成岩作用讲稿

大庆石油学院 第一章 绪论 第一节 成岩作用的概念与研究历史 一、成岩作用的概念 成岩作用一词diagenesis（复数diageneses，形容词diagenetic）最早由德国人GÜmbel（1868）提出。在国内一般认为，成岩作用是指碎屑沉积物在沉积后到变质作用之前，这一漫长阶段所发生的各种物理、化学及生物变化。而不是狭义的，仅指沉积物的石化和固结作用（郑浚茂,1989）。成岩作用的这一概念是我国现代大多数地质家们所接受的概念。 二、研究历史 ①1868-1970：一般性的描述，岩石学方面的研究。 ②1970-1995年：成岩作用与石油地质相结合，再加上大量新技术、新的引入，如X―衍射、铸体薄片、压汞、阴极发光显微镜、SEM、Ro、Rork Ever、同位素、荧光显微镜、电子探针等使成岩作用的研究取得突破性进展，最大的发现就是深层（>4000m）次生孔隙的发现，并在其中发现了工业油气流。不仅具有理论意义，而且具有巨大的经济效果。特别是成岩圈闭的发现，使人们更进一步认识了成岩作用研究的重要性。 ③1995~现今：出现了三个不同的研究方法和领域 A、、化验、观察、描述：刘宝珺、孙永传、李忠、郑浚茂、应凤祥、赵澄林 B、成岩作用物理模拟：赵澄林、孟元林 C、成岩作用数值模拟：孟元林、应凤祥、何东博 1-1 成岩作用发展史（李忠，2006） 成岩作用研究历史 成岩作用研究发展的主要标志 1990年代至今：成岩过程及动力机制研究 地质流体、水-岩相互作用及其过程模拟、成岩过程中生物作用研究兴起；提出diageneticist一词（K.．Ｈ．Wolf；1994） 1970年代中期~1980年代：定量化和多学科研究 在深埋次生孔隙、白云岩化、成烃-成岩相互作用等方面取得突破性认识；推动了油气工业的发展（Schmidt et al.,1980;Surdam et al.,1984;Gautier,1986） 1950~1970年代早期：成岩作用独立研究及奠定阶段 对早期成岩作用、层控矿床的研究改变了沉积岩石学的传统观念；碳酸盐岩成岩作用研究取得突破(Pary et al.,1965;Bathurst,1971) 1890~1940年代：一般成岩现象的观察描述阶段 依附于沉积岩岩类组构和碎屑物源分析；提出diagenesis一词 第二节 成岩作用的研究内容与意义 一、成岩作用在石油地质中的地位 （一）成岩作用对成藏要素的影响 石油与天然气是一种沉积有机矿产，其形成和分布与沉积相和成岩作用密切相关。成岩作用可进一步分为早成岩阶段A期、B期、中成岩阶段A1、A2亚期、B期和晚成岩阶段，他对石油地质的六大成藏要素生、储、盖、运、圈、保均有密切关系（表1-1）。 表1-1 成岩作用对成藏要素的影响与控制 影响 成藏要素 影响与作用 生 烃源岩在中A进入生油门限，在中B开始生成凝析油气，晚成岩阶段开始生干气 储 在早B~中A，碎屑岩储层次生孔隙最发育 盖 在早B~中B，储层的封盖能力中―好；在中成岩A1―A2盖层的封盖能力最好 运 中A2以后，油气大量生成，开始大规模运移 圈 由于成岩作用的影响，可以在碎屑岩中形成成岩圈闭 保 在中成岩阶B期以后，石油被裂解为凝析油气 （二）对储层质量的影响 成岩作用对六大成藏要素影响最严重的是储层的质量。研究表明，储层的物性主要受沉积相、成岩作用和构造作用的影响与控制。其中构造作用的影响比较局限。所以成岩作用和沉积相成为两个影响储层质量最重要的两个因素。其中沉积相是影响储层质量的先天因素，它决定着储层的原始物性和空间分布，而成岩作用是影响储层质量的后天因素，它对储层的原始物性作进一步的改造，机械压实作用和胶结作用使储层的孔隙度减小，而溶解作用则通过溶蚀形成次生孔隙，使储层的物性变好，它决定着储层的最终物性。例如，对于扇三角洲沉积体系，如果不考虑成岩作用的影响，则不同沉积微相储层物性的相对优劣为：辫状分流河道>河口坝>心滩>沼泽。由于河口坝的埋深一般均大于分流河道，所以，如果考虑成岩作用的影响时，则有： 河口坝>辫状分流河道>心滩>沼泽（表1-2、表1-3）。 表1-2 辽河西部凹陷鸳鸯沟地区沙三段储层各沉积微相砂体物性统计表 微相 平均孔隙度（％） 样品数（块） 平均渗透率（10-3um2） 样品数（块） 辫状分流水道 20.57 132 111.73 92 河口坝 16.73 410 89.85 163 心滩 11.32 36 8.39 15 沼泽 7.85 54 1.02 39 表1-3 西部凹陷鸳鸯沟地区不同沉积微相储层物性统计表 河口坝 辫状分流河道 心滩 沼泽 早成岩阶段B 30.44(7) 23.38(36) 18.93(8) － 晚成岩阶段A1 15.47(40) 15.19(44) － 14.36(33) 晚成岩阶段A2 10.85(39) 10.67(12) － － 注：平均值（样品数） 二、研究内容 ①碎屑岩成岩作用包括：压实作用、压溶作用、胶结作用、交代作用、水化及脱水作用、微生物作用、重结晶作用。 ②研究各种成岩作用所发生的顺序，储层所处的成岩阶段。 ③研究孔隙分布规律、孔隙结构和各种孔隙的成因、地质因素。 三、研究意义 （1）是扩大油气勘探领域的需要：中国东部老油田大多经过几十年的勘探、开发，中、浅层的油气资源已基本探明，剩余的资源量大多分布在埋深大于3500m的深层（谯汉生等，2002）。全球范围内的统计表明，约有三分之一的油气资源分布在深层（Bloch et al.，2002）。目前，在深层勘探中主要通过高精度储层层序地层学研究和三维地震资料预测储层的分布（Kupecz et al.，1997；罗平等，2001）。但这些技术并不能预测深部储层的有效性。因为沉积相只能决定储层的空间分布和原始物性，而储层的最终物性由成岩作用控制（Byrnes 1994；Smosna and Bruner，1997；裘怿楠等，1997；Anjos et al.，2000）。 （2）是盆地油气资源评价的需要：推断有机质成熟度、油气存在的可能深度和层段，可能的油气聚集类型。 （3）是提高油田开发效果、保护油层的需要：砂体中存在许多胶结物，各种胶结物与流体之间会产生种种反应。对油气层有着不同的影响，在制定增产时，必须了解砂岩胶结物的组成，否则会造成严重后果，例如，胶结物为碳酸盐矿物时，酸性就会提高油层的渗透率和孔隙度，提高油层产气，如果胶结物是绿泥石，则遇酸会产生Fe(OH) 沉淀，堵塞油层，破坏油层。 （4）是全面认识沉积岩的需要，由于经历了各种成岩作用之后，沉积岩的成分和结构不同成程度地发生变化，有的甚至变面目皆非，有些矿物被溶蚀交代，而同时又有一些自生矿物形成，一些结构、构造被破坏，而另一些结构构造则又产生。因此，在恢复砂体沉积环境、再建古地理时，必须了解成岩变化。 第三节 成岩作用的研究方法与发展趋势 一、研究方法 一般从分析地质背景出发，从研究储集砂体沉积环境入手，了解其分布范围及变化规律；应用岩心物性测定及测井手段了解砂体不同相带物性变化；在宏观研究基础上，进一步以常规薄片研究为主，结合各种先进测试手段，进行各种成岩作用研究、孔隙结构研究及孔隙类型及成因的微观研究。 成岩作用研究中，一般的研究流程见图1-1 二、研究现状 应凤祥（2004）将我国面前的成岩作用研究现状了如下3条： （1）对储层中次生孔隙的类型、纵向发布及其成因以做了广泛研究 （2）关于成岩阶段划分及其标志建立了统一标准 （3）按成岩演化序列组合标志划分成岩相 三、成岩作用发展趋势 应凤祥（2004）认为，目前碎屑岩成岩作用研究的发展趋势有下列几条： （1）由定性走向定量，由局部扩展到盆地范围。 （2）把成岩作用与盆地发展史联系起来研究。 （3）重视成岩作用的控制因素研究，总结出不同沉积盆地类型的成岩规律及控制因素。 （4）关注盆地流体动力学研究及与其次生孔隙成因的联系及水-岩发育机理。 （5）通过各类砂体储集层地质模型及研究砂体不同部位的成岩特征。 （6）成岩作用数值模拟技术。 （7）储层地球化学方法有待进一步发展。 ①油气水层的判别 ②用轻烃色谱分析研究油层的连通性 ③测定不同类型及不同成熟度的干酪根、煤及显微组分的产酸能力，并研究其对次生孔隙的贡献。 ④测定沥青和稠油的产算能力。我国稠油区储集物性好可能与稠油能够产大量有机酸有关。 第二章 成岩环境分析 碎屑岩的成岩作用除与岩性有关外，主要受成岩环境的影响，成岩环境是指各种成岩参数的作用范围和作用梯度，它包括压力（P）、温度（T）、时间（t）和流体（F）等地质因素，亦即Byrnes（1994）提出的P-T-t-X体系。 第一节 压力 一、压力的概念及对成岩作用的影响 在早期，人们就认识到随深度的增加，地层压力增加，在机械压实的作用下，成岩作用增强。在石油地质研究中，有几个有关压力的概念容易混淆，其计算公式如下： ①静水压力：P= （2-1） ②静岩压力（地静压力）：P岩= （2-2） ③流体压力=地层压力 ④压力系数： K= （2-3） 式中 H-埋深，m；γ-流体密度；P-压力； K<1 为异常低压； K=1 为静水压力； K>1(～1.2)为异 常高压，也称超压。 图 2-1 歧北凹陷实测地层压力 二、压力的测试 1、试油：静压2、OST：随钻测试3、测井：应用声波时差预测地层压力和超压 4、地震：应用地震速度谱预测地层压力 三、超压的成因 压实不平衡、生烃、粘土矿物脱水、水热增压 （一）压实不平衡 在正常压实的情况下，随地层上覆沉积物的增加，泥岩骨架所承受的压力增加，厚度减小。其中的流体排出，孔隙度减小，泥岩中的孔隙流体压力=静水压力。但当沉积速率太快时，而且泥岩的厚度太大时，泥岩中的流体，主要是水，不能及时排出，泥岩中的流体承受了部分上覆底层的压力，泥岩中的孔隙流体压力>静水压力，压力系数>1.2，出现超压。这种情形在石油地质中称为压实不平衡，处于压实不平衡状态的泥岩，没有得到充分的压实，属于欠压实。国外的研究表明，当沉积速率100m/Ma时，就可能出现欠压实，由压实不平衡引起的超压主要发生在中新生代地层中。 （二）生烃 当密度较高的有机质（干酪根），在时温的作用下，发生热降解，生成低密度的油气时，体积增大，在孔隙空间不变的情况下，使孔隙流体压力增加。此外，随着埋深和地温的增加，已经生成的油气裂解为天然气和其它无机气体，如CO 等，生成的烃类和非烃类气体饱和了油和水之后，剩余的则形成游离气体，他们不仅堵塞孔隙，而且当温度升高时，发生膨胀， 。由于流体的膨胀系数 » 岩石孔隙的膨胀系数，这样必然引起孔隙流体压力的进一步增加。由于生烃引起的超压主要发育与前中生代盆地中。 （三）水热增压作用 随着烃源岩埋深和地温的增加，岩层骨架及其中的水同时发生膨胀，但水的膨胀率远大于岩石，当这种膨胀受到限制时，就会提高孔隙流体压力，这样引起的压力增加称为水热增压。由于原油的热膨胀系数是水约2.5-5倍，所以水热增压远小于生烃作用和烃类膨胀所产生的压力。 （四）粘土矿物脱水 随着生油层埋深和地温的增加，其中粘土矿物蒙皂石 伊/蒙混层 伊利石+H O 由于粘土矿物中的水属于结构水，其密度为ρ=1.14～1.4g/cm ,这种结构水进入泥岩孔隙或裂缝时，发生膨胀，使孔隙流体压力增加，形成超压。 上述四种超压形成机理，压实不平衡主要发生在中新生代年轻盆地中，在前中生代盆地中由压实不平衡引起的超压已逐渐达到压实平衡，发生了超压释放。生烃和烃类热膨胀引起的超压主要发生在前中生代老盆地中，在这些盆地中虽然压实达到了平衡，但气态烃的生成量往往较高，发生膨胀引起的超压较大。 （五）构造挤压 第二节 温度 一、温度的分带 地壳浅层的温度分布状态从地表向下大致可分为三带,即变温带、恒温带、增温带，见图2—2。变温带的温度主要受太阳辐射热的控制，深度为15—30米。恒温带是变温带之下地球内部的热能与太阳辐射热能的影响达到相对平衡的地带，一般很薄，其深度范围因地区而异，一般为20—30米。恒温带之下为增温带，此带的地温状况主要受控于地球的内热，地温随深度的增加而增加。 二、地温梯度 通常把单位深度所增加的温度称为地温梯度，它的单位通常以 ℃/100m或 ℃/1km表示。 2-4 式中 G-地温梯度，T-温度；Z-深度 高：G>3.7ºC/100m，油层1000-2500m，松辽盆地大庆油田 地温梯度的分类 中：G 3-3.7ºC/100m，油层2000-4000m渤海湾盆地 低：G<3ºC/100m，油层2900-4650m，中国西部塔里木盆地，柴达木盆地等 四、地温的测试 地温测井、试油，但必须是静井15天，地温场才能达到平衡。 五、地温场 温场(或地热场)表示了地下温度的分布状态,其数学表达式为 T=F(x，y，z，t） （2-5) 式中x、y、z为空间坐标;t为时间。 如果地温场内某点的温度是随时间而变化的，则称为非稳定地温场;不随时间变化的地 温场称为稳定性地温场,即 （2-6) 具有稳定温度的热传导称为稳定热传导。在一般情况下，当t→∞，不稳定地温场渐趋于稳定地温场。 地温场可用等温面或等温线表示。 六、傅立叶定律 （1）数学公式 如同电学中的欧姆定律一样，地热学中也有傅立叶定律： Q=G·K Q= （2-7） 式中：Q—大地热流，HFU； G—地温梯度，ºC/100m； K—热导率，TCU，与热阻成反比 （2）大地热流的影响因素 大地热流系指单位时间内通过单位面积的热量。大地热流主要受深部地壳结构和区域构造的影响，不同类型的盆地内具有不同的大地热流，在前寒武地盾区，具有最低的大地热流值Q=1.0 HFU。在活动区，如现代火山裂谷区，具有较高的大地热流值，Q=2.0 HFU。华北平原Q=1.5 HFU，大庆所在的松辽盆地Q=1.7 HFU。西部地区Q=1.2 HFU。主要与莫霍面的埋深有关，埋深越浅，大地热流越高。 在同一盆地各构造单元基底埋深的不同，而导致大地热流的分流，在基底埋藏较浅的凸起区，具有较高的大地热流，在基底埋藏较深的凹陷区具有较低的大地热流。 图2-3 基底埋深与大地热流的关系 （3）热导率的影响因素 热导率是指物质的导热能力，一般来讲，导电性能好的材料热导性能好，金属的导热能力>非金属。K石英>K长石>K岩屑。K碳酸岩>K碎屑岩，K岩浆岩>K沉积岩 K=K ·K （2-8） 式中K —岩石骨架热导率。K —k孔隙流体热导率。Φ—孔隙度。 石英的热导率大约为18 TCU，水为1.2 TCU，砂岩为5～6 TCU，碳酸岩7～8 TCU，煤3～4 TCU。 七、地温场方程 图2-4 沉积盆地与地层柱状剖面图 T =T +G * Z +G * Z +…+G * Z = T + * Z = T + = T + （2-9） 如果考虑恒温带的影响，则有 T= T + （2-10） 上式就是一维稳态传热的热导方程，如果对于不同地质时期的古地温可由下式算得 T（t,Z）= T （t）+ （2-11） 第三节 时间 除了压力和温度之外，时间也是一个重要的因素，Lopatin（1963）的研究表明，温度与化学反应的速率呈指数关系，而与时间成线性关系： （2-12） （2-13） —时间，Ma. —2. n—指数，随温度的升高而增大 T=90-100 ºC n=-1 T=100-110 ºC n=0 T=110-120 ºC n=1 可用下列公式计算： ni=INT[(T-100)/10] （2-14） 第四节 流体 一、油田水 （一）油田水的来源与组成 油田水的来源主要有：沉积水、大气降水、粘土矿物转水、深成水。其离子组成为Na+（K+），Ca2+，Mg2+， Cl ，SO ，HCO ，根据其离子组成又可分为NaHCO3型、CaCl2型、Naso4型等 (二)矿化度及其变化规律 地层水矿化度是指单位体积油田水中溶解固体物质的总和。一般认为，地层水的矿化度随深度的增加而增加。在同一层内，凹陷边部的矿化度低，凹陷深部的矿化度高（图2-5）。这是地层水与大气降水交换的原因，由于大气水的淋滤（leaching）可以形成次生孔隙发育带。 图2－5 鸳鸯沟洼陷西斜坡沙二段矿化度平面分布图 但在渤海湾盆地地层水的矿化度，有随深度增大后又减小的趋势。其变化趋势与有机酸的变化趋势相同 地层水的矿物质是由有机酸溶解岩石形成的。 （三）大气降水与孔隙度的关系 当地层受大气降水的影响时，其矿化度就会降低。由于大气降水的淋滤作用，可在储层中形成次生孔隙，所以在不整合面附近常形成次生孔隙发育带和异常高孔带（图2-7）。 、有机酸 （一）有机酸的形成 泥岩中有机质在时温的作用下，发生热降解，在大量生烃之前和与其同时，可形成有机酸，溶于水，形成酸性热流体，溶蚀储层，形成次生孔隙。有机酸的高值带与高矿化度带、次生孔隙发育带的分布范围相近。 （二）有机酸的测定 1.直接测定： 泥岩 干酪根 有机酸 图2－8 有机酸标准图谱 2.间接计算： 泥岩有机酸测定和热解的对比实验结果表明，泥岩有机CO2总含量和剩余总有机酸含量具有良好的线性关系，复相关系数高达0.94（图2-9）： 图2-9 有机CO2与有机酸的相关曲线 TOA＝69.021S3+9.1687 （2-15） 其中 TOA为剩余总有机酸含量，泥岩经热演化之后剩余的有机酸总量，μg/g泥岩；S3为岩石热解P3峰，代表有机CO2的总含量，mg/g。 这样，通过热解测定泥岩样品中有机CO2的总量，即可求得其剩余总有机酸的含量。不仅可以节约分析费用，而且可以节约分析时间。 （三）有机酸含量的影响因素 ①有机质丰度：有机质丰度越高，产酸量越大。 ②有机质类型：Ⅲ型干酪根的O/C原子比高，单位质量的产酸量最大；Ⅰ型干酪根的O/C原子比低，产酸量最小，Ⅱ型干酪根鉴于二者之间。 ③超压：有机酸的生成与压力密切相关（图2-10），超压可以抑制有机酸的生成，在超压地层中有机酸的生成更晚（图2-11），从而导致了有机酸的生成和储层的溶蚀发生在地下更深的地层中。于是，更有利于深层形成次生孔隙发育带。由此可见，在超压盆地中的深层更有利于油气藏的形成。所以，深层油气勘探应集中于超压盆地中。 图2-11 超压对有机酸生成的抑制作用 （四）有机酸与次生孔隙带的关系 早在“九五”期间人们就发现，TOA和储层的次生孔隙发育带和孔隙度存在良好的相关性，所以，通过考察泥岩中有机酸含量的变化规律，就可以预测储层次生孔隙发育带的分布（图2-12）。然而，由于有机酸取样密度和测试条件的限制，人们对这一问题的研究没有进一步的深入，并将及其应用于油气田勘探的实际工作中。在确定了有机酸和泥岩热解S3的相关性之后（式2－15），加上油田目前已有的丰富的热解资料，尤其是近年来迅速发展起来的地化录井所提供的大量单井热解资料，就可以根据泥岩的热解资料，预测储层次生孔隙发育带的深度，使这一研究进一步深入和推广。图2-13是辽河油田西部凹陷锦101井泥岩有机酸和储层孔隙度与深度的相关曲线，其中有机酸是根据热解资料由式（2-15）计算而得。岩心实测孔隙度资料和测井解释孔隙度资料显示，该井共发育三个次生孔隙带，他们均对应于有机酸含量的高值带。第ⅰ次生孔隙发育带位于1500～1980 m之间，有机酸含量>50 μg/g; 第ⅱ髙孔带对应的深度为2050～2480 m，有机酸的含量为40～93 μg/g；第ⅲ髙孔带对应的深度为2850～3760 m，有机酸含量达到最大，约为125 μg/g。之后，随埋深和地温的增加，有机酸不断被生成，并从泥岩中排出，所以剩余总有机酸含量不断减少，泥岩的产酸能力逐渐下降。与之对应的是，储层的孔隙度因次生孔隙的减少也随之减小。在3760 m以下，泥岩的剩余总有机酸含量<50 μg/g, 难以产出足够量的有机酸，溶蚀储层形成次生孔隙发育带。由此可见，该地区泥岩剩余总有机酸含量>50 μg/g的深度范围，就是储层次生孔隙发育带的分布范围。所以，应用泥岩热解资料和地球化学录井资料，就可以预测该地区储层次生孔隙发育带的深度范围。 图2-12 锦101井泥岩有机酸与储层次生孔隙发育带的关系 图2-13西部凹陷泥岩有机酸与储层孔隙度剖面图 由图2－13可见，随有机质成熟度的增加，干酪根不断脱羧，生成有机酸，溶蚀储层，形成次生孔隙；与此同时，泥岩中剩余总有机酸含量不断减小，在3850 m以下，Ro>0.8%,泥岩中剩余总有机酸含量急剧减小，低于50 μg/g泥岩，干酪根所能生成的有机酸已不足以形成次生孔隙带。与之对应的是，次生孔隙发育带基本消失，储层孔隙度迅速减小，接近辽河油田产工业油流的下限孔隙度（8.5%），与我们的研究结果基本相同。该地区的勘探实践也证实了这一预测结果，在该深度以下，储层的物性严重变差，到目前为止，尚未发现好的油气显示。所以，在西部凹陷的南部地区，3850 m就成为该地区深层勘探的深度下限。由于深层碎屑岩储层的储集空间主要为次生孔隙，所以次生孔隙发育带的下限深度也往往就是有效工业储层的下限深度。因此，应用热解资料就可确定储层次生孔隙发育带的分布范围和深层勘探的深度下限，为深层油气勘探的钻井设计提供科学的依据。 第五节 流体包裹体与古成岩环境研究 流体包裹体是指在埋藏过程中被成岩矿物封存的沉积成因的流体。它是成矿作用流体的原始样品，可以反映成矿流体的本质特征。赋存包体的矿物叫宿主矿物，简称为主矿物，主矿物有石英脉、方解石脉、石英加大边、晶洞、晶孔等。主要采集的样品类型为：①石英砂岩 ②具有方解石脉的砂岩、灰岩。 一、流体包体的分类 （一）按成分与物理状态 （1）纯液态包体：低于50℃的成矿溶液包裹体 （2）气液包体：包裹体内可分为气、液两相 （3）多相包体：气（CO2、CH4等）、液（水或油）、固（沥青等）组成 （4）烃类包体：油、气，在紫外光下发荧光。 （二）按成因分类 ①原生包体：在矿物原始生长过程中所捕获的成矿流体，它代表矿物形成时成矿流体和物理化学环境。 ②次生包体：岩石形成以后，产生裂隙，流体注入又被愈合而形成的包裹体。 二、包裹体测温法──均一法 油气的生成运移和聚集是发生在地史时期的事件，人们已无从在自然界重现，但伴随成藏过程中形成的流体包裹体记录了当时的温度、压力、盐度和油气等方面的信息，所以通过流体包裹体的测试和研究，就可以破译这些信息，研究成藏时的地质环境。包体形成后是一个相对封闭的物化体系，它们的研究基础为： （1）包裹体是在均匀体系中捕获的，也就是说是单相的，并且在捕获时是充满了包裹体的整个空间。今天我们在室温条件下，在镜下观察到的气相和液相包裹体是单相液（均匀相）随主矿物冷缩的结果。如果在实验室人工加热至某一温度时，包裹体内的流体又可恢复为单一相，这一温度称为均一温度，它代表了该矿物形成时的最低温度，这一测温方法称为均一法。 （2）包体封闭后，其空间（内部体积）大小没有发生明显变化。 （3）包裹体被捕获后，没有外来物质加入，包裹体内的物质亦未流出，因此包裹体是一个相对封闭的地球化学体系，可以把它当作原始成岩，成矿流体来研究。 均一法测定包体均一温度的仪器显微冷热台，如德国的Linkam THMS-G600型冷热台的温度分辨率为0.1 ºC，均一温度的误差为 1 ºC。 图2-14 包裹体的测试流程图 三、包裹体的分期 （一）均一温度 根据均一温度直方图温度的分布，将包裹体分期，每一个峰值代表该期的均一温度（图2-15）。 （二）盐度 根据盐度不同沉积环境中的流体具有不同的盐度，反过来不同盐度的包裹体应具有不同的沉积环境（表2-1）。文安斜坡第一期流体包裹体的盐度较低，在2.2～3.85wt%NaCl。与有机包裹体伴生的盐水包裹体的均一温度介于91~157℃之间，在中、低温地热系统的温度范围内（汪集旸，1996），是正常地温梯度和埋藏条件下形成的。在砂岩中包裹体主要分布在早期石英脉和石英次生加大边中，自生石英晶体较小，加大边窄；在碳酸盐岩中包裹体主要分布在早期方解石脉和胶结物中，方解石具亮晶和重结晶结构。第二期流体包裹体的盐度较高，在4.3~6.85wt%NaCl之间，与之伴生的盐水包裹体的均一温度在141~312℃之间。在砂岩中第二期包裹体主要分布在晚期石英脉和石英次生加大边中，在碳酸盐岩中主要以重结晶方解石和和晚期方解石脉的形式出现。与第一期流体包裹体所赋存的主矿物相比，第二期包裹体所赋存的主矿物石英晶体更大，加大边较宽，方解石的晶体更加粗大。这主要是由于第二期包裹体所经受的温度更高之故。 （三）矿物期次 流体包裹体的形成时期的相对先后顺序与其赋存的主矿物的先后形成顺序相同。根据包裹体赋存主矿物特征、碳酸盐岩中脉体的形成先后顺序和流体包裹体本身的特征，对所测样品进行分期。主矿物特征包括矿物晶形特征、产状、透明度和相互之间的交代关系等。流体包裹体的特征主要包括大小、颜色、荧光性和分布特征等。奥陶系碳酸盐岩中每个样品发育3～4期有机包裹体（（2-16））， 四、应用 （一）最高古地温 同一样品有几期包裹体就有几个古地温，温度最高一期的就是最高古地温。 （二）流体盐度的确定 流体的冰点，随盐度的增加而减小，所以通过测定包裹体的冰点就可换算出流体包裹体的盐度（表2-2） （三）流体包裹体的成分分析 1、拉曼光谱：可以测定包裹体中液体气体和固体的化学成分，如CO 、H S、CH 、SO 、H O、H 、烃类等（2-17）。 2、红外光谱：可利用红外光谱在高倍物镜下进行油气包裹体中甲烷和其他正构烷烃以及CO 的成分分析。 3、将流体包裹体研碎后，提抽，通入色谱和质谱进行油气源对比，将混合包裹体的方解石脉或石英脉粉碎，然后抽提出包裹体内的油气，再分离出饱和烃和芳烃组分，对其作GL和GL-MS分析进行油源对比。 （四）压力 根据流体包裹体的化学组成，均一温度、气液比等参数，美国Calsep公司开发了应用流体包裹体等容成交汇发计算捕获压力。 第三章 泥岩的成岩作用 第一节 泥岩的压实作用 一、正常压实 在正常压实的情况下，地层沉积后，随上覆沉积物的增加，泥岩的孔隙度和厚度不断减小。在地史时期，泥岩的古厚度和孔隙度随时间的变化规律可用下列方程描述(李泰明，1989; 孟元林等，1994；Meng，1997，2001)： (3-1) 或 (3-2) (3-3) 式中 —埋藏深度， ； —时间， ； —埋深为零的地层厚度， ； —埋深为零时的地层孔隙度，小数； — 时刻 深度的地层厚度， ； — 时刻 深度的地层孔隙度，小数； —质量压缩系数， ； —有效应力 ；C—深度压缩系数， 。 —地层骨架密度，g/cm3。 在沉积埋藏的过程中，泥岩层压力(孔隙流体)随时间的变化可用下列方程计算(石广仁，1994，1999)： (3-4) (3－5) 式中 —在 时刻 深度的地层压力， ； —重力加速度， ； —该层上覆地层的总厚度， ； —厚度 中孔隙流体的平均密度， ； —孔隙流体的地面密度， ； —流体热膨胀系数，℃ ； —该层上覆地层的平均温度，℃； —古地表温度，℃。 二、超压 在欠压实的情况下，泥岩中的压力还需在式3－4的右端加上超压Pa（t，z），地史时期泥岩中的超压可以通过解下列超压方程求得(石广仁，1994，1999)： (3－6) (3－7) (3－8) (3-9) 式中 —超压， ； —骨架有效应力梯度， ； —厚度h中骨架的平均密度，小数； ； —厚度h的平均孔隙度； —孔隙流体密度， ； — 时刻 深度的古地温，℃； —地层的骨架厚度， ； 、 —地层的顶底埋深， ； —该地层的顶界孔隙度，小数； —平均压缩系数， ； —t时刻z深度的地层厚度， 。 在超压方程中， 这一项为负值，反映了泥岩厚度的变化和流体从地层中排出的量，由达西定律可得如下超压地层的古厚度方程（石广仁，1999；郭秋麟，1998）： (3-10) 式中 、 —地层顶、底的渗透率， ； 、 —地层顶、底处的流体粘度， 。 地下流体的渗透率是孔隙度的函数，可用经验公式(郝石生等，1994)或Kozeny—Carman公式计算： (3-11) 式中 —骨架的颗粒比表面， ； —有效孔隙度，小数。温度对地下流体粘度的影响，可用下式校正： (3-12) (3-13) 式中 —温度，℃；μ—流体粘度，cp。 第二节 泥岩中粘土矿物的转化 一、粘土矿物的组成与测试 粘土矿物的矿物成分主要包括蒙皂石、I/S混层、伊利石、高岭石、绿泥石、绿/蒙混层。 用岩心或岩屑样品均可进行这一测试工作，样品量在2g左右。粘土矿物的矿物成分含量可通过X-衍射（XRD）来测定。 二、粘土矿物的转化及其地质意义 由于泥岩在成岩过程中受外来流体影响较小，因此，泥岩的成岩作用和砂岩相比相对简单，主要表现在各种粘土矿物，如蒙皂石或伊/蒙混层矿物，随埋深增加向伊利石转化，而自生高岭石、自生伊利石、自生绿泥石等形成的可能性较小。 （一）蒙皂石向伊利石的转化 研究表明，沉积盆地内粘土矿物的组成和变化主要受沉积物源、沉积环境和成岩作用三大因素的控制，而在我国最常见的淡水或微咸水盆地（地层）中，成岩作用是影响泥岩粘土矿物纵向变化的主要因素，对于具体的含油气盆地而言，蒙皂石转化为伊利石的过程主要受温度、时间和介质条件的影响。在成岩压实过程中，随埋深和地温的增加，粘土矿物中的蒙皂石不断析出层间水，从介质中吸收K+和Al3+,经I/S混层转化为伊利石，从而使得蒙皂石层在I/S混层中所占的比例S%越来越小。其最常见的反应方程式可表示如下（Boles，1980；Hower，1981）： KNaCa2Mg4Fe4Al14Si38O100(OH)20·10H2O（蒙皂石）＋4.5K+＋8Al3+→ K5.5Mg2Fe1.5Al22Si35O100(OH)20（伊利石）＋Na+＋2Ca2+＋2.5Fe3+＋2Mg2+＋3Si4+＋10H2O （3-14） （二）蒙皂石向绿泥石的转化 在富Mg2+的环境中蒙皂石经绿蒙混层C/S，转化为绿泥石， Ca0.1Na0.2Fe1.1MgAlSi3.6O10(OH)2+1.5Fe2++1.2Mg2++1.4Al3++7.6H2O =Fe2.6Mg2.2Al2.4Si2.8O10(OH)8+0.1Ca2++0.2Na2++0.8SiO2+9.2H+ （3-15） 我国仅在柴达木盆地旱二井发现了这一转化。 C/S混层中蒙皂石层的含量可用作成岩阶段划分和与有机质成熟度研究（表3-1） 表3-1 C/S混层中蒙皂石层的含量随成岩阶段和有机质热演化的变化规律 转化带 S %in S/C 有机酸成熟度 成岩阶段 S带 >70 未成熟 早成岩阶段A期 G带 50～70 半成熟 早成岩阶段B期 第Ⅰ迅速转化带 35～50 地成熟 中成岩阶段A1亚期 第Ⅱ迅速转化带 15～35 成熟 中成岩阶段A2亚期 第Ⅲ转化带 <15 高成熟 中成岩阶段B期 绿泥石带 混层消失 过成熟 晚成岩阶段 （三）高岭石向伊利石的转化 在成岩过程中随埋深增加，介质条件由酸性变化为碱性时，高岭石会向伊利石或绿泥石转化。在富K+的环境中高岭石向伊利石转化： 3Al2Si2O5（OH）4（高岭石）＋2K+→ K5.5Mg2Fe1.5Al22Si35O100（OH）20（伊利石）＋2H+＋3H2O （3-16） 粘土矿物在成岩演化过程中，特别是蒙脱石向伊利石转化过程中析出的Na+，Ca2+，Fe3+，Mg2+，Si4+等离子，除部分（如Fe3+，Mg2+）参与泥岩粘土矿物成岩反应形成新的组分外，其余可以呈各种无机阳离子或呈各种有机络合物形式，随着压实流体与CO2和有机酸一起进入砂岩孔隙，直接影响砂岩的胶结作用。例如蒙皂石转化过程中，释放出的Si4+可促使浅处砂岩中高岭石的形成和石英碎屑产生自生加大；从伊利石转化而来的Ca2+可以形成早期方解石胶结物，在温度更高的情况下，蒙皂石转化为伊利石所放出Fe2+和Mg2+，可使之形成铁方解石、铁白云石，在深处如果水介质偏碱性或富Mg2+，铁、镁与高岭石反应则能生成绿泥石： 3.5Fe2+＋3.5Mg2+＋9H2O＋3Al2Si2O5（OH）4（高岭石）→ Fe3.5Mg3.5Al6Si6O20（OH）10（绿泥石）＋14H+ （3-17） 由上可见，泥岩粘土矿物转化可导致砂岩中一系列成岩作用的发生，如石英次生加大、早期泥碳酸盐岩胶结、晚期铁方解石和白云石的形成等，在碎屑岩的成岩作用中起着主导作用。 （四）粘土矿物演化的分带与成岩阶段划分 根据泥岩中伊蒙混层中蒙皂石层的含量可将粘土矿物转化分为五个带： ①I/S混层中S ≥70%，为蒙皂石带，属于早成岩阶段A期； ②I/S混层中S的含量为50%－70%，为无序混层带（渐变带），属于早成岩阶段B期； ③I/S混层中S的含量35%－50%，为部分有序混层带，是粘土矿物的第一迅速转化带，属于中成岩阶段A1亚期； ④I/S混层中15%≤S＜35%，为有序混层带，是粘土矿物的第二迅速转化带，属于中成岩阶段A2亚期； ⑤/S混层中S＜15%，为第三转化带，属于晚成岩阶段 （五）粘土矿物转化对次生孔隙形成的影响 有人认为，粘土矿物转化产生酸性水的溶蚀作用是次生孔隙的另一种形成机制，我国苏北油田高邮凹陷储层的次生孔隙就是由粘土矿物脱水排出的酸性水溶蚀形成。研究表明，随着埋深的增加，条件适宜时各粘土矿物会发生转化。一方面，粘土矿物释放出可以发生溶蚀作用的H+；另一方面，转化过程脱出大量层间水，作为H+运移的载体。粘土矿物转化产生的酸性混合液对碳酸盐矿物和长石等的溶蚀作用增强，促进了次生孔隙的发育。 蒙皂石的伊利石化可以释放出H+，其反应过程如下式（Hower ，1975；Bjorlykke ，1980）： Mon+K++Al3+→I+Q+2H+ （3-18） Mon+K+→I+H+ （3-19） 高岭石在向伊利石、绿泥石转化的过程中也释放出H+，如式（3-15）和式（3-16）。 蒙皂石向伊利石转化过程中有两次大量脱层间水的阶段，分别为第一、二迅速转化带，它们均对应着H+的大量释放。粘土矿物转化所释放出的酸性水会对地层中的酸性不稳定矿物发生溶蚀作用，从而产生次生孔隙。成为晚成岩阶段A1～A2亚期储层次生孔隙形成的另一种因素。 （六）引起粘土转化（异常）的地质因素： 1.成岩环境：K+，富含钾的水有利与形成伊利石，而富含Fe2+，Mg2+的环境经S/C混层有利于形成绿泥石。中国目前为止，仅在柴达木盆地旱二井发现了蒙皂石→蒙/绿混层→绿泥石。 2.超压：超压抑制蒙皂石的转化 3.火山灰:大量火山碎屑的存在，可形成蒙皂石 4.盐湖 三、粘土矿物转化的化学动力学模型 粘土矿物转化的动态过程可用化学动力学方程描述，比较常用的是Pytte和Reynolds于1989年提出的蒙皂石向伊利石转化的化学动力学模型，其通式如下： （3-20） （3-21） （3-22） 其中： —I/S混层中蒙皂石层的含量（%）； —时间（秒）； —温度（K）； —频率因子（cal/mol）； —活化能（kcal/mol）； —气体常数（1.987cal/deg·mol）； —反应速率；a、b—常数，经验值，a=5，b=1。 由上可见，目前的化学动力学模型没有考虑压力或超压的影响。然而，国内外的一些研究表明，压力和超压对粘土矿物的转化具有明显的抑制作用，Colten-Bradley（1987）发现，粘土矿物脱水温度随流体压力和层间水密度增大而升高。也就是说，压力对粘土矿物脱水的影响需要较高温度来补偿。由于超压盆地内，在埋深相同的情况下，其地层压力高于正常静水压力，所以在超压地层中，粘土矿物转化速率较慢，转化受到超压的抑制。我们的成岩物理模拟试验也支持上述观点，在280℃～430℃模拟温度范围内，相同温度点55MPa压力条件下粘土矿物的转化程度明显低于25MPa。 Carr（1989）认为超压可以改变化学反应的频率因子，从而导致反应速率降低，但这有悖于化学动力学的基本原理。业已证明，超压影响粘土矿物转化的主要原因是增加了粘土矿物转化的活化能。据此，本文在传统化学动力学模型的基础上，建立了超压背景下蒙皂石向伊利石转化的化学动力学模型： （3-23） （3-24） （3-25） （3-26） —超压校正系数， ； —超压（MPa），实测地层压力与静水压力之差； —超压所增加的活化能（kcal/mol）。其他参数同上。 由式(3-23)～(3-26)可见，在正常压实条件下，地层压力属于静水压力系统，Pa=0，此时，Epa=0，我们的模型与Pytte和Reynolds（1989）的模型完全相同。在超压背景下，即Pa>0时，Epa>0，粘土矿物转化所需的活化能增加，反应速率 降低，蒙皂石向伊利石转化的速度变慢，由此实现了超压对粘土矿物转化的抑制。下图是Pytte模型和我们模型所模拟的结果。 图3-2 港深48井(A)和板深35井(B)深度-S%关系图 第三节 泥岩有机质的热演化 一、通过研究有机质热演化划分成岩阶段的原理 石油地质学家们认为，成盆、成岩、成烃和成藏是石油地址研究的三大问题。泥岩中有机质的热演化和生烃是一种特殊的成岩作用，无论是有机质的热演化还是成岩作用，它们均受温度、时间和压力的影响。在泥岩不断埋藏成岩的过程中，其中的有机质在T，t和P的作用下，发生一系列的有规律的变化。依次生成了生物甲烷气、重制油、轻质油、凝析气和高温裂解气，在不同的成岩阶段会出现不同的有机质热演化特征，并生成不同相态的烃类。反过来，通过研究有机质成熟度的一系列指标，就可以划分成岩阶段。由于现代石油有机地球化学在七十年代以来的飞速发展，目前已达到了高级的定量水平，所以，借助有机地球化学的研究方法和测试技术，可以大大提高成岩阶段研究和成岩阶段划分的精度。 在成岩演化研究过程中之所以引入有机质热成熟度资料，是因为划分油气储层的成岩阶段，目的是评价尤其储集层以及预测有力孔隙发育带，为油气勘探提供方法，指明有利勘探层段及其有利区的分布。所以从石油地质研究成岩作用的目的出发，应将有机质热演化和无机矿物的成岩演化相结合。 常用的有机质热演化指标有：镜质组反射率Ro、生油岩热解峰温Tmax、孢粉颜色、热变指数TAI（SCI）和甾烷异构化指数，各有机质热演化指标与成岩阶段划分关系见下表。 二、镜质组反射率 （一）干酪根的显微组成与镜质组反射率的测试 1. 显微组成 ①脂质组：藻质体、孢子体、角质体、树脂②镜质组③惰质组（丝碳化组） 2. 测试方法 图3-3 镜质组反射率测定流程图 表3-2 有机质热演化指标与成岩阶段划分关系表 有机质成熟度 成岩阶段 Ro% Tmax/℃ 孢粉颜色 TAI SI 未成熟 早成岩A <0.35 黄 <2 半成熟 早成岩B 0.5 435 深黄 <2.5 低成熟 中成岩A1 0.7 440 橙 2.7 0.25 成熟 中成岩A2 1.3 460 褐色 3.7 0.5 高成熟 中成岩B 2.0 480 暗褐~黑 4.0 过成熟 晚成岩 4.0 500 黑 （二） 使Ro异常的因素 引起镜质组反射率异常的地质因素主要有超压抑制、氢抑制、断层、火成岩的烘烤、热流体的活动和再沉积镜质体等。 1．超压抑制 镜质组是干酪根中的一种显微组分，随着埋深和地温的增加，发生芳构化和缩合反应，脱去烃类和水分子等易挥发组分和官能团，使分子结构重排，反射率增高。但当地层中出现超压时，镜质组的热演化受到抑制，Ro随深度的增加变慢，甚至趋于停顿（图3-4）。超压对镜质组反射率的抑制（retardation）可用Le Chartlier定律解释。根据该定律，当一个反应系统受到来自外部的阻碍时，它将自我调节，以减小这种阻碍作用。镜质组热演化的结果导致了干酪根中C-C键和C-杂原子键的断裂、烃类和其它杂原子化合物的形成，并发生体积膨胀、压力增高。如果反应物不能及时从超压带的烃源岩中顺利排出，这将阻碍热演化的进行，使热演化的速率减慢。众所周知，超压体系是一个相对封闭的体系，所以在超压带内烃源岩中镜质组的热演化将受到抑制，使其分子结构重排受阻，反射率增加减缓，比静水压力体系内相同时温条件下的Ro低。 但郝芳等人对莺歌海盆地、渤海湾盆地东濮凹陷和琼东南盆地在不同超压环境下的有机质热演化情况做了细致、深入的研究，结果表明：①并非所有超压系统镜质组反射率均受到抑制，即超压对镜质组反射率的抑制作用是有条件的；②同一超压系统内，超压对不同演化反应的影响可以明显不同，从而导致不同热演化反应和成熟度参数的差异抑制；③不同沉积盆地超压的发育特征不同，其对有机质热演化各个方面的抑制程度可明显不同，总体影响分为4个层次： 层次1：超压抑制有机质热演化和生烃作用的各个方而.与常压环境有机质热演化的时一温双控模式相比，干酩根的降解生烃作用、烃类结构和构型的变化及烃类的热裂解均受到了抑制.莺歌海盆地LD30-1-1井超压系统的有机质热演化(图3-5、图3-6、图3-7)属于这一层次. 层次2：超压仅对产物浓度变化速率高、体积膨胀效应强的有机反应产生抑制作用.通常表现为富氢组分的生烃作用及液态烃的裂解作用受到抑制，而贫氢组分的热演化包括镜质体的成熟作用未受到可识别的影响.东濮凹陷部分盐下超压系统的有机质热演化属于这一层次. 层次3：超压仅抑制了具有强体积膨胀效应的液态烃裂解，对各种干酩根组分的热降解和生烃作用未产生可识别的影响.东濮凹陷一些钻井中的盐下超压系统中富氢干酩根组分与镜质体等贫氢组分同步演化，均未受到超压的明显影响，属于这一类. 层次4：超压对干酩根的热降解和生烃作用、烃类结构和构型的变化及烃类的热裂解等有机质热演化的各个方而均未产生可识别的影响，有机质的热演化符合传统的时一温双控模式.琼东南盆地YA21-1-2井超压系统有机质的热演化(图3-8)属于这一层次. 图 3-5 莺歌海盆地LD30-1-1地层温度、压力和有机质热演化剖面 图3-6 莺歌海盆地LD0-1-1不同深度C15+正烷烃分布 图3-7 LD30-1-1 C15+饱和烃随深度的变化 图 3-8 琼东南盆地YA21-1-2井泥岩密度、地层压力及有机质热演化剖面 2. 氢抑制 镜质组反射率还会被相当浓度的富氢煤素质抑制（suppression），或被富氢煤素质本身抑制，Ro抑制作用的原因是镜质组的富氢和高活化能。统计表明，凡是富氢镜质组，或是与其他高浓度富氢煤素质共存的镜质组，如藻质体、壳质体或无定形干酪根等，它们的Ro实测值都低于同深度其他类型有机质的反射率。从生油岩角度讲，Ro抑制现象多发生于Ⅰ、Ⅱ型干酪根中，这是由于壳质体有机质成熟得比镜质组有机质慢。研究发现，富氢煤素质含有许多交联脂肪链，在热演化过程中，烃主要由脂肪链的C-C键断裂形成，而富氢煤素质C-C键断裂所需要的能量要比贫氢煤素质成烃时杂原子键断裂所需要的能量高。因此，相同条件下，富氢镜质组的活化能比贫氢镜质组的活化能高，高活化能的煤素质成熟得慢，富氢镜质组的Ro值就会比贫氢镜质组的Ro值低。另外，从超压对不同热演化反应的差异抑制角度考虑，由于富氢干酪根组分富含脂链结构，其降解和生烃反应的产物浓度变化速率高、体积膨胀效应明显，相比之下，贫氢组分的可降解组分较少，成熟过程中可溶有机质的浓度变化和体积膨胀幅度均相对较低。因此在同一超压系统中可出现富氢组分的成熟和生烃作用受到抑制而贫氢组分的成熟作用基本未受影响的现象。总得来说，氢抑制作用也是干酪根有机质热演化反应异常的一个重要因素。从大民屯凹陷氢含量与有机质热演化关系可见，HI高值发育带所对应的Ro、Tmax值随深度变化较慢（图2-13），这可能就是氢抑制作用在大民屯凹陷的反映。 （三）超压条件下化学动力学模型的建立 根据上述有关超压对Ro抑制的原理，在EASY％Ro模型的基础上，笔者通过在化学动力学方程中加入超压因子λ，调节反应活化能，建立了超压条件下的Ro％计算模型Pa％Ro： （3-28） （3-29） 式中 wi–––第i组分反应物的浓度；A频率因子，1.13×103/秒；t–––时间，秒；λ–––超压因子，λ>1；U–––超压，孔隙流体压力与静水压力之差，MPa；；T–––绝对温标，K。 镜质组反射率与热演化程度F有如下关系： (3-30) F可用下列公式计算： （3-31） （3-32） （3-33） （3-34） （3-35） 式中 fi–––权重，小数；wi0–––第i个反应组分的原始反应浓度；a1＝2.334733；a2＝0.250621；b1＝3.330657；b2＝1.681534。 由式（2）和式（8）可见，由于λ＞1，所以在静水压力条件下（U＝0），λU＝1,与EASY％Ro模型完全相同；在异常高压条件下，U＞1，λU>1,镜质组热演化的反应活化能增加，反应速率降低，Ro的增加减缓，镜质组的热演化由此受到超压的抑制。 图3-10 不同模型所计算的Ro比较 三、甾烷异构化反应率 （一）原理 在埋藏成岩的过程中，随深度和温度的增加，ααα-20RC29甾烷在C20发生异构化反应，由R构型（右旋）转化为S构型（左旋）（图3-11），同时也有逆反应发生，这种化学成分不变，只有构型发生变化的反应称为异构化反应，其异构化程度可用异构化指数表示，SI＝S/(R+S)，SI随有机质热演化程度增高而增高，SI＝0.25,相当于Ro＝0.5%,对应于早成岩阶段B其末；SI＝0.4,相当于Ro＝0.7%，对应于中成岩阶段A1亚期末。 （二）测试过程和特征 泥岩——沥青“a”——饱和烃――质谱――SI 特点： （1）分析精度高，不受人工干扰； （2）周期长，价格高； （3）实用范围窄，在中A1之前： （4）可以用化学动力学方程描述。 （三）化学动力学模型 这一模型是由Mackenzie等人（1983）最早提出，他认为甾烷的异构化反应服从化学动力学的一级反应。可用下列方程组描述： （3-36） （3-37） （3-38） （3-39） 式中 A、B—R构型和S构型异构体的浓度；K1、K2—异构化逆反应和异构化反应速度常数，S-1；A1、A2—正、逆反应的指前因子，A2＝9.2×10-3 S-1，A1＝6.58×10-3 S-1；E2、E1—正、逆反应的活化能，E2＝91.17kJ/mol，E1=91kJ/mol；T(t，z)—古地温，K°；λi1、λi2—超压因子；Pa—超压。 用龙格—库塔法或积分法解上述方程组，即可求得各层在不同地质时期的甾烷异构化指数： （3-40） 四、热解分温Tmax （一）热解参数的特点 分析速度快（20分），价格低（<100元），数据丰富，油田上有大量用于烃源岩评价和地化录井的分析数据可供应用。 （二）引起Tmax异常的地质因素 （1）断层（2）岩浆侵入（3）热流体活动异常（4）红层偏高 (5)富含碳酸盐岩和膏盐的地层偏低 第四章 砂岩的成岩作用 碎屑岩的主要成岩作用有机械压实作用、化学压溶作用、胶结作用、溶解作用、交代作用和重结晶作用等。 第一节 机械压实作用 一、压实作用的概念与原始孔隙度 在上覆沉积物和静水压力或构造变形压力的作用下，使沉积物（岩）减少其孔隙空间和总体积而变致密的作用，称为压实作用，如果压实是有碎屑颗粒滑动、转动、位移、变形和破裂等物理作用引起的称为机械压实作用。如果压实是由碎屑颗粒接触部位发生溶解、嵌合引起 的称为压溶作用。 Pryor（1973）测定了各种沉积环境形成沉积物的原始孔隙度，发现各种环境的沉积物的原始孔隙度变化很大，曲流河沙坝为41%，海滩砂为49%，风成沙丘为49%。Hamilton测定各种现代沉积砂岩层的原始孔隙度为35—45%。沉积物的原始孔隙度与分选程度有关：分选非常差的孔隙度为27.9%，分选较差的为30.7%，分选中等的34%，分选好的39%，分选非常好的为40.8%。综合各家的研究成果，对于分选好和较好的大多数砂层，在经受压实之前其原始孔隙大约为40%左右。 恢复原始孔隙度是定量评价不同类型成岩作用对原生孔隙消亡和次生孔隙产生影响的基本前提，通常采用比尔德（1973）提出的原始孔隙度计算式(ΦP ＝20.91＋22.9／So，其中ΦP为原始孔隙度，So为分选系数)。也可以使用Sneider图版。具体方法为：将粒度分析得到的分选系数和粒度中值投在Sneider图版上，再由图版读出