(qū)域勘探。2003年，部署的鎮(zhèn)探1井在二疊系山西組山1段試氣獲5.5×104m3/d工業(yè)氣流后，先后在慶城、鎮(zhèn)原、寧縣3個(gè)區(qū)域進(jìn)行天然氣勘探。2004—2012年，在鎮(zhèn)探1井東北部和北部50 km處，分別甩開實(shí)施了慶探1井和慶探2井兩口區(qū)域探井鉆探，其中慶探1井在山1段試氣獲6.62×104m3/d工業(yè)氣流，慶探2井在二疊系下石盒子組盒8段試氣獲5.46×104m3/d工業(yè)氣流，進(jìn)一步揭示了該地區(qū)深層上古生界煤成氣良好的勘探潛力，明確了山1和盒8段為主力氣層發(fā)育段（見圖2）。

圖2 慶陽氣田上古生界山1段氣層綜合柱狀圖

勘探開發(fā)一體化階段（2013—2017年）。這一階段，在加強(qiáng)成藏地質(zhì)條件研究和目標(biāo)評(píng)價(jià)的同時(shí)，在慶探1、慶探2和城探3等多個(gè)含氣富集區(qū)，開展勘探開發(fā)目標(biāo)優(yōu)選評(píng)價(jià)。盒8段和山1段共落實(shí)三級(jí)地質(zhì)儲(chǔ)量超2 000×108m3，極大地增強(qiáng)了西南部天然氣勘探信心。同時(shí)，選擇慶探 1井含氣富集區(qū)塊進(jìn)行開發(fā)初期評(píng)價(jià)。評(píng)價(jià)初期以直井為主，由于氣藏埋藏較深、單井投資大、深層致密砂巖氣藏開發(fā)技術(shù)不完善等因素，部分直井開發(fā)效益較差。從2014年起，以提高氣井單井產(chǎn)量為目標(biāo)，進(jìn)一步優(yōu)選含氣富集開發(fā)區(qū)塊，開展深層致密砂巖氣藏水平井壓裂改造開發(fā)適應(yīng)性試驗(yàn)，形成了“骨架直井解剖砂體、水平井集中開發(fā)”模式，實(shí)現(xiàn)了區(qū)塊效益開發(fā)。2017—2018年，圍繞慶探1井含氣富集開發(fā)區(qū)塊，進(jìn)一步開展水平井開發(fā)試驗(yàn)和試采，9口水平井單井無阻流量為（15.2～102.9）×104m3/d，平均為61.42×104m3/d，水平井增產(chǎn)效果顯著，經(jīng)濟(jì)效益開發(fā)前景良好。

2018年，經(jīng)國家儲(chǔ)委審定和批準(zhǔn)，在慶探1井區(qū)山1段含氣富集區(qū)探明天然地質(zhì)儲(chǔ)量318.86×108m3，氣藏中部埋深平均為4 276.0 m，命名為慶陽氣田。另外，慶陽氣田還有預(yù)測地質(zhì)儲(chǔ)量超千億立方米，無論是按照地質(zhì)儲(chǔ)量大于 300×108m3為大氣田[7]，還是按照技術(shù)可采儲(chǔ)量大于250×108m3為大氣田，同時(shí)參照大于4 000 m為深層氣藏劃分方案，慶陽氣田均可歸屬于深層大氣田。

3 氣藏地質(zhì)特征

3.1 構(gòu)造平緩，無邊水、底水，圈閉界線不明顯

慶陽大氣田位于鄂爾多斯盆地伊陜斜坡構(gòu)造單元的西南下傾部位，主力產(chǎn)氣層位山 1段頂部構(gòu)造形態(tài)為寬緩的西傾單斜，坡降（6～10）m/km，傾角不足1°（見圖3）。在單斜背景上，發(fā)育多排北東走向的低緩鼻隆，鼻隆幅度一般10 m左右，寬4～5 km，長25～30 km，這些鼻隆構(gòu)造對(duì)氣藏不起控制作用。儲(chǔ)集體為曲流河邊灘相砂體，多期邊灘單砂體疊置形成砂體帶，呈南西—北東向不規(guī)則展布，向砂體帶兩側(cè)，砂體厚度變薄，物性、含氣性隨之變差，表現(xiàn)出非均質(zhì)性較強(qiáng)，氣藏受巖性、物性影響變化較大的特點(diǎn)。在提交探明儲(chǔ)量時(shí)，很難用現(xiàn)有的技術(shù)方法確定其邊界，氣藏邊界往往為人工邊界（見圖3），具有致密砂巖氣藏邊界不明顯的基本特點(diǎn)。儲(chǔ)集砂體上部為中厚層砂質(zhì)泥巖、泥巖，構(gòu)成了氣藏的蓋層。氣田出水井點(diǎn)在平面上分布比較零散，屬局部地層滯留水，水型為CaCl2型，最大礦化度為120.17 g/L。通過水平井開發(fā)試采，氣藏整體未見邊、底水，水動(dòng)力不活躍，屬彈性驅(qū)動(dòng)層狀定容氣藏（見圖4）。

圖3 慶陽大氣田構(gòu)造圖

3.2 儲(chǔ)集層致密，以溶蝕孔、粒間孔、晶間孔為主

山 1段儲(chǔ)集層以石英砂巖和巖屑石英砂巖為主，石英及石英質(zhì)巖屑平均含量為84.5%，巖屑含量平均為15.3%，長石含量極少或消失。17口井708塊巖心樣品測試分析表明，儲(chǔ)集層孔隙度主要為4%～10%，平均為6.0%，中值為5.7%，平均值與中值相近，表明孔隙度分布離散性較小，分布較為均勻；滲透率主要為（0.01～1.00）×10-3μm2，平均 0.64×10-3μm2，中值為0.56×10-3μm2。按照現(xiàn)行標(biāo)準(zhǔn)[8]，該區(qū)為致密砂巖儲(chǔ)集層。儲(chǔ)集層孔隙度與滲透率具有較好的相關(guān)性（見圖5），其中，滲透率 0.10×10-3μm2對(duì)應(yīng)孔隙度 4%，而蘇里格南區(qū)山 1段儲(chǔ)集層的同樣滲透率值對(duì)應(yīng)的孔隙度卻增大至5%左右。相對(duì)而言，慶陽大氣田儲(chǔ)集層單位孔隙度貢獻(xiàn)的滲透率相對(duì)較高，儲(chǔ)集層滲流能力也相對(duì)較強(qiáng)。值得一提的是，山 1段氣藏儲(chǔ)集層孔隙度8%對(duì)應(yīng)的滲透率就超過了 1.0×10-3μm2，與一般致密砂巖概念中統(tǒng)計(jì)的孔隙度和滲透率上限（孔隙度小于10%，滲透率小于1.0×10-3μm2）所要求的孔隙度要低2%，這進(jìn)一步說明山1段氣藏儲(chǔ)集層滲流能力相對(duì)較強(qiáng)。從圖5進(jìn)一步分析，深層還發(fā)育滲透率大于1.0×10-3μm2的常規(guī)儲(chǔ)集層，占比超過5%。由于實(shí)際分析樣品很難全部反映裂縫對(duì)滲透率的貢獻(xiàn)，深層常規(guī)儲(chǔ)集層所占比例應(yīng)該會(huì)更高。

儲(chǔ)集層主要發(fā)育巖屑溶孔、粒間孔、晶間孔 3類孔隙組合，且以次生溶蝕孔隙為主，部分井發(fā)育微裂縫和宏觀裂縫?？偯婵茁蕿?.96%，巖屑溶孔、粒間孔、晶間孔三者約占總面孔率的 87.1%（見圖6）。孔隙總體為孔喉大、分選好、粗歪度，排驅(qū)壓力為0.34～3.73 MPa，平均值為 1.51 MPa；中值壓力為 1.09～10.59 MPa，平均為 4.55 MPa；中值喉道半徑為 0.02～0.91 μm，平均為 0.20 μm?？紫督Y(jié)構(gòu)為小孔細(xì)喉型，但排驅(qū)壓力相對(duì)較小，滲流能力相對(duì)較強(qiáng)。

3.3 氣藏為深層、異常低壓、干氣、無硫氣藏

圖4 慶陽氣田隴38 井—慶1-8-59C1 井山1 氣藏剖面圖

慶陽氣田氣藏中部埋深平均為4 276 m，比位于盆地東部的米脂氣田埋深凈增加2 000 m。氣藏實(shí)測地層壓力值為 33.92～40.16 MPa，平均地層壓力為 37.49 MPa，壓力系數(shù)為 0.88，為異常低壓氣藏。氣藏壓力與盆地北部蘇里格等致密砂巖氣藏相似，都具有異常低壓特征。氣藏平均甲烷含量 96.90%，氣藏中未見H2S，屬無硫干氣氣藏。

圖5 慶陽氣田山1段砂巖儲(chǔ)集層分析孔隙度與滲透率關(guān)系圖（17口井708塊樣品分析結(jié)果）

圖6 慶陽氣田山1段砂巖儲(chǔ)集層孔隙類型分布圖

4 地質(zhì)認(rèn)識(shí)

4.1 盆地西南部上古生界沉積、埋藏與剝蝕演化特征

從構(gòu)造位置分析，慶陽氣田處于構(gòu)造活動(dòng)性相對(duì)較強(qiáng)的渭北隆起和西緣沖斷帶兩個(gè)構(gòu)造單元所夾持的三角區(qū)域。受其影響，上古生界的沉積、埋藏與剝蝕特征相對(duì)比較復(fù)雜。

沉積期厚度減薄。奧陶紀(jì)末期，受加里東構(gòu)造運(yùn)動(dòng)影響，鄂爾多斯盆地所屬的華北地塊整體抬升剝蝕，缺失了志留系、泥盆系及下石炭統(tǒng)。從晚石炭世開始，鄂爾多斯盆地結(jié)束了長達(dá)1.3～1.4億年的抬升與剝蝕，開始接受沉積。由于當(dāng)時(shí)伊陜斜坡為克拉通盆地陸表海沉積背景，表現(xiàn)為構(gòu)造沉降緩慢、古地形平緩、水體較淺，受其控制，使得伊陜斜坡上古生界沉積厚度變化較小。但是，受中央古隆起影響，西南部上石炭統(tǒng)本溪組與下二疊統(tǒng)太原組沉積表現(xiàn)出向西南方向超覆的特征，本溪組在氣田范圍全部缺失，太原組在西南部缺失（見圖7）。山西組沉積期是填平補(bǔ)齊階段，與中東部地區(qū)相比，山西組沉積厚度只減薄了 10～20 m，說明中央古隆起這一時(shí)期對(duì)沉積的影響基本消失。總體而言，西南部上古生界厚度比盆地中東部減薄130 m，沉積厚度只有900 m，是伊陜斜坡上古生界沉積厚度相對(duì)較薄的地區(qū)。

圖7 鄂爾多斯盆地西南部上古生界分布圖

埋藏期厚度增大。與沉積期厚度減薄相反，埋藏期西南部地區(qū)上古生界的上覆地層厚度卻是反而增大的。從沉積演化分析，上古生界與中生界三疊系為連續(xù)沉積，其上依次接受了三疊系、侏羅系、白堊系和新生界沉積。受秦嶺造山帶會(huì)聚造山活動(dòng)影響[9-10]，在其前陸方向南部的盆地產(chǎn)生了撓曲沉降。三疊系—上侏羅統(tǒng)沉積時(shí)，盆地的沉降中心在位置上偏于南部，物源供給比較充足，水動(dòng)力作用較強(qiáng)，構(gòu)造沉降大，沉積厚度較大，全盆地總體表現(xiàn)為南厚北薄、南深北淺特征。晚侏羅世—白堊紀(jì)盆地構(gòu)造格局調(diào)整為東升西降，盆地西南部又處于西部沉降區(qū)，白堊系沉積厚度超過1 000 m[11]?，F(xiàn)今西南部中生界殘留厚度平均達(dá)3 800 m，為伊陜斜坡中生界殘留厚度最大地區(qū)。

盆地西南部剝蝕區(qū)是剝蝕厚度最小的地區(qū)。鄂爾多斯盆地是一個(gè)多旋回疊合盆地。上古生界沉積后，中生代曾經(jīng)歷了 4次大的構(gòu)造變動(dòng)[12]，分別是三疊紀(jì)末期、中侏羅世、晚侏羅世末期和早白堊世末期，其中早白堊世志丹群沉積之后為三疊紀(jì)以來最為強(qiáng)烈的一期全盆抬升剝蝕，次之是發(fā)生在中侏羅世之后的構(gòu)造抬升剝蝕，另兩次剝蝕事件相對(duì)較弱。不同學(xué)者用不同方法對(duì)中生界剝蝕厚度進(jìn)行的估算結(jié)果顯示[13-16]，全盆地最大剝蝕厚度發(fā)生在盆地東部，最大剝蝕量大于2 000 m。盆地西南部剝蝕厚度一般小于800 m，是伊陜斜坡中生界剝蝕厚度最小的地區(qū)。

盆地西南部新生界沉積不發(fā)育，第四系黃土在隴東地區(qū)直接覆蓋在白堊系志丹統(tǒng)環(huán)河組之上，厚度一般為150 m左右。受黃土塬溝谷下切影響，地形高差變化較大，位于溝谷底部的氣層埋深減小，而處于塬梁上的氣層埋深加大，但這種地形高差變化并沒有影響氣藏為深層的特征。總之，中生界沉積厚度大，后期剝蝕厚度小，使盆地西南部上古生界埋深加大，成為現(xiàn)今煤系深層大氣田的發(fā)育地區(qū)。

4.2 深層高熱演化薄層煤源巖生烴，天然氣碳同位素組成系列倒轉(zhuǎn)

鄂爾多斯盆地上古生界本溪組、太原組和山西組均發(fā)育2～5層煤層。煤層、炭質(zhì)泥巖和暗色泥巖組合形成的煤系烴源巖具有廣覆式生烴特征[1-2,17-20]，這已經(jīng)被多個(gè)大氣田的發(fā)現(xiàn)與勘探所證實(shí)。生烴模擬實(shí)驗(yàn)和生烴量計(jì)算證實(shí)[21-26]，在煤巖、炭質(zhì)泥巖和暗色泥巖 3類烴源巖中，煤巖為主要烴源巖，生烴量占煤系烴源巖總量的 87%。已發(fā)現(xiàn)的大氣田與煤巖累計(jì)厚度統(tǒng)計(jì)分析表明，上古生界各大氣田的煤巖累計(jì)厚度為6～25 m，蘇里格大氣田為6～20 m，榆林和子洲大氣田為10～15 m，神木大氣田為15～25 m。慶陽大氣田所在的隴東地區(qū)，由于受加里東運(yùn)動(dòng)和盆地中央古隆起影響，上古生界缺失了本溪組煤層，太原組煤層減薄。煤巖主要發(fā)育于山西組山2段，煤巖厚度為2～4 m，暗色泥巖厚20～60 m，具有東北厚西南薄的特征，與其他大氣田相比，煤巖厚度明顯較薄。但是，慶陽氣田煤巖Ro值為2.17%～3.02%，平均值為2.48%，而埋藏較淺的盆地東北部神木氣田烴源巖Ro值僅為1.2%～1.4%，埋藏相對(duì)較大的東部榆林氣田烴源巖Ro值為1.2%～1.8%，埋藏相對(duì)較深的蘇里格大氣田烴源巖Ro值為1.4%～2.0%，因此，慶陽大氣田煤巖厚度雖然較薄，但是熱演化程度最高，達(dá)到了過成熟演化階段，比其他大氣田高出0.87%～1.02%。由于煤巖具有持續(xù)生氣特征，在Ro值為 2.0%～5.0%時(shí)仍有 25%的生氣能力[26]，因此，煤巖的高熱演化生烴使得薄層煤巖仍具有較大的生氣潛力，慶陽氣田的勘探與發(fā)現(xiàn)支持了室內(nèi)實(shí)驗(yàn)結(jié)論。

隴東地區(qū)上古生界煤巖TOC值為 40.23%～91.32%（見表1），山2段TOC值平均為66.35%，太原組TOC值平均為64.11%。山2段和太原組暗色泥巖的TOC平均值分別為3.15%和5.28%。就可溶有機(jī)質(zhì)含量而言，煤系烴源巖較低，山 2段和太原組煤層氯仿瀝青“A”分別為0.105 8%和0.108 0%，暗色泥巖為0.005 5%和0.010 5%。與全盆地上古生界煤系烴源巖相比，隴東地區(qū)的生烴潛量也明顯偏低。全盆地煤巖平均生烴潛量約100 mg/g，隴東地區(qū)山2段煤層僅12.62 mg/g，全盆地上古生界暗色泥巖生烴潛量平均為 3 mg/g，隴東地區(qū)約為0.4 mg/g。隴東地區(qū)可溶有機(jī)質(zhì)含量和生烴潛量明顯偏低的原因，一方面與有機(jī)質(zhì)的高熱演化階段有關(guān)，另一方面也表明研究區(qū)上古生界煤系烴源巖發(fā)生了強(qiáng)烈的生、排烴過程，使得殘留液態(tài)烴含量和生烴潛量顯著降低。

表1 隴東地區(qū)上古生界氣源巖有機(jī)質(zhì)豐度統(tǒng)計(jì)表

隴東地區(qū)山 2段烴源巖整體達(dá)過成熟階段（煤巖為貧煤-無煙煤），這種高熱演化特征是正常沉積埋藏增熱作用與早白堊世構(gòu)造熱異常疊加的結(jié)果[27-28]，熱異常區(qū)主要分布在盆地南部的慶陽—富縣—延安—吳起一帶，隴東地區(qū)位于熱異常區(qū)域的西部，這期構(gòu)造熱事件對(duì)于烴源巖天然氣生成具有明顯的控制作用。隨著變質(zhì)程度的加深，煤巖中氯仿瀝青“A”含量的變化規(guī)律一般是：泥炭很低，至肥煤（Ro值為0.9%～1.2%）變高，肥煤至焦煤階段（Ro值為1.2%～1.5%）變化不大，均在高峰期，無煙煤（Ro值大于2.5%）階段最低[29]。根據(jù)煤巖生烴機(jī)理，煤巖中的可溶有機(jī)質(zhì)一方面由Ⅲ型干酪根降解生成，另一方面也會(huì)裂解成氣而消耗。當(dāng)煤源巖熱演化達(dá)到過成熟階段后，煤巖中液態(tài)烴缺乏新的生成供給，整個(gè)體系中液態(tài)烴以發(fā)生高溫裂解為主，大量消耗生成天然氣，使得煤巖中可溶有機(jī)質(zhì)含量顯著降低，煤層中的液態(tài)烴也作為一種干酪根裂解成氣的接力氣源增加了系統(tǒng)的生氣量。因此，現(xiàn)今煤巖中的氯仿瀝青“A”含量對(duì)于烴源巖評(píng)價(jià)不具有代表性，也不能用現(xiàn)今高熱演化煤系烴源巖的各項(xiàng)參數(shù)進(jìn)行生烴潛力評(píng)價(jià)[21]，應(yīng)根據(jù)生烴模擬實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)進(jìn)行恢復(fù)才能得到正確的結(jié)果[22-24]。

根據(jù)天然氣組分碳同位素組成測試結(jié)果（見表2），隴東地區(qū)山 1段天然氣的δ13C1值分布于-29.5‰～-24.1‰，平均為-27.14‰；δ13C2分布范圍較廣，為-33.6‰～-23.0‰，平均為-29.46‰，5組測試數(shù)據(jù)中，3組樣品的δ13C2值小于-28.5‰，占統(tǒng)計(jì)數(shù)量的80%；δ13C3值偏輕顯著，主要分布于-32.9‰～-25.5‰，平均為-30.24%，80%的測試樣品小于-26.5‰。

表2 鄂爾多斯盆地上古生界天然氣組分碳同位素組成表

與盆地其他區(qū)塊相比（見表2），隴東地區(qū)上古生界天然氣組分碳同位素組成特征與區(qū)域熱演化程度同樣達(dá)過成熟階段的蘇里格南部、高橋和宜川—黃龍地區(qū)相近，均表現(xiàn)出δ13C1偏重、典型“煤成氣”特征，而C2+重?zé)N組分δ13C值卻具有顯著偏輕的特點(diǎn)。區(qū)域熱演化程度相對(duì)較低的盆地東北部和蘇里格大部，上古生界天然氣組分碳同位素組成整體偏重，δ13C1值平均為-30.2%，δ13C2值為-24.54%，δ13C3值為-24.4%。

鄂爾多斯盆地上古生界烷烴氣組分碳同位素組成分餾模式與區(qū)域熱演化程度關(guān)系密切。盆地東北部上古生界煤系烴源巖有機(jī)質(zhì)熱演化程度較低（Ro值小于1.7%），烷烴氣組分呈正碳同位素組成系列，即δ13C1＜δ13C2＜δ13C3；蘇里格地區(qū)有機(jī)質(zhì)熱演化程度相對(duì)增高（Ro值為1.7%～2.0%），天然氣中δ13C2＞δ13C3，部分倒轉(zhuǎn)普遍發(fā)生[30-32]；盆地西南部隴東地區(qū)煤系氣源巖有機(jī)質(zhì)熱演化已達(dá)過成熟階段（Ro值為2.17%～3.02%），天然氣中δ13C1、δ13C2、δ13C3完全倒轉(zhuǎn)（δ13C1＞δ13C2＞δ13C3），具有負(fù)碳同位素組成系列特征，其形成主要與過成熟或高溫（大于200 ℃）烴源巖演化有關(guān)[30-31]。這一變化規(guī)律也說明煤巖過成熟演化是形成負(fù)碳同位素組成系列的主要控制因素，負(fù)碳同位素組成系列應(yīng)是深層煤成氣的標(biāo)志之一。

4.3 沉積砂體物源與沉積特征

鄂爾多斯盆地在晚古生代處于華北地塊西部，北接海西期興蒙造山帶，南鄰秦嶺褶皺帶，形成了西北高、東南低的“箕狀”古構(gòu)造格局。關(guān)于盆地北部晚古生代物源、沉積充填與興蒙造山帶的耦合關(guān)系，許多學(xué)者從多個(gè)方面進(jìn)行了分析研究[33-34]，認(rèn)為北部興蒙造山帶物源區(qū)快速抬升，為盆地北部蘇里格等氣田大面積砂體形成提供了充足的碎屑物質(zhì)，形成了多個(gè)近南北向分布的儲(chǔ)集砂體帶。隨著盆地南部特別是西南部天然氣區(qū)域勘探的展開，秦嶺造山帶演化與盆地南部古生代沉積耦合關(guān)系受到了廣泛關(guān)注[35-36]，許多研究人員從碎屑組分、重礦物，微量元素等方面證實(shí)了晚古生代北秦嶺造山帶隆升，向盆地南部提供了物源，但是關(guān)于物源區(qū)的類型，以及是否與祁連造山帶有關(guān)還需進(jìn)行研究。

筆者曾對(duì)盆地西南部山1段碎屑鋯石進(jìn)行LA-ICPMS U-Pb測年分析[37]，研究表明，105個(gè)巖漿成因的碎屑鋯石年齡分布可劃分為4個(gè)組：①260～340 Ma，占總樣品數(shù)的21.9%，其來源主要為晚古生代北秦嶺和西秦嶺構(gòu)造帶隆升剝蝕提供；②370～470 Ma，占總樣品數(shù)的24.8%，其來源主要是早古生代北秦嶺、西秦嶺構(gòu)造帶和北祁連造山帶部分隆升區(qū)剝蝕提供；③1 600～2 000 Ma，占總樣品數(shù)的32.4%；④2 300～2 600 Ma，占總樣品數(shù)的 15.2%，其來源主要是華北板塊基底結(jié)晶巖系的隆升剝蝕區(qū)，暗示造山帶剝蝕較深。結(jié)合秦嶺造山帶構(gòu)造演化研究成果[38]，盆地南部二疊紀(jì)盆山耦合的沉積響應(yīng)為：距今500 Ma左右的晚寒武世初，商丹洋閉合、弧陸碰撞，二郎坪盆地開始形成；距今450 Ma左右北秦嶺抬升，并引起盆地南部抬升剝蝕；距今420 Ma左右二郎坪盆地閉合，北秦嶺開始快速抬升，至距今360 Ma后持續(xù)緩慢抬升，造成盆地南部剝蝕夷平，中奧陶統(tǒng)—下石炭統(tǒng)沉積缺失；晚古生代以來，南秦嶺南部伸展拉張，至石炭紀(jì)勉略洋盆形成。早二疊世勉略洋盆開始俯沖消減、擠壓，使北秦嶺造山帶隆升加劇剝蝕，向盆地南部提供物源。盆山耦合的沉積響應(yīng)分析表明，在晚古生代北秦嶺造山帶、西南部西秦嶺構(gòu)造帶和北祁連造山帶為盆地西南部提供物源，形成東北方向展布的儲(chǔ)集砂體。通過盆地二疊紀(jì)盆山耦合的沉積響應(yīng)研究，建立了二疊紀(jì)鄂爾多斯盆地北部造山帶物源區(qū)強(qiáng)烈隆升、物源充足，南部造山帶物源區(qū)緩慢隆升、提供一定物源的宏觀砂體分布模式（見圖8）。

圖8 鄂爾多斯盆地二疊紀(jì)砂體分布模式

圖9 盆地西南部山1段三角洲上、下平原沉積標(biāo)志

詳細(xì)的沉積微相研究表明，盆地西南部隴東地區(qū)山 1段沉積體系具有曲流河—淺水緩坡三角洲沉積特征。①鄂爾多斯盆地上、下古生界一般為整合接觸關(guān)系，只有盆地南部的渭北隆起構(gòu)造帶上、下古生界表現(xiàn)為角度不整合關(guān)系[39]，反映了加里東運(yùn)動(dòng)時(shí)期北秦嶺造山帶隆升構(gòu)造應(yīng)力作用對(duì)其影響，曾發(fā)生過褶皺隆升剝蝕。因此，西南部上古生界是在加里東末期風(fēng)化剝蝕古地貌的基礎(chǔ)上開始沉積的。由于古地貌西南高、東北低，上古生界各組段依次向西南方向發(fā)生超覆沉積（見圖8）。山1段在涇川—慶陽—環(huán)縣—鎮(zhèn)原一帶，地層厚度為40～50 m，厚度較薄而穩(wěn)定說明古地貌高差變化不大，已經(jīng)達(dá)到準(zhǔn)平原化狀態(tài)，反映山1段沉積的古地貌背景為緩坡；同時(shí)，山 1段三角洲沉積的泥巖顏色以淺灰色、灰色為主，泥巖中可見垂直的生物鉆孔，表明沉積時(shí)水體較淺的環(huán)境，因此，山1段為緩坡淺水三角洲體系。②山1段沉積砂地比較低，垂向上河流“二元”結(jié)構(gòu)明顯，砂體主要發(fā)育板狀交錯(cuò)層理、平行層理，粒度相對(duì)較細(xì)，反映其河道類型屬曲流河性質(zhì)。③在露頭區(qū)平?jīng)鲆粠В?1段泥巖為紫紅色（見圖9a），厚度為2～4 m，反映水上暴露環(huán)境，為曲流河淺水三角洲上平原沉積；從鎮(zhèn)探 2井區(qū)到慶陽氣田主體部位，主要發(fā)育為紫色疙瘩狀泥巖（見圖9b）與灰色粉砂質(zhì)泥巖（見圖9c）共存，反映水下、陸上沉積頻繁交互，為曲流河淺水三角洲下平原沉積。④無論是水上還是水下三角洲平原，山 1段砂巖下部發(fā)育河流底部礫巖沉積、中上部為板狀交錯(cuò)層理、平行層理中粗粒砂巖（見圖9d—圖9f）反映上、下平原河道的沉積特征相似，河流水動(dòng)力較強(qiáng)，自然伽馬測井曲線以鐘狀和箱狀形態(tài)為主。⑤三角洲前緣相不發(fā)育，在沉積特征上很難與水下三角洲平原相區(qū)分。因此，盆地西南部山 1段總體為曲流河緩坡淺水三角洲沉積體系（見圖10）。

圖10 盆地西南部地區(qū)鎮(zhèn)探1井—蓮55井山1段沉積相連井剖面圖（剖面圖位置見圖7）

與經(jīng)典的三角洲沉積模式不同，淺水三角洲有其特殊的沉積特征[40-42]。盆地西南部淺水三角洲基本特征是缺少吉爾伯特式 3層結(jié)構(gòu)（底積層、前積層和頂積層），平面上可劃分為上三角洲平原、下三角洲平原，而三角洲前緣與前三角洲亞相不易劃分，大平原、小前緣是其基本特點(diǎn)。前人研究以據(jù)淺水三角洲這一基本特征建立了盆地西南部山1段淺水三角洲體系模式[43-44]，但在實(shí)際勘探生產(chǎn)中，按照淺水三角洲體系沉積模式追蹤水下分流河道砂體成功率只有 20%左右，因此，分流河道骨架砂體特征和成因分析是關(guān)鍵。就河控淺水三角洲沉積而言，其是河流動(dòng)力與湖水湖盆水體動(dòng)力作用不斷平衡的結(jié)果。湖水湖盆水動(dòng)力強(qiáng)，對(duì)河流帶來的沉積物進(jìn)行改造，可以形成朵狀砂體；河流作用強(qiáng)，一般形成分枝狀砂體，這是理想的兩個(gè)端元狀況。實(shí)際上，淺水湖盆水深波動(dòng)較大，洪水期水體加深，面積擴(kuò)大，枯水期水體變淺，面積縮小。如現(xiàn)代湖泊鄱陽湖，其發(fā)育淺水三角洲，洪水期高水位時(shí)湖泊面積可達(dá) 4 647 km2，枯水期低水位時(shí)面積縮小至146 km2，水體面積相差近32倍[45]。因此，枯水期河流可穿越湖底[45-46]，形成的砂體實(shí)質(zhì)上是河流相而不是水下分流河道沉積?，F(xiàn)代和古代沉積研究表明，淺水三角洲水下分流河道沉積一般為以中細(xì)砂巖或粉砂為主[46-49]。但是，盆地西南部含氣砂巖主要為含礫的中粗粒砂巖，主砂體厚9 m左右。其成因是水體淺，枯水期暴露，洪水期為淺湖，湖水對(duì)河流砂體改造不明顯，基本保留了枯水期曲流河邊灘砂體沉積序列，底部常見沖刷面，下部為礫巖、中粗粒砂巖，以板狀交錯(cuò)層理發(fā)育為主，中上部為細(xì)砂巖，發(fā)育脈狀、波狀及水平層理，上部為灰色泥巖，發(fā)育水平層理，見植物葉片化石，自然伽馬測井曲線為鐘形。平面上是曲流河三角洲下平原多條同期活躍的高彎度分流河道頻繁地側(cè)向遷移形成的復(fù)合砂體。通過地震解釋和水平井鉆探對(duì)慶探 1井邊灘砂體進(jìn)行精細(xì)刻畫，邊灘砂體長度為11～14 km，寬度為3～5 km，是多期邊灘砂體側(cè)向疊置形成的復(fù)合砂體（見圖11），由于邊灘砂體一般呈點(diǎn)狀分布，預(yù)測難度大，這也是區(qū)域勘探階段山1段砂體鉆遇率低的原因。

4.4 深層致密砂巖成巖演化與優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)集層形成

盆地西南部山 1段儲(chǔ)集層現(xiàn)今最大埋深為 4 500 m，如果加上地史時(shí)期的800 m左右剝蝕量，儲(chǔ)集層曾經(jīng)歷過5 300 m深埋?，F(xiàn)今山1段儲(chǔ)集層下伏的山2段煤巖烴源巖Ro值為2.3%～2.5%，9口探井22個(gè)樣品中的煤巖烴源巖Tmax（最大熱解溫度）只有 1個(gè)樣品為485 ℃，其余均大于490 ℃，最高值為607 ℃，平均為555.1 ℃，包裹體測試成巖最高成巖溫度達(dá)170 ℃，氣藏為干氣氣藏，這些指標(biāo)均說明儲(chǔ)集層已經(jīng)進(jìn)入晚成巖演化階段。晚成巖階段特征在礦物標(biāo)志上也有明顯反映，通過對(duì)1 000余塊普通和鑄體薄片鑒定發(fā)現(xiàn)，砂巖骨架顆粒之間以線接觸和縫合線接觸為主（見圖12），黑云母彎曲和顆粒定向分布排列（見圖12a、圖12b），石英加大邊發(fā)育，最高至Ⅳ級(jí)。薄片中鐵方解石膠結(jié)和微裂縫常見（見圖12c、圖12d）。黏土礦物組合為伊蒙混層、伊利石、高嶺石和綠泥石，局部砂巖發(fā)生了具有淺變質(zhì)特征的絹云母化（見圖12e）。按照《碎屑巖成巖階段劃分》石油天然氣行業(yè)標(biāo)準(zhǔn)[50]，盆地西南部深層山1段儲(chǔ)集層已進(jìn)入晚成巖—淺變質(zhì)演化階段。一般認(rèn)為，晚成巖階段原生孔隙基本消失，但是慶陽氣田仍存在一定數(shù)量的原生孔隙（見圖12f），其幾何形態(tài)在平面上表現(xiàn)為三角形、多邊形，孔隙壁平直。原生孔隙對(duì)面孔率的貢獻(xiàn)占總面孔率的25%，主要發(fā)育在河流相邊灘中心的粗粒石英砂巖中，由于石英砂巖成巖期以硅質(zhì)膠結(jié)為主，抗壓實(shí)強(qiáng)度大，在硅質(zhì)膠結(jié)不完全的顆粒石英加大邊之間保留了殘留的原生孔隙。原生孔隙的存在為成巖流體流動(dòng)提供了通道，使得邊灘砂體次生溶蝕作用較強(qiáng)烈，形成了大量的次生溶蝕孔隙與原生孔隙共存。

圖11 慶探1井區(qū)山13亞段曲流河邊灘砂體等厚圖

圖12 鄂爾多斯盆地西南部成巖作用標(biāo)志及孔隙類型

鄂爾多斯盆地上古生界致密砂巖儲(chǔ)集層以次生溶蝕孔隙為主，對(duì)其溶蝕機(jī)理進(jìn)行大量模擬實(shí)驗(yàn)[51-52]認(rèn)為，煤系有機(jī)質(zhì)成熟產(chǎn)生的有機(jī)酸對(duì)長石或火山物質(zhì)溶蝕形成了次生孔隙。進(jìn)一步研究表明，盆地上古生界煤系中長石在Ro值大于1.3%的區(qū)域已基本消失[52]，盆地西南部砂巖儲(chǔ)集層中也具有長石消失這一特征，現(xiàn)今保存于深層儲(chǔ)集層中的次生溶蝕孔隙主要是巖屑粒內(nèi)溶蝕孔和高嶺石晶間孔（見圖12g、圖12h）。巖屑主要是火成巖、火山物質(zhì)碎屑和深變質(zhì)巖巖屑，高嶺石晶間孔由書頁狀、疊層狀重結(jié)晶粗大的晶間微小孔隙構(gòu)成，這種微小孔隙相互連通，可以形成有效孔隙，孔隙度最高可達(dá)3%左右。

巖心及成像測井研究表明，隴東地區(qū)上古生界砂巖層段高角度裂縫發(fā)育（見圖13a、圖13b），裂縫主要為北東—南西走向（見圖13c、圖13d），次為北西—南東走向。兩組裂縫相互切割，形成了復(fù)雜的網(wǎng)狀裂縫體系，既能有效改善儲(chǔ)集層的滲透性能，又能作為天然氣的運(yùn)移通道。天然裂縫的存在可在一定程度上提高儲(chǔ)集層的滲透性能，擴(kuò)大儲(chǔ)氣空間，形成高產(chǎn)井。例如，慶探1井山1段含氣砂體為粗粒石英砂巖，溶蝕孔、高嶺石晶間孔、砂體內(nèi)裂縫發(fā)育，改善了儲(chǔ)集層滲透性，經(jīng)混合水壓裂改造，直井井口產(chǎn)量達(dá)到5.896 1×104m3/d；城探3井盒8段含氣砂巖中發(fā)育高角度裂縫，也在一定程度改善了儲(chǔ)集層滲透性，經(jīng)混合水壓裂改造，直井井口產(chǎn)量達(dá)到5.241 4×104m3/d。

圖13 隴東地區(qū)部分探井成像測井解釋裂縫走向玫瑰花圖

5 勘探啟示

慶陽深層煤成氣大氣田的發(fā)現(xiàn)，對(duì)煤成氣勘探具有重要啟示：①高熱演化幾米級(jí)薄煤層烴源巖生烴量大，亦具備形成大氣田的有利烴源巖條件，因此，鄂爾多斯盆地南部及西部具有形成大氣田的基本烴源巖條件，煤成氣勘探潛力較大；②盆地西南部已發(fā)現(xiàn)鎮(zhèn)探1、慶探1、慶探2、城探3等多個(gè)含氣富集區(qū)，通過技術(shù)優(yōu)化、工藝創(chuàng)新，單井、水平井的綜合成本得到大幅度降低，同時(shí)，采用勘探開發(fā)一體化方法，以正確的沉積模式為指導(dǎo)，采用骨架直井精細(xì)解剖砂體，加強(qiáng)氣層混合水壓裂改造技術(shù)攻關(guān)，進(jìn)行水平井集中開發(fā)，有望形成千億立方米規(guī)模大氣田；③鄂爾多斯盆地西南部經(jīng)歷了50年勘探，首次發(fā)現(xiàn)了慶陽深層煤成氣大氣田，充分說明地質(zhì)認(rèn)識(shí)創(chuàng)新、勘探方法和工藝技術(shù)進(jìn)步相結(jié)合三者不可或缺，是解決成藏地質(zhì)條件復(fù)雜區(qū)勘探歷史長、突破難度大的寶貴經(jīng)驗(yàn)；④中國渤海灣盆地深部、南華北盆地深部上古生界煤系與鄂爾多斯盆地的煤系都是晚古生代大華北盆地的組成部分，后期埋深較大，熱演化程度高，Ro值最高達(dá)5.0%，慶陽深層高熱演化煤成氣大氣田的發(fā)現(xiàn)說明，渤海灣盆地深部、南華北盆地深部上古生界具有形成煤成氣大氣田基本條件，勘探潛力較大。

6 結(jié)論

慶陽大氣田平均埋深大于4 200 m，含氣層位為下二疊統(tǒng)山西組山 1段，具有低孔、低滲、低壓和低豐度“四低”特征；高熱演化薄層煤源巖生烴可以形成煤成氣大氣田，深埋藏、高熱演化晚成巖階段仍可發(fā)育溶孔、原生粒間孔、晶間孔組合的優(yōu)質(zhì)砂巖儲(chǔ)集層，裂縫提高了儲(chǔ)集層滲流能力，天然氣干燥系數(shù)高和負(fù)碳同位素組成系列是深層煤成氣典型的地球化學(xué)特征；采用勘探開發(fā)一體化方法，利用“骨架直井解剖砂體、水平井集中開發(fā)”可以經(jīng)濟(jì)有效開發(fā)盆地南部深層大氣田；慶陽大氣田的發(fā)現(xiàn)與成功勘探，使盆地西南部有望形成千億立方米規(guī)模天然氣大氣田，也可為中國渤海灣、南華北等盆地深層高熱演化上古生界煤系煤成氣勘探提供借鑒。