鄂爾多斯東北部致密砂巖氣藏地層水成因及分布規(guī)律

陳朝兵,楊友運,邵金輝,朱玉雙,陳新晶,石 磊,孟 迪

(1.西安石油大學 地球科學與工程學院,陜西 西安 710065; 2.中國石油 長慶油田分公司 勘探開發(fā)研究院,陜西 西安 710021;3.西北大學 地質(zhì)學系 大陸動力學國家重點實驗室,陜西 西安 710069; 4.中國石油 長慶油田分公司 第六采油廠,陜西 西安 710200; 5.中國石油 長慶油田分公司 第二采氣廠,陜西 西安 710200)

地層水是影響氣田開發(fā)效果的主要因素。鄂爾多斯盆地東北部神木氣田是近年來長慶重點開發(fā)氣田,隨著后續(xù)開發(fā),氣井存在不同程度的出水現(xiàn)象,產(chǎn)水井約占總井數(shù)的2/3,多數(shù)氣井為氣水同產(chǎn),對氣田的穩(wěn)產(chǎn)造成很大影響。目前,學者對鄂爾多斯盆地東北部地層水的研究相對薄弱,尤其是對上古生界多套含氣層的地層水化學特征、成因及分布規(guī)律等方面認識還不夠深入,制約了盆地東部天然氣的勘探開發(fā)進程。

地層水與油氣的形成、聚集和保存關(guān)系密切[1]。油氣的運移聚集必須在地層水運動的條件下進行,而油氣藏形成后,則需要相對封閉、滯留的水文地質(zhì)環(huán)境[2]。因此,地層水的化學特征能夠指示和分析地層流體的封閉性和演化過程[3-5]。高礦化度水、CaCl2型地層水有利于天然氣的保存,地層水能夠阻止天然氣的擴散,為天然氣提供暫時存儲空間[6-7]。鄂爾多斯盆地上古生界地層水的分布受構(gòu)造演化控制明顯,天然氣主要聚集在盆地北部地區(qū),盆地東北部出現(xiàn)明顯的氣水過渡帶[8-9]。本文以鄂爾多斯盆地東北部神木氣田為例,通過物性分析、壓汞、氣水相滲、水化學分析及生產(chǎn)動態(tài)等資料,綜合研究了鄂爾多斯盆地東北部神木氣田地層水的化學特征、成因分類及賦存狀態(tài),結(jié)合盆地構(gòu)造、沉積及成藏演化歷史,分析了地層水的空間分布特征及控制因素,為認識盆地東北部氣水分布規(guī)律提供一定科學依據(jù)。

1 地質(zhì)概況

神木氣田地處陜西省榆林市榆陽區(qū)和神木縣境內(nèi),與榆林、子洲氣田相鄰(圖1),勘探面積2.5×104km2。構(gòu)造位置位于鄂爾多斯盆地伊陜斜坡東北部,靠近盆地邊緣,現(xiàn)今構(gòu)造為平緩的西傾單斜,坡降6～10 m/km,傾角不足1°[4]。研究區(qū)縱向含氣層位多、儲層分布廣,屬于廣覆式生氣和廣覆式成藏,主力產(chǎn)層為上古生界二疊系本溪組、太原組、山西組、石盒子組(盒8)和石千峰組(千5),其中本溪組、太原組為海陸過渡相沉積體系[10],山西組、石盒子組與石千峰組為陸相河流-三角洲沉積體系[11-12]；各層物性差別不大,平均孔隙度為7.2%,滲透率為0.46×10-3μm2,為低孔-超低滲致密砂巖氣藏。氣藏氣源主要來自于本溪組、太原組及山西組內(nèi)部煤系烴源巖的熱演化[1,13-15]。

神木氣田的勘探始于2003年,在雙3井太原組致密砂巖儲層獲得2.54×104m3的商業(yè)氣流,之后對雙3井區(qū)進行了系統(tǒng)勘探,并于2007年提交天然氣探明地質(zhì)儲量934.99×108m3,顯示了良好的開發(fā)前景。截止2017年底,研究區(qū)已累計探明含氣面積4 069 km2,提交天然氣探明地質(zhì)儲量3 334×108m3,成為鄂爾多斯盆地又一個千億級特大型氣田,目前已建成產(chǎn)能24.9×108m3/a,投產(chǎn)產(chǎn)能9.9×108m3/a。

2 地層水特征

2.1 盆地地層水礦化度分布規(guī)律

鄂爾多斯盆地為典型的內(nèi)陸克拉通多旋回盆地,古生界先后經(jīng)歷了陸表海-內(nèi)陸湖泊的沉積轉(zhuǎn)化,其中下古生界以海相碳酸巖沉積為主,形成了下古生界馬家溝組頂部風化殼氣藏[16-18],如長慶靖邊氣田,單井產(chǎn)氣量高,產(chǎn)水量也較大,產(chǎn)水井點多位于構(gòu)造低點附近。上古生界以陸相碎屑巖沉積為主,儲層致密且氣水關(guān)系復雜,如長慶蘇里格氣田,單井產(chǎn)氣量較低,產(chǎn)水量差異大。從礦化度分布區(qū)間來看,鄂爾多斯盆地上古生界、下古生界地層水礦化度差異明顯,下古生界馬家溝組巖溶地層水以邊、底水出現(xiàn),礦化度高(14×104～23×104mg/L),偏酸性(pH值3.7～6.5),有機酸含量較高；而上古生界地層水礦化度較低(上石盒子組為4×104～7×104mg/L,山2-太原組為9×104～13×104mg/L),呈中性,有機酸含量低；兩者均屬于CaCl2水型,反映了地層水處于還原的阻滯-停滯水文地質(zhì)環(huán)境[8,19-20]。

平面上,鄂爾多斯盆地上古生界地層水礦化度的分布具有一定規(guī)律性,各層地層水礦化度與烴源巖鏡質(zhì)體反射率(Ro)值具有較明顯的對應關(guān)系,即由盆地生烴中心向盆地邊緣,礦化度逐漸升高,Ro值逐漸降低(圖2)。這種分布格局主要受控于鄂爾多斯盆地構(gòu)造埋藏史、流體運移和泥巖壓實水淡化作用。

圖1 鄂爾多斯盆地構(gòu)造分區(qū)及研究區(qū)位置Fig.1 Structural units and location of the study area in the Ordos Basin

盆地構(gòu)造埋藏史與地層水的演化是同步的。晚侏羅世之前,盆地構(gòu)造相對穩(wěn)定,地溫低,地層水以經(jīng)歷了長期溶解、溶蝕、沉淀等成巖作用的原始高礦化度地層水為主；晚侏羅世之后,盆地進入主要生烴期,基底大幅沉降,地溫快速升高,達140 ℃[8],烴源巖成熟排烴(Ro生烴閥值1.25),同時煤系地層水汽化,汽化程度與Ro值成正比,汽化后的地層水和天然氣呈混相運移到上古儲層成藏[19]；早白堊世晚期至今,盆地抬升,地溫下降,盆地中部高Ro值對應的儲層汽相地層水凝結(jié),稀釋了上古生界的原始地層水,礦化度降低,而盆地邊緣由于構(gòu)造沉降幅度低,有機質(zhì)演化程度低,Ro值較小,地層水汽化程度弱,保留了高礦化度的原始地層水(圖3)。

烴類由生烴凹陷向四周輻射運移的過程中,會將盆地中部地層水向盆地邊緣驅(qū)替,由于盆地內(nèi)部相對穩(wěn)定,無深大斷裂發(fā)育,地層水的橫向運動是相對封閉的,能夠不斷溶解、吸收新的礦物離子。因此,長距離運移到達盆地邊緣的地層水礦化度均有不同程度的升高。

圖2 鄂爾多斯盆地東北部上石盒子組地層水礦化度與Ro值等值線(根據(jù)文獻8,修改)Fig.2 Contour of formation water salinity and Ro value in the Upper Shihezi Formation of the Ordos Basin(modified after reference [8])

盆地中部凹陷區(qū)發(fā)育的厚層泥巖,沉積期蘊含了大量的孔隙水和粘土礦物層間水,隨著埋深和上覆巖石壓力的不斷增大,加之泥巖對礦物離子的吸附作用,大量低礦化度的水體原地排出,造成盆地中部地層水稀釋淡化[21-22]。上述三大因素最終導致了鄂爾多斯盆地現(xiàn)今上古地層水礦化度呈現(xiàn)“中部低,邊部高”的特點。

2.2 神木氣田地層水特征及成因分類

在前人研究的基礎(chǔ)上[6-13,21],結(jié)合礦場經(jīng)驗,剔除疑似鉆井液、酸化液及壓裂液等非正常地層水樣品,對研究區(qū)地層水化學特征進行了研究。

圖3 鄂爾多斯盆地構(gòu)造演化與上古生界地層水礦化度關(guān)系Fig.3 Relationship between tectonic evolution and salinity of the Upper Paleozoic formation water in the Ordos Basin

表1 神木氣田地層水水化學分析數(shù)據(jù)Table 1 Statistics showing the chemical analysis of formation water in Shenmu gas field

為了更深入認識地層水形成的地質(zhì)背景,通常對地層水進行成因上的分類[7]。本次研究采用王運所等人對地層水的成因分類[8]。根據(jù)鄂爾多斯盆地北部氣區(qū)500余口氣井產(chǎn)水量和礦化度數(shù)據(jù),將上古生界地層水劃分為常規(guī)地層水、“酸點水”和凝析水[8],并將盆地北部劃分為水區(qū)、氣水過渡區(qū)和中部氣區(qū)(圖4)。其中常規(guī)地層水主要分布于盆地邊部的水區(qū),指經(jīng)歷了沉積、成巖作用后保留下來的原始地層水,礦化度高,分布在40 000～130 000 mg/L。“酸點水”主要分布于中部氣區(qū),“酸點”是相對于低滲透氣藏中的“甜點”而言,指位于高滲帶內(nèi)的含水地質(zhì)體,“酸點水”通常無法形成連片水體,呈孤立狀存在,各井之間礦化度差異很大,礦化度相對較低,分布在5 470～40 000 mg/L。凝析水是氣井生產(chǎn)過程中凝析出來的液態(tài)水,具有超低礦化度和水氣比,礦化度介于790～5 470 mg/L,水氣比介于0.007～0.21m3/(104m3)。

依據(jù)上述成因分類標準,神木氣田地層水礦化度分布區(qū)間廣,涵蓋常規(guī)地層水、酸點水及凝析水分布區(qū)間(圖5)。其中處于常規(guī)地層水與酸點水區(qū)間的比例相當,分別為49.3%和45.3%,個別井點表現(xiàn)為超低礦化度的凝析水特征。結(jié)合盆地北部氣區(qū)地層水分區(qū)圖(圖4),確定研究區(qū)主體處于氣水過渡區(qū),地層水具備高、低礦化度共存特征,同時產(chǎn)少量凝析水。研究區(qū)地層水礦化度的這種分布特點與其所處構(gòu)造位置相關(guān),根據(jù)區(qū)域山23段頂部5#煤層地震反射資料,神木氣田構(gòu)造位置較為特殊,處于盆地中部向邊緣過渡區(qū),氣田西側(cè)構(gòu)造平緩,發(fā)育整裝氣田,局部井點產(chǎn)低礦化度“酸點水”；氣田內(nèi)部及東側(cè)構(gòu)造線間距收縮,地層起伏明顯增大,處于氣水過渡帶,多數(shù)井點產(chǎn)水,因此具有高、低礦化度共存特征。

圖4 鄂爾多斯盆地北部地層水成因類型分區(qū)圖(據(jù)參考文獻[8],修改)Fig.4 Distribution of different genetic types of formation water in the northern Ordos Basin(modified after reference [8])a.地層水成因類型分區(qū);b.盆地東西向氣水剖面

圖5 神木氣田地層水成因比例柱狀圖Fig.5 Column showing the proportion of formation water genesis in Shenmu gas field

2.3 神木氣田地層水賦存狀態(tài)

地層水在孔隙中的微觀賦存狀態(tài)是其儲層孔喉特征與巖石表面潤濕性的綜合體現(xiàn)[22]。通過壓汞、氣水相滲及物性分析實驗,結(jié)合氣井生產(chǎn)情況,將神木氣田地層水的賦存狀態(tài)分為自由水、毛管力水和束縛水3種類型(表2),氣井產(chǎn)水以自由水和毛管力水為主。

自由水對應的儲層物性條件好,孔喉半徑大,微孔喉比例小,退汞效率較高,束縛水含量低；氣水兩相共滲區(qū)間寬,潤濕指數(shù)(潤濕指數(shù)=束縛水飽和度×共滲點對應的含水飽和度/驅(qū)替相最大相對滲透率值)較低,反映流體受巖石表面親水性影響小,流動性強[23-24]。自由水一般發(fā)育在厚層砂體下部,重力導致氣水存在一定分異,氣井通常以氣水同采為主,氣水產(chǎn)量較大,日產(chǎn)氣一般大于1×104m3,日產(chǎn)水大于2 m3,后期隨著氣層壓力降低或底部自由水的突進,產(chǎn)氣量逐漸降低,產(chǎn)水量增大直至井堵。因此自由水是氣井產(chǎn)水的主要來源,約占產(chǎn)水量的60%左右。

表2 神木氣田地層水不同賦存狀態(tài)特征Table 2 Characteristics of various formation water occurrences in Shenmu gas field

毛管力水一般發(fā)育在物性較差,非均質(zhì)強的微細孔喉內(nèi),是天然氣充注不完全或繞過相對細小的孔隙而殘余下來的孔隙水[10],氣水混儲,無明顯界面,可動水比例小,退汞效率較低,束縛水含量較高；氣水共滲區(qū)間收縮,潤濕指數(shù)較高,流體受巖石表面性質(zhì)影響變大,活動性變?nèi)?形成大面積的層內(nèi)滯留水,射孔壓裂后可被采出。毛管壓力水一般發(fā)育在河道側(cè)翼部位,氣井為氣水同采,氣水產(chǎn)量較低,日產(chǎn)氣量為(0.1～1)×104m3,日產(chǎn)水量為0.5～2 m3,此類水由于滲流能力受限,通常生產(chǎn)穩(wěn)定,波動不大,水氣比穩(wěn)定。毛管力水也是氣井產(chǎn)水的來源之一,約占產(chǎn)水量的35%左右。

束縛水主要存在于物性差的儲層中,大孔喉較少,以微孔喉為主,孔喉結(jié)構(gòu)復雜,賦存在盲孔及孔隙角隅內(nèi),呈不連續(xù)分布、很難流動的地層水,退汞效率低。氣水共滲區(qū)間狹窄,潤濕指數(shù)大,流動性差。隨著生產(chǎn)進行,地層壓力下降到一定程度時,束縛水轉(zhuǎn)變?yōu)榭闪鲃拥尼寜旱貙铀?但整體含量較少,通常日產(chǎn)氣量小于0.1×104m3,日產(chǎn)水量小于0.5 m3,僅占產(chǎn)水量的5%左右。

3 地層水空間分布特征及主控因素

3.1 地層水縱向分布及控制因素

針對研究區(qū)縱向發(fā)育多套含氣層,多數(shù)開發(fā)井采用分段壓裂與合層試氣的方式求產(chǎn),投產(chǎn)后為多層合采,無法確定主要產(chǎn)水層位及產(chǎn)水量的實際情況,本研究從探井試氣入手,考慮探井試氣均為分層壓裂求產(chǎn),且單層求產(chǎn)時間在48～72 h,壓裂液已返排殆盡,測試產(chǎn)水量及水化學分析數(shù)據(jù)能夠較真實的反映各層產(chǎn)水能力及礦化度特征。根據(jù)170口探井試氣、試采及水化學分析數(shù)據(jù),結(jié)合測井二次解釋不同層位水層累計厚度,確定本溪組、石千峰組(千5段)和太原組是地層水分布的主要層位,占比86%;其次是山西組,占比13%,石盒子組(盒8)基本不產(chǎn)水。根據(jù)油氣運移常規(guī)理論[25],縱向上油氣運移距離與天然氣充注程度呈反比,與產(chǎn)水量呈正比,而研究區(qū)地層水縱向分布特征與常規(guī)理論不同,距離煤系烴源巖距離最近的本溪組、太原組儲層產(chǎn)水量反而最大,產(chǎn)水比例分別達到了42%和18%；隨著油氣運移距離的增加,山西組與石盒子組儲層產(chǎn)水量依次遞減,至石千峰組儲層,產(chǎn)水量又突然升高,產(chǎn)水占比達26%。

分析認為,研究區(qū)縱向各層之間沉積、巖相差異及距氣源遠近不同是造成各層產(chǎn)水差異的主要因素。如圖6與圖7所示,本溪組與太原組沉積環(huán)境為海陸過渡相[13],層內(nèi)發(fā)育3～6層厚度穩(wěn)定的灰?guī)r,單層厚度一般在2～4 m,海相灰?guī)r與陸相砂泥巖、煤系烴源巖成交叉互層狀,構(gòu)成了“自生自儲式”成藏組合。當烴源巖成熟大量排烴時,分布穩(wěn)定的灰?guī)r成為天然氣向?qū)觾?nèi)砂巖儲層運移的阻礙,只有當烴源巖直接與砂巖儲層接觸或在垂向裂縫溝通良好的情況下,天然氣才能聚集成藏。原始氣驅(qū)水效果較差,造成本溪組與太原組儲層含水飽和度高,分別為45.1%和45.5%,產(chǎn)水量分別為3 m3/d和1.3 m3/d；山西組以陸相三角洲沉積為主,成藏組合也屬于“自生自儲式”,以陸相碎屑巖為主,天然氣垂向運移以多期疊置砂體為主[14],運移通暢,排烴壓力高,氣驅(qū)水效果好,含水飽和度35%,產(chǎn)水0.9 m3/d；千5段儲層距離下部氣源約350～400 m,烴類運移距離長、阻力大,氣驅(qū)水效果差,含水飽和度達50%,產(chǎn)水1.8 m3/d。

圖6 神木氣田縱向各層產(chǎn)水差異成因(神30井)Fig.6 Origin of differential formation water distribution in various layers of Shenmu gas field(Well Shen30)

圖7 神木氣田縱向地層水分布成因模式Fig.7 Genetic model of vertical formation water distribution in Shenmu gas field

表3 神木氣田地層水縱向產(chǎn)水特征參數(shù)Table 3 Characteristic parameters of vertical formation water distribution in Shenmu gas field

縱向各層水化學也存在一定變化規(guī)律,從本溪組到千5段,地層水氯根、礦化度和比重呈逐漸降低趨勢,pH值由弱酸過渡為弱堿性(表3)。這種縱向變化特征主要受控于兩方面。① 原始沉積環(huán)境差異，主要表現(xiàn)在研究區(qū)本溪組與太原組屬于海陸過渡相沉積環(huán)境[20],海水還未完全退出,地層水鹽度及比重高。需要指出的是,海水pH一般呈弱堿性,而本溪組與太原組地層水表現(xiàn)為弱酸性,這可能與本溪組、太原組內(nèi)部煤系烴源巖成熟釋放的大量有機酸有關(guān)[19]；山西組-盒8段,海水完全退出該區(qū),盆地內(nèi)部發(fā)育陸相河流-三角洲-湖泊沉積體系,地層水鹽度及比重有所降低；千5段,以陸相辮狀河沉積為主,缺少湖泊等匯水低勢區(qū),地層水鹽度及比重進一步降低,形成了由本溪組到千5段,地層水礦化度由高到低的變化特規(guī)律。② 成藏期流體縱向遷移結(jié)果。晚侏羅世-早白堊世,盆地沉降地溫快速升高后,本溪組、太原組及山西組內(nèi)部烴源巖成熟,烴類和汽化的煤系地層水呈氣態(tài)混相向四周遷移[21],其中大部分混相流體沿疊置砂體或裂縫體系向上部運移,造成下部本溪組、太原組與山西組殘余下來的煤系地層水礦化度上升,上部石盒子組與石千峰組由于后期混相流體凝結(jié)稀釋,地層水礦化度降低,形成研究區(qū)縱向上地層水礦化度的分布特征。

3.2 地層水平面分布及控制因素

地層水在平面上的分布也顯示了較強的規(guī)律性(圖8)。神木氣田地層水的分布相對獨立,以單井點層間水和小范圍的邊水為主,規(guī)模為1～2 km,不存在大規(guī)模的邊水與底水。受油氣優(yōu)先充注河道中央高滲部位的影響,河道側(cè)翼地層水相對聚集,產(chǎn)水井點多位于河道側(cè)翼。從區(qū)域上來看,地層水的規(guī)模和礦化度也存在明顯規(guī)律性,自神木氣田向東產(chǎn)水量及地層水規(guī)模逐漸增大,礦化度逐漸升高。依據(jù)地層水礦化度、產(chǎn)水量及構(gòu)造起伏特征,界定出盆地中部氣區(qū)與氣水過渡帶界線,界線西側(cè)處于中部氣區(qū),為單井點、產(chǎn)水量小且礦化度低的“酸點水”；東側(cè)處于氣水過渡帶,產(chǎn)水量大、具有高、低礦化度共存特征。分析認為,研究區(qū)地層水規(guī)模和產(chǎn)水量的平面變化特征主要受控于盆地晚白堊世末期發(fā)生的“西傾”構(gòu)造運動[25],形成的西傾單斜導致成藏期的氣水重新調(diào)整,尤其是盆地東北部氣水調(diào)整幅度最大,形成了研究區(qū)現(xiàn)今地層水的平面分布格局。

晚侏羅—早白堊世是盆地上古生界天然氣的主成藏期[26],早于西傾單斜的形成。主成藏期,受山西組頂部區(qū)域蓋層的影響,盆地的天然氣向山西組及下部儲層聚集,地層水被天然氣驅(qū)替至盆地邊緣。盆地烴源巖生氣強度也存在差異,中西部生氣強度普遍小于28×108m3/km2,東部生氣強度大于28×108m3/km2,在相同的充注層位下,東部儲層充注程度高于中西部。這種狀態(tài)一直持續(xù)到晚白堊世末期,之后盆地發(fā)生“西傾”構(gòu)造運動,動力來源于西太平洋向華北板塊的俯沖擠壓,產(chǎn)生東西向擠壓應力,盆地東北部地層整體抬升,抬升剝蝕量自西向東依次增大[24](圖9)。剝蝕區(qū)地層壓力下降,巖石骨架釋壓回彈,造成地層垂向差異運動,形成大量高角度裂縫,從盆地中部至東部,裂縫發(fā)育程度逐漸增高、產(chǎn)狀逐漸變陡,密度逐漸增加,與上部儲層的溝通程度也逐漸變強。

圖8 神木氣田及東側(cè)地層水分布Fig.8 Formation water distribution in Shenmu gas field area and its eastern part

與此同時,盆地東北部的氣水發(fā)生二次調(diào)整,天然氣沿著高角度裂縫向上部儲層運移再成藏,運移動力不足,烴源巖排烴作用已基本停滯,主要靠原儲內(nèi)的天然氣膨脹及彈性驅(qū)動[27-29]。根據(jù)盆地東西向探井氣測剖面(圖10),上古生界天然氣連續(xù)氣柱高度變化表明,“西傾”構(gòu)造運動對中西部地區(qū)影響較小,中西部連續(xù)氣柱高度仍處于山西組及下部儲層中(西部受局部擠壓抬升影響,氣柱高于中部),氣水分布基本保持成藏期的原始狀態(tài),氣藏壓力高；東部地區(qū)在裂縫及運移動力的共同制約下,氣水分布重新調(diào)整,連續(xù)氣柱高度自西向東存在明顯階梯狀上升,最初成藏的山西組及以下儲層天然氣豐度降低,地層水由盆地邊緣侵入；進入山西組上部盒8、千5段儲層的天然氣則將原有地層水排驅(qū)至儲層邊部。盆地東北部氣水調(diào)整的最終結(jié)果是縱向含氣層位增多,連續(xù)氣柱高度達到石千峰組(千5段普遍含氣),但同時各氣藏壓力整體下降,與盆地中部構(gòu)造穩(wěn)定區(qū)域的氣藏,如中部的榆林氣田相比,具有“多層含氣、普遍低產(chǎn)、氣水同產(chǎn)”的特點。氣藏壓力下降進一步導致了盆地邊緣地層水向氣藏內(nèi)部水平侵入,造成各層均有不同程度產(chǎn)水,因此將研究區(qū)各層地層水分布區(qū)域疊合后,存在自西向東地層水的規(guī)模及產(chǎn)水量遞增的規(guī)律。礦化度的變化則與盆地整體地層水礦化度分布規(guī)律一致,即由盆地中部到盆地邊部,礦化度逐漸升高。

綜上所述,研究區(qū)現(xiàn)今地層水空間分布是沉積、構(gòu)造與成藏等因素相互影響的結(jié)果,地層水縱向分布規(guī)律受沉積與成藏控制為主,巖相差異和源儲距離是導致地層水縱向分布差異的主要原因；平面分布規(guī)律則主要受西傾構(gòu)造運動的控制,氣水分布經(jīng)歷了二次調(diào)整,天然氣以縱向調(diào)整為主,地層水以層內(nèi)水平侵入為主,但整體水環(huán)境未與外界溝通,地層水在平面上仍保留了原始成藏滯留水的特征,氣藏保存條件相對較好。

圖9 鄂爾多斯盆地晚白堊世盆地東部抬升造成巖石剝蝕降壓回彈量差異及產(chǎn)生的裂縫[注]盧濤,馮強漢,王華,等.高橋地區(qū)上古生界儲層評價及富集區(qū)篩選.中國石油長慶油田研究院,2012.Fig.9 Differential sandstone rebound due to unloading caused by the uplifting of eastern Ordos Basin in the Late Cretaceous,and the induced fractures[注]盧濤,馮強漢,王華,等.高橋地區(qū)上古生界儲層評價及富集區(qū)篩選.中國石油長慶油田研究院,2012.

圖10 鄂爾多斯盆地東西向氣測異常對比剖面[注]盧濤,馮強漢,王華,等.高橋地區(qū)上古生界儲層評價及富集區(qū)篩選.中國石油長慶油田研究院,2012.Fig.10 East-west profile showing correlation of gas anomaly in the Ordos Basin[注]盧濤,馮強漢,王華,等.高橋地區(qū)上古生界儲層評價及富集區(qū)篩選.中國石油長慶油田研究院,2012.

4 結(jié)論

1) 神木氣田主體處于氣水過渡區(qū),地層水屬于“Ⅴ”型氯化鈣型,產(chǎn)液類型以常規(guī)地層水和“酸點水”為主,產(chǎn)少量凝析水,具備高、低礦化度共存特征。地層水賦存狀態(tài)以自由水、毛管力水為主,約占總產(chǎn)水量的95%,束縛水含量少,占產(chǎn)水量的5%左右。

2) 研究區(qū)地層水主要分布在本溪組、石千峰組和太原組,其次為山西組,石盒子組基本不產(chǎn)水?？v向各層之間沉積、巖相差異及距氣源遠近不同是造成各層產(chǎn)水差異的主要因素。其中本溪組、太原組產(chǎn)水成因與層內(nèi)發(fā)育多套致密灰?guī)r相關(guān)；石千峰組產(chǎn)水與距離氣源較遠相關(guān)；山西組屬“自生自儲”成藏組合,產(chǎn)水較少。受原始沉積環(huán)境差異和成藏流體遷移的共同影響,縱向各層水化學也存在一定變化規(guī)律,從本溪組到千5,地層水氯根、礦化度、比重呈逐漸降低趨勢,PH值由弱酸過渡為弱堿性。

3) 研究區(qū)不存在大范圍邊水與底水,以單井點的層間水和小范圍的邊水為主；平面上,地層水的規(guī)模和礦化度存在明顯規(guī)律性,自西向東產(chǎn)水量及地層水規(guī)模逐漸增大,礦化度逐漸升高。這種規(guī)律主要受控于盆地晚白堊世末期發(fā)生的“西傾”構(gòu)造運動,形成的西傾單斜導致成藏期的氣水重新調(diào)整,尤其是盆地東北部氣水調(diào)整幅度最大,導致東部含氣層位增多,連續(xù)氣柱高度上升,同時氣藏壓力下降,具有“多層含氣、普遍低產(chǎn)、氣水同產(chǎn)”的特征；氣藏壓力下降進一步導致了盆地邊緣地層水向氣藏內(nèi)部水平侵入,平面上具有自西向東地層水的規(guī)模及產(chǎn)水量遞增的規(guī)律。