包邮高过成熟页岩气形成与评价

第1章 页岩地球化学评价 1.1 页岩有机质丰度 含油气盆地中的油气资源来自沉积地层中有机质的热解生烃作用，页岩中的有机质数量和质量是油气形成的物质基础，决定着岩石的生烃能力，有机质丰度是其重要的表征参数(柳广第，2009；Hunt，1979；Tissot and Welte，1978)。对于有机质丰度的定量表征，前人提出了许多参数，包括总有机碳含量(TOC)、氯仿沥青“A”含量、总烃含量(HC)和岩石热解生烃潜量(S1+S2)等，不同学者和石油公司分别提出了不同的有机质丰度评价指标。 Tissot和Welte(1978)认为，评价有机质丰度的指标不能应用到成熟度较高的页岩，因为它们原始的有机质丰度可能是目前测得的有机质丰度的2倍甚至更多。对烃源岩排烃门限研究表明，当烃源岩生成的烃量饱和了自身各种形式的滞留需要后，就开始大量向外排出，并且排出的烃量随着烃源岩埋藏深度和热演化程度的增大而增加(庞雄奇等，2000)。因此，在地史过程中，页岩中有机质的绝对量随生排烃作用的进行不断减少，导致反映其有机质丰度的总有机碳含量逐渐降低。由此可知，对于发生过大量排烃作用的页岩，若用残余有机质的含量去判别和评价一个地区的含油气远景，必然会引起一定的误差，对于含油气盆地深部已达到高成熟—过成熟阶段的页岩而言，误差更加显著。页岩的生烃潜力变化、残余烃量变化和生排烃热模拟实验结果表明，存在含油气盆地深部低丰度有效气源岩，因此客观描述一个地区高过成熟页岩中原始有机质丰度的变化，对于评价页岩气勘探前景具有重要意义。 总有机碳含量测试表明，南方黔北地区下古生界海相高成熟页岩总有机碳含量*高值为16.2%，*低值为0.5%，平均值为4.8%，其中，牛蹄塘组页岩的总有机碳含量比龙马溪组要高(表1.1)。我国南方海相页岩由于热演化程度较高同时受到地表风化作用的长期影响，残余有机碳无法充分反映页岩的原始有机质丰度，因此，需要对残余有机碳含量进行恢复，恢复方法主要有自然演化剖面法、热解模拟法、物质平衡法、理论推导法等。 页岩的有机碳总量由三个基本部分组成：①残余烃类中的有机碳，在实验室中获取；②可转变为烃类的有机碳，称为转换碳、反应碳或不稳定碳；③碳质残留物，由于缺少氢从而无法生成烃类，称为惰性碳、无生命碳或残留有机碳。随着有机物的逐渐成熟，可转变为烃类的有机碳逐渐转化为烃类，随着排烃的进行，TOC逐渐降低至残留有机碳。Jarvie等(2007)通过以下公式计算HIo，类型百分比(%type)依据观察干酪根光学特性确定；转化率(TRHI)反映的是HIo到现今值(HIpd)的变化，可以利用Claypool公式确定；TOCo可以利用Peters公式计算： 表1.1 海相高成熟页岩有机质丰度及热演化成熟度 (1.1) (1.2) (1.3) 式中，为原始产率指数；为现今产率指数。 利用上述有机碳恢复方法，计算得出下古生界页岩有机碳平均转化率在0.9左右，恢复后的原始有机碳大约为实测的残余有机碳的2.5～3倍。 1.2 页岩有机质类型 油气由沉积岩中的沉积有机质经生物化学和化学作用形成干酪根，在热应力作用下干酪根逐步发生催化降解和热裂解形成大量的烃类和非烃类。不同地质历史时代、不同沉积环境中生物类型和数量不同，必然导致地质体中沉积有机质组成的差异性。由于不同来源、不同组成的有机质的生烃潜力存在较大差异，因此要客观评价页岩的生烃潜力和生成的烃类性质，仅对页岩有机质丰度进行评价是不够的，还必须进行有机质类型的评价。 有机质类型既可以由不溶有机质的组成特征来反映，也可以由其产物来反映。目前从事石油地质学和地球化学的研究人员对页岩有机质类型或干酪根类型的划分依据主要是有机质或干酪根的成因和成分，根据生物来源和类型、干酪根显微组分、全岩显微组分、干酪根碳氢氧元素组成、Rock-Eval岩石热解特征、干酪根/有机质的红外光谱特征、碳同位素、有机质热解产物或页岩抽提物的生物标志化合物特征等判断。 对页岩干酪根组分的测定主要有两种方法，一种是基于干酪根抽提的孢粉学方法(透射光+荧光)，另一种是基于原位分析的全岩光片方法(反射光+荧光)。相较于干酪根抽提方法，全岩分析除了可以识别出干酪根组分外，还能辨别出生物有机碎屑及次生有机组分(表1.2)。常见的次生有机组分有渗出沥青质体、油滴、固体沥青等。渗出沥青质体常存在于低成熟—成熟页岩的微裂隙、孔隙、矿物颗粒周围和生物体细胞腔中，荧光下发黄绿色，是比较公认的石油生成与初次运移的直观岩石学标志(熊波和赵师庆，1989)。在高过成熟页岩中，次生有机组分主要为固体沥青，另外还常见到微粒体，微粒体则被认为是热降解过程中富氢组分生成石油型烃类物质遗留的残渣(秦建中等，2010；李贤庆等，1995)。 表1.2 全岩分析与干酪根分析的显微组分命名比较[据李贤庆等(1995)修改] 无论是干酪根镜检分析还是全岩分析，有机显微组成鉴定的方法都是依据其在透射光、反射光和荧光下的不同光学效应来判别的。其中，透射光是利用有机显微组分的透光性、形态和结构特性来判别的，反射光主要是利用有机质的反光性、形态、结构和突起特征来判别的，荧光主要是利用不同有机显微组分在近紫外光激发下所发射荧光的特性来判别的。各显微组分在不同光镜下的判别特征见表1.3。 值得注意的是，上述有机显微组分的透射光、荧光和反射光鉴别特征主要适用于未成熟—成熟阶段的有机质，这是因为不同有机显微组分的光学特性会随热演化程度的提高逐渐趋同以致无法分辨。例如，藻质体和腐泥无定形体随成熟度增加，其透射光镜下的颜色逐渐加深，以致在过成熟阶段也会变为黑色不透明，这会导致在透射光镜下无法区分腐泥组分和腐殖组分；与之相对应，腐泥组分的荧光效应随成熟度增加会呈现典型的“红移”现象，即从低成熟阶段的黄绿色荧光变化到成熟阶段的砖红色，而在高过成熟条件下荧光效应会消失，这也就导致荧光下无法区分高过成熟页岩中的有机显微组分；另外，随成熟度增加，不同有机显微组分的反射光效应差异也逐渐丧失，即低成熟—成熟条件下呈现不突起—微突起的腐泥组分在高过成熟演化阶段也会呈现出与腐殖组分颜色相近的灰—白色和中—高突起特征，这就导致高过成熟阶段很难根据光学区分腐泥组分和腐殖组分。 表1.3 有机显微组分鉴定特征[据曹庆英(1985)、涂建琪等(1998)修改] 页岩中有机显微组成的测定是深入研究有机质特征的前提，碳同位素在过成熟页岩有机质类型识别方面具有很好的适用性，这主要是因为碳同位素在热演化过程中能够稳定继承母体碳同位素的特性。高成熟海相页岩原始有机质类型的判别结果显示(表1.4)，海相页岩的δ13C值主要分布于–32‰～–28.6‰，表明原始有机质类型为Ⅱ1～Ⅰ型，同时表明有机质主要来源为水生浮游藻类及低等水生生物。 下古生界黑色页岩热演化程度普遍很高，变化范围多在2.5%～4.0%(邹才能等，2010；张金川等，2008)，黑色页岩中原始有机质组成、形态结构和分布形式都发生了很大的变化。表1.5概述了不同干酪根显微组分在经历热演化后的转变。 表1.4 高成熟海相页岩δ13C值分布 表1.5 干酪根显微组分随成熟度的转变[据孔庆芬(2007)修改]