超压环境有机质热演化和生烃作用机理_郝芳
生烃增压在超压形成中的作用_以东营凹陷西部为例_王国庆_宋国奇
烃源岩在大量生烃过程中，源岩中干酪根（ 固 态） 逐渐向液态或气态的石油及天然气转化，但岩 石的孔隙度会增加，如果增加的流体不能有效排出， 原来由固体颗粒承担的上覆岩层压力就会部分转移 到新增 加 的 孔 隙 流 体 上 从 而 产 生 超 压［8，9］。根 据 Swarbrickde （ 1997，AAPG） 计算，干酪根体积占 10% 的烃源岩在热转化过程中，消耗一半的干酪根可产 生 10 MPa 的超压［8］。烃类生成能否成为超压的主 要成因机制取决于烃源岩有机质的丰富程度、类型 以及热史。
图 1 樊 141 单井压力分析图 Fig． 1 Pressure analysis of Fan-141
1. 2 剖面压力结构 东营凹陷西部剖面压力分布特征也表明了烃
源岩与异常超压的密切关系，从过金 8 井-梁 90 井 的 近 南 北 向 剖 面 上 可 以 看 出 ，沙 一 段 、沙 二 段 及 以 上 地 层 为 正 常 压 力 系 统 ，沙 三 段 和 沙 四 段 为 超 压 ， 各井超压开 始 出 现 的 深 度 不 一，但 一 般 从 沙 三 上 亚段开始出 现，超 压 幅 度 随 着 烃 源 岩 埋 深 的 加 大 而变大，最高值出现在樊 137-樊深 1-樊 1 井区，压 力系数超过 1. 5，为烃源岩埋深的最大深度，从此 处 向 外 向 上 压 力 系 数 逐 渐 降 低 ，逐 渐 演 化 为 常 压 。 异常压力分布特征与烃源岩分布特征具有一致性 （ 图 2） 。
营凹陷西部增压模式，认为异常压力的演化分为三个阶段： 正常压力阶段、欠压实及早期生烃阶段、大量生排烃阶段，生烃增
压在超压形成的后期起到了重要作用。
关键词 东营凹陷 超压 生烃增压 增压模式
中图法分类号 TE122. 1；
超压对有机质热演化的差异抑制作用及层次
中国科学 D 辑 地球科学 2004, 34 (5): 443~451 443超压对有机质热演化的差异抑制作用及层次*郝 芳①②**姜建群① 邹华耀① 方 勇① 曾治平②(①石油大学油气成藏机理教育部重点实验室, 北京昌平 102249; ②中国地质大学石油系, 武汉 430074)摘要 有机质热演化由一系列平行而连续的反应构成. 不同热演化反应具有不同的活化能分布、产物浓度变化速率和体积膨胀效应, 其对超压的响应程度可以明显不同, 决定了超压对不同热演化反应和不同成熟度指标的差异抑制作用和层次. 通过对莺歌海盆地、琼东南盆地和渤海湾盆地东濮凹陷不同压力系统有机质热演化的综合对比分析, 识别出超压抑制有机质热演化的4个层 次: (1) 超压抑制了有机质热演化的各个方面, 包括不同干酪根组分的热降解(生烃作用)和烃类的热演化; (2) 超压仅抑制了烃类的热演化和富氢干酪根组分的热降解, 而对贫氢干酪根组分的热演化不产生重要影响, 因此镜质体反射率未受到抑制; (3) 超压抑制了烃类的热裂解, 而对干酪根的热降解未产生明显影响; (4) 超压对有机质热演化的各个方面均未产生可识别的影响. 超压抑制有机质热演化的各个方面是源岩早期超压(超压在有机质成熟度较低时开始发育)和长期保持封闭流体系统的结果. 超压发育过晚、超压强度低、超压流体频繁释放等都可能导致超压对有机质热演化的各个方面均不产生可识别的影响. 在很多情况下, 超压对有机质热演化的抑制作用属于第2和第3层次, 需要用多种参数识别超压抑制作用. 关键词 超压 有机质热演化 生烃作用 差异抑制作用2003-07-29收稿, 2004-02-15收修改稿* 国家自然科学基金(批准号: 40125008、40238059)和教育部科学技术研究重大项目(批准号: 10419)资助 ** E-mail: haofang@传统的油气生成模式没有考虑压力的作用[1]. 关于压力在有机质热演化和生烃过程中的作用, 不同学者曾提出三种相互矛盾的观点: (1) 压力对有机质热演化和生烃作用无明显影响[1,2]; (2) 压力的增大促进有机质热演化特别是烃类的热裂解[3]; (3) 压力的增大抑制有机质热演化和生烃作用[4,5]. 全球发育180多个超压盆地, 超压在有机质热演化中的作用不仅直接影响超压盆地的油气资源评价, 而且与深层油气成藏及保存密切相关[6], 因此得到了广泛关注. 各国学者进行了大量模拟实验和实例观测, 但模拟实验和实例观测似乎都提供了相互矛盾的证据. 一些模拟实验揭示压力可以抑制有机质热演化[7,8], 而另一些模拟实验表明压力对镜质体反射率等热演化参数无明显的影响[9]. 在实例观测中, 一方面在很多盆444中国科学D辑地球科学第34卷地(如北海盆地[10~12]、美国Unita盆地[13]、加拿大Sable 盆地[14]及我国莺歌海盆地[15,16]和准噶尔盆地[17,18])中证明了超压对有机质热演化的抑制作用; 另一方面在很多盆地(如我国琼东南盆地[16], 美国绿河盆地[19]和澳大利亚西北陆架区[20])中证明超压对镜质体反射率等有机质热演化参数未产生可识别的影响. 很显然, 目前还缺乏能够系统解释模拟实验和观测结果的超压环境有机质热演化理论.尽管沉积、早期成岩环境的变化可引起镜质体反射率异常[21,22], 但镜质体反射率仍被认为是有机质热演化的最有效指标, 且实际上是大多数学者研究压力/超压在有机质热演化中作用的主要参数甚至唯一参数. 有机质热演化和生烃作用由一系列平行而连续的反应构成, 镜质体作为大多数源岩中干酪根有机显微组分的较小部分, 其成熟作用和由此决定的反射率变化不足以反映超压环境有机质热演化的各个方面. 本文将详细考查不同热演化参数对超压的差异响应, 研究超压抑制有机质热演化的层次及控制因素.1 不同超压环境有机质的热演化1.1 莺歌海盆地莺歌海盆地是发育于南海北部大陆架的新生代盆地. 该盆地具有异常高的沉降、沉积速率, 第三系、第四系的累积厚度超过17 km, 3000 m以下普遍发育超压[23].(1) 超压对干酪根热降解的影响图1是莺歌海盆地LD30-1-1井温度、压力和有机地球化学剖面. 该井发育三个流体压力系统, 3300 m以上为静水压力系统, 3300~3900 m为中部超压系统, 3900 m以下为深部强超压系统(图1(a)). 在静水压力系统, 镜质体反射率(R o)和热解峰温(T max)随埋藏深度增大而增大, 二者反映的成熟度相吻合, 且实测R o值与地温梯度相近的YA19-1-1井的实测R o值及根据地层埋藏史和热史计算的R o值相近(图1(f)), 表明镜质体反射率和热解峰温均有效地反映了静水压力系统的有机质成熟度. 然而, 中部超压系统和深部强超压系统有机质热演化出现明显的异常. 1) 中部超压系统和深部强超压系统的热解峰温(图1(e))和镜质体反射率(图1(f))均明显偏离了静水压力系统的正常演化趋势, 出现异常低值. 2) 中部超压系统和深部强超压系统的实测R o值明显低于YA19-1-1井相近埋藏深度的实测R o值(图1(f)). YA19-1-1井的地温梯度为41℃/km, 略低于LD30-1-1井(46℃/km)(图1(b)), 但YA19-1-1井5000 m的实测R o值高达2.4%; 而LD30-1-1井5010 m的实测R o值仅为1.2%. 3) 中部超压系统和深部强超压系统的实测R o值明显低于根据地层埋藏史和热史模拟计算的R o值(图1(f)). 根据地层埋藏史和热史计算的R o值与地温梯度相近的YA19-1-1井的实测R o值及通过下延静水压力系统的正常R o趋势线预测的R o值相吻合, 表明模拟计算是有效的. 但LD30-1-1井中部超压系统和深部强超压系统的实测R o值明显低于模拟计算值. 例如, 5000 m的计算R o 值为2.40%, 实测R o值仅为1.2%.总之, 实测参数与模拟计算结果的比较及与相邻钻井实测资料的对比均表明, LD30-1-1井中部超压系统和深部强超压系统的镜质体反射率和热解峰温异常低. 镜质体反射率和热解峰温是反映干酪根热降解和生烃演化程度的最重要指标, 超压层段镜质体反射率和热解峰温的低异常证明超压抑制了干酪根的热降解和生烃作用.(2) 超压对烃类裂解的抑制作用根据传统生烃模式, 有机质在R o = 0.5%~0.6%时进入生烃门限[1], 在R o = 0.9%~1.0%时进入生烃高峰. C15+烃类在R o = 0.9%±开始裂解, 在R o = 2.0%时C2+烃类基本被裂解, 有机质热演化进入裂解甲烷阶段[1,24,25]. LD30-1-1井的实测地温梯度为46℃/km, 在4750 m, 根据传统模式计算的R o值达到2.0%, 有机质热演化进入准变质作用阶段. 5010 m的实测地温为240℃, 计算的R o值为2.46%, 根据传统模式已进入裂解甲烷阶段, 但泥岩中仍含有较丰富的液态烃, 正构烷烃碳数可达C30以上(图2), 表明超压不仅抑制了干酪根的热降解和生烃作用, 而且抑制了烃类的高温裂解, 使在没有超压抑制作用的情况下已进入裂解甲烷阶段的高温地层中保存较丰富的长链烷烃(图2).(3) 超压对烃类结构演化的抑制作用C21−/ C22+和C21+22/C28+29是反映正构烷烃分布的常用参数.第5期 郝 芳等: 超压对有机质热演化的差异抑制作用及层次 445图1 莺歌海盆地LD30-1-1井地层温度、压力和有机质热演化剖面图2 莺歌海盆地LD30-1-1井不同深度C 15+正构烷烃分布 如图3所示, 随深度增大, C 21-/C 22+和C 21+22/C 28+29逐渐增大, 与有机质的正常热演化趋势一致. 在3900 m 以上(即在浅部静水压力系统和中部超压系统), Pr(姥鲛烷)/n C 17和Ph(植烷)/n C 18亦随深度增大而降低. 但深度超过3900 m, 即进入深部强超压系统, Pr/n C 17和Ph/n C 18随深度增大的变化趋势发生逆转, 即随埋藏深度增大, Pr/n C 17和Ph/n C 18出现微弱增大的趋势(图3), 与有机质的正常热演化趋势恰恰相反.有机质的来源和沉积-成岩环境的变化可以导致Pr/n C 17和Ph/n C 18的变化. 然而, 元素和干酪根有机显微组分分析均表明, LD30-1-1井各地层单元均以高等植物来源的Ⅲ型干酪根占绝对优势[15,16], 因此排446中国科学 D 辑 地球科学第34卷图3 LD30-1-1井C 15+饱和烃分布随深度的变化除了有机质来源和/或沉积环境的变化引起Pr/n C 17和Ph/n C 18变化的可能性.正构烷烃和异戊间二烯烷烃的热稳定性存在较明显的差异, 无环类异戊间二烯烷烃的热稳定性低于相邻的正构烷烃[1]. 因此, 随温度/成熟度增高, Pr/n C 17和Ph/n C 18逐渐降低. 在根据传统模式已进入准变质作用阶段的高温地层中仍存在较丰富的异戊间二烯烷烃, 且Pr/n C 17和Ph/n C 18接近甚至大于1, 证明在强超压条件下, 即使热稳定性较低的异戊间二烯烷烃亦能在通常认为的液态石油“死亡线”之下稳定存在. 更重要的是, LD30-1-1井各地层单元的有机质来源和类型相同, 证明3900 m 以下Pr/n C 17和Ph/n C 18的异常变化与强超压环境下的有机质热演化密切相关. 强超压系统中, C 21-/C 22+和C 21+22/C 28+29随深度增大而增大, 而Pr/n C 17和Ph/n C 18微弱增大, 反映了不同类型化合物对超压的差异响应和热稳定性不同的有机组分的差异演化: 超压使热稳定性较低的组分在高温条件下得到保存[7,26].1.2 渤海湾盆地东濮凹陷东濮凹陷是渤海湾盆地最南端的断、垒相间的沉降-沉积单元. 由于盐岩的强封闭作用和下第三系源岩的生烃作用, 东濮凹陷中、深层普遍发育了较强的超压. 与莺歌海盆地LD30-1-1井超压层段镜质体反射率出现低异常明显不同, 东濮凹陷静水压力系统和超压系统的镜质体反射率剖面连续, 且实测R o 值与根据地层埋藏史、热史和EasyRo 模型计算的R o 值基本吻合, 表明超压未对镜质体反射率产生可识别的抑制作用. 但超压对烃类的热裂解和烃类结构的变化产生了重要影响. (1) 模拟计算和实测R o 值均表明, 自5000 m±开始有机质热演化进入准变质作用阶段, 但埋藏深度近5500 m 的超压地层仍含有较丰富的烃类, 正构烷烃碳数可达C 30以上. (2) 5000 m 以下(实测R o > 2.0%)的超压地层仍发育较丰富的热稳定性较低的异戊间二烯烷烃, 且在超压系统内, Pr/n C 17和Ph/n C 18随深度增大出现逐渐增大的趋势, 与正构烷烃和异戊间二烯烷烃的正常演化趋势恰恰相反. 由此可见, 东濮凹陷超压抑制了烃类的热裂解和烃类结构的变化, 但对镜质体反射率未产生可识别的影响.1.3 琼东南盆地图4是琼东南盆地YA21-1-2井的泥岩密度、地层压力和有机质热演化剖面, 3900 m 以上为静水压力第5期 郝 芳等: 超压对有机质热演化的差异抑制作用及层次 447图4 琼东南盆地YA21-1-2井泥岩密度、地层压力及有机质热演化剖面 系统, 3900 m 以下为超压系统.YA21-1-2井的镜质体反射率剖面发育不连续的三段, 其中中段(3500~3900 m)的R o 梯度几乎接近于零, 整个镜质体反射率剖面呈扭曲的“Z ”形. 与LD30-1-1井的三段式R o 剖面(图1)不同, YA21-1-2井R o 陡直段发育于超压顶面(3900 m±)之上的正常压力系统, 且R o 陡直段及其以上地层的R o 值高于地温梯度相近的其他钻井(如YA8-2-1和YA21-1-1井, 图4(c)). 接近直立的R o 段表明古地温梯度接近零, 而地温梯度接近零是热流体垂向流动的结果[27,28], 实际上是超压界面附近, 超压引起地层间歇性破裂和超压流体通过裂隙幕式垂向排放的结果[16,29]. 超压顶界面之上受流体活动影响最强烈的层段(3500~3900 m)相对较高的氯仿沥青“A”/TOC(图4(d))和总烃/TOC(图4(e))证明了流体活动对生烃作用的强化.实测压力、泥浆比重和测井信息均表明, YA21-1-2井3900 m 以下存在较强的超压, 而超压引起的地层破裂和流体流动表明, 现今埋藏深度为3500~3900 m 层段的地层压力在地史时期达到了地层破裂压力, 即地层压力达到静岩压力的85%±[30], 一方面表明超压发育较早, 另一方面表明超压较强. 然而, 在YA21-1-2井, 超压并未对有机质热演化产生可识别的影响. 超压未影响干酪根的热降解和生烃作用. 超压层段的实测R o 值随深度增大而增大, 且高于地温梯度相近但不发育超压的YA8-2-1井(图4(c)); 根据未考虑压力作用的传统时-温双控模型计算的R o 值与超压层段的实测R o 值相吻合(图4(c); 从正常压力系统到超压系统, 反映生烃演化程度的指标如“A”/TOC 和总烃/TOC 规律性增大(图4(d), (e)). 超压未对烃类裂解和烃类结构的演化产生明显的影响. 如图4(f)和4(g)所示, 从静水压力系统到超压系统, Pr/n C 17和Ph/n C 18连续演化, 且深度超过3000 m, Pr/n C 17和Ph/n C 18均随埋藏深度增大而降低, 与莺歌海盆地LD30-1-1井(图3)和渤海湾盆地东濮凹陷超压系统Pr/n C 17和Ph/n C 18随深度增大而增大的演化趋势恰恰相反.2 讨论2.1 压力/超压与镜质体反射率尽管沉积、成岩环境的变化可以导致镜质体反射率异常[21,22], 但镜质体反射率仍然被大多数学者认为是最重要的有机质热演化指标. 一些学者试图用镜质体反射率模型来反映压力/超压在有机质热演化中的作用. Dalla Torre 等[8]根据不同压力条件下的模448中国科学D辑地球科学第34卷拟实验结果, 提出了镜质体反射率变化的动力学模型:R o(%) = k2P−m t n exp(−E/RT), (1) 其中k2 = 195.195巴/s, P为压力, t为时间, m为常数(0.131), n = 0.0714, E = 24.99 kJ/mol.该模型将镜质体反射率的变化与压力直接联系起来, 意味着压力对有机质热演化无条件产生作用. 然而, 在莺歌海盆地(图1)、渤海湾盆地东濮凹陷和琼东南盆地(图4)的静水压力系统中, 镜质体反射率均可以用传统的时间-温度双因素控制模型加以描述和预测. 因此在静水压力条件下, 压力的增大不会对有机质热演化产生抑制作用, 镜质体反射率演化的时间-温度-压力模型[8]不能应用于沉积盆地中有机质热演化的预测.Carr[14]提出了将镜质体反射率与温度、时间和超压(剩余压力)联系起来的PresRo模型, 并用Hao等[16]报道的莺歌海盆地LD30-1-1井的压力和镜质体反射率资料(图1)进行了检验. PresRo模型认为只有超压才能影响镜质体反射率, 与将镜质体反射率直接与压力结合起来的Dalla Torre模型相比, 更接近在沉积盆地中观测到的实际情况: 有机质热演化抑制只发育于超压系统. 然而, PresRo模型意味着超压将无条件抑制有机质热演化和生烃作用. 如前所述, 渤海湾盆地东濮凹陷、琼东南盆地YA21-1-2井(图4)的超压均未对镜质体反射率产生可识别的影响, 证明并非所用超压系统镜质体反射率均受到抑制. 换言之, 超压对镜质体反射率的抑制作用是有条件的, PresRo不能用于所有超压地层的镜质体反射率预测.2.2 超压对不同热演化反应和成熟度参数的差异抑制有机质热演化由一系列平行而连续的有机反应构成, 主要包括干酪根的热降解和生烃反应、烃类结构和构型的变化反应及烃类的热裂解反应. 超压对某一反应的影响程度取决于该反应的体积膨胀效应和产物浓度变化速率或幅度. 反应的体积膨胀效应越强, 产物浓度变化速率或变化幅度越高, 超压的抑制效应越明显; 反之, 反应的体积膨胀效应越弱, 产物浓度变化速率或变化幅度越小, 超压的抑制作用越弱甚至不产生抑制作用. 因此, 在同一超压系统中, 不同热演化反应的产物浓度变化速率和体积膨胀效应的差异将导致不同反应对超压的差异响应, 从而导致超压对不同热演化参数的差异抑制. 根据莺歌海盆地(图1～3)、渤海湾盆地东濮凹陷和琼东南盆地YA21-1-2井(图4)超压系统不同热演化反应与超压的关系, 超压对不同热演化反应的差异抑制应包括如下3种情况.(1) 不同干酪根组分的差异成熟和差异生烃作用富氢干酪根组分富含脂链结构, 其降解和生烃反应的产物浓度变化速率高、体积膨胀效应明显, 相比之下, 贫氢组分(包括镜质体)的可降解组分较少, 成熟过程中可溶有机质的浓度变化和体积膨胀幅度均相对较低. 因此在同一超压系统中可出现富氢组分的成熟和生烃作用受到抑制而贫氢组分的成熟作用基本未受超压影响的现象. 在富氢和贫氢组分同步演化的情况下, 类脂组分的可见荧光在R o = 1.1%~ 1.3%时消失[31]. 在渤海湾盆地东濮凹陷的盐下超压地层中, 实测R o为1.58%~1.76%的样品的孢子体仍具有较强的荧光, 显然孢子体和镜质体的演化不同步, 反映了不同干酪根组分的差异成熟作用: 贫氢组分(镜质体)的热演化正常(镜质体反射率未受超压的抑制)而富氢组分(孢子体)的成熟作用受到超压抑制.(2) 干酪根和可溶有机质的差异演化在东濮凹陷, 实测R o>2.0%以及根据传统模式已进入裂解甲烷阶段的盐下超压地层中仍含有较丰富的液态烃, 表明镜质体反射率正常演化, 但烃类的热裂解受到强烈的抑制. 由于原油裂解具有巨大的体积膨胀效应[25,32], 超压对原油裂解反应的抑制作用具有普遍性. 对全球600多个油气田的统计分析, 证明超压环境液态石油可以在更高的温度下得到保存.(3) 热稳定性不同的烃类组分的差异演化在一些盆地的超压系统中, C21-/C22+和C21+22/C28+29随深度增大而增大, 符合C15+正构烷烃的正常演化趋势, 而Pr/n C17和Ph/n C18随深度增大保持恒定甚至微弱增大, 与正常情况下的演化趋势恰恰相反. 正构烷烃和异戊间二烯烷烃相互矛盾的演化趋势揭示了强超压条件下热稳定性不同的有机组分的差异演化[7,26].从上述可见, 镜质体仅仅是干酪根的一部分, 镜质体的成熟作用(决定镜质体反射率的变化速率)仅仅第5期 郝芳等: 超压对有机质热演化的差异抑制作用及层次449是干酪根热降解和生烃反应的一部分. 因此, 在超压环境下镜质体反射率演化正常并不一定意味着超压完全没有对有机质热演化产生抑制作用.2.3 超压抑制作用的层次前面讨论的实例表明, 超压既可以抑制有机质热演化的各个方面和各种热演化参数(如莺歌海盆地LD30-1-1井), 也可以仅对某些反应或参数产生抑制作用(如东濮凹陷), 甚至对各种热演化反应和参数均不产生可识别的影响(如琼东南盆地). 根据超压系统内各类有机质热演化反应的受抑制作用程度, 可以将超压对有机质热演化的抑制作用分为4个层次.层次 1 超压抑制有机质热演化和生烃作用的各个方面. 与常压环境有机质热演化的时-温双控模式相比, 干酪根的降解生烃作用、烃类结构和构型的变化及烃类的热裂解均受到了抑制. 莺歌海盆地LD30-1-1井超压系统的有机质热演化(图1~3)属于这一层次.层次2 超压仅对产物浓度变化速率高、体积膨胀效应强的有机反应产生抑制作用. 通常表现为富氢组分的生烃作用及液态烃的裂解作用受到抑制, 而贫氢组分的热演化包括镜质体的成熟作用未受到可识别的影响. 在此情况下, 镜质体反射率不会出现明显的异常但可用富氢无定形、藻质体、壳质体等富氢组分的荧光参数及其与镜质体反射率的对比关系识别超压的抑制作用. 东濮凹陷部分盐下超压系统的有机质热演化属于这一层次.层次 3 超压仅抑制了具有强体积膨胀效应的液态烃裂解, 对各种干酪根组分的热降解和生烃作用未产生可识别的影响. 东濮凹陷一些钻井中的盐下超压系统中富氢干酪根组分与镜质体等贫氢组分同步演化, 均未受到超压的明显影响, 属于这一类.层次4 超压对干酪根的热降解和生烃作用、烃类结构和构型的变化及烃类的热裂解等有机质热演化的各个方面均未产生可识别的影响, 有机质的热演化符合传统的时-温双控模式. 琼东南盆地YA21-1-2井超压系统有机质的热演化(图4)属于这一层次. 2.4 超压抑制作用层次的控制因素如图1~3所示, 在莺歌海盆地, 超压抑制了有机质热演化的各个方面. 由于细粒沉积物快速充填和上第三系断裂不发育, 莺歌海盆地三亚组和梅山组在有机质热演化早期发育超压并长期保持封闭~半封闭流体系统. 早期超压(超压在有机质成熟度较低、地层压实程度较弱时开始发育)具有如下地球化学效应.(1) 水的存在可以明显抑制有机质的热演化[8,24,33]. 早期超压使超压地层保持较高的孔隙度和较丰富的地层水, 从而具有较高的地层水/有机质比率, 有利于抑制有机质热演化反应. (2) 超压地层中较丰富的地层水可以明显降低粘土矿物的催化作用[34], 有利于促进超压对有机质热演化的抑制. (3) 早期超压使超压环境有机质热演化反应特别是干酪根热降解和生烃反应具有较强的体积膨胀效应和较高的产物浓度变化速率, 有利于超压的抑制作用. 封闭~半封闭流体系统是莺歌海盆地上第三系断层不发育(缺乏有效的垂向流体输导通道)的结果[35,36], 超压地层异常高的S1/(S1+S2)(图1(d))正是地层保持封闭流体系统, 有机质热演化产物未能有效排出的反映. 封闭~半封闭流体系统不仅保证地层长期处于强超压状态, 增大超压的有效作用时间, 而且导致有机质热演化产物的滞留, 强化超压对有机质热演化的抑制作用[7,24]. 由此可见, 莺歌海盆地超压对有机质热演化的强烈抑制作用是超压早期发育和长期保持封闭流体系统共同作用的结果. 早期超压和长期保持封闭~半封闭流体系统可能是发育第1层次的超压抑制作用的重要条件.琼东南盆地YA21-1-2井, 超压对有机质热演化的各个方面均未产生可识别的影响(图4). 业已证明, 超压顶面之上近于直立的R o梯度段(图4)反映了超压流体的间歇性排放. 超压流体的间歇性排放一方面导致超压层段流体压力的间歇性降低, 另一方面导致有机质热演化产物的排出, 这两方面均不利于超压对有机质热演化的抑制作用. 因此, YA21-1-2井超压未对有机质热演化产生可识别的影响可能主要是超压流体排放及由此引起的有机质热演化产物排出和压力振荡性变化的结果. 琼东南盆地YA19-1-1井4700 m以下亦发育较强的超压(压力系数约为1.7, 与450中国科学D辑地球科学第34卷LD30-1-1井接近, 图1(a)), 但从静水压力系统到超压系统R o剖面连续, 且根据未考虑压力作用的传统时-温双控模型计算的R o值与实测R o值相吻合(图1(f)), 表明超压未对有机质热演化产生可识别的影响. 详细研究表明, YA19-1-1井的超压是在有机质达到较高成熟度时发育的, 属于晚期超压[16], 因此, 超压发育过晚、干酪根结构中的大部分取代基团已经脱落、超压发育后干酪根热降解反应的产物浓度变化速率和体积膨胀效应较小, 是超压未对有机质热演化产生可识别影响的主要原因. YA19-1-1和YA21-1-2井的资料表明, 超压发育过晚、超压强度过低(未达到产生超压抑制作用的门限)或超压流体频繁释放均可能导致超压对有机质热演化的各个方面均不产生可识别的影响.在大多数情况下, 超压对有机质热演化和生烃作用的影响可能介于第1层次和第4层次之间, 即超压仅对某些热演化反应或某些热演化参数产生了较强的抑制作用, 而对其他热演化反应或其他成熟度参数未产生可识别的影响.总之, 超压对有机质热演化的抑制作用程度和层次取决于两个方面: (1) 超压条件下有机质热演化反应的体积膨胀效应和产物浓度变化速率; (2) 超压的发育演化特征, 包括超压的强度和持续时间、增压介质的构成及化学效应等. 超压条件下有机质热演化反应的体积膨胀效应和产物浓度变化速率不仅受控于有机质来源和类型, 而且在很大程度上取决于超压开始发育时有机质的成熟度. 在有机质热演化早期, 干酪根热降解和生烃作用具有较高的产物浓度变化速率和体积膨胀效应, 因此在有机质成熟度较低时发育的超压(早期超压)可以对干酪根热降解和生烃作用产生抑制作用. 在有机质热演化的中、晚期(生油高峰之后), 干酪根热降解反应的产物浓度变化速率和体积膨胀效应降低和减弱, 而烃类热裂解反应的产物浓度变化速率和体积膨胀效应增强, 因此晚期超压(在有机质成熟度较高时发育的超压)可能不会对干酪根热降解和基于干酪根热降解的成熟度参数产生抑制作用, 但可对烃类的热裂解和气化作用产生强烈的抑制作用.沉积盆地的超压地层是一个由矿物基质-干酪根- (有机、无机)流体构成的、多过程伴生、多过程相互影响的物理-化学系统[37], 超压具有多种发育机制(包括压实不均衡、生烃作用和构造挤压等)[38]、超压地层的有机质丰度、类型多样且超压可以在任何有机质成熟度时开始发育. 不同沉积盆地超压的成因机制、发育强度、持续时间特别是发育时期不同, 其对有机质热演化的抑制作用层次和程度可以明显不同, 这是造成不同盆地超压系统有机质热演化特征不同(如莺歌海盆地(图1)、北海盆地[10~12]超压系统的有机质热演化受到抑制而琼东南盆地(图4)、美国绿河盆地[19]和澳大利亚西北陆架区[20]超压地层有机质热演化未受超压影响)的根本原因.3 结论根据本研究, 可以得出如下认识:(1) 在静水压力环境, 有机质的热演化由时间和温度控制, 压力的增大不会对有机质热演化产生抑制作用, 在超压环境, 超压可成为有机质热演化的重要影响因素.(2) 超压对有机质热演化的影响是非线性的. 在同一超压系统内, 超压对不同热演化反应的影响可以明显不同, 从而导致不同热演化反应和成熟度参数的差异抑制.(3) 不同沉积盆地超压的发育特征不同, 其对有机质热演化各个方面的抑制程度可以明显不同, 超压对有机质热演化的总体影响可以分为4个层次: 超压抑制了有机质热演化的各个方面、超压抑制了烃类的热演化和富氢干酪根组分的热降解、超压仅抑制了烃类的热裂解、超压对有机质热演化的各个方面均未产生可识别的影响.参考文献1 Tissot B P, Welte D H. Petroleum Formation and Occurrence. 2nded. Berlin: Springer, 1984. 6992 Monthioux M, Landais P, Durand B. Comparison between extractsfrom natural and artificial maturation series of Mahakam delta coals. Org Geochem, 1986, 10(3): 299～3113 Braun R L, Burnham A K. Mathematical model of oil generation,degradation and expulsion. Energy Fuels, 1990, 4(1): 132～1464 McTavish R A. Pressure retardation of vitrinite diagenesis,offshore northwest Europe. Nature, 1978, 271: 648～6505 Connan J, Montel F, Blanc P H, et al. Experimental study ofexpulsion of HCs from shaley source rocks. Org Geochem, 1992,。
第5章生烃史
初次裂解动力学参数
(据Espitalie等，1988，Ⅱ型干酪根)
活化能 kcal／ kcal ／ mol 48 50 52 54 56 58 60 62 64 66 68 70 72 生烃潜量， kg／ 生烃潜量 ， kg／ t C1 0． 0 0． 0 0． 0 0． 3 0． 8 4． 6 5． 3 4． 2 3． 6 2． 1 1． 4 1． 0 0． 8 C 2— C 5 0． 0 0． 0 0． 3 0． 8 3． 0 10． 10 ． 7 7． 6 4． 5 2． 4 0． 9 0． 6 0． 3 0． 0 C 6— C 14 0． 0 0． 0 1． 3 2． 7 32． 32 ． 2 24． 24 ． 7 2． 1 0． 3 0． 0 0． 0 0． 0 0． 0 0． 0 C 15+ 2． 9 5． 0 8． 3 35． 35 ． 4 359． 359 ． 0 8． 0 0． 0 0． 0 0． 0 0． 0 0． 0 0． 0 0． 0 频率因子 s -1
物质的数量，kg／ 埋藏时间， 物质的数量，kg／kgTOC；t——埋藏时间，Ma；ki——干酪根 的数量 埋藏时间 Ma； 干酪根 中含第i种活化能的物质在初次裂解时的反应速率， 中含第i种活化能的物质在初次裂解时的反应速率，Ma-1； 平行一级反应级数， m——平行一级反应级数，整数；n——干酪根初次裂解形成的 平行一级反应级数 整数； 干酪根初次裂解形成的 组分数，整数。 组分数，整数。 2、阿仑尼乌斯公式 多组分干酪根初次裂解反应速率，由下式表示： 多组分干酪根初次裂解反应速率，由下式表示：
第五章 生烃史模型
油气生成机理回顾 化学动力学法 热解模拟法
一、油气生成机理回顾
现代石油成因理论认为，沉积有机质的受热演化、 现代石油成因理论认为，沉积有机质的受热演化、成熟 生烃是油气的最主要来源， 生烃是油气的最主要来源，干酪根主要在温度的作用下发生 了结构组成的变化（降解—裂解），在其不同的热演化阶段 裂解），在其不同的热演化阶段， 了结构组成的变化（降解 裂解），在其不同的热演化阶段， 随着不同的官能团从干酪根大分子上脱落、分离， 随着不同的官能团从干酪根大分子上脱落、分离，将形成不 同的产物（ 而低熟油等石油的特殊存在形式， 同的产物（气—油—气）。而低熟油等石油的特殊存在形式， 油 气）。而低熟油等石油的特殊存在形式 只不过是复杂的有机质母源中不同有机质组分生烃门限的先 后有所差别罢了，对该组分而言，应为已经成熟的标志。 后有所差别罢了，对该组分而言，应为已经成熟的标志。 根据自然条件或实验过程中，对某温度段前、 根据自然条件或实验过程中，对某温度段前、后反应 物与生成物的种类分析，可以认为， 物与生成物的种类分析，可以认为，在可成烃组分的热演化 过程中， 过程中，某一温度段的反应特征是各种结构组分同时发生的 平行反应。 平行反应。 达成这些共识，是求解成烃演化的前提。 达成这些共识，是求解成烃演化的前提。
第八章 有机质生烃演化的阶段性与生烃模式
干酪根演化过程中三个阶段的特征： （1）成岩阶段：刚形成的年轻干酪根结构松散、芳香片排列无序，缩聚 程度甚低，故镜质体反射率低，小于0.5％-0.7%，颜色较浅，荧光强。 含氧高，O/C原子比大。随着演化，O/C原子比迅速下降。总之，该阶段 主要以脱氧为特征。 （2）深成阶段：温度升高，镜质体反射率增大，Ro0.5-0.7%—2.0％， 干酪根开始降解，伴随着大量烃类的生成，H/C原子比迅速下降，干酪根 颜色由于芳核的缩合而发生明显的变化，逐渐变深，荧光减弱。该阶段 以主要以脱氢为特征。
（3）变质阶段：温度继续升高，镜质体反射率继续增大，Ro>2.0％，残 留的干酪根中仅含少量短烷基链。H/C和O/C原子比均降到最低值。干酪 根颜色变为黑色，荧光消失，芳香片层排列定向，干酪根形成了愈来愈 稳定的结构。该阶段以富碳、缩聚为特征。
第三节 生烃演化模式 —————————————————————————
第二节 干酪根的演化 ————————————————————————— 一、含量上的变化
实验室同样模拟出干酪根生成石油的过程。干酪根 在人工加温热降解过程中，先是生成液态烃，然后 液态烃裂解，生成气态烃。
法国石油研究院人工加热现代沉积物中的干酪根实验结果 （以产物占干酪根质量分数表示）
加热温度 ℃
2012-9-18
三、不同类型干酪根的生烃模式
不同显微组份生烃演化模式的比较 （据程克明，1990；赵长毅等，1996）
2012-9-18
第三节 生烃演化模式 ————————————————————————— 油气生成改进模式
第三节 生烃演化模式 —————————————————————————
一、成岩作用
对整个沉积体系而言，成岩作用的结果是将松 散的沉积物变成固结的沉积岩，主要的作用因素是 压实和胶结。但对有机质而言，成岩作用的主要结 果是形成干酪根，同时释出H2O、CO2、CH4、NH3、 N2 、H2S等，并伴有一定量的继承性的可溶烃类和 非烃类，该阶段起作用的主要因素是微生物（细 菌），在有利的条件下，可以生成大量的生物甲烷 气。
有机质热演化过程中异常压力的作用
有机质热演化过程中异常压力的作用作者：高平张放东尚雅珍来源：《海峡科技与产业》2013年第11期摘要：为深入研究东濮凹陷异常超压对有机质热演化的影响，与中国科学院广州地球化学研究所刘金钟博士进行合作，改变传统有机质高压模拟实验方法，用实际烃源岩泥岩样代替干酪根，采用多种方式的高温高压热模拟实验，证实了压力达到一定值时可以对有机质的生烃过程产生抑制作用，这个值称之为压力抑制门限，与有机质的成熟度和类型有关。
异常压力在烃源岩成熟之前发育是超压对有机质热演化产生抑制作用的重要条件。
主题词：有机质；热演化；超压抑制；高压模拟实验；东濮凹陷东、西两个洼陷带沙河街组沙三、沙四段发育三套厚层盐岩段和多套大范围分布的深、半深湖相的厚层泥页岩，是主要烃源岩，以异常高压发育而著称，地层压力系数在1.3～1.8之间，相应形成两个超高压中心，为研究异常孔隙流体压力对有机质热演化和生烃作用的影响提供了良好的场所。
1 超压抑制作用的提出有关压力在有机质热演化过程中的作用的激烈争论，反映了压力作用的复杂性和研究难度。
在有机质热演化和油气生成过程中，超压的存在又使油气生成速率降低，液态窗的下限下移，表明了压力的抑制作用[1-2]。
压力并非是唯一的化学动力学因素，与温度、时间共同起作用[3]。
正是由于异常压力在沉积盆地演化过程中最终将被释放，以及高压模拟实验自身的缺陷，至今在压力对有机质热演化影响的问题上还没有一个明确的认识。
通过地质、地球化学及有机质热演化模拟技术，在东濮凹陷深层发现超压地层有机质热演化受到明显的抑制作用。
2 超压抑制作用证据2.1烃源岩地球化学指标东部洼陷带的Ps4、Ps7井，西部洼陷带的Ps13等井镜质体反射率与最高热解峰不连续而呈明显的两段式，拐点在4000m附近（图1），下段相对上段明显变陡，与地层压力的异常超压段相对应。
正常压力系统中，Ro和Tmax相互吻合，随埋深增加和地温升高而逐渐升高，通常情况下，Ro的对数与埋深呈线性关系，并且可以根据浅部的变化趋势预测深部有机质的热演化程度。
石油2-3有机质演化生烃的影响因素与模式
一、油气生成的地质环境
2、岩相古地理条件
在浅水湖泊和沼泽区，水体动荡，大气中的 氧易于进入水体，不利于有机质的保存；这里的 生物以高等植物为主，有机质多属Ⅲ型干酪根， 一般生油潜能较差，多适于形成煤和生成天然气。
但在有些情况下可大量生油，如澳大利亚的吉普
斯兰盆地、加拿大的斯科舍盆地、我国的吐哈盆 地都在煤系地层找到了石油。
3.温度和时间
3）有机质热解生油过程中t与T有互补性，一
定温度范围内高温短时间可与低温长时间达到
同样的效果。
高地温——有机质成熟所需时间短 低地温——有机质成熟所需时间长
3.温度和时间
随着有机质埋藏深度的加大， 当温度达到一定数值，才开 始大量转化为油气，这个对 应的温度（深度）称为门限 温度（深度）。 相同的门限温度在地温较高 的地区出现的较浅，而在地 温较低的地区出现的相对较 深。同时对于温度和时间的 相互补偿关系，在温度很低 的情况下，时间本身并不能 起作用。
富含有机质的粘土岩中富集大量放射性物质。 用α射线轰击某些有机质可得到甲烷、二氧化碳 和氢，轰击水可产生大量游离氢和氧，氢可使有 机质氢化或与二氧化碳化合生成甲烷，继续在α 射线轰击下可生成更重的气态烃乃至液烃。
5.压力 • 高压阻碍有机质成熟和成烃作用。
•
短暂的降压有利于加速有机质的成熟。
二、促使油气生成的理化条件
古气候条件直接影响生物的发育，温暖湿润
的气候有利于生ห้องสมุดไป่ตู้的繁殖和发育，是油气生成
的有利条件。
第三节
油气生成的地质环境与理化条件
一、油气生成的地质环境
二、促使油气生成的理化条件 三、有机质向油气转化的阶段
四、低熟油与煤成油形成理论
油气成藏机理研究进展和前沿研究领域_郝芳
油气成藏机理研究进展和前沿研究领域郝 芳1,2,邹华耀2,王敏芳1,杨旭升2(1.中国地质大学资源学院石油系,湖北武汉430074;2.石油大学资源与信息学院,北京102249)摘 要:随着地质工作者刻划和认识地下地质体构成、结构的能力及研究和预测沉积盆地能量场(温度场、压力场和应力场)及其演化能力的不断提高,以流体流动和油气运移为核心的油气成藏机理研究取得了重要进展:①证实了油气的优势通道运移并初步揭示了优势运移通道的微观和宏观控制机制,从而使基于油气运移路径三维预测的油气藏定位预测成为可能;②证实了幕式快速成藏过程并初步揭示了幕式成藏的驱动机制、有利场所和地球化学识别标志,突破了油气成藏是一个缓慢渗流过程的传统模式;③深盆气勘探和成藏机理研究取得了进展,从而突破了背斜成藏的传统观念,使“向斜”(盆地凹陷区)成为一些盆地寻找大型天然气藏的重要场所。
沉积盆地深层油气成藏过程和保存条件、活动构造背景下油气晚期快速成藏过程是油气成藏机理研究的重要前沿研究领域。
关键词:油气成藏机理;优势通道运移;幕式快速成藏;深盆气中图分类号:P618.13 文献标识码:A 文章编号:1000-7849(2002)04-0007-08 油气的运移、聚集和成藏,是在沉积盆地演化过程中,源岩生成的烃类在输导格架和能量场(包括温度场、压力场和应力场)共同控制下的自然流动过程[1]。
由于地震采集和处理技术的改进、层序地层学和沉积学的不断发展、各种模拟技术和可视化技术的引进和完善及断裂流体行为研究的不断深入[2～9],地质工作者认识、刻划地质体和输导格架的能力大大提高[10]。
与此同时,由于沉积盆地温度场[11～13]、压力场[14～17]控制因素研究的进展及温度场、压力场和应力场正演和反演分析技术的改进和完善,地质工作者研究和认识沉积盆地能量场及其演化的能力明显提高。
在此基础上,沉积盆地流体的流动和油气的运移成为油气成藏机理研究的核心。
异常压力成因机制及其与油气成藏关系
汇报内容 ·异常地层压力形成机制
·异常高压与油气成藏关系
一、异常地层压力形成机制
基础概念
静水压力是指与岩石表面及地表连通的 开放体系下的水柱压力。
静岩压力是指覆盖在某一深度地层以上 的地层基岩和岩石孔隙中流体的总重量 所造成的对这个地层的压力。
有效应力是指作用在地层岩石骨架颗粒上的应 地力层 。压力是指作用于岩层孔隙空间内流体上的压 力叫做地层压力，它又称为孔隙流体压力。
（1）欠压实
含有大量粘土矿物的沉积物在快速沉积埋藏过程中，沉积物的欠压实 就可能发生（Rubey and Hubbert，1959；Wilson等，1977）。
两个条件：细粒沉积物 ，快速沉积
实例： 廊固凹陷始新世和渐新世经历了一次快速沉积作用,平均沉积速率为
0.35mm/a，快速的沉积导致孔隙流体排出受阻,形成异常高压，厚层泥岩的封 闭使异常高压得以保持（据王志宏等，2008）。
（8）渗透作用 当离子浓度不同的两种溶液被半渗透膜隔开时，溶剂会从较稀的一侧通过渗滤作
用穿过半渗透膜进入较浓的一侧，形成渗透压力。直到半渗透性膜两边的扩散化学 潜能相等以后，渗透流才停止。因此，如果溶剂持续进入一个浓度更高的封闭空间 中时，其压力就会增加（下图）。
然而， Swarbrick 和Osbome （1998） 计算发现在北海岩石中，即使矿化度差异高 达35%（质量分数）NaCl当量时，也只能 形成约3MPa （435psi） 的渗透压力。
蒙脱石向伊利石的转化发生在80℃到120℃之间，同时释放出总量等于其一半体 积的水（Powers，1967）。
杜彬等人认为蒙脱石转化为伊利石时，有三方面的因素可引起孔隙流体压力的增 加:一是伊利石对孔隙孔道产生堵塞，从而增加了泥质岩的非渗透性;二是伴随这个 过程有大量的水脱出，三是蒙脱石层间吸附水的密度一般高于自由孔隙水。
压力对有机质生烃演化作用的研究进展
文章编号：１０００⁃０５５０（２０１８）０５⁃１０４０⁃０９ＤＯＩ：１０．１４０２７／ｊ．ｉｓｓｎ．１０００⁃０５５０．２０１８．０８０收稿日期：２０１７⁃０３⁃２４；收修改稿日期：２０１７⁃１１⁃１２基金项目：国家科技重大专项（２０１６ＺＸ０５０２６⁃００２⁃００５）［Ｆｏｕｎｄａｔｉｏｎ：ＮａｔｉｏｎａｌＳｃｉｅｎｃｅａｎｄＴｅｃｈｎｏｌｏｇｙＭａｊｏｒＰｒｏｊｅｃｔ．Ｎｏ．２０１６ＺＸ０５０２６⁃００２⁃００５］压力对有机质生烃演化作用的研究进展何春民１，２，李腾飞１１．中国科学院广州地球化学研究所有机地球化学国家重点实验室，广州㊀５１０６４０２．中国科学院大学，北京㊀１０００４９摘㊀要㊀在研究压力对有机质热演化作用的影响过程中，模拟实验主要采用金管热解的方法，所得结果大多没有发现压力对有机质演化存在明显影响㊂而采用定体积高水压反应釜含水热解实验通常得出压力抑制有机质成熟度的结论㊂超压盆地的研究结果认为，采用定体积高水压反应釜含水热解实验比较接近实际地质条件，但考虑静岩压力的ＷＹＭＮ⁃３型温 压生烃模拟仪（兰州油气资源研究中心）或地层孔隙热压生排烃模拟实验仪（无锡石油地质研究所）更具优势㊂实验与理论相结合的分析认为，高水压通过增大ＰＶ来增大反应活化能（Ｅａ），通过减小熵变（ΔＳ）来减小反应频率因子（Ａ）㊂现阶段研究超压盆地比较适用的是ＰｒｅＲｏＴＭ模型和Ｔ⁃Ｐ⁃Ｒｏ模型，但两者都只考虑了超压而非孔隙流体压力㊂因此需要进一步对含流体压力的动力学模型进行研究㊂另外，目前学界采用的研究方法并不统一，这掣肘了同类实验间的对比，需要一套标准实验体系进行系统性研究㊂此外，高过成熟度页岩气的勘探与开发为研究压力对高过成熟有机质生气作用的影响提供了宝贵地质资料，但亟需解决海相页岩成熟度的精确测定问题㊂关键词㊀流体压力；有机质热演化；热模拟实验；动力学模型第一作者简介㊀何春民，男，１９９２年出生，硕士研究生，有机地球化学，Ｅ⁃ｍａｉｌ：ｈｅｃｈｍｉｎ＠ｍａｉｌ２．ｓｙｓｕ．ｅｄｕ．ｃｎ中图分类号㊀Ｐ６１８．１３㊀文献标志码㊀Ａ０㊀引言在地质条件下，有机质生烃演化处于水浸润的高水压环境，并且产生的油气总体积比初始干酪根大得多，根据ＬｅＣｈａｔｅｌｉｅｒ原理，有机质生烃演化应该受到地层压力的影响㊂但基于Ａｒｒｈｅｎｉｕｓ方程的经典油气生成理论［１］并没有考虑超压或地层压力的影响，因为物理化学仅仅将压力作为包含固相与液相反应的次级控制因素［２］㊂传统理论模型中压力作用的缺乏使得不同的学者对压力与有机质成熟演化关系的看法存在明显分歧：一部分学者认为压力没有或只有很微弱的影响［３⁃５］；另外一部分学者认为压力会抑制有机质成熟与生烃演化［６⁃７］；还有少数学者认为压力会促进烃类气体的生成［８］㊂在超压盆地油气勘探中，先后在北海盆地［９⁃１０］，Ｕｔａｈ盆地［１１］，Ｌｏｍｂａｒｄ盆地［１２］，Ｍａｈａｋａｍ三角洲［１３］，莺歌海盆地［１４］，刚果盆地［１５］等沉积盆地中发现了超压抑制有机质的热演化现象㊂但在另一些盆地中并未发现超压对镜质体反射率产生可识别的影响，如琼东南盆地［１４］，绿河盆地［１６］和澳大利亚西北陆架区［１７］㊂通过对不同压力系统有机质热演化的综合对比分析，郝芳［１８⁃１９］与Ｈａｏｅｔａｌ．［２０］总结出超压抑制有机质演化的４个层次：１）超压抑制了有机质热演化的各个方面，包括不同干酪根组分的热降解（生烃作用）和烃类的热演化；２）超压仅抑制了烃类的热演化和富氢干酪根组分的热降解，而对贫氢干酪根组分的热演化不产生重要影响，因此镜质体反射率未受到抑制；３）超压抑制了烃类的热裂解，而对干酪根的热降解未产生明显影响；４）超压对有机质热演化的各个方面均未产生可识别的影响㊂这一观点应当是对超压与有机质热演化关系的系统认识与总结㊂近年来，深层油气勘探取得了重大进展［２１］，揭示了一些新的地质信息㊂如在塔里木盆地阿克库勒凸起东的ＴＳ１井超过８０００ｍ钻遇的优质白云岩储层中仍见到了液态烃显示；在塔河平均井深为７２００ｍ的储层中，探明＋控制石油地质储量为１５６０．８ˑ１０４ｔ［２２］㊂压力对有机质的演化影响的重要性重新引起关注［６，２３］㊂本文将侧重于从热模拟条件㊁作用机理㊁理论模型三个方面对压力与有机质生烃演化的关系进行总结与讨论，为进一步开展相关研究提供指导㊂第３６卷㊀第５期２０１８年１０月沉积学报ＡＣＴＡＳＥＤＩＭＥＮＴＯＬＯＧＩＣＡＳＩＮＩＣＡＶｏｌ．３６㊀Ｎｏ ５Ｏｃｔ．２０１８１㊀基于热模拟实验的主要认识研究压力与有机质生烃演化关系最常用的热模拟实验方法是采用变体积限制性热解方法，如金管［２４］㊁高温高压紫铜管［２５］等；也有人采用经典含水热解［３］或定体积高水压反应釜装置［６］；还有人采用ＷＹＭＮ⁃３型温 压生烃模拟仪［２６］或地层孔隙热压生排烃模拟实验仪［２７⁃３１］㊂金管实验通常采用流体作为压力介质，使得压力将金管压平㊂在无水体系中，Ｌａｎｄａｉｓｅｔａｌ．［７］认为增压流体并未与金管中的有机质接触，因此一开始模拟的是静岩压力或垂向压力㊂根据流体压力的定义，只有当金管中充注气体或水时［３２］，以及热解产物释放后才算得上模拟的流体压力㊂尽管无水条件下通常会在金管中充入１ｂａｒ惰性气体，但在外界压力为几十兆帕的情况下，最初充入的惰性气体占据体积太小，可以认为外界压力主要由样品承受㊂热成熟过程中由于流体的生成以及受热膨胀，再加上金的强延展性，使得模拟的静岩压力持续减小直至为零，而流体压力则迅速增大至外界围压，之后开始等压膨胀［３３］（图１ａ）㊂高温高压紫铜管实验与金管实验类似，只不过压力介质采用叶腊石，这样可以加压到ＧＰａ级［２５］㊂还有学者采用铂金胶囊在ＮａＣｌ作压力介质条件下进行模拟实验［３４］㊂经典含水热解实验通常在定体积反应釜中加入样品质量２ ３倍的水，然后用惰性气体充注多余空间，在密闭条件下进行热模拟（图１ｂ）㊂该方法依靠水以及反应产物在定体积下受热膨胀产生压力，但内部压力不受控制，也无法获得较高的压力［３］㊂定体积高水压反应釜依靠内部水和水蒸气受热增压或外部液压泵增压，模拟的是流体压力㊂反应过程中，整个反应装置的体积保持不变，避免了因为反应体系体积增加引起的流体压力变化［６］（图１ｃ）㊂相对于金管实验不加水或只能加入少量水，定体积高水压反应釜能够模拟的水／岩比范围要大得多㊂Ｗｕｅｔａｌ．［２６］曾采用一种ＷＹＭＮ⁃３型温 压生烃模拟仪（图１ｄ），该装置能够同时施加静岩压力以及流体压力，同步升温与升压过程，还可以通过控制阀门压力模拟开放体系，半封闭及封闭体系㊂中国石化无锡石油地质研究所自行研制的地层孔隙热压生排烃模拟实验仪原理与ＷＹＭＮ⁃３型温 压生烃模拟仪相似［２７⁃３１］㊂通过比较不同的模拟实验方法，最后一种能较好的模拟实际地质条件㊂㊀㊀综合相关文献数据，采用金管的大多数模拟实验，没有发现压力对生烃有明显影响，少数发现高压会增加甲烷产量㊂如下是一些代表性实验结果㊂Ｍｏｎｔｈｉｏｕｘｅｔａｌ．［４］采用金管在２５０ħ ５５０ħ㊁５０ ４００ＭＰａ条件下热解ＩＩＩ型腐植煤，没有发现水的存在或压力对煤的成熟演化有任何影响㊂Ｍｏｎｔｈｉｏｕｘｅｔａｌ．［５］采用金管在２５０ħ ４００ħ，５０和１００ＭＰａ条件下热解Ｍａｈａｋａｍ三角洲褐煤得到了相似的结论：没有发现水和压力对抽提烃类存在影响㊂Ｍｉｃｈｅｌｓｅｔａｌ．［３］采用金管在２６０ħ ４００ħ㊁压力最高达１３０ＭＰａ的压力条件下无水热解Ｗｏｏｄｆｏｒｄ页岩干酪根，只观察到压力对气体产物㊁液态烃㊁沥青以及极性化合物有很小的影响㊂Ｆｒｅｕｎｄｅｔａｌ．［３５］采用金管在２５０ħ ３６５ħ，压力最高达１７２ＭＰａ的含水条件下热解Ｍｏｔｅｒｙ，ＧｒｅｅｎＲｉｖｅｒ和Ｂａｋｋｅｎ页岩，发现抽提物组成㊁生物标志化合物成熟度指标和Ｒｏｃｋ⁃ＥｖａｌＳ２值只有很小的变化㊂Ｋｎａｕｓｓｅｔａｌ．［３６］采用金管在２００ħ ３００ħ，３０ ６０ＭＰａ的含水条件下热解ＮｅｗＡｌｂａｎｙ和Ｐｈｏｓｐｈｏｒｉａ页岩，仅观察到压力对产物产率很小的影响㊂Ｓｈｕａｉｅｔａｌ．［３７］采用金管在２５０ħ ６００ħ，３０ＭＰａ和６５ＭＰａ的无水条件下热解两个煤样（０．５６％和０．６６％Ｒｏ），发现温度低于４００ħ时压力增大会减小甲烷产量，而在更高温度下压力增加，甲烷产量也图１㊀几种含压力的热解模拟方式原理图ａ．变体积限制性热解方法；ｂ．经典含水解热法；ｃ．定体积高水压热解法；ｄ．地层孔隙热压生排烃模拟法Ｆｉｇ．１㊀Ｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔａｌｃｏｎｆｉｇｕｒａｔｉｏｎｓａｖａｉｌａｂｌｅｆｏｒｐｙｒｏｌｙｓｉｓｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔｓｗｉｔｈｐｒｅｓｓｕｒｅ１４０１㊀第５期㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀何春民等：压力对有机质生烃演化作用的研究进展增加㊂Ｔａｏｅｔａｌ．［８］采用金管在３８０ħ条件下无水热解两个褐煤样品（０．５４％和０．４２％Ｒｏ），发现压力从５０ＭＰａ增加到２５０ＭＰａ，气态烃产量有所增加㊂然而，也有文献报道：在高压下有机质热演化受到抑制㊂Ｐｒｉｃｅｅｔａｌ．［３８］将下二叠统Ｐｈｏｓｐｈｏｒｉａ页岩（ＩＩｓ型）在２８７ħ和３５０ħ，采用氦气作为压力介质（压力最高达１０７ＭＰａ）在不锈钢高压釜中进行含水热解，发现烃类的生成和热解受到抑制㊂Ｌａｎｄａｉｓｅｔａｌ．［７］在３６５ħ㊁３０ １３０ＭＰａ的条件下，采用过量水（水：岩ȡ２）于不锈钢高压反应釜中热解来自巴黎盆地的Ｗｏｏｄｆｏｒｄ页岩以及Ｍａｈａｋａｍ三角洲的烃源岩，发现可抽提沥青减少㊂Ｃａｒｒｅｔａｌ．［６］采用定体积高水压反应釜，对Ｋｉｍｍｅｒｉｄｇｅ烃源岩在温度３１０ħ ３５０ħ㊁最高压力达５０ＭＰａ条件下进行无水和含水热解，发现沥青产量和气体产量受到抑制，且对生气作用抑制更明显㊂Ｕｇｕｎａｅｔａｌ．［２４，３９⁃４１］采用相同的实验装置［６］，在３５０ħ ４２０ħ与０．６ ９０ＭＰａ条件下含水热解煤，Ｋｉｍｍｅｒｉｄｇｅ烃源岩（ＩＩ型）以及Ｍｏｎｔｅｒｅｙ页岩（ＩＩｓ型），发现低水压（１７．５ＭＰａ）热解相对于无水热解会促进烃类生成；高水压（５０ＭＰａ及以上）热解会抑制沥青质与烃类气体的生成，抑制液态烃的生成与运移，且抑制作用程度为 液态烃＞气态烃＞沥青质 ㊂Ｕｇｕｎａｅｔａｌ．［２３］在３５０ħ，２ ９０ＭＰａ条件下采用定体积高水压反应釜分别进行有水和无水热解北海原油（３５ʎＡＰＩ）和正十六烷实验２４ｈ，发现相对于无水条件热解（２ＭＰａ），含水条件下原油和正十六烷的裂解受到抑制，且水压越大，抑制作用越强㊂Ｗｕｅｔａｌ．［２６］采用ＷＹＭＮ⁃３型高温高压模拟装置在４８０ħ，水压５ １２０ＭＰａ，静岩压力１２．５ ２００ＭＰａ条件下热解Ｉ型湖相干酪根４８ｈ，发现在半封闭条件下，水压增大在促进石油生成的同时会抑制其裂解，而静岩压力在１２．５ ６２．５ＭＰａ时促进原油裂解，在６２．５ ２００ＭＰａ时抑制石油和气态烃的生成㊂吴远东等［４２］采用ＷＹＭＮ⁃３型高温高压模拟装置对比了半开放体系下温度在３５０ħ ５２０ħ时恒定流体压力为５０ＭＰａ和流体压力随温度同步上升的条件下炭质泥岩（ＩＩＩ型）的模拟热解实验结果，发现流体压力的增加会促进沥青／液态烃的生成，同时抑制沥青／液态烃向气态烃的转化㊂郑伦举等［２７⁃２９］㊁马中良等［３０］㊁付小东等［３１］采用地层孔隙热压生排烃模拟实验仪对Ｉ型㊁ＩＩ型和ＩＩＩ型干酪根进行高流体压力和经典含水低水压热解模拟实验，也发现高流体压力有利于液态油的形成，不利于液态油向气态烃的转化㊂有关压力对镜质组反射率（ＶＲｏ）的作用，也存在三种不同的结果㊂Ｃｈａｎｄｒａ［４３］发现在３２５ħ和３５０ħ及１３１ ６０８ＭＰａ实验条件下热解得到的镜质组反射率高于大气压条件下的镜质组反射率㊂Ｈｒｙｃｋｏｗｉａｎｅｔａｌ．［４４］采用金管在５００ħ ８００ħ，１３．８ １３８ＭＰａ条件下热解无烟煤，结果显示ＶＲｏ随着压力增大而增加㊂Ｈｉｌｌｅｔａｌ．［４５］采用金管在３００ħ和３４０ħ，压力最高达２００ＭＰａ的条件下无水热解Ａｒｇｏｎｎｅ烟煤，发现压力增加到６０ＭＰａ时，ＶＲｏ随着压力增加而增大，从６０ＭＰａ增大到２００ＭＰａ时ＶＲｏ随着压力增大而降低㊂Ｈｕａｎｇ［４６］采用金管在３００ħ，以氩气为压力介质条件下在１０ＭＰａ㊁５０ＭＰａ和２００ＭＰａ条件下含水热解煤样，没有发现压力对ＶＲｏ有显著影响㊂ＬｅＢａｙｏｎｅｔａｌ．［３４］采用以ＮａＣｌ为压力介质采用铂金胶囊在４００ħ㊁压力最高达２０００ＭＰａ条件下无水热解沼泽柏木糖醇（镜质组前体），持续时间为０ｓ ２５ｄ㊂结果显示：在４００ħ温度下，ＶＲｏ增加速率都随时间增加而降低，但是当ＶＲｏ＜１．４４％时，压力增大减小了ＶＲｏ增长速率，从而抑制ＶＲｏ随时间延长而增大；当ＶＲｏ＞１．４４％时，压力增大会抵消ＶＲｏ增大速率随时间的衰竭效应，从而促进镜质组成熟㊂对此ＬｅＢａｙｏｎｅｔａｌ．［３４］认为压力对镜质组演化的作用需要一定的时间才能显现出来㊂Ｕｇｕｎａｅｔａｌ．［２４，３９⁃４１］采用定体积高水压反应釜在３５０ħ ４２０ħ，０．６ ９０ＭＰａ条件下含水热解煤，Ｋｉｍｍｅｒｉｄｇｅ组烃源岩（ＩＩ型）以及Ｍｏｎｔｅｒｅｙ页岩（ＩＩ型），发现在３５０ħ时，水压的抑制作用不明显，只有很轻微的抑制作用，但随着温度升高，水压的抑制作用越来越明显㊂吴远东等［４２］采用ＷＹＭＮ⁃３高温高压模拟装置的实验结果显示高水压能够促进了镜质组的演化㊂值得注意的是，郑伦举等［２７⁃２９］㊁马中良等［３０］㊁付小东等［３１］采用与ＷＹＭＮ⁃３高温高压模拟装置原理相似的地层孔隙热压生排烃模拟实验仪的实验结果却显示高水压抑制了镜质组的演化㊂压力对有机质热演化的上述不同实验结果，可能与采用的实验装置有关［６］㊂在金管实验中，由于金具有延展性，热解产物的生成会使金管体积膨胀，持续削弱模拟的静岩压力直至为零，而内部流体压力虽然迅速增大至外界围压后保持不变，但会因金管的延展性发生体积膨胀㊂而在定体积高水压反应釜含水热解实验，流体直接作用于样品，并且整个反应过程中体系总体积保持不变㊂在实际地质条件下，生烃过程属于半开放体系［４７］，因此在烃源岩内部压力达到临界压力之前都属于定体积反应体系，故使用定体积２４０１㊀沉㊀积㊀学㊀报㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀第３６卷㊀高水压釜进行生烃演化热模拟实验相对来说更合适［６，２４］，并且通常由定体积高水压反应釜实验的出压力抑制有机质热成熟的结论㊂至于吴远东等［４２］和郑伦举等［２７⁃２９］㊁马中良等［３０］与付小东等［３１］采用的实验装置原理相似，却观察到流体压力对镜质组演化的不同影响，这可能与他们采用的实验体系相关：前者采用半开放体系而后者采用封闭体系㊂半开放体系下流体压力增大导致排烃次数增加，从而减小了反应体系中反应产物的浓度，进而促进了镜质组的演化㊂不过，郑伦举等［２７⁃２９］㊁马中良等［３０］与付小东等［３１］实验中只是对比了有无流体压力对有机质的影响，并未像Ｕｇｕｎａｅｔａｌ．［３９⁃４１］，Ｃａｒｒｅｔａｌ．［６］那样对比不同流体压力下的有机质热演化㊂２㊀压力对有机质演化的作用机理关于超压抑制有机质成熟演化的作用机理，早期的认识是超压可影响地层温度㊂如ＭｃＴａｖｉｓｈ［９］认为，超压作用使得岩石含有大量的水，降低了岩石热导率，导致超压地层温度低于正常值㊂在１９９８年ＭｃＴａｖｉｓｈ［１０］则认为超压使得有机质热成熟的有效温度比实际地层温度低，且实际温度与有效温度间的差异随着超压增强而增大，从而导致Ｒｏ 深度曲线变得相对陡峭㊂虽然该观点能够解释某些超压盆地的成熟度异常现象，但没有说明压力的直接作用，也无法解释诸如Ｍｕｋｈｏｐａｄｈａｙ［４８］观察到Ｓａｂｌｅ盆地烃源岩成熟度越过生油窗时壳质组仍具有很强的荧光等地质事实㊂郝芳等［１９］与Ｈａｏｅｔａｌ．［２０］采用有机质热演化反应的体积膨胀效应和产物浓度变化速率来解释超压差异化抑制作用：不同有机质成熟度参数对超压的差异化响应是由于不同的有机质成熟度参数对应着不同的热演化反应体系，其体积膨胀效应和产物浓度变化速率的不同造成了这一结果；同一超压体系中，富氢组分热演化过程中体积膨胀效应和产物浓度变化速率大于贫氢组分，从而导致富氢组分受到的抑制作用更明显㊂这一观点符合ＬｅＣｈａｔｅｌｉｅｒ原理，但只能定性解释㊂在过渡态理论中，化学反应速率由活化体积（Δ‡Ｖ０，即活化体与反应物体积之差）决定㊂从反应速率常数ｋ与活化体积（Δ‡Ｖ０）的关系式：∂ｌｎｋ／∂Ｐ＝－Δ‡Ｖ０／ＲＴ（１）式中，ｋ为反应速率常数，Ｐ为压力，Δ‡Ｖ０为活化体积，Ｒ为气体常数，Ｔ为温度㊂可以看出：如果活化体积（Δ‡Ｖ０）小于０，则反应速率随着压力增大而增大；若活化体积大于０，则高压会降低反应速率，进而抑制反应［４９］㊂Ｈｉｌｌｅｔａｌ．［５０］采用金管实验研究石油裂解，计算出在４００ħ㊁９０ ２１０ｂａｒ条件下Δ‡Ｖ０值为４７ｃｍ３／ｍｏｌ，２１０ ６９０ｂａｒ时Δ‡Ｖ０值为－１４ｃｍ３／ｍｏｌ，在６９０ ２０００ｂａｒ时Δ‡Ｖ０值为５ｃｍ３／ｍｏｌ㊂ＡｌＤａｒｏｕｉｃｈｅｔａｌ．［４９］也通过金管实验研究石油裂解，计算出Δ‡Ｖ０值范围为８０ １４０ｃｍ３／ｍｏｌ㊂此外，从关系式（１）中可以看出压力对反应速率常数的影响也受到温度的控制，通常实验条件下压力对有机质热演化速率的影响较小，可能是因为实验温度较高，实际地质条件下压力的影响应该更明显［５０］㊂从理论上来说可以用过渡态理论来解释压力对有机质演化的作用机理，但Δ‡Ｖ０受到环境压力的影响，而目前没有任何合适的理论可以预测活化体积（Δ‡Ｖ０）与环境压力的关系，因此难以采用活化体积（Δ‡Ｖ０）来建立理论模型［４０］㊂前人研究表明，存在大量可溶有机质保留在烃源岩内，这将使得镜质组反射率降低［５１⁃５２］㊂Ｖｅｌｄｅｔａｌ．［５３］对比了煤（ＶＲｏ为１．２１％）抽提前后的镜质组反射率，发现抽提后样品的ＶＲｏ增加了０．１６％㊂Ｃａｒｒ［５１］认为超压通过抑制了石油和沥青的运移，从而抑制有机质的热演化㊂但这一结论也只能定性解释㊂根据热力学第一定律：Ｈ＝Ｕ＋ＰＶ（２）其中，Ｈ为焓，Ｕ为内能，Ｐ为压力，Ｖ为体积，外界压力会影响ＰＶ项：外界水压升高使得生成烃类时需要克服水压做功，从而增大了反应活化能［６］㊂Ｕｇａｎａｅｔａｌ．［２４，３９⁃４１］也支持这一观点㊂他们认为：沥青质与干酪根密度接近，占据的体积小，ＰＶ变化小，因此压力对沥青质的抑制作用小；气体容易压缩且黏度小，容易迁移出烃源岩，液态烃难以压缩且黏度大，因此压力对液态烃的生成抑制作用最明显㊂压力除了影响ＰＶ项外，还会使得产物分子排列更紧密，无序度降低，从而减小了反应熵变（әＳ）㊂根据热力学第二定律，反应自发进行әＧ必须小于０，即：әＨ－ＴәＳ＜０（３）压力增加增大反应焓变（әＨ）的同时减小了反应熵变（әＳ），因此不利于反应的发生［６］㊂此外，Ｃａｒｒｅｔａｌ．［６］还根据过渡态化学反应速率与吉布斯自由能的关系结合Ａｒｒｈｅｎｉｕｓ方程推导出频率因子Ａ与熵变（әＳ）的关系：Ａ＝ｅｘｐ（ｋＢＴ／ｈ）ｅｘｐ（－әＳ‡／Ｒ）（４）３４０１㊀第５期㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀何春民等：压力对有机质生烃演化作用的研究进展其中，ｋＢ为玻尔兹曼常数，ｈ为普朗克常数，әＳ‡为活化体熵变，Ｔ为温度，Ｒ为气体常数㊂因此Ｃａｒｒｅｔａｌ．［６］认为动力学模型中活化能由焓变（әＨ）控制，而频率因子Ａ由熵变（әＳ）控制：流体压力通过增大ＰＶ来增大焓变（әＨ），从而增大反应所需活化能；另一方面则通过减少反应熵变（әＳ）来减小频率因子㊂３㊀含压力的成熟度预测模型Ｍｉｄｄｌｅｔｏｎ［５４］根据经验观察低压力下镜质体反射率的抑制作用结合扩散方程建立了整合压力的镜质组反射率的预测方程：％Ｒｏ＝ｅｘｐ（－ａ／Ｔ）（（Ａ－Ｂｓｉｎ（３．１４ˑＰ／Ｓ））ｅｘｐ（－ｔ／ｃ）（５）其中，Ｔ是温度（ħ），Ｐ为压力（ＭＰａ），ｔ为时间，ａ，Ａ，Ｂ和ｃ为常数，Ｓ为扩散作用可以忽略时的压力㊂Ｍｉｄｄｌｅｔｏｎ［５４］认为ａ＝２３２Ｍａ，Ａ＝７．０，Ｂ＝０．６Ａ，ｃ＝２００Ｍａ，Ｓ＝３００ＭＰａ㊂Ｍｉｄｄｌｅｔｏｎ［５４］的模型认为镜质体反射率受到的抑制作用由扩散方程控制，因为扩散方程为基于时间的镜质体反射率提供了物理基础［５４］㊂该模型只有温度㊁压力与时间项，因此无法适应有机质的不同带来的差异㊂且从目前文献引用量来看，该模型不是很实用㊂ＤａｌｌａＴｏｒｒｅｅｔａｌ．［５５］根据实验结果和动力学方程也建立了相关经验方程：％Ｒｏ＝ｋ２Ｐ－ｍｔｎｅｘｐ（－Ｅ／ＲＴ）（６）其中，ｋ２＝１９５．１９５ｂａｒ／ｓ，Ｐ为压力（ｂａｒ），ｔ为时间，ｍ＝０．１３１，ｎ＝０．０７１４，Ｅ＝２４．９９ｋＪ／ｍｏｌ㊂使用这一模型，ＤａｌｌａＴｏｒｒｅｅｔａｌ．［５５］计算的加利福利亚Ｄｉａｂｌｏ山脉低变质页岩镜质组反射率与测量值相似㊂ＬｅＢａｙ⁃ｏｎｅｔａｌ．［３４］在讨论压力对镜质组反射率的增加速率时也采用该模型，其拟合效果非常好㊂然而该模型无法兼容Ａｌｐｉｎｅ盆地的低反射率数据，ＤａｌｌａＴｏｒｒｅｅｔａｌ．［５５］认为可能是有机质不同造成的㊂Ｂｒａｕｎｅｔａｌ．［５６］认为该模型采用单一活化能，不适用于模拟真实地质条件下多样的升温速率和温度范围下复杂的有机反应，也无法应对各种不同组分的干酪根㊂Ｃａｒｒ［５７］将ＤａｌｌａＴｏｒｒｅｅｔａｌ．［５５］的模型与Ａｒｒｈｅｎｉｕｓ方程相比较，得到方程：Ａ＝ｋ２Ｐ－ｍｔｎ（７）结合一些盆地的具体数据计算得出频率因子Ａ与压力的关系为：Ａ＝１．０ˑ１０１３ｅｘｐ（－Ｐ／ｃ）（８）其中，Ｐ为过剩压力（＝流体压力－静水压力；ｐｓｉ），且ｃ＝５９０㊂将Ａ带入Ｅａｓｙ％Ｒｏ模型［５８⁃５９］中计算就得到了ＰｒｅｓＲｏＴＭ模型㊂该模型在北海南中央地堑［６０］㊁南Ｆａｒｏｅ⁃Ｓｈｅｔｌａｎｄ盆地［６１］㊁Ｓｏｇｎｅ盆地Ｌｕｈｔａ油田［６２］的研究中预测效果良好㊂ＰｒｅｓＲｏＴＭ模型认为超压抑制了频率因子，从而抑制了有机质热演化，这与理论分析相符合㊂但该模型并未考虑超压与反应活化能的关系，并且在正常压力体系下反应频率因子Ａ为常数㊂因此该模型并不能兼容正常压力体系，只适用于超压体系㊂Ｄｍｏｎｉé［６３］和Ｄｍｏｎｉéｅｔａｌ．［６４］根据正己烷裂解实验总结出来Ｅａ与压力的变化关系：Ｅａ＝Ｅ０＋Δ‡Ｖ０（Ｐ－Ｐ０）（９）其中，Ｅａ和Ｅ０分别为压力Ｐ和Ｐ０时的活化能，Δ‡Ｖ０为总活化体积㊂Ｚｏｕｅｔａｌ．［３２］结合Ｅａｓｙ％Ｒｏ模型［５８⁃５９］和上述Ｅａ与压力的变化关系，提出了Ｔ⁃Ｐ⁃Ｒｏ模型㊂该模型采用Ｅｐ取代Ｅａｓｙ％Ｒｏ中的Ｅａ进行计算，Ｅｐ的计算方程如下：Ｅｐ＝Ｅ０＋β（Ｐ－Ｐ０）（１０）其中，β为压力系数（ｃａｌｍｏｌ－１ＭＰａ－１，经验计算为１３０ｃａｌｍｏｌ－１ＭＰａ－１），Ｐ为总流体压力（ＭＰａ），Ｐ０为静水压力（ＭＰａ），Ｅｐ和Ｅ０分别为压力Ｐ和Ｐ０下的活化能㊂在研究莺歌海盆地ＬＤ３０１１井有机质热演化时，该模型相对于其他模型预测值与测量值最接近［３２］㊂Ｓｃｈｉｔｏｅｔａｌ．［１５］在研究下刚果盆地热演化史中发现ＰｒｅｓＲｏＴＭ模型和Ｔ⁃Ｐ⁃Ｒｏ模型计算的结果相似，且与测量值接近㊂Ｔ⁃Ｐ⁃Ｒｏ模型考虑了超压将增大反应活化能的影响，也能兼容正常压力体系㊂虽然该模型未能考虑超压与频率因子的关系，但是从目前使用结果来看，该模型是适用性最广，效果很好的模型㊂周波等［６５］将超压体系视为半封闭体系，认为压力对有机质热演化的影响是通过影响反应体系的化学平衡来实现的㊂周波等［６５］认为在超压条件下，有机质热演化程度可以用化学平衡常数来表示，因此用镜质体反射率来代替平衡常数，即：Ｒｏ＝Ｋ（１１）而压力与平衡常数的关系式为θｌｎＫθＰæèçöø÷Ｔ＝－ｎＰ（１２）式中，Ｐ为压力，ＭＰａ；ｎ为常数㊂结合两者可得到方程：Ｒｏ＝Ｐ－ｎ（１３）４４０１㊀沉㊀积㊀学㊀报㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀第３６卷㊀结合ＤａｌｌａＴｏｒｒｅｅｔａｌ．［５５］的模型，周波等［６５］提出超压下有机质演化模型：Ｒｏ＝ｋ１ｔｎｅｘｐ（－Ｅ／ＲＴ）㊀正常压力（１４）Ｒｏ＝ｋ２ｅｘｐ（－әＨ／ＲＴ）Ｐ－ｎ㊀超压（１５）其中，ｋ１㊁ｋ２为常数，ｎ为常数，Ｐ为压力，ＭＰａ㊂值得注意的是，有机质成熟度值不能低于热裂解为气态烃的临界Ｒｏ值㊂周波等［６５］提出的模型对莺歌海盆地ＬＤ⁃３０⁃１⁃１井的热演化预测结果较好㊂但是，直接将Ｒｏ与平衡常数Ｋ等同可能存在不妥，虽然平衡常数能够反映化学反应的进行程度㊂且该模型也继承了ＤａｌｌａＴｏｒｒｅｅｔａｌ．［５５］模型的缺陷，即只能采用单一活化能㊂值得注意的是，该模型仅仅适用于超压下油裂解阶段，对于超压下有机质生油阶段并不适用㊂４㊀问题与思考（１）压力对有机质热演化㊁生排烃㊁页岩气的形成以及深部油气的赋存有着重要影响［２７⁃２９，３１，４１］㊂但由于采用的模拟实验方法不同，实验结果之间比较存在不便㊂因此亟需一套实验标准来系统性研究静岩压力㊁流体压力和超压在半开放体系和封闭体系下有机质热演化，以比较不同压力及实验体系的影响㊂同时，地质条件下的反应体系会随着生排烃作用发生改变，在生油阶段可能有显著的水 有机质反应且水可作为增压介质，而到高过成熟阶段，随着排液作用的发生岩石中水的含量会降低，水作为反应物或增压介质的作用可能会相应降低，有机质生烃的机理及环境也会相应改变㊂故而利用单一反应体系得到的模型来预测机质的生烃全过程会导致较大的误差㊂因此，在详尽地质研究的基础上采用不同模型可能会更好地反应地质条件下的生烃全过程㊂（２）体积膨胀效应和产物浓度变化速率以及过渡态理论能够直观的解释超压对有机质演化的抑制作用，但是难以模型化㊂基于热力学与动力学的研究离模型化还有一段距离，但从目前来看是未来的研究方向㊂ＰｒｅｓＲｏＴＭ模型和Ｔ⁃Ｐ⁃Ｒｏ模型目前来看比较成功，但两者考虑的都是地层超压的情况㊂Ｃａｒｒｅｔａｌ．［６６］曾提出，对于给定的孔隙压力，１００ＭＰａ静水压力或超压对干酪根来说都是受到１００ＭＰａ的流体压力㊂因此，动力学模型更应该考虑孔隙流体压力而非过剩流体压力㊂ＰｒｅｓＲｏＴＭ模型主要考虑的是过剩流体压力与频率因子Ａ的关系，Ｔ⁃Ｐ⁃Ｒｏ模型主要考虑的是过剩流体压力与活化能Ｅａ的关系，而前人的研究结果表明，流体压力对频率因子和活化能两者都会产生影响［６］，或许可以结合这两个模型研究流体压力的动力学模型㊂（３）近十几年来，我国高过成熟页岩气的勘探与开发得到了长足发展，且已发现的高产页岩气储层均与超压有关，这为研究高过热成熟阶段（如等效镜质体反射率大于２．０％）压力对有机质生气的影响提供了珍贵的地质资料㊂但是，真正将这些数据用于压力对有机质生气作用的研究还需解决海相页岩中沥青反射率的准确测定及其对应的等效镜质体反射率，该方面的工作国内外采用拉曼光谱参数已有一定进展［６７⁃７１］，但在拉曼参数的选取及对Ｄ峰及Ｇ峰的分峰拟合方面还有待进一步标准化，尤其是需要进行不同实验室的对比研究㊂致谢㊀论文准备过程中，肖贤明研究员给予了详细的指导；田辉研究员对问题与思考部分的修改给予了热情帮助，在此一并致谢！参考文献（Ｒｅｆｅｒｅｎｃｅｓ）［１］㊀ＴｉｓｓｏｔＢＰ，ＷｅｌｔｅＤＨ．Ｐｅｔｒｏｌｅｕｍｆｏｒｍａｔｉｏｎａｎｄｏｃｃｕｒｒｅｎｃｅ［Ｍ］．２ｎｄｅｄ．Ｂｅｒｌｉｎ：Ｓｐｒｉｎｇｅｒ⁃Ｖｅｒｌａｇ，１９８４：６９９．［２］㊀ＡｔｋｉｎｓＰＷ．Ｐｈｙｓｉｃａｌｃｈｅｍｉｓｔｒｙ［Ｍ］．Ｏｘｆｏｒｄ，ＵＫ：ＯｘｆｏｒｄＵｎｉｖｅｒｓｉ⁃ｔｙＰｒｅｓｓ，１９８６：８５７．［３］㊀ＭｉｃｈｅｌｓＲ，ＬａｎｄａｉｓＰ，ＰｈｉｌｐＲＰ，ｅｔａｌ．Ｅｆｆｅｃｔｓｏｆｐｒｅｓｓｕｒｅｏｎｏｒ⁃ｇａｎｉｃｍａｔｔｅｒｍａｔｕｒａｔｉｏｎｄｕｒｉｎｇｃｏｎｆｉｎｅｄｐｙｒｏｌｙｓｉｓｏｆＷｏｏｄｆｏｒｄｋｅｒｏ⁃ｇｅｎ［Ｊ］．Ｅｎｅｒｇｙ＆Ｆｕｅｌｓ，１９９４，８（３）：７４１⁃７５４．［４］㊀ＭｏｎｔｈｉｏｕｘＭ，ＬａｎｄａｉｓＰ，ＭｏｎｉｎＪＣ．ＣｏｍｐａｒｉｓｏｎｂｅｔｗｅｅｎｎａｔｕｒａｌａｎｄａｒｔｉｆｉｃｉａｌｍａｔｕｒａｔｉｏｎｓｅｒｉｅｓｏｆｈｕｍｉｃｃｏａｌｓｆｒｏｍｔｈｅＭａｈａｋａｍｄｅｌｔａ，Ｉｎｄｏｎｅｓｉａ［Ｊ］．ＯｒｇａｎｉｃＧｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ，１９８５，８（４）：２７５⁃２９２．［５］㊀ＭｏｎｔｈｉｏｕｘＭ，ＬａｎｄａｉｓＰ，ＤｕｒａｎｄＢ．ＣｏｍｐａｒｉｓｏｎｂｅｔｗｅｅｎｅｘｔｒａｃｔｓｆｒｏｍｎａｔｕｒａｌａｎｄａｒｔｉｆｉｃｉａｌｍａｔｕｒａｔｉｏｎｓｅｒｉｅｓｏｆＭａｈａｋａｍｄｅｌｔａｃｏａｌｓ［Ｊ］．ＯｒｇａｎｉｃＧｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ，１９８６，１０（１／３）：２９９⁃３１１．［６］㊀ＣａｒｒＡＤ，ＳｎａｐｅＣＥ，ＭｅｒｅｄｉｔｈＷ，ｅｔａｌ．Ｔｈｅｅｆｆｅｃｔｏｆｗａｔｅｒｐｒｅｓ⁃ｓｕｒｅｏｎｈｙｄｒｏｃａｒｂｏｎｇｅｎｅｒａｔｉｏｎｒｅａｃｔｉｏｎｓ：ｓｏｍｅｉｎｆｅｒｅｎｃｅｓｆｒｏｍｌａ⁃ｂｏｒａｔｏｒｙｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔｓ［Ｊ］．ＰｅｔｒｏｌｅｕｍＧｅｏｓｃｉｅｎｃｅ，２００９，１５（１）：１７⁃２６．［７］㊀ＬａｎｄａｉｓＰ，ＭｉｃｈｅｌｓＲ，ＥｌｉｅＭ．Ａｒｅｔｉｍｅａｎｄｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｔｈｅｏｎｌｙｃｏｎｓｔｒａｉｎｔｓｔｏｔｈｅｓｉｍｕｌａｔｉｏｎｏｆｏｒｇａｎｉｃｍａｔｔｅｒｍａｔｕｒａｔｉｏｎ？［Ｊ］．Ｏｒ⁃ｇａｎｉｃＧｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ，１９９４，２２（３／４／５）：６１７⁃６３０．［８］㊀ＴａｏＷ，ＺｏｕＹＲ，ＣａｒｒＡ，ｅｔａｌ．Ｓｔｕｄｙｏｆｔｈｅｉｎｆｌｕｅｎｃｅｏｆｐｒｅｓｓｕｒｅｏｎｅｎｈａｎｃｅｄｇａｓｅｏｕｓｈｙｄｒｏｃａｒｂｏｎｙｉｅｌｄｕｎｄｅｒｈｉｇｈｐｒｅｓｓｕｒｅ⁃ｈｉｇｈｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｃｏａｌｐｙｒｏｌｙｓｉｓ［Ｊ］．Ｆｕｅｌ，２０１０，８９（１１）：３５９０⁃３５９７．［９］㊀ＭｃＴａｖｉｓｈＲＡ．Ｐｒｅｓｓｕｒｅｒｅｔａｒｄａｔｉｏｎｏｆｖｉｔｒｉｎｉｔｅｄｉａｇｅｎｅｓｉｓ，ｏｆｆｓｈｏｒｅｎｏｒｔｈ⁃ｗｅｓｔＥｕｒｏｐｅ［Ｊ］．Ｎａｔｕｒｅ，１９７８，２７１（５６４６）：６４８⁃６５０．［１０］㊀ＭｃＴａｖｉｓｈＲＡ．Ｔｈｅｒｏｌｅｏｆｏｖｅｒｐｒｅｓｓｕｒｅｉｎｔｈｅｒｅｔａｒｄａｔｉｏｎｏｆｏｒｇａｎｉｃｍａｔｔｅｒｍａｔｕｒａｔｉｏｎ［Ｊ］．ＪｏｕｒｎａｌｏｆＰｅｔｒｏｌｅｕｍＧｅｏｌｏｇｙ，１９９８，２１５４０１㊀第５期㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀何春民等：压力对有机质生烃演化作用的研究进展。
烃源岩二次生烃及超压对生烃的影响-谢明贤(矿普研11-3)
解聚、裂解 （主要）
Eh-EL1越小，跨越第二阶段的“能垒” 就越小，二次生烃迟滞性越弱，反之则 迟滞性越强。
二次生烃热解模拟反应活化能Eh与EL1差值、E10与起始成熟度关系
二、二次生烃反应动力学机制
（二）二次生烃死亡线确定
系列样品二次生烃热解模拟Rot、(Eh-EL2)与起始成熟度关系 Rot—第三阶段起始位置对应的镜质组反射率 (Eh-EL2)—第三阶段始末活化能差值
三、塔里木盆地奥陶系烃源岩二次生烃研究
不同起始成熟度烃源岩总烃
产率都是先增加后趋于稳定， 且总烃产率随起始成熟度增大 而规律性减小。
三、塔里木盆地奥陶系烃源岩二次生烃研究
（三）多阶段生烃过程对烃源岩生烃潜力的影响
1.生油高峰的烃源岩其生气潜力最不容易受到多次生烃过程影响
三、塔里木盆地奥陶系烃源岩二次生烃研究
超压盆地中有机酸的释放空间和有机酸对砂岩成岩作用的影响范围大
大超过常压盆地。因此在超压盆地中,低有效应力引起的压实作用减弱, 流体流动性减弱引起的胶结作用减缓,再加上有机酸对矿物的溶解作用, 三者共同作用使深部超压储层具有较高的孔隙度,从而为深层油气聚集提 供了较好的储集条件 ； 超压引起的地层天然水力破裂和流体穿层运移,超压环境深部油气藏的形成
一、二次生烃简介
（四）烃源岩二次生烃特征
1.二次生烃高峰具有迟滞性
2.二次生烃量与初始成熟度和二次生烃演化程度(终止成熟 度)密切相关。
3.二次生烃过程具有阶段性
热降解、裂解
热裂解
二、二次生烃反应动力学机制
（一）二次生烃迟滞性反应动力学
热降解、中 间产物积聚
二次生烃高峰
和保存需要有效的储层--盖层能量配置。
谢谢大家！
幕式排烃
《东营凹陷超压系统的幕式排烃》——陈中红、查明、金强Episodic expulsion of hydrocarbons in overpressured systems in dongying depression1.超压系统分布2.形成条件除强挤压背景外，不均衡压实和生烃作用是形成超压的两种主要机制，其中前者是快速沉降的盆地超压发育的主要机制，而生烃作用尤其是生气作用是沉降速率较低的第三系盆地超压发育的主要机制。
3.驱动机制郝芳等将地下流体的流动方式分为稳态和瞬态两种方式，稳态流指的是一种连续渗流过程，瞬态流指的是由于地层的破裂或断层、先存裂隙的突然开启引起地下流体突然开始快速流动并在短时间内终止的流动过程。
幕式排烃主要存在两种机制:一种是由于超压体系内部能量的积累，超过了其承受能力，从而超压体系的封闭层发生破裂，超压体系内部的“剩余”能量随裂缝或压裂面等得到释放，由于这种能量的释放方式与压力密切相关，故将其定义为“压力幕”方式。
另一种是超压体系外部因素，主要是由于构造活动的影响，破坏了超压体系能量场的相对稳定状态，表现为超压体系内部的能量由于活动断裂等的卸压得到释放或转移，将其定义为“构造幕”方式。
4.地质地球化学特征5.勘探意义《论幕式成藏》——赵靖周ON EPISODIC MIGRATION AND ACCUMULATION OF HYDROCARBON 1．幕式成藏理论的提出2．幕式成藏的证据1.1成藏年代学证据成藏年代学研究表明,许多具有多期构造活动或具有超压的盆地,其油气藏的形成一般都具有多期性。
1.2断层作为流体运移通道的证据(1)矿物学证据。
流体沿断层的周期性活动必然造成断裂带及其周围岩石发生一定的矿物学变化。
(2)热异常证据。
热异常也是流体沿断裂发生幕式运移的一个重要证据。
假定断层附近流体流动比较集中,则将导致地热的异常高值。
(3)油气富集证据。
油气沿断裂带集中分布是断裂作为油气运移重要通道最直接的证据。
有机质生烃演化的阶段性与生解析
第七章 有机质生烃演化的阶段性与生烃模式
第一节 有机质生烃演化的阶段性
不同组成有机质在地质 体中的演化是存在差异的， 但在整个演化过程中有机 质的演化也存在一定的规 律 性 。 Tissot 等 （ 1984 ） 总结了从成岩作用至有机 质的变质作用过程中有机 质生烃演化作用的总体特 征（右图）。不难看出， 图中有机质在不同演化阶 段所生成的烃类产物的特 征是明显不同的。
氢程度低；另一方面，一定的环境条件决定了沉积物中的有机-
无机组合面貌和介质条件，这种条件下的生物化学作用结果可能
会导致有机质的生烃演化属性和生烃演化产物的差别。也就是说，
未熟阶段有机质所经历的生物化学和地球化学作用过程的差异，
是影响有机质生烃演化属性的先天性因素。
8
第七章 有机质生烃演化的阶段性与生烃模式
4
第七章 有机质生烃演化的阶段性与生烃模式 第一节 有机质生烃演化的阶段性
沉积有机质的演化阶段
5
第七章 有机质生烃演化的阶段性与生烃模式
第一节 有机质生烃演化的阶段性
一、未熟阶段
在成岩作用早期，引起有机质结构和化
学组成变化的主要媒介之一就是微生物的活
动。微生物的生存环境较为宽松，温度范围
可在- 10～105 ℃之间，压力最高可达
100MPa, pH 值可在 1～11 之间变化，以
6.5～8 为主。由于微生物有非常强的适应性,
因此，地质体中的微生物数量大、繁殖快、
种类多，微生物的生物化学作用过程也是无
所不在的。
6
第七章 有机质生烃演化的阶段性与生烃模式
第一节 有机质生烃演化的阶段性
一、未熟阶段
生活在沉积物最上层的需氧微生物消耗了介质中
有机质生烃演化的阶段性与生
地球化学特征
地球化学特征变化
随着有机质生烃演化进入成熟阶段，地球化学特征发生显著变化。该阶段的主要特征包括石油中饱和烃和芳香烃 含量增加，而沥青质含量减少；同时，天然气中甲烷含量增加，而乙烷和丙烷等较重烃类含量减少。
地球化学特征意义
成熟阶段的地球化学特征反映了有机质的演化程度和生烃潜力。这些特征对于判断有机质的生烃演化阶段、石油 和天然气的生成潜力以及油气勘探具有重要的指导意义。
热解产物
热解产物类型
在有机质生烃演化进入成熟阶段后，热解产物主要包括石油和天然气。石油主 要由饱和烃、芳香烃和沥青质组成，而天然气主要由甲烷、乙烷和丙烷等烃类 气体组成。
热解产物特征
成熟阶段的热解产物具有较高的石油和天然气产量，且石油的轻质组分较多， 而重质组分较少。此外，该阶段的天然气中甲烷含量较高，而乙烷和丙烷等较 重烃类含量较低。
05
有机质生烃演化影响因素
温度与压力
温度
随着温度的升高，有机质生烃演化速率加快，不同温度下有机质生烃演化阶段存 在差异。
压力
压力对有机质生烃演化的影响主要体现在对有机质分子结构的压缩和改变，进而 影响生烃过程。
时间与空间
时间
有机质生烃演化是一个长期的过程，随着时间的推移，有机质生烃演化阶段和产物也会发生变化。
04
过成熟阶段
生物标志化合物
姥鲛烷系列
姥鲛烷和植烷在过成熟阶段大量出现，是判断有机质生烃演化进入过成熟阶段的重要标志。
甾烷系列
随着有机质生烃演化进入过成熟阶段，C27、C29甾烷的丰度增加，而C28甾烷的丰度减少。
萜烷系列
过成熟阶段，三环葵烷和五环葵烷等高级萜烷大量出现。
热解产物
石油
论述有机质生烃的四个模式
论述有机质生烃的四个模式
有机质生烃是指在地质过程中，经过高温、高压、长时间作用下，有机质转化为烃类化合物的过程。
有机质生烃的四个模式是：
1. 热解模式：有机质在高温条件下分解，形成烃类化合物。
此模式主要发生在油气田深部的高温高压环境中，例如石墨化热解和裂化。
2. 生物成因模式：有机质在微生物作用下分解，产生烃类化合物。
此模式主要发生在浅层地质环境中，例如石油中的生物标志物。
3. 岩浆热模式：岩浆热作用下，矿物质和有机质互相作用，产生烃类化合物。
此模式主要发生在火山岩地质环境中。
4. 脱氧模式：有机质在缺氧环境下降解，形成烃类化合物。
此模式主要发生在海底沉积物和沼泽地质环境中。
以上四种模式各有不同的适用条件和形成机制，但都是有机质生烃的重要途径。
在实际的石油勘探和开发中，需要结合地质条件和有机质类型，综合分析选择合适的有机质生烃模式。
关于富油盆地深层天然气来源与勘探前景的几点思考——以渤海海域渤中地区为例
[收稿日期]20230208[基金项目]国家自然科学基金项目 油气成藏机理 (41821002), 基于环境生物协同演化的烃源岩有机碳同位素分馏机制研究 (42002146)㊂ [第一作者]王奇(1986),男,博士,副教授,现主要从事油气藏形成机理与分布规律方面的研究工作,w a n g q i @u p c .e d u .c n ㊂ [通信作者]郝芳(1964),男,中国科学院院士,现主要从事油气藏形成机理与分布规律方面的研究工作,h a o f a n g @u pc .ed u .c n ㊂王奇,郝芳,邹华耀,等.关于富油盆地深层天然气来源与勘探前景的几点思考 以渤海海域渤中地区为例[J ].长江大学学报(自然科学版),2023,20(5):47-54.WA N GQ ,H A OF ,Z O U H Y ,e t a l .S o m e c o n s i d e r a t i o n s o n t h e o r i g i n s a n d e x p l o r a t i o n p r o s p e c t s o f d e e p ga s i n o i l -r i c hb a s i n s :Ac a s e s t ud y o f t h eB o z h o n g a re aof B o h a i S e a [J ].J o u r n a l o fY a ng t z eU n i v e r s i t y (Na t u r a l S c i e n c eE d i t i o n ),2023,20(5):47-54.关于富油盆地深层天然气来源与勘探前景的几点思考以渤海海域渤中地区为例王奇1,2,郝芳1,2,邹华耀3,薛永安4,牛成民41.中国石油大学(华东)地球科学与技术学院,山东青岛2665802.深层油气全国重点实验室(中国石油大学(华东)),山东青岛2665803.中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室,北京1022494.中国海洋石油有限公司天津分公司,天津300452[摘要]渤海湾盆地烃源岩有机质类型以Ⅰ-Ⅱ型为主,是典型的富油裂陷湖盆㊂以渤海海域(渤海湾盆地海域部分)渤中地区为例,从天然气来源与成因判识剖析油型盆地干酪根的生气特征以及深层天然气勘探前景㊂结果表明,对于相同热演化程度的干酪根而言,其热解气的量与烃源岩的氢指数呈正相关关系,而且大部分干酪根热解气在R o =1.5%之前已经生成㊂生气强度表明,即使对于热演化程度相对偏低的富油盆地,以干酪根热解为主的天然气生气量仍满足大中型气田形成的物质基础㊂高生产率主导的倾油型母质具有相对重的沉积有机碳同位素组成,因此乙烷碳同位素较重的天然气不一定是来源于偏腐殖型或者煤系烃源岩,也可能来自较高成熟度的倾油型母质㊂以R o =1.5%为界,早期生成原油深埋裂解整体可分为两个阶段:第一阶段原油裂解轻质化,该阶段油裂解生成的天然气量相对少,第二个阶段轻质油大量裂解生成天然气,表明生油高峰期(浅层)充注的原油在深埋过程具有较高的热稳定性,深层仍可能富集规模轻质油或凝析油气㊂[关键词]干酪根热解气;碳同位素;原油稳定性;深层天然气[中图分类号]T E 122.1[文献标志码]A [文章编号]16731409(2023)05004708S o m e c o n s i d e r a t i o n s o n t h e o r i g i n s a n d e x p l o r a t i o n p r o s p e c t s o f d e e pga s i no i l -r i c hb a s i n s :Ac a s e s t ud y o f t h eB o z h o n g ar e a o fB o h a i S e a WA N G Q i 1,2,HA OF a n g 1,2,Z O U H u a y a o 3,X U EY o n g a n ,N I U C h e n gm i n 41.S c h o o l o fG e o s c i e n c e s ,C h i n aU n i v e r s i t y o f P e t r o l e u m (E a s tC h i n a ),Q i n g d a o 266580,S h a n d o n g2.N a t i o n a lK e y L a b o r a t o r y o fD e e p O i l a n dG a s ,C h i n aU n i v e r s i t y o f P e t r o l e u m (E a s tC h i n a ),Q i n g d a o 266580,S h a n d o n g3.S t a t eK e y l a b o r a t o r y o f P e t r o l e u m R e s o u r c e s a n dP r o s p e c t i n g ,C h i n aU n i v e r s i t y o f P e t r o l e u m (B e i j i n g ),B e i j i n g1022494.T i a n j i nB r a n c h ,C h i n aN a t i o n a lO f f s h o r eO i l C o r p .L t d .,T i a n ji n300452A b s t r a c t :T h e o r g a n i cm a t t e r t y p e o f s o u r c e r o c k s i nB o h a i B a y B a s i n i s d o m i n a t e db y t y p eⅠ-Ⅱ,w h i c h i s a t y pi c a l o i l -r i c h r i f t l a c u s t r i n e b a s i n .T a k i n g t h e B o z h o n g a r e a o f B o h a i S e a (t h e o f f s h o r e a r e a o f B o h a i B a y B a s i n )a s a n e x a m pl e ,t h e g a s g e n e r a t i o n c h a r a c t e r i s t i c s o f k e r o g e n i n t h e o i l -t y p eb a s i na n dd e e pg a s e x p l o r a t i o n p r o s p e c t sw e r e a n a l y z e d f r o m t h e p e r s p e c t i v e o f n a t u r a l g a s s o u r c e s a n d g e n e s i s .T h e r e s u l t s s h o wt h a t f o r k e r o g e nw i t h t h e s a m e d e gr e e o f t h e r m a l e v o l u t i o n ,t h e a m o u n t o f c r a c k i n gg a s i s p o s i t i v e l y c o r r e l a t e dw i t ht h eh y d r o ge n i n d e xof s o u r c e r o c k s ,a n d m o s t o f t h ek e r og e n c r a c k i n gg a sh a sb e e n g e n e r a t e db e f o r e R o =1.5%.T h e g a s g e n e r a ti o n i n t e n s i t y i n d i c a t e s t h a t t h e g a s g e n e r a t i o na m o u n t d o m i n a t e db y k e r o g e n c r a c k i n g g a s s t i l lm e e t sm a t e r i a l r e q u i r e m e n t s f o r t h e f o r m a t i o n o f l a r g e a n d m e d i u m -s i z e d g a s f i e l d s e v e n f o r o i l -r i c hb a s i n sw i t hr e l a t i v e l y l o wt h e r m a l e v o l u t i o n .T h e o i l -pr o n e s o u r c e r o c kd o m i n a t e d b y h i g h p r o d u c t i v i t y h a s a r e l a t i v e l y h e a v y s e d i m e n t a r y o r g a n i c c a r b o n i s o t o p e c o m po s i t i o n .T h e r e f o r e ,t h e g a sw i t h h e a v y e t h a n e c a r b o n i s o t o p em a y b e d e r i v e d f r o mt h e o i l -p r o n e s o u r c e r o c kw i t hh i g h e r t h e r m a lm a t u r i t y ra t h e r t h a n f r o mt h eh u m i c -p r o n eo rc o a l s o u r c er o c k s .T a k i n g R o =1.5%a st h eb o u n d a r y ,t h ed e e p -b u r i e dc r a c k i n g o fe a r l yc r ude o i l c a nb ed i v i d e d i n t ot w os t a g e s :t h ef i r s t s t ag e i sch a r a c t e ri z e db y l i g h t c r u d eo i l c r a c k i n g a c c o m p a n i e db yr e l a t i v e l y l i m i t e do i l c r a c k i n gg a s ;a n dt h es e c o n ds t a g e i sd o m i n a t e db y o i l c r a c k i n gg a sd u e t o i n t e n s ec r a c k i n g of l igh t oi l .I t i n d i c a t e s t h a t t h e c r u d e o i l c h a r g e dw i t h i n t h e p e a ko f o i l g e n e r a t i o n (s h a l l o wf o r m a t i o n )h a s h i gh t h e r m a l s t a b i l i t y i n t h e d e e p b u r i a l p r o c e s s ,a n d l a r g e a m o u n t s o f l i g h t o i l o r c o n d e n s a t eo i lm a y s t i l l a c c u m u l a t e i n t h ed e e ps t r a t a .K e yw o r d s :k e r o g e n c r a c k i n gg a s ;c a r b o n i s o t o p e ;c r u d e o i l s t a b i l i t y ;d e e pg a s ㊃74㊃长江大学学报(自然科学版) 2023年第20卷第5期J o u r n a l o fY a n g t z eU n i v e r s i t y (N a t u r a l S c i e n c eE d i t i o n ) 2023,V o l .20N o .5Copyright ©博看网. All Rights Reserved.㊃84㊃长江大学学报(自然科学版)2023年9月渤海湾盆地是我国新生代的陆相富油盆地,尤其是渤海湾盆地的海域部分,有着最大的渤中坳陷,古近系生烃层段多,有机质类型以倾油型(Ⅰ-Ⅱ型)为主㊂受新构造运动的影响,渤中地区的原油主要运聚在新近系储层中[1]㊂随着中浅层勘探程度的增加,深层油气勘探已日益受到重视㊂尤其是天然气的勘探,尽管渤海湾盆地属于典型富油盆地,渤中地区深层天然气勘探较长时间未有大的突破,直到近些年在渤中地区西南部潜山发现大型整装凝析气藏,揭示深层具有良好的天然气勘探前景[2]㊂前人针对天然气成因来源开展了大量研究,按生气母质可分为干酪根热解气与原油裂解气[3-5]㊂目前国内外大型气藏的成因多与储层原油裂解气有关,然而在勘探实践中,两种成因的天然气往往普遍存在㊂据前人研究表明,干酪根热解气(也称干酪根热降解气或干酪根裂解气)在生油阶段仍有较大量的天然气生成[5-7],而且不同的母质类型,干酪根热解气的量也存在较大差异㊂因此,对成熟度相对偏低的富油盆地,干酪根热解气的贡献值得深入探讨㊂天然气的碳同位素组成是鉴定不同类型天然气的重要手段[8],一般而言,陆源高等植物较藻类生物具有相对重的碳同位素组成,与倾气型的煤系母质(高等植物输入为主)相比,倾油型母质生成的天然气乙烷碳同位素一般较轻㊂因此,通常用乙烷的碳同位素组成来区分油型气与煤型气[9]㊂然而据前人研究,不同营养介质或不同沉积环境下的藻类的碳同位素组成也存在差异,表明成烃母质的碳同位素组成不仅与生源有关,还与其沉积环境有联系㊂因此研究沉积盆地的有机碳同位素组成需从生物-环境协同演化的角度综合考虑㊂考虑到勘探的经济成本与目标层位,目前国内外关于深层的深度界限尚不统一,我国东部地区由于地温梯度高,深层通常是指储层埋深超过3500m[10]㊂根据资料统计,国内外已发现的大中型油气田绝大部分属于浅层早期充注㊁晚期深埋保存型[11]㊂笔者以渤中地区多年研究成果为基础,融合相关国内外研究进展,初步探讨了渤中地区倾油型母质生气潜力㊁碳同位素偏重的天然气成因,以及深层原油裂解与天然气的勘探前景㊂1倾油型母质的生气潜力低成熟烃源岩的生烃热模拟实验是对比研究有机质生烃的最直接手段㊂目前热模拟实验体系主要分为封闭体系㊁开放体系以及设定压力的半封闭体系㊂开放体系模拟实验是模拟烃类的即生即排过程,无法考虑压力在有机质成熟生烃过程中的影响,实验体系中也无法加入水,而水又是普遍存在于地质条件下[12];且在地质条件下,油气生成后残留在烃源岩中的部分还会深埋遭受成熟作用㊂因此,开放体系下的实验数据常受到质疑,很难直接应用于地质条件[13]㊂封闭体系下的模拟产物均不能及时分离,即模拟的是某种组分在不同成熟度下的连串反应,表现为液态烃与重烃组分在高温下裂解为轻分子的烃类或甲烷㊂尽管封闭体系也与地质实际不完全符合,但结合开放体系的气体产率,仍可得出相对合理的研究区产烃图版[14]㊂前人对干酪根进行了开放体系与封闭体系的实验产物对比研究,结果表明,尽管封闭体系下油组分的生成与裂解存在部分重叠,但在重质组分向轻质组分转化过程中的裂解气是可以近似忽略的[7]㊂赵文智等[5]的研究成果也表明,封闭体系下生成天然气(主要来自生成的液态烃高温二次裂解)的产率是开放体系下干酪根热解气产率的4倍左右,表明在生油高峰期排烃效率较低地区深埋的高成熟烃源岩滞留烃仍可生成大量天然气㊂从前人研究成果还可知,在相对低的热演化阶段(R o(镜质体反射率)<1.5%),干酪根热解气与原油裂解气的产率非常接近,表明在R o=1.5%之前,大部分干酪根热解气已经大量生成(见图1),成熟度阶段之前生成的二次裂解气可近似忽略㊂因此,可以用封闭体系下R o=1.5%的产率近似代表干酪根热解气㊂基于地质观察与模拟实验,前人总结出好的气源岩对应的产气量应大于0.2m L/g[15]㊂若以T O C(总有机碳)含量为2%计算,好的气源岩产气率>10m L/g㊂前人用渤中地区的倾油型(Ⅱ1型)烃源岩开展了封闭体系的热模拟实验,结果表明,三套古近系烃源岩在生油窗阶段已达该气源岩标准,而且R o=1.3%时烃源岩的平均产气率均值可达100m L/g[14]㊂这意味着渤中地区倾油型母质不仅能大量生成液态石油,还能大量生成天然气㊂基于生烃图版,王奇等[14]计算了渤中地Copyright©博看网. All Rights Reserved.区的区域生气强度,渤中地区古近系烃源岩的生气强度(基于现今的成熟度)普遍大于20ˑ108m 3/k m 2,达到了大中型气田凹陷生气强度的参照标准㊂而且在R o 不高于1.3%的地区,仍发现了规模性天然气(成因干酪根热解气为主[6])㊂从前人的模拟实验结果还可以看出,烃源岩的生气率还与母质类型关系密切[14,17-19]㊂在R o =1.5%之前,该成熟度阶段主要为干酪根热解气,烃源岩的产气率与其氢指数关系密切;也就是说,尽管煤系母质以生气为主,但单位质量T O C 的产气率要显著低于倾油型母质(见图1),充分印证了富油盆地良好的天然气勘探前景㊂由图1还可知,高过成熟度阶段,封闭体系下的早期生成的液态烃高演化阶段二次裂解大量生气,倾油型母质的产气率也显著高于煤系母质,这与前人关于干酪根热解与原油裂解产气率对比的结果[5]是一致的,反映了油型烃源岩深埋过程仍可能具有较好的生气潜力㊂需要指出的是,晚期过成熟生气潜力大小还与滞留液态烃(即深埋过程中液态烃排出效率)有关㊂图1 封闭体系下不同有机质丰度的烃源岩产气率对比(实验结果据文献[14,17-19]) F i g .1 C o m p a r i s o no f ga s y i e l d s o f s o u r c e r o c k sw i t hd i f f e r e n t o r g a n i cm a t t e r ab u n d a nc e i n c l o s ed s y s te m (e x pe r i m e n t a l r e s u l t s af t e r r e f e r e n c e s [14,17-19])2 沉积有机碳同位素组成异常偏重的成因机制乙烷的碳同位素组成继承了沉积母质的碳同位素特征,而且受成熟度影响相对较低,故通常用乙烷的碳同位素来区分天然气的成因来源,腐殖型母质生成的天然气通常具有重的碳同位素组成㊂渤海湾盆地渤中地区已发现的天然气乙烷碳同位素组成平均值为-27.4ɢ,部分可重达-23.8ɢ[14]㊂这类乙烷碳同位素显著重于典型油型气,与煤型气相比又相对偏轻,因此有研究人员提出这种天然气碳同位素特征反映了偏腐殖型的母质供烃[20]㊂另外,也有学者认为偏重乙烷的碳同位素可能混有煤系烃源岩的供烃[21]㊂然而研究区的钻井揭示烃源岩主要为倾油型母质,并未钻遇二叠系煤系或古近系偏腐殖型的烃源岩㊂因此,就偏重的乙烷碳同位素而言,沉积有机质的碳同位素组成需要深入探讨㊂与海洋不同的是,湖泊由于蓄水范围相对较小,对气候的演变反映灵敏㊂基于构造气候协同演化,H A O 等[22]揭示了沙河街组与东营组烃源岩的发育模式并建立了对应的生物标志物组合参数,即东营组具有较高的陆源有机质输入,而沙河街组尤其是沙三段,以淡水藻生源输入为主[22]㊂与陆相高等植物的碳同位素组成(-26.7ɢ~-21ɢ)相比,湖泊水生生物通常具有相对偏轻的碳同位素组成(-32.6ɢ~-27.6ɢ)[23];而与东营组烃源岩(陆源输入较显著[22])相比,沙河街组烃源岩的沉积有机碳同位素组成整体偏重,看似与陆源输入有机质贡献比例差异相矛盾㊂前人针对裂陷背景下发育的烃源岩及其沉积有机碳同位素组成开展了较为系统的研究,提出了生产率主导与保存主导的两类优质烃源岩发育模式㊂尽管浮游生物优先利用轻的12C 进行光合作用,然而随着构造气候控制下的营养物质大量输入,初级生产率大大提高,使得浮游生物对水体中溶解C O 2需求量激增㊂有研究表明,当藻类大量勃发而水体中溶解的C O 2有限时,藻类甚至会利用碳同位素较重的H C O -3进行光合作用,从而产生碳同位素偏重的沉积有机质[24]㊂类似的碳同位素分馏成果在现代湖盆沉积物以及古代裂陷湖盆的沉积物中均有报道[24-27],即生产率主导的烃源岩沉积有机质碳同位素组成(δ13C o m )与无机碳同位素(δ13C c a r b )之间的差值随氢指数的增大而变小(见图2(a ))㊂相比之下,对于㊃94㊃第20卷第5期 王奇等:关于富油盆地深层天然气来源与勘探前景的几点思考 以渤海海域渤中地区为例 Copyright ©博看网. All Rights Reserved.图2 生产率主导与保存条件主导下的烃源岩与有机-无机碳同位素差值之间的关系(据文献[27])F i g .2 R e l a t i o n s h i p s b e t w e e nh y d r o g e n i n d e x a n do r g a n i c -i n o r g a n i c c a r b o n i s o t o pe d if f e r e n c e f o r s o u r c e r o c k s c o n t r o l l e db y h igh p ri m a r yp r o d u c t i v i t y an d e n h a n c e d p r e s e r v a t i o n c o n d i t i o n s (A f t e r r e f e r e n c e [27]) 图3 渤中地区烃源岩的四甲基甾烷指数(4M S I)与沉积有机碳同位素之间的关系F i g .3 R e l a t i o n s h i p b e t w e e n4-m e t h yl s t e r a n e i n d e x a n d s e d i m e n t a r y o r g a n i c c a r b o n i s o t o p e s f o r t h e s o u r c e r o c k s i nB o z h o n g ar e a 保存主导的烃源岩发育模式,大量轻的有机质得到及时保存,有机碳同位素与无机碳同位素之间的差值与氢指数呈正相关关系(见图2(b ))㊂如图3所示,渤中地区的沙三段烃源岩的沉积有机碳同位素组成与4甲基甾烷指数(4M S I,反映淡水藻的勃发[22])呈正相关关系,碳同位素可重达-23ɢ[25],表明沙河街组异常偏重的有机碳同位素组成可能反映了藻类勃发,属于生产率主导型㊂若考虑成熟度的影响,偏重的乙烷碳同位素组成很可能来源于以生产率为主导的倾油型母质(较高的热演化阶段沙河街组烃源岩生成)㊂沙三段烃源岩在渤中地区普遍分布,演化程度较高[28],天然气的地化特征与烃源岩的展布也是相符合的㊂综上所述,就湖泊沉积物的有机碳同位素而言,一方面,古气候控制下的水文条件与营养供给影响着同沉积期的初级生产者的种类与相对丰度;另一方面,水体分层与有机质的保存影响着沉积有机质碳同位素组成,即沉积有机质的碳同位素反映的是环境生物协同演化的结果,不同气候背景下的藻类形成的沉积有机碳同位素存在较大差异㊂因此在利用乙烷碳同位素组成鉴定天然气的成因类型与来源时需要慎重,尤其是对深层天然气成因的解释㊂3 深层液态烃的稳定性与深层油气勘探前景随着我国持续增长的能源需求以及较高的中浅层油气勘探程度,深层的油气成藏与分布规律已成为勘探的研究热点㊂从有机质生烃演化与液态烃稳定性的角度来看,深层油气可以是早期由干酪根热降解直接生成,也可以是深埋过程中烃源岩(包括滞留液态烃的源内裂解)晚期生成㊂纵观前人基于充注历史及成藏深度的统计(见图4)可知,按主生烃期㊁充注期与成藏深度可以将国内外大中型深层油气藏的形成过程分为两大类:一类是浅层早期充注晚期深埋保存型,另一类为晚期深层直接充注型,且以第一类为主㊂那么,不同沉积盆地背景下,早期生成的液态烃稳定性是深层油气成藏的关键㊂㊃05㊃长江大学学报(自然科学版)2023年9月Copyright ©博看网. All Rights Reserved.图4 国内外大中型深层油气藏成藏年代与储层年代㊁成藏深度对比图(据文献[11])F i g .4 C o m p a r i s o nd i a g r a mo f r e s e r v o i r -f o r m i n g t i m e o f l a r g e a n dm e d i u m -s i z e dd e e p o i l a n d g a s r e s e r v o i r s a t h o m e a n da b r o a dw i t h r e s e r v o i r -f o r m i n g t i m e a n dd e pt h (a f t e r r e f e r e n c e [11]) 国内外学者基于原油的热模拟实验对液态烃的稳定性开展了较为系统的研究㊂Z H A O 等[29]选择塔里木盆地海相原油分别与碳酸盐岩㊁泥岩和砂岩进行矿物介质反应,实验结果反映不同矿物介质下原油裂解动力学参数具有差异性,碳酸盐岩矿物可大大降低活化能和原油热稳定性,泥岩次之,砂岩最小㊂P A N 等[30]对比原油㊁原油+蒙脱石㊁原油+方解石裂解实验结果认为,蒙脱石促进原油裂解,而方解石则抑制原油裂解且增加碳同位素值,使得碳同位素偏重㊂黄铁矿和硫酸盐对沉积有机质热裂解产甲烷有显著的促进作用,其中硫酸盐可氧化焦沥青,形成一定量的甲烷[31]㊂S HU A I 等[32]指出原油与水介质涉及歧化反应,促进原油裂解,影响了原油裂解生气潜力和液态烃稳定性㊂L I A O 等[33]证明生物降解作用使得正构烷烃选择性消除导致原油裂解生气潜力显著降低,中度和重度生物降解的原油热稳定性低于未生物降解和轻度生物降解的原油㊂H I L L 等[34]选取加拿大泥盆系原油进行热模拟实验及动力学外推,表明压力对原油裂解成气过程的影响比实验室热裂解条件下更大,但仍次于温度㊂综上可知,介质条件与原油的物性在一定程度上影响着液态烃的稳定性㊁裂解产物的化学组成以及气体碳同位素组成㊂前人的上述实验研究也同时表明,温度才是影响原油热稳定性的关键因素㊂由图5可知,温度是控制油气相态演化的关键要素[35-36],不同沉积盆地,液态烃保存的理论下限与地温梯度密切相关,制约着各沉积盆地深层液态烃的勘探㊂从原油的热裂解过程来看,储层原油裂解随着温度增高并非一次性裂解成气,而是分为两个阶段㊂由图6(a )可知,在R o =1.5%之前,原油裂解产生的天然气可以近似忽略,该阶段主要是重质组分(C 15+)向轻质组分(C 6-14)大量转化,即以原油裂解轻质化为主㊂当轻质油开始大量裂解时(对应的R o =1.5%),原油裂解气也开始大量生成㊂该现象表明在较高的演化程度(如R o =1.3%左右),页岩中仍可能存在丰富的液态烃㊂需要指出的是,该现象与经典的T i s o o t 模式(1.3%<R o <2.0%,热裂解生湿气阶段)并不矛盾,当成熟度对应的R o >1.3%时,源内的滞留烃裂解是逐步分阶段裂解的㊂由此可知,尽管渤中地区已经在中浅层发现大量油气,但近些年渤中地区的深层勘探不断突破[2,37-40]以及模拟实验与动力学的研究均表明,渤中地区深层(储层埋深可达5800m [41])仍可能存在规模的轻质油富集㊂考虑到晚期深埋过程,烃源岩中滞留液态烃二次裂解仍可为深部储层提供较大量的烃气,深层还可能表现为富含轻质油的凝析气赋存[42]㊂如前文所述,晚期高过成熟度阶段直接由干酪根热降解生成的烃气相对较少(见图6(b))[5],因此,深层的烃源岩热裂解气(包括干酪根热降解气与滞留烃裂解气)的资源丰度还与生油高峰期的排油效率密切相关㊂㊃15㊃第20卷第5期 王奇等:关于富油盆地深层天然气来源与勘探前景的几点思考 以渤海海域渤中地区为例 Copyright ©博看网. All Rights Reserved.图5 不同沉积盆地油气相态(图中实例可详见文献[35])F i g .5 H y d r o c a r b o n f a c i e s i nd i f f e r e n t s e d i m e n t a r y b a s i n s (T h e e x a m p l e s i n t h e f i gu r e c a nb e f o u n d i n t h e r e f e r e n c e [35])图6 原油热裂解过程中产物对比图((b )分图据参考文献[5],有修改)F i g .6 C o m p a r i s o no f p r o d u c t s d u r i n g t h e r m a l c r a c k i n g o f c r u d e o i l (S u b -f i g u r e (b )i sM o d i f i e da c c o r d i n gt o r e f e r e n c e [5])4 结论1)倾油型母质不仅能大量生油,在原油生成及其裂解轻质化阶段,干酪根的热解气也大量生成㊂单位质量T O C 的产气率与氢指数呈正相关关系,表明油型盆地即使在不具备原油大量裂解条件下,在中高热演化阶段仍能生成以干酪根热降解为主的一定资源丰度的天然气,满足大中型气田形成的物质需求㊂2)湖盆沉积有机质碳同位素组成一方面受控于古气候控制下的水文条件与营养供给,影响着同沉积期的初级生产者的种类与相对丰度,另一方面也受水体分层与有机质保存的影响㊂其中高生产率主导的倾油型母质具有相对重的沉积有机碳同位素组成,因此乙烷碳同位素较重的天然气不一定来源于偏腐殖型或者煤系烃源岩,也可能来自成熟度较高的倾油型母质㊂3)深埋过程中储层原油二次裂解是分阶段进行的,以R o =1.5%为界,可将浅层充注的原油的深㊃25㊃长江大学学报(自然科学版)2023年9月Copyright ©博看网. All Rights Reserved.埋裂解过程整体分为两个阶段:第一阶段原油裂解轻质化,该阶段由油裂解生成天然气相对少;第二个阶段轻质油大量裂解生成天然气㊂生油高峰期(浅层)排出的原油在深埋过程中裂解生成的轻质油具有较高的热稳定性,深层烃源岩滞留的液态烃高温裂解也可提供大量的烃气㊂因此,即使深部储层不具备原油强烈裂解的介质条件时,仍可聚集规模性轻质油或凝析气㊂参考文献:[1]滕长宇,邹华耀,郝芳.渤海湾盆地构造差异演化与油气差异富集[J ].中国科学:地球科学,2014,44(4):579-590.T E N GCY ,Z O U H Y ,H A OF .C o n t r o l o f d i f f e r e n t i a l t e c t o n i c e v o l u t i o no n p e t r o l e u mo c c u r r e n c e i nB o h a i B a y Ba s i n [J ].S c i e n t i a S i n i c aT e r r a e ,2014,44(4):579-590.[2]薛永安,李慧勇.渤海海域深层太古界变质岩潜山大型凝析气田的发现及其地质意义[J ].中国海上油气,2018,30(3):1-9.X U EYA ,L IHY .L a r g e c o n d e n s a t e g a s f i e l d i n d e e p A r c h e a nm e t a m o r p h i c b u r i e d h i l l i nB o h a i s e a :d i s c o v e r y a n d g e o l o g i c a l s i g n i f i c a n c e [J ].C h i n aO f f s h o r eO i l a n dG a s ,2018,30(3):1-9.[3]黄光辉,张敏,胡国艺,等.原油裂解气和干酪根裂解气的地球化学研究(Ⅱ) 原油裂解气和干酪根裂解气的区分方法[J ].中国科学D 辑:地球科学,2008,38(增刊Ⅱ):9-16.HU A N G G H ,Z H A N G M ,HU G Y ,e t a l .G e o c h e m i c a l s t 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©博看网. All Rights Reserved.㊃45㊃长江大学学报(自然科学版)2023年9月(G u a n g z h o u I n s t i t u t e o fG e o c h e m i s t r y),2003.[20]胡安文,牛成民,王德英,等.渤海湾盆地渤中凹陷渤中19-6构造凝析油气特征与形成机制[J].石油学报,2020,41(4):403-411.HU A W,N I U C M,WA N G D Y,e ta l.T h ec h a r a c t e r i s t i c sa n df o r m a t i o n m e c h a n i s m o f c o n d e n s a t eo i l a n d g a s i nB o z h o n g19-6 s t r u c t u r e,B o z h o n g s a g,B o h a i B a y B a s i n[J].A c t aP e t r o l e i S i n i c a,2020,41(4):403-411.[21]文志刚,唐友军,宋换新,等.渤海海域中部地区天然气组成与成因类型[J].石油勘探与开发,2005,32(4):111-113.W E NZG,T A N GYJ,S O N G H X,e t a l.C o m p o s i t i o n a n d o r i g i n o f n a t u r a l g a s e s i n c e n t r a l B o h a i S e a a r e a,C h i n a[J].P e t r o l e u mE x p l o r a t i o na n dD e v e l o p m e n t,2005,32(4):111-113.[22]H A OF,Z H O UX H,Z HU Y M,e t a l.L a c u s t r i n e s o u r c e r o c k d e p o s i t i o n i n r e s p o n s e t o c o-e v o l u t i o n o f e n v i r o n m e n t s a n d o r g a n i s m sc o n t r o 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《超压盆地生烃作用动力学与油气成藏机理》已由科学出版社出版
《超压盆地生烃作用动力学与油气成藏机理》已由科学出版社
出版
佚名
【期刊名称】《石油实验地质》
【年(卷),期】2005(027)003
【总页数】1页(P封二)
【正文语种】中文
【中图分类】TE
【相关文献】
1.《中国大气田及其气源》已由科学出版社出版 [J],
2.《中国烃源岩》已由科学出版社出版 [J],
3.《沙棘育种与栽培》一书已由科学出版社正式出版发行 [J], 解柱华
4.《超压盆地生烃作用动力学与油气成藏机理》简介 [J],
5.《塔里木盆地海相油气的生成》已由石油工业出版社出版 [J], 王大锐
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高温高压条件下铁岭灰岩晶包有机质的饱和烃演化特征
２．１ 产 油 率 和 晶 包 有 机 质 释 放 率
从 表 ｌ中 可见 ，晶包 有 机 质 的 释 放 明 显 地 受 温 度 和 压 力 的影 响 。低 压 条 件 下 ，随 着 温 度 增 加 ，晶包 有 机 质 的释 放 率 从 ９．１％ 增 至 ７１．３％ 。在 为 １．５％ 时 ，晶包 有 机 质 大 量 释 放 ，至 达 ２．２％ ，已释 放 出 ７１．３％ 。 ３００℃ 以 前 ， 晶包 有 机 质 的释 放率 很 低 ，小 于 １０％ 。高 压 条 件 下 ，随着 温 度 增 加 ，晶包 有机 质 的释 放 率 从 ３４．５％ 增 至 ７４．２％ 。温 度 在 ３００～４００℃ 之 间 ．压 力 对 晶包 有 机 质 释 放 率 的 影 响 最 为 明显 。高 压 要 比低 压释 放 出较 多 的 晶 包 有 机 质 。４００℃ 以后 ，压 力 对 晶包 有 机 质释 放 的 影 响 远 比 ４００℃ 之 前 小 ，表 现 为 相 同温 度 时 ，高 、低 压 下 晶 包 有 机 质 的 释 放率 仅 相 差 ３％ ～４％ 。
铁 岭 灰 岩 原 岩 中 晶 包 有 机 质 的 正 烷 烃 为 单 峰 型 分 布 ， 以低 碳 数 为 主 ，碳 数 范 围 为 ｃｔ ～ｎｃ 主 峰碳 为 Ｃ ＯＥＰ为 １．１２。铁 岭 灰 岩 干 酪 根 为 Ｉ型 ，生 油母 质 为 藻 类 和 细 菌 ，它们 生活 在 特 定 环 境 中能 合 成 长 链 烷 烃 。这 些 长 链 烷 烃 可 能是 部 分 镶 嵌 在 干 酪根 中 ， 在 受 到 热 力 作 用 时 干 酪 根 的 骨 架遭 到破 坏或 结 构 发生 调整 而被 释 放 出来 ，从 而 出现 了高
第 ２８卷 第 ５期 １９９９年 ９月
异常高压与油气生成关系
异常高压与油气生成关系高祥成;钟建华;查明;张卫海;陈中红【摘要】目前全世界已发现超压盆地180多个,其中160多个为富含油气盆地.异常高压油气田约占全球油气田的30%左右.与正常压力环境相比,在相同条件下,异常高压烃源岩中有机质的成熟度和产气率明显偏低,而产油率明显较高.压力的增加延迟或抑制油气生成和有机质成熟.分析了异常高压系统中压力与有机质成熟度的关系,结合实例阐述了异常高压对油气形成的作用与影响.详细介绍了异常高压的类型、成因以及对未来油气勘探所起的指引作用.【期刊名称】《新疆石油地质》【年(卷),期】2005(026)004【总页数】4页(P441-444)【关键词】异常压力;成因;油气生成;热成熟度;热演化【作者】高祥成;钟建华;查明;张卫海;陈中红【作者单位】中国石油大学,地球资源与信息学院,山东,东营,257061;中国石油大学,地球资源与信息学院,山东,东营,257061;中国石油大学,地球资源与信息学院,山东,东营,257061;中国石油大学,地球资源与信息学院,山东,东营,257061;中国石油大学,地球资源与信息学院,山东,东营,257061【正文语种】中文【中图分类】TE112.12异常高压与有机质的热演化有着密切的关系，可能会抑制干酪根的热降解，不利于生烃；它还可以作为油气初次运移的主要动力，并对二次运移的相态、运移方式、聚集机理、油气成藏与分布规律等起着明显的控制作用[1，2]。
世界上有180多个沉积盆地的油气分布与异常高压有关，高压油气田约占全球油气田的30%.我国的含油气盆地也发现了许多与异常高压有关的油气藏和有利的勘探目标，证实油气藏的分布与异常高压关系非常密切。
20世纪80—90年代，关于压力在有机质热演化和油气生成中的作用，各国学者根据模拟试验结果提出了3种相互矛盾的观点[3]，其内容分述如下。
（1）压力对有机质热演化和油气生成无明显影响Huck和Karweil(1955)、Hanbaba等以及Horvath认为，压力的作用可以忽略；Hunt指出，在烃生成过程中，压力不是重要的因素[4]；Tissot等认为，压力的作用次于温度，但并未指明具体起到什么作用。
煤层气开发工程期末复习题
、名词解释1煤层气：在成煤作用过程中形成的，以吸附在煤基质颗粒表面为主、部分游离于煤孔隙中或溶解于煤层水中的、以甲烷为主的混合气体。
2煤层：由上下两个层面限制的煤及其间所夹的矸石层。
3总厚度:是煤层顶、底板之间各煤分层和夹矸厚度的总和。
4有益厚度：指煤层顶、底板之间各煤分层厚度的总和。
5可采厚度：指在现代经济技术条件下可以开采的煤层厚度。
6最低可采厚度：按照国家目前有关技术政策，依据煤种、产状、开采方式和不同地区的资源条件所规定的可采厚度的下限标准。
7成煤作用：植物从死亡及其遗体堆积到转变成煤的一系列演变过程。
8泥炭化作用：高等植物死亡后，在生物化学作用下，变成泥炭的过程。
9煤化作用：包括成岩作用和变质作用两个连续的过程。
10煤阶:用数量表示的煤化过程程度或成熟度。
11镜质体反射率：在显微镜下，于油浸及546nm波长条件下镜质组的反射光强度与垂直入射光强度的百分比。
12表征煤孔隙结构的基本参数：孔径、比孔容、比表面积、孔隙度、中值孔径。
13煤比孔容：单位质量煤中孔的体积，单位为cm3/g或ml/g。
14煤比表面积：单位质量煤中孔隙的表面积，单位为m2/g。
15煤的孔隙度：孔隙总体积与煤总体积之比。
16煤储层裂缝（割理）的评价标准：裂缝（割理）密度、〜的连通性、〜的发育程度。
17裂缝（割理）密度:单位距离或面积内割理数量的多少。
18面割理:整个煤层中连续分布的割理，延伸长度大、发育，且先于端割理形成。
19端割理:仅局限于相邻两条面割理之间、断续分布，终止于面割理或与面割理较差的不连续割理，其延伸受面割理的制约。
20内生裂隙：煤化作用过程中，煤中凝胶化物质受温度和压力的影响，体积均匀收缩产生内张力，从而形成的裂隙。
21外生裂隙：煤受构造应力作用产生的裂隙。
22继承性裂隙：如果内生裂隙形成前后的构造应力场方向不变，早先的内生裂隙就会进一步强化，表现为部分内生裂隙由其发育的煤分层向相邻分层延伸扩展，但方向保持不变，这部分裂隙就称为继承性裂隙。
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准噶尔盆地
超压地层
中生界 第三系 中生界 第三系 第三系 第三系 第三系 第三系 中生界 第三系 第三系 第三系 中、新生界
超压发育机制
压实不均衡 压实不均衡 压实不均衡 压实不均衡? 压实不均衡
不详 不详 不详 不详 压实不均衡、生烃作用 压实不均衡 压实不均衡、生烃作用 构造挤压、压实不均衡
参考文献
参考文献[ 6O7] 参考文献[ 10, 15O16] 参考文献[ 17] 参考文献[ 18] 参考文献[ 19] 参考文献[ 20] 参考文献[ 21] 参考文献[ 22] 参考文献[ 23O24] 参考文献[ 25] 参考文献[ 12, 26] 参考文献[ 27] 参考文献[ 28]
澳大利亚西北陆架区[ 14] 。很显然, 尽管超压可以抑制 有机质热演化和生烃作用的观点被越来越多的学者所 接受, 但超压环境有机质热演化的机理尚不十分清楚, 并且目前还缺乏能够系统解释不同观测结果的超压环 境有机质热演化和生烃作用的理论。因此, 对超压环 境的有机质热演化和生烃作用仍须进行以下方面的深 入研究: ¹超压抑制作用的多参数识别标志及不同热演 化参数对超压的差异响应; º超压抑制作用的动力学/ 热力学机理; »超压抑制作用的层次及主要控制因素。
第 27 卷 第 5 期 2006 年 9 月
文章编号: 0253O2697( 2006) 05O0009O10
石油学报
A CT A PETROLEI SINICA
Vol. 27 No. 5 Sept. 2006
超压环境有机质热演化和生烃作用机理
郝 芳1, 2 邹华耀1 方 勇1 胡建武1
( 11 中国石油大学石油天然气成藏机理教育部重点实验室 北京 102249; 21 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室 湖北武汉 430074)
复杂性、模拟实验的局限性和地质观测的难度。 随着超压盆地油气勘探的深入, 一方面, 在越来越
多的沉积盆地中证明了超压对有机质热演化的抑制作
用( 表 1) , 一些学者甚至提出了将镜质体反射率与压 力( 即时间O温度O压力模型[ 9] ) 或超压( 即时间O温度O超 压模型[ 10O11] ) 直接联系起来的预测模型; 另一方面, 在 很多盆地中证明超压至少对镜质体反射率未产生可识 别的影响, 如我国琼东南盆地[ 12] 、美国绿河盆地[ 13] 和
序号
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13
盆地或地区
北海( Nort h Sea) 盆地 北海( Nort h Sea) 盆地
U tah 盆地 Lombard 盆地 M ahakam 三角洲
Sable 盆地 New Cal edonia BeaufortOMacKenzie 盆地 Gu lf Coast 盆地 渤海湾盆地板桥洼陷
莺歌海盆地是长期快速沉降的转换O伸展盆地, 深
部地层发育强超压, 压力系数最高可达 21 2。LD30O1O1 井完钻井深超过 5 000 m, 发育两个超压系统( 图 1) , 为 多参数系统研究超压对有机质热演化和生烃作用的影
响提供了理想条件。 21 1 镜质体反射率
国内外多家实验室先后对 LD30O1O1 井不同层位 的样品进行了 R o 测试( 表 2) 。由于钻井添加剂可能 对 Ro 测试产生影响, 且不同实验室的测试结果相差 甚大。因此, 必须进行资料的可信性分析。
2 超压抑制作用的多参数识别
很多学者对超压环境有机质热演化的研究仅仅依 据镜质体反射率( Ro ) [ 29] 。一方面, 镜质体仅仅是沉积 有机质的较小部分, 镜质体的成熟反应仅仅是有机质 热演化反应的一小部分; 另一方面, 镜质体反射率尽管 被大多数学者视为反映有机质成熟度 的最有效的指 标, 但镜质体反射率仍可出现富氢抑制作用[ 30O31] 和贫 氢增大效应[ 30, 32] 等多种异常, 并可能出现人为的测试 偏差问题。因此利用多种参数研究超压环境的有机质 热演化是有效识别超压抑制作用, 进而研究超压抑制 作用机理的基础。
21 S ta te Key La bor ator y of Geological P r ocesses a nd Minera l Resources, China Univer sity of Geosciences, Wuhan 430074, China)
Abstr act: The effects of over pr essure on organic matter ( OM) maturation and hydrocar bon generation were studied by multiple2pa2 r ameter measurements. The different ial r esponses of different matur ity par ameters to overpressur e were found. F our hierarchies of over pr essure r etardation on the ther mal evolution of or ganic mat ter and hydr ocarbon generation were recognized. ¹All aspects of OM maturat ion wer e retar ded by overpressur e. ºT he ther mal evolut ion of hydrocar bons and thermal degr adation of hydr ogen2r ich ker ogens were retar ded, but the thermal evolution of hydr ogen2poor kerogen com ponents was not affected by over pr essure. As a re2 sult, vit rinite reflectance was not retar ded. »The t her mal cracking of hydrocar bon was r etarded, while over pr essure had little effect on thermal degr adat ion of kerogens. ¼Overpr essure had no detectable effect on All aspects of OM mat ur ation. The hierar chy of over2 pressure retar dat ion on the all aspects of OM maturation was the combined result of / early0 overpressur e, namely the overpressur e began t o develop when the source r ock was still immature, and the protracted maintenances of closed fluid system. Any case that o2 verpressur e developed too late, or over pr essure was too small t o reach t he threshold values, or overpressure fluid was frequently re2 leased, could give rise to t he occurr ence that overpressur e had no det ectable effect on All aspects of OM maturation. Key words: sedimentary basin; over pr essure environment; thermal evolution of organic mat ter; hydr ocarbon generat ion; hier archies
of overpressur e retar dation
全球发育近 180 个异常压力盆地[ 1] , 其中绝大部 分为超压盆地[ 2] , 并且很多盆地的油气主要来源于超 压源岩。然而, 经典的油气生成理论[ 3] 建立于正常压
力环境, 主要基于 Arrhenius 方程, 没有考虑超压或压
力的作用。笔者在对国内外超压环境生烃作用研究现 状分析的基础上, 通过不同实例, 对不同有机质热演化 参数对超压的差异响应进行了分析, 探讨了超压环境 有机质热演化和生烃作用的机理。
摘要: 通过对多个盆地大量样品的多参数对比 分析, 建立了超压抑制有机质热演化的多参数识别标 志, 揭示 了不同成 熟度指标对 超
压的差异响应。识别出超压抑制有机质热演化和生烃作用的 4 个层次 : ¹超 压抑制了 有机质 热演化 的各个 方面, 包括不 同干酪 根
组分的热降解( 生烃作用) 和烃类的热演化; º超压仅抑 制了烃类的热演化 和富氢干 酪根组分 的热降 解, 而 对贫氢 干酪根 组分的 热
要条件。超压发育过晚、超压强度低、超压流体频繁释放等都可能导致超压对有机质热演化的各个方面均不 产生可识别的影响。
关键词: 沉积盆地; 超压环境; 有机质热演化; 生烃作用; 超压抑制 作用层次
中图分类号: T E1121 1
文献标识码: A
Kinetics of organic matter maturation and hydrocarbon generation in overpressure environment
演化不产生重要影响, 因此镜质体反射率未受 到抑制; »超压抑制了 烃类的热裂 解, 而 对干酪 根的热 降解未 产生明 显影响; ¼超 压
对有机质热演化的各个方面均未产生可识别的影响。超压对有机质热 演化的抑 制作用层 次取决于 超压发 育后有 机质热 演化反 应