瓊東南盆地L氣田高溫高壓地質成因研究

＊幸雪松 文敏 吳怡 邱浩* 馬楠 張子楨

（1.中海油研究總院有限責任公司 北京 100028 2.中國石油大學（華東）石油工程學院 山東 266580）

引言

隨著世界對油氣需求量的增加及中-淺層常規油氣藏的大規模開發，目前全球油氣勘探已經進入深層（＞4500m）、深水（＞300m）及與之對應的高溫高壓環境（儲層溫度＞120℃，壓力系數＞1.2）[1-4]。目前，世界范圍內有超過180個沉積盆地存在異常壓力，其中大部分為異常高壓[5-6]。瓊東南盆地存在超壓現象，埋深大于3000m以下的地層會出現異常高壓現象[7]。

L氣田位于南海瓊東南盆地北部海域，平均水深900m，屬于深水氣田。其所在陵水凹陷具有典型的高溫高壓的地質環境特征，是瓊東南盆地增儲上產的重要勘探領域[8-10]。本文基于國內外高溫高壓盆地地質成因相關研究，通過分析瓊東南盆地的沉積及地熱演化歷史及L氣田的溫壓場特征，探討L氣田高溫高壓儲層的地質成因及作用機制。

1.L氣田地質概況

L氣田處于陵水凹陷南部，接近樂東凹陷。水深約900m，經鉆探發現主要目的儲層存在高溫高壓。L5井溫度和壓力剖面如圖1所示。

圖1 L5井地層溫度壓力剖面

L5井主要目的層為3727m～4147m。目的層溫度范圍122.1℃～139.7℃，井底溫度144℃，屬于高溫地層。目的層地層壓力系數范圍1.18～1.47，屬于異常高壓地層。L氣田梅山組地層異常高壓現象更為明顯，地層壓力可高達1.73。L氣田淺層地溫、儲層高溫和地層壓力高的特性，給鉆井液優選、儲層保護及井控安全等方面帶來較大的挑戰與風險。

2.高溫高壓形成機理

(1)地層高壓形成機理

目前，異常高壓形成機理的種類多種多樣，各種機理在形成異常高壓時的重要性和作用對象則有所不同，主要包括以下方面：

①不均衡壓實作用

成巖壓實過程中，滲透率較低導致孔隙流體無法及時排出，孔隙流體壓力高于相應深度的靜水壓力。欠壓實地層通常具有高聲波時差、低密度的特征。

②構造作用

在地質演化過程中，構造擠壓、斷層作用、側向滑動等各種地層構造作用對地層壓力有重要影響，主要包括封堵流體運移通道、對孔隙流體形成附加應力。

③孔隙流體或巖石基質體積變化增壓

在較高的地溫環境中，如巖漿活動或盆地底部異常的熱流體活動區，在孔隙體積不變時，溫度提高會導致孔隙中流體體積膨脹，使壓力增大，形成異常高壓。該作用一般需要快速升溫的地質條件以及相對封閉的地質環境。

④生烴與烴類熱裂解作用

干酪根在向液態、氣體、殘留物和副產品的轉變過程中，伴隨有一定的體積膨脹。同時，當溫度升高時，由于氣體的膨脹，將使生油層中的壓力進一步提高。因受熱催化等作用，較大分子烴類裂解轉化為分子較小的烴類，導致體積增加，引起地層壓力增加。

(2)地層高溫形成機理

影響地層溫度的主要因素一般有區域地熱條件、埋深和地層熱導率結構等，這些因素在盆地演化過程中也受到沉積作用、構造運動的控制，最終形成較高的地溫梯度。瓊東南盆地地層高溫成因主要包括沉積物熱效應以及盆地構造運動導致的熱入侵效應。

①沉積物熱效應

不同時期的沉積物具有不同的生熱率及熱導率，對于高溫的形成及溫度梯度的演化具有重要意義。巖石內放射性元素的衰變生熱是地球內部驅動眾多深部構造熱過程的重要來源，也是巖石圈內溫度場分布的主要控制因素。沉積物本身的熱效應結合海底熱流的熱傳導作用，促進形成了區域現今溫度場的分布特征。

②構造運動

一般情況下，構造活躍區或地殼減薄區，因其深部熱源供給而使得地表熱流偏高，地層溫度也相應偏高[15]。瓊東南盆地經歷長期的伸展，盆地巖石圈結構不斷減薄，有利于地殼深部的熱入侵作用，形成較高的地層溫度。

3.瓊東南盆地L氣田高溫高壓地質成因

(1)高壓地質成因

瓊東南盆地是南海典型的伸展性盆地，受到南海擴張的控制，不均衡壓實因素、高地溫場是該盆地超壓的主要影響因素；斷層的封堵性強、超壓系統未及時卸壓是導致該盆地下超壓系統得以保留的條件。

①構造運動、不均衡壓實造成的超壓

瓊東南盆地的沉降速率普遍大于200m/Ma[11]。一般將150m/Ma作為快速沉積的判斷標準，當沉積速率大于150m/Ma時，屬于快速沉積，地層容易形成超壓。L氣田主要目的地層為黃流組（T40-T30）與梅山組（T50-T40），其總沉積速率均超過150m/Ma[12]。沉積速率較快導致流體排出受阻或無法及時排出，在地層壓力中形成了高于靜水壓力的異常高壓。

L氣田W2井聲波與壓力系數如圖2所示，在黃流組3700m左右，地層存在超壓現象，地層壓力約為1.19。4050m處，地層壓力約為1.74，聲波時差相較黃流組更高。W2井體現了欠壓實作用的高聲波時差特征。由此可見，快速沉積與欠壓實作用是L氣田儲層高壓形成的地質原因之一。

圖2 L氣田W2井壓實特征

②高地溫場引起的生烴增壓作用造成超壓

南海海域從古新世到第四紀共發生過5期火山活動，產生的大量熱量積累，在上覆沉積的泥巖的影響下，形成現今較高地溫場。陵水凹陷熱解Ro演化特征如圖3所示，大部分深度下烴源巖成熟度偏低（＜1.0%）。由于中新統黃流組、梅山組和三亞組有機質豐度不高，成熟度也較低，因此生烴作用對地層超壓的貢獻較小，起到輔助作用[13]。

圖3 陵水凹陷熱解Ro演化特征[14]

瓊東南盆地裂陷期及裂后熱沉降階段的快速沉降引起的不均衡壓實是造成L氣田超壓的主要因素；L氣田具有較高的地溫梯度，促使有機質成熟生烴、烴類裂解，產生超壓；從目標開發層位的沉降時期開始，斷層的活動性減弱，封堵性增強，造成流體的橫向運移不利，促進了高壓特征的產生；高溫環境促進了流體膨脹作用以及粘土礦物成巖作用，對L氣田的高壓形成起到輔助作用。

(2)高溫地質成因

①沉積物熱效應

圖4為經估算預測的瓊東南盆地T50～T30界面處的現今溫度分布，整體呈現西高東低的特征。這一溫度格局與層系埋深的“西深東潛”有關。L氣田黃流組、梅山組間平均溫度在122℃～136℃。

圖4 瓊東南盆地不同層系地層溫度估算分布圖[15]

沉積物的熱效應主要有熱披覆作用、熱流再分配和生熱貢獻。沉積物熱導率一般比盆地基底熱導率低。沉積作用導致沉積層加厚、底部溫度增高和基底熱流降低，具有延緩基底冷卻的熱披覆作用。瓊東南盆地西部地層物性實測數據如表1所示。

表1 瓊東南盆地西部地層平均熱物性[15]

各時期地層沉積物具有熱導率隨沉積時期由老至新逐漸減小的趨勢。除前古近系基底外，其余地層沉積物的生熱率均較高。瓊東南盆地沉積歷史中，西部較高的沉積速度與較大的沉積量，為沉積物熱效應作用提供了環境，是L氣田深部地層高溫環境的形成基礎。

②海底擴張影響

瓊東南盆地屬于拉張型盆地，在其構造演化過程中巖石圈長期經歷伸展作用，并伴有裂陷，導致地殼巖石圈減薄，促進地熱向上傳導。瓊東南盆地的緩慢沉降期及快速沉降期，盆地巖石圈持續經歷伸展作用，地殼不斷減薄，為該區域高地溫的形成提供了熱背景的基礎。

受多次區域地殼伸展減薄作用等影響，瓊東南盆地西部地區形成了較大的可容空間，構造沉降量大，沉積層厚度達，埋深增加。埋深差異是決定瓊東南盆地深部地層西高東低溫度分布格局的重要因素。

海底擴張為該區域高地溫的形成提供了基礎，為該區域高地溫的形成提供了基礎。瓊東南盆地整體沉積作用引起熱披覆效應，結合樂東、陵水凹陷區域較高的沉積物生熱貢獻和較低的導熱率，為L氣田儲層高溫的形成提供了條件。

4.結論

（1）基于目前已有的研究，總結分析瓊東南盆地地層高壓成因主要包括應力增壓、孔隙流體或巖石基質體積變化增壓、流體流動和浮力增壓三大類；高溫成因主要包括沉積物熱效應、海底擴張導致的巖石圈減薄帶來的高溫侵入。

（2）基于瓊東南盆地沉積歷史及超壓地層測井響應特征，結合L氣田W2井的壓實特征，分析認為快速沉降及欠壓實作用是L氣田高壓儲層的重要形成原因。L氣田的超壓現象是以欠壓實作用為主，生烴作用、熱裂解作用、高溫流體膨脹等作用為輔的共同作用結果。

（3）L氣田主要目的層位黃流組及梅山組沉積物生熱率較高，而熱導率較低，為L氣田儲層的高溫環境提供了條件。瓊東南盆地長期伸展作用導致盆地巖石圈減薄，有利于地殼深部熱量向上傳遞。沉積物熱物性及構造運動歷史綜合作用形成了L氣田現今的高溫環境。