超压对有机质热演化的差异抑制作用及层次

中国科学 D 辑 地球科学 2004, 34 (5): 443~451 443

超压对有机质热演化的差异抑制作用及层次*

郝 芳

①②**

姜建群① 邹华耀① 方 勇① 曾治平②

(①石油大学油气成藏机理教育部重点实验室, 北京昌平 102249; ②中国地质大学石油系, 武汉 430074)

摘要 有机质热演化由一系列平行而连续的反应构成. 不同热演化反应具有不同的活化能分布、产物浓度变化速率和体积膨胀效应, 其对超压的响应程度可以明显不同, 决定了超压对不同热演化反应和不同成熟度指标的差异抑制作用和层次. 通过对莺歌海盆地、琼东南盆地和渤海湾盆地东濮凹陷不同压力系统有机质热演化的综合对比分析, 识别出超压抑制有机质热演化的4个层 次: (1) 超压抑制了有机质热演化的各个方面, 包括不同干酪根组分的热降解(生烃作用)和烃类的热演化; (2) 超压仅抑制了烃类的热演化和富氢干酪根组分的热降解, 而对贫氢干酪根组分的热演化不产生重要影响, 因此镜质体反射率未受到抑制; (3) 超压抑制了烃类的热裂解, 而对干酪根的热降解未产生明显影响; (4) 超压对有机质热演化的各个方面均未产生可识别的影响. 超压抑制有机质热演化的各个方面是源岩早期超压(超压在有机质成熟度较低时开始发育)和长期保持封闭流体系统的结果. 超压发育过晚、超压强度低、超压流体频繁释放等都可能导致超压对有机质热演化的各个方面均不产生可识别的影响. 在很多情况下, 超压对有机质热演化的抑制作用属于第2和第3层次, 需要用多种参数识别超压抑制作用. 关键词 超压 有机质热演化 生烃作用 差异抑制作用

2003-07-29收稿, 2004-02-15收修改稿

* 国家自然科学基金(批准号: 40125008、40238059)和教育部科学技术研究重大项目(批准号: 10419)资助 ** E-mail: haofang@https://www.wendangku.net/doc/2b14361696.html,

传统的油气生成模式没有考虑压力的作用[1]. 关于压力在有机质热演化和生烃过程中的作用, 不同学者曾提出三种相互矛盾的观点: (1) 压力对有机质热演化和生烃作用无明显影响[1,2]; (2) 压力的增大促进有机质热演化特别是烃类的热裂解[3]; (3) 压力的增大抑制有机质热演化和生烃作用[4,5]. 全球发育180多个超压盆地, 超压在有机质热演化中的作用不仅

直接影响超压盆地的油气资源评价, 而且与深层油气成藏及保存密切相关[6], 因此得到了广泛关注. 各国学者进行了大量模拟实验和实例观测, 但模拟实验和实例观测似乎都提供了相互矛盾的证据. 一些模拟实验揭示压力可以抑制有机质热演化[7,8], 而另一些模拟实验表明压力对镜质体反射率等热演化参数无明显的影响[9]. 在实例观测中, 一方面在很多盆

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地(如北海盆地[10~12]、美国Unita盆地[13]、加拿大Sable 盆地[14]及我国莺歌海盆地[15,16]和准噶尔盆地[17,18])中证明了超压对有机质热演化的抑制作用; 另一方面在很多盆地(如我国琼东南盆地[16], 美国绿河盆地[19]和澳大利亚西北陆架区[20])中证明超压对镜质体反射率等有机质热演化参数未产生可识别的影响. 很显然, 目前还缺乏能够系统解释模拟实验和观测结果的超压环境有机质热演化理论.

尽管沉积、早期成岩环境的变化可引起镜质体反射率异常[21,22], 但镜质体反射率仍被认为是有机质热演化的最有效指标, 且实际上是大多数学者研究压力/超压在有机质热演化中作用的主要参数甚至唯一参数. 有机质热演化和生烃作用由一系列平行而连续的反应构成, 镜质体作为大多数源岩中干酪根有机显微组分的较小部分, 其成熟作用和由此决定的反射率变化不足以反映超压环境有机质热演化的各个方面. 本文将详细考查不同热演化参数对超压的差异响应, 研究超压抑制有机质热演化的层次及控制因素.

1 不同超压环境有机质的热演化

1.1 莺歌海盆地

莺歌海盆地是发育于南海北部大陆架的新生代盆地. 该盆地具有异常高的沉降、沉积速率, 第三系、第四系的累积厚度超过17 km, 3000 m以下普遍发育超压[23].

(1) 超压对干酪根热降解的影响图1是莺歌海盆地LD30-1-1井温度、压力和有机地球化学剖面. 该井发育三个流体压力系统, 3300 m以上为静水压力系统, 3300~3900 m为中部超压系统, 3900 m以下为深部强超压系统(图1(a)). 在静水压力系统, 镜质体反射率(R o)和热解峰温(T max)随埋藏深度增大而增大, 二者反映的成熟度相吻合, 且实测R o值与地温梯度相近的YA19-1-1井的实测R o值及根据地层埋藏史和热史计算的R o值相近(图1(f)), 表明镜质体反射率和热解峰温均有效地反映了静水压力系统的有机质成熟度. 然而, 中部超压系统和深部强超压系统有机质热演化出现明显的异常. 1) 中部超压系统和深部强超压系统的热解峰温(图1(e))和镜质体反射率(图1(f))均明显偏离了静水压力系统的正常演化趋势, 出现异常低值. 2) 中部超压系统和深部强超压系统的实测R o值明显低于YA19-1-1井相近埋藏深度的实测R o值(图1(f)). YA19-1-1井的地温梯度为41℃/km, 略低于LD30-1-1井(46℃/km)(图1(b)), 但YA19-1-1井5000 m的实测R o值高达2.4%; 而LD30-1-1井5010 m的实测R o值仅为1.2%. 3) 中部超压系统和深部强超压系统的实测R o值明显低于根据地层埋藏史和热史模拟计算的R o值(图1(f)). 根据地层埋藏史和热史计算的R o值与地温梯度相近的YA19-1-1井的实测R o值及通过下延静水压力系统的正常R o趋势线预测的R o值相吻合, 表明模拟计算是有效的. 但LD30-1-1井中部超压系统和深部强超压系统的实测R o值明显低于模拟计算值. 例如, 5000 m的计算R o 值为2.40%, 实测R o值仅为1.2%.

总之, 实测参数与模拟计算结果的比较及与相邻钻井实测资料的对比均表明, LD30-1-1井中部超压系统和深部强超压系统的镜质体反射率和热解峰温异常低. 镜质体反射率和热解峰温是反映干酪根热降解和生烃演化程度的最重要指标, 超压层段镜质体反射率和热解峰温的低异常证明超压抑制了干酪根的热降解和生烃作用.

(2) 超压对烃类裂解的抑制作用根据传统生烃模式, 有机质在R o = 0.5%~0.6%时进入生烃门限[1], 在R o = 0.9%~1.0%时进入生烃高峰. C15+烃类在R o = 0.9%±开始裂解, 在R o = 2.0%时C2+烃类基本被裂解, 有机质热演化进入裂解甲烷阶段[1,24,25]. LD30-1-1井的实测地温梯度为46℃/km, 在4750 m, 根据传统模式计算的R o值达到2.0%, 有机质热演化进入准变质作用阶段. 5010 m的实测地温为240℃, 计算的R o值为2.46%, 根据传统模式已进入裂解甲烷阶段, 但泥岩中仍含有较丰富的液态烃, 正构烷烃碳数可达C30以上(图2), 表明超压不仅抑制了干酪根的热降解和生烃作用, 而且抑制了烃类的高温裂解, 使在没有超压抑制作用的情况下已进入裂解甲烷阶段的高温地层中保存较丰富的长链烷烃(图2).

(3) 超压对烃类结构演化的抑制作用C21?/ C22+和C21+22/C28+29是反映正构烷烃分布的常用参数.

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图1 莺歌海盆地LD30-1-1井地层温度、压力和有机质热演化剖面

图2 莺歌海盆地LD30-1-1井不同深度C 15+正构烷烃分布　

如图3所示, 随深度增大, C 21-/C 22+和C 21+22/C 28+29逐渐增大, 与有机质的正常热演化趋势一致. 在3900 m 以上(即在浅部静水压力系统和中部超压系统), Pr(姥鲛烷)/n C 17和Ph(植烷)/n C 18亦随深度增大而降低. 但深度超过3900 m, 即进入深部强超压系统, Pr/n C 17和Ph/n C 18随深度增大的变化趋势发生逆转, 即随埋藏

深度增大, Pr/n C 17和Ph/n C 18出现微弱增大的趋势(图3), 与有机质的正常热演化趋势恰恰相反.

有机质的来源和沉积-成岩环境的变化可以导致Pr/n C 17和Ph/n C 18的变化. 然而, 元素和干酪根有机显微组分分析均表明, LD30-1-1井各地层单元均以高等植物来源的Ⅲ型干酪根占绝对优势[15,16], 因此排

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图3 LD30-1-1井C 15+饱和烃分布随深度的变化

除了有机质来源和/或沉积环境的变化引起Pr/n C 17和Ph/n C 18变化的可能性.

正构烷烃和异戊间二烯烷烃的热稳定性存在较明显的差异, 无环类异戊间二烯烷烃的热稳定性低于相邻的正构烷烃[1]. 因此, 随温度/成熟度增高, Pr/n C 17和Ph/n C 18逐渐降低. 在根据传统模式已进入准变质作用阶段的高温地层中仍存在较丰富的异戊间二烯烷烃, 且Pr/n C 17和Ph/n C 18接近甚至大于1, 证明在强超压条件下, 即使热稳定性较低的异戊间二烯烷烃亦能在通常认为的液态石油“死亡线”之下稳定存在. 更重要的是, LD30-1-1井各地层单元的有机质来源和类型相同, 证明3900 m 以下Pr/n C 17和Ph/n C 18的异常变化与强超压环境下的有机质热演化密切相关. 强超压系统中, C 21-/C 22+和C 21+22/C 28+29随深度增大而增大, 而Pr/n C 17和Ph/n C 18微弱增大, 反映了不同类型化合物对超压的差异响应和热稳定性不同的有机组分的差异演化: 超压使热稳定性较低的组分在高温条件下得到保存[7,26].

1.2 渤海湾盆地东濮凹陷

东濮凹陷是渤海湾盆地最南端的断、垒相间的沉降-沉积单元. 由于盐岩的强封闭作用和下第三系源

岩的生烃作用, 东濮凹陷中、深层普遍发育了较强的超压. 与莺歌海盆地LD30-1-1井超压层段镜质体反射率出现低异常明显不同, 东濮凹陷静水压力系统和超压系统的镜质体反射率剖面连续, 且实测R o 值与根据地层埋藏史、热史和EasyRo 模型计算的R o 值基本吻合, 表明超压未对镜质体反射率产生可识别的抑制作用. 但超压对烃类的热裂解和烃类结构的变化产生了重要影响. (1) 模拟计算和实测R o 值均表明, 自5000 m±开始有机质热演化进入准变质作用阶段, 但埋藏深度近5500 m 的超压地层仍含有较丰富的烃类, 正构烷烃碳数可达C 30以上. (2) 5000 m 以下(实测R o > 2.0%)的超压地层仍发育较丰富的热稳定性较低的异戊间二烯烷烃, 且在超压系统内, Pr/n C 17和Ph/n C 18随深度增大出现逐渐增大的趋势, 与正构烷烃和异戊间二烯烷烃的正常演化趋势恰恰相反. 由此可见, 东濮凹陷超压抑制了烃类的热裂解和烃类结构的变化, 但对镜质体反射率未产生可识别的影响.

1.3 琼东南盆地

图4是琼东南盆地YA21-1-2井的泥岩密度、地层压力和有机质热演化剖面, 3900 m 以上为静水压力

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图4 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　

系统, 3900 m 以下为超压系统.

YA21-1-2井的镜质体反射率剖面发育不连续的三段, 其中中段(3500~3900 m)的R o 梯度几乎接近于零, 整个镜质体反射率剖面呈扭曲的“Z ”形. 与LD30-1-1井的三段式R o 剖面(图1)不同, YA21-1-2井R o 陡直段发育于超压顶面(3900 m±)之上的正常压力系统, 且R o 陡直段及其以上地层的R o 值高于地温梯度相近的其他钻井(如YA8-2-1和YA21-1-1井, 图4(c)). 接近直立的R o 段表明古地温梯度接近零, 而地温梯度接近零是热流体垂向流动的结果[27,28], 实际上是超压界面附近, 超压引起地层间歇性破裂和超压流体通过裂隙幕式垂向排放的结果[16,29]. 超压顶界面之上受流体活动影响最强烈的层段(3500~3900 m)相对较高的氯仿沥青“A”/TOC(图4(d))和总烃/TOC(图4(e))证明了流体活动对生烃作用的强化.

实测压力、泥浆比重和测井信息均表明, YA21-1-2井3900 m 以下存在较强的超压, 而超压引起的地层破裂和流体流动表明, 现今埋藏深度为3500~3900 m 层段的地层压力在地史时期达到了地层破裂压力, 即地层压力达到静岩压力的85%±[30], 一方面表明超压发育较早, 另一方面表明超压较强. 然而, 在YA21-1-2井, 超压并未对有机质热演化产生

可识别的影响. 超压未影响干酪根的热降解和生烃作用. 超压层段的实测R o 值随深度增大而增大, 且高于地温梯度相近但不发育超压的YA8-2-1井(图4(c)); 根据未考虑压力作用的传统时-温双控模型计算的R o 值与超压层段的实测R o 值相吻合(图4(c); 从正常压力系统到超压系统, 反映生烃演化程度的指标如“A”/TOC 和总烃/TOC 规律性增大(图4(d), (e)). 超压未对烃类裂解和烃类结构的演化产生明显的影响. 如图4(f)和4(g)所示, 从静水压力系统到超压系统, Pr/n C 17和Ph/n C 18连续演化, 且深度超过3000 m, Pr/n C 17和Ph/n C 18均随埋藏深度增大而降低, 与莺歌海盆地LD30-1-1井(图3)和渤海湾盆地东濮凹陷超压系统Pr/n C 17和Ph/n C 18随深度增大而增大的演化趋势恰恰相反.

2 讨论

2.1 压力/超压与镜质体反射率

尽管沉积、成岩环境的变化可以导致镜质体反射率异常[21,22], 但镜质体反射率仍然被大多数学者认为是最重要的有机质热演化指标. 一些学者试图用镜质体反射率模型来反映压力/超压在有机质热演化中的作用. Dalla Torre 等[8]根据不同压力条件下的模

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拟实验结果, 提出了镜质体反射率变化的动力学模型:

R o(%) = k2P?m t n exp(?E/RT), (1) 其中k2 = 195.195巴/s, P为压力, t为时间, m为常数(0.131), n = 0.0714, E = 24.99 kJ/mol.

该模型将镜质体反射率的变化与压力直接联系起来, 意味着压力对有机质热演化无条件产生作用. 然而, 在莺歌海盆地(图1)、渤海湾盆地东濮凹陷和琼东南盆地(图4)的静水压力系统中, 镜质体反射率均可以用传统的时间-温度双因素控制模型加以描述和预测. 因此在静水压力条件下, 压力的增大不会对有机质热演化产生抑制作用, 镜质体反射率演化的时间-温度-压力模型[8]不能应用于沉积盆地中有机质热演化的预测.

Carr[14]提出了将镜质体反射率与温度、时间和超压(剩余压力)联系起来的PresRo模型, 并用Hao等[16]报道的莺歌海盆地LD30-1-1井的压力和镜质体反射率资料(图1)进行了检验. PresRo模型认为只有超压才能影响镜质体反射率, 与将镜质体反射率直接与压力结合起来的Dalla Torre模型相比, 更接近在沉积盆地中观测到的实际情况: 有机质热演化抑制只发育于超压系统. 然而, PresRo模型意味着超压将无条件抑制有机质热演化和生烃作用. 如前所述, 渤海湾盆地东濮凹陷、琼东南盆地YA21-1-2井(图4)的超压均未对镜质体反射率产生可识别的影响, 证明并非所用超压系统镜质体反射率均受到抑制. 换言之, 超压对镜质体反射率的抑制作用是有条件的, PresRo不能用于所有超压地层的镜质体反射率预测.

2.2 超压对不同热演化反应和成熟度参数的差异抑制

有机质热演化由一系列平行而连续的有机反应构成, 主要包括干酪根的热降解和生烃反应、烃类结构和构型的变化反应及烃类的热裂解反应. 超压对某一反应的影响程度取决于该反应的体积膨胀效应和产物浓度变化速率或幅度. 反应的体积膨胀效应越强, 产物浓度变化速率或变化幅度越高, 超压的抑制效应越明显; 反之, 反应的体积膨胀效应越弱, 产物浓度变化速率或变化幅度越小, 超压的抑制作用越弱甚至不产生抑制作用. 因此, 在同一超压系统中, 不同热演化反应的产物浓度变化速率和体积膨胀效应的差异将导致不同反应对超压的差异响应, 从而导致超压对不同热演化参数的差异抑制. 根据莺歌海盆地(图1～3)、渤海湾盆地东濮凹陷和琼东南盆地YA21-1-2井(图4)超压系统不同热演化反应与超压的关系, 超压对不同热演化反应的差异抑制应包括如下3种情况.

(1) 不同干酪根组分的差异成熟和差异生烃作用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(包括镜质体)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超压影响的现象. 在富氢和贫氢组分同步演化的情况下, 类脂组分的可见荧光在R o = 1.1%~ 1.3%时消失[31]. 在渤海湾盆地东濮凹陷的盐下超压地层中, 实测R o为1.58%~1.76%的样品的孢子体仍具有较强的荧光, 显然孢子体和镜质体的演化不同步, 反映了不同干酪根组分的差异成熟作用: 贫氢组分(镜质体)的热演化正常(镜质体反射率未受超压的抑制)而富氢组分(孢子体)的成熟作用受到超压抑制.

(2) 干酪根和可溶有机质的差异演化在东濮凹陷, 实测R o>2.0%以及根据传统模式已进入裂解甲烷阶段的盐下超压地层中仍含有较丰富的液态烃, 表明镜质体反射率正常演化, 但烃类的热裂解受到强烈的抑制. 由于原油裂解具有巨大的体积膨胀效应[25,32], 超压对原油裂解反应的抑制作用具有普遍性. 对全球600多个油气田的统计分析, 证明超压环境液态石油可以在更高的温度下得到保存.

(3) 热稳定性不同的烃类组分的差异演化在一些盆地的超压系统中, C21-/C22+和C21+22/C28+29随深度增大而增大, 符合C15+正构烷烃的正常演化趋势, 而Pr/n C17和Ph/n C18随深度增大保持恒定甚至微弱增大, 与正常情况下的演化趋势恰恰相反. 正构烷烃和异戊间二烯烷烃相互矛盾的演化趋势揭示了强超压条件下热稳定性不同的有机组分的差异演化[7,26].

从上述可见, 镜质体仅仅是干酪根的一部分, 镜质体的成熟作用(决定镜质体反射率的变化速率)仅仅

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是干酪根热降解和生烃反应的一部分. 因此, 在超压环境下镜质体反射率演化正常并不一定意味着超压完全没有对有机质热演化产生抑制作用.

2.3 超压抑制作用的层次

前面讨论的实例表明, 超压既可以抑制有机质热演化的各个方面和各种热演化参数(如莺歌海盆地LD30-1-1井), 也可以仅对某些反应或参数产生抑制作用(如东濮凹陷), 甚至对各种热演化反应和参数均不产生可识别的影响(如琼东南盆地). 根据超压系统内各类有机质热演化反应的受抑制作用程度, 可以将超压对有机质热演化的抑制作用分为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面. 与常压环境有机质热演化的时-温双控模式相比, 干酪根的降解生烃作用、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1~3)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. 在此情况下, 镜质体反射率不会出现明显的异常但可用富氢无定形、藻质体、壳质体等富氢组分的荧光参数及其与镜质体反射率的对比关系识别超压的抑制作用. 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, 对各种干酪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酪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 超压对干酪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面均未产生可识别的影响, 有机质的热演化符合传统的时-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4)属于这一层次. 2.4 超压抑制作用层次的控制因素

如图1~3所示, 在莺歌海盆地, 超压抑制了有机质热演化的各个方面. 由于细粒沉积物快速充填和上第三系断裂不发育, 莺歌海盆地三亚组和梅山组在有机质热演化早期发育超压并长期保持封闭~半封闭流体系统. 早期超压(超压在有机质成熟度较低、地层压实程度较弱时开始发育)具有如下地球化学效应.

(1) 水的存在可以明显抑制有机质的热演化[8,24,33]. 早期超压使超压地层保持较高的孔隙度和较丰富的地层水, 从而具有较高的地层水/有机质比率, 有利于抑制有机质热演化反应. (2) 超压地层中较丰富的地层水可以明显降低粘土矿物的催化作用[34], 有利于促进超压对有机质热演化的抑制. (3) 早期超压使超压环境有机质热演化反应特别是干酪根热降解和生烃反应具有较强的体积膨胀效应和较高的产物浓度变化速率, 有利于超压的抑制作用. 封闭~半封闭流体系统是莺歌海盆地上第三系断层不发育(缺乏有效的垂向流体输导通道)的结果[35,36], 超压地层异常高的S1/(S1+S2)(图1(d))正是地层保持封闭流体系统, 有机质热演化产物未能有效排出的反映. 封闭~半封闭流体系统不仅保证地层长期处于强超压状态, 增大超压的有效作用时间, 而且导致有机质热演化产物的滞留, 强化超压对有机质热演化的抑制作用[7,24]. 由此可见, 莺歌海盆地超压对有机质热演化的强烈抑制作用是超压早期发育和长期保持封闭流体系统共同作用的结果. 早期超压和长期保持封闭~半封闭流体系统可能是发育第1层次的超压抑制作用的重要条件.

琼东南盆地YA21-1-2井, 超压对有机质热演化的各个方面均未产生可识别的影响(图4). 业已证明, 超压顶面之上近于直立的R o梯度段(图4)反映了超压流体的间歇性排放. 超压流体的间歇性排放一方面导致超压层段流体压力的间歇性降低, 另一方面导致有机质热演化产物的排出, 这两方面均不利于超压对有机质热演化的抑制作用. 因此, YA21-1-2井超压未对有机质热演化产生可识别的影响可能主要是超压流体排放及由此引起的有机质热演化产物排出和压力振荡性变化的结果. 琼东南盆地YA19-1-1井4700 m以下亦发育较强的超压(压力系数约为1.7, 与

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LD30-1-1井接近, 图1(a)), 但从静水压力系统到超压系统R o剖面连续, 且根据未考虑压力作用的传统时-温双控模型计算的R o值与实测R o值相吻合(图1(f)), 表明超压未对有机质热演化产生可识别的影响. 详细研究表明, YA19-1-1井的超压是在有机质达到较高成熟度时发育的, 属于晚期超压[16], 因此, 超压发育过晚、干酪根结构中的大部分取代基团已经脱落、超压发育后干酪根热降解反应的产物浓度变化速率和体积膨胀效应较小, 是超压未对有机质热演化产生可识别影响的主要原因. YA19-1-1和YA21-1-2井的资料表明, 超压发育过晚、超压强度过低(未达到产生超压抑制作用的门限)或超压流体频繁释放均可能导致超压对有机质热演化的各个方面均不产生可识别的影响.

在大多数情况下, 超压对有机质热演化和生烃作用的影响可能介于第1层次和第4层次之间, 即超压仅对某些热演化反应或某些热演化参数产生了较强的抑制作用, 而对其他热演化反应或其他成熟度参数未产生可识别的影响.

总之, 超压对有机质热演化的抑制作用程度和层次取决于两个方面: (1) 超压条件下有机质热演化反应的体积膨胀效应和产物浓度变化速率; (2) 超压的发育演化特征, 包括超压的强度和持续时间、增压介质的构成及化学效应等. 超压条件下有机质热演化反应的体积膨胀效应和产物浓度变化速率不仅受控于有机质来源和类型, 而且在很大程度上取决于超压开始发育时有机质的成熟度. 在有机质热演化早期, 干酪根热降解和生烃作用具有较高的产物浓度变化速率和体积膨胀效应, 因此在有机质成熟度较低时发育的超压(早期超压)可以对干酪根热降解和生烃作用产生抑制作用. 在有机质热演化的中、晚期(生油高峰之后), 干酪根热降解反应的产物浓度变化速率和体积膨胀效应降低和减弱, 而烃类热裂解反应的产物浓度变化速率和体积膨胀效应增强, 因此晚期超压(在有机质成熟度较高时发育的超压)可能不会对干酪根热降解和基于干酪根热降解的成熟度参数产生抑制作用, 但可对烃类的热裂解和气化作用产生强烈的抑制作用.

沉积盆地的超压地层是一个由矿物基质-干酪根- (有机、无机)流体构成的、多过程伴生、多过程相互影响的物理-化学系统[37], 超压具有多种发育机制(包括压实不均衡、生烃作用和构造挤压等)[38]、超压地层的有机质丰度、类型多样且超压可以在任何有机质成熟度时开始发育. 不同沉积盆地超压的成因机制、发育强度、持续时间特别是发育时期不同, 其对有机质热演化的抑制作用层次和程度可以明显不同, 这是造成不同盆地超压系统有机质热演化特征不同(如莺歌海盆地(图1)、北海盆地[10~12]超压系统的有机质热演化受到抑制而琼东南盆地(图4)、美国绿河盆地[19]和澳大利亚西北陆架区[20]超压地层有机质热演化未受超压影响)的根本原因.

3 结论

根据本研究, 可以得出如下认识:

(1) 在静水压力环境, 有机质的热演化由时间和温度控制, 压力的增大不会对有机质热演化产生抑制作用, 在超压环境, 超压可成为有机质热演化的重要影响因素.

(2) 超压对有机质热演化的影响是非线性的. 在同一超压系统内, 超压对不同热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以明显不同, 超压对有机质热演化的总体影响可以分为4个层次: 超压抑制了有机质热演化的各个方面、超压抑制了烃类的热演化和富氢干酪根组分的热降解、超压仅抑制了烃类的热裂解、超压对有机质热演化的各个方面均未产生可识别的影响.

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土壤有机质

土壤有机质 土壤有机质含量代表土壤肥力水平。它可以促进土壤团聚体结构的形成，改善土壤物理，化学和生物过程的条件，并改善土壤的吸收和缓冲性能。如果土壤有机质过低，土壤免疫力就会降低，容易硬化和酸化，农作物容易生病。增加土壤有机质可以使根系更多、更健康。 土壤有机质具体指什么呢？土壤有机物（SOM）是指源自土壤中生命的物质。它主要来自植物，动物和微生物残留，其中高等植物是主要来源。从狭义上讲，土壤有机质通常是指通过微生物作用形成的一种特殊，复杂和稳定的高分子有机化合物。 土壤有机质不仅是一种具有生命功能的稳定长期物质。它几乎包含了农作物和微生物所需的所有营养。土壤有机质可以丰富土壤中的养分并改善土壤物理性质。在有机物分解过程中会产生二氧化碳，这会导致土壤pH值暂时下降，从而可以提高磷酸盐和某些微量元素的利用率。有机物分解过程的中间产物，微生物代谢和自溶物质可以在土壤中与多价金属离子形成稳定的络合物，从而增强不溶性物质在土壤中的溶解度， 在有机物分解过程中合成的腐殖质和其他有机胶体可以与土壤中的粘土矿物混合形成胶体，从而可以改善土壤结构和理化性质，增加水稳性团聚体和孔隙率，降低堆积密度，改善土壤水肥保持性能，增加土壤缓冲能力，加速盐碱土壤的脱盐，减少红壤中活性铝和游离铁的危害。有机质包含植物生长发育所需的各种营养元素，尤其是土

壤中的氮。土壤中有机态氮含量超过95％。除了施用氮肥外，土壤氮的主要来源还来自有机物的分解。土壤有机物分解产生的二氧化碳可以为绿色植物提供光合作用。此外，有机物还是土壤中磷，硫，钙，镁和微量元素的重要来源。因此，有机质含量较高的土壤中的养分含量较高，可以减少化肥的施用。 有机质中的腐殖酸可以增强植物的呼吸作用，提高细胞膜的通透性，并增强养分的吸收。同时，有机物中的维生素和一些激素可以促进植物的生长发育。 土壤有机质中的有机胶体，带大量负电荷，吸附能力强，能吸附大量的阳离子和水，其阳离子交换能力和吸水率是几十倍甚至几十倍比粘土颗粒大两倍，因此它可以提高土壤保留肥料和水的能力，还可以提高土壤对酸和碱的缓冲能力。土壤有机质提供土壤微生物所需的能量和养分，微生物的活动和繁殖不能与土壤有机质分开。

土壤有机质

土壤有机质 什么是土壤有机质？ 土壤有机质是泛指土壤中来源于生命的物质，是土壤中除土壤矿物质以外的物质，它是土壤中最活跃的部分，是土壤肥力的基础，可以说没有土壤有机质就没有土壤肥力。 土壤有机质是指土壤中有机化合物，包括含碳化合物、木素、蛋白质、树脂、蜡质等。土壤中有机质的来源十分广泛，比如动植物及微生物残体、排泄物和分泌物、废水废渣等。微生物是土壤有机质的最早来源。 土壤有机质的含量在不同土壤中差异很大，含量高的可达20%或30%以上（如泥炭土，肥沃的森林土壤等），含量低的不足1%或0.5%（如荒漠土和风沙土等）。 一、土壤有机质有什么用 土壤有机质含有植物生长发育所需要的各种营养元素，也是土壤中磷、硫、钙、镁以及微量元素的重要来源。 1、促进作物的生长发育。 有机质中的胡敏酸，可以增强植物呼吸，提高细胞膜的渗透性，增强对营养物质的吸收，同时有机质中的维生素和一些激素能促进植物的生长发育。 2、改良土壤结构。

有机质中的腐植质是土壤团聚体的主要胶结剂，一方面，它能降低黏性土壤的黏性，减少耕作阻力，提高耕作质量；另一方面它可以提高砂土的团聚性，改善其过分松散的状态。 3、提高土壤的保水保肥能力。 土壤有机质中的有机胶体，具有强大的吸附能力，它能提高土壤保肥蓄水的能力，同时也能提高土壤对酸碱的缓冲性。 4、促进土壤微生物的活动。 土壤有机质供应土壤微生物所需的能量和养分，有利于微生物的活动。土壤微生物生命活动所需的能量物质和营养物质均直接和间接来自土壤有机质，并且腐殖质能调节土壤的酸碱反应，促进土壤结构等物理性质的改善，使之有利于微生物的活动。这样就促进了各种微生物对物质的转化能力。土壤微生物生物量是随着土壤有机质质量分数的增加而增加，两者具有极显着的正相关。但因土壤有机质矿化率低，所以不像新鲜植物残体那样会对微生物产生迅猛的激发效应，而是持久稳定地向微生物提供能源。正因为如此，含有机质多的土壤肥力平稳而持久，不易产生作物猛发或脱肥等现象。 5、提高土壤温度。 有机质为暗色物质，一般是棕色到黑褐色，吸热能力强，可以提高地温。可改善土壤热状况。 6、提高土壤养分性。 有机质中腐植质具有络合作用，腐植质能和磷、铁、铝离子形成络合物或螯合物，避免难溶性磷酸盐的沉淀，提高有效养分的数量。

土壤有机质的七大作用

1、是土壤养分的主要来源 有机质中含有作物生长所需的各种养分，可以直接或简接地为作物生长提供氮、磷、钾、钙、镁、硫和各种微量元素。特别是土壤中的氮，有95%以上氮素是以有机状态存在于土壤中的。因为土壤矿物质一般不含氮素，除施入的氮肥外，土壤氮素的主要来源就是有机质分解后提供的。土壤有机质分解所产生的二氧化碳，可以供给绿色植物进行光合作用的需要。此外，有机质也是土壤中磷、硫、钙、镁以及微量元素的重要来源。 2、促进作物的生长发育 有机质中的胡敏酸，可以增强植物呼吸，提高细胞膜的渗透性，增强对营养物质的吸收，同时有机质中的维生素和一些激素能促进植物的生长发育。 3、促进改善土壤性质，结构 有机质中的腐殖质是土壤团聚体的主要胶结剂，土壤有机胶体是形成水稳性团粒结构不可缺少的胶结物质，所以有助于黏性土形成良好的结构，从而改变了土壤孔隙状况和水、气比例，创造适宜的土壤松紧度。土壤有机质的黏性远远小于黏粒的黏性，只是黏粒的几分之一。一方面，它能降低黏性土壤的黏性，减少耕作阻力，提高耕作质量；另一方面它可以提高砂土的团聚性，改善其过分松散的状态。 4、提高土壤的保肥能力和缓冲性能 土壤有机质中的有机胶体，带有大量负电荷，具有强大的吸附能力，能吸附大量的阳离子和水分，其阳离子交换量和吸水率比黏粒要大几倍、甚至几十倍，所以它能提高土壤保肥蓄水的能力，同时也能提高土壤对酸碱的缓冲性。 5、促进土壤微生物的活动 土壤有机质供应土壤微生物所需的能量和养分，有利于微生物活动。 6、提高土壤温度 有机质颜色较暗，一般是棕色到黑褐色，吸热能力强，可以提高地温。可改善土壤热状况。 7、提高土壤养分性

沉积盆地热演化史研究方法

沉积盆地热演化史研究方法 盆地热演化史研究方法很多，主要有地球动力学模型法及古温标法两类。 一、地球动力学模型法 地球动力学模型法是通过对盆地形成和发展过程中岩石圈构造（伸展、减薄、均衡调整、挠曲形变等）及相应热效应的模拟（盆地定量模型），获得岩石圈热演化史（温度和热流的时空变化）。不同类型的盆地，具有不同的热史模型，根据已知或假定的初始边界条件，通过调整模型参数，使得模型计算结果与实际观测的盆地构造沉降史相拟合，从而确定盆地底部热流史；进而结合盆地埋藏史，恢复盆地内地层的热演化历史。 不同类型的盆地由于其形成的地球动力学背景和成因机制的差异，导致盆地演化过程的不同。因而描述其构造热演化过程的数学模型也是不同的，P．A．Allen和J．R．Allen（1990）在其论著中对岩石圈伸展作用形成的盆地、挠曲盆地及与走滑变形有关的盆地的热史模型都作过详细地论述。 （一）伸展盆地 伸展盆地是目前研究较广泛、研究程度较高的盆地类型，裂谷、拗陷、拗拉槽和被动大陆边缘是其基本样式。在地壳和岩石圈伸展、减薄作用下形成，其主要的构造热作用过程包括：岩石圈的伸展减薄、地幔侵位、与热膨胀和冷却收缩以及沉积负载相关的均衡调整。裂谷是地壳中的拉张区，现代裂谷具有负的重力异常、高热流值和火山活动等特征，表明在深部存在某种热异常。裂谷分主动裂谷与被动裂谷两种类型。 1978年McKenzie研究了被动裂谷或机械伸展模型的定量结论后，提出了瞬时均匀伸展模型。该模型假定地壳和岩石圈的伸展量是相同的（即均匀伸展）；伸展作用是对称的，不发生固体岩块的旋转作用。因此，这是纯剪切状态。构造沉降主要取决于伸展量、伸展系数（β）以及初期地壳与岩石圈的厚度比值。该模型可概括如下：①拉张盆地的总沉降量由两部分组成：其一是由初始断层控制的沉降，称为初始沉降，它取决于地壳的初始厚度及伸展系数β；其二是岩石圈等温面向着拉张前的位置松驰，从而引起的热沉降，热沉降只取决于伸展量的大小；②模拟结果表明，断层控制的沉降是瞬时性的，而热沉降的速率随时间呈指数减小，这是由于热流随时间减小的结果。McKenzie（1978）提出了计算初始沉降、热沉降和地表垂直热传递的数学表达式，奠定了伸展盆地定量模型和模拟研究的理论基础。该模型已成功地应用于北海盆地和各种大陆架。但是Slater等（198）在有些地区发现：实际 地壳伸展和初始沉降量要比McKenzie。模型预测的小得多，同样热沉降值要比根据

土壤中有机质和全氮的空间分布规律

长丰县土壤中有机质和全氮的 空间分布规律研究 作者：指导老师：胡宏祥 （安徽农业大学资源与环境学院 2004级农业资源与环境合肥 230036） 摘要：探明土壤有机质和全氮的空间分布，是科学配方施肥的重要依据。通过对长丰县8个乡镇土壤样品的化验测定，并对样品中有机质和全氮的含量进行统计分析。结果表明，长丰县土壤中全氮含量属中等水平，变异系数为中等程度变异；有机质含量偏低，变异系数也为中等程度变异。同时，该县土壤有机质和全氮含量的空间差异显著，有机质和全氮呈显著的正相关性，说明增加土壤有机质不仅能改良土质，而且能增加土壤肥力。 关键词：长丰县土壤全氮有机质空间分布 1.引言 我国要以占世界不足7%的耕地，养活占世界近22%的人口，为满足如此众多的人口对物质不断增加的需求，必须在有限的耕地上生产更多的产品[1]。要想在有限的耕地上生产更多的产品，增施化肥是提高农作物产量的重要措施。但是，盲目增施化肥已导致地区间土壤养分差异变大。在我国经济发达地区化肥施用明显过量，平均达339kg／hm2，是全国平均用量（262 kg／hm2)的1.29倍，而经济发展相对落后地区施肥量则仅为178kg／hm2，是全国平均的67.8％[2]。其结果是一些地区使有限的肥料资源大量浪费，且导致环境污染。为了解决这些问题，我国在上个世纪就引入了“精准农业”理念[3]，并以北方土壤及种植管理模式为对象，开展了大量有关土壤养分状况的研究，对作物实施平衡施肥并在贵州、甘肃、广西、湖南、湖北、江西、四川等省份都得到实施，带来了经济、生态和社会效益[4]。 测土配方施肥是以土壤测试和肥料田间试验为基础，根据作物需肥规律，土壤供肥性能和肥料效应，在合理施用有机肥料的基础上，提出氮、磷、钾及中、微量元素等肥料的施用数量、施肥时期和施用方法。通俗地讲，就是在农业科技人员指导下科学施用配方肥。测土配方施肥技术的核心是调节和解决作物需肥与

土壤全氮的测定—凯氏定氮法

土壤学实验讲义 （修订版） 吴彩霞王静李旭东 2012年10月

目录 实验一、土壤分析样品采集与制备 实验二、土壤全氮的测定—凯氏定氮法实验三、土壤速效钾的测定 实验四、土壤有效磷的测定 实验五、土壤有机质的测定 实验六、土壤酸度的测定

实验一土壤分析样品采集与制备 一、实验目的和说明 为开展土壤科学实验，合理用土和改土，除了野外调查和鉴定土壤基础性状外，还须进行必要的室内常规分析测定。而要获得可靠的科学分析数据，必须从正确地进行土壤样品(简称土样)的采集和制备做起。一般土样分析误差来自采样、分样和分析三个方面，而采样误差往往大于分析误差，如果采样缺乏代表性即使室内分析人员的测定技术如何熟练和任何高度精密的分析仪器，测定数据相当准确，也难于如实反映客观实际情况。故土样采集和制备是一项十分细致而重要的工作。 二、实验方法步骤 (一)土样采集 分析某一土壤或土层，只能抽取其中有代表性的少部份土壤，这就是土样。采样的基本要求是使土样具有代表性，即能代表所研究的土壤总体。根据不同的研究目的，可有不同的采样方法。 1.土壤剖面样品 土壤剖面样品是为研究土壤的基本理化性质和发生分类。应按土壤类型，选择有代表性的地点挖掘剖面，根据土壤发生层次由下而上的采集土样，一般在各层的典型部位采集厚约l0厘米的土壤，但耕作层必须要全层柱状连续采样，每层采一公斤；放入干净的布袋或塑料袋内，袋内外均应附有标签，标签上注明采样地点、剖面号码、土层和深度。 图1 土壤剖面坑示意图

2. 土壤混合样品 混合土样多用于耕层土壤的化学分析，一般根据不同的土壤类型和土壤肥力状况，按地块分别采集混合土样。一般要求是： (1)采样点应避免田边、路旁、沟侧、粪底盘以及一些特殊的地形部位。 (2)采样面积一般在20—50亩的地块采集一个混合样可根据实际情况酌情增加样品数。 (3)采样深度依不同分析要求而定，一般土壤表层取0-10cm，取样点不少于5点。可用土钻或铁铲取样，特殊的微量元素分析，如铁元素需改用竹片或塑料工具取样，以防污染。 (4)每点取样深度和数量应相当，集中放入一土袋中，最后充分混匀碾碎，用四分法取对角二组，其余淘汰掉。取样数量约1公斤左右为宜。 (5)采样线路通常采用对角线、棋盘式和蛇形取样法。 (6)装好袋后，栓好内外标签。标签上注明采样地点、深度、采集人和日期，带回室内风干处理 (二)土壤样品制备 样品制备过程中的要求： (1)样品处理过程中不能发生任何物理和化学变化，以免造成分析误差。 (2)样品要均一化，使测定结果能代表整个样品和田间状态。 (3)样品制备过程包括：风干一分选一去杂一磨碎一过筛—混匀一装瓶一保存一登记。 风干一将取回的土样放在通风、干燥和无阳光直射的地方，或摊放在油布、牛皮纸、塑料布上，尽可能铺平并把大土块捏碎，以便风干快些。 分选一若取的土样太多，可在土样均匀摊开后，用“四分法”去掉一部分，留下1000克左右供分析用。 去杂、磨细和过筛一将风干后土样先用台称称出总重量，然后将土样倒在橡皮垫上，碾碎土块，并尽可能挑出样品中的石砾、新生体、侵入体、植物根等杂质，分别放入表面皿或其它容器中；将土样铺平，用木棒轻轻辗压，将辗碎的土壤用带有筛底和筛盖的0.25mm 筛孔的土筛过筛，并盖好盖、防止细土飞扬。不能筛过的部分，再行去杂，余下的土壤铺开再次碾压过筛，直至所有的土壤全部过筛，只剩下石砾为止。(样品通过多大筛孔、应依不同分析要求而定)。 混匀装瓶一将筛过的土壤全部倒在干净的纸上，充分混匀后装入500～1000ml磨口瓶中保存。每个样品瓶上应贴两个标签，大标签贴在瓶盖上。书写标签用HB铅笔或圆珠笔填

土壤有机质的作用及调节

土壤有机质的作用及调节 一、土壤有机质的作用 土壤有机质在土壤肥力和植物营养中具有多方面的重要作用。主要包括以下几个方面： （一）提供作物需要的各种养分 土壤有机质不仅是一种稳定而长效的氮源物质，而且它几乎含有作物和微生物所需要的各种营养元素。大量资料表明，我国主要土壤表土中大约80%以上的氮、20%~76%的磷以有机态存在，在大多数非石灰性土壤中，有机态硫占全硫的75%~95%。随着有机质的矿质化，这些养分都成为矿质盐类（如铵盐、硫酸盐、磷酸盐等），以一定的速率不断地释放出来，供作物和微生物利用。 ，另外，据估计土壤有机质的分解以及微生物和根系呼吸作用所产生的CO 2 每年可达1.35*1011t,大致相当于陆地植物的需要量,可见土壤有机质的矿化分的重要来源,也是植物碳素营养的重要来源. 解是大气中CO 2 此外，土壤有机质在分解过程中，还可产生多种有机酸（包括腐殖酸本身），这对土壤矿质部分的一定溶解能力，促进风化，有利于某些养分的有效化，还能络合一些多价金属离子，使之在土壤溶液中不致沉淀而增加了有效性。 （二）增强土壤的保水保肥能力和缓冲性 腐殖质疏松多孔，又是亲水胶体，能吸持大量水分，故能大大提高土壤的保水能力。此外腐殖质改善了土壤渗透性，可减少水分的蒸发等，为作物提供更多的有效水。 腐殖质因带有正负两种电荷，故可吸咐阴、阳离子；又因其所带电性以负电 +、Ca2+、荷为主，所以它具有较强的吸咐阳离子的能力，其中作为养料的K+、NH 4 Mg2+等阳离子一旦被吸咐后，就可避免随水流失，而且能随时被根系附近的其他阳离子交换出来，供作物吸收，仍不失其有效性。 腐殖质保存阳离子养分的能力，要比矿质胶体大许多倍至几十倍。一般腐殖质的吸收量为150~400cmol（+）/kg。因此，保肥力很弱的砂土中增施有机肥料后，不仅增加了土壤中养分分数，改良砂土的物理性质，还可提高其保肥能力。

鄂尔多斯盆地中元古界烃源岩热演化史模拟

第39卷第4期 2017年7月 石油实验地质 PETROLEUM GEOLOGY&EXPERIMENT V〇1.39,N〇.4 Jul.,2017 文章编号：100卜6112(2017) 04-0520-07 doi： 10.n78L/sysydz201704520鄂尔多斯盆地中元古界烃源岩热演化史模拟 田刚，宋立军 (西安石油大学地球科学与工程学院，西安710065) 摘要:鄂尔多斯盆地中元古界是中国石油长庆油田天然气增储上产的潜在层系，然而长期以来对其内烃源岩热演化史一直缺乏深入研究。以PetrnMod盆地模拟软件为工具，在对区内各构造单元岩性、剥蚀厚度、古大地热流值等模拟参数分析的基础上，以实测镜质体反射率(仏）作为约束,对区内各构造单元中元古界进行热史模拟，分析不同构造单元烃源岩热演化的差异性,并结合含油气系统分析,对有利的勘探区进行了预测。结果表明：（1)盆地中元古代拗拉槽及周缘中元古界烃源岩进入生烃门限时间明显较早；除西缘冲断带中北部之外，其他拗拉槽及周缘处烃源岩各阶段成熟时间也早于其他地区，现今处于生干气阶段；除伊盟 隆起地区长城系烃源岩成熟期次都较晚、现今仍处于生湿气阶段外，其他地区基本上于晚二叠世晚期进入生烃门限，现今处于生干气阶段;蓟县系烃源岩于晚二叠世晚期一中三叠世早期先后进入生烃门限，随后受盆地沉积中心不断向西迁移和天环向斜北部、渭北隆起西部早白垩世岩浆岩的侵入影响，烃源岩成熟加快，早白垩世先后进入生干气阶段。（2)渭北隆起中部、天环向斜南 部、伊陕斜坡西北部、伊盟隆起中部为有利勘探区，是下一步开展研究的重点区域。 关键词：热史模拟;镜质体反射率;生烃门限；有利勘探区；中元古界;鄂尔多斯盆地 中图分类号:TE122.1 文献标识码：A Thermal evolution modeling of Mesoproterozoic source rocks in the Ordos Basin Tian Gang，Song Lijun (Geosciences and Engineering Faculty，Xi' an Shiyou University，Xi' an，Shaanxi 710065，China) Abstract：The Mesoproterozoic is a potential stratum ol gas accumulation and production ol the Changqing oil field in the Ordos Basin.However，few recent studies have been made on the thermal evolution history of source rocks. Applying the PetroMod basin modeling software，the thermal evolution histories of the Proterozoic source rocks in each tectonic unit of the study area were simulated taking measured values as calibration and based on the analyses of lithology，erosion thickness restoration and ancient heat flow.The differences of thermal evolution of source rocks in different tectonic units were discussed.Some favorable exploration areas were predicted combining with oil and gas system analyses.The results show that： (1) The hydrocarbon generation threshold of Mesoproterozoic aulacogens and peripheral source rocks is much earlier than others.The maturation stage of other aulacogens and peripheral source rocks is also earlier than others except for the mid-northern part of the western margin thrust belt，and it is in a stage of dry gas generation at present.The source rocks in the Changcheng System reached the hydrocarbon generation threshold at the end of the Late Permian and are generating dry gas now，except for those in the Yimeng uplift，which became mature late and are still generating wet gas.The source rocks in the Jixian System reached the hydrocarbon generation threshold from the end of the Late Permian to the beginning of the Middle Triassic，became mature as the basin depositional center migrated continuously to the west and influenced by intrusions in the northern Tianhuan syncline and western Weibei uplift，and finally entered the dry gas stage in the early Cretaceous. (2)The central area of the Weibei uplift，southern Tianhuan syncline，northwestern Yishan slope，and the central part of the Yimeng uplift in the Ordos Basin are favorable exploration areas. Key words：thermal history simulation；vitrinite reflectance;hydrocarbon generation threshold;favorable explo-ration zone;Mesoproterozoic;Ordos Basin 收稿日期：2016-12-23;修订日期：2017-05-03。 作者简介：田刚（1991 — ),男，硕士 ,从事含油气盆地分析研究。E-mail:691561570@https://www.wendangku.net/doc/2b14361696.html,。 通信作者:宋立军（ 1977—），男，副教授，从事盆地分析及构造地质教学与研究。E-mail:8210954@https://www.wendangku.net/doc/2b14361696.html,。 基金项目：构造地质与油气资源教育部重点实验室基金项目（TRR-2012-20)资助。

土壤全氮测定方法

土壤全氮的测定—凯氏定氮法 一、目的 1、掌握土壤中全氮含量测定的方法。 2、了解测定土壤全氮的原理 二、原理 土壤中的氮大部分以有机态（蛋白质、氨基酸、腐殖质、酰胺等）存在，无 机态（NH 4+ 、NO 3 -、NO 2 -）含量极少，全氮量的多少决定于土壤腐殖质的含量。 土壤中含氮有机化合物在还原性催化剂的作用下，用浓硫酸消化分解，使其中所含的氮转化为氨，并与硫酸结合为硫酸铵。 给消化液加入过量的氢氧化钠溶液，使铵盐分解蒸馏出氨，吸收在硼酸溶液中，最后以甲基红-溴甲酚绿为指示剂，用标准盐酸滴定至粉红色为终点，根据标准盐酸的用量，求出分析样品中的含氮全量。 三、试剂： 1、混合催化剂：称取硫酸钾100g、五水硫酸铜10g、硒粉1g。均匀混合后研细。贮于瓶中。 2、比重1.84浓硫酸。 3、40%氢氧化钠：称400g氢氧化钠于烧杯中，加蒸馏水600ml，搅拌使之全部溶解。 4、2%硼酸溶液：称20g硼酸溶于1000ml水中，再加入2.5ml混合指示剂。（按体积比100:0.25加入混合指示剂） 5、混合指示剂：称取溴甲酚绿0.5g和甲基红0.1克,溶解在100ml95%的乙醇中,用稀氢氧化钠或盐酸调节使之呈淡紫色，此溶液pH应为4.5。 6、0.01的盐酸标准溶液：取比重1.19的浓盐酸0.84ml，用蒸馏水稀释至1000ml，用基准物质标定之。 四、操作步骤 1、消煮：在分析天平上准确称取通过60号筛的风干土0.5000g左右，移入干燥的凯氏瓶中，加入1.5g的还原性混合催化剂。用注射器加入4ml浓硫酸，放到通风柜内的消煮器上消煮1.5h左右。直至内容物呈清彻的淡蓝色为止。 2、蒸馏：消煮完毕后冷却。 将三角瓶置于冷凝管的承接管下，管口淹没在硼酸溶液中（三角瓶用2%的硼酸20ml作吸收剂），然后打开冷凝器中的水流，进行蒸馏。在整个蒸馏过程中注意冷凝管中水不要中断，当接受液变蓝后蒸馏5min,将冷凝管下端离开硼酸液面，再用蒸馏水冲净管外。 3、滴定：用0.01当量的盐酸标准溶液滴定至红色为止。记录所消耗的盐酸标准溶液的体积。 4、空白：除不加试样外其余步骤完全相同。 五、计算： 土壤含氮量（%）=(V-V )*N*0.014*100/W

有机质生烃理论(很重要的总结)

有机质生烃：反应物及产物的定义及定量方法 一、油气形成的简易动力学模型——有机质生烃 1、反应物及产物的定义及定量方法 1.1沉积有机质的基本成分 沉积有机质大部分是由C、H元素组成，同时还有各种杂原子，主要是N、S、O。由这些有机质生成的原油具有与沉积有机质相同的元素组成，主要是一些碳氢化合物及与NSO（C、H元素结合N、S、O元素形成的复杂分子）。原油也含有沥青质（asphaltine），它们可以看成是有机母质排出的有机碎片（Behar和Pelet，1985；Behar等，1985）和非烃气体如N2，H2S及CO2。 1.2 石油与干酪根：经典定义 石油（petroleum）从沉积物沉积开始就存在于所有的SOM（固体有机质）中。这些最初的石油通常被称为“未熟油”或“沥青（bitumen）”，这是因为它们的主要成分是复杂的高分子化合物和非烃化合物，它们在运移（过）石油中的含量是很低的（Stevens等，1956；Bray和Evans，1961），是在早期成岩过程中没有被聚合到干酪根中的那部分固体有机质（SOM）。过去，烃源岩中石油组成的测定是用非极性的有机溶剂如二氯甲烷对烃源岩进行抽提。Durand（1980）把干酪根定义为不能抽提的有机残留物以示区别，即固体有机质中的非石油部分（non-petroleum）。 在动力学研究中，厘清石油（petroleum）与碳氢化合物（或烃类，hydrocarbon）之间的关系非常重要。石油与碳氢化合物之间的差异往往被许多石油地质科学家忽略（地质工作者常说“烃类勘探”；富烃的石油毫无疑问具有商业吸引力，但是石油才是我们最初真正找到的原料！） 动力学模型局限于常规地球化学测定（烃含量及潜力）方法的框架内。作为石油工业测定生烃能力的标准方法，总流热解分析仪（Bulk-flow analysis,一般为Espitalie等（1977）建立的Rock-eval分析系统的衍生产品，如Peters,1986）只能测定碳氢化合物的产量。NSO

土壤全氮测定方法

一、土壤全氮的测定—凯氏定氮法 一、目的 1、掌握土壤中全氮含量测定的方法。 2、了解测定土壤全氮的原理 二、原理 土壤中的氮大部分以有机态（蛋白质、氨基酸、腐殖质、酰胺等）存在，无 机态（NH 4+ 、NO 3 -、NO 2 -）含量极少，全氮量的多少决定于土壤腐殖质的含量。 土壤中含氮有机化合物在还原性催化剂的作用下，用浓硫酸消化分解，使其中所含的氮转化为氨，并与硫酸结合为硫酸铵。 给消化液加入过量的氢氧化钠溶液，使铵盐分解蒸馏出氨，吸收在硼酸溶液中，最后以甲基红-溴甲酚绿为指示剂，用标准盐酸滴定至粉红色为终点，根据标准盐酸的用量，求出分析样品中的含氮全量。 三、试剂： 1、混合催化剂：称取硫酸钾100g、五水硫酸铜10g、硒粉1g。均匀混合后研细。贮于瓶中。 2、比重1.84浓硫酸。 3、40%氢氧化钠：称400g氢氧化钠于烧杯中，加蒸馏水600ml，搅拌使之全部溶解。 4、2%硼酸溶液：称20g硼酸溶于1000ml水中，再加入2.5ml混合指示剂。（按体积比100:0.25加入混合指示剂） 5、混合指示剂：称取溴甲酚绿0.5g和甲基红0.1克,溶解在100ml95%的乙醇中,用稀氢氧化钠或盐酸调节使之呈淡紫色，此溶液pH应为4.5。 6、0.01的盐酸标准溶液：取比重1.19的浓盐酸0.84ml，用蒸馏水稀释至1000ml，用基准物质标定之。 四、操作步骤 1、消煮：在分析天平上准确称取通过60号筛的风干土0.5000g左右，移入干燥的凯氏瓶中，加入1.5g的还原性混合催化剂。用注射器加入4ml浓硫酸，放到通风柜内的消煮器上消煮1.5h左右。直至内容物呈清彻的淡蓝色为止。 2、蒸馏：消煮完毕后冷却。 将三角瓶置于冷凝管的承接管下，管口淹没在硼酸溶液中（三角瓶用2%的硼酸20ml作吸收剂），然后打开冷凝器中的水流，进行蒸馏。在整个蒸馏过程中注意冷凝管中水不要中断，当接受液变蓝后蒸馏5min,将冷凝管下端离开硼酸液面，再用蒸馏水冲净管外。 3、滴定：用0.01当量的盐酸标准溶液滴定至红色为止。记录所消耗的盐酸标准溶液的体积。 4、空白：除不加试样外其余步骤完全相同。 五、计算： 土壤含氮量（%）=(V-V )*N*0.014*100/W

土壤有机质

土壤有机质是土壤中除碳酸盐以外的所有含碳化合物的总称，包括植物的残体，施入的有机肥料，以及经过微生物作用所形成的腐殖质。 土壤有机质有五种类型：①新鲜有机质，尚未被分解的动植物残体，如作物的秸秆和根茬等；②半分解的有机质，有机残体在缺氧条件下，经微生物作用后形成的物质，如泥炭、半腐烂的有机肥料等；③简单的有机化合物，为有机残体经微生物分解所产生的，在土壤中含量不多，如糖类、氨基酸、脂肪酸等；④微生物，包括细菌、真菌、放线菌、原生动物和一些昆虫等；⑤腐殖质，是有机质经微生物转化后形成的黑色或黑褐色，成分和结构都比较复杂的高分子有机胶体，一般分为可溶于稀碱但不溶于酸的胡敏酸和溶于碱又溶于酸的富里酸，以及既不溶于碱又不溶于酸的胡敏素三个组分。前四种土壤有机质为非腐殖质物质，占土壤有机质总量的30％—50％，腐殖质占土壤有机质总量的%50—70％。 土壤有机质的成分主要是碳、氢、氧，还含有氯、硫、磷、钾、钙、镁、铁以及微量元素，是作物营养元素的来源，也是微生物的食物，一般只占表层干土重的0.5％—3％，个别土壤如黑土有机质含量达10％左右。土壤有机质数量虽然不多，但它对土壤的物理、化学性质有很大影响，对培肥、改良土壤有重要作用。 根据土壤普查耕层有机质含量数据标准划分成6 个等级：

大于40 g kg-1、30 g kg-1~40 g kg-1、20 g kg-1~30 gkg-1、10 g kg-1~20 g kg-1、6 g kg-1~10 g kg-1、小于（等于）6 g kg-1。 在自然状态下，影响土壤有机质含量的因素包括气候、植被、母质、地形和时间，而在人类耕作活动影响下，施肥状况和耕作措施则成为短期影响农田土壤有机质含量的主要原因。

土壤有机质与氮磷钾的相关性

土壤有机质与氮磷钾的相关性 摘要：以庐山具垂直地带性分布的土壤为研究区，选择典型剖面，测定了山地棕壤、山地黄棕壤、赛阳红壤三处土壤的各种理化性质。本文主要讨论有机质与氮、磷、钾的影响关系和相关性浅析。主要运用相关性分析来说明结果。 关键词：土壤有机质；氮磷钾；空间相关性 作为土壤重要组成部分和代表一个主要碳库的土壤有机质在生态系统中扮演了一个十分重要的角色。土壤有机质是土壤中各种营养元素特别是氮、磷的重要来源。它能使土壤具有保肥力和缓冲性，还能使土壤疏松和形成结构，从而可改善土壤的物理性状。它也是土壤微生物必不可少的碳源和能源。因此，除低洼地土壤外，一般来说，土壤有机质含量的多少，是土壤肥力高低的一个重要指标[1]。因此，研究有机质对提高土壤肥力，了解全球碳循环有重要意义。有机质含量能影响到土壤的许多性质，其中包括供给氮、磷、钾和微量元素的能力[2]。 1材料与方法 1．1研究区概况 本次实验以庐山采集回的土壤为实验用土。庐山位于江西省北部九江市郊，位于东经115°5’~116°10’，北纬29°28’~29°45’。庐山是由断裂抬升而形成的断块山，主峰大汉阳峰海拔1 473.80m，相对高差1 440m；地处我国中亚热带北缘，属亚热带季风湿润气候；降水量1 833.50mm左右，比山下多500mm；由于山地气温随海拔增高而降低，降水随海拔增高而增多，水热状况随高度的变化导致气候上的差异，根据积温的不同，庐山的气候出现相当于从亚热带-暖温带-温带的垂直变化，生物、土壤的分布也随气候而呈规律的垂直变化；主要植被类型有（从下至上）：常绿阔叶林、亚热带竹林、落叶常绿阔叶混交林、落叶阔叶林、亚热带针叶林、灌丛、山地草甸；母质在山区以坡积残积物为主，在海拔900～1 200m 处分布着网纹红土，在湖滨及河谷地区主要是第四纪近代沉积物[3]。 1．2土壤采集与分析 我们在庐山的3处采集了典型土样，土样基本情况如下：

土壤有机质分解和转化

土壤有机质如何分解和转化 土壤有机质是土壤的重要组成部分，对土壤肥力、生态环境有重要的作用。土壤有机质是指存在于土壤中所有含碳的有机物质，包括土壤中各种动物、植物残体、微生物体及其分解和合成的各种有机物质，即由生命体和非生命体两部分有机物质组成。原始土壤中微生物是土壤有机质的最早来源。随着生物的进化和成土过程的发展，动物、植物残体称为土壤有机质的基本来源。自然土壤经人为影响后，还包括有机肥料、工农业和生活废水、废渣、微生物制品、有机农药等有机物质。 土壤有机质分为新鲜有机质、半分解有机质和腐殖质三种。新鲜有机质和半分解有机质，约占有机质总量的10％～15％，易机械分开，是土壤有机质的基本组成部分和养分来源，也是形成腐殖质的原料。腐殖质约占85%～90％，常形成有机无机复合体，难以用机械方法分开，是改良土壤、供给养分的重要物质，也是土壤肥力水平的重要标志之一。耕作土壤表层的有机质含量通常<5%,一般在1%～3%之间，一般把耕作层有机质含量>20%——有机质土壤，耕作层有机质含量<20%——矿质土壤。 一、土壤有机质组成 土壤有机质由元素和化合物组成。 1、元素组成 主要元素组成是c、h、o、n，分别占52％～58％、34％～39％、3.3％～4.8％和3.7％～4.1％，其次是p、s。 2、化合物组成

（１）糖、有机酸、醛、醇、酮类及其相近的化合物，可溶于水，完全分解产生ｃｏ２和ｈ２ｏ，嫌气分解产生ｃｈ４等还原性气体。 （2）纤维、半纤维素，都可被微生物分解，半纤维素在稀酸碱作用下易水解，纤维素在较强酸碱作用下易水解。 （3）木质素，比较稳定，不易被细菌和化学物质分解，但可被真菌和放线菌分解。 （4）肪、蜡质、树脂和单宁等，不溶于水而溶于醇、醚及苯中，抵抗化学分解和细菌的分解能力较强，在土壤中除脂肪分解较快外，一般很难彻底分解。 （5）含氮化合物，易被微生物分解。 （6）灰分物质（植物残体燃烧后所留下的灰），占植物体重的５％。主要成分有ca、mg、k、na、si、p、s、fe、al、mn等。 二、土壤有机质的分解和转化 进入土壤的有机质在微生物作用下，进行着复杂的转化过程，包括矿质化过程与腐殖化过程 （一）矿质化 微生物分解有机质，释放co2和无机物的过程称矿化作用。这一过程也是有机质中养分的释放过程。土壤有机质的矿质化过程主要有以下几种。 1、碳水化合物的分解

土壤有机质与重金属的作用

有机质与重金属离子的作用 我们已经知道，土壤腐殖物质含有多种功能基，这些功能基对重金属离子有较强络合和富集的能力。土壤有机质与重金属离子的络合作用对土壤和水体中重金属离子的固定和迁移有极其重要的影响。各种功能基对金属离子的亲和力为： 如果腐殖质中活性功能基（—COOH、酚—OH、醇—OH等）的空间排列适当，那么可以通过取代阳离子水化圈中的一些水分子与金属离子结合形成的螯合复合体。两个以上功能基（如羧基）与金属离子螯合，形成环状结构的络合物，称为螯合物。胡敏酸与金属离子的键合总容量大约在200~600umol/g，大约33%是由于阳离子在复合位置上的固定，主要的复合位置是羧基和酚基。 腐殖质—金属离子复合体的稳定常数反映了金属离子与邮寄配位体之间的亲和力，对重金属环境行为的了解有重要价值。一般金属—富啡酸复合体条件稳定常数的排列次序为：Fe3+>Al3+>Cu2+>Ni2+>Co2+>Pb2+>Ca2+>Zn2+>Mn2+>Mg2+，其中稳定常数在pH5.0时比pH3.5时稍大，这主要是由于羧基等功能基在较高pH条件下有较高的离解度。在低pH时，由于H+与金属离子一起竞争配位体的吸附位，腐殖酸络合的金属离子较少。金属离子与胡敏酸之间形成的复合体极有可能是不移动的。 重金属离子的存在形态也受腐殖物质的络合作用和氧化还原作用的影响。胡敏酸可作为还原剂将有毒的Cr6+还原为Cr3+。作为Lewis硬酸，Cr3+能与胡敏酸上的羧基形成稳定的复合体，从而限制动植物对其的吸收性。腐殖物质还能将V5+还原为V4+、Hg2+还原为Hg、Fe3+还原为Fe2+、U6+还原为U4+。此外，腐殖物质还能催化Fe3+变成Fe2+的光致还原反应。 腐殖酸对无机矿物也有一定的溶解作用。胡敏酸对方铅矿（PbS）、软锰矿（MnO2）、方解石（CaCO3）和孔雀石（Cu2（OH）2CO3）的溶解程度比对硅酸盐矿物大。胡敏酸对Pb2+、Cu2+、Ni2+、Co2+、Fe3+、Mn4+等重金属硫化物和碳酸盐化合物的溶解度从最低的ZnS（95ug/g）到最高的PbS（2100ug/g）。腐殖酸对矿物的溶解作用实际上是其对金属离子的络合、吸附和还原作用的综合结果。 背景介绍 土壤 土壤决定性因素：道库哈耶夫认为土壤的性质是由气候、生物、地形、母质和时间等综合成土因素决定的。 土壤类型：淋溶土、半淋溶土、铁铝土及钙层土、盐碱土、沙漠土及干旱土、水成土及水稻土、初育土等。 淋溶土：棕壤（森林土，是最重要的森林土壤，重要的农业土壤；淋溶作用、粘化作用、生物积累作用）、暗棕壤（林业基地）、白浆土、棕色针叶林土。 铁铝土（红壤）：盐基被淋失，碱性溶液提取，二氧化硅析出，铁铝化物明显富集，形成酸性红壤（江西、湖南最多） 黄壤（黄土高原、云贵高原、四川盆地多） 土壤微生物：细菌（自养细菌和异样细菌，个体代谢强、繁殖性、与土壤接触表面积大，是土壤最活跃的因素，在土壤C、N、P、S循环中还担任重要角色）、放线菌（适合生存在中性、偏碱性、同期良好的土壤中，能转化土壤有机质，产生抗生素，有效抵抗有害细菌）、

土壤有机质的种类与含量

土壤中有机质的种类与含量有机质含量的多少是衡量土壤肥力高低的一个重要标志，它和矿物质紧密地结合在一起。在一般耕地耕层中有机质含量只占土壤干重的0．5-2．5％，耕层以下更少，但它的作用却很大，群众常把含有机质较多的土壤称为“油土”。土壤有机质按其分解程度分为新鲜有机质、半分解有机质和腐殖质。腐殖质是指新鲜有机质经过微生物分解转化所形成的黑色胶体物质，一般占土壤有机质总量的85—90％以上。 不同土壤中有机质含量也不尽相同。 1.棕壤棕壤又称棕色森林土，主要分布于半湿润半干旱地区的山地垂直带谱中，如秦岭北坡、吕梁山、中条山、六盘山等高山及洮河流域的密茂针叶林或针阔混交林的林下。在褐土分布区之上。具有深达1.5-2m发育良好的剖面，有枯枝落叶层、腐殖质聚积层，粘化过渡层，疏松的母质层等。表土层厚约15-20cm，质地多为中壤。其下则为粘化紧实的心土层，粘粒聚集作用明显，厚约30-40，富含胶体物质和粘粒，有明显的核状或棱块状结构，在结构体表面有明显的铁锰胶膜复被。再下逐渐过渡至轻度粘化的底土层。K、Ca、Mg、Mn在表层腐殖质中有明显聚积。土壤胶体吸收性较强，土壤代换总量约5—25当量/100g土，土壤吸收性复合体大部分为盐基所饱和，盐基饱和度达80%以上。土壤呈微酸性反应，PH值6.5左右。发育在酸性基岩母质上的棕壤，PH值可达5.5-6，盐基饱和度也较低，约在60—70%。棕壤土养分释放迅速，因土壤质地粘重，结构和通透性差，水分不易入渗，在地势较高的山坡地，易受干旱威胁，在地势低洼地带，又易形成内涝。

2.褐土：褐土分布区为暖温带半干旱半湿润的山地和丘陵地区，在水平分布上处于棕壤以西的半湿润地区，在垂直分布上，位于棕壤带以下，在黄土高原地区主要分布于秦岭北坡、陇山、吕梁山、伏牛山、中条山等地形起伏平缓、高度变化不大的山地丘陵和山前平原以及河谷阶地平原。褐土多发育在各种碳酸盐母质上，其成土过程，主要是粘化过程和碳酸钙的淋溶淀积过程。典型的褐土剖面包括暗灰色的腐殖质层（A层）、鲜褐土的粘化层（B层）、碳酸钙积聚的钙积层（BCa）和母质层（C层）。土体中的粘化现象明显，粘化层紧实而具有核状或块状结构，物理性粘粒含量一般在30—50%。钙积层碳酸钙含量20—30%。土壤上层呈中性或微酸性反应，下层呈中性或微碱性。土壤代换量较高，可达20—40mg当量/100g土，代换性盐基以钙、镁为主，粘粒矿物以水云母和蛭石为主。具有良好的渗水保水性能，但水分的季节性变化明显，表现为春旱明显。土壤胶体吸收能力强，盐基饱和度高。在自然植被下，有机质含量为1—3%，但由于褐土适于耕作，大部分已辟为农地，致使有机质含量逐渐减少（一般为1%左右），氮磷贮量少。褐土肥效反应快，但稳肥性差。由于粘化现象明显，土壤易板结，耕性较差。 3.碱土：分布面积很小，主要分布在银川平原西大滩一带的洼地。其主要特征是土壤胶体复合体吸收了大量的交换性钠，土壤呈碱性，PH值大于9，农作物和高等植物均无法生长。 4.娄土：主要分布在潼关以西、宝鸡以东的关中平原地区，在山西的南部，河南的西部也有一定面积的分布。娄土是褐土经人为长期耕种熟化、施肥覆盖所形成的优良农业土

土壤全氮有机碳的测定

土壤全氮的侧定-半微量开式法 试剂 （1）硫酸。ρ=1.84g·mL-1，化学纯； （2）10mol·L-1NaOH溶液。称取工业用固体NaOH420g，于硬质玻璃烧杯中，加蒸馏400mL溶解，不断搅拌，以防止烧杯底角固结，冷却后倒入塑料试剂瓶，加塞，防止吸收空气中的CO2，放置几天待Na2CO3沉降后，将清液虹吸入盛有约160mL无CO2的水中，并以去CO2的蒸馏水定容1L加盖橡皮塞。 （3）甲基红—溴甲酚绿混合指示剂。0.5g溴甲酚绿和0.1g甲基红溶于100mL乙醇中。 （4）20g·L-1 H2BO3—指示剂。20g H2BO3（化学纯）溶于1L水中，每升H2BO3溶液中加入甲基红—溴甲酚绿混合指示剂5mL并用稀酸或稀碱调节至微紫红色，此时该溶液的pH为4.8。指示剂用前与硼酸混合，此试剂宜现配，不宜久放。 （5）混合加速剂。K2SO4:CuSO4:Se=100:10:1即100g K2SO4（化学纯）、10g CuSO4 ·5H2O（化学纯）、和1g Se粉混合研磨，通过80号筛充分混匀（注意戴口罩），贮于具塞瓶中。消煮时每毫升H2SO4加0.37g混合加速剂。 （6）0.02 mol·L-1（1/2 H2SO4）标准溶液。量取H2SO4（化学纯、无氮、ρ=1.84g·mL-1）2.83mL，加水稀释至5000mL，然后用标准碱或硼砂标定之。 （7）0.01 mol·L-1（1/2 H2SO4）标准液。将0.02 mol·L-1（1/2 H2SO4）

标准溶液用水准确稀释一倍。 （8）高锰酸钾溶液。25g高锰酸钾（分析纯）溶于500mL无离子水，贮于棕色瓶中。 （9）1:1硫酸（化学纯、无氮、ρ=1.84g·mL-1）。硫酸与等体积水混合。 （10）还原铁粉。磨细通过孔径0.15mm（100号）筛。 （11）辛醇。 测定步骤 （1）称取风干垃圾（通过孔径0.149mm筛）1.0000g[含氮约1mg]，同时测定土样水分含量。 （2）垃圾消煮 ①不包括硝态氮和亚硝态氮的消煮：将土样送入干燥的开氏瓶（或消煮管）底部，加少量无离子水（0.5～1mL）湿润土样后，加入加速剂2g和浓硫酸5mL，摇匀，将开氏瓶倾斜置于300W变温电炉上，用小火加热，待瓶内反应缓和时（10～15min），加强火力使消煮的垃圾液保持微沸，加热的部位不超过瓶中的液面，以防瓶壁温度过高而使铵盐受热分解，导致氮素损失。消煮的温度以硫酸蒸气在瓶颈上部1/3处冷凝回流为宜。待消煮液和垃圾粒全部变为灰白稍带绿色后，再继续消煮1h。消煮完毕，冷却，待蒸馏。在消煮土样的同时，做两份空白测定，除不加垃圾外，其他操作皆与测定土样相同。 ②包括硝态氮和亚硝态氮的消煮：将土样送入干燥的开氏瓶（或消煮管）底部，加高锰酸钾溶液1mL，摇动开氏瓶，缓缓加入1:1硫