王永詩，張守春，朱日房

（中國石化勝利油田分公司地質(zhì)科學(xué)研究院）

0 引言

地下沉積巖中廣泛存在地層水，它既是流體勢的載體，控制著油氣運移的動力條件，也可以作為多種反應(yīng)的介質(zhì)，參與成巖作用。研究表明，成巖過程中礦物蝕變造成的“耗水作用”可使地層水大量減少，使儲集層呈現(xiàn)低壓狀態(tài)[1]。對于烴源巖，有機質(zhì)生烴是改變流體性質(zhì)的重要因素，生烴不僅是有機質(zhì)的反應(yīng)，其對無機礦物、地層水均有一定程度影響。無機礦物對生烴過程的催化作用已取得了相當(dāng)多的共識，相比而言，水對生烴的作用還沒有引起足夠重視。目前，有關(guān)認(rèn)識可歸納為如下幾個方面[2-3]：①水對有機質(zhì)生烴有一定抑制作用，其主要原因是水本身具備增壓因素，同時干酪根可以交換或結(jié)合水分子進入自身結(jié)構(gòu)內(nèi)而表現(xiàn)為富氫；②水與有機質(zhì)的結(jié)合是階段性的，主要集中在中成巖階段，大致相當(dāng)于 Ro值0.3%～0.7%；③水能夠溶入烴源巖已生成的瀝青質(zhì)中，促進加氫反應(yīng)的進行，即與已形成的有機質(zhì)進行二次反應(yīng)?？傊?，水的存在影響烴產(chǎn)物的組成和數(shù)量。本文對有機質(zhì)生烴耗水機制進行深入研究，并對生烴耗水量進行計算，以研究生烴耗水與油氣運移及成藏的關(guān)系。

1 樣品與方法

本次研究以勝利油區(qū)東營凹陷烴源巖為對象（代表陸相斷陷盆地古近系烴源巖），通過對其自然演化規(guī)律的解剖，結(jié)合人工模擬，分析生烴耗水的地球化學(xué)效應(yīng)與機制，并以烴源巖的發(fā)育特征為基礎(chǔ)，計算烴源巖的總體生烴耗水量。東營凹陷主要發(fā)育3套主力烴Es3

下在層序上居中，模擬樣品即選自該段（濱 338-6井），其地球化學(xué)特征如表1所示，可見有機碳含量較高，利于清晰反映相關(guān)演化特征?？紤]到礦物對生烴過程的影響，且便于對原巖生烴潛力進行分析，本次實驗對樣品實施全巖粉碎后進行模擬。所用模擬裝置為油氣生成運移物理模擬系統(tǒng)，該系統(tǒng)有兩種高壓釜以形成不同實驗條件，二者均為圓柱形，且具有直通式內(nèi)腔，兩端可置入不銹鋼墊塊調(diào)整樣品位置，端部加蓋密封。不同之處在于其一可伸入加壓柱施加垂向壓力，而另一種不能使用加壓柱，但可通過注入流體加壓，兩種裝置施加壓力方式均可控。

表1 模擬樣品基本參數(shù)

樣品粉碎至粒徑0.18 mm以下，分加水液壓（B1）和無水柱壓（B2）兩種情況開展實驗。由于實驗所需樣品量較大，根據(jù)實驗條件分兩次取樣，為盡可能保持樣品一致性，兩次取樣位置基本相同。加水液壓模擬設(shè)計 200 ℃、250 ℃、275 ℃、300 ℃、325 ℃、350 ℃6個溫度點，樣品置于高壓釜中密封，通過恒壓泵向釜內(nèi)注入蒸餾水（水與樣品可充分接觸），當(dāng)注滿水后維持流體壓力在30 MPa不變。無水柱壓模擬作為對比實驗，將溫度點設(shè)計在主生烴階段，為275 ℃、300 ℃、325 ℃、350 ℃，兼顧壓力因素，通過加壓柱塞施加30 MPa的垂向壓力。實驗的具體步驟為：先將壓力加到目標(biāo)設(shè)定值，然后增溫，由恒壓裝置維持既定壓力，到達(dá)目標(biāo)溫度后，恒溫、恒壓保持 48 h，實驗主要過程即結(jié)束。將溫度冷卻至60 ℃左右，取出混合流體并分離，氣體用排水法收集計量，排出油用二氯甲烷萃取并通過恒重法計量，高壓釜中的殘余巖樣取出后晾干待測。

本次實驗設(shè)定條件可反映烴源巖不同演化階段地層水的影響。實驗產(chǎn)物中的氣體通過氣相色譜儀進行組分測試，獲取C1—C5烴類和CO2含量。殘余巖樣各取一定量進行如下測定：通過氯仿抽提8 h獲取殘留液態(tài)烴（氯仿瀝青“A”）；通過 Rock-Eval熱解分析獲取生烴潛力（300 ℃獲取揮發(fā)烴S1、300～600 ℃獲取熱解烴S2）；樣品經(jīng)稀鹽酸除去無機碳后，利用燃燒法測定全巖的有機碳含量（TOC）；另有樣品經(jīng)酸堿處理和重液分選等步驟提取干酪根進行鏡質(zhì)體反射率（Ro）測定。

2 有機質(zhì)生烴耗水的地球化學(xué)效應(yīng)

2.1 有機質(zhì)自然演化條件下的生烴潛力

加水液壓和無水柱壓生烴實驗產(chǎn)物對比表明，加水生烴模擬實驗產(chǎn)物與地質(zhì)實際更為接近[4-6]，這顯示了水介質(zhì)對生烴的意義。生烴潛力指數(shù)是表示生烴能力大小的有效指標(biāo)，其定量表達(dá)式如下：

（1）式表明，如果沒有外來烴的加入和內(nèi)部生成烴類的排出，僅是本身不同賦存狀態(tài)烴的轉(zhuǎn)化，烴源巖生烴潛力指數(shù)應(yīng)保持不變。當(dāng)有烴類排出時，生烴潛力指數(shù)下降。故在達(dá)排烴門限之前，GI代表了原始樣品的生烴能力，在進入排烴門限之后，GI代表的是樣品的殘余生烴能力。

東營凹陷3套烴源巖中，Es4上和Es3下均為典型的Ⅰ型有機質(zhì)，Es3中有機質(zhì)類型及來源較為復(fù)雜，但以Ⅱ型居多[7]。生烴潛力指數(shù)、有機質(zhì)類型指數(shù)（將有機質(zhì)各顯微組分百分含量進行加權(quán)計算再求和取得[8]，一般情況下類型指數(shù)越大，生烴能力越強）隨深度的變化如圖1所示，3套烴源巖生烴潛力指數(shù)總體趨勢均為由小變大再變小的過程。Es4上烴源巖在1 500 m深度處GI值約為600 mg/g，在2 500 m處達(dá)到最大值，約為800 mg/g；Es3下烴源巖在1 500 m左右深度處平均GI值約為500 mg/g，2 800～3 000 m達(dá)到最大值，約為600 mg/g；Es3中有機質(zhì)類型差異較大，GI變化趨勢相對不明顯，但也可看出在3 000 m左右出現(xiàn)高峰，之后保持Ⅰ型不變，Es3中烴源巖變化范圍較大?？梢姡鸁N潛力指數(shù)的變化并不是有機質(zhì)類型差異造成的。

圖1 東營凹陷主力烴源巖生烴潛力指數(shù)、有機質(zhì)類型指數(shù)與埋深關(guān)系

資料顯示，研究區(qū)3套烴源巖由于沉積環(huán)境不同，生排烴門限也存在明顯差異[9]。Es4上烴源巖生烴門限在2 500 m（Ro＜0.4%）以淺，排烴門限則出現(xiàn)在約2 500 m；Es3下、Es3中生烴門限分別出現(xiàn)在2 800 m、2 900 m（Ro＞0.5%）以深，二者的排烴門限約出現(xiàn)在3 000 m。自然演化剖面具有一個明顯的現(xiàn)象：在達(dá)生烴門限之后，生烴潛力指數(shù)上升，在達(dá)排烴門限之后，由于一部分烴被排出，（殘余）生烴潛力指數(shù)降低。

2.2 模擬演化條件下生烴潛力的變化

濱338-6井樣品模擬結(jié)果如表2、圖2所示。加水液壓實驗在溫度升高到 275 ℃之后 Ro值有明顯增加（大于0.4%），并逐漸進入成熟階段。與此相對應(yīng)，殘留液態(tài)產(chǎn)物（氯仿瀝青“A”）在275 ℃之后明顯增加，并伴有油排出，325 ℃時液態(tài)產(chǎn)物總量達(dá)到最大，350 ℃時已有下降趨勢。無水柱壓實驗在275 ℃時Ro值也已大于0.4%，殘留液態(tài)產(chǎn)物隨溫度升高而增加，在350 ℃時液態(tài)產(chǎn)物總量達(dá)到最大，隨生烴也有較少液態(tài)油排出。產(chǎn)出氣體中均有一定量烴氣和 CO2，損耗一定量碳元素。多數(shù)情況下加水液壓實驗液態(tài)烴產(chǎn)率高于無水柱壓實驗，唯有高峰期相反，這一方面有樣品性質(zhì)差異的影響，同時還有不同實驗條件的影響。與加水液壓實驗相比較，無水柱壓實驗Ro值增加遲緩，有機質(zhì)降解慢，生氣量較少，排烴率低，反應(yīng)了同等壓力值下柱壓條件生烴能力小于水壓條件。

表2 模擬實驗分析結(jié)果

圖2 模擬生烴產(chǎn)率與溫度的關(guān)系

與原始樣品相比，加水液壓實驗中生烴潛力指數(shù)首先經(jīng)歷了一個增加階段（見圖3），從275 ℃開始，至 300～325 ℃演化階段生烴潛力指數(shù)均有增加，在350 ℃時呈下降。生烴潛力指數(shù)的上升階段為烴源巖生烴期，而其下降則是在生烴高峰之后且為大量排烴時期，與自然條件下的演化規(guī)律一致?？傆袡C碳含量因降解和排烴逐漸下降，而其中無效碳含量[TOC- 0.083（S1+S2）]的變化與總生烴潛力恰好是消長關(guān)系，在325 ℃時出現(xiàn)低谷。無水柱壓實驗隨有機質(zhì)降解和排烴的進行，總有機碳含量也逐漸下降，其中無效碳含量有下降趨勢但變化甚微，生烴潛力并沒有明顯的改變。兩類實驗的生烴潛力和碳轉(zhuǎn)化率對比表明，隨著生烴的進行，水的加入使部分無效碳活化而轉(zhuǎn)為有效碳；同時，模擬實驗中有機質(zhì)與水作用需要一定的溫度范圍，已有的研究結(jié)果也顯示，200～350 ℃是有機質(zhì)與高壓水易于反應(yīng)的區(qū)間[9]，與本次實驗結(jié)果相吻合?？傮w演化規(guī)律表明，加水液壓實驗、自然生烴過程中普遍存在使生烴潛力增加的因素，即加氫因素。目前在進行原始生烴潛力恢復(fù)時，一般認(rèn)為該指標(biāo)是不變的，從本次研究來看與實際情況并不相符。

圖3 模擬演化中有機碳含量與總生烴潛力的變化關(guān)系

3 生烴耗水機制及耗水量計算

3.1 有機質(zhì)生烴耗水機制

生烴潛力指數(shù)的變化是生烴耗水的綜合反映，可以作為生烴耗水的證據(jù)。前人研究得到的一些化學(xué)組分分析參數(shù)更直接地證實水參與了生烴過程[3,10-16]，但是難以進行定量分析。水參與生烴過程在氫同位素上有明顯反映[13-16]，如 Hoering將 D2O加入經(jīng)抽提的Messel頁巖樣品進行實驗[13]，并利用分子探針進行分析，結(jié)果表明存在氘元素的取代作用，含氫的基團與D2O發(fā)生了交換反應(yīng)，且各基團中的氘元素是不均質(zhì)的。Lewan采用 Woodford頁巖在 300 ℃、330 ℃和360 ℃條件下進行72 h含水/無水對比生烴模擬[3]，在樣品密封時注入He增壓，分析表明，含水實驗與無水實驗產(chǎn)物存在明顯差異，含水實驗生烴潛力更大，降解率更高，干酪根更富氫，甚至出現(xiàn)Ro值降低現(xiàn)象。本文實驗除了加水與不加水的區(qū)別外，還有不同加壓方式的影響。

烴類組分非常復(fù)雜，但其分子主要以 C—H鍵、C==C鍵和C==O鍵3種方式結(jié)合。根據(jù)現(xiàn)有研究成果，水參與生烴可以包括幾種過程，即水可與羰基、烷基碳、自由基反應(yīng)，直接形成烴類或中間產(chǎn)物，另外還可以使烯烴加氫形成飽和烴類[3]：①近臨界水和醛類、酯類、酮類中的羰基相互作用，以酯類為例，其化學(xué)反應(yīng)式如下，

②水可直接與烷基碳相互作用[17]，如C9或C9－烷烴在地層條件下（100～150 ℃，40 MPa）能與水反應(yīng)生成CO2和少一個碳的烷烴：

③烴類產(chǎn)物中多含自由基，自由基也可與水分子發(fā)生作用，如水分子和烷基中的自由基直接反應(yīng)，可以生成醛和醇等，并提供氫源，以生成醛為例：

④烯烴轉(zhuǎn)換為烷烴的反應(yīng)也已獲證實，在325 ℃、35 MPa的水溶液中乙烯可轉(zhuǎn)變?yōu)橐彝閇18]。

石油形成期間烷基、自由基與水的反應(yīng)在熱力學(xué)上是有利的。盡管有些反應(yīng)機理還有待證實，但其有助于認(rèn)識烴源巖中有機質(zhì)各種復(fù)雜的化學(xué)反應(yīng)。上述反應(yīng)中有些過程能夠脫氫，可以作為氫源加入到有機質(zhì)中，地下和實驗室加水模擬形成的產(chǎn)物中少見游離氫這一事實也證明了這一點，而其中含氧的負(fù)離子通過一系列中間反應(yīng)最后可以生成新的基團或與有機質(zhì)中脫出的碳元素結(jié)合形成 CO2。由于有機質(zhì)的不斷降解使其化學(xué)鍵不飽和程度加大，外來氫元素可以作為補充，故耗水過程多發(fā)生在主生烴期，與干酪根、可溶有機質(zhì)中的碳元素降解和轉(zhuǎn)化密切相關(guān)。水的存在既有利于干酪根降解，也有利于瀝青質(zhì)和烴類的進一步轉(zhuǎn)化。

由于不同類型烴源巖各演化階段生烴機制存在差異[19]，耗水特征也會有明顯不同。生烴過程是多級連續(xù)的變化序列，早期以形成重質(zhì)油為主，進一步降解逐漸生成較為輕質(zhì)的油乃至氣態(tài)烴，產(chǎn)物越來越富氫。根據(jù)水對生烴的作用及東營凹陷烴源巖的演化規(guī)律，將生烴耗水過程相應(yīng)分為低成熟生烴耗水、成熟生烴耗水和高成熟生烴耗水 3個階段。低成熟生烴耗水階段（Ro＜0.5%），烴源巖降解可以形成一部分低熟油，其形成與可溶有機質(zhì)降解的關(guān)系較為密切，以脫雜原子基團為主，水的加入可以使化學(xué)鍵變得飽和，生成的氣體也以CO2為主。成熟生烴耗水階段（Ro為0.5%～1.2%），該階段是烴源巖生烴的主要階段，以脫烷基作用為主，其主要特點是干酪根快速損失碳元素，而且形成的產(chǎn)物可進一步轉(zhuǎn)化。雖然這一階段干酪根也損失了大量氫元素，但是仍有一部分來自水的補充，因而是耗水的主要階段。高成熟生烴耗水階段（Ro＞1.2%），干酪根自身降解的能力已近枯竭，絕大部分可降解的有效碳消耗殆盡，但仍有部分烴類生成，主要是一些凝析油、濕氣或者干氣。這一階段降解能力有限，耗水量并不大。在一些模擬實驗中，高溫、高演化階段的單質(zhì)碳元素與水反應(yīng)生成甲烷[20]，但地下溫度遠(yuǎn)低于實驗室條件，況且高演化的烴源巖大多已處于緊密壓實階段，也很難提供充足的氫源。

3.2 生烴耗水量及主要區(qū)間

地下烴類組成異常復(fù)雜，難以準(zhǔn)確測定各種微觀組分，對一些化學(xué)反應(yīng)的認(rèn)識還處于定性程度，通過化學(xué)方程式也難以對反應(yīng)物和生成物進行定量測定，故物質(zhì)變化量可作為估算耗水量的重要依據(jù)。根據(jù)有機質(zhì)和水之間氫元素的交換關(guān)系，耗水量可以通過如下關(guān)系式估算：

（2）式表明，生烴量對耗水量有重要影響。生成物除大分子的液態(tài)產(chǎn)物、C1—C5烴氣、非烴氣（N2、CO2等）外，還有C6—C14揮發(fā)烴。揮發(fā)烴在取樣過程中不易保存，難以定量實測。有機質(zhì)降解過程的實質(zhì)是上述元素在各產(chǎn)物中進行再分配，水的加入可改變氫、氧元素的量。盡管 CO2氣體可由無機成因碳酸鹽生成，但在模擬溫度較低的條件下生成無機成因 CO2的規(guī)模并不大[20-22]。故可選取碳元素作為參照對輕質(zhì)揮發(fā)烴的產(chǎn)率進行補償計算，如下式：

揮發(fā)油的碳量乘以轉(zhuǎn)換系數(shù)（取 1.22）即得到揮發(fā)油總量。將殘余樣品中的剩余生烴潛力（S1+S2）與損耗的烴（排出液態(tài)油+揮發(fā)油+烴氣）之和作為總的生烴潛力。濱338-6井樣品加水實驗各階段總的生烴潛力的變化為：在275 ℃時增加了4.22%，300 ℃時增加了12.34%，至325 ℃時增加了27.69%，至350 ℃時又有所下降。隨生烴量的變化，碳降解率也逐漸發(fā)生變化，生烴潛力增率與碳降解率呈明顯正相關(guān)（見圖4）。碳降解率與有機質(zhì)類型及其成熟度有一定關(guān)系，同一類型的有機質(zhì)，成熟度越高，碳降解率就越高；成熟度相同，類型越好的有機質(zhì)，碳降解率就越大[23]。碳降解率D計算方法為：5）。其中 Es4上烴源巖生烴耗水早于Es3下和Es3中，與其能夠形成一定規(guī)模低熟油有關(guān)，Es4上和Es3下優(yōu)質(zhì)烴源巖的耗水率高于Es3中，與前二者具有較高的生烴率有關(guān)。Es上烴源巖高耗水率出現(xiàn)在2 500 m以深，而Es下43高耗水率出現(xiàn)在3 000 m以深，Es3中則出現(xiàn)在3 300 m以深。

根據(jù)（4）式可計算碳降解率，根據(jù)圖4可獲取生烴潛力增率，則可以進一步確定因耗水造成生烴潛力的增加量，再利用（2）式計算耗水量，最終計算出烴源巖在不同演化階段單位有機碳的耗水率（見圖

圖4 干酪根碳降解率-生烴潛力增量關(guān)系圖

圖5 烴源巖生烴耗水率隨深度變化圖

根據(jù)東營凹陷 3套主力烴源巖的沉積埋藏史、分布規(guī)律、有機地球化學(xué)特征，利用耗水率演化曲線，分析各套烴源巖總生烴耗水量及實際耗水區(qū)間。其中烴源巖分布從埋深1 000 m開始，以200 m深度間隔作為計算單元，在統(tǒng)計出單元內(nèi)現(xiàn)發(fā)育各套烴源巖的體積和有機碳量后，得出如下關(guān)系：計算單元內(nèi)耗水量等于烴源巖體積、烴源巖密度、有機碳含量、該深度段烴源巖耗水率的乘積。通過計算，可以看出耗水結(jié)果及分布情況（見圖 6）。Es4上烴源巖生烴總耗水量為40.77×108t，由于 Es4上烴源巖進入生烴門限較早，其生烴耗水的起始深度較淺（1 500 m）。在4 000 m以深該套烴源巖仍具有較大生烴耗水量，耗水高峰在深度3 300～3 700 m。Es3下總生烴耗水量為34.63×108t，其主要分布在1 900～4 100 m深度段，高峰在3 100～3 500 m。Es3中總耗水量為29.27×108t，其主要分布在1 900～3 700 m深度段，集中在3 000 m左右。相比而言，Es4上生烴耗水深度區(qū)間大，耗水量也大。耗水強度最大區(qū)域出現(xiàn)在烴源巖埋藏較深的利津洼陷和民豐洼陷。各套烴源巖的耗水區(qū)間和高峰期存在明顯差異，除由于降解率的差異造成耗水率不同外，埋深也影響明顯，耗水期出現(xiàn)的順序與烴源巖的埋深順序一致。

圖6 東營凹陷主要烴源巖耗水量隨深度分布關(guān)系

4 生烴耗水作用的地質(zhì)意義

4.1 生烴耗水對烴源巖孔隙流體的影響

生烴過程中既吸收水分子，也釋放 CO2，最終導(dǎo)致生烴潛力增加。消耗水的體積如下式：

耗水造成烴的體積增加量如下式：

生烴早期以生油為主，按水密度為1 g/cm3、油平均氫元素含量為12%、油密度為0.85 g/cm3計算，則有：

由（7）式可知ΔVp＞Vw，顯然生烴耗水總體為一流體體積增加過程，即便只形成液態(tài)油，與損耗水量相比總體積也可增加約 10%，對流體增壓有利，因而更利于排烴，利于油氣運移。

由以上分析可見，耗水作用可直接提高烴產(chǎn)率，根據(jù)生烴潛量增加率，在主生烴階段可以提高含油飽和度約 10%～20%。相應(yīng)地，烴源巖含油飽和度的增加也可使其更早進入排烴門限、增加排烴效率[24]。

4.2 生烴耗水與成巖耗水的關(guān)系

一般的成巖作用可劃分為早成巖和晚成巖兩個階段：早成巖階段包括 A、B兩個成巖期；晚成巖階段有A、B、C 3個成巖期，每個成巖期次都會發(fā)生不同的演化過程，并由此構(gòu)成不同的成巖演化序列[1]。其中主要發(fā)生在晚成巖階段A期的礦物蝕變作用需要水的參與，蝕變過程主要為礦物的高嶺石化和綠泥石化。濟陽坳陷古近系晚成巖階段 A期一般發(fā)生在埋深2 200～3 300 m，考慮到蒙脫石脫水及壓實作用與生烴耗水相抵消，有效成巖耗水區(qū)間在2 500～3 500 m。相比較而言，泥巖生烴耗水區(qū)間在1 500～4 000 m，跨度大于砂巖耗水區(qū)間。研究區(qū)烴源巖多發(fā)育于盆地中部，耗水高峰在2 500～4 000 m。砂、泥巖在2 500～3 500 m段均處于耗水階段，該深度段也是大多數(shù)烴源巖進入排烴門限的主要階段。

4.3 生烴耗水與油氣成藏

東營凹陷油氣藏集中發(fā)育于2 500～3 500 m，尤其是低滲透濁積砂體油氣藏，與成巖耗水作用的有效區(qū)間范圍一致，且深部儲集層（2 800～3 500 m）以含油為主，中深部儲集層（2 000～2 800 m）以含水為主。結(jié)合盆地埋藏史分析，油藏形成時期均處于耗水階段，特別是明化鎮(zhèn)組沉積時期，為東營凹陷乃至整個濟陽坳陷大多油氣藏最終成藏時期，正處于砂巖有效耗水的高峰期。該階段泥巖處于異常壓力期，地層水基本處于封閉系統(tǒng)環(huán)境中，巖石壓實量小，地層沒有大量水排出，黏土礦物蝕變脫水較少，生烴耗水在該深度段十分明顯，是為有效耗水區(qū)間。與泥巖不同，砂巖耗水造成流體體積減小、孔隙壓力降低，有利于改善壓差和儲集層物性，利于油氣從烴源巖向砂巖充注。從匹配關(guān)系看，生烴耗水出現(xiàn)在主生烴期，砂巖成巖的主要耗水區(qū)間淺于泥巖生烴耗水，原有的垂向壓力梯度得到了進一步增強。生烴過程中水的加入提高了生烴潛力，有效地提高了生排烴效率，應(yīng)在今后的烴源巖評價中加以重視。東營凹陷生烴耗水作用既有利于生油窗內(nèi)自生自儲油氣藏的形成，也有利于增加深層和淺層的壓力梯度，形成下生上儲的油氣藏。

5 結(jié)論

將實驗?zāi)M與地質(zhì)分析相結(jié)合，研究了烴源巖演化過程中耗水的地球化學(xué)效應(yīng)。有機質(zhì)在生烴演化過程中能夠吸收水分，補充氫元素，增大總生烴潛力。耗水作用主要發(fā)生在主生烴期，伴隨著有機質(zhì)的降解而進行，其對干酪根的影響主要表現(xiàn)為使其中的無效碳活化降解，對已降解產(chǎn)物加氫生成更為富氫烴類或過渡產(chǎn)物。

生烴耗水過程有明顯的階段性。結(jié)合耗水機制提出了生烴耗水量的計算方法，對東營凹陷主力烴源巖的計算結(jié)果表明，Es4上烴源巖耗水區(qū)間大，耗水量也較大。Es3烴源巖生烴耗水區(qū)間小，耗水量也較小，其中Es3

下烴源巖耗水量高于Es3中烴源巖。

生烴耗水對油氣運移和成藏有重要影響，生烴雖然損耗了部分孔隙水，但可使生烴量增加，耗水生烴總體為一流體體積增加過程，不但可以增加孔隙流體的壓力，還可以提高含油飽和度。與砂巖耗水區(qū)間相匹配，可以有效地增加儲集層和烴源巖層之間的壓力差，有利于形成自生自儲和下生上儲油氣藏。

符號注釋：

GI——生烴潛力指數(shù)，mg/g；S1——揮發(fā)烴含量，mg/g；S2——熱解烴含量，mg/g；TOC——總有機碳含量，%；Mw——生烴耗水量，g；ΔMp——生烴潛力的增加量，g；H——烴類中氫元素百分含量，%；Cv——演化到某一階段形成的揮發(fā)烴的碳量，g；Co——原始樣品的碳量，g；Cr——演化到某一階段殘余樣品的碳量，g；Ce——演化到某一階段排出油的碳量，g；Cg——演化到某一階段生成氣體的碳量（包括烴類和CO2），g；Cd——降解生烴所占的碳量，g；Md——總生烴量，g；Vw——耗水的體積，mL；ρw——水的密度，g/cm3；ΔVp——耗水造成烴體積的增量，mL；ρp——烴類的密度，g/cm3。

[1] 張善文. 成巖過程中的“耗水作用”及其石油地質(zhì)意義[J]. 沉積學(xué)報, 2007, 25(5)： 701-707.Zhang Shanwen. “Water consumption” in diagenetic stage and its petroleum geological significance[J]. Acta Sedimentologica Sinica,2007, 25(5)： 701-707.

[2] 彭傳圣. 湖相碳酸鹽巖有利儲集層分布： 以渤海灣盆地沾化凹陷沙四上亞段為例[J]. 石油勘探與開發(fā), 2011, 38(4)： 435-443.Peng Chuansheng. Distribution of favorable lacustrine carbonate reservoirs： A case from the Upper Es4of Zhanhua Sag, Bohai Bay Basin[J]. Petroleum Exploration and Development, 2011, 38(4)： 435-443.

[3] Lewan M D. Experiments on the role of water in petroleum formation[J].Geochimica et Cosmochimica Acta, 1997, 61(17)： 3691-3723.

[4] 黃第藩, 秦匡宗, 王鐵冠, 等. 煤成油的形成與成烴機理[M]. 北京： 石油工業(yè)出版社, 1995： 1-82.Huang Difan, Qin Kuangzong, Wang Tieguan, et al. Formation and hydrocarbon generation mechanism of coal-derived oil[M]. Beijing：Petroleum Industry Press, 1995： 1-82.

[5] 秦建中, 劉井旺, 劉寶泉, 等. 加溫時間、加水量對模擬實驗油氣產(chǎn)率及地化參數(shù)的影響[J]. 石油實驗地質(zhì), 2002, 24(2)： 152-157.Qin Jianzhong, Liu Jingwang, Liu Baoquan, et al. Hydrocarbon yield and geochemical parameters affected by heating time and added water amount in the simulation test[J]. Petroleum Geology &Experiment, 2002, 24(2)： 152-157.

[6] 王瑞飛, 沈平平, 趙良金. 深層儲集層成巖作用及孔隙度演化定量模型： 以東濮凹陷文東油田沙三段儲集層為例[J]. 石油勘探與開發(fā), 2011, 38(5)： 552-559.Wang Ruifei, Shen Pingping, Zhao Liangjin. Diagenesis of deep sandstone reservoirs and a quantitative model of porosity evolution：Taking the third member of Shahejie Formation in the Wendong Oilfield, Dongpu Sag, as an example[J]. Petroleum Exploration and Development, 2011, 38(5)： 552-559.

[7] 周新科, 許化政, 李麗麗. 地層水相態(tài)變化與深盆氣形成機理： 以鄂爾多斯盆地上古生界為例[J]. 石油勘探與開發(fā), 2012, 39(4)： 452-457.Zhou Xinke, Xu Huazheng, Li Lili. Phase change of formation water and the formation of deep basin gas： A case from the Upper Paleozoic, Ordos Basin[J]. Petroleum Exploration and Development,2012, 39(4)： 452-457.

[8] 中國石油天然氣總公司. 透射光-熒光干酪根顯微組分鑒定及類型劃分方法[S]. SY/T 5125-1996, 1997.CNPC. Transmission light-fluorescent light kerogen maceral appraisal and type partition method[S]. SY/T 5125-1996, 1997.

[9] 董全輝, 翀王. 稠油水熱裂解反應(yīng)中有機化合物與過熱水作用的研究進展[J]. 內(nèi)蒙古石油化工, 2009, 35(22)： 120-125.Dong Quanhui, Wang Chong. Progress in research on the action between the organic compound and the superheated water during aquathermolysis of heavy oil[J]. Inner Mongolia Petrochemical Industry, 2009, 35(22)： 120-125.

[10] Rowland S J, Aareskjold K, Xuemin G, et al. Hydrous pyrolysis of sediments： Composition and proportions of aromatic hydrocarbons in pyrolysates[J]. Organic Geochemistry, 1986, 10： 1033-1040.

[11] Comet P A, McEvoy J, Giger W, et al. Hydrous and anhydrous pyrolysis of DSDP Leg 75 kerogen： A comparative study using a biological marker approach[J]. Organic Geochemistry, 1986, 9(4)：171-182.

[12] Eglinton T I, Rowland S J, Curtis C D, et al. Kerogen-mineral reactions at raised temperatures in the presence of water[J]. Organic Geochemistry, 1986, 10： 1041-1052.

[13] Hoering T C. Thermal reactions of kerogen with added water, heavy water, and pure organic substances[J]. Organic Geochemistry, 1984,5(4)： 267-278.

[14] Schimmelmann A, Lewan M D, Wintsch R P. D/H isotopic of ratios of kerogen, bitumen, oil, and water in hydrous pyrolysis of source rocks containing kerogen types Ⅰ , Ⅱ , an d Ⅲ [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1999, 63(22)： 3751-3766.

[15] Schimmelmann A, Boudou J P, Lewan M D, et al. Experimental controls on D/H and13C/12C ratios of kerogen, bitumen and oil during hydrous pyrolysis[J]. Organic Geochemistry, 2001, 32(8)：1009-1018.

[16] Mastalerz M, Schimmelmann A. Isotopically exchangeable organic hydrogen in coal relates to thermal maturity and maceral composition[J]. Organic Geochemistry, 2002, 33(8)： 921-931.

[17] Helgeson H C, Knox A M, Owens C E, et al. Petroleum, oil field waters, and authigenic mineral assemblages： Are they in metastable equilibrium in hydrocarbon reservoirs?[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1993, 57(14)： 3295-3339.

[18] Seewald J S. Evidence for metastable equilibrium between hydrocarbons under hydrothermal conditions[J]. Nature, 1994, 370： 285-287.

[19] Huc A Y, Durand B, Roucache J, et al. Comparison of three series of organic matter of continental origin[J]. Organic Geochemistry, 1986,10： 65-72.

[20] 張善文, 張林曄, 包友書, 等. 東營凹陷地層流體特征與油氣成藏[J]. 石油勘探與開發(fā), 2012, 39(4)： 394-405.Zhang Shanwen, Zhang Linye, Bao Youshu, et al. Formation fluid characteristics and hydrocarbon accumulation in the Dongying Sag,Shengli Oilfield[J]. Petroleum Exploration and Development, 2012,39(4)： 394-405.

[21] 張衡中. 碳酸鹽分解溫度的變化規(guī)律[J]. 有色金屬, 1994, 46(3)： 58-60.Zhang Hengzhong. Regularity of decomposition temperature of carbonates[J]. Nonferrous Metals, 1994, 46(3)： 58-60.

[22] 李林強, 金曉輝, 林壬子. 東濮凹陷二氧化碳生成模擬試驗研究[J]. 西安石油大學(xué)學(xué)報： 自然科學(xué)版, 2004, 19(4)： 80-82.Li Linqiang, Jin Xiaohui, Lin Renzi. Simulation experiment of carbon dioxide forming in Dongpu Sag[J]. Journal of Xi’an Shiyou University： Natural Science Edition, 2004, 19(4)： 80-82.

[23] Baskin D K. Atomic H/C ratio of kerogen as an estimate of thermal maturity and organic matter conversion[J]. AAPG Bulletin, 1997,81(9)： 1437-1450.

[24] 孫和風(fēng), 周心懷, 彭文緒, 等. 渤海南部黃河口凹陷晚期成藏特征及富集模式[J]. 石油勘探與開發(fā), 2011, 38(3)： 307-313.Sun Hefeng, Zhou Xinhuai, Peng Wenxu, et al. Late-stage hydrocarbon accumulation and enrichment in the Huanghekou Sag, southern Bohai Sea[J]. Petroleum Exploration and Development, 2011, 38(3)： 307-313.