烃源岩在生油门限前未大量生烃、排烃时的有机质含量(有机碳、生烃潜量等) 称为原始有机质丰度, 而通常我们所测得的是烃源岩生排烃后的残余有机质含量.根据干酪根生烃理论, 热降解生烃反应主要发生在深成作用阶段.随着烃源岩埋藏深度的不断增加, 经受的地温越来越高, 当达到生油门限温度时, 干酪根开始热降解大量生排烃(Tissot and Welte, 1978; Jones, 1984; 徐思煌等, 1996; 秦建中等, 2005a, 2005b).由于油气的排出, 有机质含量应不断降低.对高成熟-过成熟烃源岩来说, 若用残余总有机碳含量(TOC_残余) 进行烃源岩评价或预测油气资源量, 可能就会失真, 进行有机质丰度的恢复是必要的(郝石生, 1984; 金强, 1989; 秦建中等, 2005a, 2005b).但是, 是否所有海相高成熟-过成熟烃源岩TOC_残余均需要进行恢复或根本不需要进行原始TOC和原始生烃潜量(S₁+S₂) 的恢复仍存在着较大的争议(梁狄刚, 2000).

本文在前期青藏高原羌塘盆地侏罗-三叠系、措勤盆地白垩系、南方中三叠统-寒武系、冀北中上元古界等5 000余块海相烃源岩样品研究和评价的基础上(赵政璋等, 2000; 郭彤楼和田海芹, 2002; 秦建中, 2006a, 2006b, 2006c), 筛选出了90余块未成熟-成熟、不同有机质含量的各类烃源岩样品, 根据热压加水生排烃模拟实验结果(秦建中等, 2002; 2005a, 2005b, 2006), 并与冀北地区中上元古界及羌塘盆地中生界等自然演化剖面相结合, 认为海相烃源岩总有机碳含量(30% > TOC_残余 > 0.3%) 在成熟阶段中晚期(R_o≈0.7%~1.35%) 随成熟度的增加明显减少, 高成熟-过成熟烃源岩原始TOC和原始S₁+S₂确实需要进行恢复, 这也是多数地球化学学者所认可的(郝石生, 1984; 金强, 1989; 秦建中等, 2005a, 2005b).

1.   海相腐泥型烃源岩

1.1   未成熟海相Ⅰ型优质含钙页岩

海相未成熟Ⅰ型优质含钙页岩(羌塘盆地侏罗系上统G₁₆₁为代表) 是唯一的一个海相未成熟样品, 其热压加水生排烃模拟实验过程中烃源岩TOC_残余、生烃潜力和生排烃量随成熟度(R_o或T_max) 的变化特征(图 1a、1c) 如下:

图  1  海相Ⅰ型烃源岩TOC_残余、生烃潜力和生排烃量随成熟度(R_o或T_max) 的变化规律

a和c为富烃含钙页岩, 碳酸盐含量24%, TOC降低40.6%, 恢复系数1.68;b和d为富烃灰岩, 碳酸盐含量79%, TOC降低36.8%, 恢复系数1.58;1.生烃潜量S₁+S₂, kg/t; 2.模拟生排烃量, kg/t

Fig.  1.  The variation of the residual TOC, S₁+S₂and quantity of generated and expulsed hydrocarbons for marine typeⅠsource rocks with the maturity (R_oor T_max)

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(1) 未成熟-低成熟阶段, 相当于R_o < 0.75%, 模拟温度 < 275 ℃, T_max < 445 ℃.这一时期烃源岩尚未开始大量生排油或处于未熟-低熟稠油阶段, 排出产物主要为非烃+沥青质, 排油量相对TOC尚微不足道, 其TOC值随成熟度的增加变化不大, 平均为28.6%, 变化在27.4%~30.5%之间.此阶段热解生烃潜量从262.5 kg/t降到176.7 kg/t, 模拟生排油量从29.2 kg/t增加到156.4 kg/t, 排出油并未使TOC减少多少, 也可能还与岩石体积的变化(相对缩小, 密度相对增大等) 有关.

(2) 成熟阶段中晚期: 相当于R_o≈0.75%~1.35%, T_max≈445~470 ℃, 模拟温度变化在275~375 ℃之间, 这一时期是干酪根大量热降解生成油气并排出的阶段.其TOC_残余随成熟度的增加明显减小, TOC从R_o≤0.75%的28.6%±减少到R_o≥1.35%的17%±, TOC_原始约降低了40.6% (图 1a); 此外, 本时期热解生烃潜量从175 kg/t降到25 kg/t±, 而模拟生排油气量从156 kg/t增加到200 kg/t± (图 1c), 排出产物主要是轻质油和气, 相对容易排出烃源岩, 这时岩石体积变化已经很小, 它们使岩石中的TOC_残余明显减少.即TOC_残余明显减少、热解生烃潜量明显减少、模拟生排轻质油和气的量明显增加及岩石体积变化很小是相辅相成的.

(3) 高成熟-过成熟阶段: R_o > 1.35%, T_max > 470 ℃, 模拟温度 > 375 ℃.此阶段主要产物为天然气, 它是干酪根热降解及早期生成的液态产物再次大量裂解形成的.其TOC残余随成熟度的增加变化不明显, 平均在17%±, 变化在16.5%~17.2%之间(图 1a).相对应的热解生烃潜量均已经很低, 平均只有3 kg/t±, 而模拟生排油气量均在222 kg/t± (图 1c), 排出的气体产物也相对容易排出烃源岩, 尽管这时岩石体积变化已经很小, 但是有机质的聚合反应可能使TOC_残余并未出现减少, 有的样品反而出现略有增加的趋势.

海相未成熟优质含钙页岩TOC_残余及生排烃量随成熟度的增加出现三段式的变化规律: 未成熟-低成熟阶段(R_o < 0.75%) 和高成熟-过成熟阶段(R_o > 1.35%) 的不变段和成熟阶段中晚期(R_o≈0.75%~1.35%) 的降低段.未成熟-低成熟阶段的不变段是未开始大量排油气之前的TOC_原始值.成熟阶段中晚期的降低段则是干酪根大量热降解生成并排出油气时期TOC_残余的变化(减小) 值, TOC原始在高成熟-过成熟阶段约降低了40.6%.高成熟-过成熟阶段的不变段是大量排油气之后的TOC_残余值, 此阶段TOC_残余最高恢复系数为1.68±.

1.2   成熟海相优质灰岩

羌塘盆地侏罗系上统海相灰岩(碳酸盐含量78.9%) 原始模拟样品已经成熟, R_o=0.95%.其烃源岩TOC_残余及生排烃量随成熟度的变化特征与未成熟Ⅰ型优质含钙页岩略有不同, 缺失未成熟-低成熟阶段的不变段, 而成熟阶段中晚期的降低段和高成熟-过成熟阶段的不变段基本上相同(图 1b、1d).

(1) 成熟阶段中晚期也是海相成熟灰岩干酪根大量热降解生成油气并排出的阶段.其TOC_残余随成熟度的增加明显减小, 灰岩TOC_残余从R_o≤0.95%的1.9%±减少到R_o≥1.3%的1.2%±, 降低了约36.8%, 高成熟-过成熟阶段恢复系数应 > 1.58 (图 1b).其热解生烃潜量也从10 kg/t降到1 kg/t±, 而模拟生排油气量则从1.4 kg/t增加到6 kg/t± (图 1d), 它们使烃源岩TOC_残余明显减少.

(2) 高成熟-过成熟阶段主要产物为凝析油气和干气, 它是干酪根热降解及早期生成的液态产物再次大量裂解形成的.其TOC_残余随成熟度的增加变化不明显, 反而出现增加的趋势, TOC_残余平均在1.2%左右, 变化在1.1%~1.27%之间(图 1b).相对应的热解生烃潜量均已经很低, 平均只有0.17 kg/t±, 而模拟生排油气量均在7 kg/t± (图 1d), 排出产物主要是气.

由于成熟灰岩模拟样品原始R_o已经达到0.95%, 按未成熟Ⅰ型优质含钙页岩的成熟阶段中晚期(0.75% < R_o < 1.35%) 降低段推算, TOC_原始应从R_o < 0.75%开始算起.因此, 高成熟-过成熟优质灰岩TOC_原始恢复系数应大于1.58.若参照未成熟Ⅰ型优质含钙页岩的模式推算, 高成熟-过成熟Ⅰ型优质灰岩TOC_残余若恢复到未成熟-低成熟阶段的TOC_原始, 恢复系数也应为1.68±.

2.   海相偏腐泥型(Ⅱ₁) 烃源岩

2.1   高演化海相优质灰岩

羌塘盆地侏罗系上统海相Ⅱ₁型优质泥灰岩和灰岩原始模拟样品R_o=0.95%, 其TOC_残余随成熟度的变化特征(图 2a, 2b) 与Ⅰ型优质灰岩相似(图 1b), 在成熟阶段中晚期优质泥灰岩TOC_残余从R_o≤0.95%的2%左右减少到R_o≥1.3%的1.36%左右, 降低了32.7%, 高成熟-过成熟阶段的恢复系数应为1.48.优质灰岩TOC_残余从R_o≤0.95%的1.85%左右减少到R_o≥1.3%的1.25%左右, 降低了32.4%, 高成熟-过成熟阶段的恢复系数也为1.48, 比相同成熟度的Ⅰ型优质灰岩均低一些, 主要是干酪根类型和生排烃量差异所致.

图  2  海相Ⅱ₁型烃源岩TOC_残余随成熟度(R_o) 的变化曲线

a.泥灰岩, 碳酸盐含量=60%, 原始样品TOC降低32.7%, 恢复系数最高为1.48;b.灰岩, 碳酸盐含量=76%, 原始样品TOC降低32.4%, 恢复系数最高为1.48;c.灰岩(低有机质丰度), 碳酸盐含量=85%, 原始样品TOC降低30.6%, 恢复系数最高为1.44;d.泥岩, 碳酸盐含量 < 1%, 原始样品TOC降低27%, 恢复系数最高为1.36

Fig.  2.  The variation of the residual TOC o fmarineⅡ₁source rocks with the maturity (R_o)

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措勤盆地白垩系海相Ⅱ₁型低有机质灰岩原始模拟样品(秦建中等, 2005a, 2005b) TOC_残余=0.36%, R_o=0.90%.其TOC_残余随成熟度的变化特征与相同干酪根类型的优质泥灰岩和优质灰岩相似(图 2a, b, c), 在成熟阶段中晚期灰岩TOC_残余从R_o≤0.9%的0.36%左右减少到R_o≥1.3%的0.25%左右, 降低了30.6%, 高成熟-过成熟阶段的恢复系数应为1.44, 相同成熟度的Ⅱ₁型优质泥灰岩及灰岩低一些, 主要是生排烃量相对较低所致.

2.2   高演化海相Ⅱ₁型泥岩

海相Ⅱ₁型泥岩(碳酸盐含量 < 1%) 原始模拟样品采自云南禄劝泥盆系, R_o=0.45%, 尚处于低成熟阶段.热压模拟实验表明: 在R_o < 0.75%低成熟阶段, 其TOC_残余随成熟度的增加变化不大, 平均在0.86%, 变化在0.83%~0.94%之间.在成熟阶段中晚期, 其TOC_残余随成熟度的增加明显减小, TOC_残余从0.94%减少到R_o≥1.35%的0.69%±, 降低了约27%, 此阶段恢复系数应为1.36 (图 2d).高成熟-过成熟阶段泥岩TOC_残余随成熟度的增加变化不明显, 某些点反而出现增加的趋势.恢复系数比相同干酪根类型的优质灰岩要低, 主要是(1) 泥岩TOC相对较低(< 1%), 当TOC < 2%尤其是 < 1%时, 热解生烃潜量和模拟生排油气量及TOC_原始降低幅度逐渐变小; (2) 这是由于相同演化条件下泥岩吸附烃能力高于灰岩, 生排能力相对较低的缘故.

2.3   海相Ⅱ₁型优质烃源岩的自然演化剖面

根据海相烃源岩自然剖面来研究有机质丰度随成熟度的变化, 关键是在相同层段找到沉积环境、干酪根类型以及岩性相似、成熟度不同的海相烃源岩.下面我们选取了华北中上元古界下马岭组、洪水庄组页岩、铁岭组碳酸盐岩及羌塘盆地安多114道班侏罗系灰岩的自然剖面(赵政璋等, 2000; 秦建中等, 2005a, 2005b), 它们的有机质丰度随成熟度变化与上述海相未成熟-低成熟烃源岩加水热压模拟实验所得到的实验结果基本上一致.

(1) 华北北部中-上元古界铁岭组碳酸盐岩属局限海台地相, 沉积环境为潮坪和潮下带, 以碳酸盐岩沉积为主, 古气候温暖潮湿, 浅海生物十分繁盛, 原始沉积有机质比较丰富, 以白云岩、灰岩为主, 厚度一般在100~300 m, 夹有少量薄层状页岩.纵向上, 其TOC_残余和生烃潜量随成熟度的增加在成熟阶段中晚期(T_max≈440~460 ℃) 也出现明显降低, 前者一般降低约36%, 最高恢复系数为1.55 (图 3a); 后者降低相对更明显(图 3b).这比相同干酪根类型碳酸盐岩热压模拟实验TOC_原始最高恢复系数为1.48略高一些, 原因可能是①: 中-上元古界铁岭组碳酸盐岩干酪根类型相对好一些, 接近腐泥型(Ⅱ₁-Ⅰ型); ②模拟样品原始成熟度相对高一些.实际上, 其TOC_残余平面上变化趋势也与生烃潜量成正比, 与有机质成熟度呈反比(秦建中等, 2005a, 2005b).

图  3  华北北部中-上元古界铁岭组海相灰岩有机质丰度随成熟度的演化趋势

a.TOC_残余, 在成熟阶段中晚期降低约36%, 恢复系数约为1.55;b.生烃潜量

Fig.  3.  The variation of the organic matter abundance of limestone in Tieling Formation, Middle-Upper Proterozoic, north of North China

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(2) 华北北部中-上元古界下马岭组页岩和洪水庄组页岩为一套闭塞的陆表海沉积, 以潮下泻湖或潮间泻湖、还原或弱还原环境内形成的黑色页岩为主, 富含有机质, 残留有机质以藻类为主, 属Ⅰ~Ⅱ₁型干酪根, 同时, 也存在含沥青的藻叠层白云岩.下马岭组页岩和洪水庄组页岩在冀北地区沉积环境相似, 洪水庄组页岩厚度一般40~100 m之间, 下马岭组页岩厚度一般在50~170 m之间.纵向上, 其TOC_残余和生烃潜量随成熟度的增加在成熟阶段中晚期(T_max≈440~460 ℃) 均出现明显降低, 前者平均值一般降低约56.6%, 恢复系数最高可达2.3.后者降低更明显.这比相同干酪根类型页岩热压模拟实验TOC_残余最高恢复系数(1.48~1.68) 还高一些, 主要原因可能是华北北部中-上元古界海相页岩演化剖面取样不均或沉积相变化造成的.实际上, 下马岭组页岩和洪水庄组页岩在冀北平面上TOC_残余变化较大, 变化趋势与生烃潜量成正比, 与有机质成熟度成反比(秦建中等, 2005a, 2005b).

(3) 青藏高原羌塘盆地安多114道班侏罗系上统索瓦组为一套开阔台地凹陷相的优质灰岩、泥灰岩沉积, 岩性相似, 厚度约700 m, 地层沿河流出露较好.有机质中宏体藻类发育, 并有较多的浮游藻类和有孔虫等, 陆源高等植物亦较多, 有机质类型以Ⅱ₁型为主.其TOC_残余随深度或成熟度的增加在成熟阶段中晚期明显降低, 一般降低68%, 恢复系数最高可达3.15, 远高于相同干酪根类型烃源岩热压模拟实验的恢复系数, 可能是安多114道班侏罗系上统索瓦组剖面下部灰岩中泥质含量及原始TOC相对低一些的缘故(赵政璋等, 2000; 秦建中, 2005a, 2005b).

因此, 海相4个不同类型烃源岩有机质丰度的自然演化剖面均表明, 优质烃源岩TOC_残余随成熟度增加在成熟阶段中晚期(相当于R_o≈0.85%~1.3%、T_max≈430~460 ℃) 出现明显降低, 而且降低百分比均明显大于相同沉积环境、相同干酪根类型以及相同岩性的热压模拟实验结果.

3.   海相偏腐植型(Ⅱ₂) 烃源岩

3.1   高演化富有机质页岩

海相Ⅱ₂型富有机质含钙页岩及钙质页岩原始模拟样品来自羌塘盆地比洛错侏罗系, 富有机质页岩原始模拟样品来自冀北中上元古界下马岭组, 它们均处于低成熟阶段.热压模拟实验结果表明: 在低成熟阶段, 其TOC_残余随成熟度的增加变化不大, 如富有机质页岩TOC平均在7.58%, 变化在7.55%~7.63%之间(图 4c).在成熟阶段中晚期, TOC_残余随成熟度的增加明显减小, 富有机质含钙页岩TOC从5.2%减少到3.95%±, 降低了24%;富有机质钙质页岩TOC_残余从13.3%减少到10.2%±, 降低了23.4%;富有机质页岩TOC_残余从7.55%减少到5.70%±, 降低了24%.而在高成熟-过成熟阶段, TOC_残余随成熟度的增加变化也不明显, 富有机质含钙页岩TOC_原始恢复系数为1.32;富有机质钙质页岩TOC_原始恢复系数为1.30;富有机质页岩TOC_原始恢复系数为1.32 (图 4a-4c).这就是说, 高演化富有机质页岩TOC_原始恢复系数均在1.32左右.

图  4  海相Ⅱ型不同类型烃源岩TOC_残余随成熟度(R_o) 的变化趋势

a.含钙页岩, TOC降低24%, 恢复系数1.32;b.钙质页岩, TOC降低23.4%, 恢复系数1.30; c.页岩, TOC降低24%, 恢复系数1.32; d.钙质泥岩, TOC降低21.4%, 恢复系数1.27;e.泥岩, TOC降低20%, 恢复系数1.24; f.含钙泥岩, TOC降低12.5%, 恢复系数1.14;g.灰岩, TOC降低25.2%, 恢复系数1.34; h.泥灰岩, TOC降低16.7%, 恢复系数1.2;i.灰岩, TOC降低4.55%, 恢复系数1.05

Fig.  4.  The content variations of the residual TOC of marine type Ⅱ in different lithologic source rocks with maturity (R_o)

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此外, 从它们的热压模拟实验结果也可以看出, 随着海相Ⅱ₂型富有机质页岩中碳酸盐含量的增加, 高成熟-过成熟阶段TOC_原始恢复系数并无明显变化.看来, 相同类型的优质烃源岩碳酸盐含量对TOC_原始恢复系数影响并不明显.

3.2   高演化海相烃源岩TOC原始恢复系数随有机质含量降低而变小

选自羌塘比洛错侏罗系、云南茂山泥盆系、冀北元古界、羌塘安多114道班侏罗系、措勤白垩系和云南桑龙潭泥盆系的海相Ⅱ型富有机质钙质泥岩(图 4d)、含钙泥岩(图 4e)、泥岩(图 4f)、富有机质灰岩(图 4g)、泥灰岩(图 4h) 和灰岩(图 4i) 原始模拟样品均处于低成熟-成熟阶段(图 4d-4i).其海相Ⅱ₂型烃源岩TOC_残余随成熟度的变化特征与Ⅰ-Ⅱ₁型烃源岩相似, 在成熟阶段中晚期均随成熟度增加而减小, 但是减小幅度明显变小, 主要表现为: (1) 无论是泥岩还是灰岩随TOC变低, 高成熟-过成熟阶段TOC_残余减小幅度和恢复系数明显变小.在TOC < 0.3%时, TOC_原始恢复系数接近1.例如, 在成熟阶段中晚期富有机质钙质泥岩TOC=7.1%, 降低了21.4%, 恢复系数1.27;泥岩TOC=0.87%, 降低了20%, 恢复系数1.24;而含钙泥岩TOC=0.24%, 只降低了12.5%, 恢复系数1.14.富有机质灰岩TOC=1.23%, 降低25.2%, 恢复系数1.34;泥灰岩TOC=0.30%, 降低16.7%, 恢复系数1.2;而灰岩TOC=0.22%, 只降低4.55%, 恢复系数1.05, 接近于1.

(2) 当海相灰岩、泥灰岩或页岩TOC > 1% (尤其是 > 2%) 时, 优质烃源岩随有机质丰度(TOC) 变低, TOC减小幅度或恢复系数变化不明显, 主要受海相优质烃源岩干酪根类型的控制.从Ⅰ型→Ⅱ ₁型→Ⅱ₂型TOC_原始恢复系数约由1.68→1.48→1.32 (图 1-图 4).

3.3   高演化海相固体沥青和高有机质页岩TOC不需要恢复

来自羌塘侏罗系海相固体沥青和云南茂山泥盆系海相高有机质页岩原始模拟样品成熟度较低(R_o=0.33%±, R_o=0.46%±), TOC含量很高(70.24%和35.6%).其TOC_残余随成熟度的变化不同于海相优质烃源岩(图 1-图 5).

图  5  固体沥青和高有机质页岩TOC_残余随成熟度(R_o) 的变化

a.固体沥青TOC仅降低6%, 恢复系数 < 1.07;b.高有机质页岩TOC仅降低4%, 恢复系数 < 1.05

Fig.  5.  The variation of TOC content for solid bitumen and organic shale with the maturity (R_o)

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(1) 固体沥青TOC_残余随成熟度的增加首先出现略有降低的趋势(约相当于在R_o≈0.3%~1.3%), 最高降低量不超过12%, 然后出现略有增加的趋势(约相当于在R_o > 1.3%), 最高增加量可达7%.总的来看, 固体沥青在热演化过程的各成熟阶段TOC_残余变化不大, 在高成熟-过成熟阶段的TOC_残余与低成熟-成熟阶段相比降低并不明显(图 5a).主要原因是: ①固体沥青的生排油气量相对较低, 只相当于Ⅱ₂型干酪根; ②固体沥青在高成熟-过成熟阶段的聚合作用; ③样品有机质体积百分含量降低已大于50%.

(2) 高有机质页岩TOC_残余随成熟度的增加首先出现降低的趋势(约相当于在R_o≈0.4%~1.3%), 最高降低量一般不超过18%, 然后出现增加的趋势(约相当于在R_o > 1.3%).其主要因素为: ①样品有机质体积含量变化已大于50%, 在低成熟-成熟阶段排出的原油并没使有机质体积降低多少.②高温时的碳聚合作用和芳构化作用.因此, 高成熟-过成熟TOC > 30%的页岩TOC_原始也不需要恢复(图 5b).

4.   结论

(1) 海相优质烃源岩在未成熟-低成熟阶段(R_o < 0.8%) TOC变化不明显, 在成熟阶段中晚期TOC_残余随成熟度的增加逐渐降低, 一般最高Ⅰ型降低40%, Ⅱ₁型32%, Ⅱ₂型24%.在高成熟-过成熟阶段TOC_残余随成熟度变化也不明显, 但是相对未成熟-低成熟阶段明显降低, 需要进行原始TOC的恢复, Ⅰ型TOC_原始恢复系数一般约为1.68, Ⅱ₁型1.48, Ⅱ₂型1.32.

(2) 低有机质烃源岩(一般指0.3% < TOC < 1%) 随TOC值变低, 在高成熟-过成熟阶段, 其TOC_残余降低幅度和恢复系数逐渐变小, Ⅱ₂型灰岩(0.3% < TOC < 0.5%) 一般约降低17%, TOC_原始恢复系数约1.2.当烃源岩TOC < 0.3%时, TOC_残余随成熟度的增加变化不明显, 高成熟-过成熟阶段TOC_原始恢复系数接近1, 可以不进行恢复.

(3) 固体沥青和高有机质页岩(TOC > 30%, 低演化时为油页岩) TOC_残余在热演化过程的各成熟阶段变化不大, 高成熟-过成熟阶段也不需要进行恢复.

(4) 海相烃源岩(0.3% < TOC < 30%) 自然剖面有机质丰度的演化规律与加水热压模拟实验结果基本一致, 其生烃潜量的减少和模拟生排烃量的增加与TOC_残余的减少相吻合.