摘要:受构造作用控制，辽河西部凹陷清水洼陷沙三段页岩沉降-沉积中心发生由北西向南东方向的明显迁移，表现为欠补偿沉积的半深湖-深湖相同步迁移。从湖盆中心向陆方向，清水洼陷沙三段沉积时期主要发育了深湖-半深湖-浅湖-扇三角洲等沉积类型，对应形成了从Ⅰ、Ⅱ到Ⅲ型的干酪根分布。与此对应，页岩中的石英、长石等脆性矿物含量递次增多，而黏土矿物含量逐渐减少，反映为沉积相对页岩有机地球化学条件和矿物成分的控制作用。在深大断裂控制下，页岩沉积剖面表现为向西减薄的楔形，TOC从中心处的最大值向外逐渐降低，成熟度Ro介于0.5%～2.0%，为页岩油气的形成提供了有利的富集条件。在现今埋深状态下，洼陷区页岩一般处于热成熟生油阶段，埋深较大的局部地区可达高成熟阶段，进入页岩气为主状态，形成“下气上油”的生烃格局。沙三段页岩主要处于中成岩阶段B期，出现了大量定向排列的片状伊利石。在4000m以深的页岩中，伊蒙混层比小于15%，发育了多种孔隙类型，伴生黄铁矿和伊利石等黏土矿物，孔隙度一般为0.7%～3.5%，8～35nm的页岩孔隙直径所占体积最大。高精度含气量解析结果表明，双兴1井沙三段页岩含气量为1.6～5.44m3/t，随着页岩储层成岩裂缝增加，页岩含气量不断增加。总含气量、吸附含气量与TOC具有很好的相关性，但总含气量增加速度较吸附气增量速度更大，这与有机质生油气产物关系密切，与溶解态天然气的存在也不无关系。有机质类型多样、油气共生、含气量较大且下气上油，形成了辽河清水洼陷特色的页岩气富集模式。
关键词:页岩气;富集条件;沙三段;清水洼陷;西部凹陷
0引言
中国页岩气发展迅速，从页岩气概念[1]引入到页岩气建成规模产能，短短15年时间，在各方面均取得了重要进展，特别是南方海相页岩地区取得了重要突破。与海相页岩气相比，陆相页岩气地质条件复杂，勘探开发难度大。鄂尔多斯盆地延长组湖相页岩中获得高产工业气流，成为陆相页岩气勘探开发的重要区域，也带给我国东部老油区新的勘探希望。东部主要油气田目前均已进入高成本勘探、高含水开发阶段，亟需转变勘探理念，发现新的储量接替以减缓储量和产量大幅下降趋势。尽管东部油田区页岩气勘探研究已经取得了大量成果，包括湖相细粒沉积体系[2-9]、刻画储层微观结构[10-18]、沉积、成岩与储层之间的关系[19-24]、油气资源潜力评价[25-33]等方面，但目前的勘探成效仍然不够突出。辽河坳陷是我国最早开展陆相页岩气研究的地区之一，目前已经获得了一系列关于形成条件、资源潜力及有利区优选等成果认识[34-44]，但对页岩气富集条件的研究仍然非常薄弱，对页岩气富集模式的探讨研究亟待展开。
1沙三段页岩发育条件与控制因素
1.1页岩发育构造沉积条件
西部凹陷呈北东向展布，经历了古新世拱张、始新世和渐新世裂陷以及新近纪拗陷三个演化阶段，形成的箕状断陷具有沉积厚度大，沉降速度快、沉积旋回多和岩相变化大等特点，清水洼陷位于西部凹陷的南部(图1)，发育扇三角洲-河流-湖泊相沉积体系[45-46]。
断裂活动是裂谷发育的基本构造运动形式(图2)。西部凹陷的裂谷活动开始于古新世，在拱张阶段产生北北东向断裂。伴随着碱性玄武岩喷发，始新世开始的沙四期裂陷首先从北部开始发育，沉降-沉积中心主要在高升-牛心坨等地区。在潜山古地貌背景下，凹陷南部的清水地区接受沙四沉积较晚，地层厚度较薄。始新世沙三期构造活动强烈，湖盆处于深陷阶段，在台安-大洼断裂控制作用下，凹陷东侧大幅度沉降，形成典型箕状凹陷，清水洼陷沉降幅度达3200m。至沙三末期，断陷湖盆短暂回返，西部凹陷的构造-沉积格局基本形成。在沉降过程中，沉积中心不断发生由西向东、由北向南的递进迁移作用。渐新世沙一二期，湖盆再次扩展，清水洼陷沉降幅度达1800m，沉降中心明显向东迁移。渐新世东营期湖盆再次扩张，清水洼陷沉降幅度达2600m。东营末期，古近系经历了6～8Ma的构造回返，清水洼陷定型。新近纪至今，清水洼陷进入拗陷阶段。在沉降-沉积中心转移过程中，页岩厚度发生对应变化，主要分布在东部大洼断裂一侧。由此，构造和沉积作用直接控制了有效页岩的空间分布。
1.2沙三段有效页岩分布控制因素
除构造作用控制沉降-沉积中心迁移、沉积相变、成岩作用及页岩气形成条件之外，沉积速率和湖平面变化在富有机质页岩形成和分布过程中起到关键作用，产生了清水洼陷总厚度800m、最大厚度沿深大断裂分布、地球化学条件及储层物性参数变化较快的页岩。
1.2.1沉积物供给速率约束页岩分布
清水洼陷的物源主要来自西部凸起和中央凸起南部。在南部西斜坡发育扇三角洲-远岸浊积扇-湖泊沉积体系，清水洼陷主要发育深湖-半深湖沉积体系。在该地区，不同沉积相的沉积物加载速率差异较大。
对于富有机质页岩沉积来说，若沉积速度过快，则有机质被沉积物所稀释;若沉积速度过缓，则有机质易于被氧化、物理分解、生物降解或以其他方式消失。故富有机质页岩的沉积速率需要一个能够恰好维持两者平衡的一个速率。陆相断陷盆地沉降速度快，物源供给丰富，沉积速率明显加快，在洼陷沉降中心处，富有机质页岩的瞬间加载速率明显偏小，但以等时面所代表的时间进行沉积速率计算，则具有相对最大的沉积速率。在近岸方向的扇三角洲相，尽管沉积物加载的瞬间速度较大，但以沉降中心处的页岩沉积时间为参照对比，其沉降速率明显偏小。根据资料计算，清水洼陷沙三段砂岩含量较高，沉积速率平均可达240m/Ma，页岩颜色主要为灰色、灰黑色，岩性主要为长英质页岩，厚度中心约800m。
1.2.2深陷期湖平面变化控制页岩分布
清水洼陷湖平面的相对变化主要受构造-沉积控制。深陷期构造沉降速率大，可容空间增加快，导致相对湖平面上升速率大。随着湖平面的快速上升，沉积物的有效补充严重不足，在欠补偿沉积条件下形成了以还原作用为特点的富有机质页岩。由于富有机质页岩沉积需要安静和还原环境的水体条件，沉积物加载速度较为缓慢。在湖盆中心以外的其他地方，因为水体活动较强或者氧化条件，无法产生富有机质页岩的规模发育。清水洼陷的垂向沉积序列表现为下部沉积大套砂岩，向上砂岩厚度与粒度逐渐减小。到顶部一般发育碳质页岩或浅灰色、灰绿色页岩，反映水体夹带沉积物能力逐渐降低，构造沉降速率也逐渐减弱。到末期构造活动达最弱，盆地沉积有向沼泽化方向变化的趋势，顶部普遍见有碳质页岩或浅灰色页岩。
从剖面上看，虽然富有机质有效页岩主要形成于最大湖泛期，但并不是所有的地方均可形成富有机质页岩沉积，故深陷期的湖平面变化控制了页岩的垂向发育，同时也限定了页岩在平面上的分布。
沙三段具有基底裂陷-块断作用强烈、拗陷沉降速度大、暗色富有机质页岩发育厚度大、沉降-沉积中心转移明显等特点[47]，形成了分布范围最广、地层厚度最大的页岩油气勘探研究主要目的层段。根据湖盆演化过程，可将沙三段进一步划分为沙三上、中、下三个亚段。沙三下段页岩主要分布在雷家-陈家洼陷，厚度中心处的沙三下段有效页岩可达200m。至沙三中段沉积期，富有机质页岩厚度中心向东和向南迁移。在陈家和清水洼陷，沙三中段有效页岩厚度可达300m。至沙三上段沉积时期，沉降-沉积中心局限于东南部的清水洼陷，有效页岩厚度可达250m。
2清水洼陷沙三段页岩气富集条件
清水洼陷沙三段页岩埋深大、沉降快，富有机质页岩保存条件好，页岩气相态受有机质类型分布和构造演化双重控制，易在洼陷区形成高丰度油气富集，表明了沙三段页岩气发育的有利条件和资源前景。
2.1页岩生气
2.1.1干酪根类型与分布
统计结果表明，清水洼陷沙三段烃源岩Ⅲ型干酪根占32%，Ⅱ2型干酪根占19%，Ⅱ1型干酪根占31%，Ⅰ型干酪根占18%。双兴1井干酪根类型指数测试结果表明，沙三上段干酪根类型指数为91.3～94.8，平均93.1，判断为Ⅰ型。沙三中的干酪根类型指数变化于38.5～100之间，平均76.8，判断干酪根类型以Ⅰ型为主，兼有Ⅱ1型和少量Ⅱ2型。沙三下段的干酪根类型指数变化跨度较大，为-4～91，平均85.1，判断干酪根类型多样。
陆相断陷盆地中的有机质类型多样且类型分布受沉积相控制明显，不同的沉积相带，有机质干酪根的类型差别较大，平面分布区域变化较快(表1)。以清水洼陷沙三中沉积为例，沉积相控制干酪根类型分布明显(图3)。扇三角洲沉积区主要为Ⅱ2-Ⅲ型干酪根，湖底扇沉积区主要为Ⅱ1-Ⅱ2型干酪根;半深湖-深湖主要为Ⅱ1型干酪根，深湖主要为Ⅰ干酪根。
2.1.2有机碳含量及变化
样品统计表明，清水洼陷沙三段有机质碳含量相对变化较大，范围可以从0.3%变化至5.9%，平均值2.1%。以清水洼陷双兴1井为例，沙三段源岩TOC分布于0.4%～3.8%之间，页岩TOC主体分布于1.1%～2.1%之间。分段TOC统计表明，沙三上段页岩TOC相对较好，通常介于1%～3.74%之间。沙三中段页岩TOC略有下降，主要分布于1%～2.9%之间。沙三下段页岩TOC相对较差，一般介于0.5%～1.6%之间。
沙三下段的沉降-沉积中心在陈家洼陷北侧，有机碳含量相对最高，一般均在3%～5%之间(图4(a))。而在南部的清水洼陷，沙三下段页岩钻井揭示为扇三角洲相和浅湖相，有机碳含量变化于2%～2.5%之间。在湖盆中心处，沙三下段页岩钻井揭露较少，推测TOC可高达3.0%～3.5%。向陆方向，沙三下段页岩有机碳含量变化于1.0%～2.0%之间。
沙三中段的沉降-沉积中心向南东迁移，由陈家洼陷北侧高值区向南东迁移至兴隆台西侧，对应的有机碳含量由5%减少到3%(图4(b))。总体来看，页岩TOC自西部凹陷西缘向东缘逐渐变好，大部分地区页岩的TOC介于1.0%～2.0%之间，而清水洼陷TOC相对较高，通常介于2.5%～3%之间。
沙三上段的沉降-沉积中心继续向南东方向迁移，位于北侧的牛心坨地区在此期间经受抬升而没有接受沙三上沉积，页岩主要发育在南东侧的陈家-清水洼陷一带(图4(c))。在陈家洼陷东南部，TOC逐渐减少为2%。在最南东侧的清水洼陷，TOC介于2.5%～3.0%之间，为沙三上段页岩的最好区域。而在其他大部分地区，页岩TOC一般只有1.0%～2.0%。
清水洼陷沙三段以湖泊相为主，对应形成了以Ⅰ-Ⅱ1为主的干酪根，向外逐渐变化为Ⅲ型干酪根，在平面上形成了围绕深湖中心为中心的环带状有机质类型分布特点，有机质丰度发生相应变化，形成了沉积环境对有机质类型和丰度的典型控制作用。沉积环境的垂向变化同样对有机质类型和丰度产生控制作用，由下向上，从沙三下段到沙三上段，随着沉积古水深的变化，干酪根类型对应发生从Ⅰ型到Ⅲ型的变化，TOC也从高到低地变化。
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2.1.3有机质成熟度
沙三末期和东营末期相对偏小幅度的构造回返导致了西部凹陷相对单调埋藏的坳陷形成过程，特别是清水洼陷沙三段自沉积以来几乎未曾经受构造回返，这就赋予了沙三段页岩随深度增加而单调增加的有机质成熟度特征。由于缺乏岩浆侵入和火山喷发等活动，沙三段页岩热演化成熟度主要与埋藏深度有关(图5)。随着埋藏深度增加，页岩有机质热演化成熟度(Ro，%)不断增加，页岩埋藏深度与Ro呈正相关关系。当页岩埋藏深度在4km以浅时，绝大部分页岩的Ro均小于1.0%且与深度变化关系表现为线性相关;当页岩埋深超过4km时，Ro快速增加并迅速超过1.0%，有机质热演化程度加速发展并进入快速成熟状态，导致有机质在大约4.5km埋深时，即可进入高成熟的生气(Ro≥1.2%)状态。即在4.5km以浅时，清水洼陷沙三段以页岩油气共生为主，超过这一深度，则进入页岩气为主状态。较之先前所认为的5km以浅均为生油并形成页岩油、页岩平均埋深从5km开始进入生气的高成熟阶段至少提前了500m。
尽管有多种可能性，但造成清水洼陷沙三段有机质热演化成熟度随深度增加而加速增加并在4km左右出现陡升现象的原因，可以解释为地层连续沉降所产生的有机质成熟度累加效应。即由于地层沉积过程中缺乏构造回返及构造回返所带来的抬升剥蚀，主要由温度和时间因素所控制的有机质成熟作用不曾受到中断。同时，坳陷的构造热沉降和热释放过程持续进行，加速了沙三段页岩有机质的熟化作用，导致热演化成熟度进一步增加，形成了深度与成熟度之间明显的抛物线关系。
