莺歌海盆地天然气运聚成藏条件与分布富集规律

2022-01-08吴迅达廖晋孙文钊刘平李春雷

地质力学学报 2021年6期

吴迅达廖晋孙文钊刘平李春雷

中海石油(中国)有限公司海南分公司,海南海口570100

莺歌海盆地位于南海北部西北边缘,盆地总体以菱形带状沿北北西向展布,是南海西北部大陆边缘中非常独特的新生代走滑伸展盆地(何家雄等,2008;杨东辉等,2019)。勘探早期,主要聚焦于中央坳陷带浅层的上新统莺歌海组常温、常压领域。“十二五”以来,盆地中深层中新统黄流组高温高压天然气勘探取得新突破,发现了东方13-1和东方13-2两个高温超压气田(刘志杰等,2015)。东方13-1、13-2高温超压气田的发现共同揭示了莺歌海盆地中央泥底辟带及围区中深层超压领域天然气成藏新模式。莺歌海盆地烃源条件优越,勘探上已经证实盆地主要发育中新统、渐新统、始新统3套烃源岩;东、西物源的沉积体系控制着不同层系气田的储层分布;底辟构造及超压分布也影响着油气的运聚成藏。相关学者对莺歌海盆地油气成藏条件及天然气分布规律有过一定程度的研究(黄保家等,2007;郭潇潇等,2017),但缺少成藏要素综合分析及天然气分布与富集规律的系统总结。因此,文章系统梳理了莺歌海盆地的地质概况、烃源岩特征、储层沉积模式、天然气成藏条件及主控因素,并对其大中型气田分布富集规律进行了系统总结,期望可以为同类型盆地天然气勘探起到借鉴作用。

1 地质概况及勘探成果

莺歌海盆地划分为3个二级构造单元,分别是莺东斜坡带、中央坳陷带、莺西斜坡带,其中中央坳陷带包括莺歌海凹陷和临高凸起2个三级构造单元(图1)。盆地沉积地层自下而上依次为古近系始新统(地震反射界面T80—T100)、渐新统崖城组(地震反射界面T70—T80)和陵水组(地震反射界面T60—T70)、新近系中新统三亚组(地震反射界面T50—T60)、梅山组(地震反射界面T40—T50)和黄流组(地震反射界面T30—T40)、上新统莺歌海组(地震反射界面T20—T30)和第四系更新统乐东组(张迎朝等,2016)。

图1 莺歌海盆地构造单元划分及油气田位置Fig.1 Map showing tectonic units and locations of petroleum field in the Yinggehai Basin

莺歌海盆地构造演化主要受印支半岛逃逸挤出构造和挤压-伸展构造系统影响,新生代以来经历了3个构造演化阶段,即左旋走滑-伸展裂陷阶段、中下地壳韧性伸展-热沉降阶段和加速沉降阶段。盆地发育特殊的泥底辟构造活动,在中央坳陷带中部发育沿盆地长轴方向展布的泥底辟构造群,其构造包括底辟构造本身及其形成的构造脊,称之为中央泥底辟带。泥底辟构造活动过程中普遍伴随着热流体活动,导致盆地地温梯度明显升高,相应地层也发育超压,是一个典型的“高压热盆”。底辟构造活动和异常高温高压控制着盆地油气生成、运聚和保存,大部分的气田形成及分布均与其有关。

莺歌海盆地油气勘探始于1957年,经过几十年的勘探,在盆地浅层(莺歌海组及以上地层)和中深层(黄流组和梅山组)均取得了天然气勘探发现,先后发现了东方1-1、乐东22-1、乐东15-1、东方13-1、东方13-2、东方1-4等一批气田。2005至2014年十年累计新增探明天然气地质储量为1245×108m3。

莺歌海盆地的天然气资源主要集中在中央坳陷带的东方区和乐东区,超过95%的资源量和100%的产量均位于这两个勘探区内(韩光明等,2012;徐新德等,2015,2019)。天然气主要包括烃类气体、CO2和N2,其中烃类气体含量在不同气田、层位之间变化较大,介于5.0%～95.0%之间,天然气C1/C1-5为0.92～0.99,天然气甲烷碳同位素δ13C1为-27.0‰～-63.1‰,除少数生物成因气以外,天然气甲烷碳同位素主体较重,介于-30.0‰～-39.0‰之间,天然气乙烷碳同位素δ13C2分布于-17.8‰～-29.5‰,属于煤型气(Hao et al., 1996; Huang et al., 2003,2005; 郭潇潇等,2017)。

2 烃源岩特征

莺歌海盆地主要发育3套烃源岩,包括中新统梅山组和三亚组海相泥页岩、渐新统崖城组—陵水组炭质泥岩和煤层以及始新统湖相泥岩(黄保家等,2010;李晓唐等,2016a,2016b)。烃源岩的发育取决于盆地的构造-沉积演化过程,凹陷或坳陷中烃源岩的类型和发育的地质时代在不同的构造演化条件下差异巨大(熊小峰等,2016)。

梅山组和三亚组烃源岩主要沉积于滨浅海沉积环境,氢指数(HI)均小于350 mg/g,Tmax主体上介于415～450 ℃之间,有机质类型为Ⅱ2型和Ⅲ型,为倾气型烃源岩。梅山组和三亚组有机质丰度较低,总有机碳含量(TOC)一般小于1.0%,值得注意的是,LD30-1-1A和LD22-1-7两口探井中钻遇的黄流组下段及梅山组—三亚组地层中泥岩TOC明显增高,介于0.4%～4.51%之间。其中,梅山组泥岩在LD30-1-1A井中的TOC最高可达2.97%;LD22-1-7井中梅山组泥岩TOC普遍较高,介于1.52%～2.4%之间,高有机质丰度的梅山组灰色纯泥岩厚达442.5 m。

崖城组—陵水组烃源岩主要发育在滨海相和浅海相沉积环境(李晓唐等,2016a),钻井揭示烃源岩HI一般小于400 mg/g,Tmax介于420～450 ℃之间,主要为Ⅱ-Ⅲ型有机质。有机质丰度高,总有机碳含量0.64%～3.46%,生烃潜力较高,为好烃源岩。YC19-2-1、107-PA-1X、112-BT-1X、118CVX-1X、118-BT-1X等井都揭示了这套烃源岩。

中央坳陷带主要发育渐新统和中新统两套烃源岩,但是从越南等周边盆地对比情况和盆地演化的角度分析,中央坳陷带也可能发育始新统烃源岩。在越南104-QMV-1x井钻遇的始新统泥岩的TOC为0.42%～0.90%,有机质类型以Ⅱ2为主,主要为中等级别烃源岩。

莺歌海盆地在新近纪和第四纪经历了快速沉降,沉积了巨厚的新近系和第四系,这种快速沉积导致地层流体排出不均衡,形成异常高温超压环境(殷秀兰和李思田,2000;张功成等,2012;Chen,2019)。超压顶界面在中央坳陷带埋深为3000 m左右,底辟构造发育区异常压力明显,相比于其他超压盆地来讲,莺歌海盆地超压顶面埋藏深度相对较浅。莺歌海盆地地层实测压力系数为2.30,平均地温梯度4.0 ℃/100 m,而中央坳陷带的底辟发育区地温梯度高达4.32～5.21 ℃/100 m。莺歌海盆地的地热流值高达69～89 mW/m2,为明显的热盆 (He et al., 2002)。根据盆地模拟结果,梅山组烃源岩成熟度RO介于0.4%～1.6%之间,中央坳陷带烃源岩均已进入成熟阶段,乐东区部分源岩成熟度RO大于1.4%,进入湿气阶段(图2a)。三亚组烃源岩成熟度明显高于梅山组,中央坳陷带烃源岩成熟度RO介于1.0%～3.0%之间,烃源岩处于湿气和干气阶段(图2b)。崖城组—陵水组烃源岩成熟度进一步增加,中央坳陷带烃源岩处于干气—过成熟阶段(图2c)。始新统烃源岩由于埋藏较深,成熟度RO介于1.0%～4.5%之间,为干气—过成熟阶段(图2d)。

相关学者对莺歌海盆地烃源岩热演化开展了大量的研究工作,认为高地温叠加热流体活动促进了有机质的转化,同时超压对烃源岩成熟热演化有一定的抑制(郝芳等,2006;黄保家等,2007,2010),不同有机质类型烃源岩的生排烃效率和排烃机理存在差异(胡锦杰等,2020)。新近系和第四系的沉积厚度和沉积速率控制了莺歌海盆地现今烃源岩成熟度的分布(熊小峰等,2016)。

a—梅山组;b—三亚组;c—陵水组;d—始新统图2 中新统—渐新统不同组段和始新统烃源岩成熟度(R O)等值线图Fig.2 Contour maps showing the maturity (R O) of the source rocks of the Miocene and Oligocene in different formations and in the Eocene(a) Meishan Formation; (b) Sanya Formation; (c) Lingshui Formation; (d) Eocene

3 储层沉积模式

受伸展-走滑型盆地构造演化影响(孙珍等,2007),莺歌海盆地发育了非经典的层序地层格架,主要表现为古近系发育断裂坡折,层序界面分布受周边断裂控制,界面关系以上超、断超、削蚀为主;新近系受断裂、隐伏断裂控制,乐东区发育陆架坡折,其他区域发育挠曲坡折、隐伏断裂坡折等,界面关系以侵蚀、上超、削蚀等为主(图3)。莺歌海盆地沉积地层主要受东、西两大物源体系影响,其中西物源来自于越南红河、蓝江、马江等地区,东物源来自于海南岛昌化江、黎河等地区。概括来讲,中新统黄流组沉积时期,主要发育三角洲、海底扇、重力流水道等沉积相,沉积物主要来自于西物源;上新统莺歌海组沉积时期,主要发育三角洲、海底扇、重力流水道、浊积水道等沉积相,沉积物主要来自于东物源。

图3 莺歌海盆地中新统梅山组一段—上新统莺歌海组层序地层格架Fig.3 Sequence stratigraphic framework of the first member of the Miocene Meishan Formation—Pliocene Yinggehai Formation in the Yinggehai Basin

3.1 东方区黄流组沉积特征

莺歌海盆地北部盖层主要为巨厚的新近系地层,初始阶段东西盆缘发育断裂坡折带,控制了沉积样式,随着断裂活动的减弱,坡折带逐渐演化成缓坡及陆架坡折带。而莺西斜坡带则持续发育,且在斜坡带中发育构造转换带,有利于沉积物源由昆嵩隆起向东方区长距离搬运。在黄流组沉积后期,由于区域构造活动,导致莺西斜坡带沉积物发生了再搬运和再沉积,从而形成了大型海底扇。海底扇在地震剖面上显示出小丘状、强振幅反射的特征。而海底扇上部的浅海相沉积物在地震剖面上则主要以亚平行、中连续、中—弱振幅反射为主。因此,经由地震剖面可以识别出区域浅海相盖层与海底扇组合(图4)。

图4 黄流组西物源海底扇沉积地震相(剖面位置见图1)Fig.4 Sedimentary seismic facies of the western provenance submarine fan of the Huangliu Formation (Location of the profile is shown in Fig.1)

基于坡折线及储集体在平面上的分布关系可以确认大型储集体的形成和分布与坡折带有直接关联,代表了构造与沉积作用的统一。莺歌海盆地西部的蓝江携带着来自昆嵩隆起的优质物源、经过莺西斜坡带中部的构造转换带进入东方区,形成三角洲及三角洲前方的海底扇。地震剖面显示,在三角洲及海底扇之间发育挠曲坡折,控制了海底扇分布(图5)。经过综合研究,确认莺歌海盆地海底扇总面积近2000 km2,具有形成大型气藏的基础。

图5 莺歌海盆地中央泥底辟带东方区晚中新世—上新世海底扇沉积模式Fig.5 Sedimentary patterns of late Miocene—Pliocene submarine fans in the eastern zone of the central mud diapir zone in the Yinggehai Basin

东方区的大型海底扇主要受物源和构造环境双重控制。钻井和地震资料显示海底扇水道化现象极其常见,表明物源丰富且存在阵发性的强水动力环境,然而海底扇水道砂岩粒度变化小,主要为(粉)细砂岩,说明了蓝江三角洲物源经长距离搬运后粒度已变细,再搬运而沉积后亦是细粒的状况。

3.2 乐东区浅层乐东组—莺歌海组沉积特征

中央泥底辟带浅层已勘探发现了东方1-1、乐东22-1、乐东15-1等一批大中型气田,主要产气层均为细粒储层,其成因与远离周边隆起物源区有关,属于浅海—半深海为主体的环境下发育的低位滨海滩坝、滨外砂坝、台地砂、风暴砂、水道砂或海底扇远端等沉积。由于埋深浅(多小于1500 m),成岩作用较弱,故而储层物性良好。

乐东区构造在地震反射界面T27—T28层序发育时发生了幕式的底辟活动,地层上拱形成半深海中的浅海环境,围绕底辟带发育大面积滨外砂坝夹风暴砂,岩性主要是厚层粉砂岩和泥质粉砂岩,地震剖面上显示多套波组强振幅异常。乐东组和莺歌海组沉积时期陆架、陆坡区及盆底发育陆架砂脊、滨外砂坝、风暴砂等沉积类型(图6),岩性主要是厚层粉砂岩和泥质粉砂岩,在坳陷带发育底辟活动及地层上拱,形成有利圈闭。

图6 中央泥底辟带乐东区浅层气田群储层沉积及分布模式Fig.6 Reservoir deposition and distribution model of shallow gas field group in the Ledong area of the central mud diapir zone

4 天然气成藏条件及主控因素

4.1 高地温梯度及腐殖型有机质是形成天然气藏的基础

莺歌海盆地底辟构造活动过程中普遍伴随着热流体活动,热流体活动影响的层段地温梯度明显升高,平均地温梯度大于4.6 ℃/100 m,最高可达5.4 ℃/100 m。高的地温梯度往往会导致烃源岩“提前成熟”,在YGH2井地球化学剖面上观察到该井在2000～2650 m井段,镜质体反射率(RO)出现明显异常,较背景值增大约0.2%,并于2650 m进入烃源岩成熟门限,这个门限深度比中央坳陷带内无热流体影响的区域大约浅350 m。由于莺歌海盆地海相烃源岩时代较年轻,这种热流体活动导致的高地温梯度对烃类流体的生成具有重要意义,该区高地温梯度及中新统和崖城组丰富的腐殖型有机质是形成天然气田的基础。

4.2 流体运聚输导体系是天然气成藏的必要条件

源、储距离较远情况下,输导体系是控制油气成藏富集的重要因素 (冯兴强和宋海明,2020)。莺歌海盆地中央坳陷带广泛发育异常超压区和底辟构造区(张敏强等,2004;王振峰和裴健翔,2011;谢玉洪等,2012;张伙兰等,2013)。盆地中央泥底辟带的平面展布具有明显的分带性,成群成带分布,走向近南北向,形态各异,大多数为短轴背斜构造。底辟构造发育层位主要在中新统和上新统,剖面形态变化较大。

中央泥底辟带深部流体的主要输导通道为不同规模的断裂和裂隙系统,可划分为底辟穿刺型断裂、拱张型断裂和微裂隙3类。

(1)底辟穿刺型断裂:断裂带穿过超压带和过渡带,向上消失于正常压力的地层内。在地震反射剖面上主要以空白反射或模糊反射区为主,而在高分辨率地震反射剖面上会显示出近于垂直的穿层底辟断裂面,倾角为70°～90°。

(2)拱张型断裂:沿着底辟断裂向上突破的高压流体不仅会将先存断裂激活,也会沿底辟断裂面旁侧派生出倾角50°～80°的张性断裂面,这类断裂主要分布于正常压力体系和过渡带之间。

(3)微裂隙:对DF1-1-1井的岩心及岩心薄片观察发现岩石中存在微裂隙分布。微裂隙的存在提高了渗透率,为油气的运移提供了通道。地震属性分析显示东方1-1底辟构造及周边发育微裂隙,底辟核部裂缝发育,向底辟波及区裂缝发育程度减小,这些微裂隙是天然气运移的有效通道(图7)。东方区单井取心段裂缝统计表明,裂缝平均密度、裂缝密集段相对长度与其距底辟之间的距离具有负相关性,裂缝发育程度受控于底辟间的距离。

异常高压流体周期性突破导致封闭层段幕式破裂,使其上覆地层产生众多的断裂、裂隙和微裂隙,这些垂向上众多的底辟穿刺断裂+底辟断裂面旁侧派生的拱张性裂隙+微裂缝和相关砂体的组合构成了深部流体的主要输导通道,也构成了油气运移垂向输导网络。天然气在高压运移动力驱使下从深部沿垂向断裂向上运移至浅层背斜中成藏。

红色模糊区代表微裂隙发育区图7 莺歌海盆地中央泥底辟带微断裂系统与浅层天然气流井分布关系Fig.7 Relationship between the microfracture system in the central mud diapir zone and the distribution of shallow natural gas flow wells in the Yinggehai BasinNote:The red fuzzy area represents the microfissure area

4.3 厚层浅海相泥岩有利于天然气保存

对于中浅目的层,泥岩盖层的发育情况是决定油气富集的重要因素(张正涛等,2019)。由于高压系统易诱发盖层破裂,容易导致圈闭失效,因此高压条件下泥岩的封盖能力对天然气成藏至关重要。

莺歌海盆地黄流组一段上部—莺歌海组二段下部地层广泛发育了厚层浅海相泥岩,这套泥岩沉积于浅海环境,为海侵-高位时期的沉积产物,压实程度高,分布在除了临高凸起以外的广大中央坳陷带,沉积厚度从200 m到1000 m不等。在东方13-1、13-2气田区,这套浅海相泥岩直接盖在大套海底扇细砂岩之上,表现出良好的封盖性能。从微观上讲,这套盖层突破压力与储层突破压力的比值一般大于100,甚至在1000以上(表1)。从宏观上讲,东方13-1气田区盖层封闭压力值主要为25 MPa左右,明显要大于气藏剩余压力,说明这套盖层能够封闭住富集在其下的天然气(表2)。东方13-1、13-2气田的发现充分说明,在盆地中央泥底辟带的中深层发育的这套优质泥岩盖层,为异常高压气藏的形成提供了有效的封盖。

表1 东方区高温超压气藏盖层与天然气微观封闭能力特征对比表Table 1 Parameter comparison table for cap rock of gas reservoir with high temperature and over pressure vesus micro-sealing capacity

表2 东方区高温超压气藏盖层与天然气宏观封闭能力特征对比表Table 2 Parameter comparison table for cap rock of gas reservoir with high temperature and over pressure vesus macro-sealing capacity

储层的剩余压力受所在气层的构造幅度的影响,一般气层的构造幅度与储层剩余压力呈正相关性。东方29-1构造倾角较陡,为3.2°,储层能量较大,气藏剩余压力大于盖层封闭压力,储层流体压力达到突破压力的90%以上,因此盖层对天然气的封盖能力较弱,造成气体散失速度大于聚集速度而不易成藏,天然气只在部分层系聚集成藏。而东方13-1、13-2气田的构造倾角仅为1.1°～1.9°,气藏剩余压力小于盖层封闭压力,储层流体压力低于盖层破裂压力的90%,从而盖层可对气藏进行有效封闭。

4.4 天然气运聚成藏主控因素

(1)发育大型重力流海底扇储集体

利用钻井和地震资料,综合分析,确定了东方13-1、东方13-2气田区黄流组发育四期海底扇,且海底扇呈现出由南向北迁移的特征,共发育11期扇朵叶体,其物源主要为来自越南方向的西物源。海底扇呈现出似上超状超覆于构造的西翼,其周缘主要为浅海相泥岩,组成了为数众多的岩性圈闭,为天然气的聚集提供了优质的储集空间。

(2)高压泥岩封盖

莺歌海盆地黄流组一段上部—莺歌海组二段下部广泛发育厚层浅海相泥岩,压实程度高。盆地中央泥底辟带围区中深层发育优质厚层泥岩盖层,在其发育异常高压的情况下,为下部气藏的形成提供了有效封盖。

(3)底辟微裂缝输导

莺歌海盆地底辟构造在莺歌海组—黄流组时期形成,底辟活动多期多幕,延绵不停。但中央泥底辟带北段和南段在发生发展中也有差异。在走滑拉分作用下盆地构造沉降中心逐渐向东南方向迁移,与此相应,底辟活动在时间上向东南方向越来越晚,在强度上越来越强。也就是说,北段东方区泥底辟构造带形成较早,晚期活动较弱。

东方区高品质大三维资料清楚地反映了泥底辟构造带密集的束状输导系统(图8)。密集的断裂构成梅山组—三亚组烃源岩与黄流组一段砂体之间的通道,并终止于黄流组一段砂体上覆的大套泥岩内,这些断裂为深层气源灶排出的天然气向上运移提供了通道,同时气源灶由于大量生烃产生的超压可作为天然气运移的动力。在泥底辟构造带外也可见大量的微型断裂,研究表明这些断裂形成于上新世早—中期,也是东方区大型底辟活动的产物,同样为深层天然气向东方13-1、东方13-2气田砂体运移提供了通道。

图8 过东方1-1构造相干体三维及平面显示图Fig.8 Three-dimensional and planar display of the coherence volume passing through the Dongfang 1-1 structure(a) Three-dimensional display of the coherence volume; (b) Variance slice at 3000 ms

(4)流体超压驱动

较大的源-储压力差提供了天然气输导的动力,是加速天然气高效充注的重要原因。东方区高温超压气藏黄流组储层直接覆盖在烃源岩之上,属于“下生上储”型储盖组合。东方13-1、东方13-2气田区源-储压差高达30～75 MPa,远大于有效排烃门限值(3～6 MPa),无疑为天然气排出烃源灶向上运移提供了强大的驱动力。

(5)早期成藏有利于保护储层

东方13-1、东方13-2气田中深层黄流组在储层被深埋压实、成岩演化致密前均存在早期天然气充注过程,有效地保护了储层。

综上所述,莺歌海盆地天然气成藏具有“流体超压驱动、底辟裂缝输导、重力流扇体储集、高压泥岩封盖、幕式脱溶成藏”的特色模式,这一认识对于寻找天然气富集的“甜点”或“甜区”具有重要指导意义。

5 大中型气田分布富集规律

莺歌海盆地的勘探成果表明,底辟构造对天然气田的形成和空间分布有重要的影响,尤其是对烃源岩生排烃及运移聚集过程中的超压体系。乐东15-l气田发育在中央泥底辟带南端;乐东22-1气田紧邻乐东15-1气田;东方1-1气田位于中央泥底辟带的西北端;东方13-1气田在东方1-1气田偏西位置;东方13-2气田位于中央泥底辟带的西南,紧邻东方13-1气田。纵观盆地内这些大中型气田的分布,可以发现气田分布是有规律的,主要表现为:

(1)浅层气田沿中央泥底辟带分布

中央泥底辟带浅层形成了5个气田及多个含气构造。气田包括东方1-1、东方1-4、东方29-1、乐东15-1和乐东22-1;含气构造包括乐东8-1及乐东28-1等。

(2)中深层岩性气藏分布于底辟构造翼部

中央泥底辟带中深层岩性气藏位于东方1-1底辟构造西翼,发育物源来自越南蓝江的海底扇沉积储层,勘探发现了东方13-1、东方13-2大型气田;同时,东方1-1北、东方1-1东及东方南区均有形成大型气田的地质基础,存在继续突破的潜力。