中國中西部砂巖天然氣大規(guī)模聚集機制與成藏效應(yīng)

李偉，王雪柯，張本健，陳竹新，裴森奇，于志超

（1.中國石油勘探開發(fā)研究院，北京 100083；2.中國石油西南油氣田公司川西北氣礦，四川江油 621700）

0 引言

中國中西部含油氣盆地中有多個盆地發(fā)育大規(guī)模砂巖氣區(qū)，如塔里木盆地庫車坳陷山前沖斷帶白堊系大氣區(qū)[1-5]、鄂爾多斯盆地上古生界致密砂巖大氣區(qū)[6-10]、四川盆地上三疊統(tǒng)須家河組大氣區(qū)[11-15]、柴達木盆地東部第四系砂巖生物氣聚集大氣區(qū)等[16-19]。這些大氣區(qū)都是砂巖氣藏，但各自發(fā)育的層位不同、天然氣成因也有差異、天然氣聚集機理也各有不同。然而，這些大氣區(qū)的天然氣聚集機理是否存在類似成因，相互之間還存在什么主要差異，其天然氣聚集后形成了怎樣的地質(zhì)效應(yīng)，目前還很少有人探討過。為此，本次開展了中國中西部砂巖大氣區(qū)的區(qū)域地質(zhì)與構(gòu)造背景、地層埋藏演化、氣藏基本特征、流體地質(zhì)與地球化學(xué)特點等研究與討論，以探討其成因差異與區(qū)域天然氣成藏的地質(zhì)效應(yīng)。

1 抽吸作用與天然氣成藏地質(zhì)效應(yīng)

天然氣成藏過程中的抽吸作用是構(gòu)造抽吸作用的簡稱。其是指密閉環(huán)境中，地質(zhì)體內(nèi)部因應(yīng)力作用而出現(xiàn)脫空現(xiàn)象，在脫空產(chǎn)生的腔體與圍巖之間會出現(xiàn)壓差，形成指向腔體的抽吸力，并對圍巖內(nèi)部流體的定向流動起到明顯的加速作用[20]。這一作用最典型的實例是塔里木盆地庫車坳陷克拉蘇構(gòu)造帶的克拉2白堊系大氣田。趙文智等于2006年發(fā)表的論文討論了構(gòu)造抽吸作用的形成條件、機理與克拉2氣田的基本特征[20]，2012年，李偉等又提出了天然氣大規(guī)模聚集所產(chǎn)生的抽吸效應(yīng)[21]。

筆者研究認為抽吸作用不僅存在氣藏超高壓、儲集層孔隙度增高、天然氣變干、甲烷碳同位素組成明顯變重等抽吸效應(yīng)[21]，而且存在距離區(qū)域鹽膏蓋層越近、地層壓力系數(shù)與地溫梯度越高的現(xiàn)象，受抽吸作用影響的氣藏內(nèi)不同氣層的天然氣甲烷同位素組成基本相近，抽吸作用不僅在塔里木盆地庫車坳陷鹽膏層以下的白堊系中存在，在四川盆地嘉陵江組鹽膏層發(fā)育區(qū)，有喜馬拉雅期構(gòu)造強烈隆升構(gòu)造帶的碳酸鹽巖氣藏中也存在。

庫車前陸沖斷帶天然氣成藏抽吸作用，主要是新近系巨厚鹽蓋層下，喜馬拉雅晚期的構(gòu)造運動使褶皺構(gòu)造隆升，并在此過程中在下伏砂巖內(nèi)流體脫空，并與圍巖之間產(chǎn)生壓差，地層為了達到壓力平衡，沿深大斷裂吸取深層天然氣的過程。如圖1：塔里木盆地庫車坳陷喜馬拉雅期隆升托舉作用較強的克拉2氣藏中，鹽膏層之下古近系儲集層的壓力系數(shù)為2.06～2.15，地溫梯度為2.72～3.08 ℃/100 m；白堊系砂巖氣藏頂部的地層壓力系數(shù)達到2.01～2.06，地溫梯度為2.66～2.73℃/100 m；氣藏主體部位壓力系數(shù)為1.92～1.98，地溫梯度為2.63～2.64 ℃/100 m；氣藏下部壓力系數(shù)為1.71～1.86，地溫梯度為2.61～2.63 ℃/100 m；其南側(cè)下部的托舉作用較弱的克深1—克深2氣藏的壓力系數(shù)只有1.67～1.68，地溫梯度為2.37～2.44 ℃/100 m，明顯低于克拉2氣藏；其天然氣甲烷碳同位素組成也基本相近，如克拉2氣藏甲烷碳同位素組成為-28.2‰～-26.8‰，克深2氣藏甲烷碳同位素組成為-28.5‰～-27.3‰，沒有出現(xiàn)天然氣運移產(chǎn)生的甲烷碳同位素組成淺輕深重的分餾效應(yīng)。

圖1 克拉2氣藏與克深2氣藏地層溫度壓力縱向變化規(guī)律圖

又如四川盆地川西北地區(qū)的雙魚石二疊系碳酸鹽巖氣田，其是印支期的低幅度構(gòu)造雛形在燕山期得到加強，至喜馬拉雅期走滑擠壓而成[22-23]，該氣田之上發(fā)育區(qū)域性蓋層嘉陵江組鹽膏層，其上部茅口組氣藏壓力系數(shù)為1.8，地溫梯度為2.1 ℃/100 m；而下部棲霞組氣藏的壓力系數(shù)為1.36，地溫梯度為1.9 ℃/100 m；這也是構(gòu)造抽吸作用所產(chǎn)生的氣藏壓力溫度剖面特征；其天然氣甲烷碳同位素組成約為-30‰，如深部的棲霞組為-30.1‰～-29.7‰，相對較淺的茅口組為-30.5‰～-29.2‰，也沒有天然氣運移產(chǎn)生的分餾效應(yīng)。

再如川東地區(qū)高陡構(gòu)造的臥龍河白云巖氣田[24]，天然氣層不僅發(fā)育于區(qū)域蓋層嘉陵江組鹽膏層內(nèi)部的白云巖儲集層中，還發(fā)育于鹽膏層之下的二疊系長興組、茅口組、棲霞組、以及石炭系的黃龍組中，臥龍河氣藏背斜構(gòu)造主體部位嘉陵江組鹽膏蓋層氣層的地層壓力系數(shù)為2.0～2.1，地溫梯度為2.8～3.3 ℃/100 m；上部長興組氣藏壓力系數(shù)為1.8～1.9，茅口組—棲霞組氣藏壓力系數(shù)為1.4～1.6；底部石炭系黃龍組主力氣藏壓力系數(shù)為1.1～1.2，地溫梯度為2.5～2.7 ℃/100 m；也存在壓力系數(shù)下低上高與地溫梯度上大下小的剖面特征。這一下低上高的地層溫壓變化就是抽吸作用下斷裂溝通深層，導(dǎo)致壓力與溫度向上傳遞的結(jié)果。

因此，抽吸作用在氣藏形成過程中，不僅由于構(gòu)造的托舉，產(chǎn)生高壓與超高壓氣藏，而且會形成地層壓力系數(shù)與地溫梯度上大下小或淺大深小，構(gòu)造托舉作用強時大與弱時小的地質(zhì)效應(yīng)，同時同一氣藏內(nèi)不同氣層具有相近的甲烷碳同位素組成特征。這一現(xiàn)象不僅在庫車前陸沖斷帶存在，而且在川東高陡構(gòu)造石炭系-二疊系、川西北雙魚石中二疊統(tǒng)棲霞組—茅口組中存在。

根據(jù)抽吸作用發(fā)生基本地質(zhì)條件，除庫車克拉蘇構(gòu)造帶、川西北雙魚石構(gòu)造、川東臥龍河構(gòu)造外，預(yù)測庫車北部沖斷帶古近系鹽下、川東多個褶皺隆起帶嘉陵江組鹽下、川西北前陸沖斷帶及北部前緣帶嘉陵江組鹽下、柴達木盆地西部干柴溝組鹽下等前陸沖斷帶與喜馬拉雅期強烈隆升剝蝕區(qū)地區(qū)，是抽吸作用與天然氣區(qū)域成藏效應(yīng)發(fā)生的有利區(qū)域。

2 吸水作用與天然氣成藏地質(zhì)效應(yīng)

天然氣成藏過程中的吸水作用是指地層隆升剝蝕過程中，在巖石回彈與流體膨脹等作用下，泥巖為保持內(nèi)部的流體壓力平衡，從砂巖中吸走地層水而保留天然氣的作用。這一作用機理所產(chǎn)生的天然氣成藏地質(zhì)效應(yīng)稱為吸水效應(yīng)[21]。其基本的原理是黏土礦物膨脹量與礦物顆粒和晶層間滲透壓呈正相關(guān)[25-26]，地層抬升減壓后，泥巖內(nèi)的黏土礦物膨脹，泥巖孔隙空間在增大，并產(chǎn)生負壓，將儲集層中的地層水吸入泥巖內(nèi)部。其主要的天然氣成藏地質(zhì)效應(yīng)是高泥地比地層形成區(qū)域性無水氣區(qū)或氣藏。

筆者研究認為：①吸水作用的機理不僅因巖石回彈產(chǎn)生了吸水效應(yīng)，而且氣與水的膨脹差異及相滲差異也是泥巖吸水作用的主要機理之一；②不僅認識到鄂爾多斯盆地上古生界天然氣聚集無水氣區(qū)吸水作用的主要機理，而且認識到含水氣區(qū)是吸水作用較弱或砂地比較高與氣源不足等多因素造成；③發(fā)現(xiàn)四川盆地北部侏羅系沙溪廟組無水天然氣聚集區(qū)的形成也是這一作用的結(jié)果。

首先，吸水作用的機理是多因素綜合作用的造成。其主要包括隆升剝蝕過程中巖石回彈作用、流體膨脹作用與相滲作用。本文不僅認識到泥巖回彈效應(yīng)大于砂巖（Fatt）[27-30]、為保持內(nèi)部的流體壓力平衡，能從砂巖氣藏底部吸取地層水的事實[31-34]；而且認為烴類氣體膨脹系數(shù)遠大于液體水[35]，導(dǎo)致地層水被驅(qū)替；還認為在氣藏內(nèi)外存在壓差的情況下，水的相滲比氣大一個數(shù)量級[36-37]，水快速被泥巖吸收。

圖2 鄂爾多斯盆地上古生界北部砂體氣水分布與生氣強度關(guān)系分析圖

其次，鄂爾多斯盆地上古生界天然氣無水聚集區(qū)確實是吸水作用的結(jié)果，天環(huán)向斜及伊盟隆起區(qū)天然氣區(qū)含水分別是不同地質(zhì)條件所造成。如圖2所示，鄂爾多斯盆地上古生界天然氣的聚集展示出天環(huán)向斜區(qū)含水與伊盟隆起含水，而蘇里格主體及其以東以南基本不含水。這一特征前人認為是烴源巖變差造成，而筆者研究結(jié)果與之不同：①認為天環(huán)向斜—蘇里格西地區(qū)普遍含水是喜馬拉雅期隆升幅度較小，吸水作用較弱引起，其主要的證據(jù)就是天環(huán)向斜區(qū)喜馬拉雅期以來的隆升只有500～800 m，而蘇里格—孤山地區(qū)喜馬拉雅期隆升達1 000～3 000 m，蘇里格氣田區(qū)地層減壓10～35 MPa，有利泥巖隆升后的減壓回彈、也有利氣體膨脹驅(qū)水、還有利氣與水的相滲差的加大，更有利吸水作用的普遍發(fā)生。②認為氣源巖變差造成含水的觀點不成立，因為大牛地含氣區(qū)的生氣強度與之類似，卻基本不含水。③天然氣長距離向東的側(cè)向運移的依據(jù)性仍然不足，雖然局部地區(qū)存在天然氣甲烷碳同位素組成東輕西重的現(xiàn)象，但是全區(qū)天然氣甲烷碳同位素組成體現(xiàn)出近源聚集的特點，也就是烴源巖熱演化最高的南部地區(qū)甲烷碳同位素組成最重，如蘇里格氣田南部為-31.3‰～-29.8‰，平均為-30.3‰；東部偏南地區(qū)、西南部地區(qū)與中部偏南地區(qū)次之，如子洲氣田為-34.5‰～-30.2‰，平均為-32.5‰；蘇里格氣田定邊一帶為-33.8‰～-30.4‰，平均為-31.9‰；榆林—烏審旗一帶為-34.8‰～-30.3‰，平均為-32.7‰。而東北部地區(qū)較輕，如米脂氣田甲烷碳同位素組成為-35.5‰～-31.7‰，平均為-33.6‰；大牛地氣田甲烷碳同位素組成為-37.9‰～-33.3‰，平均為-35.8‰；神木氣田甲烷碳同位素組成為-38.1‰～-35.7‰，平均為-36.9‰，尤其是神木氣田天然氣碳同位素組成具有典型的正碳同位素組成系列，同位素組成連線形態(tài)非常一致，表明其天然氣是近源聚集[38]。④贊同前人的觀點，即伊盟隆起中西部含水主要與砂地比高、氣源不足有關(guān)[39]。根據(jù)這一機理分析，環(huán)縣—慶陽—宜川—延長一帶處于南部物源體系的前緣地區(qū)，氣源充足，渭北隆起喜馬拉雅期隆升明顯，泥地比較大，多達70%～90%，這是最有利泥巖吸水作用區(qū)域發(fā)生并形成大面積巖性地層天然氣聚集的地區(qū)。另外，蘇里格氣田及其以東地區(qū)，還呈現(xiàn)下部上石炭統(tǒng)太原組（C3t）—下二疊統(tǒng)山西組（P1s）煤系氣層壓力系數(shù)為0.85～1.1、下二疊統(tǒng)下石盒子組（P1x）暗色泥巖中氣層壓力系數(shù)為0.7～0.9、上石盒子組（P1sh）—上二疊統(tǒng)石千峰組（P2s）紅色地層中氣層壓力系數(shù)為0.4～0.6的變化規(guī)律，展現(xiàn)出紅色地層中氣層壓力系數(shù)更低的特征。

再者，四川盆地北部侏羅系沙溪廟組含氣區(qū)不含水，也是吸水作用的結(jié)果。如：四川盆地北部地區(qū)八角場沙溪廟氣藏主要是河道砂為主的巖性氣藏，普遍不含水，砂地比很低，多為10%～15%，泥巖也是底部為薄層暗色，具有較差的生氣能力，下部至上部為紅色，地層壓力系數(shù)在底部氣藏為0.70～0.85。又如秋林地區(qū)的沙溪廟組氣藏的壓力系數(shù)為0.7～0.8，個別層位的地層壓力系數(shù)竟低達0.4左右。再如川東北地區(qū)的五寶場氣藏，也是如此，也為河道砂為主的巖性氣藏，普遍不含水，砂地比很低，多為15%～20%，氣藏主要發(fā)育在沙溪廟中上部暗色泥巖夾砂巖的地層中，地層壓力系數(shù)較低，多為1.15～1.25，其天然氣主要來自深層的三疊系須家河組—侏羅系底部的自流井組。因此，四川盆地北部紅層泥巖夾砂巖地層中的氣藏壓力系數(shù)低于暗色地層中氣藏壓力系數(shù)，這與鄂爾多斯盆地上古生界很類似。

由此可知，除鄂爾多斯盆地中東部上古生界、川北侏羅系沙溪廟組等存在吸水作用外，四川盆地中東部侏羅系發(fā)育區(qū)，中西部須家河組大段泥巖發(fā)育區(qū)，川東部志留系，存在區(qū)域性的喜馬拉雅期隆升剝蝕，也存在泥巖吸水作用的天然氣聚集機理，應(yīng)該是有利于大面積吸水作用產(chǎn)生低壓無水成藏效應(yīng)的天然氣聚集區(qū)。

3 脫溶作用與天然氣成藏地質(zhì)效應(yīng)

天然氣成藏過程中的脫溶作用是指地層在隆升剝蝕減壓、地層水側(cè)向運移減壓或地層水側(cè)向運移濃度加大等過程中，天然氣會從地層水中大量脫溶出來、并與儲集層中分散游離氣融合后聚集成藏的現(xiàn)象。其大規(guī)模天然氣聚集會產(chǎn)生天然氣運移的分餾效應(yīng)，如水溶氣運移距離越遠，其聚集的天然氣越干、天然氣甲烷同位素組成越重等。地層水濃度越高，在高濃度地層水區(qū)的天然氣甲烷碳同位素組成也越重，這也稱天然氣脫溶效應(yīng)[21,40-41]。

筆者最新的研究成果主要體現(xiàn)在兩個方面：①筆者發(fā)現(xiàn)在川中地區(qū)須家河組水溶氣脫溶聚集的甲烷碳同位素組成向東南逐漸加重的分餾效應(yīng)[21]大背景下，局部孤立氣井存在變輕的現(xiàn)象；②筆者發(fā)現(xiàn)柴達木盆地東部第四系生物氣聚集不僅受水溶氣側(cè)向運移的控制，而且受水溶氣濃縮脫溶聚集的控制，并有明顯的天然氣側(cè)向運移聚集效應(yīng)。

3.1 水溶氣減壓脫溶聚集與成藏效應(yīng)

川中地區(qū)樂至—南充地區(qū)上三疊統(tǒng)須家河組天然氣聚集不僅主要受喜馬拉雅期隆升剝蝕減壓與地層水側(cè)向運移減壓共同產(chǎn)生的水溶氣脫溶作用影響[40-41]，而且局部分散天然氣受原地烴源巖的影響。其天然氣成藏不僅展示出運移距離越遠其甲烷含量越高、甲烷碳同位素組成越重、異構(gòu)烷烴增多、丙烷系數(shù)越大等天然氣聚集成藏的地質(zhì)效應(yīng)[21]，而且安岳—合川—廣安一線的須家河組大型天然氣藏是隆升減壓脫溶的大量水溶氣與側(cè)向運移減壓脫溶的大量水溶氣與原地分散天然氣匯集成藏的結(jié)果。安岳—遂寧—南充一線向東南展現(xiàn)出明顯的甲烷碳同位素組成逐漸變重的規(guī)律（見圖3），但是在廣安氣田的東側(cè)廣安7井與安岳氣田的南側(cè)威東9井出現(xiàn)了兩處甲烷碳同位素組成變輕的現(xiàn)象，分別為-42.5‰與-43.1‰，而這些地方須家河組一段烴源巖的生氣強度也有（5～10）×108m3/km2，Ro值分別為1.2%與1.3%，比廣安西北部與安岳西北部川中大部分地區(qū)的同一套地層的熱演化程度（Ro值為1.4%～1.6%）明顯要低，所生成的天然氣甲烷碳同位素組成較輕。因此，這些局部地區(qū)還存在原地烴源巖所生天然氣的較多聚集。又如：川中地區(qū)須家河組自晚白堊紀以來抬升2 000～4 000 m，地層減壓超過30 MPa，計算其每立方米地層水的脫溶氣大于2.19 m3/m3；而考慮合川—廣安地區(qū)地層水自西向東減壓約20～40 MPa，計算其每立方米地層水的脫溶氣也大于2.19 m3/m3；還有地層水濃度加大后所產(chǎn)生的脫溶氣[21]，估計合川—廣安地區(qū)須家河組每立方米地層水的脫溶氣大于5 m3/m3，這是非?？捎^的水溶氣脫溶聚集量。另外，川中地區(qū)須家河組烴源巖的生氣強度為（2～15）×108m3/km2，應(yīng)該有大量分散游離氣賦存于須家河組厚層砂巖中，這一部分儲集層的含氣飽和度為15%～45%，多為含氣水層與氣水同層。這表明目前還有大量分散游離氣聚集在儲集體中，只要地層壓力進一步降低，就可以有大量水溶氣減壓脫溶匯聚成氣層。例如川中西部地區(qū)的蓬基井是20世紀50年代鉆探的地質(zhì)基準井，沒有鉆探在褶皺構(gòu)造上，而是須家河組的西傾斜坡上，其在20世紀50年代主要產(chǎn)鹽水，日產(chǎn)3 000 m3以上，初期產(chǎn)微氣，其經(jīng)過半個多世紀的鹽水抽采與地層減壓后，逐漸形成了典型的人工氣藏，至21世紀初的2007年，竟然日產(chǎn)天然氣11×104m3[41]。這不僅展示出須家河組中存在大量的水溶氣，也存在大量的分散游離氣，為水溶氣脫溶聚集成大規(guī)模的氣藏奠定了堅實的氣源基礎(chǔ)。

圖3 川中地區(qū)須家河組天然氣甲烷碳同位素組成平面變化圖

3.2 水溶氣濃縮脫溶聚集與成藏效應(yīng)

柴達木盆地東部第四系生物氣的聚集與地層水濃度加大后的大量水溶氣脫溶聚集有關(guān)，而且產(chǎn)生了水溶氣側(cè)向運移越遠，其甲烷碳同位素組成越重，地層水礦化度越高，聚集天然氣越豐富的成藏地質(zhì)效應(yīng)。前人研究認為這一地區(qū)的大量生物氣聚集不僅是低幅度巖性-構(gòu)造的動平衡成藏[16,42]，而且認為其大規(guī)模聚集主要與地層水中的水溶氣隨水側(cè)向運移聚集[43]、以及鹽度對產(chǎn)甲烷菌的分布控制相關(guān)[44-45]。然而，筆者的研究認為前人認識到了其部分天然氣大規(guī)模聚集機理，但不完全。柴達木盆地東部第四系生物氣生烴中心并沒有發(fā)育大規(guī)模的天然氣，而礦化度較高的地區(qū)才是生物氣藏最發(fā)育的地方（見圖4）。這一特征還不能完全用前人的觀點說明。氣源巖的發(fā)育主要在湖盆中央，這一地區(qū)泥巖的孔隙度為15%～35%，砂巖的孔隙度為20%～30%，平均孔隙度26%[45]，地表水從南部侵入地下后，可以輕松地由南向北運移[43]（見圖5）。由于該區(qū)的年蒸發(fā)量達2 570 mm，在三湖地區(qū)北部缺少地表水供給或只有少量地表水供給的情況下，地表與淺層地下很容易因巨大的蒸發(fā)量而形成高濃度的地層水與地表水[46]。根據(jù)實驗分析，由于不同濃度地層水的溶解氣含量不同，鹽度越高溶解氣含量越少，而分散游離出來的氣越多[47-50]。經(jīng)過計算，地層水濃縮脫溶出來的天然氣量十分可觀。如表1從湖盆中心的察地3井或別東4井等低礦化度區(qū)，至臺南—澀北等高礦化度天然氣主要聚集區(qū)，地層水的側(cè)向運移過程中，地層水中可脫溶出（0.27～0.63） m3/m3水溶氣。根據(jù)前面提到的蒸發(fā)量，每年可蒸發(fā)掉2.57×106m3/km2的水，脫溶出（69.4～161.9）×104m3/km2天然氣，僅按1萬年計算，每平方千米就可脫溶出天然氣約（70～160）×108m3。因此，在地層水濃縮強烈、礦化度最高的澀北、臺南等低幅度構(gòu)造區(qū)，形成了較大規(guī)模的天然氣聚集，地層水濃度較大的臺吉乃爾、東山、鹽湖等地聚集了較小規(guī)模的天然氣藏，而其他地區(qū)多數(shù)只有分散氣存在。

水溶氣的側(cè)向運移也產(chǎn)生了明顯的甲烷碳同位素組成分餾效應(yīng)。如表1與圖4中天然氣的碳同位素組成在靠近湖盆生氣中心的澀東地區(qū)最輕，為-72.3‰[51]，該區(qū)雖然地層水礦化度較高，達到156.8 g/L，但由于是水溶氣由南向北運移過程中最早脫溶聚集之處，因此其甲烷碳同位素組成最輕。鹽度最高的臺南、澀北、鹽湖等地區(qū)地層水礦化度達161.3 g/L，氣藏甲烷碳同位素組成較重，為-69.0‰～-64.6‰[45,52]，由于該區(qū)存在天然氣的大量開采，天然氣開采過程中也有分餾效應(yīng)，早期的較輕，晚期的較重，因此這一數(shù)據(jù)偏重與天然氣大量開采，導(dǎo)致及其采樣甲烷碳同位素組成偏重有關(guān)。雖然該區(qū)天然氣存在長期開采的影響，但早期采集的臺南天然氣甲烷碳同位素組成為-69‰[53]，表明該區(qū)甲烷碳同位素組成還是較輕的。地層水進一步向臺吉乃爾運移，鹽度仍然較高，礦化度為82.6 g/L，其天然氣甲烷碳同位素組成變得較重，為-68.9‰。地層水運移至鹽池地區(qū)時，由于受到來自北部的少量雨水的影響，地層水礦化度降低為25.3 g/L，但由于長距離側(cè)向運移造成的水溶氣脫溶聚集與甲烷碳同位素組成分餾作用，其甲烷碳同位素組成變得最重，達-64.6‰。由此可知，柴達木盆地東部生物氣的大規(guī)模聚集，主要是強烈蒸發(fā)區(qū)低幅度構(gòu)造地層水濃縮水溶氣脫溶聚集形成，而長距離的水溶氣側(cè)向運移與脫溶聚集又產(chǎn)生了甲烷碳同位素組成隨水溶氣運移距離的加大而加重的分餾效應(yīng)。

圖4 柴達木盆地東部第四系生物氣生烴中心與地層水礦化度分布特征圖

圖5 柴達木盆地東部第四系生物氣聚集機理與成藏效應(yīng)剖面特征圖

表1 柴達木盆地東部地區(qū)第四系地層水與生物氣性質(zhì)一覽表

根據(jù)脫溶作用產(chǎn)生的地質(zhì)條件，四川盆地上三疊統(tǒng)須家河組厚層砂巖段，塔里木盆地巴楚隆起喜馬拉雅期褶皺隆升區(qū)下古生界，柴達木盆地氣源充足的西部與北部喜馬拉雅期褶皺隆起帶等具備類似地質(zhì)條件，是有利于天然氣脫溶作用發(fā)生的領(lǐng)域。

4 封存作用與天然氣成藏地質(zhì)效應(yīng)

天然氣聚集成藏過程中的封存作用是指深埋儲集體，因強烈的成巖作用，自身與圍巖都十分致密，在喜馬拉雅期隆升變淺后，儲集體內(nèi)的流體泄壓困難，大部分流體與壓力得以維持與保存的現(xiàn)象。其天然氣成藏地質(zhì)效應(yīng)主要體現(xiàn)在致密氣發(fā)育區(qū)呈現(xiàn)超高壓[54]特征。這一作用主要發(fā)生在喜馬拉雅期隆升后保存條件相對較好的地區(qū)。如川西北地區(qū)老關(guān)廟—柘壩場—劍閣—元壩—九龍山的須家河組致密氣就是如此。

4.1 封存作用的地質(zhì)特征

封存作用下天然氣大規(guī)模聚集的地質(zhì)特征，主要以川西北地區(qū)須家河組致密氣為例來說明。該區(qū)須家河組發(fā)現(xiàn)致密砂巖氣三級地質(zhì)儲量超過4 500×108m3，以巖性氣藏為主，包括魏城、梓潼、老關(guān)廟、文興場、柘壩場、白龍場、劍閣、元壩[55-57]、九龍山等須家河組致密氣發(fā)育區(qū)。其主要地質(zhì)特征如下：①儲集層極其致密，物性極差，孔隙度為1%～8%，滲透率低于0.1×10-3μm2[58-60]；②大面積致密氣主要發(fā)育于物性極差（孔隙度為2%～6%、滲透率為（0.001～0.050）× 10-3μm2）、成巖作用較強、熱演化程度較高（Ro值為1.6%～2.3%）的地區(qū)[61]；③致密氣儲集層、氣源巖、致密干層等交互發(fā)育，以中薄層為主，具有1.63～2.18的超高壓力系數(shù)[62-67]（見圖6）；④儲集層主要為巖屑砂巖，普遍高含碳酸鹽巖屑（劍閣氣田平均為63.2%）與高碳酸鹽膠結(jié)物含量（劍閣氣田平均為30.3%），且致密儲集體大量發(fā)育鈣質(zhì)膠結(jié)、硅質(zhì)膠結(jié)，只有粒度較粗的中粗砂巖與粒度較均勻的砂礫巖具有較多的溶蝕孔隙，成為有利儲集體[68]，有利流體的長期封閉與保存，以及高壓的賦存。

圖6 川西北老關(guān)廟—劍閣—九龍山致密帶須家河組構(gòu)造-巖性復(fù)合氣藏剖面圖

4.2 封存作用形成的天然氣成藏效應(yīng)

圖7 川西北須家河組壓力系數(shù)平面變化與致密氣分布疊合特征圖

天然氣在封存作用下的成藏地質(zhì)效應(yīng)，也是以川西北須家河組致密氣為例來說明。如圖7所示，根據(jù)目前的研究，川西北須家河組三段致密氣發(fā)育區(qū)具有普遍的超高壓特征，壓力系數(shù)為1.8～2.2[62-67,69]。如老關(guān)廟—柘壩場—劍閣等地區(qū)的致密氣壓力系數(shù)高達2.0～2.2，處于九龍山構(gòu)造西南斜坡與老關(guān)廟—魏城低幅度構(gòu)造區(qū)，儲集層孔隙度多為1%～5%，劍閣致密氣儲集層孔隙度最低，為1%～3%；九龍山—元壩致密氣的壓力系數(shù)為1.6～2.1[62,64]，處于九龍山構(gòu)造及其東南圍斜區(qū)；這一地區(qū)的儲集層孔隙度多為2%～4%，而且儲集層越致密其壓力系數(shù)就越高。從圖6可知現(xiàn)今構(gòu)造位置較高的九龍山主體構(gòu)造區(qū)壓力系數(shù)較低，多為1.5～1.6；而文興場構(gòu)造位置略高于老關(guān)廟，文興場致密氣的壓力系數(shù)略低于老關(guān)廟致密氣。所以，處于同一構(gòu)造上，構(gòu)造背斜區(qū)的壓力系數(shù)略低于圍斜區(qū)，這可能與構(gòu)造頂部的張性裂縫局部泄壓偏多相關(guān)。從地層壓力系數(shù)的平面變化來看，山前帶附近的地層壓力系數(shù)多為常壓，這與地層多數(shù)出露地表有關(guān)，也導(dǎo)致形成了中壩須家河組天然氣常壓巖性-構(gòu)造氣藏。

由此可知，相對遠離山前帶的須家河組致密氣區(qū)，由于儲集層致密，且有較大的埋深，致密氣所在儲集層封閉性很好，喜馬拉雅期隆升剝蝕地層減壓較小，處于超高壓狀態(tài)；而山前帶不但出露地表，且儲集層孔隙度為4%～12%，相對較高，地層減壓明顯，變成常壓天然氣聚集區(qū)。因此，封存作用下天然氣聚集的主要成藏地質(zhì)效應(yīng)就是區(qū)域性地發(fā)育高壓-超高壓氣區(qū)。

根據(jù)封存作用發(fā)生的地質(zhì)條件，四川盆地中部—西部地區(qū)的侏羅系自流井組與三疊系須家河組、川東褶皺帶志留系的致密砂巖、川中古隆起的古生代致密巖性體等具備類似地質(zhì)條件，應(yīng)該是有利于封存作用發(fā)生的領(lǐng)域。

5 結(jié)論

中國中西部含油氣盆地大規(guī)模砂巖氣區(qū)的形成，存在多種聚集機制。喜馬拉雅期以來的隆升剝蝕產(chǎn)生了構(gòu)造抽吸、泥巖吸水、水溶氣脫溶、流體封存等4類主要的天然氣聚集機制。不同天然氣聚集機制下，會形成各自獨特的天然氣區(qū)域成藏效應(yīng)。大面積的構(gòu)造抽吸作用與流體封存作用有利于區(qū)域性超高壓流體的賦存及大規(guī)模超高壓氣田的形成；低砂地比地層中產(chǎn)生的泥巖吸水作用有利于區(qū)域性低壓、無水氣藏等大氣區(qū)的發(fā)育；大面積厚層砂巖中水溶氣的脫溶作用不僅能形成大規(guī)模的天然氣聚集，而且水溶氣脫溶會產(chǎn)生區(qū)域性有規(guī)律的天然氣同位素分餾效應(yīng)。

中西部大規(guī)模砂巖氣區(qū)，因地質(zhì)背景不同，其天然氣聚集成藏的機制差異較大，不同盆地或不同層系，發(fā)現(xiàn)類似天然氣成藏效應(yīng)跡象時，或具備形成類似區(qū)域性成藏效應(yīng)的地層時，很可能存在天然氣大規(guī)模的聚集，是有利的天然氣勘探新領(lǐng)域。