南海中建盆地天然气水合物富集特征与控制因素

Characteristics and Controlling Factors of Concentrated Gas Hydrate Occurrence in Zhongjian Basin, South China Sea

摘要

寻找与识别高饱和度天然气水合物富集层是当前海域天然气水合物商业性开采的重点.通过对南海中建盆地局部三维地震资料开展宽频重处理和波阻抗反演，结合全区三维地震的精细解释、属性分析和稳定带计算，剖析中建盆地BSR（bottom simulating reflector）反射特征和天然气水合物富集程度.研究发现：（1）研究区BSR特征与南海北部钻探区略微不同，主要分布在半深海细粒沉积物，分布广且连续，当断层到达水合物稳定带处时，BSR振幅强且连续；（2）天然气水合物层饱和度约30%~40%，局部较高，富集程度为中等饱和度；（3）受沉积与构造活动影响，水合物富集层位于BSR上部不同地层深度，断层控制着水合物分布.

关键词

天然气水合物 / 富集 / 宽频处理 / 中建盆地 / 构造 / 沉积学

Key words

gas hydrate / enrichment / broad band process / Zhongjian basin / tectonics / sedimentology

0 引言

天然气水合物（简称水合物）是烃类分子（主要是甲烷）和水分子在低温高压条件下形成的类似于冰固态化合物，广泛分布于大陆边缘深水盆地和冻土带等环境中（Sloan and Koh，2017）.大量钻探表明海洋沉积物中水合物赋存形态多样，水合物均匀充填孔隙空间或者呈脉状、块状、结核状等推开沉积物颗粒形成裂隙充填型水合物（Collett et al.，2008；Zhang et al.，2015；杨胜雄等，2017）.流体运移与储层条件影响水合物富集类型，在细粒沉积物中，高通量流体运移易形成相对富集的裂隙充填型水合物或渗漏型水合物，而低通量流体运移形成分散型水合物，其饱和度相对较低（Tréhu et al.，2006）.形成水合物的烃类气体可能为生物成因气，也可能为热成因气，流体通过扩散、对流和气相3种方式向上运移，在稳定带内形成水合物.细粒沉积物产生的烃类气体，通过扩散方式近距离运移至偏粗粒沉积物，形成水合物；也可能与水流一起以气相或者溶解相沿粗粒或者渗透型地层，通过对流方式长距离搬运，在有利储层中聚集形成水合物（Li et al.，2019）.

南海北部珠江口盆地神狐海域钻探发现的水合物充填在孔隙空间，主要富集在水合物稳定带底界附近，水合物层厚度为10~70 m，饱和度在20%~70%（杨胜雄等，2017）.BSR（bottom simulating reflector）和BSR上部水合物层在地震剖面上表现为明显的极性与海底一致的强振幅反射（Wang et al.，2016；王秀娟等，2021）.目前，我国在珠江口盆地的两次水合物试验性开采的储层都为黏土质粉砂，富含有孔虫和钙质碎屑物（陈芳等，2013；康冬菊等，2018；Li et al.，2018），试采目标为水合物层、水合物和游离气混合层、游离气层3层结构（Li et al.，2018；Qian et al.，2018）.琼东南盆地陵水凹陷的水合物钻探发现了多种赋存形态的水合物，形成水合物的气源主要为热成因气（Liang et al.，2019； Ye et al.，2019；Lai et al.，2021），相对富集的裂隙充填型水合物在三维地震剖面上呈明显上拱的烟囱状反射，局部与海底麻坑构造伴生（王秀娟等，2021），水合物分布受块体搬运影响，BSR近似平行海底、不连续分布，与典型BSR略微不同.大量研究水合物成藏与气烟囱、断层等关系密切，气烟囱和断层沟通深部热成因烃源岩层，与局部隆起及常规油气藏密切相关（Liang et al.，2019；Ye et al.，2019）.

目前，南海中南部的中建盆地水合物研究程度低，前人利用油气采集的叠后地震资料，在中建盆地及其北部发现了BSR、强振幅反射（Lu et al.，2017；刘杰等，2019），认为该区域BSR与海底麻坑、多边形断层等有关（Lu et al.，2017），但是该区域水合物饱和度、厚度等并不清楚.本文通过中建盆地三维地震资料宽频处理、属性分析、波阻抗反演及成藏控制因素研究，估算了水合物饱和度、厚度差异与分布特征，预测了潜在的有利区.

1 区域地质条件

南海位于欧亚板块、太平洋板块和印度-澳大利亚板块交汇处，是西太平洋最大边缘海盆地之一.南海地区构造复杂（栾锡武等，2021；李林等，2021），其打开模式尚存在争议，主要包括印度板块俯冲导致的沿红河断层挤出模式（Briais et al.，1993），古南海向南俯冲消亡的拖曳模式（Hall，2002），俯冲后撤模式（Sun et al.，2019；Li et al.，2020）和地幔柱成因模式（Flower et al.，1998）等.最新大洋钻探研究发现南海是沿先存走滑断层从东边打开，然后扩张脊向西推进，最后马尼拉俯冲导致东边早期形成洋壳消失（Wang et al.，2019）.南海陆缘盆地和海盆发育了大量岩浆活动，东西陆缘盆地岩浆活动存在差异（Sun et al.，2019；丁巍伟，2021；孙珍等，2021；张翠梅等，2022），以中南-礼乐断裂为界形成了东部次海盆、西南次海盆、西北次海盆（徐子英等，2021），在南海北部陆缘从西到东分布着琼东南、珠江口和台西南等大中型沉积盆地，在此我国开展了多个水合物钻探航次（图1a），发现了多种赋存形态的水合物（Zhang et al.，2015；杨胜雄等，2017；Liang et al.，2019；Ye et al.，2019）.

中建盆地位于琼东南盆地以南、西沙海域以西，受北东向陆缘伸展体系和北西-北西西向走滑体系的共同影响，伴随较强且规模较大的岩浆活动.研究区是我国深水油气一个重要区域，2014年进行了2口钻探，地温梯度为52~55 ℃/km（图1），以23.3 Ma（T5）为界，可分为裂陷伸展和裂后热沉降2个演化阶段，裂陷期地层以地堑、半地堑充填为特征，沉积了海陆过渡相渐新统崖城-陵水组地层，裂后期以热沉降为特点，分别以16.5 Ma（T4）、10.5 Ma（T3）、5.02 Ma（T2）和1.64 Ma（T1）为界，发育较全的中新统三亚、梅山和黄流组、上新统莺歌海组以及更新统乐东组地层，主要为滨浅海-半深海相沉积.前人研究表明中建盆地发育的渐新统的浅湖、半深湖-深湖相沉积，以及下中新统-中中新统的浅海、半深海-深海相沉积，是盆地重要的烃源岩地层（高红芳等，2007）.烃源岩有机质成熟度模拟计算表明，研究区渐新统地层有机质成熟度总体大于0.5%，深部烃源岩有机质成熟度大于1.3%，处于生气窗内，具备一定的热成因气形成能力.而中新统及上部地层有机质成熟度较低（Ro<0.5%），处于未成熟阶段，是生物成因气形成的主要地层，也为水合物的形成提供了良好的气源条件.裂陷期构造活动较为活跃，发育多组北东、近东西向断裂.自中新世以来，中建海域处于稳定热沉降期，大规模的构造活动不活跃，但局部地区火山活动较活跃，发育断裂、多边形断层以及底辟等，为深部热成因气源提供垂向运移通道（Sun et al.，2013；Lu et al.，2017），利于水合物富集成藏.

2 地震数据宽频重处理

研究区水深范围为800~1 400 m，2011年WesternGeco地球物理公司在该区域采集了高分辨率地震资料，利用8条平行缆、960道进行三维采集，道间距6.25 m，采样2 ms.该区钻井实测地温梯度约为55 ℃/km，海底表面温度约为4.5 ℃，利用水合物相平衡曲线（Sloan and Koh，2017），计算甲烷水合物稳定带厚度（BGHSZ）为160~240 m.前期利用常规处理的三维地震资料，基于计算的甲烷水合物稳定带底界（图2），在中建盆地三维地震资料识别出BSR分布区，面积约为350 km²（图1b），预测水合物主要分布在稳定带底界（Lu et al.，2017）.

常规处理的三维地震资料，目的是识别中深层油气构造，水合物赋存的浅层分辨率低且保幅性差，地震上BSR反射特征不明显，难以用于水合物富集特征研究.为了研究水合物层富集程度和分布特征，本文选择100 km²三维地震资料，通过提高信噪比、保护低频、拓宽频带宽度等处理技术，改善地震资料的品质.同时，由于常规拖缆采集通常将震源和电缆沉放至一定深度，因海面的存在造成鬼波干涉作用，导致地震资料分辨率降低、频谱存在陷频等现象，通过波场分离的自适应处理技术来消除鬼波，提高浅层分辨率和BSR反射成像质量.

3 BSR识别与富集异常特征

3.1　BSR识别与反射特征

研究区海底发育多个麻坑，呈圆形、椭圆形、拉长麻坑、新月形和复合型等多种形态，麻坑深度也不同，前人开展了大量研究（Sun et al.，2013；Lu et al.，2017）.从常规处理的地震剖面看，BSR呈弱震幅反射，横向上难识别，BSR下部发育大量的断层，部分断层切割BSR（图2a），与南海北部分散型BSR不同（王秀娟等，2021），研究区的BSR分布范围大、连续性好.经鬼波压制重处理的地震剖面，其高频和低频都得到了明显的拓宽，地震相位单一，浅层地震资料的分辨率得到明显提升（图2b）.BSR震幅在横向存在变化，在弱振幅BSR区，也易识别且边界更加清晰，地震剖面的波组特征更加清晰（图2b）.

研究发现南海北部相对富集的水合物层地震响应为BSR上与海底极性一致的强振幅反射，水合物层厚度差异大、横向上非均质性强（杨胜雄等，2017；王秀娟等，2021），水合物层的反射特征、储层条件等与南海北部水合物钻探区略微不同（表1）.研究区台地边缘BSR振幅、连续性及空间分布存在差异（图3），包括3类：（1）位于台地区，呈连续、中等-强振幅，断层穿透BSR，达上部强振幅层，水合物层越靠近BSR位置，振幅越强（图3a）；（2）位于台地边缘斜坡区，呈连续、弱-中等振幅，断层到达BSR下部，局部断层控制水合物层，水合物层与BSR厚度大（图3b）；（3）位于海底麻坑发育区，BSR较弱或者无BSR，局部出现BSR（图3c）.台地区BSR不明显，台地边缘指示水合物的强振幅层在该区域位于区域甲烷稳定带下部（图3d）.

从精细解释的研究区强振幅反射层，该层在横向上连续，但是不同位置埋深存在差异，与利用平均地温梯度计算的甲烷稳定带底界进行对比，发现台地边缘BSR与区域地温梯度计算稳定带厚度吻合，而台地区的强反射层位于区域计算稳定带下部地层（图3）.在横向上，BSR与强振幅反射之间厚度存在差异，台地边缘斜坡区的BSR多位于强振幅下部，仅在局部区域BSR与强振幅重合（图2和图3）.

沿层提取属性能够给出水合物的空间分布，图4为沿水合物稳定带底界和强反射层上下20 ms时窗，分别提取的最大振幅与均方根振幅.从图4中看出，利用稳定带底界识别的高值区小于强振幅反射的分布区，台地区的大部分强反射层位于可能区域甲烷稳定带下部，台地区水深小于台地边缘斜坡区，在相同地温梯度下甲烷水合物稳定带相对较浅，在局部区域发现强振幅反射与地层斜交（图3d），因此并不是岩性变化造成强反射.从最大强振幅反射图看（图4c），台地区振幅局部大，空间存在差异，推测该强反射可能与热成因气有关.

3.2　声波阻抗宽频反演

含水合物层纵波速度、波阻抗等明显增加，利用地震数据反演的波阻抗与饱和水地层的波阻抗差，指示了水合物层及水合物空间分布（Zhang et al.，2015；Wang et al.，2016）.由于地震数据是带限信号，缺少部分低频和高频信息，而在处理过程中将常规地震拓宽了频带，来提高地震的分辨能力.用倍频程来定义频带宽度，倍频程越高说明频带越宽.相对于常规频带反演，宽频反演可以有效去除子波的旁瓣和调谐效应，获得更为真实的地层响应，反演的关键是宽频子波提取和建立适用于研究区的水合物低频模型.

利用宽频全叠加数据体进行子波估算，目标层受该区域水合物稳定带底界限制，估算子波时窗为海底到海底以下300 ms.通过创建不同位置的伪井，来估算不同位置的子波，由于目标层埋深较浅，不同伪井估算的子波比较稳定，因此，在反演中采用零相位子波.研究区目前无水合物测井资料，利用压实趋势和地震数据处理的叠加速度转换成层速度相结合建立低频模型，压实趋势频率范围在0~1 Hz，速度场的频率范围是在0~2 Hz.利用压实趋势低频模型对速度场模型进行趋势校正，将速度场建立的低频模型校正到合理范围内，最终得到适用于研究区的水合物低频模型.图2c为宽频反演的纵波阻抗剖面，从图2中看出在BSR上部地层内，出现明显高纵波阻抗，高达4.6×10⁶ kg/m²s，明显高于区域背景纵波阻抗4.2×10⁶ kg/m²s，横向上具有连续性，局部地层纵波阻抗出现变化，该异常可能是由于地层含水合物导致波阻抗增加.

3.3　水合物饱和度估算

矿物组分和地层孔隙度变化等因素都可能造成声波阻抗异常，在相同沉积环境区域，沉积物矿物组分也会存在一些差异，对沉积物物性存在一定影响，但是该差异小于地层孔隙内生成水合物的影响，由于水合物的形成会胶结沉积物颗粒，使骨架硬化，对储层物性的影响较大（Boswell et al.，2016）.大量钻探与研究发现了含水合物层的波阻抗明显比饱和水层的高，其差值与水合物饱和度有关.因此，岩性与孔隙度是影响水合物饱和度估算的重要因素，在无井区可以利用区域压实情况计算地层孔隙度.在中建盆地目前有两口油气钻井和北部的琼东南盆地有水合物钻井资料，因此，我们利用两种方法计算孔隙度与无水合物层的波阻抗关系（图5）.孔隙度（Φ，%）与波阻抗（I，kg/m²s）关系，其拟合方程为：

\varphi = \mathrm{1} \times {\mathrm{10}}^{-\mathrm{14}} I^{\mathrm{2}} - \mathrm{2.0} \times {\mathrm{10}}^{-\mathrm{7}} I + \mathrm{1.246} .(1)

该多项式拟合曲线拟合相关性达0.96.同时，本文利用不同深度测井数据（图5），分析孔隙度随深度变化，对数关系拟合孔隙度随深度（d，m）变化与测井吻合较好，拟合方程为：

\varphi = - \mathrm{0.12} \mathrm{l} \mathrm{g} d + \mathrm{1.25} .(2)

拟合曲线拟合相关性达0.86，表明其曲线能反映孔隙度变化趋势，两种方法计算的孔隙度结果相近.本文利用波阻抗与孔隙度交会分析计算的孔隙度，通过与背景波阻抗对比，来判断研究区高波阻抗异常是否与水合物有关.

研究区没有水合物的钻井，但南海北部大量钻探表明：泥质粉砂沉积物中水合物胶结沉积物颗粒，不同饱和度下胶结类型略微存在差异（胡高伟等，2014）.简化三相介质模型、修改Biot-Gassmann方程、有效介质模型等多种模型用于水合物饱和度估算.本文采用有效介质模型，在水合物胶结沉积物颗粒的假设条件下，利用循环迭代方法估算水合物饱和度（Wang et al.，2016）.通过对研究区井场调查所采集的浅层柱状样的矿物组分分析，发现研究区的沉积物以泥质粉砂为主，局部含钙质，平均泥质含量约为40%，因此，计算水合物饱和度时，采用40%泥与60%砂的泥砂模型（图6）.基于循环迭代和声波阻抗估算的水合物饱和度值在10%~50%，相对高饱和度的水合物层在横向上并不连续，水合物层厚度存在差异，台地边缘的斜坡区水合物呈多层分布，饱和度大于20%的双程走时厚度约60 ms以上，该区域速度约为1 900 m/s，则厚度约为57 m，在BSR与稳定带重合区域，水合物层双程约为20 ms，该区域速度略微增加约为2 000 m/s，则厚度约为20 m.

在南海北部水合物钻探发现细粒沉积物有孔虫富集区，钙质含量较高，伽马测井呈低值异常，水合物饱和度较高，局部高达60%以上（康冬菊等，2018）.为了避免钙质含量高导致波阻抗增加对估算结果影响，本文假设极端条件下矿物组分100%为钙质，计算的水合物饱和度明显降低，但强反射层平均饱和度超过20% ，局部水合物饱和度高达40%，因此，浅层波阻抗异常并不单是岩性变化造成的，而是因水合物富集产生的.

4 中建盆地水合物成藏

国际及南海北部水合物成藏研究表明：水合物富集成藏受流体疏导体系和储层控制（Tréhu et al.，2006；Wang et al.，2014；Boswell et al.，2016；Liang et al.，2019；Ye et al.，2019）.中建盆地远离北部和西部陆缘，处于远源静水沉积环境，接受陆源碎屑供给少，沉积物以泥质和粉细砂为主，且富含生物碎屑.油气勘探实践表明：断陷期中建盆地断裂发育，坳陷晚期发育多边形断层、底辟构造及麻坑，疏导体系良好，流体运移畅通、活跃.前人利用三维地震资料研究表明，研究区广泛发育的多边形断层形成时间主要在晚中新世时期，主要分布在中新统地层.在多边形断层底部区域，其倾向主要为W-E和NNW-SSE方向，而多边形断层浅部并没有明显的方向性.高倾角分布（40°~50°）的多边形断层垂向分布深度大、平面展布范围广且延伸距离长（500~2 000 m），并且与深部断陷期断裂关系密切，是研究区重要的流体运移路径，为深部气体运移至浅层沉积物中形成水合物提供了良好的运移条件.

在南海北部水合物发育区，大部分气烟囱直接贯通BSR反射下部，少见断层控制BSR分布，仅在水合物试采区W11和W17井区，发现断层切穿BSR反射，使得试采区的水合物层厚度明显大于其他地区（杨胜雄等，2017；Qian et al.，2018），表明断层对流体垂向运移影响巨大，是厚层高饱和度水合物成藏的有利条件，在印度海域也发现了层间断层与BSR共生区域（Collett et al.，2008）.BSR可能与水合物有关，也可能生物硅质Opal-A经过溶解、沉降或者成岩作用变为Opal-CT，导致相变界面密度增加，相边界处存在波阻抗差异而形成类似BSR反射，但是Opal-A/ Opal-CT转换温度为35~50 ℃（Hein et al.，1978）或者45~50 ℃（Keller and Isaacs，1985）.在韩国高原南部区域，发现了位于海底下475 m的强振幅、正极性的BSR，该BSR并不是由于水合物形成产生（Lee et al.，2003）.中建盆地BSR发育层温度为15~18 ℃，并未达到矿物相变的温度，下部发育大范围多边形断层，局部多边形断层切穿BSR，从地震属性与相干属性叠合图看（图7），流体沿断层向上运移，表明断层具有很强的输导能力，也能改变细粒沉积物的物性，在稳定带内有利于水合物形成.从图7看，当断层到达水合物稳定带位置时，该位置存在BSR反射，并且断裂发育密度越大且与深部断层联通，BSR反射越明显；若断裂不能达到水合物稳定带下部，则不存在BSR反射.从水合物饱和度反演剖面看，相对富集水合物层明显受地层与断层控制，当水合物层与稳定带底界重合时，BSR较强且饱和度较高；当水合物层与稳定带底界不重合时，BSR相对较弱，但是由于断层沟通至BSR下部，BSR仍较为连续.

上述研究表明，中建盆地发育多种类型麻坑及底辟构造（Sun et al.，2013；Lu et al.，2017），BSR分布规模广，水合物层饱和度为中-高，厚度呈中-厚，且横向上差异较大.但是受重处理三维地震资料范围的限制，难以开展大规律的水合物富集差异性研究，仍需对研究区三维地震开展保幅处理，确定中建盆地水合物矿体分布与资源量.

5 结论

中建盆地三维地震勘探区位于南海西北陆坡隆起区，以远源半深海悬浮和内源碳酸盐岩碎屑沉积为主，中新世以来中建盆地沉积物以细粒沉积为主，细粒沉积物不利于水合物成藏，但是研究区细粒沉积物内发育了多边形断层，该断层部分沟通深部地层与浅部地层，既改变了储层特性也为水合物形成提供良好的疏导体系，为水合物成藏提供有利流体运移路径.通过开展目标区水合物储层波阻抗反演与属性分析研究，发现该区域BSR反射特征存在差异，水合物富集明显受沉积层与断层控制，靠近稳定带的水合物层分布广、横向连续.而台地边缘水合物层横向差异大，水合物层平均厚度为20 m，局部区域较厚达50多 m.水合物成藏与晚期的岩浆活动、断层和构造隆升有关，但是由于缺乏钻探资料，目前研究程度相对较低，有待开展水合物空间分布及富集机理研究.

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基金资助

国家自然科学基金项目(42076219;92055211;42006067)

中国石油天然气股份有限公司科技开发项目(2019B-4909)