基于对烃源岩生排烃过程中有机质丰度变化的认识(Tissot and Welte, 1978; 庞雄奇等, 1988; 胡见义和黄第藩, 1991; 柳广第, 2009), 许多学者认为用现今残余的有机碳含量去评价一个地区的烃源岩必然会引起一定的误差, 因此有必要将残余TOC恢复到原始状态。从20世纪80年代开始, 许多学者提出了不同的有机质丰度恢复方法, 主要有自然演化剖面法(王杰和陈践发, 2004; 秦建中等, 2005); 热解模拟实验法(郝石生, 1984; 庞雄奇等, 1988; 程克明等, 1996; 郝石生等, 1996; 夏新宇等, 1998; 熊永强等, 2004); 物质平衡法, 包括化学元素守恒法(金强, 1989; 陈增智和郝石生, 1991; 程克明等, 1996; 王杰和陈践发, 2004)、无效碳守恒法(肖丽华等, 1998)和有机质守恒法(王杰和陈践发, 2004); 理论推导法, 包括化学动力学法(卢双舫等, 1995)、有机质演化规律法(卢双舫等, 2003)、降解率法(程克明等, 1996; 郝石生等, 1996)和回归分析法(王子文等, 1991)等。

表1展示了相关学者进行实例研究时所提出的TOC恢复方法及恢复结果。研究发现, 这些方法均是在一定的假设和前提下提出的, 有一定的适用性, 但是每种方法都有一定的局限性, 很难普遍适用。自然演化剖面法要求整个剖面的岩性相似、有机相相近、成熟度变化范围大, 符合该要求的地化剖面难以见到; 热解模拟实验法要求烃源岩样品的成熟度较低, 而现今残余的烃源岩中满足此项要求的样品又很少(Klemme and Ulmishek, 1991), 受高温短时间实验条件的限制, 该方法的准确性并不高; 物质守恒法仅从有机质热演化的角度出发分析问题, 没有考虑在地史过程中外来元素的加入、无机反应的影响; 理论推导法是从有机质演化与生排烃规律出发, 直接推导出有机碳恢复系数的数学计算公式, 但公式中所需参数较多, 且许多参数需要由热解模拟实验得到或由人为因素确定, 计算过程繁琐且结果受参数取值和热模拟实验条件等因素的影响。

表1

Table 1

表1(Table 1)

表1 烃源岩古TOC恢复研究的不同方法与原理及其恢复结果比较 Table 1 Comparison of different methods about TOC recovery and their recovery results

表1 烃源岩古TOC恢复研究的不同方法与原理及其恢复结果比较 Table 1 Comparison of different methods about TOC recovery and their recovery results

使用不同的恢复方法得出的原始TOC恢复系数有差别。究其原因, 主要是有机碳含量的恢复过程受到很多因素的影响。但不管哪种方法, 获得的基本认识是相同的, 即烃源岩中的TOC在地史过程中是发生变化的, 它们目前的TOC测值较原始时期的低, 恢复系数是一个大于1的因子, 一般情况下变化在1.00~3.21之间。研究结果的不同, 除研究者采用的方法不同之外, 还与他们针对的研究对象及具体的地质条件有关。

为了克服上述方法中的地质参数取值受人为因素影响和物理模拟实验条件影响这2方面的局限性, 根据干酪根热降解生烃理论, 从烃源岩演化和油气生、留、排的角度出发, 提出了地史过程中烃源岩演化的地质概念模型, 根据烃源岩内相关参数的变化, 基于物质平衡理论, 推导出了TOC变化的定量关系模型, 进而得出了TOC恢复系数的计算公式。推导公式的过程中同时考虑到了地层压实作用和烃源岩热演化过程对油气生排作用的影响, 具有一定的普遍适用性。公式中的参数简单且较易从自然条件下获得, 不受人为因素影响, 计算结果比较接近实际。

1.2.1 烃源岩演化的地质概念模型

根据Tissot 和 Welte(1978)提出的干酪根热降解生烃理论, 有机质在演化过程中, 会有油气的生成和排出。有机母质的转化过程, 不论其作用机理如何, 都是一个物质平衡过程。以此为基础, 提出了地史过程中源岩层演化与TOC变化的地质概念模型(图 1)。假定A阶段为烃源岩演化的初始阶段, B阶段为烃源岩演化的结束阶段。在这一过程中, 单位面积、厚度为H_o的烃源岩柱经过一定的地史时期演化减小为单位面积、厚度为H, 面积不变、厚度减少了Δ H, 源岩中其他地质参数(如地层孔隙度ϕ 、密度ρ 等)也发生相应变化。在这一过程中, 源岩还要排出一定数量的孔隙水(V_ew)和有机碳量(Q_ec)。因此, 源岩之中初始时期的有机碳量M_co、含有机碳率TOC_o与终结时期的有机碳量M_c、含有机碳率TOC发生了变化。源岩演化过程中某一阶段的排水量(V_ew)可以依据压实过程中的孔隙度变化求出, 排有机碳量(Q_ec)也可以依据源岩排出的烃类产物量计算获得, 因此含有机碳量的前后变化(TOC_o, TOC)可以求出。

图1

Fig.1

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	图1 烃源岩演化过程中的物质平衡原理与TOC变化地质概念模型Fig.1 Geological conceptual model of TOC changing in evolution process of source rocks

庞雄奇等(1993)认为, 源岩排出的油气量是其生成烃量与其残留烃量的平衡结果。基于物质平衡原理, 在获得了源岩层的生烃量变化史和残留烃量变化史后, 可以计算出源岩在不同时期的排出烃量(Q_e=Q_p-Q_r)。源岩层之内的残留烃量(Q_r)可以通过取样测定氯仿沥青“ A” 或热解参数“ S₁” 、再经过轻烃补偿校正获得, 对于它们在地史过程中的变化特征可以通过对烃源岩层在不同埋深条件下的样点取值“ A” 或“ S₁” 资料进行统计分析, 确定主控因素, 建立定量关系模式, 再通过模拟计算获得; 源岩中有机质转化生烃量(Q_p)可以通过物质平衡优化模拟计算获得。

有机母质的生烃过程可以概略地认为是一个物质平衡过程。设定, 有机母质在转化过程中其C、H、O、N、S等5种元素不与外界其他元素发生化学反应, 只在彼此之间相互作用; 有机母质转化过程中的损失量Δ M全部或最大限度地形成CH₄、C₂H₆、C₃H₈、C₄H₁₀、CO₂、H₂S、N₂、H₂、H₂O、OIL等10种产物。通过增加一些地质地化限制条件可以求出任意转化阶段的上列10种产物的量(庞雄奇等, 1993; 庞雄奇, 1995)。

1.2.2 烃源岩中TOC变化的定量关系模型

根据上述烃源岩演化地质概念模型, 可建立残余有机碳含量 TOC和原始有机碳含量TOC_o之间的数学关系模型。为更好地说明这个模型的推导过程, 引入一些新的参数:Q_e表示单位面积烃源岩的排出烃量, K_c表示排出烃类的含碳系数(含碳量所占烃类总重量百分比), S_e表示当前源岩内单位质量有机碳所排出的烃量(源岩排出烃量与当前TOC比例), K_e表示烃源岩的排烃效率(排出烃量占生成烃量的比率), R_p表示有机母质的油气发生率(当前单位重量有机碳在其已发生的演化过程中累积生成的烃量)。推导过程如下:

基于物质平衡原理:

Mco=Mc+Qec1

上述平衡式中:

Mco=(Ho·So)·ρro·TOCo2Mc=(H·S)·ρr·TOC3Qec=Qe·Kc4

将式2、式3、式4代入式1中, 按单位面积计算, 消除S_o和S后, 得:

Ho·ρro·TOCo=H·ρr·TOC+Qe·Kc5Qe=Se·H·ρr·TOC6

将式6代入式5中, 得:

Ho·ρro·TOCo=H·ρr·TOC+Se·H·ρr·TOC·Kc7Ho·ρro·TOCo=H·ρr·(1+Se·Kc)·TOC8

根据骨架不变原理(庞雄奇等, 1993; 漆家福和杨桥, 2001):

H=1-ϕo1-ϕ·Ho9

将式9代入式8中, 得:

TOCo=1-ϕo1-ϕ·ρrρro·(1+Se·Kc)·TOC10

上式中

Se=Rp·Ke11

将式11代入式10中, 得TOC变化表达式:

TOCo=1-ϕo1-ϕ·ρrρro·(1+Rp·Ke·Kc)·TOC12

古有机质丰度(TOC_o)的恢复系数K的表达式为:

K=TOCoTOC=1-ϕo1-ϕ·ρrρro·(1+Rp·Ke·Kc)(13)

通过对TOC恢复系数的相关参数的统计分析, 可得出这些参数随着R_O变化的变化规律, 并代入式13计算出它们大量排烃前(R_O=0.5%)的原始母质丰度TOC_o, 比较当前TOC测量值和TOC_o, 可以计算获得它们在不同地质条件下的恢复系数K。根据上述思路, 可以计算出含不同类型(KTI)生烃母质和处于不同热演化阶段(R_O)的泥质岩烃源岩和碳酸盐岩烃源岩TOC恢复系数(表 2, 表3)。表2和表3中, R_p1和R_p2分别代表3种类型干酪根的理论上优化模拟计算获得的油气发生率和基于自然条件下氢指数变化计算获得的油气发生率; K_c1和K_c2分别代表烃类含碳系数的理论计算值和热解模拟实验获得的各烃类产物的加权值; K₁和K₂分别代表理论模拟和实际条件2种情况下的TOC恢复系数。

表2

Table 2

表2(Table 2)

表2 泥质岩烃源岩含不同干酪根类型的TOC恢复系数计算结果 Table 2 Calculation results of TOC recovery coefficients of muddy source rocks containing different kerogen types

表2 泥质岩烃源岩含不同干酪根类型的TOC恢复系数计算结果 Table 2 Calculation results of TOC recovery coefficients of muddy source rocks containing different kerogen types

表3

Table 3

表3(Table 3)

表3 碳酸盐岩烃源岩含不同干酪根类型的TOC恢复系数计算结果 Table 3 Calculation results of TOC recovery coefficients of carbonate source rocks containing different kerogen types

表3 碳酸盐岩烃源岩含不同干酪根类型的TOC恢复系数计算结果 Table 3 Calculation results of TOC recovery coefficients of carbonate source rocks containing different kerogen types

为了更方便地应用TOC恢复公式, 作者做出了不同岩性含不同类型干酪根的烃源岩原始有机碳恢复系数图版(图 2, 图3)。从图版上可以很方便地对某一演化程度的烃源岩的原始有机母质丰度TOC_o进行恢复。

图2

Fig.2

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	图2 泥质岩烃源岩不同类型干酪根的TOCo恢复系数图版Fig.2 TOCo recovery coefficient chart for muddy hydrocarbon source rocks of different kerogen types

图3

Fig.3

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	图3 碳酸盐岩烃源岩不同类型干酪根的TOCo恢复系数图版Fig.3 TOCo recovery coefficient chart for carbonate hydrocarbon source rocks of different kerogen types

研究结果表明, 对于泥质岩烃源岩层而言, 它们进入了高过成熟阶段后, 含Ⅰ 、Ⅱ 、Ⅲ 类母质时它们的原始(R_O=0.5%)TOC恢复系数分别变化在1.62~3.03、1.15~2.08、1.00~1.38之间; 对于碳酸盐岩烃源岩层而言, 它们进入了高过成熟阶段后, 含Ⅰ 、Ⅱ 、Ⅲ 类母质时它们的原始(R_O=0.5%)TOC恢复系数分别变化在1.63~3.21、1.16~2.19、1.01~1.45之间。这些说明, 对于进入高过成熟阶段的烃源岩层来说, 不恢复它们的原始TOC, 仅根据目前测值判别和评价它们的有效性将造成较大误差, 尤其是对于含母质类型较好的烃源岩层更是如此。

常见的烃源岩类型主要是黏土类泥质岩烃源岩、碳酸盐岩类烃源岩和煤系烃源岩。由于煤系地层在压实过程中不符合骨架不变原理, 其有机碳含量很高且与热解生烃潜量没有相关关系(陈建平等, 1997), 因此作者提出的TOC变化的数学模型不适用于煤系地层。

黏土类泥质岩烃源岩和碳酸盐岩类烃源岩的岩石性质大不相同, 它们受压实作用影响的密度和孔隙度变化程度有所差别, 原始或残余的有机碳含量也有所不同。一般来说, 碳酸盐岩类烃源岩受压实作用较小, 其中残余有机碳的含量也较黏土岩类烃源岩要低(霍志鹏等, 2013), 基于式13的理论分析研究表明, 在其他条件不变的情况下, 碳酸盐岩烃源岩的TOC变化应该较泥质岩烃源岩的TOC变化更大, 但最终实际的变化大小取决于多因素的联合作用。

式13之中与压实作用有关的参数是烃源岩在演化初始时期和当前时期的孔隙度和密度。对某种岩性的烃源岩(如泥岩)而言, 随着埋藏深度的增加, 岩石密度增加, 孔隙度减小。在一般情况下, 浅部密度呈指数关系增加, 深部密度呈线性增加(许平等, 2010), 孔隙度随埋深呈指数关系递减(Athy, 1930; 庞雄奇, 2003; 郭秋麟, 2013)。由于地温场特征不同, 不同盆地同一埋深下的孔隙度和密度有很大不同。为讨论方便, 将不同盆地烃源岩层的孔隙度和密度转化为同一热演化程度之下进行比较(图 4, 图5)。

图4

Fig.4

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	图4 泥质岩烃源岩与碳酸盐岩烃源岩的密度随RO变化趋势比较Fig.4 Changing trend of density with RO of muddy source rocks and carbonate source rocks

图5

Fig.5

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	图5 中国几个含油气盆地泥质岩烃源岩和碳酸盐岩烃源岩孔隙度随RO变化特征Fig.5 Changing trend of porosity with RO of muddy source rocks and carbonate source rocks in some basins of China

2.3.1 油气发生率(R_p)

R_p系指当前1 t有机母质在形成过程中已累积产生的油气量, 常用的单位为:液态产物kg/t, 气态产物m³/t。随干酪根类型和热演化程度的变化, R_p也相应变化。基于庞雄奇等(1993)进行干酪根生烃量物质平衡优化模型计算结果的相关数据(有机母质转化的初始点均为R_O=0.2%), 做出了R_p随R_O变化的曲线(图 6)。由于在该结果中假定Ⅰ 、Ⅱ 、Ⅲ 类干酪根的类型指数(KTI, 即Kerogen Type Index)分别为100、50、0。基于物质平衡优化模式计算获得的R_p不能完全反映实际情况, 因为地质条件下的源岩生烃过程是一个开放过程, 外部的“ 氢” 等元素能够参与到有机母质的生烃过程之中,

图6

Fig.6

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	图6 基于物质平衡原理获得的油气发生率Rp随RO变化曲线Fig.6 Curves of Rp changing with RO obtained based on matter balance principle

从而提高单位母质的生烃量(金之钧等, 2002; 张水昌等, 2005)。研究表明, 地质条件下源岩的氢指数变化更能反映自然条件下它们的生烃潜力变化, 基于这种变化可以获得更为接近自然条件下的油气发生率(Flower et al., 2001)。通过统计国内不同盆地烃源岩氢指数数据, 作者做出了3种类型干酪根的氢指数演化的包络线(图 7), 在此基础上做出R_p随R_O的变化关系(图 8)。式13表明, 烃源岩内有机母质的发生率越大, 它们造成的TOC变化越大; 相比之下, Ⅰ 类母质的R_p大于实际地质条件下Ⅱ 类母质对应有机母质R_p的变化范围, Ⅱ 类母质的R_p大于Ⅲ 类母质的R_p。因此可以推论, 母质类型越好的烃源岩层, 在同等条件下它们的TOC恢复系数高于母质类型较差的烃源岩层。随着热演化程度增大, R_p不断变大, 因而原始有机碳含量TOC_o的恢复系数不断增大。

图7

Fig.7

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	图7 自然条件下不同类型干酪根氢指数随热演化程度的变化特征Fig.7 Hydrogen index curves changing with RO of different kerogen types in natural conditions

图8

Fig.8

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	图8 自然条件下不同类型干酪根油气发生率Rp随RO变化的实际曲线Fig.8 Curves of Rp changing with RO obtained based on natural conditions

2.3.2 源岩层生成烃类的含碳系数(K_c)

K_c指单位重量的有机母质在转化过程中生成的烃类中所含有机碳的重量比率, 单位用百分数或小数。理论计算中, K_c为10种产物中所含有机碳的质量与10种产物的总质量之比, 随着干酪根类型和热演化程度的不同而改变, 基于庞雄奇等(1993)进行干酪根生烃量物质平衡优化模型计算结果的相关数据, 做出了K_c随R_O变化的曲线(图 9)。不难看出, 随着热演化程度(R_O, %)增大, 源岩生成的烃类物质中的含碳率有增大趋势。实际应用时, 由于该过程中生成的产物可能不止假定的10种, 因此, 常用热解模拟实验得到的参数进行K_c的计算, 用这种方法计算的K_c值基本保持不变, 一般为0.87。在这种情况下, 含碳系数对不同类型烃源岩TOC变化的影响相同, 基本为一个确定不变的常数。

图9

Fig.9

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	图9 烃源岩内不同类型干酪根含碳系数Kc随RO变化曲线Fig.9 Curves of Kc changing with RO of source rocks with different kerogen types

2.3.3 烃源岩排烃效率(K_e)

K_e是指烃源岩排烃量Q_e占生烃量Q_p的比率, 单位为百分数。对烃源岩排烃特征的研究, 国内外学者提出了许多方法, 归纳起来主要有以热模拟实验为基础的模拟实验法(lewan et al., 1979; Saxby et al., 1986)、以化学反应过程为基础的化学动力学法(卢双舫等, 2006)和基于物质守恒的物质平衡法(肖丽华等, 1998)等。在本次研究中, 基于烃源岩生留烃量和残留烃临界饱和量变化(庞雄奇等, 1988)和生烃潜力与排烃量变化(周杰和庞雄奇, 2002; Pang et al., 2003)的研究, 分别确定了源岩层在实际地质条件下的排烃效率。

2.3.3.1 基于烃源岩生烃量和残留烃临界饱和量计算排烃效率

残留烃临界饱和量是指烃源岩在一定的地质条件下自身可能存留烃的最大量或极限量, 岩石的生烃量只有超过了这一临界值后才能大量排出。岩石的排烃量是指生烃量与残留临界饱和烃量的差值, 它取决于烃源岩的生烃量和残留临界饱和烃量的相对大小, 而烃源岩的排烃效率可用排烃量与生烃量的比值来确定。基于源岩生烃量和残留烃临界饱和量计算排烃效率的方法原理如图10所示。该方法计算排烃效率的关键是生烃量Q_p和残留烃临界饱和量Q_rm的计算, 计算公式如式14所示。

图10

Fig.10

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	图10 基于烃源岩生烃量和残留烃临界饱和量计算排烃效率模式图Fig.10 Hydrocarbon expulsion efficiency based on generation amount and critical saturation of residual hydrocarbon of source rocks

Ke=QeQp=Qp-QrmQp14

图10和式14中各参数的意义:

Q_r— 烃源岩岩样单位重量有机母质的残留烃量, 一般指C₁₅₊的液态烃量, 常用“ S₁” , 或“ A” 代替, mg/g· TOC;

Q_r1— 残留于岩石中单位重量有机母质的液态轻烃C_5-14, 在岩石取到地表时趋于散失, mg/g· TOC;

Q_r2— 残留于岩石中单位重量有机母质的气态烃C_1-4, 在岩石取到地表时已完全散失, mg/g· TOC;

Q_rm— 烃源岩内单位重量有机母质的残留烃临界饱和量, 是岩石在地下的最大滞留烃量, mg/g· TOC;

Q_e— 源岩层单位重量有机母质的排烃量, mg/g· TOC;

Q_p— 源岩层单位重量有机母质的生烃量, mg/g· TOC;

R_O— 烃源岩中有机母质的镜质体反射率, %;

K_e— 源岩层的排烃效率, %。

a)参数选择与补偿校正

源岩层单位母质的已生成烃量(Q_p)取决于岩石内含有的有机母质丰度、类型和热演化程度。研究生烃量的方法很多, 主要有残留烃法、热解实验法和模拟计算法3大类。其中模拟计算生烃量的方法采用自然地质条件下有机母质的演化途径, 保证了转化过程的正确性; 其次, 利用了模拟实验和油气田勘探实践中揭示的油气产出过程和组分含量变化特征的规律性, 提高了模拟计算的可信度; 最后, 采用的优化方法使有机母质转化过程中的客观性、产物变化的规律性在量值上达到了平衡与统一, 提高了计算结果的精度。因此, 基于有机母质转化生烃量的物质平衡优化模拟法来计算烃源岩层的生烃量, 方法的原理和计算过程详见参考文献(庞雄奇等, 1988; 庞雄奇, 1995)。

岩石中残留临界饱和量(Q_rm)包括气态烃和液态烃两类, 影响残留气态烃量的地质因素主要有温度、压力、岩性(黏土矿物成分, 比表面积大小, 所含有机母质类型、丰度、热演化程度等)以及气体的浓度和组分特性等; 液态烃与之不同, 主要受地层吸附和毛细管封闭等作用的控制, 影响其残留的主要因素是排液组合、

吸附作用、压实作用、生烃作用及温压条件的影响(庞雄奇等, 1988)。生产中常用有机溶剂抽提源岩获得的氯仿沥青“ A” 或用热解方法获得的烃量“ S₁” 来代替烃源岩中的残留烃总量(图10中的Q_r)。然而, 在利用上述2个参数反映岩石实际的残留烃量时会遇到以下问题:“ A” 和“ S₁” 都不能反映岩石的气态残留烃量, 因为气态残留烃量自岩样取到地表后就散失减少了; 烃源岩岩样从地下取出后, 由于温度压力的变化, 岩石中不仅残留的气态烃, 甚至残留的液态烃也有相当一部分被散失掉了, 尤其是碳数小于15的轻烃组分。以上说明, 依据“ A” 或“ S₁″计算岩石中实际的残留烃量时须作气态烃类(图10中的Q_r2)和液态轻烃(图10中的Q_r1)的补偿校正。

b)排烃效率计算

为了探讨这一问题, 国内外一些学者(Tarafa and Hunt, 1983; 徐振泰等, 1982; 庞雄奇等, 1988)开展了不同条件下烃源岩残留烃量的模拟实验研究, 提出了补偿校正的方法。根据庞雄奇等(1988)和庞雄奇(1995)对前人研究成果整理出的烃源岩轻烃补偿校正的计算公式对残留烃量进行补偿校正, 基于此提出了更加客观的排烃效率的计算公式(14), 其中Q_r1和Q_r2分别为对散失的液态残留轻烃量和气态残留烃量进行的补偿校正, 具体校正方法已在相关参考文献中介绍(庞雄奇等, 1993)。用“ S₁” 代表残留烃量Q_r会比实际地质条件下的残留烃量要小, 因为“ S₁” 只能代表热解温度300 ℃及其以前释放的烃量, 分子量较大的组分仍会残留于岩石中, 但这方面引起的误差已很小, 不会对排烃效率的计算产生较大影响。在有条件的情况下, 用“ A” 替代“ S₁” 更加客观。

用上述方法计算不同盆地不同母质类型的烃源岩的排烃效率时, 首先应对各烃源岩的实测残留烃量“ S₁” (Q_r)进行液态轻烃和气态烃类的补偿校正。图11是以南堡凹陷烃源岩为例, 来说明校正前后不同母质类型的“ S₁” (Q_r)随R_O的演化规律。从图11上可以看出, 校正之后残留烃临界饱和量一定程度上增加了, 但总的变化趋势是一致的。

图11

Fig.11

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	图11 南堡凹陷沙河街组烃源岩补偿校正前后残留烃量的变化Fig.11 Quantity variation of residual hydrocarbon after compensation correction of source rocks of the Shahejie Formation in Nanpu sag

2.3.3.2 基于生烃潜力与排烃量变化计算排烃效率

源岩中生烃潜力的变化反映了生烃量与排出烃量的关联作用, 清楚地反映了源岩生烃、残留烃、排烃之间的平衡。此外, 生烃潜力法建立在大量热解资料基础之上, 体现了源岩层整体排烃特征的变化趋势, 方法简单易行, 所需资料容易满足(庞雄奇, 1995; Pang et al., 2003)。基于生烃潜力法确定源岩排烃效率(K_e)的原理如图12所示, 计算公式为式15。

图12

Fig.12

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	图12 依据生烃潜力变化研究源岩生排烃量概念模型(据Pang et al., 2003, 有修改)Fig.12 Conceptual model for studying amount of generated and expelled hydrocarbon by hydrocarbon generation potential method (modified from Pang et al., 2003)

Ke=QeQp=Qpo-Qpi+Q'eQpo-Qpi+Q'e+Qrm15

图12和式15中各参数的意义解释:

Q_r— 含单位重量有机母质的烃源岩加热不超过300 ℃的可溶烃量, 反映源岩内已经生成并残留于源岩内的滞留烃量, 与“ A” 或“ S” 相关, mg/g· TOC;

Q₂— 含单位重量有机母质的烃源岩加热温度在300~600 ℃裂解烃量, 反映源岩内母质进一步热解的生烃潜力, 与“ S₁” 相关, mg/g· TOC;

Δ Q_r— 含单位重量有机母质的烃源岩进行轻烃补偿校正后增加的残留烃量, 包括液态轻烃C_5-14和气态烃C_1-4两部分, 与图9中的Q_r1和Q_r2相当, mg/g· TOC;

Q_po— 处于生烃潜力高峰期含单位重量有机母质的烃源岩(与Z_o埋深相对应)的生烃潜烃量, mg/g· TOC;

Q'_e— 处于高演化阶段的当前烃源岩单位重量有机碳生成烃量R_p与处于生烃潜力高峰期的烃源岩单位体积烃源岩内单位重量母质的生烃量(R_po)之间的差值, mg/g· TOC;

Q_pi— 不同阶段含单位重量母质TOC源岩的生烃潜力, mg/g· TOC; 它随着埋深(或R_O)的增大先增大, 并在Z_o处达到最大值Q_po, 之后再随埋深(或R_O)的增大而减小;

Q_rm— 烃源岩内单位重量有机母质的残留烃临界饱和量, mg/g· TOC;

Q_eo— 基于生烃潜量最大时的单位重量有机母质演化求出的排烃量, mg/g· TOC;

Q_p— 源岩层当前单位重量有机母质的生烃量, mg/g· TOC。

基于单位重量有机母质生烃潜力变化可以分别确定源岩层排烃门限(T)、排烃量(Q_e)、排烃速率(V_e)、排烃效率(K_e)变化特征, 采用同样的方法来研究不同类型盆地含不同类型母质的烃源岩的排烃特征(管晓燕等, 2005; 周杰等, 2006; 姜福杰等, 2007; 郭继刚等, 2013)。图13是济阳坳陷古近系暗色泥岩的生烃潜力变化特征与排烃效率变化特征研究结果。在获得这方面结果时开展了液态轻烃补偿校正和气态轻烃补偿校正。

图13

Fig.13

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	图13 济阳坳陷古近系暗色泥岩排烃效率模式图Fig.13 Hydrocarbon expulsion efficiency model of the Paleogene dark mudstone in Jiyang Depression

2.3.3.3 2种方法计算排烃效率结果比较

基于上述2种方法计算了不同地区、不同类型烃源岩的排烃效率变化, 图 14是2种结果比较。研究表明, 随着热演化程度的增加和进入排烃门限, 排烃效率K_e从0开始增加, 并且增加的速率很大, 达到一定深度和热演化程度值时, K_e的增加速率开始降低, 直至最后趋近0为止; 对不同盆地而言, 由于源岩的母质类型不同, 即使埋藏深度或热演化程度相同, 烃源岩的排烃效率也可能存在很大差别, 但母质类型相同时排烃效率随R_O的增加基本有相同的演化轨迹。

图14

Fig.14

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	图14 2种方法计算出的排烃效率对比Fig.14 Comparison of hydrocarbon expulsion efficiency of two kinds of method

以上2种方法均是从排烃效率的定义出发, 基于生留烃量或排烃量的变化特征来计算排烃效率, 并对测值差异较大的现今残留烃量进行了补偿校正, 使得结果更加真实可信。对比2种方法计算出的排烃效率可以看出, 二者差别甚微, 取二者的平均值来进行后续TOC恢复系数的计算。

生烃潜力(S₁+S₂)/TOC是有机质丰度的重要表征参数, 通过对国内外不同盆地烃源岩单位质量母质生烃潜力的变化研究, 可以总结出烃源岩内有机质丰度的变化规律。研究表明, 不同盆地、不同时代、不同母质类型的烃源岩内残留有机质的变化有着相似的规律, 随着埋藏深度的增加, 单位重量有机碳含量中的生烃潜力呈现先增加后降低的“ 大肚子” 特征, 由小到大再由大到小的转折点对应的深度(Z)或镜煤反射率(R_O)为排烃门限(周杰等, 2002; 庞雄奇等, 2004)。虽然对不同盆地不同层位的烃源岩而言, 该曲线的形状有所差异, 但总体趋势是不变的(图 15, 图16), 胡见义和黄第藩(1991)等人对国内外不同盆地、不同时代、不同母质类型的烃源岩残留有机质也进行了分析, 也发现了相同的规律。

图15

Fig.15

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	图15 中国几个不同盆地烃源岩生烃潜力随埋藏深度的变化特征Fig.15 Characteristics of the hydrocarbon potential changing with depth of source rocks in several Chinese petroliferous basins

图16

Fig.16

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	图16 柴达木盆地烃源岩生烃量、残留烃量与排烃量随埋藏深度的变化特征Fig.16 Characteristic of generation, expulsion and residual hydrocarbon of source rocks in Qaidam Basin

烃源岩内TOC也是有机质丰度的重要表征参数, 其变化规律应与另一参数生烃潜力的变化规律相同或相近。为了更好地分析烃源岩内TOC的变化特征, 做出了泥质岩烃源岩和碳酸盐岩烃源岩TOC随R_O演化图版(图 17, 图18)。从图中可以看出:(1)随着埋藏深度的增大, 烃源岩的原始TOC经历了一个不断减少的过程, 随热演化程度R_O的增加, TOC呈现先微小增加, 后大量减少, 最后趋于平衡的变化规律。急剧减少发生在R_O=0.5%~2.0%阶段, 这与有机母质在热演化过程中的大量生排烃时期对应一致。(2)烃源岩中的原始有机母质不断减少, 对于泥质岩烃源岩和碳酸盐岩烃源岩所含不同类型的有机母质都适用。(3)含不同类型有机母质的烃源岩之中TOC开始大量减少的时间存在差异, 对于含Ⅰ 类、含Ⅱ 类和含Ⅲ 有机母质的烃源岩来说, 它们的TOC开始大量减少时期分别发生在R_O=0.5%、0.7%、0.9%。如果TOC=0.5%可以用作中浅层有效烃源岩层的判别和评价标准, 则它们不能用于对深部处于高过成熟阶段源岩层的有效性判别和评价。例如, 对于泥质岩烃源岩, 原始(R_O=0.5%)的TOC=0.5%, 如果它们含Ⅰ 类母质, 在热演化程度至R_O=1.0%、2.0%、3.0%后, 其TOC分别减少至0.3%、0.2%、0.15%左右; 如果它们是含Ⅰ 类母质的碳酸盐岩烃源岩, 在热演化程度至R_O=1.0%、2.0%、3.0%后, 其TOC也分别减少至0.3%、0.2%、0.15%左右。在这一过程中, 它们的TOC分别减少了40%、50%和60%以上。

图17

Fig.17

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	图17 一般地质条件下泥质岩烃源岩含不同类型母质的TOC演化图版Fig.17 TOC evolution charts for muddy hydrocarbon source rocks of different kerogen types in general geological conditions

图18

Fig.18

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	图18 一般地质条件下碳酸盐岩烃源岩含不同类型母质的TOC演化图版Fig.18 TOC evolution charts for carbonate hydrocarbon source rocks of different kerogen types in general geological conditions

从以上分析可以看出, 在烃源岩演化过程中, 其内TOC 值亦呈现先增加后减少的变化趋势, 这与生烃潜力的变化规律相似, 只是由于TOC增加的时间较短且幅度较小, 因此并未呈现明显的“ 大肚子” 曲线特征。

源岩生成的烃量只有排出源岩层之后才有可能对油气成藏做贡献(庞雄奇, 1995; 周杰和庞雄奇, 2002)。将进入了排烃门限并发生过大量排烃作用的生烃岩称之为有效烃源岩。这一概念将那些发生过大量排烃作用, 但油气可能还没有进入圈闭之中或进入了圈闭之中尚不足聚集成工业价值油气藏的烃源岩层, 也包括在有效烃源岩之内。排出源岩层的油气, 它们尽管没有形成具有工业价值的油气藏, 但它们在运移过程中被吸附、水溶或滞留, 为后来油气的运移或其他源岩层排出的油气聚集成工业价值的油气藏起到了垫底和铺路的作用。对于中浅层处于低成热和成熟阶段的有效烃源岩而言, 不同学者关于最低有机碳含量下限判别标准较为统一, 认为TOC> 0.5%(Peters and Cassa, 1994; 金之钧和王清晨, 2005), 但对于深部热演化程度较高的烃源岩而言存在诸多不同的意见(表 4)。对泥质岩烃源岩的评价标准而言, 国内外学者大都采用TOC=0.3%~0.5%作为有效烃源岩的有机碳含量下限值(Hunt, 1979; Tissot and Welte, 1984; 秦建中等, 2004)。而对于碳酸盐岩类烃源岩的有机碳下限值则一直存在争议(Palacas, 1984; Jones, 1984; Demaison and Huizinga, 1991; Peters et al., 1994; Katz, 1995; 秦建中等, 2004; 成海燕, 2007; 霍志鹏等, 2013), 每种标准的提出都有其各自的地质背景和研究实例(表 4)。

表4

Table 4

表4(Table 4)

表4 不同单位或学者提出的碳酸盐岩有效烃源岩判别TOC下限标准 Table 4 TOC lower limit standard for identifying effective car-bonate source rock proposed by different scholars or organizations

表4 不同单位或学者提出的碳酸盐岩有效烃源岩判别TOC下限标准 Table 4 TOC lower limit standard for identifying effective car-bonate source rock proposed by different scholars or organizations

有效源岩TOC下限值的标准难以达到统一主要有2个原因:一是不同学者所指的对象不一样, 有的认为标准里的TOC值应指现今残余的TOC, 而有的则认为应是原始状态的TOC; 二是未考虑到TOC值受有机质热演化程度和油气生排作用的影响, 尤其是热演化程度很高和排油气效率很大时, 其影响就不可忽略了。式13中提出的TOC恢复方法同时考虑到了上述2种因素的影响, 因此用它来修订TOC下限值, 进而重新建立判别有效烃源岩的TOC下限标准具有理论依据和现实意义。

大量中浅层油气勘探实践表明, 烃源岩的TOC只有超过0.5%才能发生大量排烃作用并形成具有工业价值的油气藏(Ronov, 1958; 庞雄奇等, 1993; 庞雄奇, 1995; 金之钧和王清晨, 2005), 为此, 作者将有效烃源岩的原始(R_O=0.5%)有机碳含量下限值定为0.5%。根据TOC演化特征图(图 17, 图18)可以确定出原始有机母质丰度为0.5%的烃源岩, 它们在进一步埋深并进入排烃门限之后的不断排烃过程中的TOC值变化, 得到不同演化阶段有效烃源岩的最低有机碳含量TOC判别标准(图17和图18中红实线表示)。考虑到有机质的热演化程度, 有效烃源岩中有机碳含量TOC的下限值理论上是连续变化的。实际地质条件下, 不仅演化程度R_O的变化会造成排烃门限对应的TOC下限值变化, 有机质类型也同样会对TOC下限值产生影响(霍志鹏等, 2013), 根据图17和图18中的Ⅱ 类源岩TOC随热演化程度R_O和母质类型KTI的演化图版, 重新修订了泥质岩烃源岩和碳酸盐岩烃源岩的有效判别标准(表5)。

表5

Table5

表5(Table5)

表5 作者修订后的有效烃源岩判别的TOC下限标准 Table5 Revised TOC lower limit standard for identifying effective source rocks 演化阶段 泥质岩烃源岩 碳酸盐岩烃源岩 Ⅰ 型 Ⅱ 型 Ⅲ 型 Ⅰ 型 Ⅱ 型 Ⅲ 型 未成熟(RO< 0.5%) 0.50 0.50 0.50 0.50 0.50 0.50 成熟(RO为0.5%~1.2%) 0.35 0.45 0.47 0.30 0.40 0.45 高成熟(RO为1.2%~2.0%) 0.25 0.35 0.45 0.20 0.30 0.40 过成熟(RO> 2.0%) 0.20 0.30 0.40 0.15 0.25 0.35

表5 作者修订后的有效烃源岩判别的TOC下限标准 Table5 Revised TOC lower limit standard for identifying effective source rocks

分析研究表明, 对于处于未成熟阶段(R_O< 0.5%)和成熟阶段(R_O=0.5%~1.2%)的烃源岩层, 直接利用TOC=0.5%的判别和评价标准, 它们造成的最大偏差不超过40%; 对于处于高成熟阶段(R_O=1.2%~2.0%)的烃源岩, 应用该标准造成的偏差可达到60%; 对于处于过成熟阶段(R_O> 2.0%)的烃源岩, 应用该标准造成的偏差可达到70%以上。这深刻反映了对深部高过成熟烃源岩进行原始TOC恢复研究对于有效烃源岩判别与评价的重要意义。

依据重新修订后的有效烃源岩判别的TOC下限标准, 可确定有效烃源岩分布范围。它较用传统方法或用中浅层资料厘定的标准(TOC=0.5%)确定的范围扩大了许多, 可达数倍之多。

图19是对塔里木盆地奥陶系有效烃源岩分布研究的一个实例。塔里木盆地深部奥陶系发育以灰岩和泥灰岩为主的烃源岩, 有机质类型主要为Ⅰ 型, 热演化程度R_O介于1.2%~2.5%之间, 当前处于高过成熟阶段。有机质丰度在平面上分布不均, 有高丰度(TOC> 0.5%)和低丰度(TOC< 0.5%)分布集中区。考虑到热演化程度和母质类型等条件, 作者对该区的有效烃源岩判别的TOC下限值标准进行重新修订, 将TOC下限值从0.5%修定为0.2%。没有修订前, 依据TOC=0.5%的传统标准确定的有效烃源岩的平面分布面积约为10万km²。修订后, 依据TOC=0.2%的新标准确定的有效烃源岩的平面分布面积约17万km², 相比之下增加为原来的1.7倍。考虑到纵向上烃源岩层厚度同样倍数的增加, 有效源岩的体积总共增加了约3倍。这种变化不仅使油气勘探的范围增大, 也使资源评价结果有很大增加。

图19

Fig.19

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	图19 塔里木盆地奥陶系烃源岩TOC平面分布特征Fig.19 TOC plane distribution characteristics of the Ordovician source rocks in Tarim Basin