勘探院博士综合考试

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储层

1. 辫状河与曲流河沉积特征及储层质量评价

一、辨状河的沉积特征及储层质量评价

（1）辫状河流的沉积特征：

①以砾石和砂质沉积为主，局部夹粉砂和粘土，在垂向剖面上常形成“砂包泥”的宏观沉积特征，心滩和河道砂坝的形态上主要呈透镜状和板状，底部冲刷面清楚。

②多为近源河段，因此，岩石成分复杂，矿物成熟度较低，粒度变化范围宽、分选较差，典型的辫状河的粒度分布特征在概率图上有三个总体存在。其中，牵引总体和悬浮总体较发育，而多数情况下缺乏和很少跳跃总体，因此粒度分布为双众数。两截点（粗截点和细截点）S、T均为突变。

③层理类型多样，代表性层理是大型槽状层理，底界面常常为明显的冲刷面，也可有大型楔状交错层理或大型单组板状交错层理，有时可出现逆行沙波层理。

④河道不固定，堤岸沉积无法保存，泛滥平原细粒沉积物较薄或不发育。

（2）辫状河流的储层特征：

①砂体几何形态和连续性辫状河流以河道宽而浅为特征，在一个河道断面上可以出现多个心滩坝，而河道废弃充填也以砂为主，因此一个时间单元砂体的几何形态即反映了古河流规模，河流宽度决定了成因单元砂体的侧向连续性。然而，辫状河流岸质松，砂质沉积为主，一般具有侧向迁移十分迅速的习性。辫状河砂体在一定的冲积平原范围内，多个时间单元的砂体侧向连接的机遇率很高

②微观孔隙结构特征砾石质辫状河沉积的孔隙结构特征与冲积扇砂砾岩体近似，同样可以存在双峰态结构。而砂质辫状河沉积的砂岩储层，除具一般砂岩孔隙结构特征以外，与其它河流砂体不同之点，则是一些辫状河砂体中泥质杂质含量很少，导致砂岩垂直渗透率与水平渗透率非常接近，有利于开采中流体密度差引起的重力作用的充分发挥。

③层内非均质性如前所述，辫状河心滩坝的基本沉积方式是垂向加积，层内重向上粒序变化反映各次洪泛事件能量大小的波动及其所携碎屑物的粗细，因此通常呈现“无规则”的粒序，即使存在一些小的韵律，综观整个砂层，仍然是粗细粒度交互。这就为辫状河心滩坝砂体层内渗透率呈无规则的垂向变化确定了基调。此外，由于细粒沉积缺乏，渗透率非均质性，特别是反映在级差上，比曲流河砂体要小。悬移质沉积很少，导致层内不稳定泥质夹层稀少甚至没有，这又是心滩坝层内非均质性的一个主要特点，使得全砂层规模的垂直/水平渗透率比值较大。

④平面非均质性辫状河砂体与其它河道砂体一样，顺河道主体带显现渗透率方向性。但可连接成大面积的砂体，其平面上渗透率非均质性，对于最终注水面积波及系数影响不大，注入水在平面上扩散较快。我国一些大面积连通的辫状河砂体储层，常显现充足的天然水驱能量。

二、曲流河沉积特征及储层评价

（1）曲流河沉积特征

曲流河的主要亚环境类型有河道（包括河床滞留和边滩—Point bar）、牛轭湖（Oxbow lake）、天然堤（Natural levee）、决口扇（Crevasse splay）、河漫滩等类型。

①河道 a.河床滞留沉积：又称河道滞留沉积，它由粗砾岩和底部河床滞留砾岩组成，是在河流流量最高时短距离搬运的产物；b. 边滩：河水在河道中呈螺旋状前进，并不断对外岸（或凹岸）进行冲刷作用，又由于横向环流将河流中的搬运物带到内岸（或凸岸）沉积下来，这就形成了以侧向加积为主的沉积特征。

②牛轭湖牛轭湖沉积属废弃河道沉积，主要是洪水期带来的细粒物质，如粉砂和泥质等。牛轭湖的形成与河流截直作用和冲裂作用相关联

③天然堤天然堤是由于洪水期河水漫越河岸，当河水流速降低时，携带的大量悬浮物质在岸边很快沉积下来所形成。其沉积物质比边滩细，随着远离河道，其粒度相应减小。

④河漫滩河漫滩也叫泛滥平原（Overbank，Floodplain）是曲流河系中面积分布最广的部分，是在洪水泛滥期间，河水溢出到曲流河两岸平原中最低洼部分，故又称河漫滩为泛滥盆地。

⑤决口扇在高水位时，过量的洪水冲决天然堤，并在堤岸靠平原方向的斜坡上形成树枝状水系的扇状堆积物，称之为决口扇。决口扇沉积是一种舌状体的砂体，剖面上呈透镜体状。厚度一般不大，从十几厘米到几米，粒度常常都比与之相连的堤岸沉积要粗.

曲流河各微相在剖面上的出现顺序，自下而上可分为四个沉积单元：

①河道底部的滞留沉积；②边滩沉积，ε－型板状交错层理；③边滩顶部或叫坝顶，发育有良好的爬升波痕纹理或小型槽状交错层理；④垂向加积或漫积，具体为天然堤和泛滥平原沉积。主要由断续波状（小型流水沙纹）交错层理粉砂岩和水平纹理粉砂质泥岩及块状泥岩组成。

（2）曲流河储层评价：

①砂体几何形态与连续性曲流河沉积以点坝砂体为主，点坝砂分布于每个河曲段的凸岸一侧，通过其它伴生砂体，特别是废弃河道砂，把一个曲流带内的点坝砂连接在一起，可以视作为一个连通体。曲流带砂体的侧向连续性决定于河流规模（主要是河宽）和弯曲度。河宽与弯曲度愈大，侧向连续性愈好。

②层内非均质性以点坝为例，其物性在垂向呈典型的向上变低特点。最高渗透率段总是处于最底部的滞留段，向上逐渐比较均匀地减低，到顶部波痕纹层粉砂段最低。其渗透率的级差可达40倍以上，变异系数一般从0.7到大于1.0，是各类河流砂体中非均质程度比较严重的一类。因此，在开发中易于出现水窜。点坝砂层内非均质性另一重要特征是不稳定薄泥质隔层的分布比较复杂。点坝砂体内的不稳定薄泥质夹层可出现于几种情况：①砂体顶部的泛滥泥，连续性很差；②砂体间的侧积泥岩，披覆于点坝上部；③底部泥砾密集时，使冲刷面成为不渗透隔层，在多期点坝砂叠合时，特别要注意冲刷面的这一特征。

③平面非均质性曲流河砂体平面渗透率非均质性实际上反映了不同侧积体之间点坝部分的渗透率非均质性。原因有二：①层序的上部复杂的泥质隔层分布，连通条件复杂；②层序的下部连通性很好；因此特别是早中期的注水开发，注入水平面波及不均匀程度主要受层序的下部所控制。因此，其平面非均质的具体表现是沿古河道走向渗透率具明显的方向性。2.谈谈煤系地层中储层低孔低渗的成因？

煤系碎屑岩储层孔渗的形成及发展与成岩作用密切相关。促使岩石中孔渗形成与消失的主要因素是岩石所经历的一系列成岩作用过程，特别是压实作用、胶结作用和溶解作用。同时构造作用对其孔渗的影响作用也较大。

由于煤系地层中富含水生和陆生植物，因此随着沉积物的埋藏，并与水体隔绝后，它很快分解而产生腐殖酸，因而水介质呈酸性，在成岩早期除局部有菱铁矿和碳酸盐岩胶结外，往往缺乏胶结物。因此机械压实作用表现得较为突出，颗粒间呈点—线甚至缝合接触，使储集空间收到明显压缩。因此压实作用是造成煤系地层中储层低孔低渗的重要原因。

晚成岩期，随着有机质的成熟，大量的有机酸和CO2释放出来，形成酸性孔隙水，岩石中不稳定组分强烈溶解，形成次生孔隙。随后（含）铁碳酸盐岩的充填、自生粘土矿物的沉淀及进一步的压实作用再次严重破坏了岩石的孔隙。导致煤系中的储层孔渗再次下降

煤系地层中碎屑岩的砂岩类型对储层物性也有较大的影响。比如鄂尔多斯盆地石炭—二叠系煤系砂岩以前寒武系的花岗岩、石英砂岩作为主要物源，砂岩类型以石英砂岩、长石质石英砂岩、岩屑质石英砂岩为主，岩屑含量较低一般小于10%，其成岩作用特点是石英次生加大

较为明显，而压实作用相对较弱。岩石在成岩作用早期丧失的孔隙较少；而吐哈盆地物源主要为火山岩和变质岩，并且以近源堆积为主，其结果是成分成熟度和结构成熟度均较低，其岩屑含量高，且以火山岩和变质岩岩屑为主，抗压实能力差，在成岩作用早期就丧失了大部分原生孔隙。因此储层中岩石成分成熟度和结构成熟度对储层物性的影响较为明显，这是因为煤层在成岩作用的早期产生的酸性地层水抑制了早期碳酸盐岩的胶结，从而是压实作用显得十分强烈，损失了大部分的原生孔隙，岩石在成岩早期就变得致密，使孔隙水渗滤困难，溶解作用不易进行，同时由于缺少碳酸盐岩胶结物，也就失去了后期溶解作用的物质基础。

3.碳酸盐岩储层类型及特征

碳酸盐岩油气储层在世界油气分布中占有重要地位。碳酸盐岩储集层构成的油气田常常储量大、产量高，容易形成大型油气田。世界碳酸盐岩储层的油气产量约占世界油气总产量的60%。中东地区石油产量约占全世界产量的2/3，其中80% 的含油层产于碳酸盐岩。中东地区油气产量长盛不衰的原因在于碳酸盐岩储层含有丰富的油气，如沙特的石油储量占世界总储量的26%，而其储层均属碳酸盐岩储层。北美的碳酸盐岩产量约占北美整个石油产量的1/2。在前苏联的生物礁油田内，石油储量占整个碳酸盐岩储量的31%，天然气占29%。由此可见碳酸盐岩储层的地位和重要性。

碳酸盐岩的储集空间，通常分为孔隙、溶洞和裂缝三类。据此可把碳酸盐岩储集层划分为孔隙型、溶蚀型、裂缝型以及复合型。与砂岩储集层相比，碳酸盐储集层储集空间类型多、次生变化大，具有更大的复杂性和多样性。

世界碳酸盐岩储层可归纳为6类

1、不整合面之下的石灰岩和白云岩。孔隙类型有内模孔隙、孔洞、受溶解增大的裂缝、角砾孔隙。成因：近地表的白云岩化或溶解作用、裂缝、角砾化。我国鄂尔多斯盆地就是发育这类储层。

2、潮下带到潮上带的白云岩。孔隙类型为晶间孔隙+粒间孔隙+内模孔隙、孔洞。成因：礁体出露水面在淡水透镜体之下海水与淡水的混合带形成的白云石和浓缩卤水返流交代碳酸盐沉积物而成的白云石；浓缩卤水受蒸发作用往上提升交代碳酸盐沉积物而成的白云石；碳酸盐沉积物深埋于地下而成的白云石。代表性实例：我国川东二叠纪生物礁的白云岩储层。

3、鲕粒、团粒浅滩。孔隙类型：粒间孔隙+内模孔隙+孔洞。成因：原生粒间孔隙或颗粒被溶解而成的内模孔隙。实例：沙特阿拉伯、阿联酋上侏罗统阿拉伯组。

4、礁（包括与礁有关的储层）。孔隙类型：生长骨架孔隙+受溶解作用增大的孔隙，特别是礁体出露水面受淡水淋滤而成的孔隙。成因：骨架之间的原始孔隙+礁前角砾之间的孔隙。

5、泥晶灰岩、白垩内的微孔隙。孔隙类型：粒间孔隙。成因：在灰泥沉积稳定期（溶解/再沉淀）生成的微方解石之间的孔隙，这表明原始灰泥以方解石占优势；

6、泥晶灰岩内的微裂缝。孔隙类型：裂缝、微裂缝。成因：受挤压力而产生的张性裂缝。代表性实例：伊朗古近纪渐新世到新近纪的阿斯马力石灰岩（Asmari limestone）,这些裂缝性储层约占扎格罗斯带90%的储层。

7、深埋溶解型，此类少有发现。孔隙类型：粒间溶孔+内模孔隙和沿缝合线溶解增大而成的裂缝。成因：深埋条件下成岩溶液的溶解作用。代表性实例：美国特拉华盆地石炭系、海湾沿岸地区的侏罗系。

碳酸盐岩储层可根据他们的沉积环境或成岩环境来划分类型，与沉积背景相关的储层一般发育在

另外一种答案：

2、碳酸盐岩储层特征：碳酸盐岩储层受三种作用控制，形成四大类主要油气储层类型

控制作用

储层类型

储层分布

沉积作用

台缘礁滩

骨架型、带状分布

台外礁

骨架型、点状分布

台内滩

颗粒型、区域分布

成岩作用

准同生白云岩

环萨布哈及泻湖分布

埋藏白云岩

沿古流体通道分布

埋藏溶蚀储层

沿断裂或不整合面分布

构造作用

岩溶风化壳

垂向分布200米以上

潜山

内幕储层可达1000米

构造裂缝

改造储层、各向异性

四大类储层：生物礁、颗粒滩、白云岩、岩溶风化壳。全球有55个油田已生物礁为主，43个油田已颗粒滩为主，36个油田已白云岩为主，45个油田碳酸盐岩储层与不整合与风化壳有关岩溶为主。

①生物礁储层：四种基本类型

台缘障壁礁：台缘礁滩叠加厚度大，带状分布

斜坡塔礁点状成带分布、

台外环礁规模大，点状分布

台内点礁

②颗粒滩储层：两种基本类型，台缘滩、台内滩

台缘滩横向迁移分布面积大，层状分布；纵向叠加厚度大，带状分布

台内颗粒滩储层大面积分布，滩体受潮流控制成带展布

③白云岩储层：四种基本类型

蒸发泵白云岩：蒸发潮坪的卤水使台地边缘礁和斜坡塔礁白云石化形成良好储层，此外还有回流渗透白云岩、埋藏白云岩、热液白云岩。大规模白云岩储层发育与蒸发盐密切相关。

④岩溶储层：三种基本类型

沉积岩溶：储层非均质性极强

风化壳岩溶：白云岩风化壳储层成层性好

深部岩溶：深部岩溶沿断裂带附近多层发育，非均质性强

生物礁、颗粒滩、白云岩及岩溶风化壳是四种最基本的储层类型，中国目前主要针对台缘带礁滩体、岩溶风化壳储层进行勘探，国外勘探实例表明，台内滩及蒸发岩相关的白云岩勘探前景大，是值得国内注意的两大勘探领域。勘探证实中东碳酸盐台地规模中等，西伯利亚及北美大型克拉通地台上不是统一的大型陆表海台地，而为陆棚内盆地分割，发育中小型镶边

陆棚型或缓坡型碳酸盐台地。我国与全球碳酸盐岩油气富集区具有类似的油气储层地质条件，具备发现大型或特大型碳酸盐岩油气富集区的基础。

4. 简述断陷湖盆沉积体类型及其特征。（20分）

由于不同的断陷盆地处于不同的古气候相带，其沉积物性质存在较大的差别。断陷盆地一般存在五种主要的沉积体系：A冲积扇－水下扇－深湖泥质沉积；B冲积扇－扇三角洲－浊流及深湖泥质沉积；C冲积扇－辫状河－三角洲及深湖泥质沉积；D滨浅湖滩砂和坝砂沉积；E冲积扇－河流－三角洲－盐湖沉积。

前两种是断陷盆地最典型的沉积体系，断陷盆地深陷期山高水深，坡降大，是重力流沉积最发育的阶段，有分布于陡坡带的水下扇，也有出现于缓坡带有供给水道的远岸扇，轴向和横向水道重力流；断陷盆地收缩期和沉降早期湖盆区范围较小，水体浅，以发育各种类型三角洲为主，扇三角洲见于陡坡带，辫状河三角洲见于缓坡带。各种三角洲沉积层序在沉降早期以退积为主，萎缩期以进积为主；裂谷湖盆稳定沉降期，湖盆经前期充填，地形趋于平缓，水广而浅，滨浅湖滩坝砂和碳酸盐岩类沉积广布。断陷湖盆初始张裂期和萎缩期以冲积扇及河流为主。

断陷湖泊由于紧邻陆源碎屑物源区，因此湖泊内砂体十分发育。但不同位置的砂体，由于湖底坡度、水深、距离物源的远近、水动力条件和形成机制的不同，砂体的形态和规模、岩性和物性等存在差别。湖盆砂体可划分出三角洲、扇三角洲、滩坝、浊积砂体、水下冲积扇等。三角洲砂体：一般出现在湖盆缓坡带或湖盆的长轴方向上，多出现在湖盆深陷以后的抬升期。湖泊三角洲是在河流与湖泊共同作用下形成的，其基本特点与河流入海形成的三角洲十分相似。湖泊三角洲主要为河控三角洲，主要包括分流河道砂体和三角洲前源河口坝体、远砂坝砂体、席状砂。三角洲分流河道砂体在平面上呈树枝状展布，具有河道沉积之特征，剖面上呈顶平底凸的透镜体。湖泊环境中由于河流作用强而波浪、湖流作用相对较弱，湖泊分流河道（水上和水下）砂体很发育，砂体在平面上呈鸟足状或舌状展布。

扇三角洲砂体：扇三角洲是湖盆中常出现的砂体。沉积盆地发育初期，地形陡，湖泊小，斜坡陡，任何一侧都可以发育扇三角洲。随着湖盆扩大，陡、缓坡分异清晰时，扇三角洲多分布于湖泊短轴陡坡侧，具有类似三角洲的三层（带）结构。其中扇三角洲平原的沉积特征类似辫状河，或者就是冲积扇本身，砾石和粗砂含量很高。扇三角洲前缘有湖浪作用的河口砂坝，当水下分流河道发育时，砂坝变小和变薄，显示半深湖亚相的特点。其中分流河道（辫状河道）砂体水下分流河道砂体、河口坝砂体等构成了扇三角洲的主要砂体类型。

滩坝砂体：是滨浅湖地带常见的砂体类型。断陷湖盆的微陷扩张期，湖泊面积大，湖岸地形平坦，浅水区所占面积大，滩坝砂体最为发育。此外围绕断陷湖盆中的古岛也可以发育湖岸滩坝砂体，它们以透镜状及薄层席状砂的形式分布于古岛周围。滩坝砂体又可分为砂质滩坝和碳酸盐滩坝两类。砂质滩坝的形成离不开岸流和波浪的再搬运和再沉积，其砂质主要来源于附近的三角洲和扇三角洲等较大的砂体。组成砂体的砂岩成熟度较高，具有波状层理、平行层理、低角度交错层理、浪成砂纹层理等。

浊积砂体:主要发育于湖盆最大深陷期的深湖－半深湖。岩石类型以暗色深湖泥岩夹正递变砂层。粒度以粗砂砾－细粒为主。层理以正递变层理为主，也可见反递变层理、平行层理，小型交错层理等。浊积砂体的类型较多，如近岸浊积砂体、远岸浊积砂体、断槽浊积砂体、近岸浅水砂体前方的扇或透镜状砂体，水下局部隆起的浊积砂体、湖中央的席状或水道浊积砂体等。

水下冲积扇砂体形成于湖盆水进阶段。一般分布于凸起边缘坡度中等的滨浅湖地带。以砂砾岩夹泥岩为主，没有三层结构，主要为水下河道沉积的叠合砂岩。

5. 简述前陆盆地的构造特征与油气聚集特征。（20分）

经典的前陆盆地概念是指位于造山带前缘和相邻克拉通之间的狭长沉积带。根据盆地的成因

和位置，可以将前陆盆地划分为：

（1）周缘前陆盆地：位于陆-陆碰撞造山带外弧地区，在逆冲带前的俯冲板块之上，是大陆碰撞后由于板块自身重力作用造成陆内俯冲而形成的岩石圈挠曲盆地。四川中生代前陆盆地。（2）弧后前陆盆地：位于大洋岩石圈俯冲形成的岩浆弧之后，在大陆边缘岩浆弧内侧的仰冲板块之上，与陆内A型俯冲作用有关。既可以与板块碰撞联系，也可以形成于洋壳俯冲作用时期。楚雄弧后前陆盆地。

（3）再生前陆盆地：除在沉降特征、构造样式及含油气性等方面与前两类盆地基本相似之外，还具有以下特征：一是造山作用与同时代俯冲作用或碰撞作用无关，缺乏同时代的岩浆弧或蛇绿岩；二是常与特提斯构造阶段造山带在新特提斯构造阶段活动有关，故称“再生前陆盆地”。再生前陆盆地是与陆内造山作用相联系，与再生造山带有明显的耦合关系，以天山南北两侧前陆盆地最为典型。一般不具有海相到陆相沉积演化过程，所以再生前陆盆地中不存在海相烃源岩，其海相烃源岩来自前前陆盆地层序，主要为克拉通盆地中海相沉积。如塔里木盆地北部的库车新生代前陆盆地。

前陆盆地呈不对称的楔形，向造山带和克拉通方向尖灭，这是从荷载中心到边缘隆起沉积速率逐渐降低的反映。它具有明显的分带性，可以分为4个带：楔顶、前渊、前隆、后隆。这些沉积带的位置取决于各个沉积阶段的演化，而不是最终构造变形后的位置。在某些前陆盆地中，前渊沉积带和后隆沉积带有可能发展缓慢甚至消失。

周缘前陆盆地的形成与碰撞型造山带的形成演化密切相关，其叠置于原被动大陆边缘之上，盆地充填具双层结构，早期发育复理石前陆盆地，堆积厚度巨大;后期发育磨石拉前陆盆地，为向上变粗的序列，发育较厚的储集岩系。这类前陆盆地发育两型多套厚层生油岩系，具有极好的油气远景。

弧后前陆盆地的形成与弧后碰撞造山带的形成演化密切相关，大型弧后前陆盆地的充填特征类似于周缘前陆盆地，早期发育火山复理石前陆盆地，堆积厚度大，发育较厚的生油岩，后期为火山磨拉石盆地。大型弧后前陆盆地具较好的油气远景。

再生前陆盆地形成于板内，远离碰撞造山带，可能与碰撞造山带的远程效应有关，盆地充填具双层或单层结构，以发育磨拉石前陆盆地为主，这类前陆盆地具一定的油气远景。

前陆盆地形成于挤压构造环境，具有一些相似的成因特征，如沉降中心与沉积中心不一致;沉降曲线呈陡、缓、陡3段；前陆盆地沉积物遭受挤压变形，根据变形强度的差异，可分出3到5个变形带等。前陆盆地的结构具有不对称性。自造山带向盆地方向发育山前冲断带、前陆坳陷、前缘斜坡和前缘隆起等构造单元，相应地具有各种油气藏分布模式，如:a.山前冲断带，油气藏主要分布在主断层上盘的相应褶皱内;b.前陆坳陷，主要为地层圈闭和成岩圈闭油气藏;c.前缘斜坡，前陆盆地沉积楔状体向前缘斜坡减薄或尖灭，可形成砂岩体上倾尖灭或地层超覆油气藏;d.前缘隆起，可形成大型背斜构造，如披覆背斜、断背斜等。

6．什么是反转构造？断层反转对油气聚集有什么影响？

反转构造（inverted structure）是由区域构造应力场改变而使先期构造力学性质（如正断层与逆断层）或构造类型（如隆起和拗陷）向相反方向转化的现象；是一种特殊类型的叠加构造。反转构造分为两类：区域应力场从伸展转变为同方向挤压体制下所产生的构造，称为正反转构造；反之则是负反转构造。

断层反转也可以分为两类：正断层系统控制的地堑/半地堑构造受到挤压左右后发生褶皱和逆冲构造变形，为正反转构造；一种是逆断层及其相关的隆起受到引张力作用后发生伸展变形，使原来的隆起部位发生沉降，为负反转构造。因为先存的挤压隆起在发生构造反转之前往往有区域剥蚀作用，在挤压隆起背景上发育的盆地沉积层序。

(1)正反转构造为油气藏的形成提供了有利的圈闭.在发生构造反转之前,一般都沉积了巨厚

的生、储、盖层.沉积的富含有机质的烃源岩在快速沉降条件下即埋即藏,易于成熟生烃.烃源岩与裂谷期层序中的砂岩及裂谷期后层序的泥、页岩构成了完整的生储盖组合.构造反转形成的背斜直接反扣在生油凹陷之上,构造规模一般较大,且无需断层封闭,因而是理想的储油圈闭.近邻背斜的断层因晚期再次活动可成为油气运移的通道.因此,反转构造环境的油气生、运、聚、圈、保等条件是相当优越的,对油气藏的形成十分有利.

(2)在伸展盆地中往往由于变形微弱缺乏完整的背斜圈闭,而构造反转作用在一定程度上弥补了这一欠缺,并在伸展盆地中增加了逆冲高断块等新的圈闭类型.

(3)反转构造一般面积和幅度都比较大,相对于伸展盆地中广泛发育的滚动背斜、断块油藏等小而肥的构造圈闭,反转构造更具备形成大中型油气田的构造条件.

(4)反转构造由于早期埋藏深,后期又受挤压,从而可能降低储集层的孔隙度和渗透率,使它低于目前反转后所处深度上应具有的孔隙度和渗透率.不过,由于构造反转,断裂活动的加剧,也可能对裂隙度有所改善.

(5)决定反转构造含油性的关键是:①烃源岩在裂谷期的最大埋藏深度.埋藏深度越深,烃源岩的保存条件越好,温度越高,越有利于油气的生成;②油气生成时间、运移时间与反转时期的配置.如果裂谷期烃源岩油气生成时间较晚,反转构造形成后再发生大规模油气运移,这是最理想的配置关系;若油气生成时间较早,反转构造形成前已发生大规模油气运移,则不利于油气聚集;③构造反转的强度和背斜圈闭的保存状态.强度太小,背斜幅度小;强度大,可以形成更大的圈闭.但强度太大,不仅对有机质的热演化不利,而且会使构造圈闭或已形成的油气田受到破坏.④封盖层的位置和封闭能力.理想的封盖层一般紧邻储集层,而且是泥岩或石膏、盐岩层.总之,这些条件的优劣是决定反转构造含油气的关键.

由此可见,反转构造与油气的生成、运移、聚集有着密切的关系[25].它对油气藏的形成既有有利的一面,又有不利的一面,那种不加分析地认为反转构造作用是油气生成和聚集的有利条件是不正确的,在油气勘探中对反转构造作用必须综合分析,慎重对待,才能得出正确的结论. A、张犁状断层的反转可能使未成熟的源岩进入逆断层下降盘的生油窗，而上盘的岩石可能成为油气藏顶部的盖层；B、反转构造有可能保存在裂隙中形成的烃，在Atlas山脉，并非所有的同裂隙断层都重新反转，一些拉张结构的裂隙已圈闭了一些烃，这些油气藏圈闭也可能保存重新活动的犁状断层下形成的逆断层；

7．以我国一种陆相盆地为例，简要论述陆相岩性地层油气藏的主要类型、形成条件与分布特点。（20分）

岩性地层油气藏是由于沉积条件的变化，储集层岩性岩相变化或储集层的储集空间横向变化以及储集层上/下不整合遮挡的结果。根据成因和形成条件，可划分为三类：①岩性型圈闭油气藏；②地层型圈闭油气藏；③复合型圈闭油气藏。每一大类又可分为若干亚类。主要以胜利油田济阳坳陷为例加以说明。

A.岩性型圈闭油气藏岩性圈闭是因岩性或物性发生变化，使得储集体被非渗透层所包围或侧向遮挡而形成的圈闭。形成的基本条件为在沉积作用或成岩、后生作用以及岩浆作用下形成的有利储集体、遮挡层因素和沉积构造背景。包括岩性上倾尖灭型、岩性透镜体型、沟道充填型、生物礁型、火成岩型、成岩型、裂缝型油气藏等。

岩性上倾尖灭型油气藏在斜坡背景上由于储集层沿上倾方向尖灭或相变为泥岩等致密岩性，形成封堵条件,油气聚集其中,就形成了上倾尖灭油气藏。济阳坳陷永安镇地区东部沙三段槽谷砂、陡坡带砂砾岩扇体前缘都形成了砂体上倾尖灭油气藏。

岩性透镜体油气藏是由透镜状的储集岩体或其它不规则储集岩体四周被非渗透性岩层包围而形成的圈闭。作为其储集层的有近源浊积扇砂岩体、前三角洲亚相的垮塌浊积岩砂岩体、河流相砂岩体以及湖相碳酸盐岩体等,也有侵入岩体,其中以各种类型的透镜状砂岩圈闭为主。各种浊积砂岩体,四周被良好的生油层包围,具有优越的油源条件和自生、自储、自盖的特点,

含油气比较丰富。济阳坳陷营11透镜状岩性油藏为一典型实例。

生物礁油气藏是由生物礁被周围的非渗透岩性围堵形成的。以济阳坳陷平方王油田沙四段油气藏为典型。由于礁灰岩的储集性能极好,油层厚度大,故产能较高。

火成岩型以火成岩（喷发岩或侵入岩）为储集体被泥岩等致密言辞那个封堵形成的圈闭。以辽河徐家围子为典型代表。

成岩型：因建设性成岩作用形成有效储集体或致密化成岩作用构成封堵形成圈闭，包括岩溶型/溶蚀型、白云岩化型、胶结封堵型等。东营凹陷北部陡坡带永921 砂砾岩扇体油藏较为典型。

裂缝性油气藏主要靠裂缝的发育程度,类似于岩性油气藏,与其它遮挡关系不大。济阳坳陷已在多处发现裂缝性油气藏,如现河庄油田河54 井。主要与这些层位有油页岩、灰质泥岩、泥质白云岩等脆性岩石发育有关。

B.地层油气藏指在由构造运动引起的沉积间断、剥蚀、超覆沉积、风化淋滤等作用下，储集岩体沿地层不整合面或侵蚀面被非渗透层包围或遮挡，形成的油气藏。进一步分为：不整合面上的地层超覆油气藏、不整合面以下的地层不整合遮挡油气藏以及地层不整合基岩油气藏（古潜山）。

地层超覆不整合型油气藏：储集层上超于不整合面，储层之上超覆沉积非渗透层而形成的油气藏。典型的地层超覆油气藏主要发育在基岩凸起翼部馆陶组地层中。其储集层是河流相的砂岩,以馆陶组上段及明化镇组底部泥岩为区域盖层,而直接起作用的还是临界盖层,不整合面以下基本上无油藏形成。济阳坳陷陈家庄油田是这种油藏的代表。

不整合遮挡油气藏：不整合面上覆非渗透层或稠油沥青遮挡不整合面下伏储层所形成。典型油气藏是济阳坳陷的埕科1油气藏。

潜山油气藏：各类基岩（碳酸盐岩/碎屑岩、变质岩）风化淋滤后形成的古潜山被不整还没之上的非渗透层围堵所形成的油气藏。在济阳坳陷发育广泛,如埕岛潜山及富台潜山油藏等。潜山油藏一般产能高,油质好。

C.复合油气藏指受岩性/构造/地层等因素中两种以上因素的复合作用所形成的圈闭。进一步可划分为构造-岩性圈闭、构造-地层、岩性-地层、地层-岩性圈闭等。

构造-岩性圈闭：以岩性变化为主，构造条件（背斜/断层或底辟）辅助围限或遮挡形成的圈闭。吉林海坨子

构造-地层：依附于不整合面为主，构造条件（背斜或断层）辅助遮挡形成的。崖13-1

岩性-地层：依附于不整合面为主，辅以致密岩性封堵形成的。辽河曙光

地层-岩性圈闭：以岩性变化为主，辅以不整合遮挡形成的复合圈闭。钟市

岩性地层油气藏的发育主要受“六线”和“四面”两个方面因素的控制。六线指岩性尖灭线/地层超覆线、地层剥蚀线、物性变化线、流体突变线、构造等高线；四面为：断层面/不整合面、湖泛面、顶底板面。

岩性地层油气藏的形成和分布具有一定的规律：①岩性油气藏分布具有“非势控”特征；②岩性地层油气藏主要沿湖泛面、不整合面和断面分布；最大湖泛面附近最有利于形成岩性油气藏，因为最大湖泛面附近湖盆水体最深，水域面积和暗色泥岩分布最广，是陆相生油岩集中发育层段，同时也发育了湖盆中最好的储油砂体，如三角洲、扇三角洲和浊积扇等；而区域不整合面控制了地层油气藏的分布；而断层面是油气垂向运移最主要的通道；此外同沉积断层不仅控制砂体的发育而且断距较大时可造成两盘岩性岩相的突变而形成相变遮挡岩性油气藏，当然断层的发育是产生断鼻构造的前提条件。③岩性地层油气藏的分布主要受控于有利的沉积相带，主要受“三因素”控制，即盆地边缘斜坡控制砂体规模，陡坡上砂体规模较小，缓坡上砂体规模较大；“断裂”方向控制砂体走向，一般早期隐伏断裂方向与砂体走向一直；盆内“水深”控制砂体类型，滨浅湖—半深湖砂体发育类型多，深湖砂体类型较小。

④岩性地层油气藏富集高产主要受“五带”控制，即沉积相带、次生孔隙带、地层尖灭带、断裂发育带和稠油沥青封堵等流体性质变化带。

8. 中国中新生代东西部构造演化特征及对油气藏的控制

三、我国含油气盆地的分布格局及演化

（一）太平洋板块俯冲形成东部地区的裂陷盆地

（二）印度板块碰撞形成西部地区的挤压盆地

（三）板块运动对中部克拉通盆地的演化

中国大陆是由一些小的克拉通、众多的微陆块和造山带组合而成的复合大陆。具有复杂的板块构造演化历史。古板块构造阶段具有小而分散的特点，并经历了多期复杂的构造变动。大陆拼合后受周缘板块运动的影响，又表现出多期的陆内造山与成盆作用。因此，小陆块拼合、多旋回演化和强烈的陆内构造活动性构成了中国板块构造演化的总体特征。中国大陆从晚元古代到新生代大致经历了兴凯、加里东、海西、印支、燕山、喜山6个大构造旋回。中国古板块演化分为离散、会聚、陆内构造演化三个大的阶段。离散阶段分为兴凯和加里东两个时期，兴凯期为大洋扩张期，这时的板块运动以离散板块为主，且多数板块分布在赤道附近。加里东期板块运动整体上呈现顺时针旋转，在保持离散的状态下，在西南表现出会聚，华夏与杨子板块拼合。会聚阶段主要发生在海西时期。在海西时期表现为大陆会聚，中国的陆块基本上处于靠拢状态，祈连洋与西拉木伦洋闭合。晚海西期为超级大陆形成与泛太平洋时期，北方陆块顺时针旋转，华南陆块向东北方向漂移与北方陆块拼合。陆内构造演化阶段分为印支、燕山和喜山3个时期。印支时期（250-200Ma）全球板块运动又一次加速，华北陆块开始逆时针转动，与华南陆块拼合，古特提斯洋闭合，中特提斯洋开始扩张。燕山期（200-80Ma）为大陆扩张时期，板块运动又一次加速。蒙古大洋的扩张时间为220-150Ma，在150-80Ma 完成闭合。东亚在208-160Ma间为挤压拼贴，160-110Ma间表现为剪切，此时的太平洋和印度洋扩张。燕山期（80-0Ma）的重要特征是大陆会聚，印度板块快速北上，与欧亚大陆碰撞、拼合。

中国东西部中新生代构造演化特征

中国的大陆是由一些小的克拉通、众多微陆块和造山带组合而成的复合大陆。这一特征使得中国大陆在古生代末期完成拼合后，中新生代表现出强烈的陆内构造活动性。中国中新生代东、西部构造演化是指在完成拼贴后所经历的一切构造演化。中国大陆内部强烈的构造活动受控于周缘板块的相对运动。受其影响，这种构造活动表现出时间与空间的规律变化。

中国大陆自中生代初完成拼合后，陆内构造活动主要受3大板缘活动的影响：北方鄂霍次克洋的扩张与关闭，东部太平洋板块的俯冲作用，以及南部印度板块的俯冲、碰撞和挤压。（1）蒙古-鄂霍次克洋从晚三叠世开始至早白垩世期间一直在扩张，受其影响，中国大陆北部自西向东发育了一系列的侏罗-白垩纪断陷盆地，如酒西、银根-额济纳旗、二连、蒙古的东隔壁、海拉尔、松辽等盆地。鄂霍次克洋晚白垩世末发生自西向东的关闭，使得这些盆地的发育表现出自西向东的迁移规律。

（2）印度板块的俯冲碰撞和挤压作用使得青藏高原快速隆升，在中国中、西部形成大型挤压坳陷盆地。

（3）中国大陆东缘受太平洋板块强烈俯冲影响，稳定的华北地块解体，形成多个裂谷盆地带。

周缘板块的相对运动使得拼合的中国大陆板内活动强烈，表现陆内造山与大型内陆坳陷盆地的发育，特别是喜玛拉雅运动，使得中西部的山脉急剧隆起，并在山前堆积了巨厚的磨拉石沉积，形成了具中国特色的前陆盆地。

2、中国的板块构造演化影响到含油气盆地特征。

（1）古生代盆地因发育于各自独立的小板块之上，成盆与成烃控制因素异大于同，具有不

同的演化特征。多次拼接与会聚，使得板内坳陷或裂陷沉积的海相烃源岩成为有效烃源岩。古生代盆地形成早，受后期构造运动和盆地叠加发行的影响严重，保存条件成为油气赋存的决定性因素。华北地区东部受地台活化和裂陷深埋影响，称藏条件变差；华南地区后期构造运动强烈，与油气藏保存不利。古生代海相油气较为有利的地区是构造相对稳定、保存条件较好的3大地区，即：塔里木盆地、鄂尔多斯盆地和四川盆地。

（2）中、新生代盆地发育于已拼合的大陆之上，规模和性质有明显差异，但制约沉积的构造和气候条件却明显存在区域上的一致。多旋回的板块构造演化形成了中国盆地多期叠合的特征。中国的叠合盆地可分为继承型、叠加型和改造型。

中国大陆的造山与成盆作用大多不是岩石圈板块构造作用的结果。莫和面和壳内地速层在中国沉积盆地和陆内造山带形成演化中起着重要的作用，形成了独具特色的中、新生代陆相沉积盆地。

中国东部与西部的中、新生代陆相盆地具有完全不同的地球动力学背景。中国东部受滨太平洋构造域的影响，原来的稳定地区发生构造-岩浆活化作用。先是在中生代因褶皱隆起形成萎缩的陆相残留盆地，继而在新生代形成裂谷盆地。中国西部主要受控于特提斯洋关闭使得洋壳向背俯冲以及印度板块与欧亚大陆碰撞及其后向背推挤的远程构造效应，形成了以陆内坳陷和山前及山间坳陷为特征的陆相沉积盆地。中国中部的鄂尔多斯和四川盆地因处于中国东部和西部两大构造环境的转换部位，形成了大型陆内坳陷盆地。此外，强烈的陆内构造活动造就了复杂的盆－山耦合关系，形成了有中国特色的前陆盆地。

（3）叠合盆地

多旋回的构造运动和多其次的盆地叠加使得中国的沉积盆地多具叠合盆地的特征。塔里木盆地、鄂尔多斯和四川盆地是奠基于震旦-古生代沉积盆地之上的多旋回叠合盆地。东部的松辽盆地、江汉盆地、苏北-南海等盆地是燕山造山期后的裂谷盆地，渤海湾盆地是新生代的裂谷盆地，这些盆地之下往往发育着中生代甚至古生代的残留盆地。中国西部的准噶尔、吐哈等则是海西造山期后的多旋回叠合盆地。

3、中国的板块构造演化影响到含油气盆地特征。

从全球范围看，显生宙期间，中国大陆的板块构造演化，依次受古亚洲洋、特提斯-古太平洋和印度洋-太平洋三大动力学体系的控制。在它们的作用和影响下形成了古亚洲构造域、特提斯构造域和环（滨）太平洋构造域。三大构造域的叠加、复合与归并控制和影响了中国油气区的分布与特征。

9. 如何从油气地球化学角度研究和确认油气藏的成藏期

成藏史就是要研究油气藏从形成到破坏的全过程。在时间上，它不仅包括了油气运聚成藏的时期，还包括了成藏以后的一切演变;在内容上，它不仅包括了成藏期的研究，而且是整个油气演变至今更为全面的研究。一般来说，新生代油气的成藏史比较短且多为一期成藏;而古生代和时代较老的油气其成藏史也就比较长，可能有一个延续很长的成藏期，也可能有几个间断的成藏期。但大部分的古老油气藏都已散失破坏，只有极少数能保存至今。而这些油气藏要么是在漫长地质年代中不断有烃类充注而得以维持，要么是通过再运移到其他圈闭中形成次生油气藏;或者虽是古生代油气但却是很晚时才成藏。结果它们的油气演化史虽很长，但不一定具有多期成藏的特征，造成现今所见到的油气藏无论新老大多是一期或两期成藏。油藏地球化学分析主要是通过原油地球化学分析，确定原油、天然气成熟度〔如原油轻烃成熟度、甲基菲指数（MPI)、l8a(H)-22，29，30-三降蕾烷/17a(H)-22，29，30-三降蕾烷(Ts/Tm)、C2920S/(20S+20R)等、天然气碳同位素换算出的等效镜质体反射率，进行原油族(组)群划分，建立油气藏与烃源岩之间的关系，通过油气藏成熟度及成分在横向上的变化〔如气油比、C2920S/(20S+20R)、MPI〕建立油气藏的充注方向。借助流体包裹体和同位素测年，进而确定油气藏的成藏期。

由于生烃过程的差异、重力分异与差异聚集、扩散与氧化等作用的影响[25]，地层中即使同一种相态的烃类，其物理性质和化学性质也存在很大差异。油藏地球化学技术的新发展为油气成藏期的厘定提供了新的方法和技术手段。油藏地球化学方法是基于油藏地球化学特征和油藏非均质性的成因认识，通过研究油藏非均质性与成藏期次或充注期次、充注方向及生烃灶的联系，认为油气藏内烃类流体的非均质性是成藏史或充注史的重要反映。它是确定油气藏的成藏期次或注入期次的一种最直接、有效的方法。油藏地球化学方法确定成藏期主要表现在3个方面[26-28]：①油气族群的划分和精细的油气源对比，可以建立不同油气与烃源灶的对应关系，从而结合生烃史推测油气的充注时期；②根据分子地球化学成熟度参数，包括油气总体特征的物性参数，碳同位素特征，常规烷烃类参数，芳烃类的萘系列、菲系列、联苯系列、二苯并噻吩系列参数，轻烃组分成熟度指标和C7温度计等，准确获得储层中油气的热成熟度，通过烃类流体与源岩成熟度演化的对比分析，可以更精确地确定油气的成藏时间；③从油气藏地球化学特征的非均质性推断储集层中烃类流体的充注历史、判断烃类的注入方向和注入时间，并结合油水界面的位置及其变迁历史，阐明油气藏的演化史。这3方面的地化研究结合起来，对于综合识别油气成藏的精确年代具有重要意义。

9.1举例谈谈油气地球化学研究在含油气系统分析中的作用。（20分）

答：Magoon和Dow[7]于1994年将含油气系统定义为一个天然系统，它由一个扁豆状活跃源岩及与其有关的所有油气和一个油气藏形成所必须的一切地质要素和作用组成。油气地球化学的基本原理和方法是认识和划分含油气系统的不可取代的基础，因为把握油气从源岩到圈闭的每个环节都依赖油气地球化学研究提供信息；而含油气系统的概念也为油气地球化学的研究注入新的活力。以往的油气地化研究常常囿于烃源岩以及油气的孤立研究，而忽略生烃、运移和聚集的统一过程。含油气系统概念的应用为其提供了新的思路，开拓了新的领域，并提高了勘探价值。

（1）烃源岩一直被W.G .Dow等认为是含油气系统研究中核心，，因此确定含油气系统烃源岩的分布范围及其性质至关重要，目前烃源岩评价技术发展主要是依靠地球化学方法的不断改进与完善，油气地球地球化学提供了对烃源岩制图所需要的丰度、类型及热演化等方面的重要信息。目前有机质的丰度指标主要包括有机碳含量（TOC），岩石热解参数（生烃潜量，S1+S2）,氯仿沥青“A”和总烃（HC）含量等[9]，有机质类型主要根据干酪根显微组成、元素组成及岩石热解参数、可溶组分特征与生物标志化合物等划分。有机质的热演化特征的主要地球化学参数有镜质体反射率（RO）、热变指数、牙形刺荧光特征、H/C-O/C原子比、岩石热解参数可溶有机质的演化、生物标志化合物及OEP、CPI等等。

（2）油气大量生成、运移与聚集的时间即为含油气系统关键时刻，其关键是把握好成藏期。目前主要采用的原油中的生物标志化合物和储层流体包裹体技术来确定。自上世纪40年代开始，许多学者曾试图确定油气藏的形成时间。利用油气水的化学特征（饱和压力），油层流体包裹体均一温度、成岩粘土矿物K-Ar同位素年龄考察油气藏及其围岩所处地球物理化学环境，精细藏地球化学研究为建立油气藏的动态充注模式提供了一种新的思维和方法。（3）自上世纪七十年代以来，由于生物标志化合物和碳同位素以及含氮、硫、氧的有机化合物的应用，把油（气）-源、油（气）-油（气）对比和油气充注成藏的研究提高到更新的水平和阶段，在含油气系统油气运移方向研究中发挥着重要的作用[12]。油源对比目前最常见的地球化学参数有C15+，类异戊二烯烷烃，甾类和萜类化合物，芳香族化合物，碳同位素和族组分等几大类，而气源对比研究相对比较薄弱，主要方法有气中轻重气态烃的含量和比值，气中各同位素，非烃含量，凝析油地化指标、生物标志化合物测定及气源岩热模拟气相色谱/同位素质谱分析技术等等。

（4）在的多旋回构造盆地中，多次构造作用破坏了原来含油气系统的边界(如盖层被剥蚀，圈闭被破坏)，原系统中的油气藏被破坏，油气发生再运移并在适当的圈闭中再聚焦，形成不同期次的油气藏。根据油藏地球化学的基本原理，特别是对油气性质变化的研究，会提供十分有用的信息。被破坏的油气藏中残留了沥青，次生的油气藏中的原油遭受了降解，成为重油，这样，根据储层沥青、油气性质及成熟度的差异，可以来说明该系统中的油气藏的形成的期次。

（5）任一个含油气系统都发育在一定的环境中，如盆地的地球动力学、沉积充填格架、构造背景、热流场分布、水动力场及古气候变化等，都是决定系统存在、发展及演化的外部条件。因此，对含油气系统进行系统分析时，首先要研究它存在的地质环境。有机地球化学的研究也提供了很多有关的信息，如有机相的分布及变化可以反映盆地构造沉降及沉积特征；有机质的丰度及类型直接与沉积环境的演变有关；而有机质的热演化是古热流场的结果，因此热演化的指标则可作为有效的地质温度计，例如甾烷及萜烷的异构化参数。一些生物标志物已经成为公认的古气候、古矿化度的指标，如伽马蜡烷是高矿化度水体的标志；4一甲基甾烷反映了潮湿环境下淡水水体，而甲藻甾烷则与海水有关。这些标志化合物可以帮助我们认识含油气系统发育的背景。

（6）另外，地球化学方法在资源量的估算中具有重要地位，资源评价的地球化学方法就是从生烃量计算入手，进行资源量估算，其研究思路就是从生烃量到排烃量再到聚集量。目前生烃量计算的方法很多，其中最常用的方法主要有氯仿沥青“A”法、干酪根降解的数学模型、数字化积分法和热模拟法等。

10. 沉积有机质的成熟度应如何着手进行研究？目前研究中存在的主要问题是什么？

有机质的成熟度是表征其成烃有效性和产物性质的重要参数。指在有机质所经历的埋藏时间内，由于增温作用所引起的各种变化。当有机质达到或超过温度和时间相互作用的门限值时，干酪跟才进入成熟阶段并开始在热力作用下大量生烃。而未成熟的有机质主要生成生物成因气，有时可生成少了的液态烃。评价有机质成熟度的方法有多种，常见的有机质成熟度指标可以分为两大类：一类以有机组份的光学性质为基础，以镜质体反射率(Ro)为代表，还有孢粉颜色和热变指数(TAI)，牙形石色变指数(CAI)，生物碎屑反射率等；另一类以化学组成为基础，主要包括热解分析(Rock-Eval)的最高热解峰温(Tmax)和生物标志化合物指标等。随着仪器分析技术的发展，越来越多的波谱分析技术用于研究有机质的成熟度，逐渐形成了多种以有机质物质结构的变化为基础的新的成熟度指标和古地温计。

由于油气勘探的现实需要，这些有机质成熟度和热演化指标都有必要进一步加以研究。有机岩石学光学评价方法直接观测研究单一的显微组分,用于区别原地生成和再沉积的有机质相当有效,但其观测的视域有限;化学方法是将有机质作为一个整体去考虑,去认识其组成和结果,缺乏直观性。因此,在应用有机岩石学方法评价有机质成熟度时,应与其他方法相结合,对于处在不同演化阶段、不同类型的油气源岩针对研究目的,选用不同的方法。目前,镜质体反射率不仅由于其能反映有机质的成因、演化,而且测量准确、方便、易行,是现今最常用的、易于横向对比的成熟度指标。尽管镜质体反射率是最为重要的热成熟度指标，在泥盆纪以前形成的沉积地层中和海相碳酸盐岩中缺少镜质体，甚至根本不存在镜质体；我国目前的许多重大油气区，如塔里木盆地、鄂尔多斯盆地和四川盆地等广泛发育海相碳酸盐岩地层，这些地层本身即是重要的烃源岩，而准确地评价这些地层的热演化程度是进行勘探的重要先期工作。

2 有机质成熟度的光学性质指标

2.1 镜质体反射率(Ro)

镜质体是高等植物木质素经过生物化学降解、凝胶化作用而形成的凝胶体；是泥盆系以上沉积地层中常见的有机物质，其反射率随着成熟程度的加深而不断地增大。由于镜质体的成熟演化过程与干酪根的热解过程是一致的，因此镜质体反射率作为一种有效的有机质成熟度和

热演化指标被广泛地应用于煤岩学及油气勘探中。

镜质体本身属于III 型干酪根，其热成熟演化过程可以分为三个阶段：①沉积物的成岩作用阶段，有机质优先析出氧形成H2O 和CO2 等，同时产生随机分布的芳环，此时单个镜质体不存在各向异性。②沉积后生作用阶段早期，有机质优先析出氢以产生碳氢化合物。由于可流动的碳氢化合物(烃类)的分离，芳构化程度和芳环缩聚程度逐渐增大，此时芳环仍随机分布，但由于上覆地层的机械压力，芳环有可能被定量排列，因此，有可能出现微弱的各向异性。在这个阶段，镜质体反射率强烈地增加。③沉积后生作用阶段后期，镜质体仍缓慢地析出氢和氧，上覆的岩层压力使得芳环更加定向，使得镜质体反射率的各向异性程度加大，镜质体反射率也逐渐变高。镜质体的这种成熟过程具有不可逆性，是温度随时间的累积过程。在此过程中镜质体的光学性质，即其反射率随演化程度增加而增加。

由于镜质体有特定的母质来源(高等植物木质素)，比其他有机质显微组份容易确认。随着测试方法的标准化，镜质体反射率已得到广泛的应用。该指标可以用来标定从早期成岩作用直至深变质阶段的有机质热演化程度，已成为评价生油层成熟度和恢复沉积盆地古地温和热历史的最重要指标。大致而言，Ro < 0.5 时，干酪根处于未成熟阶段，0.5 < Ro < 1.3时为生油窗，1.3 < Ro <2.0 时为凝析油和湿气带，Ro > 2.0 则属于干气带；对于三种不同类型的干酪根，它们的生油窗略有不同。

镜质体反射率的测定方法是将岩石样品制成光薄片，抛光，然后用显微光度计测定光面的镜质体反射率。如果岩石样品中有机碳含量很低，需将有机质浓缩，制成干酪根，用树脂粘结，再抛光。

在镜质体的热演化中，温度是主要的控制因素。温度控制着热变质过程的一系列化学反应的速度。Price(1983)甚至认为镜质体的成熟是最高古地温的函数。但是越来越多的研究表明，影响镜质体成熟演化的因素除温度之外还有很多，主要有：1) 时间，2) 压力，3) 镜质体的母质成分，4) 干酪根类型，5) 氧化、还原环境，6) 液态烃的混染等等。

对于研究镜质体的热演化而言，除温度之外的主要影响因素是时间和压力。在镜质体热演化过程中，时间是重要的影响因素，但是对反应基本完成所需的时间相对于地质时间是不是可以忽略，这一点尚有争论。Price(1983)认为反应在初始时很快，而后变慢，在最高埋藏温度，埋藏时间达1 百万年足以使有机质的反应基本完成，所以，他认为镜质体反射率是绝对温标，是温度的函数。而Waples(1980)的模型表明成熟程度随反应时间的延长而增高。

总之，镜质体反射率不仅与其经历的最高温度有关，与其经历的整个受热史也有关。尽管镜质体反射率是最为重要的热成熟度指标，但在泥盆纪以前形成的沉积地层中，由于当时尚未出现高等植物，地层中不含镜质体，而且在海相碳酸盐岩中镜质体的含量也很低。因此必须采用其他类型的有机质成熟度指标。

2.2 固体沥青反射率(Rb)

固体沥青是在地质体中广泛分布的一种有机组份，与油气的形成演化有密切的关系。研

究表明，有相当一部分的沥青是由生油岩中的原始有机质在成岩作用过程中形成的原生沥青，可以用来研究生油岩的热变质程度和恢复热历史。沥青反射率做为成熟度指标，对于镜质体含量稀少的碳酸盐岩和前泥盆系地层热历史的恢复具有十分重要的意义，并已得到了广泛的应用(刘德汉等, 1982; 丰国秀和陈盛吉, 1988; 刘德汉和史继扬, 1994; 王飞宇等, 2003)。在实际应用中，人们主要是通过建立沥青反射率同镜质体反射率之间的关系，来标定相应的有机质成熟度。

所以固体沥青热演化速度比镜

质体快，特别是在热演化程度较高时，有一个飞跃(刘德汉等, 1982)。

固体沥青反射率的测定要选用经历过地层全部受热历史的原生沥青，并且同镜质体反射

率的测定一样，应当选择一组最高的反射率数据代表地层的热演化程度。然后再将沥青反射率用公式(1)、(2)或(3)换算为镜质体反射率，以便于对比。

2.3 孢粉颜色和热变指数(TAI)

植物孢粉随地层热演化而其颜色由浅变深，根据这种颜色的变化可以建立成熟度的热变

指数(TAI)，随成熟度增加，TAI 值也增大。但是该指标的测定受氧化还原环境影响较大，

孢粉受氧化后颜色容易改变；并且孢粉颜色因其种属和原始化学组成的差异而有所不同。这些都导致测得的TAI 比较分散，不能建立TAI 与Ro 值之间的回归公式，所以TAI 在定

量研究地层热演化史方面使用得不多。

2.4 牙形石色变指数(CAI)

牙形石是一种形体还不清楚的海相动物的硬质微体化石，广泛分布在寒武纪到三叠纪海

相地层中，在海相碳酸盐岩中尤为丰富。Epstein 等(1977)认为牙形石的颜色变化直接同其埋深和持续的有效埋藏时间有关，可以与其他有机质成熟度指标对应。他们认为牙形石颜色热变同温度和受热时间成函数关系，可用阿伦尼乌斯方程及其坐标加以表示。只要知道含牙形石地层的持续有效埋藏时间和CAI 值，即可在阿伦尼乌斯坐标图上读出牙形石经历的最高古地温。由于牙形石分布广，CAI 的分析成本低，所以深受石油地质人员的重视(蒋武等, 1999; 祁玉平和祝幼华, 2000; Gawlick et al., 2000; Harris et al., 2000; Garcia et al., 2001; Rasmussen and Smith, 2001; Orchard, 2002; Repetski et al., 2002; Brime et al., 2003; 武桂春等, 2004)。但是CAI 与镜质体反射率Ro 值之间的对应关系各家看法不一，所以CAI 只能作为半定量化的指标来使用(周希云, 1992)。

2.5 生物碎屑反射率

Bevtrand 和Heroux(1987)通过对加拿大魁北克Anticosti 岛奥陶系和志留系中的几丁虫、

笔石和芽虫反射率的研究，认为这些生物碎屑的反射率可以作为生油岩的热成熟度指标。生物碎屑反射率对评价镜质体稀少的碳酸盐岩和前泥盆纪地层的成熟度有重要意义，但仍需深入研究(Goodarzi and Norford, 1989; 汪啸风等, 1992; 陈善庆, 1995; 曹长群等, 2000)。

3 有机质成熟度的化学性质指标

Ro、Rb 等反射率都是利用有机质的光学性质随有机质演化而发生的变化来确定其成熟

度的。由于有机质的光学性质是受其化学成份控制的，所以采用有机质的化学性质来做为成熟度指标，在理论上要比采用光学性质的指标更能反映有机质成熟过程的本质。这方面的常规指标是有机质最大热解温度Tmax，甲基菲指数(MPI)，H/C 原子比值等。

3.1 有机质最大热解峰温度(Tmax)

有机质最大热解峰温度(Tmax)，是指沉积岩在进行热解评价分析(即Rock-Eval 分析)时

产生的最大热解峰温度。Tmax 值主要取决于干酪根的结构，即与干酪根活化能的分布有关。当沉积岩的成熟度比较高时，干酪根中活化能较低的化学键早已被裂解，剩余的干酪根的活化能分布比较高，Tmax 值大。Tmax 与沉积岩的干酪根类型关系密切，I 型干酪根活化能分布很窄，随着成熟度的增加，其Tmax 值变化很小。III 型干酪根活化能分布很宽，随成熟度的增加，Tmax 值增大得很明显(Tissot et al., 1987)。因此，Tmax 指标用于标定含III 型干酪根的沉积岩的成熟度效果比较好。但是，目前尚未见到Tmax 与Ro 值之间的回归方程式，因此不能用该指标换算Ro 值，也就限制了其在定量反演热演化史中的应用。

3.2 甲基菲指数(MPI)

Radke 等(1982)根据菲和甲基菲系列化合物的演化特征提出了甲基菲指数(MPI)，并将其

用于判断有机质的成熟度

3.3 H/C 原子比值

从有机质演化机理可知，随温度升高，其中的杂原子的逐步消除和烃类的生成使得残余

有机质的H/C 和O/C 原子比值不断下降(Tissot and Welte, 1984)。王万春等(1997)的热模拟

实

验表明，干酪根的H/C 原子比随热演化程度增高而减小，但他们未给出H/C 原子比值与Ro 值的相关关系式。使用H/C 原子比值作为成熟度和热演化指标时，应当注意干酪根的类型(雷加锦面告)。

3.4 碳同位素指标

王万春等(1997)的研究表明，热演化过程对残余干酪根的碳、氢同位素不产生明显影响。3.5 生物标志物指标

甾萜化合物的异构化和芳构化是该方法的基础(Mackenzie et al., 1981)。用做成熟度指标的有：藿烷和三降新藿烷的比－－－－－17α(H)/18α(H)，即Tm/Ts；

重排甾烷/正常甾烷－－－－－－－14β17β/14α17α，20R/20S；

三芳甾/(单芳甾＋三芳甾)；碳数优化指数(CPI)等。

在低成熟阶段生物标志化合物指标比Ro 值更为灵敏。Mackenzie 等(1982)用化学动力学

方法将生物标志物指标同伸展盆地的热演化研究相结合，取得了很好的效果。Marzi 等(1990)将生物标志物指标与TTI 值之间建立了统计关系，以研究盆地的热演化史。但目前尚无人研究Ro 值与生物标志物之间的统计关系。

4 谱学方法测定的有机质结构成熟度指标

随着仪器分析技术的飞速发展，越来越多的结构化学指标已被用于热演化史的研究，主要有ESR 方法测得的干酪根自由基浓度、固体13C NMR 方法测得的干酪根芳核平均结构尺寸指数和激光拉曼光谱有机碳质温度计等。这些指标是与干酪根在热演化过程中有机质分子的结构变化相联系的，从理论上而言较其他指标更直接地反映了有机质(干酪根)的演化特征。4.1 干酪根的自由基浓度

自由基是共价键分子在断裂时产生的带有不配对电子的基团，即其正常的化学键被破坏而产生的具有未配对电子的分子或分子的一部分。干酪根在热演化过程中不断裂解，失去烷基链，形成烷基碎片，烷基碎片与干酪根碎片各带一个不配对电子，形成了自由基；烷基碎片不稳定，会很快从周围介质中得到氢原子而形成烷烃分子，而干酪根自由基则由于其大分子的屏蔽作用可以稳定地存在于地质体之中，经历漫长的地质年代。自由基的存在使得干酪根具有顺磁性，可以被电子顺磁共振(ESR)方法检测出来。干酪根中的自由基浓度随其热成熟度的增加而增加，相应的ESR 谱线特征也发生变化。

4.2 干酪根芳核平均结构尺寸

干酪根在在热演化过程中无论化学组成还是结构特征均会发生变化，而固体核磁共振技术(NMR)是研究物质结构的最有效方法之一。干酪根中不同的结构碳官能团的NMR 谱线特

4.3 激光拉曼光谱指标

激光拉曼光谱是揭示物质结构的有效谱学方法之一

5 各种指标的优缺点和适用性

镜质体反射率Ro 是30 多年来应用得最广泛、最有效、最重要的有机质成熟度和热演化指标，所有其他的有机质成熟度和热演化指标均与Ro 值进行对比和相关分析。究其原因，首先，因为镜质体本身即是III 型干酪根，用Ro 值作为成熟度指标，同油气的生烃过程直接相关；其次，镜质体反射率测定的方法手段比较简单，所需的主要仪器是显微镜和显微光度计，测试成本低；再次，镜质体在沉积地层中分布很广泛，从泥盆纪以来的碎屑岩地层中都多多少少含有镜质体；最后，镜质体反射率作为有机质的物理光学性质，在本质上受到物质结构的控制(叶大年, 1990)，镜质体的成熟过程即是其逐步脱氧脱氢，形成芳环，以及芳环定向排列程度加强的过程，而芳环分子的结构和定向性决定了镜质体的反射率，这才是镜质体反射率Ro 值之所以成为最好的有机质成熟度和热演化指标的本质原因。与镜质体反射率相比，其他有机质成熟度和热演化指标各有优点和不足(表1)。

从表1 可以看出，这些有机质成熟度和热演化指标都还不能取代镜质体反射率的地位，有的是因为无法很好地定量化(如：TAI、Tmax)，有的是因为测试成本过于高昂而无法广泛应用(如：芳核平均结构指标)。之所以如此强调定量化的重要性，是因为在当前沉积盆地热演化史的研究中，定量化方法已经占据了举足轻重的地位，无法定量化的成熟度指标无法用来定量恢复盆地的热演化史。表 1 中的各类指标作为成熟度指标使用时，本文作者建议先将它们按照各自与镜质体反射率Ro 值之间的相关关系式，换算成Ro 值，再进行分析、对比。当这些指标作为热演化指标使用时，最便捷的方法也是将它们换算为Ro 值，再按Ro 值代入相应的计算程序处理。值得注意的是前面所给出的公式(1) ~ (14)，都还只是各研究者针对各自的研究区而总结出来的，无论在样本数量和代表性方面均存在一定的局限性，在使用这些公式时应考虑到这一点。

6 评价

在所有这些有机质成熟度和热演化指标中，本文作者认为利用现代谱学方法得到的直接反映有机质结构变化的各类指标，如芳核平均结构尺寸、干酪根自由基浓度、有机质激光拉曼光谱参数等，是最好的指标，一是因为有机质结构的变化是反映其成熟演化的灵敏指标，这在前面已多处谈及，不再赘述；二是因为这些参数是由波谱学仪器测定的，在减少人为主观因素的干扰方面是最好的，而在镜质体反射率的测定中，人为因素导致的误差比较严重(Dembicki, 1984)。在利用有机质成熟度指标进行定量化的盆地热演化史计算方面，目前绝大多数采用的都是基于镜质体反射率Ro 值的方法，有Waples (1980)的Ro-TTI 方法，Wood (1988)的Ro-TTIARR 计算方法，Lerche 等(1984)的相对成熟度方法，Burnham 和Sweeney(1989)的化学动力学模型。除了最后一个以外，其他模型都是一些对化学动力学理论不太严格的近似方法(卢双舫, 1996)。实际上，早在1987 年Tissot 等就提出采用化学动力学模型来进行盆地热演化史的恢复。根据Tissot 等人的模型可以预见，将通过谱学研究得到的成熟度指标(芳核平均结构指标、激光拉曼光谱参数等)与化学动力学模型结合起来，进行盆地热演化史的恢复，必将取得良好的收效。

最后需要指出的是，有机质热演化指标与磷灰石裂变径迹方法相比，具有一些明显的优点：首先，有机质成熟度指标的化学动力学模型可以将热演化史的研究同生烃量的研究直接相结合，具有较大的实际意义；其次，磷灰石裂变径迹的反演虽然能够恢复盆地的热历史，但反演能否得出接近真实热历史的结果则依赖于反演初始模型的选择，而利用有机质成熟度指标采用剥层法恢复盆地热历史，则可以直接得到比较接近于真实的结果(庞雄奇等，1992)；第三，在海相碳酸盐岩地层中磷灰石含量极低，只能采用有机质成熟度指标进行热演化史的恢复。

11. 大中型气田的主控因素

我国近20年来大气田形成的主控因素综合研究获得以下重要成果：

1）大气田发育在生气中心及其周缘

①生气中心同层

例如：鄂尔多斯盆地太原组和山西组煤系形成的同层生气中心里发现榆林大气田

②低层生气中心

四川盆地川西坳陷新场大气田储集层以侏罗系为主，气源来自上三叠统煤系。

③高层生气中心

鄂尔多斯盆地靖边大气田。

2）大气田晚期成藏

除了鄂尔多斯盆地大气田成藏期在白垩纪外，我国所有的大气田均成藏于新生代的古近纪、新近纪和第四纪，即成藏期晚。晚期成藏的大气田不等于储集层、气源岩都是年代晚的层位，生气高峰也未必一定与晚期成藏同步或基本同步。晚期（喜马拉雅期）成藏的威远大气田，

其储集层为震旦系灯影组，主要气源岩是下寒武统九老洞组，生气高峰基本在中生代中晚期。3）大气田在成气区的古构造圈闭中

①古构造同步型（涩北型）

②古构造聚气滞后型（崖13-1型）

③古构造聚气叠置型

4）大气田在煤系或其上下圈闭中

①自生自储式

②下生上储式

③上生下储式

5）大气田发育在生气区孔隙型为主储层中

生气区广泛存在孔隙型储集层，既可以成为天然气富集的大体积孔隙空间，又可成为天然气运移的良好输导层，利于大气田的形成。中国大气田主力生气层孔隙度最大的是柴达木盆地涩北一号气田涩北组，为46.1％；渗透率最大的是涩北二号气田涩北组，为8436.4×10-3μm2。

6）大气田在异常压力封存箱外或箱间

①封存箱外型（莺歌海型）

②封存箱间型（川东型）

7）大气田在低气势区

天然气在平面上从高气势区向低气势区运移聚集成藏，在纵向上从高气势的地层向低气势的地层运移聚集成藏，这个规律在大气田形成中表现得十分清楚。四川盆地川东气区卧龙河、五百梯和沙坪场大气田，从三叠纪末至今各时期均在低气势区。

12. 叠合盆地的类型及含油气性

叠合盆地是在地壳的某一负向构造单元内多时代、多类型沉积盆地相对集中发育而形成的一类盆地。叠合盆地是地壳多旋回发展的产物，至少应具备4个基本特点:①各时代盆地形成的动力学机制和结构明显不同;②发育多套烃源岩，可有多个生烃凹陷，具有多个生、排烃期和多个成藏期;③纵向可划分出多套储盖组合，不同层系内部的生、排烃与成藏过程变化较大，油气分布差异明显迪不同生烃源灶形成的油气既可独立聚集成藏，形成独立的含油气系统，也可在某些层系或区带混合，构成复合含油气系统，对其中含油气系统的划分、资源潜力预测与区带含油气丰度评价等，都不同于单源灶一期成藏简单含油气系统。

叠合盆地的叠合主要有3种类型:①继承型叠合。构造环境相对稳定，跨越时代较长的数套层系在统一的负向单元连续沉积，各阶段盆地的性质相同或相似，多套烃源岩平面位置吻合良好，油气生成、运移和聚集具有连续性和递进性，油气运移分配与分布的格局基本一致。

②延变型叠合。跨越时代较长但有明显沉积间断的数套层系在统一的负向单元内继承性发育，但早、晚期的盆地性质与结构有变化，上、下层系有利生烃源灶的位置、生烃演化、油气藏调整改造过程和油气相态与分布特征都有差别，包括克拉通边缘与前陆盆地的叠合和断陷与坳陷的叠合。③改造型叠合。早晚不同期盆地的控盆机制、沉降与沉积中心分布以及生烃源灶空间位置、储盖组合分布、成藏过程与油气分布等均无继承性，后期盆地叠置对前期盆地生烃和成藏的促进作用有限，而破坏作用值得重视。

叠合盆地石油地质特征: 叠合盆地独特的石油地质特征不仅是生烃层系多、生烃凹陷多、成藏期次多、油气资源潜力大与油气分布具多样性等，一些层系的生、排烃机理和成藏、油气运聚及分布与经典石油地质理论相悖。①深层超压条件下油气的生成演化不完全遵从蒂索模式,生、排烃机理也许会有别于已有认识;除超高压释放排烃外,可能存在热蒸发与压差驱替排烃的过程。②我国中西部各叠合盆地超晚期成藏是中生代以来地温场降低与迅速沉积耦合的

结果,一部分烃源岩大量生烃和成藏的时间很晚,有利于深源油气上调至中浅层新构造中聚集。

③由早成藏与晚埋藏保持的以及由次生作用形成的叠合盆地深层储集体至今物性条件仍良好,相关的油气聚集经济性相当好,应是深层今后勘探的重点对象。④由多期构造叠加或新构造作用形成的二级区带含油气性变化很大,已有的“二级构造带”概念在用于叠合盆地勘探时需要注入新的思想。⑤油气来自深层又经历多期构造变动和调整的叠合盆地油气藏的分布不完全遵从“源控论”。⑥叠合盆地的生烃与成藏层系多,大油气田往往有多个,勘探和认识应坚持逐层系或逐凹陷地进行,许多层系或凹陷认识到一定程度就会发现大油气田,所以勘探历程往往很长。

13. 非地震勘探能在储层评价中提供那些有用的信息？

答：(1) 非地震勘探技术包括了重力、磁力、电法、化探等多种勘探手段，是油气勘探中不可或缺的一个方面。其中重磁勘探因其成本低，适用于新区，可作为地震勘探的前期工作。电法勘探对高阻体有良好的穿透性，是地震重要补充。可以探测火山岩、碳酸盐地区、花岗岩推覆体等。此外有水之间的电性差异较大，可以探测油气属性。遥感技术可以利用热红外场预测油气靶区，利用新型雷达影像寻找古河道，活动断层遥感监测等。

非地震勘探技术目前发展为三类特色技术：构造精细刻画，含油气预测技术，油藏描述与监测技术。这些可以进行潜山预测、火山岩勘探、岩性油气藏勘探。

(2) 非地震勘探能在储层评价中发挥的作用：

几十年来，非地震勘探技术在盆地早期普查中为地震勘探导向，发挥了重要作用，其勘探方法技术也发生了日新月异的变化。一方面，随着勘探工作的不断深入，勘探工区地表地质条件更加复杂，地震勘探遇到了前所未有的困难，非地震技术为其提供了参考和补充，在区带评价和目标勘探等多种油气勘探领域取得了明显的效果；未来油气勘探将面临更为复杂的勘探难题，单一物探方法已不能满足勘探要求，多种方法联合勘探是必然趋势，非地震技术将扮演重要角色。另一方面，油田开发增储上产、提高采收率以及寻找剩余油藏将是石油工业面临的重要课题，非地震在油田开发中有着不可低估的作用。

a、在盆地早期勘探评价阶段，重力可识别盆地边界、断裂展布、隆坳结构、基底埋深；磁法可识别盆地边界、断裂展布、隆坳结构、结晶基底埋深，火成岩分布；电法可识别盆地边界，断裂展布、隆坳结构、基底埋深，火成岩分布；遥感可识别区域构造、隐伏构造、露头区岩性，可用于地质填图；通过化探，可认识盆地的生烃前景和烃源岩分布。在区带及目标勘探阶段，应用重力、磁法、电法和遥感资料均可认识二级构造带和局部构造，应用化探资料，可进行含油气性和油气属性评价。

b、在油气检测领域，重力、电法可识别油气充注区，磁法、遥感、化探可识别油气渗漏范围。在储集层描述与监测领域，重力可用于认识储集层分布、注水前沿展布；磁法可用于认识储集层分布；电法可用于识别储集层，认识剩余油分布；遥感可用于研究油田开发诱发的地面沉降；化探可用于储集层评价和剩余油分布预测。目前，非地震技术的应用已从区域勘探转向区带和目标勘探(重点在高陡构造区、火山岩覆盖区和深层潜山带)；从构造形态研究延伸到油气预测评价(包括油气远景评价、储集层分布和含油气类型预测)；从油气勘探扩大到油田开发监测(应用于注水波及范围识别、调剖效果评价和剩余油气分布预测等)

c、非地震油气预测：由于油气的充注，油气藏自身及周围岩石的物理化学性质(如电阻率、极化率、自然电位等)会发生明显变化。建立在观测这些属性特征基础上的非地震勘探技术(如高分辨率建场激电、氧化还原电位、复电阻率、微磁、化探等)均可用于预测和评价勘探目标的含油气性。国内外已开始了系统的研究试验。

d、非地震储集层描述与监测：在油田开发过程中，油田经过长期注水，改变了原有的油水分布状态，造成剩余油分布复杂化，油气藏自身及周围岩石的物理化学性质也随着改变。随

着高分辨率非地震勘探技术的发展，利用对流体属性变化敏感的参数(如电阻率、介电常数)，可以对剩余油气进行空问描述和动态监测。油气渗漏在油气藏的开发过程中减弱，近地表处产生的地球化学异常也会逐渐消失，油气藏含油气饱和度的变化与地面地球化学异常的这种动态变化关系可以用来对油气藏的开发过程进行监测。

14.给出油气富集盆地的基本类型并简述其石油地质特征。

含油气盆地是具备成烃要素/有成烃过程并已经发现有工业价值油气聚集的沉积盆地。主要的富含油气盆地主要有裂陷盆地、压陷盆地、拉分盆地和克拉通盆地。每一类型的盆地又可以划分成若干类型的盆地。

A裂陷盆地：目前统计资料表明，拉张环境下发育的裂陷盆地是最重要的产油盆地。，这点在中国表现尤为突出。该类盆地的形成往往与岩石圈减薄/破裂有关，地幔上涌和岩石圈内部的韧性剪切带可能是引起岩石圈减薄的主导因素。主要包括：陆内裂谷盆地、陆内凹陷盆地、大陆边缘盆地、陆间裂谷盆地和新生洋盆。

裂谷盆地也称伸展盆地，是地壳或岩石圈在引张作用下减薄、破裂和沉陷形成的盆地。伸展构造是指在区域性引张作用下形成的各种构造变形。裂谷盆地和构造所形成的背景可以是各种不同的构造环境下，如重力滑动、拉张、挤压、扭动和上拱等条件，并可出现在岩石圈演化或威尔逊旋回的各个发展阶段。

伸展盆地内可简单划分为大陆裂谷系、大洋中脊裂谷和过渡型或陆间裂谷。按其成因又划分为主动裂谷和被动裂谷。裂谷盆地一般可划分为三个阶段（图9-3）：初始张裂阶段、断陷阶段和坳陷阶段。

二、石油地质特征

1．油气生成特征

烃源岩可以有碳酸盐岩、泥页岩，源岩厚度大，有机质以水生生物为主，且丰富、分布广、类型多的特点。地热梯度高，利于有机质向油气的转化。

2．储盖组合特征

坳陷型裂谷在稳定沉积环境下，储集层发育规模大、横向稳定、成熟度高。断陷盆地在块断运动作用下发育规模小、横向变化大、储集层成因类型多。盖层岩石类型多，主要为泥质岩类、盐岩、膏岩及致密的碳酸盐岩。生储盖组合在裂谷前期为新生古储组合为主，断陷期为自生自储式组合为主，而裂谷后期以古生新储组合为主。

3．运移特点

裂谷盆地中油气运移既存在侧向运移又存在垂向运移，但以垂向运移为主，断裂带控制了裂谷盆地中油气田的地理分布。裂谷盆地断裂体系发育，油气纵向运移十分活跃，有多期运聚、重新分配、多期成藏的特点，油气往往沿断裂向上运移，在断裂两侧富集，纵向含油气井段长。

4．油气分布特征

裂谷盆地油气藏类型多（图9-4），主要有背斜油气藏、断块油气藏、岩性油气藏、地层不整合油气藏、地层超覆油气藏。坳陷型裂谷盆地中部，一般发育与基底活动有关的背斜油气藏、断块油气藏；断陷盆地陡坡带则主要发育滚动背斜油气藏、断块油气藏、地层超覆油气藏。洼陷带岩性油气藏发育，缓坡带则以岩性上倾尖灭油气藏、断块油气藏、地层不整合油气藏、地层超覆油气藏为主。

大陆内裂谷型盆地，以北海中生代维京地堑和渤海湾早第三纪断陷盆地为代表。在拉张裂谷环境中，油气聚集与掀斜（或翘倾）断块有关。掀斜断块的构造特征是生长正断层发育，形成一系列半地堑（或地堑）和半地垒（或地垒）。断凹为生油中心，油气聚集主要分布在断凹和斜坡处。油气聚集模式多呈3层结构。断陷期前主要为基岩油藏、潜山油藏和构造裂缝油藏。断陷期主要为滚动背斜、披覆背斜、盐（泥）底辟背斜油气藏、断块油气藏以及地

层油气藏。断陷期后主要为披覆背斜、滚动背斜以及地层油气藏。

大陆内拗陷型盆地以中国松辽和俄罗斯西西伯利亚中生代盆地为代表，下伏有裂谷型盆地。拗陷型盆地的成因与热冷却有关。油气藏类型有后期挤压作用形成的背斜油气藏、差异压实背斜油气藏以及地层油气藏。

B压陷盆地：主要发育在汇聚板块边界及其周围。包括前陆盆地、山间盆地、弧前盆地、残留洋盆。其中，前陆盆地、山间盆地具有丰富的油气资源。

1．前陆盆地是指位于造山带前缘与相邻克拉通之间的盆地。其基本类型有周缘前陆盆、弧后前陆盆地、破裂前陆盆地、再生前陆盆地。

1．周缘前陆盆

形成于大陆壳表面向下拖曳与碰撞造山缝合线（带）相接之处，与陆——陆（A型府冲）有关。相邻造山带倒向盆地，蛇缘岩缝合线（带）比岩基岩浆和火山带更靠近盆地。

2．弧后前陆盆地

形成于大陆壳表面向岛弧造山带的后侧方向向下拖曳，与大洋岩石圈的府冲（B型府冲）有关，蛇缘岩消减杂岩体比岩基岩浆带和火山岩带更远离这类盆地。

3．破裂前陆盆地

盆地的形成是因基底卷入前陆变形作用，造成块状隆起和基底——核部褶皱所分隔的孤立盆地，这种变形样式可以发生在周缘或弧后环境中。

根据基底隆起方向与造山带走向正交或平行可分为两类。与造山带近正交分割的前陆盆地，是由于造山带在碰撞后缩短常常引起在其正交方向上的伸延。特别是坳拉槽地区老断层的复活和新的伸展断层发育使前陆裂解形成分割性盆地，构成盆地和隆起相间的格局，与造山带近平行分割的前陆盆地，则为基底核杂岩隆起所分割。

4．再生前陆盆地

中国有些地区的造山作用与同时代的俯冲作用或碰撞作用无关，也缺乏同时代的岩浆弧或蛇绿混杂岩带为佐证。与这些造山带相邻的盆地常与古特提斯构造阶段，造山带在新特提斯构造阶段的活动有关。其构造样式、沉积样式、沉降特征和油气系统特征与前陆盆地类似，称为再生前陆盆地。其形成机制主要与再旋回造山作用所产生地壳缩短和构造负荷有关。

二、特征：

1．剖面特征：

可能是简单形、复杂形的，背驮盆地和前渊组合，基底冲断作用与沉积共同发生，基底冲断将盆地分段为小盆地，沉积后变形，导致剥蚀。

2．地球物理特征

重力异常在冲断带一侧为正异常，等值线密，向克拉通方向渐变为负异常，等值线疏。磁异常等值图和大地电流测深法中也出现类似变化。

3．变形特征

盆地一侧为褶皱——冲断带，有褶皱推覆体、叠瓦推覆体等类型，下部常见双重构造。前缘隆起部位常发生挠曲应力产生的张性或扭张性断裂，在后期可能出现反转。盆地内构造样式以台阶状逆断层及断弯褶皱、断展褶皱等为特征，冲断方向自造山带指向克拉通。由于盆地发育在被动大陆边缘之上，被动大陆边缘层序中的正断层在前陆盆地发育期可能反转，向上穿切前陆盆地层序。

4．沉降特征

前陆盆地的沉降为冲断载荷引起的挠曲沉降，沉降幅度向克拉通方向逐渐减少，同时沉积中心也逐渐向克拉通方向迁移。但在连续粘弹性岩石圈情况下，前陆盆地的前缘隆起（Forebulge）