优质烃源岩排烃机制及排烃模式

优质烃源岩生烃特征及其机制~

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Tmax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，Ro＜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，Ro=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，Ro=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，Ro=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，Ro=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，Ro＞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（Ro≈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(Ro＞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（Ro＜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（Ro＞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。

1.读组烃源岩生烃模式
模拟结果表明，那读组烃源岩具有如下生排烃特征。
（1）温度小于200℃时，Ro小于0.47%，含量极低的原始可溶有机质中的原生烃类对成烃作了主要贡献，总烃的产率没有明显的变化，属于未成熟阶段。
（2）温度在200℃～275℃时，Ro为0.47%～0.72%，原始可溶有机质进一步降解生烃，干酪根进入早期降解生烃阶段，开始大量降解生烃，液态烃的产率逐渐升高，并在275℃（R o为0.73%）左右达到第一高峰期；气态烃产率变化不明显。该阶段属低成熟阶段。
（3）温度在275℃～325℃时，R。为0.72%～1.00%，干酪根的大量降解，液态烃的产率逐渐降低，且在300℃左右出现一稳定区，之后又缓慢升高，并在325℃时达到液态烃产率达到最高峰；气态烃的产率逐渐升高，属于成熟阶段。
（4）温度为325℃～350℃时，R o为1.00%～1.17%，干酪根降解作用减弱，模拟产物中的可溶有机质对生烃作了主要贡献，液态烃产率迅速下降，气态烃产率迅速升高。属成熟至高成熟阶段。
（5）温度大于350℃时，Ro大于1.17%，干酪根降解作用基本结束，液态烃产率迅速下降，气态烃产率迅速升高，进入高温裂解生气阶段。
图4.12a是那读组烃源岩生烃模式，图中排出油和残留油产率代表有机质的液态烃总产率，气态烃包括甲烷、C2＋重烃气以及氢气（按摩尔数2∶1折和合为甲烷）。从图4.12a上可见，那读组烃源岩有机质在低成熟、成熟阶段的液态烃产率大于气态烃产率。在一般地层温度、压力条件下，当烃体系的气油比低于1000kg/m 3时，烃体系主要为液相，即气态烃溶解在液态烃中。因此，按照烃体系气油比与相态的关系可以推测，那读组烃源岩有机质在低成熟、成熟阶段的生烃产物主要为液相，属于油源岩。在低成熟阶段，那读组烃源岩有机质的累积产烃率可达80mg·g-1～160mg·g-1，表明有利低熟油的形成。在成熟阶段，累积产烃率达到450mg·g-1，低于一般腐泥型有机质的产烃率（600mg·g-1），总体上反映了偏腐泥腐殖型有机质的成烃特征。
2.百岗组烃源岩生烃模式
百岗组源岩生烃模式与那读组烃源岩的具有一定相似性，在低成熟阶段的产烃率较低，在10%～15%左右，随着模拟温度的升高，烃的累积总产率逐渐增加，但是也存在明显差异（图4.12b）。对比图4.12可见，两者的差异主要表现在中百岗组烃源岩有机质在低成熟阶段的液态烃大于气态烃产率，但是在成熟阶段气态烃产率迅速增加，属于气源岩。在成熟阶段，百岗组烃源岩有机质的累积产烃率达到380mg·g-1，低于那读组的有机质的产烃率，基本上反映了偏腐殖腐泥型有机质的成烃特征。此外，百岗组烃源岩有机质的液态烃高峰不太明显，而那读组烃源岩有机质在成熟阶段有两个的液态烃产率高峰，其中主高峰的Ro为1.0%。

图4.12 百色盆地烃源岩生烃模式图

图中产烃率为对应温度段的测试值

（一）盆地排烃动力发育特征及形成机制

异常地层压力作为烃类排驱的主要驱动力，控制盆地内烃类的运移方向。因此，异常压力成因机制研究一直是含油气盆地分析和成藏研究中的重要组成部分。中国东部盆地压力场分布及其成因机制具有一定的相似性，下面以东营凹陷为例进行说明。

东营凹陷地层压力场总体上具有多层结构的特点，在压力深度剖面上，大致可分为三段：正常压力段，埋藏深度小于2200～2500m；压力过渡段，埋藏深度2500～3000m，部分钻孔开始出现异常压力，但压力系数仍相对较低，一般为0.92～1.27；异常高压力段，埋藏深度大于3000m，绝大部分钻孔存在异常高压，压力系数很高，最高可达到1.80以上（图2-36）。东营凹陷超压系统主要存在以下特点：①平面上压力分布呈环带状分布，压力峰值区一般处于

亚段、

亚段和

亚段顶部优质烃源层内部；②超压系统的顶封闭层大致以Es₃中亚段上部的大套泥岩段的顶部为界，底界尚不清楚，推测为Es₄下部的盐膏层段，而斜坡带与洼陷带之间的二级控盆断层往往充当了超压系统的侧面边界；③在超压系统顶界附近，剩余压力增长迅速，其中又以洼陷带最为明显，其压力增长速率有时可接近或超过静岩压力梯度；④烃源岩与其相邻的储集层压力分布相似，表明烃源岩是压力源，压力是由烃源岩往储集层传递的。

图2-36 东营断陷盆地地层压力、粘土矿物和残余油饱和度随深度的变化

从残余油饱和度随深度的变化趋势来看（图2-36），东营凹陷烃源岩生烃演化与超压的形成具有非常好的相关性，综合分析认为有机质生烃作用是异常高压形成的主要机制，主要依据如下：①干酪根生烃使原本固态的干酪根生成活动的流体（主要包括液态、气态烃类和CO₂），生烃过程流体体积可增加25%。根据模拟研究，济阳坳陷烃源岩在低成熟—成熟阶段仅干酪根的累积生成CO₂量即可达200m³/t。②生烃过程中伴生的大量CO₂会引起碳酸盐矿物的溶解、迁移和沉淀，产生有效的封隔层，进而阻碍流体的排出而产生异常高压。③随着液态和气态烃类的生成，烃源岩含烃饱和度逐渐增加，流体体系逐渐由单相流体系向多相流体系转化，因此使毛细封盖层活化。毛细盖层对含烃流体具有较高的封盖效率，可近似看作具完全封盖能力，因而压力迅速升高。根据地层压力系统特征及其封盖层特征，可将东营凹陷划分为3个成藏动力系统，即浅部的常压开放系统、深部的超压封闭系统以及其间的压力封盖系统，各个系统由于油气来源、生储盖组合等的差异，造成油气的运移机制、油藏类型和成藏模式等也各具特点。

（二）烃源岩微裂隙发育特征

大量研究表明，微裂隙在烃源岩排烃过程中发挥了重要的作用。近年来，随着泥岩裂缝油气藏的发现和烃源岩排烃研究的需要，泥岩裂缝和微裂隙研究也有了一定进展。从岩心观察着手，结合荧光显微镜分析技术和测井资料，对微裂隙母岩、形态、产状、充填物以及纵向上的分布等特征进行了系统分析，并探讨了其与烃源岩排烃的关系。

顺层或低角度裂隙：该类裂隙以顺层分布为主，很少切穿母岩纹层；裂隙中大多为次生亮晶方解石所充填，其晶体呈梳状排列，长轴方向一般垂直于纹层面，与周围的母岩纹层呈突变接触，表明其次生成因（图2-37）。在裂隙发育层段，裂隙的丰度非常高，据估算，部分层段亮晶方解石的总体厚度可占到岩心总厚度的40%以上。根据对岩心手标本的观察，该类型的微裂隙主要见于沙三段下亚段、沙四段上亚段优质烃源岩中，其中以缺氧相最为发育，在间歇充氧相中出现机率差异较大，而在低氧相和充氧相中较为少见。裂隙发育段具有较高的有机碳含量，而裂隙不发育段有机碳含量相对较低，两者的有机碳界线大致在2.0%～4.0%之间。因此，裂隙的发育与高有机质丰度有直接或间接的联系。上述顺层微裂隙的发育特征，与富有机质的Posidonia页岩微裂隙极为相似（Littke等，1988），说明富有机质的纹层泥质岩中顺层微裂隙的发育可能具有一定的普遍性。

图2-37 顺层微裂隙的镜下特征

A—坨142，3292，沙四段上亚段；B—河130井，3245.53m，沙三段下亚段，黄色荧光，×200

此外，顺层微裂隙广泛发育于济阳坳陷各个凹陷的深洼陷带，出现的顶界深度一般为2900～3000m。结合烃源岩生烃演化分析可见，裂隙的起始发育深度与咸化环境优质烃源岩达到成熟阶段并快速生烃的时期基本吻合。Vernik（1994）也认为，与垂直层面的裂隙相比，这种顺层裂隙与烃源岩的热演化、生烃过程和初次运移的关系往往更为密切。在荧光显微镜下观察，在梳状方解石晶体边缘和晶体内部有时可见到大量石油包裹体，呈现出亮黄色荧光，表明裂隙曾经充当了油气运移的通道。

根据该类微裂隙的发育与烃源岩的岩性、有机质丰度以及成熟度的关系分析，有机质生烃是顺层微裂隙形成的主要原因。优质烃源岩埋深达到2900～3000m以后进入成熟阶段，开始大量生烃。生烃过程体积增加，加之温度升高引起的水热增容等效应，使烃源岩孔隙内压力迅速升高，并超过岩石的抗破裂强度，导致了微裂隙的产生。烃源岩微裂隙形成以后发生的排烃过程造成裂隙中流体压力下降，碳酸盐逐渐达到过饱和而形成次生方解石的沉淀。另外，从微裂隙的结构、构造特征来看，微裂隙既不存在分叉现象，也不存在相互切割现象，也基本可能排除构造裂缝的可能。

垂向或高角度裂隙：该类裂隙产状多为垂直层面方向或与层面具有较大交角，往往存在分叉、交切现象，有些呈羽状排列，多表现为张性裂隙，有时还存在溶蚀现象。这与济阳坳陷古近系地层整体上所处的张性环境是一致的。慈兴华等（2006）系统描述了沾化凹陷四扣洼陷的高角度张裂缝，其倾角在50°～80°之间，张开度为0.2～3.0cm，长度可达70cm，破裂面不平整，多数已被充填物完全充填或部分充填，如罗67井3301m、3448m见到这类裂缝。裂隙充填物较为复杂，矿物以颗粒状方解石、石膏、盐岩等次生矿物为主，并且经常为液态烃类浸染或含有固体沥青，如图2-38。

图2-38 济阳坳陷高角度裂隙的充填物特征

A—充填沥青和颗粒状方解石；B—充填盐岩颗粒；C—充填石膏、沥青、方解石和黄铁矿

与顺层微裂隙的发育不同，垂向裂隙的母岩虽以优质烃源岩为主，但又不局限于优质烃源岩，目前在油页岩、页岩、块状泥岩以及泥灰岩等各类岩石中均有所揭示。根据连续取心观察，发现脆性岩石中出现的机率较塑性岩石更高一些，一般说来，以斜坡带富含钙质碳酸盐的烃源岩最为发育。另外，许多垂向裂隙发育带的烃源岩中还伴生有大量低角度裂隙，分析认为是由于构造应力作用于各向异性较强的烃源岩造成的。裂缝常在洼陷的斜坡与平缓底部的过渡带、断层的末端和断层间的交汇处等地层产状变化较大的部位，该类裂缝往往较为富集，典型的如利89井、丰深1井、罗11井、大93井、樊41井等。上述特征表明张性裂缝与构造活动密切相关，裂缝的发育程度与构造部位有着很大关系。另外，该类裂缝在沙四段下亚段顶部盐间地层中也常有富集，典型的如丰深1井和梁107井沙四段下亚段。刘宏伟（2002）根据东濮凹陷中央隆起带盐间泥岩裂缝非常发育的特点，认为拱张作用对该类裂隙也有重要控制作用。

从埋藏深度来看，一般出现在埋深大于2500m之下，埋深大于3000m，其丰度逐渐增加，在埋藏深度接近4000m及更大的深度时，即使缺少断裂的存在，也能见到高丰度的该类裂隙，典型的如新利深1井。根据对烃源岩生成产物的分析，4000m大致对应着烃源岩生气量迅速增加的阶段，表明烃源岩生烃过程对该类裂隙也存在重要的控制作用，该类裂隙发育的地层往往对应着非常高的孔隙异常压力。

从济阳坳陷区内的垂向裂缝分布特征来看，裂缝形成受到断裂发育、流体超压和岩相三重控制（图2-39）。随着埋深的增加、生烃和粘土转化过程的进行，烃源岩力学性质逐渐由塑性向脆性转变，同时异常压力增高，异常流体压力可以大大降低作用在岩石颗粒上的有效应力，从而降低了岩石的抗破裂能力，在区域和局部应力场的作用下，在应力集中的部位，脆性岩石将会发生破裂，发生烃类的聚集并形成裂缝性油气藏。

图2-39 济阳坳陷咸化烃源岩成岩演化序列和成岩阶段的划分

（三）优质烃源岩排烃机制和排烃模式

根据烃源岩生烃过程、排烃相态演化、压力场特征及微裂隙发育的纵向演变，提出了咸化烃源岩的排烃动力学模式，将整个排烃过程划分为自由排水阶段、烃类和能量积累阶段和微裂隙排驱阶段（图2-40），下面首先以东营凹陷半咸化环境沙三段下亚段为例加以说明。

自由排水阶段，埋藏深度小于2200m，烃源岩处于未成熟阶段和稳定压实阶段。烃源岩含油饱和度低，排出的流体以水为主，流体排出的动力以压实过程产生的瞬间地层压力为主。烃类和能量积累阶段，埋藏深度2200～3000m，烃源岩处于低成熟阶段和突变压实阶段。烃源岩开始缓慢生烃，含油饱和度逐渐增加，但一般仍低于20%～30%，达不到游离烃相排油的临界饱和度。由于水和烃类多相流体的存在和毛细管封闭作用，异常压力开始出现。沙三下亚段生成低熟油的能力较差，排出的流体仍以水为主，可能含有少量低分子烃类。微裂隙排驱阶段，埋藏深度＞3000m，烃源岩处于成熟阶段和紧密压实阶段。由于进入生烃高峰期，烃源岩含油饱和度迅速增加并达到游离烃相排油的临界饱和度，随着地层流体压力的迅速升高和微裂隙的大量形成，烃源岩以混相涌流的形式发生大规模排烃。该阶段处于紧密压实阶段的后期，烃源岩中含水较少，排出的流体以石油烃类为主。

咸化环境沙四段与沙三段下亚段的排烃过程基本相同，其主要差异在于沙四段为咸化湖沉积，生烃过程早于沙三段下亚段。因而其排烃的主要差异在于沙四段埋藏深度＞2500m以后，即烃类和能量积累阶段的后期，烃源岩中生成的低熟油经过积累可以游离相排出，在一定情况下能形成工业性的石油聚集。

从以上分析可以看出，排烃是在持续埋藏增温、增压的背景条件下，烃源岩中的有机质、无机矿物和流体完成了一系列转化，异常压力得到积累后的一种必然结果。而烃源岩成烃演化、压实成岩作用和异常压力的形成与烃源岩的初次运移乃至其后的聚集成藏有着密切的联系。

图2-40 济阳坳陷咸化湖相优质烃源岩生排烃动力学模式

盆地范围压力封存箱及其演化对排烃过程也能产生明显影响。压力封存箱是一个相对稳定的系统，在其演化的大多数时间内以亚稳态存在，其封盖层的破裂，特别是厚度较大的泥质封盖层的破裂在构造稳定期是非常困难的。封盖层开启和烃类释放过程大致存在两种情况：一是构造相对稳定期，由于封存箱内压力的持续增加造成封盖层破裂和排烃；二是构造活动期断裂和断层的发生导致封盖层破裂和大规模排烃。

构造稳定期：从烃源岩熟化生烃的过程分析，在同一剖面中，最下部的烃源岩由于成熟度较高，一般会最先达到生烃门限和进入生烃高峰。在沉积特征和生烃条件比较相似的情况下，最下部的烃源岩将会最先形成异常高压带并导致微裂隙产生。对于不同层段来说，裂隙形成的序次是自下而上进行的。而对于同一层段的烃源岩来说，也是下部的烃源岩首先破裂。然而，由于烃源岩发育的非均质性和烃源岩质量的差异，裂隙发育并不完全遵从这种规律。如惠民凹陷的临南洼陷和车西洼陷，沙四段上亚段烃源岩较差，可能一直未产生裂隙。

在裂隙发展的早期阶段，裂隙发育的范围比较局限，厚度较小，压力和裂隙封存箱的规模较小。由于其上未发生裂隙的烃源岩层数多，厚度大，孔渗性差，形成非常好的封盖，很难仅仅依靠内部压力的聚集而被突破。而由于压力封存箱接近烃源岩体的底部，底部封盖层较薄，则可能因为异常压力超过烃源岩的排驱压力或产生垂向或高角度裂隙造成封盖层突破。封盖层一旦被突破，封存箱内的烃类较容易进入沙四段上亚段优质烃源岩（一般限于其上部）下部的滩坝砂体，顺烃源岩体的底面发生侧向运移。这些滩坝砂体虽厚度不大，但延伸范围较广，作为储集层虽然差一些，但可充当较好的疏导层。近年来深层隐蔽油气藏勘探表明，东营凹陷沙四段上亚段滩坝砂和孔店沙四段含油性较好。典型的如梁家楼-纯化斜坡带、博兴洼陷、牛庄洼陷南斜坡带沙四段上亚段和沙四段下亚段经常大面积含油。这些都是烃源岩向下排烃的有利证据。

随着含烃流体的排出，流体压力降低，裂隙将会重新愈合，开始新一轮烃类生成、能量和压力积累、封存箱破裂和排烃的过程。随着盆地沉积作用的进行，地层的埋深不断增加，熟化烃源岩体层位逐渐变新，异常高压带封隔层间歇性地发生压裂开启和闭合，封隔层和裂隙顶界的位置会不断地向上调整，直至烃源岩生烃作用完成。

构造活动期：实际上，泥质岩石的塑性较强，一个封闭的、独立的高压流体封存箱有时很难单纯依靠内部压力的聚集而被突破。因此许多石油地质学家认为，高压带内产生的以垂向裂隙为主的裂隙系统往往是构造活动时期的产物。

在构造活动期，根据应力判断，无论挤压还是拉张过程，均易于产生垂向或高角度断层，并伴生大量垂向或高角度裂隙、微裂隙。如果断裂期压力封存箱已经形成，则构造运动可导致封存箱盖层破裂，实现压力封存箱与外界储层的沟通。这种沟通一旦实现，在异常高压的驱动下，压力封存箱中聚集的烃类和其他流体将会以混相涌流的方式，迅速完成烃源岩的排烃和聚集成藏过程。构造活动期后，随着流体的排出和压力的降低，裂隙将会逐渐胶结和封闭，开始新的能量积累、压力释放和排烃过程。从该角度来看，无论构造稳定期，还是构造活动期，排烃过程都或多或少地呈现出幕式的特点，但显然构造活动期每一幕的排烃规模要大的多。

断层的排烃能力，即断层的通透性或封堵性主要受断层性质、规模、落差大小、断面形态及断层两盘储层接触关系、断面能否形成较大排驱压力的低渗带等多种因素的影响。

相对挤压性断层，张性断层更有利于排烃作用的进行，典型例子为东营凹陷中央隆起带，拉张性的断层导致烃源岩大量向上排出烃类。断层的规模越大，断距越大，断开的层位越多，则供油范围越大，排烃量也越彻底。对于大型的一、二级断层，由于断层带和断裂破碎带较宽，烃源岩复合体的上部或顶部封盖层很容易被破坏，烃源岩中的超压将会迅速得到释放，烃类的排出应以上排为主。

对于张性特征不明显或小型的断层，垂向疏导能力可能较为有限，排烃的过程则存在差别。在洼陷中心，几套烃源岩上部的封盖层很厚，断层两侧泥岩与泥岩接触，通透能力有限，可能只有偏上层段生成的部分烃类能突破盖层向上排出，而另一部分则发生侧向运移。在缺少侧向疏导体系的情况下，烃类还可向下排放，再侧向运移。因此向上运移的烃类一般具有偏上部烃源岩的油源特征，而向下排出的烃类则具有偏下部烃源岩的特征。

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