莺歌海盆地乐东10区CO2包裹体特征及其流体充注史

税蕾蕾，郭来源，徐新德，黄向胜，黄合庭，陈书伟，宋修章

(1.中海油能源发展股份有限公司 工程技术公司 中海油实验中心，天津 300452； 2.浙江一龙环保科技有限公司，杭州 310051； 3.中海石油(中国)有限公司 海南分公司，海口 570312)

莺歌海盆地是我国南海北部大陆架重要的新生代富气盆地，盆地主要探区为东方区和乐东区，近年来东方区中深层D11、D131、D132等地区大中型油气田的发现，揭示了底辟带高温超压领域良好的勘探前景。位于中央底辟带东南部的乐东区中深层勘探程度较低，对该区成藏特征方面的研究较少[1]。近期在莺歌海盆地坳陷斜坡带南段(即中央底辟构造带至莺东斜坡带之间的过渡区域[2])，乐东10区中的L1、L2、L3等气田及邻区的L11含气构造、L16圈闭部署的钻井中，均在中新统黄流组高温高压段发现了厚层气层。以往研究认为，莺歌海盆地天然气主要是沿底辟垂向运移，由于骨架砂体欠发育，向斜坡带中深层侧向运移路径不通畅，斜坡带缺乏明显的通源断裂等垂向运移通道，导致供烃有限[2]。乐东10区气田的发现，引起了对莺歌海盆地非底辟构造的中深层岩性气藏天然气运移成藏问题的重大关注。本文综合运用拉曼成分定量分析技术、包裹体显微测温技术，对乐东10区包裹体的均一温度、密度、捕获条件进行研究，并结合同位素分析结果，对二氧化碳流体包裹体的充注期次和埋藏史等参数进行了分析，以期为拓展莺歌海盆地中深层天然气运移方向、成藏机制和勘探开发提供更多依据。

1 区域地质特征

莺歌海盆地属于南海西北部大陆边缘新生代沉积盆地，可划分为中央坳陷、莺东斜坡和莺西斜坡3个一级构造单元；而中央坳陷又包含了多个与断裂活动有关的次级构造单元(图1a)。盆地经历了早期断陷和后期拗陷2个演化阶段。莺歌海盆地在断陷阶段沉积了古近系始新统湖相地层、渐新统崖城组以及陵水组海陆过渡相和海相地层；拗陷阶段沉积了新近系三亚组、梅山组、黄流组和莺歌海组海相地层和第四系[1-2]。新近纪的快速充填导致盆地发育大规模热流体底辟和超高压，形成了莺歌海盆地独特而复杂的底辟成藏系统。盆地东方区、乐东区都处于中央底辟发育带，此前在盆地中浅层已取得油气勘探突破[3-4]。

根据钻井及地球化学研究成果，莺歌海盆地存在四套烃源岩：始新统中—深湖相泥岩、渐新统崖城组海岸平原沼泽相煤系地层、下—中中新统海相泥岩(三亚组、梅山组)和上中新统—上新统海相泥岩(黄流组、莺歌海组)。其中，下—中中新统海相泥岩(三亚组、梅山组)主要分布于盆地中央坳陷区，是一套半封闭浅海及半深海砂泥岩地层，厚4 000～6 000 m，泥岩占70%，是该区主要烃源岩。

乐东10区的气田发育在坳陷斜坡带南段近凹处(图1b)，目的层为斜坡近凹陷处限制性水道内发育的浊积砂体，各气组构造形态受凹陷斜坡背景及黄流组水道构造控制，整体表现为斜坡上东支水道自北东向南西方向下倾，在水道交汇区向西北、东南方向两翼下倾的构造特征。乐东10区黄流组储层由区域上发育的厚层浅海相泥岩和储层内部发育的超压泥岩盖层共同封盖。

图1 莺歌海盆地构造单元划分(a)及研究区位置示意(b)Fig.1 Structural units (a) and location of study area (b) in Yinggehai Basin

乐东区块黄流组—梅山组是重要的砂岩储层，以细—中砂岩为主；天然气藏中CO2占绝对优势，含量在60%～88%之间，最高超过90%。因此，查明CO2在天然气藏中的运移规律和期次显得非常必要。目前该储层的成岩期主要处于中成岩阶段，而研究区域存在超压作用，可以抑制黏土矿物的转化，减少胶结物生成的物质来源；同时通过增大碳酸盐在流体介质中的溶解度，抑制碳酸盐胶结物的生成，因此胶结物含量较少[5]，仅见少量的石英加大边和碳酸盐胶结物。通过对薄片的岩相学观察和分析，胶结物中并没有发现包裹体，包裹体主要集中在石英愈合裂隙中。

2 分析方法

采集了乐东10区9口井(L1区块的2、3、5、6、12、13等6口井，L2区块的1、2d 等2口井，L3区块的1井)黄流组和梅山组储层106块原生粒间孔发育、铸磨孔较发育的极细—细砂岩样品，用于流体包裹体显微测温、激光拉曼光谱等分析。

以成岩序列为基础，选择不同期次石英裂隙内的包裹体划分出包裹体组合(FIA)，并对不同包裹体组合内的单一包裹体分别进行编号，然后选择每个包裹体组合内5个不同大小和形状的包裹体进行显微测温。连续测两遍，若前后误差在2 ℃以内则取平均值作为实验结果，误差超过5 ℃则弃用该数据，误差在2～5 ℃的则重新测温，比较三次实验数据，求取平均值作为最终数据。

包裹体显微测温分析实验条件为：英国Linkam THMSG600型冷热台，配套Leica DM4500P显微镜。均一温度测试时控制升温速度在3～10 ℃/min，当包裹体接近均一温度时，升温速度小于2 ℃/min。冰点温度测试过程为：先以10～20 ℃/min的速率快速降温到-100～-90 ℃，并在此温度下恒温1 min，使包裹体充分冰冻；待包裹体完全结冰后，逐步升温，在接近最后一块冰晶消失前，降低升温速率至0.5～1.0 ℃/min。

包裹体激光拉曼成分分析实验条件：雷尼绍inVia Qontor激光拉曼光谱仪，激发波长为532 nm，光栅为1 800 gr/mm，曝光时间为1 s，激光功率100%(50 mW)，测试范围为1 000～4 000 cm-1。

CO2包裹体激光拉曼密度测试条件：使用1 800 gr/mm格栅和50 μm狭缝的LabRAM HR光谱仪(Horiba Jobin Yvon)获得拉曼光谱，光谱的分辨率为0.65 cm-1，拉曼光谱的采集范围为1 250～1 650 cm-1，并采用氖管所发射的两条光谱626.56 nm(1 447.07 cm-1)和633.36 nm(1 566.71 cm-1)进行校准。CO2的密度根据CO2的费米双峰与密度之间的关系式计算[6-8]。

样品的流体包裹体岩相学分析、测温分析和激光拉曼成分分析在中海油湛江实验中心广东省海上高温高压油气藏勘探开发企业重点实验室完成；CO2包裹体密度定量分析在中国地质大学(武汉)构造与油气资源教育部重点实验室测试完成。

3 实验结果

3.1 包裹体岩石学特征

包裹体主要赋存于以细—中粒为主的石英颗粒中，石英颗粒普遍发育1～3组愈合裂隙，裂隙基本贯穿石英颗粒或者沿颗粒边缘向内尖灭。石英颗粒愈合裂隙内的包裹体均为次生包裹体，通常为气液两相盐水包裹体；包裹体大小为1～15 μm，圆形、椭圆形、长条形与不规则形并存，气液比5%～20%不等。选择包裹体组合时，尽可能沿同一裂隙附近选取主轴方向一致的包裹体(图2)。

图2 莺歌海盆地乐东10区中新统黄流组石英裂隙内包裹体组合Fig.2 Inclusion assemblage in quartz fractures of MioceneHuangliu Formation, Ledong 10 area,Yinggehai Basin

3.2 包裹体分类

包裹体类型多样，包括盐水包裹体、烃类包裹体、二氧化碳包裹体。参考张鼐[9]总结的包裹体分类方案，依据成分特征，将成岩包裹体划分为五类：盐水包裹体、二氧化碳包裹体、气相甲烷包裹体、混合气包裹体和含混合气的盐水溶液包裹体(表1)。

表1 莺歌海盆地乐东10区构造流体包裹体分类特征

(1)盐水包裹体：此类包裹体发育丰富，分布于各个层位和深度，多呈气液两相存在，通常伴生其他类型的包裹体，无荧光特征(图3a)。

(2)二氧化碳包裹体：该类包裹体在乐东10区储层砂岩的薄片中可见，呈单一气相或气液两相。其中单一气相包裹体既见到赋存于石英颗粒裂隙内部，常温下为黑色或者灰黑色，大小通常为9～12 μm，也可以见到位于微裂隙内，大小为2～5 μm的次生纯CO2包裹体；气液两相则为透明无色。二氧化碳三相包裹体包括气、液两相CO2和盐水溶液，包裹体中间可见白色亮点，无荧光特征(图3b)。拉曼光谱图上具有明显的二氧化碳费米双峰(1 380 cm-1和1 285 cm-1)(图4a)，升温至均一状态下的气、液两相二氧化碳包裹体可见有水的拉曼位移峰(3 645 cm-1)，为CO2-H2O型包裹体(图4b)。

图3 莺歌海盆地乐东10区流体包裹体显微照片Fig.3 Micrographic pictures of fluid inclusions in Ledong 10 area, Yinggehai Basin

(3)气相甲烷包裹体：该类包裹体在L1-12、L1-13井中均有分布，发育程度低于气相二氧化碳包裹体，呈单一气相，常温下为黑色或者灰黑色，包裹体多呈圆形、椭圆形，直径通常为3～8 μm；拉曼光谱可以见到明显的甲烷峰位(2 917 cm-1)(图4c)。

(4)混合气包裹体：该类包裹体成分表现为二元特征，包括甲烷和二氧化碳的混合、氮气和二氧化碳的混合、甲烷和氮气的混合。混合气包裹体室温下呈气相，数量发育较少，形态多呈椭圆形、方形或不规则形状，尺寸多分布于5～13 μm；拉曼光谱图像显示多种特征，包括甲烷峰(2 918 cm-1)和二氧化碳费米双峰(1 385 cm-1和1 280 cm-1)(图4d)，氮气峰(2 329～2 330 cm-1)和二氧化碳费米双峰(1385 cm-1和1280 cm-1)(图4e)，甲烷峰(2 918 cm-1)和氮气峰(2 329 cm-1)(图4f)。

(5)含混合成分的盐水包裹体：该类包裹体室温下可见气、液两相和气相，尺寸约10μm左右；拉曼光谱图像可见甲烷、氮气和水峰位移(图4g，h)。其中含烃的盐水包裹体，围绕气相具有黄色—浅黄色的荧光光学特征(图3c)。

图4 莺歌海盆地乐东10区包裹体成分激光拉曼光谱分析Fig.4 Laser Raman spectroscopy analysis of inclusion composition, Ledong 10 area, Yinggehai Basin

3.3 CO2包裹体密度分析

根据CO2拉曼费米双峰距离计算公式，计算了CO2包裹体密度[6]。

ρCO2=-0.030 314 551Δ3+9.432 834 797Δ2-

977.938 493 3Δ+33 780.382 42

(1)

式中：ρCO2为CO2包裹体密度；Δ为CO2包裹体拉曼费米双峰间距。

表2展示了21个单一气相二氧化碳包裹体的拉曼光谱定量数据，这些包裹体都位于石英裂隙内，双峰之间的距离会随着CO2气包裹体的密度升高而增加，因此可以用来计算CO2包裹体的密度。计算结果发现两种差异明显的包裹体密度(表2，图5)，分别为中密度CO2包裹体(0.43～0.53 g/cm3)和高密度CO2包裹体(0.76～0.89 g/cm3)，说明CO2充注背景存在差异。依据拉曼光谱测得的CO2包裹体密度大部分大于0.46 g/cm3，即大于气态CO2包裹体密度，与前述CO2-H2O型[10]包裹体的分析结果一致。少量纯CO2包裹体的密度小于0.46g/cm3，与前述单一气相CO2包裹体的分析结果一致。中密度CO2气包裹体的同期盐水包裹体的均一温度为173～178 ℃；高密度CO2气包裹体的同期盐水包裹体的均一温度为150～171 ℃。

表2 莺歌海盆地乐东10区二氧化碳包裹体拉曼定量分析数据

图5 莺歌海盆地乐东10区CO2-H2O型包裹体密度与同期盐水包裹体均一温度的关系Fig.5 Correlation between density of CO2-H2O type inclusionsand homogenization temperature of brine inclusionsduring the same period, Ledong 10 area, Yinggehai Basin

4 CO2的地化特征和成因

莺歌海盆地的天然气组成分布非常复杂[2-3]，乐东区CO2的含量变化非常大。位于中深层的黄流组和梅山组受底辟影响，热流体上侵过程中，从深部带来大量非烃气，热流体活动影响强的层段CO2含量都较高，热流体影响弱的层段CO2含量较低。前人[11]总结了莺琼盆地无机成因CO2的气藏中CO2含量大于60%，并伴有少部分烃类和含量低于10%的N2。本次研究的乐东10区天然气中CO2含量除黄流组2个低值(26.32%和32.29%)、梅山组2个低值(23.22%和32.83%)外，其他值整体较高(43.08%～95.81%，平均61.80%)；天然气中N2含量绝大多数小于10%，显示应为无机成因CO2。

碳同位素可以进行物源示踪，通常有机成因CO2的δ13C的变化范围为-10‰～-30‰，无机成因CO2的δ13C的变化范围为-8‰～3‰，有机和无机混合成因CO2的δ13C的变化范围为-10‰～-8‰[1，11]。乐东10区CO2碳同位素测试结果显示，黄流组在深度为4 215.48 m的样品CO2碳同位素值为-9.04‰，表明为混合成因，其他样品值均位于无机成因区间；梅山组CO2碳同位素值均处于无机成因范围内。因此，从CO2含量和碳同位素值显示来看，乐东10区黄流组和梅山组CO2主要为无机成因气(图6)。

图6 莺歌海盆地乐东10区CO2成因鉴别Fig.6 Genetic identification of CO2,Ledong 10 area, Yinggehai Basin

前人研究揭示，乐东区气田部分天然气样品具有较重的碳同位素值，与中新统—渐新统钙质碎屑岩及碳酸盐矿物的碳同位素组成相近[2]。钻探揭示，莺歌海盆地梅山组和三亚组泥岩含钙且见局部钙质泥岩或钙质粉砂岩薄夹层，位于莺东斜坡带的个别井钻遇了前古近系灰岩或白云岩，说明基底碳酸盐岩局部分布，为无机CO2形成提供物质基础。

5 讨论

5.1 乐东10区流体充注期次

与烃类包裹体同期的盐水包裹体均一温度代表油气注入时储层的温度，均一温度的峰值反映流体充注的高峰期。对同期盐水包裹体的均一温度研究发现，主要的温度集中在150～180 ℃，均一温度显示为两期充注特征。由于均一温度比较连续，认为是两次幕式充注更合适(150～160 ℃和160～180 ℃两个区间)(图7)。

结合荧光特征和同期盐水包裹体均一温度，可以判断在充注过程中，先充注烃类的包裹体荧光显示为黄色—浅黄色，大致可鉴别为高成熟油气充注[12-13]。伴随着两次幕式充注过程的烃类同期盐水包裹体均一温度显示为从低到高的过程，分别为150～160 ℃和160～180 ℃两个区间；而与CO2包裹体同期的盐水包裹体的均一温度在160～170℃和170～190℃，略高于含烃盐水包裹体的均一温度(图7)。均一温度分布情况表明，前期主要是含烃热流体，随着研究区热流体大规模、快速上侵，携带了大量的CO2气，高温高压有利于CO2在水中的溶解，造成热流体中CO2含量升高[14-15]。

图7 莺歌海盆地乐东10区包裹体均一温度分布特征Fig.7 Distribution characteristics of homogenizationtemperature of inclusions in Ledong 10 area, Yinggehai Basin

5.2 乐东10区流体充注时间

热流体充注形成油气藏的过程中，驱替了储层孔隙中原有的流体，这个过程伴生的同期盐水包裹体可以指示流体充注时间。因此将伴生盐水包裹体的均一温度投影到古地温演化的埋藏热演化史图上，可得到流体充注时间。通过前文论述的均一温度，研究区富含CO2热流体活动主要有两期，结合埋藏史分析，乐东10区两次幕式充注的活动时间分别约为1.4～0.9 Ma和0.7～0.4 Ma(图8)。在此期间，莺歌海盆地开始快速沉降，底辟活动与超压发育，热流体上侵，大量CO2生成[15-16]，从而在盆地石英颗粒裂隙内留下记录[14,17]，即石英颗粒裂隙内包裹体记录了富含CO2热流体活动信息[18]。

图8 莺歌海盆地乐东10区中深层储层盐水包裹体均一温度及埋藏史Fig.8 Homogenization temperature and burial history of brine inclusionsin middle and deep reservoirs, Ledong 10 area, Yinggehai Basin

5.3 CO2流体活动对成藏过程的响应

莺歌海盆地在上新世(1.9 Ma)之后特别是第四纪开始快速沉降，底辟活动与超压发育[14-15]，产生的热流体沿底辟断裂及中央坳陷东斜坡隐伏断裂上侵(图9)，为无机成因CO2生成提供了重要的热源和驱动力，导致深部梅山组和三亚组的钙质泥岩快速分解，产生大量CO2并运聚成藏。

图9 莺歌海盆地乐东10区油气运聚成藏模式据杨计海等[2]，有修改。Fig.9 Model showing oil and gas migration and accumulationin Ledong 10 area,Yinggehai Basin

莺歌海盆地由于具有典型的高地温和高热流，形成极强的热力场，因此CO2等非烃气比其他地方要富集。研究区热流体活动形成的烃类或富CO2的非烃类，大量充注时间都是在1.9 Ma之后。因此，上新世强烈的热流体活动是本区CO2等非烃气大量形成的关键因素。

在热流体大规模、快速上侵过程中，携带的大量无机CO2对早期形成的烃类气层进行改造。早期气体中CH4和N2在水中的溶解度远小于CO2，这个时期保存下来的包裹体中以富CH4和N2为特征。当富CO2天然气大规模注入储层，形成以CO2为主、多种有机和无机热流体并存的充注背景。CO2的这种充注过程不仅体现在CO2含量的变化特征，CO2包裹体拉曼成分也表明，地层中形成以CO2为主的非烃类流体聚集。烃类气和无机CO2气充注时序不同，造成乐东10区天然气组成变化。

底辟幕式活动为CO2的运移提供了窗口，黄流组CO2包裹体密度的变化正是与不同的幕式充注时间有关。当底辟处于活动期，CO2充注量大，导致储层中的CO2含量高，CO2包裹体的密度主要以高密度为主；当幕式活动结束，热流体和CO2充注减少，储层中的CO2含量降低，形成少量的中密度CO2包裹体。前述实验结果亦显示，不同密度CO2包裹体的均一温度与两期幕式充注埋藏史具有较好的对应关系。这种特征表明，研究区成藏流体受底辟作用控制，在高温、高压背景下，大量无机成因的CO2充注，形成气藏[18]。该充注过程也留下了中—高密度CO2包裹体，记录了底劈幕式活动下多个次级活动期内的流体充注。

6 结论

(1)拉曼成分分析认为，乐东10区包裹体类型主要为盐水包裹体、CO2包裹体、气相CH4包裹体、混合气包裹体和含混合气的盐水包裹体。

(2)碳同位素成分分析表明，CO2气主要为无机成因，主要来自于下伏的中新统烃源岩高成熟阶段的产物。早期天然气以富CH4烃类气为主，底辟活动期间，大量无机CO2充注，形成以CO2为主、多种有机和无机热流体并存充注背景。

(3)结合CO2流体包裹体密度特征、捕获条件、沉积特征和均一温度，将乐东10区CO2分为两期幕式充注。第一期幕式充注时间为1.4～0.9 Ma，为高密度(0.76～0.89 g/cm3)的无机成因CO2；第二期幕式充注时间为0.7～0.4 Ma，主要充注中密度(0.43～0.53 g/cm3)的无机成因CO2。