1、第六章 烴源巖及初次運移本章重點：烴源巖的形成；烴源巖有機質向油氣的轉化；初次運移與油氣生成有直接聯系，受烴源巖物理性質的影響較大；因此，初次運移的相態、動力、距離、方向、時期等問題是研究的內容。第一節 生成油氣的物質基礎 有機說的核心是認為石油起源于生物物質，通過沉積作用保留下來，再轉化成油氣。一、生油氣母質及其化學組成1.脂類化合物 包括脂肪、醇類、甾族類及萜烯類化合物等。化學性質穩定，從元素組成和分子結構都近似石油，實驗證明，通過加氫和去羧基，脂肪酸可向烴類轉化。 2.蛋白質 生物體內重要成分，當充分受到高地溫作用，蛋白質衍生物是一種重要的生油母質，經過去羧基和去氨基后便可合成烴類。3.

2、碳水化合物 動、植物體內都含有碳水化合物，實驗證明，碳水化合物被氫還原后可得到烴類。4.木質素 僅存在高等植物中，可生成天然氣。 綜上所述，各種生物所含的生物化學組分不同，一般植物主要含碳水化合物、木質素，而動物主要合蛋白質、脂類。二.沉積有機質的形成油氣轉化從生物有機質進入沉積有機質開始進行；沉積有機質主要是生物的遺體，此外包括其生命過程中的排泄物和分泌物；沉積有機質來源（原地有機質、異地有機質、 混合有機質、再沉積有機質）統計表明有機質數量很大，但分布不均衡：1.不同時代分布不均衡；2.不同沉積環境分布不同，大陸及邊緣海有機質含量高，大洋沉積物有機質含量貧乏；3.不同巖性有機質含量不同，泥

3、巖高，碳酸鹽巖中等，砂巖低。有機質豐度不均衡分布影響因素：(1)生物產率(淺海區、大陸區濕熱帶高)；(2)原始有機質保存條件（氧化、還原)；(3)沉積、沉降速度（沉積、沉降較快且穩定有利有機質保存）；(4)沉積物的粒度（粒度越細吸附有機質微粒越多）。三.酐酪根 酐酪根是沉積巖中主要的有機質和生成油氣的主要母質。最初用來描述蘇格蘭一種油頁巖中的不溶有機質，經蒸餾后能產出似臘質的粘稠石油。亨特(Hunt)等在研究沉積頁巖中，把其中的不溶有機質統稱為酐酪根。沉積物有機質包括： 有機質不溶于有機溶劑的殘余；有機質不溶于堿性溶液的殘余； 以上二者合稱為酐酪根。有機質中部分能溶于有機溶劑的有機物質，稱可溶

4、有機質，也叫做可溶性瀝青。1.酐酪根定義： 酐酪根是沉積物中不溶于堿、非氧化型酸和有機溶劑的分散有機質(Hunt,1979)。其成分和結構極為復雜，是一種不均質的分子量較高的物質，由C、H、O、S、N等元素組成。結構上為一種帶有各種烷基取代基及其它官能團的結構單元，通過橋鍵(主要是C、O或肽鍵)結合而成的三維分子。提純分離：將巖石粉碎后，先用氯仿抽提，然后用 MAB抽提，除去可溶物質；鹽酸溶解，除去碳酸鹽；氫氟酸溶解除去硅鋁酸鹽；用比重液、超生波除去巖石中的黃鐵礦 及其它重礦物。2.成分和結構(1)化學成分、元素組成 主要由C、H、O組成，并含有少量N、S、P和其它金屬元素。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%；元素組成與酐酪根類型、成熟度關系明顯以浮游生物為有機質的主要母源，深水還原環境下的海相或湖相形成的酐酪根富含氫和氮。以陸源植物為主要母源的酐酪根和近岸淺水較氧化環境形成的酐酪根相對貧氫、氮而富氧。(2)結構（結構復雜）大致由：核，可以是單環、或縮合環、芳香環或脂族環，含硫或含氮的雜環(核間由不同類型橋鍵連接成三維主體結構，核表面再連結各種基團)；橋鍵，有脂肪族碳鍵-(CH)n-；含氧或含硫的官能鍵，-C-(酮)，-C-O-(酯)，-O-(醚鍵)，-S-(硫

6、鍵)，-S-S-(二硫鍵)；官能團，有羥基(-OH)，羧基(-COOH)，氧甲基(-OCH3)等；結構間隙中，可截獲的各種類型的游離分子。 主要由以上四類組份組成。3.類型(1)化學分類(根據H/C，O/C進行劃分)：型，H/C高(1.5以上)，一般1.25-1.75； O/C低，0.026-0.12；熱失重65%； 生烴潛力0.4-0.7；富含類脂物質，主要由脂族鏈組成，鏈狀結構較多，富氫、貧氧，生油潛力高，主要來源于藻類物質。型，H/C較高，0.651.25；O/C較低， 一般0.040.13；熱失重50-80%； 生烴潛力0.30.5；含大量中等長度脂族鏈化合物和脂環化合物，生烴潛力較高

7、；其生油、生氣能力取決于靠近、型的程度而異；來源于浮游生物和微生物的混合有機質。 分1型、2型兩類。型， H/C低，0.460.93， O/C高，0.050.3；熱失重30-50%； 生烴潛力，0.10.2；富含多環芳香核、含氧基團，脂族鏈很少，生油潛力小，是生天然氣的主要母源，來源于陸生植物的木質素、稈維素、芳香丹寧等。型，H/C很低，0.46，O/C很高0.25熱失重30%； 生烴潛力0.2；含大量芳香核、含氧基團，能生成少量的氣，基本不具生油能力，來源于高度氧化或再沉積的有機質。(2)據原始有機質分類：腐泥型()；腐植腐泥型(1)；腐泥腐植型(2)；腐植型；殘余惰質型。(3)光學分類：無

8、定形絮質，沒有清晰幾何邊緣，常呈無定形的片、團和粉末，主要屬生油潛力高、富氫的腐泥組；有貧氫和富氫之分，富氫無定型，生油潛力高，貧氫無定型，生油潛力低，乃至不具生油潛力；主要來源于浮游生物類的低等生物。藻質型 主要為藻類殘體構成，生油潛力高，主要來源于浮游生物之類的低等動物；草質型 主要由陸生植物的花粉、孢子、角質層、葉子表層構成，生油潛力較高，來源于陸地植物；木質型 由纖維物質組成，具木質結構，生油潛力低、生氣潛力高，來源于陸地植物；煤質型 由再沉積有機質和經過天然碳化作用的陸生植物殘體構成，不具生油潛力，生氣潛力低。1菌解無定形體A，大慶，K，干酪根2菌解無定形體A，樣品同1，反射熒光3菌

9、解無定形體B，茂名，N，干酪根，透射光4菌解無定形體B，樣品同3，反射熒光5菌解無定形體c，依蘭，E，干酪根，透射光6菌解無定形體C，樣品同5，反射熒光7菌解無定形體D，遼河，E，干酪根，透射光8菌解無定形體D，樣品同8，反射熒光9藻類無定形體，樺甸，E，干酪根，透射光10藻類無定形體，樣品同9，反射熒光11粒狀無定形體，百色，N，干酪根，透射光12粒狀無定形體，樣品同11，反射熒光13腐殖無定形體，南寧，N，干酪根，透射光14腐殖無定形體，樣品同13，反射熒光15降解無定形體，大慶，K，干酪根，透射光16惰質無定形體及共生的非常細小的腐殖碎屑，百色，N，干酪根，透射光17菌解無定形體B強烈的

10、正熒光變化，遼河，E，干酪根，反射熒光18富含苗解無定形體B的礦物瀝青基質強烈的正熒光變化，茂名，N，油頁巖，反射熒光(4)按煤巖系組分劃分(反射光)：殼質組呈暗灰色、低突起，相對富氫；鏡質組呈灰白色，無或微突起，相對富氧；惰性組呈白亮黃色，較高突起，相對富碳。1葉綠素體，呈非常細小的粒狀集合體，茂名上第三系，腐殖煤，反射熒光2琥珀樹脂體，呈破碎狀，撫順，下第三系，碳質泥巖，反射熒光3分解琥珀樹脂體，呈非常不均一的熒光，撫順，下第三系，碳質泥巖，反射熒光4，菌解琥珀樹脂體，細菌呈很暗的褐色熒光，撫順，下第三系，碳質泥巖，反射熒光5分泌樹脂體及共生的滲出瀝青質體，百色褐煤，上第三系，反射熒光，6

11、熒光質體，百色，油頁巖，上第三系，反射熒光7分泌樹脂體，百色，上第三系，腐殖煤8分泌樹脂體，受到氧化，顯示同心層狀結構，百色，上第三系，碳質泥巖，反射熒光9殼屑體，三水，上第三系，灰黑色泥巖，富含介形蟲化石的油頁巖，反射熒光10動物軟體，具很強血紅色熒光，百色，上第三系，11動物殼屑體，呈條紋狀結構，大慶，白堊系，黑色泥巖，透射光12動物殼屑體，大慶白堊系，黑色泥巖，反射熒光1結構藻類體A，大慶，白堊系，黑色泥巖2結構藻類體A及瀝青質體A，伊克召盟，早第三系，藻煤3結構藻類體B(B)斜切面及共生的瀝青質體A，蒲縣，藻煤，二疊系4結構藻類體B，橫切面，南海，第三系5結構藻類體C，黃縣，油頁巖，下

12、第三系6結構藻類體D，大慶，白堊系，黑色泥巖7視域同6，注竟在藻類體中粘結有硅質礦物8結構藻類體D，大慶，白堊系，黑色泥巖，透射光，示其中粘有大量硅質礦物9層狀藻類體A，富氫鏡質體條帶及穿插其中的滲出瀝青質體，渾源石炭系，油頁巖，反射熒光10層狀藻類體B、小孢子體及結構藻類體A，遼河，下第三系，黑色泥巖，反射熒光11瀝青質體A，其中包裹有一些強熒光的有機質，百色，上第三系，油頁巖，反射熒光12小孢子體，瀝青質體B及基質鏡質體，平朔，石炭系，腐殖煤，反射熒光13角質體，大慶，白堊系，黑色泥巖，透射光，14. 木栓質體，南海，上第三系，黑色泥巖15角質體，舒蘭，下第三系，腐殖煤，反射熒光，(5)用

13、熱解方法來劃分直接從巖樣測出其中的可抽提烴(S1峰)、酐酪根熱解烴(S2峰)和二氧化碳揮發物(S3峰)氫指數(IH)，熱解烴的量與巖石總有機碳的比值，S2/有機碳；氧指數(IO)，二氧化碳的量與巖石總有機碳的比值，S3/有機碳；有機質類型指數(S2/ S3)，用以劃分有機質類型。 類型 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第二節 油氣生成的地質環境與物、化條件一、油氣生成的地質環境(一)大地構造條件有長期穩定下沉的地殼運動背景；有較快的沉積堆積速度。(

14、二)巖相古地理條件有淺海封閉環境或一定深度的湖泊環境；有足夠數量和質量的原始有機質；有適當的受熱或埋藏歷史。(三)古氣候條件二、物理化學條件 沉積有機質的演化成烴作用早期主要是生物化學作用過程，而晚期酐酪根熱演化成烴主要是物理化學作用過程。而促使這些過程發生的外因，早期有生物化學作用，晚期有溫度、時間、壓力、催化劑及放射性作用等。（一）溫度和時間1.作用機理門限溫度：酐酪根大量轉化為石油的溫度。門限深度：門限溫度所對應的深度(取決于地溫梯度)。液態窗口：普西(Pusey，1973)提出“液態烴類石油“存在的溫度范圍(65.6-148.9)，溫度低，不利于生成大量石油；溫度太高，石油進一步裂解成

15、氣態烴。1一利比亞錫爾特盆地 A1002一蘇門答臘中部 杜里3一北海、埃科菲斯克4一阿拉伯灣，加瓦爾5一阿爾及利亞，哈西-邁薩烏德6一佛羅利達州，杰伊7一馬拉開波湖，拉馬爾8一蘇門答臘中部，米納斯9一阿拉斯加，普魯德霍灣10一南派斯，27號地區11一西西伯利亞的氣和油12一洛杉磯 咸爾明頓袖田據實驗，酐酪根熱解的過程符合化學動力學原理的一級反應。Connan提出：沉積有機質向石油轉化作用符合化學動力學定律一級反應。即，凡反應速度只與反應濃度的一次方成正比者，稱為一級反應。即在任何瞬間，反應速度僅與當時該物質所存在的濃度有關。 -dCA/dt=KCA （1）式中 t 反應時間； CA 反應物在瞬

16、間的濃度； K 反應速率數。將（1）移項，定積分K值可由阿倫尼鳥斯方程來求得。-dCA/dt=KCAln(CA0 /CA) =Kt (2)常運用阿倫尼鳥斯方程來描述這個過程。方程如下： K=K0e-E/RT (3)K反應速率數，K0頻率因子，E活化能，T絕對溫度(K)，R氣體常數將InCo/C=Kt，K=1/t*In（Co/C）代入(2)聯立 得 K0e-E/RT=1/t In(CA0/CA )取對數 InK0-E/R.T=-Int+InIn (CA0/CA )將K0， CA0/CA 視為常數；為 (常數+常數=常數)整理得 -Int=-E/R.T+常數 lnt=E/RT常數 (4) lnt=

17、E/R1/T常數說明： （lnt=E/R（常數） 1/T - 常數）反應時間的對數(Int)與反應溫度的倒數呈線性關系；即溫度高、成熟時間短或成油時代早；反之，溫度低，成熟時間長。K= K0e-E/RT表明反應速率常數K與溫度呈指數關系；即溫度增加，石油數量的加大比時間作用要快的多。與溫度相比，時間居次要地位。溫度和時間可以互補；地層年齡越老，石油形成溫度可越低；地層年齡越年輕，生油門限溫度越高。因此，不同盆地、層位及成熟度均可以不同。理論和實踐都表明，低溫長時間與高溫短時間的作用可達到同樣的效果。康南(J.Connan，1974)依據世界若干盆地的實際資料繪出了時間溫度關系圖(圖)，康南引用

18、阿倫尼鳥斯方程，lnt=E/R1/T-常數令方程右邊常數為b，E/R為a，有 Int=a1/T-b取a=6942，b=14.965(統計得出)，得： logt=30141/T-6.498 (康南公式)（只適用于連續沉積且為勻速沉積盆地）1巴西亞馬遜盆地；2 法國巴黎盆地；3法國阿奎特因盆地；4西非阿尤思地區；5喀麥隆杜阿拉盆地；6新西蘭塔拉納基盆地；7法國卡馬格盆地；8新西蘭塔拉納基盆地；9美國洛杉磯盆地門；o美國文圖拉盆地；11法國阿奎特因盆地；2.時間溫度指數（ TTI） 在烴源巖的熱演化成烴過程中，有機質的許多物理性質和化學性質被改變。 為定量預測烴源巖中有機質的成熟度Lopatin(1

19、971)和waples(1980)根據溫度每增加10，酐酪根熱降解成烴的反應速率呈指數增加，且有機質成熟度效應是累加、不可逆的等原理。提出并改進了TTI的有機質成熟度預測方法，得到了現場極為廣泛的應用。TTI值(Time Temerature Index)(洛巴京，1971)定義：任一層生油巖在地質歷史時期的某個時期，它的熱變程度應該是這個時期之前各個時期熱變的總和。 用積分公式寫出： TTI=K0e-E/RT dt 寫成離散型公式： TTI=(K0e-E/RT )ti=(K0e-E/RT)t1+(K0e-E/RT) t2+(K0e-E/RT ) ti3.TTI(值)在油氣勘探中的應用。研究成

20、熟度 根據所建立的地質模型，計算各生油層和儲層的TTI值，判斷生油層中油氣生成進入了那個階段。確定有利生油區范圍 通過計算得出的TTI值，勾繪各層TTI等值線，圈出進入生油窗的分布范圍，確定有利的生油氣區。確定油氣生成的時間 通過計算來確定各生油層生油開始-結束的時間(也可在圖上找出對應的層位)，進而找出對應地層時代(圖)。對圈閉進行評價 首先確定圈閉形成的時間(依據構造運動，構造發育史等)，和計算得出開始生油-大量生油-結束時間分析，來評價圈閉的有效性及含油的可能性。(二)細菌(生物化學作用) 細菌是地球上分布最廣，繁殖最快的一種微生物，按其生活習性可將細菌分為三類：1.喜氧細菌，在游離氧存

21、在的條件下才能生存，分解有機質使之變成二氧化碳和水。2.厭氧細菌：在沒有游離氧而有化合氧存在的條件下才能生存。3.通性細菌：在有、無游離氧的條件下均能生存。 對油氣生成來說，最有意義的是厭氧細菌。厭氧細菌在缺氧的條件下，對有機質的大分子進行分解。如：脂肪脂肪酸與醇，蛋白質氨基酸， 碳水化合物醣，木質素芳香酸、酚等。 與此同時(或稍后)，這些有機物又相互作用，并進一步分解、聚合，形成更為穩定的分散有機質酐酪根。(三)催化作用和放射性作用 催化劑的存在使反應的活化能降低，加快反應速度。（有機質生成烴類主要有兩類反應：即C-C鍵斷裂和脂肪酸脫羧，進而分裂出較輕的烴類） 實驗表明(J.Hunt等)，粘

22、土(主要是蒙脫石)與有機質的復合物在緩慢加熱時，便會脫羧基、脫氨基形成低分子量的烷烴、環烷烴和芳香烴。這可解釋在成巖階段低溫條件下，出現少量烴輕的現象。生油巖中大量存在粘土礦物(蒙脫石)便是很好的催化劑；水的存在可顯著降低粘土的催化活力；純碳酸鹽巖通常認為沒有催化活動；泥灰巖含有相當的粘土質點，但不如頁巖的催化效果好；酵素是動、植物和微生物產生的一種高分子膠體物質，可起催化作用。(酵素和細菌在有機質改造轉化成油的過程中有重要作用，但因它們不耐熱，只是在有機質改造的早期階段才有意義)。放射性，沉積巖多少都含有一些鈾、釷、鉀等放射性元素。實驗表明，用射線轟擊某些有機質可得到甲烷、二氧化碳和氫，可考

23、慮作為作用之一。壓力，一般認為高壓對有機質成熟和成烴作用有阻礙，但與溫度相比，是次要的。另外，異常高壓可能阻止液態烴過早裂解為氣態烴，擴大了液態烴保存的下限。 三、原始有機質性質的影響(一)生油潛能型、型酐酪根富含脂鏈；型富含芳香結構、含氧基團。同樣成熟度條件下：、型生油潛力顯然高于型。(二)產物及組成型，以生油為主，依次為油凝析油、濕氣；型 ，以生氣為主，少量為油和凝析油；據統計：型， 1.8克/噸生油巖；型， 1.2克/噸生油巖；型 ， 0.6克/噸生油巖；(三)門限溫度型， 脂肪族結構為主，雜原子鍵少，活化能值(704184J/mol)較高，門限溫度較高，且在高溫下反應速度迅速增長，生烴

24、量很快上升到峰值。型，雜原子鍵較多，活化能(504184J/mol)比型低，門限溫度較低。型，活化能(最大值集中在604184J/mol)分布平緩，門限溫度介于型與型之間。(以上據Tissot,Welte研究) 據此(Tissot,Welte)提出：生油氣界限：型 Ro=0.5%，型 Ro=0.6%，型 Ro=0.7% 因此，門限溫度型低, 型中,型高。（但據黃弟藩研究) ：E=(20-30)4184J/mol E=(30-45)4184J/mol E=(45-60)4184J/mol 總之，不同類型酐酪根的門限溫度不同。四、酐酪根向油氣轉化的中間產物是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： 隨埋深加大、溫度提高，有機質中的酐酪根含量不斷下降，而烴類和膠質、瀝青質的含量相應上升。MAB抽提物含量也逐漸減少。實驗表明：隨溫度加大，酐酪根化學組分(脫羧脫氧，且富集了雜原子)發生轉化；進一步加溫，重雜原子組分進一步脫氧，發生歧化作用，生烴；再進一步加溫，導致裂解作用(烴類和剩下的酐酪根)生成天然氣。 以上實驗及模式表明：MAB抽提物是干酪根向油氣轉化的中間產物。五、二次成烴（即烴源巖再次沉降中其時間、溫度效應達到或超過 一次沉積時最大埋深曾達到的成熟度，成熟生烴）。 烴源巖在二次沉降過程中生成的烴類。這是由于地殼上升、地溫變低，成油作用中斷；以后地殼再度下沉，有

26、機質再次進入一定的溫度范圍，成油作用再次進行，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)。第三節 有機質演化與成烴模式一、有機質向油氣轉化的階段及成烴模式 有機質演化進程不同，所得到的烴類產物也不同，目前按石油地質條件主要劃分出以下幾個階段(模式)：(一)成巖作用階段(未成熟、生物化學改造階段)深度：埋藏較淺，最大不超過1500m；溫度：一般小于60；煤化作用階段：泥炭、褐煤階段；Ro：一般小于0.5%；主要作用(反應)：生物化物作用細菌、水解；產物：生物體被分解轉化為結構復雜的聚合物； 生成少量烴類，主要生成揮發性物質(CO2、 CH4、NH、H2S、H2O等)；生成的

27、烴類以甲烷為主，缺少重烴(C3C14）；生成的高分子正烷烴，具有奇碳優勢；環烷烴中四環、五環的較多；芳烴中，低分子芳烴缺乏；相當于中成巖早期，未成熟一半成熟階段； 本階段晚期，液態烴開始大量生成，但向烴類轉化的程度很低，數量少。(二)深成作用階段(成熟、熱催化、轉化階段)深度：一般1000-1500到3500m；溫度：一般60-180；煤化階段：長焰煤、氣煤、肥煤、焦煤；Ro： 0.51。3%(低0.50.7，中0.7-1.3%)主要作用：熱降解(熱催化)；（雜原子鍵先斷，然后是碳鍵。先生成CO2、CH4、N2、NH3和H2S等揮發性物質，然后是分子量較低的烴類，生成一部分膠質、瀝青質）產物：

28、酐酪根中H/C急劇下降，生成大量液態 烴及一些揮發性物質，剩下一些瀝青； 烴類中除CH4外，有較多的重烴，正烷烴碳原子數分子量遞減，正烷烴奇碳優勢消失，環烷烴、芳香烴環數減少，分子量變小。 在后期較高溫度下，熱裂解發生 ，液態烴急劇減少，輕烴迅速增加。(三)熱裂解生凝析氣階段深度：一般3500-6000m；溫度：一般180-250；煤化階段：瘦煤、貧煤；Ro： 1.32.0%主要作用：熱裂解（生成的烴類、殘留的酐酪根裂解）；產物：已生成的石油大量裂解，液態烴減少，凝析氣等氣態烴大量增加，生油潛力逐漸枯竭；（四）準變質作用階段(過成熟、熱裂解階段)深度：一般6000m；溫度：一般250；煤化階段

29、：半無煙煤、無煙煤；Ro：2.0%主要作用：熱裂解；產物：已生成的液態烴、重質氣態烴強烈裂解，生烴潛力逐漸枯竭，由凝析氣干氣石墨。 上述階段性演化過程，反映在地質剖面上，由淺到深，呈現氣、油、裂解氣分布的垂直系列，也稱油氣的垂直分布性。據Hunt估算：第一階段，氣烴7%， 液烴9.9%，非烴40%；第二階段，氣烴82%，液烴91%，非烴60%；第三階段，氣烴11%，液烴痕量，非烴痕量。 由此，大部分烴類是在成熟階段，主要由熱力作用生成，尤以60-150地溫最為有利。 這正是晚期成油說強調溫度的基本點(和早期成油說不同之處)。 石油、天然氣是流體，可流動性是它們的基本性質之一，找到它們的地方并不

30、是生成地點，這就很自然地提出“運移”的問題。 地殼中的石油、天然氣在各種自然因素作用下所發生的位置移動稱為油氣運移。運移使油氣可以：富集成藏；也可分散。 油氣生成是呈分散狀態在的，其之所能在儲層中形成聚集其間必有一個運移從而達到聚集的過程。第四節第四節 與油氣運移有關的幾個基本概念與油氣運移有關的幾個基本概念 從油氣生成、運移到聚集成藏的過程可進一步分為幾個方面。一、一、初次運移初次運移和二次運移和二次運移按時間順序分：初次運移，油氣生成后從源巖向儲層的排放；二次運移，油氣進入儲層后的一切運移。按運移方向分：旁側運移(順層運移)；垂向運移(穿層運移)。二、油氣運移的基本方式二、油氣運移的基本方

31、式 滲濾與擴散是油氣運移的兩種基本方式，但兩者的條件和效率不同。 滲濾是一種機械運動、整體流動方式，由高的向低流動，達到吸附平衡以后各種組分的濃度基本不改變，油氣滲濾可以用達西定律來描述。 擴散方向總是從高濃度向低濃度進行，擴散系數與分子大小、擴散介質條件有關。對于氣態烴，分子擴散是其傳遞的主要作用之一 三、巖石的潤濕性三、巖石的潤濕性潤濕性，流體附著固體的性質，即固體上分子潤濕流體所需的功。當液體對固體的分子引力(附著力)大于液體自身的分子引力(內聚力)時，液體將潤濕固體。潤濕相，在多種互不混溶的流體共存于巖石孔隙中時，易附著在巖石上的流體。非潤濕相，在多種互不混溶的流體共存于巖石孔隙中時，

32、不易附著在巖石上的流體。巖石顆粒多數為水潤濕，因水是極性分子，能在顆粒表面上形成吸附水膜。烴源巖為部分親水、部分親油的中間潤濕，含有許多親油的有機質顆粒，毛細管壓力方向指向水，因而它對石油的運移不完全構成阻力。巖石的潤濕性具有非均勻性、混合潤濕性 巖石的濕潤性影響著油氣在其中的運移難易程度，不同的潤濕性造成油、水兩相在孔隙中的流方式、殘留形式和數量不同。 四、油氣運移臨界飽和度四、油氣運移臨界飽和度油(氣)運移的臨界飽和度，油(氣)水同時存在時，油(氣)相運移所需的最小飽和度，油相的飽和度低于10時，油相不能流動。 不同流體會具有不同的相對滲透率。對于一定的巖石，存在最低的含水飽和度、含油飽和

33、度或含氣飽和度，各種流體飽和度低于最低界線值時，它們的有效滲透率為0。五、地層壓力、折算壓力和測壓面五、地層壓力、折算壓力和測壓面地層壓力，地下多孔介質中流體的壓力，單位為帕斯卡(Pa)。（流體壓力或孔隙流體壓力）水壓頭，工程上常使用，相當于地層壓力所能促使地層水上升的高度。表達式為： h=p /(wg)測壓面，同層位各點水壓頭頂面的連線，是一個想像的面，反映橫向上水壓頭的變化，直觀反映地層壓力的大小。在靜水條件下，測壓面是水平的；在動水條件下，測壓面是傾斜的。折算壓力，指測點相對于某一基準面的壓力，在數值上等于由測壓而到折算基準面的水柱高度所產生的壓力。 P=Zwg + p =（Z + h)

34、 wg 折算壓力大小除與地層實際壓力有關外，還與相對基準面位置有關，相對于不同的基準面，有不同的折算壓力。但測壓面的空間位置是相同的，即測壓面是唯的。第五節第五節 石油和天然氣的初次運移石油和天然氣的初次運移一、一、 油氣初次運移的相態油氣初次運移的相態 油氣初次運移相態，眾說紛紜意見不一。目前根據有沒有游離態的烴進行劃分：水溶相，油氣溶于水，隨水一起排出源巖；游離相，油氣呈獨立油相、氣相從源巖排出；氣溶相，油溶于氣中，再以氣相從源巖排出，但這種相態是有條件的，壓力、溫度均需很高。目前較為流行的是游離相說 (Magra ,1977, Dickey, 1975)（一）水溶相（一）水溶相(包括分子

35、溶液、膠體溶液等包括分子溶液、膠體溶液等) 認為油氣及有關的產物主要是以溶于水的狀態進行初次運移，溶液常分為乳濁液、膠體溶液及真溶液三種：真溶液，分散粒子直徑10-9m； 膠體溶液，分散粒子直徑介于10-7m10-9m 間；乳濁液，分散粒子直徑10-7m。 常溫下烴在水中溶解度很低，一般芳香烴環熔烴烷烴，同族烴中分子越小越易溶(溶解度低常低于幾個ppm)。只在某些條件下才可大大提高溶解度如：(Baker，1959)等人提出皂膠粒增溶的見解，水中放人少量皂膠粒，可以使烴在水中的溶解度提高10100倍；普賴斯(Price 1976)實驗證實，溫度升高可以提高溶解度，當溫度從25180，石油溶解度將

36、增加20-80倍；有人提出，有機物質中的酸、酮、脂等，與其相應的烴類比較，在水中有較好的溶解性，它們可以在儲層中和圈閉中發生向石油的轉化，反對的意見：皂膠粒在頁巖中是否存在還未證實，再者皂膠粒直徑較大，通過頁巖孔隙運移是困難的。此外，如何使烴類在運移中從膠粒中析出并聚集起來還未有合理的解釋；石油呈真溶液運移也有困難之處，據研究，在100時油在水中溶解度不足50ppm，135時不足100ppm(再高將超出石油生成的溫度極限)，一般溫度到石油生成的溫度極限時，溶解度不足100ppm，顯然差的很遠； 乳濁液中油珠直徑，約為1-50m，而生油階段泥質巖的孔隙多小于5m(10-6m )，乳濁液通過是困難

37、的； 油氣生成于成巖作用晚期階段，泥質巖中殘留的孔隙水太少，水中的烴含量至少要達到10000ppm (10-6 )才行，顯然是達不到的。 因此，目前認為，天然氣呈水溶相運移可以成為重要的運移形式之一，對于石油可能會受到一定的限制。（二）游離相 (連續烴相與混合相) 是目前大多數學者較為認同的觀點。 即烴源巖進入壓實的晚期大量失水，孔、滲均很低，烴的不斷生成提高了烴類在泥質巖中的飽和度，有時滲透率也增大； 另外，此時巖石中水基本上是不可動的束縛水，連續油相或氣相運移會受到較小毛管阻力，需要的臨界含油飽和度(油相流動)也會降低。 現越來越多的人相信石油可以通過微裂縫以油相運移，特別是泥巖可因流體膨

38、脹等產生的壓力而形成微裂縫，它比孔隙通道要寬大的多，這樣可把油相運移延伸到更大的深度。（具代表性的觀點有以下幾種）：迪基(Dickey)認為：So低到10%，甚至到1%以下可發生流動；CO2溶于油中可降低石油粘度，增加流動性。真柄欽次(Magra，1978)：經過研究，提出了一種油氣運移模式（圖）。混相說：連續烴相通過微裂逢排烴，即游離油（氣）相與水相同時滲流。真柄欽次 (1978)提出油氣運移模式 （圖）真柄欽次 (1978)提出油氣運移模式 （圖）真柄欽次 ( 1978)提出油氣運移模式 （圖） (Bark，1978) 提出： 孔隙中心網 絡運移模式 圖中現象 也支持游 離相觀點（三）氣溶

39、相 在一定條件下，油溶于氣，以氣為載體運移。實驗表明，甲烷和二氧化碳等氣體可以溶解一定數量的石油烴類。基本條件是需數十倍于液相的氣體。 呈氣溶運移難以解釋的是，一些高分子烴和非烴在氣體中并不易溶，再者，壓力、溫度需很高等也不好解釋。（四）油氣初次運移相態演化四）油氣初次運移相態演化 不同地區、不同巖性、不同深度下，不同地區、不同巖性、不同深度下，油氣初次運移相態是不同的。油氣初次運移相態是不同的。 隨埋深增加，沉積物中各種物理參隨埋深增加，沉積物中各種物理參數也不斷變化。如下圖：數也不斷變化。如下圖： 綜上所述，石油初次運移要作綜合考慮，在相態上，（Tissot，1978）等的看法可能更符合實

40、際。即： 在比較淺的深度段(1500m)，受壓實作用的水體比較豐富，巖石孔隙大，可能以水溶相態為主；中等深度段(15004500m)，有機質處于成熟階段液液態烴大量生成，水體已大量排出，烴類可以游離相通過細小孔隙或微裂縫運移，游離氣相也可能存在；深部段(4500m)，由于大量生成氣態烴，以游離氣相運移可能是最主要的。二、油氣初次運移的動力二、油氣初次運移的動力（一）壓實作用（一）壓實作用 壓實過程中，地層靜壓力將部分地傳遞給孔隙中的流體，不同沉積物的抗壓性能不同，其傳遞的靜壓力大小也將有很大不同。 表現在當壓力增加時，易于壓縮的沉積物(泥巖)顆粒排列調整，加上顆粒本身體積收縮，地靜壓力較多的傳

41、遞給孔隙中的流體。 當壓力增加時，較難壓縮的沉積物(砂巖)，孔隙體積收縮較小，加上砂粒本身支撐作用，使其傳遞的地靜壓力較小。 因此，在相鄰的砂巖層和泥巖層中產生壓力差。為了取得壓力均衡，必然使泥巖層中的流體向砂巖層中流動。 砂質沉積物壓實程度遠較泥質沉積物小，孔隙度變化也小，也使泥巖層中的流體向砂巖層中流動成為可能。 烴源巖生成的部份油、氣溶解在孔隙水中，壓實排出、載出油氣數量取決于：排烴中孔隙度的減少量(水排出多少)；油、氣的溶解度；排出后油氣的析出。 通過正常壓實水載出的油氣可能是有限的。 砂、泥巖中壓力差使烴類與水在壓實中，從高壓區低壓區，從盆地中心盆地邊緣，從泥巖砂巖中運移。 所以，壓

42、實作用是油、氣初次運移動力壓實作用是油、氣初次運移動力之一。（二（二 實際在一些盆地中，地下常發現沉積物有欠壓實的存在。即沉積物不是被壓實得過于緊密，而是被壓實的不夠，甚至壓實很少，這種反常壓實作用在埋藏較深的泥巖中，特別是厚層泥巖中部最為。 研究發現，異常壓力常出現在年青(較新)的沉積物中(E、N盆地中)多發生在中等深度范圍內的砂、泥巖互層的泥巖中。欠壓實作用欠壓實作用，厚層，厚層泥巖在在壓實作用過程中由于壓實流體排出受阻或來不及排出，導致孔隙流體承受了部分上覆沉積負荷，出現孔隙流體壓力高于相應的靜水壓力稱異常壓力，此種現象稱欠壓實欠壓實作用。作用。欠壓實對初次運移的影響：欠壓實對初次運移的

43、影響：使孔隙水的排出受到不同程度的延緩；如流體排出正好推遲到主要生油時期，則將對初次運移起積極作用；欠壓實使更多的水較長時間處于較高溫度下，有利于石油在水中的溶解。欠壓實大多發生在中等深度范圍內，一般也是油氣大量生成的深度范圍。 所以，(欠壓實)異常壓力的存在，對促進烴源巖中的烴類向外運移起了相當重要的作用。 顯然異常壓力可以作為初次運移的動之一。即從泥巖中部向上、向下運移，盆地中心邊緣運移。(當然，異常壓力并不是時時處處存在)（自然界中，泥巖滲透率降到一定程度，會對排水產生障礙影響正常壓實；此外，由構造作用引起的負荷快速增加如褶皺、斷層、滑坡、崩塌等同樣可引起異常壓力的產生；熱解生成液態、氣

44、態烴，使體積增大，粘土礦物成轉化及地溫增高都可引起異常壓力形成。）（三）粘土礦物脫水作用（三）粘土礦物脫水作用 粘土礦物(蒙脫石、高嶺石、伊利石等)都是層狀結構，層間擁有較多的層間水。在埋藏到一定深度發生轉化，尤其是蒙脫石在埋藏到一定深度向伊利石轉化等。 在轉化過程中，釋放結合水(層間水)進入粒間孔隙，成為自由水。 因此，可能出現下述現象：結合水變為自由水，體積要膨脹，引起流體壓力增高；給合水具有較大的密度，進入孔隙成為孔隙水密度減小，體積要膨脹；脫水與成烴高峰期是相呼應的，提供了運載工具孔隙水； 其重要性、作用其重要性、作用也正在于此！也正在于此！ 此外，層間水的排出還有如下好處：再生的孔隙

45、水礦化度低，具有較高溶解烴類的能力；層間水脫出，顆粒體積減小，改善了孔、滲性能，便于流體排出；蒙脫石轉為伊利石減小了對有機質的吸付能力。 綜上所述，粘土礦物脫水有可能為初次運移提供有利因素，成為一種初次運移的動力。（四）成烴增壓（四）成烴增壓 酐酪根熱解生成大量液態烴，使烴源巖孔隙流體積或壓力增加。 在整個熱演化過程中，始終有一定量的甲烷生成、早期與壓實排出的水一起排出。進入生油門限后，一是生油巖固結，孔隙度減小；二是生氣量不斷增加，遠遠超過了氣在水、或油中的溶解能力。因此，形成大量游離氣，使烴源層內游離氣的集積越來越多，壓力增大。 大量游離氣形成，使烴源層內游離氣的集積越來越多，壓力必然增大

46、。 當壓力升高到超過巖石強度時，烴源巖會產生許多微細的微裂縫，一旦流體排出，壓力下降微裂縫就閉合；新生的氣態烴又重新集結，恢復壓力升高，直到裂縫重張開。如此反復開、閉，烴源巖中的油氣周而復始地排出。 有人稱之為“甲烷氣的作用”(Hedberg,1980)。（五）流體熱增壓作用（五）流體熱增壓作用地層地層溫度增加，將發生下述變化：泥巖中的流體受熱膨脹，體積增大；礦物顆粒受熱膨脹，產生更多孔隙空間；水、油、氣的膨脹系數比顆粒的膨脹系數大得多，受熱體系(流體)趨于增大；水的比容隨溫度增加加大，流體體積膨脹510%，將促使流體在地下深處的運移；伴隨溫度增加，有機質熱解成烴(氣、液)引起流體體積及壓力增加，產生排出潛勢。 水熱增壓促使流體運動方向為：地溫高地溫低地區；深處淺處；盆地中心邊緣；同壓實作用引起流體運移方向一致。因此，熱力作用是油氣初次運移動力之一。 此外：溫度升高，熱解出更多烴類，促使運移發生；溫度升高，有助于解脫烴類被吸附；溫度升高，有助于降低流體粘度；溫度升高，有助于降低油、水間界面張力；溫度升高，有助于油氣在水中的溶解。(六六)滲析作用