瓊東南盆地塊體搬運(yùn)沉積區(qū)多類型水合物賦存特征與數(shù)值模擬

孫魯一, 李清平, 陳芳, 余晗, 王秀娟, 靳佳澎, 錢進(jìn), 李麗霞, 張廣旭1,, 張正一,6

1 中國科學(xué)院海洋研究所, 海洋地質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 山東青島 266071 2 青島嶗山實(shí)驗(yàn)室海洋礦產(chǎn)資源評價(jià)與探測技術(shù)功能實(shí)驗(yàn)室與深海多學(xué)科交叉研究中心, 山東青島 266237 3 中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049 4 天然氣水合物國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 中海油研究總院有限責(zé)任公司, 北京 100028 5 廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局, 廣州 510760 6 深海圈層與地球系統(tǒng)教育部前沿科學(xué)中心, 海底科學(xué)與探測技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 中國海洋大學(xué)海洋地球科學(xué)學(xué)院, 山東青島 266100 7 中國礦業(yè)大學(xué), 資源與地球科學(xué)學(xué)院, 江蘇徐州 221116

0 引言

海洋天然氣水合物(簡稱水合物)的賦存狀態(tài)分為孔隙充填型和裂隙充填型,不同儲層條件下水合物富集程度不同.孔隙充填型水合物主要充填在沉積物顆粒的孔隙空間內(nèi),粗粒砂質(zhì)儲層形成的水合物飽和度較高(>60%),例如日本南海海槽(Fujii et al., 2009)、美國墨西哥灣等海域(Collett et al., 2012),而細(xì)粒泥質(zhì)沉積物形成的水合物飽和度通常較低,如布萊克海臺(Collett and Ladd, 2000),但是細(xì)粒泥質(zhì)粉砂沉積物也可能形成中等飽和度的水合物,例如南海神狐海域(Wang et al., 2014; Yang et al., 2017; Jin et al., 2020).裂隙充填型水合物通常呈脈狀、塊狀、結(jié)核狀等多種形態(tài)賦存在細(xì)粒沉積物中,含水合物層的測井響應(yīng)呈明顯的各向異性,水合物飽和度變化較大,例如韓國郁陵盆地(Kim et al., 2013)、印度克里希納—戈達(dá)瓦里盆地(Lee and Collett,2009; Wang et al., 2013)、南海北部的臺西南盆地與瓊東南盆地(Sha et al., 2015; Wang et al., 2018; Berndt et al., 2019; 王秀娟等,2021).大量鉆探指示地震剖面上呈煙囪狀反射的裂隙充填型水合物富集程度相對較高,是僅次于海洋砂質(zhì)儲層孔隙充填型水合物的優(yōu)質(zhì)水合物資源(Boswell and Collett, 2011).這兩種類型的水合物形成機(jī)制存在差異,但鉆探與勘探發(fā)現(xiàn)兩者在垂向上可以疊置分布(Boswell et al., 2012; Wei et al., 2019; 王秀娟等,2021; 何玉林等,2022).例如墨西哥灣沃克海脊,WR313井的測井?dāng)?shù)據(jù)表明,在淺層泥質(zhì)地層中發(fā)育裂隙充填型水合物,飽和度較低約為10%,而在水合物穩(wěn)定帶底界上方的砂質(zhì)地層中發(fā)育孔隙充填型水合物,飽和度高達(dá)80%,表明孔隙充填型與裂隙充填型水合物垂向上可以疊置(Boswell et al., 2012).2019年南海GMGS5鉆探也發(fā)現(xiàn),在瓊東南盆地陵南低凸起上方存在多類型水合物(Wei et al., 2019; Ren et al., 2022; 何玉林等,2022),以W01井為例,在5.2～43.2 m、52.2～118.2 m塊體搬運(yùn)沉積物(MTD,mass transport deposit)中發(fā)育裂隙充填型水合物,而在56～64 m局部薄砂層發(fā)育了孔隙充填型水合物(Meng et al., 2021; 何玉林等,2022),它們在垂向上呈疊置分布.研究認(rèn)為這種不同類型水合物成藏與高通量流體沿?cái)鄬?、氣煙囪運(yùn)移以及淺層多期MTD、局部富砂有關(guān)(Zhang et al., 2020; Liang et al., 2019; Ye et al., 2019; 張偉等, 2020),但是斷層、氣煙囪等流體疏導(dǎo)體系及局部有利砂體對不同類型水合物形成多是以定性解釋為主,缺少定量或半定量分析研究.

水合物生烴數(shù)值模擬方法是在油氣盆地成藏模擬基礎(chǔ)上,嵌套水合物相平衡模塊以及水合物生成模塊來模擬計(jì)算水合物飽和度和資源量,是在盆地尺度上研究生烴、流體運(yùn)移以及水合物成藏,如墨西哥灣、新西蘭、南海(Burwicz et al., 2017; Kroeger et al., 2019, 2022; Su et al., 2018; 孫魯一等, 2021).Burwicz等(2017)利用墨西哥灣格林峽谷955區(qū)塊水合物的鉆井資料,通過數(shù)值模擬研究認(rèn)為現(xiàn)今高飽和度水合物形成與沉積物的快速沉積有關(guān),水合物穩(wěn)定帶不斷調(diào)整,導(dǎo)致穩(wěn)定帶底部附近的水合物不斷形成-分解-再形成,甲烷循環(huán)是該地區(qū)高飽和度水合物形成的重要機(jī)制.Kroeger等(2019, 2022)對新西蘭希庫朗伊俯沖邊緣不同區(qū)域水合物成藏模擬認(rèn)為,氣源類型、疏導(dǎo)體系以及儲集條件等影響水合物富集,生物成因氣或熱成因氣沿傾斜富砂地層,俯沖擠壓產(chǎn)生的褶皺背斜等運(yùn)移至淺層,形成高飽和度水合物;海底峽谷的侵蝕導(dǎo)致水合物穩(wěn)定帶下移,圈閉了更多深部游離氣,使得穩(wěn)定帶附近的水合物飽和度增加(Crutchley et al., 2017),而俯沖邊緣構(gòu)造隆升作用會降低水合物穩(wěn)定性,導(dǎo)致水合物分解(Burton et al., 2020).我國南海北部珠江口盆地細(xì)粒沉積物水合物成藏的數(shù)值模擬結(jié)果顯示水合物富集受斷層活動性、區(qū)域構(gòu)造活動、烴源巖分布等多個因素共同控制(Su et al., 2018; Xie et al., 2022),而高飽和度水合物富集與熱成因氣有關(guān)(Sun et al., 2020).蘇丕波等(2014)通過模擬烴源巖有機(jī)質(zhì)成熟度、生物成因氣和熱成因氣運(yùn)移以及水合物藏分布,證實(shí)了在瓊東南盆地中央坳陷區(qū)和南部隆起區(qū)是水合物有利聚集區(qū).

目前,水合物生烴模擬主要是集中在孔隙充填型水合物研究,對于冷泉發(fā)育區(qū)裂隙充填型水合物形成的研究較少.瓊東南盆地發(fā)育了多種賦存狀態(tài)水合物,在地震剖面上發(fā)現(xiàn)了大量呈煙囪狀反射的水合物,本文基于三維地震數(shù)據(jù)和測井、巖心數(shù)據(jù),精細(xì)識別了水合物發(fā)育區(qū)的斷層與裂隙特征,分析熱成因氣發(fā)育區(qū)水合物的富集特征,基于甲烷水合物穩(wěn)定帶與II型水合物穩(wěn)定帶和生烴數(shù)值模擬方法,模擬氣源條件、流體運(yùn)移以及有利砂體分布對甲烷水合物與II型水合物形成與分布及飽和度等影響,分析瓊東南盆地孔隙與裂隙充填型水合物形成地質(zhì)條件.

1 地質(zhì)背景

研究區(qū)位于陵水凹陷,地處瓊東南盆地中央坳陷,是該地區(qū)重要的富烴坳陷,包括L17-2和L18-1等多個深水優(yōu)質(zhì)天然氣田,表明了研究區(qū)具有豐富的油氣資源(王振峰等, 2011; 黃保家等, 2012; Huang et al., 2016; 張迎朝等, 2017; 甘軍等, 2019).研究區(qū)新生代以來總體經(jīng)歷了古近紀(jì)時(shí)期張裂、新近紀(jì)時(shí)期裂后坳陷以及晚中新世-第四紀(jì)時(shí)期快速沉降三個沉積構(gòu)造演化階段(Zhu et al., 2009; 雷超等, 2011; 解習(xí)農(nóng)等, 2015; 甘軍等, 2019),前人利用鉆井及地震資料主要識別了T80(33.9 Ma)、T70(28.4 Ma)、T60(23 Ma)、T50(16 Ma)、T40(10.5 Ma)、T30(5.5 Ma)、T20(1.8 Ma)七套層序界面,分別為張裂期崖城組、陵水組、裂后期三亞組、梅山組、黃流組以及快速沉降期鶯歌海組、樂東組地層的底界面(解習(xí)農(nóng)等, 2011; 蘇明等, 2013; Su et al., 2014; Liang et al., 2019; Lai et al., 2021).在下漸新統(tǒng)崖城組地層,主要發(fā)育沼澤平原相沉積,是研究區(qū)重要的烴源巖(邵磊等, 2010; 王振峰等, 2011, 2015; 張迎朝等, 2011, 2017),而上陵水組地層發(fā)育濱淺海相沉積;在中新統(tǒng)三亞組、梅山組、黃流組地層,發(fā)育淺海-半深海沉積(張功成等, 2016; 甘軍等, 2019);上新統(tǒng)鶯歌海組地層以及更新統(tǒng)樂東組地層則主要發(fā)育了滑塌、塊體搬運(yùn)沉積以及濁積水道等沉積(Gong et al., 2011; Sun et al., 2021; Liang et al., 2019; 張偉等, 2020).前人研究表明漸新統(tǒng)海陸過渡相沉積、中新統(tǒng)及上部海相沉積發(fā)育多套烴源巖(王振峰等, 2011; 黃保家等, 2012; Li et al., 2014; 何家雄等, 2015, 2022),為水合物形成提供了充足的生物及熱成因氣源條件.

2018年,廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局在水深1700 m左右完成了GMGS5水合物鉆探(圖1),在W07、W08、W09等多個鉆井巖心中發(fā)現(xiàn)了呈塊狀、脈狀以及結(jié)核狀的水合物樣品(Liang et al., 2019; Wei et al., 2019; Ye et al., 2019; 張偉等, 2020; Deng et al., 2021; Lai et al., 2021),不同井位之間的裂隙充填型水合物層厚度、飽和度等有所不同,具有明顯的各向異性,含水合物層裂隙傾角不同,尤其是W08井水合物最為富集,這與區(qū)域流體滲漏的差異性有關(guān)(Deng et al., 2021).同時(shí)ROV在海底發(fā)現(xiàn)了大量的冷泉生物、自生碳酸鹽巖、海底丘狀體以及海底麻坑(Ye et al., 2019; 張偉等, 2020; Deng et al., 2021; Liu et al., 2022),鉆探和地震研究也表明該地區(qū)屬于流體高通量滲漏區(qū),存在孔隙充填型與裂隙充填型水合物,并且局部發(fā)育游離氣(Liang et al., 2019,2021; Wei et al., 2019; Ye et al., 2019; 張偉等, 2020; Deng et al., 2021).此外,氣體組分分析表明該地區(qū)形成水合物的氣源復(fù)雜,C2+含量在2.31%～18.79%變化(Ye et al., 2019; Lai et al., 2021;Wei et al., 2021),具有典型的深部熱成因氣特點(diǎn),拉曼光譜分析也證實(shí)了該區(qū)發(fā)育I型和II型水合物共存(Wei et al., 2021).因此,該區(qū)發(fā)現(xiàn)的水合物具有不同氣源類型、不同賦存方式,表明了該區(qū)水合物富集成藏較為復(fù)雜.

圖1 瓊東南盆地研究區(qū)域海底水深圖(a) 瓊東南盆地位置圖; (b) 放大海底水深圖、麻坑(黑色箭頭所指)及識別的1～17個呈煙囪狀反射的裂隙充填型水合物、 解釋斷層分布,以及典型地震剖面位置(黑色粗線).Fig.1 The bathymetric map of the study area in the Qiongdongnan Basin(a) The location area of the Qiongdongnan Basin; (b) Zoomed-in bathymetric map, pockmark (black arrow) and the distribution of the fracture-filling gas hydrate with chimney-like reflection, the interpreted fault systems and the location of typical seismic profiles (thick black line).

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 水合物飽和度與流體路徑識別

GMGS5-W08和W11井相距約2 km,其海底呈麻坑狀形態(tài)(圖1),W08井進(jìn)行了隨鉆測井和取心,而W11井僅進(jìn)行了隨鉆測井,沒有取心.在W08井(圖2),含水合物層為裂隙充填型水合物,在9～174 m均存在較高電阻率異常,最大值可達(dá)73 Ωm.縱波速度變化呈現(xiàn)出多層性特征,在20～55 m,縱波速度略微增加,局部薄層出現(xiàn)高速,最高達(dá)1750 m·s-1;在60～120 m間,縱波速度明顯增加,最高達(dá)1930 m·s-1;在150 m以下,縱波速度出現(xiàn)高值異常,最高達(dá)2059 m·s-1.速度異常層的密度并沒有明顯變化,表明該層不是由于巖性變化造成的速度異常.從密度測井看,總體在1.50～1.85 g·cm-3間變化,在50～60 m處出現(xiàn)了高密度異常值,可達(dá)2.20 g·cm-3,但是縱波速度卻沒有明顯增加,取心表明該層為碳酸鹽巖層(Ye et al., 2019; 張偉等, 2020).氯離子異常指示水合物飽和度變化大,局部水合物飽和度達(dá)60%以上(Ye et al., 2019),由于巖心限制,計(jì)算的水合物飽和度垂向不連續(xù).我們利用縱波速度測井,結(jié)合孔隙度和巖性數(shù)據(jù)計(jì)算水合物飽和度.研究表明裂隙充填型水合物具有各向異性特征,因此利用層狀介質(zhì)速度模型(White, 1975),計(jì)算了水平、垂直裂隙時(shí)裂隙充填型水合物的飽和度.并且利用簡化的三相介質(zhì)模型(Lee and Waite, 2008)計(jì)算了各向同性孔隙充填型水合物的飽和度.其中孔隙度為密度測井計(jì)算,巖性為伽馬測井計(jì)算的砂泥巖含量.

圖2 典型井位的測井、巖性及地震剖面圖 研究區(qū)W08(a)和W11(b)伽馬、電阻率、密度、縱波速度以及計(jì)算的各向同性(紅線)、各向異性(藍(lán)線和綠線)與氯離子(黑色方塊)、壓力取心(紅色點(diǎn))計(jì)算水合物飽和度 (Ye et al., 2019; He et al., 2022),過井地震剖面及沉積解釋.粉色和灰色陰影分別為測井識別的 水合物層和MTD層;淺藍(lán)色虛線為地震剖面識別的MTD底界面.Fig.2 The logging data, core data and seismic profiles at typical well sites Sites W08 (a) and W11 (b) the logging data of gamma ray, resistivity, density, P-wave velocity, andthe calculated gas hydrate saturations based on isotropic model (red line), anisotropic model (blue line and green line), chloride (black rectangles) and pressure core degassing (red dots) (Ye et al., 2019; He et al., 2022), seismic profiles and sedimentary interpretation in study area. Pink and gray shadows are gas hydrate layers and MTD layers respectively. The light blue dotted line is the bottom of MTDs in the seismic profile.

三維地震剖面為中海油常規(guī)油氣采集地震數(shù)據(jù),通過寬頻、保幅、鬼波壓制與深度偏移等重處理的純波地震剖面,經(jīng)拓頻處理,地震頻帶為1～120 Hz,主頻為50 Hz左右,主測線道間距為12.5 m,聯(lián)絡(luò)測線為25 m,炮間距為50 m.對淺層(<200 m)地層層序界面開展精細(xì)刻畫,同時(shí)沿不同MTD層提取均方根振幅等屬性(時(shí)窗為MTD層下方5 m).結(jié)合W08、W11井巖心和測井?dāng)?shù)據(jù),分析不同MTD層對下部地層影響,識別相對富砂的濁流沉積垂向及橫向分布.此外,通過對地震數(shù)據(jù)進(jìn)行構(gòu)造平滑處理(X、Y方向地震道數(shù)及Z方向采用點(diǎn)數(shù)的濾波窗口為1.0),去除原始地震數(shù)據(jù)的隨機(jī)噪聲并保留斷層邊界等信息,并提取相干體屬性進(jìn)行邊界探測(X、Y方向窗口大小為3,垂向平滑參數(shù)為15),最后利用螞蟻?zhàn)粉櫦夹g(shù),對研究區(qū)氣煙囪以及淺層多期MTD內(nèi)部的斷層和裂隙等進(jìn)行計(jì)算追蹤,其中采用主動型螞蟻?zhàn)粉?選擇參數(shù)如下:初始邊界距離為5,螞蟻步長為3,螞蟻?zhàn)粉櫰?、無效步數(shù)和有效步數(shù)均為2,當(dāng)無效步數(shù)的個數(shù)占搜索空間10%時(shí)停止追蹤.進(jìn)而精細(xì)刻畫了研究區(qū)與水合物富集相關(guān)的沉積和流體疏導(dǎo)等地質(zhì)條件,為數(shù)值模擬提供地質(zhì)模型構(gòu)建依據(jù).

2.2 生烴數(shù)值模型構(gòu)建及參數(shù)選擇

為分析盆地尺度沉積與構(gòu)造對水合物富集的影響,選擇了過W08井的典型剖面進(jìn)行二維地質(zhì)建模(圖3,位置見圖1a),剖面長為30 km.參考前人層序地層格架解釋資料(Liang et al., 2019; Liang et al., 2021; Lai et al., 2021),確定了Tg、T70、T60、T50、T40、T30與T20七套層序界面,同時(shí)對淺層MTD1、MTD2與MTD3等多個MTD沉積層序進(jìn)行精細(xì)劃分,并結(jié)合巖心鈣質(zhì)超微化石生物地層測年數(shù)據(jù),確立多期MTD沉積的年齡,其中MTD3底界面為0.44 Ma(圖2).

圖3 典型二維地震剖面和沉積相模式圖(a) 過W08井深度偏移地震剖面及層序地層格架(藍(lán)色虛線)、斷層和氣煙囪,強(qiáng)振幅反射位于基底隆起上部; (b) 不同網(wǎng)格厚度的二維沉積相地質(zhì)模型,其中黃色表示富砂沉積物、灰色和深灰色表示富泥沉積物.Fig.3 The typical 2D seismic profile and sedimentary facies model(a) The depth migration seismic profile through site W08 and the distribution of the sequence stratigraphic framework (blue dotted line), faults and gas chimney. The enhanced reflections occurred above the uplift; (b) 2D sedimentary facies geological model with different grid thickness. Yellow area represents sandy sediment; gray and dark gray areas represent muddy sediments.

在地質(zhì)建模中,橫向網(wǎng)格分辨率為10 m,垂向采用不同模擬網(wǎng)格,對每套地層進(jìn)行等厚度細(xì)分,淺部樂東組地層的垂向網(wǎng)格分辨率為5 m,深部地層網(wǎng)格分辨率在20～50 m(受地層厚度影響).根據(jù)地震相-沉積相解釋,確立了二維沉積相剖面(圖3a),刻畫了中央峽谷及淺層(<300 m)相對富砂的濁流或水道沉積,并結(jié)合前人研究基礎(chǔ)(張偉等,2020; Lai et al., 2021; He et al., 2022; Zuo et al., 2022)和伽馬測井?dāng)?shù)據(jù),計(jì)算了不同沉積相的砂、泥巖含量(具體參數(shù)見表1).此外,根據(jù)油氣鉆井及水合物鉆井的孔隙度數(shù)據(jù),以及結(jié)合Kozeny-Carman模型和施小斌等(2015)研究成果,分別對巖石滲透率和熱導(dǎo)率進(jìn)行矯正(表1).再結(jié)合地震剖面及螞蟻屬性分析識別的斷層、裂隙等,建立相對精細(xì)的區(qū)域斷層與裂隙模型,并依據(jù)地層年齡建立斷層和裂隙體系的開放時(shí)間,模擬研究區(qū)流體活動對水合物賦存的影響.

表1 研究區(qū)二維地質(zhì)模型巖性及物理性質(zhì)參數(shù)Table 1 The 2D geological model and rock physical parameters of study area

在水合物鉆探區(qū),實(shí)測數(shù)據(jù)表明基底隆起上方W08井地溫梯度可達(dá)102 ℃·km-1,而臨近地區(qū)的W01地溫梯度在65 ℃·km-1左右(Ye et al., 2019).現(xiàn)今大地?zé)崃餮芯勘砻?甘軍等,2019; 張迎朝等,2019),北部淺水區(qū)大地?zé)崃髦灯骄鶠?0 mW·m-2,陸坡深水區(qū)大地?zé)崃髦灯骄鶠?5 mW·m-2.在溫度模型中,上邊界條件為實(shí)測海底溫度3.5 ℃,下邊界條件為熱流值85 mW·m-2,并同時(shí)基于W08井實(shí)測溫度數(shù)據(jù)對模型進(jìn)行校正.利用CSMGem軟件計(jì)算甲烷水合物相平衡模型以及II型水合物相平衡模型,計(jì)算W08井水合物穩(wěn)定帶底界,其中鹽度為3.5%,水深為1733 m,水深與壓力轉(zhuǎn)換計(jì)算參考前人研究(王淑紅等,2005).W08井不同深度水合物樣品分解氣和空隙氣的氣體組分變化較大,對計(jì)算水合物相平衡模型和水合物穩(wěn)定帶底界深度的影響十分明顯,油氣重?zé)N含量的增加會使得II型水合物穩(wěn)定帶底界深度增加(Ye et al., 2019; Lai et al., 2021; Wei et al., 2021).基于W08井實(shí)測不同深度的氣體組分進(jìn)行平均,II型水合物相平衡模型的甲烷含量為90%、乙烷含量為10%,計(jì)算的II型水合物穩(wěn)定帶底界深度為177 m,而純甲烷水合物相平衡計(jì)算的穩(wěn)定帶深度為146 m(圖2),與W08井測井識別的底部水合物層分布深度相似,進(jìn)而確立模擬所需的II型水合物相平衡模型.

油氣地球化學(xué)特征研究表明,崖城組烴源巖有機(jī)質(zhì)類型主要為Ⅲ型干酪根、部分Ⅱ2型干酪根,以生氣為主,實(shí)測總有機(jī)碳含量(TOC)在0.25%～2.43%,平均值為1.37%,氫指數(shù)(HI)值在60～300 mg·g-1(甘軍等,2019).陵水組地層主要為濱海相沉積,其TOC在0.30%～1.84%,平均值為0.91%,HI值在85～227 mg·g-1.三亞組、梅山組烴源巖樣品鏡質(zhì)體反射率Ro值平均在0.60%左右,處于未成熟的生物生烴窗口,而其TOC含量也相對較低,在0.5%左右,HI值在30～180 mg·g-1(李金帥等,2021).在黃流組地層以及鶯歌海組地層,沉積環(huán)境主要由淺海相向半深海相轉(zhuǎn)變(Wang et al., 2015;張迎朝等,2019),其烴源巖TOC含量在0.28%～0.49%(何家雄等,2015),與三亞組、梅山組地層烴源巖基本類似.而在淺層,樣品實(shí)測TOC含量也在0.5%左右,HI值相對較低,在25～68 mg·g-1之間(Lai et al., 2021).在生烴模型構(gòu)建中,除濁積水道砂巖沉積以外,均為泥質(zhì)烴源巖,TOC、HI參數(shù)以及生烴動力學(xué)模型見表1.

3 水合物富集特征及地質(zhì)條件

3.1 水合物層測井特征

從W08井計(jì)算的水合物飽和度曲線看,水合物主要發(fā)育在9～174 m,利用各向異性水平裂隙計(jì)算的飽和度與各向同性計(jì)算的飽和度基本吻合,遠(yuǎn)高于各向異性垂直裂隙計(jì)算的水合物飽和度(圖2a).與巖心氯離子和壓力取心計(jì)算飽和度對比(Ye et al., 2019),各向同性計(jì)算的飽和度明顯高于巖心計(jì)算的水合物飽和度(圖2a).飽和度曲線指示9～60 m和130～150 m飽和度較低,假設(shè)地層為垂直裂隙計(jì)算的飽和度絕大部分低于10%以下;而在60～139 m之間飽和度明顯增加,計(jì)算的飽和度在20%～30%.在152～160 m和163～174 m處,假設(shè)地層為垂直裂隙計(jì)算的飽和度大于30%,而水平裂隙計(jì)算的水合物接近50%.該異常位于甲烷水合物穩(wěn)定帶下部,II型水合物穩(wěn)定帶上部,表明該異常是由于重?zé)N氣體影響而形成的II型水合物導(dǎo)致(Ye et al., 2019).因此,W08井指示研究區(qū)發(fā)育兩種不同類型水合物,且水合物賦存形態(tài)以裂隙充填型為主,飽和度垂向上存在差異.

與W08井不同,W11井僅在淺層75m內(nèi)有測井?dāng)?shù)據(jù),在13～51 m出現(xiàn)明顯的高縱波速度、高密度異常,電阻率略微增加,而W08井水合物層的密度變化并不明顯,因此在W11井中,該異?？赡懿⒉皇怯捎诘貙雍衔镌斐?而是MTD導(dǎo)致(圖2b).在50～60 m,伽馬測井出現(xiàn)低值異常,指示該層為相對富砂地層.

3.2 含水合物層地震特征

從研究區(qū)三維地震剖面看,發(fā)育多個呈煙囪狀反射特征的裂隙充填型水合物(圖4),地層出現(xiàn)明顯的上拱,呈弱振幅反射.其正上方可能發(fā)育海底麻坑,也可能是水平地層(圖1和圖4),可能與氣體滲漏到不同地層有關(guān).而受淺層多期MTD沉積影響,該區(qū)域BSR發(fā)育并不明顯.

圖4 (a) 研究區(qū)過W08井深度偏移地震剖面及層位解釋(藍(lán)色細(xì)虛線); (b) W08和W11井任意線深度偏移地震剖面及層位解釋 淺層發(fā)育多期MTD,甲烷水合物穩(wěn)定帶下部出現(xiàn)強(qiáng)振幅反射;弱振幅反射的氣煙囪內(nèi)部含大量斷層.Fig.4 (a) The depth migration seismic profile with interpretation of horizon (blue thin dotted line) through site W08, (b) the depth migration seismic profile along arbitrary line with interpretation of horizon through sites W08 and W11 in study area Multiple MTDs are developed in the shallow sediments, and the high amplitude reflections occur below the methane gas hydrates stability zone. The gas chimney zone shows the weak amplitude reflections with many faults.

W11井指示在MTD1沉積底界面(圖2b),存在相對富砂的半深海沉積地層,地震剖面中呈中等-強(qiáng)振幅特征,橫向并不連續(xù).在MTD3下方,存在橫向連續(xù)或半連續(xù)的強(qiáng)振幅反射,深度超過150 m,而W08井甲烷水合物穩(wěn)定帶厚度約為146 m,II型水合物穩(wěn)定帶厚度可超過177 m,因此,該強(qiáng)振幅反射可能為II型水合物所形成.在強(qiáng)反射層下方為呈弱振幅反射的氣煙囪構(gòu)造,其橫向展布規(guī)模約為3 km,在氣煙囪構(gòu)造內(nèi)部,識別出大量的斷裂構(gòu)造(圖4).因此氣煙囪的形成可能為深部氣體沿?cái)鄬舆\(yùn)移所形成,大部分?jǐn)鄬影l(fā)育至氣煙囪構(gòu)造上方,溝通到水合物富集層,尤其是與脈狀的裂隙充填型水合物分布緊密相關(guān).

3.3 淺層沉積特征與水合物分布

從三維地震剖面上,識別出17個呈煙囪狀反射的裂隙充填型水合物(圖1和圖5,虛線),大部分長軸長度可超過200 m,垂向分布可延伸至MTD1層位,并在海底與呈中等強(qiáng)度的均方根振幅的海底麻坑對應(yīng)(圖5a),體現(xiàn)了研究區(qū)高通量的流體活動.圖5為沿海底及不同MTD地層底界面提取的均方根振幅屬性變化(時(shí)窗為沿層位下方5 m),指示研究區(qū)沉積特征變化.從海底均方根振幅異?？?振幅異常出現(xiàn)在海底麻坑或者海底溝槽處,呈不同形態(tài)分布,表明麻坑或者海底溝槽內(nèi)沉積物相對較粗,也可能是下部流體向上滲漏,導(dǎo)致局部振幅異常而造成均方根振幅變化.從沿不同MTD底界提取的均方根振幅屬性看,存在大量的弱振幅異常分布(圖5b,c,d),可能為MTD侵蝕和搬運(yùn)過程對地層影響所形成.圖5c中存在呈線形特征的弱振幅異常,指示MTD由西向東的搬運(yùn).三維地震識別的呈煙囪狀反射基本位于低振幅異常區(qū)(圖5b,c,d),與地震剖面上識別的地層上拱區(qū)弱振幅相吻合,而其周圍區(qū)域存在與海底相似的呈中等-強(qiáng)振幅異常,其分布并不十分連續(xù),結(jié)合測井資料(圖2),局部存在相對富砂沉積.基于MTD3層位的均方根振幅異常最強(qiáng)(圖5d),該強(qiáng)振幅較為連續(xù),可能是由于水合物或者局部含氣造成的振幅異常,而呈弱振幅指示的裂隙充填型水合物分布區(qū).

圖5 沿(a)海底、(b)MTD1、(c)MTD2、(d)MTD3層位提取均方根振幅屬性(時(shí)窗為沿層位下方5 m) 海底強(qiáng)振幅出現(xiàn)在麻坑或者凹槽內(nèi),而不同MTD下部地層中等-強(qiáng)振幅出現(xiàn)在局部不連續(xù)位置; 煙囪狀水合物(虛線橢圓)在MTD1～MTD3層位中呈弱振幅異常,大部分與海底麻坑對應(yīng).Fig.5 The root mean square amplitude attributes along the (a) seafloor and (b) MTD1, (c) MTD2, (d) MTD3 (search window is 5 m below horizon) The high amplitude of the seafloor occurs in the pockmark or groove, while the medium-high amplitude of different MTDs occurs in the local discontinuous position; gas hydrates with chimney like reflection show the weak amplitude in the horizons MTD1～MTD3, most of those correspond to the pockmark.

通過螞蟻屬性切片對研究區(qū)斷層和裂隙系統(tǒng)進(jìn)行識別,并與地震剖面在立體空間上進(jìn)行屬性融合(剖面位置見圖5d),發(fā)現(xiàn)在MTD1、2和3內(nèi)部,存在大量微裂隙,尤其在MTD3最為明顯(圖6),可能是由于MTD搬運(yùn)過程中沉積物擠壓所形成,不同期次MTD地層的微裂隙規(guī)模不同,穿透地層厚度不同.在高通量流體滲漏區(qū),即使MTD內(nèi)部為低滲透率的沉積物,但其內(nèi)部分布大量的微裂隙,也可以為水合物穩(wěn)定帶內(nèi)的裂隙充填型水合物形成提供有利空間.而呈煙囪狀的裂隙充填型水合物主要分布在地震剖面西側(cè)(圖5d和圖6),對水合物下方分布的斷層體系進(jìn)一步分析表明(圖1和圖6),這種類型的水合物分布與基底邊界斷層密切相關(guān),其走向與基底斷層近似,靠近基底陡坡處為中央峽谷,基底邊界發(fā)育的大規(guī)模斷層不僅可以將深部氣體輸送至淺部地層,同時(shí)這些斷層為裂隙充填型水合物提供了有利空間.

圖6 地震剖面與螞蟻?zhàn)粉櫫严秾傩辕B合圖 插入層1為沿MTD3底界提取均方根振幅,插入層2為沿層2127 m提取螞蟻屬性,指示橫向斷裂分布,下部為基底隆起, 其上方為螞蟻屬性識別的斷層分布.指示了淺部呈煙囪狀反射的裂隙充填型水合物形成條件.Fig.6 The overlay of seismic profile and ant tracking attribute The insertion layer 1 is root mean square amplitude along the bottom of MTD3. And the insertion layer 2 is ant tracking attribute along the 2127 m layer, indicating the distribution of transverse faults. The lower part is the basement uplift, the faults identified by ant tracking attribute distribute above the uplift. Indicating the formation conditions of fracture-filling gas hydrate with chimney-like reflection in the shallow layers.

4 數(shù)值模擬結(jié)果及流體運(yùn)移分析

基于圖4—6三維地震資料識別的水合物類型、斷層、裂隙、有利砂體和MTD等分布特征,建立精細(xì)地質(zhì)模型,模擬了不同因素對水合物形成的影響,分析該區(qū)域多類型水合物形成條件.

4.1 烴源巖及產(chǎn)氣模擬

模擬的地層溫度場如圖7a所示,研究區(qū)基底隆起上方溫度明顯大于周圍地層,結(jié)合W08井甲烷和II型水合物穩(wěn)定帶厚度,模擬淺層溫度場結(jié)果與W08鉆井實(shí)測溫度擬合較好,研究區(qū)深部地層溫度最高可達(dá)200 ℃,與前人對瓊東南盆地地層溫度研究結(jié)果吻合(甘軍等,2019; Lai et al., 2021).依據(jù)生烴溫度范圍(表1),模擬計(jì)算的生物生烴范圍在1200 m以內(nèi),而熱生烴范圍超過1600 m,深部崖城組、陵水組地層烴源巖均具有較好的熱生烴溫度.基于溫度模型結(jié)果,計(jì)算了研究區(qū)有機(jī)質(zhì)成熟度和烴源巖產(chǎn)氣總量(圖7b和圖7c).成熟度計(jì)算結(jié)果與前人研究吻合(Lai et al., 2021),淺層2000 m范圍內(nèi)Ro<0.7%,屬于低成熟-未成熟窗口,樂東組、鶯歌海組、黃流組、梅山組和三亞組均為生物生烴地層.模擬的陵水組、崖城組地層成熟度大于0.7%,處于成熟窗口,其分布深度超過2000 m(圖7b).圖7c表明,三亞組及以上地層的生物產(chǎn)氣總量明顯低于陵水組、崖城組的熱生烴產(chǎn)氣總量,這與生物烴源巖與熱烴源巖有機(jī)質(zhì)豐度相關(guān)(表1).中央峽谷水道、濁流等砂質(zhì)沉積體系發(fā)育(蘇明等, 2013; Su et al., 2014, 2019),粗粒沉積物中有機(jī)質(zhì)含量少,模擬的地層產(chǎn)氣量也明顯低于周圍地層(圖7c).此外,從模擬的產(chǎn)氣量剖面上可以看出,在垂向上產(chǎn)氣量具有明顯變化,相對高的產(chǎn)氣量主要分布在深部超過1000m的地層,表明研究區(qū)水合物氣源主要來源于深部生物成因氣和熱成因氣,與氣體組分分析吻合(Ye et al., 2019; Lai et al., 2021;Wei et al., 2021).

圖7 模擬計(jì)算的典型剖面地層溫度、有機(jī)質(zhì)成熟度和產(chǎn)氣量圖(a) 生烴溫度(紅色虛線)指示了生物生烴和熱生烴的分布范圍,插入圖為W08井模擬計(jì)算的溫度(藍(lán)線)與實(shí)測溫度(紅點(diǎn))對比; (b) 有機(jī)質(zhì)成熟度,指示淺層2000 m內(nèi)為低成熟度地層; (c) 烴源巖產(chǎn)氣量,指示氣源主要來自深部超過1000 m的地層.Fig.7 The simulated formation temperature, organic matter maturity and gas generation mass of typical profile(a) The hydrocarbon generation temperature (red dashed line) indicates the distribution range of biogenic and thermogenic hydrocarbon generation, inserted figure indicates that the simulated temperature (blue line) is a good fit to the measured temperature (red dot) at site W08; (b) The maturity of organic matter, indicating low maturity formation distributed within 2000 m; (c) The mass of gas generation, indicating gas source is mainly from formation deeper than 1000 m.

4.2 流體運(yùn)移

產(chǎn)氣量模擬結(jié)果表明形成水合物的氣源主要來自深部,因此盆地中流體運(yùn)移十分關(guān)鍵.圖8為基于Hybrid混合模型(包括低滲透率地層Darcy運(yùn)移模型、高滲透率地層Flowpath運(yùn)移模型以及斷層運(yùn)移模型)計(jì)算的流體運(yùn)移向量,每個向量表示的流體運(yùn)移速率約為3×103Mtons/(km2Ma),箭頭方向代表了流體運(yùn)移的方向,箭頭密集程度代表了流體通量大小.模擬的流體運(yùn)移總體可分為三種:沿低滲透率地層運(yùn)移(受相對滲透率和毛細(xì)管壓力控制),沿高滲透率地層運(yùn)移(受浮力控制)以及沿?cái)鄬舆\(yùn)移(受毛細(xì)管壓力控制)(圖8).研究區(qū)以低滲透率的泥巖充填為主,模擬的流體運(yùn)移方向主要為橫向運(yùn)移,局部為垂向運(yùn)移,并在淺部樂東組地層,部分流體可以擴(kuò)散至海底.在基底隆起區(qū),尤其是兩側(cè)傾斜地層,受流體勢影響,深部流體側(cè)向運(yùn)移至基底隆起上方,是研究區(qū)深部流體運(yùn)移至淺層的關(guān)鍵方式.在富砂的水道和濁流沉積中,流體的側(cè)向運(yùn)移也十分重要,深部中央峽谷內(nèi)部的富砂地層,是油氣藏重要儲層(黃保家等, 2012; Huang et al., 2016; 張迎朝等, 2017; 甘軍等, 2019),而傾斜的富砂沉積可以使得圈閉的油氣側(cè)向運(yùn)移至基底隆起上方,進(jìn)而影響水合物富集(圖8a).同樣,在淺部第四系地層發(fā)育水道充填沉積,富砂沉積對深部運(yùn)移而來的流體具有一定的捕獲和圈閉作用,但其發(fā)育的傾斜扇體也成為了淺部流體側(cè)向運(yùn)移的有利載體,將大量烴類流體運(yùn)移至基底上方的水合物富集區(qū)(圖8a).

圖8 模擬計(jì)算的典型剖面流體運(yùn)移路徑圖(a) 流體運(yùn)移路徑指示流體沿低滲透率地層、局部砂層的高滲透率地層以及斷層向上運(yùn)移,黑色箭頭為流體運(yùn)移的趨勢; (b) 放大的基底隆起區(qū)流體沿?cái)鄬舆\(yùn)移路徑,基底上方不同位置斷層指示了流體垂向運(yùn)移起源差異.斷層1a—c代表延伸至水合物穩(wěn)定帶內(nèi)的 基底斷層;斷層2代表未延伸至穩(wěn)定帶內(nèi)的基底斷層;斷層3代表氣煙囪構(gòu)造上方并延伸至穩(wěn)定帶內(nèi)斷層.Fig.8 The simulated fluid path migration of typical profile(a) The simulated fluid path migrationindicate that the fluid migrates along the low permeability formation, the high permeability local sandy formation and the faults. The black arrow shows the trend of fluid migration; (b) The local enlarged fluid path migration of faults in uplift zone. The simulated fluid migrates along the faults distributed in the different area above the uplift, indicating vertical fluid migration rooted from different depths. Faults 1a—c represent the basement fault extending into the gas hydrate stability zone; Fault 2 represents the basement fault that does not extend into the gas hydrate stability zone; Fault 3 suggests the fault above the gas chimney and extends to the gas hydrate stability zone.

流體沿?cái)鄬拥倪\(yùn)移是溝通深部氣源與淺部水合物富集區(qū)的另一種方式.模擬結(jié)果表明(圖8b),在基底上方發(fā)育的斷層促進(jìn)了深部流體向淺層運(yùn)移,而在基底隆起東南側(cè),三亞、梅山組廣泛發(fā)育的多邊形斷層,由于缺乏與淺部地層的溝通,對流體繼續(xù)向上運(yùn)移的影響有限,僅在第四紀(jì)水道下方發(fā)育斷層區(qū)域,存在向淺部的流體運(yùn)移.基底上方發(fā)育多個斷層,其流體運(yùn)移存在差異性,斷層1a—c代表延伸至水合物穩(wěn)定帶內(nèi)的基底斷層,斷層2代表未延伸至穩(wěn)定帶內(nèi)的基底斷層,這些斷層表示基底上方構(gòu)造活動所產(chǎn)生斷層;斷層3代表氣煙囪構(gòu)造上方并延伸至穩(wěn)定帶內(nèi)斷層,表示超壓流體釋放所形成.運(yùn)移結(jié)果表明(圖8b),對于基底上方發(fā)育的斷層,無論是哪種方式形成,流體均可以沿?cái)鄬映掷m(xù)垂向運(yùn)移,直至逸出海底,而在未延伸至穩(wěn)定帶內(nèi)的斷層,流體運(yùn)移終止在穩(wěn)定帶附近.不同斷層的流體運(yùn)移也存在差異,斷層1a和1c流體運(yùn)移更為廣泛,主要原因是相比斷層1b、2和3,更靠近基底隆起兩側(cè),是深部生物成因氣或熱成因氣側(cè)向運(yùn)移的集中區(qū)域,尤其在斷層1a,更靠近中央峽谷中的傾斜砂體,深部氣源條件更為充足,因此流體運(yùn)移規(guī)模更為顯著(圖8b),體現(xiàn)了區(qū)域流體活動存在差異性.

4.3 多類型水合物飽和度分布

圖9a為構(gòu)建的精細(xì)地質(zhì)模型,其中斷層開放時(shí)間由地層年齡控制.基于計(jì)算的W08井水合物穩(wěn)定帶厚度,分別利用甲烷水合物穩(wěn)定帶模型(圖9b)和II型水合物穩(wěn)定帶模型(圖9c和圖9d)模擬水合物飽和度及分布.對于在W08井附近發(fā)現(xiàn)的多個受斷層控制的煙囪狀裂隙充填型水合物礦體,在模擬中構(gòu)建多個垂向斷層來表征基底上方斷層對煙囪狀裂隙充填型水合物的影響(圖8b和圖9a).此外,為探討水合物穩(wěn)定帶內(nèi)富砂質(zhì)儲層對水合物分布的影響,構(gòu)建了無富砂質(zhì)儲層的模型進(jìn)行模擬(圖9d).

圖9 局部區(qū)域精細(xì)地質(zhì)模型和模擬的不同條件水合物飽和度分布圖(a) 基于地震解釋構(gòu)建的精細(xì)地質(zhì)模型,指示了MTD內(nèi)部裂隙和下方的富砂沉積物分布; (b) 模擬甲烷水合物; (c) II型水合物飽和度; (d) MTD底部無砂巖儲層模擬水合物飽和度結(jié)果.箭頭指示高通量流體滲漏區(qū)水合物分布在穩(wěn)定帶底界上方、砂質(zhì)儲層、淺部 細(xì)粒沉積物、斷層和裂隙中.Fig.9 The local detailed geological model and simulated gas hydrate saturation under different conditions(a) The detailed geological model based on the seismic interpretation, indicating the distribution of the fractures within the MTDs and the sand-rich sediments below the MTDs; (b) Simulated methane; (c) Structure II gas hydrate saturation using this model; (d) Simulated gas hydrate saturation using the model without sandstone below the MTDs. Arrows indicating that the gas hydrates are distributed above the base of gas hydrate stability zone, in the sand-rich, the shallow fine-grained sediments, the faults and fractures with high flux fluid area.

從飽和度模擬結(jié)果看,無論是甲烷水合物還是II型水合物,相對富集的水合物層(>20%)主要存在三種條件下(圖9b和圖9c):(1)水合物穩(wěn)定帶底界上方;(2)砂質(zhì)儲層分布區(qū);(3)斷層和裂隙周圍.在水合物穩(wěn)定帶附近和相對富砂地層,水合物橫向上分布并不連續(xù),厚度變化不等,并不是砂質(zhì)儲層內(nèi)都能形成水合物.從不同斷層看,并不是基底斷層上方都可以形成水合物,在基底隆起區(qū)構(gòu)建的多個斷層中,僅在溝通至水合物穩(wěn)定帶內(nèi)的1a和1c斷層周圍形成了較為富集的水合物(圖9b和圖9c),結(jié)合流體沿?cái)鄬舆\(yùn)移模擬結(jié)果(圖8b),深部流體供給條件充足、且沿?cái)鄬舆\(yùn)移至穩(wěn)定帶內(nèi)才可以形成水合物.從MTD地層發(fā)育的不同層間裂隙看,不同位置對水合物形成也有不同影響.在MTD3內(nèi)部裂隙中,形成的水合物飽和度一般在20%～30%,局部大于50%,但并不是所有裂隙附近都可以形成水合物,而是斷層1a、1c和3區(qū)域,與斷層連通的裂隙附近更易形成水合物;而在MTD2形成的水合物飽和度要略低于MTD3,在20%左右,與MTD3裂隙類似,MTD2中大部分裂隙周圍沒有形成水合物,僅在連通斷層3的區(qū)域形成;靠近海底MTD1中的裂隙幾乎很難形成水合物富集,即使裂隙與MTD下部的薄砂層相連接.從MTD下部不同薄砂層看,如果斷層周圍不能形成水合物,即使淺層存在薄砂層,也較難形成水合物;穩(wěn)定帶附近形成了水合物,其相鄰區(qū)域形成的薄砂層能夠形成水合物.無論是基于甲烷穩(wěn)定帶厚度模擬,還是II型水合物穩(wěn)定帶厚度模擬,都具有相似成藏特性.

形成水合物的氣體組分存在差異會改變水合物相平衡條件,進(jìn)而改變水合物穩(wěn)定帶厚度;海底地形效應(yīng)也可以通過影響淺層地?zé)釥顟B(tài),來改變水合物穩(wěn)定帶厚度,進(jìn)而影響高飽和度水合物分布(Wang et al., 2021).研究區(qū)海底地形較為平緩,同時(shí)地震、測井以及氣體組分分析,均表明在甲烷穩(wěn)定帶下方分布的強(qiáng)反射層是II型水合物形成,因此基于II型穩(wěn)定帶厚度的數(shù)值模擬對認(rèn)識水合物飽和度及分布十分重要.從甲烷水合物穩(wěn)定帶模擬結(jié)果看,MTD3底部薄砂層,更靠近水合物穩(wěn)定帶,模擬的水合物飽和度較高(>40%)且橫向呈半連續(xù)分布,并且淺部斷層和裂隙周圍形成的水合物飽和度明顯高于II水合物穩(wěn)定帶模擬結(jié)果(圖9b和圖9c).從II型水合物穩(wěn)定帶模擬結(jié)果看,在甲烷穩(wěn)定帶下方,還可以形成II型水合物,但是II型水合物形成厚度、飽和度在空間上存在差異,受II型水合物穩(wěn)定帶和MTD3底部相對富砂沉積物的共同影響,甲烷穩(wěn)定帶下方可以形成半連續(xù)且較厚的水合物層(>20 m)(圖9c),與地震剖面識別的甲烷穩(wěn)定帶和II型穩(wěn)定帶間指示II型水合物出現(xiàn)的連續(xù)或半連續(xù)強(qiáng)振幅反射具有相似性(圖4).模擬表明不同水合物穩(wěn)定帶厚度,對穩(wěn)定帶內(nèi)的水合物,尤其是穩(wěn)定帶底界附近的水合物層飽和度、厚度及其分布具有重要影響.從模擬結(jié)果看,基底上方發(fā)育的多個斷層,由于斷層起源位置不同,流體沿?cái)鄬酉蛏线\(yùn)移不僅存在差異,淺部形成的水合物也不同.圖9c模擬結(jié)果表明在延伸至穩(wěn)定帶內(nèi)的斷層,才可以形成呈“煙囪”狀的水合物,在垂向上分布也并不連續(xù),飽和度變化也十分明顯,從橫向?qū)Ρ劝l(fā)現(xiàn)沿基底隆起兩側(cè)斷層1a和1c形成的水合物飽和度值要高于中部,受流體運(yùn)移影響,斷層靠近深部基底側(cè)向運(yùn)移區(qū),氣源供給充足(圖8b),尤其在W08井附近,模擬的飽和度值在30%～40%,局部超過50%,主要是該斷層靠近深部中央峽谷傾斜富砂地層,是重要油氣資源聚集區(qū),氣源條件更為豐富.而甲烷水合物模型(圖9b)和無砂巖變化的模型(圖9d)中,細(xì)粒沉積物中也可以形成與基底上方斷層無關(guān)的“煙囪”狀水合物,垂向延伸也具有一定規(guī)模,但飽和度僅在10%～20%左右,表明在高通量流體運(yùn)移背景下,流體可以在穩(wěn)定帶內(nèi)持續(xù)向上運(yùn)移,在更淺地層形成水合物,直至逸散出海底.因此,從模擬結(jié)果看,沿?cái)鄬踊蚧茁∑鸾?jīng)過長距離搬運(yùn)的流體,能夠運(yùn)移至淺部形成冷泉系統(tǒng),由于下部氣源條件充足,穩(wěn)定帶內(nèi)發(fā)育裂隙和薄砂層都是有利于水合物富集成藏的地質(zhì)條件.

5 討論

5.1 流體運(yùn)移對水合物分布的影響

生物成因、熱成因氣或混合成因氣都能形成水合物,水合物優(yōu)先在粗粒沉積物中形成,而粗粒砂質(zhì)儲層缺乏產(chǎn)生甲烷的有機(jī)質(zhì),不能產(chǎn)生烴類氣體,砂質(zhì)儲層形成水合物的氣體是從相鄰地層或者下部地層運(yùn)移而來(Malinverno, 2010).細(xì)粒泥質(zhì)沉積物中富含有機(jī)質(zhì),在活躍微生物作用下能產(chǎn)生烴類氣體,但是僅靠穩(wěn)定帶內(nèi)原位生物成因氣難以形成水合物,要形成具有一定規(guī)模且富集的水合物,需要大量烴類氣體運(yùn)移至水合物穩(wěn)定帶內(nèi),流體通過短距離或長距離向上運(yùn)移到水合物穩(wěn)定帶.模擬結(jié)果代表了高通量流體滲漏區(qū)的水合物飽和度(圖9),指示流體運(yùn)移包括長距離運(yùn)移和短距離運(yùn)移,基底斷層和隆升構(gòu)造溝通了深部烴源巖層與淺部水合物穩(wěn)定帶,為長距離的流體運(yùn)移,形成了相對富集水合物發(fā)育區(qū).前人研究認(rèn)為流體可能以液相也可能以氣相方式向上運(yùn)移,如果流體通量足夠高,當(dāng)水合物形成時(shí)鹽度會增加,該系統(tǒng)是一個同時(shí)含有水合物、游離氣和水的三相系統(tǒng)(Liu and Flemings, 2007),并在斷層周圍形成相對高飽和度水合物.基于地震解釋和螞蟻屬性分析確立的斷層和MTD內(nèi)部裂隙分布,通過精細(xì)地質(zhì)模型的模擬結(jié)果表明(圖9),斷層周圍水合物飽和度較高,表明斷層是流體運(yùn)移重要通道.其次,在周圍細(xì)粒沉積物中可能形成脈狀等裂隙充填型水合物,這可能是穩(wěn)定帶內(nèi)流體短距離運(yùn)移而形成的,也可能是流體沿?cái)鄬拥葟南虏窟\(yùn)移來的.從圖9水合物飽和度模擬看,下部運(yùn)移來的流體貢獻(xiàn)很大,主要原因是在淺部MTD層發(fā)育的大量裂隙;模擬結(jié)果顯示并不是淺層裂隙周圍都形成了水合物(圖9b和圖9c),連通斷層的裂隙更易形成高飽和度水合物(>50%),并且不發(fā)育裂隙的地層很難形成水合物,即使淺部發(fā)育富砂沉積,也是裂隙或斷層附近才可能形成水合物(圖9d),表明僅靠穩(wěn)定帶內(nèi)細(xì)粒泥質(zhì)沉積物形成的甲烷氣體很難形成水合物,深部流體沿?cái)鄬雍吐∩龢?gòu)造的長距離運(yùn)移十分關(guān)鍵.

鉆探發(fā)現(xiàn)在細(xì)粒泥砂互層的薄砂層可能發(fā)育高飽和度水合物,例如卡斯卡迪亞大陸邊緣IODP航次U1325井,在5cm厚的濁流砂層內(nèi)發(fā)現(xiàn)了高飽和度水合物層,是由周圍泥巖地層產(chǎn)生的生物成因氣經(jīng)過近距離運(yùn)移形成(Malinverno, 2010; Rempel, 2011).在墨西哥灣格林峽谷,鉆探表明生物成因或者熱成因的甲烷以溶解相或者氣相通過長距離運(yùn)移至天然氣水合物穩(wěn)定帶,也可以在高滲透性砂質(zhì)儲層中形成高飽和度水合物(Boswell et al., 2012).從模擬結(jié)果看,在研究區(qū)MTD1和MTD2底部薄砂層中,也存在局部高飽和度水合物層,但是需要斷層或裂隙發(fā)育(圖9b和圖9c),指示了穩(wěn)定帶內(nèi)流體沿?cái)鄬踊蛄严兑约按至３练e物或滲透性地層的短距離運(yùn)移.而穩(wěn)定帶附近最有利于水合物形成,穩(wěn)定帶底界上方存在高飽和度水合物層(>40%),為深部生物成因氣或熱成因氣長距離運(yùn)移至穩(wěn)定帶形成.但在MTD3底部薄砂層形成的高飽和度水合物飽和度橫向分布更廣;在其下方低滲透率地層中水合物飽和度有所降低(20%～30%),且隨深度增加飽和度還有降低趨勢并具“漏斗”狀特征(圖9c).但在無砂巖模型中,只有靠近中央峽谷側(cè),氣源供給條件充足的水合物穩(wěn)定帶上方才會出現(xiàn)橫向分布較連續(xù)的高飽和度水合物層,而穩(wěn)定帶底界的飽和度值最高(圖9d);大部分深部流體在穩(wěn)定帶內(nèi)向上運(yùn)移,在更淺的地層形成水合物.這表明高通量流體運(yùn)移區(qū)受沉積物滲透率和甲烷濃度梯度共同影響,促使氣體運(yùn)移至穩(wěn)定帶上方粗粒沉積物中形成水合物,穩(wěn)定帶上方粗粒沉積物對高通量流體和水合物富集和圈閉具有重要影響.因此,在水合物穩(wěn)定帶下方,如果存在厚氣層或者甲烷運(yùn)移速率足夠高,向上運(yùn)移的氣泡就會進(jìn)入水合物穩(wěn)定帶內(nèi),直至逸出海底,形成羽狀流,進(jìn)而形成活動冷泉系統(tǒng),同時(shí)局部存在的粗粒沉積物則會伴隨多種類型水合物形成.

5.2 多類型水合物賦存的主控因素

前人研究表明呈煙囪狀反射的裂隙充填型水合物與流體沿?cái)鄬酉蛏线\(yùn)移有關(guān)(Kang et al., 2016).地震剖面及螞蟻屬性均顯示在W08井處存在斷層(圖6),起源于基底隆起邊緣,溝通中央峽谷濁流富砂質(zhì)沉積至淺層水合物穩(wěn)定帶.從模擬的W08井水合物飽和度結(jié)果看,水合物分布在斷層周圍,呈“煙囪狀”特征,其飽和度值可超過50%,無論生物成因氣與熱成因氣影響的II型水合物,具有相同模擬結(jié)果.地震識別的煙囪狀裂隙充填型水合物平面展布規(guī)模可達(dá)上百米(圖1和圖5),對比模擬的多個“煙囪狀”水合物,圍繞W08井的主斷層存在多個微裂隙時(shí),模擬的水合物橫向分布變廣、垂向分布變差,不僅表明了穩(wěn)定帶內(nèi)裂隙充填型水合物賦存與斷層有關(guān),也體現(xiàn)了斷層周圍微裂隙對裂隙充填型水合物展布以及飽和度呈各向異性分布特征的影響.

瓊東南盆地中央峽谷內(nèi)充填多期富砂濁積水道沉積,是油氣成藏的有利儲層,而L17、L18油氣田更是靠近研究區(qū)水合物分布區(qū)(張迎朝等, 2017; 甘軍等, 2019),流體運(yùn)移模擬揭示了深部氣源可沿中央峽谷兩側(cè)側(cè)向運(yùn)移,在靠近基底隆起區(qū),氣源沿基底隆升及其上方斷層等集中的垂向運(yùn)移,并直接溝通至水合物穩(wěn)定帶附近.II型水合物以及氣源重?zé)N組分的發(fā)現(xiàn)(Ye et al., 2019; Lai et al., 2021; Wei et al., 2021),也證實(shí)了深部氣源及其運(yùn)移是該盆地水合物富集分布的重要因素.發(fā)育的第四紀(jì)水道也對淺層流體運(yùn)移及分布具有一定影響,沿基底隆起運(yùn)移來的流體沿MTD沉積與半深海沉積交界的傾斜地層中側(cè)向運(yùn)移,匯聚在淺層水道,而傾斜的水道富砂沉積,還可以將流體再次側(cè)向運(yùn)移至基底上方的水合物富集區(qū).

多期MTD分布導(dǎo)致了垂向儲層物性的變化.低滲透率MTD地層對集中運(yùn)移的流體具有一定封蓋作用,充足氣源供給則可在地層中形成超壓斷裂,同時(shí)基底斷層延伸至穩(wěn)定帶內(nèi)以及MTD中沉積物搬運(yùn)擠壓,也為裂隙充填型水合物提供裂隙空間,而局部滲透率、孔隙度相對高的濁流沉積中,垂向或側(cè)向運(yùn)移的氣體可形成孔隙充填型水合物.在淺層無砂巖分布時(shí),從模擬結(jié)果看,較難形成具有一定橫向展布規(guī)模的水合物(圖9d),而在穩(wěn)定帶附近砂質(zhì)儲層,有利于水合物形成與富集.淺層MTD1、2底部的砂層僅在斷層周圍且發(fā)育裂隙充填型水合物時(shí),才更容易形成水合物,表明淺層砂質(zhì)儲層對水合物賦存很重要,但也不是有砂質(zhì)儲層就能形成水合物.

通過構(gòu)建研究區(qū)斷層、淺層MTD內(nèi)裂隙以及MTD底部相對富砂沉積的地質(zhì)模型,模擬結(jié)果表明水合物穩(wěn)定帶內(nèi)的斷層、裂隙周圍以及富砂沉積是高飽和度水合物的有利分布區(qū)(圖9).不僅斷層是流體運(yùn)移的關(guān)鍵,前人研究表明,穩(wěn)定帶內(nèi)的富砂地層同樣對流體運(yùn)移以及水合物富集十分關(guān)鍵,尤其是在水合物穩(wěn)定帶內(nèi)的泥沙互層沉積中,傾斜富砂沉積物更易形成高飽和度水合物,例如墨西哥灣(Boswell et al., 2012)、日本南海海槽( Fujii et al., 2015)、新西蘭希庫朗伊俯沖帶(Kroeger et al., 2022).此外,水合物穩(wěn)定帶底界附近的甲烷循環(huán)對形成高飽和度也具有重要作用(Burwicz et al., 2017; Kroeger et al., 2022),而模擬表明甲烷穩(wěn)定帶下方的水合物層分布可以受富砂沉積與II水合物穩(wěn)定帶底界共同影響(圖9).因此,利用測井、巖性和地震等資料分析,開展淺層構(gòu)造和沉積等地質(zhì)條件的精細(xì)解釋,結(jié)合水合物穩(wěn)定帶厚度研究,對準(zhǔn)確認(rèn)識水合物形成與富集具有重要意義.通過對瓊東南盆地精細(xì)建模與數(shù)值模擬研究,認(rèn)為深部氣源供給和流體垂向、側(cè)向運(yùn)移耦合,淺層水道富砂沉積與MTD及濁流沉積疊置,共同控制了研究區(qū)多類型水合物成藏.

6 結(jié)論

(1) 瓊東南盆地水合物賦存類型多樣,分布呈明顯的不均一性,飽和度呈中等或者高飽和度特點(diǎn),水合物形成與基底隆起、斷層及穩(wěn)定帶內(nèi)斷層和微裂隙密切相關(guān),受淺層多期塊體搬運(yùn)沉積與濁流沉積體系的影響,塊體搬運(yùn)沉積內(nèi)發(fā)育的裂隙與下部有利砂層的耦合,控制著多種類型水合物在空間上的多層疊置分布,厚度不等且橫向變化大.

(2) 基于數(shù)值模擬分析認(rèn)為研究區(qū)中央峽谷與基底隆升為水合物形成提供了良好的氣源條件和流體運(yùn)移條件,淺部塊體搬運(yùn)沉積與半深海沉積交匯,第四紀(jì)水道內(nèi)的傾斜富砂沉積不僅是流體側(cè)向運(yùn)移路徑,還是水合物賦存的有利儲層,同時(shí)基底隆起上方的水合物穩(wěn)定帶內(nèi)斷裂、微裂隙與多期塊體搬運(yùn)沉積間濁流沉積垂向疊置分布,這種獨(dú)特的地質(zhì)條件控制了瓊東南盆地多類型水合物的富集成藏.