莺歌海凹陷东斜坡L气田天然气成因及运移模式

杨计海，黄保家

（中海石油（中国）有限公司湛江分公司，广东湛江 524057）

0 引言

莺歌海盆地是中国南海北部大陆架西区一个重要的新生代含油气盆地，勘探层系纵向上分为浅层（上新统莺歌海组—第四系）及中深层（中中新统梅山组—上中新统黄流组）。近30年来，针对中央底辟构造带天然气勘探取得了重大成果，相继在东方区底辟带浅层和中深层发现了DF1-1、DF13这2个千亿立方米级大型气田及LD22-1等一批中小型气田[1-5]，从而建立起中国海上最大的天然气生产基地。与此同时，相关的地质认识、勘探理论与技术也获得了大幅度提升，明确了中新统是中央底辟构造带气田主力烃源岩，临高低凸起及莺歌海凹陷东斜坡存在渐新统崖城组潜在烃源岩，底辟气田天然气中的无机CO2主要为壳源岩化成因，建立了油气“幕式”快速充注成藏模式[2-7]；突破了以往高温高压储集层主要聚集水溶气的传统认识[6,8]。近年来，基于新采集的三维地震资料和地质研究新认识[9-10]，针对莺歌海凹陷东斜坡（即中央底辟构造带至莺东斜坡带之间的过渡区域）中深层高温高压领域开展了积极探索，发现了L岩性圈闭气田，初步估算天然气三级地质储量超过千亿立方米。以往的研究认为莺歌海凹陷烃源灶主运移方向是沿底辟垂向运移，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，导致供烃量有限[1-2,4]。L气田的发现引起了对该区天然气来源及其运移等问题的重大关注。本文旨在通过对L气田天然气成因类型判识、可能烃源岩生烃特征等研究，厘定烃类气及CO2气的来源及与中央底辟构造带气田天然气的联系，建立天然气运移模式，进而圈定勘探靶区，拓展盆地非底辟构造的中深层岩性气藏勘探领域。

1 地质背景及气田基本特征

1.1 地质背景

莺歌海盆地是发育于南海北部被动大陆边缘的新生代走滑伸展盆地，呈北西向延伸，面积11.3×104km2，包括莺东斜坡、莺西斜坡、中央坳陷等3大构造单元（见图1a）。盆地构造演化经历了古近纪裂陷期和新近纪—第四纪裂后热沉降期[11]。在断陷阶段，中央坳陷东方区以北及莺歌海凹陷东斜坡主要受控于莺东断裂，发育箕状断陷，接受沉积。相邻的琼东南盆地，渐新世早期沉积了一套浅海和海岸平原相的崖城组含煤地层，被认为是盆地的主力气源岩[3]。莺歌海盆地仅在盆地边缘及北部临高低凸起有钻井揭露，为潜在烃源岩。莺歌海凹陷区裂陷期沉积的地层由于埋藏深度大，至今未钻遇。需要指出的是，紧邻莺东斜坡的莺歌海凹陷东斜坡由于处在莺歌海与琼东南盆地的过渡区，在沉积演化上具有琼东南盆地的一些特征；裂陷期，1号断层控制沉积，在断层下降盘北西—南东向延伸的小箕状断陷中，接受海陆过渡相—浅海相沉积，可能存在渐新统崖城组含煤地层。

图1 莺歌海盆地构造单元与研究区位置（a）、地层柱状图（b）

新近纪，南海海域开始全面进入拗陷期（裂后沉降期）。早中新世，莺歌海凹陷东斜坡开始随莺歌海盆地一起进入拗陷阶段。莺歌海凹陷中部发育多排轴向近南北、呈雁行式排列的大型底辟构造，并派生一系列高角度底辟断裂[1-2]。晚中新世以来，盆地南部快速沉降，高沉降速率区逐渐向乐东区迁移，形成了乐东区中新世古沉降中心，盆地呈现出北高南低，同时代地层埋藏深度从北部临高低凸起向中部东方区至南部乐东区变深[11]。中新统的梅山组和三亚组以发育浅海—半深海相泥岩为特征（见图1b），被认为是莺歌海盆地中央底辟构造带气田的主要烃源岩[1-3]。这套烃源岩在莺歌海凹陷东斜坡的分布及生烃特征类似于中央底辟构造带，只是厚度稍有减薄。受海南岛物源供给影响，莺歌海凹陷东斜坡梅山组、黄流组、莺歌海组发育海底扇水道砂、浅海陆架砂岩与海相泥岩，形成良好的储-盖组合[9-10,12]。

晚期快速沉降、新近系—第四系巨厚沉积（沉积厚度为8 000～10 000 m）、高温高压以及底辟构造发育是莺歌海凹陷区的重要地质特点。新近系地温梯度平均为4.04 ℃/100 m，最高可达5.56 ℃/100 m；热流值平均为77.8±7.2 mW/m2，最高值达95 mW/m2。尽管陵水组沉积末期（T60）形成不整合之后，盆地发生了整体下沉，主要断层没有大规模活动，但底辟断裂活动强烈，近凹斜坡区隐伏断层仍保持微弱的活动性。这些独特的地质条件对生烃和油气运聚具有很大影响。

1.2 L岩性圈闭气田地质特征

L岩性圈闭气田位于莺歌海凹陷东斜坡南部，由LD01、LD02、LD03等多个岩性圈闭气藏组成（见图1a），以LD01黄流组水道砂岩气藏为主体。LD01气藏的黄流组砂岩储集层属于上中新世峡谷水道重力流沉积体系，水道的平面展布形态明显受来自海南隆起供给的控制，存在南北两翼分支水道注入[9]。水道内部发育低位、海侵及高位体系域，近凹陷方向挠曲坡折带控制低位域砂岩沉积，海侵及高位域泥岩覆盖于低位域砂岩之上，形成有效圈闭[13]；气藏的主力产层是上中新统黄流组海底扇-轴向水道砂岩，埋深为3 800～4 300 m（见图2），储集层岩性以粉细砂岩和中砂岩为主，测井解释气层孔隙度为8.5%～12.3%，岩心分析渗透率为（0.04～10.00）×10-3μm2，大多数为（0.1～2.0）×10-3μm2，DST测试获高产商业气流[13]。LD02气藏为中中新统梅山组轴向重力流水道岩性圈闭，扇体沿坡折方向展布，主水道、朵叶体下切特征明显。LD03气藏为大型鼻状构造背景下的岩性圈闭，砂体纵向叠合较好，顶底板为梅山组1段、三亚组1段浅海相泥岩，高部位为海侵体系域泥岩沉积。LD02和LD03气藏的主力产层为梅山组，埋深3 710～4 200 m，岩性以细砂岩为主，部分粉砂岩，井壁取心孔隙度为9.5%～13.2%，渗透率为（0.1～1.0）×10-3μm2，属于低孔-特低渗储集层。压实作用及碳酸盐胶结作用是影响L气田储集层物性变差的重要因素，黄流组、梅山组主要为中成岩阶段A2期，成岩作用较强，压实减孔现象较为明显[13]。

图2 莺歌海凹陷东斜坡L气田剖面简图（剖面位置见图1a）

钻探及测试结果表明，L气田中新统产层不但具有低孔、低—特低渗的特点，还存在异常高温高压，根据测压取样数据，地层温度为180～190 ℃，地温梯度为4.35 ℃/100 m，压力系数高达2.19～2.29[13]。

2 天然气地球化学特征与成因类型

2.1 天然气化学组成

L气田中新统天然气的组成比较复杂，纵向上具有分层性。LD01和LD02气藏黄流组天然气甲烷含量为34.35%～85.37%，C2—C3含量较低（1.3%～5.8%）；非烃气体主要是CO2和N2，CO2含量变化较大（0.52%～62.17%）；天然气干燥系数（C1/C1—5）为0.94～0.98。LD02和LD03气藏梅山组天然气甲烷含量为33.08%～58.88%，CO2含量相对较高（33.3%～58.98%），N2含量为5.3%～7.5%，以干气为主（见表1）。

表1 L岩性气田天然气组分及碳同位素组成特征

2.2 天然气碳同位素组成特征及成因类型

2.2.1 烷烃气碳同位素组成特征及成因类型

天然气烃类组分的碳同位素组成是判识其成因及来源的重要参数之一[14]。甲烷碳同位素组成既与母质类型有关，也与演化程度密切相关，随演化程度增加其碳同位素值变重。乙烷碳同位素组成尽管也受成熟度的影响，但与成烃母质类型关系更加密切，因此，其碳同位素组成通常是判识天然气成因类型的重要指标。源于腐殖型有机质天然气的乙烷碳同位素值偏重，通常大于-28‰[14-15]，源于腐泥型有机质天然气的乙烷碳同位素值则偏轻。天然气碳同位素组成分析结果表明，LD01和LD02气藏黄流组天然气δ13C1值为-40.71‰～-29.44‰（主体为-34.04‰～-29.44‰），δ13C2值为-27.27‰～-23.28‰（主体为-25.88‰～-23.13‰）；LD03和LD02气藏梅山组天然气的δ13C1值、δ13C2值相对偏重，分别为-29.24‰～-27.40‰和-23.13‰～-20.26‰。总的来说，这些天然气的δ13C2值都大于-28‰，类似于澳大利亚Cooper盆地[16]、中国腐殖型和煤系源岩生成的天然气特征[14-15]。δ13C1-δ13C2-δ13C3关系图显示，L气田所有天然气样品均落在煤型气区域（见图3），根据甲烷碳同位素值，利用莺歌海盆地Ⅱ2—Ⅲ型干酪根生成的天然气δ13C1-Ro关系方程，计算出L气田天然气成熟度（RC1）为0.69%～1.97%；参考Berner等[16]报道的Cooper盆地煤型气δ13C1-Ro关系曲线，厘定L气田天然气成熟度（RC2）为0.75%～2.08%。两种方法得到的L气田天然气成熟度分布范围非常接近，即为成熟—高成熟阶段有机质热演化阶段（见表1）。

图3 L气田天然气成因类型判识图（据文献[14-15]修改）

2.2.2 二氧化碳同位素组成及其成因来源

L气田天然气中CO2含量及其δ13CCO2值存在较大的差异（见表1）。当天然气中CO2含量小于10%时（0.5%～7.5%），其δ13CCO2值较轻（-11.83‰～-18.08‰），表明主要为有机成因CO2。当天然气中CO2含量大于10%时，其δ13CCO2值偏重（-9.04‰～-0.85‰）。LD02和LD03气藏梅山组天然气CO2含量为33.3%～58.98%，δ13CCO2值为-3.63‰～-1.10‰，属于无机成因CO2（见图4）。高含CO2天然气伴生的氦气3He/4He值为7.78×10-8，远低于空气中的氦同位素值1.4×10-6，具有明显的壳源特征，与莺歌海盆地底辟气田天然气中的大多数无机成因CO2的特征相似[1-3]，推测它们具有相同的来源，主要来自深部地层钙质成分热分解产生的CO2，也不排除有部分基底碳酸盐岩高温热分解产生的CO2[7,17]。图5显示，L气田天然气中的无机成因CO2与中新统—渐新统钙质碎屑岩的碳酸盐矿物、胶结物碳同位素组成有很好的对比关系，部分天然气样品具有较重的δ13CCO2值，亦与碳酸盐岩的碳同位素组成相近。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（见图1b），说明基底碳酸盐岩局部分布，这为无机CO2形成提供了潜在的物质基础。莺歌海凹陷新近纪及第四纪沉积巨厚，中央底辟构造带及莺歌海凹陷东斜坡地温梯度高达4.5～4.7 ℃/100 m，是典型“深-热盆”，自距今5.5 Ma以来，由于盆地快速热沉降及底辟活动产生的热流体沿底辟断裂[11]及莺歌海凹陷东斜坡隐伏断裂上侵，为无机成因CO2生成提供了重要的热源，导致深部梅山组和三亚组的钙质泥岩（或许有碳酸盐岩）快速热分解而生成大量CO2并运聚成藏[7,17-18]。

图4 L气田天然气中CO2含量与δ13CCO2关系图

图5 无机成因CO2与可能源岩的碳同位素组成对比图

2.3 轻烃组成特征与烷烃气成因类型

源于腐泥型有机质天然气的C5—C7轻烃组分中富含正构烷烃，源于腐殖型有机质天然气则富含异构烷烃和芳烃[15]，鄂尔多斯、四川、柴达木、塔里木等盆地209个天然气样品统计分析结果表明，C5—C7正构烷烃相对含量大于30%为油型气，小于30%则为煤型气[19]。L气田天然气的C5—C7轻烃组分中异构烷烃（55%～73%）高于正构烷烃（18%～30%）和环烷烃（5%～15%）含量（见图6），类似于鄂尔多斯、四川、塔里木等盆地的煤型气[19]。

图6 L气田天然气C5—C7轻烃组成三角图

天然气轻芳烃（苯和甲苯）含量高也被认为是煤型气的重要标志之一[3,15]。L气田天然气轻烃C6内组成中苯的含量为19%～30%，C7内组成中的甲苯含量最高可达45.4%，反映其成气母质以陆源有机质为主，原因是腐殖型有机质相对贫氢，在成烃作用过程中，能生成较多缩合结构的芳烃化合物，故天然气中的单环芳烃苯和甲苯丰度也相应较高。

3 烃源岩特征与气-源对比

3.1 烃源岩特征

现有资料表明，莺歌海盆地存在两套烃源岩，即渐新统崖城组和中新统（主要包括黄流组下部及梅山组—三亚组）烃源岩。

崖城组烃源岩主要分布于莺东斜坡1号断层下降盘及北部临高低凸起，主要为滨岸平原沼泽相、滨海相和浅海相沉积。根据钻井资料及地球化学分析结果，位于盆地东南边缘的1号断层下降盘的YC19-2-1井钻遇了崖城组三角洲相含煤烃源岩，埋深为3 900～4 300 m，Ro值为1.1%～1.4%，TOC值为1.50%～5.39%（见图7）。现已证实渐新统崖城组烃源岩是相邻的琼东南盆地崖13-1和深水区陵水17-2大气田的主力烃源岩[3,20-21]。地震资料解释结果显示，在L气田附近的崖城组埋深较大，大多数已进入成熟—高成熟阶段，推测具有较大的生气能力，为一套潜在气源岩。

图7 LD30-1-1A井（a）及YC19-2-1井（b）揭露地层TOC值随深度变化剖面

中新统烃源岩主要发育于莺歌海盆地中央坳陷，厚度较大且分布广，主要为一套三角洲、浅海—半深海沉积，被认为是中央底辟构造带气田的主要气源岩[1-3,22]。迄今为止，盆地内揭示中新统的大多数探井位于盆地边缘、有机质丰度不高，但位于凹陷斜坡带几口深井在中新统钻遇了TOC值较高的烃源岩[22]。LD22-1-7井黄流组—梅山组井壁取心泥岩样品的TOC值为1.52%～3.03%，平均值为2.1%。新近完钻的LD03-1井在揭露的梅山组上部也存在有机质丰度高的泥岩，TOC值为0.6%～2.1%，平均值为1.2%。LD30-1-1A井钻遇黄流组及梅山组（未穿）厚度约700 m，黄流组下部—梅山组泥岩TOC值为0.40%～3.17%,平均值为1.29%，主体达到好烃源岩级别（见图7），热解氢指数主体为120～300 mg/g，平均值为145 mg/g，有机质类型为Ⅱ2—Ⅲ型，以生气为主[22]。

钻井及地震资料揭示，中新统烃源岩在莺歌海凹陷东斜坡埋深为3 500～6 300 m，当埋深约2 600 m时的Ro值为0.6%，有机质进入生烃门限；埋深2 600～4 500 m处于生油成熟阶段，埋深4 500 m进入凝析油湿气高成熟阶段，埋深5 400 m进入干气过成熟阶段（见图8）。三亚组源岩生气高峰在上新世晚期，梅山组—黄流组源岩现今仍处于大量生气阶段；L气田西侧中新统埋深为4 000～7 000 m，成熟度更高。盆地模拟结果显示，莺歌海盆地中央坳陷生气量大、生烃强度大于50×108m3/km2[22]，为中央底辟构造带气田形成及凹陷斜坡带岩性圈闭气藏形成提供了丰富的烃源基础。

图8 LD02-1井地层埋藏史图

3.2 气-气、气-岩对比

天然气乙烷碳同位素组成是天然气成因类型识别和气源对比的重要指标[14-15]。L气田天然气乙烷碳同位素组成总体偏重，70%样品的δ13C2值大于-24‰，与来自渐新统崖城组煤系烃源岩的YC13-1气田天然气有明显差异，δ13C1-δ13C2-δ13C3关系图显示，L气田天然气的主体与来源于中新统偏腐殖型烃源岩的LD22-1底辟气田天然气[3]落在同一区域（见图3），指示它们可能具有相同的来源。从甲烷碳同位素组成来看，LD22-1气田大多数天然气δ13C1值为-40‰～-32‰，轻于L气田的主体天然气（见图3），反映后者的高成熟天然气占比多一些。按照油气分布规律，离烃源灶近的构造圈闭聚集的是热演化晚期生成的成熟度偏高的油气，离烃源灶远的构造圈闭聚集的是热演化早期生成的油气。L气田天然气储集层为中深层黄流组及梅山组，更靠近中新统烃源灶；而LD22-1气田储集层是浅层上新统莺歌海组，离烃源灶较远[2]，故可能捕获了较L气田更多的成熟—高成熟阶段早期生成的天然气（见表1、图1）。

天然气乙烷/烃源岩干酪根的碳同位素组成对比结果同样指示L气田天然气的主体来自中新统烃源岩（见图9）。数据统计分析结果显示，莺-琼盆地中新统、下渐新统崖城组两套烃源岩干酪根存在明显的差异，中新统黄流组—三亚组烃源岩干酪根的δ13C值明显偏重，主要为-25‰～-21‰，平均值为-23.8‰；下渐新统崖城组烃源岩干酪根的δ13C值则普遍较轻，主要为-30‰～-26‰，平均值为-27.2‰（见图9）。前人研究表明[3]，崖城组含煤地层成气母质主要为陆源高等植物，而中新统生气有机质既有陆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离子中的CO2作为碳源（δ值偏重），陆地植物直接利用大气中的CO2作为碳源[23]，因此造成两者的δ13C值差别在古代沉积物中可达3‰～5‰。天然气乙烷碳同位素组成与各层系烃源岩干酪根碳同位素组成对比结果揭示，L气田天然气主体与中新统烃源岩关系更密切，个别气样δ13C2值与崖城组干酪根的δ13C值接近，故不排除少部分天然气来自崖城组烃源岩（见图9）。

图9 L气田天然气乙烷与烃源岩干酪根碳同位素组成对比图

4 天然气组分及烷烃碳同位素组成变化较大的原因分析

4.1 天然气组分变化较大的原因

L气田天然气组分主要为CH4、CO2和少量N2，CH4和CO2含量变化较大，分别为14%～85%和0.5%～62.2%，下部梅山组CO2含量较上部黄流组高一些（见表1、图2）。天然气组分变化较大的主要原因是晚期注入的无机CO2对早期聚集在圈闭的烃类气层改造所致，与烃类气和无机CO2气生成及充注时序有关。

已有研究表明，莺歌海凹陷（包括底辟带和凹陷斜坡带）腐殖型富含有机质的中新统烃源岩天然气生成演化特点主要是早期成熟—高成熟阶段以生烃类气为主，有少量N2和有机CO2；进入晚期过成熟阶段，其中的钙质成分大量生成无机CO2[24]。因此，气田早期聚集的天然气以烃气为主并有少量N2及很少的有机CO2。例如，采自黄流组上部气层的LD01_11和LD02_12样品的CH4含量高达81.77%～85.37%，CO2含量仅为0.52%～7.45%，其δ13CCO2值偏轻（-18.08‰～-11.83‰），属典型有机成因[1,7,17]。随着盆地的持续沉降，梅山组—三亚组烃源岩进入生气阶段晚期，尤其是上新世末以来，莺歌海凹陷的底辟活动伴随强烈的热流体上侵，使得这套富钙烃源层经历了“短期、高温”热效应，导致其中的碳酸盐矿物达到热分解所需的温度条件（约300 ℃）[18]后开始大量生成无机CO2；局部前第三系基底碳酸盐岩热解也可能生成部分CO2加入。因此，来自中央底辟构造带富含CO2流体可沿梅山组、三亚组的砂体向东斜坡侧向运移；气藏下部三亚组亦已达到过成熟阶段，生成的无机CO2可通过隐伏断裂向上运移注入上部圈闭，与早期聚集的烃类气混合。由于不同岩性气藏受晚期富含CO2流体的影响程度不同，导致不同气层CH4、CO2含量存在较大差异，下部梅山组储集层靠近烃源灶，更易受到CO2的侵染，黄流组上部受CO2影响小，烃类气相对富集，预示浅部储集层钻遇CO2风险会降低。

4.2 烷烃气碳同位素组成变化较大的原因

L气田天然气的δ13C1值为-40.71‰～-27.40‰、δ13C2值为-27.27‰～-20.26‰，变化范围较大。已有研究表明，影响天然气甲烷、乙烷碳同位素组成的主要因素是生气母质的性质及成熟度[14-16]；此外，天然气遭受氧化时会使其甲烷、乙烷富集重碳同位素。L气田埋藏深度大（3 700～4 250 m）且新近系断裂不发育，不具备烃类氧化菌的生存条件。基于研究区地质条件和中新统烃源岩发育特征及其有机质性质、热演化特点，结合气-源对比结果，认为导致L气田天然气甲烷、乙烷同位素值变化较大的原因是烃源岩有机质成熟度差异与有机相变化。

图10显示，仅LD02_11气样烷烃碳同位素组成曲线明显偏离主体簇群δ13C1-δ13C2趋势线，δ13C1值相对偏轻（-40.71‰）、成熟度较低（0.69%），推测可能有部分来自储集层邻近的中新统黄流组源岩成熟阶段早期生成的天然气混入；而主簇群天然气的同位素钟型曲线特征具明显的相似性，指示这些天然气主体来自同一套烃源岩，其δ13C1、δ13C2值的变化可能主要是由有机质热演化生烃所致；天然气的甲烷与乙烷碳同位素值均具有正相关关系（见图11），表明随着热演化程度增加，碳同位素值变重，δ13C1值从-34.04‰变为-27.40‰（计算Rc值为1.33%～1.97%），δ13C2值从-27.27‰变为-20.26‰，同样说明热成熟度是造成L气田甲烷、乙烷碳同位素值变化较大的主要原因之一，这与该区中新统烃源岩的埋藏热演化历史相吻合（见图8）。另一方面，中新统烃源岩干酪根碳同位素组成分析结果表明，δ13C值为-27.7‰～-21.8‰（主体为-25.7‰～-21.8‰），在相似成熟度和聚集条件下，这套烃源岩（有机相变化）形成的天然气碳同位素组成也会产生明显差异，与Berner等[16]的认识是一致的。综合天然气的成熟度及研究区中新统烃源岩干酪根同位素组成、有机质热演化特征（见图8），推测L气田主要聚集了这套烃源岩在成熟阶段晚期—高成熟阶段生成的天然气，从而导致这些天然气甲烷、乙烷同位素组成变化较大。

图10 L气田天然气烷烃碳同位素组成对比图

图11 L气田天然气δ13C1与δ13C2关系图

5 天然气运移模式

长期以来，关于高温高压系统天然气能否大规模成藏一直存在较大的争议，据统计资料及文献报道，已发现油气田主要分布于高压封存箱顶面300 m附近[25-26]，Law等[27]认为压力系数超过1.96的储集层几乎不具有发现工业油气潜力。而L岩性圈闭气田黄流组及梅山组储集层压力系数高达2.29却能规模运聚成藏，本文从“源-运”的角度对此进行剖析，并建立天然气运移模式（见图12）。

5.1 气源丰富

气-源对比结果证实，中新统三亚组、梅山组及黄流组下部的高有机质丰度段泥岩是L气田重要的烃源岩，梅山组及黄流组储集层附近的烃源岩已成熟，气层下伏及其西侧凹陷斜坡的梅山组—三亚组烃源岩埋深大、成熟度更高，Ro值主体为1.3%～3.2%（见图8）；由于高地温梯度（4.5 ℃/100 m）及距今5.5 Ma以来的快速热沉降，导致中新统烃源岩经历了“短时、高温、快熟”的生气过程，生气速率高、生气强度大[11,22]，为L岩性气田提供了丰富的气源。中新统烃源岩生排气期晚（大约为上新世—第四纪），与莺歌海凹陷东斜坡岩性圈闭群形成期的时空配置好，更利于天然气成藏。气田附近下伏古近系箕状凹陷沉积了崖城组潜在烃源岩，现今埋深5 000～6 000 m（见图12），达到高成熟阶段，也可为该地区的气源供给提供补充。

5.2 较大“源-储”压差提供了重要驱动力

莺歌海凹陷中新统烃源岩埋深为5 000～7 500 m，局部最深可达8 000～10 000 m，处于强超压带，中央底辟构造带浅层气藏储集层为常压[1-2]，中深层气藏储集层压力系数为1.7～1.8[4-6,8]。钻探及研究结果揭示，莺歌海盆地区域性超压顶面埋深在3 000 m左右，向盆地边缘深度逐渐增加[6,28]。莺歌海凹陷普遍发育超压，L气田黄流组储集层直接覆盖于烃源岩之上，属于“下生上储”型，因此存在较大的源-储压差。根据模拟实验结果[29]，当“源-储”压差达到有效排烃门限值（约3～6 MPa）时烃类即可大量排出。图8显示，在距今2 Ma时，L气田黄流组储集层埋深为2 500～2 800 m、地层压力为25～28 MPa，其下伏及西侧的梅山组—三亚组烃源岩主体埋深为4 000～5 000 m，依据LD03-1井钻遇的梅山组（深度4 000 m）压力系数2.20估算地层压力为80～100 MPa，此时的源-储压差高达50～75 MPa。随着埋深增大，黄流组及梅山组储集层成岩作用增强，孔隙度及渗透率降低，逐渐演变为现今的低孔、低渗储集层，钻井揭示3 700～4 200 m井段地层压力为81.4～92.4 MPa，压力系数高达2.20～2.29。油气在如此高温高压的低渗储集层中运移，浮力的作用很小[30]。下伏梅山组—三亚组尤其是西侧的烃源岩现今主体埋深为4 500～6 500 m，按压力系数2.20计算，地层压力为99～143 MPa，仍然存在较大“源-储”压差（17.6～50.6 MPa），这为L岩性圈闭群低渗储集层天然气充注成藏提供了重要驱动力，从而加速了天然气高效充注。

图12 L岩性圈闭气田天然气成藏模式图（剖面位置见图1a）

5.3 隐伏断裂及砂体输导多种充注方式

与中央底辟构造带气田不同，莺歌海凹陷东斜坡缺乏类似于底辟断裂[1-2,4-6]的运移通道，因此深部中新统高成熟烃源岩生成的大量天然气能否规模运移至岩性圈闭是成藏的关键要素之一。L气田主力产层黄流组和梅山组本身被成熟烃源岩包裹，储集层下伏及其西侧凹陷斜坡的梅山组—三亚组烃源岩已进入高成熟大量生气阶段，天然气可短距离充注。主要存在接触式供烃、通过断裂垂向充注、沿骨架砂体侧向运移等3种充注方式（见图12）。通过地震属性切片可以看到，凹陷斜坡带存在沟通下部烃源岩的隐伏断裂[9]（见图12），为深部高成熟烃源岩生成天然气注入储集层提供了运移通道。LD01、LD02、LD03等黄流组—梅山组岩性气藏位于莺歌海凹陷东斜坡南南西方向延伸构造脊上[9]，利于其西侧凹陷斜坡高成熟—过成熟烃源岩生成的天然气通过砂体或不整合在“源-储”压差及浮力的共同作用下侧向运聚。因此，尽管L岩性气田中新统储集层低孔、特低渗，但丰富的气源及良好的运移条件提高了充注效率，可在很短的时间（约2 Ma）[13]内规模成藏。

6 结论

莺歌海凹陷东斜坡L气田天然气组分以CH4和CO2为主，干燥系数高达0.94～0.99，依据天然气的δ13C1、δ13C2值及C5—C7轻烃内组成的异构烷烃含量将其划为煤型气。当天然气中CO2含量大于10%时，δ13CCO2值为-9.04‰～-0.95‰，与之伴生的氦气3He/4He值为7.78×10-8，显示CO2为壳源无机成因，主要来自深部地层钙质泥岩及碳酸盐岩热分解作用生成。

天然气δ13C2与烃源岩δ13C干酪根对比结果揭示，L岩性气田天然气主要来自中新统烃源岩，少量来自气田附近下伏崖城组烃源岩，主要为中新统烃源岩成熟阶段晚期—高成熟阶段产物，主体与相邻的LD22-1底辟气田天然气成因特征相似。

L气田黄流组及梅山组属于低渗—特低渗储集层，存在异常高压，主要有储集层附近成熟烃源岩接触式供烃、下伏高成熟梅山组—三亚组烃源岩生成天然气通过隐伏断裂垂向充注、沿砂体侧向运移这3种充注方式，较大的“源-储”压差是重要的驱动力。这种源-运模式对拓展莺歌海盆地非底辟构造中深层岩性气藏地质认识有重要借鉴作用。