沁水盆地山西組致密氣成藏條件分析

殷亮亮, 郭少斌*

(1.中國地質大學(北京)能源學院,北京 100083；2.頁巖氣勘查與評價國土資源部重點實驗室,北京 100083)

沁水盆地下二疊統(tǒng)廣泛發(fā)育煤系地層,含有豐富的天然氣資源,包括煤層氣、頁巖氣和致密氣[1-4]。前人關于沁水盆地的煤層氣和頁巖氣已做過大量的研究[5-7]。近年來,隨著沁水盆地煤層氣勘探進程的深入,在沁水盆地下二疊統(tǒng)多套致密砂巖中見到良好的氣測顯示,這引起了中國學者對沁水盆地致密氣勘探潛力的重視[8-10]。當前,前人關于沁水盆地致密氣的研究,大多是采用類比分析的方法,定性地評價沁水盆地致密氣的勘探潛力,很少有學者定量地評價沁水盆地致密氣的成藏條件。同時,對于已經成功勘探的許多大型致密氣田,之前的研究也只是籠統(tǒng)地認為煤系是氣源巖[11-14],但煤系氣源巖包括泥巖和煤巖,究竟誰是主力氣源巖,這個問題卻很少有人提及,而這將直接影響致密氣的勘探選區(qū)工作[15]。

以沁水盆地下二疊統(tǒng)山西組為研究對象,在綜合分析山西組泥巖和煤巖的發(fā)育特征及地球化學特征的基礎上,定量計算了泥巖和煤巖的生、排烴量；利用稀有氣體He、Ar同位素測量結果,估算泥巖和煤巖生成的天然氣對致密氣資源的貢獻率,確定致密氣的主力氣源巖,計算致密氣的資源量；最后,根據(jù)盆地的埋藏-熱演化史,結合流體包裹體資料,確定致密氣的成藏期次及成藏時間。

1 地質概況

沁水盆地位于華北地臺的中部,與鄂爾多斯盆地相鄰,如圖1(a)所示[9,16]。在中生代以前,華北地臺處于構造穩(wěn)定階段,沁水盆地與鄂爾多斯盆地同為華北地臺的一部分,兩者經歷了相同的構造演化階段,具有相似的沉積背景,發(fā)育相似的地層,在中-晚元古界變質巖基底的基礎上,自下而上依次沉積了寒武系、奧陶系、石炭系和二疊系,如圖1(b)所示。同時,受區(qū)域構造沉積背景的控制,沁水盆地在早二疊世處于海陸變遷階段,廣泛發(fā)育近海的含煤沉積體系[17]。

沁水盆地整體具有為近南北向的復向斜結構，盆地四周均為隆起所包圍,其中北部為五臺山隆起,南部為中條山隆起,東部為太行山隆起,西部為呂梁隆起和霍山凸起,如圖1(c)所示。沁水盆地下二疊統(tǒng)自下而上發(fā)育太原組、山西組和下石盒子組,以潮坪、碳酸鹽巖臺地、沼澤和三角洲沉積為主(圖2)。山西組以三角洲前緣和沼澤沉積為主,地層垂向上表現(xiàn)為砂巖、泥巖和煤巖成薄互層疊置的特征,發(fā)育多套生儲蓋組合,具有良好的致密氣成藏條件。

圖1 沁水盆地基礎地質特征Fig.1 The basic geological characteristics of Qinshui Basin

圖2 沁水盆地下二疊統(tǒng)地層綜合柱狀圖Fig.2 The stratigraphic column of the Lower Permian in Qinshui Basin

2 烴源巖特征

2.1 烴源巖發(fā)育特征

沁水盆地山西組廣泛發(fā)育煤系地層,為致密氣的成藏提供了良好的烴源巖條件。山西組泥巖的厚度為10～70 m,在盆地的中部和東南部,厚度較大,普遍大于50 m,最大可達70 m；而在盆地的北部和西南部,泥巖的厚度較小,一般小于30 m(圖3)。山西組發(fā)育多套煤層,其中以3號煤為主,全區(qū)分布穩(wěn)定。煤巖的厚度介于1～8 m,在盆地的東部,煤巖厚度較大,普遍大于5 m,特別是在盆地的東南部,煤巖的最大厚度可達8 m(圖4)。

圖3 山西組泥巖厚度平面分布Fig.3 The planar graph of shale thickness of Shanxi Formation

圖4 山西組煤巖厚度平面分布Fig.4 The planar graph of coal thickness of shanxi Formation

2.2 烴源巖地球化學特征

沁水盆地山西組烴源巖的有機質豐度指標如表1所示。山西組泥巖的總有機碳(total organic carbon, TOC)介于0.67%～16.48%,平均值為3.06%；熱解生烴潛量(S1+S2)介于0.031～0.361 mg/g,平均值為0.476 mg/g。山西組煤巖的TOC介于37.59%～82.42%,平均值為67.43%。泥巖和煤巖干酪根的顯微組分以鏡質組和惰質組為主,兩者的總含量基本在80%以上(圖5)。前人基于元素分析法、碳同位素方法和熱解方法,明確了沁水盆地煤系烴源巖以Ⅲ型干酪根為主[18-19]。泥巖和煤巖的顯微組成及干酪根類型決定其以生氣為主[20]。泥巖的Ro介于1.32%～3.21%,平均為2.23%；煤巖的Ro介于1.15%～4.35%,平均值為2.4%。綜上所述,沁水盆地山西組泥巖和煤巖的TOC較高,干酪根以Ⅲ型為主,處于高-過成熟演化階段,生氣潛力巨大。

表1 沁水盆地山西組烴源巖地球化學特征Table 1 Geochemical characteristics of source rocks in Shanxi Formation, Qinshui Basin

圖5 山西組泥巖和煤巖有機質的顯微組成Fig.5 Maceral composition of source rocks of Shanxi Formation

2.3 烴源巖生、排烴特征

2.3.1 烴源巖生、排烴模型

為了分析沁水盆地山西組烴源巖的生、排烴特征,此次研究采用生烴潛力法來定量計算烴源巖的生、排烴量和排烴效率。Pang等[21]、龐雄奇等[22]將巖石熱解參數(shù)S1、S2之和與TOC的比值[(S1+S2)/TOC]定義為生烴潛力指數(shù),可用于表征烴源巖的生烴潛力。當生烴潛力指數(shù)開始減小時,烴源巖有烴類排出,與之對應的地質條件(深度或成熟度)被稱為排烴門限,如圖6所示。當烴源巖沒有烴類排出時,此時的生烴潛力指數(shù)被稱為原始生烴潛力指數(shù); 當烴源巖的地質條件達到排烴門限時,由于烴類的排出,此時的生烴潛力指數(shù)被稱為殘留生烴潛力指數(shù),小于烴源巖的原始生烴潛力指數(shù),兩者之間的差異則為烴源巖的排烴潛力指數(shù)。然而,巖石熱解實驗只能得到烴源巖的殘留生烴潛力指數(shù),而不是原始生烴潛力指數(shù)。因此,為了評價烴源巖的生烴潛力,首先應該恢復出烴源巖的原始生烴潛力指數(shù)。具體的恢復方法如下所示[23]:

圖6 烴源巖生、排烴概念模型[21]Fig.6 Hydrocarbon generation and expulsion conceptual model[21]

Hgp(Ro)o=μHgp(Ro)r(1)

式中：Hgp(Ro)r為殘留生烴潛力指數(shù),mgHC/g(TOC);Hgp(Ro)o為原始生烴潛力指數(shù),mgHC/g(TOC);μ為恢復系數(shù)；Hgp(Ro)°為排烴門限處對應的生烴潛力指數(shù),mgHC/(gTOC)。

根據(jù)物質平衡原理,在得到烴源巖的原始生烴潛力指數(shù)和殘留生烴潛力指數(shù)后,利用式(3)可得到排烴潛力指數(shù):

Hep(Ro)=Hgp(Ro)o-Hgp(Ro)r(3)

式(3)中：Hep(Ro)為排烴潛力指數(shù),mgHC/g(TOC),代表單位有機碳的排烴量。

根據(jù)生、排烴潛力指數(shù)以及研究區(qū)的地質參數(shù),可計算研究區(qū)烴源巖的生烴量和排烴量:

式中：Ihg為生烴強度,t/km2；Ihe為排烴強度,t/km2；Qg為生烴量,t；Qe為排烴量,t；Ro1和Ro2分別為生烴門限和排烴門限,%；h為烴源巖厚度,m；ρ為烴源巖的密度,g/cm3；TOC為總有機碳含量,%；S(n)為烴源巖面積,km2；n為網(wǎng)絡數(shù)目。

2.3.2 烴源巖生、排烴量

建立了山西組泥巖的生烴潛力指數(shù)剖面,如圖7(a)所示。此次研究以0.5% (Ro)作為泥巖的生烴門限[24-25],并根據(jù)排烴門限的定義,確定了泥巖的排烴門限在1.9%(Ro)?；謴偷脑忌鸁N潛力指數(shù)和計算的排烴潛力指數(shù),如圖7(b)所示。泥巖的最大生烴強度為50.5×104t/km2,生烴中心位于沁水盆地的中-東部；泥巖的最大排烴強度為25.5×104t/km2,排烴中心位于沁水盆地的中部和東南部。泥巖的生、排烴量分別為91.18×108t (11.44×1012m3)和25.26×108t (3.17×1012m3),綜合排烴效率為27.71%。

圖7 山西組泥巖的生、排烴模型Fig.7 Operational model for the quantification of hydrocarbon generation and expulsion of shale in Shanxi Formation

段毅等[26]利用生烴動力學理論恢復了沁水盆地山西組煤巖的甲烷生氣史,得到煤巖的甲烷累積產率為156 mL/gTOC。利用該值,根據(jù)式(8),估算出山西組煤巖的累積產氣量為39.33×1012m3。

式(8)中：Qg為煤巖的生氣量,m3；V為煤巖的甲烷累積產率,mL/(gTOC)；h為煤巖的厚度,m；ρ為煤巖的密度,g/cm3；TOC為煤巖的總有機碳含量, %；S(n)為煤巖面積,km2；n為網(wǎng)格數(shù)目。

根據(jù)前人提出的生排烴概念模型與煤巖的甲烷生氣史,將其應用于沁水盆地煤系烴源巖的生烴量估算,定量計算了山西組泥巖和煤巖的生氣量。綜合煤系烴源巖的地球化學特征以及生烴量計算,從定性和定量兩個角度,均證明了沁水盆地山西組泥巖和煤巖的生氣潛力巨大。

3 儲層特征

山西組砂巖的厚度介于10～45 m,具有全盆分布的特征,如圖8所示。在盆地的西南部和北部,砂巖厚度較大,最大可達45 m；而在盆地的中部和東南部,砂巖厚度較小,一般小于30 m。山西組砂巖的孔隙度介于0.18%～4.7%,平均值為2.7%,滲透率介于0.007～0.104 mD,平均值為0.024 mD,為典型的致密儲層。

圖8 山西組砂巖厚度平面分布Fig.8 The planar graph of sandstone thickness of Shanxi Formation

4 致密氣成藏特征

4.1 致密氣主力氣源巖

前文已經表明沁水盆地山西組泥巖和煤巖均具有較大的生氣能力,都可作為致密氣的氣源巖。然而,對于致密氣的主力氣源巖是泥巖還是煤巖這一問題,前人的研究很少涉及。稀有氣體以其較強的化學穩(wěn)定性,可用于天然氣的氣源對比,定量評價不同氣源巖在天然氣成藏中所發(fā)揮的作用[15,27]。

砂巖樣品中稀有氣體的測量結果如表2所示。3He/4He比值(R)為1.01×10-7,Ra代表大氣氦的3He/4He比值,為1.4×10-6[28]。Lupton[28]的研究認為,典型地殼來源He的R/Ra介于0.01～0.1；地幔來源He的R/Ra大于0.1。由于砂巖樣品中的R/Ra為0.072,小于0.1,所以推斷砂巖樣品中的He是典型地殼成因的,即是由地殼中的放射性元素Th和U衰變所產生的。據(jù)此可以認為,沁水盆地不存在深大斷裂且?guī)r漿作用比較微弱,不受幔源稀有氣體的污染。因此推斷砂巖樣品中的Ar也是典型地殼成因的。

表2 砂巖樣品中的He、Ar同位素比值Table 2 The isotope ratios of He and Ar from sandstone sample

劉文匯等[29]根據(jù)中國主要含油氣盆地泥巖生成的天然氣中40Ar/36Ar比值,建立了40Ar/36Ar比值與地質年代之間的對應關系,其中表明二疊紀泥巖生成的天然氣中40Ar/36Ar比值的平均值為894。即以該值(894)作為沁水盆地山西組泥巖生成的天然氣中的40Ar/36Ar比值。張殿偉等[15]在分析40Ar的成因機理后,認為同一年代地層內不同氣源巖生成的天然氣中的40Ar/36Ar比值與氣源巖中的K含量成正比例線性關系。根據(jù)上述研究成果,得到沁水盆地山西組泥巖和煤巖生成的天然氣中的40Ar/36Ar比值分別為894、335.4。砂巖樣品的40Ar/36Ar比值為727,按照二端元混合模型,計算出泥巖和煤巖中的Ar對砂巖樣品中Ar的貢獻率分別為70.1%、29.9%。由于稀有氣體是與有機質生成的天然氣一起進入天然氣藏中[30-31],因此可以認為泥巖和煤巖生成的天然氣對致密氣的貢獻率分別為70.1%、29.9%。

因此,認為沁水盆地山西組致密氣的主力氣源巖是泥巖,煤巖對致密氣的貢獻率較小,不足泥巖貢獻率的1/2。盡管生烴量計算結果表明煤巖比泥巖有更大的生烴能力,但是由于煤巖的TOC含量高,導致其對天然氣有很強的吸附性,天然氣不易排出。泥巖的TOC遠小于煤巖,其對天然氣的吸附性較弱,生成的天然氣可以相對容易地排出并聚集在致密砂巖中。該認識將有助于中國的致密氣的勘探選區(qū),在評價致密氣的氣源巖時,應以煤系泥巖作為重點對象來研究。

4.2 致密氣成藏時間

沁水盆地下二疊統(tǒng)的埋藏-熱演化史可以分為4個階段[32-34](圖9):第一階段從二疊紀到三疊紀末期,地層剛開始緩慢沉降,之后快速埋藏,地層的最大埋深達到4 000 m；該階段為正常的古地溫場,古地溫梯度為2～3 ℃/100 m,地層的最大古地溫達到140～150 ℃。第二階段處于早-中侏羅世,該階段受早期燕山運動的影響,地層剛開始緩慢上升,之后又緩慢下降,古地溫也處于波動狀態(tài)。第三階段處于晚侏羅世-早白堊世,該階段地層緩慢上升,但受燕山中期巖漿作用的影響,古地溫梯度高達6 ℃/100 m,地層的古溫度達到160～260 ℃。第四階段從晚白堊世到第四紀,受晚期燕山運動和喜馬拉雅運動的影響,地層持續(xù)上升遭受剝蝕,古地溫梯度不斷減小,恢復到正常古地溫梯度2～3 ℃/100 m。

圖9 沁水盆地下二疊統(tǒng)的埋藏-熱演化史曲線Fig.9 Burial-thermal history of the lower Permianin Qinshui Basin

根據(jù)山西組砂巖樣品的流體包裹體均一溫度統(tǒng)計直方圖(圖10),可將均一溫度劃分為3個階段,分別為80～110 ℃、110～140 ℃和140～170 ℃,且這3個階段對應的峰值溫度分別為90～100 ℃、120～130 ℃和150～160 ℃。由于流體包裹體均一溫度可代表天然氣被捕獲時的古地層溫度,將其投影到盆地的埋藏-熱演化曲線上(五角星),可以得到天然氣的成藏時間和成藏期次。均一溫度的前兩個峰值溫度對應的地質年代為中-晚三疊世。該階段為正常的古地溫場,有機質受深成變質作用的控制,Ro從0.5%不斷增大到1.3%,有機質處于連續(xù)的生氣過程,生成的天然氣不斷運移并聚集在致密砂巖中。均一溫度的第3個峰值溫度對應的地質年代為晚侏羅世,該階段有機質受燕山中期巖漿作用的控制,地層的古溫度達到160～260 ℃。有機質的熱成熟度快速增大,Ro最大達到4.2%,有機質大量生成天然氣,并不斷充注到致密砂巖中。該階段是有機質的主力生氣階段,同時也是致密氣的主要成藏時期。

圖10 流體包裹體均一溫度統(tǒng)計直方圖Fig.10 The histogram of homogenization temperatures

4.3 致密氣資源量

山西組泥巖、煤巖和砂巖具有薄互層疊置、全盆分布的特征,且泥巖和煤巖的生氣能力較強,都可向致密砂巖供氣。另外,泥巖的脆性礦物含量較高,煤巖的塑性較強,還發(fā)育割理系統(tǒng),兩者在構造應力作用下易于形成微裂縫。一旦裂縫網(wǎng)絡形成,在泥巖和煤巖雙氣源巖的控制下及山西組頂部厚層泥巖的封蓋下,兩者生成的天然氣經過短距離的運移即可在致密砂巖中聚集,形成致密氣藏,如圖11所示。

圖11 沁水盆地山西組致密氣成藏模式Fig.11 Accumulation model of tight gas in Shanxi Formation, Qinshui Basin

由此可見,沁水盆地山西組致密氣的成藏條件優(yōu)越,有利于形成致密氣藏。前文計算出泥巖排出的天然氣量為3.17×1012m3,如果按照天然氣的聚集系數(shù)為3%,那么泥巖排出并最終聚集在致密砂巖中的天然氣量為0.095×1012m3。由于泥巖和煤巖生成的天然氣對致密氣的貢獻率分別為70.1%、29.9%,那么煤巖排出并最終聚集在致密砂巖中的天然氣量為0.041×1012m3。因此,沁水盆地山西組致密氣的資源量為0.14×1012m3。假設煤巖排出天然氣的聚集系數(shù)也為3%,那么煤巖排出的天然氣量即為1.37×1012m3,進而可以得到煤巖的綜合排烴效率為3.5%,如表3所示。表3也同時表明,沁水盆地山西組泥巖和煤巖中還含有大量的殘留氣,可形成豐富的頁巖氣和煤層氣資源。

表3 山西組烴源巖的生、排烴特征Table 3 The hydrocarbon generation and expulsion characteristics of source rocks in Shanxi Formation

5 結論

(1)沁水盆地山西組泥巖和煤巖的TOC較高,平均值分別為3.06%、67.43%；泥巖和煤巖的有機質為Ⅲ型干酪根,Ro普遍大于2%,處于高-過成熟階段,生氣潛力巨大。泥巖和煤巖具有厚度大、分布廣的特點,與致密砂巖成薄互層疊置分布,有利于致密氣的生成、運移和聚集。

(2)稀有氣體Ar同位素比值表明泥巖和煤巖生成的天然氣對致密氣的貢獻率分別為70.1%和 29.9%,泥巖是致密氣的主力氣源巖。泥巖和煤巖的生氣量分別為11.44×1012、39.33×1012m3,綜合排氣效率分別為27.71%、3.5%,山西組致密氣的資源量為0.14×1012m3。

(3)山西組致密氣具有2期充注特征。在中-晚三疊世,烴源巖受深成變質作用的控制,有機質緩慢生氣充注到致密砂巖中；到晚侏羅世-早白堊世,烴源巖受燕山中期巖漿作用的控制,有機質熱成熟度快速增大,生成大量的天然氣并快速充注到致密砂巖中,是致密氣的主要成藏時期。

(4)定量評價了沁水盆地山西組致密氣的成藏地質條件,充分肯定了山西組致密氣的勘探潛力。另外,首次應用稀有氣體確定了煤系地層中致密氣的主力氣源巖,并同時計算了不同氣源巖對致密氣資源量的貢獻率,定量評價了不同氣源巖在致密氣成藏中所發(fā)揮的作用,對致密氣的評價選區(qū)具有重要的指導意義。