中国大气田形成条件和主控因素.pdf

综述与评述 收稿日期 2007-06-05; 修回日期 2007-07-18. 作者简介 戴金星 1935- , 男, 浙江瑞安人, 中国科学院院士, 教授级高级工程师, 博导, 主要从事天然气地质学和地球化学研究. E-maildjx. 中国大气田形成条件和主控因素 戴金星1, 2, 邹才能1, 陶士振1, 刘全有1, 周庆华1, 胡安平2, 杨 春2 1. 中国石油勘探开发研究院, 北京 100083; 2. 浙江大学地球科学系, 浙江 杭州 310027 摘 要 通过定量或半定量地研究中国大气田形成条件和主控因素, 特别注重研究那些在实际应用 中可操作的量化和半量化条件和因素, 认为中国大气田分布在生气中心及其周缘 生气强度大于20 108m 3 / km 2 , 晚期成藏是中国大气田形成的普遍规律 除鄂尔多斯盆地的大气田和徐深气田成 藏在白垩纪外, 其余大气田均成藏于第三纪和第四纪 , 有效烃源区内古隆起圈闭有利于大气田形 成 分为古构造形成与聚气同步型、 古构造聚气滞后型、 古构造聚气叠置型 , 大气田多形成于煤系 或其上、 下圈闭 分为自生自储式、 下生上储式和上生下储式 , 大面积孔隙型储集体 砂岩储层孔隙 度多大于12, 渗透率多大于310- 3Lm2; 碳酸盐岩储层孔隙度多大于3, 渗透率多大于110- 3 Lm 2 和低气势区有利于形成大气田。 综合利用这些条件指导中国大气田评价和勘探, 近10 a来取得 了好的效果, 发现储量在1 000108m 3以上大气田8 个 克拉 2、 苏里格、 大牛地、 榆林、 乌审旗、 子 洲、 普光和徐深等气田 , 促使中国天然气工业快速发展, 2005 年天然气产量达50010 8m3。 关键词 大气田; 形成条件; 主控因素; 生气中心; 成藏期; 煤成气; 中国 中图分类号 TE12 文献标识码 A 文章编号 1672-1926 2007 04-0473- 12 近10 a 来, 中国天然气工业发展迅速, 这点可由 年产气量不断提高所证明。 中国天然气年产量从100 108m 3 1976 年 100. 9108 m 3 至 200108 m3 1996 年201. 2108m 3 经历了20 a; 从200108 m 3 至300108m3 2001 年303. 02108m 3 用了5 a; 从 300108m 3 至400108m 3 2004 年407. 7108 m 3 用了 3 a; 而从 400108m 3 至 500108m 3 2005 年 499. 55108m3 仅用了1 a 多。产量逐年增加, 这与 大气田的发现与开发密切相关, 1996 年之前仅发现 一个1 00010 8m3 以上大气田 靖边气田 , 而在其 后 10 a 间则发现了 8 个 1 000108m3以上大气田 克拉2、 苏里格、 榆林、 乌审旗、 大牛地、 子洲、 普光、 徐深等气田 并部分投产。因此, 研究大气田形成条 件和主控因素, 对不断提高天然气产量具有重要的 意义。 1 大气田划分标准及中国大气田概况 1. 1 大气田的含义和标准 目前世界上对大气田的划分没有一个统一的标 准, 但有 3 种划分大气田的原则 储量大小、 面积大 小和经济效益 [ 1]。 如有的国家把在天然气工业发展 史上有重要意义的气田也称为大气田。 但总的来说, 世界上通常都是以储量的大小来划分大气田。在储 量级别上中国和前苏联、 俄罗斯是采用探明储量, 欧 美各国大多用原始可采储量。在划定大气田下限储 量标准上不同国家、 不同学者更是不同, 即使同一学 者在不同时期提出的划定标准也不一致, 例如Hal- bouty M T [ 2]1968 年认为可采储量为283108 m 3 1 1012ft 3 是大气田, 而 1970 年他则把可采储量为 99110 8m3 3. 51012ft3 的气田才列为大气田。从 表1 中可知大气田的最低标准为 200108m 3, 最高 为1 00010 8 m 3 或更多。 前苏联一些学者将大气田又划分为大型、 特大 型和超大型3 个级别 表2 。 中国曾经和俄罗斯一样 俄罗斯沿用前苏联 1960 版的 油气储量分类实施规程 , 把地质储量 大于30010 8m3 的气田称之为大气田 [ 1] , 本文以此 标准划分中国的大气田。 第18卷 第4 期 2007 年8月 天 然 气 地 球 科 学 NATURAL GAS GEOSCIENCE Vol. 18 No. 4 Aug. 2007 表 1 有关学者不同时期的大气田划分标准 学 者年代 大气田的起限储量 108m3 发现大气 田数 座 H.T. 林德洛夫 1966 200 可采储量 M . T. 哈尔布特1968283 可采储量 M . T. 哈尔布特等1970991 可采储量79 Š . Š . 涅斯捷洛夫19751 000 D. A. 霍姆格伦等1975860 可采储量160 J. D. 穆迪1975860 可采储量158 H. D. 克莱米1977991 可采储量112 B. – . 拉宾1978 1 000 B. „ . 瓦希利耶夫1983300236 张子枢19901 000114 M ichel T.Halbouty 1990 850 可采储量40 Paul Mann,et al 2002 850 可采储量354 P. 曼恩M ann 2001 860 可采储量 1. 2 中国大气田的概况 到2005 年底, 中国累计共发现天然气田223 个, 累计探明天然气 不含伴生气 总储量 49 536. 61 108m3 未含台湾省 。根据中国将地质储量大于300 108m3的天然气田划定为大气田的标准, 中国 表 2 原苏联学者关于气田分类 油田分类 天然气储量 108m3 资料来源 超大型大于50 000 Š.Š. 等, 1975 特大型7500～50 000 大型 1 000～7 500 中型 50～1 000 小型 小于 50 特大 大于5 000 .  . Œ , 1983 大型 500～5 000 中小型小于500 超大型大于10 000ƒ . . ƒ , 1983 特大型1 000～10 000 大型 300～1 000 中小型小于300 特大型大于5 000 . Š . † , 1984 大型 300～5 000 中型 100～300 小型 小于100 在除台湾省以外的四川、 鄂尔多斯、 塔里木、 柴达木、 松辽、 莺琼、 东海、 珠江口和渤海湾等 9 个含气盆地 内共 发现了35个大气田 表3、 图1 , 总储量为 图1 中国大气田分布示意 35 282. 06108m 3, 占 中 国 天 然 气 总 储 量 的 71. 22 。可见, 大气田在中国天然气工业发展中起 着举足轻重的作用。 由图1 和表3 可知, 中国已发现的大气田主要分 布在中、 西部构造相对稳定的大型含油气盆地中。 天 然气的产层分布很广, 最老的为四川盆地威远气田, 产层为震旦系; 最年轻的是柴达木盆地涩北一号和 涩北二号气田、 台南气田, 产层为第四系。 从表1 和图1 还可知 至2005 年底中国已发现 36 个大气田, 除 1 个在台湾省外, 其中探明储量在 1 00010 8 m 3 以上的有9 个大气田 苏里格、 靖边、 克拉 2、 大牛地、 榆林、 普光、 乌审旗、 子洲和徐深等 474 天 然 气 地 球 科 学 Vol. 18 表3 中国大气田概要 盆地气田 储量 108m3 探明时间a主力气层储集层主要岩性主要气源岩气类型 四川 磨溪702. 311987T1碳酸盐岩 卧龙河380. 521959T , C2, P1碳酸盐岩 罗家寨581. 082002T1碳酸盐岩 五百梯409. 001993C2, P2碳酸盐岩 沙坪场397. 711996C2碳酸盐岩 铁山坡373. 972004T1碳酸盐岩 渡口河359. 002004T1碳酸盐岩 普光2 510. 702004T1碳酸盐岩 新场652. 041994J2, J3砂岩 洛带323. 832004J3砂岩 八角场351. 362004J1, T3砂岩 威远408. 611965Zn,P1碳酸盐岩 P2煤系为主煤成气 S, P1海相泥页岩、 灰岩油型气 P2煤系为主、 P1生物灰岩混合气 T3煤系煤成气 ∈海相泥页岩油型气 鄂尔多斯 塔里木 柴达木 靖边3 411. 011992O1,P碳酸盐岩 子洲1 151. 972005 P 砂岩 榆林1 087. 51997 P1 砂岩 大牛地2 943. 852002 P 砂岩 乌审旗1 012. 101999 P 砂岩 苏里格5 336. 522001P砂岩 长东358. 481999P砂岩 牙哈376. 451994E,N1j砂岩 克拉22 840. 292000K, E砂岩 迪那2807. 612002E砂岩 和田河616. 941998O, C2碳酸盐岩 塔中366. 252005O碳酸盐岩 柯克亚339. 242004E, N1砂岩 台南951. 621989Q1, Q2砂岩 涩北二号826. 331990Q1, Q2砂岩 涩北一号990. 611991Q1,Q2砂岩 C-P 煤系、 C 海相泥、 灰岩为主 C-P煤系 J 煤系 ∈海相泥岩、 泥质碳酸盐岩 ∈泥质灰岩 石炭系、 侏罗系 Q 含泥炭的泥岩 煤成气为主 煤成气 油型气 混合气 煤型生物气 渤海湾千米桥358. 78 Es,O 砂岩, 碳酸盐岩 Es泥岩 油型气 松辽徐深气田1 018. 682005 K 火山岩、 砂砾岩 K1含煤地层 混合气 莺琼 东海 崖13-1978. 511990 E 砂岩 东方1-1996. 801995 N 砂岩 乐东22-1431. 041997 N 砂岩 春晓330. 431998E3砂岩 E煤系 煤成气 珠江口番禺30-1300. 922003N1砂岩E 煤系煤成气为主 台西铁砧山330, 已采出3001962N1砂岩N 煤系煤成气 气田 。在这9 个大气田中, 苏里格、 克拉2、 大牛地、 榆林、 乌审旗和子洲大气田是纯煤成气田, 靖边[ 1, 3- 4] 和徐深[ 5]大气田的主要成份是煤成气。徐深大气田 中还有无机成因的烷烃气 [ 6] 。对普光大气田发现作 出重大贡献的马永生最近指出 普光气田的气源可 能主要是龙潭组泥质岩类, 下二叠统等烃源岩可能 贡献较少[ 7], 由此也可以说普光大气田也是以煤成 气为主、 油型气为辅的混合气。在2005 年底中国探 明天然气储量49 536. 61108m 3, 其中煤成气储量 为 34 709. 77108m 3, 占中国天然气总储量的 70. 07 以上。1978 年煤成气储量仅占中国天然气 总储量的 9 , 之后逐年增加, 1991 年、 1999 年和 2002 年分 别占 36、 54和 65 , 至 2005 年占 70. 07 以上, 因此中国天然气储量不断增长主要与 煤成气比例增长密切相关, 说明煤成气对近年来中 国天然气工业快速发展具有重大的作用。 2 大气田形成条件和规律 关于大气田形成条件和主控因素的研究, 从内 容上可分为2 类 一类为宏观性大尺度的研究, 如大 地构造单元、 盆地类型及大小、 地理位置 经纬度 、 地质时代、 储集层岩类、 圈闭类型和天然气成因类 型[ 8- 14], 即从整个盆地尺度、 地质年代、 各种主要成 因类型等方向定性地去研究。 显然, 这类从大气田形 成的宏观性和方向性的各项研究是较笼统的、 定性 的。 另一类着重研究大气田形成的半定量和定量的、 注重可操作性的形成条件和主控因素, 能为勘探大 气田有利区提供更切实际的科学依据, 缩小勘探目 475No. 4 戴金星等 中国大气田形成条件和主控因素 图2 中国大气田若干特征图示 标或范围, 有效地提高大气田勘探成功率。 本文就从 这几方面去研究。 2. 1 大气田分布在生气中心及其周缘 生气中心系指生气强度最大区, 其是烃源岩厚 度、 有机质丰度、 有机质类型及成熟度的综合体现。 生气中心及其周缘不仅可以源源不断获得高丰度的 气源, 而且运移距离短, 避免了天然气在长途运移中 的大量散失, 故若有圈闭就易于富集而形成大气田。 中国大气田常分布在生气强度大于 20108m3/ km2 处, 西西伯利亚盆地大气田分布在生气强度大于30 10 8 m 3/ km2 的区域 [ 1] 。 戴金星等[ 1]根据生气中心的烃源岩与大气田储 集层层位相互的关系, 把生气中心分为3 类 同层 生气中心烃源岩和大气田在同一地层系统; 低层生气中心烃源岩生成的大量天然气, 主要 聚集在上覆地层中; 高层生气中心烃源岩生 成的大量天然气, 聚集在下伏地层中。 2. 1. 1 同层生气中心和大气田 同层生气中心往往发育在构造稳定的盆地或地 区, 由于构造稳定, 断裂欠发育, 生气中心形成高强 度的气源难于向上覆地层大量运移, 而易于在生气 中心烃源岩地层系统的适合圈闭中形成大气田。例 如鄂尔多斯盆地太原组和山西组煤系形成的同层生 气中心里发现了榆林大气田, 生气强度为 32～45 108m3 / km 2, 该气田主力气层在山西组煤系中 图3 。又如柴达木盆地三湖坳陷第四系同层生气 中心的北缘和西部发现了涩北一号、 涩北二号和台 南3 个大气田, 这些大气田分别位于生气强度35 108m3 / km 2 和30108m3 / km 2 处 图4 。 西西伯利亚 盆地北部的赛诺曼阶同层生气中心, 是世界上发现 超大气田和大气田最多的地区。在此发现储量大 于110 12m3的超大型气田9个, 是目前世界上天 图3 鄂尔多斯盆地上古生界煤系生气中心与大气田关系 476 天 然 气 地 球 科 学 Vol. 18 图 4 柴达木盆地三湖坳陷第四系生气强度 然气产量最大的地区。在生气中心核心部位发现了 储量分别大于 101012m3和 51012m3的乌连戈 伊 Urengoy 超大气田和亚姆堡 Yamburg 超大气 田 [ 1] 。乌连戈伊大气田1991 年高峰产气量2 569 10 8m3, 2000 年产气量降为约2 000108m3[ 15] 。 同层 生气中心发现大气田概率高, 这是因为在多类生气 中心中, 同层生气中心天然气聚集运移距离最短和 构造稳定。 2. 1. 2 低层生气中心和大气田 低层生气中心往往出现在构造较活动, 断裂发 育, 盖层为膏盐层或好的或厚的泥质岩的盆地或地 区。断裂作为生气中心烃源岩生成的大量天然气的 运移通道, 把生气中心的天然气运移到上覆地层的 圈闭中聚集为大气田。例如在塔里木盆地库车生气 中心, 由中、 下侏罗统煤系生成的煤成气, 通过断裂 在上覆第三系和白垩系的圈闭中成藏, 形成克拉 2、 迪那2 和牙哈3 个大气田 图5 。 该生气中心里的克 拉 2 大 气 田 是 中 国 储 量 丰 度 最 高 59 108m3/ km 2 [ 16] , 单井产气量最大 平均超过200 图5 塔里木盆地库车生气强度图 104m 3/ d 的大气田, 是因为其有最大的生气强度 高达 28010 8 m 3/ km2[ 17] , 生气速率大[ 2. 0 10 8 m 3/ km2 Ma ] 和聚 集速率大[ 1 180. 99 10 8 m 3/ km2Ma ][ 16] 等优良成气条件。四川盆地 发现大气田多和储量多的是川东生气中心, 该生气 中心的气源岩为志留系, 在此发现了储集层为石炭 系的五百梯大气田和沙坪场大气田, 以及储集层有 三叠系、 二叠系和石炭系的卧龙河大气田, 这些大气 田位于生气强度 75～120 108m 3 / km 2 处 图6 。 此外, 东方1-1 大气田、 乐东22-1 大气田、 崖13-1 大 气田、 新场大气田均位于低层生气中心及其周缘 [ 1]。 低层生气中心发现大气田的概率也高。 2. 1. 3 高层生气中心和大气田 生气中心的烃源岩生成的大量天然气, 在下伏 地层圈闭中形成大气田机遇少, 但鄂尔多斯盆地靖 边大气田则是。鄂尔多斯盆地奥陶系碳酸盐岩沉积 之后上升经历约140 Ma 的沉积间断, 经受长期的 岩溶作用而形成古岩溶储集层, 之后在其上沉积了 图 6 四川盆地川东地区志留系生气强度 石炭二叠系 山西组、 太原组 煤系并形成煤成气 477No. 4 戴金星等 中国大气田形成条件和主控因素 生气中心。靖边大气田奥陶系古岩溶储集层中天然 气主要来自上覆煤成气生气中心 图3 [ 3- 4, 18- 20]。 靖边 大气田在该生气中心生气强度的最大部分, 生气强 度为 38～45 108m3 / km 2 图3 。 高层生气中心发 现大气田概率低。 2. 2 晚期成藏是大型气田形成的普遍规律 从20 世纪90 年代初以来中国许多学者就注意 研究晚期成藏对大气田形成的重要作用[ 1, 21- 30], 但 对晚期成藏在大气田形成中重要作用以及油、 气成 藏期差异的原因分析不够深入。大气田的成藏期要 求比大油田的晚而且更为苛刻。 统计表明, 中国除了 鄂尔多斯盆地的大气田和徐深气田成藏期在白垩纪 外 图7 , 所有的大气田均成藏于新生代的第三纪和 第四纪, 即成藏期晚, 但大油田成藏期有晚的也有相 当早的, 例如, 塔里木盆地20. 69 油藏不是晚期成 藏的, 有的油藏成藏期为海西期[ 1, 31], 大气田成藏期 晚的原因有以下2 个方面 图 7 中国主要大气田成藏期 2. 2. 1 天然气分子直径小、 重量轻、 易扩散且扩散 速率大 天然气的分子小、 重量轻, 难被吸附而易扩 散 [ 25] 。例如氦是气中分子直径最小的仅为 2. 0 10 - 10 m, 其质量仅为空气的 5/ 36, 故有很强的扩散 能力。扩散主要有2 种 浓度扩散和温度扩散, 即物 质从高浓度向低浓度、 高温度向低温度方向扩散。 由 于油的分子比气的大, 石油中正烷烃分子直径为4. 8 10- 10m 或更大, 环己烷直径为5. 410- 10m、 杂环 结构分子直径为 10～30 10- 10m、 沥青分子直径 为 50～100 10 - 10m。 物质的扩散能力随分子量变 大呈指数关系减少。对烃类来说实际上只有碳原子 在C1- C10的烃才真正具有扩散运移的作用, 也就是 说气分子扩散能力强而石油的扩散能力很弱。 同时, 石油在向上渗透运移中, 由于氧化作用有时形成沥 青保护层 如克拉玛依油田 , 阻止下部油的散失。 这 就决定了大气田必须晚期成藏, 而大油田未必都要 晚期成藏, 早期成藏也可形成大油田。 聚集气藏中的天然气相对上覆地层既是高浓度 的又是高温度的, 因此, 气藏中的天然气是不断向上 覆地层扩散而减少。赋存于地层中的天然气随其分 子变小和埋藏变浅其扩散量变大。例如在1 737 m 深处的气藏中, 甲烷、 乙烷、 丙烷和丁烷由于扩散运 移, 从离开气藏到地面所需时间分别为 14 Ma、 170 Ma、 230 Ma 和270 Ma [ 32]。因此, 如果成藏早的 大气田, 成藏后再没有气源不断供给, 即使其他保存 条件好, 没有变化, 但由于扩散, 储量也会不断减少, 可使大气田变为中、 小型气田, 甚至散失殆尽。 松辽盆地昌德气田目前地质储量 117. 08 108m3, 是个中型气田。气藏从泉头组沉积末期形成 至今125. 1 Ma, 各时期扩散损失储量共205. 4710 8 m 3[ 33] , 也就是说昌德气田在泉头组末期成藏时是个 储量为322. 5510 8m3 的大气田。 但由于成藏早, 因 扩散使其目前变为中型气田。其它气田如鄂尔多斯 盆地西缘的刘家庄气田等也具有类似的现象。 甲烷在浅层比其在深层扩散量大, 这在塔里木 盆地大宛齐油气田的溶解气中表现得十分明显, 陈 义才等 2002 指出[ 34] 大宛齐油 气田溶解气在 4. 5 Ma 内, 浅层的埋深300～400 m 的上部油层甲 烷扩散散失比率为54 , 而深层的埋深450～650 m 的下部油层扩散散失比例为13。同时该油气田上 部油层和下部油层甲烷和乙烷由于上下油层扩散程 度不同, 形成溶解气组分的变化, 导致上部油层气组 分相对变湿, 下部油层则相对变干[ 1, 25]。 478 天 然 气 地 球 科 学 Vol. 18 2. 2. 2 盆地的多旋回性决定了晚期成藏的大气田 才能得以最终保存 中国盆地通常经历了多旋回性演化过程 多次 褶皱多次圈闭形成、 多次抬升间断和沉降、 多期断 裂作用、 多期岩浆活动、 多套生储盖组合和多次成藏 等等 。 多旋回性要求中国大油、 气田, 特别是大气田 晚期成藏。因为多旋回性对大气田形成和存在常起 负面作用, 即往往使早期成藏的大气田受到破坏或 从巨大气田变为一般大气田和中、 小型气田。 只有晚 期成藏才避免了多旋回性的破坏功能, 有利于天然 气完好保存而利于发现大气田。 四川盆地是中国最稳定的盆地之一, 即使如此 也具有多旋回性。 川东地区发现气田多、 储量大。 开 江古隆起圈闭在印支期基本定型, 燕山期继续发育。 早第三纪初石炭系顶面闭合面积2 812 km, 闭合度 450 m, 为第1 次形成的圈闭, 具有面积大、 幅度高、 穹隆状的特征。志留系烃源岩在白垩纪初开始进入 成气高峰期, 第1 次成藏期主要在白垩纪和侏罗纪 之间 图 7 , 至早第三纪, 上石炭统气藏进一步富集 扩大, 总储量大于15 000108m 3 图7[ 35] 。 早第三纪 末的喜马拉雅运动四川盆地全面褶皱, 原开江古隆 起被瓦解形成许多圈闭 为第 2 次形成的圈闭 , 致 使大型古气藏解体。 解体后的天然气二次成藏, 聚集 在古气藏原地 如五百梯、 沙坪场、 卧龙河等大气田 或附近 如铁山、 福成寨、 高峰场等中型气田 的喜马 拉雅期生成的圈闭中 图8 , 还有部分古气藏中天然 气沿开启断裂运移散失了。可见, 四川盆地的 图8 川东地区褶皱前石炭系顶面开江古隆起的古构造、 古气藏和新气藏 多旋回性导致了大气田分散变小, 储量减少。 赵文智等[ 36-37]指出 主生气期距今越近, 对于晚 期成藏高效大气田越有利, 一般小于 35 Ma, 以小于 20 Ma 为最好, 这从时间定量尺度说明晚期成藏对 大气田形成有利。在此必须指出晚期成藏的大气田 不等于储集层、 气源岩都是年代晚的新层位, 生气高 峰期也未必一定与晚期成藏同步或基本同步。晚期 喜马拉雅期 成藏的威远大气田, 其储集层为震旦 系, 主要气源岩是下寒武统九老洞组, 次要气源岩是 储集层本身灯影组, 生气高峰基本在中生代中晚期。 柴达木盆地台南、 涩北一号和涩北二号 3 个大气田 的储集层、 气源岩、 成气高峰期和成藏期均在第四系 纪 图7 。由此可见, 晚期成藏的大气田的生气高 峰期、 储集层和气源岩既可以是相对晚的或层位相 对较新, 也可以比其成藏期早、 层位老。 总之, 大气田要求晚期成藏, 是因为天然气的分 子小、 重量轻、 难被吸附而易扩散, 其扩散能力随分 子量的增大呈指数关系减少。由于石油分子比天然 气大, 所以在其他成藏条件与气藏相同的条件下, 大 油田形成既可是晚期成藏也可是早期成藏。 同时, 中 国盆地具有多旋回性, 后续旋回往往损害或降低先 前旋回聚集气藏的保存条件和储量, 故晚期成藏就 可避免此弊, 有利于大气田的形成。 2. 3 有效气源区内古隆起圈闭有利于大气田形成 位于成气区内的古隆起圈闭, 是能够长期接受 天然气聚集而形成大型气田的有利地区, 成气区内 古构造圈闭所形成的大型气田, 按照圈闭和成藏的 时间匹配关系可分为3 种模式类型 [ 24]。 2. 3. 1 古构造形成与聚气同步型 涩北型 古构造形成与聚气同步型, 系指古构造的形成 过程和聚集气作用是同时或几乎同时或稍后进行 的, 柴达木盆地三湖坳陷就是这种类型的典型实例。 三湖坳陷在第四纪 2 Ma 左右地史期内 强烈 沉降, 快速沉积了巨厚的咸水湖相夹沼泽相的第四 系, 最大厚度超过3 200 m, 下部发育有1 500 m 生气 岩, 其中夹有可作为较好储集层的泥质细砂岩和粉 砂岩, 组成自生自储的成气组合。 气源岩分布范围近 15 000 km 2, 其中最有利的约4 500 km2。 由于喜马拉 雅末期构造运动的影响, 这套地层在强烈沉降的同 时。 形成了一系列缓倾角 一般小于2℃ 、 小幅度 闭 合度小于100 m 的同生背斜[ 38]。 三湖坳陷发现的台 南、 涩北一号和涩北二号3 个大型气田, 天然气都聚 集在这类古构造圈闭中。 台南气田、 涩北一号气田和涩北二号气田的天 479No. 4 戴金星等 中国大气田形成条件和主控因素 然气组分和甲烷碳同位素资料表明, 天然气均为干 气, 重烃 气含量极微 小于 0. 35 ; D 13 C1值为 - 64. 90‰～- 68. 54‰, 具有典型生物气特征。 以上 表明赋存在这些同生背斜中的天然气, 不是从下伏 成熟度较大的地层中运移来的, 而是第四系气源岩 的产物, 这很好地证明了台南、 涩北一号和涩北二号 3 个大型气田的天然气的聚集是与古构造 同生背 斜 的形成是同步进行的, 戴金星[ 39]把这种类型形 成的气田称为涩北型。 2. 3. 2 古构造聚气滞后型 崖13-1 型 古构造聚气滞后型, 系指聚气作用是在古构造 的形成之后[ 29], 由这种形式形成的大型气田在国内 外普遍存在。 莺琼盆地中崖13-1 气田在基岩隆起断 裂带上发育起来的、 北西向短轴继承性的古构造中。 主要储集层为渐新统陵水组砂岩。沿构造顶部上倾 方向, 中新统的三亚组、 梅山组和渐新统陵水组明显 不整合, 构造的闭合度和面积明显具有下部大、 上部 小, 两翼地层加厚的同生构造特征, 古构造主要成形 于渐新世。崖13-1 气田的主要气藏在陵水组中, 其 源岩主要是沼泽相崖城组含煤地层, 崖城组主要生 气期在第四纪 [ 40], 故崖13-1气田的天然气是在渐新 世古构造形成之后, 到第四纪才有大量热成煤成气 D 13C1 为- 34. 4‰～- 39. 9‰ 形成、 运移、 聚集、 成 藏的, 而不是聚集同沉积构造时形成的煤成气型生 物成因气。 2. 3. 3 古构造聚气叠置型 四川型 古构造聚气叠置型, 系指古构造控制形成的古 气藏经后期构造运动改造调整, 在原地或附近或其 上二次成藏的气藏。前述四川盆地印支期基本定型 的开江古隆起聚集的15 000108m 3 古大气藏由于 喜马拉雅运动被瓦解, 在该古气藏原地范围内又形 成的五百梯和卧龙河大气田就属于该类型的典型实 例 图8 。 2. 4 大气田多形成于煤系或其上、 下圈闭中 在成煤作用的整个过程中, 一般是以成气为主, 成油为辅[ 41- 42], 故煤系是“ 全天候” 的气源岩, 能长期 不断地提供充足的气源。 因此, 发育在煤系中或位于 其上、 下层位中适当的圈闭, 易获得充足的煤成气而 形成大气田。 煤系形成的天然气, 通过以下3 种模式 运移富集为大气田 1 自生自储式。 当煤系中发育适当的圈闭时, 生成的煤成气就近聚集有利于形成大气田。鄂尔多 斯盆地榆林大气田有盒8、 山1、 山2、 太1 和奥陶系风 化壳5 套气层。 山2 为主力气层。 山1、 山2、 太1 气层 均位于石炭二叠系山西组和太原组煤系中, 气藏 类型为岩性型为主 图9b , 是典型的自生自储模式 的大气田。 山西组为陆相沉积, 太原组为海陆交互相 或陆表海[ 29]沉积。 太1气层储集层为石灰岩, 山1 和 山2 气层储集层为砂岩。 山2气层属三角洲平原前缘 相, 砂体厚10～30 m, 气层厚6～12 m, 其上覆有黑 色泥岩和煤层 10 m 等 [ 43] 。 俄罗斯西西伯利亚盆地 北区是世界上最大的自生自储模式大气田发育区, 在此所有大气田的主力气层均在上白垩统赛诺阶 中, 该阶是煤系和亚煤系 [ 44- 45]。 2 下生上储式。煤成气通过断裂或裂隙在煤 系的上覆适当圈闭聚集形成大气田极普遍。 例如 塔 里木盆地克拉2 气田、 迪那2气田、 牙哈气田、 莺琼盆 地崖13-1 气田、 东方1-1 气田等。 塔里木盆地库车坳 陷克拉2气田, 是中、 下侏罗统煤系和上三叠统含煤 地层生成的煤成气, 通过断裂在第三系膏盐层优质 盖层遮挡下的第三系至白垩系巴什基奇克组的砂岩 中聚集的大气田 图9a [ 17, 46] 。中欧盆地上石炭统维 斯特法阶含煤地层生成的大量煤成气[ 47- 48], 向上运 移受上二叠统厚约600～1 500 m 的蔡希斯坦统含 盐层遮挡, 在下二叠统赤底统砂岩中形成大批大气 田。例如 荷兰格鲁宁根超大气田、 英吉利盆地中利 曼大气田、 维金大气田、 英杰法索格依勃尔大气田和 希尤伊特大气田。在中亚煤成气聚集域西部的卡拉 库姆盆地, 发现15 个和中、 下侏罗统煤系有关的下 生上储式的、 储量在1 000108m3以上的大气田, 其 中最大的是沙特利克气田 6 230108m 3[ 1] 。 3 上生下储式。煤成气在下伏地层圈闭中形 成大气田的概率低, 国外未发现此类大气田, 但在我 国鄂尔多斯盆地靖边大气田主要属此类气田, 它是 石炭二叠系太原组和山西组煤系中生成的大量煤 成气以及部分太原组石灰岩生成的油型气, 通过奥 陶系碳酸盐岩侵蚀沟谷、 古风化壳的垂直裂缝以及 奥陶系暴露于古风化壳面的储集层多种途径向下运 移聚集形成大气田 图9c 。 2. 5 大面积孔隙型储集体有利于形成大气田 生气区内大面积孔隙型储集层的发育, 既作为 天然气富集的有利储集空间, 又可成为天然气运移 的良好输导层, 有利于发育大型气田。 孔隙型储集层 可以是沉积成因的砂岩、 砾岩和粒屑状白云岩, 也可 以是与成岩后生变化有关的碎屑岩次生孔隙发育 带、 白云岩化带及重结晶碳酸盐岩, 还包括各类风化 壳, 风化、 淋滤、 溶蚀造成的次生孔隙洞穴带。 四川盆地川东气区在36 300 km 2 范围内, 发育 480 天 然 气 地 球 科 学 Vol. 18 图9 煤成大气田的3 种形成模式 a. 下生上储式; b. 自生自储式; c. 上生下储式 一套区域性的上石炭统孔隙型藻白云岩和角砾状白 云岩, 厚度稳定在10～70 m, 孔隙度大于3的有效 储集层厚度为10～34 m, 一般孔隙度大于5, 并且 顶、 底还有假整合侵蚀面, 故风化孔隙发育成为天然 气输导的良好通道。上石炭统孔隙型储集层稳定分 布, 与志留系生气区配置甚佳, 使川东气区上石炭统 天然气储量丰度大, 故发现卧龙河、 五百梯和沙坪场 等大型气田 表4 。与此相反, 经过几十年精细勘探 与开发, 在川南气区找到52 个气田, 主要产层为阳 新统裂缝性致密石灰岩 据21 口井285 个样品分析, 平均孔隙度仅0. 8 , 渗透率绝大多数小于 1. 02 10 - 5 Lm 2 , 次要产层为嘉陵江组低孔渗石灰岩和白 云岩, 正是由于不具备区域性的孔隙型储集层, 尽管 发现众多气田, 但没有发现一个大型气田。 戴金星等 [ 49]曾研究了中国 l0 余个大型气田储 集层皆以孔隙型为主。 据储集层物性参数统计, 砂岩 储集层的孔隙度, 除四川盆地的一些气田稍低外 5 ～12 , 其余多在12以上 表4 , 渗透率多数 大于310 - 3 Lm 2; 碳酸盐岩储集层的孔隙度一般大 于3 , 渗透率多数大于110- 3Lm2。 世界大气田的 储集层主要是孔隙型的 砂岩大气田储集空间主要 是孔隙型的, 纯产层的厚度一般为25～45 m, 厚度 下限是6 m; 有效孔隙度主要在15 ～35, 有效孔 隙度的下限为9。 以碳酸盐岩为主要储集层的大气 田, 储集空间主要是孔隙裂缝型, 纯产层的厚度是 50 ～120 m, 厚 度 下 限为 6 m, 有效 孔 隙 度 一 般是8 ～18 , 下限为5 , 渗透率变化很大, 为 表4 中国主要大型气田储量丰度及储层物性数据 盆地气田层位岩性储量丰度 108m3/ km2孔隙度 渗透率 10- 3Lm2 塔里木 克拉2E1-2km砂岩44. 298～2051. 46* 迪那2 E 砂岩10. 774～10※0. 1～1. 5※ 牙哈E1-2km, K1砂岩4. 3614～18※10～86※ 和田河 C1- 2k,C1b 砂岩3. 11 13. 68*97. 4* 柴达木 台南Q1 2q砂岩14. 9526. 8*595. 2* 涩北一号Q1 2q砂岩11. 4830. 6*104. 9* 涩北二号Q1 2q砂岩9. 7131. 77*571. 72* 鄂尔多斯 苏里格P1砂岩0. 827～1510* 乌审旗P砂岩9*0. 2～5 靖边 O 白云岩0. 706. 2*2. 63* 大牛地C3, P1砂岩1. 162～10※0. 025～2 榆林 P 砂岩5～131～7 四川 新场J2,J3砂岩3. 9912. 31*2. 56* 普光T1白云岩31. 536. 7～7. 1※100. 8* 铁山坡T1白云岩11. 263. 2～5. 1※1. 05～9. 9※ 渡口河T1白云岩7. 979. 2*9. 57～109※ 罗家寨T1白云岩5. 675. 5*0. 01～1160※ 五百梯C2, P2白云岩1. 985. 01～7. 78※2. 5* 沙坪场C2白云岩3. 894. 6～7. 2※28. 13* 卧龙河C2, P1, P2,T白云岩3. 326. 39～10. 12※0. 0004～0. 77※ 威远P1, Z白云岩3. 73～4. 50. 1～2※ 松辽徐深 J3y 火山岩80. 5～18. 70. 1～1 东方1-1 N 砂岩2. 4312. 0～21. 330. 02～8. 32 莺琼崖13-1 E,N 砂岩13. 84 14. 8*100* 乐东22-1 N 砂岩1. 5123. 1～25. 733. 5～71. 3 注 * 为平均值, ※为主值区间。 481No. 4 戴金星等 中国大气田形成条件和主控因素 0. 1～4 500 10- 3Lm2[ 12]。国内外的实例说明, 区 域性孔隙型储集层是大型气田形成的一个重要条件 与控制因素。 好的孔隙型储集层发育程度受沉积相