琼东南盆地块体搬运沉积区多类型水合物赋存特征与数值模拟

孙鲁一, 李清平, 陈芳, 余晗, 王秀娟, 靳佳澎, 钱进, 李丽霞, 张广旭1,, 张正一,6

1 中国科学院海洋研究所, 海洋地质与环境重点实验室, 山东青岛 266071 2 青岛崂山实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室与深海多学科交叉研究中心, 山东青岛 266237 3 中国科学院大学, 北京 100049 4 天然气水合物国家重点实验室, 中海油研究总院有限责任公司, 北京 100028 5 广州海洋地质调查局, 广州 510760 6 深海圈层与地球系统教育部前沿科学中心, 海底科学与探测技术教育部重点实验室, 中国海洋大学海洋地球科学学院, 山东青岛 266100 7 中国矿业大学, 资源与地球科学学院, 江苏徐州 221116

0 引言

海洋天然气水合物(简称水合物)的赋存状态分为孔隙充填型和裂隙充填型,不同储层条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积物颗粒的孔隙空间内,粗粒砂质储层形成的水合物饱和度较高(>60%),例如日本南海海槽(Fujii et al., 2009)、美国墨西哥湾等海域(Collett et al., 2012),而细粒泥质沉积物形成的水合物饱和度通常较低,如布莱克海台(Collett and Ladd, 2000),但是细粒泥质粉砂沉积物也可能形成中等饱和度的水合物,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脉状、块状、结核状等多种形态赋存在细粒沉积物中,含水合物层的测井响应呈明显的各向异性,水合物饱和度变化较大,例如韩国郁陵盆地(Kim et al., 2013)、印度克里希纳—戈达瓦里盆地(Lee and Collett,2009; Wang et al., 2013)、南海北部的台西南盆地与琼东南盆地(Sha et al., 2015; Wang et al., 2018; Berndt et al., 2019; 王秀娟等,2021).大量钻探指示地震剖面上呈烟囱状反射的裂隙充填型水合物富集程度相对较高,是仅次于海洋砂质储层孔隙充填型水合物的优质水合物资源(Boswell and Collett, 2011).这两种类型的水合物形成机制存在差异,但钻探与勘探发现两者在垂向上可以叠置分布(Boswell et al., 2012; Wei et al., 2019; 王秀娟等,2021; 何玉林等,2022).例如墨西哥湾沃克海脊,WR313井的测井数据表明,在浅层泥质地层中发育裂隙充填型水合物,饱和度较低约为10%,而在水合物稳定带底界上方的砂质地层中发育孔隙充填型水合物,饱和度高达80%,表明孔隙充填型与裂隙充填型水合物垂向上可以叠置(Boswell et al., 2012).2019年南海GMGS5钻探也发现,在琼东南盆地陵南低凸起上方存在多类型水合物(Wei et al., 2019; Ren et al., 2022; 何玉林等,2022),以W01井为例,在5.2～43.2 m、52.2～118.2 m块体搬运沉积物(MTD,mass transport deposit)中发育裂隙充填型水合物,而在56～64 m局部薄砂层发育了孔隙充填型水合物(Meng et al., 2021; 何玉林等,2022),它们在垂向上呈叠置分布.研究认为这种不同类型水合物成藏与高通量流体沿断层、气烟囱运移以及浅层多期MTD、局部富砂有关(Zhang et al., 2020; Liang et al., 2019; Ye et al., 2019; 张伟等, 2020),但是断层、气烟囱等流体疏导体系及局部有利砂体对不同类型水合物形成多是以定性解释为主,缺少定量或半定量分析研究.

水合物生烃数值模拟方法是在油气盆地成藏模拟基础上,嵌套水合物相平衡模块以及水合物生成模块来模拟计算水合物饱和度和资源量,是在盆地尺度上研究生烃、流体运移以及水合物成藏,如墨西哥湾、新西兰、南海(Burwicz et al., 2017; Kroeger et al., 2019, 2022; Su et al., 2018; 孙鲁一等, 2021).Burwicz等(2017)利用墨西哥湾格林峡谷955区块水合物的钻井资料,通过数值模拟研究认为现今高饱和度水合物形成与沉积物的快速沉积有关,水合物稳定带不断调整,导致稳定带底部附近的水合物不断形成-分解-再形成,甲烷循环是该地区高饱和度水合物形成的重要机制.Kroeger等(2019, 2022)对新西兰希库朗伊俯冲边缘不同区域水合物成藏模拟认为,气源类型、疏导体系以及储集条件等影响水合物富集,生物成因气或热成因气沿倾斜富砂地层,俯冲挤压产生的褶皱背斜等运移至浅层,形成高饱和度水合物;海底峡谷的侵蚀导致水合物稳定带下移,圈闭了更多深部游离气,使得稳定带附近的水合物饱和度增加(Crutchley et al., 2017),而俯冲边缘构造隆升作用会降低水合物稳定性,导致水合物分解(Burton et al., 2020).我国南海北部珠江口盆地细粒沉积物水合物成藏的数值模拟结果显示水合物富集受断层活动性、区域构造活动、烃源岩分布等多个因素共同控制(Su et al., 2018; Xie et al., 2022),而高饱和度水合物富集与热成因气有关(Sun et al., 2020).苏丕波等(2014)通过模拟烃源岩有机质成熟度、生物成因气和热成因气运移以及水合物藏分布,证实了在琼东南盆地中央坳陷区和南部隆起区是水合物有利聚集区.

目前,水合物生烃模拟主要是集中在孔隙充填型水合物研究,对于冷泉发育区裂隙充填型水合物形成的研究较少.琼东南盆地发育了多种赋存状态水合物,在地震剖面上发现了大量呈烟囱状反射的水合物,本文基于三维地震数据和测井、岩心数据,精细识别了水合物发育区的断层与裂隙特征,分析热成因气发育区水合物的富集特征,基于甲烷水合物稳定带与II型水合物稳定带和生烃数值模拟方法,模拟气源条件、流体运移以及有利砂体分布对甲烷水合物与II型水合物形成与分布及饱和度等影响,分析琼东南盆地孔隙与裂隙充填型水合物形成地质条件.

1 地质背景

研究区位于陵水凹陷,地处琼东南盆地中央坳陷,是该地区重要的富烃坳陷,包括L17-2和L18-1等多个深水优质天然气田,表明了研究区具有丰富的油气资源(王振峰等, 2011; 黄保家等, 2012; Huang et al., 2016; 张迎朝等, 2017; 甘军等, 2019).研究区新生代以来总体经历了古近纪时期张裂、新近纪时期裂后坳陷以及晚中新世-第四纪时期快速沉降三个沉积构造演化阶段(Zhu et al., 2009; 雷超等, 2011; 解习农等, 2015; 甘军等, 2019),前人利用钻井及地震资料主要识别了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)七套层序界面,分别为张裂期崖城组、陵水组、裂后期三亚组、梅山组、黄流组以及快速沉降期莺歌海组、乐东组地层的底界面(解习农等, 2011; 苏明等, 2013; Su et al., 2014; Liang et al., 2019; Lai et al., 2021).在下渐新统崖城组地层,主要发育沼泽平原相沉积,是研究区重要的烃源岩(邵磊等, 2010; 王振峰等, 2011, 2015; 张迎朝等, 2011, 2017),而上陵水组地层发育滨浅海相沉积;在中新统三亚组、梅山组、黄流组地层,发育浅海-半深海沉积(张功成等, 2016; 甘军等, 2019);上新统莺歌海组地层以及更新统乐东组地层则主要发育了滑塌、块体搬运沉积以及浊积水道等沉积(Gong et al., 2011; Sun et al., 2021; Liang et al., 2019; 张伟等, 2020).前人研究表明渐新统海陆过渡相沉积、中新统及上部海相沉积发育多套烃源岩(王振峰等, 2011; 黄保家等, 2012; Li et al., 2014; 何家雄等, 2015, 2022),为水合物形成提供了充足的生物及热成因气源条件.

2018年,广州海洋地质调查局在水深1700 m左右完成了GMGS5水合物钻探(图1),在W07、W08、W09等多个钻井岩心中发现了呈块状、脉状以及结核状的水合物样品(Liang et al., 2019; Wei et al., 2019; Ye et al., 2019; 张伟等, 2020; Deng et al., 2021; Lai et al., 2021),不同井位之间的裂隙充填型水合物层厚度、饱和度等有所不同,具有明显的各向异性,含水合物层裂隙倾角不同,尤其是W08井水合物最为富集,这与区域流体渗漏的差异性有关(Deng et al., 2021).同时ROV在海底发现了大量的冷泉生物、自生碳酸盐岩、海底丘状体以及海底麻坑(Ye et al., 2019; 张伟等, 2020; Deng et al., 2021; Liu et al., 2022),钻探和地震研究也表明该地区属于流体高通量渗漏区,存在孔隙充填型与裂隙充填型水合物,并且局部发育游离气(Liang et al., 2019,2021; Wei et al., 2019; Ye et al., 2019; 张伟等, 2020; Deng et al., 2021).此外,气体组分分析表明该地区形成水合物的气源复杂,C2+含量在2.31%～18.79%变化(Ye et al., 2019; Lai et al., 2021;Wei et al., 2021),具有典型的深部热成因气特点,拉曼光谱分析也证实了该区发育I型和II型水合物共存(Wei et al., 2021).因此,该区发现的水合物具有不同气源类型、不同赋存方式,表明了该区水合物富集成藏较为复杂.

图1 琼东南盆地研究区域海底水深图(a) 琼东南盆地位置图; (b) 放大海底水深图、麻坑(黑色箭头所指)及识别的1～17个呈烟囱状反射的裂隙充填型水合物、 解释断层分布,以及典型地震剖面位置(黑色粗线).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 数据与方法

2.1 水合物饱和度与流体路径识别

GMGS5-W08和W11井相距约2 km,其海底呈麻坑状形态(图1),W08井进行了随钻测井和取心,而W11井仅进行了随钻测井,没有取心.在W08井(图2),含水合物层为裂隙充填型水合物,在9～174 m均存在较高电阻率异常,最大值可达73 Ωm.纵波速度变化呈现出多层性特征,在20～55 m,纵波速度略微增加,局部薄层出现高速,最高达1750 m·s-1;在60～120 m间,纵波速度明显增加,最高达1930 m·s-1;在150 m以下,纵波速度出现高值异常,最高达2059 m·s-1.速度异常层的密度并没有明显变化,表明该层不是由于岩性变化造成的速度异常.从密度测井看,总体在1.50～1.85 g·cm-3间变化,在50～60 m处出现了高密度异常值,可达2.20 g·cm-3,但是纵波速度却没有明显增加,取心表明该层为碳酸盐岩层(Ye et al., 2019; 张伟等, 2020).氯离子异常指示水合物饱和度变化大,局部水合物饱和度达60%以上(Ye et al., 2019),由于岩心限制,计算的水合物饱和度垂向不连续.我们利用纵波速度测井,结合孔隙度和岩性数据计算水合物饱和度.研究表明裂隙充填型水合物具有各向异性特征,因此利用层状介质速度模型(White, 1975),计算了水平、垂直裂隙时裂隙充填型水合物的饱和度.并且利用简化的三相介质模型(Lee and Waite, 2008)计算了各向同性孔隙充填型水合物的饱和度.其中孔隙度为密度测井计算,岩性为伽马测井计算的砂泥岩含量.

图2 典型井位的测井、岩性及地震剖面图 研究区W08(a)和W11(b)伽马、电阻率、密度、纵波速度以及计算的各向同性(红线)、各向异性(蓝线和绿线)与氯离子(黑色方块)、压力取心(红色点)计算水合物饱和度 (Ye et al., 2019; He et al., 2022),过井地震剖面及沉积解释.粉色和灰色阴影分别为测井识别的 水合物层和MTD层;浅蓝色虚线为地震剖面识别的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.

三维地震剖面为中海油常规油气采集地震数据,通过宽频、保幅、鬼波压制与深度偏移等重处理的纯波地震剖面,经拓频处理,地震频带为1～120 Hz,主频为50 Hz左右,主测线道间距为12.5 m,联络测线为25 m,炮间距为50 m.对浅层(<200 m)地层层序界面开展精细刻画,同时沿不同MTD层提取均方根振幅等属性(时窗为MTD层下方5 m).结合W08、W11井岩心和测井数据,分析不同MTD层对下部地层影响,识别相对富砂的浊流沉积垂向及横向分布.此外,通过对地震数据进行构造平滑处理(X、Y方向地震道数及Z方向采用点数的滤波窗口为1.0),去除原始地震数据的随机噪声并保留断层边界等信息,并提取相干体属性进行边界探测(X、Y方向窗口大小为3,垂向平滑参数为15),最后利用蚂蚁追踪技术,对研究区气烟囱以及浅层多期MTD内部的断层和裂隙等进行计算追踪,其中采用主动型蚂蚁追踪,选择参数如下:初始边界距离为5,蚂蚁步长为3,蚂蚁追踪偏差、无效步数和有效步数均为2,当无效步数的个数占搜索空间10%时停止追踪.进而精细刻画了研究区与水合物富集相关的沉积和流体疏导等地质条件,为数值模拟提供地质模型构建依据.

2.2 生烃数值模型构建及参数选择

为分析盆地尺度沉积与构造对水合物富集的影响,选择了过W08井的典型剖面进行二维地质建模(图3,位置见图1a),剖面长为30 km.参考前人层序地层格架解释资料(Liang et al., 2019; Liang et al., 2021; Lai et al., 2021),确定了Tg、T70、T60、T50、T40、T30与T20七套层序界面,同时对浅层MTD1、MTD2与MTD3等多个MTD沉积层序进行精细划分,并结合岩心钙质超微化石生物地层测年数据,确立多期MTD沉积的年龄,其中MTD3底界面为0.44 Ma(图2).

图3 典型二维地震剖面和沉积相模式图(a) 过W08井深度偏移地震剖面及层序地层格架(蓝色虚线)、断层和气烟囱,强振幅反射位于基底隆起上部; (b) 不同网格厚度的二维沉积相地质模型,其中黄色表示富砂沉积物、灰色和深灰色表示富泥沉积物.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.

在地质建模中,横向网格分辨率为10 m,垂向采用不同模拟网格,对每套地层进行等厚度细分,浅部乐东组地层的垂向网格分辨率为5 m,深部地层网格分辨率在20～50 m(受地层厚度影响).根据地震相-沉积相解释,确立了二维沉积相剖面(图3a),刻画了中央峡谷及浅层(<300 m)相对富砂的浊流或水道沉积,并结合前人研究基础(张伟等,2020; Lai et al., 2021; He et al., 2022; Zuo et al., 2022)和伽马测井数据,计算了不同沉积相的砂、泥岩含量(具体参数见表1).此外,根据油气钻井及水合物钻井的孔隙度数据,以及结合Kozeny-Carman模型和施小斌等(2015)研究成果,分别对岩石渗透率和热导率进行矫正(表1).再结合地震剖面及蚂蚁属性分析识别的断层、裂隙等,建立相对精细的区域断层与裂隙模型,并依据地层年龄建立断层和裂隙体系的开放时间,模拟研究区流体活动对水合物赋存的影响.

表1 研究区二维地质模型岩性及物理性质参数Table 1 The 2D geological model and rock physical parameters of study area

在水合物钻探区,实测数据表明基底隆起上方W08井地温梯度可达102 ℃·km-1,而临近地区的W01地温梯度在65 ℃·km-1左右(Ye et al., 2019).现今大地热流研究表明(甘军等,2019; 张迎朝等,2019),北部浅水区大地热流值平均为70 mW·m-2,陆坡深水区大地热流值平均为85 mW·m-2.在温度模型中,上边界条件为实测海底温度3.5 ℃,下边界条件为热流值85 mW·m-2,并同时基于W08井实测温度数据对模型进行校正.利用CSMGem软件计算甲烷水合物相平衡模型以及II型水合物相平衡模型,计算W08井水合物稳定带底界,其中盐度为3.5%,水深为1733 m,水深与压力转换计算参考前人研究(王淑红等,2005).W08井不同深度水合物样品分解气和空隙气的气体组分变化较大,对计算水合物相平衡模型和水合物稳定带底界深度的影响十分明显,油气重烃含量的增加会使得II型水合物稳定带底界深度增加(Ye et al., 2019; Lai et al., 2021; Wei et al., 2021).基于W08井实测不同深度的气体组分进行平均,II型水合物相平衡模型的甲烷含量为90%、乙烷含量为10%,计算的II型水合物稳定带底界深度为177 m,而纯甲烷水合物相平衡计算的稳定带深度为146 m(图2),与W08井测井识别的底部水合物层分布深度相似,进而确立模拟所需的II型水合物相平衡模型.

油气地球化学特征研究表明,崖城组烃源岩有机质类型主要为Ⅲ型干酪根、部分Ⅱ2型干酪根,以生气为主,实测总有机碳含量(TOC)在0.25%～2.43%,平均值为1.37%,氢指数(HI)值在60～300 mg·g-1(甘军等,2019).陵水组地层主要为滨海相沉积,其TOC在0.30%～1.84%,平均值为0.91%,HI值在85～227 mg·g-1.三亚组、梅山组烃源岩样品镜质体反射率Ro值平均在0.60%左右,处于未成熟的生物生烃窗口,而其TOC含量也相对较低,在0.5%左右,HI值在30～180 mg·g-1(李金帅等,2021).在黄流组地层以及莺歌海组地层,沉积环境主要由浅海相向半深海相转变(Wang et al., 2015;张迎朝等,2019),其烃源岩TOC含量在0.28%～0.49%(何家雄等,2015),与三亚组、梅山组地层烃源岩基本类似.而在浅层,样品实测TOC含量也在0.5%左右,HI值相对较低,在25～68 mg·g-1之间(Lai et al., 2021).在生烃模型构建中,除浊积水道砂岩沉积以外,均为泥质烃源岩,TOC、HI参数以及生烃动力学模型见表1.

3 水合物富集特征及地质条件

3.1 水合物层测井特征

从W08井计算的水合物饱和度曲线看,水合物主要发育在9～174 m,利用各向异性水平裂隙计算的饱和度与各向同性计算的饱和度基本吻合,远高于各向异性垂直裂隙计算的水合物饱和度(图2a).与岩心氯离子和压力取心计算饱和度对比(Ye et al., 2019),各向同性计算的饱和度明显高于岩心计算的水合物饱和度(图2a).饱和度曲线指示9～60 m和130～150 m饱和度较低,假设地层为垂直裂隙计算的饱和度绝大部分低于10%以下;而在60～139 m之间饱和度明显增加,计算的饱和度在20%～30%.在152～160 m和163～174 m处,假设地层为垂直裂隙计算的饱和度大于30%,而水平裂隙计算的水合物接近50%.该异常位于甲烷水合物稳定带下部,II型水合物稳定带上部,表明该异常是由于重烃气体影响而形成的II型水合物导致(Ye et al., 2019).因此,W08井指示研究区发育两种不同类型水合物,且水合物赋存形态以裂隙充填型为主,饱和度垂向上存在差异.

与W08井不同,W11井仅在浅层75m内有测井数据,在13～51 m出现明显的高纵波速度、高密度异常,电阻率略微增加,而W08井水合物层的密度变化并不明显,因此在W11井中,该异常可能并不是由于地层含水合物造成,而是MTD导致(图2b).在50～60 m,伽马测井出现低值异常,指示该层为相对富砂地层.

3.2 含水合物层地震特征

从研究区三维地震剖面看,发育多个呈烟囱状反射特征的裂隙充填型水合物(图4),地层出现明显的上拱,呈弱振幅反射.其正上方可能发育海底麻坑,也可能是水平地层(图1和图4),可能与气体渗漏到不同地层有关.而受浅层多期MTD沉积影响,该区域BSR发育并不明显.

图4 (a) 研究区过W08井深度偏移地震剖面及层位解释(蓝色细虚线); (b) W08和W11井任意线深度偏移地震剖面及层位解释 浅层发育多期MTD,甲烷水合物稳定带下部出现强振幅反射;弱振幅反射的气烟囱内部含大量断层.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沉积底界面(图2b),存在相对富砂的半深海沉积地层,地震剖面中呈中等-强振幅特征,横向并不连续.在MTD3下方,存在横向连续或半连续的强振幅反射,深度超过150 m,而W08井甲烷水合物稳定带厚度约为146 m,II型水合物稳定带厚度可超过177 m,因此,该强振幅反射可能为II型水合物所形成.在强反射层下方为呈弱振幅反射的气烟囱构造,其横向展布规模约为3 km,在气烟囱构造内部,识别出大量的断裂构造(图4).因此气烟囱的形成可能为深部气体沿断层运移所形成,大部分断层发育至气烟囱构造上方,沟通到水合物富集层,尤其是与脉状的裂隙充填型水合物分布紧密相关.

3.3 浅层沉积特征与水合物分布

从三维地震剖面上,识别出17个呈烟囱状反射的裂隙充填型水合物(图1和图5,虚线),大部分长轴长度可超过200 m,垂向分布可延伸至MTD1层位,并在海底与呈中等强度的均方根振幅的海底麻坑对应(图5a),体现了研究区高通量的流体活动.图5为沿海底及不同MTD地层底界面提取的均方根振幅属性变化(时窗为沿层位下方5 m),指示研究区沉积特征变化.从海底均方根振幅异常看,振幅异常出现在海底麻坑或者海底沟槽处,呈不同形态分布,表明麻坑或者海底沟槽内沉积物相对较粗,也可能是下部流体向上渗漏,导致局部振幅异常而造成均方根振幅变化.从沿不同MTD底界提取的均方根振幅属性看,存在大量的弱振幅异常分布(图5b,c,d),可能为MTD侵蚀和搬运过程对地层影响所形成.图5c中存在呈线形特征的弱振幅异常,指示MTD由西向东的搬运.三维地震识别的呈烟囱状反射基本位于低振幅异常区(图5b,c,d),与地震剖面上识别的地层上拱区弱振幅相吻合,而其周围区域存在与海底相似的呈中等-强振幅异常,其分布并不十分连续,结合测井资料(图2),局部存在相对富砂沉积.基于MTD3层位的均方根振幅异常最强(图5d),该强振幅较为连续,可能是由于水合物或者局部含气造成的振幅异常,而呈弱振幅指示的裂隙充填型水合物分布区.

图5 沿(a)海底、(b)MTD1、(c)MTD2、(d)MTD3层位提取均方根振幅属性(时窗为沿层位下方5 m) 海底强振幅出现在麻坑或者凹槽内,而不同MTD下部地层中等-强振幅出现在局部不连续位置; 烟囱状水合物(虚线椭圆)在MTD1～MTD3层位中呈弱振幅异常,大部分与海底麻坑对应.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.

通过蚂蚁属性切片对研究区断层和裂隙系统进行识别,并与地震剖面在立体空间上进行属性融合(剖面位置见图5d),发现在MTD1、2和3内部,存在大量微裂隙,尤其在MTD3最为明显(图6),可能是由于MTD搬运过程中沉积物挤压所形成,不同期次MTD地层的微裂隙规模不同,穿透地层厚度不同.在高通量流体渗漏区,即使MTD内部为低渗透率的沉积物,但其内部分布大量的微裂隙,也可以为水合物稳定带内的裂隙充填型水合物形成提供有利空间.而呈烟囱状的裂隙充填型水合物主要分布在地震剖面西侧(图5d和图6),对水合物下方分布的断层体系进一步分析表明(图1和图6),这种类型的水合物分布与基底边界断层密切相关,其走向与基底断层近似,靠近基底陡坡处为中央峡谷,基底边界发育的大规模断层不仅可以将深部气体输送至浅部地层,同时这些断层为裂隙充填型水合物提供了有利空间.

图6 地震剖面与蚂蚁追踪裂隙属性叠合图 插入层1为沿MTD3底界提取均方根振幅,插入层2为沿层2127 m提取蚂蚁属性,指示横向断裂分布,下部为基底隆起, 其上方为蚂蚁属性识别的断层分布.指示了浅部呈烟囱状反射的裂隙充填型水合物形成条件.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 数值模拟结果及流体运移分析

基于图4—6三维地震资料识别的水合物类型、断层、裂隙、有利砂体和MTD等分布特征,建立精细地质模型,模拟了不同因素对水合物形成的影响,分析该区域多类型水合物形成条件.

4.1 烃源岩及产气模拟

模拟的地层温度场如图7a所示,研究区基底隆起上方温度明显大于周围地层,结合W08井甲烷和II型水合物稳定带厚度,模拟浅层温度场结果与W08钻井实测温度拟合较好,研究区深部地层温度最高可达200 ℃,与前人对琼东南盆地地层温度研究结果吻合(甘军等,2019; Lai et al., 2021).依据生烃温度范围(表1),模拟计算的生物生烃范围在1200 m以内,而热生烃范围超过1600 m,深部崖城组、陵水组地层烃源岩均具有较好的热生烃温度.基于温度模型结果,计算了研究区有机质成熟度和烃源岩产气总量(图7b和图7c).成熟度计算结果与前人研究吻合(Lai et al., 2021),浅层2000 m范围内Ro<0.7%,属于低成熟-未成熟窗口,乐东组、莺歌海组、黄流组、梅山组和三亚组均为生物生烃地层.模拟的陵水组、崖城组地层成熟度大于0.7%,处于成熟窗口,其分布深度超过2000 m(图7b).图7c表明,三亚组及以上地层的生物产气总量明显低于陵水组、崖城组的热生烃产气总量,这与生物烃源岩与热烃源岩有机质丰度相关(表1).中央峡谷水道、浊流等砂质沉积体系发育(苏明等, 2013; Su et al., 2014, 2019),粗粒沉积物中有机质含量少,模拟的地层产气量也明显低于周围地层(图7c).此外,从模拟的产气量剖面上可以看出,在垂向上产气量具有明显变化,相对高的产气量主要分布在深部超过1000m的地层,表明研究区水合物气源主要来源于深部生物成因气和热成因气,与气体组分分析吻合(Ye et al., 2019; Lai et al., 2021;Wei et al., 2021).

图7 模拟计算的典型剖面地层温度、有机质成熟度和产气量图(a) 生烃温度(红色虚线)指示了生物生烃和热生烃的分布范围,插入图为W08井模拟计算的温度(蓝线)与实测温度(红点)对比; (b) 有机质成熟度,指示浅层2000 m内为低成熟度地层; (c) 烃源岩产气量,指示气源主要来自深部超过1000 m的地层.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 流体运移

产气量模拟结果表明形成水合物的气源主要来自深部,因此盆地中流体运移十分关键.图8为基于Hybrid混合模型(包括低渗透率地层Darcy运移模型、高渗透率地层Flowpath运移模型以及断层运移模型)计算的流体运移向量,每个向量表示的流体运移速率约为3×103Mtons/(km2Ma),箭头方向代表了流体运移的方向,箭头密集程度代表了流体通量大小.模拟的流体运移总体可分为三种:沿低渗透率地层运移(受相对渗透率和毛细管压力控制),沿高渗透率地层运移(受浮力控制)以及沿断层运移(受毛细管压力控制)(图8).研究区以低渗透率的泥岩充填为主,模拟的流体运移方向主要为横向运移,局部为垂向运移,并在浅部乐东组地层,部分流体可以扩散至海底.在基底隆起区,尤其是两侧倾斜地层,受流体势影响,深部流体侧向运移至基底隆起上方,是研究区深部流体运移至浅层的关键方式.在富砂的水道和浊流沉积中,流体的侧向运移也十分重要,深部中央峡谷内部的富砂地层,是油气藏重要储层(黄保家等, 2012; Huang et al., 2016; 张迎朝等, 2017; 甘军等, 2019),而倾斜的富砂沉积可以使得圈闭的油气侧向运移至基底隆起上方,进而影响水合物富集(图8a).同样,在浅部第四系地层发育水道充填沉积,富砂沉积对深部运移而来的流体具有一定的捕获和圈闭作用,但其发育的倾斜扇体也成为了浅部流体侧向运移的有利载体,将大量烃类流体运移至基底上方的水合物富集区(图8a).

图8 模拟计算的典型剖面流体运移路径图(a) 流体运移路径指示流体沿低渗透率地层、局部砂层的高渗透率地层以及断层向上运移,黑色箭头为流体运移的趋势; (b) 放大的基底隆起区流体沿断层运移路径,基底上方不同位置断层指示了流体垂向运移起源差异.断层1a—c代表延伸至水合物稳定带内的 基底断层;断层2代表未延伸至稳定带内的基底断层;断层3代表气烟囱构造上方并延伸至稳定带内断层.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.

流体沿断层的运移是沟通深部气源与浅部水合物富集区的另一种方式.模拟结果表明(图8b),在基底上方发育的断层促进了深部流体向浅层运移,而在基底隆起东南侧,三亚、梅山组广泛发育的多边形断层,由于缺乏与浅部地层的沟通,对流体继续向上运移的影响有限,仅在第四纪水道下方发育断层区域,存在向浅部的流体运移.基底上方发育多个断层,其流体运移存在差异性,断层1a—c代表延伸至水合物稳定带内的基底断层,断层2代表未延伸至稳定带内的基底断层,这些断层表示基底上方构造活动所产生断层;断层3代表气烟囱构造上方并延伸至稳定带内断层,表示超压流体释放所形成.运移结果表明(图8b),对于基底上方发育的断层,无论是哪种方式形成,流体均可以沿断层持续垂向运移,直至逸出海底,而在未延伸至稳定带内的断层,流体运移终止在稳定带附近.不同断层的流体运移也存在差异,断层1a和1c流体运移更为广泛,主要原因是相比断层1b、2和3,更靠近基底隆起两侧,是深部生物成因气或热成因气侧向运移的集中区域,尤其在断层1a,更靠近中央峡谷中的倾斜砂体,深部气源条件更为充足,因此流体运移规模更为显著(图8b),体现了区域流体活动存在差异性.

4.3 多类型水合物饱和度分布

图9a为构建的精细地质模型,其中断层开放时间由地层年龄控制.基于计算的W08井水合物稳定带厚度,分别利用甲烷水合物稳定带模型(图9b)和II型水合物稳定带模型(图9c和图9d)模拟水合物饱和度及分布.对于在W08井附近发现的多个受断层控制的烟囱状裂隙充填型水合物矿体,在模拟中构建多个垂向断层来表征基底上方断层对烟囱状裂隙充填型水合物的影响(图8b和图9a).此外,为探讨水合物稳定带内富砂质储层对水合物分布的影响,构建了无富砂质储层的模型进行模拟(图9d).

图9 局部区域精细地质模型和模拟的不同条件水合物饱和度分布图(a) 基于地震解释构建的精细地质模型,指示了MTD内部裂隙和下方的富砂沉积物分布; (b) 模拟甲烷水合物; (c) II型水合物饱和度; (d) MTD底部无砂岩储层模拟水合物饱和度结果.箭头指示高通量流体渗漏区水合物分布在稳定带底界上方、砂质储层、浅部 细粒沉积物、断层和裂隙中.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.

从饱和度模拟结果看,无论是甲烷水合物还是II型水合物,相对富集的水合物层(>20%)主要存在三种条件下(图9b和图9c):(1)水合物稳定带底界上方;(2)砂质储层分布区;(3)断层和裂隙周围.在水合物稳定带附近和相对富砂地层,水合物横向上分布并不连续,厚度变化不等,并不是砂质储层内都能形成水合物.从不同断层看,并不是基底断层上方都可以形成水合物,在基底隆起区构建的多个断层中,仅在沟通至水合物稳定带内的1a和1c断层周围形成了较为富集的水合物(图9b和图9c),结合流体沿断层运移模拟结果(图8b),深部流体供给条件充足、且沿断层运移至稳定带内才可以形成水合物.从MTD地层发育的不同层间裂隙看,不同位置对水合物形成也有不同影响.在MTD3内部裂隙中,形成的水合物饱和度一般在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,而是断层1a、1c和3区域,与断层连通的裂隙附近更易形成水合物;而在MTD2形成的水合物饱和度要略低于MTD3,在20%左右,与MTD3裂隙类似,MTD2中大部分裂隙周围没有形成水合物,仅在连通断层3的区域形成;靠近海底MTD1中的裂隙几乎很难形成水合物富集,即使裂隙与MTD下部的薄砂层相连接.从MTD下部不同薄砂层看,如果断层周围不能形成水合物,即使浅层存在薄砂层,也较难形成水合物;稳定带附近形成了水合物,其相邻区域形成的薄砂层能够形成水合物.无论是基于甲烷稳定带厚度模拟,还是II型水合物稳定带厚度模拟,都具有相似成藏特性.

形成水合物的气体组分存在差异会改变水合物相平衡条件,进而改变水合物稳定带厚度;海底地形效应也可以通过影响浅层地热状态,来改变水合物稳定带厚度,进而影响高饱和度水合物分布(Wang et al., 2021).研究区海底地形较为平缓,同时地震、测井以及气体组分分析,均表明在甲烷稳定带下方分布的强反射层是II型水合物形成,因此基于II型稳定带厚度的数值模拟对认识水合物饱和度及分布十分重要.从甲烷水合物稳定带模拟结果看,MTD3底部薄砂层,更靠近水合物稳定带,模拟的水合物饱和度较高(>40%)且横向呈半连续分布,并且浅部断层和裂隙周围形成的水合物饱和度明显高于II水合物稳定带模拟结果(图9b和图9c).从II型水合物稳定带模拟结果看,在甲烷稳定带下方,还可以形成II型水合物,但是II型水合物形成厚度、饱和度在空间上存在差异,受II型水合物稳定带和MTD3底部相对富砂沉积物的共同影响,甲烷稳定带下方可以形成半连续且较厚的水合物层(>20 m)(图9c),与地震剖面识别的甲烷稳定带和II型稳定带间指示II型水合物出现的连续或半连续强振幅反射具有相似性(图4).模拟表明不同水合物稳定带厚度,对稳定带内的水合物,尤其是稳定带底界附近的水合物层饱和度、厚度及其分布具有重要影响.从模拟结果看,基底上方发育的多个断层,由于断层起源位置不同,流体沿断层向上运移不仅存在差异,浅部形成的水合物也不同.图9c模拟结果表明在延伸至稳定带内的断层,才可以形成呈“烟囱”状的水合物,在垂向上分布也并不连续,饱和度变化也十分明显,从横向对比发现沿基底隆起两侧断层1a和1c形成的水合物饱和度值要高于中部,受流体运移影响,断层靠近深部基底侧向运移区,气源供给充足(图8b),尤其在W08井附近,模拟的饱和度值在30%～40%,局部超过50%,主要是该断层靠近深部中央峡谷倾斜富砂地层,是重要油气资源聚集区,气源条件更为丰富.而甲烷水合物模型(图9b)和无砂岩变化的模型(图9d)中,细粒沉积物中也可以形成与基底上方断层无关的“烟囱”状水合物,垂向延伸也具有一定规模,但饱和度仅在10%～20%左右,表明在高通量流体运移背景下,流体可以在稳定带内持续向上运移,在更浅地层形成水合物,直至逸散出海底.因此,从模拟结果看,沿断层或基底隆起经过长距离搬运的流体,能够运移至浅部形成冷泉系统,由于下部气源条件充足,稳定带内发育裂隙和薄砂层都是有利于水合物富集成藏的地质条件.

5 讨论

5.1 流体运移对水合物分布的影响

生物成因、热成因气或混合成因气都能形成水合物,水合物优先在粗粒沉积物中形成,而粗粒砂质储层缺乏产生甲烷的有机质,不能产生烃类气体,砂质储层形成水合物的气体是从相邻地层或者下部地层运移而来(Malinverno, 2010).细粒泥质沉积物中富含有机质,在活跃微生物作用下能产生烃类气体,但是仅靠稳定带内原位生物成因气难以形成水合物,要形成具有一定规模且富集的水合物,需要大量烃类气体运移至水合物稳定带内,流体通过短距离或长距离向上运移到水合物稳定带.模拟结果代表了高通量流体渗漏区的水合物饱和度(图9),指示流体运移包括长距离运移和短距离运移,基底断层和隆升构造沟通了深部烃源岩层与浅部水合物稳定带,为长距离的流体运移,形成了相对富集水合物发育区.前人研究认为流体可能以液相也可能以气相方式向上运移,如果流体通量足够高,当水合物形成时盐度会增加,该系统是一个同时含有水合物、游离气和水的三相系统(Liu and Flemings, 2007),并在断层周围形成相对高饱和度水合物.基于地震解释和蚂蚁属性分析确立的断层和MTD内部裂隙分布,通过精细地质模型的模拟结果表明(图9),断层周围水合物饱和度较高,表明断层是流体运移重要通道.其次,在周围细粒沉积物中可能形成脉状等裂隙充填型水合物,这可能是稳定带内流体短距离运移而形成的,也可能是流体沿断层等从下部运移来的.从图9水合物饱和度模拟看,下部运移来的流体贡献很大,主要原因是在浅部MTD层发育的大量裂隙;模拟结果显示并不是浅层裂隙周围都形成了水合物(图9b和图9c),连通断层的裂隙更易形成高饱和度水合物(>50%),并且不发育裂隙的地层很难形成水合物,即使浅部发育富砂沉积,也是裂隙或断层附近才可能形成水合物(图9d),表明仅靠稳定带内细粒泥质沉积物形成的甲烷气体很难形成水合物,深部流体沿断层和隆升构造的长距离运移十分关键.

钻探发现在细粒泥砂互层的薄砂层可能发育高饱和度水合物,例如卡斯卡迪亚大陆边缘IODP航次U1325井,在5cm厚的浊流砂层内发现了高饱和度水合物层,是由周围泥岩地层产生的生物成因气经过近距离运移形成(Malinverno, 2010; Rempel, 2011).在墨西哥湾格林峡谷,钻探表明生物成因或者热成因的甲烷以溶解相或者气相通过长距离运移至天然气水合物稳定带,也可以在高渗透性砂质储层中形成高饱和度水合物(Boswell et al., 2012).从模拟结果看,在研究区MTD1和MTD2底部薄砂层中,也存在局部高饱和度水合物层,但是需要断层或裂隙发育(图9b和图9c),指示了稳定带内流体沿断层或裂隙以及粗粒沉积物或渗透性地层的短距离运移.而稳定带附近最有利于水合物形成,稳定带底界上方存在高饱和度水合物层(>40%),为深部生物成因气或热成因气长距离运移至稳定带形成.但在MTD3底部薄砂层形成的高饱和度水合物饱和度横向分布更广;在其下方低渗透率地层中水合物饱和度有所降低(20%～30%),且随深度增加饱和度还有降低趋势并具“漏斗”状特征(图9c).但在无砂岩模型中,只有靠近中央峡谷侧,气源供给条件充足的水合物稳定带上方才会出现横向分布较连续的高饱和度水合物层,而稳定带底界的饱和度值最高(图9d);大部分深部流体在稳定带内向上运移,在更浅的地层形成水合物.这表明高通量流体运移区受沉积物渗透率和甲烷浓度梯度共同影响,促使气体运移至稳定带上方粗粒沉积物中形成水合物,稳定带上方粗粒沉积物对高通量流体和水合物富集和圈闭具有重要影响.因此,在水合物稳定带下方,如果存在厚气层或者甲烷运移速率足够高,向上运移的气泡就会进入水合物稳定带内,直至逸出海底,形成羽状流,进而形成活动冷泉系统,同时局部存在的粗粒沉积物则会伴随多种类型水合物形成.

5.2 多类型水合物赋存的主控因素

前人研究表明呈烟囱状反射的裂隙充填型水合物与流体沿断层向上运移有关(Kang et al., 2016).地震剖面及蚂蚁属性均显示在W08井处存在断层(图6),起源于基底隆起边缘,沟通中央峡谷浊流富砂质沉积至浅层水合物稳定带.从模拟的W08井水合物饱和度结果看,水合物分布在断层周围,呈“烟囱状”特征,其饱和度值可超过50%,无论生物成因气与热成因气影响的II型水合物,具有相同模拟结果.地震识别的烟囱状裂隙充填型水合物平面展布规模可达上百米(图1和图5),对比模拟的多个“烟囱状”水合物,围绕W08井的主断层存在多个微裂隙时,模拟的水合物横向分布变广、垂向分布变差,不仅表明了稳定带内裂隙充填型水合物赋存与断层有关,也体现了断层周围微裂隙对裂隙充填型水合物展布以及饱和度呈各向异性分布特征的影响.

琼东南盆地中央峡谷内充填多期富砂浊积水道沉积,是油气成藏的有利储层,而L17、L18油气田更是靠近研究区水合物分布区(张迎朝等, 2017; 甘军等, 2019),流体运移模拟揭示了深部气源可沿中央峡谷两侧侧向运移,在靠近基底隆起区,气源沿基底隆升及其上方断层等集中的垂向运移,并直接沟通至水合物稳定带附近.II型水合物以及气源重烃组分的发现(Ye et al., 2019; Lai et al., 2021; Wei et al., 2021),也证实了深部气源及其运移是该盆地水合物富集分布的重要因素.发育的第四纪水道也对浅层流体运移及分布具有一定影响,沿基底隆起运移来的流体沿MTD沉积与半深海沉积交界的倾斜地层中侧向运移,汇聚在浅层水道,而倾斜的水道富砂沉积,还可以将流体再次侧向运移至基底上方的水合物富集区.

多期MTD分布导致了垂向储层物性的变化.低渗透率MTD地层对集中运移的流体具有一定封盖作用,充足气源供给则可在地层中形成超压断裂,同时基底断层延伸至稳定带内以及MTD中沉积物搬运挤压,也为裂隙充填型水合物提供裂隙空间,而局部渗透率、孔隙度相对高的浊流沉积中,垂向或侧向运移的气体可形成孔隙充填型水合物.在浅层无砂岩分布时,从模拟结果看,较难形成具有一定横向展布规模的水合物(图9d),而在稳定带附近砂质储层,有利于水合物形成与富集.浅层MTD1、2底部的砂层仅在断层周围且发育裂隙充填型水合物时,才更容易形成水合物,表明浅层砂质储层对水合物赋存很重要,但也不是有砂质储层就能形成水合物.

通过构建研究区断层、浅层MTD内裂隙以及MTD底部相对富砂沉积的地质模型,模拟结果表明水合物稳定带内的断层、裂隙周围以及富砂沉积是高饱和度水合物的有利分布区(图9).不仅断层是流体运移的关键,前人研究表明,稳定带内的富砂地层同样对流体运移以及水合物富集十分关键,尤其是在水合物稳定带内的泥沙互层沉积中,倾斜富砂沉积物更易形成高饱和度水合物,例如墨西哥湾(Boswell et al., 2012)、日本南海海槽( Fujii et al., 2015)、新西兰希库朗伊俯冲带(Kroeger et al., 2022).此外,水合物稳定带底界附近的甲烷循环对形成高饱和度也具有重要作用(Burwicz et al., 2017; Kroeger et al., 2022),而模拟表明甲烷稳定带下方的水合物层分布可以受富砂沉积与II水合物稳定带底界共同影响(图9).因此,利用测井、岩性和地震等资料分析,开展浅层构造和沉积等地质条件的精细解释,结合水合物稳定带厚度研究,对准确认识水合物形成与富集具有重要意义.通过对琼东南盆地精细建模与数值模拟研究,认为深部气源供给和流体垂向、侧向运移耦合,浅层水道富砂沉积与MTD及浊流沉积叠置,共同控制了研究区多类型水合物成藏.

6 结论

(1) 琼东南盆地水合物赋存类型多样,分布呈明显的不均一性,饱和度呈中等或者高饱和度特点,水合物形成与基底隆起、断层及稳定带内断层和微裂隙密切相关,受浅层多期块体搬运沉积与浊流沉积体系的影响,块体搬运沉积内发育的裂隙与下部有利砂层的耦合,控制着多种类型水合物在空间上的多层叠置分布,厚度不等且横向变化大.

(2) 基于数值模拟分析认为研究区中央峡谷与基底隆升为水合物形成提供了良好的气源条件和流体运移条件,浅部块体搬运沉积与半深海沉积交汇,第四纪水道内的倾斜富砂沉积不仅是流体侧向运移路径,还是水合物赋存的有利储层,同时基底隆起上方的水合物稳定带内断裂、微裂隙与多期块体搬运沉积间浊流沉积垂向叠置分布,这种独特的地质条件控制了琼东南盆地多类型水合物的富集成藏.