三江盆地濃江凹陷古近系層序地層及主要烴源巖發育特征

劉玉華 （中石化東北油氣分公司勘探開發研究院，吉林 長春130000）

三江盆地作為東北中新生界疊合殘留盆地，油氣勘探程度較低，一直未取得突破性進展。根據基底性質、蓋層分布以及地球物理場特征，盆地由西向東分為4個一級構造單元：佳木斯隆起、綏濱斷陷、富錦隆起和前進拗陷［1］。東部前進拗陷地層的歸屬長期以來一直存在爭議，前人研究認為三江盆地沉積演化主要始于晚中生代，白堊紀是其發展演化的高潮期［2－4］，古近紀進入萎縮消亡階段。筆者通過對前進拗陷濃江凹陷前參2井的層序地層研究證實了濃江凹陷主要沉積古近系，而非下白堊統，并且在古近系發現多套煤層。這一發現為重新認識濃江凹陷的構造、沉積演化史奠定了基礎。

濃江凹陷面積2150km2，受東部斷裂控制，盆地呈現兩凹一凸的構造格局。根據前參2井實鉆及地震資料顯示，濃江凹陷自下而上鉆遇地層為基底、古近系始新統達連河組 （達三段、達二段、達一段）、古近系漸新統寶泉嶺組 （寶三段、寶二段、寶一段）、新近系中新統富錦組、第四系。古近系具有埋藏較深，厚度較大，保存較好的特點，其中寶泉嶺組及達連河組是主要研究目的層。

1 古近系層序充填序列

始新世早期，濃江斷裂的拉張作用造成斷陷快速擴張，形成了以斷陷作用為主的構造運動，沉積了達連河組 （Ed）河湖相碎屑巖。Ed沉積受北東向濃江斷裂單斷控制明顯，呈近東西向的條帶展布，南北延伸距離較短，地層沉積800m左右。自古近紀漸新世開始，濃江凹陷進入緩慢的單斷拉張階段，凹陷沉積范圍逐漸擴大，沉積了寶泉嶺組 （Eb）大套以湖相暗色泥巖和砂巖互層為主的地層，此時北部次洼被逐漸充填直至消失。

1.1 鉆井層序地層劃分

根據巖性巖相、測井識別標志，結合鄰區地層分布特點［5－7］，將濃江凹陷全區各級不整合面、主要水進面進行了追蹤對比和閉合，可以看出該區古近系劃分為2個Ⅲ級層序5個體系域 （見圖1）。

1）層序Ⅰ低位體系域 （Ed1＋Ed2） 相當于古近系Ed1和Ed2。Ed1發育辮狀河三角洲前緣亞相沉積，巖性為灰色泥巖、粉砂質泥巖與灰色砂礫巖、細砂巖、粉砂巖不等厚互層，夾黑色煤層，底部見灰綠色砂礫巖、粉砂巖、粉砂質泥巖、泥巖?？梢姳４孑^差的雙殼類化石碎片。Ed2發育半深湖、濱淺湖亞相沉積，巖性為深灰色、灰色泥巖、粉砂質泥巖、泥質粉砂巖不等厚互層。見有孔蟲化石，并伴生有腹足類及雙殼類化石。從Ed1到Ed2，具有明顯正旋回，反映水體能量逐漸減弱的沉積特點。層序Ⅰ低位體系域整體表現為非對稱型短期旋回構成的退積層序疊加樣式。

2）層序Ⅰ水進體系域 （Ed3） 相當于古近系Ed3。發育辮狀河前三角洲亞相、辮狀河三角洲前緣亞相沉積，巖性為深灰色泥巖、灰色粉砂質泥巖、灰褐色油頁巖、灰黑色炭質泥巖與灰白色砂礫巖、灰色含礫細砂巖、泥質粉砂巖不等厚互層。發育韻律層理、遞變層理、滑塌構造。測井相特征為高幅鐘型與中幅鋸齒型，局部為高幅箱型。層序Ⅰ水進體系域整體上表現為粒度向上變細的對稱型短期旋回構成的退積層序疊加樣式。

圖1 三江盆地濃江凹陷前參2井層序地層格架綜合柱狀圖

3）層序Ⅰ高位體系域 （Eb1） 相當于古近系Eb1。發育濱淺湖、半深湖亞相沉積，巖性為灰色、深灰色泥巖、粉砂質泥巖與灰色砂礫巖、含礫細砂巖、細砂巖、粉砂巖、泥質粉砂巖呈不等厚互層，夾薄層炭質泥巖。發育交錯層理、波紋層理、波痕和植物根、莖痕。該段湖泊相沉積與下伏達連河組灰褐色油頁巖不整合接觸，為一明顯的層序界面。電性特征為低幅泥巖基線鋸齒型，也是良好的區域蓋層。層序Ⅰ高位體系域自下而上為粒度逐漸變粗的數個非對稱型短期反旋回構成的進積層序疊加樣式，為一次水退體系域。

4）層序Ⅱ水進體系域 （Eb2） 相當于古近系Eb2。為一套辮狀河前三角洲亞相和辮狀河三角洲前緣亞相沉積，巖性為灰色泥巖、粉砂質泥巖與灰色砂礫巖、細砂巖、粉砂巖、泥質粉砂巖呈略等厚～不等厚互層。發育均質層理。與下伏寶一段地層不整合接觸，電性特征以齒狀箱型為主。層序Ⅱ水進體系域整體上表現為自下而上粒度逐漸變細的數個非對稱型短期正旋回構成的退積層序疊加樣式。

5）層序Ⅱ高位體系域 （Eb3） 相當于古近系Eb3。發育濱淺湖、半深湖亞相沉積，巖性主要為灰色泥巖，夾薄層粉砂質泥巖、灰色中砂巖、細砂巖、含礫細砂巖、泥質粉砂巖、黑灰色炭質泥巖，底部為一套淺灰色砂礫巖，與下伏Eb2地層不整合接觸。電性特征由中幅指型或鋸齒型過渡為低幅平直泥巖基線類型，局部低幅基線鋸齒型，為一水退體系域。

1.2 層序界面地震響應特征

通過井震標定，根據地震剖面上指示層序底界面的上超、下超反射終止類型及指示層序頂界面的頂超、削截反射終止等類型，識別出各層序界面的地震響應特征。

1）層序Ⅰ低位域 （Ed1） 地震界面為一明顯不整合面，常見與下部地層削蝕接觸關系。外形楔狀、內部不連續發散狀與雜亂狀反射，反射波組起伏不平，斷陷盆地初期受構造控制明顯的斷塊沉降、充填的粗碎屑近源沉積。Ed2外形板狀，內部較連續亞平行反射，屬于湖相沉積。層序Ⅰ水進域 （Ed3）內部反射結構為2～3個中強相位靠下雙相位強反射波組，屬于三角洲前緣亞相。層序Ⅰ高位域 （Eb1）地震反射波組為板狀，振幅強、內部反射亞平行－平行反射。下部為半深湖亞相，上部為半深湖－淺湖亞相。

2）層序Ⅱ水進域 （Eb2） 地震剖面上顯示外形板狀的特點，內部上部平行－亞平行反射，下部較弱的斜反射，主要為三角洲前緣亞相沉積。層序Ⅱ高位域 （Eb3）地震波組反射特征外形板狀，內部連續好，平行－亞平行反射，屬于深湖亞相沉積。

通過反復對比，地震剖面識別出的反射界面與測井信息間存在較好的對應關系 （見圖2）。

圖2 三江盆地濃江凹陷地震剖面特征

2 主要烴源巖特征

濃江凹陷前參2井古近系暗色泥巖發育，泥巖、煤層累計厚度1665.3m，占全井段地層厚度的60.5%。其中Eb暗色泥巖厚1172m，占地層厚度的71.4%，巖性為灰色泥巖、粉砂質泥巖和灰黑色炭質泥巖。Ed暗色泥巖厚493m，巖性為灰色泥巖、油頁巖、粉砂質泥巖，還發育11.1m煤層，占地層厚度的69.6%。

從烴源巖有機質豐度指標來看，除層序Ⅱ水域 （Eb2）部分井段外，層序Ⅰ（Ed3、Ed2和Eb1）泥巖總有機碳 （TOC）最高值達15.03%，最低值為1.39%，均達到中等～最好的烴源巖標準，由上到下有機質豐度漸變好。

從9個干酪根鏡檢樣品分析結果表明，顯微組分主要以殼質組為主（62%～78%），其次為鏡質組（19%～29%）、惰質組（3%～9%），沒有腐泥組，有機質類型指數TI在16～31.5，總體顯現為腐殖型干酪根的特點，干酪根元素共分析了4個樣品，H／C原子比1.05～1.17，O／C原子比0.14～0.22，在范氏圖上落入Ⅱ1、Ⅱ2型范疇，綜合上述判斷有機質類型以Ⅱ1～Ⅱ2為主。

三江盆地在地史演化過程中經歷了復雜的多期構造運動，形成了各自獨立的斷陷［8］。受區域地溫場的不均衡性影響，各斷陷烴源巖在演化過程中形成各自獨立的演化特征和變化規律。與該區其他斷陷相比，濃江凹陷生烴門陷較深。根據鏡質體反射率（Ro）實測數據及巖石熱解色譜分析和現場地化分析資料，濃江凹陷泥質烴源巖在埋深達1900m左右時的Ro為0.5%，進入生烴門限。烴源巖有機質演化程度較低，層序Ⅱ烴源巖有機質處于未成熟熱演化階段，層序Ⅰ水進域 （Ed3）以下處于低成熟演化階段。

從烴源巖生物標志物特征來看 （見表1），前參2井正構烷烴主峰碳數Eb1為C27～C29，Eb1～Ed2為C23～C25，演化程度漸變高。奇碳優勢明顯，奇偶優勢 （OEP）指數分布范圍1.28～3.465，平均2.68，反映有機質主要來源于陸源高等植物，且有機質成熟度較低。奇碳優勢隨著深度增加而減小，（C21＋C22）／ （C28＋C29）和C2－1／C2＋2也有隨著深度增加而變大的趨勢，表明前參2井上部陸源有機質的輸入相對較為豐富，而其下部低等水生生物相對較為豐富。

表1 前參2井源巖可溶有機質飽和烴色譜參數

前參2井Ed的原油密度0.9043g／cm3，黏度27.12mPa·s，屬于高黏度的正常原油，油源對比結果表明，原油和烴源巖藿烷和甾烷系列化合物色譜特征具有很好的相似性，總體上C30藿烷占絕對優勢，C31以上化合物較低，且隨碳數增高呈遞減型分布，伽馬蠟烷含量也較低，C30αααR甾烷明顯高于C27αααR、C28αααR甾烷 （見圖3），證明油氣來源于低熟的層序Ⅰ低位域的烴源巖，并且烴源巖成熟度很大程度控制了該區油氣資源的分布。

圖3 前參2井Ed原油和烴源巖甾萜烷色譜圖

綜合上述研究，濃江凹陷泥質烴源巖主要發育在層序Ⅰ （Ed中下部），其中Ed2濱淺湖亞相及半深湖亞相沉積地震響應特征為較連續和中～強振幅特征，代表優質烴源巖發育段，橫向相對連續。而Ed3和Ed1三角洲沉積地震響應特征為低頻不連續、雜亂地震相，代表泥巖中含砂量較高，有機質富集程度相對較低的烴源巖反射特征。結合地震資料解釋結果，計算出濃江凹陷有效生油巖面積為98km2。

3 結語

三江盆地復雜的演化過程造成濃江凹陷烴源巖生烴演化史也非常復雜。前參2井在Ed獲得少量油流。通過油源對比發現，油氣來自Ed自身烴源巖，表明古近系烴源巖已發生過油氣生成、運聚成藏的過程。由于三江盆地埋藏深度有較大差異，不同凹陷烴源巖有機質熱演化差異明顯，濃江凹陷的生烴范圍有限。結合地震資料解釋結果，預測出盆地的有效生油巖面積98km2，認為濃江凹陷前參2井北部濃橋次凹是油氣成藏的有利區域。

［1］ 黃桂雄 .三江盆地西大林子凹陷古近系烴源巖特征及勘探潛力 ［J］.石油天然氣學報 （江漢石油學院黨報），2011，33（5）：47－50.

［2］ 鄒艷榮 .東北三江盆地演化分析 ［J］.中國煤田地質，1997，33（1）：19－21.

［3］ 童亨茂 .伊通地塹邊界斷裂的性質與演化 ［J］.地質力學學報，2002，8（1）：35－42.

［4］ 馬金龍，高春文 .綏濱拗陷早白堊世末逆沖褶皺構造的形成機制 ［J］.大慶石油地質與開發，2007，26（5）：9－13.

［5］ 黃清華，黃福堂，張瑩 .湯原斷陷第三紀地層研究新進展 ［J］.地層學雜志，1998，22（1）：73－80.

［6］ 黃清華，孔惠，金玉東 .依蘭－伊通地塹方正斷陷孢粉組合及其地層層序 ［J］.微體古生物學報，2002，19（2）：193－198.