第四系泥岩型生物气储层特征及动态成藏过程

唐相路，姜振学，邵泽宇，龙国徽，贺世杰，刘晓雪，王昱超

(1.中国石油大学(北京) 油气资源与探测国家重点实验室，北京 102249；2.中国石油青海油田分公司勘探开发研究院，甘肃 敦煌 736202)

0 引 言

第四纪是地质历史中最新的一个时代，始于2.6 Ma延续至今[1]，同时也是地质记录中保存最好的地层之一，沉积物损失较少，而且通常不会因岩石形成过程而发生改变。第四纪沉积物在野外通常被识别为没有固结成岩石，并与代表沉积过程的地貌相关联[2]。沉积物通常含有丰富的砂、粉砂和泥，发育有韵律的层理，粗粒层和细粒层厚度一般为毫米到厘米级，代表一个季节循环[3]。第四系泥岩沉积在全球广泛发育，除山体外，全球陆地和海洋均被第四纪沉积物覆盖，特别在古湖盆和现代湖泊中均沉积有巨厚的泥岩[4]。

广泛发育的第四系泥岩具备大量生成甲烷的可能[5]。全球地下甲烷自然排放量达每年达3 300×108m3，因此，在地质历史时期滞留于泥岩中的甲烷量应十分可观，泥岩通过甲烷菌作用形成天然气潜力巨大[6]。比如，柴达木盆地三湖地区泥岩中生成的天然气在第四系地层中滞留了超15 000×108m3的地质储量。目前，在柴达木盆地第四系泥岩中已经发现了生物气藏，比如TN18井在泥岩层中获得了工业气流，日产气达2×104m3。柴达木盆地三湖地区第四系泥岩发育面积达6 000 m2，厚度超过3 400 m，泥岩型生物气藏具备广泛的物质基础[7]。因此，第四系泥岩型生物气这一全新领域的突破，将彻底改变非常规天然气的格局，对我国油气增储上产具有重要的理论与现实意义。

第四系泥岩通常被当作天然气藏的盖层来研究，认识也局限于盖层的评价[8]。作为生物气的源岩，泥岩储层的特征尚不清楚，泥岩型生物气成藏的富集规律也有待加强研究。以柴达木盆地三湖地区第四系泥岩为例，通过详细分析泥岩储层的岩性组合、成岩作用、孔隙结构、地球化学参数等特征，解剖了泥岩型生物气藏的流体特征、成藏动力、成藏条件，建立了泥岩型生物气藏的成藏模式。对第四系泥岩型生物气储层特征及动态成藏过程的认识，有助于丰富非常规油气地质理论，促进非常规油气的勘探开发。

1 地质背景

柴达木盆地作为中新生代大型的内陆盆地经历了三个构造演化阶段：中生代断陷阶段，第三纪坳陷阶段，第四纪差异沉降阶段[9]。盆地东部三湖坳陷区为刚性基底，盆地其他地区以柔性基底为主，导致盆地东西部具有不同的承受能力，改变了盆地的构造演化过程及形态[10]。第四系地层沉积之前盆地具有东高西低特征，到上新世晚期，受青藏高原隆升影响，盆地中西部地层隆起剥蚀，东部坳陷形成了巨厚的第四纪泥岩沉积[11]。第四纪坳陷的形成，是柴达木盆地最后一次较大规模的沉降，也是盆地回返过程中整体发生向东倾斜，湖盆不断向东迁移的必然产物[12]。

柴达木盆地湖盆处于动态调整过程中，经历了从西到东的演化过程，最终在三湖地区形成了世界上最年轻的第四系生物气藏沉积湖盆[13]。第四系时期，全球经历了冰期和间冰期不断交替[14]。柴达木盆地虽海拔高气候冷，但也受到冰期和间冰期的影响，导致湖进湖退明显，沉积了砂泥频繁交互的第四系地层(图1)。

2 储层特征

柴达木盆地第四系泥岩型生物气沉积于青藏高原咸化湖盆，地层时代新、埋藏浅，特殊的地理位置和地质条件决定了第四系泥岩型生物气储层具有极强的特殊性，主要表现为岩性组合特殊、成岩作用特殊、孔隙结构特殊、地球化学参数特殊等4个方面[15]。这些独特的储层特征导致第四系泥岩型生物气储层与其他沉积盆地泥页岩具有显著的差异。

2.1 岩性组合

柴达木盆地第四系泥岩型生物气储层主要发育泥质层、粉砂质泥层、泥质粉砂层、有机质层等4类岩性标志(图2)。其中，粉砂质泥层、泥质粉砂层、有机质层以夹层的形式存在于泥质层中。夹层厚度不大，但十分普遍，广泛发育。因此，第四系泥岩具有极强的纵、横向非均质性。

泥质层主要反映水下沉积[16]。按照水体深浅又可细分为4种类型：深水泥质层包括深灰色泥质层和絮凝泥质层两种类型，以无层理或隐层理为主，形成于波基面之下的半深湖环境。主要由以伊利石为主的黏土矿物组成，含量可高达80%。浅水泥质层包括灰色泥质层和棕灰色泥质层两种类型，形成于滨浅湖或滨岸三角洲平原环境，一般无层理或层理被改造，或层理不显著[17]。主要由黏土矿物和泥晶方解石组成，富含植物根系和螺类、介形类壳体，可见生物扰动构造和流水冲刷现象[18]。

粉砂质泥层按成分和沉积构造特点可分为季候纹层和冲刷纹层两类。季候纹层和冲刷纹层是冰期和间冰期的反映。季候纹层包括泥质和粉砂形成的稳定互层、含有机质泥质和粉砂形成的互层、灰泥—微泥球季候纹层[19]。互层一般厚0.7～0.8 mm，其中泥质一般在0.5 mm左右，粉砂通常在0.1 mm左右。冲刷纹层也由泥质和粉砂质相间构成，存在同生期的冲刷改造作用，粉砂层与泥质层厚度相当，最厚可达5 mm，泥质层一般厚2～3 mm，厚度变幅较大[20]。

泥质粉砂层厚度在数厘米至数米不等，按成分和动力可分为内碎屑粉砂层和湖滩粉砂层。内碎屑粉砂层通常由微泥球构成，为水质偏咸的滨湖沉积。而湖滩粉砂层也属滨湖沉积，但水质偏淡，富含螺类生物碎片[21]。

有机质层主要以湖沼相的碳质泥页岩沉积为特征，由植物及浮游生物原地堆积而成，厚数毫米至数十厘米，除夹粉砂外，还常夹有黄铁矿[22]。有机质层在第四系泥岩中发育较少，偶尔以类似煤线的形式出现。

2.2 成岩作用

柴达木盆地第四系泥岩地层以重荷压实为主，处于成岩作用的早期阶段[23]。主要表现形式：(1)岩石固结程度低，原生孔隙大。400 m以上所取岩心基本上为淤泥，1 000 m以下岩心中可见到明显的泥岩层。第四系泥岩的孔隙度显著高于其他盆地正常压实的泥岩，平均在20%以上，最大达41%。1 700 m以下孔隙度逐渐变小，但仍保持在15%以上。因此，孔隙度具有在纵向上随深度增加而降低特征(图3)。此外，第四系泥岩随着砂质成分含量的增加，孔隙度和渗透率都有所增加，说明第四系泥岩成岩作用程度低，是弱成岩作用的典型代表。(2)古生物炭化和有机质演化程度低[24]。除埋藏在K10标准层之下的动植物残体已发生一定程度的炭化外，其以上各层炭化程度均很低。同时镜质体反射率Ro普遍小于0.3%，属于早期成岩作用阶段[25]。(3)黏土矿物未受到热演化的影响。由于第四纪以来长期处于内陆封闭的盐湖环境，所以黏土矿物从上到下均以伊利石为主，伊蒙混层比较高，表明成岩作用程度低[26]。因此，针对第四系泥岩特定的成岩环境，综合岩石固结程度低、孔隙度高的特点，将第四系泥岩早期成岩作用划分为三个阶段，即：初始压实阶段、稳定压实阶段和强化压实阶段(表1)。

2.3 孔隙结构

从铸体薄片中很难发现柴达木盆地第四系泥岩发育孔隙，主要存在部分微裂缝[27]。但粉砂岩夹层可见大量孔隙。结合泥岩孔隙度普遍大于20%，可以判定泥岩中孔隙应十分发育。根据扫描电镜分析可知，泥岩原生孔隙十分发育，次生孔隙比例较低。原生孔隙主要是粒间孔，其次为微裂缝和粒内孔(图4)。因此，第四系泥岩的孔隙度主要由小于光学显微镜分辨率的微纳米孔隙提供。第四系泥岩矿物颗粒呈松散堆积，以点式接触相互支撑[28]。其孔隙有三种表现形式：第一种是泥质层，粒径大的石英、长石等矿物颗粒含量较少，仍然发育原生孔隙，主要为黏土矿物晶间孔，次生孔隙主要为粒间溶蚀孔；第二种是粉砂质泥层，较多的石英和长石等大颗粒零散分布与细小的矿物颗粒直接接触，存在较多的原生孔隙；第三种是形成于淘洗带的泥质粉砂层，细小的黏土矿物等含量较低，被周围的粉砂颗粒包围，形成较大的孔隙[29]。此外，在扫描电镜下可以观察到极少的有机质零星分布，但有机质中的孔隙极其不发育，主要为有机质沉积原生的孔隙，未到热解生孔阶段。因此，第四系泥岩的孔隙发育程度受到矿物颗粒的大小、多少及组合形式的影响。

表1 柴达木盆地第四系泥岩成岩作用阶段划分

通过对泥质层、粉砂质泥层、泥质粉砂层三类岩性进行压汞实验分析，可以看出它们存在差异显著(图5)。泥质层排驱压力高，平均4.16 MPa，中值压力也高，平均15.36 MPa，退汞效率低，平均45.5%。该类曲线平缓，分选性好，孔隙和渗透性较差，以细孔喉为主。粉砂质泥层排驱压力明显比泥质层低，平均0.68 MPa，中值压力也低，平均5.17 MPa，退汞效率较高，平均48.6%。该类曲线代表以孔隙胶结为主，分选较好，渗透率较高[30]。泥质粉砂层排驱压力和中值压力均较低，排驱压力为平均0.17 MPa，中值压力平均为2.68 MPa，退汞效率高，平均55.0%。该类曲线平缓，分选性好，代表孔隙和渗透率好，孔喉粗。

通过孔体积和比表面积分布图可以看出，第四系泥岩孔体积主要集中在几十至几百纳米的孔径范围内，并且泥质层的孔体积峰值明显小于粉砂质泥层和泥质粉砂层(图6)。表明随着泥质含量的增加，泥岩的孔径峰值是逐渐减小的，主要是由于黏土矿物粒径相对小，且具有塑性变形的特征，充填到脆性矿物颗粒之间后降低储层的储集空间，在埋藏过程中也更容易压实减孔。第四系泥岩的比表面积主要由小于100 nm的孔隙提供。泥质层的比表面积要高于粉砂质泥层和泥质粉砂层，主要是由于黏土矿物本身具有更大的比表面积。黏土矿物含量的增加，会导致泥岩比表面积的增大[31]。

2.4 储层地球化学参数

柴达木第四系泥岩储层可溶有机碳含量较低，平均为0.4%～0.6%，同时不可溶有机碳(TOC)含量也极低，平均为0.2%～0.4%，按照烃源岩分类应属于无效烃源岩(图7)。此外，S1、S2、氯仿沥青“A”等参数指标均极低。但探明地质储量超过9 000亿方的柴东第四系生物气藏的存在，表明极低TOC的泥岩也可以生成足够规模的甲烷。因此，现有烃源岩评价指标不适用于评价第四系泥岩型生物气储层。柴达木第四系泥岩储层族组成以含量变化大为特征，饱和烃为11%～37%(平均为34%)，芳烃为1%～8%(平均为5%)，非烃为9%～56%(平均为41%)，沥青质为15%～36%(平均为20%)，差异大、非烃含量高指示未成熟。有机质中C含量为79%，H含量为4%，O含量为15%，N含量为2%，H/C原子比和O/C原子比表明有机质大部分为III型。

产甲烷菌对不同类型有机质(水生草本植物、陆生草本植物、藻类)利用率不同[32]。细菌可以利用地层中的纤维素、半纤维素、乙酸等物质，分解产出CH4[33]。第四系泥岩中有机质主要组成是粗纤维，其次是半纤维素、有机氮，还有少量的可溶性总糖、乙酸和氨基酸[34]。因此，第四系泥岩中粗纤维和半纤维素含量高，是第四系泥岩生烃的主要母质来源。

3 动态成藏过程

3.1 成藏流体

柴达木盆地第四系泥岩储层流体主要是水与天然气[35]。地层水水型以CaCl2型为主[36]。根据水样分析资料统计，总矿化度为22～185 g/l，平均104 g/l。由于地层水的矿化度较高，地层水的密度也高，在1.01～1.12 g/cm3之间，平均1.08 g/cm3。地层水酸碱度中等偏弱酸性，pH值5～7，平均为6。脱硫系数、钙镁系数、变质系数、钠氯系数等表明地层水以古沉积水体为主，泥岩型生物气保存条件较好(图8)。第四系泥岩型生物气为干气，组分以甲烷为主，CH4平均含量超过98%，乙烷、丙烷等其他气体含量极低，不含CO2等非烃成分[37]。甲烷的碳同位素δ13C1的范围为-71.4‰～-60.5‰，氢同位素δD主要分布区间为-240.0‰～-220.0‰，属于典型生物成因气，主要由细菌CO2还原而来。第四系泥岩型生物气主要是以游离状态存在(由于该地区水矿化度高，天然气在水中的溶解能力小)，水中溶解天然气很少[38]。

3.2 成藏动力学

3.2.1 气体流动形式

气体流动形式受多种因素控制[39]。在第四系泥岩储层中，气体流动形式主要与微纳米孔隙结构有关。结合第四系泥岩实际地质条件，通过数值分析表明，生物气在泥岩中主要存在三种流动形式(图9)。在小于10 nm的孔隙中，受水膜的影响，气体无法进行流动。在10～40 nm的孔隙中，气体主要以菲克扩散的形式流动。由于该孔径范围内孔隙占比较高，因此菲克扩散是泥岩型生物气重要的一种流动形式。在40～400 nm的孔隙中，气体主要以滑脱流动形式为主。大于400 nm的孔隙中，气体以达西渗流的形式流动。因此，第四系泥岩中同时存在菲克扩散、滑脱流动、达西流动三种形式，且均占有较高的比例，与常规砂岩气存现显著差异。

3.2.2 气体逸散动力

泥岩突破压力是泥岩型生物气藏的主要阻力，它的大小直接关系到气藏的自封闭能力[40]。泥岩突破压力是指岩石被润湿性流体饱和后，非润湿性流体(如天然气)必须克服岩石的毛管阻力才能排驱润湿性流体，非润湿性流体(气体)才能穿过岩心而突破，非润湿性流体克服最大的连通毛细管力所需要的最小压力就是泥岩突破压力[41]。第四系泥岩自身是否具备阻挡能力，只考虑气藏的阻力还不够，还需要考虑相对应的泥岩型生物气藏动力[42]。假设泥岩型生物气藏形成时只有毛细管封闭，实际储层中所具有的主要能动力有泥岩储层的剩余压力、气柱产生的浮力、水动力(具有方向性)，各种力只有达到平衡条件以后，泥岩中天然气才能滞留成藏。

当把地层中孔隙水看成是不流动时，可以暂时不考虑水动力。根据泥岩的埋深等资料，计算出泥岩储层的剩余压力与封闭不同气柱高度下的储层所具有的浮力(表2)。泥质层的突破压力高达9.8 MPa，理论封闭气柱高度为600 m。孔隙度为27.6%，渗透率为0.48×10-3μm2，属于中孔低渗泥质岩，具备一定的自封闭能力。粉砂质泥层的理论封闭气柱高度为300 m，孔隙度一般分布于23%～28%，水平渗透率6×10-3～190×10-3μm2，垂直渗透率为4×10-3～45×10-3μm2。岩样突破压力为6.1 MPa，该夹层自封闭能力较弱。泥质粉砂层平均泥岩突破压力为1.3 MPa，孔隙度一般介于31%～35%之间，渗透率一般在7.68×10-3～144×10-3μm2，扣除储层排替压力、剩余压力，所分析样品不具有封隔能力。

表2 不同条件下的动力与阻力对比

泥岩突破压力与孔隙度和渗透率具有一定的负向相关性，随孔隙度和渗透率的增大而减小(图10)。岩石渗透率越大，流体通过岩石而渗流能力越强，岩石的孔隙越发育，孔径偏向大孔径方向分布，岩石的平均孔隙半径增大，大孔径连通程度越好，最大连通孔径将随之增大，岩石的排替压力减小，气体逸散能力越强[43]。因此，孔隙度和渗透率是影响泥岩型生物气成藏动力评价不可缺少的参数。黏土矿物含量增加，岩石突破压力增大，是由多方面因素造成的[44]。黏土矿物颗粒细小，岩石微孔隙发达，大孔隙少，最大连通孔径随之减小，泥岩的排替压力相对变大。黏土矿物分布于脆性矿物颗粒的孔隙中，黏土含量高，会缩小岩石的孔隙半径，致使排替压力增大。黏土矿物具有遇水膨胀性，会缩小岩石的孔隙半径，甚至封闭岩石的孔隙，最大毛管半径减小，导致岩石突破压力增大。由于黏土矿物具有诸多的特性，富含黏土矿物的泥岩型生物气逸散需要更强的动力。

3.3 成藏地质条件

3.3.1 成藏环境

环境温度对甲烷菌的生物降解作用的影响显著，寒冷的气候条件有利于有机质的保存。甲烷菌活性最佳温度是30～55 ℃，无论低于30 ℃，还是高于55 ℃，甲烷菌的活性都会降低[45]。在三湖地区现今地层中，随着埋藏深度的增加，地层温度随之增加，最高可超过80 ℃，但甲烷菌在地层的全井段均具有丰富的数量，表明甲烷菌在柴达木盆地具有极强的生命力和广泛的发育空间(图11)。第四系经历了多期的温度降低和升高，影响了沉积初期甲烷菌的活性和数量，避免了有机质的过早消耗[46]。但随着埋深的增加，地层温度增加，甲烷菌的活性增强，产甲烷强度也随之增大，从而成就了现今全坳陷富甲烷菌、全坳陷含气的特征。此外，高盐度水体环境有利于抑制微生物对有机质的分解[47]。随着湖盆的逐渐萎缩，沉积水体盐度不断增加，导致第四系后期沉积的地层盐度普遍偏高，高的盐度抑制了甲烷菌对沉积物中纤维素等成分的分解。

3.3.2 成藏地层厚度

第四系地层厚度决定了泥岩型生物气藏的规模。泥岩型生物气藏属于自生自储的原生气藏，泥岩的厚度越大，气藏形成的规模可能就越大。在三湖地区，第四系地层主要以泥岩为主，泥岩规模巨大，在沉积中心厚度可超过3 400 m，在沉积边缘沉积厚度也超过400 m[48]。因此，虽然第四系泥岩TOC含量极低(平均仅0.2%～0.4%)，但巨厚的泥岩地层及广大的发育面积是三湖地区泥岩型生物气大规模成藏的重要基础(图12)。

3.3.3 气藏封闭程度

有效的自封闭性是泥岩成藏的关键。由于压实程度低，第四系泥岩处于早期成岩阶段，沉积颗粒压实作用较弱，结构疏松，主要发育原生孔隙。第四系泥岩普遍表现为高孔低渗(平均孔隙度18%～28%，平均渗透率0.01×10-3～1.0×10-3μm2)的物性特征[49]。泥岩的孔径分布广，同时具备浮力成藏和非浮力成藏两种微观运聚机制。第四系黏土矿物以伊利石为主，具有较高的比表面积，地层水在黏土矿物中以束缚水和水膜的形式存在，增强了泥岩储层的自封闭能力。加之饱含地层水的泥岩不仅具有更低的渗透能力，而且具有更强的生气能力，因而在饱含高矿化度地层水的地质条件下，第四系泥岩便具备了良好的自生自储的条件。

对于成岩作用较强的南方海相龙马溪组页岩，整体以浮力成藏为主，极个别喉道可以实现达西渗流，但对于整体页岩地层而言，这种喉道无法贯穿整个地层，也就无法实现对气藏的破坏。并且存在大量的孤立孔隙，生成的气体可以在里面得到很好的保存，除非生烃增压到的形成微裂缝，否则无法逃逸出来(图13(a))。对于柴达木盆地第四系泥岩而言，由于孔隙极其发育，浮力运移和非浮力运移并重，自身封闭能力比海相龙马溪组页岩差(图13(b))。但是第四系泥岩具备正在大量生气的先天优势，是其成藏的有利条件。

3.4 成藏模式

第四系泥岩型生物气藏是一种动态气藏，甲烷生成与散失始终处于一种动态平衡中[50]。现今受沉积、构造和地层水的影响，形成了三类富集带，分别为凹陷区自封闭富集带、斜坡区水封富集带、构造高点泥岩气-砂岩气叠合富集带(图14)。在三湖地区的凹陷区，由于地层埋藏较深，泥岩的自封闭能力增强，甲烷菌产甲烷能力高于泥岩的甲烷散失能力，形成超压气藏。在三湖地区的斜坡带，由于岩性的变化，在泥质粉砂层和粉砂质泥岩中的甲烷受到含水泥质层的封盖，形成泥岩夹层中的微超压气藏。在三湖地区构造高部位，泥岩的自封闭能力最弱，但凹陷区和斜坡带的甲烷可以顺层运移到高部位，加上泥岩自身不断生气，在构造高部位形成砂岩常规气和泥岩非常规气叠合的常压气藏。

4 结 论

柴达木盆地第四系泥岩型生物气是非常规天然气领域一种重要的潜在资源。泥岩型生物气储层主要发育泥质层、粉砂质泥层、泥质粉砂层、有机质层等4类岩性标志，处于成岩作用的早期阶段，原生孔隙十分发育，次生孔隙比例较低。泥岩储层TOC含量极低，但可以生成足够规模的甲烷。第四系泥岩储层流体主要是水与天然气。地层水水型以CaCl2型为主，为古沉积水体。天然气属于典型生物成因气，主要由细菌CO2还原而来。第四系泥岩中同时存在菲克扩散、滑脱流动、达西流动三种形式，且均占有较高的比例。泥岩突破压力是泥岩型生物气藏的主要阻力，泥岩储层的剩余压力、气柱产生的浮力、水动力(具有方向性)是主要能动力。泥岩型生物气藏规模是各种力平衡条件的结果。极低的沉积温度、高盐度水体、巨厚的泥岩地层及较强的自封闭能力是第四系泥岩型生物气成藏的重要条件。第四系泥岩型生物气藏存在浮力成藏和非浮力成藏两种微观运聚机制。现今存在凹陷区自封闭富集带、斜坡区水封富集带、构造高点泥岩气-砂岩气叠合富集带等三类富集带。

致谢：感谢中国石油青海油田勘探开发研究院对样品采集和实验分析过程中提供的指导与帮助。