瓊東南盆地中生界潛山天然氣成藏模式

甘 軍，季洪泉，梁 剛，何小胡， 熊小峰，李 興

(1.中海石油(中國(guó)) 有限公司海南分公司研究院，海南 海口 570311；2.中海石油(中國(guó)) 有限公司，北京 100010)

0 引 言

隨著中國(guó)海上油氣勘探程度加深，深層、雙古領(lǐng)域(古潛山、古近系)已經(jīng)成為油氣勘探的主要對(duì)象。近年來，在中國(guó)近海相繼發(fā)現(xiàn)了渤中19-6、惠州26-6等大型潛山油氣藏[1-2]，顯著提升了對(duì)潛山儲(chǔ)層發(fā)育規(guī)模及成藏規(guī)律的認(rèn)識(shí)。瓊東南盆地以往探井揭露基巖年代都為燕山期[3-5]，巖性主要為花崗巖、花崗閃長(zhǎng)巖、石英閃長(zhǎng)巖、流紋巖及安山巖等，基巖物性總體較致密，裂縫不發(fā)育。而鄰近的廣西十萬大山、海南島及南沙海域的湄公盆地均發(fā)現(xiàn)了印支期的花崗巖[6-8]，孔縫總體較發(fā)育。因此加強(qiáng)區(qū)域構(gòu)造演化及前古近系基巖對(duì)比分析，有助于提升對(duì)瓊東南盆地潛山儲(chǔ)層發(fā)育時(shí)期及物性條件的認(rèn)識(shí)。

世界潛山油氣藏勘探實(shí)踐表明，被成熟烴源巖包圍的常壓潛山有利于形成大型油氣藏[9-12]。瓊東南盆地的基底潛山多分布在凸起或低凸起上(源外潛山)，距離生烴凹陷較遠(yuǎn)，通常難以成藏或成藏規(guī)模有限。控制中央坳陷的深大斷裂在始新世—早漸新世持續(xù)活動(dòng)，松南低凸起、陵南低凸起斷塊旋轉(zhuǎn)翹傾及持續(xù)隆升，為凸起周緣提供了充足的物源供給，在斷槽區(qū)形成了較大規(guī)模的崖城組扇三角洲[13]。扇三角洲砂巖厚度大、物性好，在空間上連通了崖城組陸源海相烴源巖和潛山，能把凹陷深部生成的天然氣遠(yuǎn)距離輸導(dǎo)到距離生烴凹陷較遠(yuǎn)的“源外高潛山”Y8區(qū)潛山而成藏[14-15]，但成藏規(guī)模相對(duì)較?。欢嚯x生烴凹陷更近的 “源邊低潛山”，具備近源成藏的優(yōu)勢(shì)，形成大氣田的可能性大，但也面臨構(gòu)造演化過程、潛山成儲(chǔ)機(jī)制、烴源巖發(fā)育條件、油氣成藏等研究難題。

筆者在總結(jié)了瓊東南盆地近期潛山勘探綜合研究認(rèn)識(shí)的基礎(chǔ)上，以松南低凸起、陵南低凸起潛山的大量基礎(chǔ)研究和勘探實(shí)踐為典型實(shí)例，對(duì)潛山成藏的地質(zhì)理論、關(guān)鍵技術(shù)和勘探新進(jìn)展進(jìn)行了系統(tǒng)梳理，以期為中國(guó)南海潛山勘探理論和技術(shù)的發(fā)展提供借鑒和參考。

1 瓊東南盆地發(fā)育大型印支期花崗巖潛山的構(gòu)造背景

瓊東南盆地發(fā)育在南海北部大陸邊緣的西北部，為太平洋構(gòu)造域與特提斯構(gòu)造域的構(gòu)造轉(zhuǎn)換地帶[16-17]，中、新生代期間經(jīng)歷了復(fù)雜的地質(zhì)演化過程[18-20]。

三疊紀(jì)，全球構(gòu)造出現(xiàn)變革，岡瓦納聯(lián)合古陸解體，印度洋板塊形成。印度洋擴(kuò)張，印支板塊北漂，特提斯洋殼向歐亞板塊俯沖[21]。華南大陸不規(guī)則大陸邊緣與印支大陸碰撞，表現(xiàn)為印支運(yùn)動(dòng)，伴隨大量的斷裂、褶皺和巖漿活動(dòng)，欽州灣周緣的十萬大山巖體年齡主要集中于250 Ma，瓊東南盆地松南低凸起鉆遇花崗巖的鋯石定年分布于208～266 Ma[22-23]，主要為三疊紀(jì)印支運(yùn)動(dòng)的產(chǎn)物。受此構(gòu)造運(yùn)動(dòng)影響，在瓊東南盆地形成了一系列NW向的斷裂變換帶，包括陵南低凸起東側(cè)向西北延伸到崖城凸起的斷裂帶及松南低凸起東側(cè)向西北延伸到Y(jié)9井東側(cè)的斷裂帶。印支期侵入/噴出巖體多呈NW向分布，主要分布于盆地南部的松南低凸起、陵南低凸起(圖1)。

圖1 瓊東南盆地構(gòu)造綱要圖[4]Fig.1 Structural outline of Qiongdongnan basin[4]

在侏羅紀(jì)開始的燕山運(yùn)動(dòng)控制下，歐亞大陸東部主要受古太平洋板塊向亞洲大陸俯沖影響，出現(xiàn)大規(guī)模的中酸性火山活動(dòng)和弧后擴(kuò)張伸展活動(dòng)，形成規(guī)模巨大的巖漿弧和一系列邊緣海盆地和內(nèi)陸裂陷盆地[24-25]。燕山期古太平洋板塊向北西俯沖，印支期NW向斷裂發(fā)生走滑，同時(shí)形成一系列NE向斷裂，并在瓊東南南部隆起、西沙隆起引發(fā)弧后巖漿活動(dòng)。燕山晚期太平洋板塊俯沖轉(zhuǎn)向，古太平洋的高角度俯沖在南海北部形成弧后伸展以及NW向拉張。受NW向拉張應(yīng)力場(chǎng)作用，巖漿沿NE向斷裂活動(dòng)，形成NE向分布的侵入/噴出巖體，這期巖體主要分布于松濤凸起、崖南低凸起和陵南低凸起等北東向構(gòu)造帶。燕山期末南海北部擠壓，局部抬升剝蝕。

新生代區(qū)域上發(fā)生喜山運(yùn)動(dòng)，此時(shí)期瓊東南盆地構(gòu)造演化主要受控于歐亞板塊、印度板塊與太平洋板塊、菲律賓海板塊等幾大板塊的活動(dòng)共同影響。始新世，太平洋板塊俯沖后撤、印度與歐亞板塊碰撞、印支地塊旋轉(zhuǎn)擠出共同在華南大陸邊緣形成北西南東向的拉張應(yīng)力場(chǎng)，南海北部盆地發(fā)育一系列北東向控凹斷裂。漸新世，在印度板塊持續(xù)向歐亞板塊碰撞、印支地塊持續(xù)旋轉(zhuǎn)擠出影響下，紅河斷裂系統(tǒng)左旋走滑。盆地西區(qū)除受伸展作用應(yīng)力場(chǎng)外，還受紅河斷裂左行走滑形成的拉伸作用影響。早中新世，南海洋脊從西北次海盆向西南次海盆躍遷，在南海北部形成南海運(yùn)動(dòng)，引起區(qū)域性海退，盆內(nèi)發(fā)育大量三角洲-海底扇沉積體系。中中新世以來，盆地進(jìn)入坳陷階段，主要發(fā)生熱沉降，發(fā)育半深海、深海相地層。

瓊東南盆地印支期花崗巖潛山形成經(jīng)歷了印支期、燕山期和喜山期三期構(gòu)造演化階段(圖2)，其復(fù)雜的演化過程為潛山風(fēng)化殼及裂縫儲(chǔ)層的發(fā)育創(chuàng)造了條件。松南低凸起、崖城13-1低凸起及松濤凸起上多口鉆井揭示盆地基底發(fā)育中生代火成巖，其中松南低凸起上多口井鉆遇花崗巖，測(cè)年結(jié)果為234～261.7 Ma(表1)[22-23]，證實(shí)盆地在印支期存在較強(qiáng)巖漿活動(dòng)。

圖2 瓊東南盆地中生代構(gòu)造演化模式Fig.2 Mesozoic tectonic evolution model of Qiongdongnan basin

表1 瓊東南盆地基底鋯石測(cè)年數(shù)據(jù)[22-23]

2 瓊東南盆地潛山儲(chǔ)層發(fā)育條件及差異分布特征

2.1 松南低凸起潛山儲(chǔ)層的形成條件及主控因素

瓊東南盆地花崗巖潛山主要有兩期，目前Y8區(qū)已完成花崗巖鋯石測(cè)年，其年齡峰值約250 Ma。Y8區(qū)花崗巖雖然礦物成分略有差異，但均為印支期所形成。而盆地北部的松濤凸起周緣則以燕山期花崗巖為主，如Y9井基底花崗巖年齡為106.9 Ma[26]，ST34-A井基底花崗巖年齡為98.4～100 Ma[27]。綜上，結(jié)合海南島印支期花崗巖主要呈北西向展布、燕山期花崗巖主要呈北東向展布分析，推測(cè)盆地內(nèi)花崗巖也具有相似的展布特征。因此，Y8區(qū)主要發(fā)育三疊紀(jì)花崗巖潛山?；◢弾r體本身比較致密，不能直接作為有效儲(chǔ)層，需要經(jīng)過后期的改造才能成為儲(chǔ)集體。研究結(jié)果顯示[28]，松南低凸起中生界花崗巖潛山儲(chǔ)層的形成受“構(gòu)造、巖性、流體” 三因素耦合控儲(chǔ)：“構(gòu)造”因素是控制潛山儲(chǔ)層發(fā)育的關(guān)鍵因素；“巖性”因素是潛山儲(chǔ)層裂縫發(fā)育的物質(zhì)基礎(chǔ)，“流體”因素則改造并擴(kuò)大了裂縫的發(fā)育規(guī)模。

Y8區(qū)中生界基巖潛山的形成主要經(jīng)歷了三期大的構(gòu)造演化階段：印支期擠壓成山階段、燕山期走滑改造階段、喜山期拉張活化階段。

印支期，華南大陸不規(guī)則大陸邊緣與瓊東南盆地所屬的印支大陸碰撞，稱為印支運(yùn)動(dòng)。受構(gòu)造運(yùn)動(dòng)影響，在瓊東南盆地形成了一系列NW、NWW向的構(gòu)造帶，主要分布于松南低凸起、崖13-1低凸起、崖城凸起和陵南低凸起(圖3)。

燕山早期(195～135 Ma)周緣板塊從不同方向同時(shí)向東亞大陸匯聚，從而引起造山作用，瓊東南盆地被抬升，印支期巖體暴露剝蝕。燕山晚期(100～72 Ma)太平洋板塊俯沖轉(zhuǎn)向，古太平洋的高角度俯沖在南海北部形成弧后伸展和NW向拉張。受NW向拉張應(yīng)力作用，巖漿沿NE向斷裂活動(dòng)，形成NE向分布的侵入/噴出巖體，這期巖體主要分布于松濤凸起、崖南低凸起等北東向構(gòu)造帶。燕山期末(72～65 Ma) 南海北部遭受擠壓，局部抬升剝蝕(圖3)。

圖3 松南低凸起Y8區(qū)潛山裂縫發(fā)育應(yīng)力模式與期次Fig.3 Stress model and stages of buried hill fracture development in Y8 area of Songnan low uplift

喜山期，盆地進(jìn)入伸展斷陷階段，受控于太平洋板塊俯沖后撤和印度與歐亞板塊碰撞，瓊東南盆地發(fā)育一系列北東向斷裂，后期隨著應(yīng)力場(chǎng)順時(shí)針旋轉(zhuǎn)，斷裂逐漸轉(zhuǎn)為北東東向，這些斷裂使中生代潛山裂縫網(wǎng)格化(圖3)。YL8-A2井在3 490 m裂縫中，發(fā)現(xiàn)溶蝕孔發(fā)育，充填自生石英、方解石。YL8-A3井2 976 m見晚期白云石、黃鐵礦等礦物。

圖4 Y8-3井潛山儲(chǔ)層薄片(藍(lán)色充填為裂縫、孔隙)Fig.4 Thin section of buried hill reservoir in well Y8-3

裂縫的發(fā)育規(guī)模與母巖巖性有密切的關(guān)系，當(dāng)巖石中脆性礦物含量較高時(shí)，在受到外力擠壓作用時(shí)容易發(fā)生機(jī)械破碎而產(chǎn)生裂縫。區(qū)域研究認(rèn)為瓊東南盆地松南低凸起基巖潛山以富長(zhǎng)英質(zhì)的正長(zhǎng)花崗巖、二長(zhǎng)花崗巖為主[28]。富含長(zhǎng)英質(zhì)的花崗巖一方面容易破碎形成裂縫；另一方面長(zhǎng)石的抗風(fēng)化能力差，易被溶蝕，經(jīng)過長(zhǎng)時(shí)間的溶解作用，原有的構(gòu)造縫及成巖縫進(jìn)一步被溶蝕改造形成大量溶蝕縫。松南低凸起Y8區(qū)已鉆井成像測(cè)井解釋面孔率、裂縫的寬度與長(zhǎng)英質(zhì)含量呈明顯正相關(guān)關(guān)系，長(zhǎng)英質(zhì)含量大于70%，裂縫寬度大，測(cè)井視面孔率普遍大于10%，物性好。松南低凸起潛山在長(zhǎng)期的暴露過程中，遭受大氣淡水的淋濾作用，在表層形成了厚層的風(fēng)化殼儲(chǔ)層，同時(shí)風(fēng)化殼下部的構(gòu)造裂縫也被溶蝕作用加大、加寬(圖4)；深部熱流體沿?cái)嗔鸦蛄芽p向上運(yùn)移，對(duì)下部?jī)?nèi)幕帶儲(chǔ)層有明顯的改善作用。Y8-3-1井內(nèi)幕裂縫帶存在明顯的異常高溫特征，進(jìn)一步證實(shí)深部熱活動(dòng)的影響。松南低凸起潛山受這三要素的耦合控制發(fā)育了“風(fēng)化帶和內(nèi)幕裂縫帶”兩套優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層。

圖5 瓊東南盆地典型井基巖裂縫發(fā)育特征Fig.5 Bedrock fracture development map of typical wells in deep and shallow water of Qiongdongnan Basin

2.2 潛山儲(chǔ)層發(fā)育條件的分區(qū)差異性

瓊東南盆地北部凸起區(qū)已鉆井揭示的潛山儲(chǔ)層與南部凸起區(qū)揭示的潛山儲(chǔ)層存在較大的差異，主要體現(xiàn)在以下三個(gè)方面：

2.2.1 成山期次及裂縫發(fā)育機(jī)制

基巖鋯石測(cè)年結(jié)果顯示，北部凸起區(qū)除了崖城13-1低凸起X13-1井基巖的地質(zhì)年齡在194～226 Ma以外[28]，崖城凸起上X14-1井、松濤凸起Y9井、S34-3-1井基巖的地質(zhì)年齡在100 Ma左右，屬于白堊紀(jì)潛山。這一時(shí)期受太平洋板塊向歐亞板塊俯沖的影響，華南大陸出現(xiàn)了大規(guī)模的中酸性火山活動(dòng)和弧后伸展運(yùn)動(dòng)，受此運(yùn)動(dòng)的影響在瓊東南盆地北部及海南島形成了一系列沿NE向分布的巖漿巖體。此后燕山運(yùn)動(dòng)末期發(fā)生抬升造山，在瓊東南盆地形成了一系列 NE向及NNE向的構(gòu)造變形及斷裂，同時(shí)使前期巖漿巖體產(chǎn)生了一系列NE向及NNE向的伴生裂縫。簡(jiǎn)言之，盆地北部潛山為白堊紀(jì)潛山，成山時(shí)間較南部三疊紀(jì)潛山晚，由于北部潛山相較于南部潛山缺乏印支期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的影響，裂縫發(fā)育主要只有一期，主要以NNE走向或NE走向?yàn)橹?圖5)。而盆地南部的印支期潛山經(jīng)歷了印支期、燕山期及喜山期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的影響，發(fā)育NW、NE向及近EW向多期裂縫。

2.2.2 潛山基巖巖性

松南低凸起、陵南低凸起潛山的巖性比較一致，主要為富長(zhǎng)英質(zhì)的花崗侵入巖。礦物組合表現(xiàn)為以堿性長(zhǎng)石(約占40%)和石英(約占35%)等脆性礦物為主，韌性礦物黑云母與斜長(zhǎng)石含量相對(duì)較低。而松濤凸起、崖城凸起潛山的巖性則比較復(fù)雜，既有火成巖也有變質(zhì)巖。火成巖中有侵入巖也有噴出巖，Y9井基巖巖性為花崗侵入巖,而L2-1-1井與X14-1-1井則分別為安山玢巖與英安流紋噴出巖，X13-B井基巖巖性則為石英角巖，屬于變質(zhì)巖的一種?？傮w來說，北部潛山基巖巖性復(fù)雜，分布多樣，巖性組合上較南部潛山脆性礦物少，裂縫相對(duì)不發(fā)育。

2.2.3 風(fēng)化暴露時(shí)間

瓊東南盆地潛山的形成演化階段，大體可分為中生代巖漿侵入期、中生代末風(fēng)化剝蝕期和新生代整體埋藏期三大演化階段。其中潛山在長(zhǎng)期的暴露過程中，遭受大氣淡水的淋濾作用，在表層形成了厚層的風(fēng)化殼儲(chǔ)層，同時(shí)風(fēng)化殼下部的構(gòu)造縫也被溶蝕作用加大、加寬，形成了大量的溶孔溶洞。北部潛山形成時(shí)間較南部潛山晚了近150 Ma，因此其風(fēng)化暴露的時(shí)間明顯縮短，儲(chǔ)層條件較差。例如Y9井鉆遇103 m花崗巖，潛山頂部附近11 m井段具有儲(chǔ)集層響應(yīng)；而松南低凸起Y8區(qū)部署的探井Y8-3-2井鉆進(jìn)潛山250 m，揭示仍然具有良好的儲(chǔ)集層。

瓊東南盆地南部潛山儲(chǔ)層發(fā)育條件要優(yōu)于北部潛山：南部潛山形成時(shí)間早，裂縫發(fā)育程度較北部潛山優(yōu)越，裂縫發(fā)育帶也較北部潛山已鉆遇的厚，北部潛山應(yīng)該優(yōu)選構(gòu)造活躍斷裂發(fā)育的潛山作為下一步勘探的重點(diǎn)。整體來說，瓊東南盆地潛山具有較好的成儲(chǔ)條件，是一類新型的大型儲(chǔ)集體。

3 中央坳陷早漸新世古地貌及烴源巖分布特征

3.1 早漸新世古地貌與烴源巖沉積類型

瓊東南盆地早漸新世為斷陷階段，在裂陷作用、差異構(gòu)造沉降作用下，形成隆凹相間古地貌[29]。隆起、凸起區(qū)以河流、三角洲沉積體系為主，河流搬運(yùn)的陸源有機(jī)質(zhì)至三角洲平原，與本地生長(zhǎng)的陸生植物一起埋藏堆積形成原地沉積有機(jī)質(zhì)[30-32]。在重力、海流作用下，三角洲前緣的陸源有機(jī)質(zhì)會(huì)繼續(xù)沿斜坡向凹陷區(qū)搬運(yùn)，在淺海區(qū)與海洋生物一起堆積形成異地搬運(yùn)有機(jī)質(zhì)。因此早漸新世崖城組烴源巖有機(jī)質(zhì)來源主要有兩大類，原地沉積有機(jī)質(zhì)和異地搬運(yùn)有機(jī)質(zhì)，其中原地沉積有機(jī)質(zhì)由原地陸源有機(jī)質(zhì)和海洋有機(jī)質(zhì)組成，異地搬運(yùn)有機(jī)質(zhì)主要指搬運(yùn)的陸源有機(jī)質(zhì)。原地陸源有機(jī)質(zhì)主要發(fā)育在海岸平原、潮坪、三角洲平原等陸生植物生長(zhǎng)區(qū)，植物死亡后埋藏形成原地陸源有機(jī)質(zhì)，有利于陸生植物生長(zhǎng)、埋藏、保存的地區(qū)即原地陸源有機(jī)質(zhì)發(fā)育區(qū)。海洋有機(jī)質(zhì)主要分布在濱淺海中，呈現(xiàn)由陸到海比例逐漸增加的趨勢(shì)。

3.2 基于沉積模擬實(shí)驗(yàn)的崖城組烴源巖TOC分布預(yù)測(cè)

崖城組搬運(yùn)陸源有機(jī)質(zhì)分布受控因素多，分布規(guī)律難以把握，本次基于Y13區(qū)4口井的崖城組三角洲、濱淺海實(shí)鉆井資料分析，建立地質(zhì)模型，開展陸源搬運(yùn)有機(jī)質(zhì)沉積模擬實(shí)驗(yàn)，建立崖城組烴源巖TOC發(fā)育模式，在該模式指導(dǎo)下進(jìn)行TOC分布預(yù)測(cè)。

陸源搬運(yùn)有機(jī)質(zhì)模擬實(shí)驗(yàn)裝置為一個(gè)長(zhǎng)5 m、寬3 m、高0.5 m的長(zhǎng)方體水槽，一個(gè)物源注入口，物源注入沿水槽長(zhǎng)軸方向，水槽底形坡度靠近物源區(qū)為3°～5°，水槽中間為1°～3°，水槽底部為1°。設(shè)計(jì)三組模擬實(shí)驗(yàn)，考慮不同坡度、不同水動(dòng)力及波浪的作用，模擬陸源有機(jī)質(zhì)從陸向海的搬運(yùn)過程。

沉積模擬實(shí)驗(yàn)過程觀察及切片解剖表明，三角洲河道間河漫部位、沖溝與凹槽等低洼部位及沙壩背流面、三角洲前緣部位是陸源有機(jī)質(zhì)優(yōu)勢(shì)富集部位。通過對(duì)實(shí)驗(yàn)采集的樣品依次進(jìn)行TOC、全巖X-射線衍射、粒度、熱解分析[33]，證實(shí)了有機(jī)質(zhì)主要沉積于水動(dòng)力較弱、地勢(shì)較低的部位。三角洲分流河道之間、沖溝與凹槽、河漫及三角洲前緣等部位利于有機(jī)質(zhì)堆積。

實(shí)驗(yàn)條件下，有機(jī)碳含量與泥質(zhì)含量、粉砂含量、細(xì)砂含量及中粗砂含量相關(guān)性均較高，而各個(gè)粒級(jí)組分含量隨搬運(yùn)距離的增加呈規(guī)律性變化?；谶@一認(rèn)識(shí)建立有機(jī)碳預(yù)測(cè)模型，對(duì)陸源有機(jī)質(zhì)最大搬運(yùn)距離及有機(jī)碳含量分別進(jìn)行預(yù)測(cè)。預(yù)測(cè)結(jié)果表明崖城組陸源有機(jī)質(zhì)呈先增大后減小的趨勢(shì)，陸源有機(jī)質(zhì)最遠(yuǎn)搬運(yùn)了約47.70 km。

三角洲、淺海相沉積體系陸源有機(jī)質(zhì)沉積物理模擬實(shí)驗(yàn)表明，三角洲向海進(jìn)積、波浪等地質(zhì)營(yíng)力可以將陸源有機(jī)質(zhì)搬運(yùn)到遠(yuǎn)離高等植物生長(zhǎng)區(qū)(煤系烴源巖發(fā)育區(qū))的近凹斜坡區(qū)，形成優(yōu)質(zhì)氣源巖(圖6)。崖城組烴源巖TOC主要與陸源有機(jī)質(zhì)輸入有關(guān)，陸源有機(jī)質(zhì)發(fā)育區(qū)的海岸平原、三角洲前端TOC明顯較大。

圖6 瓊東南盆地崖城組三角洲、淺海沉積體系陸源有機(jī)質(zhì)分布模式Fig.6 Distribution pattern of terrigenous organic matter in delta, shallow marine facies system of Yacheng Formation, Qiongdongnan Basin

圖7 中央坳陷崖城組烴源巖TOC分布預(yù)測(cè)圖Fig.7 TOC distribution prediction of Yacheng Formation source rocks in central depression

通過相控、已鉆井約束交互分析，明確崖城組海陸過渡相、陸源海相烴源巖TOC總體上從凸起向凹陷內(nèi)部逐漸減小，TOC分布在0.5%～2.5%之間，其中三角洲發(fā)育區(qū)及波及區(qū)TOC較大，遠(yuǎn)離三角洲的凹陷內(nèi)部TOC較小。樂東、陵水凹陷南坡及松南低凸起周緣斜坡等部位三角洲集中發(fā)育，TOC較大(圖7)，烴源巖現(xiàn)今埋深及熱演化程度高，是高生烴強(qiáng)度發(fā)育區(qū)。鄰近松南低凸起Y8區(qū)的B35洼生氣強(qiáng)度高達(dá)31.7×108m3/km2，超過了大中型氣田生氣強(qiáng)度(20.0×108m3/km2)的最低門限。

4 潛山成藏模式及有利勘探方向

根據(jù)研究區(qū)潛山距離成熟烴源巖的縱橫向距離，可把潛山分為兩類:一類是源外高潛山，一類是源邊低潛山。天然氣的成藏與潛山的時(shí)空匹配緊密相關(guān)，可分為源外高潛山長(zhǎng)距離運(yùn)聚模式和源邊低潛山近距離運(yùn)聚模式。不同類型的成藏模式主要控制因素決定了天然氣的富集程度。

4.1 源外高潛山長(zhǎng)距離運(yùn)聚模式

松南低凸起北坡一側(cè)發(fā)育多個(gè)崖城組三角洲，三角洲向海進(jìn)積、波浪等地質(zhì)營(yíng)力可以將陸源有機(jī)質(zhì)搬運(yùn)到遠(yuǎn)離高等植物生長(zhǎng)區(qū)的松南、寶島凹陷斜坡低部位，并在此形成優(yōu)質(zhì)氣源巖，而成為潛山氣藏的主要?dú)庠丛?。松南低凸起三面環(huán)凹，發(fā)育Y1、Y8、Y10等眾多潛山，多數(shù)潛山距離周邊凹陷崖城組成熟烴源灶超過20 km。在崖城組沉積時(shí)期，該區(qū)“凸凹相間”古地貌、控凹斷層旋轉(zhuǎn)翹傾及低凸起持續(xù)供源等因素造成三角洲砂巖在凸起分布較廣且延伸到凹陷深部[34]。Y8區(qū)向北伸向松南凹陷和向西伸向陵水凹陷的路徑上由于斷塊差異沉降，導(dǎo)致崖城組地層高低起伏，發(fā)育多個(gè)深度超過100 m的溝槽(圖8)，天然氣難以大規(guī)模從這兩個(gè)方向運(yùn)移上來。主干斷層活動(dòng)性及輸導(dǎo)能力分析表明，寶島凹陷南斜坡多數(shù)斷層晚期活動(dòng)性較弱且受新近系巨厚泥巖的涂抹，斷裂的性質(zhì)在垂向上主要表現(xiàn)為封閉特征。Y8區(qū)天然氣應(yīng)該主要從東北方向的寶島凹陷運(yùn)移過來，在北東向斷裂控制下，Y8區(qū)崖城組三角洲砂體呈北東向展布并平緩延伸到寶島凹陷崖城組成熟烴源巖內(nèi)。由于該區(qū)崖城組三角洲砂巖現(xiàn)今埋深(扣掉水深)不到1 000 m，壓實(shí)作用弱，表現(xiàn)為中孔、中滲特征，可作為良好的天然氣輸導(dǎo)體。

圖8 松南、寶島凹陷Y8區(qū)地震剖面圖(剖面位置見圖1)Fig.8 Seismic profile of Y8 area in Songnan and Baodao sags

另外,Y8區(qū)陵水組沉積中期后開始大規(guī)模海侵，發(fā)育大面積的陵水組、三亞組深海厚層泥巖，其不僅為巨厚的泥巖蓋層，而且壓力模擬分析還表明該套泥巖普遍發(fā)育超壓，在壓實(shí)過程中由于流體未能及時(shí)排出，形成滲透率極低的超壓致密區(qū)域優(yōu)質(zhì)蓋層，構(gòu)成約束天然氣垂向逸散的“超壓天花板”。作為古高地的松南低凸起，據(jù)鉆井揭示其中生界潛山目的層的壓力系數(shù)為1.0左右，為常壓區(qū)和低勢(shì)區(qū)，寶島凹陷生成的天然氣在壓力差及浮力共同作用下發(fā)生長(zhǎng)距離側(cè)向運(yùn)移至Y8區(qū)。在Y8-1、Y8-3氣藏鉆遇的崖城組與中生界潛山儲(chǔ)層微裂隙帶中存在大量交叉分布的氣態(tài)烴包裹體，激光拉曼分析顯示，氣態(tài)烴包裹體的主要成分為甲烷，而包裹體可以推測(cè)烴類氣的充注時(shí)間。研究表明,儲(chǔ)層經(jīng)歷了2期油氣充注，第一期成藏對(duì)應(yīng)的溫度為120～130 ℃；第二期成藏對(duì)應(yīng)溫度為130～140 ℃，成藏時(shí)間為5.4～2.4 Ma[35]。

綜合上述分析認(rèn)為，Y8區(qū)具備松南、寶島凹陷崖城組陸源海相泥巖供烴、崖城組三角洲砂巖優(yōu)勢(shì)輸導(dǎo)、巨厚海相泥巖封蓋的有利成藏條件，在源、砂、脊、蓋耦合及凹陷深部高壓驅(qū)動(dòng)下，寶島凹陷生成的天然氣在5.4～2.4 Ma期間遠(yuǎn)距離運(yùn)移到Y(jié)8區(qū)潛山而成藏(圖9)。

圖9 松南低凸起Y8區(qū)高潛山成藏模式(剖面位置見圖1)Fig.9 Accumulation model of Y8 high buried hill in Songnan low uplift

圖10 陵南低凸起L26區(qū)低潛山成藏模式(剖面位置見圖1)Fig.10 Accumulation model of L26 low buried hill in Lingnan low uplift

4.2 源邊低潛山近距離運(yùn)聚模式

源邊低潛山到崖城組成熟烴源灶的平面距離、垂向距離分別為0～5 km、0～2 km。該類潛山主要分布在松南低凸起Y1區(qū)及陵南低凸起L26區(qū)，由于靠近生烴灶，加上中新世、上新世的快速沉降，潛山可能發(fā)育高壓。近期鉆探的L26-A井由于緊鄰陵水高壓凹陷，潛山上覆的梅山組發(fā)育壓力系數(shù)為1.8的高壓，并傳遞進(jìn)入花崗巖潛山；而該潛山風(fēng)化帶儲(chǔ)層僅在山頂向下150 m范圍內(nèi)發(fā)育(圖10)，再向下裂縫不發(fā)育，裂縫性儲(chǔ)層發(fā)育規(guī)模有限而導(dǎo)致難以泄壓，潛山實(shí)測(cè)壓力系數(shù)為1.78，因此該井因潛山發(fā)育高壓導(dǎo)致天然氣運(yùn)移受阻而鉆探失利。陵南低凸起L26區(qū)近洼潛山構(gòu)造帶上覆地層不發(fā)育砂巖輸導(dǎo)體，砂巖分布在斷層下降盤的生烴凹陷內(nèi)，但是潛山與沉積層接觸的邊界斷層存在大量破碎帶；陵水凹陷內(nèi)崖城組烴源層壓力系數(shù)超過2.0，在超壓的驅(qū)動(dòng)下，烴源層內(nèi)的地層流體發(fā)生側(cè)向運(yùn)移。這一階段除了超壓直接驅(qū)動(dòng)外，還存在一定的浮力驅(qū)動(dòng)，斷裂下降盤局部分布的扇三角洲或?yàn)I海相砂巖疏導(dǎo)體可進(jìn)一步加速油氣側(cè)向運(yùn)移效率，再經(jīng)潛山邊界斷層破碎帶發(fā)生持續(xù)幕式充注，垂向運(yùn)移至潛山高部位而成藏。

4.3 有利勘探方向分析

國(guó)內(nèi)外潛山勘探的實(shí)踐證明，烴源巖和潛山直接接觸是形成潛山大油氣田的必要條件，油氣遠(yuǎn)距離運(yùn)移進(jìn)潛山難以形成大油氣田。Y8區(qū)后續(xù)的評(píng)價(jià)井也證實(shí)該類潛山充滿度僅30%，氣柱高度不超過200 m。Y8區(qū)即屬于源外高潛山，該類潛山到崖城組成熟烴源灶平面距離、垂向距離分別大于10 km、2 km，潛山風(fēng)化帶、內(nèi)幕裂縫帶與崖城組成熟烴源巖均不直接接觸。該類潛山的運(yùn)移通道條件要求苛刻，天然氣通過長(zhǎng)距離運(yùn)移后聚集量較有限。L26-B潛山(圖10)具備源邊低潛山近距離運(yùn)聚成藏模式，其裂縫型儲(chǔ)層發(fā)育規(guī)模大且預(yù)測(cè)發(fā)育低幅高壓或常壓，具備近源成藏、源儲(chǔ)壓差大、充注強(qiáng)度高的有利條件，是下一步勘探的有利目標(biāo)。

5 結(jié) 論

(1)瓊東南盆地中生界發(fā)育特提斯構(gòu)造域花崗巖潛山，潛山儲(chǔ)層經(jīng)歷了印支期、燕山期和喜山期三期構(gòu)造演化階段，印支運(yùn)動(dòng)在瓊東南盆地形成了一系列NW、NWW向的斷裂帶和侵入/噴出巖體；燕山運(yùn)動(dòng)造成印支期NW斷裂發(fā)生走滑，同時(shí)形成系列NE向斷裂和侵入/噴出巖體；喜山運(yùn)動(dòng)時(shí)期的北西、南東向的拉張應(yīng)力場(chǎng)造成本區(qū)斷裂、裂縫張開活化。三期構(gòu)造演化過程為潛山風(fēng)化殼及裂縫儲(chǔ)層的發(fā)育創(chuàng)造了條件。

(2)松南低凸起中生界花崗巖潛山儲(chǔ)層的形成受“構(gòu)造、巖性、流體” 三因素耦合控制：三期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)形成的斷裂(裂隙)帶、風(fēng)化剝蝕及淋濾作用是控制潛山儲(chǔ)層發(fā)育的關(guān)鍵因素；長(zhǎng)英質(zhì)脆性礦物含量超過70%是潛山儲(chǔ)層裂縫發(fā)育的物質(zhì)基礎(chǔ)；“流體”因素則改造并擴(kuò)大了裂縫的發(fā)育規(guī)模。三要素的耦合控制發(fā)育了縱向上“風(fēng)化帶和內(nèi)幕裂縫帶”兩套優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層，自上而下由裂縫-孔隙型儲(chǔ)層變成孔隙-裂縫型儲(chǔ)層，合計(jì)厚度超過300 m。

(3)松南低凸起Y8區(qū)潛山的源、砂、脊、蓋等運(yùn)聚條件決定了該區(qū)發(fā)現(xiàn)的天然氣主要從東北方向的寶島凹陷運(yùn)移過來，北東向斷裂及崖城組三角洲控制了寶島凹陷南坡優(yōu)質(zhì)烴源巖和大型砂巖輸導(dǎo)體的分布；大面積發(fā)育的晚漸新統(tǒng)、中新統(tǒng)深海泥巖及北東向山脊促成了天然氣的長(zhǎng)距離側(cè)向運(yùn)移。源邊低潛山具備近烴源灶、源儲(chǔ)壓差大、成藏規(guī)模大的有利條件，L26-B潛山是下步勘探的有利目標(biāo)。