沁水盆地山西组致密气成藏条件分析

2020-08-03殷亮亮郭少斌

科学技术与工程 2020年20期

殷亮亮, 郭少斌*

(1.中国地质大学(北京)能源学院,北京 100083；2.页岩气勘查与评价国土资源部重点实验室,北京 100083)

沁水盆地下二叠统广泛发育煤系地层,含有丰富的天然气资源,包括煤层气、页岩气和致密气[1-4]。前人关于沁水盆地的煤层气和页岩气已做过大量的研究[5-7]。近年来,随着沁水盆地煤层气勘探进程的深入,在沁水盆地下二叠统多套致密砂岩中见到良好的气测显示,这引起了中国学者对沁水盆地致密气勘探潜力的重视[8-10]。当前,前人关于沁水盆地致密气的研究,大多是采用类比分析的方法,定性地评价沁水盆地致密气的勘探潜力,很少有学者定量地评价沁水盆地致密气的成藏条件。同时,对于已经成功勘探的许多大型致密气田,之前的研究也只是笼统地认为煤系是气源岩[11-14],但煤系气源岩包括泥岩和煤岩,究竟谁是主力气源岩,这个问题却很少有人提及,而这将直接影响致密气的勘探选区工作[15]。

以沁水盆地下二叠统山西组为研究对象,在综合分析山西组泥岩和煤岩的发育特征及地球化学特征的基础上,定量计算了泥岩和煤岩的生、排烃量；利用稀有气体He、Ar同位素测量结果,估算泥岩和煤岩生成的天然气对致密气资源的贡献率,确定致密气的主力气源岩,计算致密气的资源量；最后,根据盆地的埋藏-热演化史,结合流体包裹体资料,确定致密气的成藏期次及成藏时间。

1 地质概况

沁水盆地位于华北地台的中部,与鄂尔多斯盆地相邻,如图1(a)所示[9,16]。在中生代以前,华北地台处于构造稳定阶段,沁水盆地与鄂尔多斯盆地同为华北地台的一部分,两者经历了相同的构造演化阶段,具有相似的沉积背景,发育相似的地层,在中-晚元古界变质岩基底的基础上,自下而上依次沉积了寒武系、奥陶系、石炭系和二叠系,如图1(b)所示。同时,受区域构造沉积背景的控制,沁水盆地在早二叠世处于海陆变迁阶段,广泛发育近海的含煤沉积体系[17]。

沁水盆地整体具有为近南北向的复向斜结构，盆地四周均为隆起所包围,其中北部为五台山隆起,南部为中条山隆起,东部为太行山隆起,西部为吕梁隆起和霍山凸起,如图1(c)所示。沁水盆地下二叠统自下而上发育太原组、山西组和下石盒子组,以潮坪、碳酸盐岩台地、沼泽和三角洲沉积为主(图2)。山西组以三角洲前缘和沼泽沉积为主,地层垂向上表现为砂岩、泥岩和煤岩成薄互层叠置的特征,发育多套生储盖组合,具有良好的致密气成藏条件。

图1 沁水盆地基础地质特征Fig.1 The basic geological characteristics of Qinshui Basin

图2 沁水盆地下二叠统地层综合柱状图Fig.2 The stratigraphic column of the Lower Permian in Qinshui Basin

2 烃源岩特征

2.1 烃源岩发育特征

沁水盆地山西组广泛发育煤系地层,为致密气的成藏提供了良好的烃源岩条件。山西组泥岩的厚度为10～70 m,在盆地的中部和东南部,厚度较大,普遍大于50 m,最大可达70 m；而在盆地的北部和西南部,泥岩的厚度较小,一般小于30 m(图3)。山西组发育多套煤层,其中以3号煤为主,全区分布稳定。煤岩的厚度介于1～8 m,在盆地的东部,煤岩厚度较大,普遍大于5 m,特别是在盆地的东南部,煤岩的最大厚度可达8 m(图4)。

图3 山西组泥岩厚度平面分布Fig.3 The planar graph of shale thickness of Shanxi Formation

图4 山西组煤岩厚度平面分布Fig.4 The planar graph of coal thickness of shanxi Formation

2.2 烃源岩地球化学特征

沁水盆地山西组烃源岩的有机质丰度指标如表1所示。山西组泥岩的总有机碳(total organic carbon, TOC)介于0.67%～16.48%,平均值为3.06%；热解生烃潜量(S1+S2)介于0.031～0.361 mg/g,平均值为0.476 mg/g。山西组煤岩的TOC介于37.59%～82.42%,平均值为67.43%。泥岩和煤岩干酪根的显微组分以镜质组和惰质组为主,两者的总含量基本在80%以上(图5)。前人基于元素分析法、碳同位素方法和热解方法,明确了沁水盆地煤系烃源岩以Ⅲ型干酪根为主[18-19]。泥岩和煤岩的显微组成及干酪根类型决定其以生气为主[20]。泥岩的Ro介于1.32%～3.21%,平均为2.23%；煤岩的Ro介于1.15%～4.35%,平均值为2.4%。综上所述,沁水盆地山西组泥岩和煤岩的TOC较高,干酪根以Ⅲ型为主,处于高-过成熟演化阶段,生气潜力巨大。

表1 沁水盆地山西组烃源岩地球化学特征Table 1 Geochemical characteristics of source rocks in Shanxi Formation, Qinshui Basin

图5 山西组泥岩和煤岩有机质的显微组成Fig.5 Maceral composition of source rocks of Shanxi Formation

2.3 烃源岩生、排烃特征

2.3.1 烃源岩生、排烃模型

为了分析沁水盆地山西组烃源岩的生、排烃特征,此次研究采用生烃潜力法来定量计算烃源岩的生、排烃量和排烃效率。Pang等[21]、庞雄奇等[22]将岩石热解参数S1、S2之和与TOC的比值[(S1+S2)/TOC]定义为生烃潜力指数,可用于表征烃源岩的生烃潜力。当生烃潜力指数开始减小时,烃源岩有烃类排出,与之对应的地质条件(深度或成熟度)被称为排烃门限,如图6所示。当烃源岩没有烃类排出时,此时的生烃潜力指数被称为原始生烃潜力指数; 当烃源岩的地质条件达到排烃门限时,由于烃类的排出,此时的生烃潜力指数被称为残留生烃潜力指数,小于烃源岩的原始生烃潜力指数,两者之间的差异则为烃源岩的排烃潜力指数。然而,岩石热解实验只能得到烃源岩的残留生烃潜力指数,而不是原始生烃潜力指数。因此,为了评价烃源岩的生烃潜力,首先应该恢复出烃源岩的原始生烃潜力指数。具体的恢复方法如下所示[23]:

图6 烃源岩生、排烃概念模型[21]Fig.6 Hydrocarbon generation and expulsion conceptual model[21]

Hgp(Ro)o=μHgp(Ro)r(1)

式中：Hgp(Ro)r为残留生烃潜力指数,mgHC/g(TOC);Hgp(Ro)o为原始生烃潜力指数,mgHC/g(TOC);μ为恢复系数；Hgp(Ro)°为排烃门限处对应的生烃潜力指数,mgHC/(gTOC)。

根据物质平衡原理,在得到烃源岩的原始生烃潜力指数和残留生烃潜力指数后,利用式(3)可得到排烃潜力指数:

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

式(3)中：Hep(Ro)为排烃潜力指数,mgHC/g(TOC),代表单位有机碳的排烃量。

根据生、排烃潜力指数以及研究区的地质参数,可计算研究区烃源岩的生烃量和排烃量:

式中：Ihg为生烃强度,t/km2；Ihe为排烃强度,t/km2；Qg为生烃量,t；Qe为排烃量,t；Ro1和Ro2分别为生烃门限和排烃门限,%；h为烃源岩厚度,m；ρ为烃源岩的密度,g/cm3；TOC为总有机碳含量,%；S(n)为烃源岩面积,km2；n为网络数目。

2.3.2 烃源岩生、排烃量

建立了山西组泥岩的生烃潜力指数剖面,如图7(a)所示。此次研究以0.5% (Ro)作为泥岩的生烃门限[24-25],并根据排烃门限的定义,确定了泥岩的排烃门限在1.9%(Ro)。恢复的原始生烃潜力指数和计算的排烃潜力指数,如图7(b)所示。泥岩的最大生烃强度为50.5×104t/km2,生烃中心位于沁水盆地的中-东部；泥岩的最大排烃强度为25.5×104t/km2,排烃中心位于沁水盆地的中部和东南部。泥岩的生、排烃量分别为91.18×108t (11.44×1012m3)和25.26×108t (3.17×1012m3),综合排烃效率为27.71%。

图7 山西组泥岩的生、排烃模型Fig.7 Operational model for the quantification of hydrocarbon generation and expulsion of shale in Shanxi Formation

段毅等[26]利用生烃动力学理论恢复了沁水盆地山西组煤岩的甲烷生气史,得到煤岩的甲烷累积产率为156 mL/gTOC。利用该值,根据式(8),估算出山西组煤岩的累积产气量为39.33×1012m3。

式(8)中：Qg为煤岩的生气量,m3；V为煤岩的甲烷累积产率,mL/(gTOC)；h为煤岩的厚度,m；ρ为煤岩的密度,g/cm3；TOC为煤岩的总有机碳含量, %；S(n)为煤岩面积,km2；n为网格数目。

根据前人提出的生排烃概念模型与煤岩的甲烷生气史,将其应用于沁水盆地煤系烃源岩的生烃量估算,定量计算了山西组泥岩和煤岩的生气量。综合煤系烃源岩的地球化学特征以及生烃量计算,从定性和定量两个角度,均证明了沁水盆地山西组泥岩和煤岩的生气潜力巨大。

3 储层特征

山西组砂岩的厚度介于10～45 m,具有全盆分布的特征,如图8所示。在盆地的西南部和北部,砂岩厚度较大,最大可达45 m；而在盆地的中部和东南部,砂岩厚度较小,一般小于30 m。山西组砂岩的孔隙度介于0.18%～4.7%,平均值为2.7%,渗透率介于0.007～0.104 mD,平均值为0.024 mD,为典型的致密储层。

图8 山西组砂岩厚度平面分布Fig.8 The planar graph of sandstone thickness of Shanxi Formation

4 致密气成藏特征

4.1 致密气主力气源岩

前文已经表明沁水盆地山西组泥岩和煤岩均具有较大的生气能力,都可作为致密气的气源岩。然而,对于致密气的主力气源岩是泥岩还是煤岩这一问题,前人的研究很少涉及。稀有气体以其较强的化学稳定性,可用于天然气的气源对比,定量评价不同气源岩在天然气成藏中所发挥的作用[15,27]。

砂岩样品中稀有气体的测量结果如表2所示。3He/4He比值(R)为1.01×10-7,Ra代表大气氦的3He/4He比值,为1.4×10-6[28]。Lupton[28]的研究认为,典型地壳来源He的R/Ra介于0.01～0.1；地幔来源He的R/Ra大于0.1。由于砂岩样品中的R/Ra为0.072,小于0.1,所以推断砂岩样品中的He是典型地壳成因的,即是由地壳中的放射性元素Th和U衰变所产生的。据此可以认为,沁水盆地不存在深大断裂且岩浆作用比较微弱,不受幔源稀有气体的污染。因此推断砂岩样品中的Ar也是典型地壳成因的。

表2 砂岩样品中的He、Ar同位素比值Table 2 The isotope ratios of He and Ar from sandstone sample

刘文汇等[29]根据中国主要含油气盆地泥岩生成的天然气中40Ar/36Ar比值,建立了40Ar/36Ar比值与地质年代之间的对应关系,其中表明二叠纪泥岩生成的天然气中40Ar/36Ar比值的平均值为894。即以该值(894)作为沁水盆地山西组泥岩生成的天然气中的40Ar/36Ar比值。张殿伟等[15]在分析40Ar的成因机理后,认为同一年代地层内不同气源岩生成的天然气中的40Ar/36Ar比值与气源岩中的K含量成正比例线性关系。根据上述研究成果,得到沁水盆地山西组泥岩和煤岩生成的天然气中的40Ar/36Ar比值分别为894、335.4。砂岩样品的40Ar/36Ar比值为727,按照二端元混合模型,计算出泥岩和煤岩中的Ar对砂岩样品中Ar的贡献率分别为70.1%、29.9%。由于稀有气体是与有机质生成的天然气一起进入天然气藏中[30-31],因此可以认为泥岩和煤岩生成的天然气对致密气的贡献率分别为70.1%、29.9%。

因此,认为沁水盆地山西组致密气的主力气源岩是泥岩,煤岩对致密气的贡献率较小,不足泥岩贡献率的1/2。尽管生烃量计算结果表明煤岩比泥岩有更大的生烃能力,但是由于煤岩的TOC含量高,导致其对天然气有很强的吸附性,天然气不易排出。泥岩的TOC远小于煤岩,其对天然气的吸附性较弱,生成的天然气可以相对容易地排出并聚集在致密砂岩中。该认识将有助于中国的致密气的勘探选区,在评价致密气的气源岩时,应以煤系泥岩作为重点对象来研究。

4.2 致密气成藏时间

沁水盆地下二叠统的埋藏-热演化史可以分为4个阶段[32-34](图9):第一阶段从二叠纪到三叠纪末期,地层刚开始缓慢沉降,之后快速埋藏,地层的最大埋深达到4 000 m；该阶段为正常的古地温场,古地温梯度为2～3 ℃/100 m,地层的最大古地温达到140～150 ℃。第二阶段处于早-中侏罗世,该阶段受早期燕山运动的影响,地层刚开始缓慢上升,之后又缓慢下降,古地温也处于波动状态。第三阶段处于晚侏罗世-早白垩世,该阶段地层缓慢上升,但受燕山中期岩浆作用的影响,古地温梯度高达6 ℃/100 m,地层的古温度达到160～260 ℃。第四阶段从晚白垩世到第四纪,受晚期燕山运动和喜马拉雅运动的影响,地层持续上升遭受剥蚀,古地温梯度不断减小,恢复到正常古地温梯度2～3 ℃/100 m。

图9 沁水盆地下二叠统的埋藏-热演化史曲线Fig.9 Burial-thermal history of the lower Permianin Qinshui Basin

根据山西组砂岩样品的流体包裹体均一温度统计直方图(图10),可将均一温度划分为3个阶段,分别为80～110 ℃、110～140 ℃和140～170 ℃,且这3个阶段对应的峰值温度分别为90～100 ℃、120～130 ℃和150～160 ℃。由于流体包裹体均一温度可代表天然气被捕获时的古地层温度,将其投影到盆地的埋藏-热演化曲线上(五角星),可以得到天然气的成藏时间和成藏期次。均一温度的前两个峰值温度对应的地质年代为中-晚三叠世。该阶段为正常的古地温场,有机质受深成变质作用的控制,Ro从0.5%不断增大到1.3%,有机质处于连续的生气过程,生成的天然气不断运移并聚集在致密砂岩中。均一温度的第3个峰值温度对应的地质年代为晚侏罗世,该阶段有机质受燕山中期岩浆作用的控制,地层的古温度达到160～260 ℃。有机质的热成熟度快速增大,Ro最大达到4.2%,有机质大量生成天然气,并不断充注到致密砂岩中。该阶段是有机质的主力生气阶段,同时也是致密气的主要成藏时期。

图10 流体包裹体均一温度统计直方图Fig.10 The histogram of homogenization temperatures

4.3 致密气资源量

山西组泥岩、煤岩和砂岩具有薄互层叠置、全盆分布的特征,且泥岩和煤岩的生气能力较强,都可向致密砂岩供气。另外,泥岩的脆性矿物含量较高,煤岩的塑性较强,还发育割理系统,两者在构造应力作用下易于形成微裂缝。一旦裂缝网络形成,在泥岩和煤岩双气源岩的控制下及山西组顶部厚层泥岩的封盖下,两者生成的天然气经过短距离的运移即可在致密砂岩中聚集,形成致密气藏,如图11所示。

图11 沁水盆地山西组致密气成藏模式Fig.11 Accumulation model of tight gas in Shanxi Formation, Qinshui Basin

由此可见,沁水盆地山西组致密气的成藏条件优越,有利于形成致密气藏。前文计算出泥岩排出的天然气量为3.17×1012m3,如果按照天然气的聚集系数为3%,那么泥岩排出并最终聚集在致密砂岩中的天然气量为0.095×1012m3。由于泥岩和煤岩生成的天然气对致密气的贡献率分别为70.1%、29.9%,那么煤岩排出并最终聚集在致密砂岩中的天然气量为0.041×1012m3。因此,沁水盆地山西组致密气的资源量为0.14×1012m3。假设煤岩排出天然气的聚集系数也为3%,那么煤岩排出的天然气量即为1.37×1012m3,进而可以得到煤岩的综合排烃效率为3.5%,如表3所示。表3也同时表明,沁水盆地山西组泥岩和煤岩中还含有大量的残留气,可形成丰富的页岩气和煤层气资源。