鶯歌海凹陷東斜坡L氣田天然氣成因及運移模式

楊計海，黃保家

（中海石油（中國）有限公司湛江分公司，廣東湛江 524057）

0 引言

鶯歌海盆地是中國南海北部大陸架西區一個重要的新生代含油氣盆地，勘探層系縱向上分為淺層（上新統鶯歌海組—第四系）及中深層（中中新統梅山組—上中新統黃流組）。近30年來，針對中央底辟構造帶天然氣勘探取得了重大成果，相繼在東方區底辟帶淺層和中深層發現了DF1-1、DF13這2個千億立方米級大型氣田及LD22-1等一批中小型氣田[1-5]，從而建立起中國海上最大的天然氣生產基地。與此同時，相關的地質認識、勘探理論與技術也獲得了大幅度提升，明確了中新統是中央底辟構造帶氣田主力烴源巖，臨高低凸起及鶯歌海凹陷東斜坡存在漸新統崖城組潛在烴源巖，底辟氣田天然氣中的無機CO2主要為殼源巖化成因，建立了油氣“幕式”快速充注成藏模式[2-7]；突破了以往高溫高壓儲集層主要聚集水溶氣的傳統認識[6,8]。近年來，基于新采集的三維地震資料和地質研究新認識[9-10]，針對鶯歌海凹陷東斜坡（即中央底辟構造帶至鶯東斜坡帶之間的過渡區域）中深層高溫高壓領域開展了積極探索，發現了L巖性圈閉氣田，初步估算天然氣三級地質儲量超過千億立方米。以往的研究認為鶯歌海凹陷烴源灶主運移方向是沿底辟垂向運移，由于骨架砂體欠發育，向斜坡帶中深層側向運移路徑不通暢，斜坡帶缺乏明顯的通源斷裂等垂向運移通道，導致供烴量有限[1-2,4]。L氣田的發現引起了對該區天然氣來源及其運移等問題的重大關注。本文旨在通過對L氣田天然氣成因類型判識、可能烴源巖生烴特征等研究，厘定烴類氣及CO2氣的來源及與中央底辟構造帶氣田天然氣的聯系，建立天然氣運移模式，進而圈定勘探靶區，拓展盆地非底辟構造的中深層巖性氣藏勘探領域。

1 地質背景及氣田基本特征

1.1 地質背景

鶯歌海盆地是發育于南海北部被動大陸邊緣的新生代走滑伸展盆地，呈北西向延伸，面積11.3×104km2，包括鶯東斜坡、鶯西斜坡、中央坳陷等3大構造單元（見圖1a）。盆地構造演化經歷了古近紀裂陷期和新近紀—第四紀裂后熱沉降期[11]。在斷陷階段，中央坳陷東方區以北及鶯歌海凹陷東斜坡主要受控于鶯東斷裂，發育箕狀斷陷，接受沉積。相鄰的瓊東南盆地，漸新世早期沉積了一套淺海和海岸平原相的崖城組含煤地層，被認為是盆地的主力氣源巖[3]。鶯歌海盆地僅在盆地邊緣及北部臨高低凸起有鉆井揭露，為潛在烴源巖。鶯歌海凹陷區裂陷期沉積的地層由于埋藏深度大，至今未鉆遇。需要指出的是，緊鄰鶯東斜坡的鶯歌海凹陷東斜坡由于處在鶯歌海與瓊東南盆地的過渡區，在沉積演化上具有瓊東南盆地的一些特征；裂陷期，1號斷層控制沉積，在斷層下降盤北西—南東向延伸的小箕狀斷陷中，接受海陸過渡相—淺海相沉積，可能存在漸新統崖城組含煤地層。

圖1 鶯歌海盆地構造單元與研究區位置（a）、地層柱狀圖（b）

新近紀，南海海域開始全面進入拗陷期（裂后沉降期）。早中新世，鶯歌海凹陷東斜坡開始隨鶯歌海盆地一起進入拗陷階段。鶯歌海凹陷中部發育多排軸向近南北、呈雁行式排列的大型底辟構造，并派生一系列高角度底辟斷裂[1-2]。晚中新世以來，盆地南部快速沉降，高沉降速率區逐漸向樂東區遷移，形成了樂東區中新世古沉降中心，盆地呈現出北高南低，同時代地層埋藏深度從北部臨高低凸起向中部東方區至南部樂東區變深[11]。中新統的梅山組和三亞組以發育淺?！肷詈Ｏ嗄鄮r為特征（見圖1b），被認為是鶯歌海盆地中央底辟構造帶氣田的主要烴源巖[1-3]。這套烴源巖在鶯歌海凹陷東斜坡的分布及生烴特征類似于中央底辟構造帶，只是厚度稍有減薄。受海南島物源供給影響，鶯歌海凹陷東斜坡梅山組、黃流組、鶯歌海組發育海底扇水道砂、淺海陸架砂巖與海相泥巖，形成良好的儲-蓋組合[9-10,12]。

晚期快速沉降、新近系—第四系巨厚沉積（沉積厚度為8 000～10 000 m）、高溫高壓以及底辟構造發育是鶯歌海凹陷區的重要地質特點。新近系地溫梯度平均為4.04 ℃/100 m，最高可達5.56 ℃/100 m；熱流值平均為77.8±7.2 mW/m2，最高值達95 mW/m2。盡管陵水組沉積末期（T60）形成不整合之后，盆地發生了整體下沉，主要斷層沒有大規?；顒?，但底辟斷裂活動強烈，近凹斜坡區隱伏斷層仍保持微弱的活動性。這些獨特的地質條件對生烴和油氣運聚具有很大影響。

1.2 L巖性圈閉氣田地質特征

L巖性圈閉氣田位于鶯歌海凹陷東斜坡南部，由LD01、LD02、LD03等多個巖性圈閉氣藏組成（見圖1a），以LD01黃流組水道砂巖氣藏為主體。LD01氣藏的黃流組砂巖儲集層屬于上中新世峽谷水道重力流沉積體系，水道的平面展布形態明顯受來自海南隆起供給的控制，存在南北兩翼分支水道注入[9]。水道內部發育低位、海侵及高位體系域，近凹陷方向撓曲坡折帶控制低位域砂巖沉積，海侵及高位域泥巖覆蓋于低位域砂巖之上，形成有效圈閉[13]；氣藏的主力產層是上中新統黃流組海底扇-軸向水道砂巖，埋深為3 800～4 300 m（見圖2），儲集層巖性以粉細砂巖和中砂巖為主，測井解釋氣層孔隙度為8.5%～12.3%，巖心分析滲透率為（0.04～10.00）×10-3μm2，大多數為（0.1～2.0）×10-3μm2，DST測試獲高產商業氣流[13]。LD02氣藏為中中新統梅山組軸向重力流水道巖性圈閉，扇體沿坡折方向展布，主水道、朵葉體下切特征明顯。LD03氣藏為大型鼻狀構造背景下的巖性圈閉，砂體縱向疊合較好，頂底板為梅山組1段、三亞組1段淺海相泥巖，高部位為海侵體系域泥巖沉積。LD02和LD03氣藏的主力產層為梅山組，埋深3 710～4 200 m，巖性以細砂巖為主，部分粉砂巖，井壁取心孔隙度為9.5%～13.2%，滲透率為（0.1～1.0）×10-3μm2，屬于低孔-特低滲儲集層。壓實作用及碳酸鹽膠結作用是影響L氣田儲集層物性變差的重要因素，黃流組、梅山組主要為中成巖階段A2期，成巖作用較強，壓實減孔現象較為明顯[13]。

圖2 鶯歌海凹陷東斜坡L氣田剖面簡圖（剖面位置見圖1a）

鉆探及測試結果表明，L氣田中新統產層不但具有低孔、低—特低滲的特點，還存在異常高溫高壓，根據測壓取樣數據，地層溫度為180～190 ℃，地溫梯度為4.35 ℃/100 m，壓力系數高達2.19～2.29[13]。

2 天然氣地球化學特征與成因類型

2.1 天然氣化學組成

L氣田中新統天然氣的組成比較復雜，縱向上具有分層性。LD01和LD02氣藏黃流組天然氣甲烷含量為34.35%～85.37%，C2—C3含量較低（1.3%～5.8%）；非烴氣體主要是CO2和N2，CO2含量變化較大（0.52%～62.17%）；天然氣干燥系數（C1/C1—5）為0.94～0.98。LD02和LD03氣藏梅山組天然氣甲烷含量為33.08%～58.88%，CO2含量相對較高（33.3%～58.98%），N2含量為5.3%～7.5%，以干氣為主（見表1）。

表1 L巖性氣田天然氣組分及碳同位素組成特征

2.2 天然氣碳同位素組成特征及成因類型

2.2.1 烷烴氣碳同位素組成特征及成因類型

天然氣烴類組分的碳同位素組成是判識其成因及來源的重要參數之一[14]。甲烷碳同位素組成既與母質類型有關，也與演化程度密切相關，隨演化程度增加其碳同位素值變重。乙烷碳同位素組成盡管也受成熟度的影響，但與成烴母質類型關系更加密切，因此，其碳同位素組成通常是判識天然氣成因類型的重要指標。源于腐殖型有機質天然氣的乙烷碳同位素值偏重，通常大于-28‰[14-15]，源于腐泥型有機質天然氣的乙烷碳同位素值則偏輕。天然氣碳同位素組成分析結果表明，LD01和LD02氣藏黃流組天然氣δ13C1值為-40.71‰～-29.44‰（主體為-34.04‰～-29.44‰），δ13C2值為-27.27‰～-23.28‰（主體為-25.88‰～-23.13‰）；LD03和LD02氣藏梅山組天然氣的δ13C1值、δ13C2值相對偏重，分別為-29.24‰～-27.40‰和-23.13‰～-20.26‰?？偟膩碚f，這些天然氣的δ13C2值都大于-28‰，類似于澳大利亞Cooper盆地[16]、中國腐殖型和煤系源巖生成的天然氣特征[14-15]。δ13C1-δ13C2-δ13C3關系圖顯示，L氣田所有天然氣樣品均落在煤型氣區域（見圖3），根據甲烷碳同位素值，利用鶯歌海盆地Ⅱ2—Ⅲ型干酪根生成的天然氣δ13C1-Ro關系方程，計算出L氣田天然氣成熟度（RC1）為0.69%～1.97%；參考Berner等[16]報道的Cooper盆地煤型氣δ13C1-Ro關系曲線，厘定L氣田天然氣成熟度（RC2）為0.75%～2.08%。兩種方法得到的L氣田天然氣成熟度分布范圍非常接近，即為成熟—高成熟階段有機質熱演化階段（見表1）。

圖3 L氣田天然氣成因類型判識圖（據文獻[14-15]修改）

2.2.2 二氧化碳同位素組成及其成因來源

L氣田天然氣中CO2含量及其δ13CCO2值存在較大的差異（見表1）。當天然氣中CO2含量小于10%時（0.5%～7.5%），其δ13CCO2值較輕（-11.83‰～-18.08‰），表明主要為有機成因CO2。當天然氣中CO2含量大于10%時，其δ13CCO2值偏重（-9.04‰～-0.85‰）。LD02和LD03氣藏梅山組天然氣CO2含量為33.3%～58.98%，δ13CCO2值為-3.63‰～-1.10‰，屬于無機成因CO2（見圖4）。高含CO2天然氣伴生的氦氣3He/4He值為7.78×10-8，遠低于空氣中的氦同位素值1.4×10-6，具有明顯的殼源特征，與鶯歌海盆地底辟氣田天然氣中的大多數無機成因CO2的特征相似[1-3]，推測它們具有相同的來源，主要來自深部地層鈣質成分熱分解產生的CO2，也不排除有部分基底碳酸鹽巖高溫熱分解產生的CO2[7,17]。圖5顯示，L氣田天然氣中的無機成因CO2與中新統—漸新統鈣質碎屑巖的碳酸鹽礦物、膠結物碳同位素組成有很好的對比關系，部分天然氣樣品具有較重的δ13CCO2值，亦與碳酸鹽巖的碳同位素組成相近。鉆探揭示，鶯歌海盆地梅山組和三亞組泥巖含鈣且見局部鈣質泥巖或鈣質粉砂巖薄夾層，位于鶯東斜坡帶的個別井鉆遇了前古近系灰巖或白云巖（見圖1b），說明基底碳酸鹽巖局部分布，這為無機CO2形成提供了潛在的物質基礎。鶯歌海凹陷新近紀及第四紀沉積巨厚，中央底辟構造帶及鶯歌海凹陷東斜坡地溫梯度高達4.5～4.7 ℃/100 m，是典型“深-熱盆”，自距今5.5 Ma以來，由于盆地快速熱沉降及底辟活動產生的熱流體沿底辟斷裂[11]及鶯歌海凹陷東斜坡隱伏斷裂上侵，為無機成因CO2生成提供了重要的熱源，導致深部梅山組和三亞組的鈣質泥巖（或許有碳酸鹽巖）快速熱分解而生成大量CO2并運聚成藏[7,17-18]。

圖4 L氣田天然氣中CO2含量與δ13CCO2關系圖

圖5 無機成因CO2與可能源巖的碳同位素組成對比圖

2.3 輕烴組成特征與烷烴氣成因類型

源于腐泥型有機質天然氣的C5—C7輕烴組分中富含正構烷烴，源于腐殖型有機質天然氣則富含異構烷烴和芳烴[15]，鄂爾多斯、四川、柴達木、塔里木等盆地209個天然氣樣品統計分析結果表明，C5—C7正構烷烴相對含量大于30%為油型氣，小于30%則為煤型氣[19]。L氣田天然氣的C5—C7輕烴組分中異構烷烴（55%～73%）高于正構烷烴（18%～30%）和環烷烴（5%～15%）含量（見圖6），類似于鄂爾多斯、四川、塔里木等盆地的煤型氣[19]。

圖6 L氣田天然氣C5—C7輕烴組成三角圖

天然氣輕芳烴（苯和甲苯）含量高也被認為是煤型氣的重要標志之一[3,15]。L氣田天然氣輕烴C6內組成中苯的含量為19%～30%，C7內組成中的甲苯含量最高可達45.4%，反映其成氣母質以陸源有機質為主，原因是腐殖型有機質相對貧氫，在成烴作用過程中，能生成較多縮合結構的芳烴化合物，故天然氣中的單環芳烴苯和甲苯豐度也相應較高。

3 烴源巖特征與氣-源對比

3.1 烴源巖特征

現有資料表明，鶯歌海盆地存在兩套烴源巖，即漸新統崖城組和中新統（主要包括黃流組下部及梅山組—三亞組）烴源巖。

崖城組烴源巖主要分布于鶯東斜坡1號斷層下降盤及北部臨高低凸起，主要為濱岸平原沼澤相、濱海相和淺海相沉積。根據鉆井資料及地球化學分析結果，位于盆地東南邊緣的1號斷層下降盤的YC19-2-1井鉆遇了崖城組三角洲相含煤烴源巖，埋深為3 900～4 300 m，Ro值為1.1%～1.4%，TOC值為1.50%～5.39%（見圖7）?，F已證實漸新統崖城組烴源巖是相鄰的瓊東南盆地崖13-1和深水區陵水17-2大氣田的主力烴源巖[3,20-21]。地震資料解釋結果顯示，在L氣田附近的崖城組埋深較大，大多數已進入成熟—高成熟階段，推測具有較大的生氣能力，為一套潛在氣源巖。

圖7 LD30-1-1A井（a）及YC19-2-1井（b）揭露地層TOC值隨深度變化剖面

中新統烴源巖主要發育于鶯歌海盆地中央坳陷，厚度較大且分布廣，主要為一套三角洲、淺?！肷詈３练e，被認為是中央底辟構造帶氣田的主要氣源巖[1-3,22]。迄今為止，盆地內揭示中新統的大多數探井位于盆地邊緣、有機質豐度不高，但位于凹陷斜坡帶幾口深井在中新統鉆遇了TOC值較高的烴源巖[22]。LD22-1-7井黃流組—梅山組井壁取心泥巖樣品的TOC值為1.52%～3.03%，平均值為2.1%。新近完鉆的LD03-1井在揭露的梅山組上部也存在有機質豐度高的泥巖，TOC值為0.6%～2.1%，平均值為1.2%。LD30-1-1A井鉆遇黃流組及梅山組（未穿）厚度約700 m，黃流組下部—梅山組泥巖TOC值為0.40%～3.17%,平均值為1.29%，主體達到好烴源巖級別（見圖7），熱解氫指數主體為120～300 mg/g，平均值為145 mg/g，有機質類型為Ⅱ2—Ⅲ型，以生氣為主[22]。

鉆井及地震資料揭示，中新統烴源巖在鶯歌海凹陷東斜坡埋深為3 500～6 300 m，當埋深約2 600 m時的Ro值為0.6%，有機質進入生烴門限；埋深2 600～4 500 m處于生油成熟階段，埋深4 500 m進入凝析油濕氣高成熟階段，埋深5 400 m進入干氣過成熟階段（見圖8）。三亞組源巖生氣高峰在上新世晚期，梅山組—黃流組源巖現今仍處于大量生氣階段；L氣田西側中新統埋深為4 000～7 000 m，成熟度更高。盆地模擬結果顯示，鶯歌海盆地中央坳陷生氣量大、生烴強度大于50×108m3/km2[22]，為中央底辟構造帶氣田形成及凹陷斜坡帶巖性圈閉氣藏形成提供了豐富的烴源基礎。

圖8 LD02-1井地層埋藏史圖

3.2 氣-氣、氣-巖對比

天然氣乙烷碳同位素組成是天然氣成因類型識別和氣源對比的重要指標[14-15]。L氣田天然氣乙烷碳同位素組成總體偏重，70%樣品的δ13C2值大于-24‰，與來自漸新統崖城組煤系烴源巖的YC13-1氣田天然氣有明顯差異，δ13C1-δ13C2-δ13C3關系圖顯示，L氣田天然氣的主體與來源于中新統偏腐殖型烴源巖的LD22-1底辟氣田天然氣[3]落在同一區域（見圖3），指示它們可能具有相同的來源。從甲烷碳同位素組成來看，LD22-1氣田大多數天然氣δ13C1值為-40‰～-32‰，輕于L氣田的主體天然氣（見圖3），反映后者的高成熟天然氣占比多一些。按照油氣分布規律，離烴源灶近的構造圈閉聚集的是熱演化晚期生成的成熟度偏高的油氣，離烴源灶遠的構造圈閉聚集的是熱演化早期生成的油氣。L氣田天然氣儲集層為中深層黃流組及梅山組，更靠近中新統烴源灶；而LD22-1氣田儲集層是淺層上新統鶯歌海組，離烴源灶較遠[2]，故可能捕獲了較L氣田更多的成熟—高成熟階段早期生成的天然氣（見表1、圖1）。

天然氣乙烷/烴源巖干酪根的碳同位素組成對比結果同樣指示L氣田天然氣的主體來自中新統烴源巖（見圖9）。數據統計分析結果顯示，鶯-瓊盆地中新統、下漸新統崖城組兩套烴源巖干酪根存在明顯的差異，中新統黃流組—三亞組烴源巖干酪根的δ13C值明顯偏重，主要為-25‰～-21‰，平均值為-23.8‰；下漸新統崖城組烴源巖干酪根的δ13C值則普遍較輕，主要為-30‰～-26‰，平均值為-27.2‰（見圖9）。前人研究表明[3]，崖城組含煤地層成氣母質主要為陸源高等植物，而中新統生氣有機質既有陸源高等植物也有海生植物。海生植物光合作用利用水中重碳酸根離子中的CO2作為碳源（δ值偏重），陸地植物直接利用大氣中的CO2作為碳源[23]，因此造成兩者的δ13C值差別在古代沉積物中可達3‰～5‰。天然氣乙烷碳同位素組成與各層系烴源巖干酪根碳同位素組成對比結果揭示，L氣田天然氣主體與中新統烴源巖關系更密切，個別氣樣δ13C2值與崖城組干酪根的δ13C值接近，故不排除少部分天然氣來自崖城組烴源巖（見圖9）。

圖9 L氣田天然氣乙烷與烴源巖干酪根碳同位素組成對比圖

4 天然氣組分及烷烴碳同位素組成變化較大的原因分析

4.1 天然氣組分變化較大的原因

L氣田天然氣組分主要為CH4、CO2和少量N2，CH4和CO2含量變化較大，分別為14%～85%和0.5%～62.2%，下部梅山組CO2含量較上部黃流組高一些（見表1、圖2）。天然氣組分變化較大的主要原因是晚期注入的無機CO2對早期聚集在圈閉的烴類氣層改造所致，與烴類氣和無機CO2氣生成及充注時序有關。

已有研究表明，鶯歌海凹陷（包括底辟帶和凹陷斜坡帶）腐殖型富含有機質的中新統烴源巖天然氣生成演化特點主要是早期成熟—高成熟階段以生烴類氣為主，有少量N2和有機CO2；進入晚期過成熟階段，其中的鈣質成分大量生成無機CO2[24]。因此，氣田早期聚集的天然氣以烴氣為主并有少量N2及很少的有機CO2。例如，采自黃流組上部氣層的LD01_11和LD02_12樣品的CH4含量高達81.77%～85.37%，CO2含量僅為0.52%～7.45%，其δ13CCO2值偏輕（-18.08‰～-11.83‰），屬典型有機成因[1,7,17]。隨著盆地的持續沉降，梅山組—三亞組烴源巖進入生氣階段晚期，尤其是上新世末以來，鶯歌海凹陷的底辟活動伴隨強烈的熱流體上侵，使得這套富鈣烴源層經歷了“短期、高溫”熱效應，導致其中的碳酸鹽礦物達到熱分解所需的溫度條件（約300 ℃）[18]后開始大量生成無機CO2；局部前第三系基底碳酸鹽巖熱解也可能生成部分CO2加入。因此，來自中央底辟構造帶富含CO2流體可沿梅山組、三亞組的砂體向東斜坡側向運移；氣藏下部三亞組亦已達到過成熟階段，生成的無機CO2可通過隱伏斷裂向上運移注入上部圈閉，與早期聚集的烴類氣混合。由于不同巖性氣藏受晚期富含CO2流體的影響程度不同，導致不同氣層CH4、CO2含量存在較大差異，下部梅山組儲集層靠近烴源灶，更易受到CO2的侵染，黃流組上部受CO2影響小，烴類氣相對富集，預示淺部儲集層鉆遇CO2風險會降低。

4.2 烷烴氣碳同位素組成變化較大的原因

L氣田天然氣的δ13C1值為-40.71‰～-27.40‰、δ13C2值為-27.27‰～-20.26‰，變化范圍較大。已有研究表明，影響天然氣甲烷、乙烷碳同位素組成的主要因素是生氣母質的性質及成熟度[14-16]；此外，天然氣遭受氧化時會使其甲烷、乙烷富集重碳同位素。L氣田埋藏深度大（3 700～4 250 m）且新近系斷裂不發育，不具備烴類氧化菌的生存條件?；谘芯繀^地質條件和中新統烴源巖發育特征及其有機質性質、熱演化特點，結合氣-源對比結果，認為導致L氣田天然氣甲烷、乙烷同位素值變化較大的原因是烴源巖有機質成熟度差異與有機相變化。

圖10顯示，僅LD02_11氣樣烷烴碳同位素組成曲線明顯偏離主體簇群δ13C1-δ13C2趨勢線，δ13C1值相對偏輕（-40.71‰）、成熟度較低（0.69%），推測可能有部分來自儲集層鄰近的中新統黃流組源巖成熟階段早期生成的天然氣混入；而主簇群天然氣的同位素鐘型曲線特征具明顯的相似性，指示這些天然氣主體來自同一套烴源巖，其δ13C1、δ13C2值的變化可能主要是由有機質熱演化生烴所致；天然氣的甲烷與乙烷碳同位素值均具有正相關關系（見圖11），表明隨著熱演化程度增加，碳同位素值變重，δ13C1值從-34.04‰變為-27.40‰（計算Rc值為1.33%～1.97%），δ13C2值從-27.27‰變為-20.26‰，同樣說明熱成熟度是造成L氣田甲烷、乙烷碳同位素值變化較大的主要原因之一，這與該區中新統烴源巖的埋藏熱演化歷史相吻合（見圖8）。另一方面，中新統烴源巖干酪根碳同位素組成分析結果表明，δ13C值為-27.7‰～-21.8‰（主體為-25.7‰～-21.8‰），在相似成熟度和聚集條件下，這套烴源巖（有機相變化）形成的天然氣碳同位素組成也會產生明顯差異，與Berner等[16]的認識是一致的。綜合天然氣的成熟度及研究區中新統烴源巖干酪根同位素組成、有機質熱演化特征（見圖8），推測L氣田主要聚集了這套烴源巖在成熟階段晚期—高成熟階段生成的天然氣，從而導致這些天然氣甲烷、乙烷同位素組成變化較大。

圖10 L氣田天然氣烷烴碳同位素組成對比圖

圖11 L氣田天然氣δ13C1與δ13C2關系圖

5 天然氣運移模式

長期以來，關于高溫高壓系統天然氣能否大規模成藏一直存在較大的爭議，據統計資料及文獻報道，已發現油氣田主要分布于高壓封存箱頂面300 m附近[25-26]，Law等[27]認為壓力系數超過1.96的儲集層幾乎不具有發現工業油氣潛力。而L巖性圈閉氣田黃流組及梅山組儲集層壓力系數高達2.29卻能規模運聚成藏，本文從“源-運”的角度對此進行剖析，并建立天然氣運移模式（見圖12）。

5.1 氣源豐富

氣-源對比結果證實，中新統三亞組、梅山組及黃流組下部的高有機質豐度段泥巖是L氣田重要的烴源巖，梅山組及黃流組儲集層附近的烴源巖已成熟，氣層下伏及其西側凹陷斜坡的梅山組—三亞組烴源巖埋深大、成熟度更高，Ro值主體為1.3%～3.2%（見圖8）；由于高地溫梯度（4.5 ℃/100 m）及距今5.5 Ma以來的快速熱沉降，導致中新統烴源巖經歷了“短時、高溫、快熟”的生氣過程，生氣速率高、生氣強度大[11,22]，為L巖性氣田提供了豐富的氣源。中新統烴源巖生排氣期晚（大約為上新世—第四紀），與鶯歌海凹陷東斜坡巖性圈閉群形成期的時空配置好，更利于天然氣成藏。氣田附近下伏古近系箕狀凹陷沉積了崖城組潛在烴源巖，現今埋深5 000～6 000 m（見圖12），達到高成熟階段，也可為該地區的氣源供給提供補充。

5.2 較大“源-儲”壓差提供了重要驅動力

鶯歌海凹陷中新統烴源巖埋深為5 000～7 500 m，局部最深可達8 000～10 000 m，處于強超壓帶，中央底辟構造帶淺層氣藏儲集層為常壓[1-2]，中深層氣藏儲集層壓力系數為1.7～1.8[4-6,8]。鉆探及研究結果揭示，鶯歌海盆地區域性超壓頂面埋深在3 000 m左右，向盆地邊緣深度逐漸增加[6,28]。鶯歌海凹陷普遍發育超壓，L氣田黃流組儲集層直接覆蓋于烴源巖之上，屬于“下生上儲”型，因此存在較大的源-儲壓差。根據模擬實驗結果[29]，當“源-儲”壓差達到有效排烴門限值（約3～6 MPa）時烴類即可大量排出。圖8顯示，在距今2 Ma時，L氣田黃流組儲集層埋深為2 500～2 800 m、地層壓力為25～28 MPa，其下伏及西側的梅山組—三亞組烴源巖主體埋深為4 000～5 000 m，依據LD03-1井鉆遇的梅山組（深度4 000 m）壓力系數2.20估算地層壓力為80～100 MPa，此時的源-儲壓差高達50～75 MPa。隨著埋深增大，黃流組及梅山組儲集層成巖作用增強，孔隙度及滲透率降低，逐漸演變為現今的低孔、低滲儲集層，鉆井揭示3 700～4 200 m井段地層壓力為81.4～92.4 MPa，壓力系數高達2.20～2.29。油氣在如此高溫高壓的低滲儲集層中運移，浮力的作用很小[30]。下伏梅山組—三亞組尤其是西側的烴源巖現今主體埋深為4 500～6 500 m，按壓力系數2.20計算，地層壓力為99～143 MPa，仍然存在較大“源-儲”壓差（17.6～50.6 MPa），這為L巖性圈閉群低滲儲集層天然氣充注成藏提供了重要驅動力，從而加速了天然氣高效充注。

圖12 L巖性圈閉氣田天然氣成藏模式圖（剖面位置見圖1a）

5.3 隱伏斷裂及砂體輸導多種充注方式

與中央底辟構造帶氣田不同，鶯歌海凹陷東斜坡缺乏類似于底辟斷裂[1-2,4-6]的運移通道，因此深部中新統高成熟烴源巖生成的大量天然氣能否規模運移至巖性圈閉是成藏的關鍵要素之一。L氣田主力產層黃流組和梅山組本身被成熟烴源巖包裹，儲集層下伏及其西側凹陷斜坡的梅山組—三亞組烴源巖已進入高成熟大量生氣階段，天然氣可短距離充注。主要存在接觸式供烴、通過斷裂垂向充注、沿骨架砂體側向運移等3種充注方式（見圖12）。通過地震屬性切片可以看到，凹陷斜坡帶存在溝通下部烴源巖的隱伏斷裂[9]（見圖12），為深部高成熟烴源巖生成天然氣注入儲集層提供了運移通道。LD01、LD02、LD03等黃流組—梅山組巖性氣藏位于鶯歌海凹陷東斜坡南南西方向延伸構造脊上[9]，利于其西側凹陷斜坡高成熟—過成熟烴源巖生成的天然氣通過砂體或不整合在“源-儲”壓差及浮力的共同作用下側向運聚。因此，盡管L巖性氣田中新統儲集層低孔、特低滲，但豐富的氣源及良好的運移條件提高了充注效率，可在很短的時間（約2 Ma）[13]內規模成藏。

6 結論

鶯歌海凹陷東斜坡L氣田天然氣組分以CH4和CO2為主，干燥系數高達0.94～0.99，依據天然氣的δ13C1、δ13C2值及C5—C7輕烴內組成的異構烷烴含量將其劃為煤型氣。當天然氣中CO2含量大于10%時，δ13CCO2值為-9.04‰～-0.95‰，與之伴生的氦氣3He/4He值為7.78×10-8，顯示CO2為殼源無機成因，主要來自深部地層鈣質泥巖及碳酸鹽巖熱分解作用生成。

天然氣δ13C2與烴源巖δ13C干酪根對比結果揭示，L巖性氣田天然氣主要來自中新統烴源巖，少量來自氣田附近下伏崖城組烴源巖，主要為中新統烴源巖成熟階段晚期—高成熟階段產物，主體與相鄰的LD22-1底辟氣田天然氣成因特征相似。

L氣田黃流組及梅山組屬于低滲—特低滲儲集層，存在異常高壓，主要有儲集層附近成熟烴源巖接觸式供烴、下伏高成熟梅山組—三亞組烴源巖生成天然氣通過隱伏斷裂垂向充注、沿砂體側向運移這3種充注方式，較大的“源-儲”壓差是重要的驅動力。這種源-運模式對拓展鶯歌海盆地非底辟構造中深層巖性氣藏地質認識有重要借鑒作用。