淺海斷陷盆地天然氣運聚成藏史研究：以渤海海域北部JZ20-A氣田為例

強昆生 ，呂修祥 ，周心懷，徐長貴，趙旭亞

(1.中國石油大學 盆地與油藏研究中心，北京，102249；2.中國石油大學 油氣資源與探測國家重點實驗室，北京，102249；3.中海石油(中國)有限公司天津分公司，天津，300452；4.中國石化中原油田分公司，河南 濮陽，457000)

天然氣運聚成藏史是天然氣地質研究的核心，其研究成果直接為勘探目標的選取提供直接依據。天然氣運聚成藏史研究的核心是天然氣的生成、運移、聚集和保存的動態過程，包括天然氣的來源、運移通道、充注過程、充注期次和成藏各要素的配置關系[1?4]。中國東部渤海海域分布著眾多受斷層控制的富油氣凹陷，油氣沿斷裂的垂向運移十分活躍，天然氣成藏受控于氣源灶、溝通烴源巖和儲集層的氣源斷裂以及儲層上覆蓋層質量，遼東灣坳陷是渤海海域既富油又富氣的坳陷[5?6]。天然氣儲量明顯比渤海海域其他地區豐富，勘探前景樂觀。本文以渤海海域最大的天然氣田JZ20-A油氣田為例，在油氣成藏地質背景綜合研究基礎上，充分應用天然氣地球化學分析測試技術和結果，對該油氣田氣藏的動態成藏過程進行研究，并描述天然氣運聚成藏史。

1 地質背景

圖1 渤海海域JZ20-A油氣田區域位置Fig.1 Structural map of JZ20-A field in offshore Bohai Bay Basin

渤海灣新生代盆地是在區域伸展構造體系作用下，受限于前第三紀區域大斷裂活動史的影響，形成諸多以半地塹為主的沉積單元，與相鄰的隆起帶彼此分隔開來，形成許多相對獨立的陸源湖泊沉積單元，且在古近紀發生多幕裂陷和多幕沉積充填[6?7]，渤海灣盆地東北部被海水覆蓋，形成現今淺海裂陷盆地的構造格局，遼東灣坳陷是下遼河坳陷向海域延伸的部分，坳陷呈北東(NE)向展布，坳陷內發育遼東凹陷、遼中凹陷、遼西凹陷3個負向構造單元和遼東凸起、遼西低凸起2個正向構造單元，共同構成三凹兩凸的構造格局[8]。JZ20-A氣田位于渤海海域的遼東灣坳陷，平均水深20 m左右，區域構造位置位于渤海灣盆地的遼東灣坳陷遼西低凸起的北端(圖1)，是渤海海域發現的第1個地質儲量超過100×108m3的氣田，始新世沙河街組和中生代古潛山天然氣地質儲量為 135.4×108m3[9]。JZ20-2油氣田構造主體為北北東(NNE)向的高壘帶，長約22 km，寬3～4 km，基底為中生界和前寒武紀地層構成的潛山，其上為第三系的披覆背斜，被斷層切割，構造被分為南、中、北3個高點，東西兩側都緊鄰生油洼陷，具有很好的油源條件；油氣藏類型異常高壓塊狀凝析氣藏。綜合測井，錄井和巖心分析，遼中凹陷北洼的半深湖相泥質巖類構成了JZ20-A氣田的烴源巖的主體，局部層段發育的碳酸鹽巖也構成該區的源巖。在本地區包括4種潛在生油巖，它們分別是泥巖、頁巖、油頁巖和泥灰巖、生物碎屑灰巖[10]。JZ20-A油田儲層由3套地層4種巖性組成，即：沙河街組一段的生物粒屑白云巖，沙河街組三段的白云質礫巖；中生界的火山角礫巖及安山巖；元古界的混合花崗巖。其中，沙三段儲層發育來自南部遼西凸起物源的扇三角洲沉積，厚度大約為290.1 m，以灰色、灰褐色泥巖為主，夾雜薄層的褐灰色粉砂質泥巖，和淺灰色粉砂巖，砂巖質量分數約為 20.2%，而沙三段的白云巖儲層是該凝析氣田的主要儲層，以次生粒間孔為主，平均孔隙度24%，滲透率約7.895×10?9m2；元古界混合花崗巖為裂縫儲層，裂縫孔隙度在2%～4%之間，滲透率在9.869×10?7m2以上。中生界有部分低滲儲層，孔隙度在10.5%～20.7%之間，滲透率偏低，多數低于9.869×10?11m2，因此，儲層的非均質性較嚴重。JZ20-A氣田蓋層為漸新世東下段巨厚泥巖為優質的區域蓋層，覆蓋在漸新世沙二段儲層和中生界潛山儲層之上，東二下段地層巖性組合為泥巖、粉砂質泥巖以及泥質粉砂巖，底部為一層細砂巖，厚度約為191 m。漸新世東下段為深湖相沉積，地層巖性組合為厚層的泥巖及粉砂質泥巖夾泥質粉砂巖，厚度約為870.2 m。

JZ20-A氣田沙河街組和潛山凝析氣藏為受到巖性和斷背斜構造共同控制的異常高壓塊狀凝析氣藏，每個構造高點不同地層層位、不同巖性的儲層相互連通，形成具有統一的油、氣、水界面和統一的壓力系統的獨立凝析氣藏[9]。

2 氣源巖生烴史分析

生烴史是研究油氣成藏過程的基礎，裂陷盆地差異升降作用導致不同構造部位烴源巖的埋藏史、熱史表現出明顯的差異性，進而影響源巖的生烴演化過程[11]。新生代時期，中國東部大陸地區受西太平洋板塊構造演化的影響發育大量的裂谷型盆地，渤海灣盆地就是典型的大陸內部裂陷?坳陷盆地，在古近紀時期，為半地塹或地塹裂陷，新近紀時期，由于太平洋板塊向歐亞大陸俯沖帶后退轉變為坳陷，渤海灣盆地由拉張構造環境轉為擠壓環境[12]。涉及研究區天然氣來源的遼中凹陷受到郯廬斷裂帶構造運動的影響，經歷復雜埋藏演化史和多期生烴演化。新生代以來，發生廣泛的大規模生烴作用，這一時期源巖埋藏深度大，有機質演化程度高，為天然氣主要生成時期。本文作者通過研究單井的沉積埋藏史和熱演化史來研究烴源巖的成熟過程，采用地層厚度和剝蝕量及地溫梯度，利用BasinMod 1D盆地模擬軟件對研究區內第16井進行埋藏史和生烴史模擬。圖 2(a)所示為遼西低凸起上JZ20-A-4井埋藏史、熱演化史和氣源巖成熟史模擬結果。模擬結果埋藏和熱史表明：埋藏史和熱史有相似的變化趨勢，埋深越大，地溫越高，通常地層熱傳導率伴隨孔隙度的減小而增大，而地溫梯度隨孔隙度減小而減小，該井古近紀古地溫梯度3.22～3.45 ℃/(100 m)，新近紀以來表層古地溫梯度為3.55～3.76 ℃/(100 m)，而現今古近紀地溫梯度為3.29～3.46 ℃/m，現今新近紀以后表層地溫梯度為3.59～3.77 ℃/(100 m)。由此可知：深部地層的地溫梯度小于淺部地層的地溫梯度，而且平均古地溫梯度小于平均現今地溫梯度。烴源巖成熟史模擬結果表明：在古近紀東上段到沙三段時期(42～27.4 Ma)地層沉降速率大，成熟度(Ro)遞增速率也大，到東營組末期(25.1～19 Ma)剝蝕階段。由于構造抬升作用使地層溫度降低，成熟度遞增延緩，新近紀館陶組(24.6 Ma)以來，伴隨沉降速率增大，埋藏深度增加，地層溫度和成熟度也隨之遞增。模擬計算表明：遼中凹陷沙四段和孔店組底部(E2s4?E1k)烴源巖在沙三段沉積期(40 Ma)進入生烴門限，對應的成熟度Ro＞0.5%，在東營組下段到館陶組沉積期(35～17.5 Ma)進入中等成熟階段，相對應成熟度為 0.7%＜Ro＜1.0%。此間，在東營組沉積末期(25.1 Ma)的構造抬升剝蝕致使烴源巖生烴效率延緩降低，最后在館陶組沉積期(19 Ma)地層沉積速率增大，沙四—孔店段烴源巖成熟度隨埋深迅速增加，生烴效率大大增加。至明上段沉積期(12.5 Ma)以來，進入生烴高峰期，開始生成大量凝析氣和濕氣，相對應的成熟度Ro＞1.25。沙三段(E2s3)烴源巖整體大約在東營組上段沉積期(28 Ma)進入生烴門限，而此時沙三段烴源巖上部則進入中等成熟階段，并且從館陶組沉積中期(16.2 Ma)至今處于生烴高峰期。東營組下段(E3dL)烴源巖上部，在12 Ma進入生油門限，始終未成熟，其底部至今仍未進入生烴門限(圖2(b))。因此，東營組烴源巖對JZ20-A油氣成藏貢獻不大。多期構造運動和差異升降作用使不同埋深部位的烴源巖的埋藏受熱史表現出明顯的差異性，研究區天然氣來源的遼中凹陷經歷復雜的埋藏演化歷史和多期生烴演化，喜山期為一次生烴期，古近紀東營組末期廣泛的發育二次生烴作用，這一時期烴源巖埋藏深度大，有機質演化程度高，是天然氣主要生成時期。從遼中凹陷烴源巖的埋藏受熱演化史可知，遼中凹陷在喜山期始新世末期開始一次生烴，之后構造抬升作用使生烴延緩或終止，古近紀東營組末期凹陷區的烴源巖再次沉降并隨著埋深的繼續增加沙四段和孔店組烴源巖進入主要生氣階段，在新近紀明上段沉積期達到生氣高峰，生成大量的高成熟凝析氣和濕氣(圖 2)。

圖2 JZ20-A-4井構造?熱演化史(a)和烴源巖成熟史(b)Fig.2 Tectono-thermal evolution history(a) and source rock maturity history(b) of well JZ20-A-4

3 天然氣運移和輸導體系

3.1 天然氣運移

隨著油氣運移機理物理模擬[13?14]、流體示蹤技術地球化學研究[15]、油氣優勢運移數值模擬[16]以及烴類組分變化規律[17?18]等方面的研究，油氣運移研究從定性向定量方向發展已成為趨勢。天然氣運移是發生在特定地質歷史時期和特定載體中的事件，油氣藏形成過程中普遍發生初次和二次運移，對于多產層、多源巖、構造復雜和斷裂發育的含油氣盆地中，在天然氣形成演化過程中，各種烴類組分會發生一些規律性的變化。因此，根據天然氣多項地化指標的變化規律，可有效地分析運移的方向及聚集成藏過程[19]。由于天然氣中不同組分與巖石及地層水的作用不同，例如甲烷的滲透性和擴散能力都很強，礦物對重烴組分具有較強的吸附保留作用，苯系列化合物易溶解于水，因而，沿天然氣運移方向，天然氣中的CH4質量分數和w(C1)/w(C2+)等具有逐漸增大的趨勢，而苯指數和庚烷質量分數等逐漸減小[2]。天然氣甲烷質量分數和單體烴碳同位素的分析測試結果表明(表1)：甲烷平均質量分數小于95%，C2+質量分數為7%～39.9%，為濕氣；碳同位素值 δ13C1平均約為?37.49‰，δ13C2平均約為?29.9‰，為典型的油型氣，所以，可以進行天然氣運移路徑示蹤。JZ20-A氣藏天然氣來自遼中凹陷沙三段(E2s3)烴源巖[9]，油氣主要聚集在沙一段(E3s1)和潛山儲集層中。為準確分析天然氣運移路徑及方向，沿活動斷層附近選取沙一段氣藏天然氣樣品10個，即北高點附近4口井，分別是JZ20-A-5/12/7/1井；中高點附近2口井，分別是JZ20-A-10/2井；南高點附近4口井，分別是JZ20-A-3/6/4/15井。從圖3可見：從位于JZ20-A氣田北高點附近的 JZ20-A-5井往西南方向沙一段氣藏中天然氣的 CH4質量分數和 w(C1)/w(C2+)具有逐漸增大的趨勢，而苯指數和庚烷質量分數有逐漸變小的趨勢，特別是自JZ20-A-2井向西南方向此特征更為明顯；位于氣田南高點JZ20-A-15井往東北方向沙一段氣藏中天然氣 CH4質量分數和 w(C1)/w(C2+)具有逐漸增大的趨勢，苯指數和庚烷質量分數有逐漸變小的趨勢；位于中部高點的JZ20-A-3井天然氣CH4質量分數和 w(C1)/w(C2+)達到峰值，苯指數和庚烷質量分數卻較小。這表明天然氣平面運移路徑在北部高點天然氣運聚方向為由北東向南西西，南部高點的天然氣運聚方向為由南西向北東，而中部高點由于沙一段構造位置最高，成為部分油氣的匯聚優勢區，并且平面上羽狀發育的小斷層往往是油氣運移的捷徑(圖 3)，因此，JZ20-A氣田的天然氣主要沿大斷層和不整合面向上運移，并逐漸在儲集層中的構造高部位聚集成藏(圖 4)。

根據傅家謨研究成果，運移指數(ΔR3)是天然氣運移判識的良好指標，伴隨運移距離的增加運移指數(ΔR3)也呈現大幅度的增加[20]。本文計算JZ20-A氣田10個氣樣的ΔR3，這些數值的分布特征大致反映天然氣的運移情況，特別是JZ20-A-5井古近系沙一段(E3s1)產層中ΔR3由深至淺有變大的趨勢，反映其垂向運移的存在。根據油型氣甲烷碳同位素δ13C1與Ro的關系式[21]，可估算出JZ20-A-5井沙一段(E2s1)氣藏2 300.9～2 378.3 m井段儲層中的天然氣來源于熱演化程度Ro為2.2%～2.85%的烴源巖，根據遼中凹陷北洼地區新生代地層時深轉換關系，再用深度與成熟度的對比關系，推算出源巖埋深大約為5 500 m，因而，JZ20-A氣田沙一段氣藏中的天然氣沿斷層的垂向運移距離為3 200 m左右(圖4)。

圖3 JZ20-A氣田沙河街組一段(E2s1)頂面構造圖及取樣點(索引圖位置見圖1)Fig.3 Structure on top of E2s1in JZ20-AGas Field and distribution of samples (Index map locations are shown in Fig.1)

圖4 渤海海域JZ20-A氣田天然氣運移聚集剖面Fig.4 Section showing migration and accumulation of natural gas in JZ20-A Gas Field, north offshore of Bohai Bay Basin

3.2 輸導體系

輸導體系是油氣從烴源巖運移到圈閉過程中所經歷的全部錄井網絡，包括斷層、不整合面、孔滲性輸導層和裂縫等，是連接烴源巖與圈閉的“紐帶”[22?23]，輸導體系在地質歷史中通常伴隨沉積、構造演化、斷層封閉性和輸導性能的不斷演化，因此，要準確描述輸導體系的全貌較為困難，本文作者力圖通過從斷層輸導作用和斷層?不整合面階梯型輸導 2個方面來研究和揭示。

3.2.1 斷層輸導作用

以斷層為主的輸導體系是渤海海域北部油氣運移的主要輸導類型之一。已有的勘探成果表明：油氣藏多沿著長期活動的斷裂帶分布，大型的油源斷層通常是某一區域油氣藏形成和富集區帶及層位的主要控制因素之一。JZ20-A氣田緊鄰向北西傾遼西一號大斷裂，作為大型活動斷層與其繼承性發育許多近E-W 向小型斷層，由于斷層的切割作用，構造被分為3個高點，每個高點均為斷背斜構造(如圖1和圖3 所示)。

有效輸導體系是通過斷層的活動期與烴源巖主要生排烴期的匹配關系來判別[23]。JZ20-A地區新生代主要發育3期斷層，分別是：早期斷層，主要發育在沙河街組沉積末期到東營組沉積早期；晚期斷層，主要發育在館陶組末期至明化鎮組初期；長期活動斷層，主要發育在沙河街組早期并持續活動到東營組末期或新近紀。根據烴源巖生烴史，遼中凹陷主力烴源巖沙三段主要的生排烴期為東一段沉積期和館陶—明化鎮沉積期。此時，早期斷層活動是烴源巖還尚未排烴，到烴源巖排烴時早期斷層已停止活動，斷層的封閉作用占主導地位，晚期活動斷層盡管與主力烴源巖生排烴期一致，但晚期斷層通常規模較小，無法斷達主力烴源巖，對成藏不利。而長期活動斷層才是油氣運移的主要通道，當遼中凹陷沙三段主力烴源巖在東一段沉積期與長期活動斷層的活動期比較匹配，作為主要氣源斷層的遼中一號斷層切割地層下至中生界地層，上至新近紀館陶—明化鎮組，溝通了沙三段氣源巖和沙一段儲層，主要活動期為沙河街組沉積期到東營組末期，到館陶組末期才基本停止活動，活動時間處于遼中凹陷沙三段烴源巖的主要排氣期。所以，斷層的活動期與氣源巖的生排期匹配良好，長期持續活動性斷層使凹陷區生成的天然氣大量向構造高部位的地壘帶儲集層運移。可見：長期活動斷層成為油氣運移的有效通道。

3.2.2 斷層?不整合面階梯型輸導體系

不整合面也是 JZ20-A氣田天然氣運移的主要通道，遼西低凸起北段東斜坡沙河街組砂體不甚發育，而中生界與元古宇、古近系與前古近系之間普遍存在不整合接觸關系，JZ20-A-2井等潛山地層的油氣發現說明，沿著潛山的不整合面確實發生了油氣運移的過程，由于 JZ20-A構造中生界和元古宇潛山中，裂縫和溶蝕孔隙發育，可成為良好的儲集層。JZ20-A地區輸導體系是以斷層的垂向輸導和不整合面的側向輸導為主的輸導體系類型。由于 JZ20-A地區不整合面側向連通性較好且斷層比較發育并被斷層切割，從而有利于天然氣的縱橫向運移。遼中凹陷主力烴源巖生成的天然氣在縱向上通過斷層、側向上通過不整合面，以斷層?不整合面為主的輸導體系結構(圖4)，呈階梯式運移至沙一段和中生界的砂巖儲層中，在巨厚的東下段泥巖作為蓋層條件下將天然氣保存至今。

4 天然氣成藏期

4.1 流體包裹體顯微特征

儲集層巖石顆粒內部包裹體或含烴類包裹體在短波長的紫外光和藍光的激發下，常常會發出不同顏色的熒光，熒光的顏色和強度與包裹體中的有機組成分子結構類型相關，通過觀察到現象的熒光顏色和強度再與石油包裹體色度圖進行對比來確定古油氣性質[24]。據JZ20-A氣田的6口探井不同層系的12個包裹體熒光分析結果，烴包裹體熒光顏色主要有橙黃色—黃色1種，表明有一期油氣充注。其中，在鏡下觀察JZ20-A-5井漸新世沙一段儲層包裹體，發現在石英顆粒內裂紋內發育黃色熒光氣液烴包裹體(圖5)，顯示沙河街組氣藏為一期充注。

表1 JZ20-A氣田部分井天然氣地球化學特征Table 1 Geochemical parameters of natural gas in JZ20-A Field

圖5 JZ20-A-5井沙一段儲層包裹體(深度2 316 m)Fig.5 Fluorescence micrographs of fluid inclusions in well JZ20-A-5 (depth, 2 316 m)

4.2 成藏期次及成藏時間

流體包裹體是流體運移過程中留下的證據，保存當時地質環境的各種地質地球化學信息。研究認為：與有機包裹體同期的鹽水包裹體被捕獲時是均一相的，若一直處于等容封閉體系，則鹽水包裹體的均一溫度即為油氣包裹體被捕獲時(油氣充注時)地層溫度的下限。因此，利用包裹體均一溫度，結合古地溫史和儲集層埋藏史可以確定油氣藏的形成時間[25]，如：JZ20-A-5井沙一段淺灰色油斑細砂巖(2 316 m)中與烴類包裹體伴生的鹽水包裹體均一溫度表現為一期(85～125 ℃)，結合該井埋藏史圖，得到對應的充注時間是12 Ma至今，相當于中新世明化鎮組沉積初期至今持續充注(圖6)。

圖6 JZ20-A-5井沙一段天然氣充注期次及成藏時間Fig.6 Hydrocarbon charging events and chronology of E3s1 reservoir in Well JZ20-A-5

5 結論

(1) JZ20-A氣田天然氣主要來源于鄰近的遼中凹陷古近系沙四—孔店段烴源巖，受構造運動影響該套烴源巖具有明顯的生烴高峰期和生烴過程差異性，在喜山期始新世末期開始一次生烴，之后構造抬升作用使生烴延緩或終止，古近紀東營組末期凹陷區的烴源巖再次沉降并隨著埋深繼續增加，在新近紀明上段沉積期達到生氣高峰生成大量的高成熟凝析氣和濕氣。

(2) 根據研究區天然氣成藏地質背景，利用烴類組分的地化指標規律性變化綜合判斷出天然氣運移的方向：JZ20-A氣田北部高點天然氣運聚方向北東—南西西向，南部高點的天然氣運聚方向為南西—北東向，而中部高點由于沙一段構造位置最高，成為部分油氣的匯聚優勢區，天然氣垂向運移距離約為3 200 m。

(3) 長期持續活動的遼中一號斷層對天然氣的縱向輸導具有重要作用，主力烴源巖生成的天然氣在縱向上通過斷層、側向上通過不整合面，以斷層—不整合面為主的輸導體系結構，呈階梯式運移至沙一段和中生界的砂巖儲層中，在巨厚的東下段泥巖作為蓋層條件下將天然氣保存至今。

(4) JZ20-A油氣藏具有一期持續充注成藏特征，據流體包裹體均一溫度結合生烴史得出的氣藏成藏時間為12 Ma至今，即中新世明化鎮組沉積初期至今持續充注成藏。

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