烃源岩评价

烃源岩评价（共9篇）

烃源岩评价 篇1

随着人类社会的进步, 化学家们经过长时间的研究, 最终研究出了一套比较完整的评价岩石的体系, 但是由于该评价体系只有在具备足够的烃源岩样品的条件下才适用, 另外由于烃源岩自身的不均匀性, 最终使得该评价体系存在一定的局限性。为了弥补这一评价体系的缺陷, 科学家们开始利用测井资料来研究烃源岩, 但是每个地区所拥有的测井资料是十分有限的, 所以我们必须要学会利用我们所拥有的地震资料来研究烃源岩。接下来我们将主要探讨利用地震资料识别烃源岩的方法、烃源岩厚度的地震预测方法、烃源岩横向展布预测以及烃源岩的评价四方面的内容。

1 利用地震资料识别烃源岩的方法

1.1 地震反射特征分析法

所谓地震反射特征分析法实际上就是利用相关的地震地层学观点, 以地震相以及沉积相两种方式为指导核心, 在已经掌握的地震反射特征的基础上, 比较相邻的浅地层中沉积相单元和相应的反射结构之间的联系, 或利用当地所拥有的测井资料来进一步确定地震的反射特点。科学家们经过大量的实验和研究后发现, 各个岩石地层由于各方面的差异, 会具有不同的地震反射特点, 所以我们可具有多解性的特点, 使得推测结果的准确度不高。所以, 我们应该借助我们所掌握的测井资料来进行精确定位, 以提高结果的准确性, 因此, 测井资料在识别烃源岩的过程中发挥着重要的作用。

1.2 地震速度岩性分析

由于岩石的岩性和地震波的速度之间具有一定的相关性, 所以, 地震波的波速成为了地震勘探的过程中重要的参考依据之一。地震波的波速是是在缺少探井资料的状况下识别岩石岩性的有效方法, 我们可以通过研究地震波的波速来获得对岩石岩性的研究有用的信息。目前我们常用的研究方法主要有利用叠加速度谱的变化特征和利用地震波的纵波与横波的速度的比值来计算岩石的泊松比两种方法。

2 烃源岩厚度的地震预测方法

如果我们想让烃源岩生成具有较高的商业价值的油气资源, 就必须要使烃源岩达到一定的规模, 而烃源岩自身的厚度以及表面面积与其自身的规模息息相关, 所以, 烃源岩自身的厚度成为了烃源岩一个重要的评价指标。为了更好地研究和评价烃源岩, 我们必须要先分析其厚度。目前我们大多数科学家都利用地震资料来研究烃源岩的厚度, 其中比较常用的研究方法主要有地震波的速度岩性分析法和地震属性分析法两种。

2.1 地震波的速度岩性分析法

地震波在传播过程中的速度不仅会由于其传播过程中所通过的岩石的种类的不同而有所差异, 还会由于同一岩层内岩石的岩性和岩相的变化而有所差异。我们国家的相关人员在整理地震资料的过程中, 经常会分析研究地层的速度, 这一举措为我们研究岩石的岩性提供了大量有用的信息。我们可以通过阅读相关的速度谱, 然后经过校正和计算来得出岩石的厚度。

2.2 地震属性分析法

地震的属性是科学家们利用获得的地震资料研究出的具有多种学科特征的具体的测量值。由于地震波的反射速度和振动的幅度会由于岩性等条件的改变而发生变化。所以我们可以根据我们掌握的地震资料来获得与地震波的振动幅度和振动频率相关的数据信息, 然后利用这些信息, 再经过一系列的计算来得到我们想要的数据结果。

3 烃源岩横向展布预测

烃源岩的横向扩展受到沉积相的控制, 而沉积相又与地震相息息相关。所谓地震相实际上就是被一系列的地震参数限制在三维空间内的一个地震反射单元, 同时地震相又被认为是沉积相或成因地质体的响应。同时, 地震相用到的参数涉及到很多领域, 我们在分析地震相的种类的时候就是在这一系列的参数的基础上, 分析地震相所代表的岩相和沉积环境的。

4 烃源岩的评价

4.1 成熟演化阶段的预测

在过去很长的一段时间内, 人们已经开始学习如何利用地震资料来评价烃源岩, 科学家们在经过仔细研究之后曾经提出过利用生烃泥岩的孔隙度的数据信息来推算烃源岩的热演化的程度的办法。但是这种推算方法具有很大的不足, 其推算结果的准确性偏低, 同时该方法必须在欠压实现象发生的时候才适用, 具有很大的局限性。虽然这种方法的实用价值不高, 但却为我们提供了正确的研究思路和研究方向。在实际的研究过程中, 我们可以利用我们所处的探区所掌握的与油气源成因的种类以及特点相关的资料, 来进一步研究我们所研究地区的烃源岩的种类和成熟演化的特点, 然后结合相关的地震资料, 最终找到我们所研究地区的烃源岩的成熟分布区域和相应的油气源的供给区域。

4.2 热成熟度的预测

对于那些钻井数量较少或热成熟度测量数据信息较少的地区, 我们在预测热成熟度的时候, 可以先利用烃源岩的孔隙度的幂函数计算公式来确定烃源岩的热演化的程度, 然后我们再根据这些信息综合评价我们所探测地区的烃源岩的热成熟度。

5 结束语

目前我们国家的很多地区在油气资源的勘探和烃源岩的研究方面的发展速度比较慢, 为了我们更好地了解与烃源岩相关的知识, 我们要学着利用地震资料来预测和评价烃源岩。因为烃源岩的分布和构造具有不均匀性, 如果我们采用以地震资料为基础, 再辅之相应地区的探井资料的研究方法, 就可以帮助我们宏观的掌握一个地区的烃源岩的分布状况和具体特征。另外对于那些探井资料比较匮乏的地区, 合理的利用地震资料成为了研究烃源岩最有效的方法。所以, 我们在评价和预测烃源岩的过程中, 必须要学会合理的利用地震资料, 以不断提高我们对烃源岩的评价和预测的准确性。

参考文献

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[3]武爱俊, 金强, 王力.利用地震资料预测烃源岩分布特征[J].大庆石油地质与开发, 2010 (08)

烃源岩评价 篇2

模拟实验样品 烃源岩的油气生成、演化及排出模式(本文简称生排烃模式)是进行生油评价研究和盆地资源量计算的基础,而烃源岩的油气生成模拟实验是建立生排烃模式的`重要方法[1],①～③.因此寻找和正确选择有代表性的模拟实验样品至关重要,它直接关系到模拟实验的成败和效果.为此,笔者亲赴青藏高原实地踏勘,采集了大量样品,从中筛选出11个海相烃源岩样品进行热压模拟实验.这些“原始”样品的分布及详细分析资料见图1和表1.

作 者：王东良 张君峰 刘宝泉 国建英  作者单位：王东良(中国矿业大学北京)

张君峰(中国石油天然气股份有限公司)

烃源岩评价 篇3

雷家地区位于渤海湾盆地辽河断陷西部凹陷西部斜坡带, 东临陈家洼陷, 发育近东西向、北东向两组断裂。早期北东向断层被后期近东西向断层切割成若干断块。雷家地区沙四段为该区提供了优越的油源条件。致密油勘探层位沙四段岩性主要为白云岩、白云质泥岩、油页岩、泥岩、粒屑云岩。

1 分级评价

1.1 TOC标准

近年来, 随着致密油和页岩油地质理论的认识深化, 认为致密油和页岩油主要是高有机碳烃源岩的残留烃或短距离运移烃形成的油藏。对于雷家地区页岩油、致密油勘探, 有必要对高有机碳丰度 (TOC>2%) 的烃源岩进行分级评价。以往根据生烃潜力法评价烃源岩, 生烃潜力法的理论基础是物质平衡原理, 即烃源岩中的有机质在生、排烃过程的前后质量不变。当烃源岩的生烃潜力指数在演化过程中开始减小时, 则表明有烃类开始排出, 而开始减小时所处的埋深条件代表了烃源岩的排烃门限。根据上述排烃理论评价, 雷家地区沙四段烃源岩必须埋深大于2570m才开始排烃, 原油发生运移。笔者认为当TOC高时, 同质量的岩石在相同成熟度生成的烃类多, 有可能比低TOC的烃源岩易于形成页岩油、致密油。根据页岩油、致密油的残留烃、短距离运移烃特点, 采用氯仿沥青“A”—TOC相关法, 确定页岩油或致密油的烃源岩的TOC分级标准。从氯仿沥青“A”与TOC的散点图上可以看出包络线呈三段式, 分别为缓慢上升段, TOC介于0.4%到2%之间, 氯仿沥青“A”>0.1%, 为C级烃源岩, 对应的生烃潜量为2~8mg烃/g岩石;快速上升段, TOC介于2%~4%之间, 氯仿沥青“A”>0.4%, 为B级烃源岩, 对应的生烃潜量8~20mg烃/g岩石;高部平稳段, TOC>4%, 氯仿沥青“A”>0.8%, 为A级烃源岩, 对应的生烃潜量大于20mg烃/g岩石。

1.2 Ro标准

与烃源岩生烃有关的另一个重要因素是成熟度, 西部凹陷沙四段烃源岩转化率 (沥青A/TOC) 与深度关系具有两个高峰, 一个为浅部的未-低熟油高峰, 转化率达到0.05%对应的Ro下限为0.3%;另一个为成熟油高峰, 转化率达到0.1%对应的Ro下限为0.5%;液态烃还存在一个Ro上限, 当Ro>1.3%, 开始大量生气。高8沙四段泥岩生烃热模拟试验, 在Ro为0.3%时开始生成未熟-低熟烃, 在Ro为0.5%时放量生成成熟烃。通过与国内外知名学者的烃源岩分级评价标准、陆相烃源岩地球化学评价方法 (SY/T5735-1995) 对比, 根据沙四段咸水沉积有机质不同的地化特征, 建立了致密油优质烃源岩分级评价标准 (表1) 。

2 烃源岩预测技术

2.1 测井预测TOC

Passey (1990) 提出△log R模型计算TOC, 该技术以预先给定的叠合系数将算术坐标下的声波时差和对数坐标下电阻率曲线叠合, 通过确定基线位置, 求取△log R分布, 进而建立TOC定量解释关系式。成熟烃源岩内部主要由颗粒骨架、有机质、水以及烃类组成, 在测井曲线上呈“高自然伽马、高电阻率和高声波时差”特征, 且烃源岩TOC与电阻率的对数及声波时差呈线性关系。基于此原理, 用改进△log R方法进行TOC计算, 该方法用与其对应深度的声波时差、电阻率数值按照公式TOC=a×lg RT+b×AC+c进行回归分析, 从而获得各层段的TOC解释模型中的a、b、c系数。

针对L36、L84、L88沙四段出现的不同岩性, 其电阻率变化较大, 依据其岩性与电阻率的关系, 可以分为:泥岩、页岩, 其电阻率一般小于10Ω·m;灰质泥岩、白云质泥岩、白云质页岩、灰质页岩, 其电阻率一般介于10~100Ω·m;泥质白云岩、泥质灰岩、白云岩、灰岩, 其电阻率一般介于100~400Ω·m;方沸石岩、方沸石质云岩, 其电阻率一般大于400Ω·m。本次研究利用电阻率分段计算TOC, 公式如下。应用本方法分岩性对L84沙四段TOC进行拟合, 计算结果与实测实验数据符合度较高 (相关度达0.82) , 且比分岩性计算简单快捷, 比直接在整个沙四段拟合的分异性有所提高。

公式如下:

2.2 地震预测TOC

上文已经论述TOC是烃源岩分级评价的一个重要指标, 并且利用改进的△log R法, 可以预测单井的TOC。利用烃源岩TOC等值线图和Ro等值线图多图叠合研究不同级别烃源岩空间分布 (图1) 。从图1中可以看出L88、LP2、SG173等成功致密油探井主要均位于A级烃源岩分布区。

结合文献调研, 认为采用HRS软件的Emerge模块, 分析出TOC与各种属性的关系, 从而预测TOC数据体, 实现有“准三维”到“真三维”的升级。并且有必要根据通过合成地震记录识别出的大套规模发育的烃源岩具有低频、连续、强反射地震反射特征在地震剖面上解释出烃源岩的分布趋势, 并在该趋势控制下开展反演与属性分析, 方能更好的预测TOC数据体。

2.3 地震预测Ro

成熟度是判断烃源岩是否生成油气及油气类型的基本参数和指标, 主要衡量成熟度的参数是镜质体反射率 (Ro) , 被誉为“经典”的成熟度参数, 因而成为衡量有机质成熟度的标尺。西部凹陷沙河街组烃源岩的Ro主要位于0.4%~1.5%之间。在西部凹陷沙河街组沉积过程中, 没有发生大规模构造抬升或剥蚀现象发生, 烃源岩热演化成熟度主要与埋深有关。根据实验测试资料, 在埋深小于3400m时, 随着深度的增加, 热成熟度也缓慢增加。但埋深超过3400m时, 热演化成熟度增长较快。研究区内Ro值与烃源岩埋深可以建立大致的对应关系:

式中:Ro为镜质体反射率, %;D为烃源岩埋深, m。

即埋深为2500~2600m时, Ro值大约为0.5%左右, 3400~3600m时, Ro值为0.7%, 埋深为4300m时, Ro可以达到1.2%。据此可以根据地震解释的构造图, 通过Ro与深度关系, 可以转换为Ro等值线图。

3 结语

3.1 利用残留烃法和转化率法建立烃源岩分级评价标准, 依据TOC、Ro等指标将烃源岩由好到差分为A级、B级和C级, 多数致密油井位于A级和B级烃源岩分布区。

3.2 与以往不同, 采用改进的△log R法, 利用电阻率分段计算TOC, 操作简洁, 符合率高, 分异性高。

烃源岩评价 篇4

碳酸盐岩烃源岩生成动力学模拟及其地质应用

借助动力学模拟实验数据,介绍了碳酸盐岩烃源岩获得油气生成动力学参数的方法.结合专用Kinetics软件将动力学参数作为参照指标,用动力学方法外推到地质实际中.该体系下碳酸盐岩的裂解动力学研究表明:甲烷的生成主要介于100℃-250℃之间,C2-5烃类气体的生成主要介于150℃-220℃.这为我国的.碳酸盐岩烃源岩热解产气的定量模拟提供重要依据,有助于海相碳酸盐岩的资源评估.

作 者：耿新华 作者单位：广州大学化学化工学院,广东,广州,510006刊 名：焦作大学学报英文刊名：JOURNAL OF JIAOZUO UNIVERSITY年，卷(期)：23(1)分类号：P585关键词：碳酸盐岩 生烃动力学 模拟试验

烃源岩评价 篇5

关键词：烃源岩,生烃潜力评价,多尼组,郎山组,它日错,措勤盆地

措勤盆地位于全球油气富集带的特提斯构造域东段, 与之毗邻的西段是著名的中东波斯湾油区[8]。高原内部发育一系列中生界海相和陆相沉积盆地。措勤盆地是目前中国陆上了解最少、勘探程度最低的大型含油气盆地之一。盆地中生界海相沉积发育, 具有良好的油气前景。其中, 它日错地区又是措勤盆地中海相沉积地层的一个重要发育地区, 以下白垩统多尼组、郎山组为代表的海相沉积地层厚度巨大, 实测区约1982.2m。多尼组沉积环境变化较大, 相比较其沉积特征和石油地质条件在该地区中生代海相地层中占有重要地位[6,7,8]。措勤盆地内生、储、盖层的时空分布规律显示, 上古生界和下白垩统为盆地勘探的主要目的层系, 其中下白垩统郎山组碳酸盐岩组成的自生自储型组合, 以其沉积厚度大、分布广泛、生油条件较好, 成为盆地最有利的成藏组合之一, 下白垩统潜在的油气远景资源量达9.39×108t, 具有良好的油气勘探前景[9,10]。本文是以西藏措勤盆地它日错地区天然气水合物1:5万区块地质调查为依托, 以实测剖面为基础, 结合烃源岩有机地球化学数据, 对它日错地区多尼组与郎山组岩层生烃潜力进行了初步分析与评估, 并讨论该区下一步区域调查, 油气勘探等地质工作的可行性。

1区域地质概况

研究区位于青藏高原腹地, 冈底斯山之北、黑阿公路之南, 措勤县境内, 西藏自治区的西部它日错地区, 区内一般海拔4600~5200m, 最高海拔为夏康坚雪山6882m, 区内山体走向以南北向展布为主, 其次为近东西向[5]。措勤盆地位于西藏中部, 受班公湖-怒江构造带和喜马拉雅构造带不同时期俯冲的共同作用, 成为复合弧后盆地。盆地内主要分布中侏罗世-新生代各个时期的地层 (其中以下白垩统为主体) , 古生界的盆地基底也有零星出露, 措勤盆地实际上是一个以古生界为基底的中-新生代盆地[7]。

2烃源岩特征

2.1有机质丰度

有机质丰度的指标主要可以通过总有机碳含量 (TOC) 、氯仿沥青“A”、热解产油潜量作为评估标准。烃源岩有机碳含量是用岩石中语有机质有关的碳元素含量来表示有机质含量的, 实测值仅表示岩石中的剩余有机碳含量;通过有机碳分析仪的测量值常称之为总有机碳含量 (TOC) , 表示单位质量的岩石中有机碳的质量分数。其中, 采自多尼组的51块样品TOC值介于0.008%~0.045%;郎山组的7块样品TOC值介于0.009%~0.043%。总体处于0.01%~0.04%之间, 平均为0.02%, 无法达到国内生油岩TOC的最低要求0.05%[4], 远低于国内普遍划分的碳酸盐烃源岩的有机碳下限值0.3%~0.5%。从58块样品中筛选出其中30件样品进行氯仿沥青“A”检测, 其质量分数全部小于0.01%, 处于0.0018%~0.0063%之间, 平均为0.0033%。小于国内氯仿沥青“A”的下限值0.015氯仿沥青“A”的质量分数[4]。热解产油潜量, 又称生烃潜量, 多尼组的51块样品生烃潜量分布区间为0.043mg/g~0.17 mg/g;郎山组的7块样品生烃潜量分布区间为0.038mg/g~0.070 mg/g.总体处于0.038 mg/g~0.17 mg/g之间, 平均为0.06 mg/g。总的说来, 区内郎山组与多尼组灰岩属于较差烃源岩。

2.2有机质类型

机质类型也是评价烃源岩生烃潜力的重要参数之一, 不同来源、组成的有机质成烃潜力有很大的差别, 也决定了产物是以油为主, 还是以气为主[4]。本次采用三种常用的鉴别有机质类型的方法: (1) 依据有机质 (干酪根) 的显微组分鉴别有机质的类型; (2) 依据有机质的干酪根元素原子比来划分类型; (3) 依据干酪根的碳同位素 (δ13C) 测试判识有机质的类型。

本文主要运用了透射白光和荧光两种方法进行镜下观测鉴定。在干酪根显微分组后, 可将干酪根划分为Ⅰ, Ⅱ1, Ⅱ2, Ⅲ型[10]。通过显微镜下鉴定 (表1) , 大部分样品为Ⅱ1型, 部分为Ⅰ型和Ⅱ2型, 以生烃较好的腐泥组为主。对58块样品中的31块进行干酪根元素分析, 其中多尼组的有25块, 郎山组的有6块, 符合 (H/C-O/C) 分析标准的有12块, 这些标本的H/C比值全部小于1.0, 主要集中在0.65左右, 相对偏低, O/C比值范围较大, 根据干酪根元素Van-Krevelen判别[1,2,3]显示, 12件测试样品基本落在Ⅲ型干酪根区域内。通过对28块样品进行干酪根碳同位素测试结果表明 (表1) , 多尼组和郎山组碳同位素基本都在-25‰~-21‰之间, 平均在-23‰左右, 判定结果为Ⅲ型干酪根, 少数样品为Ⅱ2型。根据干酪根显微镜下鉴定, 测区多尼组与郎山组的烃源岩以Ⅱ1型为主, 看似具有良好的生油潜力, 但其中占绝大多数的无定形体为生油潜能差的贫氧无定形体, 而非生油潜能最大的藻质体和富氢无定形体。此外, 生油潜能极的差惰性组分也在其中占有一定比例, 也降低了烃源岩的生油能力。综合认为, 区内郎山组有机质类型为Ⅱ1型, 多尼组烃源岩的有机质类型为Ⅱ2-Ⅲ型。

2.3有机质成熟度

成熟度是判断烃源岩的基本参数, 也是烃源岩最为重要的参数和指标之一。本文主要运用镜质组反射率 (Ro) , 干酪根热解最大峰值 (Tmax) 进行分析。通过镜质组反射率 (Ro) 一般可将有机物演化划分成5个阶段[4], 未成熟阶段Ro<0.5%, 低成熟阶段Ro>0.5~0.7%, 成熟阶段Ro>0.7~1.3%, 高成熟阶段Ro>1.3~2.0%, 过成熟阶段Ro>2.0%;两套地层中的有机质镜质组反射率Ro主要介于1.2~1.6%之间, 结合划分标准, 得出测区内多尼组, 郎山组烃源岩中有机质位于成熟-高成熟阶段。岩石热解峰温 (Tmax) 是用于有机质成熟度划分的另一项重要参数。通过Rock Eval热分析仪分析, 测区采集的58个测温样品中有57个样品Tmax>435℃, 主要集中于485~505℃ (Tmax) 之间, Tmax>500℃的有18个样品, 总体而言相当于Ro位于1.0%~2.0%之间, 说明多尼组和郎山组有机质普遍处于成熟-高成熟演化阶段。

3结语

措勤盆地它日错地区多尼组与郎山组烃源岩有机碳含量平均为0.02% (低于最低标准0.05%) , 氯仿沥青“A”含量平均为0.0033% (低于最低标准0.01%) , 生烃潜量平均为0.06 mg/g (低于最低标准0.5 mg/g) , 总体认为研究区有机质丰度极低, 未达到烃源岩丰度的最低标准, 基本无生排烃能力。结合镜下鉴定、有机元素原子比、碳同位素测试结果, 认为有机质类型总体偏Ⅲ型, 低等-高等生物混合贡献为主, 质量较差, 不利于生油成气。有机质镜质组反射率Ro主要介于1.2~1.6%之间, 测温样品中有绝大多数Tmax>435℃, 表明有机质处于成熟-过成熟阶段。简言之, 措勤盆地它日错地区多尼组、郎山组烃源岩生烃潜力极差, 基本不具备排烃能力。

参考文献

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黑海东部海域新生代烃源岩 篇6

关键词：新生代烃源岩,有机碳,氯仿沥青,黑海东部

没有研究区域生烃潜力和生烃规模、区域内圈闭充注率等含油气地球化学预测, 就不可能对其含油气远景做出准确评价。这对于需要大量经费来进行开发的海域来说尤为现实。剖面内有关烃源岩存在的信息以及烃源岩的特点是含油气地球化学预测的基础。为了获取黑海东部烃源岩相关信息, 对Туапсе凹陷及其相邻水域 (图1) 近60种不同发育的新生代泥岩样品的有机质进行了研究。Туапсе凹陷取样点的海洋深度范围为270~1 900 m, 位于Шатского长垣2 090~2 107 m处。取样间隔主要在0~300 cm内变化。

综合分析研究包括:岩石磨片研究, 化学-沥青学研究[荧光分析、有机碳 (Cорг) 和氯仿沥青 (Aхл) 的含量测定];用Rock-Eval方法进行岩样研究;Aхл红外线光谱分析, Aхл组分的测定, 沥青饱和馏分气相色谱研究。

从上述研究结果中发现了新生代剖面大量地球化学指标的变化。划分出三个沉积层 (始新世、майкоп、晚第三纪-第四纪) , 运用Rock-Eval参数值等方法测定了Cорг和Aхл的含量。

在新生代剖面应用上述指标的最大值划分出майкоп黏土沉积 (图2) 。在这些沉积中Cорг含量波动很大, 未发现规律性变化。在Туапсе凹陷的Hовороссийск、Джанхот及其东南地区 (图1) 发现了黏土, 有的Cорг含量相对不高 (岩石中为0.5%~0.7%) , 有的Cорг含量较高 (岩石中为1.1%~2.3%) 。майкоп岩石中Aхл的含量不总是随Cорг含量相应变化。在大多数所分析的岩样中, 不管Cорг的含量是高还是低, Aхл的含量都不高, 在岩石中为0.01%~0.05%, 在Cорг中 (βхл) 为1.5%~4.4%。在Туапсе凹陷不同地段采集的两类富含Cорг的岩样中, Aхл含量明显较高, 在岩石中为0.1%和0.2%, Cорг中为5.4%和8.8%。

依据早第三纪、晚第三纪和第四纪沉积的岩石学以及S1、S2的增大值, 划分出майкоп的泥岩发育 (图2) 。在富含有机质的岩样中S1和S2的值相应为0.9~1.8mg (烃) /g (岩石) 和3.0~10.6mg (烃) /g (岩石) 。在有机质相对贫乏的岩石中S1和S2的值减少到0.1~0.5 mg (烃) /g (岩石) 和0.4~1.4mg (烃) /g (岩石) 。майкоп沉积中的氢指数 (HI) 通常在200~300mg (烃) /g (Cорг) 之间波动, 有时升高到450mg (烃) /g (Cорг) , 这就证明该沉积中含有混合型有机质和海相有机质。

岩石磨片微观研究证实, 在майкоп沉积中存在腐泥型有机质和混合型有机质。随着海岸距离的增大和海洋深度的增加, 未发现有机质岩相-成因类型规律性的变化。几乎在所有该沉积泥岩中都发现了黄铁矿, 仅在Джанхот地区的个别岩样中含有菱铁矿。

始新世、晚第三纪和第四纪的泥岩发育与майкоп泥岩发育不同, 其特点为Cорг和Aхл的含量低, S1和S2的值不高。

始新世岩石中Cорг和Aхл的含量基本上为0.1%~0.5% (图2) , βхл等于2%。S1和S2的指标值相应地小于0.3, 通常为0.7~0.9mg (烃) /g (岩石) 。HI不超过200mg (烃) /g (Cорг) , 为混合型有机质特征。

岩石磨片研究显示, 在始新世和майкоп沉积中发现了海相腐泥型有机质和混合型有机质。海相腐泥型有机质占多数, 以藻类碎屑或分散状藻类为代表。混合型有机质仅在Туапсе凹陷各个地区的大陆坡表层有所发现, 可以看出, 这里是地面起源的有机物生存的良好场所。在所有类型的自生矿物中发现了黄铁矿。

在晚第三纪和第四纪泥岩沉积中有机质和Aхл的含量比始新世的稍高。在大多数岩样中它们的含量不超过0.6% (图2) 。在Туапсе和Джанхот水域晚第三纪黏土沉积中发现了一些Cорг和Aхл含量较高的岩石 (相应为0.7%~1.3%和0.08%) 。在这些沉积中, βхл值通常不超过5%, 这就证明该区域的沥青大多数具有同生性。在这种背景下, 根据βхл指标的明显升高, 将Туапсе凹陷西北地区采集的апшерон黏土分为两类。在这两类黏土中βхл值达到了11%和20%, 这或许可以证明其间存在有次生沥青。

在晚第三纪、第四纪和始新世黏土挤压带, S1和S2的值较低, 分别不超过0.3和1.2mg (烃) /g (岩石) 。在富含有机质的晚第三纪黏土中, S1的值增加到0.4~06mg (烃) /g (岩石) , S2的值达到1.6~2.4mg (烃) /g (岩石) 。HI基本上在100~200mg (烃) /g (Cорг) 之间波动, 仅在个别样品 (混合型有机质) 中可达210~285mg (烃) /g (Cорг) 。

对区域沉积岩石磨片的研究证明, 根据有机质的岩相-成因类型和自生矿物的构成可以区分晚第三纪和第四纪发育。在Туапсе凹陷不同区块晚第三纪黏土中, 大多为海相腐泥型有机质 (藻类碎屑, 分散状藻类) , 很少发现腐殖型碎屑混合物。普遍存在自生矿物黄铁矿。有时, 在海洋深度大于1 500 m的大陆坡浸没地带, 会同时发现黄铁矿和海绿石。与晚第三纪不同, 在第四纪黏土中除了海相腐泥型藻类有机质外, 主要为混合型有机质。这些沉积在自生矿物的构成上也与晚第三纪不同, 其间水单硫铁矿、海绿石和菱铁矿广泛分布, 同时在一些样品中发现了为数不多的黄铁矿, 这说明第四纪比晚第三纪沉积聚集的氧化环境更强。

所有研究的剖面Tmax不高, 基本在420~440 ℃之间波动, 说明新生代沉积中有机质变质作用较弱。

为了确定沉积中有机质聚集和变化的信息, 运用Aхл结构和组分分析方法对有机质研究结果进行了补充。

对Туапсе凹陷地区和Шатского长垣所采集的新生代沉积的未分馏Aхл进行红外线光谱研究显示, 在1 740~1 750cm-1和1 480 cm-1 (羰基C=O) 处沥青吸收很强, 证明沥青中含有乙醚。测定出在720 cm-1[ (CH2) 基n≥4]处和≥1 380cm-1 (CH3基) 范围内强吸收蜂或大或小, 证明其间存在长链烷烃Aхл。在Aхл中, 750、815、875cm-1 (带有1~2个不能被氢原子置换的苯环) 处原油特征吸收带较弱, 1 610cm-1 (苯环的C=C) 处吸收带也较弱。根据Е.А.Глебовской的资料 (1971) , 所获取的光谱数据可以证实, 在所研究的样品中存在变质作用较弱的腐泥型有机质, 间或带有少量腐殖质混合物。

Туапсе油气凹陷地区新生代沉积中Aхл的族分组成中55%~76%的为沥青, 高于沥青-地沥青质组分。

根据族分组成和其他研究指标, 在研究剖面上对майкоп黏土进行了划分。通过与始新世、晚第三纪和第四纪黏土进行对比, 确定了майкоп黏土中油气含量 (70%~76%) 最高, 其中有饱和的 (55%~65%) 以及胶质含量较小的 (23%~31%) ;而在始新世、晚第三纪和第四纪黏土中, 相应的指标分别为55%~67%、40%~52%和30%~42%。这就说明, 相对其他新生代沉积, майкоп沉积中的有机质早期成岩改造的还原环境更充分。

Туапсе凹陷早第三纪、晚第三纪和第四纪泥岩沉积中Aхл饱和馏分的烷烃单体组成研究显示, 在所分析的岩样中存在从n-C11到n-C38的正构烷烃。在大多数饱和馏分中分布有双烷烃。在色谱图上发现了两处峰值:低分子n-C17~n-C19区域和高分子n-C27-~n-C31区域。色谱图上低分子区间Aхл占多数, 而且峰值更高。在高分子区间仅在个别岩样中测得的峰值更高。有时在色谱图上可以看到高高的“隆起”, 反映出在Aхл饱和馏分中存在不可分离化合物的复杂混合物。“隆起”的存在证明, 沥青经历了微生物的氧化, 这一点从这些岩样的沥青族分组成也可以得到证实, 与其他早第三纪-第四纪泥岩沉积 (地沥青质0~2.1%, 酒精苯树脂14%~20%) 的相比, 它们的浓度 (相应为2.6%~3.4%和14%~20%) 更高。

色谱图组态中, Aхл烷烃单体组成的差异证实了起始生物量的不均匀性。众所周知, 在研究区域, 沥青饱和馏分色谱图上n-C17~n-C19区间的烷烃峰值可能与藻类海相有机质生物量的存在有关。高分子区间内的峰值证明有陆地腐殖质生物量的存在。

研究区域内, Aхл饱和馏分在偶数碳原子烷烃上方的分子中富含奇数碳原子烷烃。上述现象在色谱图低分子区间 (n-C17~n-C19, 碳优势指数CPI在1.0~1.3之间变化) 也存在, 在高分子区间尤为明显 (n-C25~n-C33, CPI在1.8~5.5) 。位于偶数碳原子烷烃上方的奇数碳原子烷烃的置换证明有机质的变质作用不强。

沥青中无环类异戊二烯的饱和馏分含量为3.8%~7.4%。在所有岩样中高分子无环异戊二烯∑ (i-C18~i-C21) 多于低分子无环异戊二烯∑ (i-C13~i-C16) 。二者比例通常为3.7~7.4, 但有时会达到10.1~12.8。在大多数Aхл中пристан/植烷之比在0.7~1.1之间波动, 这就证明有机质多半为海相成因, 其成岩改造发生在还原条件下。这一结论也被i-C19和n-C17指标证实, 在多数岩样中这两个指标的值都不超过0.5。

通过对黑海东部新生代和第四纪沉积的综合地球化学研究结果进行分析, 得出下列结论。

(1) 在所研究的剖面上, 根据Rock-Eval (S1+S2) 资料, 只有майкоп沉积中Cорг含量达到1.0%~2.3%的黏土才具有良好的生油特性, 生烃潜力为6~12kg (烃) /t (岩石) 。黑海研究区域内多数始新世和晚第三纪黏土生油性较弱 (根据Б.Тиссо, Д.Вельте的分类, 1981) 。根据已有的地质-地球化学资料预测, Туапсе凹陷以及黑海东部其他地区的майкоп沉积具有优良生烃性。Сорокин凹陷的相关资料也可以证实这一预测, 在Сорокин凹陷майкоп泥火山沉积岩断裂带, 曾经发现了具有较高生烃潜力的海相腐泥型有机质和陆相腐殖型有机质[Cорг含量为1.2%~6.5%, S1+S2=2~13kg (烃) /t (岩石) ]。

(2) 研究区域早第三纪泥岩沉积中分布着变质作用较弱的海相腐泥型有机质, 时常夹杂有腐殖质混合物, 通常, 腐殖质存在与否不受海洋深度和样品处理站距离海岸线远近的控制。这一区域的有机质可以促进液态烃和气态烃的生成。

(3) 在Туапсе凹陷中发现的主要为同生沥青, 只有Hовороссийск地区апшерон黏土的个别样品除外。这些黏土与研究区域内其他黏土的区别是它们的沥青指数值要高很多, 说明在这些样品中可能存在次生沥青。这一地区还发现了伴有高含量甲烷及其同系物的气 (“南海地质”国家科研中心) 。不出意外的话, апшерон黏土沉积中次生沥青和气体异常在成因上应该与майкоп沉积有关。

(4) 研究地区的岩石中有机质变质作用较弱, 这就证明, 该区早第三纪和晚第三纪沉积以及生油性较好的майкоп黏土沉积位于生油主带。其间没有发生液态烃的大量形成和运移, 因为βхл和S1的值都不高。在这一阶段, майкоп泥岩发育仅形成了为数不多的低成熟度原油。

地球物理研究证明, Туапсе凹陷майкоп沉积厚达4~6 km。从这一点可以预测, Туапсе凹陷майкоп沉积中大部分有机质的成熟度要比所研究的майкоп黏土沉积的高, 一般处于中等水平, 但在某些区块在形成原油的最后阶段发生了成熟原油的生成和运移。“南海地质”国家科研中心的研究人员也完全同意这一观点, 他们认为, Туапсе和Сорокин凹陷黑海东部盆地的下майкоп沉积处于МК1~МК3级别, 有利于形成原油。майкоп沉积中生成的油气在剖面砂岩区内的运移, 以及майкоп和上述研究区域内储集层和圈闭的分布可以形成油气藏。

根据上述研究可以预测, 在Туапсе凹陷、Шатского长垣以及上述其他区块将会发现不同类型的油藏:在майкоп深埋沉积中运移的成熟原油以及埋藏不深的低成熟度原油。根据Туапсе凹陷的沉积环境, 在Западно -Кубан前缘凹陷也恰恰发现了这两类油藏。

烃源岩评价 篇7

区域地质背景

查干凹陷位于银根-额济纳旗盆地东部查干德勒苏拗陷的中部, 西临西尼凸起, 东以楚干凸起与白云凹陷相隔, 西南为木巴图隆起, 东南紧靠狼山, 呈不规则的“菱形”展布, 勘探面积约2000km2, 凹陷地势南高北低, 地表主要为戈壁地貌, 海拔在1100~1300m之间。查干凹陷是一个典型的箕状断陷, 基底从南东向北西方、北东向南西方向倾没, 地层向南东、北东斜坡超覆, 地层向北西、南西增厚加深, 最后超覆在虎勒正断层和图拉格正断层断面之上。凹陷具有“两凹夹一凸”的特征, 从西至东可分为:虎勒-额很次凹 (西部次凹带) 、毛敦次凸 (中部隆起带) 和罕塔庙次凹 (东部次凹带) 三个次级构造单元。

有效烃源岩评价标准

长期以来, 有效烃源岩的评价标准往往以有机质丰度下限作为评价标准。而有机质丰度主要以有机碳含量作为评价指标。

烃源岩已生烃量由残留烃量和排出烃量两部分组成, 目前烃源岩中所含的烃类主要是排烃之后的残留烃S1。一般情况下, 烃源岩生成的油气首先满足烃源岩本身的残留, 当烃源岩达到饱和后, 多余的烃类才会排出。烃源岩残留烃达到饱和发生排烃后, 其残留烃量将不再增加。

基于上述分析, S1/TOC表示单位有机碳量对应的残留烃量。随着S1/TOC值由增大开始变小时说明此时烃源岩开始排烃, 对应的TOC值即为有机碳含量下限值。

根据上述原理, 以查干凹陷巴二段成熟烃源岩的TOC与S1和S1/TOC为例作图, 可以清楚地确定其有效烃源岩的TOC含量下限值为1.0% (图2) 。

利用同样的方法, 对查干凹陷苏一段和巴一段暗色泥岩生排烃特征进行分析, 确定其有效烃源岩的有机碳含量下限均为1.0%, 超过有机碳含量下限值的烃源岩为有效烃源岩。

查干凹陷有效烃源岩的识别

测井数据具有纵向连续、分辨率高的特点, 并且可以间接反映地层的岩性及其流体等特征。自20世纪末, 国内外学者就开始研究利用测井资料来评价源岩。Passey (1990) 等总结了前人的研究成果及Exxon/Esso公司测井评价有机碳的应用成果, 正式提出Δlog R测井评价有机碳丰度的计算方法, 使测井评价烃源岩的技术得到了广泛的应用。

该方法的基本原理是烃源岩中有机质的含量变化会导致声波时差 (AC) 的变化, 烃源岩成熟之后生成的烃类流体会引起电阻率 (Rt) 升高, 因此使用声波测井曲线和电阻率曲线进行重叠, 声波时差采用算术坐标, 左值大右值小, 电阻率曲线使用对数坐标, 左值小右值大, 两条曲线重叠处定为基线, 如A层、C层和E层, 代表了非烃源岩;仅有声波时差值增大的位置是未成熟烃源岩层, 如B层;声波时差和电阻率曲线都增大处为烃源岩层, 如D层, 两条测井曲线的间距被定义为Δlog R (图3) 。

计算Δlog R的方程是:

式中:R为实测电阻率 (Ω·m) ;Δt为传播时间 (μs/m) ;R基线为基线对应的电阻率 (Ω·m) ;Δt基线为基线对应的传播时间 (μs/ft) 。

Δlog R与有机碳含量含量呈线性关系, 并且是成熟度的函数, 由Δlog R计算有机碳含量的定量公式为:

式中:有机碳含量为计算的有机碳含量 (%) ;Ro为镜质体反射率 (%) 。

查干凹陷经过了长时间的勘探, 积累了大量的烃源岩地球化学分析数据, 本次共收集997个实测TOC数据, 在实测数据较少的区域本课题共计补充了108块烃源岩样品。基于烃源岩的实测TOC数据, 在虎勒洼陷、中央构造带、额很洼陷和乌力吉构造带中选取实测TOC较多的探井作为标准井, 建立拟合公式, 计算其余井的有机质丰度。

查干凹陷4口标准井模型中, 预测模型的公式相关系数基本上都超过0.75, 所以计算的有机碳值是可信的 (图4、图5) 。研究区烃源岩测井预测有机碳含量基本以意11井预测模型为主, 不同构造带各层段的预测模型如表1所示。

查干凹陷有效烃源岩的展布特征

烃源岩特征

查干凹陷烃源岩层主要位于下白垩统巴音戈壁组 (K1b1、K1b2) 和苏红图组一段 (K1s1) , 其中巴二段烃源岩厚度较大, 是查干凹陷的主力烃源岩, 岩性主要为暗色泥岩、钙质泥岩和页岩。巴二段烃源岩TOC主要介于0.5%~1.5%, 最高可以大于3.5%, , 有机质类型主要是II1和II2型, 以腐泥腐殖型为主。

烃源岩展布特征

在单井有效烃源岩分析的基础上, 以1.0%作为有效烃源岩有机碳含量下限, 依据录井、取心、测井以及地化资料, 以巴二段为例, 绘制了巴二段有效烃源岩等厚图与TOC含量等值线图 (图7) 。

巴二段沉积早期气候温暖湿润, 湖盆不断向岸扩展, 水体加深, 沉积了一套半深湖-深湖相暗色泥岩, 有效烃源岩分布范围增大。晚期水体变浅, 局部封闭导致湖水盐度增大, 沉积了浅湖相白云质泥岩。巴二段有效烃源岩沉积厚度可达100m以上, 厚度中心位于虎勒洼陷东部缓坡带和额很洼陷东部缓坡带。

结语

(1) 通过残留烃S1与TOC比值 (S1/TOC由增加而开始降低时对应的有机碳含量值即大体相当于排烃泥质烃源岩的有机碳含量下限值) , 确定了查干凹陷巴二段有效烃源岩下限值为1%。

(2) 应用了Δlog R测井评价有机碳丰度的计算方法, 对查干凹陷27口探井进行有效烃源岩识别。

(3) 以查干凹陷巴二段为例, 通过有机碳丰度计算, 有效烃源岩沉积厚度超过100m, 厚度中心位于虎勒洼陷东部缓坡带和额很洼陷东部缓坡带。

火烧山地区二叠系烃源岩特征研究 篇8

1 地质概况

早石炭世, 工区为准噶尔古陆的边缘斜坡区, 火山活动微弱。中石炭世, 火山喷发与岩浆侵入持续发生, 间断期, 沉积煤系与暗色泥岩。晚石炭世-早二叠世, 在早二叠世, 工区为喷发环境为主, 在中二叠世工区主体为滨浅湖相, 晚二叠世初以河流-洪积扇环境为主, 水体动荡, 生物贫乏, 在晚二叠世晚期, 地壳沉降, 整个盆地东部皆为一个水进沉积序列。平二段 (P2p2) 至平三段 (P2p3) 沉积期, 为典型的陆源近海湖环境, 表现为水体扩大加深, 分布范围广。侏罗纪晚期至今, 基本上处于构造稳定期。

2 烃源岩特征

2.1 露头地质特征

平地泉组在石树沟凹陷局部出露, 吉利明等[2]对双井子剖面的碎屑岩进行孢粉组合及时代对比确定平地泉组的地质时代为晚二叠世中期的晚龙潭组至早长兴期。

野外露头显示平地泉组上部为深灰色、灰绿色的粉砂岩、泥岩、夹多组煤线及煤层。与下伏将军庙组为低角度不整合接触, 与上覆下苍房沟群为平行不整合接触。平地泉组中下部为湖相灰色、灰黑色泥岩、砂质泥岩和钙质泥岩, 厚度由北向南减薄。下部为一套灰绿色、黄绿色的砾岩、粗砂岩、细砂岩, 岩性较粗, 属于山间河流相沉积。

2011年笔者于双井子剖面实地采样, 分析结果如表1, 露头样品有机碳含量高。S2所对应的热解峰温, 介于440℃~507℃, 为低熟~成熟阶段, 其生烃潜量 (S1+S2) 均低于生油岩下限。总体而言, 双井子地区二叠系烃源岩露头类型较好。

岩心取样表明:平地泉组主体以灰色、深灰色泥岩、砂质泥岩为主, 夹粉砂岩、白云质粉砂岩、细砂岩。厚度一般为200m~600m左右, 总体为北厚南薄。按岩性自下而上分为三段, 平一段 (P2p1) 为深灰黑色白云质凝灰质泥岩、油页岩夹薄层细砂岩, 中上部夹块状中、细砂岩, 是良好的生油、储油层段;平二段 (P2p2) 为深灰色, 灰黑色泥岩和砂岩、粉砂岩交互沉积, 夹层油页岩或白云质凝灰泥岩;平三段 (P2p3) 为绿灰色泥岩夹极薄粉、细砂岩, 底部发育不稳定的薄砂岩夹层, 岩性单一。

2.1.1 烃源岩有机质丰度

烃源岩有机质丰度反映烃源岩中有机质的数量特征, 是形成油气的物质基础。评价烃源岩的丰度指标主要有烃源岩中的有机碳含量 (TOC) 、氯仿沥青“A”含量 (EOM) 、总烃含量 (HC) 和热解生烃潜量 (S1+S2) 。

借鉴陆相烃源岩有机质丰度评价指标, P2p1至P2p3段, TOC含量含量都较高, 特别是在P2p1段, 均值达到5.36%, 从P2p1到P2p3, 其TOC、氯仿沥青“A”、以及S1+S2表现出随深度变浅而逐渐变小趋势。表现出P2P3为中等烃源岩。而P2p1和p2p2均为好烃源岩段。

2.1.2 有机质类型

有机质丰度决定了烃源岩生烃物质基础的多少, 但一套烃源岩最终能生成多少油气, 还与有机质的类型有关。不同来源、不同环境中发育的生物具有不同的稳定碳同位素组成。总体上讲, 较轻的干酪根碳同位素组成一般反映较高等水生生物贡献和较多的类脂化合物含量, 即对着较好有机质类型。干酪根作为生物有机质的演化产物, 继承原始有机质特征。因此, 由干酪根的碳同位素组成应该可以反映其有机质的来源及有机质的类型。从P2p1到P2p3, 干酪根碳同位素逐渐增加, 反应有机质类型从腐泥型向腐泥-腐殖型过渡。

Tis s ot等根据干酪根元素组成将干酪根划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ型, 国内杨万里等先后提出的判识有机质类型的图解及相应的分类标准。如表2所示, P2p1是为典型的腐泥型有机质, 到P2p3段有明显的腐殖型有机质的混入, 表现出混合型的特征。

2.1.3 有机质成熟度

烃源岩成熟度判识可以用Tmax、干酪根颜色及Ro来判识。从纵向上看, P2p1的成熟度最好, 极少部分处于高成熟阶段, 成熟阶段为主。同时P2p2、P2p3成熟度差不多, 以成熟和低成熟为主。平地泉组总体为成熟阶段。

2.2 生物标志化合物

2.2.1 正构烷烃

研究发现, 随着沉积有机质成熟度的增加, 正构烷烃的三个重要地球化学参数:主峰碳数、碳数范围和奇偶优势也呈有规律的变化。主峰碳数和碳数范围从高碳数向低碳数范围移动, 一般由C22—C33移向C22-C15范围, 甚至更低的碳数范围。正构烷烃曲线由明显反映奇偶优势的锯齿状变成比较平滑、均一状, OEP或CPI值趋于1。

E.E.Bray通过对南加利福尼亚海、墨西哥湾以及以下一些淡水湖泊中现代沉积物的研究发现有机质中长链正构烷烃里奇数碳烃比偶数碳烃占优势, 提出“碳优势指数” (CPI) 来表征奇数碳分子与偶数碳分子含量的比值。

可以根据正烷烃分布曲线反映的主峰碳数, 高碳数和低碳数分子含量相对含量比值来确定原始有机质来源, 如NC21-/NC22+和 (NC21+NC22) / (NC28+NC29) , 在内陆湖泊、近岸三角洲、濒海平原等环境中富含高分子量正构烷烃, 并且奇偶优势明显。在海相沉积物中, 尤其是没有陆源供给的碳酸盐岩沉积中, 缺少高分子量烷烃, 也无奇偶优势。可应有MH (主峰碳) 、CPI、H/L等指数来研究有机质来源及分辨生物源和陆地源。

正构烷烃的主峰碳较为分散, 以C15~C27均存有, 集中在C15、C17、C20、C23、C27, 说明P2p烃源岩以腐泥型为主, 间或为腐殖型。

火烧山地区沙浅2井和火东1井的泥岩饱和烃谱图, 看见看出明显的奇偶优势, 在埋深较浅的沙浅2井P2p2, 存在微弱的生物降解。

分析结果中, CPI、OEP均表现出低成熟~成熟阶段性质, 在凹陷边缘井更为明显。除帐7井外, (C21+C22) / (C28+C29) 都表现出烃源岩以腐泥型为主。2×C29/ (C28+C30) 表现出奇碳数、偶碳共存的混合型, 说明物源多样性。主峰碳为C17~C25, 表现出腐泥型为主。在凹陷边缘则表现出腐殖型有机质的混入。

纵向上看火东1井饱和烃特征, 大段连续性泥岩主要展布在P2p1段和P2p2下段, 在P2p3表现出岩性杂乱, 从OEP、CPI角度来看, 烃源岩成熟度偏低, 奇偶优势明显。主峰碳集中在C21、C23附近。2×C29/ (C28+C30) 多数大于0.5, 表现出明显的奇碳数优势。且 (C21+C22) / (C28+C29) 大都分布2~4, 表现出明显的腐泥型有机质为主。

2.2.2 类异戊二烯烷烃

类异戊二烯烷烃是一类能指示有机质生源和沉积成岩环境的生物标志化合物。叶绿素是姥鲛烷Pr和植烷Ph最主要的前身物。一般认为Pr和Ph来源于叶绿素侧链上的植醇。植醇在还原条件下经脱水、加氢还原形成Ph, 在氧化环境下则先形成植烷酸, 进而脱羧基形成Pr。Pr/Ph<1或Pr/Ph>1的情况可分别指示还原性和氧化性沉积环境。一般而言, Pr/Ph<0.5为强还原性膏岩环境;Pr/Ph=0.5~1.0为还原环境;Pr/Ph=1~2为弱还原-弱氧化还原;Pr/Ph>2见于偏氧化性环境, 如河湖及滨海沼泽或浅湖—海沉积;典型煤系地层有机质以Pr/Ph>2.5为特征, 高者可达8以上。Pr/Ph在一定程度上还受成熟度影响, 早期随成熟度而升高, 在成熟阶段 (Ro=0.7%~1.1%) 达到稳定的高值。

分析表明, Pr/Ph介于0.18~2.39, 在沙浅1、火南1、帐3等边缘井表现出偏氧化性环境, 在沙南2、沙丘8、沙东2等井表现为弱还原-弱氧化环境, 在火西2井, 火5井表现为还原环境。表现为沿帐3、沙南2向火西方向为偏氧化性环境-还原环境。同时, Pr/Nc17和Ph/Nc18分别介于0.12~1.61和0.32~1.12, 均表现出还原环境, 在凹陷边缘的帐3、火南1井, 表现出偏氧化环境, 从而确定平地泉组烃源岩沉积时的主体环境为火5井为主的还原性环境, 恰好也是当时盆地的沉积中心, 而帐3等井表现为偏氧化环境。

2.2.3 甾、萜类

甾、萜烷类作为典型的生物标志化合物。被广泛的运用与于指示生源输入、母质类型、沉积环境等。一般认为, 水生生物富含C27 (和C28) 甾醇, 与C27 (和C28) 甾烷比较, 高等植物富含C29甾烷。如陆相高等植物有机质为主导的煤系沉积, 缺少C27而富集C29甾烷是一重要特征, 可以用C27-C28-C29甾烷相对百分含量三角图区分不同沉积环境 (母质类型) 的烃源岩。

化验结果中, Ts/Tm分别在0.03~1.53, 主要为0.16~0.6, 表现存在高等植物物源, 在凹陷边缘的沙浅1井, 火东1井表现尤为明显, 同时在甾烷的ααα-C29-R的构型中, C28同C27百分率之和大体分布在45%~58%, 表现出以腐泥型为主, 同时在当时的前沿深凹陷的边缘井, 如火南8, 火东1, 其P2p2和P2p3变现出明显的腐殖型有机质的混入, 火东1井号2468m~2472m (P2p2) 的深灰色泥岩抽提物表现出明显的腐殖型有机质混入, 在靠进凹陷中心的沙浅2井, 其C29的百分率明显较低。

2.3 热模拟

为了更加细致理解二叠系烃源岩演化程度, 对火南8井平一段1809.08m处灰黑色泥岩进行热模拟, 在200℃~500℃间, 先后以50℃和40℃温度差, 其Ts/Tm为0.33~1.53, 同时其甾烷的ααα-R构型中, C27和C28含量明显高于C29, 以典型的腐泥型有机质为主, 随着模拟温度的上升, 其成熟度指标s/ (s+r) 和ββ/ (αα+ββ) 分别从0.34和0.25升至0.4和0.5, 反映主力烃源岩P2p1为低成熟~成熟阶段, 和野外露头样品分析相比, 成熟度略偏低。

3 结论

1) 克拉美丽山前双井子地区野外露头有机质丰度高, 处于成熟阶段, 有机质类型较好。

2) 平地泉组烃源岩随埋深加大, 烃源岩逐渐的有规律变化。

3) 从实验模拟等表明火烧山二叠系烃源岩有很好的勘探前景。

摘要：通过对野外露头、钻井岩心采用岩石热解、热模拟、色谱等分析方法, 运用碳同位素、饱和烃馏分、生物标志化合物等参数对克拉美丽山前二叠系平地泉组烃源岩地球化学特征进行研究。认为野外露头该套烃源岩丰度较高, 处于成熟阶段。钻井岩心的有机质丰度、成熟度, 从P2p1至P2p3随着深度的减小而降低, 且处于成熟～未成熟转变, 有机质类型为腐泥型向腐泥型～腐殖型转变。主力烃源岩为腐泥型的P2p1和P2p2段, 而P2p3段成熟度较低, 有机质类型表现出腐泥型-腐殖型。

关键词：二叠系,野外露头,烃源岩,地球化学

参考文献

[1]苗建宇, 周立发等.2004.新疆北部中二叠系烃源岩地球化学特征与沉积环境.地质学报.

[2]吉利明, 邓云山等.1995.准噶尔盆地克拉美丽地区双井子剖面二叠系研究.新疆石油地质, 1995.

[3]Tissot B P, Welte D.Petroleum formation and occurrence:a new approach to oiland gas exploration[M].Berlin:Springer-Verlag, 1978.

[4]杨万里.松辽盆地陆相油气生成.运移和聚集.黑龙江科学技术出版社, 1985.

[5]E.E.Bray.1961.Symposium on the chemical approaches to the recognition ofpetroleum source rocks.Geochimica et Cosmochimica Acta.

烃源岩评价 篇9

关键词：石炭系,准噶尔盆地,古环境,微量元素,古生产力

随着克拉美丽气田,石西油田等一系列石炭系油气田的发现,准噶尔盆地石炭系勘探潜力巨大已成为了石油地质工作者的一个共同的认识,尤其是对于北缘不发育二叠系烃源岩的广大地区。但准噶尔盆地石炭纪处于复杂的构造背景,沟-弧-盆体系以及裂谷环境发育,复杂的构造背景形成了多样的沉积环境,海相、海陆过渡相等均发育,沉积环境认识不清严重影响了对准噶尔北缘石炭系烃源岩以及储层发育规律的认识。因此开展沉积环境的研究有助于恢复石炭纪岩相古地理,寻找有利油气勘探区域。而利用泥岩微量元素分析可以区分海相和陆相环境,反映沉积环境的变迁,对于恢复岩相古地理以及重建沉积环境意义重大。由于该地区钻井资料较少,因此,重点利用准北缘野外露头石炭系样品开展元素分析,从泥岩元素分析入手,利用古盐度、古生产力、氧化还原环境以及气候条件等信息来对其古地理环境进行探讨,研究对烃源岩潜力影响的因素,包括沉积环境、古生产力等,明确有利于烃源岩发育的环境。并通过建立元素和有机质之间的相关关系,从环境角度评价烃源岩潜力,为宏观上开展烃源岩评价提供依据。

1 样品微量元素特征

样品分布在准噶尔周缘石炭系露头,共采集不同剖面46 块样品进行微量元素分析化验( 图1) 。采用吉林大学重点实验室ICP-MS测试分析技术,进行了Sr、Ba、Ga、V、Co、Ni等代表环境元素的系统测试分析。

微量元素是指自然界或自然界的各种物体中含量很低的、或者很分散而不富集的那些元素,通常用于评价富含有机质的沉积岩的沉积环境,比如暗色泥岩、灰色和黑色页岩。在衡量元素含量大小时需要用某一种元素来均一化微量元素浓度,从而易于进行对比。对于大多数沉积物来说,由于Al被认为是沉积物中铝硅酸盐组分的指示物,在成岩过程中运移能力很弱[1],因此,常用Al含量来均一化这些微量元素浓度。特定微量元素的富集和亏损程度可以定性的反映沉积时期的古环境,而样品中微量元素的富集或者亏损程度通常需要与参照物浓度进行对比,通常是全球地壳平均岩石( UCC) 或者是全球平均页岩[2]( 表1) 。石炭系不同层位具有较一致的元素富集亏损规律,其中Mn元素富集系数较高,相对UCC富集100 倍以上。锰元素主要是作为风、河流输入或者是大陆架沉积物扩散的颗粒物质的氧化物外壳,其特有的地球化学行为在微量元素由水体到达沉积物表面以及在微量元素随后以自生相被利用的过程中扮演了重要的角色,火山碎屑物质以及火山热液活动可能是金属Mn的物质来源。石炭系样品中Mn元素富集,很可能与该时期岛弧、裂谷背景,火山活动频繁有关,同时注意到下石炭统相对于上石炭统地层的样品富集Mn、Ba、Cu,但是富集程度并不高,Mn元素的富集可能是早石炭世准噶尔盆地北缘主要处于岛弧背景,火山活动剧烈,而上石炭处于裂谷背景,火山活动相对减弱。Ba元素能够随着高有机质通量而输入到沉积物中,可以反映古生产力的大小[4],Cu是营养型元素,可以与有机质形成金属络合物,从而被运移到沉积物中,高丰度的Cu可以指示高有机质通量和较还原的水体环境[5]。反映早、晚石炭世沉积时期古环境有所区别。

2 古水体环境分析

2. 1 古水体盐度

现阶段,利用微量元素判断古水体盐度的方法包括锶钡法、硼元素法和锶钙法等[6]。由于钾的含量与泥岩中碎屑矿物的含量有关,而铷在碱性还原条件下容易被黏土矿物和有机质吸附,因此铷/钾比值随盐度而变,但是其比值往往受陆源碎屑输入大小的影响。现选择目前应用较普遍的Sr/Ba以及B和B / Ga对石炭系样品进行古盐度分析,利用硼元素含量计算了古盐度值。硼元素主要富集在地球表层的各类岩石和水体中[7],众多的学者研究认为: 沉积岩中的伊利石等黏土矿物具有吸附硼的能力,其中海绿石的吸附能力最大,黏土和页岩次之[8],因而沉积物的硼含量与水体硼含量有关,Couch[9]通过对北大西洋,太平洋东北部等地的研究,认为水体中的硼含量与水体中的盐度存在线性关系,沉积物中的硼元素也和水体中的盐度存在一定的相关关系。一般而言,海相环境下硼质量分数为80 ~ 125 μg /g,而淡水环境样品硼质量分数多小于60 μg /g[10]。从表2 中可以看出不同水域的硼含量确实存在很大差别,如正常海洋如太平洋、大西洋硼含量88 ~ 143 μg /g,半咸水海盆如黑海、里海硼含量在85 ~ 110 μg /g,海陆过渡相中硼含量50 ~ 70μg / g,湖盆中从淡水湖到盐湖硼含量变化明显3. 6 ~66μg / g。而从古代沉积物中硼含量可以看出,受淡水改造的海相环境如吐哈西南缘侏罗系、三塘湖盆地石炭系中硼含量往往小于60 μg /g,表现出淡水-微咸水的特点,而咸化-半咸化湖盆如东营凹陷、苏北盆地下第三系沉积物中硼的含量往往高于100μg / g,表现出海相的水体环境。准噶尔北缘石炭系样品中硼含量在9 ~ 66. 21 μg /g的范围内,平均41. 03 μg / g,绝大部分样品小于60 μg / g,表现出淡水的特点,相对于现代水系,与潮汐河口湾和三角洲前缘类型相似,相对于古代沉积物与吐哈盆地和三塘湖盆地的特点类似,代表着海水受淡水改造作用强烈。这可能是由于石炭纪时期局限的海盆与大洋隔开,受陆源输入和大气降水影响导致水体咸度低于正常海水。

注: 全球地壳平均组成( UCC) 数据来自: Mclennan 1985; N. Tribovullard[16]; 全球平均页岩来自: Heinrichs,Wedepohl[2]; 纳米比亚泥岩数据来自Borchers[3]。

由于硼一旦被黏土矿物吸收后,无论呈吸附还是在矿物晶格中,都不会因后期物理和化学变化而迁移,另外,水体中硼是水体盐度的线性函数,矿物吸收硼含量与水体硼含量有关,根据这两个关系,许多学者都提出了可以根据岩石样品中硼含量来计算水体盐度[11]。根据X衍射黏土矿物分析,石炭系露头样品黏土矿物以绿泥石和伊利石为主,高岭石含量很少,笔者采用Landergren根据泥岩B含量与水体的盐度关系等温吸收方程确定的盐度计算公式:lg B = 0. 43lg S + lg27. 9 ( 式中: B为实测硼含量( 10- 6) ,S为古盐度( ‰) )[12]。对准噶尔东北缘石炭系46 块样品的古盐度进行了计算,计算结果显示0. 072‰ ~ 7. 46‰,平均2. 884‰。计算值大多数位于1‰ ~ 5‰范围内。从表2 中看出,这与刘俊田等对三塘湖盆地晚石炭世古盐度的计算结果类似,均反映石炭纪沉积时期,水体盐度较淡,说明石炭纪时期的海水与现在的海水非常的不同,受淡水的改造作用强烈。

由于沉积岩中不同的黏土矿物类型吸附硼的能力有差异,同时黏土中硼含量还受古气候的影响,干旱炎热的气候可以导致硼元素的富集,而潮湿气候会导致硼元素减少。因此仅靠硼元素来定性判断古盐度往往会有失偏颇,锶和钡元素是碱土金属中化学性质较相似的两个元素,研究认为,锶比钡迁移能力强,当淡水和海水相混合时,淡水中的Ba2 +与海水中的SO42 -结合生成Ba SO4沉淀,而SrSO4溶解度大,可以继续迁移到远海,通过生物途径沉淀下来。可以用锶钡比值作为古盐度的指标[13],一般来讲,淡水沉积物中Sr /Ba值小于1,而海相沉积物中Sr /Ba值大于1,Sr /Ba值在0. 5 ~1. 0 范围内为半咸水。 结合硼元素含量和Sr / Ba比值可以对石炭系不同露头剖面的水体咸度进行划分,石炭系样品Sr /Ba值大部分小于1,处于淡水~ 微咸水的环境,同时B含量均小于60 μg /g,反映石炭纪沉积时期的水体较咸度低,淡水~ 微咸水环境,局部咸度有变化。

2. 2 古水体氧化还原环境

水体的氧化还原环境直接影响到有机质的保存,从而影响了烃源岩的质量,一般认为缺氧的还原环境有利于有机质的保存,利于富有机质沉积发育。而水体的氧化还原程度影响着V、Ni、Cr等微量元素的含量以及比值特征,因此利用某些特定的微量元素可以定性的判断水体的氧化还原环境。根据Tyson Pearson在1991 年的研究将水体氧化还原划分为: 氧化—弱氧化—缺氧。J. R. Hatch等[14]由北美黑色页岩的研究中指出: V/( V + Ni) ≥0. 54 指示含H2S和厌氧环境,低金属含量的页岩中,V/( V +Ni) 为0. 46 ~ 0. 60 反映贫氧环境。B. Jones等[15]认为V/Cr和Ni/Co含量是古缺氧环境的有效标志,其具体为V/Cr < 2 为富氧环境,2 < V/Cr < 4. 25 为贫氧环境,V/Cr > 4. 25 为厌氧环境; Ni/Co < 5 为富氧环境,5 < Ni/Co < 7 为贫氧环境,Ni/Co > 7 为厌氧环境等。U和Th具有非常相似的地球化学行为,但是在不同的氧化还原环境中地球化学行为存在差异,Th的地球化学行为不受氧化还原环境的影响,U则不同,在还原环境中呈现不溶的+ 4 价并造成其在沉积物中富集,在氧化环境中则呈现出易溶的+ 6价并造成其从沉积物中丢失,因此在还原环境下,沉积物或沉积岩的Th /U一般为0 ~ 2,而在强氧化环境下该值可达8 以上[15]。从氧化还原指标频率分布图( 图2) 可以看出,石炭系样品的V/( V + Ni) 大部分落在0. 75 ~ 0. 95 区域内,均大于0. 54,指示厌氧环境; V/Cr大部分落在2 ~ 4 的区域内,少部分落在了0 ~ 2 区域内,指示贫氧-厌氧的环境,Th /U大部分落在2 ~ 4 的区域内,指示为弱还原环境。而Ni / Co比值大部分落在了1 ~ 3 区域内,指示为富氧环境,与V/( V + Ni) 和V/Cr、Th /U指标指示的缺氧的还原环境不一致,由于沉积物中Co的分布受到碎屑物质丰度的影响,并且Ni元素往往是和有机质络合输入到沉积物中[16],因此Ni的含量往往受到古生产力的影响,这些都限制了其作为氧化还原可靠指标的应用。另外,通过一些列的微量元素含量比值,可以确定沉积系统中氧化还原的程度,由于在脱氮的情况下,U和V能够被还原从而积累起来,而Mo在硫酸盐还原环境下会导致其富集[17],石炭系样品中V、U较富集,而Mo并不富集,反映当时水体中H2S含量很少的弱氧化、缺氧环境,并不是硫酸盐还原环境。

2. 3 古生产力特征

所谓生产力是指生物在能量循环过程中固定能量的速率,即单位面积、单位时间内所产生有机物的量[18]。由于沉积物和沉积岩中的有机质仅仅记录了水体表面生产力的一部分,仅有约10% 的总生产力离开表层透光区到达沉积物中,因此较高的古生产力相对于高的有机质含量( TOC) 更能影响烃源岩的发育。并且表层水的高生产力往往比底层水的缺氧环境对于烃源岩的形成更为重要。由于Ba可以随着高有机质通量进入沉积物中,自上世纪80 年代开始,众多的学者将Ba作为表层水古生产力的指标[18],但是由于Ba受陆源碎屑输入的影响,因此,首先要计算生源Ba的含量。Babio= Batotal- Alsed×( Ba /Al)terr( 式中Babio为生源Ba; Batotal为沉积物中总的Ba; Alsed为沉积物中总的Al; ( Ba /Al)terr为陆源Ba / Al的比值) 。采用上述公式对石炭系样品进行生源Ba计算,65. 7 ~ 1 217 /387. 1 μg /g。从图3 中可以看出,生源Ba与TOC具有一定的正相关性,即生源Ba随TOC值增加而有增加的趋势,即古生产力越高,烃源岩残余有机碳含量越高,评价潜力越大,同时,下石炭统样品相对于上石炭统样品生源Ba含量略有增加。

综合分析石炭系样品所反映的古水体盐度、含氧程度以及古生产力特征发现,准噶尔北缘石炭纪处于淡水~ 微咸水、弱氧化~ 还原、古生产力中等的环境中,海水受淡水改造作用明显,同时晚石炭世相对于早石炭世水体偏淡,水体偏氧化,生产力变化不大。

3 结论

( 1) 准噶尔北缘石炭系样品Mn元素富集可能是由于该时期的火山运动频繁,火山作用强烈造成的。

( 2) 石炭系高丰度烃源岩对应着较少的陆源输入,还原环境、高生产力、高咸度值,同时TOC值与相应的古生产力具有一定的正相关性。