遼河灘海地區(qū)東部構(gòu)造演化與潛山帶內(nèi)幕油氣聚集

王 純， 張 研， 吳小洲， 馬曉宇， 黃昱丞， 宋志慧

( 中國石油勘探開發(fā)研究院，北京 100083 )

遼河灘海地區(qū)東部構(gòu)造演化與潛山帶內(nèi)幕油氣聚集

王 純， 張 研， 吳小洲， 馬曉宇， 黃昱丞， 宋志慧

( 中國石油勘探開發(fā)研究院，北京 100083 )

郯廬斷裂帶在前古近紀(jì)及新生代分別發(fā)生左旋走滑和右旋走滑運(yùn)動，造成遼河灘海地區(qū)東部的構(gòu)造演化過程相對復(fù)雜。利用地震資料精細(xì)解釋、構(gòu)造分析和儲層預(yù)測等方法，分析遼河灘海地區(qū)東部構(gòu)造演化過程及潛山油氣運(yùn)聚。結(jié)果表明：前古近紀(jì)時期NE向左旋走滑的燕南、燕東斷層，以及EW向的中—古生代斷層形成燕南潛山帶的內(nèi)幕形態(tài)，潛山帶北部內(nèi)幕圈閉奧陶系儲層厚度大、裂縫發(fā)育程度高；始新世時期東部凹陷沉積研究區(qū)烴源巖地層；漸新世時期燕南斷層右行走滑影響潛山帶的平面及縱向形態(tài)，并開啟油氣往潛山內(nèi)幕圈閉運(yùn)移的通道。該研究為下遼河—遼東灣地區(qū)的潛山勘探提供參考。

遼河灘海東部； 構(gòu)造演化； 潛山內(nèi)幕； 油氣運(yùn)移

0 引言

郯廬斷裂帶是縱貫中國東部大陸邊緣的一條巨型斷裂帶，按照展布范圍進(jìn)行分段[1-2]，渤海灣地區(qū)通常稱為下遼河—渤海灣段。郯廬斷裂帶自中生代起一直在活動[3]，早始新世時期由左行走滑變?yōu)橛倚凶呋琜4]。郯廬斷裂帶的走滑活動，以及受地幔拱張引發(fā)的盆地伸展斷陷共同控制下遼河—遼東灣坳陷及次級構(gòu)造的形態(tài)及特征[5]。新生代以來的走滑作用還改造或者影響盆地的伸展斷層[6]。遼河油田灘海地區(qū)是下遼河坳陷與遼東灣之間的海陸過渡區(qū)域，也是遼河油田重點(diǎn)勘探接續(xù)區(qū)。受郯廬斷裂帶走滑作用影響，構(gòu)造特征復(fù)雜，制約主體構(gòu)造單元——燕南潛山帶油氣勘探。

燕南潛山帶的油氣藏分為披覆層油氣藏和潛山油氣藏，鉆井揭示東部地區(qū)烴源巖發(fā)育，并且在中淺層區(qū)域有油氣發(fā)現(xiàn)。渤海灣盆地奧陶系潛山以斷面輸油為主的“新生古儲”油氣藏是普遍存在的[7]，鉆井結(jié)果也證實(shí)燕南潛山內(nèi)幕奧陶系地層有規(guī)模儲層發(fā)育。潛山油氣勘探面臨潛山帶構(gòu)造樣式認(rèn)識不清、潛山帶的構(gòu)造演化過程存在爭議和構(gòu)造演化與油氣運(yùn)聚之間關(guān)系需要梳理等問題。

構(gòu)造演化分析與潛山內(nèi)幕結(jié)構(gòu)研究是灘海地區(qū)東部勘探取得突破的關(guān)鍵?；跒┖５貐^(qū)東部燕南潛山帶中部疊前深度偏移地震資料，以及東部研究區(qū)疊前時間偏移地震資料的解釋成果，筆者分析灘海東部地區(qū)的構(gòu)造特征，研究潛山內(nèi)幕構(gòu)造，劃分研究區(qū)前古近紀(jì)—新生代構(gòu)造演化階段，推斷燕南潛山的形成時間，明確內(nèi)幕圈閉特征與儲蓋條件，梳理構(gòu)造演化與潛山油氣的成藏的關(guān)系，為灘海東部地區(qū)勘探提供參考。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

渤海灣盆地是一個中、新生代的疊合盆地，新生代的裂谷盆地可劃分為三個構(gòu)造區(qū)：西部走滑伸展、中部晚期拉張和東部走滑為主構(gòu)造區(qū)。下遼河—遼東灣坳陷位于盆地的東北部，東、西邊界為膠遼隆起與山海關(guān)隆起，整體走向?yàn)镹E向展布的狹長狀條帶，自東而西為 “三凸兩凹”的構(gòu)造單元格局。灘海地區(qū)為海陸過渡區(qū)，與下遼河—遼東灣坳陷的構(gòu)造特征相比，既有統(tǒng)一性也有獨(dú)特性。其東部地區(qū)主要由東部凹陷、燕南潛山帶及燕東洼漕組成，東部凹陷是海上遼中凹陷的自然延伸；燕南潛山帶是遼東凸起的陸上延續(xù)；燕東洼漕南與遼東凹陷相接，向北逐漸消失(見圖1)。

圖1 研究區(qū)構(gòu)造位置Fig.1 The structral location map of research area

地震資料成果及鉆井資料顯示，燕南潛山面上覆蓋較薄的古近系沙河街組和東營組、新近系館陶組和明化鎮(zhèn)組地層，潛山內(nèi)幕地層目前已知鉆遇的下古生界下馬家溝組，以及部分亮甲山組地層，根據(jù)地震資料反射特征，推斷其下部可能存在奧陶系及寒武系地層。潛山兩側(cè)地層沉積主要受NE走向的燕南、燕東斷層控制(見圖2)。燕南斷層傾向NW，是在前古近系左行走滑斷層基礎(chǔ)上發(fā)育的伸展斷層，并在后期受右行走滑作用改造[8]，其拉張走滑運(yùn)動控制燕南潛山西側(cè)東部凹陷的沉積充填，在沙河街組沉積時期具有鏟式正斷層特征，而后受到走滑改造，東部凹陷整體形態(tài)為一東斷西超半地塹；凹陷自下而上完整發(fā)育沙河街組、東營組、館陶組和明化鎮(zhèn)組地層，其中具有相當(dāng)厚度規(guī)模的沙河街組與東營組地層是研究區(qū)主要生烴類層段。燕東斷層潛山東側(cè)的控洼斷層傾向SE，規(guī)模比燕南斷層的較小，活動程度及時間與燕南斷層有差異，燕東洼槽的構(gòu)造演化主要受它控制；燕東洼漕整體形態(tài)為西斷東超半地塹，延伸至海域部分遼東凹陷后規(guī)模變大，主要沉積沙河街組(晚期)、東營組、館陶組和明化鎮(zhèn)組地層。灘海地區(qū)的地層序列見表1。

圖2 遼河灘海東部地區(qū)的地震剖面(位置見圖1)Fig.2 Liaohe eastern offshore area seismic profile (position in fig.1)

表1 遼河灘海地區(qū)地層序列

2 構(gòu)造演化及潛山構(gòu)造特征

人們將遼東灣地區(qū)構(gòu)造演化分為前古近紀(jì)古構(gòu)造運(yùn)動階段、古近紀(jì)裂谷階段和新近紀(jì)—第四紀(jì)后裂谷階段[9]。灘海東部地區(qū)構(gòu)造演化過程分為四個時期：Ⅰ期(前古近紀(jì):印支—燕山)，為潛山內(nèi)幕結(jié)構(gòu)構(gòu)造演化時期；Ⅱ期(始新世)，是以伸展斷陷活動為主的時期；Ⅲ期(漸新世)，走滑作用對伸展斷層發(fā)生改造作用時期；Ⅳ期(新近紀(jì))，為剪切走滑作用發(fā)生時期。

2.1 前古近紀(jì)構(gòu)造演化

2.1.1 基底構(gòu)造演化

區(qū)域上，古生代以來渤海灣盆地基底主要經(jīng)歷海西期、印支期和燕山期三次大規(guī)模的構(gòu)造運(yùn)動，奧陶系潛山內(nèi)幕主要分布在印支期和燕山期構(gòu)造活動較弱的地區(qū)[10]。

印支期華北板塊與揚(yáng)子板塊發(fā)生自西向東的剪刀式俯沖拼接，華北克拉通東西分異，東部的渤海灣地區(qū)整體抬升，應(yīng)力場由早二疊世的伸展環(huán)境向擠壓環(huán)境轉(zhuǎn)換，形成NWW或EW向逆斷層及背斜[11]。研究區(qū)處于抬升剝蝕或沉積間斷的狀態(tài)，潛山地層缺失三疊系和侏羅系；在燕山運(yùn)動時期，西太平洋板塊活動，伊澤奈吱板塊對華北板塊NWW向俯沖，深部地幔上涌，巖石圈減薄，中國東部進(jìn)入陸內(nèi)斷陷盆地發(fā)育期，郯廬斷裂帶在這個時期發(fā)生左行走滑[12]，并沉積相對較厚的白堊系地層，研究區(qū)發(fā)育NE向的左行走滑斷層——燕南和燕東斷層。燕山末期受左行走滑影響，白堊紀(jì)地層發(fā)生抬升并遭受一定程度的剝蝕(見圖3)。

圖3 遼河灘海東部地區(qū)的地震剖面(剖面位置見圖4)Fig.3 Liaohe eastern offshore area seismic profile(position in fig.4)

2.1.2 潛山構(gòu)造特征

燕南潛山內(nèi)幕鉆遇中生界、古生界地層。鉆井資料證實(shí)，上古生界石炭系與下古生界奧陶系之間為假整合接觸，儲層主要集中發(fā)育于奧陶系地層。潛山帶中部疊前深度偏移的地震資料解釋成果表明，燕南潛山中—古生界構(gòu)造樣式為近EW向古斷裂控制的斷階，潛山形態(tài)為NE向走滑斷裂控制的地壘(見圖3-4)：燕南潛山帶高部位中—古生界地層厚度大，在地層沉積時期處于古地貌的高部位；近EW向的中—古生界斷裂與燕南、燕東斷層一起形成潛山內(nèi)幕斷塊構(gòu)造，而EW向斷裂并未斷穿中生界地層頂面，說明新生代構(gòu)造運(yùn)動對潛山形態(tài)及內(nèi)幕改造僅限于儲層裂縫改造作用(見圖4)。

2.2 新生代構(gòu)造演化

前古近紀(jì)時期的基底演化形成潛山內(nèi)幕的基本結(jié)構(gòu)，新生代郯廬斷裂帶的右旋走滑活動,以及地幔上涌引起盆地拉張伸展使得新生代的構(gòu)造演化過程相對復(fù)雜。燕南潛山帶實(shí)際上是在漸新世的中后期真正形成的。

2.2.1 始新世

始新世時期，發(fā)生區(qū)域性的裂陷作用，遼東灣應(yīng)力環(huán)境以NWW-SEE向區(qū)域引張為主[13]。灘海地區(qū)處于盆地斷陷沉積階段，疊加一定的走滑作用。灘海東部地區(qū)總體上處于弱走滑強(qiáng)拉張時期，在繼承前古近系斷層的基礎(chǔ)上，燕南斷層繼續(xù)發(fā)育而成為NE向的鏟式正斷層，控制潛山西側(cè)東部凹陷的沉積。這個時期燕東斷層并沒有開始活動，燕東洼槽并未形成(見圖5)。

圖4 研究區(qū)前古近紀(jì)斷裂體系

圖5 研究區(qū)始新世早期斷裂體系

2.2.2 漸新世

漸新世時期，灘海地區(qū)處于盆地斷陷向坳陷轉(zhuǎn)換階段，伸展作用相對減弱，走滑作用增強(qiáng)。灘海東部地區(qū)東部凹陷內(nèi)，由于走滑作用形成NEE向雁列次級斷層，由深至淺斷距逐漸減小，部分與燕南斷層呈“入”字型斜交(見圖6-7)；走滑—拉張斷層——燕東斷層在這一階段開始強(qiáng)烈活動，控制燕東洼槽的沉積演化。

燕南潛山在漸新世的中后期形成，走滑斷裂在平面“正S型”區(qū)域產(chǎn)生走滑擠壓作用，在“反S型”區(qū)域產(chǎn)生走滑拉張作用[14-16]，因此燕南潛山受郯廬斷裂右旋走滑影響，在剖面上燕南斷層直接表現(xiàn)出拉張正斷，以及擠壓翻轉(zhuǎn)的高角度斷層甚至是逆斷層，潛山平面走向具有扭動特征。在研究區(qū)新生界基底圖上，走滑擠壓作用區(qū)域地層相對走滑拉張有地層沉降變低的現(xiàn)象(見圖8)。平面上，燕南潛山帶走向?yàn)槟稀⒈眱啥巫呦蚴茏呋瑪D壓影響為NNE向，中段走向受走滑拉張影響為NE向?？v向上，鉆井揭示燕南潛山在漸新世抬升成型，東部凹陷內(nèi)充填完整的古近系及新近系地層，潛山頂面缺失沙河街組一、二段地層及東營組三段、一段地層，燕東洼漕缺失沙河街組三段及東營組一段地層，說明燕南潛山在始新世晚期及漸新世晚期存在沉積間斷或剝蝕，燕東洼漕從始新世晚期開始接受沉積(見表2)。在沿潛山走向的地震剖面(見圖9)上，潛山面高低起伏——南北兩頭高、中間較低。沙河街組及東營組地層超覆在潛山面上，推測潛山帶古地貌為北高南低。在潛山整體抬升過程中，潛山帶北部受走滑擠壓抬升的潛山面明顯高于中部的。

圖6 研究區(qū)漸新世早期斷裂體系

圖7 研究區(qū)漸新世晚期斷裂體系

圖8 遼河灘海地區(qū)東部基底立體顯示Fig.8 3D graph of Liaohe eastern offshore area basement

2.2.3 新近紀(jì)

新近紀(jì)館陶組—明化鎮(zhèn)組沉積時期，處于盆地拗陷階段，接受區(qū)域披蓋式沉積[17-19]。這一階段是淺層的燕東東走滑斷層強(qiáng)烈活動時期，其剪切走滑作用對燕東、燕南斷層有較強(qiáng)的羽化改造作用，程度由東向西減弱，表現(xiàn)為雁行式斷層組合，與燕東東走滑斷層帶呈小角度相交(見圖10)。

3 潛山油氣運(yùn)聚

3.1 儲層條件

3.1.1 潛山儲層

根據(jù)渤海灣盆地油氣分布，潛山成藏要素中的烴源巖和油氣運(yùn)移通道在渤海灣盆地是普遍存在的，潛山油氣聚集的差異性主要取決于儲層的儲集性能[20]。

表2 灘海地區(qū)東部地層分布

燕南潛山奧陶系潛山儲層以變質(zhì)巖為主，儲集性能與裂縫發(fā)育程度有關(guān)，而裂縫的發(fā)育多與構(gòu)造運(yùn)動有關(guān)，前古近紀(jì)的基底演化控制燕南潛山圈閉的形成，新生代的構(gòu)造演化并沒有破壞潛山圈閉的形態(tài)，只是改造儲層中裂縫。印支運(yùn)動發(fā)生在上古生界地層沉積后，下古生界奧陶系地層沒有經(jīng)歷渤海灣盆地主要剝蝕—巖溶期(印支期和燕山期)直接的風(fēng)化淋濾，大規(guī)模溶蝕特征不明顯，但是碳酸鹽巖脆性強(qiáng)，構(gòu)造運(yùn)動對儲層裂縫改造作用強(qiáng)，儲集空間的孔隙以古近紀(jì)形成的裂縫為主；并且成巖后生作用對儲層孔滲性能改善作用明顯，尤其是地層水的溶解作用。灘海地區(qū)各區(qū)域潛山內(nèi)部地層的鉆探和取心也證實(shí)，奧陶系儲層以裂縫儲集空間為主(見圖11)。

圖9 遼河灘海地區(qū)東部地震剖面(剖面位置見圖8)Fig.9 Liaohe eastern offshore area seismic profile (position in fig.8)

圖10 上新世—更新世斷裂體系Fig.10 Plio-Pleistocene faults system

研究區(qū)潛山帶只有YN1井鉆遇古生界地層，揭示潛山帶儲層發(fā)育狀況：鉆至井深1 904.50 m處開始漏失，鉆至井深1 907.20 m處地層嚴(yán)重漏失，共漏失泥漿120 m3。試油結(jié)果表明：1 902.47～1 918.00 m層段日產(chǎn)水可達(dá)212.83 m3，證明存在規(guī)模儲集空間。

3.1.2 潛山圈閉

燕南潛山的整體形態(tài)為受NE向燕南、燕東走滑斷層控制的“S”型的地壘，內(nèi)部結(jié)構(gòu)為受到EW向斷裂控制的斷塊。為研究斷塊儲層分布范圍，利用疊前深度偏移地震資料進(jìn)行儲層厚度及裂縫預(yù)測，表明燕南潛山內(nèi)幕型儲層特點(diǎn)：(1)在新資料區(qū)的北部儲層厚度大(見圖12(a))，與在古地貌高部位古生界儲層發(fā)育的分析是一致的；(2)裂縫發(fā)育主要受構(gòu)造及控山斷層(燕南、燕東斷層)展布形態(tài)的影響(見圖 12(b))，而潛山的裂縫發(fā)育程度對油氣富集具有明顯的控制作用[10]。

圖11 遼河灘海地區(qū)潛山鉆井取心Fig.11 Drilling coring in Liaohe offshore area

裂縫發(fā)育位置集中于燕南、燕東斷層位置及研究區(qū)北部，因此燕南潛山帶的有利圈閉可能位于研究區(qū)北部潛山內(nèi)幕斷塊構(gòu)造的裂縫儲層發(fā)育位置。同時，覆蓋古生界地層的中生界地層是以大段泥巖和火山巖沉積為主的，兩者配合可以形成燕南潛山內(nèi)幕型的儲蓋組合。

3.2 油氣運(yùn)移

東部凹陷烴源巖生成的油氣向燕南潛山內(nèi)幕斷塊圈閉縱向運(yùn)移通道為燕南斷層，在圈閉內(nèi)部橫向運(yùn)移依靠內(nèi)幕儲層發(fā)育的裂縫。

漸新世時期，灘海地區(qū)東營組、沙河街組的烴源巖已經(jīng)成熟[21]，受到郯廬斷裂走滑運(yùn)動影響，燕南斷層斷面開啟而形成輸導(dǎo)通道。區(qū)域上，渤海灣盆地普遍存在超壓現(xiàn)象[22-23]，遼東灣地區(qū)5口井鉆遇東營組發(fā)現(xiàn)超壓，欠壓實(shí)超壓層段起始深度為2 370～2 689 m，壓力因數(shù)最高達(dá)1.93[24]，超壓是油氣由烴源巖向儲層運(yùn)移的有利條件。東部凹陷KS1井東營組三段及YN1井古生界儲層的壓力因數(shù)分別為1.21和0.99，從而形成超壓，油氣可以沿著切過油源的燕南斷層向潛山及淺層運(yùn)移和聚集(見圖13)。燕南潛山的奧陶系儲層內(nèi)部裂縫發(fā)育表明，內(nèi)幕儲層在具備規(guī)模的儲集空間內(nèi)也具有良好的輸導(dǎo)能力，能夠構(gòu)成潛山內(nèi)幕輸導(dǎo)體系(見圖12)。

圖12 遼河灘海東部地區(qū)燕南潛山古生界儲層預(yù)測Fig.12 Reservoir prediction of Yannan buried hill in Liaohe offshore area

圖13 燕南潛山油氣運(yùn)移模式剖面(剖面位置見圖4)Fig.13 Model profile of Yannan buried hill hydrocarbon migration(position in fig.4)

在潛山縱向通道“燕南斷層”及內(nèi)部通道“裂縫”的相互配合下，東營組、沙河街組生成的油氣可以在漸新世中晚期，即右旋走滑主要活動時期，沿著由走滑活動開啟的燕南斷層面運(yùn)移至潛山斷塊圈閉而成藏。

4 結(jié)論

(1)遼河灘海地區(qū)東部主要經(jīng)歷四期構(gòu)造演化。前古近紀(jì)時期，印支—燕山構(gòu)造運(yùn)動控制潛山內(nèi)幕地層的分布及斷塊圈閉的形成；始新世時期為東部凹陷形成時期；漸新世中期，受到走滑作用影響，東部凹陷出現(xiàn)明顯走滑現(xiàn)象，燕東洼漕形成，燕南潛山帶抬升成型，在“正S型”區(qū)域產(chǎn)生走滑擠壓作用，在“反S型”區(qū)域產(chǎn)生走滑拉張作用；新近紀(jì)時期，燕東東斷層走滑斷層強(qiáng)烈活動，影響淺層構(gòu)造形態(tài)。

(2)燕南潛山的內(nèi)幕儲層為奧陶系碳酸鹽巖地層，北部古地貌高部位儲層發(fā)育厚度大， 儲集空間以裂縫為主，裂縫受到新生代構(gòu)造活動的影響，展布形態(tài)與控山斷層(燕南、燕東斷層)有關(guān)，與中生界大段泥巖和火山巖形成潛山內(nèi)幕型的儲蓋組合。

(3)燕南潛山奧陶系內(nèi)幕有兩種油氣運(yùn)移輸導(dǎo)通道：“縱向通道”——燕南斷層形成的外部縱向輸導(dǎo)通道在超壓作用下，與燕南潛山“內(nèi)部通道”——裂縫配合輸導(dǎo)油氣。漸新世中晚期，東部凹陷東營組、沙河街組生成的油氣，沿著由右旋走滑運(yùn)動開啟的燕南斷層運(yùn)移至潛山斷塊圈閉而成藏。

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2016-10-24；編輯：劉麗麗

王 純(1985-)，男，博士研究生，工程師，主要從事地質(zhì)—地球物理綜合方面的研究。

P618.13

A

2095-4107(2017)01-0043-09

DOI 10.3969/j.issn.2095-4107.2017.01.005