唐相路，姜振學，邵澤宇，龍國徽，賀世杰，劉曉雪，王昱超

(1.中國石油大學(北京) 油氣資源與探測國家重點實驗室，北京 102249；2.中國石油青海油田分公司勘探開發(fā)研究院，甘肅 敦煌 736202)

0 引 言

第四紀是地質(zhì)歷史中最新的一個時代，始于2.6 Ma延續(xù)至今[1]，同時也是地質(zhì)記錄中保存最好的地層之一，沉積物損失較少，而且通常不會因巖石形成過程而發(fā)生改變。第四紀沉積物在野外通常被識別為沒有固結(jié)成巖石，并與代表沉積過程的地貌相關(guān)聯(lián)[2]。沉積物通常含有豐富的砂、粉砂和泥，發(fā)育有韻律的層理，粗粒層和細粒層厚度一般為毫米到厘米級，代表一個季節(jié)循環(huán)[3]。第四系泥巖沉積在全球廣泛發(fā)育，除山體外，全球陸地和海洋均被第四紀沉積物覆蓋，特別在古湖盆和現(xiàn)代湖泊中均沉積有巨厚的泥巖[4]。

廣泛發(fā)育的第四系泥巖具備大量生成甲烷的可能[5]。全球地下甲烷自然排放量達每年達3 300×108m3，因此，在地質(zhì)歷史時期滯留于泥巖中的甲烷量應十分可觀，泥巖通過甲烷菌作用形成天然氣潛力巨大[6]。比如，柴達木盆地三湖地區(qū)泥巖中生成的天然氣在第四系地層中滯留了超15 000×108m3的地質(zhì)儲量。目前，在柴達木盆地第四系泥巖中已經(jīng)發(fā)現(xiàn)了生物氣藏，比如TN18井在泥巖層中獲得了工業(yè)氣流，日產(chǎn)氣達2×104m3。柴達木盆地三湖地區(qū)第四系泥巖發(fā)育面積達6 000 m2，厚度超過3 400 m，泥巖型生物氣藏具備廣泛的物質(zhì)基礎(chǔ)[7]。因此，第四系泥巖型生物氣這一全新領(lǐng)域的突破，將徹底改變非常規(guī)天然氣的格局，對我國油氣增儲上產(chǎn)具有重要的理論與現(xiàn)實意義。

第四系泥巖通常被當作天然氣藏的蓋層來研究，認識也局限于蓋層的評價[8]。作為生物氣的源巖，泥巖儲層的特征尚不清楚，泥巖型生物氣成藏的富集規(guī)律也有待加強研究。以柴達木盆地三湖地區(qū)第四系泥巖為例，通過詳細分析泥巖儲層的巖性組合、成巖作用、孔隙結(jié)構(gòu)、地球化學參數(shù)等特征，解剖了泥巖型生物氣藏的流體特征、成藏動力、成藏條件，建立了泥巖型生物氣藏的成藏模式。對第四系泥巖型生物氣儲層特征及動態(tài)成藏過程的認識，有助于豐富非常規(guī)油氣地質(zhì)理論，促進非常規(guī)油氣的勘探開發(fā)。

1 地質(zhì)背景

柴達木盆地作為中新生代大型的內(nèi)陸盆地經(jīng)歷了三個構(gòu)造演化階段：中生代斷陷階段，第三紀坳陷階段，第四紀差異沉降階段[9]。盆地東部三湖坳陷區(qū)為剛性基底，盆地其他地區(qū)以柔性基底為主，導致盆地東西部具有不同的承受能力，改變了盆地的構(gòu)造演化過程及形態(tài)[10]。第四系地層沉積之前盆地具有東高西低特征，到上新世晚期，受青藏高原隆升影響，盆地中西部地層隆起剝蝕，東部坳陷形成了巨厚的第四紀泥巖沉積[11]。第四紀坳陷的形成，是柴達木盆地最后一次較大規(guī)模的沉降，也是盆地回返過程中整體發(fā)生向東傾斜，湖盆不斷向東遷移的必然產(chǎn)物[12]。

柴達木盆地湖盆處于動態(tài)調(diào)整過程中，經(jīng)歷了從西到東的演化過程，最終在三湖地區(qū)形成了世界上最年輕的第四系生物氣藏沉積湖盆[13]。第四系時期，全球經(jīng)歷了冰期和間冰期不斷交替[14]。柴達木盆地雖海拔高氣候冷，但也受到冰期和間冰期的影響，導致湖進湖退明顯，沉積了砂泥頻繁交互的第四系地層(圖1)。

2 儲層特征

柴達木盆地第四系泥巖型生物氣沉積于青藏高原咸化湖盆，地層時代新、埋藏淺，特殊的地理位置和地質(zhì)條件決定了第四系泥巖型生物氣儲層具有極強的特殊性，主要表現(xiàn)為巖性組合特殊、成巖作用特殊、孔隙結(jié)構(gòu)特殊、地球化學參數(shù)特殊等4個方面[15]。這些獨特的儲層特征導致第四系泥巖型生物氣儲層與其他沉積盆地泥頁巖具有顯著的差異。

2.1 巖性組合

柴達木盆地第四系泥巖型生物氣儲層主要發(fā)育泥質(zhì)層、粉砂質(zhì)泥層、泥質(zhì)粉砂層、有機質(zhì)層等4類巖性標志(圖2)。其中，粉砂質(zhì)泥層、泥質(zhì)粉砂層、有機質(zhì)層以夾層的形式存在于泥質(zhì)層中。夾層厚度不大，但十分普遍，廣泛發(fā)育。因此，第四系泥巖具有極強的縱、橫向非均質(zhì)性。

泥質(zhì)層主要反映水下沉積[16]。按照水體深淺又可細分為4種類型：深水泥質(zhì)層包括深灰色泥質(zhì)層和絮凝泥質(zhì)層兩種類型，以無層理或隱層理為主，形成于波基面之下的半深湖環(huán)境。主要由以伊利石為主的黏土礦物組成，含量可高達80%。淺水泥質(zhì)層包括灰色泥質(zhì)層和棕灰色泥質(zhì)層兩種類型，形成于濱淺湖或濱岸三角洲平原環(huán)境，一般無層理或?qū)永肀桓脑?，或?qū)永聿伙@著[17]。主要由黏土礦物和泥晶方解石組成，富含植物根系和螺類、介形類殼體，可見生物擾動構(gòu)造和流水沖刷現(xiàn)象[18]。

粉砂質(zhì)泥層按成分和沉積構(gòu)造特點可分為季候紋層和沖刷紋層兩類。季候紋層和沖刷紋層是冰期和間冰期的反映。季候紋層包括泥質(zhì)和粉砂形成的穩(wěn)定互層、含有機質(zhì)泥質(zhì)和粉砂形成的互層、灰泥—微泥球季候紋層[19]?；右话愫?.7～0.8 mm，其中泥質(zhì)一般在0.5 mm左右，粉砂通常在0.1 mm左右。沖刷紋層也由泥質(zhì)和粉砂質(zhì)相間構(gòu)成，存在同生期的沖刷改造作用，粉砂層與泥質(zhì)層厚度相當，最厚可達5 mm，泥質(zhì)層一般厚2～3 mm，厚度變幅較大[20]。

泥質(zhì)粉砂層厚度在數(shù)厘米至數(shù)米不等，按成分和動力可分為內(nèi)碎屑粉砂層和湖灘粉砂層。內(nèi)碎屑粉砂層通常由微泥球構(gòu)成，為水質(zhì)偏咸的濱湖沉積。而湖灘粉砂層也屬濱湖沉積，但水質(zhì)偏淡，富含螺類生物碎片[21]。

有機質(zhì)層主要以湖沼相的碳質(zhì)泥頁巖沉積為特征，由植物及浮游生物原地堆積而成，厚數(shù)毫米至數(shù)十厘米，除夾粉砂外，還常夾有黃鐵礦[22]。有機質(zhì)層在第四系泥巖中發(fā)育較少，偶爾以類似煤線的形式出現(xiàn)。

2.2 成巖作用

柴達木盆地第四系泥巖地層以重荷壓實為主，處于成巖作用的早期階段[23]。主要表現(xiàn)形式：(1)巖石固結(jié)程度低，原生孔隙大。400 m以上所取巖心基本上為淤泥，1 000 m以下巖心中可見到明顯的泥巖層。第四系泥巖的孔隙度顯著高于其他盆地正常壓實的泥巖，平均在20%以上，最大達41%。1 700 m以下孔隙度逐漸變小，但仍保持在15%以上。因此，孔隙度具有在縱向上隨深度增加而降低特征(圖3)。此外，第四系泥巖隨著砂質(zhì)成分含量的增加，孔隙度和滲透率都有所增加，說明第四系泥巖成巖作用程度低，是弱成巖作用的典型代表。(2)古生物炭化和有機質(zhì)演化程度低[24]。除埋藏在K10標準層之下的動植物殘體已發(fā)生一定程度的炭化外，其以上各層炭化程度均很低。同時鏡質(zhì)體反射率Ro普遍小于0.3%，屬于早期成巖作用階段[25]。(3)黏土礦物未受到熱演化的影響。由于第四紀以來長期處于內(nèi)陸封閉的鹽湖環(huán)境，所以黏土礦物從上到下均以伊利石為主，伊蒙混層比較高，表明成巖作用程度低[26]。因此，針對第四系泥巖特定的成巖環(huán)境，綜合巖石固結(jié)程度低、孔隙度高的特點，將第四系泥巖早期成巖作用劃分為三個階段，即：初始壓實階段、穩(wěn)定壓實階段和強化壓實階段(表1)。

2.3 孔隙結(jié)構(gòu)

從鑄體薄片中很難發(fā)現(xiàn)柴達木盆地第四系泥巖發(fā)育孔隙，主要存在部分微裂縫[27]。但粉砂巖夾層可見大量孔隙。結(jié)合泥巖孔隙度普遍大于20%，可以判定泥巖中孔隙應十分發(fā)育。根據(jù)掃描電鏡分析可知，泥巖原生孔隙十分發(fā)育，次生孔隙比例較低。原生孔隙主要是粒間孔，其次為微裂縫和粒內(nèi)孔(圖4)。因此，第四系泥巖的孔隙度主要由小于光學顯微鏡分辨率的微納米孔隙提供。第四系泥巖礦物顆粒呈松散堆積，以點式接觸相互支撐[28]。其孔隙有三種表現(xiàn)形式：第一種是泥質(zhì)層，粒徑大的石英、長石等礦物顆粒含量較少，仍然發(fā)育原生孔隙，主要為黏土礦物晶間孔，次生孔隙主要為粒間溶蝕孔；第二種是粉砂質(zhì)泥層，較多的石英和長石等大顆粒零散分布與細小的礦物顆粒直接接觸，存在較多的原生孔隙；第三種是形成于淘洗帶的泥質(zhì)粉砂層，細小的黏土礦物等含量較低，被周圍的粉砂顆粒包圍，形成較大的孔隙[29]。此外，在掃描電鏡下可以觀察到極少的有機質(zhì)零星分布，但有機質(zhì)中的孔隙極其不發(fā)育，主要為有機質(zhì)沉積原生的孔隙，未到熱解生孔階段。因此，第四系泥巖的孔隙發(fā)育程度受到礦物顆粒的大小、多少及組合形式的影響。

表1 柴達木盆地第四系泥巖成巖作用階段劃分

通過對泥質(zhì)層、粉砂質(zhì)泥層、泥質(zhì)粉砂層三類巖性進行壓汞實驗分析，可以看出它們存在差異顯著(圖5)。泥質(zhì)層排驅(qū)壓力高，平均4.16 MPa，中值壓力也高，平均15.36 MPa，退汞效率低，平均45.5%。該類曲線平緩，分選性好，孔隙和滲透性較差，以細孔喉為主。粉砂質(zhì)泥層排驅(qū)壓力明顯比泥質(zhì)層低，平均0.68 MPa，中值壓力也低，平均5.17 MPa，退汞效率較高，平均48.6%。該類曲線代表以孔隙膠結(jié)為主，分選較好，滲透率較高[30]。泥質(zhì)粉砂層排驅(qū)壓力和中值壓力均較低，排驅(qū)壓力為平均0.17 MPa，中值壓力平均為2.68 MPa，退汞效率高，平均55.0%。該類曲線平緩，分選性好，代表孔隙和滲透率好，孔喉粗。

通過孔體積和比表面積分布圖可以看出，第四系泥巖孔體積主要集中在幾十至幾百納米的孔徑范圍內(nèi)，并且泥質(zhì)層的孔體積峰值明顯小于粉砂質(zhì)泥層和泥質(zhì)粉砂層(圖6)。表明隨著泥質(zhì)含量的增加，泥巖的孔徑峰值是逐漸減小的，主要是由于黏土礦物粒徑相對小，且具有塑性變形的特征，充填到脆性礦物顆粒之間后降低儲層的儲集空間，在埋藏過程中也更容易壓實減孔。第四系泥巖的比表面積主要由小于100 nm的孔隙提供。泥質(zhì)層的比表面積要高于粉砂質(zhì)泥層和泥質(zhì)粉砂層，主要是由于黏土礦物本身具有更大的比表面積。黏土礦物含量的增加，會導致泥巖比表面積的增大[31]。

2.4 儲層地球化學參數(shù)

柴達木第四系泥巖儲層可溶有機碳含量較低，平均為0.4%～0.6%，同時不可溶有機碳(TOC)含量也極低，平均為0.2%～0.4%，按照烴源巖分類應屬于無效烴源巖(圖7)。此外，S1、S2、氯仿瀝青“A”等參數(shù)指標均極低。但探明地質(zhì)儲量超過9 000億方的柴東第四系生物氣藏的存在，表明極低TOC的泥巖也可以生成足夠規(guī)模的甲烷。因此，現(xiàn)有烴源巖評價指標不適用于評價第四系泥巖型生物氣儲層。柴達木第四系泥巖儲層族組成以含量變化大為特征，飽和烴為11%～37%(平均為34%)，芳烴為1%～8%(平均為5%)，非烴為9%～56%(平均為41%)，瀝青質(zhì)為15%～36%(平均為20%)，差異大、非烴含量高指示未成熟。有機質(zhì)中C含量為79%，H含量為4%，O含量為15%，N含量為2%，H/C原子比和O/C原子比表明有機質(zhì)大部分為III型。

產(chǎn)甲烷菌對不同類型有機質(zhì)(水生草本植物、陸生草本植物、藻類)利用率不同[32]。細菌可以利用地層中的纖維素、半纖維素、乙酸等物質(zhì)，分解產(chǎn)出CH4[33]。第四系泥巖中有機質(zhì)主要組成是粗纖維，其次是半纖維素、有機氮，還有少量的可溶性總糖、乙酸和氨基酸[34]。因此，第四系泥巖中粗纖維和半纖維素含量高，是第四系泥巖生烴的主要母質(zhì)來源。

3 動態(tài)成藏過程

3.1 成藏流體

柴達木盆地第四系泥巖儲層流體主要是水與天然氣[35]。地層水水型以CaCl2型為主[36]。根據(jù)水樣分析資料統(tǒng)計，總礦化度為22～185 g/l，平均104 g/l。由于地層水的礦化度較高，地層水的密度也高，在1.01～1.12 g/cm3之間，平均1.08 g/cm3。地層水酸堿度中等偏弱酸性，pH值5～7，平均為6。脫硫系數(shù)、鈣鎂系數(shù)、變質(zhì)系數(shù)、鈉氯系數(shù)等表明地層水以古沉積水體為主，泥巖型生物氣保存條件較好(圖8)。第四系泥巖型生物氣為干氣，組分以甲烷為主，CH4平均含量超過98%，乙烷、丙烷等其他氣體含量極低，不含CO2等非烴成分[37]。甲烷的碳同位素δ13C1的范圍為-71.4‰～-60.5‰，氫同位素δD主要分布區(qū)間為-240.0‰～-220.0‰，屬于典型生物成因氣，主要由細菌CO2還原而來。第四系泥巖型生物氣主要是以游離狀態(tài)存在(由于該地區(qū)水礦化度高，天然氣在水中的溶解能力小)，水中溶解天然氣很少[38]。

3.2 成藏動力學

3.2.1 氣體流動形式

氣體流動形式受多種因素控制[39]。在第四系泥巖儲層中，氣體流動形式主要與微納米孔隙結(jié)構(gòu)有關(guān)。結(jié)合第四系泥巖實際地質(zhì)條件，通過數(shù)值分析表明，生物氣在泥巖中主要存在三種流動形式(圖9)。在小于10 nm的孔隙中，受水膜的影響，氣體無法進行流動。在10～40 nm的孔隙中，氣體主要以菲克擴散的形式流動。由于該孔徑范圍內(nèi)孔隙占比較高，因此菲克擴散是泥巖型生物氣重要的一種流動形式。在40～400 nm的孔隙中，氣體主要以滑脫流動形式為主。大于400 nm的孔隙中，氣體以達西滲流的形式流動。因此，第四系泥巖中同時存在菲克擴散、滑脫流動、達西流動三種形式，且均占有較高的比例，與常規(guī)砂巖氣存現(xiàn)顯著差異。

3.2.2 氣體逸散動力

泥巖突破壓力是泥巖型生物氣藏的主要阻力，它的大小直接關(guān)系到氣藏的自封閉能力[40]。泥巖突破壓力是指巖石被潤濕性流體飽和后，非潤濕性流體(如天然氣)必須克服巖石的毛管阻力才能排驅(qū)潤濕性流體，非潤濕性流體(氣體)才能穿過巖心而突破，非潤濕性流體克服最大的連通毛細管力所需要的最小壓力就是泥巖突破壓力[41]。第四系泥巖自身是否具備阻擋能力，只考慮氣藏的阻力還不夠，還需要考慮相對應的泥巖型生物氣藏動力[42]。假設(shè)泥巖型生物氣藏形成時只有毛細管封閉，實際儲層中所具有的主要能動力有泥巖儲層的剩余壓力、氣柱產(chǎn)生的浮力、水動力(具有方向性)，各種力只有達到平衡條件以后，泥巖中天然氣才能滯留成藏。

當把地層中孔隙水看成是不流動時，可以暫時不考慮水動力。根據(jù)泥巖的埋深等資料，計算出泥巖儲層的剩余壓力與封閉不同氣柱高度下的儲層所具有的浮力(表2)。泥質(zhì)層的突破壓力高達9.8 MPa，理論封閉氣柱高度為600 m?？紫抖葹?7.6%，滲透率為0.48×10-3μm2，屬于中孔低滲泥質(zhì)巖，具備一定的自封閉能力。粉砂質(zhì)泥層的理論封閉氣柱高度為300 m，孔隙度一般分布于23%～28%，水平滲透率6×10-3～190×10-3μm2，垂直滲透率為4×10-3～45×10-3μm2。巖樣突破壓力為6.1 MPa，該夾層自封閉能力較弱。泥質(zhì)粉砂層平均泥巖突破壓力為1.3 MPa，孔隙度一般介于31%～35%之間，滲透率一般在7.68×10-3～144×10-3μm2，扣除儲層排替壓力、剩余壓力，所分析樣品不具有封隔能力。

表2 不同條件下的動力與阻力對比

泥巖突破壓力與孔隙度和滲透率具有一定的負向相關(guān)性，隨孔隙度和滲透率的增大而減小(圖10)。巖石滲透率越大，流體通過巖石而滲流能力越強，巖石的孔隙越發(fā)育，孔徑偏向大孔徑方向分布，巖石的平均孔隙半徑增大，大孔徑連通程度越好，最大連通孔徑將隨之增大，巖石的排替壓力減小，氣體逸散能力越強[43]。因此，孔隙度和滲透率是影響泥巖型生物氣成藏動力評價不可缺少的參數(shù)。黏土礦物含量增加，巖石突破壓力增大，是由多方面因素造成的[44]。黏土礦物顆粒細小，巖石微孔隙發(fā)達，大孔隙少，最大連通孔徑隨之減小，泥巖的排替壓力相對變大。黏土礦物分布于脆性礦物顆粒的孔隙中，黏土含量高，會縮小巖石的孔隙半徑，致使排替壓力增大。黏土礦物具有遇水膨脹性，會縮小巖石的孔隙半徑，甚至封閉巖石的孔隙，最大毛管半徑減小，導致巖石突破壓力增大。由于黏土礦物具有諸多的特性，富含黏土礦物的泥巖型生物氣逸散需要更強的動力。

3.3 成藏地質(zhì)條件

3.3.1 成藏環(huán)境

環(huán)境溫度對甲烷菌的生物降解作用的影響顯著，寒冷的氣候條件有利于有機質(zhì)的保存。甲烷菌活性最佳溫度是30～55 ℃，無論低于30 ℃，還是高于55 ℃，甲烷菌的活性都會降低[45]。在三湖地區(qū)現(xiàn)今地層中，隨著埋藏深度的增加，地層溫度隨之增加，最高可超過80 ℃，但甲烷菌在地層的全井段均具有豐富的數(shù)量，表明甲烷菌在柴達木盆地具有極強的生命力和廣泛的發(fā)育空間(圖11)。第四系經(jīng)歷了多期的溫度降低和升高，影響了沉積初期甲烷菌的活性和數(shù)量，避免了有機質(zhì)的過早消耗[46]。但隨著埋深的增加，地層溫度增加，甲烷菌的活性增強，產(chǎn)甲烷強度也隨之增大，從而成就了現(xiàn)今全坳陷富甲烷菌、全坳陷含氣的特征。此外，高鹽度水體環(huán)境有利于抑制微生物對有機質(zhì)的分解[47]。隨著湖盆的逐漸萎縮，沉積水體鹽度不斷增加，導致第四系后期沉積的地層鹽度普遍偏高，高的鹽度抑制了甲烷菌對沉積物中纖維素等成分的分解。

3.3.2 成藏地層厚度

第四系地層厚度決定了泥巖型生物氣藏的規(guī)模。泥巖型生物氣藏屬于自生自儲的原生氣藏，泥巖的厚度越大，氣藏形成的規(guī)?？赡芫驮酱?。在三湖地區(qū)，第四系地層主要以泥巖為主，泥巖規(guī)模巨大，在沉積中心厚度可超過3 400 m，在沉積邊緣沉積厚度也超過400 m[48]。因此，雖然第四系泥巖TOC含量極低(平均僅0.2%～0.4%)，但巨厚的泥巖地層及廣大的發(fā)育面積是三湖地區(qū)泥巖型生物氣大規(guī)模成藏的重要基礎(chǔ)(圖12)。

3.3.3 氣藏封閉程度

有效的自封閉性是泥巖成藏的關(guān)鍵。由于壓實程度低，第四系泥巖處于早期成巖階段，沉積顆粒壓實作用較弱，結(jié)構(gòu)疏松，主要發(fā)育原生孔隙。第四系泥巖普遍表現(xiàn)為高孔低滲(平均孔隙度18%～28%，平均滲透率0.01×10-3～1.0×10-3μm2)的物性特征[49]。泥巖的孔徑分布廣，同時具備浮力成藏和非浮力成藏兩種微觀運聚機制。第四系黏土礦物以伊利石為主，具有較高的比表面積，地層水在黏土礦物中以束縛水和水膜的形式存在，增強了泥巖儲層的自封閉能力。加之飽含地層水的泥巖不僅具有更低的滲透能力，而且具有更強的生氣能力，因而在飽含高礦化度地層水的地質(zhì)條件下，第四系泥巖便具備了良好的自生自儲的條件。

對于成巖作用較強的南方海相龍馬溪組頁巖，整體以浮力成藏為主，極個別喉道可以實現(xiàn)達西滲流，但對于整體頁巖地層而言，這種喉道無法貫穿整個地層，也就無法實現(xiàn)對氣藏的破壞。并且存在大量的孤立孔隙，生成的氣體可以在里面得到很好的保存，除非生烴增壓到的形成微裂縫，否則無法逃逸出來(圖13(a))。對于柴達木盆地第四系泥巖而言，由于孔隙極其發(fā)育，浮力運移和非浮力運移并重，自身封閉能力比海相龍馬溪組頁巖差(圖13(b))。但是第四系泥巖具備正在大量生氣的先天優(yōu)勢，是其成藏的有利條件。

3.4 成藏模式

第四系泥巖型生物氣藏是一種動態(tài)氣藏，甲烷生成與散失始終處于一種動態(tài)平衡中[50]?，F(xiàn)今受沉積、構(gòu)造和地層水的影響，形成了三類富集帶，分別為凹陷區(qū)自封閉富集帶、斜坡區(qū)水封富集帶、構(gòu)造高點泥巖氣-砂巖氣疊合富集帶(圖14)。在三湖地區(qū)的凹陷區(qū)，由于地層埋藏較深，泥巖的自封閉能力增強，甲烷菌產(chǎn)甲烷能力高于泥巖的甲烷散失能力，形成超壓氣藏。在三湖地區(qū)的斜坡帶，由于巖性的變化，在泥質(zhì)粉砂層和粉砂質(zhì)泥巖中的甲烷受到含水泥質(zhì)層的封蓋，形成泥巖夾層中的微超壓氣藏。在三湖地區(qū)構(gòu)造高部位，泥巖的自封閉能力最弱，但凹陷區(qū)和斜坡帶的甲烷可以順層運移到高部位，加上泥巖自身不斷生氣，在構(gòu)造高部位形成砂巖常規(guī)氣和泥巖非常規(guī)氣疊合的常壓氣藏。

4 結(jié) 論

柴達木盆地第四系泥巖型生物氣是非常規(guī)天然氣領(lǐng)域一種重要的潛在資源。泥巖型生物氣儲層主要發(fā)育泥質(zhì)層、粉砂質(zhì)泥層、泥質(zhì)粉砂層、有機質(zhì)層等4類巖性標志，處于成巖作用的早期階段，原生孔隙十分發(fā)育，次生孔隙比例較低。泥巖儲層TOC含量極低，但可以生成足夠規(guī)模的甲烷。第四系泥巖儲層流體主要是水與天然氣。地層水水型以CaCl2型為主，為古沉積水體。天然氣屬于典型生物成因氣，主要由細菌CO2還原而來。第四系泥巖中同時存在菲克擴散、滑脫流動、達西流動三種形式，且均占有較高的比例。泥巖突破壓力是泥巖型生物氣藏的主要阻力，泥巖儲層的剩余壓力、氣柱產(chǎn)生的浮力、水動力(具有方向性)是主要能動力。泥巖型生物氣藏規(guī)模是各種力平衡條件的結(jié)果。極低的沉積溫度、高鹽度水體、巨厚的泥巖地層及較強的自封閉能力是第四系泥巖型生物氣成藏的重要條件。第四系泥巖型生物氣藏存在浮力成藏和非浮力成藏兩種微觀運聚機制?，F(xiàn)今存在凹陷區(qū)自封閉富集帶、斜坡區(qū)水封富集帶、構(gòu)造高點泥巖氣-砂巖氣疊合富集帶等三類富集帶。

致謝：感謝中國石油青海油田勘探開發(fā)研究院對樣品采集和實驗分析過程中提供的指導與幫助。