超晚期(上新世—全新世)生烃成藏型

此类气藏的最大特点是从生烃至成藏是在新近纪—第四纪的很短时间内快速完成，现今仍处于聚集量≫散失量，与挽近时期(新近纪晚期—全新世)以来喜马拉雅构造运动的发展演化密切相关。它主要分布在以下两类不同成因的气藏；其一为近期急速增温，快速热降解作用形成的气藏；其二为生物化学作用形成的气藏。前者主要分布于莺琼盆地以及西部的库车坳陷等喜马拉雅晚期(新近纪以来)构造运动活跃的类前陆型盆地。后者主要分布于柴达木盆地三湖区陆内坳陷。

莺-琼盆地地处大地构造活动地带，新生代以来热构造作用活跃，有较高的热流值(＞80mw/m2)，较高的地温梯度(＞40℃/km)，加之中新世以来急剧沉降，上中新统—上新统沉积厚度高达2000～2500m，更新统—全新统为2000～3000m。由于挽近时期(上中新世—全新世)的快速沉降及高地温场，古近纪含煤岩系的温度仅在近2 Ma剧增了80～130℃，使含煤岩系的有机质迅速成熟，为形成崖13-1、东方1-1、乐东22-1 等大型煤成气田提供了有利的地质条件(图11-8)。

1)崖13-1气田是中国海域发现的第一个大型煤成气田，位于莺歌海盆地与琼东南盆地交界的1号断层上升盘，处于崖城13-1低凸起构造带中段，东邻琼东南盆地崖南凹陷，西以1号断裂与莺歌海盆地深部坳陷相隔(图11-9)。

图11-8 莺琼盆地及主要气田位置略图

(据丁魏伟等，2005)

图11-9 崖13-1气田位置图

(据谢玉洪，2011)

据戴金星等(2003)对崖13-1气田天然气地球化学资料的详细论述，崖13-1 气田主要源自崖城组含煤岩系的认识可信度较高，气源为煤层、炭质泥岩及暗色泥质岩。崖城组为一套海陆过渡环境的三角洲及沼泽相沉积，自下而上可分为3段(图11-10)，含煤岩系源岩以崖城组二段为主，所含煤层具有单层厚度小、煤层层数多、分布不稳定的特点。钻井取心揭露的十几层煤的厚度均＜30cm，且相邻钻井揭露的煤层数可以由数层迅速变为数十层。含煤地层主要形成于辫状河(扇)三角洲平原和潮坪的潮上带环境潮坪环境(米立军等，2010)。

图11-10 琼东南盆地崖城组沉积特征

(据米立军等，2010)

图11-11 崖13-1气田横剖面示意图

(据丁魏伟等，2005)

崖13-1气田由潜山、背斜和地层三种类型圈闭组成的复合型气藏(图11-11)，储层为渐新统崖城组、陵水组和三亚段砂岩，其中陵水组三段为主要产气层。

崖13-1气田气源岩为渐新世，但成藏期较晚。在10.5Ma前，区内烃源还没有达到大量生烃阶段，直到晚期(上新世—第四纪)才进入快速埋藏阶段，进入大量生排烃阶段。因为有机质的演化节奏明显滞后于温度的急剧增长，有机质热演化的上门限(进入热演化阶段Ro≥0.5%)温度高达150℃；也因为生烃过程的速率很快，含煤岩系有机质在进入成熟阶段后不久就越过下门限(进入高温热裂解阶段Ro≥1.3%)，进入下一个主生气期，为崖13-1气田的快速形成提供了丰富气源。

陵水组天然气储层中流体包裹体资料支持上述认识。进入储层的煤成气有两期：第1 期为5.8～2.0Ma，即上新世；第2期为2.0Ma至现今(戴金星、陈践发，2003)。郝石生(1995)对崖13-1气田成藏史的模拟也表明，崖13-1气田主要成藏时期为上新世-全新世，气田自5.2 Ma以来供气量不断增长，现今仍处于主聚气阶段。

2)东方1-1气田位于莺歌海盆地中央坳陷泥底辟构造带的北部，为泥拱背斜。因为泥拱活动在构造中心部位形成了复杂的断裂带，将气田分成东、西两个断块，使气田的气、水关系比较复杂，不同断块、不同层组具有各自的气、水界面，显示了天然气的多次幕式充注、独立成藏特点(图11-12)。

图11-12 东方1-1气田Ⅱ下组顶面构造图

(据董伟良等，1999)

1—Ⅱ气组顶面构造等高线(m)；2—构造圈闭线；3—气水边界线；4—断层及编号；5—井位；6—平点位置；7—地震盲区(泥底辟)

气田的储层为中新世—上新世莺黄组，因此气田的成藏期应为上新世以后。天然气碳同位素分析资料表明，相对富集重碳同位素，甲烷δ13C1分布范围为-38.7‰～31.7‰，平均值为-34.5‰；乙烷δ13C2分布范围为-27.5‰～21.8‰(戴金星、陈践发等，2003)，表明其来源于腐殖型有机质，属于·310·煤型气(郝芳，2005)。

区内主要气源可能为三亚组—梅山组或陵水组—崖城组共源，陵水组—崖城组以滨海沼泽、半封闭浅海相沉积为主，有机质主要为陆生高等植物，以腐殖型干酪根为主；三亚组—梅山组虽以浅海相沉积为主，其有机质也主要来源于陆生植物，以Ⅲ型干酪根为主。

据郝芳研究(2005)，流体包裹体的均一温度有3期，其中第3期包裹体的均一温度高于220℃，仅发育于CO2为主的气层中，并认为底辟构造带煤成气的幕式快速成藏是超压流体在时间上累积和空间上集中排放的结果；黄家保等(1998)认为东方1-1等气田经历了4次以上快速充注的成藏历程，其中第四期以CO2为主(图11-13)，发育的多期流体包裹体，其均一温度介于120～230℃，前2-3期以煤成气充注为主，最后一期以生物成因气及CO2为主。由于各期充注产物不同，不同气层的天然气组成有较强的非均质性。

图11-13 东方1-1气田成藏期示意图

3)乐东22-1气田位于莺歌海盆地中央坳陷泥底辟构造带的南部，构造形成机制与东方1-1相似，为泥底辟作用过程中形成的泥拱穹隆背斜。但乐东22-1 构造形成很晚，大约在第四纪中期(戴金星、陈践发等，2003)，气层从新近系莺歌海组直至第四系乐东组，主要储层为乐东组三段。据天然气碳同位素资料，乐东22-1气田也是有两种成因的天然气共源：其一为浅层(第四纪)未熟生物气，甲烷δ13C1值为-62.5‰，乙烷δ13C2值为-38.9‰，产层较浅，为395～411m；其二为高成熟阶段生成的高温裂解煤成气，甲烷δ13C1分布范围为-39.6‰～28.6‰，乙烷δ13C2分布范围为-23.7‰～21.7‰(戴金星、陈践发等，2003)。黄家保等(2005)认为天然气经历了3期充注：第1期，来自储层附近未成熟泥岩的生物气，最初充注该构造最顶部第四系，深度为300～600m；第2期，随盆地的沉降和泥底辟的拱张，来自深部中新统梅山组—三亚组主力烃源岩的偏腐殖型有机质，在气窗范围生成的热成熟气沿着底辟活动派生的断裂向上运移充注储层，通常分布于生物气层之下；第3期，晚期伴随着底辟构造的强烈活动，富 CO2天然气大规模注入紧靠底辟断裂储层(图11-14)。3期充注都因为气田的泥拱穹隆背斜形成时间很晚，最早在第四纪中期。因此，该气田的成藏期很晚，应在第四纪中期。

莺琼盆地新近纪以来进入了一个新的转换—伸展演化阶段，发生的新的热事件造成快速沉降，最大沉积速率达400m/Ma，构造沉降速率为1000m/Ma(马启福等，2000)，它既孕育了莺歌海盆地的超压，这一独特的热构造动力学背景所产生的泥底辟作用产生的活动热流体的多次幕式突破，也使该区天然气具有脉冲式涌流快速成藏特点。东方1-1气田发育有多个气层，不同气层之间的烃类气体、氮气和二氧化碳的含量、甲烷和二氧化碳的同位素组成等存在巨大的差异(郝芳，2005)，这种成藏流体的层间组成非均质性反映了流体充注的多阶段性。郝芳等(2005)曾分别取150℃和180℃计算热效应的持续时间，分别为2000年和60年，进一步说明了东方1-1气田流体活动的瞬态和非连续特征，也进一步显示了煤成气的超晚期成藏和快速充注特点，形成煤成气藏的时间很短，并不是以往认为需要＞Ma的时间，可能仅需要数千至数万年。

图11-14 乐东22-1气田剖面示意图

(据黄家保等，2005)

图11-15 库车坳陷拜城凹陷侏罗纪含煤岩系生烃速率与有机质演化示意图

(据王飞宇，2009)

4)塔里木盆地是中国地温梯度最低的盆地之一，位于塔里木盆地北部的库车坳陷是以三叠纪—侏罗纪煤系为主要烃源岩的富煤成气凹陷。坳陷是在古生界基底之上，从三叠纪、侏罗纪以来逐渐发展成为南天山的类前陆盆地。库车坳陷的构造形变、生排烃作用和油气运移聚集等与成藏相关的各种重大地质事件均发生在喜马拉雅晚期(新近纪—第四纪)短暂的地质历史时期，使克拉2等大型、特大型气田均主要形成于喜马拉雅运动的中、晚期(上新世末—全新世)库车期至第四纪(5Ma以来)(图11-15)。

5)柴达木盆地三湖区陆内坳陷，坳陷主要发育在第四纪，主要在更新世以来的强烈沉降，最大厚度超过3200m，沉积速率高达800～1000m/Ma，在下部有1500m湖沼相的生物气源岩，其一为K2—K5，是距今1.5Ma左右的湖进阶段形成的湖相沉积；其二为K7—K10，是距今2.5Ma最初湖进阶段的湖沼相沉积，暗色泥质岩夹较多炭质泥、页岩(图11-16)。

据有机碳分析资料，平均有机碳为0.3%，其中滨湖沼泽相炭质泥岩和炭质页岩的有机碳平均为9.06%，最高可达18.99%，其有机质类型为以陆源为主的腐殖型和含腐泥-腐殖型，为生物气田形成提供了丰富气源。三湖区更新世以来的沉积属于高纬度和高海拔区寒冷干旱气候环境，湖沼水体的含盐度较高，抑制了甲烷菌在浅表条件的活动，也有利于有机质的保存，在进入一定深度以后(埋深500m左右)，才开始了生物气作用的演化进程，现在仍处于生物气的生气高峰，生物气的供气量≫散失量，为柴达木盆地三湖坳陷生物气田形成条件创造了十分有利的条件，成为中国超晚期煤成生物气藏的典型实例。

图11-16 柴达木盆地三湖区新近纪—第四纪地层综合柱状图

(据管志强等，2008)