原油裂解气和干酪根裂解气的判别（煤的干馏和石油的裂解）

简述原油裂解气与干酪根裂解气在天然气组成和碳同位素上有什么差异

两类裂解气甲烷碳同位素都有随着热解温度增高,碳同位素值先变轻再变重的特点,但原油裂解气甲烷碳同位素的最小值对应的温度较高;在相同热解温度下,干酪根裂解气甲烷碳同位素值要重于原油裂解气甲烷碳同位素值,这与后者前系物经过多次碳同位素分馏有关。因此,生气机理的差异是造成同位素分馏差异的根本原因,两类甲烷气体碳同位素分馏动力学参数的差异也是有成因意义的。

连续型油气形成与特征

非常规油气主要包括致密砂岩油气、碳酸盐岩缝洞型油气、火山岩孔缝型油气、变质岩孔缝型油气、煤层气、页岩油气、深盆油气、浅层微生物气、天然气水合物等。根据连续型油气藏的内涵和本质特征，连续型油气藏的外延与非常规油气藏不完全一致，包括了大部分非常规油气藏，也包括了目前尚处于认识盲区的新类型、新领域，但不是所有的非常规油气都是连续型油气藏，如油砂等就不属此列。连续型油气藏强调“无形”或“隐形”圈闭、大范围弥散式分布，包括部分受控于成岩作用、水动力作用或分布于火山岩裂缝和风化壳内幕的油气聚集等。

一、基本特征

连续型油气藏的本质特征是发育于非常规储集层体系之中，圈闭界限模糊不明，范围很大;无统一油气水界面和压力系统。属于明显无圈闭界限、非常规圈闭、非闭合圈闭，或“无形”或“隐形”圈闭(图2-1)。

图2-1 不同类型连续油气藏分布模式图

1.持续生烃的广覆式烃源

优质烃源岩大面积展布，源储一体或源储紧密接触，源内或近源大面积排烃聚集。例如鄂尔多斯盆地苏里格地区上古生界、川中须家河组等烃源岩有机质丰度高、中—高成熟度，煤系可持续生气，为致密砂岩大气区的形成奠定了物质基础(戴金星等，2007，2008;邹才能等，2009a，2009b，2009c)。大型坳陷湖盆发育阶段，受区域构造及基底稳定性影响而发生区域性沉降，沉降幅度具相似性，致使烃源岩在相同或相近的地质年代大面积进入成熟阶段，形成广覆式烃源层。与烃源层系有充分接触的储集砂体具有近水楼台的成藏优势，大面积成藏成为可能。

多数非常规油气富集区，发育有煤系烃源岩层，煤系烃源岩具有全天候持续生烃的特征(图2-2)，即生烃过程连续，持续充注，如鄂尔多斯上古生界海陆交互相煤系烃源岩、四川盆地须家河组煤系烃源岩均具有连续生烃的特征。不仅煤系连续生烃，非煤系烃源岩也具有生烃过程连续的特点，如海相或湖相泥岩，在成熟阶段生油，在高成熟至过成熟阶段油裂解成气。王云鹏等(2008)排烃模拟实验研究结果表明，海相泥岩残留烃在Ro为1.0%时达到高峰，然后逐渐降低，而煤中残留烃在Ro为1.0%时达到高峰后基本保持稳定。煤吸附能力比海相泥岩强，其残留烃量也比海相泥岩大。成熟作用对于煤及海相泥岩残留烃都有很大的影响。高过成熟阶段海相地层中烃类构成以油藏或输导层中原油裂解气为主，源岩中的残余液态烃也有一定的贡献，而煤在排烃结束以后煤中分散液态烃对裂解气的贡献更大。煤中残留烃主要是前期形成的烃类因排烃效率不高而聚集起来，而海相残留烃基本上随着残余生烃潜力的下降而降低，说明海相残留烃受生烃作用的影响，也受排烃效率的影响。总之，烃源岩在不同生烃阶段有不同类型、不同流体相态的烃类生成，呈现出持续生烃的特征。

图2-2 煤演化过程中生气潜力和累积产率

持续生烃的广覆式烃源为非常规油气的形成提供了物质基础。持续生烃，弥补了油气的散失，有利于非常规油气富集区的形成。海相与煤系源岩是我国的主要气源岩类型，前期研究表明，天然气可以来自于干酪根本身，也可以来自于液态烃的二次裂解。但液态烃的赋存环境却受排烃的影响，当排烃效率低时，液态烃主要赋存于源岩内部，当排烃效率高时，液态烃主要分散分布于源岩以外的运移通道与古油藏中。这些分散的液态烃在热营力的进一步作用下，可发生二次裂解成气，在排烃效率不高或聚集效率不高的情况下，分散液态烃可能是过成熟海相天然气形成的主要来源。因此，分散及残留烃及其再裂解生气的潜力，对高成熟阶段天然气的形成和富集非常重要。通常陆相坳陷盆地和海相交互相煤系地层，有利于形成持续生气的广覆式气源层系，海相克拉通盆地有利于发育持续生烃，即早期生油、晚期生气的广覆式烃源岩系。

2.纳米级孔喉储层系统

连续型油气藏致密储层大范围展布，孔隙度一般小于10%，渗透率为10-9～1×10-3μm2，仅在断裂带发育处伴有微裂缝，储层物性变好。如鄂尔多斯盆地石炭-二叠系发育大型浅水三角洲复合砂体，储层致密，苏里格地区盒8段(24282个数据)平均孔隙度为7.34%，平均渗透率为0.63×10-3μm2;山1段(8141个数据)平均孔隙度为7.04%，平均渗透率为0.38×10-3μm2;山2段(5389个数据)平均孔隙度为5.66%，平均渗透率为1.42×10-3μm2。据四川盆地须家河组40000余个分析数据统计，平均孔隙度为5.22%，渗透率为0.253×10-3μm2。页岩油气储层为典型的致密储层，孔隙度一般为4%～6%，渗透率小于0.0001×10-3μm2。处于断裂带或裂缝发育带的页岩储集层渗透率则大大增加，孔隙度大于10%，渗透率在1×10-3μm2左右，总体储层物性差。

邹才能等(2010b)首次在四川盆地寒武系—志留系页岩气储层里发现了纳米级孔喉，孔隙直径5～750nm，平均100～200nm，呈圆形、椭圆形、网状、线状等(图2-3)。连续型油气中的纳米级孔喉的广泛存在，是油气连续型聚集和分布的理论基础。

图2-3 四川盆地威201井页岩气纳米级孔隙

应用场发射扫描电镜与Nano-CT等技术，在非常规储层中发现了纳米级微观孔喉，其与传统储层孔喉特征具有较大差异(表2-4)，标志着油气储层纳米级微观研究取得重大进展;该技术将有效表征油气储层内部微孔的变化规律、孔径大小、形状及孔隙率等，为全面分析微观油气运聚提供理论支持。

表2-4 油气储层常规孔喉与纳米级孔喉特征对比

图2-4 鄂尔多斯盆地二叠系盒8段沉积相与上古生界气藏分布

纳米级孔径在10～900nm之间，而烃类分子、沥青质、环状构造、链烷烃和甲烷的形成演化呈现一种连续谱的特征，自身大小自沥青质的100(0.01μm)变化到甲烷的3.8(0.00038μm)，皆属小纳米级孔喉。纳米级微孔的发现，将真正开启微观储层特征与烃类演化时空匹配关系的研究，可以研究致密储层中油气的驱替和流体活动机制，对油气资源评价与区块优选具有重要的意义。

同时，随着技术方法的进步，油气储层微观孔喉研究将不断细化。油气储层孔喉研究将向着物理微观(埃()及小于埃的尺度)、纳观(几分之一纳米到几十个纳米的尺度)和细观(亚微米到丝米之间的尺度)的超微观方向发展。

3.连续型油气聚集

连续型油气聚集过程中，区域水动力影响较小，以扩散作用和非达西渗流为主，浮力作用受限，油气水分异差，但“甜点”区油气运移主要受浮力控制。成藏动力为烃源岩排烃压力为主，受生烃增压、欠压实和构造应力等控制，成藏阻力为毛细管压力，两者耦合控制油气边界或范围，多表现为油、气、水层共存，呈连续相，分布较复杂，无明显油气水界线，含油气饱和度差异较大。

连续型油气成藏运移距离一般较短，水柱压力与浮力在油气运聚中的作用局限，主要为初次运移或短距离二次运移，尤其是煤层气、页岩油气，“生—储—藏—盖”四位一体，基本上生烃后就地存储;致密砂岩油气存在一定程度的二次运移，但渗滤扩散作用是油气运移的主要方式，导致油气水分异差，如四川盆地须家河组、鄂尔多斯盆地上古生界大面积含气(图2-4)，但气水共存。大庆、长庆、四川等油气田的开发实践证实，致密油气藏中流体渗流以非达西渗流为主，存在启动压力，需附加驱替力才可使流体开始流动，佐证了致密储层成藏特征。

连续型油气分布的特征是大范围弥散式含油气，存在“甜点”和富集区，油气藏下部或下倾部位无水，与源区直接接触，油气水分布复杂，无统一气油水界限和压力系统，储量规模大，存在高产富集区块。如煤层气在裂缝或割理带，尤其在地层压力降低时，发生脱水、脱气作用，释放出大量天然气，决定着天然气的富集高产。碳酸盐岩连通的缝洞体、致密砂岩中溶蚀相带或裂缝带是油气富集区。因此，连续型油气藏也存在“甜点”控制下的常规油气藏和有利区，是连续油气藏优先开发的重点，可“先富后贫”，但最终是整体开采。连续型油气藏分布在盆地斜坡或向斜区，突破了传统二级构造带控制油气分布的概念，有效勘探范围可扩展至全盆地，油气具有大面积分布、丰度不均一特征。如致密砂岩中毛细管力封闭具有达西流和非达西流双重渗流机制，广泛存在非达西渗流现象，类似针筒式或活塞推移式的运移特征，其成藏过程显示出“整体性推进、地毯式运聚”的动力机制，毛细管力控制下形成的致密油气区中，油气水关系复杂，勘探中在高部位可能遇水，而低部位可能含油气，需充分认识油气水分布的复杂性。

4.水平井压裂等开采工艺

常规技术难以开采非常规油气资源，需针对性技术提高产能，如人工改造增产、大量钻井、多分支井或水平井等。单井产量总体较低，但后期能够稳产，开发中分散气可持续充注，提供气源，开采寿命长，显示出开采过程中动态“连续性”特征，但需重复压裂。资源评价和有利区预测与常规油气不同，需发展针对连续型油气藏的核心勘探和开发技术，如资源与储量评价预测方法、叠前地震储层预测与流体检测等特殊勘探开发技术。如美国的Barnett页岩气藏，具有单井产量低(0.1×104～1×104m3/d)、生产周期长(30～50a)特点，需要通过水平井、分段压裂等技术才能实现经济有效开发。

二、形成、分布及演化特征

连续型油气藏具有非圈闭油气聚集、成藏过程持续、成藏空间连续、开采过程持续等特征。

1.非圈闭油气聚集

目前发现的主要连续型油气藏在盆地构造背景、储集体性质、生储盖配置、环境物理化学条件和油气运移充注等方面均表现出非典型单一圈闭油气聚集特殊性:①形成于盆地中心及斜坡部位，处于特殊热力场、压力场和流体场环境，如深层油气的成藏环境是高温高压。②储集体大范围呈层状连片分布，孔渗性差，导致渗流机理复杂、储量丰度低、开采难度较大，如页岩在传统意义上被认为不具备储集层的特性，低孔低渗难开发，而页岩油气吸附在页岩中有机物表面，富集于裂缝发育带，总体储量丰度低，但整体规模和潜力大。③生储盖配置具特殊性，或源储一体(煤层气、页岩油气)，或源储直接接触(致密砂岩油气等)。如美国皮申斯盆地鲁里森致密气田，致密砂岩或夹持在煤层烃源岩内，或与煤层直接接触，成藏条件优越。国内的四川盆地须家河组、鄂尔多斯盆地上古生界致密砂岩气，呈“三明治”结构，具有低渗透、变形双重特征。④环境、生物、物理、化学条件特殊，包括温压条件和生物物理化学作用等。如浅层砂岩生物气来源于微生物，其要求的生气环境比较苛刻(Collett，2002;DaiJianchunetal.，2008);天然气水合物主要分布于海底或者永冻层，无论是成藏环境还是物质组成均属特殊。

2.成藏过程持续

成藏过程持续，可理解为油气运聚过程的动态平衡过程，即成藏过程相对连续。煤系烃源岩是“全天候”气源岩，生气时限长，Ro值为0.6%～6.0%，是典型的生烃过程连续的烃源岩。连续生烃为持续成藏提供了物质基础和前提。页岩油气、煤层气、来自煤系的致密砂岩气等具有明显的“连续性”成藏过程。其他几类连续气如浅层砂岩生物气、天然气水合物也具备成藏过程连续的特征。浅层砂岩生物气成藏是一个持续供应与散失动态平衡的过程，只要条件适合，资源充足，微生物产气过程将会持续不断。天然气水合物形成也具有连续性特征，目前实验室内已经建立了气水合物形成模型，只要具备基本条件以及充足的甲烷和水来源，天然气水合物将会源源不断地形成。

3.成藏空间连续

成藏空间分布连续是连续型油气藏最根本的特征和标志。源储一体或储集体大范围连续分布、圈闭无形或隐形决定了油气区大面积连续分布，地层普遍含油气，油气藏边界不显著或难以确定，易形成大油气区(层)。如致密砂岩油气是典型连续型油气藏，致密砂岩气表现出在空间上的连续性特征，即气藏大面积连续分布，砂岩地层普遍含气，含气饱和度不均，缺乏明显气水界面与边底水，油气藏边界不明确。页岩气连续性特征更明显，页岩气产自其自身，又储集于自身，页岩气存储于页岩岩石颗粒之间的孔隙或裂缝中，或者吸附在页岩中有机物的表面，没有明确的圈闭界限与气水界面。煤层气是以吸附状态赋存于煤层中，煤层气藏圈闭边界更难界定。源储直接接触的盆地中心及斜坡区油气藏，空间分布具有“连续性”，如鄂尔多斯盆地三叠系油藏平面上连续分布(图2-5)。

图2-5 鄂尔多斯盆地三叠系延长组致密油平面分布

4.开采过程持续

连续型油气藏尤其是连续型气藏，开采过程中，通常持续产气，压裂后的3～5年为1个生产周期，产能逐渐下降，再次压裂后会恢复到原来产能，压裂次数和产能循环可重复多次(图2-6)。连续型气藏在开发过程中低丰度的游离气、吸附气、自由气不断聚集，使得气可以持续被采出，显示出开采过程中的连续性。以页岩气为例，据对美国页岩气井的统计，页岩气藏生产周期比较长，页岩气藏投入生产时，裂缝及其附近基质孔隙中的游离气首先被采出，随着地层压力降低，岩石表面吸附气开始解吸，通过扩散进入裂缝系统，裂缝中的页岩气则以渗流方式进入井底，采至地面。当裂缝及附近游离气和吸附气逐渐减少后，可通过再次压裂，形成新的裂缝系统，产能增大，进入新的生产周期，经过多次压裂延长生产寿命，一般页岩气井开采寿命可达30～50年。美国联邦地质调查局的最新数据(Bowker，2007)显示，Barnett页岩气田气井开采寿命可达80～100年。致密砂岩气等也具有开采过程连续的特征(Hill et al.，2007;Shanley et al.，2004)。

图2-6 美国Barnett页岩多次重复压裂产量随时间的变化

①1ft = 0. 3048m

三、连续型油气藏主要类型与特征

不同类型的连续型油气藏特征、成藏机理和分布规律有共同之处，同时也存在差别。

1.致密砂岩气

连续型致密砂岩气需具备大范围、层状供气充足、供气速率高的源岩及大面积发育致密连片砂岩储集体两个有利条件。

以鄂尔多斯盆地石炭-二叠系、四川盆地三叠系须家河组为例，大型浅水三角洲形成大面积分布砂体，大面积烃源岩蒸发式层状排烃，大规模致密砂体连续分布，宏观上呈下生上储(图2-7)或生储盖呈“三明治”结构，形成了缓坡背景下大面积分布的连续型大气区(层)(赵文智等，2010;邹才能等，2009a，2009b，2009c)。

致密气藏储层物性差，孔隙度小于10%，渗透率10-9～1×10-3μm2;总体运移距离短，砂泥间互、源藏邻接;无明显圈闭和直接盖层，处于中晚成岩封闭系统内，但上覆区域性盖层好，构造活动性弱，保存条件好;分布于盆地中部及斜坡部位，气水界限与分布复杂。

天然气聚集服从“活塞式”运移原理，“层状”气运移聚集表现为气层与源岩大面积接触。短距离二次运移为主，天然气运聚中浮力作用受限。通过气藏解剖与模拟实验显示，四川盆地须家河组不同类型致密砂岩气藏启动压力等成藏机理存在差别(图2-8)。

鄂尔多斯盆地苏里格连片砂体与煤系烃源岩直接接触，天然气成藏是持续充注，从三叠纪到新近纪，一直存在天然气生排烃和充注成藏，表现为成藏过程连续。

有利储集成岩相、断裂和局部构造是连续型气藏富集主要的控制因素，如四川盆地须家河组有利成岩相是中粗砂岩溶蚀相，不同区块在北北东、东西向等方向均有断裂发育，在总体西高东低的斜坡背景上发育如广安等局部构造，形成千亿立方米级富集区带。

图2-7 鄂尔多斯盆地苏里格大气区上古生界连续型致密砂岩气分布示意图

图2-8 四川须家河组气藏低孔渗砂岩非达西渗流特征

2.致密砂岩油

致密油成为北美页岩气之后又一战略性突破领域，巴肯致密油开采借鉴页岩气技术，通过欠平衡水平井、大型压裂等技术获得成功，开辟了致密油新领域。中国广泛发育致密砂岩油藏。

大型坳陷畅流浅水三角洲、湖盆中心砂质碎屑流可形成大规模储集体，呈层状分布的烃源岩与大面积分布的砂体错叠连片，为致密砂岩油藏形成提供了条件。如松辽盆地中深层油层、鄂尔多斯盆地三叠系大面积分布的大油区(层)。

过去认为湖盆中心只发育浊积岩，不会形成大规模砂体，湖盆中心勘探未被重视。Shanmugam修改了前人对深水重力流的分类，增加了砂质和泥质碎屑流类型，并发现深海发育砂质碎屑流，能够形成大面积分布砂体，有效指导了深海油气勘探(Shanmugam et al.，1996)。2009年，邹才能等借鉴国外砂质碎屑流研究，提出我国湖盆中心也发育砂质碎屑流，如鄂尔多斯盆地白豹地区长6油层组，发育大套深水砂质碎屑流，其典型岩性为较纯净的块状砂岩与含泥砾细砂岩、块状砂岩，代表浊积流的正粒序浊积岩并不发育，块状砂岩是主要含油储集岩类，侧向具一定连续性，垂向累计厚度较大。

通过露头、岩心和测井分析，建立了以鄂尔多斯盆地长6组为代表的拗陷湖盆中心深水砂质碎屑流成因沉积模式，指出三角洲前缘坡折带下部是砂质碎屑流分布的主要场所。如白豹地区长6组存在环三角洲前缘末端呈带状展布的砂质碎屑流砂体，分布较广，厚度较大，物性较好，有利勘探面积在4000km2以上。湖盆中心可在斜坡中下部或坡折带底部发育大规模砂质碎屑流，而呈扇状展布的浊流分布规模很小。松辽、渤海湾盆地等广大湖盆中心也发现了大型砂质碎屑流沉积，砂体连续分布，易于形成连续型油藏。这一新认识拓展了湖盆中心找油的新领域。

四川盆地侏罗系各组段均有油气显示，“打高产井难，打干井也难，打水井更难”，类似国外致密油藏勘探初期的“口口有油，井井不流”阶段。传统观点认为四川盆地侏罗系具有“超低孔渗、构造平缓、油气分散、聚集度低”特征，属裂缝性油藏，原油产量自然递减。四川侏罗系灰岩与砂岩储层可能具有致密油形成的基本条件，石油分布不受构造、岩性和埋深控制，构造高部位和低部位都有油分布，砂岩、灰岩和页岩均可出油。四川盆地侏罗系与北美EagleFord致密灰岩油、Bakken致密砂岩油藏具有类似的成藏条件和油藏特征。

3.页岩气

随着全球能源需求的快速增长与勘探开发技术的进步，页岩气得到了有效开发利用，发展很快，已经占据相当的产量份额，显示出良好的发展前景。

页岩气是指产自页岩地层中的天然气，页岩既是生成天然气的源岩，也是储层和盖层。因此，高有机质含量的黑色泥页岩、高炭泥页岩是形成页岩气藏的最基本条件。影响页岩气藏形成的因素很多，其中有3个因素最为关键:一是有机质丰度，有机质丰度越高，含气量越大，一般要求TOC大于2%;二是有机质成熟度，热成因气页岩的Ro一般大于1.1%;三是页岩的岩石性质能控制产能大小，一般要求脆性矿物(石英、长石等)含量达到30%～40%以上，裂缝发育，有利于吸附气产出。

页岩气具有以下基本特点:一是页岩气形成于成熟有机质热演化阶段，天然气赋存方式既有游离气，也有吸附气;二是页岩气分布于平缓斜坡区、坳陷区和盆地边缘，含气范围广，气层厚度大，可预测性强;三是单井产量不高，稳定产量一般小于1×104m3，但稳产时间长，可以持续生产30～50年以上，一般不产水。

页岩气在国内、外均有发现，如美国沃斯堡盆地Barnett页岩气有机碳含量为4.5%，Ro值为1.0%～1.3%，裂缝发育，储量丰度为3.28×108～4.37×108m3/km2，经济效益较好。中国页岩气主要发现于四川盆地(表2-5)，如川西南地区九老洞组页岩气，有机碳含量为0.44%～2.70%，Ro值为1.83%～3.23%，储量丰度为0.87×108～5.79×108m3/km2，埋藏相对偏深，约3200～5000m，资源潜力大，具连续型分布特征。

表2-5 我国四川盆地与美国典型盆地页岩含气丰度对比

4.页岩油

页岩油指泥页岩中以微隙、裂缝为主要储集空间形成的油藏，是自生自储式的特殊裂缝孔隙型连续油藏。目前国内、外发现的绝大多数泥质岩裂缝孔隙型油藏，分布于以暗色泥岩及页岩为主的生油岩中，常富含有机质、钙质或硅质矿物，其有机碳丰度一般为1.0%～20%，有机质类型多样，Ro多为0.5%～1.3%。泥岩裂缝孔隙型油藏与页岩气很类似，通过裂缝网状系统连续分布，为典型的连续型油藏。泥页岩裂缝孔隙型油藏形成于特殊的地质环境和成藏条件:①优质烃源岩;②发育基质孔与裂缝储集;③厚层泥页岩中的网状裂缝系统封闭性好。

5.煤层气

煤层气是煤层中自生自储式非常规天然气，煤层气源储一体，圈闭界限不明确。主要由甲烷(含量超过95%)和极少量较重的烃类以及氮气、二氧化碳组成。煤岩不仅持续生烃，而且运移、聚集、成藏、分布以及开采过程均表现出“连续性”特征，为典型的连续型气。

煤层气的储集层含有被称为割理的正交断层，其方向与煤层垂直，为流体渗流提供了主要渠道。控制煤层气含量的主要因素包括煤层厚度、煤组成成分、吸附气含量及气体组成成分。煤组成成分指煤中有机成分的数量和类型，它对可吸附气的数量影响较大。煤层中气体含量变化较大，是煤的成分、热成熟度、埋藏和上升历史、运移热量增加或生物气增加等的函数。煤层气以吸附在煤层颗粒基质表面为主，有的在煤层割理、裂缝中含微量游离气、水溶气。煤层气热值在33494.4J/m3(8000cal/m3)以上(Kvenvolden，1988;何国貌等，2004;Eaton，2006;邹才能等，2008)。

煤层气赋存具有明显的分带性。煤层气并非在原地、同期、一次形成，而是在含煤层系中经煤化作用不断生烃，又受上覆沉积、断裂构造和水动力作用不断改造，进而形成了具有内在联系的几个带。依据煤层气δ13C1值、非烃含量、甲烷含量和开采特点，由盆地边缘向盆地腹部一般可划分为氧化散失带、生物降解带、饱和吸附带和低解吸带4个带(表2-6)。其中饱和吸附带盖层条件好，处于承压水封闭环境，含气量大，吸附饱和度高，煤层埋深适中，物性较好，气井单井产量高，是煤层气勘探的主要目标区。

表2-6 中高煤阶区煤层气成因分带特征

在煤层气勘探中，对于中高阶煤，需找区域热变质、割理发育、承压水封闭的饱和吸附带;对于低阶煤，需找厚煤层、深盆浅层、封盖条件好的高渗区。

以上主要讨论了碎屑岩连续型油气，对于碳酸盐岩和火山岩油气有一部分亦属连续型油气藏，其前提条件是油气储集于大面积孔洞缝连通构成的连续性网络空间。碳酸盐岩孔、洞、缝同样无明显圈闭界限，难以进行圈闭描述，储集空间具有连续或准连续特点。断裂、裂缝和次生溶蚀淋滤作用形成的孔、洞、缝连续型或准连续型储集空间，对碳酸盐岩网络状油气藏的形成和分布具有关键性的控制作用，如塔里木盆地轮南、塔河油田和鄂尔多斯盆地中部碳酸盐岩气田。部分火山岩缝洞、变质岩裂缝形成的网络状油气藏，也具有连续型油气藏的特征。裂缝发育程度是火山岩、变质岩连续型油气藏形成的重要条件，如准噶尔盆地西北缘石炭系大面积风化壳连续油藏。

四、典型连续型油气对比

页岩气、页岩油、致密油、致密气和煤层气等非常规油气有很大的相同点，也有明显差异。其相同点主要有:①均为非常规致密储层;②无明显圈闭界限，无统一油气水界限，大面积连续分布;③以非达西渗流为主;④需针对性强的水平井、多级压裂等储层改造技术开采。

不同非常规油气的特殊性存在差别。如页岩气特殊性在于(表2-7):①储层致密，纳米级孔隙，渗透率低;②源储一体，生气有机质孔是重要的储集空间;③生气后，无运移或页岩层内极短运移;④致密气、致密油及煤层气等可共生，形成连续型含气层系，合层开采可大幅度提高单井产量及开发效益。

表2-7 不同类型非常规油气的主要区别

天然气成因类型划分及气源分析

（一）无机与有机天然气类型划分

天然气成因类型的判识主要依赖于天然气的组分和碳、氢同位素组成，并以天然气伴生的轻质油、凝析油、原油的轻烃地球化学特征以及稀有气体同位素组成为辅。腰英台地区的甲烷碳同位素明显偏重，其δ13C1＞30‰。据戴金星（1992），除高成熟和过成熟的煤型气外，δ13C1＞-30%。的均为无机成因的甲烷，因此利用CH4（%）与δ13C1（‰）图可知（图3-33），腰英台构造带主要分布煤型气区内，ChaS1井与YS1井（3466m）登娄库组可能为无机成因甲烷气或者少量的无机气混入的有机气，另外ChaSl井区的个别样品介于无机气与有机气之间，从而表明此研究区有深部的无机气混入，达尔罕构造带以及双坨子地区主要分布有机成因煤成气，煤型气与油型气需要进一步的判识（张枝焕、童亨茂等，2008）。

图3-33 无机与有机天然气类型划分

1—YS1（K1d）；2—YS1（K1yc）；3—YP1（K1yc）；4—YP7（K1yc）；5—YS2（K1yc）；6—DB11（K1yc）；7—D2（K1yc）；8—DB33井区；9—ChaS1井区；10—双—坨子地区

（二）有机烷烃气体进一步鉴别

在有机成因的烷烃气中，生物气和裂解气均具有高甲烷含量、低重烃含量的特点，它们的区别之一是生物气甲烷碳同位素较低，而裂解气的甲烷碳同位素值偏重，根据生物气的一个良好鉴别标志δ13C1＜-55%来看，长岭断陷天然气均属于裂解气。从δ13C1—1gC1/C2+3关系图来看（图3-34），腰英台构造带与ChaS1井区的天然气均属于煤型气，ChaS1井个别样品明显有无机气的混入，为煤成气与无机气的混合气。双坨子地区与腰英台地区的天然气组成特征明显存在差别，主要为原油伴生气以及凝析油与原油伴生气的混合气，由此表明两研究区的天然气的气源是不一致的，腰英台与达尔罕构造带的天然气主要为腐殖型干酪根裂解气，而非原油裂解气（张枝焕、童亨茂等，2008）。

苏联学者Гуцадо（1981）从CH4与CO2共生体系碳同位素热平衡原理出发，以世界上已有CH4与CO2共生体系中测得的δ13C.和δ13Cco2为依据，将自然界不同成因类型的CH4与CO2共生体系划分为三个区，即Ⅰ区为无机成因区，Ⅱ区为生物化学气区，Ⅲ区为有机质热裂解气区。根据图3-35不难看出，研究区腰英台构造带主要分布有机质热裂解气，YS1井与YS2井营城组天然气个别样品分布在无机气的成因区域，大部分样品介于有机质热裂解气区与无机成因气区，达尔罕构造带的天然气主要为有机质裂解气，因此腰英台构造区块的天然气极有可能存在混源特征，可能有无机气的混入，其混源单元还需要进一步的鉴别。

图3-34 天然气δ13C1—lg（C2+（C3）关系图

1—ChaS1井区；2—双坨子地区；3—YS1（K1yc）；4—YS1（K1d）；5—YP1（K1yc）；6—YP1（K1yc）；7—YS2（K1yc）；8—DB11（K1yc）；9—DB33井区

图3-35 CH4与CO2共生体系碳同位素分布图

1—YS1（K1d）；2—YS1（K1yc）；3—YP1（K1yc）；4—YP7（K1yc）；5—YS2（K1yc）；6—DB11（K1yc）；7—D2（K1yc）；8—DB33井区

（三）无机成因甲烷气及识别标志

自然界烃类的大规模形成是有机－无机物质相互作用的结果，而现今油气勘探都是在有机烃源发育的盆地中进行，有机和无机烷烃气混合成藏使无机烷烃气不如非烃气易于识别。尽管如此，目前在许多裂谷盆地中发现了一系列可能的无机成因天然气的聚集，说明无机成因油气仍有一定的发展前景。

到目前为止，对无机成因烃类气体的判断主要依据有烃类气体的组分、碳同位素、烷烃碳同位素系列、与烃类气体伴生的非烃气体、稀有气体的含量及同位素以及地质背景综合分析等方法。松辽盆地有无机成因CH4的一些重要判别依据：

1.该区与无机CO2气藏等伴生的CH4气藏，有特高甲烷碳同位素及负碳同位素系列

在松辽盆地采送的与无机CO2气藏等伴生的甲烷碳同位素分析样品，碳同位素值出现了大量的δ13C1值大于－30‰，其中还有大量大于－20‰的样品，并出现了大量负碳同位素系列样品，且上述两种特征还同时出现在同一气田（藏），显示了无机成因烃气的存在。

碳同位素是判识无机成因天然气最直接的证据。我国许多地区如云南腾冲县澡塘河、四川甘孜县拖坝、吉林长白山天池、内蒙古克什克腾旗热水镇以及国外许多地区如新西兰地热区、东太平洋热液喷出口、俄罗斯希比尼地块岩浆岩、美国黄石公园等都发现了无机CH4。这些地区的甲烷碳同位素虽然变化较大，但一般都大于30‰。

许多学者亦提出了鉴定无机成因CH4的下限值，有的为大于－20‰，有的为－30‰。但必须指出的是不论哪一个值都不是划分无机甲烷的绝对值，因为某些高（过）成熟的煤型CH4也有显示重碳同位素特征的特点，因此在确定其成因时还需综合考虑其他资料，如烷烃气碳同位素系列、地质构造背景等。其中碳同位素系列是识别有机、无机烷烃气最有效的手段之一。

有机成因的天然气主要源于沉积物中分散有机质的分解。在生烃母质干酪根热降解生成烷烃气的过程中，由于12C—12C键的键能低于12C—13C键，因此生物成因天然气中CH4及其同系物的碳同位素组成具有随碳数的增大而变重的分布特征，即δ13C1＜δ13C2＜δ13C3＜δ13C4正碳同位素系列。这种分布特征几乎存在于所有有机成因的天然气藏，并被有机质热解成烃的模拟实验和理论推导所证实。而对于无机成因的烷烃气来说，重烃气含量很少，而且主要是由甲烷通过放电作用聚合形成的。在由CH4聚合形成高分子烃类或CO加氢合成烃类的过程中，由于12C—13C键的键能低于12C—12C键，使12C随分子量的增加而逐渐富集，从而形成甲烷同系物的碳同位素组成与有机成因的同位素系列正好相反，即形成δ13C1＞δ13C2＞δ13C3负碳同位素系列。如前面提到的俄罗斯希比尼地块与岩浆岩有关的天然气中δ13C1为3.2‰，δ13C2为9.1‰，δ13C3为16.2‰；美国黄石公园泥火山气的δ13C1为21.5‰，δ13C2为26.5‰。

徐家围子断陷在昌德、汪家屯、肇州以及朝阳沟等地区及腰英台气田均发现了甲烷碳同位素异常和负碳同位素系列，表明该区有无机烃类气体存在。汪家屯地区W a903井甲烷碳同位素最重达12.22‰，而乙烷的碳同位素为22.99‰；昌德地区表现的最为明显，FaS1、FaS2等井多个气样显示负碳同位素系列，且甲烷碳同位素偏重。从这些气样组分来看，干燥系数

一般都在0.98以上，显得很干，也与无机成因烷烃气的特征相似。

此外，也有学者提出负碳同位素系列并不是判断无机成因烃类气体最可靠的标志，由两种不同成因天然气混合，或由天然气的扩散引起同位素分馏均可造成这种现象的出现。以往的研究认为混合作用形成甲烷至丁烷碳同位素的完全反序排列可能性不大，但最近的同位素数值模拟研究结果表明，两种碳同位素正序排列的天然气，混合后可以得到碳同位素完全反序排列的天然气，但要求混合的两个端元的天然气必须具有不同的成因或来源，或它们是明显不同演化阶段的产物。从徐家围子地区的地质条件和同位素特征来看，很难用两种有机成因的气混合加以解释，因为要得到FaS1、FaS2那样重的甲烷负碳同位素系列，要求具有有机成因天然气甲、乙、丙碳同位素为15‰，－14‰，13‰相当的天然气存在，而这种天然气无法与有机质演化的任一阶段相对应，在徐家围子地区也未发现具这种特征的天然气。因此，混合作用不能合理解释该区存在的负碳同位素系列。

2.在该区火山岩的原生流体包裹体中发现CH4

地球深部流体的性质和成分是当前国内外学术界争论的热点课题。火山喷发物中含有大量的非烃气体、少量烃类气体、稀有气体以及沿一些深大断裂带及地震期前后有烃类气体、CO2和稀有气体释放已是公认的事实。近年来对火山岩及其地幔岩流体包裹体的研究进一步揭示其流体相主要为H2O、CO2、CH4、N2、H2、H2S及一些稀有气体。地幔物质及其所含流体在横向和纵向上分布也是极不均匀的，如河北大麻坪尖晶石二辉橄榄岩幔源岩气体包裹体中还原性气体含量高达68.0%～93.4%，而山东栖霞大方山二辉橄榄岩样品中还原性气体为8.5%～39.3%。有学者研究了我国华北地区地幔岩的分布，认为地球深部由上到下依次为尖晶石二辉橄榄岩、尖晶石－石榴石二辉橄榄岩和石榴石二辉橄榄岩，分别代表岩石圈地幔和软流圈地幔。其中石榴石二辉橄榄岩中的H2和CH4的含量最高，而尖晶石二辉橄榄岩含H2和CH4相对较低，因而认为地球深部不同圈层可能孕育有不同性质和类型的天然气，由浅至深有H2O→CO2→CH4、H2富集的趋势，其中莫霍面附近可能是CO2的聚集带，岩石圈与软流圈界面附近可能是烃气的富集带，而H2可能有更深的来源。

在该区非气层段火山岩中采集的火山岩流体包裹体，普遍有较高含量的无机烃气，证实无机成因烃类气体对该区气藏的贡献不容忽视。从徐家围子地区岩浆火山岩流体包裹体气液相成分来看，岩浆成分由基性变为酸性时，CO2有从少变多的趋势，CH4的变化趋势正好相反，因此上述研究成果及推断可能是正确的。在长岭达尔罕及腰南构造，在DB11 井的4017～4120m井段的基性岩中发现大量含CH4的气液相包裹体，其中CH4的最高含量可达到31.9%，该层测试产纯CH4，而在相邻的DS2井3670～3780m的酸性流纹岩中，产出以CO2为主的气藏，在该层中发育大量含CO2的气液相包裹本。

3.在该区发现大量示指深部低氧逸度环境的伴生气体

在松辽盆地，已发现部分高含H2及CO、H2S气的气藏，反映该区地壳深部存在低氧逸度环境，有利于甲烷的生成。无机成因气中低氧逸度组分往往构成共生组合，如DB11井营城组玄武岩段，H2含量达6%,H2S含量达（30～50）×10-6，与CH4共生。其各项同位素指标均反映这些组分源自无机成因，证实深部存在低氧逸度的大地构造环境。

4.从地质背景综合分析方法证实应当存在无机成因甲烷

一般认为，某些高（过）成熟的煤型甲烷也有显示重碳同位素特征的特点，并经不同成因天然气混合，或由天然气的扩散引起同位素分馏可造成负碳同位素系列。因此，在一些不含煤系的地区，如部分烃类气藏的δ13C1出现明显偏重，且出现负碳同位素系列，但周缘未发现明显的煤系烃源岩，可以确定存在较大规模的无机甲烷供给。

无机CO2与甲烷的共生，在各类有机烃类成藏条件差别不大的情况下，在局部地区出现特高、特大的气藏，或在有机烃类气体供给很少的区带，在圈闭中发现大量甲烷，揭示存在无机成因甲烷的供给。

以腰英台—达尔罕断凸带为例，该带已钻达基岩顶面的D2、DBIl井揭示，经二维、三维地震资料标定，该区周邻不存在煤系源岩，其它方向有机烃源的运移供给路线也很长。但在腰英台深层气田，发现富含CO2（含量15%～24%），以CH4为主（76%～85%）的气藏，也存在甲烷重碳同位素和碳同位素反向序列。在YS1、YS101、YS102、ChaS1、ChaS1-1、ChaS1-2、ChaS1-3井揭示大型腰英台气田，探明天然气地质储量达（600～700）×108m3的情况下，周围的ChaS2、D2、YN1井却仅发现了CO2气，未发现烃类聚集。这些表明腰英台深层气田有天然成因甲烷的混人。

由于岩石圈地幔及地壳深处广泛存在C、H、O、N等元素，无机成因天然气的主要组成是CO2，其次是CH4及N2等，无机成因气藏也是以CO2为主，含部分CH4、H2、N2、CO2等组分。在无机成因的甲烷气苗中，甲烷含量一般在5%～30%，但即使是这种较低含量，无机成因甲烷供给量也远大于有机成因甲烷供给量。1979年Welham等指出，东太平洋北纬21°处中脊喷出的热液（400℃）中，含氢气、甲烷的氦，δ13C1值为17.6‰～－15‰，R/Ra约为8，说明这些气体是幔源的。该处喷出的H2的体积浓度为10%，每年喷出H2和CH4分别为12×108m3和1.6×108m3，如果以此喷出速度，即使仅按照与火山热事件的地质历史100万年来计算，该处喷出的H2和CH4即可达到1200×1012m3、160×1012m3，也远远大于有机物的生烃量。由此也可见，CO2的供给量是何等惊人。

同时在沉积盖层的深埋压实条件下，CO2易于与地壳中碳酸盐岩、碱性岩类发生反应，并大量溶解于水中，而产生大量的损耗。而在地壳沉积盖层的温度、压力条件下，CH4则有相对的化学稳定性，在CO2逃逸和散失量很大的条件下，无机成因CH4常可以形成相对富集，甚至形成无机成因甲烷为主的天然气藏。

（四）煤型气与油型气的鉴别

确认天然气属于煤型气还是属于油型气，对于追溯、对比烃源岩起着重要作用，目前最为常用的参数是乙烷或丙烷碳同位素。YS1井登娄库组天然气δ13C2为－24.7‰，为典型的煤型气，YS1井营城组天然气δ13C2为－26.4‰～－26.5‰，DBIl-1井与DBl1-2井营城组天然气δ13C2为－26.1‰～－28.7‰，均为煤型气和油型气混合气区，DB33-9-3井天然气的δ13C2为－29.3‰，也接近煤型气和油型气混合气区，按照δ13C2值－29%。为界限，长岭断陷天然气为高成熟的煤型气。

1.“V”型鉴别图（δ13C1-δ13C2-δ13C3）

考虑到甲烷、乙烷与丙烷三者碳同位素的综合信息，在δ13C1—δ13C2δ13C3相关图上（图3-36），利用烷烃成因天然气碳同位素系列数据，能够鉴别不同成因的有机天然气。其中Ⅰ区为煤型气，Ⅱ区为油型气，Ⅲ区为混合型气，Ⅳ区为深层混合气（戴金星，1992；顾忆等，1998）。从图3-36可以看出，腰英台构造带与达尔罕构造带的天然气主要分布在碳同位素倒转区以及煤型气和油型气或者深层气的混合气区，而且天然气的成熟度明显偏高，DBll井的天然气可能有少量的油型气混入，双坨子地区的天然气主要为煤型气与油型气，由此表明，双坨子构造带的天然气的特征明显不同于上述两个构造带，腰英台与达尔罕构造带的天然气明显具有多源的性质，而且可能混有深部的无机气，造成其甲烷的同位素明显偏重，导致其烃类组分的同位素发生倒转。

2.δ13C2-δ13C1图

通过利用δ13C2值的大小将天然气划分为煤型气、油型气以及煤型气与油型气的混合气区，再通过δ13C1受热演化程度的差异将天然气划分为未熟、低熟，成熟、高熟以及过成熟五个阶段，可以很好地将天然气中煤型气与油型气类型分开，从图3-37可以看出，腰英台与达尔罕构造带的DB33-9-3、DB33-5-5、DB11井以及ChaS1井的个别样品可能为高过成熟的煤型气与油型气混合气，而其余样品天然气均为高过成熟的煤型气，双坨子地区的天然气成熟度略低，分布油型气或煤型气，不同于腰英台与达尔罕构造带的天然气的特征。

图3-36 天然气δ13C2-δ13C1不同成因类型图

1—ChaS1井区；2—双坨子地区；3—YS1（K1d）;4—YS1（K1yc）；5—YP1（K1yc）；6—YS7（K1yc）;7—YS2（K1yc）;8—D2（K1yc）;9—DB11（K1yc）；10—DB33井区

图3-37 天然气δ13C2—δ13C1不同成因类型图

1—ChaS1井区；2—双坨子地区；3—YS1（K1d）；4—YS1（K1yc）；5—YP1（K1yc）;6—YP7（K1yc）,7—YS2（K1yc）;8—D2（K1yc）;9—DB11（K1yc）;10—DB33井区

3.C1/C1-5与δ13C1图

利用干燥系数（C1/C1-5）与δ13C1同样也可以判识天然气类型.对于煤型气与油型气在不同的演化阶段过程中，其干燥系数与δ13C1存在一定的对应关系，对于成熟度高的油型气与煤型气，其干燥系数与δ13C1必然很高，图3-38中A1、B1、C1、D1、E1为煤型气演化阶段，界限由虚线表示，A2、B2、C2、D2、E2为油型气演化阶段，界限为由实线表示。通过图3-38可以看出，腰英台构造带与达尔罕构造带的营城组与登娄库组的天然气主要分布在高成熟的煤型气与油型气区，双坨子地区天然气具有煤型气与油型气的混合特征，明显不同于两构造带的天然气特征。

图3-38 利用C1/C1-5与δ13C1图判别不同类型烷烃气体

1—ChaS1井区；2—双坨子地区；3—YS1（K1d）;4—Ys1（K1cy）；5—D2（K1cy）；6—YP1（K1yc）；7—YP7（K1yc）；8—YS2（K1yc）;9—DB11（K1yc）;10—DB3井区

（五）天然气同位素倒转现象分析

长岭断陷腰英台与达尔罕构造带天然气碳同位素系列数据分析表明，碳同位素倒转系列和负碳同位素系列是其主体，并且碳同位素明显偏重。导致碳同位素异常的原因有很多，研究天然气碳同位素倒转的原因，对天然气的成因或其经受的次生变化作出判断，可以作为天然气运移途径和气源对比的一种间接方法。戴金星（1993）曾对烷烃气碳同位素系列倒转问题作过详细研究，认为引起碳同位素系列倒转的主要原因有：1）有机气与无机气的混合，二者分别属于正碳同位素系列与负碳同位素系列的典型，当二者混合时，很容易发生同位素分布的倒转现象；2）煤型气与油型气的混合，这是造成碳同位素系列倒转的主要原因；3）同型不同源或同源不同期天然气的混合，同源的早期形成的低成熟度的天然气散失一部分后的剩余气，与晚期较高成熟度形成的天然气形成混合天然气，可导致烷烃气同位素倒转；4）生物降解作用，细菌选择降解某些组分致使剩余组分变重；5）地温增高也可使碳同位素倒转，在碳同位素交换平衡下，若地温高于100℃，则出现正碳同位素系列；当温度高于200℃时，则正碳同位素系列改变成为负碳同位素系列（戴金星，1990）；6）源岩性质控制，在中国陆相河湖交替发育的含油气盆地，烃源岩有机质的分布是不均一的，同一套烃源岩中I型和Ⅲ型有机质可能同时存在，因此其产生的烃类烷烃气可能发生倒转，松辽盆地北部深层烃源岩就有混源的特点。

此外，盖层微渗漏造成的蒸发分馏作用也是许多天然气藏同位素出现倒转的重要原因，Prinzhofer等（1995）在对Jenden的资料进行重新解释时，认为微渗漏作用更能合理地解释Appalachian盆地天然气同位素的倒转现象，他们按Jenden等提出的混合模式计算后发现有些样品点并不符合混合模式，提出了一种新的微渗漏模式。黄海平（2000）利用微渗漏模式较好地解释了徐家围子断陷深层天然气同位素倒转的现象。从图3-39看出，腰英台构造带的ChaS1井区、达尔罕构造带的DB11-1、DB11-2、DB33-9-3、DB33-5-5等井天然气样品同位素发生倒转，是受到盖层微渗漏作用的影响。

导致天然气碳同位素倒转可能是上述因素之一，也可能是两种或两种以上的因素引起的。长岭断陷深层天然气普遍被认为主要来源于沙河子组和营城组，经历了较复杂的构造变形和较高的成熟演化阶段，可能存在多源气的混合，主力烃源岩发育于盆地断陷晚期和坳陷早期，火山活动频繁，烃源岩除正常的热演化外，还受到因火山活动引起的异常热事件，主力烃源岩沙河子组和火石岭组在盆地分布不均一，有机质具有非均质性，因生气层上下部位和层内成熟度及有机质性质不一样，也会使同层同时生成的天然气同位素发生混合而倒转。盆地基底发育深大断裂，无机成因的CO2、N2普遍存在，并且丰度较高，在腰英台地区CO2含量平均值为20%以上，因此天然气中可能有无机成因烷烃气加入，天然气藏产层主要在登娄库组与营城组，成藏模式比较复杂，天然气可能以垂直运移为主，运移路径较长，因而可以引起多期次的天然气碳同位素动力分馏效应。

图3-39 天然气同位素反转解释模式

1—ChaS1井区；2－双坨子地区；3—YS1（K1d）；4—YS1（K1yc）;5—D2（K1yc）;6—YP1（K1yc）;7—YP7（K1yc）;8—YS2（K1yc）;9—DB11（K1yc）；10—DB33井区

据此按照通常的天然气同位素的划分，结合长岭断陷腰英台地区天然气各种分析数据可知，YS1井登娄库组以及ChaS1井个别样品表现出无机成因气的特点，而腰英台构造带大部分井区的样品，如YS1、YS2、YP7井以及达尔罕构造带的DB33井区、DB1I井主要分布有机成因的烷烃气（张枝焕、童亨茂等，2008）。

塔中地区顺7井油气地球化学特征及意义

李婧婧1，2 王 毅1 马安来1 李慧莉1 张卫彪1

（1.中国石化石油勘探开发研究院西北勘探研究中心，北京 100083；

2.中国石油大学（北京），北京 102249）

摘 要 顺7井位于塔中Ⅰ号坡折带西北倾末端，在鹰山组钻遇凝析气藏。对顺7井天然气、原油的组成、碳同位素、金刚烷、生标化合物等综合研究表明：顺7井天然气组分碳同位素呈正序分布，且δ13C2＜－28‰，表现出典型的油型气特征；天然气组分C2/C3值为2.8，C2/iC4为11.39，结合δ13C1（－51.7‰）非常低的特征，判断凝析气是由原油热解生成的；原油以饱和烃组分为主，基本检测不到生标化合物，金刚烷和C29ααα20R甾烷的含量表明顺7井原油的裂解程度达70％左右；综合原油及族组分碳同位素及塔中地区的石油地质情况，认为发生裂解的原油应来自寒武系—中下奥陶统烃源岩。

关键词 凝析气藏 原油裂解 金刚烷 顺7 塔中

A Discussion on Geochemistry and Origin of Condensates of

Well Shun－7 in Tazhong area，NW China

LI Jingjing1，2，WANG Yi1，MA Anlai1，LI Huili1，ZHANG Weibiao1

（1.Exploration and Production Research Institute，SINOPEC，Beijing 100083，

China；2.China University of Petroleum，Beijing 102249，China）

Abstract Condensate oil and natural gas were obtained from Yingshan Formation of Lower －Middle Ordovician from well Shun－7 located in Tazhong－Ⅰ faulted slope break zone，Tarim Basin，NW China.The distribution of carbon isotopes of the gas components shows a normal carbon isotope sequence（i e.，δ13C1＜δ13C2＜δ13C3）and δ13C2＜－28‰shows the gas is typical oil－type gas.On the basis of the gas component（C2/C3： 2.8，C2/iC4：11.39）and carbon isotope properties（δ13 C1：－51.7‰），it is pointed that the gas may is the crude oil cracking gas.The conden－sate oil features in high content of saturate hydrocarbon and low content of aromatic hydrocarbon and non－hydro－carbon asphaltene.The carbon isotope of the con－densate oil from well Shun－7 is similar to that of the Cambrian－sourced oil from well TD－2，indicating the condensate oil of well Shun－7 might originated from the Cambrian source rocks.

Key words condensate reservoir；oil cracking gas；diamondoid hydrocarbon；well Shun－7；Tazhong area

塔中Ⅰ号坡折带位于塔里木盆地卡塔克隆起北缘，呈北西－南东走向，具有东高西低的构造格局，是塔里木盆地重要的油气构造单元［1，2］。沿坡折带自东向西已发现塔中26、塔中62、塔中82、塔中86、塔中83等井区油气藏，油气表现形式多样，包括常规黑油、高蜡油、轻质油、凝析油及天然气，以轻质油气为主。目前有研究认为，塔中Ⅰ号坡折带奥陶系油藏在喜马拉雅期发生气侵，气侵严重的油藏变成凝析气藏，未发生气侵或气侵较弱的油藏流体仍保留黑油特征［3］。

顺7井位于塔中Ⅰ号断裂带上盘西北倾没端（图1），2010年12月在奥陶系鹰山组灰岩段裸眼酸压测试获油气流，截至2011年4月5日，累计产油152m3，累计产气近80×104m3。在拟合计算得到的流体相态图上，油气产层的地层压力、温度，皆位于地层流体临界温度的右侧，因此顺7井钻遇的是典型的凝析气藏。与之相邻的塔中45～86井区也在奥陶系也取得较好的油气勘探成果，TZ86等在良里塔格组钻遇凝析气藏［4］。

图1 塔中地区顺7井位置图

1 天然气地球化学特征

1.1 天然气组成特征

顺7井天然气以甲烷组分为代表的烃类气体为主，甲烷含量为82.50％， 含量较高，达7.71％，干燥系数较低，为0.91，与相邻的凝析气藏TZ86较相似（表1）。与中1井奥陶系天然气相比，顺7井天然气中甲烷含量略低，重烃 含量稍高，干燥系数较低。天然气划分标准中，将甲烷含量＞95％、 重烃含量不超过1％～4％、干湿指数大于19的烃类气体划分为干气。顺7井天然气显然属于湿气范畴。

表1 顺7井及相邻井区天然气组成

塔中Ⅰ号坡折带奥陶系天然气整体上具有N2含量较高、CO2含量普遍较低的特征［5］。N2含量最大值为18.4％（塔中241井），最小值为0.93％（塔中72井），主要分布在3％～15％，平均值为6.87％。CO2含量主体在2％～5％，含量大于10％的只有塔中30井（13.45％）和塔中73井（17.5％），最小值为0.283％（塔中24井）。顺7井天然气具有低N2、高CO2的特征，N2和CO2含量分别为0.54％、8.87％，与相邻的塔中86井有一定的差别，与塔中Ⅰ号坡折带奥陶系天然气组成差别也较大。前人的研究认为，天然气的非烃组成特征在一定程度上反映了油气成藏机理［5］。顺7井非烃组成特征说明，其成藏机理与塔中86井可能存在一定差异。

1.2 天然气组分碳同位素

顺7井天然气甲烷、乙烷、丙烷的碳同位素值分别为－51.7‰、－32.5‰、－28.2‰，呈δ13C1＜δ13C2＜δ13C3的正序分布，表现为典型的有机成因天然气特征。乙烷的碳同位素受热演化影响较小，受母质继承效应明显，一般认为，δ13C2为－28‰可以作为煤型气和油型气的分界点，即：δ13C2＞－28‰与气体煤型气相关，δ13C2＜－28‰与油型气相关。顺7井的δ13C2低于－30‰，属于油型气。图2是塔中部分天然气烃类1/n与δ13Cn之间的关系，当天然气为单一来源时，二者呈线性关系，否则呈折线型。塔中Ⅰ号坡折带中部、西部天然气均表现为直线型，东部的天然气则表现为折线型。顺7井天然气碳同位素与碳原子倒数关系与塔中Ⅰ号坡折带中部、西部天然气特征相似，构成良好的线性关系，说明顺7井天然气来源单一，是相同母质在单一营力作用下的产物。

顺7井天然气的一个非常显著的特征是甲烷碳同位素轻，仅为－51.7‰，且甲烷、乙烷碳同位素差值大，δ13C2－δ13C1为－18‰。W.J.Stahl、戴金星等分别编制了北美、西欧和我国的天然气δ13C1 －Ro关系图，得到油型气δ13C1 －Ro关系回归方程（表2），根据不同公式推算得到的Ro值虽然有一定差别，但总体看来，均反映成熟度较低，属未成熟阶段。虽然在未成熟阶段陆相有机质树脂质可以直接生成凝析油（Rogers，1979；Snowdon和Powell，1982），但塔里木盆地下古生界显然不具备发育这种烃源岩条件。在相邻的45～86井区，甲烷碳同位素也较低（图2），有学者提出了低成熟生物气混入的模式［6］，但从塔中地区油气藏地质特征来看，这种观点也很难成立。

除甲烷碳同位素指示气体的成熟度外，天然气组分特征也可用于判断成熟度。实验模拟证明，当天然气组分中C2/C3小于2，C2/iC4小于10时，天然气主要形成于Ro小于1.5％～1.6％的成熟演化范围，原油尚未发生有效的裂解作用，这些天然气为正常的原油伴生气；当C2/C3大于2，C2/iC4大于10时，这些天然气可通过原油的裂解过程形成，也可通过干酪根的热裂解作用生成。顺7井天然气组分C2/C3值为2.8，C2/iC4为11.39，均说明顺7井天然气不属于原油伴生气，可能来自原油或干酪根的裂解。

表2 顺7井甲烷碳同位素换算得到的烃源岩镜质体反射率

图2 顺7井系天然气组分1/n与δ13Cn之间的关系

国内外学者的模拟实验均表明，天然气的甲烷碳同位素组成δ13C1主要受热演化程度控制，具有随着热演化程度增加逐渐变重的趋势。因此顺7井天然气来源排除了干酪根裂解的可能性。最新研究成果表明，除干酪根裂解气之外，塔里木盆地高成熟天然气还可能来自于分散可溶有机质裂解气和聚集可溶有机质裂解气（原油裂解气）［7］。聚集可溶有机质裂解气总体气体组分偏湿、甲烷碳同位素偏轻，实验模拟甲烷碳同位素最低达－50‰左右；分散可溶有机质裂解气则相对干燥系数较大，甲烷碳同位素相对偏重。刘文汇［7］等认为，和田河气田是典型的分散可溶有机质裂解气，其干燥系数基本大于0.95，天然气的δ13C1介于－37.8‰～－34.9‰之间。综合分析认为，顺7井天然气是原油裂解的结果。

甲烷及其同系物碳同位素组成受C－C键断裂过程的动力学分馏效应控制，同位素分馏不仅与成气母质的演化程度有关，而且与受热速率明显相关，达到相同演化程度的有机质，快速升温成气的同位素分馏往往小于慢速升温过程。近期研究表明在快速沉降条件下成气、成藏时形成的天然气碳同位素与母质的同位素分馏小，而在缓慢沉降条件下天然气与母质碳同位素分馏大。顺7井天然气的δ13C1仅为－51‰，远远低于塔里木下古生界两套烃源岩的有机碳同位素，说明顺7井的天然气是寒武系－中下奥陶统中的有机质在聚集成藏后，受长期的热演化作用裂解生成的气体。

2 原油地球化学特征

2.1 原油物理性质与族组成

顺7井原油呈淡黄色，有浓烈的硫化氢气味，密度介于0.7749～0.7983g/cm3（20℃），运动黏度为1.5～2.93mm2/s（30℃），含硫量为0.11％～0.17％，含蜡量为5.88％～9.15％，为低黏度、低硫、中含蜡量轻质油，与TZ86井区的原油较相似。

顺7井原油饱和烃含量高（＞85％），芳烃含量低（＜10％），非烃和沥青质含量低（表3），具有很高的饱芳比和非沥比值，表现出高成熟油特征。与中石化在卡1区块获得突破的中1井原油相比，顺7井原油的饱和烃含量明显高于中1井原油，而其芳烃的含量则明显低于中1井。

表3 顺7井和中1井原油族组成分析

*采用传统的柱分离方法，轻质组分损失，闭合度小于70％。

图3 顺7井原油全油气相色谱图

2.2 原油全油色谱特征

顺7井全油色谱如图3所示，谱图基线平直，无鼓包，呈单峰前峰型分布。正构烷烃丰度为180μg/mg。从色谱参数来看，顺7井奥陶系原油正构烷烃碳数最高达nC32，CPI为1.03，为成熟原油， 为5.92，显示了以低碳数正构烷烃占优势的特点，表明原油的成熟度较高。原油的Pr/Ph值为1.16，显示出弱姥鲛烷优势，按Peters等建立的标准，Pr/Ph值在0.8～2.5范围内，不能作为烃源岩沉积环境的确切标志。

2.3 原油轻烃

庚烷值和异庚烷值是常用的轻烃成熟度参数。一般成熟原油的庚烷值和异庚烷值分别介于20％～30％和2％～3％区间，大于这一数值或低于这一数值的原油被认为是高成熟原油或低成熟原油。但是，这两项参数受生物降解作用的制约，即生物降解油的轻烃成熟度参数趋于偏小。顺7井原油的庚烷值在33％以上，异庚烷值为3.8％（图4），表明顺7井原油为过成熟油范畴。

图4 顺7井原油庚烷值和异庚烷值之间的关系

Bement等［8］在4个不同构造类型盆地中，采用5套不同时代生油岩的C7轻烃资料，利用镜质组反射率（Ro）作为地质温度计，对2，4－/2，3－DMP轻烃组分的温度参数进行了地质校正，求取生油层的最大埋深温度，建立了生油层最大埋深温度与2，4－/2，3－DMP的函数关系式，并得出该项轻烃温度参数不受盆地类型、热史（有效受热时间）、生油层时代、干酪根类型和岩性等因素影响的结论。

基于Bement的研究工作，Mango［9］推导出生油层最大埋藏温度（T）与2，4－/2，3－DMP的函数方程，即

T（℃）＝140＋15×ln（2，4－/2，3－DMP）。

运用Mango（1997）建立的上述函数方程，计算得到顺7井原油生成温度为135℃。

2.4 原油生物标志物

在甾萜烷生物标志物组成上（图5），顺7井原油由于成熟度较高，甾烷、藿烷系列基本裂解，在m/z 191质量色谱图中藿烷系列仅存在C30、C29藿烷，C30藿烷绝对含量仅为4×10－6，Tm化合物完全消失，Ts/（Ts＋Tm）＝1，表明原油的成熟度在1.3％左右［10］，三环萜烷系列分布不完整，仅可见C19、C20、C23三环萜烷，且以C19三环萜烷为主峰。甾烷系列仅可检测出C21孕甾烷及少量的C27重排甾烷，C29规则甾烷隐约可见。

与卡1区块中1井奥陶系原油相比，顺7井原油与之存在很大区别，中1井原油具有较高的生物标志物绝对含量，C30藿烷绝对含量为137×10－6，C28甾烷含量低，重排甾烷含量高，C29藿烷含量高，伽马蜡烷含量低，三环萜烷以C23三环萜烷为主峰。

2.5 金刚烷类化合物特征

金刚烷化合物是具有类似金刚石结构的一类刚性聚合环状烃类化合物，是多环烃类化合物在高温热力作用下经强Lewis酸催化聚合反应的产物［11］。由于金刚烷具独特的分子结构，一旦形成，性质极为稳定，具有很强的抗热降解能力和抗生物降解能力。Dahl等［12］使用4－甲基双金刚烷＋3－甲基双金刚烷绝对含量和C29ααα20R甾烷绝对含量来确定原油的裂解程度：未裂解原油中生物标志物含量较高，C29ααα20R甾烷一般大于10×10－6，4－甲基双金刚烷＋3－甲基双金刚烷含量一般小于10×10－6，甚至小于5×10－6；当原油裂解程度在50％时，原油中生物标志物含量很低，C29ααα20R甾烷趋于零，4－甲基双金刚烷＋3－甲基双金刚烷含量增大，为50×10－6；当原油裂解程度为85％时，4－甲基双金刚烷＋3－甲基双金刚烷含量进一步增大，可达到170×10－6以上。

顺7井凝析油中富含双金刚烷，3－甲基＋4－甲基双金刚烷含量可达73μg/g，基本检测不出C29 ααα20R甾烷。顺7井原油甲基双金刚烷含量远高于塔河九区奥陶系凝析油及高蜡原油中3－甲基＋4－甲基双金刚烷含量［13］，根据Dahl等提出的原油裂解定量评价模版，顺7井原油的裂解程度在70％左右。

图5 顺7井与中1井原油m/z 191、m/z 217质量色谱图

2.6 原油组分碳同位素

顺7井原油最为重要的特征是原油碳同位素偏重，全油碳同位素、饱和烃、芳烃、非烃与沥青质稳定碳同位素分别为－29.6‰、－30.3‰、－28‰、－29.6‰、－29.2‰（图6）。这一结果与塔里木盆地公认的寒武系生源的TD2井原油、乌鲁桥油苗馏分碳同位素值分布在相近的范围［14，15］，而与中1井原油碳同位素比值明显不同，中1井原油及组分碳同位素分别为－33.22‰、－33.49‰、－32.68‰、－30.46‰与－30.83‰。

图6 顺7井、中1井等原油组分碳同位素分布

3 结论

1）顺7井中下奥陶统鹰山组天然气为湿气，是有机成因的油型气。其组分碳同位素特征与塔中Ⅰ号坡折带的TZ45～86井区奥陶系天然气具有较强的相似性。根据天然气组成、同位素特征判断，顺7井鹰山组天然气来源为原油裂解的产物。

2）顺7井鹰山组原油的庚烷值和异庚烷值表明原油具有较高的成熟度。原油中双金刚烷和生物标志物的含量表明原油发生了严重的裂解，裂解程度达70％以上。由于原油成熟度较高，无法通过生物标志物判断油气来源，从原油及族组分的碳同位素值判断，顺7井原油来源于寒武系－中下奥陶统烃源岩。

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　天然气成因类型

“九五”以来塔里木盆地天然气的储量上升很快，天然气探明储量占“九五”探明油气储量的72%，使人们认识到塔里木盆地是一个富气的盆地，丰富的天然气资源与塔里木盆地3套高丰度的气源岩有关：①高—过成熟的寒武系气源岩；②中上奥陶统偏腐殖型的泥灰岩烃涯岩，该套烃源岩的生物构成主要为宏观藻类（褐藻），其次为浮游藻类、隐孢子等，有机质类型以Ⅱ1、Ⅲ型为主，从有机相角度看相当于Jones的C相，既能生油又能生气；③以产气为主的侏罗系烃源岩。

塔里木盆地天然气不同成因类型天然气的差别可反映在碳同位素及轻烃等地球化学特征上。海相气C1—C4碳同位素明显轻于陆相气（图2—3—1），这种差别尤其体现在乙烷的δ13C上，海相气乙烷δ13C值在—28‰～—44‰，主峰为—30‰～—36‰，陆相气乙烷δ13C值在—16‰～—28‰，主峰在—20‰～—26‰。两类气的划分还可以在δ13C2—δ13C1与δ13C1两项指标上体现出来（图2—3—2）。

在轻烃地球化学特征上，煤成气以富甲基环己烷为特点，海相偏腐殖型次之，而海相腐泥型成熟和高过成熟气则以贫甲基环己烷为特点。

考虑到无机气，塔里木盆地不同类型天然气特征总结如表2—3—1所示。

表2—3—1　塔里木盆地不同类型天然气地球化学特征

（据赵孟军，1998）

图2—3—1　塔里木盆地煤成气、油型气碳同位素分布对比图（据赵孟军等，1998）

对塔里木盆地不同构造带油气藏天然气来源的综合判识建立在直接对比和间接推断的基础上，前者主要是通过对岩石热模拟获得轻烃及其同位素与天然气中的轻烃及其同位素做直接对比，后者主要是指根据天然气的成因类型推断其源岩母质类型，据天然气成熟度推断其源岩成熟度，从而达到气源判识的结果。由于不同气源岩的空间上叠置及原油裂解气的生成，不同成因类型的天然气混合是不可避免的，只是主次不同。对塔里木盆地天然气的类型总结如表2—3—2所示。

根据InC1/C2—lnC2/C3，塔中东部主垒带天然气属原油裂解气（图2—3—3），其余为干酪根裂解气。

图2—3—2　塔里木盆地天然气成因分类（据赵孟军等，1998）

A1—海相成熟腐泥型气，包括TZ4、TZ1、TZ6、东河塘、YM2;A2—海相过成熟腐泥型气，包括轮南地区与玛扎塔格；C—陆相烃成气，库车和柯克亚；B—海相偏腐殖型气，塔中北斜坡；混合气（古生界与石炭系混合，群库恰克）

表2—3—2　塔里木盆地主要油气藏（区）中的天然气来源判识

（据赵孟军等，1998）

图2—3—3　塔里木盆地原油裂解气的判识（据赵孟军等，1998）

天然气的成因类型及鉴别

(一)天然气的成因类型

天然气可分为烃类气和非烃类气两大类，在石油和天然气地质领域，天然气一般专指以含甲烷为主的可燃烃类气。烃类气又可分为两类:有机成因的和无机成因的，无机成因烃类泛指由无机质所形成的烃类气，如深源气等;有机成因烃类气是指那些由有机质通过细菌分解(生物成因气)、热分解(热解成因气)或煤化(煤系成因气)作用而形成的烃类气。M.Schoell(1980)将其作了更明确的界定:生物成因的天然气，C2+含量少于0.05%，成熟度小于0.6，它包括陆相(Bt)和海相(Bm)两种不同环境中形成的天然气。热成因的天然气包括与原油共生的潮湿型气体(T)，这种天然气C2+含量高于5，成熟度在0.6～1.2之间。另一种热成因的天然气为干燥型气体(TT)，C2+含量不会超过5%，多数小于1%，成熟度变化范围大，从0.8到3。按照Tissot等(1974)的意见，这类天然气可根据干酪根类型细分为:海相腐泥质(TTm)型和陆相腐殖质型(TTh)两类。除生物成因和热成因两大类外，还有一类介于两者之间的混合型(M)天然气(图14－5)。由陆相沉积环境腐殖型有机质形成的天然气，往往比由海相沉积环境腐泥型有机质形成的天然气更富含13C(两者的δ13C值相差12左右)，而且随着有机质成熟度的增加，不管是由腐殖型有机质还是由腐泥型有机质形成的天然气，它们的δ13C值都趋向增加(图14－6，图14－7)。

图14－5 天然气的成因类型分类(据Schoell，1980)

图14－6 天然气中含碳气体的碳同位素组成(据Deines，1980)

根据多源、多阶段成气理论，天然气成因分类的主要依据是生气有机质的类型、成气作用和有机质演化阶段。张士亚等(1994)把有机成因烃类气分为四大类(表14－1)，同时指出δ13C=－29‰是识别天然气源岩有机质母质类型的良好标志，而δ13C=－55‰则是识别天然气成气作用和有机质演化阶段的良好标志。张义纲等(1994)研究了天然气成因，他们根据δ13C值把天然气分为5种成因和12种气:①原生微生物成因(生物气);②原生热解成因(低熟、成熟、高熟的腐殖气和腐泥气);③表生菌解成因(油层、煤层菌解气);④后生半无机成因(热液烃气);⑤无机成因(深源气、高纯二氧化碳气)。

图14－7 海相腐泥质(TTm)和陆相腐殖质(TTh)母岩热成因甲烷的δD－δ13C关系图(据Schoell，1980)

表14－1 有机成因烃类气的分类

(据张士亚，1994)

(二)天然气成因类型的碳同位素界定

烷烃的碳同位素组成的一般特征(戴金星，1993)如下:

1.有机烷烃的碳同位素组成

1)有机烷烃气的δ13C值随成熟度(Ro)的增大而增高;

2)有机的同源同期甲烷及其同系物的δ13C值随烷烃分子中碳数的增大而增高;

3)由相同或相近成熟度源岩形成的煤成气甲烷，其δ13C值比油型气对应组分高;

4)甲烷及其同系物中的某些组分被细菌氧化后，会使其剩余组分的碳同位素组成变重。

母质相同但成熟条件不同或成熟度相同而母质不同的条件下形成的天然气，其碳同位素组成有着明显的区别。

2.无机烷烃类碳同位素组成

1)无机甲烷碳同位素的δ13C值大多比有机甲烷高;

2)无机甲烷及其同系物的δ13C值随烷烃气分子中碳数的增加而降低。

图14－8 天然气成因判别图

3.δ13C1特征

生物成因气的δ13C1均值小于－54‰，油田伴生气δ13C1均值介于－54‰～－40‰之间，过成熟气或煤型气的δ13C1均大于－40‰。同时，还可以利用轻烃气体中甲烷及其同系物的比值与δ13C1值划分天然气的成因类型(图14－8)。

4.天然气分类

在天然气的分类判识上存在很多划分标准，现在普遍接受的观点是将天然气按来源分为有机成因气和无机成因气，按有机成因中母质的不同分为油型气和煤型气，按其生成演化阶段分为生物气、生物－热催化过渡带气、热解气、裂解气。戴金星(1993)提出用甲烷、乙烷、丙烷碳同位素来鉴别天然气是否是煤型气和判别有机烷烃气的成因，并提出了区分不同成因天然气的方法和碳同位素界定范围(表14－2)。

表14－2 天然气碳同位素鉴定表

注:δ13C1为甲烷的δ13C值;δ13C2为乙烷的δ13C值;δ13C3为丙烷的δ13C值。 (据戴金星，1993)

5.天然气中δ13CCO2特征

天然气中δ13CCO2的特征是鉴别CO2成因类型及来源的重要指标。δ13CCO2重于－8是无机成因气，轻于－10是有机成因气，当δ13CCO2在两者之间时，可以是有机成因与无机成因的共存区或混合区(Daieta1.，2000)。

天然气甲烷的碳同位素组成随成熟度的增加而增加，乙烷碳同位素组成也随成熟度的增加而增加，只是增加的幅度不如甲烷大(戴金星，1999;戴金星，2005)。因此，除去混源情况外，天然气的乙烷碳同位素组成主要反映天然气的母质来源。而且由于甲烷成因的多源性及其易受到各种成藏次生作用的影响，人们更相信利用乙烷碳同位素组成判识天然气成因的可靠性，一般以C2在－28‰～－30‰作为腐殖型与腐泥型成因天然气的界限。而处于这一区间内则属混源气。

图14－9 塔里木盆地塔河油田原油碳同位素类型曲线

6.天然气的同位素异常

天然气的生成具有阶段性，烃源岩在不同演化阶段生成的天然气以及不同类型的天然气具有不同的地球化学特征。由于在地质条件下成气营力较为复杂，常可看到天然气的甲烷及同系物的碳同位素组成分布倒转或非线性变化的现象，这种气的成因可能与生物降解、异常高温或多源、多阶段复合有关。A.T.James等(1991)认为，来自木质－煤型生气烃源岩的天然气，其受源岩控制的程度大，木质－煤型有机质的天然气，其高分子量的湿气组分的碳同位素组成出现倒转，即正丁烷的碳同位素组成比丙烷轻。戴金星(1989)则认为，甲烷同系物的碳同位素组成轻重的全部倒转是混源(混合)气的特征，这种混合气包括不同类型母质的生成气的混合或同一母质的不同成熟阶段的生成气的混合。高波等(2006)在对塔河油田原油和天然气地球化学特征进行详细研究的基础上，根据油气蕴藏中得到的成藏信息，对塔河油田的油气充注期次进行了探讨。通过对原油不同族组分碳同位素的研究，得出塔河油田原油两期充注的地球化学证据(图14－9)。一般来说，正常原油碳同位素类型曲线符合δ13C饱和烃δ13C芳烃δ13C非烃δ13C沥青质的顺序，而本区原油的沥青质碳同位素普遍变轻，部分原油的非烃碳同位素也比较轻，出现了碳同位素顺序的倒转，这说明本区原油至少经历了两期充注与成藏过程。早期充注的原油成熟度较低，原油及其族组成的碳同位素较轻，在成藏后因遭受生物降解作用，主要残留了非烃和沥青质等重组分;与后期充注的正常原油相混合后，原油饱和烃和芳香烃碳同位素主要表现为后期充注原油的特征，碳同位素相对较重，非烃和沥青质则表现为两者的混源特征而相对较轻。

(三)天然气成因类型的鉴别

1.有机甲烷和无机甲烷的鉴别

(1)有机成因甲烷的鉴别

关于一些有机成因甲烷的鉴别，目前较为统一的认识(戴金星，1992)是:①生物气δ13C1－55;热解气δ13C1－55‰，大部分大于－53‰;②生物气甲烷许多不与重烃气共生，有的仅有微量或痕量乙烷和丙烷与之共生，总重烃气常小于0.5%(柴达木盆地生物气甲烷与之共生重烃气小于0.2%)，C1/C2+3170，大部分在200以上，是干气;相反，热解气甲烷和乙烷、丙烷及丁烷共生，C1/C2+3大部分小于15‰，绝大部分小于10‰，为湿气;③生物气甲烷与油不共生，热解气甲烷与油共生;④图解法，用δ13C－C1/C2+3鉴别图版(图14－10)，可区分生物气甲烷和热解气甲烷，前者在I1和I2区，后者在II1区。

图14－10 δ13C－C1/C2+3鉴别图版

(2)原油伴生(热解)气甲烷和油型裂解气甲烷鉴别

①原油伴生气δ13C1值大于－55‰至－40‰;油型裂解气δ13C1值大于－37‰至小于－30‰。②原油伴生气甲烷与之共存的重烃气含量大于5%，通常大于8%，C1/C2+3绝大部分小于10‰，是湿气;油型裂解气甲烷与之共存的重烃气含量小于5%，常常在3%下，往往没有丁烷。③原油伴生气甲烷通常为原油的附属物，溶解在原油中，油型裂解气甲烷往往在游离气(气层气)中。④图解法，用δ13C－C1/C2+3鉴别图版(图14－10)，可区分原油伴生气甲烷和油型裂解气甲烷，前者在II1区，后者在Ⅱ2和Ⅲ1区。

戴金星在根据我国松辽、渤海湾、四川、柴达木、鄂尔多斯、塔里木、准噶尔、琼东南和东海等17个盆地、14个煤矿、5个温(热)泉点1007个气样的碳、氢同位素、轻烃、气组分等许多项目，总计10854个分析数据，同时参考国外许多有关资料的基础上，总结出有机和无机烷烃气识别的一般规律:除高成熟和过成熟的极少量煤型气甲烷外，凡甲烷碳同位素(δ13C1)大于－30‰的是无机甲烷，绝大部分有机甲烷δ13C1值小于－30‰。表14－3为国内外大量无机甲烷δ13C1值均大于－30的实例。

表14－3 世界上一些无机甲烷碳同位素组成

可以用地质综合分析法区别δ13C1－30的无机甲烷与煤型气甲烷:煤型气甲烷通常产出在煤系中(澳大利亚Cooper盆地)或在煤系之上(中国文留气藏和汪家屯气田、中欧盆地Rothliegende气藏)或在煤系之下(中国华北油田坝县地区)。无机甲烷产出处，通常没有煤系，往往在火山区、地热区或深大断裂、俯冲带、洋脊附近，如我国腾冲硫磺塘和甘孜拖坝镇以及新西兰地热区。

2.有机烷烃气和无机烷烃气的鉴别

天然气甲烷的碳同位素组成随成熟度的增加而增加，乙烷碳同位素组成也随成熟度的增加而增加，只是增加的幅度不如甲烷大。因此，天然气的乙烷碳同位素组成如果除去混源外，主要反映天然气的母质来源。而且由于甲烷成因的多源性及其易受到各种成藏次生作用的影响，人们更相信利用乙烷碳同位素组成判识成因的可靠性，一般地以δ13C2在－28‰～－30‰作为腐殖型与腐泥型成因天然气的界限，而处于这一区间附近则属混源气。在热演化过程中乙烷碳同位素分馏较弱，因而，δ13C2是划分天然气母质类型的有效指标。乙烷、甲烷碳同位素的差值Δ13C2－1随热演化程度增高而减小，且基本不受母质类型的影响，可用于确定成熟度。因此，应用δ13C2－Δ13C2－1关系图可区分不同成因类型的天然气。

烷烃气的碳同位素系列对比可鉴别有机和无机烷烃气。所谓烷烃气碳同位素系列系指依烷烃气分子碳数顺序递增，δ13C值依次递增或递减。递增者(δ13C1δ13C2δ13C3δ13C4)称为正碳同位素系列;递减者(δ13C1δ13C2δ13C3)称为负碳同位素系列。有机烷烃气具有正碳同位素系列，我国和国外含油气盆地有大量这样的有机烷烃气。无机烷烃气具有负碳同位素系列，这方面国内外目前研究均较薄弱。在我国松辽盆地北部芳深1井，东海盆地天外天构造新近系中，都发现具有负碳同位素系列特征的无机烷烃气。此外，在美国和苏联也有发现。

图14－11 C7系统三角图版

C7系统三角图版对于湿度较大的有机烷烃气的鉴别，可借助与之共生的同源的C7系统轻烃，能较好确定烷烃气属类。C7系统的化合物包括三类:正庚烷(nC7)、甲基环己烷(MCC6)及各种结构的二甲基环戊烷(ΣDMCC5)。正庚烷主要来自藻类和细菌，对成熟作用十分敏感，是良好的成熟度指标。各种结构二甲基环戊烷主要来自水生生物的类脂化合物。甲基环己烷主要来自高等植物木质素、纤维素、醣类等，是反映陆源母质类型的良好参数，热力学性质相对稳定。因此，以上述三类化合物为顶点编制的三角图，能较好判别有机成因气，从而也就可鉴别有机烷烃气。图14－11是我国C7系统三类化合物资料编制的三角图版:I区为油型气区，即油型烷烃气区;II区为煤型气区，即煤成烷烃气区。例如鄂尔多斯盆地塞18井的天然气中C7系统轻烃三类化合物各占比例:nC7为38.4%，MCC6为6.3%，ΣDMCC5为55.3%，以这些数据标在图上得点A落在I区，因此，它为油型烷烃气;再如渤海湾盆地苏桥气田苏402井天然气中C系统轻烃三类化合物各占比例:nC7为30.9%，MCC6为48.1%，ΣDM-CC5为21.0%，把这些数据标在图上得点B落在II区，因此，它为煤型烷烃气。

鉴别天然气中某组分的成因类型，不能推断天然气中其他组分也属同一成因。确定天然气的成因，对各组分都进行成因鉴别是最科学的。但这样要花很大人力与财力，一般只鉴别天然气中几个主要组分的成因类型，说明该天然气的主要成因从属。

用多项指标综合确定组分或天然气的成因，比单一指标鉴别更可靠。一定要把用指标识别气的成因类型与具体地质条件结合起来。戴金星(1992)根据“六五”和“七五”期间科研项目鉴别各类天然气的研究成果，同时参考了国外有关文献，概括出各类成因天然气综合鉴别表(表14－4)。该表可用来鉴别天然气组分，以至天然气的成因属类。

表14－4 不同成因类型天然气的综合鉴别特征

续表

(据戴金星，1993，简化)

天然气气源对比的关键是挑选合适的气源对比指标，如天然气组分、碳同位素、轻烃及轻烃同位素，判断出天然气性质，再结合岩石的性质和分布，确定天然气的烃源岩。

甲烷、乙烷、正构烷、异构烷的碳同位素在识别天然气成因及其母质类型中已发挥了重要作用，但C6以上单体烃碳同位素分布信息在油气/源岩对比研究中还停留在看图识字的水平上，还有很大潜力。正构烷、异构烷的碳同位素分布配合其碳数分布可以更可靠地确认油气生源及其烃源岩，甚至揭示其生烃机制。干酪根热解生烃、可溶有机质生烃、有机质经过微生物改造后生烃等不同的生烃机制，即未熟低熟油生烃机制和成熟油生烃机制的不同，在烃类碳同位素分布上理应有所反映。张林晔等认为，济阳坳陷未熟油主要源自可溶有机质(ZhangLY， et al.，2004)。日本Tho等通过实验说明，木质素经过微生物改造后，成熟门槛从300℃降到200℃(ThoK， et al.，2004)。ZhangYG于1979年在国内、1981年在英国刊物上首先提出未熟、低熟油的概念。

然而，由于油气形成的漫长性和本身的可流动性，在运移、聚集甚至储层对比中会经历一系列的变化。这样就会模糊甚至完全掩盖这些原生的相似性，从而大大增加对比的多解性和复杂性。为此，合理地选用对比参数，并综合各种地质及同位素地球化学资料是十分必要的。

3.轻烃单体苯、甲苯同位素的油(气)源对比

采用天然气中C－C稳定碳同位素组成进行气源对比是目前国内外最常用的方法，但是这种对比的局限性在于这些组成不仅受有机质类型控制，而且在不同程度上还要受到热演化程度、生物降解作用、运移等非成因因素的影响，在某些情况下，使气源对比的可靠性降低。因此，必须寻找到不受上述作用干扰、主要与成因有关的气源对比指标。近年来，天然气中苯和甲苯含量有时也用作对比指标。蒋助生等(2000)利用热模拟与在线同位素分析技术，从天然气及气源岩热解产物中的甲烷、乙烷、苯和甲苯的稳定碳同位素组成入手，结合塔里木盆地、鄂尔多斯盆地和莺－琼盆地的地质实例进行了对比研究，探讨了这些组成作为气源对比参数的可行性。发现热成熟度和运移效应对苯、甲苯碳同位素组成影响较小。研究结果表明，同一类型气源岩热模拟产物中苯、甲苯同位素组成受热成熟度的影响不大。在400～600℃热模拟实验中，除个别点外，变化小于1，说明它们基本上不受热成熟度的影响。同一类型的天然气、源岩的苯和甲苯碳同位素组成没有太大的差异，不同层位气源岩苯、甲苯碳同位素组成有明显区别，大多相差3以上。甲苯脱吸附实验表明，甲苯碳同位素组成在脱吸附过程中基本上不发生变化;而热成熟度和运移效应对C1—C2碳同位素组成影响较大，同一样品在不同热成熟度阶段甲烷碳同位素组成的变化可达10左右，乙烷碳同位素组成的变化可达5左右。甲烷的扩散效应可使甲烷碳同位素组成变化达15左右，吸附效应可使甲烷碳同位素组成变化达20左右。苯、甲苯碳同位素组成可作为气源对比的有效指标。甲苯碳同位素值与其他气源对比指标相结合使用，不仅可以有效地判识气源，而且还可以判识天然气成熟度。利用苯、甲苯碳同位素组成指标在我国塔里木等盆地气源对比中取得了较好的效果。杨池银(2003)通过对板桥凹陷深层及奥陶系潜山均钻遇的乙烷以上具异常重碳同位素的天然气研究，使用轻烃族组成、C轻烃组成、环烷指数及苯、甲苯碳同位素证实，气源主要为板桥凹陷古近系偏腐殖型烃源岩。

天然气的成因类型及特点

根据形成机理，天然气可划分为有机成因气和无机成因气两大类。所谓有机成因气是指分散的沉积有机质或可燃有机矿产 ( 油、煤和油页岩) ，在其成岩成熟过程中，由微生物降解和热解作用形成的以烃气为主的天然气，就目前的研究程度来看，现今发现的天然气绝大部分属于有机成因气。显然，这是一个非常庞大的类型。由前面的叙述可知，根据成气的主要作用因素，可进一步将有机成因气分为生物成因气 ( 包括成岩气) 和热解气，后者是有机成因气的主体。还可根据成气有机质类型的不同再进一步划分: 将由成油有机质 ( Ⅰ、Ⅱ型干酪根) 形成与石油相伴生成的天然气称为油型气; 而将Ⅲ型干酪根和成煤有机质在成煤变质过程中形成的天然气称为煤型气。这样就将天然气划分为四种基本的成因类型，即生物成因气、油型气、煤型气和无机成因气 ( 表 5 －5) 。

表 5 －4 天然气组成的来源

表 5 －5 天然气成因类型

(一)生物成因气

生物成因气是有机质在还原环境下主要由微生物降解、发酵和合成作用形成的以甲烷为主的天然气，有时也包括(或混有)部分早期低温降解作用形成的甲烷气和数量不等的重烃气。

生物成因气形成过程包括一系列复杂的生物化学作用。这一过程从浅处的微生物喜氧呼吸的代谢作用开始，游离氧被消耗，从而进入硫酸盐还原带的厌氧呼吸阶段，使硫酸盐还原为H2S;当继续进入缺硫酸盐的碳酸盐还原带时，在严格的厌氧环境中，微生物发酵作用使不溶有机质(生物聚合物)在酶的作用下变成可溶有机质，进而在产酸菌和产氢菌的作用下变为挥发性有机酸、H2和CO2;H2和CO2在甲烷菌的作用下，最终合成甲烷。因此，碳酸盐还原带是生成生物甲烷的主要生化带(图5－27)。

富含硫酸盐的强还原环境，特别是沉积腐泥型有机质的强还原环境，对产甲烷菌有明显的抑制作用，有机质不易分解出H2和CO2，使生物成因气不能大量生成。在陆相环境中，由于淡水湖泊盐度低，缺少硫酸盐类矿物，腐殖型和混合型有机质易被分解成H2和CO2，并有利于甲烷菌繁殖。甲烷在靠近地表不深的地带即可形成，但由于埋深太浅，大部分被散失或氧化，不易形成规模较大的生物成因气藏。在低气温的极地和深海，浅层形成的烃气可与水结合形成固态气－水合物。在半咸水和咸水湖，尤其是碱性咸水湖有利于有机质保存。直到埋藏一定深度后，有机质才大量分解并使产甲烷菌大量繁殖，合成的甲烷在适当的条件下可聚集成较大规模的气藏。因此，富含腐殖型和混合型有机质的浅海和海陆交互相带，寒冷的极地和深海以及大陆干旱－半干旱的咸水湖泊都是生物成因气形成的有利沉积环境。

有利于生物气形成的因素可大致归纳为:①有丰富的有机质;②严格的缺氧、缺硫酸盐环境;③pH值以接近中性为宜;④温度在35～42℃为最佳。pH值低于6.0或高于8.0，甲烷菌生长和甲烷气产率都会有明显减少;甚至会使甲烷菌中毒，发酵停滞。即使发酵好了，也可能缺CO2;pH值接近8.0时，CO2溶解度趋近于0，也不能生成CH4。虽然有资料表明，产甲烷细菌可以在温度高于100℃时仍能成活，但模拟实验显示，适合甲烷菌大量繁殖并生成甲烷的温度一般低于75℃。在低于75℃的条件下，甲烷的产率随温度上升而增加。主生气带在25～65℃之间(关德师和戚厚发等，1997)。根据发酵的温度，可分低温发酵(＜28℃)，中温发酵(28－42℃)和高温发酵(＞42℃);一般高温发酵具有较高的甲烷产率，因为高温发酵不仅能使有机质较快地转化生成甲烷(或许包含有低温热解的因素)，而且有新的甲烷细菌群体出现，产酸和产氢菌类型也有较大改善。

生物成因气化学组成，除个别含N2较多的天然气外，CH4含量一般大于98%，有的甚至在99%以上。重烃含量低，一般少于0.2%，个别可达1%～2%。C1/C+2(干燥系数)一般在数百以上到数千不等，为典型的干气。重烃含量一般随埋藏深度的增加而增加，这已被深海钻探计划提交的研究成果所证实。一般认为重烃含量在2%以上者大多有热成因气掺和。

图5－27 富含有机质的敞开海沉积物中微生物代谢作用的生化环境剖面图(据Rice＆Claypool，1981)

生物成因气的δ13C1值一般为－85‰～－60‰(亦有以－55‰或－58‰为上限者)之间，最低可为－90‰。若有深部热成因气的加入，δ13C1值可升高达－50‰～－45‰。腐殖母质的生物成因气其δ13C值约为－80‰～58‰。有机质进入沉积域后，经过微生物的发酵作用一直到合成甲烷气的过程，实际上都是12C富集的过程。故生物成因气中甲烷的13C含量很低，因而δ13C1值的负值大。生物成因气的δ13C1值随埋藏深度的增加会有所升高。这不仅与少量低温热解成因气的形成有关，也与深部热解成因气的向上运移有关。

目前已发现的生物成因气储量大致占世界已发现天然气总储量的20%左右。其中大约80%在俄罗斯，而俄罗斯的大部分又是在西西伯利亚地区，其勘探前景不可低估。

(二)油型气

油型气指成油有机质(腐泥型和混合型干酪根)在热力作用下以及石油热裂解形成的各种天然气，主要包括石油伴生气、凝析油伴生气和热裂解干气。成油有机质的热演化成烃过程用Ro来表示其阶段和主要产物(图5－28)。

图5－28 有机质成烃演化条件的模式图

成油有机质成熟演化过程中产生的天然气以烃气为主，但仍有数量不等的非烃气。CO2主要形成于深成作用阶段的早中期，N2主要形成于深成阶段的中期，H2S主要形成于深成阶段中期到准变质阶段。产气高峰在深成作用的中晚期，这是因为深成作用中晚期成油有机质液态烃产率明显降低，而产气率逐渐增加，与此同时已生成的液态烃，开始裂解成气，两种成气作用叠加的结果，使产烃气率大增，形成产气高峰。

与成油有机质演化有关的天然气(烃和非烃)随深度的生成模式，如图5－29所示。

成油有机质热降解作用所形成的石油伴生气和热裂解成因干气，都是在较高温度(超过门限温度)下参与热化学反应形成的。石油和凝析油伴生气在化学组成上的基本特点是重烃含量高，一般大于5%;最高可达40%～50%，甚至可超过甲烷含量。而且iC4/nC4常小于1。过成熟干气则以甲烷为主，很少重烃(≤2%)。两者在碳同位素组成上亦有明显差别，由石油伴生气→凝析油伴生气→过成熟干气向13C逐渐富集，δ13C1值增大。分别为－55‰～－40‰，－45‰～－30‰，－35‰。不同演化阶段天然气δ13C1值的分布区间只是概略的，实际情况变化范围可能更大些。此外还必须指出，在原油开始裂解时形成的天然气具有较低的δ13C1值，甚至比石油伴生气更低些(δ13C1值约为－60‰～50‰)。

图5－29 与成油有机质演化有关的天然气(烃和非烃)生成模式图(转引自陈荣书，1994)

(三) 煤型气

指腐殖煤及腐殖型煤系有机质在变质作用阶段形成的天然气。其含义与腐泥型有机质在成油演化过程中形成的天然气称为油型气相对应，又称煤系气、煤成气等。

煤系又称含煤岩系，它是指以含有煤层和煤线为特征的沉积岩系。当腐殖有机质高度聚集时便形成腐殖煤，而当其分散存在时便形成暗色泥岩和炭质泥岩，一般把有机碳含量≤15%的称暗色泥岩，在15%～30%之间称炭质泥岩，＞30%时叫煤。

腐殖煤及腐殖型干酪根显微镜下观察有3组煤岩显微组成，即镜质组、惰质组和壳质组。镜质组是最主要的组成，它是植物茎、叶等木质纤维组织通过分解和凝胶化作用而形成的，有结构镜质组和无结构镜质组。惰质组又称丝质组，是木质纤维被焚烧或经脱水强氧化后而形成，具丝炭状细胞结构。壳质组也称稳定组，包括孢粉、树脂体、角质体和木栓体等，它们常具清晰的特殊形态和光学性质。上述3种煤岩组分中，挥发分含量以壳质组最多，其次为镜质组，再次为惰质组。壳质组在成煤所有阶段均有烃类生成，镜质组仅从气煤－肥煤阶段才开始生烃，而惰质组则从贫煤(Ro＞1.9%)阶段才产生甲烷。3种煤岩组分和几种植物组成的元素分析见图5－30。

图5－30 煤岩显微组分和植物组成的H/C与O/C原子比相关图(据Tissot等，1984)

腐殖有机质的基本结构是带有许多脂肪族短侧链和杂原子官能团的缩合稠环芳烃体系。稠环有较大的稳定性，但侧链和官能团与稠环之间的结合力较弱，热稳定性小，故在不断埋藏和升温过程中逐渐发生脱落，分解形成CO2、H2O、N2、CH4及其同系物等分子简单的挥发物质。

成煤作用的阶段可划分为泥炭化作用和煤化作用两大阶段，前者指高等植物主要在生物化学作用下转变成泥炭的过程。后者又分为成岩作用和变质作用阶段，成岩作用阶段是从泥炭到褐煤的过程，而变质作用阶段主要是在热力作用下由褐煤依次转变为长焰煤、气煤、肥煤、焦煤、瘦煤和贫煤等烟煤至无烟煤的过程。从泥炭到无烟煤的元素组成如图5－31所示。

图5－31 在埋藏过程中从泥炭到无烟煤的元素组成演化(据Durand等，1983)

泥炭化阶段所生成的生物成因气因缺乏保存条件而难以形成聚集。与成油母质相比，腐殖型有机质在成岩作用阶段形成的生物成因气，非烃气含量较高。进入变质作用阶段所形成的天然气称煤型气。其中气煤－肥煤阶段(Ro约0.65%～1.2%)为生成轻质油和C2—C4重烃气的高峰期，从焦煤或瘦煤开始(Ro=1.5%或1.7%)，为煤型裂解气主要生成阶段。煤型气中非烃气以CO2生成量最大，N2次之，H2S最少;无锡石油地质中心实验室对不同岩性、不同类型有机质进行了大量的成气热模拟实验和实际资料的研究，得出了主要生气阶段和生气高峰时Ro值的分布和其母质的H/C原子比值，如图5－32所示。

煤型气的化学组成中重烃气含量有时可达10%以上，甲烷气一般占70%～95%。非烃气中普遍含N2和Hg蒸气，也常含CO2，但贫H2S。据戴金星等(1985)资料，我国煤型气的δ13C1值为－41.8‰～－24.9‰;δ13C2值为－27.09‰～－23.81‰，平均值为－25.78‰;δ13C3值为－25.72‰～－19.16‰，平均值为－23.45‰。

图5－32 天然气生成模式图(据张义纲等，1991)

(四)无机成因气

对于无机成因气，前面在论及烃类的无机成因中已有所涉及。在此仅就“气”的无机成因问题进行讨论。

Wclham and Craig(1979)在东太平洋海隆热液喷出口观测到射出的甲烷气，从实践上证实了地球内部大量深源无机成因甲烷气的客观存在。在加勒比海深大断裂附近，曾测得规模更大的甲烷气，外逸气中还含有少量乙烷和丙烷(C+2含量达0.5%)。在6300m深处的甲烷浓度为标准海水中甲烷浓度的5000倍，每10日逸出量达1×106m3。

海洋沉积物中广泛分布的甲烷水合物，数量巨大，甚至连赞成有机成因的研究者(Claypool and Kaplan，1974)也承认难以单用细菌作用生成甲烷来解释。而深源无机成因说可提供符合实际情况的解释———由深部形成的甲烷在向地表运移过程中被捕集于泥质沉积物中，在适当温压条件下转变为气水合物。但气水合物中δ13C1值一般较低，这可能是由于甲烷在浅层氧化过程中13C贫化(同位素交换作用使13C富集于CO2中)所致。

关于深源无机成因气的形成机理，据French(1966)、Nordlie(1971)、Gerlach(1980)和Holloway(1981)等对地壳内部岩浆作用的热力学模型的研究结果认为，地壳内部甲烷的稳定性取决于温度、压力和氧的化学有效性。氧的化学有效性用“逸度”表示。高逸度值有利于形成H2O、CO2和SO2，低逸度值有利于还原型化合物如H2S、H2和CH4等的形成和保存。

根据对地幔排气作用的综合研究结果认为，地幔排气过程依其特点可分为两种基本类型:即较高温度、较高氧逸度、较小压力的热排气过程和较低温度、较低氧逸度、较大压力的冷排气过程。前者地幔气以H2O和CO2为主，后者则以CH4和H2为主(陈荣书，1989)。前者相当于火山喷气，后者则相当于岩浆侵入上覆岩层中的脱气作用。

化学组成一般以甲烷占优势，C+2含量很少，一般＜1%。常可见少量到微量的烯烃(乙烯或丙烯)，且氢、氮、二氧化碳、一氧化碳及氦气含量较高。烃气中δ13C1值变化范围大，从－2‰～－41‰都有，但以－15‰～－35‰区间最为普遍。一般以δ13C1值＞－20‰作为无机成因气的较可靠证据。

目前发现纯粹的无机成因气藏(田)不多，但已发现了许多混有无机成因气的气田。如美国中部大陆本得隆起等气田，氮含量高达80%～90%，伴有7%～9%的氦，推断这种气体同深源岩浆成因有关;在俄罗斯科拉半岛钻入超基性岩体的井内，发现含氮量20%～40%、含氦量0.6%～3.7%的天然气，从这种天然气的地质产状及氮－氦组合来看均表明是岩浆成因。我国东营凹陷平方王油田下第三系所产天然气，二氧化碳含量达63%～66%，系喜马拉雅期玄武岩与石灰岩接触后碳酸钙的热分解所致。匈牙利潘农盆地米哈伊气田，呈不整合直接覆盖在结晶基岩之上的第三系砂层上，产出的天然气中CO2含量达95%，CH4仅4.5%，可能来自结晶基岩深处。

图5－33 自然界CH4与CO2共生体系的δ13CCH4和δ13CCO2分布图(据Гуцало，1981)

油气来源

（一）天然气组成特征

LW3-1-1及白云凹陷北坡所发现的天然气除个别有较高的二氧化碳含量外，绝大多数样品的甲烷含量在61%～95%之间，干燥系数除个别样品外大多均在0.8～0.94左右，介于湿气和干气之间，根据天然气组分的C2＋与C1/（C2+C3）的关系，本区天然气主要分布在成熟－高成熟凝析气区。热成因天然气甲烷碳同位素主要分布在-33.6‰～-44.2‰，乙烷碳同位素分布在-25.4‰～-29.7‰，甲烷同系物碳同位素基本上呈δ13C1＜δ13C2＜δ13C3的正序列分布（表7-2），仅有少数样品的δ13C3和δ13C4出现倒转的现象（表5-7）。δ13C2－δ13C1同位素值除LH19-3-1井外（有生物降解气）分布在5.3‰～10.4‰，基本反应腐殖型母质生烃的特点（Whiticar，1994）。

表7-2 白云凹陷天然气的碳同位素数据

天然气的氢同位素主要受源岩沉积环境水介质的影响，Schoenm报道由海相源岩生成的天然气比陆相源岩生成的天然气明显地富集重氢同位素。沈平等依据对我国要沉积盆地天然气氢同位素组成特征的研究，认为来自海相（或咸水湖相）源岩生成的天然气，其甲烷的δD同位素值大于190%。，而陆相淡水环境源岩生成的天然气，其甲烷的δD同位素值小于-190。该井天然气样品中甲烷的δD同位素值介于-158.1%～-175.6%之间（表7-3），表明其气源岩沉积水介质环境偏咸水，主要为陆相和海相的混合成因，成气母质为Ⅱ型有机质，但比较特殊，是陆相与海相生源的混合Ⅱ型，其中上层气可以认为来源成因比较单一，而下层气至少是两个来源的混合成因，并且来源显然以陆源有机质贡献为主。

表7-3 LW3-1-1天然气氢同位素数据表  

LW3-1-1及白云凹陷北坡天然气轻烃中均有较高含量的苯和甲苯（图7-7），苯/nC6为1.27～1.76、甲苯/nC7为2.11～2.32，反应陆源高等植物为主要生烃母质，天然气的成因类型基本属煤型气（戴金星，1993）。

图7-7 白云凹陷天然气轻烃特征分布图

（二）天然气为干酪根热解气，均来自恩平组烃源岩

根据M.Schoell（1983）碳同位素成熟度判别图版，判断本区天然气成熟度Ro约为1.2%～1.8%左右；根据Faber（1987）Ⅱ型有机质碳同位素与镜质体反射率的关系方程式计算，本区天然气成熟度Ro主要分布在1.2%～1.9%之间。

Behar等（1993）在封闭热解系统中的模拟实验表明，干酪根和原油裂解形成的天然气ln（C1/C2）、ln（C2/C3）与δ13C2－δ13C3差值完全不同。根据上述指标，白云凹陷天然气的ln(C1/C2)和δ13C2－δ13C3均具有较大的变化，与原油裂解正好相反(图7-8)，说明白云凹陷北坡和LW3-1-1天然气主要是干酪根热解形成。

恩平组岩石吸附烃的C7轻烃数据与本区天然气C7轻烃数据有较好的可比性，在正庚烷、二甲基环戊烷和甲基环己烷C7轻烃三角图版中(戴金星，1993)，数据点相对较为集中地分布在Ⅱ2－Ⅲ型的煤型气区（见图4-44A）。气/岩轻烃对比相关图（图4-44B）说明白云凹陷天然气与珠海组烃源岩相关性较差，与恩平组烃源岩相关性最好，表明白云凹陷天然气可能主要来源于恩平组烃源岩。

图7-8 南海北部天然气的成因判识