古生界地层水相态及气藏形成机理论文
引言
地层水是沉积盆地内的主要流体，其在高温高压下的相态变化影响地层压力及油气成藏。近年来，大庆徐家围子、松辽盆地南部长岭断陷腰英台地区深层、新疆塔里木、大港千米桥地区均发现了地层温度高达160 ℃的气田或凝析油气田，油气藏大多没有边底水，勘探阶段钻井、测井资料均未检测到水层，但开发过程中普遍产凝析水，产出的凝析水主要为 CaCl2型，具有低矿化度特征，且凝析水产量随储集层压力递减呈指数升高[1-2]。鄂尔多斯盆地伊陕斜坡面积近 8×104km2，上古生界很少钻遇地层水，现有苏里格、神木、榆林等气田气层温度低，压力系数低，均无边、底水，这是现有认识所无法解释的，因为地层的含水量远比有机质生烃量要丰富得多，原始沉积的巨量地层水不可能都被天然气排驱到盆地边缘地区。因此，笔者对比千米桥潜山异常高温气藏产水特征及封闭条件下汽、水相态模拟实验结果，分析鄂尔多斯盆地上古生界气藏的形成过程和形成条件，并研究其高温超压埋藏阶段(J3—K1)深盆气藏及抬升剥蚀阶段(K2—E)低压气藏的形成机理[3]。
1 高温高压体系中水的相态变化
1.1 千米桥高温高压油气藏产水特征
千米桥潜山含油气层为奥陶系峰峰组和上马家沟组，平均埋藏深度为 4 300 m，凝析油含量中等(290g/m3)，平均地层温度为 168 ℃，平均地层压力为 43.5MPa，为高温高压油气藏。该气藏曾试采 5 口井，均不同程度出水。试采过程中除千 12 井、千 18 井有自由水(即气藏边底水)产出外，其他 3 口井产出水均为凝析水。产出水普遍具低矿化度特征，如板深 7 井产出水矿化度为 5 000~6 000 mg/L，板深 8 井为 3 000~4 000 mg/L;千 12 井、千 18 井产出水矿化度偏高，达9 000~10 000 mg/L，可能与凝析水、地层水同时产出有关。气藏生产过程中凝析水产量递增，以板深 7 井为例，试采初期的水气比平均为(0.3~1.5)m3/104m3，之后逐渐升高，10 个月后水气比升至 7.8 m3/104m3 [4]，而该井并未发现水层。该现象可以解释为:油气(包括高压水蒸气)的产出使地层压力降低、地层水(边底水)蒸发加剧，气态水含量因此升高[5-6]。从生产井井底无积液、产出水矿化度极低及产水量越来越大等情况分析，千米桥潜山气藏产出水在压力为 43.5 MPa、温度为 168 ℃的地层环境下呈气态，即以高压水蒸气的形式混溶于烃类气体中，当其上升到地面常温常压环境后才变为液态水。
1.2 鄂尔多斯盆地上古生界气藏产水特征
鄂尔多斯盆地陕北斜坡大面积含气，含气层位为上石盒子组厚层泥岩之下的太原组—盒7段，钻井只见气而不见水，含气井段长 300 余米。苏里格气田盒8段气藏是其中最大的气藏，探明含气面积超过 5 000km2，是一个典型的常温负压干气藏(CH4含量大于92%)，平均埋深 3 300 m，气层压力为 22.5~31.5 MPa，温度为 100~110 ℃。苏里格气田盒8段气藏与千米桥凝析油气藏地质环境差别较大，前者为常温负压，后者为高温高压，但生产过程中均出现产水量递增和产出水矿化度极低的特征(苏里格气田盒8段产出水矿化度多为 790~2 163 mg/L，见表 1)，其成因应该具相似性，即地层水在地下为汽态，上升至地面后因温度、压力降低而变为液态。陕 188 井、桃 1 井等少数井盒8段生产过程中井底有积液，产出水矿化度偏高(16 546~23 802 mg/L)，说明产出水在地层环境下部分为液态水。综上，鄂尔多斯盆地上古生界气藏内烃气、蒸汽、液态水共存(见表 1)。
1.3 封闭条件下汽、水相态的模拟实验
图 1 为完全封闭环境中，40 MPa 压力下汽、水两相体积分数随温度变化曲线[7]。从图中可以看出，在100~150 ℃时，气态水体积随温度上升增加较快，液态水则迅速减少;150~300 ℃时，随温度增加，系统中液态水体积减少、气相水体积增加，但变化速度相对缓慢，体系中始终汽、液两相共存。在温度超过水的临界温度(370 ℃)后，体系中水完全为汽态，不存在液态水。图 2 为 150 ℃时，封闭体系中气(水蒸气+烃气)、液(液态水)两相随压力变化的平衡模型[8]，从图中可以看出，压力在 40~80 MPa 变化时，体系中气相和液相的体积基本不变，饱和度均在 50%左右;当压力降至露点压力(30 MPa)时，凝析油开始析出，当压力降至 25 MPa 时，液态烃(凝析油)体积最大，液态水体积比例开始快速降低，气相体积比例迅速增加;至压力为零时，理论上液态水全部蒸发，体系中的液态水全部变为水蒸气。
2 晚侏罗世—早白垩世鄂尔多斯盆地上古生界温度压力环境
2.1 古温度
根据有机质镜质体反射率可推测地史时期的最高古地温。图 3 为鄂尔多斯盆地北部上古生界下部煤系的 Ro等值线图，深盆气分布区 Ro值为 0.8%~2.8%，如此高的 Ro值不是现今煤系埋深(3 400 m 以浅)和现今地热梯度(2.75 ℃/100m)造成的，地史时期必然存在过异常高的古地温场。
2.1.1 利用镜质体反射率和磷灰石裂变径迹确定的古地温场
鄂尔多斯盆地经历了晚古生代—中生代漫长的稳定沉降，稳定沉降阶段晚期，即晚侏罗世—早白垩世，盆地为高地温演化阶段，对上古生界煤系有机质生烃、成藏产生深远影响。利用磷灰石裂变径迹测定的鄂尔多斯盆地早白垩世古大地热流值为 95~118 mW/m2(现今仅为 61.28 mW/m2)。高古热流通过具较高热导率的下古生界碳酸盐岩进入上古生界低热导率的煤系，在煤系中聚敛升温(通常地层含煤系数越高，地温越高，煤系有机质成熟度也越高)，导致太原组—山西组煤系古地热梯度由侏罗纪早中期的低于 3.2 ℃/100 m升高至晚侏罗世—早白垩世的(4.15~5.50)℃/100 m[9]。高古地温促使煤系有机质快速熟化，陕参 1 井太原组—山西组厚度不足 250 m，但 Ro值却从侏罗纪早中期的 1.4%增加到晚侏罗世—早白垩世的 2.0%，天 1 井Ro值从 1.15%增加到 1.95%。早白垩世时上古生界煤系平均埋深约为 3 300 m，假设古地面温度为 15 ℃，按上述方法推算的古地温场计算，晚侏罗世—早白垩世上古生界古地温高达 152~196 ℃。
2.1.2 利用包裹体均一温度确定的古地温
利用包裹体均一温度确定的鄂尔多斯盆地上古生界古地温分布范围较宽，不同生烃阶段古地温不同:①生油期(Ro<1.3%)。包裹体内流体以甲烷为主，含co2和 130="" 150="" ro="">1.8%)。包裹体赋存于石英颗粒的裂隙中，其内流体为甲烷，显示包裹体形成时压力较高，均一温度达 150~170 ℃，对应的地质时期为 K1。上述两种方法确定的古地温略有不同，利用镜质体反射率和磷灰石裂变径迹确定的古地温偏高，因为样品主要取自山西组—太原组煤系;而包裹体样品多取自埋藏较浅的盒8段砂岩，均一温度偏低。综合预测晚侏罗世—早白垩世上古生界古地温为 150~196 ℃。
2.2 古压力
盆地模拟资料表明，太原组—山西组地热梯度在3.8 ℃/100 m 时，压力系数为 1.6~1.7;而晚侏罗世—早白垩世其地热梯度升高至(4.15~5.50) ℃/100 m，压力系数则高达 2.0~2.4。当地层超压达到一定程度时(一般是山1段和太原组)，可使岩石产生微裂隙，改善储集性能[10]。长石砂岩、石英砂岩的自然破裂压力系数约为 1.96，镜下薄片观察可见到山西组—太原组砂岩中大量发育的微裂隙(见图 4)，说明鄂尔多斯盆地深盆气成藏期地层(3 500 m 以深)流体压力曾超过60 MPa，压力系数超过 2。
3 高温高压深盆气的形成
晚侏罗世—早白垩世，鄂尔多斯盆地上古生界下部形成了一个盆地级的高温高压封存箱，封存箱的顶部是厚度超过 70 m 的上石盒子组河漫滩相泥岩，其隔热作用使其所含地层水为蒸汽态，处于超压状态，对下伏封存箱内的流体不仅起物性封闭作用，而且还具有压力封闭作用，因而有效且持久。在封存箱内部，高达 150~196 ℃的古地温场一方面促使煤系有机质快速熟化，生成大量天然气，同时，煤系地层水相态发生变化，由液态转变为气态，导致压力系数大幅升高。高温高压封存箱可看作一个封闭体系，其内流体相态的变化应该遵循图 1、图 2 中的规律，即在温度为150~196 ℃，压力为 40~70 MPa 的环境中，封存箱内液态水和气态水体积约各占 50%。由于下部地层(山2段、太原组)有机质含量高、地层温度高，气、水转化量大，故流体压力高;而上部地层(山1段、盒8段)古地温相对低，流体压力亦低，上部、下部地层之间形成较高的压力差(见图 5a)，因而气(汽)相在封存箱体系内自下而上运移。这种流动导致下部煤系温度、压力的降低和上部地层温度、压力的升高，从而出现新的不平衡状态;煤系将继续生烃，地层水继续汽化，直到气、液体积重新平衡(各占 50%)，并出现另一次运移。虽然地层水汽化和气相运移极其缓慢，但如此分阶段进行，在漫长的地质历史中，周而复始，循环往复，直至有机质生烃终止，封存箱内部压力、温度趋于平衡，但封存箱内液相和气相的比例始终保持在 50%左右。煤系有机质的快速熟化和地层水的相态转化同期发生，促进甲烷气与气态水的互溶。甲烷气逐渐稀释、溶解致密储集层中的水蒸气，双相流转变为单相流，二者一起渗透到封存箱内的各种储集空间中。该过程历经数百万年，天然气、水蒸气不断由高势区(体)向低势区(体)运移，分布范围越来越大，直至充满盆地内煤系 Ro值大于 1.2%的所有地区，直至巨型封存箱内温度、压力趋于平衡，流体封存箱内储集空间逐渐被气(汽)饱和，高温高压深盆气藏至此形成。深盆气形成过程中，盐类在地层水中的溶解度随温度增加而降低，特别是由液态转变为气态的过程中，水中溶解的盐类物质析出，高矿化度的地层水变成了纯净的气态水。这在一定程度上可以解释深盆气储集层致密(盐堵塞)以及深盆气产出水矿化度低的成因。
4 低压深盆气的形成
晚白垩世—古新世，华北盆地东部隆起褶皱并遭受剥蚀，局部深盆气聚集被破坏，鄂尔多斯地区相对稳定，成为一个独立的盆地。这一时期鄂尔多斯盆地以整体不均匀抬升剥蚀为主，东部抬升剥蚀速度快(黄河两岸剥蚀厚度约 1 400 m)，西部抬升剥蚀速度慢(天环坳陷剥蚀厚度约 800 m)[11]，抬升过程中先期(早白垩世)大型坳陷盆地(坳陷中心在延安—靖边地区)逐步转变为东高西低的.单斜构造，深盆气被保存下来。抬升剥蚀使煤系埋藏变浅、地温降低(地热梯度由早白垩世的(4.15~5.50) ℃/100 m 降至现今的(2.4~3.1) ℃/100 m)[12-13]、储集层孔隙膨胀、气体散失，引起深盆气储集层流体压力降低(图 5b)、气浓度降低、含气边界萎缩、局部水蒸气液化和凝析水在重力作用下重新聚集成“酸点”等一系列变化(“酸点”和“甜点”指深盆气普遍低渗致密储集层背景下具有相对高孔渗性的储集体，储水者为“酸点”，储气者称为“甜点”[14-15])。在盆地抬升剥蚀即深盆气萎缩阶段，“地层水”或以水蒸气方式混溶于甲烷中，或以束缚水、半束缚水形式分布于岩石的孔隙和裂隙中，或以水蒸气凝析形成低矿化度地层水。现今盆地主体含气区仅少量探井钻遇地层水，这种地层水一般范围较小，分散孤立，矿化度(<25 000="">50 000 mg/L)，这也证实了对其在地质历史中相态变化的认识。苏里格气田盒8段现今地层压力为 22.5~31.5MPa，地层温度为 90~110 ℃，依图 1、图 2 推测，气层中液态水体积大致在 60%以上，或以束缚水、半束缚水附着在亲水岩石表面，或以水珠状弥散在甲烷中;而约 40%的水仍以蒸气态存在。晚白垩世，自东而西的抬升剥蚀使深盆气层同向降温降压，因而出现地层水矿化度和流体压力系数的同向降低(见图 3)。其原理将另撰文阐述。鄂尔多斯盆地深盆气田的温度、压力变化可归纳为:①如果成藏时的温度为 150~196 ℃，现今温度为95~110 ℃，则温度下降约 55~85 ℃;②早白垩世流体压力梯度大致为(2.0~2.4)MPa/100 m(依盆地模拟资料)，现今为(0.83~1.00)MPa/100 m，则下降了(1.00~1.57)MPa/100 m。盆地范围内，温度、压力的大幅下降形成了水封圈闭，并使得水蒸气凝析(出现酸点)，导致甲烷气散失、浓度降低、气藏气柱压力降低，深盆气藏得以形成。
5 结论
水是沉积盆地中最主要的流体，任何固体有机质的生烃量都无法与水的汽化量类比，其相态变化导致了某地质时期盆地范围内的异常高压，同样也可造成另一地质时期的区域性负压。地层水在温度、压力变化过程中的相态变化控制盆地内的压力，控制油气水的运移方式和运移方向，是油气成藏的重要因素。砂岩致密，构造稳定，发育高热演化程度的煤、高炭泥岩富集层段，以及顶、底大厚度泥岩组成的流体封存箱，是鄂尔多斯盆地上古生界深盆气形成的必要条件。鄂尔多斯盆地上古生界深盆气形成于晚侏罗世—早白垩世的高温高压阶段，持续发育于晚白垩世—古新世盆地的抬升剥蚀阶段。至今含气边界虽有萎缩，但大面积、长井段含气的深盆气本质并未改变。局部出现“酸点水”和区域负压异常是深盆气发育的阶段性特征
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