02生烃机理进展及烃源岩有效性评价2014
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烃源岩及生排烃作用
泥 质 岩
2400 2600 2800 3000 3200
浅海台盆 浅海深水 台盆相
2400 2600 2800 3000 3200
生物礁、滩、 坪—泻湖 滨 海
D2t
S
碳 酸 岩
14
南方烃源岩评价实例－江汉油田资料
二叠系有机碳含量对比表
层 位 岩 类 碳 酸 盐 岩 泥质岩 平均值 碳 酸 盐 岩 泥质岩 平均值 3.19 南盘江 十万山 中扬子 0.3～ 1.15 0.72 下扬子 0.28 0.28
专题4：
烃源岩及生排烃作用
1 2 3 4 高演化烃源岩评价问题 碳酸盐岩生排烃问题 烃源岩生排烃定量模拟 烃源岩分布预测
1
0 烃源岩评价基础
2
烃源岩，也叫生油岩或母岩。 Tissot(1978)：已经产生或可能产生石油的岩石。 Hunt(1979)：在天然条件下曾经产生并排出过足以形成工业 性油气聚集的烃类的细粒沉积。（生烃、并排烃） 主要是低能带富含有机质的暗色泥质岩和碳酸岩盐岩沉积。
差生油层 浅湖 -滨海 相 腐植型 1.0-0.5 0.6-0.4 0.06-0.01 250-100 3-1
非生油层
半深湖 -浅 湖相 中间型 1.3-1.0 1.0-0.6 0.12-0.06 500-250 6-3
河流相 腐植型 1.0-0.5 ＜0.4 ＜0.01 ＜100 ＜1
4
•
有机质的类型
5
烃源岩中的干酪根分类
孢粉学分类 煤岩学 分类 显微组分 显微组分细分 Tissot分类 元素 分析 中国分类
原始H/C原子比 原始O/C原子比
藻质 壳 藻质体 藻质型(Ⅰ) 腐泥型（Ⅱ） 1.70-1.50 ＜0.1 ＞6 ＞50 ＞800 ＜40 ＞3.0 ＞1.20 海生、湖生
烃源岩评价标准
• 其中，A为腐泥组百分含量，B为壳质组百分含量， C为镜质组百分含量，D为惰质组百分含量
• I型 T>=80~100 • II型 T=80~0，其中，II1型 T=80~40，II2型 T=40~0
• III型 T<=0~-100
• 2、干酪根分析法 • （1）干酪根元素分析法
H/C
I
>1.5
II
凝析油、湿 气带
1.3-1.6
干气阶段
>1.6 >450
II 型 Tmax℃ <435 III 型 Tmax℃ <435
435-460 （其中IIs：420460）
435-470
470-540
>465 >540
表1—7 应用Tmax划分烃源岩成熟度范围表
Ro<0.5%
Tmax<430℃
未成熟
Ro=0.5~1.3% Tmax=430~465 生油带 ℃
腐殖
20~50 10~20 <10
250~600 120~250 <120
级别 项目
好烃源岩
较好烃源岩 较差烃源岩
非烃源岩
岩相
深湖-半深湖相 半深湖-浅湖相 浅湖-滨湖相
河流相
岩 性 深灰-灰黑色泥岩 灰色泥岩为主 灰绿色泥岩为主 红色泥岩为主
Toc（%）
>1
1.0-0.6
0.6-0.4
<0.4
“A”（%）
级别项目好烃源岩较好烃源岩较差烃源岩非烃源岩岩相深湖半深湖相半深湖浅湖相浅湖滨湖相河流相岩性深灰灰黑色泥岩灰色泥岩为主灰绿色泥岩为主红色泥岩为主toc11006060404a0101005005001001hcppm500500200200100100s1s2883311kghct66220505辽河油田研究院文档仅供参考如有不当之处请联系本人改正
• I型 T>=80~100 • II型 T=80~0，其中，II1型 T=80~40，II2型 T=40~0
• III型 T<=0~-100
• 2、干酪根分析法 • （1）干酪根元素分析法
H/C
I
>1.5
II
凝析油、湿 气带
1.3-1.6
干气阶段
>1.6 >450
II 型 Tmax℃ <435 III 型 Tmax℃ <435
435-460 （其中IIs：420460）
435-470
470-540
>465 >540
表1—7 应用Tmax划分烃源岩成熟度范围表
Ro<0.5%
Tmax<430℃
未成熟
Ro=0.5~1.3% Tmax=430~465 生油带 ℃
腐殖
20~50 10~20 <10
250~600 120~250 <120
级别 项目
好烃源岩
较好烃源岩 较差烃源岩
非烃源岩
岩相
深湖-半深湖相 半深湖-浅湖相 浅湖-滨湖相
河流相
岩 性 深灰-灰黑色泥岩 灰色泥岩为主 灰绿色泥岩为主 红色泥岩为主
Toc（%）
>1
1.0-0.6
0.6-0.4
<0.4
“A”（%）
级别项目好烃源岩较好烃源岩较差烃源岩非烃源岩岩相深湖半深湖相半深湖浅湖相浅湖滨湖相河流相岩性深灰灰黑色泥岩灰色泥岩为主灰绿色泥岩为主红色泥岩为主toc11006060404a0101005005001001hcppm500500200200100100s1s2883311kghct66220505辽河油田研究院文档仅供参考如有不当之处请联系本人改正
烃源岩及其生烃理论
是优质烃源岩的发育区 （2）根本条件：
a.高的古生产力 b.缺氧环境
2.4 判别标志
（1）地质特征 a.岩性：细粒的泥岩、页岩等 b.颜色：黑色、黑灰色、灰色和浅灰色以及灰绿色 c.沉积环境：弱还原-还原，水体比较平静的半深湖、深
湖相。 （2）地化特征
a.TOC值高于目的层其它烃源岩层位 b.有机质类型：较好，多为I型、II1型II2型，少数为III型
1.2 基本概念
（1）排烃门限： 是指烃源岩在埋深演化过程中当其生烃量饱和了
自身吸附、孔隙水溶解、油溶解(气)和毛细管封堵等 多种形式的存留需要，并开始以游离相大量排运油气 的临界地质条件(C%、Ro%、KTI等) 。
1.2 基本概念
（2）概念模型
Qp—累积生烃量； Qrm—残留烃临界饱和量； Qr—实际残烃量； Qe—源岩排烃总量 Qrb、Qrw、Qrog—源岩吸附、水溶、 油溶气残留烃临界饱和量； Qrw、Qed、Qes—源岩水溶相、扩散 相、游离相排烃量； Q’rm、Q’ed、Q’e—源岩进入排烃门 限前水溶相、扩散相、累积排烃量；
a.生物生产率 b.氧化还原条件 c.地球内部深部流体 d.沉积速率 e.沉积环境
3.3 有机质富集机理
（3）关键： a.古生产力是有机质富集的主导因素和前提条件，
直接影响沉积物中的有机质含量； b.在埋藏有机质阶段，其主控因素为沉积环境中的
氧含量和沉积速率等。
（4）据排烃过程特征综合判别 Qp-Qem<Qrm，未进排烃门限 Qp-Qem=Qrm，处于门限点上 Qp-Qem>Qrm，已进排烃门限
1.4 影响因素
(1)区域地质条件 a.地层热史 b.地层埋藏史 c.天然气在油、水中的溶解度
(2)生烃条件 a.有机质类型 ①类型好，丰度大的源岩排油门限早 ②类型差、丰度大的源岩排气态烃门限早于液态烃 ③Ⅱ类有机质排油气特征间于Ⅰ、Ⅲ类之间 b.有机质丰度 ①有机质类型好的源岩排烃门限浅，门限随有机质丰度的增加变化幅度小 ②有机质类型差的源岩排烃门限深，随有机质丰度含量增加变化幅度大
a.高的古生产力 b.缺氧环境
2.4 判别标志
（1）地质特征 a.岩性：细粒的泥岩、页岩等 b.颜色：黑色、黑灰色、灰色和浅灰色以及灰绿色 c.沉积环境：弱还原-还原，水体比较平静的半深湖、深
湖相。 （2）地化特征
a.TOC值高于目的层其它烃源岩层位 b.有机质类型：较好，多为I型、II1型II2型，少数为III型
1.2 基本概念
（1）排烃门限： 是指烃源岩在埋深演化过程中当其生烃量饱和了
自身吸附、孔隙水溶解、油溶解(气)和毛细管封堵等 多种形式的存留需要，并开始以游离相大量排运油气 的临界地质条件(C%、Ro%、KTI等) 。
1.2 基本概念
（2）概念模型
Qp—累积生烃量； Qrm—残留烃临界饱和量； Qr—实际残烃量； Qe—源岩排烃总量 Qrb、Qrw、Qrog—源岩吸附、水溶、 油溶气残留烃临界饱和量； Qrw、Qed、Qes—源岩水溶相、扩散 相、游离相排烃量； Q’rm、Q’ed、Q’e—源岩进入排烃门 限前水溶相、扩散相、累积排烃量；
a.生物生产率 b.氧化还原条件 c.地球内部深部流体 d.沉积速率 e.沉积环境
3.3 有机质富集机理
（3）关键： a.古生产力是有机质富集的主导因素和前提条件，
直接影响沉积物中的有机质含量； b.在埋藏有机质阶段，其主控因素为沉积环境中的
氧含量和沉积速率等。
（4）据排烃过程特征综合判别 Qp-Qem<Qrm，未进排烃门限 Qp-Qem=Qrm，处于门限点上 Qp-Qem>Qrm，已进排烃门限
1.4 影响因素
(1)区域地质条件 a.地层热史 b.地层埋藏史 c.天然气在油、水中的溶解度
(2)生烃条件 a.有机质类型 ①类型好，丰度大的源岩排油门限早 ②类型差、丰度大的源岩排气态烃门限早于液态烃 ③Ⅱ类有机质排油气特征间于Ⅰ、Ⅲ类之间 b.有机质丰度 ①有机质类型好的源岩排烃门限浅，门限随有机质丰度的增加变化幅度小 ②有机质类型差的源岩排烃门限深，随有机质丰度含量增加变化幅度大
烃源岩评价PPT学习教案
氯仿 沥青 "A"
饱和烃,% 芳香烃,% 饱和烃/芳烃 非烃+沥青质,% (非烃+沥青质)/总烃 峰型特征
40～60 15～25
>3 20～40 0.3～1 前高单峰型
20～40 5～15 1～3 40～50 1～3 前高双峰型
20～30 5～15 1～1.6 50～60 1～3 后高双峰型
5～17 10～22 0.5～0.8 60～80 3～4.5 后高单峰型
下 限标准 的确定 直接关 系到我 国油气 资源量 预测。
第7页/共32页
一、烃源岩有机质丰度
我国碳酸盐岩油气源岩有机碳含量下限标准
成烃演化阶段
镜质体反射率Ro （%）
有机碳（%）
气源岩
油源岩
未成熟-低成熟
<0.75
0.2
0.3
成熟-生油后期 0.75～1.3
0.15
0.2
湿气阶段
1.3～1.8
0.1
（l）烃源岩的地球化学特征评价，如有机质的丰度、类型和成 熟度；
（2）烃源岩的生烃能力定量评价，如生烃强度、生烃量、排烃 强度，等。
定性评价与定量评 价
第2页/共32页
烃源岩评价概述 定性评价
有机质的 丰度
烃源岩的地 球化学特征 评价
Note：从原理上讲，烃源岩的体积也 是决定 其生烃 量的重 要因素 ，但烃 源岩的 体积受 控于其 发育厚 度和分 布面积 ，主要 是一个 地质问 题而不 是地球 化学问 题。但 作为实 际应用 ，则必 需回答 烃源岩 的发育 厚度与 分布面 积等烃 源岩的 体积数 量问题 。
Io
0.0 0.0
390 410 430 450 470 490
烃源岩评价
氯仿沥青“A”——是指岩石中用氯仿（CHCL3）抽提的可溶有机质， 即岩石中由有机质已经生成的物质，包括饱和烃、芳烃、胶质和沥青质
总烃——指氯仿沥青“A”族组成中饱和烃与芳烃之和（常用ppm为单位）
➢有机质类型：有机质类型是评价烃源岩生烃潜力的重要参数之一，常 用的分析方法包括有机地球化学与有机岩石学两种方法，主要分析参数
➢有机质丰度：主要评价岩石中有机质含量的多少。评价有机质丰度的 主要参数包括有机碳含量、氯仿沥青“A”、总烃
有机碳含量——有机碳是指岩石中与有机质有关的碳元素含量；常用的 分析方法包括燃烧法和岩石热解色谱；值得注意的是实测的有机碳含量 仅仅表示岩石中剩余的有机碳含量，因此在利用有机碳含量评价烃源岩 时，确定其下限标准必须考虑成熟度的影响
MPI1
1.5(2 甲基菲 3 甲基菲） 菲1甲基菲 9 甲基菲
MPI2
3 2 甲基菲 菲1甲基菲 9 甲基菲
Ro 0.60 MPI1 0.40 0.65%≤Ro<1.35% Ro 0.60 MPI1 2.30 1.35%≤Ro<2.00%
烃源岩评价标准 对烃源岩有机碳含量下限标准的确定取决于国家的政治、经 济状况和各地区的不同情况，就目前的现状而言，总体来说， 我国各地区确定的有机碳含量下限标准较国外偏低，且尚不 完全统一，仍有较大的争议
不同岩石类型烃源岩有机碳含量下限标准
烃源岩级别
泥质岩
碳酸盐岩
成熟阶段 高过成熟阶段 成熟阶段 高过成熟阶段
非烃源岩 差烃源岩 较好烃源岩 好烃源岩 最好烃源岩
<0.4 0.4～0.6 0.6～1.0 1.0～2.0
>2.0
<0.16 0.16～0.24 0.24～0.4 0.4～0.8
总烃——指氯仿沥青“A”族组成中饱和烃与芳烃之和（常用ppm为单位）
➢有机质类型：有机质类型是评价烃源岩生烃潜力的重要参数之一，常 用的分析方法包括有机地球化学与有机岩石学两种方法，主要分析参数
➢有机质丰度：主要评价岩石中有机质含量的多少。评价有机质丰度的 主要参数包括有机碳含量、氯仿沥青“A”、总烃
有机碳含量——有机碳是指岩石中与有机质有关的碳元素含量；常用的 分析方法包括燃烧法和岩石热解色谱；值得注意的是实测的有机碳含量 仅仅表示岩石中剩余的有机碳含量，因此在利用有机碳含量评价烃源岩 时，确定其下限标准必须考虑成熟度的影响
MPI1
1.5(2 甲基菲 3 甲基菲） 菲1甲基菲 9 甲基菲
MPI2
3 2 甲基菲 菲1甲基菲 9 甲基菲
Ro 0.60 MPI1 0.40 0.65%≤Ro<1.35% Ro 0.60 MPI1 2.30 1.35%≤Ro<2.00%
烃源岩评价标准 对烃源岩有机碳含量下限标准的确定取决于国家的政治、经 济状况和各地区的不同情况，就目前的现状而言，总体来说， 我国各地区确定的有机碳含量下限标准较国外偏低，且尚不 完全统一，仍有较大的争议
不同岩石类型烃源岩有机碳含量下限标准
烃源岩级别
泥质岩
碳酸盐岩
成熟阶段 高过成熟阶段 成熟阶段 高过成熟阶段
非烃源岩 差烃源岩 较好烃源岩 好烃源岩 最好烃源岩
<0.4 0.4～0.6 0.6～1.0 1.0～2.0
>2.0
<0.16 0.16～0.24 0.24～0.4 0.4～0.8
烃源岩中有效有机质的类型评价及意义
Ａｂ ｓ ｔ ｒ ａ ｃ ｔ ： Ｏｎ ｔ ｈｅ ｂ ａ ｓ ｉ ｓ ｏ ｆ ｔ ｈｅ ｃ ｌ ａ ｓ ｓ ｉ ｃ ａ ｌ ｃ ｌ ａ ｓ ｓ ｉ ｆ ｙ ｉ ｎ ｇ ｓ ｃ ｈ ｅ ｍｅ ｏ ｆ ｋ ｅ ｒ ｏ ｇ ｅ ｎ ｍａ ｓ ｓ ｅ ｓ，ｔ ｈ ｅ ｏ ｒ ｉ ｇ ｉ ｎ ａ ｌ ｉ ｎａ ｎ ｂ ｅ ｆ ｕ ｒ —
摘 要 ：在 经 典 干 酪 根 质 量 划 分 方 案 的基 础 上 ，将 原 来 的惰 性 干 酪 根 进 一 步 细 分 为 “ 死 碳 ” 和 无 效 碳 ，分 别 为 不
参 与生烃 和参与生烃但不作为油气产物的有 机碳 。新 的干酪根质量 划分方 案可 以很好地 解释地质 条件下氢 质量 分数与有机质丰度之 间常见的协变关系。结合 生 、排烃模 型 ，随着成熟 度的增加 ，氢质 量分数沿 带状 曲线 逐渐
ｔ ｈ ｅ ｒ ｄ ｉ ｖ ｉ ｄ ｅ ｄ ｉ ｎ ｔ ｏ ｄ ｅ ａ ｄ ｃ ａ ｒ ｂ ｏ ｎ（ Ｄ Ｃ ）ａ ｎ ｄ ｎ ｕ ｌ ｌ ｃ ａ ｒ ｂ ｏ ｎ（ Ｎ Ｃ ） ．Ｔ ｈ ｅ ｙ ａ ｒ ｅ ｒ ｅ ｓ ｐ ｅ ｃ ｔ ｉ ｖ ｅ ｌ ｙ ｄ ｅ ｉ ｆ ｎ ｅ ｄ ａ ｓ ｏ ｒ ｇ ａ ｎ ｉ ｃ ｃ ａ ｒ ｂ ｏ ｎ ｓ ｔ ｈ ａ ｔ
降低 ，并不是沿某一条曲线逐渐降低 ，与地质数据相符 ，说明一套烃源岩原始的氢质量分数采 用定值并不合适 。
烃 源 岩 中有 效 有 机 质 的类 型 定 义 为 参 与 生 烃 的 有 机 质 类 型 ，烃 源 岩 有 机 质 由有 效 有 机 质 与 无 效 有 机 质 组 成 ，后
者无生烃潜力但会降低氢质量 分数 的计算 值。一套 烃源 岩 内氢 质量 分数 的变化 可能 是有 机质保 存条 件 的波动
摘 要 ：在 经 典 干 酪 根 质 量 划 分 方 案 的基 础 上 ，将 原 来 的惰 性 干 酪 根 进 一 步 细 分 为 “ 死 碳 ” 和 无 效 碳 ，分 别 为 不
参 与生烃 和参与生烃但不作为油气产物的有 机碳 。新 的干酪根质量 划分方 案可 以很好地 解释地质 条件下氢 质量 分数与有机质丰度之 间常见的协变关系。结合 生 、排烃模 型 ，随着成熟 度的增加 ，氢质 量分数沿 带状 曲线 逐渐
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降低 ，并不是沿某一条曲线逐渐降低 ，与地质数据相符 ，说明一套烃源岩原始的氢质量分数采 用定值并不合适 。
烃 源 岩 中有 效 有 机 质 的类 型 定 义 为 参 与 生 烃 的 有 机 质 类 型 ，烃 源 岩 有 机 质 由有 效 有 机 质 与 无 效 有 机 质 组 成 ，后
者无生烃潜力但会降低氢质量 分数 的计算 值。一套 烃源 岩 内氢 质量 分数 的变化 可能 是有 机质保 存条 件 的波动
烃源岩的定性评价
烃源岩地化特征评价烃源岩地化特征评价摘要：烃源岩对应的英文为Source rock，从本意上讲，它应该既包括能生油的油源岩，也包括能生气的气源岩，但过去多将它译为生油岩。
其中的重要原因可能在于国内早期的油气勘探主要瞄准着对油的勘探。
因此，油气地球化学所关注和研究的对象主要是油而不是气。
这可能是早期的有关专著和教材也多冠以“石油”而不是“油气”的原因所在。
相应地，生油岩这一术语在地化文献中得到了相当广泛的沿用。
随着我国对天然气重视程度的逐步、大幅提高，有关天然气的勘探和地球化学研究也越来越多，很多时候，需要区分油、气源岩。
因此，本文中以烃源岩替代早期的生油岩来涵盖油源岩和气源岩。
关键词：机质的丰度；有机质的类型；有机质的成熟度。
前言烃源岩是控制油气藏形成与分布的关键性因素之一。
确定有效烃源岩是含油气系统的基础。
烃源岩评价涉及许多方面，虽然在不同勘探阶段以及不同的沉积盆地，评价重点也有所不同，但是总体上主要包括两大方面：(l)烃源岩的地球化学特征评价，如有机质的丰度、有机质的类型、有机质的成熟度；（2）烃源岩的生烃能力评价，如生烃强度、生烃量、排烃强度等。
本人主要介绍烃源岩的地球化学特征评价方面：1.有机质的丰度有机质丰度是指单位质量岩石中有机质的数量。
在其它条件相近的前提下，岩石中有机质的含量（丰度）越高，其生烃能力越高。
目前，衡量岩石中有机质的丰度所用的指标主要有总有机碳（TOC）、氯仿沥青“A”、总烃和生烃势（或生烃潜量Pg,Pg=S1＋S2）。
1.1有机质丰度指标1.1.1总有机碳（TOC，％）有机碳是指岩石中存在于有机质中的碳。
它不包括碳酸盐岩、石墨中的无机碳。
通常用占岩石重量的％来表示。
从原理上讲，岩石中有机质的量还应该包括H、O、N、S等所有存在于有机质中的元素的总量。
但要实测各种有机元素的含量之后求和，并不是一件轻松、经济的工作。
考虑到C元素一般占有机质的绝大部分，且含量相对稳定，故常用有机碳的含量来反映有机质的丰度。
烃源岩二次生烃
超压对生烃的抑制
研究现状
随着超压盆地油气勘探的深入, 一方面, 在越来越多的沉积盆地中 证明了超压对有机质热演化的抑制作用一些前辈甚至提出了将镜质 体反射率与压力或超压直接联系起来的预测模型; 另一方面, 在很 多盆地中证明超压至少对镜质体反射率未产生可识别的影响, 如我 国琼东南盆地、美国绿河盆地和澳大利亚西北陆架区。很显然, 尽 管超压可以抑制有机质热演化和生烃作用的观点被越来越多的前辈 所接受,但超压环境有机质热演化的机理尚不十分清楚,并且目前还 缺乏能够系统解释不同观测结果的超压环境有机质热演化和生烃作 用的理论。
超压抑制作用层次
超压抑制了有机质热演化和生烃作用的各个方面 超压仅对产物浓度变化速率高、体积膨胀效应强的热演 化反应产生抑制作用 超压仅抑制了具有强体积膨胀效应的液态烃裂解, 对各 种干酪根组分的热降解和生烃作用未产生可识别的影响 超压对干酪根的热降解和生烃作用、烃类结构和构型的 变化及烃类的热裂解等有机质热演化的各个方面均未产 生可识别的影响
第二阶段：热降解-中间产物积聚阶段
该阶段活化能快速增大，对应的热模拟温度在300-400°C之间。比较所有样品在该阶段达到的最大 活化能发现起始成熟度R。在“0.7%”左右，随后，随成熟度升高反而降低。也就是说，对于起始成 熟度低于成熟中期阶段的样品，该阶段二次生烃表现为以原始“母质”热降解，中间产物积聚为主 ，是化学结构降解难度增高或可热降解分子吸收能量活化的过程；对于起始成熟度进入成熟中期的 原始样品，中间产物解聚、释放占相当大的比重，在起始成熟度R°超过“1.3%” 之后，沉积有机 质热降解基本结束，以中间产物继续解聚为主。在先期中间产物释放的同时，后续中间产物也在不 断形成、释放和积聚。
超压抑制作用多参数识别
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生烃机理研究进展与烃源岩有效性评价
高先志 中国石油大学（北京）
2013年2月
一、生烃机理研究进展
1、天然气连续接力生成机理 2、二次生烃 3、异常压力对生烃的抑制 4、碳酸盐岩生烃
有机质生烃理论回顾
• 油气生成阶段模式 • 有机质类型与生烃潜力
油气生成阶段模式
回顾
①生物化学生气阶段 ②热催化生油气阶段 ③热裂解生湿气阶段 ④深部高温生气阶段
2.8
300
350
原油
200
产率（ml/g) 产气量/m3/t.TOC
干酪根
100
0
0
300
400
500
600
700
0
热解温度
模拟试验
封闭体系
4倍
开放体系
油裂解气
干酪根降解气
0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 Ro/%
原油和I 、Ⅱ型干酪根生气动力学实验
干酪根成气：发生在源岩中
C5H5(kerogen) CH4(gas) + C4H(pyrobitumen)
歧北深层
实验室热裂解模拟实验
100% 80% 60%
常压 100℃/h 20MPa 100℃/h 常压 30℃/h 20MPa 30℃/h
原油转化率
40%
20%
0%
200
300
400
500
600
700
实验温度(℃)
高压比常压转化率滞后（同样的转换率所需温度要求更高
甲烷转化率/%
C2-5 转化率 /%
Ro 2.0% Ro 2.0% Ro 2.46%
Ro 2.46%
液态烃含量较丰富
5010 m的实测地温为240℃,计算的Ro值为2.46%,根据传统 模式已进入裂解甲烷阶段,但泥岩中仍含有较丰富的液态 烃,正构烷烃碳数可达C30以上；
表明超压不仅抑制了干酪根的热降解和生烃作用,而且抑 制了烃类的高温裂解,使在高温地层中保存较丰富的长链 烷烃.
及
分
散
液
态
烃
裂
解
成
寒武系烃源岩中见大量分
气
散状沥青，裂解程度高
盆地的实例
Ro=1.0% Ro=2.0% Ro=3.0%
液态石油裂解成气与干酪根成气时期的不同
原油裂解成气时期晚于干酪根
干酪根大量降解成气发生在Ro＜1.6％的成熟－高成熟早期阶段，而原油 则发生在Ro＞1.6％的高－过成熟阶段 原油裂解生气时机晚于干酪根，二者在成气时机和贡献上构成接力过程
二次生烃的迟滞性
国内学者在研究二次生烃时发现普遍存在迟滞现象，也称为迟滞效应。
– 曾凡刚等通过实验对比研究发现， 低成熟的唐山赵各庄石灰岩随温度增 加， Tmax持续增加；而高成熟的济阳坳陷孤古2 井石灰岩则在较大加热 温度范围内Tmax基本保持不变，即表现出一定的迟滞效应。
– 王铁冠等在研究渤海湾盆地黄骅坳陷奥陶系海相碳酸盐岩时发现， 其油 气生成大致发生于Ro值1.0％～1.6％范围内，油气生成高峰的Ro值为1.3 ％左右， 属异常高成熟生烃模式，具有明显的迟滞效应。
山西灰岩 TOC=0.68%
0.8
1.0 1.2
唐山油页岩 TOC=7.55%
1.4
1.6
华北下马岭灰岩 TOC=0.62%
1.8 2.0
泌阳第三系泥灰岩 TOC=4.75%
广东茂名油页岩 TOC=10.08%
2.2
不同质量烃源岩排油率图版
一液、态有石机油质裂接解力成成气气的机重理要与地模位式
已聚集油藏内部的原油裂解气
生油门限
干酪根类型划分
1. 5 1. 0
Ⅰ 型 演化 轨 迹 Ⅱ 型 演化轨 迹
回顾
H/C原 子 比
Ⅲ 型 演化 轨 迹 0. 5
Ⅰ型 Ⅱ型 Ⅲ型
0
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
0. 1
0. 2
0. 3
0. 4
O/C原 子 比
范·克雷维伦（D.W.Van Krevelen）图解
不同有机质生烃性质和数量的差异
回顾
生液态烃的数量和 油气的总量I和II 型均高于III型
液态烃+可溶有 机质热裂解气
接力成气的意义
增大了天然气资源赋存深度与范围
从“源外”到“源内”成藏 从高部位到低部位 从局部到大面积 从浅到超深层
常规油气与页岩气 平面分布示意图
沉积盆地
常规气藏
砂岩
煤层气
盖层
常规伴生气 油
致密气藏
富气页岩
页岩气
常规油气藏
2、二次生烃
烃源岩在受热温度降低导致一次生烃历程被终 止之后，当受热温度再次增高并达到有机质再 次活化所需要的临界热动力学条件时，烃源岩 发生的再次生烃演化。
III 型
Ro<1.3%
Ro>1.3%
Kerogen 热降 解气贡献量 >70%
可溶有机质热裂解 气贡献量>60%
有机质“接力”生气模式
Ro(%) T(oC)
生物气
0.2-0.3 20-60 0.6 50-80
低熟气
有机质成气接力过程
Kerogen 热降解气
1.3-1.6 120-150 2.0
集聚与分散分布的 液态烃成气
R 0 = 0.6-1.6%
热降解气+集聚与分 散分布的液态烃
R 0 < 0.6%
分散分布的干酪根
一液、态有石机油质裂接解力成成气气的机重理要与地模位式
模拟试验
过成熟阶段，干酪根油气潜力碳很低，生气量有限
脂碳率/ %
80
Ⅰ型泥灰岩
Ⅰ型油页岩
低位沼泥炭,Ⅱ型
60
沼泽泥炭,Ⅲ型
沥青充填溶蚀孔隙
C29 Sterane
50
40
30
Shi28
Guan17 20
10
0 0
Tong1
Dan20
10
20
30
40
50
60
70
Diam ondoids
残余油中金刚 烷含量增高
高反射率热解沥青
川东地区古油藏晚期裂解成气过程
一液、态有石机油质裂接解力成成气气的机重理要与地模位式
塔
东
地
区
古
油
藏
二次生烃主要分歧
二次生烃的数量
刘洛夫等认为一次生烃量加二次生烃量的和与连续生烃的总量很接近，单从生 烃角度看，二次生烃并不影响对碳酸盐岩的质量评价。 曾凡刚等根据模拟实验结果估算，一次生烃量加二次生烃量小于连续热演化的 产烃量 李慧莉等通过高压釜热压模拟实验后认为，两次不连续累计生烃量始终大于连 续生烃量
∈1q原地沥青
关注未排出烃源岩的液态烃的成气潜力
液 态 烃 可 大 量 滞 留 于 烃 源 岩 体 内
烃源岩排烃率
烃源岩中分散液态烃滞留数量大
烃源岩分成熟度区间的源内液态烃滞留量统计图 （模拟实验研究和数据统计S1下限值为0.1 mg·g－1）
50% 有机质成熟度 Ro/%
0 0.4
0.6
排油率 % 20 40 60 80 100
• 天然气形成可以发生在沉积有机质演化的各 个阶段
• 天然气形成的有机质具有多样性，烃源岩中 的残留烃和储层中石油的裂解对气的形成具 有重要贡献
• 天然气形成过程贯穿于烃源岩生烃过程、输 导层输导过程和储层聚集和保存过程中。
有机质接力生气演化模式
有机质成气的可能过程
有机质接力成气过程
R 0 > 1.6-2.0%
– 关德师等通过不同成熟度、不同母质类型样品的热解和高压釜模拟实验 研究后认为， 二次生烃不遵循Tissot经典的连续演化模式，具有显著的 迟滞效应，当二次生烃起始成熟度Ro等于0.9％时迟滞性最小。
– 目前的迟滞效应大多为定性研究,如何进行定量评价有待进一步探索。
（1）二次生烃特征与起始成熟度密切相关，起始成熟度不同，二次生烃的发展过程、 生烃量、烃类组成、迟滞性都不相同 （2）二次生烃历程均存在一个生烃高峰，且与一次连续生烃相比始终存在不同程度 的滞后特征
回顾
煤成烃
煤是由多种类型有机质（不同显微组分）构成。
生烃模式是其各组分的 叠合结果，煤的类型不 同，形成液态油和油气 总量就不同
生油能力取决于其脂质 组和基质镜质体的含量
煤具有早期生油特点
1、有机质“接力成气”机理
• 有机质“接力成气”机理是指成气过程中生气母质的转换 和生气时机与贡献的接替。 --赵文智（2005）
(3)超压抑制了烃类的热裂解,而对干酪根的热降解未产生 明显影响;
(4)超压对有机质热演化的各个方面均未产生可识别的影 响.
•反应的体积膨胀效应越强, 产物浓度变化速率或变化幅度越高, 超压的抑制效应 也就越明显; 反之, 反应的体积膨胀效应越弱, 产物浓度变化速率或变化幅度越 小, 超压的抑制作用也就越弱甚至不产生抑制作用。
100
常压 100℃/h
20MPa 100℃/h
常压 30℃/h
80
20MPa 30℃/h
60
40
20
0
200
300
400
500
600
700
实验温度(℃)
100
常压 100℃/h
20MPa 100℃/h
80
常压 30℃/h
20MPa 30℃/h
60
40
20
0
200
300
400
500
600
700
实验温度(℃)
• 两层含义:
– 一是干酪根热降解成气在先,液态烃和源岩中可溶有机质热裂解成 气在后,二者在成气时机和先后贡献方面构成接力过程;
高先志 中国石油大学（北京）
2013年2月
一、生烃机理研究进展
1、天然气连续接力生成机理 2、二次生烃 3、异常压力对生烃的抑制 4、碳酸盐岩生烃
有机质生烃理论回顾
• 油气生成阶段模式 • 有机质类型与生烃潜力
油气生成阶段模式
回顾
①生物化学生气阶段 ②热催化生油气阶段 ③热裂解生湿气阶段 ④深部高温生气阶段
2.8
300
350
原油
200
产率（ml/g) 产气量/m3/t.TOC
干酪根
100
0
0
300
400
500
600
700
0
热解温度
模拟试验
封闭体系
4倍
开放体系
油裂解气
干酪根降解气
0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 Ro/%
原油和I 、Ⅱ型干酪根生气动力学实验
干酪根成气：发生在源岩中
C5H5(kerogen) CH4(gas) + C4H(pyrobitumen)
歧北深层
实验室热裂解模拟实验
100% 80% 60%
常压 100℃/h 20MPa 100℃/h 常压 30℃/h 20MPa 30℃/h
原油转化率
40%
20%
0%
200
300
400
500
600
700
实验温度(℃)
高压比常压转化率滞后（同样的转换率所需温度要求更高
甲烷转化率/%
C2-5 转化率 /%
Ro 2.0% Ro 2.0% Ro 2.46%
Ro 2.46%
液态烃含量较丰富
5010 m的实测地温为240℃,计算的Ro值为2.46%,根据传统 模式已进入裂解甲烷阶段,但泥岩中仍含有较丰富的液态 烃,正构烷烃碳数可达C30以上；
表明超压不仅抑制了干酪根的热降解和生烃作用,而且抑 制了烃类的高温裂解,使在高温地层中保存较丰富的长链 烷烃.
及
分
散
液
态
烃
裂
解
成
寒武系烃源岩中见大量分
气
散状沥青，裂解程度高
盆地的实例
Ro=1.0% Ro=2.0% Ro=3.0%
液态石油裂解成气与干酪根成气时期的不同
原油裂解成气时期晚于干酪根
干酪根大量降解成气发生在Ro＜1.6％的成熟－高成熟早期阶段，而原油 则发生在Ro＞1.6％的高－过成熟阶段 原油裂解生气时机晚于干酪根，二者在成气时机和贡献上构成接力过程
二次生烃的迟滞性
国内学者在研究二次生烃时发现普遍存在迟滞现象，也称为迟滞效应。
– 曾凡刚等通过实验对比研究发现， 低成熟的唐山赵各庄石灰岩随温度增 加， Tmax持续增加；而高成熟的济阳坳陷孤古2 井石灰岩则在较大加热 温度范围内Tmax基本保持不变，即表现出一定的迟滞效应。
– 王铁冠等在研究渤海湾盆地黄骅坳陷奥陶系海相碳酸盐岩时发现， 其油 气生成大致发生于Ro值1.0％～1.6％范围内，油气生成高峰的Ro值为1.3 ％左右， 属异常高成熟生烃模式，具有明显的迟滞效应。
山西灰岩 TOC=0.68%
0.8
1.0 1.2
唐山油页岩 TOC=7.55%
1.4
1.6
华北下马岭灰岩 TOC=0.62%
1.8 2.0
泌阳第三系泥灰岩 TOC=4.75%
广东茂名油页岩 TOC=10.08%
2.2
不同质量烃源岩排油率图版
一液、态有石机油质裂接解力成成气气的机重理要与地模位式
已聚集油藏内部的原油裂解气
生油门限
干酪根类型划分
1. 5 1. 0
Ⅰ 型 演化 轨 迹 Ⅱ 型 演化轨 迹
回顾
H/C原 子 比
Ⅲ 型 演化 轨 迹 0. 5
Ⅰ型 Ⅱ型 Ⅲ型
0
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
0. 1
0. 2
0. 3
0. 4
O/C原 子 比
范·克雷维伦（D.W.Van Krevelen）图解
不同有机质生烃性质和数量的差异
回顾
生液态烃的数量和 油气的总量I和II 型均高于III型
液态烃+可溶有 机质热裂解气
接力成气的意义
增大了天然气资源赋存深度与范围
从“源外”到“源内”成藏 从高部位到低部位 从局部到大面积 从浅到超深层
常规油气与页岩气 平面分布示意图
沉积盆地
常规气藏
砂岩
煤层气
盖层
常规伴生气 油
致密气藏
富气页岩
页岩气
常规油气藏
2、二次生烃
烃源岩在受热温度降低导致一次生烃历程被终 止之后，当受热温度再次增高并达到有机质再 次活化所需要的临界热动力学条件时，烃源岩 发生的再次生烃演化。
III 型
Ro<1.3%
Ro>1.3%
Kerogen 热降 解气贡献量 >70%
可溶有机质热裂解 气贡献量>60%
有机质“接力”生气模式
Ro(%) T(oC)
生物气
0.2-0.3 20-60 0.6 50-80
低熟气
有机质成气接力过程
Kerogen 热降解气
1.3-1.6 120-150 2.0
集聚与分散分布的 液态烃成气
R 0 = 0.6-1.6%
热降解气+集聚与分 散分布的液态烃
R 0 < 0.6%
分散分布的干酪根
一液、态有石机油质裂接解力成成气气的机重理要与地模位式
模拟试验
过成熟阶段，干酪根油气潜力碳很低，生气量有限
脂碳率/ %
80
Ⅰ型泥灰岩
Ⅰ型油页岩
低位沼泥炭,Ⅱ型
60
沼泽泥炭,Ⅲ型
沥青充填溶蚀孔隙
C29 Sterane
50
40
30
Shi28
Guan17 20
10
0 0
Tong1
Dan20
10
20
30
40
50
60
70
Diam ondoids
残余油中金刚 烷含量增高
高反射率热解沥青
川东地区古油藏晚期裂解成气过程
一液、态有石机油质裂接解力成成气气的机重理要与地模位式
塔
东
地
区
古
油
藏
二次生烃主要分歧
二次生烃的数量
刘洛夫等认为一次生烃量加二次生烃量的和与连续生烃的总量很接近，单从生 烃角度看，二次生烃并不影响对碳酸盐岩的质量评价。 曾凡刚等根据模拟实验结果估算，一次生烃量加二次生烃量小于连续热演化的 产烃量 李慧莉等通过高压釜热压模拟实验后认为，两次不连续累计生烃量始终大于连 续生烃量
∈1q原地沥青
关注未排出烃源岩的液态烃的成气潜力
液 态 烃 可 大 量 滞 留 于 烃 源 岩 体 内
烃源岩排烃率
烃源岩中分散液态烃滞留数量大
烃源岩分成熟度区间的源内液态烃滞留量统计图 （模拟实验研究和数据统计S1下限值为0.1 mg·g－1）
50% 有机质成熟度 Ro/%
0 0.4
0.6
排油率 % 20 40 60 80 100
• 天然气形成可以发生在沉积有机质演化的各 个阶段
• 天然气形成的有机质具有多样性，烃源岩中 的残留烃和储层中石油的裂解对气的形成具 有重要贡献
• 天然气形成过程贯穿于烃源岩生烃过程、输 导层输导过程和储层聚集和保存过程中。
有机质接力生气演化模式
有机质成气的可能过程
有机质接力成气过程
R 0 > 1.6-2.0%
– 关德师等通过不同成熟度、不同母质类型样品的热解和高压釜模拟实验 研究后认为， 二次生烃不遵循Tissot经典的连续演化模式，具有显著的 迟滞效应，当二次生烃起始成熟度Ro等于0.9％时迟滞性最小。
– 目前的迟滞效应大多为定性研究,如何进行定量评价有待进一步探索。
（1）二次生烃特征与起始成熟度密切相关，起始成熟度不同，二次生烃的发展过程、 生烃量、烃类组成、迟滞性都不相同 （2）二次生烃历程均存在一个生烃高峰，且与一次连续生烃相比始终存在不同程度 的滞后特征
回顾
煤成烃
煤是由多种类型有机质（不同显微组分）构成。
生烃模式是其各组分的 叠合结果，煤的类型不 同，形成液态油和油气 总量就不同
生油能力取决于其脂质 组和基质镜质体的含量
煤具有早期生油特点
1、有机质“接力成气”机理
• 有机质“接力成气”机理是指成气过程中生气母质的转换 和生气时机与贡献的接替。 --赵文智（2005）
(3)超压抑制了烃类的热裂解,而对干酪根的热降解未产生 明显影响;
(4)超压对有机质热演化的各个方面均未产生可识别的影 响.
•反应的体积膨胀效应越强, 产物浓度变化速率或变化幅度越高, 超压的抑制效应 也就越明显; 反之, 反应的体积膨胀效应越弱, 产物浓度变化速率或变化幅度越 小, 超压的抑制作用也就越弱甚至不产生抑制作用。
100
常压 100℃/h
20MPa 100℃/h
常压 30℃/h
80
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60
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0
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实验温度(℃)
100
常压 100℃/h
20MPa 100℃/h
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常压 30℃/h
20MPa 30℃/h
60
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实验温度(℃)
• 两层含义:
– 一是干酪根热降解成气在先,液态烃和源岩中可溶有机质热裂解成 气在后,二者在成气时机和先后贡献方面构成接力过程;