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1. 基本原理

古地磁年代法(paleomagnetic chronology)是利用地球的磁性断定地层年代的方法。这种方法不是直接测得岩石的年龄，而是通过测量岩石天然剩余磁性的极性正反方向变化，与标准古地磁极性年表对比，间接获得岩石年龄的方法。因此，不能称古地磁测年，所获得的年龄只能称对比年龄。

图 14-1 地球地磁要素A—地理极、地磁极及地理轨道、地磁赤道(据袁学诚等，1991); B—地磁场要素(据岳乐平等，1996)

地球是一均匀磁化球体，其磁场相当于放在地心的一个磁偶极子的磁场。磁偶极子的磁轴与地轴的交角为 11. 5°(图 14-1，A)。磁轴的延长线与地面相交于两点，分别称地磁北极(N 极，正极)和地磁南极(S 极，负极)。地壳中的岩石(磁性矿物)都受这个地磁场的影响而被磁化，磁化方向与当时地磁场方向一致，这样就把当时地磁场的特征记录下来了。现今只要我们利用岩石把当时的地磁场要素测量出来，就可恢复当时的地磁场特征。岩浆岩、沉积岩和变质岩中的磁性矿物都可以被磁化，但所有的磁性矿物只有低于居里点时(一般为 500 ～650℃)才能显示出磁性，而高于居里点时，磁性矿物都失去磁性。在岩浆冷凝结晶过程中，当岩浆温度降低到居里点时，岩浆中的一些磁性矿物就获得磁性，并受当时地磁场的影响而被磁化，当岩浆完全冷凝结晶成岩浆岩时，被磁化的矿物的排列方向就被固定下来，记录下当时地磁场的特征。沉积岩记录地磁场是在沉积过程中完成的，一些细小的磁性矿物在水介质中可以自由转动，当它们沉积到水介质底部时，受当时地磁场影响而定向排列(磁化)，后被沉积物覆压而被固定下来，这就记录了当时地磁场的特征。

地球上任何一点的总磁场强度(T)是一个矢量(图 14-1，B)，它可以分解为磁偏角(D)、磁倾角(I)、水平磁场强度(H)、东向水平磁场强度(Y)、北向水平磁场强度(X)和垂直磁场强度(Z)7 个变量，其中只要知道 X、Y、Z 或 H、D、Y 3 个矢量便可求出另外 3个。从标本中测得了天然剩余磁场要素，便获得了古地磁的基本资料。地磁要素(磁倾角、磁偏角)和磁极位置都随时间而变化。磁极位置的变化时间长而不显著，如距今两千多万年来(中新世以来)的火山岩剩磁的磁极位置总是绕地理极变化，中国第四纪以来的磁极位置都集中在北纬 80° ～90°范围内绕地轴游移。而地磁极性方向变化周期则为 0. 01 ～1Ma，所以极性变化更适合于第四纪沉积物年龄测量。古地磁极性的正反方向交替变化是古地磁历史的基本特征。正极性(正向磁化)是指岩石剩磁的极性方向与现代地球极性方向一致，其磁倾角为正值(北半球)，磁偏角接近于零。反极性(或磁极性颠倒)是指岩石剩磁的极性方向与现代地球极性方向相反，其磁倾角为负值，磁偏角接近 180°。在地球地磁极性正反变化历史中，以某种极性占优势、持续时间较长的时间单位，一般在 1Ma 左右，称为极性时(世、期); 极性时中短暂的(1 万年至十几万年)极性倒转时期，称为极性亚时(事件)。在极性时内有若干短时期极性方向变化的事件发生，反映出极性变化的大趋势与小变化之间的关系。

图 14-2 第四纪和新近纪晚期古地磁极性年表(据 A. Cox，1969 及 Cande，1992，1995等资料综合)黑色为正极性; 白色为反极性

古地磁极性年表是根据一系列的地层剖面古地磁极性事件的测量，并辅助了大量的 K-Ar 法测年数据，把不同时间尺度的极性变化事件编制成地球极性时间表。古地磁极性年表具有全球性，是全球古地磁极性对比的标准。目前用于第四纪研究的极性年表是在A. Cox 等 1969 年根据陆地和大洋已有的 140 多个数据拟订的 5MaB. P. 以来的地磁极性时间表基础上，再经许多研究者补充修正完成的一个第四纪古地磁极性年表(图 14-2)。

2. 应用条件和取样要求

由于古地磁学方法是通过与标准的古地磁极性年表对比而获得被研究地质体年龄的，而整个地球历史都具有磁场，因此该方法不受时间的限制，可以用于整个第四纪时期的年龄研究。虽然该方法不受时间的限制，但在实际应用过程中，还受很多条件的制约:①研究的第四纪地层要沉积连续，没有沉积间断，如果存在沉积间断可能会丢失极性事件，使对比结果出现错误; ②地层剖面要比较厚，太薄不宜进行古地磁年代学研究; ③剖面的沉积物粒度要比较细，以粘土、粉砂质粘土、粘土质粉砂最优，砾石和砂不利于该方法的使用; ④第四纪沉积地层未受到后期岩脉侵入的影响; ⑤通常需要其他测年方法的辅助。

古地磁取样要求比较严格。首先是在新鲜的地层剖面上取样，取样工具不能具有磁性，铁制工具禁用，通常用铜制工具或塑料制品; 其次是必须取定向样品，所取样品必须在样品盒上标明地层的产状和向上、向北的方向，如果在钻孔岩心中取样，则标明向上的方向即可，不可颠倒; 第三，每一取样层中同一高度取两个样，以测试备用; 第四，通常用 2cm ×2cm ×2cm 塑料盒取样，也有用圆柱状取样盒的，这取决于测试的仪器; 第五，在第四系松散层中取样，先清理出一个台面，在台面上划出正北和正东方向，然后将样品盒扣在层面上(盒子上的直线对准正北，小圆孔置于东侧)轻轻按下，取出样品; 第六，取样层垂直间距不大于 1m(或酌情放宽)，并在垂向上等间距连续取样。

样品送有关实验室用磁力仪或超导磁力仪测算出磁倾角(I)、磁偏角(D)等。根据前两项测算资料，尤其是利用反映明显的磁倾角制成极性柱，然后与标准极性年表对比可间接推断沉积物年龄; 若剖面上找到少量哺乳动物化石或有一些其他年代学数据，则效果更好。古地磁学方法在黄土、湖沼沉积物、大陆架和平原钻孔岩心研究中被广泛应用。

古地磁方法在应用过程中，将测试得到的古地磁极性柱与标准古地磁极性年表的对比是一个难点，常出现不同的学者对同一个古地磁极性柱对比的结果不同。因此，在古地磁极性柱对比过程中，对比点的确定是关键。在第四纪古地磁研究中，古地磁极性柱有两种情形: 一是获得的古地磁极性柱的结束时间为现今，如在大洋、现今湖泊中的沉积剖面属于这种情况，对这类的古地磁极性柱对比相对比较简单，如果所测试的剖面沉积连续，样品的密度也比较大，不存在极性事件的丢失，那么可以把现今(极性柱的顶)确定为对比点，可以逆时间与标准古地磁极性年表的极性事件依次对比; 另一种情况就比较复杂了，所获得的古地磁极性柱是不完整的，只有某个时段的古地磁极性柱，没有延续到现今，缺失上部的古地磁记录，如早更新世、中更新世地层的古地磁极性柱，这类的古地磁极性柱的对比很复杂，最为关键的问题是要根据化石、测年数据、古地磁极性柱的总体特征等确定对比点，然后才能向上(向年代新大方向)或向下(向年代老的方向)依次与标准古地磁极性年表对比(图 14-3)。

图 14-3 云南元谋盆地古地磁极性柱的对比(据程捷，2000)

放射性测量

1.吡咯类含氮化合物

（1）样品的选取与分析检测

1）样品的选取。由于研究区轻质油的产层都为沙湾组，且部分地区生产井比较集中，综合考虑各个区域油藏的分布，本项研究共选了12个原油样品 （表7－2）。

2）样品预处理与分析检测。样品采用两步法分离 （图7－14），把分离结果在Finni－ganSSQ710型 仪 器 上 进 行 GC/MS 分 析。GC/MS 分 析 条 件：30mm ×0.5mm ×0.5μmSE54弹性石英毛细管柱，初温40℃，恒温20分钟，以10℃/分钟升至200℃，再以4℃/分钟升到310℃，恒温27min；载气用 He，电子轰击法，MID检测。

表7－2 用于含氮化合物分析的原油样品

图7－14 含氮化合物分离流程图

3）吡咯类含氮化合物组成特征与分析鉴定

原油中吡咯类含氮化合物在 GC/MS总离子图上按咔唑、烷基咔唑、苯并咔唑、二苯并咔唑系列依次馏出，用m/z167＋14i（i＝0～6）、m/z217＋14i（i＝0～5）、m/z267＋14i（i＝0～5）质量色谱图可分别检测出咔唑、苯并咔唑和二苯并咔唑系列中的单体化合物，不同类型原油中普遍包含前两个系列，现仅能定性鉴定出26个单体化合物 （图7－15，表7－3）。

原油中烷基咔唑同系物分布范围为 C0～C6，最高同系列侧链总碳数可能为C7～C8，一般以C4－咔唑为主峰，个别为C3－咔唑；苯并咔唑同系物分布范围为C0～C5，最高同系列侧链总碳数可能为C6～C7，以C2－或C3－苯并咔唑为主峰。

C1－咔唑系列包括1－、2－、3－和4－甲基咔唑共4个化合物，一般以1－甲基咔唑为主峰，其他同系物异构体相对分布因原油类型而异。

图7－15 排8井1177.2～1181.9m井段原油吡咯类含氮化合物质量色谱图

C2－咔唑系列共有15个可以定性鉴定的C2－咔唑化合物 （图7－15，表7－3），分布规律如下：C2－咔唑系列以甲基取代为主，乙基取代的咔唑所占比例极低；二甲基咔唑系列依次按氮官能团屏蔽、半屏蔽、暴露异构体馏出，表现出一定的规律性。氮原子被烷基侧链屏蔽的异构体比暴露异构体有较短的保留时间；原油中屏蔽、半屏蔽异构体相对丰度一般高于暴露异构体；在15个C2－咔唑系列中 C－1、C－2位取代占主导地位；结构相似的异构体相邻馏出，如1，6－与1，7－、1，4－与1，3－、2，6－与2，7－二甲基咔唑，指示结构相似异构体化学性质相似；邻位取代的化合物2，3－、3，4－二甲基咔唑丰度极低，且缺少1，2－邻位取代的异构体，可能指示邻位取代结构的相对不稳定性。

C0－苯并咔唑系列共有3个无侧链取代苯并咔唑：苯并 ［a］咔唑、苯并 ［b］咔唑、苯并 ［c］咔唑。在所有原油中以带角的苯并 ［a］咔唑浓度最高、苯并 ［c］咔唑其次，苯并 ［b］咔唑浓度最低。

表7－3 吡咯类含氮化合物鉴定表

（2）吡咯类含氮化合物组成与分布的影响因素

1）吡咯类含氮化合物丰度和结构的运移过程影响。油藏内原油中含氮化合物普遍存在非均质分布特征，运移分馏作用是控制原油中吡咯类含氮化合物非均质性的主要因素之一。含有氮原子杂环的咔唑类分子具有较强的极性，通过氮原子上键合的氢原子与地层中的有机质或粘土矿物上的负电性原子构成氢键，使得部分咔唑类分子滞留于输导层或储层中，从而在油气运移过程中出现咔唑类的地色层分馏效应 （Brothers等，1991；黎茂稳，2000；Li，1995）。吡咯类化合物显著的运移分馏效应可表现于以下几个方面：①随着油气运移距离的增加，原油中含氮化合物的绝对丰度降低；②氮官能团屏蔽型异构体 （如图7－16中C－1和 C－8位均被烷基取代，即1，8－二甲基咔唑）相对于半屏蔽型异构体（C－1和 C－8仅有一个烷基取代基，如1－甲基咔唑、1，3－二甲基咔唑等）或暴露型异构体 （C－1和C－8均未被烷基取代，如3－甲基咔唑，2，7－二甲咔唑、3，4－二甲咔唑）富集；③烷基咔唑相对于烷基苯并咔唑富集；④苯并咔唑中，苯环与咔唑并合的碳位差异，造成不同的苯并咔唑结构异构体，一般常见有呈接近线状的苯并 ［a］咔唑 （图7－17a）和呈半球状的苯并 ［c］咔唑 （图7－17b）两类异构体。苯并 ［a］咔唑线性分子比苯并 ［c］咔唑半球状分子运移速度快，随油气运移距离的增加，线性分子异构体相对富集。因而，含氮化合物组成的变化可用于石油运移的地球化学研究，含氮化合物含量和某些异构化参数可作为油气运移的示踪指标。

图7－16 咔唑类结构示意图

图7－17 苯并咔唑类结构示意图

2）吡咯含氮化合物分布的其他地质和地球化学因素。原油中吡咯类含氮化合物的分布特征及非均质性现象取决于多种地质/地球化学因素，除了受运移过程中的地色层效应的影响外，生源母质、沉积环境、成熟度以及输导层地质特征对其分布均可能有所影响。最近的研究成果表明，烃源岩中干酪根的类型及有机质热演化程度对中性含氮化合物有一定的影响。

·生源母质与沉积环境

图7－18 三种不同成因原油中吡咯氮化合物的含量对比（据朱扬明等，1997）

除了石油在二次运移过程造成含氮化合物组成及含量发生分馏作用外，原始母质也可能是咔唑、苯并咔唑系列的相对分布型式的重要影响因素，高等植物输入较多的陆源原油可能相对富集烷基苯并咔唑乃至二苯并咔唑 （李素梅等，2000）。据朱扬明等 （1997）研究成果，海相原油中含氮化合物浓度分布范围为0.36～3.99μg/g之间，比陆相 （湖相油和煤成油）（0.03～1.03μg/g）高数倍 （图7－18）。据李素梅等 （1999）研究成果，淡水湖相原油中吡咯类化合物的丰度也远低于咸水湖相与海相原油，即氧化性较强的淡水湖相原油中吡咯类化合物的丰度低于氧化性较弱的盐湖相、海相原油，比如，淡水湖相的新站油田 （绝对浓度1.07～13.19μg/g，平均值6.07μg/g）含氮化合物丰度明显低于盐湖相的尕尔斯库勒油田 （绝对浓度6.19～39.65μg/g，平均值21.01μg/g）和海相轮南油田（绝对浓度2.95～69.65μg/g，平均值21.49μg/g）；对于成熟度相近，均为近油源区的新站、尕斯库勒原油来说，其丰度的差异也只能归因于成因类型的不同，这意味着原油中含氮化合物的含量与有机质生源有关。

煤成油和湖相油之间的两类烷基咔唑异构体分布的差异性主要与其烃源岩有关，不是由于二次运移距离的不同造成的。煤层有机质中由于沉积环境氧化性强 （Pr/Ph>3），含有较多的含氧基团，能与暴露型烷基咔唑中的＝N－H 形成氢键，加之煤层本身的一些特性，使之不易在原油初次运移中排出源岩，而使煤成油中的屏蔽型异构体相对较多，湖相泥岩中含氧基团相对较少，因而生成原油暴露型异构体相对较多。

·有机质的成熟度

成熟度对含氮化合物的含量也有一定的影响，在一定成熟度范围内，成熟度可能不是控制吡咯类化合物相对丰度的主要因素 （李素梅等，1999）。随着原油成熟度的增加，吡咯类化合物的丰度相对增加。

王青春等 （2002）观察到含氮化合物的形成与有机质成烃作用相一致，在一定的深度范围内，随着成熟度增高，烃源岩中含氮化合物含量有增大的趋势。由此认为地质体中的有机氮化合物是沉积有机质成烃演化的产物，并非从生物体中直接继承而来。地层中的含氮化合物的母质主要是浮游生物、细菌及高等植物中以蛋白质 （肽）形式存在的氨基酸。在沉积有机质成岩作用过程中，这些含氮化合物经过了微生物或化学降解作用，一部分蛋白质中的氨基酸转变成氨 （NH3）而散逸或溶解于沉积物中的孔隙水，其余部分通过以下途径保存在有机质中：①氨基酸中的氮通过与苯酚基团反应使之结合到类腐殖物质中去；②氨基酸与还原糖和醌之类的含羰基化合物反应而被结合到类腐殖物质中去；③以氨或某些胺的形式与碳水化合物的降解产物反应形成含氮杂环化合物。这些反应产物都是惰性组分，能阻止进一步的微生物作用，使其中的氮始终保存于有机质中，直至最终形成干酪根。在有机质的进一步热演化过程中，氮以杂原子有机物的形式从干酪根中伴随着生烃作用通过热降解断裂被释放出来。因而生油岩中的含氮化合物含量与生油岩产烃量有同步变化的趋势。

（3）参数相关性讨论及运移参数选择

原油中含氮化合物的组成特征不仅取决于油气运移作用，可能还与其他多种地球化学因素有关。同样的参数在不同地区，或同一地区不同层位变化特征也可能是明显不同的。因此，吡咯类含氮化合物在油气运移中的应用必须结合具体的地质条件做出合理的判断。此外，吡咯类化合物中有些参数明显受屏蔽效应的影响，而有些参数明显受空间位阻的影响，而更多的是同时受二者的共同作用，并且这两种作用可能导致相同的结果，也可能导致不同的结果，如有些带烷基侧链 （或苯环）的化合物一方面可能对分子中的极性氮原子起屏蔽作用，同时又增大了体积，空间阻碍也明显增大，最终变化特征取决于化合物结构、含量、运移距离，取决于运载层中岩石的矿物成分、结构，以及原油经历的地球化学变化等多种因素。

前人研究表明，原油中吡咯类含氮化合物丰度、1，8－/2，7－DMC参数是良好的油气运移参数 （刘洛夫，1997；李素梅等，1999；李素梅等，2000；熊英等，1999；王铁冠等，2000；徐新德等，2000） 。此外，比较有效的参数主要还有［a］＋［b］＋［c］、［a］/［c］或［a］/（［a］＋［c］）、半屏蔽/屏蔽型、A/C （或 A/B）、3－/4－MC、MC/DMC、DMC/TMC等。随油气运移距离增大，DMC/TMC、MC/DMC、A/B增大，而原油中吡咯类含氮化合物含量、3－MC/4－MC、半屏蔽/屏蔽、［a］＋［b］＋［c］、［a］/［c］等参数值相对降低。但不同地区运移参数的应用效果不同，在实际应用中必须结合具体地质情况，筛选出有效的参数。

表7－4，表7－5是本项研究中选择的部分含氮化合物地球化学参数。为了选择适合研究区的运移参数，分析了几组主要参数的相关性，结果表明，研究区原油中含氮化合物丰度与苯并 ［a］咔唑＋苯并 ［b］咔唑＋苯并 ［c］咔唑 （［a］＋［b］＋［c］）有很好的正相关性 （图7－19），与1，8－/3，4－二甲基咔唑和苯并咔唑［a］/［c］呈很好的负相关性 （图7－20）。

1，8－/2，7－DMC、苯并咔唑［a］/［c］、3－/4－MC与含氮化合物丰度之间也具有良好的相关性 （图7－21）。此外，还有一些参数之间也具有很好的相关性，如图7－22所示，1，8－/3，4－DMC与［a］/［c］，3－/4－MC、1－/4－MC呈正相关，与含氮化合物丰度呈负相关 （图7－20）。

其他一些参数相关性不明显，如在图7－23 上可以 看 出，1，8－/3，4－DMC 与 1，8－/NPE?s－DMC、1，8－/NEX?s－DMC、A/B和 A/C的相关性不是很好，A/B和A/C的相关性也不好。

在上述分析的基础上，本项研究中选择了部分反映含氮化合物含量及不同结构的含氮化合物分布特征的参数，如吡咯类化合物总浓度、苯并咔唑［a］＋［b］＋［c］，屏蔽、半屏蔽、暴露型异构体单体及集合参数：1，8－/2，7－DMC、1，8－/3，4－DMC、1，8－/1，3－DMC、1，8－/NPE?s－DMC、1，8－/NEX?s－DMC、NEX－/NPE－、DMC/TMC、MC/DMC、［a］/［c］、3－/4－MC、1－/4－MC以及 A/B、A/C等 （表7－6），作为油气运移示踪的含氮化合物参数。

2.其他示踪参数特征

（1）正构烷烃碳数分布特征

由于运移过程中的相控分馏作用，随着运移距离增大，高分子量蜡质成分沿运载层沉淀，残留在原油中的高分子量正构烷烃的含量逐渐降低 （Hsieh等，2001）。因此，对于同一油源的原油，高分子量正构烷烃含量相对于中低分子量正构烷烃含量降低指示油气的运移方向。随着运移方向距离增大，原油中低分子量正构烷烃相对于高分子量正构烷烃含量增大，由于这些原油低分子量正构烷烃占主要，在色谱图上表现不明显，以 nC－21和nC21＋nC22代表低分子量正构烷烃化合物，以nC＋22和nC28＋nC29代表高分子量正构烷烃化合物，通过nC－21/nC＋22和 （nC21＋nC22）/（nC28＋C29）相关图可以看出，两者都随着运移距离加大呈正相关关系分布 （图7－24）。从南向北，原油中轻烃组分含量相对增加，重质组分含量相对减少。

表7－4 车排子地区原油中部分含氮化合物含量统计表

表7－5 车排子地区原油中含氮化合物部分参数统计表

图7－19 车排子地区原油中含氮化合物丰度与苯并咔唑［a］＋［b］＋［c］的相关图

图7－20 车排子地区含氮化合物丰度与1，8－/3，4－二甲基咔唑和苯并咔唑［a］/［c］相关图

（2）含硫化合物参数

二苯并噻吩 （DBTs）分子系由两个苯环间夹一个五元环的噻吩环所组成的化合物，对称性的分子结构使其分子的环系具有很高的热稳定性与抗生物降解性。作为分子参数运用 DBTs示踪油藏充注途径的原理，可从分子热稳定性及氢键形成机理两个层次上得以解释。根据分子热稳定性机理，在苯环的不同碳位上具有取代基的烷基二苯并噻吩异构体，呈现出热稳定性的差异，在C－4位 （β位）烷基取代的异构体最为稳定；C－1位 （α位）烷基取代的异构体最不稳定；而在 C－2或 C－3位烷基取代的异构体的热稳定性则依次介于二者之间。因此，烷基 DBTs异构体热稳定性的递降序列表现为：C－4>C－2>C－3>C－1（Budzinski，1991）。而且，随着成熟度的增高，由于热稳定性的异构体 （4－MDBT，2，4－和4，6－DMDBT）的相对数量增多，烷基 DBTs参数4－/1－MDBT，2－/1－DMDBT和4－/1－DMDBT的数值也都相应增大 （Chakhmakhchev A，1997）。

图7－21 车排子地区原油中部分含氮化合物参数与含氮化合物丰度的相关图

图7－22 车排子地区原油中部分含氮化合物参数与1，8－/3，4－DMC的相关图

图7－23 车排子地区原油中部分含氮化合物参数相关图

二苯并噻吩类则是借助于噻吩环硫原子上的孤对电子，与周缘介质中正电性的氢原子形成氢键，导致二苯并噻吩类分子被介质吸附，同样引起运移分馏效应。与烷基咔唑类的分馏效应相似，1－或8－烷基二苯并噻吩异构体属于屏蔽型分子，氢键相对不易形成。随着运移距离增长，屏蔽型或半屏蔽型 （1－MDBT，1，4－DMDBT）分子的数量也相对增加，也导致4－/1－MDBT，2，4－/1，4－DMDBT和4，6－/1，4－DMDBT值下降。因此无论分子热稳定性，还是氢键的形成，二者对于烷基二苯并噻吩类分子的运移分馏效应的结果是相互一致的。因此，基于分子热稳定性机理以及氢键的形成机理，烷基二苯并噻吩类的分子参数，例如4－/1－MDBT，2，4－/1，4－DMDBT和4，6－/1，4－DMDBT，可以作为油气运移与油藏充注途径的示踪参数 （王铁冠，2005）。

研究区原油的4－/1－MDBT，2，4－/1，4－DMDBT和4，6－/1，4－DMDBT相关性不是很好 （图7－25），甚至得出利用咔唑类化合物相反的结论。可能是受成熟度及混源作用的影响，排2－86和排2－88与排2－92井原油的烷基二苯并噻吩异构化参数相差都较大。

排2－88和排2－92与排2井组、排206井组及排8井组的烷基二苯并噻吩异构化参数相差都较大，另外 卡6 井 的 各 项 参 数 都 较 低。综 合 研 究 各 个 参 数，发 现 4，6－/1，4－DMDBT和1－MDBT/DBT的变化趋势和咔唑类化合物得出的结论比较吻合 （图7－25d）。

表7－6 吡咯类含氮化合物运移参数选择

注：MC—甲基咔唑；DMC—二甲基咔唑；NEX?s—氮官能团暴露的异构体之和；NPE?s—氮官能团屏蔽的异构体之和；A、B、C见图7－15，代表氮官能团屏蔽、部分屏蔽、暴露的异构体；Ca—咔唑系列；BC—苯并咔唑系列；G1、G2、G3分别代表屏蔽、部分屏蔽和暴露的咔唑类；a1、a2见图7－15；W—含氮化合物绝对浓度 （μg/g）。Cx中的x为侧链总碳数。

图7－24 车排子地区原油中正构烷烃参数分布图

（3）C29甾烷ββ/（αα＋ββ）分布特征

图7－25 车排子地区原油中烷基二苯并噻吩异构化参数分布图

C29甾烷ββ/（αα＋ββ）不仅受成熟度的影响，还与油气在运移过程的地色层作用有关，一般情况下，C29甾烷20S/（20S＋20R）与C29甾烷ββ/（αα＋ββ）存在线性正相关关系，原油的两个成熟度值一般均分布在C29甾烷ββ/（αα＋ββ）对C2920S/（20S＋20R）的相关趋势线上或其附近，若C29甾烷20S/（20S＋20R）偏离在趋势线的右侧，表明受地色层作用的影响 （Peters and Moldowan，1993）（图7－26）。

图7－26 根据甾烷异构化参数分析石油运移的影响（据Seifert和 Moldowan，1981）

在研究区内原油样品甾烷C29甾烷20S/（20S＋20R）与 C29甾烷ββ/（αα＋ββ）的相关图中，所有样品都分布在趋势线附近 （图7－13），油气运移分馏作用不明显。卡6井古近系原油由于成熟度参数和排字号井相差较大，C29甾烷20S/（20S＋20R）和C29甾烷ββ/（αα＋ββ）都很低；排字号井中由于排22井为遭受生物降解的稠油，C29甾烷20S/（20S＋20R）和C29甾烷ββ/（αα＋ββ）两参数最高，但由于生物降解作用可能已经偏离实际的值；同处于南侧的排2－86、排2－87与排2－88、排2－92井的成熟度相差较大；另外排2、排6井、排8井的成熟度相差不大，部分原油样品的成熟度甚至超过排2－88和排2－92井。此外，由于这两个成熟度参数还明显地受到白垩系低熟烃源岩浸染作用的影响，这些均可能影响C29甾烷20S/（20S＋20R）与C29甾烷ββ/（αα＋ββ）的变化，因此，不适合用 C29甾烷20S/（20S＋20R）与C29甾烷ββ/（αα＋ββ）相关图判断油气运移作用。

（4）原油族组分的分布特征

从图7－27可以看出，由南部的卡6井区向北部原油中饱和烃含量逐渐增高，芳烃含量逐渐降低 （图7－28）。这可能与油气由南向北运移过程中的分馏作用有关。

图7－27 车排子地区原油中饱和烃含量分布图

图7－28 车排子地区原油中饱和烃与芳烃含量相关图

（5）原油物性的变化特征

轻质油中无论是密度还是黏度，从南到北都有一定的变化规律。西南部的排2－88井附近井组的原油密度最高达到0.89g/cm3，排2－86附近井组原油的密度在0.86左右，排8井组的原油密度在0.826～0.85g/cm3，排206附近井原油的密度在0.81～0.82g/cm3，排2井原油密度只有0.79g/cm3（图7－29）。黏度与密度具有相同变化趋势，都是南部的排2－88附近井的最大，越往北越小 （图7－30）。排2－86附近井组原油的含蜡量最大，排2－88井附近井组原油的含蜡量最低。

图7－29 车排子地区轻质油和卡6井原油密度和黏度变化示意图

图7－30 车排子地区轻质油物性相关图

从轻质油物性相关图 （图7－30）上可以看出来，排2－88和排2－86附近井组原油的密度和黏度都较大，越往北，原油的密度和黏度都变低。从这点也可以看出原油具有从南向北运移的趋势。排206附近井原油的密度比排2井附近的大，原油可能是从排206运移至排2井的。

（6）QGF和 QGF－E分析结果与油气运移趋势

利用储层砂岩颗粒荧光定量分析 （QGF）和颗粒抽提物荧光定量分析 （QGF－E）技术，可以分析凹陷的生烃属性，即倾油倾气性；分析研究区在地质历史时期是否发生过油气充注，以及充注期次、时期及相对强弱；分析研究区在地质历史时期是否形成过油藏，结合测井等资料研究残余油藏油水界面；以及分析残余油藏流体物性。

中石油新疆分公司勘探开发研究院 （2008）对车85井和车89井两口井新近系、古近系和白垩系样品进行了 QGF和 QGF－E分析。两口井的 QGF和 QGF－E数值绝大多数都大于0，表明这两个井区在地史时期中有烃类运移通过所分析的层位 （N1s、K2d），说明本区曾经是油气运移通道。

车85井的1、2、3号采样段的 QGF－E数值的平均值都大于20，以前人 （王飞宇）研究的古油藏成藏的 QGF－E标准作为判断依据，可推测这三个采样段的位置可能形成过古油藏。车88井的2、5、6号采样段的 QGF－E数值平均值也大于20，也可能形成过古油藏。

从 QGF和 QGF－E资料来看，油气运移通过车85井区的数量比通过车88井区的要多，因为车85井的 QGF－E 数值相对于车88井 成 倍 增 大。由 此 可 初 步认为， 有 更 多的 侏罗系和 （或）白垩系烃源岩所生成的油气是从四棵树凹陷运移到车排子凸起上去的。这一认识在原油族组分的平面变化上也有所体现，从图中可以看出，由四棵树凹陷往车排子凸起方向，随着运移距离的增大，饱和烃含量表现出逐渐增大的趋势，而非烃＋沥青质含量表现出减小的变化趋势。

20世纪70年代初，我国开始用天然放射性测量寻找地下水源，至今已取得了良好的效果和进展。该方法的优点为设备轻便、操作简单、探测速度快、成果反映直观，是寻找地下水源的一种简单、经济和有效的方法。

利用放射性测量主要是寻找与断裂、裂隙有关的基岩地下水。在断裂带、破碎带和裂隙发育带中，地下水的迁移、搬运不断地对周围岩石中的放射性元素进行冲刷、析出、沉淀、运移等，使作为水通道的断层破碎带与周围岩石之间存在着放射性元素含量的相对富集或相对贫化的差异，从而产生了放射性强度的差异。因此，在与断裂、裂隙构造部位相应的地表处，通常存在放射性异常。当放射性元素正向迁移作用（即氧化、溶解、扩散、射气等使各种放射性元素从岩石进入水中的作用）大于反向迁移作用（即在地下水运动过程中，由于构造环境、地球物理和地球化学条件的改变，造成天然放射性元素自水中析出、沉淀，被粘土、有机质等颗粒所吸附的作用）时，断裂破碎带上的放射性强度低于围岩，即所谓放射性元素相对贫化，此时则出现天然放射性强度的“负异常”，反之，当反向迁移作用大于正向迁移作用时，断裂破碎带上的放射性强度高于围岩，即放射性元素相对富集，则出现天然放射性强度的“正异常”。无论“正”或“负”异常都是判断是否有含地下水构造存在的标志[10,11],。

利用天然射线测量法找水，目前国内采用的方法有γ测量、静电α卡法、α径迹测量、210Po测量等。不同方法可探测不同的核素异常。一般说来，α放射性测量比y放射性测量更为灵敏，探测深度更大。尤其是α径迹测量和210Po测量，其干扰因素少，有利于克服地形、地物和气候变化等影响。210Po测量比α径迹测量显示的异常范围大、异常边界不很清晰，但其工作周期短、取样分析比较方便。所以，在利用天然放射性寻找地下水源时，若覆盖层较薄、工作范围较大，则使用快速的y测量，若覆盖层厚度大、工作范围小，则采用α径迹测量或210Po测量。

1.y测量

γ测量是直接测定迁移至地表的放射性元素（包括Rn的衰变物）所发出的γ射线。一般用高精度辐射仪如FD-71、FD-31、T FS-1和T FS·2型辐射仪，徒步沿剖面测量。

γ测量是一种简便的找水方法，具有仪器轻便、工作方法简单、效率高、成本低和直观的优点。但由于含水构造引起的放射性异常强度一般只是正常场的1.1～1.4倍，要可靠地确定异常性质，测量时要求辐射仪的灵敏度应大于3×10-6eU（[当量铀e（U）含量]）

1×10-6eU=0.619γ 1γ＝71.767×10-15A/kg=71.767 fA/kg（飞安每千克）。

图3-1-33 山东平阴γ曲线图

（据朱焕祖，1986）

1—表土；2—页岩；3—石灰岩

γ测量探测深度小，一般只有几十厘米至几米，最深不超过15m。当测区的地下水较丰富、埋藏较深、流速较大、表层又缺少土时，不利于放射性元素富集，在其上不易发现放射性异常。在开展工作时，要注意γ测量的方法有效性，不可盲目使用。

图3-1-33是山东平阴一条剖面上γ测量的结果。地表为厚度约10m的粘性土，基岩为页岩和灰岩。两台辐射仪观测的γ曲线上均有明显的低值异常，极小值比正常值低25%左右。经钻探验证，在50号点附近石灰岩破碎、裂隙发育，钻孔内静水位为8m，抽水试验时地下水位降14m，涌水量达1900～2400t/d。低值γ异常为含水构造裂隙的反映[11]。

2.α径迹测量

所谓径迹是指裂变碎片在绝缘固体物质中产生的辐射损伤。当利用塑料胶片在土壤层浅孔中接收Rn、Th及其子体所产生的α线辐射时，a粒子就会在胶片上产生辐射损伤。因肉眼看不到，故又称为潜伏径迹，经化学方法腐蚀后，蚀刻出来的辐射损伤叫做径迹。在普通光学显微镜下，径迹呈圆锥形的坑洞，称为蚀坑。蚀坑在镜下透视平面上表现为圆形或椭圆形带黑边的亮点。根据胶片上出现的径迹（亮点）密度，可估计辐射到胶片上的α射线的强度。

α径迹测量是利用径迹现象来找水的一种方法，是利用塑料胶片在土壤层浅孔中接收Rn、Th及其子体产生的α射线的辐射，然后用一定倍数的显微镜观测经化学腐蚀方法处理的塑料胶片上的径迹密度。在富水裂隙带上部的土壤层中可形成高于背景值的径迹密度异常，根据径迹密度异常可确定富水裂隙带，从而达到寻找基岩裂隙水的目的。

α径迹测量简单易行，比γ测量有更高的灵敏度。由于Rn的半衰期为3.825天，能扩散百米之外，所以，它通常可探测几十米。

α径迹测量所需设备如下：

1）探测装置：为塑料胶片和探杯。塑料胶片可选用醋酸纤维胶片或硝酸纤维胶片，探杯用直径8cm、高9cm的陶瓷茶杯或塑料探杯。

2）蚀刻装置：包括恒温水浴锅、温度计、台杯、烧杯、量杯、化学蚀刻架、化学试剂（KO H、NaOH、KMnO4和HCl）等。

3）观测装置：为普通生物显微镜，并附有统计径迹密度用的刻度尺。

野外工作时，首先将塑料胶片剪成1.5cm×3.5cm的长方形，并在两端用针尖刻记编号，编号要统一刻在胶片的同一面。然后用透明胶带粘住胶片两端，将其粘着固定在探杯内离杯口4cm的深处，使胶片平悬于探杯中央（图3-1-34）。

图3-1-34 探测器安装过程示意图

（据南京大学地质系基岩裂隙水探测方法研究小组，1983）

（a）胶片两端刻记编号（；b）用透明胶带纸粘住胶片两端；（c）胶带纸的另一端粘着于杯壁使胶片平悬于探杯中央；（d）胶片离杯口距离4cm

1—胶片；2—透明胶带纸；3—探杯

然后，在选择的剖面上，按一定的点距，一般为3～5m，挖35～45cm深的浅孔，浅孔要避开人工填土、沟边、陡坎边。将编好号的探杯口朝下放入浅孔，盖上塑料布，再压土封好。

由于Rn的半衰期为3.825天，在埋探杯后一个月左右，Rn及其子体可达到平衡，因此，埋杯时间一般为15～30天。为了保证测量条件的一致，在同一测区必须用同一埋杯时间。

α径迹测量结果以α径迹密度曲线剖面表示（图3-1-35）。径迹密度单位可用胶片上每0.26mm2内的径迹数目（j）或每平方毫米内的径迹数目（j/mm2）表示。一般认为，径迹密度异常值高于背景值四倍以上时，反映构造断裂的效果较好。

图3-1-35 α径迹密度曲线剖面

（据南京大学地质系基岩裂隙水探测方法研究小组，1983）

依断裂规模、性质的不同，在α径迹密度曲线上呈现不同的异常特征。异常类型可有下述几种（图3-1-36）。

1）单峰状异常：以一点或相邻两点形成的异常为特征，常反映单一的直立的断裂带，其两侧次级断裂、裂隙、破碎不发育（图3-1-36（a）。

图3-1-36 常见的几种径迹密度曲线异常类型示意图

（据南京大学地质系基岩裂隙水探测方法研究小组，1983）

（a）单峰状异常；（b）双峰状异常；（c）多峰状异常；（d）对称异常

2）双峰状异常：其特征是以一点或相邻两点形成主峰异常，在其一侧出现强度上次于主峰异常的次峰异常（，图3-1-36（b）。主峰异常为主断裂带的反映，次峰异常为主断裂上盘一侧的次级裂隙或破碎的反映。

3）多峰状异常：其特征是曲线呈锯齿状，异常有一定宽度，反映了宽度较大的断裂带或较宽的节理密集破碎带（图3-1-36（c）。

4）对称异常：其特征是在低缓异常背景上叠加了单峰状异常，主峰异常反映了直立的主断裂，两侧低缓异常反映了次级断裂带或破碎带（图3-1-36（d）。

除上述类型外，还常见以下一些不规则形态的曲线（图3-1-37）。

图3-1-37 几种不规则的曲线形态

（据南京大学地质系基岩裂隙水探测方法研究小组，1983）

（a）风化裂隙所反映的曲线形态；（b）不同岩层界面两侧反映的曲线形态；（c）岩溶、裂隙、洞穴上的曲线形态

3.210Po测量

210Po测量是通过取土壤样品，用化学处理的办法将样品中放射性元素210Po置换到铜、镍等金属片上，再用α辐射仪测量析沉在金属片上的210Po所辐射的a射线强度。

由于新构造断裂上方的土壤层中210Po的含量明显地比周围的含量高，因此，用210Po测量测得的α射线强度异常可推断新构造断裂的位置，从而达到找水的目的。

210Po测量的野外工作主要是采样。采样点距为3～5m，采样深度35～45cm，样品重量20～30g。210Po测量可与α径迹测量配合，在α径迹测量的土壤层浅孔底取样。

210Po测量的室内工作包括样品的化学处理和金属片上的α射线强度测定。其步骤如下。

1）称量8～10g样品放入100mL的烧杯中；

2）注入2.5N的H Cl 130mL，浸泡数小时；

3）将直径为19cm的铜片放入溶液中，振荡3～4小时；

4）取出铜片，用清水冲洗干净，晾干；

5）用低本底α辐射仪（如EJ-13、FD-3005型等）测量铜片上210Po的a射线强度，其单位以计数率（脉冲/小时）表示

计数率是一种相对读数记录单位，随仪器不同而不同，需经过标准源进行标定后，才能换算成放射性活度单位。

210Po测量结果以剖面曲线图表示。曲线上高于背景值2～3倍以上的α射线强度定为异常。

图3-1-38是无锡某地用210Po测量寻找新构造裂隙水的例子。测区内出露地层为上志留统茅山组砂岩、石英砂岩。区内裂隙、节理发育，断裂构造有N W 290°和N E10°两组。在预计布井的范围内，经地质观测认为，N E10°一组裂隙为更新的一组含水构造。为此，布置了近东西向的α径迹测量剖面。测量结果见图3-1-38b。由图可看出，在3号点和12号点处出现明显的异常，经12号点处的钻探验证，异常为含水新构造裂隙带引起的。

图3-1-38 无锡某地地质、物探综合剖面

（据石玉春，1982）

（a）α射线强度曲线（；b）α径迹密度曲线1—砂岩；2—构造裂隙

为了验证210Po测量探测新构造裂隙水的效果，在α径迹剖面上采集土壤样品，测定210Po的α射线强度（图3-1-38）。结果表明，在α径迹密度异常位置上同样出现a射线强度异常，而且比α径迹密度异常更明显[13]。

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