莺歌海盆地乐东01超高温高压气藏形成条件及成藏模式

2021-12-22许马光范彩伟张丹妮胡高伟谭建财

天然气工业 2021年11期

许马光范彩伟张丹妮胡高伟谭建财

1.中海石油（中国）有限公司海南分公司 2.中海石油（中国）有限公司湛江分公司3.中海油田服务股份有限公司油田技术事业部湛江作业公司

0 引言

莺歌海盆地是世界3大高温高压盆地之一，钻井揭示埋深2 000 m附近的地层压力系数已达到1.5[1]。20世纪90年代在莺歌海凹陷的底辟区附近发现了埋深在2 000 m以浅的东方1-1、乐东22-1等浅层常温常压气田，获得了千亿立方米规模储量。同时，也有10余口埋深超过3 000 m、压力系数超过1.8的高压井，但没有获得油气发现。超高温高压条件下天然气能否成藏成为地质界争论的焦点。查明等[2]认为超高压将使区域水动力条件活跃起来，不利于油气藏的保存，压力系数超过1.9时基本不具备成藏条件；杨计海[3]认为异常温度和压力增强了天然气水相运移，低势区和超压带上下是天然气成藏的有利区；黄春菊等[4]认为盆内增压过程对应于气藏破坏过程，降压过程对应于天然气成藏过程；郝芳等[5]通过热模拟实验识别出超压会抑制烃类的热演化和富氢干酪根组分的热降解。至21世纪初，超高温高压条件下天然气成藏依然未取得统一认识。

2011年，在莺歌海盆地东方13-1、13-2区中新统黄流组一段（N1h1）发现高产优质商业气藏（压力系数大于1.8），高温高压领域天然气勘探取得重大突破。随着地质认识和钻井技术不断提升，2018年在乐东区乐东01构造黄流组二段（N1h2）钻遇近百米优质气层（压力系数大于2.2、地层温度大于200 ℃），测试日产天然气量最高可达240×104m3，拓展了莺歌海盆地天然气成藏的温压条件门限，证实超高温高压岩性圈闭领域具有巨大的勘探潜力。乐东01气田具有“双高双低”特征，即高压力、高温度、低孔隙度、低渗透率，在海上超高温高压气田中具有代表性。不同于陆上钻井，海上钻探过程中施工难度大、周期长、成本高，具有高投入、高风险特点，对地质认识及钻井技术要求极高。为此，利用铸体薄片、扫描电镜等实验分析结果，结合源储剩余压力差定量评价等技术方法，研究了乐东01气田成藏条件及各成藏要素之间的匹配关系，明确其动态成藏过程与成藏特征，以期为莺歌海盆地乃至其他盆地超高温高压领域的勘探提供参考。

1 研究区地质概况

莺歌海盆地是一个具有断坳双重结构性质的大型新生代沉积盆地，盆地面积超过11×104km2，呈北北西轴向的长菱形。盆地演化主要经历了裂陷和坳陷两个阶段，内部及边缘发育多条大型走滑断裂，走滑位移量介于300～700 km[6-9]。盆地内充填序列主要由古近系、新近系和第四系组成，自下向上依次为古近系始新统，渐新统崖城组（E3y）和陵水组（E3l），新近系的中新统三亚组（N1s）、梅山组（N1m）和黄流组（N1h），上新统莺歌海组（N2y）以及第四系乐东组（Ql）。研究区位于莺歌海盆地东南部，处于一号断裂带下降盘（图1）。按照底辟构造变形影响范围将莺歌海凹陷划分为底辟区、底辟波及区、斜坡区。其中，底辟区断层及微裂隙发育，运聚条件好，盆内储量及产量主要来自该区；底辟波及区受底辟影响较小，断层不发育，油气运移通道主要为微裂隙；斜坡区远离成熟烃源，成藏条件较差。乐东01气田主体部位处于底辟波及区，部分处于斜坡区，目的层为黄流组二段发育的水道砂岩[10]。

2 超高温高压气藏形成条件

乐东01气田埋藏深度超过4 000 m，处于超高温高压的特殊地质环境中，内部发育5套纵向叠置的砂体（图2），顶部砂体压力系数达到2.3，往下至水道底部压力系数逐渐降低至2.2；各砂体气水界面海拔深度不同，具有“砂体独立成藏”的气藏特征，与底辟区发现的浅层常温常压气藏不同，其成藏主要受控于烃源岩、储盖组合、成藏动力、运移通道等。

图2 W13井黄流组二段综合柱状图

2.1 中新统高成熟烃源岩供烃充足

莺歌海盆地存在两套烃源岩，包括渐新统崖城组烃源岩、中新统梅山组和三亚组烃源岩。中新统快速沉积的巨厚欠压实泥岩是莺歌海盆地的主力烃源岩[11-12]。钻井及地震资料显示，中新统发育一套三角洲相—浅海相沉积，三角洲相主要分布在盆地边缘一号断裂附近，浅海相泥岩从斜坡区至盆地中央均有发育，沉积厚度大且分布范围广，生烃潜力巨大。其中，梅山组烃源岩有机质类型为偏腐殖混合型和腐殖型，总有机碳含量（TOC）介于0.40%～3.03%，平均值为0.85%，氢指数为255 mg/g，处于高成熟阶段，总体上为中等—好烃源岩；三亚组烃源岩有机质类型为偏腐泥混合型，平均TOC为0.95%，氢指数为420 mg/g，处于过成熟阶段，为好烃源岩（图3），均具有较好的生烃潜力。W22-7井黄流组—梅山组泥岩TOC介于1.52%～3.03%，为好—优等烃源岩，是莺歌海盆地中新统迄今所钻遇的最好的烃源岩[13]。渐新统烃源岩在莺歌海盆地斜坡区也有分布，主要为河流相、湖泊相、滨浅海相沉积物，且埋深大，大多数已进入高成熟—过成熟阶段，推测为潜在烃源岩[14-16]。

图3 乐东地区烃源岩级别及有机质类型判别图

前人对超高温高压条件下烃源岩有机质热演化程度方面已经做了一些研究，主要表现在两个方面：①超高温对有机质的热演化程度起到了积极作用[13-14]。莺歌海盆地中新统烃源岩比较年轻，但是乐东01气田黄流组底部地层温度已达到220 ℃，地温梯度平均值为44.5 ℃/km，深层超高温热流体的活动与局部地温场叠加，促进了有机质的热演化和浅部地层有机质提前进入生烃门限。②强超压环境对有机质热演化有一定的抑制作用[5]。黄保家等[17]依据剔除钻井液污染的样品镜质体反射率（Ro）实测结果，建立有机质热演化的Ro趋势线，发现超压对Ro有约0.2%的抑制贡献。总体来说，乐东01气田高地温梯度背景促进烃源岩中有机质向烃类转化，导致梅山组烃源岩在中中新世就开始成熟，而超压地质环境使深层超压地层有机质热演化减缓、生烃作用时间延长，延迟了生烃高峰期的到来，导致晚期形成的圈闭与油气的生烃充注形成良好的匹配关系，有利于成藏。

为落实研究区烃源岩生烃潜力，以生烃动力学模型为基础，采用蒙特卡洛模拟方法进行排烃量计算。计算参数以钻杆地层测试的温度作为现今温标数据，以镜质体反射率数据为约束，采用构造—热演化正演方法进行热史恢复，以低成熟烃源岩样品的分析化验数据为有机碳含量和氢指数。计算结果表明，研究区梅山组与三亚组烃源岩生烃总量超过6.91×1012m3，为气田提供了丰富的天然气气源。

2.2 重力流水道砂岩及浅海相泥岩形成储盖组合

2.2.1 储层沉积特征与物性特征

受全球海平面下降、区域应力场变化的影响，在隐伏断裂控制下，莺歌海盆地乐东区块黄流组二段发育大型的峡谷水道体系[18-19]，即乐东01水道。乐东01水道由西支与东支水道组成，其中，西支长度较大、范围广，整体呈“S”形沿盆地轴向北西向展布，北起海南隆起中部，贯通整个乐东区块，往东南方向汇入琼东南盆地；东支水道规模较小，走向垂直于盆地走向，是海南岛方向物源重要的输砂通道（图1）。两支水道对下伏地层侵蚀明显，在地震剖面上呈V型或U型下切特征，水道交汇处是重力流碎屑物主要卸载区。乐东01水道纵向上发育正粒序特征，自下而上砂岩厚度逐渐减薄、粒度变细、泥质含量增加。根据地层岩性组合及井震标定，将黄流组二段水道砂岩自上而下划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ共5套砂体（图2）。顶部Ⅰ砂体由于厚度薄，没有形成有效气藏且缺少实物资料，暂不作讨论。Ⅱ砂体与Ⅲ砂体较薄，厚度介于18～36 m，岩性主要为中砂岩和细砂岩，泥岩夹层较多，其展布范围受水道限制，地震剖面上为连续强反射特征，被黄流组一段泥岩水道切割成东西两块，形成独立砂体（图4）。底部Ⅳ砂体与Ⅴ砂体为厚层箱状砂岩，厚度介于56～105 m，岩性以粗砂岩、中砂岩、含砾中砂岩为主，夹薄层细砂岩、含泥中砂岩（图2）。横向上，W6井与W13井的Ⅳ砂体、Ⅴ砂体测井解释气水界面深度（W6井为4 330 m、W13井为4 227 m）及地层测试的水样氯根含量（W6井为4 300 mg/L、W13井为3 700 mg/L）差异较大，应为相互独立的气藏。根据地震反射特征（图4），Ⅳ砂体可进一步识别出Ⅳa砂体和Ⅳb砂体，Ⅴ砂体可识别出Ⅴa砂体与Ⅴb砂体，为不同方向物源提供的碎屑物质沉积形成。Ⅳa砂体与Ⅴa砂体在地震剖面上表现为连续—中等连续强振幅反射特征，由水道外海底扇相砂岩在坡折控制下滑塌进入水道内卸载沉积，Ⅳb砂体与Ⅴb砂体在地震剖面上表现为弱连续弱振幅的丘状反射特征，由斜坡区三角洲前端砂岩通过东支水道搬运进入卸载区沉积。

图4 乐东01水道典型地震剖面图

乐东01气田黄流组二段水道储层孔隙度介于8.2%～14.5%，平均值为10.3%；渗透率介于0.3～33.7 mD，平均值为2.7 mD，属于低孔—低渗储层。Ⅱ砂体物性最好，Ⅴ砂体次之，Ⅲ、Ⅳ砂体较差（图2）。通过分析埋深、碳酸盐含量、泥质含量等参数与储层物性的关系，结合铸体薄片、扫描电镜等微观资料分析认为，压实作用、胶结作用、溶蚀作用是影响储层物性的主控因素，其中压实作用、胶结作用为破坏型成岩作用，溶蚀作用为建设型成岩作用。Ⅱ砂体埋藏最浅，机械压实作用相对较弱，且受到超压保护[20]，保留大部分粒间孔，颗粒之间为点、线接触关系（图5-a）；随着埋藏深度增加，压实作用增强，颗粒之间为线、凹凸接触关系，原生孔隙不发育（图5-b），储层整体比较致密；胶结作用是低渗透性的重要原因，Ⅲ砂体与Ⅳ砂体微观可见孔隙中发育硅质、黏土质及碳酸盐胶结物，如：石英加大边、丝状伊利石、铁方解石等（图5-c～e），胶结物充填粒间孔，堵塞喉道，降低储层孔隙度和渗透性，导致储层物性较差。Ⅴ砂体虽然埋藏最深，但处于水道底部，被下部超高温酸性热流体改造，超高温热流体活动促进了有机质生烃和黏土矿物的转化，在转化过程中析出的酸性水以及富含CO2的热流体对储层产生溶蚀，形成次生孔隙发育带[21]，微观可见长石、碳酸盐等矿物被溶解形成铸模孔、粒内溶孔等次生孔隙（图5-f～h），有效地改善了储集空间和渗透性。

图5 黄流组二段储层孔隙类型微观特征照片

2.2.2 盖层分布特征与封闭机理

莺歌海盆地超高温高压盖层的封闭机理包括物性封闭和水力封闭，物性封闭即毛细管压力封闭，其封闭能力取决于毛细管压力大小，可用排替压力来表征。水力封闭能力取决于孔隙流体压力与岩石张性破裂压力之间的压差[22-24]，用破裂压力—孔隙压力表征。

乐东01气田的盖层分为直接盖层和区域盖层。直接盖层为水道内部覆盖在各砂岩之上的浅海相泥岩，虽然厚度较薄（W13井Ⅲ砂体顶部泥岩仅1 m，Ⅳ砂体与Ⅴ砂体顶部泥岩分别为6 m、4 m），却由于靠近厚层砂岩，排水通畅形成致密泥岩，密度达到2.7 g/cm3，排替压力介于7.5～13.0 MPa（表1），有很好的分隔性，是内部砂体独立成藏的基础（图6）。水道顶部发育的浅海相泥岩、粉砂质泥岩横向分布范围广、厚度大，且无断层发育，排替压力介于8.9～12.2 MPa，封闭能力强，有效防止气田顶部天然气散失。

表1 乐东01气田各砂体泥岩盖层性能统计表

图6 乐东01气田储盖组合特征图

根据声波测井、地层承压试验等数据可计算得到泥岩盖层的排替压力、破裂压力以及储层的孔隙压力。计算结果表明，乐东01气田内部直接盖层破裂压力—孔隙压力压差介于4.0～10.7 MPa（表1），能够封闭一定的气柱高度，实钻最大气柱高度约320 m。天然气不断充注导致孔隙压力增大，当圈闭顶点孔隙压力达到盖层破裂压力，盖层中形成张性裂隙[23]，下部高势能区天然气通过裂隙向上部低势能区运移以释放压力，当高势能区压力释放至低于破裂压力—孔隙压力压差时，盖层再次封闭，因此盖层上下可形成多套气层。

2.3 源储剩余压力差为油气运移提供强大成藏动力

剩余压力差是超压盆地中天然气成藏的主要动力，随着剩余压力梯度的增加，气藏聚集效率增高，18 kPa/m是高效天然气成藏过程的动力界限[25-26]。乐东01气田黄流组二段储层埋深介于4 000～4 500 m，未达到生气门限，而生油基本没有增压效果，因此，地层中的孔隙异常压力主要来自欠压实作用（图7）。前已述及，梅山组—三亚组烃源岩已达到中—好级别（图2-a），具有大量生气的物质基础，当地层埋深大于4 800 m时，中新统烃源岩达到生气门限，此时，生烃增压作用显著，随着埋深增大，生烃增压的贡献增加，深层生烃增压贡献量甚至超过50%（图7）。在欠压实和生烃等增压机制共同作用下，乐东01气田梅山组—三亚组形成超压封存箱，箱体内压力系数超过2.3[22]，与上覆黄流组二段储层构成了源高储低的强压差汇聚型剩余压力梯度，即：烃源岩中的剩余压力远高于储集层，储集层是天然气汇聚的指向。通过已钻井声波资料校正后的地震体速度计算井点处储集岩和烃源岩的孔隙压力，各井的源储剩余压力差均超过18 kPa/m，例如W6井源储剩余压力差介于23～37 kPa/m，在强大成藏动力作用下，尽管该区缺少大型断裂作为垂向输导体系，天然气依然可以突破压力封存箱顶部的泥岩微裂隙，高效地运移至低孔低渗储集体成藏，并为储层孔隙增加异源传导压力。

图7 乐东区块有机质增压模拟图

2.4 断裂左行走滑时期发育大量微裂隙

莺歌海盆地东部仅发育一条大型左行走滑断裂（一号断裂），其他大型断裂不发育，但是大量微裂隙形成的运移通道对天然气成藏至关重要。距今10.5 Ma以前，莺歌海盆地处于左行走滑阶段[27]，在主干基底断层沿北西—南东向左行走滑应力场作用下，派生出南北向的张应力，在斜坡区形成东西向雁形排列的张性破裂或微裂隙，整体沿着盆地轴向呈北西—南东向展布（图8-a）。张性破裂无明显断距且平面延伸距离很短，但是垂向延伸距离很长，在相干体切片上易于识别，T40界面附近及以下地层均有发育（图8-a），能够沟通烃源岩[28]。往凹陷中心方向，张性破裂发育程度减弱，亚地震尺度（地震难以识别）的微裂隙成为主要的地层破裂形式，其形成机制和张性破裂一样，都是在左行走滑时期张性应力条件下产生。两者差异产生的原因有两点：①近一号断裂位置张应力较强，裂缝开度及横向延伸长度较大，远离一号断裂方向，张应力逐渐被释放减弱，导致裂缝平面规模减小；②往凹陷中心方向沉积速度加快且泥质含量增加，地层的塑性增强，缓冲了部分地层变形，不易产生破裂。微裂隙可以通过小微尺度观测手段识别，W13井成像测井剖面上可见连续性好的高电导率裂隙（图8-b），宽度介于0.03～0.90 mm，内部被矿物充填。在井壁取心及铸体薄片中，也发现这种微裂隙发育，很多裂缝被残留的沥青充填（图8-c、d），表明地层微裂隙曾经开启作为天然气运移的通道。

图8 黄流组二段储层微裂隙特征图

张性破裂及微裂隙是乐东区块主要的地层破裂形式。借助于测井、铸体薄片等资料，乐东01气田被识别出微裂隙发育，微裂隙是乐东01气田天然气垂向运移的主要通道。在正常静水压力条件下，微裂隙处于封闭状态，当孔隙流体压力达到破裂压力阈值时，裂隙开启形成天然气运移通道，从而在上覆地层砂岩中聚集成藏，这已被乐东01气田的发现所证实。

3 动态成藏过程及成藏特征

3.1 动态成藏过程

天然气成藏过程的有效性受成藏动力、输导体系和盖层封闭条件等地质因素的控制[26,29]。取自于W1井黄流组石英裂隙带的35个流体包裹体均为无色两相盐水包裹体，包裹体均一温度介于145～175℃，温度连续，表明超高温高压气田为连续充注（表2）。通过埋藏史及热演化史研究认为，天然气充注开始时间为距今1.2 Ma，一直持续到距今0.4 Ma，为晚期天然气充注（图9）。从模拟演化结果看（图9），三亚组、梅山组烃源岩分别在距今5.3 Ma、1.7 Ma开始大量生气，三亚组烃源岩在天然气开始充注时（距今1.2 Ma）已进入过成熟阶段，梅山组烃源岩则进入高成熟阶段，天然气充足；随着生烃量增加，烃源岩孔隙流体压力逐渐增大，产生源储剩余压力差为天然气运移提供驱动力，当孔隙流体压力达到微裂隙破裂压力阈值时，左行走滑时期产生的微裂隙开启，天然气通过微裂隙向低势区的储集体内运移，进而增加了储层的异源传导压力，同时也减缓了储层的成岩作用；黄流组二段储层在沉积早期受到超压保护作用较小，孔隙度下降较快，在距今3.3 Ma时已经降至12%，形成低孔隙度储层。随着地层在距今3.0 Ma开始形成超压（压力系数1.3）且压力系数持续增大，孔隙度降低速度逐渐减缓。超压条件下，孔隙流体承载大部分上覆地层压力，降低了岩石骨架承载的压力，减缓了机械压实作用[30]，因此乐东01气田埋深4 000 m以下储层仍保留部分原生孔隙，平均孔隙度仍有10%。

表2 W1井黄流组二段流体包裹体数据表

图9 乐东01气田成藏过程图

综上所述，乐东01气田在烃源、储盖组合、超压、运移等阶段时空上匹配关系良好，因此天然气可以高效聚集成藏。

3.2 成藏特征

乐东01气田具有“中新统烃源岩供烃、优质储盖组合保存、源储剩余压力差驱动、微裂隙垂向输导、天然气晚期充注”的成藏特征（图10）。乐东01构造下方中新统浅海相巨厚泥岩在距今约5.0 Ma进入生烃门限，开始大量生气，目前处于高成熟—过成熟阶段，为该构造提供了充足的天然气来源；黄流组二段箱状水道砂岩粒度粗、厚度大，发育粒间孔、溶蚀孔等类型储集空间，与封盖性能高的浅海相泥岩形成优质储盖组合，可以有效地聚集天然气；地层孔隙流体压力增加时，左行走滑活动时期发育的微裂隙幕式开启成为油气垂向运移通道。在生烃、欠压实等增压机制共同作用下，梅山组和三亚组烃源岩与黄流组二段储层形成了源高储低的强剩余压力差，为晚期天然气充注提供强大成藏动力，有利于中新统烃源岩生成的天然气向乐东01圈闭高效运聚。