优质烃源岩生烃特征及其机制

烃源岩分布及生烃潜力评价~

沙三段是东营凹陷一套重要的沉积地层，分为上、中、下三个亚段。在以往研究中，很多人都对沙三段的烃源岩的性质及其油气潜能进行过深入的研究（朱光有等，2003a,b,2004；张林晔等，1999；庞雄奇等，2004），并确认东营凹陷优质烃源岩主要发育于沙三段下亚段及沙四段上亚段（朱光有等，2003b），其中有机碳含量在1.5%以上的烃源岩控制了东营凹陷各亿吨级大油田的形成。相比较而言，对沙三段上亚段与沙三段中亚段烃源岩的研究稍显薄弱。东营凹陷已进入岩性油气藏勘探阶段，目前所发现的多数隐蔽油气藏特别是岩性油气藏主要分布在沙三段中亚段及其上部层系，对沙三段中、上亚段烃源岩分布及其油气潜能的研究与评价具有重要意义。
对有效烃源岩的评价，除了考虑有机质丰度、类型与热成熟度外，还要结合烃源岩的体积及其生排烃量、特定地区已发现油气资源量及其性质的研究。烃源岩的总体积、空间展布、输导体系分布与构造演化时间与期次等，都可能在一定程度上影响烃源岩的生排烃量，最终决定其有效性。
1.烃源岩热演化特征
依据镜质体反射率测定结果，东营凹陷烃源岩成熟度均不高，在埋深小于4000m范围内，源岩镜质体反射率（Ro）一般小于1%。在牛庄洼陷，烃源岩在4000m所测得的R。值仅0.7左右；Ro与埋深的关系，指示生烃门限阶段烃源岩埋深一般为2700m（对应的Ro=0.5%）。在2700分界点之上，各类热稳定性低的生物标志物普遍存在，如可检测到甾烯、藿烯和5β（H）粪甾烷等热稳定性低的化合物；具有较高丰度的生物构型甾烷；富含伽马蜡烷及脱羟基维生素E；各类甾萜类异构体显示较低的异构化程度，如C29甾烷ααα20S/（S+R）、C31藿烷22S/（S+R）成熟度参数远未达到异构化终点值等。分界点之下，烃源岩开始进入正常的生油窗阶段。
东营凹陷源岩可溶物中的生物标志物随埋深的变化，均表现出了很好的热演化规律。主要认识如下：
1）东营凹陷沙三段源岩约在3100m进入大量生烃的起始阶段。C29甾烷ααα20S/（S+R）反映，牛庄洼陷沙三段源岩约在3050m左右进入成熟源岩的起始阶段（C29甾烷ααα20S/（S+R）=0.3）；而C29甾烷αββ/（ααα＋αββ）则反映牛庄及利津、民丰与中央带源岩在3100m左右（C29甾烷αββ/（ααα＋αββ）＝0.3）才进入大量生烃的起始阶段。
2）沙三段源岩较沙四段源岩晚进入生烃门限。牛庄洼陷相同埋深的沙三段源岩C29甾烷ααα20S/（S+R）值低于沙四段（图2-14），利津洼陷也有类似的变化规律。

图2-14 东营凹陷烃源岩甾烷异构化参数与埋深关系图

3）中央隆起带沙三段源岩的成熟度较相同埋深的牛庄洼陷高，表明前者生烃时间可能早于后者。与其他沙三段源岩相比，中央隆起带源岩的甾烷异构化程度偏高，反映其成熟度偏高。
4）利津洼陷相同埋深的沙三、沙四段源岩热成熟度高于牛庄洼陷。利津洼陷源岩C29甾烷ααα20S/（S+R）值高于同埋深的牛庄洼陷源岩（图2-14）。
其他生物标志物成熟度指标（如Ts/（Ts+Tm））和与成熟度相关的指标（如低分子量甾烷/高分子量甾烷、C29Ts/C30藿烷），均表现出与埋深很好的演变规律，显示东营凹陷源岩埋深为3100m左右时为烃类生物标志物分布发生显著变化的起始点，标志烃源岩大量生烃的起始阶段的开始。
2.烃源岩分布
在沙三段下亚段沉积时期，整个东营凹陷都处在深湖相沉积环境，自凹陷周围向中心存在多个物源供给方向。该层段暗色泥岩厚度在20～220m范围内，最大值主要出现在利津洼陷和辛8井以南，厚度达到了220m，而在其他地区厚度最大值在150～180m的范围内。沙三段中亚段暗色泥岩厚度在60～480m范围内，厚度最大值主要出现在牛庄洼陷和民丰洼陷，在牛38井和丰112井处厚度达到了480m和450m，在利津洼陷和民丰洼陷厚度也都达到了360m和300m。沙三段上亚段暗色泥岩总体分布特征为，由南向北沉积厚度逐渐增大，厚度在40～300m之间分布，厚度较大值主要出现在利津洼陷和民丰洼陷，在这两个洼陷的利101和丰112井处厚度最大值分别达到了300m和250m，而在博兴洼陷和牛庄洼陷厚度相对较薄，最大值只有150m。
从东营凹陷源岩的厚度与分布来看，沙三段中、下亚段与沙四段上亚段均可为有利烃源岩，但结合源岩的热演化程度与源岩质量条件，沙三段中亚段的有效源岩的实际厚度将大大降低。以位于牛庄洼陷近中心部位的牛38井为例，进入生烃门限的有利烃源岩厚度不足100m。
3.烃源岩生烃潜能评价
有机质丰度是衡量和评价烃源岩生烃潜力的重要因素。从牛38井地球化学剖面来看，牛庄洼陷从沙三段中亚段到沙三段下亚段烃源岩有机质丰度有增加趋势，沙三段下亚段烃源岩的有机质丰度大大高于沙三段中亚段（图2-15a）。在小于3200m范围内，牛38井沙三段中亚段烃源岩TOC含量值一般小于2%，此后向沙三段下亚段的过渡阶段增加速度较快，在接近3280m时增加至接近4%左右。而同井沙三段下亚段烃源岩最高值可大于5%。牛872等井TOC分析结果与牛38井相似。牛872井3200m左右的烃源岩TOC值可为5%～11%，而该井沙三段中亚段烃源岩TOC值除个别偏高外，一般相对偏低（0.69%～4.22%）。牛38井沙三段中亚段烃源岩的产油潜量S1+S2值可为0.37～23.58mg/g，变化范围较大，一般大于2mg/g（图2-15b），同样在大于或超过3200m以后迅速增加。
与沙三段下亚段相比，牛庄洼陷沙三段中亚段烃源岩有机质丰度偏低。按照我国陆相生油岩有机质丰度评价标准（黄第藩等，1990），TOC值为0.6%～1.0%、＞1%及S1+S2值为2%～6%、＞6%时即分别为较好、好烃源岩，牛庄洼陷沙三段中亚段烃源岩相当部分达到了较好烃源岩的标准，与沙三段下亚段相邻的近50m的沙三段中亚段烃源岩有机质丰度几乎达到了好烃源岩的标准，其埋深已过3000m（已进入生油门窗）。但从烃源岩有效性角度，沙三段中亚段烃源岩的成烃贡献总体相对较低。追其根源，认为主要与沙三段中亚段达到较好级别的烃源岩规模相对不大有关。
依据Tmax与热解参数氢指数及降解率组成的相关图，可判断牛庄洼陷沙三段中亚段烃源岩有机质类型为Ⅰ—Ⅲ型，而分析的沙三段下亚段烃源岩主要为Ⅰ型，表明沙三段中亚段烃源岩有机质类型较广，而沙三段下亚段烃源岩类型较好且具有单一性。牛庄洼陷沙三段中亚段、沙三段下亚段烃源岩烃转化率随埋深增加而增加，大于或超过3100m以后增长速度迅速，表明3100m为沙三段中亚段烃源岩大量生烃的起始段。

图2-15 牛38井沙三段烃源岩有机质丰度、热解参数地球化学剖面

中央隆起带沙三段中亚段分析样品的有机质类型主要为Ⅰ—Ⅱ型，分析的少数沙三段下亚段烃源岩显示，有机质类型界于Ⅰ—Ⅱ型之间，偏向于I型。中央隆起带沙三段中亚段烃源岩的TOC一般为1%～3%，个别较高。现河油田营691、营641及靠近边界断裂带的河142井、河143、史126井沙三段中亚段烃源岩生油潜量偏高，S1+S2值一般为10～60mg/g，其他井生油潜量多数小于10mg/g。烃源岩烃指数与产率指数，均有随埋深增大而增大的趋势，反映埋深下限不超过3400m的烃源岩仍处在液态窗生烃范围。
从烃源岩的质量与生烃潜力角度分析，沙三段中亚段源岩的油气潜能远远低于沙三段下亚段与沙四段上亚段。
4.烃源岩排烃量评价
利用生烃潜力法对东营凹陷各烃源岩层的排烃强度和排烃量的计算表明，东营凹陷沙三段上亚段暗色泥岩排烃中心主要集中在利津洼陷。由于该套烃源岩埋藏深度相对较小且演化程度不高，因此其排烃范围相对较小。除利津洼陷外，还包括牛庄洼陷、博兴洼陷和民丰洼陷的一小部分，排烃强度最大值为140×104t/km2，其累积排烃量为3.87×108t，在各套源岩中排烃量最小。沙三段中亚段暗色泥岩排烃中心主要在利津洼陷、牛庄洼陷和博兴洼陷，其中利津洼陷排烃强度最大，最大值达到了320×104t/km2；在牛庄洼陷排烃强度最大值为160×104t/km2，而在博兴洼陷只有50×104t/km2，民丰洼陷更小，这与源岩层埋藏深度及演化程度不均一有关。其中，利津洼陷源岩埋藏最深、演化程度也最高，而博兴洼陷埋藏最浅，牛庄洼陷介于二者之间。沙三段中亚段暗色泥岩的累计排烃量为9.37×108t，较之沙三段上亚段暗色泥岩，其排烃量变大，而且其排烃范围较沙三段上亚段暗色泥岩也要大得多。沙三段下亚段暗色泥岩排烃中心主要在牛庄洼陷和利津洼陷，与沙三段上亚段和沙三段中亚段相比，其排烃范围明显变大，排烃中心也由利津洼陷变为牛庄洼陷，且排烃强度最大，最大值达到了700×104t/km2，利津洼陷排烃强度最大值为400×104t/km2，民丰洼陷排烃强度最大值达到了100×104t/km2，而博兴洼陷则不到100×104t/km2。沙三段下亚段暗色泥岩的累计排烃量为22.59×108t，较之沙三段中、上亚段排烃量要大得多。
东营凹陷各套源岩排烃期及排烃量不同，其中，沙三段上、中亚段暗色泥岩在明化镇组开始排烃，现今累计排烃量分别为3.87×108t、9.37×108t（表2-1），分别占总排烃量的3%和8%（图2-16）；沙三段下亚段泥岩和沙三段油页岩在馆陶组开始排烃，现今排烃量分别为22.6×108t、22.64×108t，分别占总排烃量的19%、19%（图2-16）；沙四段上亚段泥岩和油页岩在馆陶期开始排烃，现今累计排烃量分别为43.07×108t、16.6×108t，分别占总排烃量的37%、14%（图2-16）。

图2-16 东营凹陷各套源岩排烃量相对百分比例

以上排烃计算表明，东营凹陷沙三段中亚段和沙三段上亚段源岩对于该凹陷的成烃贡献比例极小，且因凹陷而异。若剔除源岩残留、储层滞留和运移流失，将所剩不多。因此，仅靠牛庄洼陷沙三段中亚段源岩难以提供牛庄油田亿吨级储量的油气。
表2-1 东营凹陷源岩排烃量统计表　（单位：108t）

页岩和碳酸盐岩烃源岩有机质赋存状态的差异对烃源岩的生烃演化过程具有明显影响，页岩类生油岩中有机质主要通过各种沉积途径以分散状态分布于细粒粘土之中，其生烃过程已有大量文献进行了详细论述，这里不再讨论，下面主要讨论碳酸盐岩烃源岩中有机质赋存状态及生烃演化的特点。
（一）海相碳酸盐岩烃源岩生烃演化特征
1.海相碳酸盐岩有机质赋存状态
碳酸盐及有机质在沉积过程中，无论有机残体还是溶解有机质和颗粒有机质通过各种沉积途径均以分散状态散布在碳酸盐沉积物中，这种有机质叫分散有机质。随着碳酸盐沉积物成岩作用的发生，在成岩的压实、压溶、胶结和重结晶各个阶段，碳酸盐沉积物的组构发生了变化，导致其周边的分散有机质的赋存状态亦发生了改变。在重结晶时，碳酸盐的晶格质点有可能被有机质的质点代替或在碳酸盐晶格缺陷和窝穴处充填有各种状态的有机质（气、液、固态，包括生物沥青大分子、生物沥青大分子解聚生成的烃等），后被结晶的碳酸盐晶体完全包裹，这种赋存状态的有机质称包裹体有机质（图 2-17），由此可见，碳酸盐岩中有机质的赋存状态不同于碎屑岩，前者除分散有机质外，还存在包裹体有机质。

图2-17 碳酸盐岩的成岩作用决定着有机质的不同赋存状态

值得注意的是在碳酸盐岩活跃的成岩过程中，碳酸盐的溶解—结晶—溶解—再结晶过程反复发生，使不同赋存状态的有机质相互转化。
从有机质存在的微环境体系分析，由于包裹体有机质受碳酸盐矿物的包裹而处于一个微小的封闭体系，体系内的有机、无机化学组成、压力等物理化学条件与分散有机质所处的环境体系不同，因此二者的热降解生烃、油的二次裂解等过程发生在不同的演化阶段，从而导致了沥青A、沥青 C总体地球化学特征的不同。
2.海相碳酸盐岩烃源岩生烃演化
（1）成熟度评价
海相碳酸盐岩烃源岩生烃演化的研究，首先要解决成熟度评价的问题，因为纯海相碳酸盐岩中缺少镜质体，尤其是早古生代及其以前的碳酸盐岩中根本就不存在镜质体，从而使可信度比较高的镜质体反射率这一热演化指标在这些地层中无法应用；另外由于早古生代碳酸盐岩热演化程度普遍比较高，使分子有机地球化学的成熟度指标在这些地层中亦失去了有效性。有些学者采用其他手段或方法来评价早古生代碳酸盐岩的热演化程度，现归纳总结如下。
a.干酪根中主要固体有机组分（如无定形体、微粒体、藻类体、沥青质体、动物有机碎屑）光性参数的变化规律；
b.干酪根的化学组成（如 C、H、O）的变化规律；
c.干酪根的各种结构参数（X 射线衍射、固体13 C 核磁共振等测试的各种结构参数）的变化规律；
d.岩石或干酪根的各种热解参数（热解色谱或热解气相色谱）的变化规律；
e.矿物流体包裹体均一温度和时温指数（TTI）；
f.可溶有机组分特别是芳烃的激光荧光参数的变化规律。
通过上述各种参数的具体测定及其与镜质体反射率间关系的研究，为解决碳酸盐岩的热演化问题起到了一定的功效。
（2）海相碳酸盐岩烃源岩生烃作用
碳酸盐岩烃源岩具有早期生烃特点。Ibe A.C 等（1983）系统分析了里海到印度洋、古巴到澳大利亚和新西兰的大陆架及其外带的近代碳酸盐沉积物和类似泥质相中具生烃潜力沉积物中石油和烃的含量，发现具生烃潜力的碳酸盐沉积物中石油和烃的含量较泥质沉积物中要高的多。其他文献（Powell和 Cook，1975；Claypool等，1978）亦表明未成熟碳酸盐岩具有高产率的可抽提有机质。Powell（1984）对此的解释是：这种特征似乎反映了极还原的环境条件，在此条件下聚合作用的程度被延迟了，即生物沥青大分子向地质聚合物的转化被延迟了，部分生物沥青大分子在早期演化阶段（成岩作用阶段）直接降解生烃。国内外海相、湖相蒸发岩-碳酸盐建造中浅成烃即未熟原油和未熟沥青的发现是碳酸盐岩早期生烃的最好证据。
碳酸盐岩中有机质成烃作用的抑制和差异成熟效应。在一个比较细粒的碳酸盐岩层序中，尤其含较多泥质或有机质时，由于它们具较低的孔隙度和较低的渗透率，使生成的烃类未能及时排驱而导致局部高压状态，在压力和温度不变时，局部高压体系内生烃反应会达到平衡，结果使继续产烃所需要的化学反应延迟。Brukner（1983）对匈牙利三叠系灰岩层序中烃类的研究结果表明，开放孔中的饱和烃比率高于封闭孔；另外，在碳酸盐岩地层中发现地下高温液态烃（Price等，1981），这些现象均反映了碳酸盐岩中由于微（或局部）环境体系的差异导致有机质产烃作用的延迟。
为了进一步探索碳酸盐岩中不同赋存状态有机质在不同演化阶段对生烃的贡献，我们进行了泥灰岩的热模拟实验研究，样品采自山西河曲磁窑沟地区太原组，其地球化学特征列于表2-5。实验采用低温长时间加水实验方法。
表2-5 模拟实验样品基础地球化学特征


实验结果中各部分液态烃的产率见图2-18，热解油是指在290～300℃温度下取气时用冷阱冷凝下的液态烃，相当于排出的烃，酸溶有机质 M 指在氯仿沥青 C 提取过程中，当用6%的盐酸酸解碳酸盐矿物时酸液中的有机质（用氯仿多次淬取），图2-18显示了沥青 C和酸溶有机质M的产率在高演化阶段有增大的趋势。

图2-18 各部分液态烃的产率曲线

由于碳酸盐岩中存在多种赋存状态的有机质，而有机质的演化和生烃与其赋存状态紧密相关，通过热模拟和自然演化系列样品的研究，碳酸盐烃源岩的生烃过程可概括为3个阶段。
a.碳酸盐岩中大量富含类脂组分有机质的早期生烃阶段：碳酸盐岩中的有机质基本来源于藻类等低等水生生物和细菌，由蛋白质、糖类和类脂物组成，其中，蛋白质和糖类易于分解，故保留下来的主要是成烃潜力很高的类脂物。这些富含类脂物的有机质在微生物作用下可以不经过干酪根阶段而在较低的温度下直接降解成烃形成未熟油。
b.干酪根的大量热降解生烃：分散不溶有机质（干酪根）的热降解生烃是碳酸盐岩中有机质生烃的主要贡献组分，见模拟实验沥青“A”的产率曲线，在生油窗范围内产率最大。
c.高演化阶段包裹体有机质的大量生烃阶段：热模拟实验结果反映了在高演化阶段包裹体有机质的大量生烃特点，沥青C的产率（包括酸溶有机质M）显著变化，化学组成也发生了变化，饱和烃中重烃含量增多，这与碳酸盐岩包裹体中生物沥青大分子、结合沥青等大量热降解生烃有关。需要指出的是，由于碳酸盐岩活跃的岩石化学作用使包裹体有机质的成烃演化非常复杂，某些包裹体有机质在未达到使其生烃的热力作用下由于化学作用的影响或异常压力的影响亦使其生烃，从而导致碳酸盐岩烃源岩生烃的复杂性。
综上所述，碳酸盐岩烃源岩的生烃过程（包括油和气的生成）是多阶段连续的过程，分为早期生烃、干酪根大量热降解生烃、碳酸盐矿物包裹体有机质在高演化阶段成烃3个主要阶段（图2-19），各阶段相互交叉进行。

图2-19 碳酸盐岩成烃热演化模式图

（二）海相碳酸盐岩烃源岩的排运特点
海相碳酸盐岩烃源岩初次运移排烃机理较泥质岩有很大不同。泥质岩颗粒间由于欠压实造成的液体超压以及烃类生成产生的体积膨胀构成排烃的动力。而一般认为由于碳酸盐沉积物固结很早，石油最初主要是被碳酸盐矿物封存在岩石中并未产生排烃作用。当达到生油高峰时，生烃产生的内压力只可造成一定程度的排烃，只有到了在外力作用下岩石发生明显脆性变形、形成裂缝时才发生大量排烃。因此碳酸盐岩烃源岩排烃的时间不完全决定于有机质的演化阶段，而与外力作用下裂缝的产生时期相关。
泥质烃源岩烃类初次运移的相态包括溶液、胶溶、全烃相等形式，碳酸盐岩烃源岩成岩早，不存在水相，其排烃应是在全烃相环境中进行。
页岩型和碳酸盐岩型烃源岩物质组成和成岩作用变化特征的不同是造成两类烃源岩排烃和运移方式特点差异的根本原因。压实率大多受沉积物性质（物理化学的）及其液态孔隙流体所能驱出的比例所控制，由于压实作用造成流体通过沉积岩流动，常认为是石油排运的重要因素。但是，流体的这种流动性在碳酸盐岩类烃源岩中会受到抑制。页岩类烃源岩的排运机制、方式等已有众多文献进行了讨论，其理论和方法及结论已为广大石油地质工作者所接受。而对于碳酸盐岩烃源岩在排运机制、方式等方面研究程度较低，尚未形成一套系统的理论和方法及为人们所接受的结论，各种观点和认识尚不一致。下面重点就海相碳酸盐岩的排运特点进行初步讨论，以起到抛砖引玉的功效。
对于碳酸盐岩生油的问题目前绝大多数研究者是认可的，但也有一些人对此持怀疑态度，关键的一个理由是，碳酸盐岩不像页岩那样可以压实，因而认为不能为烃类的运移提供所需要的流体及驱动力（Momper，1980；Wilson，1975）。然而，已有资料表明有大量流体可穿过碳酸盐岩发生运移（Polak，1954；Mccrossan，1961；Scholle，1975）。下面是碳酸盐岩中烃类排运的几种可能方式。
（1）在深埋期间，通过压溶作用，流体可能从碳酸盐岩中被排出，例如帕拉卡斯等（1984）在研究南佛罗里达盆地碳酸盐岩烃源岩特征时，提出压溶引起的缝合线可能是碳酸盐岩中原油初次运移的主要通道之一。南佛罗里达盆地下 Sunniland 组最底部样品的薄片镜下鉴定表明，在其他有机质含量低的浅灰色泥晶灰岩中的高烃含量（HC/TOC=19%），可能是由于沥青质有机质沿着缝合线富集的结果，烃类的组成与 Sunniland原油的组成相类似。较高的有机质含量也可能直接与缝合线作用有关，在此过程中，分散的有机质和其他不溶残余物，在碳酸盐岩本身的压溶过程中沿着不规则缝合线汇集。如果上述结论是正确的话，那么，这可能是碳酸盐岩排烃机制方面第一个地球化学上的证据实例。这种假设并非首次提出，几十年以前Ramsden（1952）和 Dunnington（1954）就提出了这样的观点。当然，对于这一问题也有另外的解释，即高的HC/TOC值可能完全是由于沿缝合线运移来的Sunniland原油的污染所引起。如果后一假设正确，那么我们可以提出，缝合线完全可能是碳酸盐岩中原油初次运移的主要通道之一，因为 Sunniland 灰岩中缝合线十分发育。
（2）细粒富含有机质的碳酸盐通常都含有微孔隙，能充当石油运移通道。所谓细粒含有机质碳酸盐岩可包括泥灰岩、泥质灰岩及泥质含量较高的微晶灰岩，由于其粒度细、含粘土成分较多，其排运的方式和途径基本与页岩类烃源岩类似。
（3）由于碳酸盐岩和页岩类烃源岩物理性质差别较大，尤其碳酸盐岩烃源岩较页岩烃源岩通常易碎、更非均质、更为致密；其次，在各种地质背景下它们比页岩更利于裂缝的形成而易排放出烃类。关于不同规模的裂缝的认识已获得了不可忽视的进展，即裂缝是油型富有机质生油岩初次油气运移的主要原因（Momper，1978；Tissot和 Welte，1978；Hunt，1979）。然而，Momper（1978）在其另一篇颇有远见的文章中却贬低了碳酸盐岩烃源岩的重要意义，他认为，由于碳酸盐岩通常缺乏粘土，不可能在产烃中短期内形成超压，对具有工业意义的烃类的排出和运移也不可能通过所有的微裂缝释放出来（Momper，1978）。但实际上对于有大量粘土和有机质的细粒碳酸盐岩烃源岩，在正常压实过程中，上覆层或下伏层一起通常完全可以形成超压环境，从而驱动烃类向上或向下排出，它可以是具有上覆隔离盖层油气藏的烃源岩，如中东地区哈尼法-哈德里那（Hanifa-Hadriya）碳酸盐岩的生油岩（Murris，1980；Ayres等，1982），也可以作为下伏油气藏的烃源岩和盖层，如中东地区牛津阶碳酸盐岩烃源岩和西班牙南部海上中新世泥灰岩，对储层既起到盖层作用，本身又是烃源岩（Demaison 和 Bourgeois，1984）。另外，当存在盐岩及硬石膏等优质盖层时，碳酸盐岩烃源岩更易发生微裂缝和超压条件，如沿墨西哥湾东北岸分布的侏罗纪斯马科弗组就是一例，此处的烃源岩和储集岩恰在硬石膏盖层之下，在那里容易看到非均质的细纹层状浅水叠层石烃源岩经历了连续压缩，产生了微裂缝，而且在其进入深度和温度都较大的部位时，发生了油气的运移（Oethler，1984）。由于烃类的生成所增加的超压，进一步使其本来就有利的情况变得更好。
（4）在一定的地质背景下，碳酸盐岩烃源岩存在“爆炸”（“explosive”）运移的可能性，如果碳酸盐岩烃源岩主要由细粒碳酸盐和有机质组成，埋至适当深度，将变成不渗透的，而且在岩石中几乎所有的非碳酸盐岩空间，都被有机质所占据。埋藏深度的加大，会使有机质处于接近岩石静压力条件下，区域应力体系只要略有变化，就可导致游动有机质和烃类部分大量地注入到邻近的岩石中去。
如果富有机质的碳酸盐烃源岩在被动构造体制下经受了高的温度，石油的运移可能受到限制。但当最终出现了构造裂缝时，排出和注入的有机质，可能是能够产油的。也许世界上最大的可产石油聚集，中东的加瓦尔（Ghawar）油田部分的烃类的注入就是依这一机制进行的。
最近对南加利福尼亚中新世的蒙特雷组的充分研究，已经提示了许多“爆炸”运移的实例。蒙特雷组由一种非均质易碎的岩石组成（Isaacs，1980，1983），在圣巴巴拉海峡沿岸蒙特雷组含磷酸盐的碳质泥灰岩段，有机质含量达到 24%，一般为 13%（Isaacs，1983）。正是经受了构造作用以后，蒙特雷组显然是以一种爆炸的方式局部产生了大量裂缝，且裂缝为其本身的原油所充满（Redwine，1981；Sardam 和 Stanlev，1981；Roehl，1981；Belfield 等，19 83），这类裂缝一般形成于低压区。如此形成的压力梯度，可以引导原油从岩石基质到裂缝中去。类似的效应在前苏联的文献中也有描述（Veber和 Gorskaya，1965）。
碳酸盐岩作为一种重要的烃源岩类型的认识目前已逐渐为广大石油地质工作者所接受，而且也为大量勘探实践和典型实例所证实，之所以碳酸盐岩烃源岩的重要性经历了很长一段时间才逐渐被认识，关键的一个可能原因就是对碳酸盐岩烃源岩的排运的机制和认识尚有较多争论。因而，碳酸盐岩烃源岩烃类排运的机制和方式研究是今后一段时期内重要的研究课题。

在对湖相烃源岩沉积有机相及空间展布研究的基础上，选取不同环境的缺氧-短暂充氧有机相优质烃源岩建立了自然演化剖面，对比分析了其成岩演化和生烃产物演化的差异性，并结合生排烃物理模拟，分析烃源岩的生排烃机制。

（一）咸化湖相烃源岩自然演化剖面及其生烃差异

咸化湖相优质烃源岩以东营凹陷沙四段为代表，其自然演化剖面如图2-28所示，可划分为以下几个阶段，即未成熟阶段（＜2200m）、低成熟阶段(2200～2900m)、成熟阶段(3000～4000m)、高成熟阶段（4000～5200m）和过成熟（＞5200m）阶段，不同演化阶段的有机地球化学特征如下：

图2-28 东营凹陷Es₄段烃源岩地球化学参数随深度的变化

未成熟阶段，埋藏深度1500～2000m，镜质体反射率＜0.30%～0.40%，有机质演化程度较低，氯仿沥青A/TOC相对较低。该深度段氢指数随深度的增加缓慢升高，这与有机质早成岩期有机质的重排作用有关。由于生烃作用尚未发生，烃源岩中的可溶有机质以少量的生物残留烃为主。

低成熟阶段，埋藏深度2000～2900m，镜质体反射率0.40%～0.50%。烃源岩已开始生烃过程，氯仿沥青A/TOC开始增加，但氢指数基本保持不变。

成熟阶段，埋藏深度2900～4000m，镜质体反射率0.50%～1.0%。烃源岩进入成熟生烃高峰，生烃量迅速增加，氢指数迅速下降，氯仿沥青A维持较高的含量。

高成熟阶段，埋藏深度4000～5200m，镜质体反射率1.0%～1.5%。烃源岩生油速率逐渐降低，生气速率逐渐增加。由于天然气的大量生成，造成烃指数、氢指数和氯仿A含量迅速下降，表明天然气的排烃效率要高于原油的排烃效率。随着深度的增加，烃源岩的生烃潜力逐渐耗尽。

过成熟阶段，埋藏深度＞5200m，镜质体反射率＞1.5%。该阶段烃源岩分布非常局限，成藏贡献不大。

半咸化优质烃源岩以济阳坳陷沙三下亚段为代表，其自然演化地球化学剖面如图2-29所示。

未成熟阶段，埋深小于2200m，镜质体反射率＜0.40%，氯仿沥青A/TOC、总烃/TOC均较低，有机质演化程度较低。

低成熟阶段，埋深2200～3000m，镜质体反射率0.40%～0.50%，氯仿沥青A/TOC和总烃/TOC均开始缓慢增加，但增速较小，其中前者一般小于0.1，后者一般小于0.05，表明烃源岩已开始生烃过程，但生烃速率仍较慢，烃源岩含油饱和度仍较低。

成熟阶段，埋深大于3000m，镜质体反射率＞0.50%以后，氯仿沥青A/TOC和总烃/TOC迅速增加，至3200m左右达到峰值，其中前者可达到0.35～0.40，后者可达到0.20～0.30，这些特征表明烃源岩已经成熟并进入生烃高峰。由于区内沙三下亚段烃源岩最大埋深在3700～3800m，烃源岩尚未达到高过成熟阶段。

图2-29 东营凹陷沙三段下亚段优质烃源岩的地球化学参数与深度纵向变化

与半咸化湖相沙三下亚段烃源岩相比，咸化环境沙四段烃源岩生烃演化明显提前。埋藏深度2500～2600m左右时，沙四段烃源岩氯仿沥青A/TOC、总烃/TOC两参数值已有近半数超过0.20，并接近峰值，已接近或达到生烃高峰。而直到埋藏深度3000m左右Es₃烃源岩的上述参数才接近峰值，两者相差400～500m。另外在埋藏深度＜2900m以前，相近深度、不同沉积有机相沙四段烃源岩样品地球化学参数变化较大，可能与其有机质丰度和类型的差异导致的排烃过程和排烃量的差异有关，这种差异性也是烃源岩非均质性的一种体现。烃源岩地球化学特征的差异表明东营凹陷咸化湖相沙四段具有早期生烃和持续生烃的特点，生烃持续阶段长，而半咸水沙三段烃源岩仅存在一个成熟生烃高峰，具有集中生烃的特点。

不同环境烃源岩自然演化过程的生烃差异性与其生烃动力学特征是一致的（图2-30）。根据对区内典型烃源岩的活化能分析，咸化环境的

亚段样品活化能分布范围较宽，且低活化能区频率值较高，因而生烃范围跨度较大，具有早期生烃和持续生烃的特点，其中低活化能的官能团断键将会导致低熟油的生成；而半咸化环境的

亚段样品活化能较为集中，平均活化能相对较高，因而生烃过程相对集中，且具有晚期生烃和集中生烃的特点。偏淡水环境的

亚段活化能分布虽然较分散，但其活化能值也相对偏高，因此也以晚期干酪根降解生烃为主。上述结果与张林晔等（2005）对烃源岩有机质化学组成结构的研究结果也非常一致：

亚段烃源岩中有机质以非共价键键合方式为主，约占79%，而

烃源岩中有机质的键合方式以共价健为主（约70%），两种烃源岩有机质化学组成结构的差异决定了其活化能频率分布的差异，尽而对生烃过程产生重要影响。

图2-30 东营地区低熟烃源岩活化能分布

咸化烃源岩生烃的特点具有一定的普遍性。济阳坳陷的其他凹陷/洼陷以及临近的鲁西盆地也具有相同的特点。根据鲁西汶东凹陷汶ZK16大汶口组的盐间烃源岩段（深度段84.4～489m，图2-31）地球化学分析，其镜质体反射率＜0.51%，热解T_max为415～426℃，甾烷异构化参数C₂₉S/S+R为0.05～0.38，C₂₉ββ/aa+ββ为0.25～0.38，总体处于低成熟阶段。但其氯仿沥青A/TOC和热解S₁/S₂的比值很高。其中氯仿沥青A/TOC值介于0.077～2.514，平均为0.773。从表面上看，该比值高于1似乎很难理解。实际上，从当前通用的有机碳测定方法来看，测定过程中要对烃源岩样品进行HCl酸溶解和烘干，可溶有机质会发生不同程度的损失，导致有机质含量相对偏低。因此，有机碳损失的程度与可溶有机质的含量存在必然的联系，如果烃源岩中可溶有机质含量远高于干酪根含量，将会出现氯仿沥青A/TOC大于1的情况。而可溶有机质0.029～0.333，平均为0.101，也非常高。

图2-31 鲁西汶东凹陷烃源岩热解S₁/S₂和氯仿沥青A/TOC随深度的变化

高氯仿沥青A/TOC特征是咸化湖相烃源岩的普遍特征。资料显示，在我国古近系不同含油气盆地，如潜江、晋县、柴达木、东濮等沉积凹陷中，咸化烃源岩的氯仿沥青A/TOC均很高，如表2-3所示，氯仿沥青A/TOC均大于15%，多数在20%以上。

表2-3 我国东部陆相断陷盆地部分咸化湖相烃源岩氯仿沥青A/TOC特征

综合前人对咸化未熟—低成熟烃源岩中高可溶抽提出物的原因分析以及对其母质来源及保存条件的研究，认为以下原因可能共同导致了该类特殊烃源岩中富集EOM的现象：①有机质近源特征和在水体中滞留时间较短有利于生物来源可溶有机质的保存；②低分子量特别还原条件可能对干酪根原始母质的缩聚有延迟阻碍作用；③在强还原条件下，丰富的H₂S和低含量铁可能导致大量的硫进入干酪根；由于S-S键和C-S键较弱，易断裂，导致在低成熟阶段即可产出高的可溶有机质；④膏盐层间的烃源岩排烃困难，生物残留烃和干酪根生成的烃为膏盐包裹等。

（二）咸化湖相烃源岩生烃物理模拟

根据前文分析，不同类型的烃源岩生烃特征存在明显的差异。通过加水生烃模拟实验，并结合烃源岩自然演化特征，系统分析了咸化烃源岩和半咸化湖相烃源岩不同阶段生烃量、生烃产物组成的差异以及烃产物的相态演化，初步建立了三套烃源岩的生烃模式。

模拟装置：为自主研发的新型物理模拟装置。该模拟装置实现了垂向和流体耦合压力控制，即通过液压泵挤压柱塞控制垂向压力、通过恒速恒压泵和高压缓冲器控制流体压力，高压缓冲器有分隔活塞封闭高压釜中的流体并平衡其压力，既可能较好地模拟地下烃源岩生排烃的静岩压力和孔隙压力环境，又保持了流体的盐类性质对生烃的催化作用。其最大模拟温度为800℃、流体压力为100MPa。

模拟实验流程：每个样品分成数份，每份都独立开展加热模拟，但模拟温度不同。其中模拟温度的范围为100～400℃，每隔50℃一个实验点。在岩心室中，岩心半径约为1cm，岩心周围充填石英砂，以接收排出的烃，石英砂中加水。样品在高压釜内密封后抽真空。根据烃源岩所处地层深度估算压力，实验时作为垂向柱压值。实验完成后先采出气体产物，再取出岩心和石英砂，用三氯甲烷清洗石英砂及釜内残余液态物质作为模拟排出油。模拟后的岩心样则粉碎至80目以下测定残留液态产物及干酪根的相关参数。Z1井烃源岩样品模拟设计与其他上述3块样品存在小的差异，具体方法是将原始样品粉碎后进行加水模拟，其他流程与上述3个样品相同。模拟产物根据物理特征可分为3个部分，即气态产物、轻质油和重质液态油（以下称液态油）。

根据上述实验流程挑选了不同湖泊环境的烃源岩样品，共进行了63块/次（温度点）的生排烃模拟。表2-4为咸化湖相优质烃源岩、半咸化湖相优质烃源岩和淡水湖相（沙三中亚段）一般烃源岩的模拟样品原始地球化学特征。下面主要分析模拟产物中流态油和族组分产率随温度的变化特征。

表2-4 模拟样品的岩性和地球化学特征

图2-32为模拟产物中液态油随温度的变化特征。ZC1-1液态油在250℃以前变化不大，在300℃升高且达到高峰，其后液态油产率下降。轻质油产率在250℃以前很低，在300℃迅速上升，在350℃继续升高达到高峰，350～400℃为下降阶段。ZC1-2液态油在100～250℃随模拟温度升高未见明显变化，300℃时渐有上升趋势，350℃时达产率高峰，350～400℃开始下降。轻质油在100～250℃产率很低，在300℃开始升高，350℃达到高峰，400℃仍有大量轻质油生成。C11井液态油在250℃以前没有明显变化，也没有大量轻质油生成，300℃时液态油开始大量生成，但仍没有大量轻质油形成，350℃时液态油、轻质油才开始大量生成，总生油量也达到高峰，400℃生油量下降，但仍有大量轻质油生成。Z1井样品产烃特征与其他样品存在明显差异，其液态油呈现3峰态分布：第1个产率峰值出现在100℃；第2个产率峰值出现在250℃；第3个峰值出现在350℃。烃源岩模拟结果与烃源岩自然演化过程非常相似，即咸化湖相烃源岩具有早期生烃和持续生烃的特点，而半咸化和淡水湖相烃源岩以晚期生烃为主。

图2-32 ZC1-1、ZC1-2、C11、Z1模拟生烃演化曲线

图2-33为模拟产物中不同族组分产率随温度的变化特征。ZC1-1样品各组分产率与液态油产率基本一致，均在300℃达到高峰。低温阶(100～250℃)液态产物中非烃+沥青质较高，300℃时各组分产率达到高峰，其后均降低，高温阶(300～400℃)烷烃与芳烃比例增高。ZC1-2样品在低温条件下(300℃以下)非烃+沥青质比例较高，并在350℃生成量达到高峰，其后在400℃含量开始迅速降低裂解。烷烃与芳烃在300℃以前未见明显增多，烷烃在350～400℃大量生成，芳烃在350℃达到高峰，400℃降低。C11样品在250℃以前液态油的非烃+沥青质产率高、总烃产率低。沥青质类大分子的释放及向烃类转化作用较慢，至300～350℃才大量释放出来。而350℃时干酪根热降解成油作用已开始，因此这时的热解油包括生物可溶有机质和干酪根降解产物。400℃模拟后非烃与沥青质迅速降解，而总烃产率随之升高。该阶段对应着轻质油的大量生成期。Z1样品非烃与沥青质随温度升高产率降低，早期含有的可溶有机大分子逐渐降解，烷烃、芳烃变化趋势与液态油类似，分别在150℃、250℃、350℃形成3个高峰。族组分产率随温度的变化特征表明，可溶有机大分子对咸化湖相烃源岩早期生烃具有较高的成烃贡献，而晚期生烃则可能主要与干酪根降解有关。

图2-33 模拟液态油族组分产率

（三）咸化湖相烃源岩烃产物相态演化及生烃模式

烃源岩生排烃相态由有机质类型、热演化程度、烃源岩温度和压力环境所决定，对烃源岩排烃相态的分析是盆地油气藏烃类相态分布规律研究的基础。本次烃产物相态研究，首先根据模拟实验与生烃动力学相结合的方法，确定烃源岩生油、生气动力学参数，根据烃源岩演化史和动力学参数，建立烃源岩生油生气演化剖面，再结合模拟实验确定的特定演化阶段生烃组分演化剖面绘制P-T相图，结合不同演化阶段烃源岩体系的温度和压力，确定烃源岩在该演化阶段生成油气的相态。

根据生烃相图将济阳坳陷咸化湖相沙四段烃源岩（生烃相态分为以下六个阶段（图2-34）：①埋藏深度小于2000m，R_o＜0.3%，烃源岩抽提物以原生可溶有机大分子为主，烃类含量较低，该阶段为生物残留烃阶段；②埋藏深度2000～2800m，R_o=0.3%～0.5%，由于该类烃源岩含有大量原生可溶有机质，并以键能较低的非共价健缔合结构分布，因此可生成并排出一定量低成熟重油；③埋藏深度2800～4000m，R_o=0.5%～1.0%，该阶段为常规油气生成和排出的主要阶段，油气主要来自干酪根降解；④埋藏深度4000～4500m，R_o=1.0%～1.3%，在干酪根继续降解的同时，也发生液态油的二次裂解，以形成轻质油为主，为挥发油气生成阶段；⑤埋藏深度4500～4800m，R_o=1.3%～1.5%，由于地温较高，尚未排出的残余油和干酪根进一步降解，进入凝析气相阶段；⑥埋藏深度大于4800m，R_o＞1.5%，残余的干酪根降解以形成干气为主，为气相阶段。

图2-34 济阳坳陷沙四段优质烃源岩生排烃相态演化图

（据张林晔等，2011）

济阳坳陷半咸化湖相沙三段下亚段烃源岩当前最大埋深一般小于4000m，且以晚期生烃为主，因此生成并排出的油气一般为常规油相态。

综合烃源岩物理模拟、烃源岩自然演化和烃产物相态演化的特征，建立了不同烃源岩的生烃模式。

半咸水湖相优质烃源岩（代表性烃源岩：济阳坳陷沙三下亚段），其热解油产率曲线也呈单峰形。在低成熟阶段，从2700～2900m（R_o≈0.4%～0.5%）开始生成少量低熟油，该阶段产物可能来自可溶有机质、干酪根低温热降解以及部分原生烃类，但总体有机质降解率不高，并很难从烃源岩中排出。在2900m以后(R_o＞0.5%)进入成熟阶段，生烃量迅速升高，生烃能力明显高于一般烃源岩（图2-35）。

咸化湖相优质烃源岩（代表性烃源岩：东营凹陷沙四上亚段、沙四下亚段顶部烃源岩、汶东凹陷汶口组烃源岩、东濮凹陷沙三段盐间烃源岩等），与前两类烃源岩存在明显差异，存在早期和晚期两个重要的成烃阶段：埋藏深度＜3000m（R_o＜0.5%）为低成熟阶段，以生成低熟油为主，并在2500m以后达到较高的降解率，可排出一定量的低成熟油，3000m之后（R_o＞0.5%）为成熟阶段，相对轻质的烃类开始大量生成，该时期以干酪根降解作用为主（图2-35）。

图2-35 不同湖相环境烃源岩生烃模式差异

从以上分析来看，不同烃源岩成烃模式有明显不同，半咸水烃源岩在低熟阶段可以生成少量的低熟油气，而咸化优质烃源岩在低熟阶段即具有较高的降解率。由此可见，烃源岩在某一演化阶段的生烃特征差别是由特定沉积环境所造成的有机质组成、来源、类型、富集程度等因素共同决定的。该认识使区内咸化环境有效烃源岩的埋深上限拓展500m，资源量将会有较大幅度提高。

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