第六章 烃源岩及初次运移

1、第六章 烃源岩及初次运移本章重点：烃源岩的形成；烃源岩有机质向油气的转化；初次运移与油气生成有直接联系，受烃源岩物理性质的影响较大；因此，初次运移的相态、动力、距离、方向、时期等问题是研究的内容。第一节 生成油气的物质基础 有机说的核心是认为石油起源于生物物质，通过沉积作用保留下来，再转化成油气。一、生油气母质及其化学组成1.脂类化合物 包括脂肪、醇类、甾族类及萜烯类化合物等。化学性质稳定，从元素组成和分子结构都近似石油，实验证明，通过加氢和去羧基，脂肪酸可向烃类转化。 2.蛋白质 生物体内重要成分，当充分受到高地温作用，蛋白质衍生物是一种重要的生油母质，经过去羧基和去氨基后便可合成烃类。3.

2、碳水化合物 动、植物体内都含有碳水化合物，实验证明，碳水化合物被氢还原后可得到烃类。4.木质素 仅存在高等植物中，可生成天然气。 综上所述，各种生物所含的生物化学组分不同，一般植物主要含碳水化合物、木质素，而动物主要合蛋白质、脂类。二.沉积有机质的形成油气转化从生物有机质进入沉积有机质开始进行；沉积有机质主要是生物的遗体，此外包括其生命过程中的排泄物和分泌物；沉积有机质来源（原地有机质、异地有机质、 混合有机质、再沉积有机质）统计表明有机质数量很大，但分布不均衡：1.不同时代分布不均衡；2.不同沉积环境分布不同，大陆及边缘海有机质含量高，大洋沉积物有机质含量贫乏；3.不同岩性有机质含量不同，泥

3、岩高，碳酸盐岩中等，砂岩低。有机质丰度不均衡分布影响因素：(1)生物产率(浅海区、大陆区湿热带高)；(2)原始有机质保存条件（氧化、还原)；(3)沉积、沉降速度（沉积、沉降较快且稳定有利有机质保存）；(4)沉积物的粒度（粒度越细吸附有机质微粒越多）。三.酐酪根 酐酪根是沉积岩中主要的有机质和生成油气的主要母质。最初用来描述苏格兰一种油页岩中的不溶有机质，经蒸馏后能产出似腊质的粘稠石油。亨特(Hunt)等在研究沉积页岩中，把其中的不溶有机质统称为酐酪根。沉积物有机质包括： 有机质不溶于有机溶剂的残余；有机质不溶于碱性溶液的残余； 以上二者合称为酐酪根。有机质中部分能溶于有机溶剂的有机物质，称可溶

4、有机质，也叫做可溶性沥青。1.酐酪根定义： 酐酪根是沉积物中不溶于碱、非氧化型酸和有机溶剂的分散有机质(Hunt,1979)。其成分和结构极为复杂，是一种不均质的分子量较高的物质，由C、H、O、S、N等元素组成。结构上为一种带有各种烷基取代基及其它官能团的结构单元，通过桥键(主要是C、O或肽键)结合而成的三维分子。提纯分离：将岩石粉碎后，先用氯仿抽提，然后用 MAB抽提，除去可溶物质；盐酸溶解，除去碳酸盐；氢氟酸溶解除去硅铝酸盐；用比重液、超生波除去岩石中的黄铁矿 及其它重矿物。2.成分和结构(1)化学成分、元素组成 主要由C、H、O组成，并含有少量N、S、P和其它金属元素。其中：C，70-9

5、0%；H，3-10%；O，3-19%；H/C(原子比)，一般0.4-1.67；O/C 0.03-0.30；N，0.44%；S，0.2%5%；元素组成与酐酪根类型、成熟度关系明显以浮游生物为有机质的主要母源，深水还原环境下的海相或湖相形成的酐酪根富含氢和氮。以陆源植物为主要母源的酐酪根和近岸浅水较氧化环境形成的酐酪根相对贫氢、氮而富氧。(2)结构（结构复杂）大致由：核，可以是单环、或缩合环、芳香环或脂族环，含硫或含氮的杂环(核间由不同类型桥键连接成三维主体结构，核表面再连结各种基团)；桥键，有脂肪族碳键-(CH)n-；含氧或含硫的官能键，-C-(酮)，-C-O-(酯)，-O-(醚键)，-S-(硫

6、键)，-S-S-(二硫键)；官能团，有羟基(-OH)，羧基(-COOH)，氧甲基(-OCH3)等；结构间隙中，可截获的各种类型的游离分子。 主要由以上四类组份组成。3.类型(1)化学分类(根据H/C，O/C进行划分)：型，H/C高(1.5以上)，一般1.25-1.75； O/C低，0.026-0.12；热失重65%； 生烃潜力0.4-0.7；富含类脂物质，主要由脂族链组成，链状结构较多，富氢、贫氧，生油潜力高，主要来源于藻类物质。型，H/C较高，0.651.25；O/C较低， 一般0.040.13；热失重50-80%； 生烃潜力0.30.5；含大量中等长度脂族链化合物和脂环化合物，生烃潜力较高

7、；其生油、生气能力取决于靠近、型的程度而异；来源于浮游生物和微生物的混合有机质。 分1型、2型两类。型， H/C低，0.460.93， O/C高，0.050.3；热失重30-50%； 生烃潜力，0.10.2；富含多环芳香核、含氧基团，脂族链很少，生油潜力小，是生天然气的主要母源，来源于陆生植物的木质素、秆维素、芳香丹宁等。型，H/C很低，0.46，O/C很高0.25热失重30%； 生烃潜力0.2；含大量芳香核、含氧基团，能生成少量的气，基本不具生油能力，来源于高度氧化或再沉积的有机质。(2)据原始有机质分类：腐泥型()；腐植腐泥型(1)；腐泥腐植型(2)；腐植型；残余惰质型。(3)光学分类：无

8、定形絮质，没有清晰几何边缘，常呈无定形的片、团和粉末，主要属生油潜力高、富氢的腐泥组；有贫氢和富氢之分，富氢无定型，生油潜力高，贫氢无定型，生油潜力低，乃至不具生油潜力；主要来源于浮游生物类的低等生物。藻质型 主要为藻类残体构成，生油潜力高，主要来源于浮游生物之类的低等动物；草质型 主要由陆生植物的花粉、孢子、角质层、叶子表层构成，生油潜力较高，来源于陆地植物；木质型 由纤维物质组成，具木质结构，生油潜力低、生气潜力高，来源于陆地植物；煤质型 由再沉积有机质和经过天然碳化作用的陆生植物残体构成，不具生油潜力，生气潜力低。1菌解无定形体A，大庆，K，干酪根2菌解无定形体A，样品同1，反射荧光3菌

9、解无定形体B，茂名，N，干酪根，透射光4菌解无定形体B，样品同3，反射荧光5菌解无定形体c，依兰，E，干酪根，透射光6菌解无定形体C，样品同5，反射荧光7菌解无定形体D，辽河，E，干酪根，透射光8菌解无定形体D，样品同8，反射荧光9藻类无定形体，桦甸，E，干酪根，透射光10藻类无定形体，样品同9，反射荧光11粒状无定形体，百色，N，干酪根，透射光12粒状无定形体，样品同11，反射荧光13腐殖无定形体，南宁，N，干酪根，透射光14腐殖无定形体，样品同13，反射荧光15降解无定形体，大庆，K，干酪根，透射光16惰质无定形体及共生的非常细小的腐殖碎屑，百色，N，干酪根，透射光17菌解无定形体B强烈的

10、正荧光变化，辽河，E，干酪根，反射荧光18富含苗解无定形体B的矿物沥青基质强烈的正荧光变化，茂名，N，油页岩，反射荧光(4)按煤岩系组分划分(反射光)：壳质组呈暗灰色、低突起，相对富氢；镜质组呈灰白色，无或微突起，相对富氧；惰性组呈白亮黄色，较高突起，相对富碳。1叶绿素体，呈非常细小的粒状集合体，茂名上第三系，腐殖煤，反射荧光2琥珀树脂体，呈破碎状，抚顺，下第三系，碳质泥岩，反射荧光3分解琥珀树脂体，呈非常不均一的荧光，抚顺，下第三系，碳质泥岩，反射荧光4，菌解琥珀树脂体，细菌呈很暗的褐色荧光，抚顺，下第三系，碳质泥岩，反射荧光5分泌树脂体及共生的渗出沥青质体，百色褐煤，上第三系，反射荧光，6

11、荧光质体，百色，油页岩，上第三系，反射荧光7分泌树脂体，百色，上第三系，腐殖煤8分泌树脂体，受到氧化，显示同心层状结构，百色，上第三系，碳质泥岩，反射荧光9壳屑体，三水，上第三系，灰黑色泥岩，富含介形虫化石的油页岩，反射荧光10动物软体，具很强血红色荧光，百色，上第三系，11动物壳屑体，呈条纹状结构，大庆，白垩系，黑色泥岩，透射光12动物壳屑体，大庆白垩系，黑色泥岩，反射荧光1结构藻类体A，大庆，白垩系，黑色泥岩2结构藻类体A及沥青质体A，伊克召盟，早第三系，藻煤3结构藻类体B(B)斜切面及共生的沥青质体A，蒲县，藻煤，二叠系4结构藻类体B，横切面，南海，第三系5结构藻类体C，黄县，油页岩，下

12、第三系6结构藻类体D，大庆，白垩系，黑色泥岩7视域同6，注竟在藻类体中粘结有硅质矿物8结构藻类体D，大庆，白垩系，黑色泥岩，透射光，示其中粘有大量硅质矿物9层状藻类体A，富氢镜质体条带及穿插其中的渗出沥青质体，浑源石炭系，油页岩，反射荧光10层状藻类体B、小孢子体及结构藻类体A，辽河，下第三系，黑色泥岩，反射荧光11沥青质体A，其中包裹有一些强荧光的有机质，百色，上第三系，油页岩，反射荧光12小孢子体，沥青质体B及基质镜质体，平朔，石炭系，腐殖煤，反射荧光13角质体，大庆，白垩系，黑色泥岩，透射光，14. 木栓质体，南海，上第三系，黑色泥岩15角质体，舒兰，下第三系，腐殖煤，反射荧光，(5)用

13、热解方法来划分直接从岩样测出其中的可抽提烃(S1峰)、酐酪根热解烃(S2峰)和二氧化碳挥发物(S3峰)氢指数(IH)，热解烃的量与岩石总有机碳的比值，S2/有机碳；氧指数(IO)，二氧化碳的量与岩石总有机碳的比值，S3/有机碳；有机质类型指数(S2/ S3)，用以划分有机质类型。 类型 IH(mg/g) IO(mg/g) S2/S3型 600 40 201型 250-600 40-75 10-202型 120-250 75-110 5-10 型 120 110 5第二节 油气生成的地质环境与物、化条件一、油气生成的地质环境(一)大地构造条件有长期稳定下沉的地壳运动背景；有较快的沉积堆积速度。(

14、二)岩相古地理条件有浅海封闭环境或一定深度的湖泊环境；有足够数量和质量的原始有机质；有适当的受热或埋藏历史。(三)古气候条件二、物理化学条件 沉积有机质的演化成烃作用早期主要是生物化学作用过程，而晚期酐酪根热演化成烃主要是物理化学作用过程。而促使这些过程发生的外因，早期有生物化学作用，晚期有温度、时间、压力、催化剂及放射性作用等。（一）温度和时间1.作用机理门限温度：酐酪根大量转化为石油的温度。门限深度：门限温度所对应的深度(取决于地温梯度)。液态窗口：普西(Pusey，1973)提出“液态烃类石油“存在的温度范围(65.6-148.9)，温度低，不利于生成大量石油；温度太高，石油进一步裂解成

15、气态烃。1一利比亚锡尔特盆地 A1002一苏门答腊中部 杜里3一北海、埃科菲斯克4一阿拉伯湾，加瓦尔5一阿尔及利亚，哈西-迈萨乌德6一佛罗利达州，杰伊7一马拉开波湖，拉马尔8一苏门答腊中部，米纳斯9一阿拉斯加，普鲁德霍湾10一南派斯，27号地区11一西西伯利亚的气和油12一洛杉矶 咸尔明顿袖田据实验，酐酪根热解的过程符合化学动力学原理的一级反应。Connan提出：沉积有机质向石油转化作用符合化学动力学定律一级反应。即，凡反应速度只与反应浓度的一次方成正比者，称为一级反应。即在任何瞬间，反应速度仅与当时该物质所存在的浓度有关。 -dCA/dt=KCA （1）式中 t 反应时间； CA 反应物在瞬

16、间的浓度； K 反应速率数。将（1）移项，定积分K值可由阿伦尼鸟斯方程来求得。-dCA/dt=KCAln(CA0 /CA) =Kt (2)常运用阿伦尼鸟斯方程来描述这个过程。方程如下： K=K0e-E/RT (3)K反应速率数，K0频率因子，E活化能，T绝对温度(K)，R气体常数将InCo/C=Kt，K=1/t*In（Co/C）代入(2)联立 得 K0e-E/RT=1/t In(CA0/CA )取对数 InK0-E/R.T=-Int+InIn (CA0/CA )将K0， CA0/CA 视为常数；为 (常数+常数=常数)整理得 -Int=-E/R.T+常数 lnt=E/RT常数 (4) lnt=

17、E/R1/T常数说明： （lnt=E/R（常数） 1/T - 常数）反应时间的对数(Int)与反应温度的倒数呈线性关系；即温度高、成熟时间短或成油时代早；反之，温度低，成熟时间长。K= K0e-E/RT表明反应速率常数K与温度呈指数关系；即温度增加，石油数量的加大比时间作用要快的多。与温度相比，时间居次要地位。温度和时间可以互补；地层年龄越老，石油形成温度可越低；地层年龄越年轻，生油门限温度越高。因此，不同盆地、层位及成熟度均可以不同。理论和实践都表明，低温长时间与高温短时间的作用可达到同样的效果。康南(J.Connan，1974)依据世界若干盆地的实际资料绘出了时间温度关系图(图)，康南引用

18、阿伦尼鸟斯方程，lnt=E/R1/T-常数令方程右边常数为b，E/R为a，有 Int=a1/T-b取a=6942，b=14.965(统计得出)，得： logt=30141/T-6.498 (康南公式)（只适用于连续沉积且为匀速沉积盆地）1巴西亚马逊盆地；2 法国巴黎盆地；3法国阿奎特因盆地；4西非阿尤思地区；5喀麦隆杜阿拉盆地；6新西兰塔拉纳基盆地；7法国卡马格盆地；8新西兰塔拉纳基盆地；9美国洛杉矶盆地门；o美国文图拉盆地；11法国阿奎特因盆地；2.时间温度指数（ TTI） 在烃源岩的热演化成烃过程中，有机质的许多物理性质和化学性质被改变。 为定量预测烃源岩中有机质的成熟度Lopatin(1

19、971)和waples(1980)根据温度每增加10，酐酪根热降解成烃的反应速率呈指数增加，且有机质成熟度效应是累加、不可逆的等原理。提出并改进了TTI的有机质成熟度预测方法，得到了现场极为广泛的应用。TTI值(Time Temerature Index)(洛巴京，1971)定义：任一层生油岩在地质历史时期的某个时期，它的热变程度应该是这个时期之前各个时期热变的总和。 用积分公式写出： TTI=K0e-E/RT dt 写成离散型公式： TTI=(K0e-E/RT )ti=(K0e-E/RT)t1+(K0e-E/RT) t2+(K0e-E/RT ) ti3.TTI(值)在油气勘探中的应用。研究成

20、熟度 根据所建立的地质模型，计算各生油层和储层的TTI值，判断生油层中油气生成进入了那个阶段。确定有利生油区范围 通过计算得出的TTI值，勾绘各层TTI等值线，圈出进入生油窗的分布范围，确定有利的生油气区。确定油气生成的时间 通过计算来确定各生油层生油开始-结束的时间(也可在图上找出对应的层位)，进而找出对应地层时代(图)。对圈闭进行评价 首先确定圈闭形成的时间(依据构造运动，构造发育史等)，和计算得出开始生油-大量生油-结束时间分析，来评价圈闭的有效性及含油的可能性。(二)细菌(生物化学作用) 细菌是地球上分布最广，繁殖最快的一种微生物，按其生活习性可将细菌分为三类：1.喜氧细菌，在游离氧存

21、在的条件下才能生存，分解有机质使之变成二氧化碳和水。2.厌氧细菌：在没有游离氧而有化合氧存在的条件下才能生存。3.通性细菌：在有、无游离氧的条件下均能生存。 对油气生成来说，最有意义的是厌氧细菌。厌氧细菌在缺氧的条件下，对有机质的大分子进行分解。如：脂肪脂肪酸与醇，蛋白质氨基酸， 碳水化合物醣，木质素芳香酸、酚等。 与此同时(或稍后)，这些有机物又相互作用，并进一步分解、聚合，形成更为稳定的分散有机质酐酪根。(三)催化作用和放射性作用 催化剂的存在使反应的活化能降低，加快反应速度。（有机质生成烃类主要有两类反应：即C-C键断裂和脂肪酸脱羧，进而分裂出较轻的烃类） 实验表明(J.Hunt等)，粘

22、土(主要是蒙脱石)与有机质的复合物在缓慢加热时，便会脱羧基、脱氨基形成低分子量的烷烃、环烷烃和芳香烃。这可解释在成岩阶段低温条件下，出现少量烃轻的现象。生油岩中大量存在粘土矿物(蒙脱石)便是很好的催化剂；水的存在可显著降低粘土的催化活力；纯碳酸盐岩通常认为没有催化活动；泥灰岩含有相当的粘土质点，但不如页岩的催化效果好；酵素是动、植物和微生物产生的一种高分子胶体物质，可起催化作用。(酵素和细菌在有机质改造转化成油的过程中有重要作用，但因它们不耐热，只是在有机质改造的早期阶段才有意义)。放射性，沉积岩多少都含有一些铀、钍、钾等放射性元素。实验表明，用射线轰击某些有机质可得到甲烷、二氧化碳和氢，可考

23、虑作为作用之一。压力，一般认为高压对有机质成熟和成烃作用有阻碍，但与温度相比，是次要的。另外，异常高压可能阻止液态烃过早裂解为气态烃，扩大了液态烃保存的下限。 三、原始有机质性质的影响(一)生油潜能型、型酐酪根富含脂链；型富含芳香结构、含氧基团。同样成熟度条件下：、型生油潜力显然高于型。(二)产物及组成型，以生油为主，依次为油凝析油、湿气；型 ，以生气为主，少量为油和凝析油；据统计：型， 1.8克/吨生油岩；型， 1.2克/吨生油岩；型 ， 0.6克/吨生油岩；(三)门限温度型， 脂肪族结构为主，杂原子键少，活化能值(704184J/mol)较高，门限温度较高，且在高温下反应速度迅速增长，生烃

24、量很快上升到峰值。型，杂原子键较多，活化能(504184J/mol)比型低，门限温度较低。型，活化能(最大值集中在604184J/mol)分布平缓，门限温度介于型与型之间。(以上据Tissot,Welte研究) 据此(Tissot,Welte)提出：生油气界限：型 Ro=0.5%，型 Ro=0.6%，型 Ro=0.7% 因此，门限温度型低, 型中,型高。（但据黄弟藩研究) ：E=(20-30)4184J/mol E=(30-45)4184J/mol E=(45-60)4184J/mol 总之，不同类型酐酪根的门限温度不同。四、酐酪根向油气转化的中间产物是MAB抽提物(MAB抽提物指甲醇丙酮苯混

25、合溶液抽提物)研究表明： 随埋深加大、温度提高，有机质中的酐酪根含量不断下降，而烃类和胶质、沥青质的含量相应上升。MAB抽提物含量也逐渐减少。实验表明：随温度加大，酐酪根化学组分(脱羧脱氧，且富集了杂原子)发生转化；进一步加温，重杂原子组分进一步脱氧，发生歧化作用，生烃；再进一步加温，导致裂解作用(烃类和剩下的酐酪根)生成天然气。 以上实验及模式表明：MAB抽提物是干酪根向油气转化的中间产物。五、二次成烃（即烃源岩再次沉降中其时间、温度效应达到或超过 一次沉积时最大埋深曾达到的成熟度，成熟生烃）。 烃源岩在二次沉降过程中生成的烃类。这是由于地壳上升、地温变低，成油作用中断；以后地壳再度下沉，有

26、机质再次进入一定的温度范围，成油作用再次进行，只要原始酐酪根尚未“枯竭”，仍可多次大量生成石油(二次成油作用)。第三节 有机质演化与成烃模式一、有机质向油气转化的阶段及成烃模式 有机质演化进程不同，所得到的烃类产物也不同，目前按石油地质条件主要划分出以下几个阶段(模式)：(一)成岩作用阶段(未成熟、生物化学改造阶段)深度：埋藏较浅，最大不超过1500m；温度：一般小于60；煤化作用阶段：泥炭、褐煤阶段；Ro：一般小于0.5%；主要作用(反应)：生物化物作用细菌、水解；产物：生物体被分解转化为结构复杂的聚合物； 生成少量烃类，主要生成挥发性物质(CO2、 CH4、NH、H2S、H2O等)；生成的

27、烃类以甲烷为主，缺少重烃(C3C14）；生成的高分子正烷烃，具有奇碳优势；环烷烃中四环、五环的较多；芳烃中，低分子芳烃缺乏；相当于中成岩早期，未成熟一半成熟阶段； 本阶段晚期，液态烃开始大量生成，但向烃类转化的程度很低，数量少。(二)深成作用阶段(成熟、热催化、转化阶段)深度：一般1000-1500到3500m；温度：一般60-180；煤化阶段：长焰煤、气煤、肥煤、焦煤；Ro： 0.51。3%(低0.50.7，中0.7-1.3%)主要作用：热降解(热催化)；（杂原子键先断，然后是碳键。先生成CO2、CH4、N2、NH3和H2S等挥发性物质，然后是分子量较低的烃类，生成一部分胶质、沥青质）产物：

28、酐酪根中H/C急剧下降，生成大量液态 烃及一些挥发性物质，剩下一些沥青； 烃类中除CH4外，有较多的重烃，正烷烃碳原子数分子量递减，正烷烃奇碳优势消失，环烷烃、芳香烃环数减少，分子量变小。 在后期较高温度下，热裂解发生 ，液态烃急剧减少，轻烃迅速增加。(三)热裂解生凝析气阶段深度：一般3500-6000m；温度：一般180-250；煤化阶段：瘦煤、贫煤；Ro： 1.32.0%主要作用：热裂解（生成的烃类、残留的酐酪根裂解）；产物：已生成的石油大量裂解，液态烃减少，凝析气等气态烃大量增加，生油潜力逐渐枯竭；（四）准变质作用阶段(过成熟、热裂解阶段)深度：一般6000m；温度：一般250；煤化阶段

29、：半无烟煤、无烟煤；Ro：2.0%主要作用：热裂解；产物：已生成的液态烃、重质气态烃强烈裂解，生烃潜力逐渐枯竭，由凝析气干气石墨。 上述阶段性演化过程，反映在地质剖面上，由浅到深，呈现气、油、裂解气分布的垂直系列，也称油气的垂直分布性。据Hunt估算：第一阶段，气烃7%， 液烃9.9%，非烃40%；第二阶段，气烃82%，液烃91%，非烃60%；第三阶段，气烃11%，液烃痕量，非烃痕量。 由此，大部分烃类是在成熟阶段，主要由热力作用生成，尤以60-150地温最为有利。 这正是晚期成油说强调温度的基本点(和早期成油说不同之处)。 石油、天然气是流体，可流动性是它们的基本性质之一，找到它们的地方并不

30、是生成地点，这就很自然地提出“运移”的问题。 地壳中的石油、天然气在各种自然因素作用下所发生的位置移动称为油气运移。运移使油气可以：富集成藏；也可分散。 油气生成是呈分散状态在的，其之所能在储层中形成聚集其间必有一个运移从而达到聚集的过程。第四节第四节 与油气运移有关的几个基本概念与油气运移有关的几个基本概念 从油气生成、运移到聚集成藏的过程可进一步分为几个方面。一、初次运移一、初次运移和二次运移和二次运移按时间顺序分：初次运移，油气生成后从源岩向储层的排放；二次运移，油气进入储层后的一切运移。按运移方向分：旁侧运移(顺层运移)；垂向运移(穿层运移)。二、油气运移的基本方式二、油气运移的基本方

31、式 渗滤与扩散是油气运移的两种基本方式，但两者的条件和效率不同。 渗滤是一种机械运动、整体流动方式，由高的向低流动，达到吸附平衡以后各种组分的浓度基本不改变，油气渗滤可以用达西定律来描述。 扩散方向总是从高浓度向低浓度进行，扩散系数与分子大小、扩散介质条件有关。对于气态烃，分子扩散是其传递的主要作用之一 三、岩石的润湿性三、岩石的润湿性润湿性，流体附着固体的性质，即固体上分子润湿流体所需的功。当液体对固体的分子引力(附着力)大于液体自身的分子引力(内聚力)时，液体将润湿固体。润湿相，在多种互不混溶的流体共存于岩石孔隙中时，易附着在岩石上的流体。非润湿相，在多种互不混溶的流体共存于岩石孔隙中时，

32、不易附着在岩石上的流体。岩石颗粒多数为水润湿，因水是极性分子，能在颗粒表面上形成吸附水膜。烃源岩为部分亲水、部分亲油的中间润湿，含有许多亲油的有机质颗粒，毛细管压力方向指向水，因而它对石油的运移不完全构成阻力。岩石的润湿性具有非均匀性、混合润湿性 岩石的湿润性影响着油气在其中的运移难易程度，不同的润湿性造成油、水两相在孔隙中的流方式、残留形式和数量不同。 四、油气运移临界饱和度四、油气运移临界饱和度油(气)运移的临界饱和度，油(气)水同时存在时，油(气)相运移所需的最小饱和度，油相的饱和度低于10时，油相不能流动。 不同流体会具有不同的相对渗透率。对于一定的岩石，存在最低的含水饱和度、含油饱和

33、度或含气饱和度，各种流体饱和度低于最低界线值时，它们的有效渗透率为0。五、地层压力、折算压力和测压面五、地层压力、折算压力和测压面地层压力，地下多孔介质中流体的压力，单位为帕斯卡(Pa)。（流体压力或孔隙流体压力）水压头，工程上常使用，相当于地层压力所能促使地层水上升的高度。表达式为： h=p /(wg)测压面，同层位各点水压头顶面的连线，是一个想像的面，反映横向上水压头的变化，直观反映地层压力的大小。在静水条件下，测压面是水平的；在动水条件下，测压面是倾斜的。折算压力，指测点相对于某一基准面的压力，在数值上等于由测压而到折算基准面的水柱高度所产生的压力。 P=Zwg + p =（Z + h)

34、 wg 折算压力大小除与地层实际压力有关外，还与相对基准面位置有关，相对于不同的基准面，有不同的折算压力。但测压面的空间位置是相同的，即测压面是唯的。第五节第五节 石油和天然气的初次运移石油和天然气的初次运移一、一、 油气初次运移的相态油气初次运移的相态 油气初次运移相态，众说纷纭意见不一。目前根据有没有游离态的烃进行划分：水溶相，油气溶于水，随水一起排出源岩；游离相，油气呈独立油相、气相从源岩排出；气溶相，油溶于气中，再以气相从源岩排出，但这种相态是有条件的，压力、温度均需很高。目前较为流行的是游离相说 (Magra ,1977, Dickey, 1975)（一）水溶相（一）水溶相(包括分子

35、溶液、胶体溶液等包括分子溶液、胶体溶液等) 认为油气及有关的产物主要是以溶于水的状态进行初次运移，溶液常分为乳浊液、胶体溶液及真溶液三种：真溶液，分散粒子直径10-9m； 胶体溶液，分散粒子直径介于10-7m10-9m 间；乳浊液，分散粒子直径10-7m。 常温下烃在水中溶解度很低，一般芳香烃环熔烃烷烃，同族烃中分子越小越易溶(溶解度低常低于几个ppm)。只在某些条件下才可大大提高溶解度如：(Baker，1959)等人提出皂胶粒增溶的见解，水中放人少量皂胶粒，可以使烃在水中的溶解度提高10100倍；普赖斯(Price 1976)实验证实，温度升高可以提高溶解度，当温度从25180，石油溶解度将

36、增加20-80倍；有人提出，有机物质中的酸、酮、脂等，与其相应的烃类比较，在水中有较好的溶解性，它们可以在储层中和圈闭中发生向石油的转化，反对的意见：皂胶粒在页岩中是否存在还未证实，再者皂胶粒直径较大，通过页岩孔隙运移是困难的。此外，如何使烃类在运移中从胶粒中析出并聚集起来还未有合理的解释；石油呈真溶液运移也有困难之处，据研究，在100时油在水中溶解度不足50ppm，135时不足100ppm(再高将超出石油生成的温度极限)，一般温度到石油生成的温度极限时，溶解度不足100ppm，显然差的很远； 乳浊液中油珠直径，约为1-50m，而生油阶段泥质岩的孔隙多小于5m(10-6m )，乳浊液通过是困难

37、的； 油气生成于成岩作用晚期阶段，泥质岩中残留的孔隙水太少，水中的烃含量至少要达到10000ppm (10-6 )才行，显然是达不到的。 因此，目前认为，天然气呈水溶相运移可以成为重要的运移形式之一，对于石油可能会受到一定的限制。（二）游离相 (连续烃相与混合相) 是目前大多数学者较为认同的观点。 即烃源岩进入压实的晚期大量失水，孔、渗均很低，烃的不断生成提高了烃类在泥质岩中的饱和度，有时渗透率也增大； 另外，此时岩石中水基本上是不可动的束缚水，连续油相或气相运移会受到较小毛管阻力，需要的临界含油饱和度(油相流动)也会降低。 现越来越多的人相信石油可以通过微裂缝以油相运移，特别是泥岩可因流体膨

38、胀等产生的压力而形成微裂缝，它比孔隙通道要宽大的多，这样可把油相运移延伸到更大的深度。（具代表性的观点有以下几种）：迪基(Dickey)认为：So低到10%，甚至到1%以下可发生流动；CO2溶于油中可降低石油粘度，增加流动性。真柄钦次(Magra，1978)：经过研究，提出了一种油气运移模式（图）。混相说：连续烃相通过微裂逢排烃，即游离油（气）相与水相同时渗流。真柄钦次 (1978)提出油气运移模式 （图）真柄钦次 (1978)提出油气运移模式 （图）真柄钦次 ( 1978)提出油气运移模式 （图） (Bark，1978) 提出： 孔隙中心网 络运移模式 图中现象 也支持游 离相观点（三）气溶

39、相 在一定条件下，油溶于气，以气为载体运移。实验表明，甲烷和二氧化碳等气体可以溶解一定数量的石油烃类。基本条件是需数十倍于液相的气体。 呈气溶运移难以解释的是，一些高分子烃和非烃在气体中并不易溶，再者，压力、温度需很高等也不好解释。（四）油气初次运移相态演化四）油气初次运移相态演化 不同地区、不同岩性、不同深度下，不同地区、不同岩性、不同深度下，油气初次运移相态是不同的。油气初次运移相态是不同的。 随埋深增加，沉积物中各种物理参随埋深增加，沉积物中各种物理参数也不断变化。如下图：数也不断变化。如下图： 综上所述，石油初次运移要作综合考虑，在相态上，（Tissot，1978）等的看法可能更符合实

40、际。即：在比较浅的深度段(1500m)，受压实作用的水体比较丰富，岩石孔隙大，可能以水溶相态为主；中等深度段(15004500m)，有机质处于成熟阶段液液态烃大量生成，水体已大量排出，烃类可以游离相通过细小孔隙或微裂缝运移，游离气相也可能存在；深部段(4500m)，由于大量生成气态烃，以游离气相运移可能是最主要的。二、油气初次运移的动力二、油气初次运移的动力（一）压实作用（一）压实作用 压实过程中，地层静压力将部分地传递给孔隙中的流体，不同沉积物的抗压性能不同，其传递的静压力大小也将有很大不同。 表现在当压力增加时，易于压缩的沉积物(泥岩)颗粒排列调整，加上颗粒本身体积收缩，地静压力较多的传递

41、给孔隙中的流体。 当压力增加时，较难压缩的沉积物(砂岩)，孔隙体积收缩较小，加上砂粒本身支撑作用，使其传递的地静压力较小。 因此，在相邻的砂岩层和泥岩层中产生压力差。为了取得压力均衡，必然使泥岩层中的流体向砂岩层中流动。 砂质沉积物压实程度远较泥质沉积物小，孔隙度变化也小，也使泥岩层中的流体向砂岩层中流动成为可能。 烃源岩生成的部份油、气溶解在孔隙水中，压实排出、载出油气数量取决于：排烃中孔隙度的减少量(水排出多少)；油、气的溶解度；排出后油气的析出。 通过正常压实水载出的油气可能是有限的。 砂、泥岩中压力差使烃类与水在压实中，从高压区低压区，从盆地中心盆地边缘，从泥岩砂岩中运移。 所以，压实

42、作用是油、气初次运移动力压实作用是油、气初次运移动力之一。（二（二 实际在一些盆地中，地下常发现沉积物有欠压实的存在。即沉积物不是被压实得过于紧密，而是被压实的不够，甚至压实很少，这种反常压实作用在埋藏较深的泥岩中，特别是厚层泥岩中部最为。 研究发现，异常压力常出现在年青(较新)的沉积物中(E、N盆地中)多发生在中等深度范围内的砂、泥岩互层的泥岩中。欠压实作用欠压实作用，厚层，厚层泥岩在在压实作用过程中由于压实流体排出受阻或来不及排出，导致孔隙流体承受了部分上覆沉积负荷，出现孔隙流体压力高于相应的静水压力称异常压力，此种现象称欠压实欠压实作用。作用。欠压实对初次运移的影响：欠压实对初次运移的影

43、响：使孔隙水的排出受到不同程度的延缓；如流体排出正好推迟到主要生油时期，则将对初次运移起积极作用；欠压实使更多的水较长时间处于较高温度下，有利于石油在水中的溶解。欠压实大多发生在中等深度范围内，一般也是油气大量生成的深度范围。 所以，(欠压实)异常压力的存在，对促进烃源岩中的烃类向外运移起了相当重要的作用。 显然异常压力可以作为初次运移的动之一。即从泥岩中部向上、向下运移，盆地中心边缘运移。(当然，异常压力并不是时时处处存在)（自然界中，泥岩渗透率降到一定程度，会对排水产生障碍影响正常压实；此外，由构造作用引起的负荷快速增加如褶皱、断层、滑坡、崩塌等同样可引起异常压力的产生；热解生成液态、气态

44、烃，使体积增大，粘土矿物成转化及地温增高都可引起异常压力形成。）（三）粘土矿物脱水作用（三）粘土矿物脱水作用 粘土矿物(蒙脱石、高岭石、伊利石等)都是层状结构，层间拥有较多的层间水。在埋藏到一定深度发生转化，尤其是蒙脱石在埋藏到一定深度向伊利石转化等。 在转化过程中，释放结合水(层间水)进入粒间孔隙，成为自由水。 因此，可能出现下述现象：结合水变为自由水，体积要膨胀，引起流体压力增高；给合水具有较大的密度，进入孔隙成为孔隙水密度减小，体积要膨胀；脱水与成烃高峰期是相呼应的，提供了运载工具孔隙水； 其重要性、作用其重要性、作用也正在于此！也正在于此！ 此外，层间水的排出还有如下好处：再生的孔隙水

45、矿化度低，具有较高溶解烃类的能力；层间水脱出，颗粒体积减小，改善了孔、渗性能，便于流体排出；蒙脱石转为伊利石减小了对有机质的吸付能力。 综上所述，粘土矿物脱水有可能为初次运移提供有利因素，成为一种初次运移的动力。（四）成烃增压（四）成烃增压 酐酪根热解生成大量液态烃，使烃源岩孔隙流体积或压力增加。 在整个热演化过程中，始终有一定量的甲烷生成、早期与压实排出的水一起排出。进入生油门限后，一是生油岩固结，孔隙度减小；二是生气量不断增加，远远超过了气在水、或油中的溶解能力。因此，形成大量游离气，使烃源层内游离气的集积越来越多，压力增大。 大量游离气形成，使烃源层内游离气的集积越来越多，压力必然增大。

46、 当压力升高到超过岩石强度时，烃源岩会产生许多微细的微裂缝，一旦流体排出，压力下降微裂缝就闭合；新生的气态烃又重新集结，恢复压力升高，直到裂缝重张开。如此反复开、闭，烃源岩中的油气周而复始地排出。 有人称之为“甲烷气的作用”(Hedberg,1980)。（五）流体热增压作用（五）流体热增压作用地层地层温度增加，将发生下述变化：泥岩中的流体受热膨胀，体积增大；矿物颗粒受热膨胀，产生更多孔隙空间；水、油、气的膨胀系数比颗粒的膨胀系数大得多，受热体系(流体)趋于增大；水的比容随温度增加加大，流体体积膨胀510%，将促使流体在地下深处的运移；伴随温度增加，有机质热解成烃(气、液)引起流体体积及压力增加，产生排出潜势。 水热增压促使流体运动方向为：地温高地温低地区；深处浅处；盆地中心边缘；同压实作用引起流体运移方向一致。因此，热力作用是油气初次运移动力之一。 此外：温度升高，热解出更多烃类，促使运移发生；温度升高，有助于解脱烃类被吸附；温度升高，有助于降低流体粘度；温度升高，有助于降低油、水间界面张力；温度升高，有助于油气在水中的溶解。(六六)渗析作用