古生界地層水相態(tài)及氣藏形成機(jī)理論文

　　引言

　　地層水是沉積盆地內(nèi)的主要流體，其在高溫高壓下的相態(tài)變化影響地層壓力及油氣成藏。近年來，大慶徐家圍子、松遼盆地南部長嶺斷陷腰英臺(tái)地區(qū)深層、新疆塔里木、大港千米橋地區(qū)均發(fā)現(xiàn)了地層溫度高達(dá)160 ℃的氣田或凝析油氣田，油氣藏大多沒有邊底水，勘探階段鉆井、測井資料均未檢測到水層，但開發(fā)過程中普遍產(chǎn)凝析水，產(chǎn)出的凝析水主要為 CaCl2型，具有低礦化度特征，且凝析水產(chǎn)量隨儲(chǔ)集層壓力遞減呈指數(shù)升高[1-2]。鄂爾多斯盆地伊陜斜坡面積近 8×104km2，上古生界很少鉆遇地層水，現(xiàn)有蘇里格、神木、榆林等氣田氣層溫度低，壓力系數(shù)低，均無邊、底水，這是現(xiàn)有認(rèn)識(shí)所無法解釋的，因?yàn)榈貙拥暮�水量遠(yuǎn)比有機(jī)質(zhì)生烴量要豐富得多，原始沉積的巨量地層水不可能都被天然氣排驅(qū)到盆地邊緣地區(qū)。因此，筆者對(duì)比千米橋潛山異常高溫氣藏產(chǎn)水特征及封閉條件下汽、水相態(tài)模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果，分析鄂爾多斯盆地上古生界氣藏的形成過程和形成條件，并研究其高溫超壓埋藏階段(J3—K1)深盆氣藏及抬升剝蝕階段(K2—E)低壓氣藏的形成機(jī)理[3]。

　　1 高溫高壓體系中水的相態(tài)變化

　　1.1 千米橋高溫高壓油氣藏產(chǎn)水特征

　　千米橋潛山含油氣層為奧陶系峰峰組和上馬家溝組，平均埋藏深度為 4 300 m，凝析油含量中等(290g/m3)，平均地層溫度為 168 ℃，平均地層壓力為 43.5MPa，為高溫高壓油氣藏。該氣藏曾試采 5 口井，均不同程度出水。試采過程中除千 12 井、千 18 井有自由水(即氣藏邊底水)產(chǎn)出外，其他 3 口井產(chǎn)出水均為凝析水。產(chǎn)出水普遍具低礦化度特征，如板深 7 井產(chǎn)出水礦化度為 5 000~6 000 mg/L，板深 8 井為 3 000~4 000 mg/L;千 12 井、千 18 井產(chǎn)出水礦化度偏高，達(dá)9 000~10 000 mg/L，可能與凝析水、地層水同時(shí)產(chǎn)出有關(guān)。氣藏生產(chǎn)過程中凝析水產(chǎn)量遞增，以板深 7 井為例，試采初期的水氣比平均為(0.3~1.5)m3/104m3，之后逐漸升高，10 個(gè)月后水氣比升至 7.8 m3/104m3 [4]，而該井并未發(fā)現(xiàn)水層。該現(xiàn)象可以解釋為:油氣(包括高壓水蒸氣)的產(chǎn)出使地層壓力降低、地層水(邊底水)蒸發(fā)加劇，氣態(tài)水含量因此升高[5-6]。從生產(chǎn)井井底無積液、產(chǎn)出水礦化度極低及產(chǎn)水量越來越大等情況分析，千米橋潛山氣藏產(chǎn)出水在壓力為 43.5 MPa、溫度為 168 ℃的地層環(huán)境下呈氣態(tài)，即以高壓水蒸氣的形式混溶于烴類氣體中，當(dāng)其上升到地面常溫常壓環(huán)境后才變?yōu)橐簯B(tài)水。

　　1.2 鄂爾多斯盆地上古生界氣藏產(chǎn)水特征

　　鄂爾多斯盆地陜北斜坡大面積含氣，含氣層位為上石盒子組厚層泥巖之下的太原組—盒7段，鉆井只見氣而不見水，含氣井段長 300 余米。蘇里格氣田盒8段氣藏是其中最大的氣藏，探明含氣面積超過 5 000km2，是一個(gè)典型的常溫負(fù)壓干氣藏(CH4含量大于92%)，平均埋深 3 300 m，氣層壓力為 22.5~31.5 MPa，溫度為 100~110 ℃。蘇里格氣田盒8段氣藏與千米橋凝析油氣藏地質(zhì)環(huán)境差別較大，前者為常溫負(fù)壓，后者為高溫高壓，但生產(chǎn)過程中均出現(xiàn)產(chǎn)水量遞增和產(chǎn)出水礦化度極低的特征(蘇里格氣田盒8段產(chǎn)出水礦化度多為 790~2 163 mg/L，見表 1)，其成因應(yīng)該具相似性，即地層水在地下為汽態(tài)，上升至地面后因溫度、壓力降低而變?yōu)橐簯B(tài)。陜 188 井、桃 1 井等少數(shù)井盒8段生產(chǎn)過程中井底有積液，產(chǎn)出水礦化度偏高(16 546~23 802 mg/L)，說明產(chǎn)出水在地層環(huán)境下部分為液態(tài)水。綜上，鄂爾多斯盆地上古生界氣藏內(nèi)烴氣、蒸汽、液態(tài)水共存(見表 1)。

　　1.3 封閉條件下汽、水相態(tài)的模擬實(shí)驗(yàn)

　　圖 1 為完全封閉環(huán)境中，40 MPa 壓力下汽、水兩相體積分?jǐn)?shù)隨溫度變化曲線[7]。從圖中可以看出，在100~150 ℃時(shí)，氣態(tài)水體積隨溫度上升增加較快，液態(tài)水則迅速減少;150~300 ℃時(shí)，隨溫度增加，系統(tǒng)中液態(tài)水體積減少、氣相水體積增加，但變化速度相對(duì)緩慢，體系中始終汽、液兩相共存。在溫度超過水的臨界溫度(370 ℃)后，體系中水完全為汽態(tài)，不存在液態(tài)水。圖 2 為 150 ℃時(shí)，封閉體系中氣(水蒸氣+烴氣)、液(液態(tài)水)兩相隨壓力變化的平衡模型[8]，從圖中可以看出，壓力在 40~80 MPa 變化時(shí)，體系中氣相和液相的體積基本不變，飽和度均在 50%左右;當(dāng)壓力降至露點(diǎn)壓力(30 MPa)時(shí)，凝析油開始析出，當(dāng)壓力降至 25 MPa 時(shí)，液態(tài)烴(凝析油)體積最大，液態(tài)水體積比例開始快速降低，氣相體積比例迅速增加;至壓力為零時(shí)，理論上液態(tài)水全部蒸發(fā)，體系中的液態(tài)水全部變?yōu)樗�蒸氣�?/p>

　　2 晚侏羅世—早白堊世鄂爾多斯盆地上古生界溫度壓力環(huán)境

　　2.1 古溫度

　　根據(jù)有機(jī)質(zhì)鏡質(zhì)體反射率可推測地史時(shí)期的最高古地溫。圖 3 為鄂爾多斯盆地北部上古生界下部煤系的 Ro等值線圖，深盆氣分布區(qū) Ro值為 0.8%~2.8%，如此高的 Ro值不是現(xiàn)今煤系埋深(3 400 m 以淺)和現(xiàn)今地?zé)崽荻?2.75 ℃/100m)造成的，地史時(shí)期必然存在過異常高的古地溫場。

　　2.1.1 利用鏡質(zhì)體反射率和磷灰石裂變徑跡確定的古地溫場

　　鄂爾多斯盆地經(jīng)歷了晚古生代—中生代漫長的穩(wěn)定沉降，穩(wěn)定沉降階段晚期，即晚侏羅世—早白堊世，盆地為高地溫演化階段，對(duì)上古生界煤系有機(jī)質(zhì)生烴、成藏產(chǎn)生深遠(yuǎn)影響。利用磷灰石裂變徑跡測定的鄂爾多斯盆地早白堊世古大地?zé)崃髦禐?95~118 mW/m2(現(xiàn)今僅為 61.28 mW/m2)。高古熱流通過具較高熱導(dǎo)率的下古生界碳酸鹽巖進(jìn)入上古生界低熱導(dǎo)率的煤系，在煤系中聚斂升溫(通常地層含煤系數(shù)越高，地溫越高，煤系有機(jī)質(zhì)成熟度也越高)，導(dǎo)致太原組—山西組煤系古地?zé)崽荻扔少�羅紀(jì)早中期的低于 3.2 ℃/100 m升高至晚侏羅世—早白堊世的(4.15~5.50)℃/100 m[9]。高古地溫促使煤系有機(jī)質(zhì)快速熟化，陜參 1 井太原組—山西組厚度不足 250 m，但 Ro值卻從侏羅紀(jì)早中期的 1.4%增加到晚侏羅世—早白堊世的 2.0%，天 1 井Ro值從 1.15%增加到 1.95%。早白堊世時(shí)上古生界煤系平均埋深約為 3 300 m，假設(shè)古地面溫度為 15 ℃，按上述方法推算的古地溫場計(jì)算，晚侏羅世—早白堊世上古生界古地溫高達(dá) 152~196 ℃。

　　2.1.2 利用包裹體均一溫度確定的古地溫

　　利用包裹體均一溫度確定的鄂爾多斯盆地上古生界古地溫分布范圍較寬，不同生烴階段古地溫不同:①生油期(Ro<1.3%)。包裹體內(nèi)流體以甲烷為主，含co2和 130="" 150="" ro="">1.8%)。包裹體賦存于石英顆粒的裂隙中，其內(nèi)流體為甲烷，顯示包裹體形成時(shí)壓力較高，均一溫度達(dá) 150~170 ℃，對(duì)應(yīng)的地質(zhì)時(shí)期為 K1。上述兩種方法確定的古地溫略有不同，利用鏡質(zhì)體反射率和磷灰石裂變徑跡確定的古地溫偏高，因?yàn)闃悠分饕�取自山西組—太原組煤系;而包裹體樣品多取自埋藏較淺的盒8段砂巖，均一溫度偏低。綜合預(yù)測晚侏羅世—早白堊世上古生界古地溫為 150~196 ℃。

　　2.2 古壓力

　　盆地模擬資料表明，太原組—山西組地?zé)崽荻仍?.8 ℃/100 m 時(shí)，壓力系數(shù)為 1.6~1.7;而晚侏羅世—早白堊世其地?zé)崽荻壬�高�?4.15~5.50) ℃/100 m，壓力系數(shù)則高達(dá) 2.0~2.4。當(dāng)?shù)貙映瑝哼_(dá)到一定程度時(shí)(一般是山1段和太原組)，可使巖石產(chǎn)生微裂隙，改善儲(chǔ)集性能[10]。長石砂巖、石英砂巖的自然破裂壓力系數(shù)約為 1.96，鏡下薄片觀察可見到山西組—太原組砂巖中大量發(fā)育的微裂隙(見圖 4)，說明鄂爾多斯盆地深盆氣成藏期地層(3 500 m 以深)流體壓力曾超過60 MPa，壓力系數(shù)超過 2。

　　3 高溫高壓深盆氣的形成

　　晚侏羅世—早白堊世，鄂爾多斯盆地上古生界下部形成了一個(gè)盆地級(jí)的高溫高壓封存箱，封存箱的頂部是厚度超過 70 m 的上石盒子組河漫灘相泥巖，其隔熱作用使其所含地層水為蒸汽態(tài)，處于超壓狀態(tài)，對(duì)下伏封存箱內(nèi)的流體不僅起物性封閉作用，而且還具有壓力封閉作用，因而有效且持久。在封存箱內(nèi)部，高達(dá) 150~196 ℃的古地溫場一方面促使煤系有機(jī)質(zhì)快速熟化，生成大量天然氣，同時(shí)，煤系地層水相態(tài)發(fā)生變化，由液態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)闅鈶B(tài)，導(dǎo)致壓力系數(shù)大幅升高。高溫高壓封存箱可看作一個(gè)封閉體系，其內(nèi)流體相態(tài)的變化應(yīng)該遵循圖 1、圖 2 中的規(guī)律，即在溫度為150~196 ℃，壓力為 40~70 MPa 的環(huán)境中，封存箱內(nèi)液態(tài)水和氣態(tài)水體積約各占 50%。由于下部地層(山2段、太原組)有機(jī)質(zhì)含量高、地層溫度高，氣、水轉(zhuǎn)化量大，故流體壓力高;而上部地層(山1段、盒8段)古地溫相對(duì)低，流體壓力亦低，上部、下部地層之間形成較高的壓力差(見圖 5a)，因而氣(汽)相在封存箱體系內(nèi)自下而上運(yùn)移。這種流動(dòng)導(dǎo)致下部煤系溫度、壓力的降低和上部地層溫度、壓力的升高，從而出現(xiàn)新的不平衡狀態(tài);煤系將繼續(xù)生烴，地層水繼續(xù)汽化，直到氣、液體積重新平衡(各占 50%)，并出現(xiàn)另一次運(yùn)移。雖然地層水汽化和氣相運(yùn)移極其緩慢，但如此分階段進(jìn)行，在漫長的地質(zhì)歷史中，周而復(fù)始，循環(huán)往復(fù)，直至有機(jī)質(zhì)生烴終止，封存箱內(nèi)部壓力、溫度趨于平衡，但封存箱內(nèi)液相和氣相的比例始終保持在 50%左右。煤系有機(jī)質(zhì)的快速熟化和地層水的相態(tài)轉(zhuǎn)化同期發(fā)生，促進(jìn)甲烷氣與氣態(tài)水的互溶。甲烷氣逐漸稀釋、溶解致密儲(chǔ)集層中的水蒸氣，雙相流轉(zhuǎn)變?yōu)閱蜗嗔鳎�二者一起滲透到封存箱內(nèi)的各種儲(chǔ)集空間中。該過程歷經(jīng)數(shù)百萬年，天然氣、水蒸氣不斷由高勢區(qū)(體)向低勢區(qū)(體)運(yùn)移，分布范圍越來越大，直至充滿盆地內(nèi)煤系 Ro值大于 1.2%的所有地區(qū)，直至巨型封存箱內(nèi)溫度、壓力趨于平衡，流體封存箱內(nèi)儲(chǔ)集空間逐漸被氣(汽)飽和，高溫高壓深盆氣藏至此形成。深盆氣形成過程中，鹽類在地層水中的溶解度隨溫度增加而降低，特別是由液態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)闅鈶B(tài)的過程中，水中溶解的鹽類物質(zhì)析出，高礦化度的地層水變成了純凈的氣態(tài)水。這在一定程度上可以解釋深盆氣儲(chǔ)集層致密(鹽堵塞)以及深盆氣產(chǎn)出水礦化度低的成因。

　　4 低壓深盆氣的形成

　　晚白堊世—古新世，華北盆地東部隆起褶皺并遭受剝蝕，局部深盆氣聚集被破壞，鄂爾多斯地區(qū)相對(duì)穩(wěn)定，成為一個(gè)獨(dú)立的盆地。這一時(shí)期鄂爾多斯盆地以整體不均勻抬升剝蝕為主，東部抬升剝蝕速度快(黃河兩岸剝蝕厚度約 1 400 m)，西部抬升剝蝕速度慢(天環(huán)坳陷剝蝕厚度約 800 m)[11]，抬升過程中先期(早白堊世)大型坳陷盆地(坳陷中心在延安—靖邊地區(qū))逐步轉(zhuǎn)變?yōu)闁|高西低的單斜構(gòu)造，深盆氣被保存下來。抬升剝蝕使煤系埋藏變淺、地溫降低(地?zé)崽荻扔稍绨讏资赖?4.15~5.50) ℃/100 m 降至現(xiàn)今的(2.4~3.1) ℃/100 m)[12-13]、儲(chǔ)集層孔隙膨脹、氣體散失，引起深盆氣儲(chǔ)集層流體壓力降低(圖 5b)、氣濃度降低、含氣邊界萎縮、局部水蒸氣液化和凝析水在重力作用下重新聚集成“酸點(diǎn)”等一系列變化(“酸點(diǎn)”和“甜點(diǎn)”指深盆氣普遍低滲致密儲(chǔ)集層背景下具有相對(duì)高孔滲性的儲(chǔ)集體，儲(chǔ)水者為“酸點(diǎn)”，儲(chǔ)氣者稱為“甜點(diǎn)”[14-15])。在盆地抬升剝蝕即深盆氣萎縮階段，“地層水”或以水蒸氣方式混溶于甲烷中，或以束縛水、半束縛水形式分布于巖石的孔隙和裂隙中，或以水蒸氣凝析形成低礦化度地層水�，F(xiàn)今盆地主體含氣區(qū)僅少量探井鉆遇地層水，這種地層水一般范圍較小，分散孤立，礦化度(<25 000="">50 000 mg/L)，這也證實(shí)了對(duì)其在地質(zhì)歷史中相態(tài)變化的認(rèn)識(shí)。蘇里格氣田盒8段現(xiàn)今地層壓力為 22.5~31.5MPa，地層溫度為 90~110 ℃，依圖 1、圖 2 推測，氣層中液態(tài)水體積大致在 60%以上，或以束縛水、半束縛水附著在親水巖石表面，或以水珠狀彌散在甲烷中;而約 40%的水仍以蒸氣態(tài)存在。晚白堊世，自東而西的抬升剝蝕使深盆氣層同向降溫降壓，因而出現(xiàn)地層水礦化度和流體壓力系數(shù)的同向降低(見圖 3)。其原理將另撰文闡述。鄂爾多斯盆地深盆氣田的溫度、壓力變化可歸納為:①如果成藏時(shí)的溫度為 150~196 ℃，現(xiàn)今溫度為95~110 ℃，則溫度下降約 55~85 ℃;②早白堊世流體壓力梯度大致為(2.0~2.4)MPa/100 m(依盆地模擬資料)，現(xiàn)今為(0.83~1.00)MPa/100 m，則下降了(1.00~1.57)MPa/100 m。盆地范圍內(nèi)，溫度、壓力的大幅下降形成了水封圈閉，并使得水蒸氣凝析(出現(xiàn)酸點(diǎn))，導(dǎo)致甲烷氣散失、濃度降低、氣藏氣柱壓力降低，深盆氣藏得以形成。

　　5 結(jié)論

　　水是沉積盆地中最主要的流體，任何固體有機(jī)質(zhì)的生烴量都無法與水的汽化量類比，其相態(tài)變化導(dǎo)致了某地質(zhì)時(shí)期盆地范圍內(nèi)的異常高壓，同樣也可造成另一地質(zhì)時(shí)期的區(qū)域性負(fù)壓。地層水在溫度、壓力變化過程中的相態(tài)變化控制盆地內(nèi)的壓力，控制油氣水的運(yùn)移方式和運(yùn)移方向，是油氣成藏的重要因素。砂巖致密，構(gòu)造穩(wěn)定，發(fā)育高熱演化程度的煤、高炭泥巖富集層段，以及頂、底大厚度泥巖組成的流體封存箱，是鄂爾多斯盆地上古生界深盆氣形成的必要條件。鄂爾多斯盆地上古生界深盆氣形成于晚侏羅世—早白堊世的高溫高壓階段，持續(xù)發(fā)育于晚白堊世—古新世盆地的抬升剝蝕階段。至今含氣邊界雖有萎縮，但大面積、長井段含氣的深盆氣本質(zhì)并未改變。局部出現(xiàn)“酸點(diǎn)水”和區(qū)域負(fù)壓異常是深盆氣發(fā)育的階段性特征