烃源岩的定性评价

烃源岩的定性评价

烃源岩评价主要回答研究区能否生烃、生成了多少烃类？即一个探区是否值得勘探、有利区在哪？ 烃源岩定性评价

在第三～五篇中，已经分别介绍了有机质的产生、沉积及组成，有机质的演化和油气的生成及成烃模式，油气的组成、分类及蚀变。这些内容构成了油气地球化学的理论基础。不过，作为一门应用性学科，油气地球化学必需落实到应用上，其生命力也将与应用效果密切相关。因此，本篇将集中讨论油气地球化学在油气勘探开发中的应用。

经典的油气地球化学以烃源岩为核心，它主要服务于油气勘探，其应用主要体现在两方面，一是烃源岩评价，二是油源对比。烃源岩评价主要回答研究区能否生烃、生成了多少烃类？即一个探区是否值得勘探、有利区在哪？油源对比则主要回答源岩所生成的烃类到哪里去了？或者，所发现的油气来自哪里？从而为明确有利勘探方向服务。现代油气地球化学的研究重心已逐渐向油气藏转移，需要回答油气藏形成的机理、历史、过程和组分的非均质性及其在油田开发过程中的变化。它既可以服务于油气勘探，也可以服务于油气藏评价和油气田开发。 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，本教材中以烃源岩替代早期的生油岩来涵盖油源岩和气源岩。由于这样便于“顾名思义”，目前已有不少学者都在这样使用术语，但不少文章、专著、科研报告广泛存在沿用和混用的情况。

关于烃源岩，不同学者的定义并不完全一致。Hunt（1979）认为，烃源岩指自然环境下，曾经生成并排出过足以形成商业性油气聚集数量烃类的任一种细粒沉积物。而Tissot等（1978，1984）倾向于认为烃源岩系指已经生成、或有可能生成，或具有生成油气潜力的岩石。从原理上理解，Hunt的定义更为合理。因为任一岩石都会或多或少含有有机质，因而都会有生成或者具有生成一定数量油气的能力，但它们并不都是烃源岩，只有对成藏做出过贡献的才能成为烃源岩。但从应用上看，可能Tissot等的定义更为实用。因为商业性的油气藏本身是一个随油价及勘探开发技术而变化的概念。同时，当对一个新区进行早期地球化学研究时，人们往往事先并不知道某一地层是否已经生成并排出过商业性的油气，但仍然将这种研究称为烃源岩评价。后面将会看到，烃源岩评价的结果，某些地层可能会归入差（烃）源岩（生油岩）中。文献中常常会见到未成熟源岩的概念。显然，差源岩、未成熟源岩就不一定生成并排出过商业性的油气，但仍然被称为源岩。

我们推荐推荐的烃源岩定义为：已经生成、或有可能生成，或具有生成油气潜力的细粒岩石。这既包括泥、页岩，也包括碳酸盐岩，既包括油

源岩，也包括气源岩。由烃源岩构成的岩层（地层）称为源岩层。 当然还可以用有效烃源岩表明已经生成并排出了商业性油气的源岩，用排烃岩表明发生过明显排烃作用的源岩，用好、中、差、非（烃）源岩表明烃源岩生烃能力的高低（这正是本章下面将要涉及的内容）等等。 烃源岩的定性评价是烃源岩评价的重要组成部分，是在勘探早期是对烃源岩的一

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种鉴定工作。主要回答勘探区是否存在烃源岩？哪些是烃源岩？烃源岩的品质如何？由于前已述及，油气是由有机质生成的，因此，岩石中有机质的多少、有机质生烃能力的高低及有机质向油气转化的程度就成为决定烃源岩生烃量大小的因素。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。故本章主要从有机质的丰度、类型、成熟度三方面对烃源岩进行定性评价。

从一般意义上讲，任何鉴定或评价都需要适当的参照标准，烃源岩评价也不例外，因此烃源岩评价就是依据一定的标准考察岩石是否能作为有勘探价值的石油聚集的来源。但标准并不唯一，与认识程度和被评价对象的具体地质条件等有关。烃源岩的定性评价是其定量评价和油气资源量评估的基础。

第一节 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）。 一、有机质丰度指标 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。将有机碳的量转换为有机质的量，需要补偿其它有机元素的量，常用的方法是乘一校正系数K，即有机质＝K有机碳。不难理解，K值是随有机质类型和演化程度而变化的量。Tissot等给出了经验的K值（表13-1）。

表13-1 由有机碳含量计算有机质含量的转换系数（据Tissot，1984）

从分析原理来看，有机碳既包括占岩石有机质大部分的干酪根中的碳，也包括可溶有机质中的碳，但不包括已经从源岩中所排出的油气中的碳和虽然仍残留于岩石中，但分子量较小、因而挥发性较强的轻质油和天然气中的有机碳。因此，所测得的有机碳只能是残余有机碳。

尽管如此，有机碳一直被公认为是最好的丰度指标。这与上世纪八十年代之前，油气地球化学界普遍认为源岩中能转化为油气的有机质只占总有机质的一小部分，而生成的油气中只有少部分能被排出有关。事实上，

八十年代以来，地球化学界已经逐步认识到，有机质（尤其是I、II型有机质）的生烃效率较高，可达50％以上，而排烃效率可达60～90％甚至更高（Cooles等，1986）。因此，有时会出现源岩的生排烃效率越高（即对成藏的贡献越大），其残余有机碳值越低，依据有机碳指标对它的评价反而越低的情况（庞雄奇，1995）。

2、氯仿沥青“A”（％）和总烃（HC，ppm）

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氯仿沥青“A”是指用氯仿从沉积岩（物）中溶解（抽提）出来的有机质。它反映的是沉积岩中可溶有机质的含量，通常用占岩石重量的％来表示。严格地讲，它作为生烃（取决于有机质丰度、类型和成熟度）和排烃作用的综合结果，只能反映源岩中残余可溶有机质的丰度而不能反映总有机质的丰度。氯仿沥青中饱和烃和芳香烃之和称为总烃。通常用占岩石重量的百万分（ppm）做单位。显然，它反映的是源岩中烃类的丰度而不是总有机质的丰度。但在其它条件相近的前提下，二指标的值越高，所指示的有机质的丰度越高。因此，它们也常常被用作烃源岩评价时的丰度指标。不过，显而易见，这两项指标均无法反映源岩的生气能力。同时，在高过成熟阶段，由于液态产物裂解为气态产物，它也难以指示高过成熟源岩的生油能力。还有必要指出的是，由于氯仿抽提及饱和烃、芳烃分离时的恒重过程，C14－的烃类基本损失殆尽，两项指标实际上也未能反映源岩中的全部残油和残烃。也有学者认为（庞雄奇等，1993，1995），从本质上看，氯仿沥青“A”和总烃是一个残油、残烃量的指标，因此，其值

高，可能不一定表明生烃条件好，反而可能指示源岩的排烃条件不好，即指示这类源岩对成藏的贡献可能有限。 3、生烃势（S1＋S2，mgHC/g岩石）

对岩石用Rock Eval热解仪（第三章）分析得到的S1被称为残留烃，相当于岩石中已由有机质生成但尚未排出的残留烃（或称之为游离烃或热解烃），内涵上与氯仿沥青“A”和总烃有重叠，但比较富含轻质组分而贫重质组分。分析所得的S2为裂解烃，本质上是岩石中能够生烃但尚未生烃的有机质，对应着不溶有机质中的可产烃部分。所以（S1＋S2）被称为“Genetic potential”(Tissot等，1978)。中文一般将它译为“生烃潜力”或者“生烃潜量”。考虑到“潜力”含有“能够但尚未实现的”意义，即从字面上理解，更容易将它与S2相联系，因此本书建议将“Genetic potential”译为生烃势。黄第藩等（1984）也曾在著名的“陆相有机质的演化和成烃机理”一书中将（S1＋S2）称为生油势。它包括源岩中已经生成的和潜在能生成的烃量之和，但不包括生成后已从源岩中排出的部分。可见，在其它条件相近的前提下，两部分之和（S1＋S2）也随岩石中有机质含量的升高而增大。因此，也成为目前常用的评价源岩有机质丰度的指标，称为生烃势，单位为mgHC/g岩石。显然，它也会随着有机质生烃潜力的消耗和排烃过程而逐步降低。

除了上述常用的有机质丰度指标外，还可以利用全岩薄片在显微镜下直接统计有机质数量（面积％）。早期，也有人利用氨基酸的含量来反映有机质的丰度。

二、烃源岩中有机质丰度评价

有机质丰度评价是烃源岩评价的重要组成部分。岩石中有机质的含量达到多少才能成为烃源岩，是有机质丰度评价的主要内容。

对于烃源岩中有机质含量界线，国内外学者都做过大量研究工作。前苏联的罗诺夫（1958）从俄罗斯地台西部的基辅到东部的乌法取样分析了上泥盆纪几百个页岩样品，结果表明，虽然俄罗斯地台区的构造条件和储层条件普遍很好，但油田主要集中在有机碳含量为0.5~5%的古比雪夫和乌法附近地区。向南在萨拉托夫和基辅地区，有机碳含量为0.5%左右的，仅发现一些气田。俄罗斯地台北部有机碳值一般低于0.25%的地区没有油气田（图13-1）。罗诺夫求得含油区细粒岩石有机碳的平均含量是：泥岩1.37%，碳酸盐岩0.5%;非含油区泥岩平均为0.4%,碳酸盐岩平均为0.16％。根据大量类似的经验数据统计，国外泥质烃源岩有机碳的下限值一般确定为0.5%。有些地球化学家主张碎屑岩生油岩可选用1％的有

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机碳下限，理由是大多数碎屑岩生油岩都含有很多的再循环的干酪根，所以应提高下限值。

国内许多学者也进行了大量的相关研究。对我国中新生代主要含油气盆地1080个样品数据编绘的有机碳含量频率图（图13-2）的研究表明（尚慧芸，1981），暗色泥质生油岩的有机碳含量下限值约为0.4%，较好的生油岩为1.0%。例如，华北第三系各组段有机碳含量频率图（图13-3）显示，上第三系明化镇组及馆陶组为非生油岩层，其有机碳含量一般低于0.4%；下第三系东营组有机碳含量多数在0.5%左右，具有一定的生油

能力；下第三系沙河街组大多数有机碳在1.5%左右，为该区主要生油层系。

图13-1俄罗斯地台上泥盆沉积物中的有机碳含量（据Rosov，1958） 13 13

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黄第藩（1991）对我国主要陆相含油气盆地的有机质丰度进行了总结，结果表明，在陆相淡水－半咸水沉积中，主力油源层的有机碳含量均在1.0%以上，平均值变化在1.2～2.3%之间，可高达2.6%以上；氯仿沥青“A”的含量均在0.1%以上，平均值变化在0.1～0.3%之间，烃含量均在410ppm以上，平均值大多变化在550～1800ppm之间。总的来看，我国陆相主力油源岩是一套灰黑、灰色泥岩、页岩，所含碳酸盐极少。陆相生油岩的有机质丰度，特别是烃含量不低，构成了陆相石油生成的良好的物质基础。根据我国勘探实践，黄第藩提出了适用我国陆相含油气盆地的烃源岩评价标准（黄第藩等，1984）。表13-2是在黄第藩标准基础上修订后由中国石油天然气总公司1995年发布的行业标准，适用淡水―半咸水湖相沉积的生油岩，海相泥岩也可参照此标准评价。对一般盐湖相沉积，因具有机碳含量较低，而烃含量不低，评价标准稍有不同。

煤系地层因有机质类型较差，相应的丰度评价标准有明显的提高（黄第藩等，1996，陈建平等，1997）。煤系泥岩（TOC6%）与一般湖相泥岩

相比有机质以陆生植物为主，类脂组含量低，富碳贫氢，虽然有机碳含量高，但生烃潜力低；较高的有机质丰度也使其对可溶有机质的吸附能力比一般泥岩强；单位有机碳的生烃潜力低，但单位岩石的生烃潜力又较高，煤系泥岩的这些基本特点决定了其评价标准（表13-3）与泥岩有所不同。表13-4为主要依据热解生烃潜量和氢指数给出的煤系炭质泥岩（6%TOC40%）评价标准。

烃源岩评价主要回答研究区能否生烃、生成了多少烃类？即一个探区是否值得勘探、有利区在哪？ 而煤则因为有机质含量 均很高（40%），丰度已 不成为制约因素，因此其 有机质丰度的定性评价 意义不大。煤作为气源岩 已不成问题，能否成为油 源岩，关键在于其中有机 质的组成和性质（注意这 里提到的不是类型）。 由于成气机理不同于热 成因气，生物气源岩的评 价标准应该不同于常规

源岩。在有利的条件下，有机质产生物气的产率较高，能否成藏在很大程度上取决于保存条件。同时，也与主要成气的深度有很大的关系（埋藏深时，保存条件较好）。我国目前在柴达木盆地发现了储量超过

1×1011m3的大型的生物气田，其气源岩的有机碳大多在0.2~03%(周翥虹等，1994；张祥等，2022年)，我国长江、珠江三角洲地区发现的浅层生物气藏（田）源岩的有机碳也不高（TOC＝0.3～0.5％，林春明等，1996）。这可能表明，作为生物气源岩，有机质的丰度可以较低。 美国的评价标准（表13-5）与表13-2类似，但该标准并非针对陆相烃源岩，而是包含了碳酸盐岩。 13

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与不同学者于不同时期所给出的泥质烃源岩的评价标准均比较相近(0.4%~0.5%)明显不同，关于碳酸盐岩烃源岩的有机质丰度评价，不同学者、不同时期所给出的评价标准有很大的差别。

据Gehman（1962）统计，现代碳酸盐沉积的有机质的平均含量约为1.2％，与现代泥质岩（1％）和古代泥质岩（1.14％）相近，而古代碳酸盐岩的有机质丰度仅为0.24%，远远低于现代碳酸盐岩的有机质丰度。这可能与碳酸盐岩中的有机质容易在成岩过程中损失有关。同时考虑到碳酸盐岩中有机质类型较好（以水生生物为主），成熟度很高（我国碳酸盐岩大多处于高成熟～过成熟阶段），成烃转化率较高，而碳酸盐岩矿物吸附残留油气的能力明显低于泥质矿物，我国大多数学者早期提出的碳酸盐岩作为油源岩的有机质丰度下限较低，多为0.1%，见表13-6 (傅家谟等，1978；王启军等，1984；郝石生等，1996；程克明等，1996))。也有少数学者提出的下限低到0.05％（刘宝泉等，1984），或高到0.2%、0.3%（郝

石生等，1989）。

表13-6国内外不同单位及学者提出的碳酸盐岩烃源岩有机质丰度下限标准（据郝石生等，1996）

过去给出的碳酸盐岩作为烃源岩的有机质丰度下限较低，除了上述原因之外，还有一项非常重要的考虑，这就是我国碳酸盐岩中有机质的丰度普遍较低，大多在0.2%左右。如果按照前述陆相源岩的标准，就在很大程度上否定了我国碳酸盐岩覆盖区（约占陆地面积的1/3）内大部分地区的油气勘探潜力。但是，若按0.10％的下限标准，则我国碳酸盐岩烃源岩不仅分布面积广，而且发育厚度大。例如我国塔里木盆地、华北盆地和鄂尔多斯盆地中上元古界一下古生界多套海相碳酸盐岩中有机碳在0.10％以上的地层的累计厚度达数千米之多。因此，按这一标准，应该有非常丰富的油气资源基础。但目前对这些盆地内与碳酸盐岩有关目标的勘探效果并不理想。

评价标准与勘探效果之间的巨大反差，促使地球化学家开始反思过去所定评价标准的合理性。在上世纪九十年代后期，国内许多学者从勘探实例剖析、地质统计、油源对比、模拟实验、数值模拟等方面，对这一问题进行了多方面的深入探讨（粱狄刚，1998，1999；党振荣等，1998；戴金星等，2022年；夏新宇等，2022年；钟宁宁等，2022年，陈践发等，2022年），结果倾向于认为，碳酸盐岩生油岩的有机碳丰

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度下限和碎屑岩没有根本的差别，其有机碳丰度下限也应该是0.5％

或0.4％。英国的一个研究机构对世界上250多个碳酸盐岩油田进行了系统研究，得出其油源都是有机碳含量0.5%的海相碎屑岩和富含泥质的、有机质丰度较高的碳酸盐岩生油层（党振荣等，1998）。不过，也有人认为，考虑到碳酸盐岩的有机质类型较好、成熟度较高，而吸附残留烃能力较弱，其丰度下限可能还是要低于泥质岩类，现今碳酸盐岩覆盖区的勘探效果较差的重要原因在于我国碳酸盐岩地层的时代普遍较老，生排运聚成藏后被后期的构造运动破坏所致。秦建中等（2022年）提出了与母质类型、演化程度有关的碳酸盐岩烃源岩划分标准，高-过成熟碳酸盐岩的有机碳含量下限仍然是0.1～0.25％。可以说，碳酸盐岩烃源岩的评价标准还没有取得一致性的认识，还需要理论和实践的进一步探索。

上述给出的有机质丰度下限及分级评价标准，主要是针对油源岩来说的。对泥质岩，虽然没有人做过专门的研究，但在实际应用中，一般将气源岩的丰度下限及分级评价标准视为与油源岩的相同。对碳酸盐岩，薛海涛等最近（2022年）从排气量＝（生气量－残气量－耗散气量）的物质平衡原理出发进行了模拟计算，结果表明碳酸盐岩层系排气量的有无和大小与源岩层中的有机质丰度、类型、成熟度及源岩层系厚度、组成的关系，这表明，碳酸盐岩作为气源岩的有机质丰度下限及分级评价标准是随上述条件的变化而变化的。由此按游离相排气量的有无所确定的塔里木盆地II型有机质的成熟气源岩所对应的理论下限值（刚开始有游离相的天然气从源岩层中排出，但难以成藏）约为0.15%~0.2%，按排气量的大小确定的工业下限值约为0.25％~0.3％。 第二节 有机质的类型

由于不同来源、组成的有机质成烃潜力有很大的差别（第五章），因此，要客观认识烃源岩的成烃能力和性质，仅仅评价有机质的丰度是不够的，还必需对有机质的类型进行评价。有机质（干酪根）类型是衡量有机质产烃能力的参数，同时也决定了产物是以油为主，还是以气为主。有机质的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－可溶有机质及其中烃类的特征来反映。有机质类型的划分及其与成烃潜力的对应关系，已在第七章中介绍。同时，第七章中也已介绍了三种常用的鉴别有机质类型的方法，本节将介绍其它判别有机质类型的指标。 一、据有机质的来源划分有机质的类型 二、据干酪根的元素组成判识有机质的类型

三、据有机质（干酪根）的显微组分组成鉴别有机质的类型 上述三种方法已在第六章介绍，这里不再重复（重述、复习一下内容）。其中，前两种方法从本质上看是一致的。

四、据岩石（或干酪根）的Rock-Eval热解特征划分有机质的类型 无论是元素分析还是显微组分分析都需要制备干酪根，这一过程繁杂费时，利用Rock Eval烃源岩评价仪所得到的热解三分资料可快速经济地直接利用少量岩石获得许多参数（这项分析也可以对干酪根进行），其中不少包含有烃源岩中有机质类型的信息。 由该项分析所得到直接参数有：

S1：游离烃（mgHC/g岩石），为升温过程中300℃以前热蒸发出来的已经存在于源岩中的烃类产物；

S2：裂解烃（mgHC/g岩石），为300℃~500℃升温过程有机质裂解出来的烃类产物，反映干酪根的剩余成烃潜力；

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S3：（mg CO2/g岩石）有机质热解过程中CO2的含量，反映了有机质含氧量的多少；

Tmax：最大热解峰温（℃），为热解产烃速率最高时的温度，对应着S2峰的峰温。

由此可以计算得到的参数：

氢指数（HI ，mgHC/gTOC）：＝S2 /TOC； 氧指数（OI， mg CO2/gTOC）：＝S3/TOC； 烃指数（HCI ，mgHC/gTOC）：＝S1/TOC； 生烃势（文献中常称为生油潜力）： S1＋S2， 产烃指数：S1/(S1+S2) 母质类型指数：S2/S3

不难理解，在物理意义上，氢指数、 氧指数分别与H/C、O/C原子比相近。 因此，对成熟度较低的源岩而言，HI 能较好地反映有机质生烃能力的高低， 母质类型指数也可反映有机质氢、氧 的相对富集程度，因而可成为良好的 判识有机质类型的指标。事实上，这 些参数已成为目前油田生产实践中最 常用的判识有机质类型的指标之一。

mgHC/g岩石）；

（

图13-11为以氢指数－氧指数关系图 按三类四型方案划分有机质类型的图 解。黄第藩等（1984）提出的判识有 机质类型的X型图解及相应的分类标 准主要就是依据氢指数及母质类型指 数（图13-5）

五、依据红外光谱（官能团）特征划分有机质的类型

从第七章（表7－7）的介绍中可知，有机质的红外谱带可以分为脂族基团、芳香基团和含氧基团三大类。依据这些基团（谱带）的强度，可以选择许多比值来表征有机质的类型。石油天然气总公司1995年颁布的行业标准中就有由红外参数判识有机质类型的方案 (图13-6，表13-6)。 表13-6 红外光谱陆相烃源岩有机质类型划分表（SY/T 5735-1995） 烃源岩评价主要回答研究区能否生烃、生成了多少烃类？即一个探区是否值得勘探、有利区在哪？

六、据干酪根的稳定碳同位素组成（δ13C）判识干酪根的类型 业已知道，不同来源、不同环境中发育的生物具有不同的稳定碳同位素组成（δ13C）。干酪根作为生物有机质的演化产物，应该继承原始有机质的特征。因此，由干酪根的碳同位素组成应该可以反映其有机质的来源及有机质的类型。 有关碳同位素分布的 研究成果表明，由于生 物分馏作用（生物对轻

碳同位素的选择性优先利用），生物中的碳同位素明显较其利用的CO2偏轻；由于陆相生物所用大气碳源 (δ13C=－7‰)轻于海相生物所用海洋水中的碳源 (δ13C=0‰)，陆生植物与海洋水生生物的碳同位素值差异明显，陆生植物的

δ13C分布范围为-10‰~-37‰(王大锐，2022年)，典型值-24~-34‰(郑永飞，2022年)；水生生物（海洋）为-4~-28%，湖生生物比海洋生物的δ13C偏负10‰左右(表13-7)。同时，同一种生物体中，类脂化合物往往比较富含轻碳同位素。

总体上讲，相同条件下，水生生物较陆生生物富集轻碳同位素，类脂化合物较其它组分富集轻碳同位素。因此，较轻的干酪根碳同位素组成一般反映较高的水生生物贡献和较多的类脂化合物含量，即对应着较好的有机质类型。表13-8列出了代表性的由干酪根的碳同位素组成鉴别干酪根类型的方案，其中第三列为1995年发布的石油行业标准。

表13-7 现代海洋、湖泊和陆地各种生物中碳同位素(δ13C，‰)(黄汝昌， 1997)

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表13-8 陆相干酪根的δ13C(‰) 与其类型的关系

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七、据干酪根的热失重特征判识干酪根的类型

干酪根在受热过程中会发生裂解产生挥发性的产物，因此残余干酪根的重量会随着受热温度的升高而逐渐减少。热失重即是指受热前干酪根的重量－受热后干酪根的重量。不同的类型的干酪根由于产烃潜力不同，因而失重量也会不同。显然，对成熟度相近的样品，干酪根的类型越好（产烃潜力越大），相同条件下的失重量越大，即各类干酪根的热失重量顺序为IIIIII型。这三类干酪根的最大失重量分别可达到干酪根原始重量的80%,50%和30％左右。

~八、数值化的干酪根类型指数KTI（介绍内容）

按照前述离散的干酪根类型划分方案，有机质要么归入产烃（产油）能力很高的I型或者II型，要么归入产烃（尤其是产油）能力很低的III型。这显然是不合理的。因为，自然界中不同来源、不同组成的有机质可以以不同的比例混合，因而实际样品生烃能力应该构成一个连续变化、逐渐过渡的数值系列，而不应该是三类、或者三类四型、三类五型等少数几个离散的类型。事实上，如果将众多的实际样品的H/C、O/C原子比分析数据点在Van Krevelen图上，它们并不集中沿着有机质演化途径分布，而是几乎均匀分布于可能的取值空间。因此，应该有一个连续变化的数值化指标来反映有机质生烃能力的这种连续变化。基于这一考虑，卢双舫等（1986，1993）提出了数值化的干酪根类型指数（KTI），该指数大致分布于100～0之间，其值越大，表明有机质的类型越好，即生烃潜力越高。 所提出数值化的干酪根类型指数有三种表达形式，分别为： KTI1＝

式中，H/C、O/C分别为干酪根元素分析所得的氢碳原子比和氧碳原

子比。 KTI2＝4.81+0.14×IH＋457.55/IO-2.77×10-4×IH2/IO-755.53/IO2-6.12×10－5×IH2

式中，IH、IO分别为Rock－Eval分析所得的氢指数和氧指数。 KTI3＝∑Mi×KTI1i

式中，为第i种显微组分的百分含量，KTI1i为由KTI1的表达式计算的i种显微组分的KTI1值。

通过大量样品的KTI值与离散型分类的对比，得到了两者之间的大致对应关系如表13-9所示。可以看出，KTI并非一个新的干酪根分类方案，而是将三种常用的干酪根分类方案数值化了。这种数值化的优点之一就是使这一指标对有机质产烃能力的表述更为精细，特别是对一些位于离散型分类方案界限附近的样品（如表13-10中的2号样品），这一点尤为重要。

表13-10KTI1应用效果验算表（卢双舫等，1993）

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这一指标的另一个优点在于，KTI值在一定程度上具有恢复演化程度较高的干酪根样品的原始生烃潜力的能力。其原理在于，虽然样品的H/C、O/C、IH、IO观测值随成熟度升高而减小，从而使KTI1、KTI2表达式中的某些项减小，但这也同时使另一些项（如上述测值的倒数或倒数的平方）的值增大，从而使计算的KTI保持相对稳定。如表13-10中的1号样品，按其H/C原子比为1.17来看，只能归属于Ⅱ型干酪根，但从其较高的成熟度来看，该样已进入成烃高峰，其低的的H/C，O/C原子比正是

生烃的结果。计算所得的KTI1＝82.4，为Ⅰ1型有机质。这对于正确评价演化程度较高的生油层的生油能力和已生油量无疑具有实际应用价值。事实上，KTI2也有类似的效果，有兴趣的学生可进一步参阅有关的文献。 这一方法的局限性在于它只能适用于Ro2.0%的样品，因为建立上述公式所利用的样品的成熟度Ro不高于2.0%。

上面介绍的各种方法都是通过对不溶有机质的分析来判识有机质类型。有理由相信，由不同类型的有机质产生的烃类也会有或多或少的差别。因此，通过对可溶有机质（既包括残留于源岩中的沥青，也包括聚集起来的石油）特征的研究，可以追溯原始有机质的来源、组成，即原始有机质的性质。

九、据可溶沥青的特征识别有机质类型 1、氯仿沥青“A”及其族组成

氯仿沥青“A”是各种烃类和非烃类的混合物，出于研究的需要通常将其进一步分离成饱和烃、芳香烃、非烃和沥青质4个族组分。不同类型干酪根所生成的氯仿沥青“A”的族组成存在一定的差异，Ⅰ型干酪根的氯仿抽提物中含有更多的饱和烃；同时，由于藻类等水生生物的正构烷烃一般以较低碳数（C20，主峰碳

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数一般在C15、C17）不具奇偶优势的组分为主（图13-7），而高等植物生源的饱和烃中以高碳数具偶碳优势的正构烷烃为主。因此，在有利的条件下，可以由此间接判识有机质的类型（表13-11）。需要说明的

是，氯仿沥青的族组成不仅受母质类型影响还受母质的成熟度及生排烃过程的影响，因此表中只适用于低演化程度的样品，当热演化程度较高时，由于大分子烃类的热裂解，会导致上述特征消失。

表13-11 据可溶有机质特征划分有机质类型表(三类四分法，SY/T 5735-1995)

2、 氯仿沥青“A”及原油的碳同位素

氯仿沥青作为干酪根的演化产物，应该在一定程度上继承了先质的特征，但由于成烃反应中的碳同位素分馏作用（12C优先富集于反应产物中），氯仿沥青的碳同位素组成略轻。由于在石油从生油层向储集层运移过程中的碳同位素分馏作用和组分分馏作用，储层中聚集的石油的碳同位素组成也往往较氯仿沥青略轻。通常存在如下关系（王大锐，2022年） δ13C干酪根-δ13C沥青“A”=0~1.5‰ δ13C沥青“A”-δ13C石油=0~1.5‰

一般情况下，氯仿沥青的族组分之间存在 δ13沥青质δ13C非烃δ13芳烃δ13饱和烃

如果泥岩受到运移来烃类的浸染，则δ13C干酪根与δ13C沥青“A”远背离上述关系，使得δ13C沥青“A”所应代表的母质类型信息失去意义。 3、单体烃同位素组成

单体烃同位素是指原油或沥青中单一烃类化合物碳同位素。由GC-C-MS (气相色谱―氧化燃烧炉―同位素质谱)或称在线同位素分析仪完成。该技术使液态石油烃的稳定碳同位素研究与天然气中C1~C4、CO2的碳同位素分析一样，进入了分子级水平。单体烃同位素分析仪，于上世

纪80年代初实现商品化，我国90年代

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初引入。经过20余年的发展，单体烃同位素研究已经取了长足进步，可以测定正构组分、异构组分及生物标志化合物。但总的来看，还属于新兴技术，对单体烃的地球化意义认识还不够深入，许多理论问题尚未明晰。

正构组分单体烃碳同位素有随分子量增加而变烃的趋势(鹿洪友等，2022年；耿安松等，1999；谢文彦等，2022年)。用正构组分的正构组分的单体烃同分布可以区分油的来源。 湖水的咸度可能对原油的单体 烃同位素分布形式存在影响， 淡水一微咸水湖相原油单位烃 同位素偏轻，湖相半咸水、咸 水湖相原油偏重，沼泽相煤成 岩最重(图13-8)。

十、据生物标记化合物分布特 征判识有机质类型

关于生物标记化合物的基本概 念及其地质意义，第十章已做 了较为详细的介绍。饱和烃色 谱(GC)、色谱―质谱(GC-MS)技

术已是研究原油和岩石抽提沥 青中生物标记化合物的常规手 段。色谱可以提供有机质组成

全貌图，色谱－质谱可对其中的细节进行分辩，二者的结合可以提供大量的信息，对于揭示石油和沥青的母质类型、演化程度、经历的次生变化及原油的混源情况有重要作用，这些信息在油―油对比、油―源对比，研究沉积环境等有很大用途。这里主要介绍它在识别母质类型方面的应用。

可用于探讨有机母源及其性质的生物标记化合物指标很多，但最为常用的有两类。一是利用原油和抽提沥青中的饱和烃色谱定性判识烃类的主要生源和母质类型（表13-11），这已在前面简述，此处不再重复。 另一个应用更为广泛的判识有机质类型的生标指标是依据C27、C28、C29甾烷的相对组成，它可以区分不同源岩的石油或相同源岩不同有机相的原油(Peters and Moldowan，1995)，这主要是基于它们在来源上存在差异。C27甾烷主要来源于水生生物，而C29甾烷则主要来源于高等植物。这对我国陆相盆地可能更适用。而对海相生油，尤其是高等植物尚未大量出现的泥盆纪以前的海相原油中也存在丰富的C29甾烷则不好解释(Peters and Moldowan，1995)。针对我国的情况曾宪章等(1989)提出ααα20R-C27、C28、C29三种生物构型甾烷来区分母质类型（图13-9，表13-11）。从理论上讲，使用四种异构体之和更合理。但实际上在质谱图C27、C28的(除ααα20R之外的)另外三种构型有时存在与其化合物共逸现象，易受干扰。生物构型的C27、C28、C29甾烷具有相同的热演化

速率，这使它们的相对含量不受或很少受成熟度的影响，故能够反映原始母质中C27、C28、C29甾烷的比例，这是判识有机质类型的众多指标中，受成熟度影响较小的少数几个指标之一。

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除了上述十种方法之外，判识有机质类型的指标还有很多。如萜/甾比值，由于萜类主要来自高等植物，而甾类相当部分源于水生生物，因此这一比值的升高，往往反映陆源贡献增多，有机质类型变差（黄第藩等，1984）。另外，除了上述不溶有机质和可溶有机质的特征能够反映有机质的类型之外，干酪根的热解产物，如PY-GC的产物特征等也可以反映有机质的类型。

上述判别有机质类型的各种方法中，应用较多、比较权威的是依据干酪根的元素组成、显微组分组成、Rock-Eval热解数据和生物标记化合物指标（主要是甾萜）来判识有机质类型。这些指标各有特点。如据干酪根的元素组成来判识干酪根的类型的方法从原理上讲比较合理、科学，因为元素组成是一切物质组成的基础，而且它在一定程度上，规定了干酪根分子及产物分子的结构（例如，H/C=4→CH4，H/C =2+可能为链烃，所以，H/C高则脂肪结构含量高，H/C1则可能芳香结构较多）和官能团构成（O、N、S等元素含量高时，相应的官能团多），但分析结果受热演化的影响较大，分析也比较耗时费力。Rock-Eval分析的突出优点在于快速经济，但分析结果受热演化的影响很大，同时氧指数常常会受到无机矿物的干挠。镜下鉴定的显微组分组成的优点在于能直观地提供有关有机质来

源的信息，且相对来说，在演化程度不是太高时，受热演化程度的影响较小，但受观察者的主观因素的影响较大，有些组分在镜下难以确定生源，如无定形体不一定肯定源于产烃能力强的水生生物。甾烷内组成指标的突出优点是受热演化的影响小，但分类界线有较大波动。

除了甾烷内组成和显微组分组成外，由干酪根的碳同位素特征判识有机质类型受热演化的影响也较小。其它指标，大多受热演化的影响很大。如H/C、O/C、HI、OI等均随演化程度的升高而减小，在H/C~O/C关系图和HI～OI 关系图上，当成

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熟度升高到一定程度时，各类干酪根的演化途径趋向于重合，红外光谱上的脂族和含氧官能团趋于消失，热失重减小。因此，许多指标都难以判识高演化程度的样品的有机质类型。一般情况下，常常是几种方法结合应用，互相佐证。

第三节 有机质的成熟度

油气虽然是由有机质生成的，但有机质并不等于油气。从有机质到油气需要经过一系列的变化。衡量这种变化程度（有机质向油气转化程度）的参数为成熟度指标，这方面的研究即为有机质的成熟度评价。从原理上讲，无论是成烃母质，还是其产物，只要在成熟演化过程中体现出规律性的变化，反映这种变化的参数即可成为成熟度指标。因此，在第八章中介绍的反映生烃母质干酪根演变特征的元素组成的变化、官能团构成的变化、自由基含量的变化、颜色及荧光性的变化、热失重的变化、碳同位素

组成的变化、镜质体反射率的变化以及反映热解产物演化的可溶有机质的含量及组成、烃类的含量及组成均可成为成熟度指标。此外，生物标记化合物（第十五章）中介绍的生物标记化合物异构化参数、奇偶优势参数等等也可以成为成熟度指标（表17－9）。 一、镜质体反射率（Ro）作为成熟度指标

镜质体反射率（Ro）作为成熟度指标的原理已在第八章中介绍。由于镜质体并非十分有利的成烃母质，Ro的增大与烃类的生成并没有直接的联系。但由于镜质体反射率随热演化程度的升高而稳定增大，并具有相对广泛、稳定的可比性，使Ro成为目前应用最为广泛、最为权威的成熟度指标。表13-12列出了我国石油行业1995年颁布的Ro与有机质演化阶段（成熟度）的关系。

表13-12陆相烃源岩有机质成烃演化阶段划分及判别指标(据SY/T5735-1995简化)

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注：SCI=p×ni/∑ni；式中p颜色级别数，规定如下：淡黄色－1，黄色－2，棕黄色－3，棕色－4，深棕色－5，棕黑色－6，黑色－7；ni为颜色级别数为i的化石数量。

但这一指标在应用中也存在不少局限。首先，镜质体源于高等植物的碎片，所以泥盆纪以前的沉积岩中因缺乏镜质体，使这一指标难以应用。第二，通常使用的Ro值是在显微镜下测量的若干值的平均值，对于以水生生物为主的倾油性的干酪根，由于缺少高等植物输入会使干酪根中的镜

质体很少或缺乏（如碳酸盐岩），这种情况下，反射率值可能不可靠。第三，一般认为Ro只与时间、温度有关，这是它能成为公认的成熟度指标的基础之一。但已有证据表明，大量的油型显微组分或沥青存在（对镜质体的浸染）或源岩内存在超压(Hao Fang，1995)都会使镜质体的测值偏低或者正常演化变得迟缓。这些有时会使得Ro作为权威成熟度指标的有效性受到挑战。

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二、碳酸盐岩有机质成熟作用标志与成熟度评价

对缺少镜质体的地层，尤其是下古生界海相碳酸盐岩，很难用经过实践证明是可信的源于高等植物碎屑的镜质体反射率来作为成熟度指标。可以说，这些地层的成熟度评价是困挠石油地质界和油气地球化学界的难题。

正因为如此，各国学者对这一问题进行了长期的研究和探索（钟宁宁等，1998）。目前主要是利用海相岩石中各种有机显微组分光性参数和干酪根的化学结构参数与镜质体反射率之间的相关关系，来获取等效镜质体反射率。任何成熟度评价参数，如不能建立起可与目前国际上唯一公认的、最广泛应用的成熟度指标――镜质体反射率进行直接或间接的对比关系，则不能被认为是可靠的成熟度指标。 1. 沥青反射率(Rb)

影响沥青反射率的主要地质因素是沥青的成因及其热演化特征。由于沥青的来源不同，它可以发育成不同的光学结构。只有在烃源岩原地形成

的或干酪根热转化初期形成的固体沥青，才可以用作成熟度研究。 Jscob (1985)根据镜质组反射率与沥青反射率大量数据对比研究提出下列相关关系式： Ro=0.618Rb+0.4

丰国奇(1988)用四川盆地样品分别通过热模拟实验和自然演化系列建立了两个相关关系式：

Ro=0.3195+0.6790 Rb (根据热模拟) Ro=0.336+0.6569Rb (根据自然演化) 2. 海相镜质组反射率(Rmv)

海相镜质组是碳酸盐岩中“自生”的镜质组分(钟宁宁、秦勇，1995)。其反射率与煤中的镜质组反射率有极好的相关关系，是海相碳酸盐岩最理想的成熟度指标之一。钟宁宁、秦勇(1995)通过华北地区石炭系灰岩自然演化系列样品和石炭-二叠系煤的比较研究，建立了海相镜质组反射率与煤镜质组反射率的换算关系式： Rmv=0.805Ro－0.103 (0.50%Ro≤1.60%) Rmv=2.884Ro－3.63Ro≤0 (1.60% Ro≤2.00%) Rmv=1.082 Ro+0.025 (2.00% Ro5.00%)

一般情况下，在Ro=2.0%以前，煤镜质组反射率明显高于海相镜质组，其差值可在0.1%~0.4%之间；当Ro2.0%时，海相镜质组反射率演化开始超前正常的陆源镜质组。

海相镜质组在开阔台地相的碳酸盐岩中比较容易获得，但在强还原相的海相地层中不容易找到。 3. 动物有机碎屑反射率

在海相地层，尤其是下古生界海相地层中存在多种的动物有机碎屑，许多动物有机碎屑都有类似镜质组的光纤特征。有关动物有机碎屑光性参数作成熟度指标一直受到国内外学者的重视。Goodarzi (1985，1989)、Bertrand等(1987，1990)、张爱云等(1987)、汪[风(1992)、钟宁宁和秦勇(1995)、金奎励等(1997)都对此作过探索性的工作。

对笔石、几丁虫、虫鄂等海相动物有机碎屑的反射性研究，它们的反射率演化特征可以与镜质组对比，所以这些动物有机碎屑的反射率可以用于早古生代海相地层的有机质成熟度评价。Bertrand (1991)根据加拿大东部泥盆地系样品建立的反射率换算关系式如下：