网上有关“烃源岩条件 ”话题很是火热，小编也是针对烃源岩条件寻找了一些与之相关的一些信息进行分析 ，如果能碰巧解决你现在面临的问题，希望能够帮助到您 。

（一）烃源岩样品采集

通过对粤中南—粤东—闽西南地区17条典型中生界露头剖面的地质考察（图3-1）
，共采集上三叠统小水组和小坪组，下侏罗统银瓶山组 、上龙水组、长埔组
、吉水门组、桥源组 、金鸡组
、下村组、梨山组 ，以及中侏罗统塘厦组烃源岩样品65个。岩性主要为泥岩 、炭质泥岩和煤线（图5-1至图5-8；表5-1）
。黑色泥页岩发育
，层位多，累计厚度大 ，但未见沥青脉
、油页岩
，亦未见油苗、油味等油气显示。

图5-1 揭西灰寨剖面小水组暗色泥岩

图5-2 高明西安叠坪剖面小坪组凤岗段紫色泥岩

图5-3 高明西安叠坪剖面小坪组马安段煤线

图5-4 高明西安河村水库剖面金鸡组石塘段煤线

图5-5 开平金鸡剖面金鸡组炭质泥岩

图5-6 海丰青年水库剖面上龙水组黑色泥岩

总体上，闽西南—粤东—粤中南地区中生界小水组 、金鸡组
、银瓶山组、上龙水组 、长埔组
、吉水门组、桥源组 、下村组、梨山组都发育有多套灰色—黑色泥岩
、炭质泥岩、煤线（薄煤层） ，泥岩的累计厚度较大
，生烃条件较好；而粤中南地区小坪组 、金鸡组和桥源组也发育有较好的烃源岩，但与粤东相比 ，其黑色泥岩的分布范围及累计厚度都较小
，生烃条件变差 。

图5-7 惠来葵潭剖面桥源组滨海相含煤沉积

图5-8 海丰青年水库剖面吉水门组黑色炭质泥页岩

表5-1 华南陆区中生界烃源岩样品取样情况

续表

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（二）烃源岩有机碳丰度
、热解特征及可溶抽提物含量

对研究区所采集到的烃源岩样品都进行了岩石热解（Rock-EvalⅥ）和总有机碳（碳硫仪）分析，同时选取部分烃源岩样品进行了氯仿抽提（72h）
。

从测试分析数据（表5-2）可以看出 ，研究区内采集到的所有样品的游离烃（S1）和热解烃（S2）、氢指数（HI）值都非常低，氯仿沥青“A”的含量也非常低
，基本处于10-6级的含量。这可能与华南陆区经历了强烈的火山活动，烃源岩的成熟度比较高 ，并且露头样品经历了较强的风化淋滤作用
，导致烃源岩的可溶有机质损失殆尽有关 。由于热解烃S2几乎不存在，因此表5-2中的Tmax值也就失去了实际意义 ，不能作为成熟度的判识指标
。

1.上三叠统

小水组黑色泥岩显示了较高的残余TOC含量（表5-2）
，该组在揭西灰寨剖面出露有20多米，小水组泥岩残余TOC值分布范围为0.49%～2.28%。小坪组发育的烃源岩兼有泥岩和煤线 ，高明西安叠坪剖面凤岗段泥岩的残余TOC在0.3%～2.03%之间
，马安段泥岩的残余TOC为0.19%，而马安段煤线的残余TOC在12.2%～17.7%之间 。

2.下侏罗统

金鸡组烃源岩兼有泥岩和煤线
。惠州黄洞剖面金鸡组泥岩的残余 TOC普遍比较低（表5-2） ，这与泥岩中的粉砂质含量较高有关
，残余TOC分布范围为0.01%～1.18%；开平金鸡剖面金鸡组泥岩的TOC范围为1.75%～2.65%，煤线的残余TOC达到26.4%；高明西安河村水库剖面金鸡组石塘段煤线的残余TOC最高 ，范围为5.93%～29.4%。

银瓶山组 、上龙水组
、长埔组和吉水门组烃源岩以泥岩、炭质页岩为主 。银瓶山组3个样品的残余TOC值普遍不高，最高值为0.74%（表5-2）
。上龙水组褐色泥岩具有较大的厚度
，剖面出露良好，但16个样品的分析结果显示该组烃源岩的残余TOC并不高 ，最高值为0.72%
，多数样品不超过0.5%。长埔组和吉水门组泥岩具有较大的厚度，但剖面出露较差 ，烃源岩样品的残余TOC普遍较低
，吉水门组唯一的1个样品的残余TOC为0.32%，长埔组4个样品的残余TOC在0.36%～0.46%之间 。

下侏罗统桥源组烃源岩主要为黑色泥岩 、炭质泥岩和煤线。早侏罗世晚期沉积环境主要为海陆交互相 ，因此桥源组烃源岩的有机质丰度较高
，并发育有煤线
。惠来葵潭剖面8个烃源岩样品的残余TOC在0.8%～6.1%之间（表5-2）；欧阳山剖面3个样品的残余TOC在1.34%～12.0%之间。

表5-2 华南陆区中生界烃源岩岩石热解
、总有机碳及氯仿沥青“A
”分析数据表

续表

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3.中侏罗统

塘厦组烃源岩主要为泥岩 。4个泥岩样品的残余TOC含量不高，最高为0.82% ，最低为0.15%
。

（三）烃源岩干酪根有机岩石学特征

1.上三叠统小水组和小坪组

小水组第14层烃源岩热演化程度较高
，干酪根的显微组分中微粒体占绝对优势，其含量均在90%以上 ，并含约5%的海相镜质体，且后者处于高演化程度
，其表面具有非常明显的微粒体化特征（图5-9），海相镜质体反射率BRo＝1.70%～2.57%。根据关系式等效镜质体反射率VRo＝0.81 BRo＋0.18（BRo＞1.50%）（刘祖发等 ，1999）
，将小水组海相镜质体反射率换算为镜质体反射率Ro约为2.26%，为高—过成熟 。样品中还含有约1%的碎屑镜质体和丝质体 ，因颗粒小而未能测得样品中的镜质体反射率数据
。小水组烃源岩的沉积环境为浅海陆棚相
，且富含黄铁矿，说明当时处于还原环境 ，其显微组分组成表明干酪根类型为ⅡB型。

图5-9 揭西灰寨剖面上三叠统小水组干酪根光片中的微粒体和海相镜质体

（左：高反射率黄白色的丝质组；右：反射率较低的灰白色镜质组）

高明西安叠坪剖面小坪组凤岗段烃源岩XADPT3xp-fg-2干酪根光片镜下多为大的块状有机质
，以镜质体和丝质体为主，镜质组占90% ，平均反射率为1.28%
，处于生油窗的晚期；丝质体占10%，未见壳质组 ，蓝光下未见有显微组分发荧光 。显微组分组成显示小坪组凤岗段有机质以陆相高等植物来源为主，干酪根类型为Ⅲ型
。

小坪组马安段烃源岩XADPT3xp-ma-3 镜下主要为镜质体和丝质体（图5-10）
，镜质体约67%，平均反射率为1.36%；丝质体约28% ，反射率为1.55%～1.83%。壳质组含量在5%以下 。显微组分组成显示小坪组马安段烃源岩有机质以陆相高等植物来源为主
，干酪根类型为Ⅲ型
。

隆起区小坪组烃源岩的演化程度普遍比凹陷区小水组烃源岩的演化程度要低，这可能主要与粤东具有更大的沉积厚度（古地温）有关。

图5-10 高明西安叠坪剖面上三叠统小坪组马安段干酪根中的镜质组和丝质组

（左：镜质组；右：丝质组）

2.下侏罗统金鸡组

惠州黄洞剖面金鸡组第35层炭质泥岩HDJ1jj35主要以镜质体、丝质体 、半丝质体为主 ，镜质组与惰质组比例约37：63 。镜质体反射率为2.72%
，丝质体各向异性不明显，干酪根类型为较典型的Ⅲ型。

开平金鸡剖面金鸡组第10层和第14层的显微组分组成很相似 ，反射率也基本一致
，以镜质体和丝质体为主，镜质体反射率分布于1.75%～1.80%之间 ，平均值为1.78%
。有机质以陆相高等植物来源为主
，干酪根类型为Ⅲ型。

高明西安河村水库剖面金鸡组石塘段煤线XAHCShk J1jj-si-3 镜质体占绝大多数，有少量丝质体 ，镜质体约93%，丝质体约7%（图5-11） 。镜质体反射率为1.9%
，丝质体反射率则分布于2.20%～2.70%
。蓝光下未见有荧光组分，有机质明显以陆源高等植物来源为主 ，干酪根类型为Ⅲ型。

图5-11 高明西安河村剖面下侏罗统金鸡组石塘段干酪根（XAHCShkJ1jj-si-3）显微组分

（左：镜质体；右：丝质体）

3.下侏罗统蓝塘群

蓝塘群各组烃源岩中黄铁矿的富集非常明显
，多以原生球粒状
、质点状分散分布，也有以球粒状集合体形式存在的 ，是还原环境的重要标志 。海丰青年水库银瓶山组第2层的干酪根显微组分几乎全是微粒体
，可见极少小块海相镜质体（约2%），由于块体过小而无法测定其反射率
。揭西灰寨银瓶山组第34 层烃源岩干酪根的显微组分中 ，微粒体占95%
，海相镜质体占3%，可见少量镜质体约2%（图5-12） ，由于块体过小也无法测定其反射率。所测海相镜质体反射率均值为1.75%～1.93%
，换算得到的镜质体反射率最大值为1.74% 。显微组分组成显示银瓶山组有机质以海相来源为主，其沉积环境为浅海陆棚相 ，干酪根类型可能属于Ⅱ型中的偏腐植型
。

图5-12 揭西灰寨剖面银瓶山组JXHZhJ1yps34-2中的海相镜质体（左）和镜质体（右）

上龙水组干酪根显微组分中微粒体占优势，含少量的海相镜质体
，部分样品可见极少量的镜质体颗粒，说明有机质以海相来源为主。所有样品均显示出高演化的特征 ，由海相镜质体反射率换算得到的镜质体反射率最大值第14层为2.32%
，第28层为2.78% 。上龙水组的沉积环境为海相弱还原—还原环境，干酪根类型为Ⅱ型
。

长埔组干酪根显微组分中微粒体占绝对优势 ，并含7%～20%左右的海相镜质体
，见小块沥青及带结构的镜质体（图5-13）和少量的残余固体沥青，表明曾经发生过生烃和排烃。长埔组第48层海相镜质体反射率换算得到的镜质体反射率最大值为2.05% 。长埔组的沉积环境应为海相弱还原—还原环境 ，干酪根类型为Ⅱ型。

图5-13 海丰青年水库剖面长埔组HFQNShKJ1ch501中的海相镜质体（左）和结构镜质体（右）

吉水门组干酪根显微组分以微粒体为主
，约占80%，其余20%为海相镜质体 ，其换算得到的镜质体反射率最大值为2.1%
。吉水门组为半深海相沉积
，干酪根类型可能为Ⅱ型。

惠来葵潭剖面桥源组烃源岩干酪根在镜下主要见到镜质体、半丝质体 、丝质体（图5-14） 。镜质体约占35%，丝质体和半丝质体约占65%
。镜质体反射率为2.23%～2.26%。三水白妮欧阳山剖面桥源组煤线的显微组分镜质体约占72% ，丝质组约占28% 。镜质体反射率平均值为1.10%
。蓝光激发下未见荧光组分，未见壳质组。桥源组主要为滨海相、海陆交互相以及浅海陆棚相沉积
，干酪根类型均为Ⅲ型 。

图5-14 惠来葵潭剖面桥源组第二段烃源岩HLKTJ1q2-48-1中的镜质体（左）和丝质体（右）

4.中侏罗统塘厦组

塘厦组烃源岩干酪根光片中的显微组分主要有镜质体（63%）（图5-15）
、半丝质体（17%）和丝质体（20%）
。在蓝光激发下均不发荧光。有机质为典型的陆源高等植物碎屑，干酪根类型为Ⅲ型 。镜质体反射率均值为2.07%
。镜下可见带氧化环的镜质体 ，显示了陆相偏氧化的沉积环境
，与塘厦组的浅湖相沉积环境是一致的。

图5-15 东芜塘厦剖面塘厦组泥岩TXJ2i87-3中的镜质体（左）和带氧化环的镜质体（右）

（四）烃源岩抽提物分子地球化学特征

1.上三叠统小水组和小坪组

小水组烃源岩抽提物饱和烃的色谱图主峰碳为 C16或 C17，具有明显的前峰型特征（图5-16） ，显示该组的有机质应该以非陆源有机质为主要来源 。规则甾烷中C27ααα甾烷占优势一般指示低等水生生物来源
，而C29ααα甾烷（24-乙基胆甾烷）占优势往往指示高等植物来源（Peters＆Moldwan 1995）。小水组烃源岩规则甾烷中C27ααα甾烷占明显优势，规则甾烷具有“L”形特征 ，同时还检出了4-甲基-C30甾烷和伽马蜡烷
，显示小水组烃源岩有机母质应该以非陆相来源为主
。

小坪组凤岗段和马安段烃源岩的规则甾烷都具有“V ”形特征，C28ααα甾烷比较低 ，C29ααα比较高
，C27ααα甾烷在规则甾烷中不具有明显优势（图5-17），与小坪组干酪根显微组分显示的以陆源物质为主的结果一致。

图5-16 揭西灰寨剖面小水组烃源岩JXHZhT3xsh14-5饱和烃总离子流图及甾萜色谱质谱图

图5-17 高明西安叠坪剖面小坪组凤岗段烃源岩XADPT3xp-fg-2全离子流图及甾萜色谱质谱图

Ts/（Ts＋Tm）是常用的表征原油成熟度的指标 。小水组烃源岩抽提物中的Tm和Ts比较接近 ，三环萜烷含量很高，C23i/C30H比值接近或超过1.0（表5-3）
，表明小水组烃源岩已经处于高过成熟阶段（Ro＝2.26%）；而小坪组烃源岩的Ts/（Ts＋Tm）要稍低一些，三环萜烷相对于藿烷要低得多 ，C23i/C30H指数仅为0.14
，表明其成熟度比小水组烃源岩低得多（Ro＝1.3%），分子生物标志物显示的有机质热演化程度与干酪根镜鉴测得的有机质成熟度是一致的
。

小水组干酪根碳同位素值在-23‰左右 ，小坪组干酪根碳同位素值在-26.0‰左右（表5-3）。小水组有机质以海相来源为主
，小坪组有机质以典型陆相来源为主，但小水组干酪根的碳同位素值反而比小坪组明显偏重 ，这可能是烃源岩遭受后期改造作用所致 。有机质的成熟作用和地表风化淋滤作用带来的碳同位素分馏使干酪根的碳同位素值明显变重
，有机质类型越好，干酪根碳同位素受成熟作用的影响越大
。Ⅰ型干酪根和ⅡA型干酪根受成熟作用产生的碳同位素分馏效应大于2‰ ，ⅡB型和Ⅲ型干酪根（或煤）的碳同位素组成随成熟度的变化比较小（熊永强等
，2004）。风化淋滤作用也可以导致干酪根异常变重，有机质类型越好 ，风化带来的碳同位素变重就越明显 。δ13C值风化增重幅度，Ⅰ型干酪根一般大于2.5‰
，ⅡA型干酪根可达2.5‰，Ⅲ型干酪根约1‰（苏艾国 ，1999）
。成熟作用的碳同位素增重和风化淋滤作用导致的碳同位素增重效应叠加在一起
，导致粤东以海相有机质来源为主的小水组烃源岩的干酪根碳同位素值可能有约3‰～4‰的增重（原始δ13C值应该为-26.0‰～-28.0‰），反而比同时代沉积的以陆相高等植物来源为主的小坪组烃源岩干酪根更重一些 ，但对干酪根类型为Ⅲ型的小坪组影响不大。

表5-3 华南陆区部分烃源岩甾萜分子地球化学特征及干酪根碳同位素值

2.下侏罗统金鸡组

金鸡组烃源岩抽提物饱和烃色谱图多具有双峰型特征甚至三峰型特征
，主峰碳为C16、C17或C18，低碳数正烷烃占优势 ，与烃源岩处于高-过成熟阶段有关 。饱和烃色谱图还具有明显的“UCM
”峰
，与剖面上的微生物作用有关
。规则甾烷分布呈“V”字形，C29ααα甾烷比较高 ，说明陆源有机质占重要比重
，这与干酪根镜鉴结果显示的以陆源有机质为主相一致（图5-18）。金鸡组烃源岩干酪根的碳同位素组成分布范围为-23.3‰～-25.7‰（表5-3），与Ⅲ型干酪根的特征相符 。

3.下侏罗统蓝塘群

青年水库剖面银瓶山组烃源岩抽提物的色谱图与其上覆的上龙水组类似 ，都以低碳数烷烃为主（图5-19），其甾萜的质谱图与上三叠统小水组相似
，C27ααα甾烷具有明显优势，规则甾烷具有“L ”形特征 ，显示了有机母质应该以海相来源为主。Ts/（Ts＋Tm）比值为0.50～0.52（表5-3）
，表明烃源岩达到了较高的演化程度
。银瓶山组烃源岩干酪根的碳同位素值比较重，应该是蓝塘群烃源岩有机质经受热成熟作用和风化淋滤作用强烈改造的结果。校正恢复后 ，其δ13C值应该为-26‰～-27‰ 。

上龙水组烃源岩抽提物正构烷烃色谱图的峰型延续了银瓶山组烃源岩抽提物正构烷烃色谱图的前峰型特征
，主峰碳为C17，规则甾烷中C27ααα甾烷明显具有优势 ，规则甾烷具有“L
”形特征
，显示了与银瓶山组及小水组类似的沉积环境
。甾萜质谱参数显示三环萜烷/藿烷比值比较高，Ts/（Ts＋Tm）在0.5 以上 ，具有高成熟度特征。干酪根碳同位素值分布范围偏重（-20.3‰～-21.9‰） 。校正恢复后
，其δ13C值应该为-24.3‰～-27‰
。

图5-18 开平金鸡剖面金鸡组第10层煤线（KPJJJ1jj10-3）饱和烃全离子流图及甾萜质谱图

图5-19 海丰青年水库剖面银瓶山组第2层烃源岩（HFQNShKJ1y2）抽提物饱和烃色谱图及甾萜质谱图

长埔组烃源岩抽提物的色谱峰型与上龙水组非常相似，为典型的前峰型 ，主峰碳为C17。C27甾烷具有明显优势，规则甾烷具有“L”形特征
，显示有机质来源以海相来源为主 。Ts/（Ts＋Tm）接近平衡，显示烃源岩的演化程度比较高
。干酪根的δ13C的分布范围偏重（-20.7‰～-21.8‰）。校正恢复后 ，其δ13C为-25‰～-27‰ 。

吉水门组烃源岩抽提物饱和烃色谱峰型具有类似于上龙水组和长埔组的前峰型特征
，说明具有相似的有机质来源，且处于高—过成熟阶段
。C27甾烷在规则甾烷中具有明显优势 ，规则甾烷具有“L ”形特征
，显示有机质来源以海相来源为主。C23i/C30H比值为2.31，低碳数甾烷也比高碳数甾烷要高得多 ，Ts/（Ts＋Tm）比值为0.5（表5-3）
，说明演化程度很高 。其干酪根的δ13C为-23.1‰，恢复校正后应该为-27‰～-29‰。

4.下侏罗统桥源组

惠来葵潭剖面桥源组的煤线和炭质泥岩 、黑色泥岩的抽提物饱和烃色谱峰型显示了与其下伏的蓝塘群烃源岩不同的特征 ，桥源组第二段炭质泥岩抽提物色谱图的主峰碳为C21
，显示了双峰型特征，饱和烃的组成明显向高碳数部分偏移（图5-20）
。桥源组第三段的饱和烃色谱图特征与之相似。规则甾烷具有“V
”形特征 ，显示有机质以陆源为主 。三环萜相对于五环萜具有明显的优势，C23i/C30H大于1.0
，Ts/（Ts＋Tm）表明其具较高的演化程度
。三水白妮镇欧阳山剖面桥源组中可见到5层煤线，厚度从20cm到40cm不等。煤线的抽提物饱和烃色谱图与惠来葵潭桥源组第二段具有类似的前峰型特征 ，不同之处在于欧阳山剖面桥源组煤线的成熟度比惠来葵潭剖面桥源组烃源岩要低得多
，因而其抽提物的三环萜/藿烷的比值也低得多，C23i/C30H值的差别很大 。桥源组烃源岩干酪根的碳同位素组成分布范围为-24.0‰～-25.3‰ ，与陆源有机质的特征相符
。

图5-20 惠来葵潭剖面桥源组第二段第34层烃源岩（HLKTJ1qy234-1）抽提物饱和烃色谱图及甾萜质谱图

5.中侏罗统塘厦组

塘厦组烃源岩抽提物饱和烃色谱图前峰型特征明显
，主峰碳为C17，与该组烃源岩处于高-过成熟阶段有关。 正构烷烃色谱图上的“UCM”峰是可溶有机质遭受生物降解的显著特征 。C27ααα甾烷具有明显优势（图5-21）
。干酪根的δ13C值为-24.5‰ ，与陆相有机质的特征相符。

（五）烃源岩生烃潜力分析与评价

1.烃源岩有机碳丰度恢复

对华南陆区中生界烃源岩的评价重点需要考虑干酪根类型
、沉积环境和岩性、烃源岩经历的成熟作用和风化淋滤作用等因素 。研究区目前没有钻井岩心样品
，仅有露头样品可以用来进行烃源岩的生烃潜力评价
。由于研究区常年高温多雨，地表水和地下水丰富 ，植被茂盛
，露头剖面上的烃源岩样品受到的风化淋滤非常严重。因此，在进行烃源岩评价时 ，主要考虑了成熟作用和风化淋滤作用的影响来对地表露头样品进行有机碳丰度的恢复 。华南陆区缺乏低成熟和未风化的岩心样品，难以通过热模拟实验求取恢复系数来恢复烃源岩的TOC和生烃潜力。因此
，只能根据前人研究资料，并结合研究区的沉积演化史 ，类比恢复华南陆区烃源岩在热演化和风化中损失的TOC
，对烃源岩的生烃潜力进行初步定性分析
。

图5-21 东芜塘厦剖面塘厦组泥岩（TXJ2i87-3）抽提物饱和烃色谱图及甾萜质谱图

前人（赵政璋等，2000；秦建中等 ，2007）研究认为
，演化程度中等的泥质烃源岩受风化作用影响的恢复系数在2.0左右，而高成熟且较致密的泥页岩和板岩受风化作用影响较小 ，恢复系数为1.5左右。研究区多数烃源岩具有较高的演化程度
，但多数不够致密且长期受到水的浸泡，因此 ，将TOC的风化恢复系数定为1.7 。

研究区缺乏低成熟度样品
，因而采用相似类型干酪根进行类比的方法来对烃源岩的初始有机碳进行恢复
。ⅡA型烃源岩到高—过成熟阶段TOC下降约32%，恢复系数平均为1.48 ，ⅡB型烃源岩的TOC下降约24%，恢复系数为1.32（秦建中等
，2007）。小水组和蓝塘群烃源岩大部分都是浅海相—半深海相沉积，显微组分以海相镜质体 、微粒体为主 ，部分样品中还能见到少量的陆源碎屑
，且都处于过成熟演化阶段，因此 ，采用ⅡA和ⅡB型恢复系数的平均值1.40作为小水组和蓝塘群烃源岩在热成熟作用过程中TOC损失的恢复系数 。对小坪组
、金鸡组、桥源组及塘厦组干酪根类型为Ⅲ型的烃源岩不进行热成熟作用影响的恢复
。

烃源岩的有机碳总恢复系数为风化恢复系数和热成熟作用恢复系数的乘积。小水组和蓝塘群烃源岩总恢复系数为1.7 乘以1.4 等于2.38；而对其他有机质类型为Ⅲ型的烃源岩
，总恢复系数仅为风化恢复系数1.7 。总恢复系数乘以残余有机碳含量就得到恢复后的初始有机碳丰度（表5-4）
。

2.烃源岩生烃潜力分析

在有机碳含量恢复的基础上，采用国内外通常采用的湖相或海相泥质烃源岩划分标准（表5-5）和华北地区煤系烃源岩的评价标准（表5-6） ，分别对小水组和蓝塘群泥质烃源岩
，以及干酪根类型为Ⅲ型的小坪组 、金鸡组
、桥源组和塘厦组烃源岩进行了评价。

表5-4 华南陆区烃源岩有机碳恢复前后对比

续表

根据评价结果（表5-7），小水组黑色泥岩的 TOC经恢复之后范围为1.17%～5.43% ，6块样品平均值为2.64%
，干酪根类型主要为腐泥腐植型，属好—很好级别的烃源岩 ，在华南陆区邻近海域进行中生界油气勘探评价时，应特别注意判断是否存在这套烃源岩 。

蓝塘群银瓶山组3 块烃源岩 TOC恢复之后分布范围为0.64%～1.76%
，平均值为1.31%，为中等—好烃源岩；上龙水组16 块烃源岩样品恢复之后的 TOC分布范围为0.5%～1.71% ，平均值为1.03%
，属中等—好烃源岩；长埔组4块烃源岩样品恢复之后的TOC分布范围为0.86%～1.09%，平均值为1.0% ，为中等烃源岩；吉水门组只有1块样品
，恢复之后TOC为0.76%，为中等烃源岩
。整体上看 ，蓝塘群（银瓶山组、上龙水组 、长埔组
、吉水门组）烃源岩22块样品恢复之后的TOC分布范围在0.5%～1.71%之间
，平均为1.05%，有机质类型主要为腐泥腐植型（ⅡB型） ，基本上为中等—好级别的烃源岩
，在华南陆区邻近海域进行中生界油气勘探时，仍然值得注意判断是否存在这套烃源岩。

表5-5 国内外常用的泥（页）岩烃源岩划分标准

（据王玉华等 ，2004）

表5-6 华北地区石炭系泥岩有机质丰度评价标准

（据秦建中等，2004）

表5-7 华南陆区烃源岩生烃潜力定性分析与评价结果

小坪组、金鸡组 、桥源组及塘厦组烃源岩
，有机质类型均为Ⅲ型，干酪根显微组分以镜质体、丝质体为主 ，以生气或者凝析油（气）为主
，生成液态烃的能力较差 。小坪组7块烃源岩样品兼有泥岩和薄层煤线，除马安段2个薄层煤线样品的TOC分别为30.09%和20.74%外 ，其他5 块泥岩恢复后的 TOC分布范围在0.32%～3.45%之间
，平均值为1.3%，为差烃源岩。金鸡组12块烃源岩样品兼有泥岩和煤线 ，采自薄层煤线的样品尽管TOC较高
，但基本不具有生烃潜力；其他7 块煤系泥岩恢复之后的 TOC分布范围为0.02%～4.51%，平均值1.96% ，为中等烃源岩
，具有一定的生气或凝析油（气）的能力
。桥源组11块烃源岩样品兼有泥岩和煤线，欧阳山剖面的3个样品为薄层煤线 ，在惠来葵潭剖面均为煤系泥岩，其8块样品恢复后的TOC分布范围在1.36%～10.37%之间
，平均值为4.72%，属好烃源岩 ，应具有一定的生气和凝析油（气）的能力。塘厦组4块烃源岩样品均为泥岩
，恢复后的 TOC分布范围在 0.26%～1.39%之间，平均值为0.76% ，为非烃源岩 。

石炭-二叠系烃源岩

腾格尔1
，2　胡凯2　高长林1　高剑锋2

（1.中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所，无锡214151；2.南京大学地球科学系 ，南京210093）

摘要 本文基于环境控源理论
，通过川东—湘鄂西地区下寒武统烃源岩的常量和微量元素的形态分析，结合碳
、氧同位素与岩石学分析等 ，探讨了其发育环境及主控因素
。元素的形态分析对古环境恢复提供了更多有效的信息。早寒武世初期
，在大庸地区，烃源岩形成于上扬子东南缘被动大陆边缘台地与盆地过渡带即斜坡带上 ，在海平面上升和温暖潮湿古气候的宏观背景下，受热液活动、上升洋流和生物繁盛等共同引起的高古生产力和缺氧环境控制下
，高生物生产力起着主导作用；城口地区处于上扬子被动大陆北缘，与大庸地区具类似的发育环境和主控因素；而咸丰地区属于内陆架 ，在龙山地区处于台内凹陷
，总体水深位于深氧化-还原界面之下，烃源岩发育受高生产力 、低能
、滞留和还原环境控制 ，保存条件更为重要 。

关键词 川东—湘鄂西 下寒武统烃源岩 发育环境 控制因素 形态分析

A Study of Formation Environment of Marine Hydrocarbon Source Rocks on Early Cambrian in the East of Upper Yangtze Plateform

Tenger1
，2，HU Kai2 ，GAO Chang-lin1
，GAO Jian-feng2

（1.Wuxi Research lnstitute of Petroleum Geology，SlNOPEC ，Wuxi
，214151；2.Department of Earth Science，Nanjing University ，Nanjing，210093）

Abstract Based on environmental control theory on marine hydrocarbon source rocks
，the chemical speciation of major and trace elements is analyzed.Through comprehensive research of inorganic and organic geochemistry，petrology ，the formation environment of marine hydrocarbon source rocks on early Cambrian and its controlling factor are discussed.The chemical speciation analysis provide further primary geochemistry signal for reconstruct past environmental changes from sedimentary organic matter relative to whole rocks.In the early Cambrian
，marine hydrocarbon source rocks is dominated by high paleo-productivity and anoxic environment probably emphasize particularly on the former，on southern（Dayong area）and northern（Chengkou area）continental margin of upper Yangtze plate.These controlling factors are related to hydrothermal activity ，ascending current
，and biogenetic derivation with the global sea-level constant rising，seemly climate and tectonization.Xianfeng area is situated in the inner plateform depression ，the formation of marine hydrocarbon source rocks due to high paleo-productivity
，lenitic，and reducing environment ，and preservative condition is crucial.

Key words Upper Yangtze marine hydrocarbon source rocks of lower Cambrian formation environmentcontrolling factor speciation analysis

古环境的重建不仅对了解、恢复各地质时期的岩相古地理和地壳地质历史的演变发挥着重要作用
，还对指导包括石油 、天然气在内的矿产资源勘查预测有着重大的实际意义，因此 ，在油气勘探领域中烃源岩沉积环境的研究自从20世纪50～60年代开始将查明有机质丰度与利用高价铁
、低价铁和二价硫含量及其相应比值来分析所处氧化-还原环境相结合的方法用来评价烃源岩［1］以来，一直是国内外学者关注的领域
，并大致经历了80年代以有机相研究为主，90年代至今以优质烃源岩、碳酸盐岩烃源岩发育环境及主控因素研究为特色的发展过程 ，更为深刻地认识到地质环境对海相烃源岩形成和评价的重要性
，从不同的角度深入剖析了环境对海相有机质富集和油气源岩发育的控制作用，并建立了相关的沉积模式［2～11］ ，进而在烃源岩发育环境及主控因素等方面取得一定的共识：地质环境既控制有机质丰度
，又影响有机质质量，是制约海相烃源岩发育程度和时空分布的重要因素 ，其中
，在合适的区域性乃至全球性构造运动 、气候变化
、生物演化及地理环境等宏观背景下，生物生产力、底层水的氧含量 、沉积速率和水动力条件等是沉积盆地中直接控制烃源岩形成的关键因素 ，也是重建烃源岩发育环境的重要参数
。

经过漫长而复杂的地质历史演化过程
，古代沉积环境已不复存在，现在我们面对的只是其所留下的残缺不全的“遗迹 ”——沉积岩。然而 ，任何沉积岩都是在地表特定的环境中堆积下来的，都印有沉积环境的标记
，烃源岩也不例外，通过沉积岩一系列特征包括岩石
、古生物和地球化学的研究 ，可以恢复其沉积时的环境 。地球化学示踪是反映古环境的有效而敏感的手段之一
，随着实验测试技术及精度的不断提高，微量元素、稳定同位素和有机地球化学等从常规分析向微量 、微区与形态分析拓展 ，使得它们在环境和海洋学研究中优势更为突出
，相关的判识指标日益多样化和定量化，这为把古海洋、古环境示踪原理及研究手段引入烃源岩研究中奠定了基础
。本文尝试通过下寒武统烃源岩中常量
、微量元素包括稀土元素的形态分析 ，结合碳、氧同位素和岩石学等特征
，综合分析川东—湘鄂西地区早寒武世烃源岩发育环境，探讨海相烃源岩形成的主要控制因素。

1 样品采集及实验测试方法的选取

1.1 样品采集

本次研究中 ，以上扬子东南缘的大庸（军大坪） 、咸丰（龙山）剖面和北缘的城口
、南江等4个剖面为代表
，对下寒武统海相烃源岩及其邻近层位进行了全岩微量元素、有机与无机碳 、氧同位素的系统分析（78个样品），在此基础上 ，进一步选取25个泥质岩和碳酸盐岩样品进行了包括稀土元素在内的常量和微量元素的化学形态分析 。

1.2 实验测试方法的选取

有机地球化学
、全岩微量元素和碳、氧同位素组成是由中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所实验研究中心测定的，有机岩石学分析由中国地质大学（北京）伍大茂教授完成
。常量和微量元素的形态分析
，尤其是不同化学形态稀土元素的分析是本次尝试性的研究工作，是在引用现代环境研究中常用的“Tessier五步连续提取法
”［12］基础上 ，在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室的高分辨电感耦合等离子质谱ICP-MS（ELEMENT2
，Finnigan MAT）上完成的，针对南方下古生界海相烃源岩的基本地质特点 ，主要开展了过渡金属 、Ba和稀土元素的碳酸盐结合态
、有机物结合态（还原态）和残留态元素的提取和测定。

2 下寒武统烃源岩发育环境及主控因素

2.1 沉积岩石学特征

下寒武统烃源岩
，在研究区范围内广泛发育，但在不同地区其有机质丰度和规模等明显呈现非均质性 。在上扬子东南缘的大庸（张家界）地区军大坪剖面上 ，厚度大
，底部为一套黑色页岩、炭质页岩，最底部可见磷酸盐结核 ，厚度达150m左右
，中部为灰黑色含粉砂质条带泥岩 、厚层状泥岩
、炭质泥岩，厚度约80m ，上部为厚层状灰黑色泥岩、泥灰岩夹薄层状 、纹层状灰黑色灰岩，进入中上寒武统灰岩逐渐增多
，以中厚层深灰色、灰色灰岩为主，夹有灰黑色含粉砂质炭质页岩
、深灰色纹层状含粉砂质灰岩等 ，此套黑色岩系中产有大量V和Mo等多金属和重晶石及磷矿等矿产。在上扬子北缘的城口、南江剖面上
，也有类似的分布，尤其底部的一套黑色页岩 、炭质页岩厚度为50～100m ，明显污手
，其在城口地区产有大量P，Mn ，Ba矿
，在南江地区底部粉砂岩
、粉砂质泥岩中也见有两层厚约1m的含磷层，呈米**
。在咸丰地区的龙山剖面上 ，同样发育一套黑色页岩系
，岩性主要为黑色炭质页岩、粉砂质页岩等，呈水平层理 ，富含黄铁矿，露头厚度280m左右
，多夹有薄层粉砂岩，但缺少金属与非金属矿产。

2.2 有机碳含量及有机岩石学特征

根据研究区下寒武统的系统采样和有机地球化学分析（表1） ，底部一套黑色页岩或泥岩的有机碳含量普遍较高
，平均达2%以上，但纵 、横向分布特征上仍存在差异 ，同一剖面上
，大庸地区军大坪剖面最为明显，底部黑色页岩 TOC 高达6%～17% ，平均达12%
，向上灰黑色泥岩降至0.71%～3.68%，平均达1.78% ，其中含一薄层灰岩夹层TOC为0.09% 。在城口地区也是类似分布
，底部一个样品TOC高达6.25%，其紧邻上部两个样品为3.46%～3.70% ，再向上变为0.78%～2.76%，平均为1.76%
，相应部位在南江剖面上变化趋势是4.66%～3.05%，平均为1.43%
。最近研究表明［13］ ，大庸地区下寒武统烃源岩在横向上沿上扬子东南边缘向西延伸至铜仁
、南皋、三都一带均具有相似的有机质丰度和时空分布特征。而进入台内咸丰地区
，TOC纵向分布相对稳定，总体变化在0.49%～0.86%之间 ，平均为0.71%
，横向变化也较小，平均在1%左右 。有机碳含量沿南北边缘高 ，向台内变低
。据显微镜下观察
，有机质总组分含量同样有相似的分布形式，即在有机碳含量高的地段 ，镜下观察到的总有机质组分含量也高
，在大庸地区可以观察到菌藻类呈层状密集分布，低的地段可观察到的有机质含量也少。显微组分鉴定 、有机质类型指数和干酪根碳同位素特征均显示 ，母质类型属于海相腐泥型（Ⅰ型），以水生菌藻类为主 。此段详细内容可参阅文献［13～15］
。

表1 下寒武统烃源岩有机地球化学特征一览表

注：横线上数据为范围
，下为平均数。

2.3 微量元素及碳
、氧同位素特征

2.3.1 微量元素特征

表2展示了下寒武统部分全岩和不同形态微量元素的丰度变化范围及平均值，总体上不同元素的含量变化范围较大 ，同一元素在不同地区也呈非均质性 。以Ba元素为例
，在大庸地区，底部黑色页岩段全岩Ba变化在2342～2840μg/g范围内 ，平均值为2590μg/g
，富集系数高达17，有机态Ba也达38.93μg/g；而上部泥岩段全岩Ba变化在1604～1865μg/g范围内 ，平均值为1755μg/g
，富集系数为5.3，有机态Ba平均为6.43μg/g
。在城口地区 ，全岩Ba变化为1010～1815 μg/g
，平均值为1329μg/g，富集系数为4.1 ，最高达6.01，有机态Ba平均达20.04μg/g。在咸丰地区
，全岩Ba变化为971～1460μg/g，平均值为1303μg/g ，富集系数为2.9
，有机态Ba为1.92μg/g 。从Ba元素的分布特征可看出，全岩Ba含量在区内变化不大 ，均有富集
，显示不出三者有机质富集程度，与有机碳含量之间的相关性也不显著（图1a） ，而有机态 Ba 含量与有机碳含量相关性良好（γ=0.97）
，明显反映了3个剖面上同一层位（同时、不同地区）的有机质富集程度（图1b）。

图1 下寒武统Ba元素与有机碳含量之间的相关关系

a—全岩；b—有机结合态

海洋学研究中常用钡（Ba）丰度来表示生产力变化
。近年研究表明［16］，Ba在海水中具似营养元素的地球化学行为 ，Ba积累率与有机碳通量 、生物生产力呈正相关
，Ba富集指示上层水体的高生产力。大量的重晶石在地中海底部淤泥中富集就是生产力提高的一个显著证据［17］ 。表层海水的高生产率和缺氧的底部水体是Ba富集的必要条件［18］
。

表2 下寒武统部分全岩和不同形态微量元素含量

显然，海相沉积中Ba富集与烃源岩发育条件相似 ，二者时空分布上必然存在联系，利用 Ba丰度对古生产力的表征可进一步反映烃源岩发育程度［10］。基于此
，上述Ba元素的分布特征表明，Ba的行为与生物有机质作用密切相关 ，Ba富集可视为其沉积时期生物生产力和有机质埋藏量高的一种旁证
，也暗示着缺氧沉积环境的存在，V ，Mo
，Zn等过渡金属元素的高度富集也说明了这一点（表1） 。值得指出的是，在上扬子东南缘军大坪剖面和北缘城口剖面上 ，什么因素使得Ba元素如此高度富集呢？结合当时的构造环境
、产有大量磷锰矿和多种金属矿产考虑
，应与富含营养盐和各种微量元素的热液活动和上升洋流密切相关，在当时研究区内海底扩张、陆缘坳陷形成［19］和海平面上升［20］等区域性乃至全球性地质背景下 ，处于低纬度热带—亚热带地区的上扬子被动大陆边缘上升洋流频繁［18
，20］，沿着慈利-大庸等同生深大断裂热液活动强烈［18 ，20，21］
，这些给生物异常繁盛提供了丰富的营养源，又共同造就了广泛的缺氧事件 ，进而沿着扬子南北被动大陆边缘形成了著名的金属 、非金属成矿带和海相优质烃源岩及古代油气富集带
。

2.3.2 稀土元素特征

从上述讨论情况来看
，下寒武统烃源岩在大庸、城口地区形成于被动大陆边缘，与当时最大海侵期相对应 ，受控于由温暖潮湿气候
、热液活动和上升洋流等引起的高古生产力和缺氧环境。如图2（a）所示
，军大坪剖面上，底部黑色页岩的自生态（碳酸盐+有机结合态）稀土元素的分配模式也表明 ，其下寒武统沉积早期是一个深水环境
，主要是dy-10样品的稀土元素模式表明中稀土富集，稀土元素的分异强烈 ，指示沉积速率缓慢［10］
，且铈元素的显著亏损是海洋深水环境的典型稀土元素分布特征，而向上铈（δCe）元素的亏损消失（dy-17样品） ，表明环境转化成缺氧环境；进入中寒武统（dy-33 样品，TOC为1.22%）
，稀土元素的分异程度则明显减弱，呈平缓型分布模式 ，暗示着沉积速率加快［10］
，形成了厚层状泥岩、泥灰岩和灰岩，但与Ba元素的富集程度结合考虑 ，当时的古生产力仍很高
，有机质供应量充足，使得现今仍保存有较高的有机碳含量 ，发育成为好的烃源岩 。

图2 军大坪 、龙山剖面下寒武统烃源岩自生态稀土元素分布模式

与上述特征相比
，咸丰地区的微量元素和碳
、氧同位素特征（图2（b））均表明其形成于台内凹陷，受低能、缺氧的滞留或半封闭性环境影响
。龙山剖面（图2（b）） ，下寒武统烃源岩底部和顶部两个样品（xf-01
，xf-08样品）的稀土元素分布模式相同，且中稀土富集 ，铈元素基本呈正常型，表明与军大坪剖面沉积环境有变化相比
，该区沉积环境相对稳定，沉积速率缓慢（低能 、静水） ，且环境缺氧
，使稀土元素有足够的时间分异，但铈元素未发生选择性分异 ，这些特征与其地质实际相符。

2.3.3 碳酸盐岩碳
、氧同位素特征

碳同位素组成（δ13Ccarb）作为恢复古生产力指标已被众多研究所采用 。缺氧条件下
，富12C的有机质被大量埋藏，引起δ13Ccarb正偏移 ，偏移程度受生物量和有机碳含量变化控制
，与有机碳的迅速埋藏量呈正相关，故δ13Ccarb正偏移可作为生产力增高的标志［22～24］
。实际上 ，δ13Ccarb的正偏移和高有机质埋藏量都是古生产力和有机质保存条件的综合体现
，有机质只有在供应量充足且利于保存条件下才能大量聚集和保存下来，进而引起有机碳与无机碳之间的“储库效应” ，发生13C倾向于海水和碳酸盐岩中富集的同位素分馏。因此，δ13Ccarb作为有机质埋藏量的替代指标更为可靠［10］ 。

在上扬子东南缘军大坪剖面上
，下寒武统中、上部均发育有碳酸盐岩，主要以薄层 、纹层状夹层分布 ，其氧同位素组成为-7.29‰～-8.91‰
，平均为-7.92‰，表明样品的蚀变程度弱 ，微量元素和碳同位素等参数基本反映原始的环境性质及演化。碳同位素组成为0.98‰～3.28‰
，平均为1.80‰，较上寒武统的浅灰色厚层状灰岩偏重（δ13Ccarb平均为-0.48‰ ，δ18O平均为-10.52‰）
，说明底部水体缺氧，有机质埋藏量高 ，从而进一步验证了Ba及过渡金属富集的地质意义
。

3 结论

识别泥质岩和碳酸盐岩古环境时
，不同相态微量元素较全岩更具指示意义。过渡金属（如V，Mo） ，U，Ba和稀土等元素有机结合态（还原态）
、碳酸盐态相对丰度和配分模式等能够提供古环境如氧化还原条件、古生产力等方面更多的原始信息
，对有效识别海相烃源岩发育环境具有广阔的应用前景 。

川东—湘鄂西地区下寒武统烃源岩，在大庸地区形成于上扬子东南缘被动大陆边缘台地与盆地过渡带即斜坡带上 ，在全球海平面持续上升和温暖潮湿古气候的宏观背景下
，受热液活动 、上升洋流和生物繁盛等共同引起的高古生产力和缺氧环境控制，高生物生产力起着主导作用；城口地区处于上扬子被动大陆北缘 ，与大庸地区具类似的发育环境和主控因素；而咸丰地区属于内陆架
，在龙山地区处于台内凹陷，总体水深位于氧化-还原界面之下 ，烃源岩发育受高生产力
、低能、滞留 、还原环境控制
，其中保存条件更为重要
。

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新生界烃源岩特征与生烃演化

1.石炭－二叠系烃源岩的分布

周口坳陷所在区域的石炭－二叠系是一套海－陆过渡相含煤沉积 ，为该区的主力烃源岩系，面积约8640km2
，总厚约1000～1500m。其中含煤段厚约800～950m，煤层累计厚30～49m 。石炭－二叠系具有生烃潜力的岩石主要有煤
、暗色泥岩及部分灰岩 ，其中煤最为重要
，暗色泥岩（含炭质泥岩）及灰岩次之
。通过油源对比揭示，阜阳凹陷区的原油和石炭－二叠系的煤系烃源岩具有亲缘关系。阜阳凹陷区和鹿邑、倪丘集凹陷区的石炭－二叠系煤系烃源岩均具有厚度大 、面积广
、资源量也较大的特征 。其次为谭庄－沈丘凹陷和襄城凹陷 ，舞阳凹陷只有局部分布
。各凹陷暗色泥岩的厚度一般为50～150m
，凹陷中部可达100～150m以上。

周口坳陷的石炭－二叠系勘探程度相对较低，已有的工作集中在鹿邑、倪丘集凹陷 ，先后有10多口探井见油气显示（表6-18） 。其中
，南12井获得4.86t/d的商业油流，周参7井 、周参9井
、周13井、周16井和襄5井等获少量天然气
。根据碳同位素 、芳烃稳定分子化合物
、生物标记化合物、轻烃气相色谱等多方面对比 ，表明南12井油藏是石炭－二叠系自生自储油藏。

表6-18 周口坳陷石炭-二叠系源岩分组统计

2.烃源岩的有机地球化学特征

周口坳陷区的石炭－二叠系生烃地质条件和地球化学特征与整个华北地区基本相似
，但因印支－喜马拉雅期构造作用的影响，亦存在着较大的差异 。石炭－二叠系有机碳含量和生烃潜量（S1+S2）特征为：下部的太原组－下石盒子组高于上部的上石盒子组（表6-19） ，例如，周参南7井的太原组 、山西组和下石盒子组有机碳平均值分别为1.46%
、1.19%和0.57%
，而上石盒子组为0.48%。在同一组煤岩和暗色泥岩中有机碳含量和生烃潜量也可相差数倍
。

周口坳陷的太原组和山西组煤的氯仿沥青“A ”高达2.63%～3.79%，烃含量为（5078～7626）×10-6 ，属好的烃源岩；石盒子组的氯仿沥青“A”和烃含量除上石盒子组较高外
，其余均较低，属较差的烃源岩。在该套烃源岩的沥青族组分中 ，饱和烃含量特别低
，仅为2.22%～3.36%，非烃、沥青占绝对优势 。当然 ，在不同凹陷的同一套地层中
，氯仿沥青“A
”含量也有差别，总的看来以舞阳凹陷为最高 ，襄城 、倪丘集凹陷次之
，鹿邑凹陷为最低
。

表6-19 周口石炭－二叠系有机碳含量分组统计

河南油田分公司石油勘探开发研究院.2004.中石化股份公司油田事业部勘探先导项目子课题“周口及外围盆地油气成藏条件与富集控制因素”.内部研究报告.

太原组和山西组主要煤层的生烃潜量（S1+S2）在144～219mg/g之间，氢指数（IH）在210～275mg/g之间 ，有机质类型属ⅡB型；石盒子组S1+S2在16～128mg/g之间，平均为21～68mg/g
，比太原、山西组低1～10倍；而IH为114～443mg/g，大多数在228～272mg/g之间 ，与太原组和山西组煤不相上下
，有机质类型也属于ⅡB型，少数为Ⅲ型和ⅡA型。

干酪根显微组分及元素测定表明 ，其来源以陆相高等植物为主
，干酪根热解分析及其碳同位素分析也证实了这一结论 。周口坳陷区的上古生界干酪根δ13CPDB一般在－22.11‰～－25.03‰之间，反映出形成于典型成煤沼泽环境中的腐殖－腐泥质干酪根特征 ，而太康隆起区的干酪根δ13C为－30.27‰～－29‰
，为典型的海－陆交互相为主的混合有机质类型
。

3.烃源岩的有机质成熟度与生烃演化

（1）有机质成熟度

周口坳陷区石炭－二叠系烃源岩的多项甾
、萜类生物标志化合物演化参数一致显示，热稳定化合物占主要地位（表6-20） ，表明其演化程度已比较高
，处于成熟阶段或更高。但某些地区的成熟度仅比下白垩统略高，如中部凹陷带诸凹陷的OEP 值大都在0.8～1.2之间 。

表6-20 石炭-二叠系甾、萜烷热演化指标

石炭－二叠系的实测R
。值由南向北有逐渐增高的趋势。谭庄－沈丘凹陷 、倪丘凹陷等较低 ，大都为0.7%左右；襄城略高，为1%左右；鹿邑凹陷有机质Ro明显较高
，为1.14%～2.8% 。Tmax值及转化率S1/（S1+S2）亦如此，如南6井Ro为0.62%～0.86% ，南14井为0.97%～1.35%
，周参7 井为1.78%～1.98%，太康隆起上的太参2井Ro达3.11%～3.29% ，由南向北Ro值大约每10km 增加0.14%～0.18%
。Ro低值带呈弧形分布于中部坳陷带的南侧断阶带及斜坡区
，高值区分布于鹿邑凹陷北部及太康隆起，与南华北北部的济源－开封－永城山西组高变质带相连 ，即中部坳陷Ro在0.62%～1.35%
，主要处于成熟阶段，而北部的鹿邑凹陷处于高成熟阶段。

总之 ，周口坳陷发育区的石炭－二叠系暗色泥岩总体上具有有机质丰度较低
、生烃潜量低、类型差和变化大的特征 。其暗色泥岩厚度一般为50～150m
，煤层大都厚10～40m。无论是从有机质丰度 、生烃潜量和有机质类型看，煤都是石炭－二叠系的主力烃源岩 ，具有举足轻重的作用，且下部优于上部
。此外
，倪丘集凹陷太原组灰岩有机碳含量为1.34%，沥青“A ”为0.08% ，烃含量为175×10-6
，生烃潜量为1.28m g/g，有机质类型属Ⅲ

陈晓东.1989.南华北中区倪丘集地区油气勘查阶段成果.内部研究报告.

（2）二次生烃问题

所谓二次生烃
，是指因盆地隆升剥蚀，地温降低 ，生烃作用中途停止
，而后再次回返沉降，地温增高 ，有机质再次生烃的过程
。二次生烃是有条件的，其烃源岩要有一定的剩余生烃潜力
，成熟度相对较低，只有这样才能生成足以形成工业油气藏的油气。

图6-13 周口坳陷石炭－二叠系埋藏史图

（据河南油田油田分公司石油勘探开发研究院 ，2004）

在周口坳陷的中部
、北部凹陷带
，代表性钻井的石炭－二叠系埋藏史图（图6-13）揭示，周口坳陷在印支期前 ，石炭－二叠系均处于稳定沉降埋藏阶段
，最大埋深约2300～2700m,Ro可达到0.5%～1.2%左右，已进入生油阶段 ，此乃第一次生烃过程 。在印支－燕山期
，周口坳陷分布区发生了幅度、范围和持续时间不同的抬升与降温，造成生烃过程中断
。到了古近纪 ，周口坳陷进入新的裂陷期
，石炭－二叠系达到最大埋深（3000～7000m）；新近纪区内又整体沉降，煤系地层再度深埋900～1200m ，从而出现二次生烃的条件。以南11井为例，所钻遇的石炭－二叠系有机质Ro值为0.69%～0.88%
，平均为0.82%，正处于生油窗中 ，在第一次生烃阶段中
，虽然已生成和排放了一部分烃，但仍有高达15～219mg/g的剩余生烃潜量 。如果再遇二次生烃条件 ，即地温升至能重新激活有机质的程度
，这部分剩余的生烃潜量仍可生成可观的烃类，特别是天然气
。

经过印支 、燕山
、喜马拉雅三大构造运动的改造 ，石炭－二叠系盆地原型完全解体
，被分割成大小不等、形状各异的块体，被掩覆于中 、新生代盆地之下 ，造成石炭－二叠系在不同凹陷及同一凹陷的不同部位的埋藏史和受热史
，以及各凹陷初始成熟度和门限深度都有较大差别（表6-21）。其中，谭庄－沈丘凹陷的二次生烃量可能最大 ，倪丘集
、襄城和鹿邑凹陷次之，但这只是定性的估计 。表6-22列举了各凹陷石炭－二叠系二次生烃综合状况
。

表6-21 周口坳陷二次生烃初始成熟度及生烃门限深度

表6-22 周口坳陷石炭-二叠系源岩二次生烃综合评价

（3）源岩生烃动力学模拟实验

1）实验原理及方法：本次生烃模拟实验采用压力体系下干酪根生烃动力学实验设备和实验流程。该项技术是美国Chevron石油公司与Lawrence Livermore国家实验室、法国石油研究院（IFP）合作研制的动力学方法 。该项实验与中国科学院广州地球化学研究所合作进行。

生烃动力学模拟实验的基本原理是：在干酪根生成油气的过程中
，温度和时间的互补关系符合化学反应动力学（图6-14），因而可利用实验方法推导出有机质成熟演化及干酪根生成油气的动力学参数 ，再将这些参数外推到自然状态
，便可预测所研究地层中油气的生成量及其组成特征
。

图6-14 动力学生烃预测原理示意图

动力学方法在油气地球化学领域有多方面的实际应用，其中最重要的是准确地预测地层中的干酪根演化到已知的Ro值时 ，产生了多少油气
，以及所产生的油气的组成特征。具体地说，动力学方法主要可应用在以下几个方面：①预测地层中现今及任一地质时期油气的生成量及其成分；②根据干酪根的动力学参数恢复待研究地层的古地热史；③对地层中成熟度较高的干酪根 ，可计算出已经生成的油气总量及尚存的生烃潜力；④判别地层中油气或有害气体（如CO2等）的成因及来源；⑤研究在一定地热史条件下油气的保存条件；⑥研究压力及矿物组分对油气生成及裂解的影响；⑦研究压力 、温度的变化对岩石孔隙度等其他物理性质的影响 。

图6-15 恒温热解实验中
，甲烷产率与Ro的关系

利用动力学方法进行生烃预测与一般的热模拟实验既有联系，也有区别
。一般的热模拟实验并不严格考虑热解温度－时间－生烃率之间的数学关系 ，因而实验结果不能预测在地质条件下实际的生烃量。例如
，如果不用动力学方法，仅用一般的恒温热解的方法 ，采集Ro为0.30%的样品进行热解，分别令温度为300℃、350℃和400℃
，通过不同的加热时间，使Ro达到0.7% ，则图6-15显示
，虽然热解使干酪根达到了同样的Ro，但产生的甲烷数量不同 ，温度越低
，时间越长，产生的甲烷越多 。可见 ，甲烷的产率随热解方式的变化而变化
。实际上甲烷产率成了一个不确定的变量
，因此，一般的热模拟实验不能解决上述问题 ，唯一的合理途径是应用动力学方法进行油气生成预测。这就是说
，在一般的热模拟实验中，同一干酪根由于热解条件不同 ，虽然热解结束后达到了相同的Ro值，但在热解过程中产生的烃类数量是不相同的 。除非将热解时间延长到和地质时间一样（这是不可能的）
，否则永远不可能知道该干酪根在地质演化过程中，当Ro值由0.3%上升到0.7%时 ，究竟生成了多少甲烷
。而用动力学的热解实验
，通过分析热解过程中温度－时间－生烃量的关系得出干酪根生烃的动力学参数－活化能分布及频率因子，再将这些参数外推到实际的地质条件 ，就可以相对准确地预测油气的生成量及其产物组成。

所使用的动力学研究设备及流程较之常规的方法有以下优点：①可进行单组分（例如C1,C2……）烃类的动力学研究；②压力可准确控制
，而目前国内大多数研究者仍使用Rock-Eval来进行开放体系下干酪根生烃动力学的研究，这种方法所得的动力学参数不能反映高压下的天然地质条件；③常规的方法在将生烃动力学参数应用于地质条件时 ，没有考虑Ro的动力学
，以至于在估计古地温史时产生较大的误差，直接影响了生烃动力学参数的应用效果 ，本方法的设备和流程有效地解决了这些问题；④分析精度高
，可重复性好；⑤所得的动力学数据已经直接用于国外盆地模拟软件（例如Basinmod），可精确地恢复古地热史及预测所研究地层中烃类的生成量及组成特征 。

源岩生烃动力学研究主要步骤包括热解
、气体分析、Ro测量 、动力学参数推导
、气体产量预测等
。数据处理及动力学参数推导采用美国Lawrence Livermore国家实验室编制的专用电脑软件 ，该软件功能强大，可进行高斯分布、平行不连续分布等多种方式的动力学参数推导
，并可根据地质条件进行生烃预测。模拟样品采自周口坳陷谭庄－沈丘凹陷周16井的石炭－二叠系，采样深度为2386.89～2392m ，岩性为灰黑色泥岩
，TOC为1.96%,Ro为0.69% 。实验条件如下：压力50MPa，起始温度200℃ ，分别以2℃/h和20℃/h的升温速率将样品加热到所需的温度。

2）石炭－二叠系烃源岩热模拟实验：实验结果得出了周16井上古生界样品C1和C2—C4生烃动力学参数——周口坳陷区上古生界暗色泥岩的生烃活化能分布及其频率因子（图6-16）
，它们是分别根据2℃/h和20℃/h的升温速率所获实验产率数据曲线，利用美国Lawrence Livermore国家实验室编制的专用电脑软件 ，推导出石炭－二叠系地层生烃动力学参数
。本次模拟实验的关键是通过两组实验数据可以求得该样品生成烃类的动力学参数
，并进一步求得该样品Ro的动力学参数（图6-16），利用Ro的动力学参数 ，结合所研究生油层在该地区的地质埋藏史
，可以较为准确地恢复样品所在生油层古地热史，利用该地热史及烃类生成的动力学参数便可预测任一地质时期该套生油层的烃类产率 ，同时也可预测任一热演化程度下该套生油层的烃类产率。

从倪丘集凹陷上古生界烃源岩二次生烃C1 、C2—C4产率曲线图可知，倪丘集凹陷上古生界烃源岩喜马拉雅期以前生烃量极少
，印支期虽初次成烃但有机质降解微弱，生成的烃类量少 ，每克有机碳生成的烃类物质均小于3m L
，其后经历了很长一段时间的沉积间断和剥蚀期，生烃作用近乎停止 ，真正大量生烃是从40Ma开始
，并迅速进入生烃高峰，C1产率可达80～90mL/g有机碳 ，C2—C4的产率近10mL/g有机碳
，说明该凹陷古近系沉积以前石炭－二叠系烃源岩并未达到其补偿深度，基本不具备二次生烃条件 ，只有古近－新近系盖上去以后
，二次生烃才真正开始，反映出喜马拉雅期是其主力生烃高峰期 ，从而进一步证实倪丘集凹陷石炭－二叠系烃源岩二次生烃的有效性，是现今有效油气源岩
，其有效性已为南12井工业性油藏所证实，反之 ，该油藏的存在验证了生烃动力学模拟实验的准确性与可靠性
，充分证明倪丘集凹陷具备晚期成藏的烃类物质基础，只要具备有利保存条件的构造或圈闭 ，该凹陷极有可能成为周口坳陷晚期成藏最有利的区块
，且油气的分布受喜马拉雅期构造所控制 。

图6-16 周口坳陷周16井石炭-二叠系烃源岩生烃动力学参数

与倪丘集凹陷相比，谭庄－沈丘凹陷石炭－二叠系烃源岩二次生烃C1
、C2—C4产率曲线有所不同 ，图6-17显示出该套生油岩从140Ma起就已开始生烃
，燕山中、晚期达第一次生烃高峰，到喜马拉雅期C2—C4的产率基本保持平稳 ，而C1产率则继续攀升
，到达第二次生烃高峰，这是高碳数分子裂解的结果 ，说明该凹陷石炭－二叠系烃源岩二次生烃作用在燕山中晚期就有一次高峰，是谭庄－沈丘凹陷上古生界烃源岩为5～6km 厚度下白垩统覆盖所致
，其间有大量天然气生成，C1产率达40～60mL/g有机碳 ，C2—C4的产率达6～8mL/g有机碳
，其后有短暂停顿，至喜马拉雅期古近－新近系沉积后到达第二高峰 ，C1产率达150m L/g有机碳
，C2—C4的产率达9～10m L/g有机碳，总的来说 ，谭庄－沈丘凹陷的石炭－二叠系烃源岩从燕山期就已开始二次生烃
，中间经历了多次短暂停顿，近乎连续生烃至今
。由于燕山期生成的烃类及形成的油气藏在地质历史中易遭受破坏而难以保存 ，最具现实意义的有效烃源岩仍是以喜马拉雅期为二次生烃高峰的那部分残余有机质。

图6-17 周口坳陷各凹陷石炭-二叠系烃源岩二次生烃C1 、C2—C4产率曲线图

鹿邑凹陷石炭－二叠系烃源岩在印支期就已进入第一次生烃高峰（图6-17）
，其间C1产率达20～25mL/g有机碳，C2—C4的产率为4～5mL/g有机碳 ，是三叠系覆盖所致 。其后地壳抬升，有机质热演化长期停顿
，间断时间长，剥蚀量大 ，所生成的天然气难以保存下来
，对现今油气藏的形成不具实际意义
。该套烃源岩在喜马拉雅期达到二次生烃高峰，C1产率达140～150m L/g有机碳 ，C2—C4的产率达10m L/g有机碳。由于印支期出现过一次生烃高峰
，而所生成的大量天然气已经丧失，因此喜马拉雅期生成的天然气量要相应折扣 ，在进行资源量评价时应该考虑这一因素的影响 。

油源分析

研究区新生界为一套红色地层
，烃源岩基本上不发育，仅中牟
、黄口、成武 、鱼台凹陷有小范围的新生界暗色泥岩分布
。其厚度小 ，有机质丰度低
，成熟度低，生烃能力差 ，资源潜力小。

1.中牟凹陷的新生界烃源岩

（1）新生界烃源岩的分布

在中牟凹陷，出现暗色泥岩的层位有古近系沙河街组和孔店组 。共有9口井钻遇沙河街组
，Es4
、Es2均为红层，Es1见有少量暗色泥岩 ，Es3钻遇暗色泥岩最多（表6-38）
。

表6-38 中牟凹陷沙三段暗色泥岩统计

沙三段暗色泥岩在杜营次凹内和东吴次凹都有发育
，但横向变化很快，展布面积较小（图6-47）。例如 ，在开参2井
，暗色泥岩厚265.67m，占地层35.7%；在杜2井 ，暗色泥岩厚139.5m
，占地层17.1% 。在与开参2 井相距仅2km的开参4 井，暗色泥岩厚度为61.5m ，占地层15.4%；至开参6井
，暗色泥岩厚度迅速减薄至1.5m。因此推断，杜营次凹基本上是独立的生油凹陷
。西部东吴次凹沙三段暗色泥岩厚度较小 ，开参3井钻遇52m，推测向南会有所增加
，考虑到当时东吴的广大地区主要为河流－泛滥平原发育区，暗色泥岩厚度一般不会太大。岩相分析结果表明 ，开参2井和杜2井的沙三段沉积物最细
，处于半深湖相 。孔店组地层在杜营次凹缺失，在东吴次凹开深1井钻遇（未穿） ，在中下部夹75m的灰色泥岩
，仅占地层总厚的4.4%
。

图6-47 中牟凹陷沙三段有效烃源岩厚度（m）图

（2）烃源岩有机地球化学特征

1）有机质丰度：测试资料表明（表6-39），沙三段暗色泥岩有机碳含量为0.04%～1.01% ，平均为0.12%～0.39%
，氯仿沥青“A
”为0.0018%～0.0515%，平均为0.0069%～0.0413% ，为较差生油岩；孔店组暗色泥岩有机碳为0.01%～0.84%
，平均为0.14%，氯仿沥青“A”平均为0.0035% ，为非生油岩。

表6-39 中牟凹陷沙三段烃源岩有机质丰度

2）有机质类型：沙三段干酪根镜检仅分析了中1井一个样品，所获结果为类脂体57.8%
，镜质体21.68%，壳质体14.74% ，惰质体5.78%
，类型指数43，定为Ⅱ1型干酪根 。据杜1井和开参3井生油岩热解分析结果 ，沙三段生油岩为腐殖型生油岩（表6-39）
。

（3）有机质热演化特征

中牟凹陷沙三段烃源岩热演化方面的资料较少（表6-40）。杜1井2979.9～3400m的沙三段
，生油岩热解峰温Tmax在435～441℃之间，孢粉色变指数（T4I）为3.67（3003.65m处） ，表明处于生油阶段 。中1井2911～3016m 处的沙三段
，Tmax为303～435℃，也已进入生油阶段；3054～3607m的沙四段 ，Tmax为435～471℃
，同样处于生油气阶段
。总之，沙三段目前处于成熟阶段。

表6-40 中牟凹陷古近系有机质类型及热演化程度

据西北大学研究 ，中牟凹陷生油门限为2400m，结合中牟凹陷埋藏史分析
，杜营次凹沙三段生油岩在上新世中期（Ng沉积晚期）进入生油门限，现今仍处于生油窗内 ，东吴次凹沙三段于上新世中期（Ng沉积晚期）进入生油门限
，部分地层目前已进入湿气凝析油阶段 。

2.黄口凹陷的新生界烃源岩

（1）烃源岩分布与有机地球化学特征

黄口凹陷的新生界仅在沙二段发育有暗色地层
。沙二段现今埋深一般在1300m 以下，向西到商丘次凹 ，沙二段底界埋深可达1400m。沙二段岩性主要由深灰、浅灰色泥岩 、含膏泥岩组成
，厚度270～800m，西厚东薄 ，暗色泥岩最厚361.5m 。

黄口凹陷沙二段暗色泥岩有机质丰度差别较大（表6-41）
，具西高东低的特点。例如，东部的丰参1井沙二段暗色泥岩有机碳平均为0.06% ，中西部商1井和黄3井的沙二段生油岩有机碳平均为0.5%～0.6%；在西部黄2井
，沙二段生油岩有机碳平均达1.06%
。

（2）烃源岩有机质热演化特征

丰参1井和商1井沙二段烃源岩Ro值较低，为0.42%～0.45%。在黄口凹陷中部的商1井中 ，井深小于1250m 时，Tmax低于435℃；井深大于1250m 时
，Tmax大于435℃ 。而在东部的丰参1井，沙二段烃源岩的Tmax为366℃ ，低于生油门限值
，显然还处于未成熟阶段
。由此推测，沙二段在西部商丘次凹的深凹部位 ，可能存在少量成熟烃源岩
，其他地区均处于未成熟阶段。

表6-41 黄口凹陷沙二段有机质丰度

3.成武凹陷和鱼台凹陷的新生界烃源岩特征及评价

在成武凹陷和鱼台凹陷的新生界沙三段和沙四段中也发育有泥岩 。其中，在成武凹陷的成参1井和成参2井所见全为红色泥质岩 ，不具备生油条件
。在鲁2井和鲁3井见有暗色泥岩
，但厚度较小。其中，鲁3井见沙三下段暗色泥岩厚81m ，占地层的40.6%；沙四段暗色泥岩厚81.5m
，占地层的52.4%；孔店组暗色泥岩厚53m，占地层的16.8% 。鲁2井沙二段暗色泥岩厚127m ，占地层厚度的25.4%
。但这两个井均钻于较高部位，推测凹陷中心暗色泥岩厚度可能会增大。

鲁2井沙二段暗色泥岩埋深在1800m 以上
，未进入成熟门限 。沙三段和沙四段生油指标较低，有机碳平均为0.24% ，二价硫平均为0.76%
，发光沥青为2.37×10-3，属氧化－弱还原环境 ，基本不具备生油条件
。推测鲁2井附近或成参2井以南不具备生油条件。

鲁3井沙三下段与沙四段暗色泥岩生油指标皆低
，有机碳平均分别为0.25%和0.23%，基本也不具备生油条件 。该井在成武次凹边缘 ，推测凹陷中心部位可能具备生油条件。

总之
，成武凹陷新生界沙三下段和沙四段暗色泥岩生油指标低，属差生油岩
。

鱼台凹陷尚未进行石油地质钻探 ，但有不少钾盐钻孔
，丰钾2井完钻井深1296.28m，揭示沙河街组三－四段厚度为928.78m。据有关资料分析 ，沙河街组三－四段中下部暗色泥岩有机质丰度较好，有机碳为0.63%～1.06%
，氯仿沥青“A ”为0.0214%～0.0608%，总烃为（73.4～146.76）×10-6 ，残余生油潜量为0.38～3.09mg/g（表6-42）
，属差－较好生油岩 。

表6-42 鱼台凹陷丰钾1井和丰钾2井古近系有机质丰度统计

（一）原油地球化学特征

1.牛庄油田

（1）原油族组成与气相色谱特征

牛庄油田原油具有低密度（0.8523～0.8976g/cm3）、低粘度（7.95～86.3mPa·s）及低硫（0.26%～0.55%）特征，与邻区王家岗
、八面河油田的高硫特征有显著差异（Pang等 ，2003）
。原油饱和烃含量较高（均值57.8%）
，次为芳烃（均值22.1%）、非烃（13.8%），沥青质含量较低（6.3%）。原油饱和烃气相色谱参数CPI 、OEP分别为0.93～1.15
、0.97～1.07 ，奇偶优势不明显
，多接近1（图2-1）；正构烷烃（nC21+nC22）/（nC28+nC29）多数分布于1.1～1.89之间 。上述原油物性、族组分与气相色谱特征反映牛庄原油为正常成熟油
。

（2）原油甾萜类生物标志物特征

牛庄洼陷原油中甾 、萜类生物标志物丰富。原油中甾类化合物具有相似的组成与分布特征，以C27-C29规则甾烷为主要成分 ，4－甲基甾烷
、重排甾烷也相对发育
，低分子量孕甾烷系列不发育 。原油4－甲基甾烷/C29－规则甾烷值高达0.30～0.61（附表2-1），C29－重排/C29规则甾烷值为0.124～0.297
。C27、C28 、C29
、ααα20（R）异构体呈“V
”字形 ，反映母岩藻类等微生物生源的输入。甾类化合物异构化程度较高，C29甾烷ααα20S/（S+R）值分布范围为0.42～0.52,C29αββ/（ααα＋αββ）甾烷20S/（S+R）值分布范围为0.41～0.55
，反映原油为正常成熟油 。

图2-1 牛庄洼陷部分原油饱和烃总离子流图

原油中的萜类化合物主要为五环三萜类（图2-2），三、四环萜类含量相对较低 ，C28-三环萜烷/C30－藿烷值为0.019～0.035
。原油中伽马蜡烷相对较为发育
，伽马蜡烷/C30藿烷值分布范围为0.12～0.53（均值0.30）。该特征与同层段源岩有较大差异 。除少数样品外，沙三段中 、下亚段烃源岩中伽马蜡烷总体不太发育（Pang等 ，2003;Li等
，2003；庞雄奇等，2004） ，其中
，沙三段中亚段烃源岩伽马蜡烷/C30藿烷值多数小于0.05。原油中甾烷/藿烷值为0.32～1.06（均值0.69），高于沙三段中亚段
、下烃源岩（0.23）
。上述参数反映 ，原油与沙三段中亚段烃源岩相关性差
，与沙三段下亚段相关性亦不甚好。

图2-2 牛庄洼陷部分原油饱和烃m/z191质量色谱图

牛庄洼陷原油中芳烃化合物主要为萘（8.1%～36.9%，均值22.4%）、菲（8.8%～48.4% ，均值22.7%） 、屈（1.8%～13.5%，均值4.15%）、联苯
、三芴系列即芴（0.46%～5.18%）、氧芴（1.07%～3.48%） 、硫芴（1.2%～6.46%）
，以及三芳甾烷（9.3%～70.6%，均值38.08%）（图2-3） ，其他芳烃化合物如芘
、苯并芘、苯并芴 、苯并[a]蒽
、荧蒽、苯并荧蒽及北 、脱羟基维生素E
、惹烯、卡达烯 、苯并藿烷等芳烃的含量较低（图2-3） 。

图2-3 牛庄洼陷原油中多环芳烃PAHs组成与分布特征

2.中央隆起带

（1）原油族组成与气相色谱特征

中央隆起带原油物性与族组成接近牛庄洼陷
，原油中饱和烃为主要成分（32.2%～71.3%），其次为芳烃（12.9%～27.0%）和非烃（4.9%～26.4%） ，沥青质含量（0.24%～1.77%）最低
，多数原油小于1%
。原油总体具有饱/芳比相对较高（1.53%～4.07%）
、非/沥比相对较低（0.24%～1.77%）的特征，反映原油相对较高的成熟度。

原油饱和烃中正构烷烃既有单峰型 ，也有不太明显的双峰型（图2-4）
，体现母源岩多种生源输入的特征 。正构烷烃碳数分布范围较宽，一般为nC11-nC38（图2-4）
。正构烷烃奇偶优势不太明显 ，CPl值为0.82～1.20、OEP为0.98～1.17
，接近平衡终点值1，反映其为正常成熟度原油。中央隆起带绝大部分原油具有植烷优势（图2-4） ，Pr/Ph值小于1，分布范围为0.36～0.87
，指示烃源岩偏还原性原始沉积环境 。但是，中央隆起带沙三段中 、下亚段烃源岩具有明显的姥鲛烷优势
。Pr/Ph值小于1是东营凹陷沙四段烃源岩及相关原油的普遍特征 ，Pr/Ph值大于1则是沙三段烃源岩及相关原油的典型特征（Pang Xiongqi等
，2003;Li Sumei等，2003）。原油的Pr/nC17值分布范围为0.41～2.0,Ph/nC18值分布范围为0.43～4.29 ，差异较为明显 。

图2-4 中央隆起带代表性原油饱和烃总离子流图

（2）原油甾萜类生物标志物特征

中央隆起带原油中甾类化合物主要包括C27-C29－规则甾烷及4－甲基甾烷系列
，低分子量孕甾烷、重排甾烷系列含量相对不高
。多数原油具有相似的甾烷指纹分布特征，指示其原始生物先质相同或相似。原油C29甾烷ααα20S/（S+R）值分布范围为0.328～0.605 ，绝大部分大于0.4;C29甾烷αββ/（ααα＋αββ）值分布范围为0.276～0.533 。甾烷异构化参数反映原油以正常成熟油为主
，少数原油成熟度偏低，如东辛油田东部辛镇构造带。

原油中发育丰富的各类萜类化合物
。不同原油饱合烃m/z191质量色谱图有一定的差异 ，主要体现在伽马蜡烷相对丰度不同（图2-5）。原油伽马蜡烷/C30藿烷值分布范围为0.06～0.54
，史南油田
、东辛油田营11 块岩性油气藏区等原油中伽马蜡烷含量相对较低，与牛庄、民丰洼陷相邻近的边界大断裂带附件原油相对较高 。伽马蜡烷相对含量反映母源岩原始沉积环境和/或水体分层的差异 ，是区分东营凹陷不同层系烃源岩及相关原油的重要生物标志物
。众所周知，东营凹陷沙四段上亚段烃源岩形成于咸水相环境
，相关原油具有较高的伽马蜡烷含量，如南部缓坡带八面河 、北部陡坡带郑家－王庄等油田的原油（Li Sumei等 ，2003,2005;Pang Xiongqi等
，2003,2004；李素梅等；2004,2005；邱桂强等，2004）；沙三段烃源岩形成于相对淡水环境 ，相关成因原油中伽马蜡烷含量相对较低（Pang Xiongqi等
，2003,2004）。与原地沙三段烃源岩相比，中央隆起带不少原油中的伽马蜡烷含量相对偏高 ，反映沙四段烃源岩程度不等的贡献
，其与原油Pr/Ph值偏低相吻合 。需要提出的是，位于营11 块大型沙三段岩性油气藏区带的营68井
、营101井、营11×58井等井原油的生物标志物特征（如Pr/Ph<1等）与牛庄油田沙三段中亚段岩性油气藏原油的特征相似
。

中央隆起带原油中的芳烃化合物的组成与牛庄洼陷原油相似。主要为萘 、菲
、三芳甾烷化合物系列 ，其次为三芴系列
，个别原油中脱羟基维生素E的含量也较高，反映其成熟度低于其他原油 。

图2-5 中央隆起带部分原油饱合烃m/z191质量色谱图

（二）烃源岩地球化学特征

1.可溶有机质族组成特征

烃源岩可溶有机质族组成 ，一般可提供原始母质生源构成、成熟度和沉积环境方面的信息，是可溶有机质宏观性质的反映
。一般情况下随着热演化程度的增加
，饱和烃馏分含量增加，非烃 、沥青质含量降低。牛庄洼陷沙三段烃源岩可溶有机质以饱和烃为主 ，含量为31.5%～61.5%
，其次为芳烃（8.5%～31.3%，均值18.96%）
、非烃（16%～43.3% ，均值26.06%）
，沥青质含量相对最低（0.5%～25.9%，均值8.62%） ，多数显示正常烃源岩特征 。中央隆起带沙三段烃源岩可溶有机质族组成与牛庄洼陷相似
，饱和烃含量分布范围33.4%～67.9%，有随成熟度增加而增加的趋势；芳烃和非烃含量分别为15.9%～27.5%、13.1%～33.5% ，沥青质含量为1.2%～13%
。沙三段中亚段与沙三段下亚段烃源岩的族组成无显著差异。

2.烃类组成与分布特征

牛庄洼陷沙三段烃源岩饱和烃总离子流图显示
，正构烷烃一般为单峰型，个别为双峰（图2-6） 。分析的沙三段多数烃源岩正构烷烃奇 、偶优势较为明显 ，C PI值显示大于1,OEP值则显示一定的偶数碳优势（图2-6）。牛庄洼陷沙三段烃源岩的Pr/nC17
、Ph/nC18值具有一定的差异，一般小于1
。Pr/nC17和Ph/nC18值有随埋深增加而增加的趋势。牛庄洼陷沙三段烃源岩饱和烃的一个显著特征是
，具有较高的Pr/Ph值（图2-6），除个别烃源岩样品小于1外 ，多数都大于1,Pr/Ph值分布范围为1.11～10.13
，这与该洼陷沙三段的原油普遍小于1形成鲜明的对比 。

图2-6 牛庄洼陷沙三段烃源岩饱和烃总离子流图

中央隆起带沙三段烃源岩特征与牛庄洼陷较为相似
。例如，中央隆起带沙三段中亚段、下亚段烃源岩也有相对较高的Pr/Ph值（一般大于1） ，仅个别样品小于1
，可能侵染了沙四段成因的油气（泥岩裂隙输导），如营691井（2864m）。利津洼陷沙三段烃源岩也具有姥鲛烷优势 ，Pr/Ph值一般大于1；而沙四段烃源岩具有植烷优势
，Pr/Ph值一般小于1，该特征与牛庄洼陷相似 ，牛庄洼陷沙四段烃源岩Pr/Ph值分布范围一般为0.09～0.89（Pang等
，2003） 。

图2-7反映东营凹陷沙三段中亚段烃源岩CPI值在埋深小于3200m时普遍较为离散，超过这一埋深后才逐渐接近1 ，表明至少部分沙三段中亚段烃源岩热演化程度相对不高
。但是，东营凹陷沙三段 、沙四段烃源岩CPI值特征可能不仅反映烃源岩的热演化特征
，也与母源岩生源性质有关。

图2-7 东营凹陷烃源岩饱和烃CPI、OEP值与埋深的关系

牛庄洼陷烃源岩中的甾类化合物包括C27-C29－规则甾烷
、重排甾烷、C20-C21－孕甾烷系列及4－甲基甾烷系列 。埋藏较浅的样品的甾烷异构化程度相对较低，对沙三段中亚段烃源岩而言 ，一般埋深大于3100m的烃源岩才接近成熟的起始门限（C29αααα甾烷20S/（S+R）≥0.3）
。此后的烃源岩重排甾烷丰度开始增加。

牛庄洼陷烃源岩中的萜类化合物包括倍半萜 、三环萜烷
、藿烷系列等
，以五环三萜中的藿烷系列为主（图2-8），其中又以C30－αβ藿烷占绝对优势 ，其次为C29－αβ藿烷 。牛庄洼陷沙三段中、下亚段烃源岩藿烷系列的显著特征是伽马蜡烷含量较低
，除牛87 、牛872井外，牛庄洼陷沙三段中亚段烃源岩的伽马蜡烷/C30藿烷值为0.034～0.049；沙三段下亚段烃源岩的对应值为0.036～0.119
。沙三段下亚段烃源岩的丰度稍高于沙三段中亚段。牛87井3132m 层段烃源岩伽马蜡烷/C30藿烷值为0.296
、牛872井2989.1m 和3147.12m 烃源岩则分别为0.127和0.118 ，该两井伽马蜡烷值相对偏高 。因牛庄沙三段中、下亚段源岩伽马蜡烷含量低具有普遍性
，且牛872井有些层段（3074m,3202.6m）所测得的伽马蜡烷含量并不高。综合分析认为，井位很近的牛87 、牛872井个别层段所测样品的偏高可能是与断裂
、裂隙有关的油气运移污染所致
。两井相对高值的样品一般灰质含量较高 ，此类岩性脆性较泥岩强
，易发现断裂并产生裂隙。

图2-8 牛庄洼陷烃源岩饱和烃m/z191质量色谱图

中央隆起带沙三段烃源岩甾萜类化合物分布特征与牛庄洼陷相似 。中央带沙三段中、下亚段源岩同样显示较低的伽马蜡烷含量，伽马蜡烷/C30藿烷值为0.02～0.07 ，烃源岩中三环萜烷的含量相对较高
。从甾烷异构化参数看，分析的绝大部分岩样已进入生油窗。

分析沙三段源岩中芳烃化合物的组成与分布与原油总体相似
，即主要化合物为萘 、菲
、三芳甾烷系列，其次为屈、联苯 、三芴（芴、氧芴
、硫芴） ，其他芳烃化合物含量较低 。其中
，不同烃源岩萘、菲 、三芳甾系列丰度相差较大，主要反映烃源岩成熟度的差异
。

（三）油源对比

长期以来 ，人们一直认为牛庄洼陷是东营凹陷岩性油气藏最为发育的洼陷
，油气主要为沙三段成因（张春荣，1989）。但原油烃类组成与分布的剖析表明 ，牛庄油田油气成因较复杂 。

1.牛庄洼陷

牛庄油田多数原油埋深超过3000m
，原油成熟度相对较高，反映烃源岩已达到较高的热演化程度
。本研究采集的2906～3324m沙三段中亚段烃源岩具有较高的CPI
、OEP值 ，甾烷异构化参数与原油相关性较差（图2-9）。沙三段下亚段烃源岩的热演化特征与沙三段中亚段有一定相似性
，与沙四段上亚段差异明显 。埋深＞2700m的沙四段上亚段烃源岩开始接近成熟，但沙三段下亚段热演化相对滞后 ，C29甾烷αββ/（ααα＋αββ）表现得最为明显（图2-9d），这可能与生源及成烃环境有关
。与邻近王家岗、八面河原油相比
，牛庄原油成熟偏高。对比CPI 、OEP与甾烷异构化参数，初步判断本区原油甾烷异构化参数受初次运移分馏效应的影响较小 。成熟度对比显示 ，埋深大于2700m的沙四段烃源岩
、埋深超过3000m甚至更深的沙三段下亚段烃源岩为牛庄原油可能的主力烃源岩。

图2-9 牛庄油田及邻区原油及烃源岩的热成熟度对比

Pr/nC17与Ph/nC18相关图显示（图2-10a）
，牛庄洼陷、王家岗及八面河油田原油聚类相关，上述原油与沙四段烃源岩似乎更有密切关系
。Pr/Ph与DPT/P（二苯并噻吩/菲）相关图揭示（图2-10b） ，牛庄油田原油与沙四段烃源岩具有无可置疑的成因联系
，而沙三段中 、下亚段烃源岩因具有较高的Pr/Ph值（>1）与牛庄等原油几乎无相关性。以上对比至少表明，牛庄油田原油饱和烃中相当量组分特别是链烷烃 ，主要来自沙四段烃源岩 。

反映烃源岩原始沉积环境的另一重要参数三芴系列的相对含量进一步显示
，沙三段中亚段烃源岩非牛庄油田原油的有效烃源岩，其具有较高的氧芴含量 ，反映偏氧化性原始沉积环境
。牛庄油田原油与沙四段上亚段
、沙三段下亚段烃源岩成因联系。

图2-10 牛庄洼陷油—岩对比图

正如前文所指出
，牛庄原油中检测到相当量的伽马蜡烷，除个别岩样外（不排除靠近断层的裂缝运移烃侵染） ，沙三段中、下亚段烃源岩中该化合物含量甚微（图2-11b） 。沙四段上亚段烃源岩中伽马蜡烷相对含量较高，特别是埋藏相对浅 、成熟度不太高的烃源岩（Li等
，2004；李素梅等，2005）
。与之相对应 ，位于牛庄洼陷南斜坡构造高部位的八面河油田原油具有较高的伽马蜡烷含量
，伽马蜡烷/C30藿烷值为0.656～1.042，反映一定量未熟—低熟沙四段成因烃类的贡献（Pang等 ，2003;Li等
，2003；庞雄奇等，2004）。处于牛庄洼陷与其斜坡带过渡地带的王家岗油田原油中伽马蜡烷丰度变化范围较大 ，但仍远高于沙三段烃源岩（图2-11b）
，反映深层沙四段烃源岩的贡献 。

图2-11 牛庄洼陷原油
、烃源岩生物标志物分布特征

甾烷、藿烷相对比值是一与成熟度及生源相关的参数，图12a显示不同成熟度原油及沙四段烃源岩C29甾烷/C30藿烷分布范围较宽 ，但沙三段中 、下亚段烃源岩变化不大
，反映甾类化合物的生物先质如藻类微生物输入不及沙四段
。较之于沙四段烃源岩，牛庄原油中相对较高的甾类化合物表明沙四段烃源岩有所贡献。此外 ，参数2XC24－四环/C26－三环萜烷清楚地反映牛庄原油与沙四段烃源岩较好的相关性（图2-11b） 。

研究区具有层位标定意义的生物标志物或参数（如Pr/Ph等）几乎一致显示，牛庄油田原油中沙四段烃源岩的贡献
，而预测可能为主力烃源岩的沙三段的成烃贡献标志物反而不太突出
。从牛庄与部分王家岗原油中4－甲基甾烷/C29－规则甾烷稍有优势（图2-11a），与沙三段下亚段烃源岩相对较高的4－甲基甾烷含量较为吻合 ，可判断沙三段下亚段烃源岩也是有成烃贡献的。另外
，从牛庄原油的低硫而八面河、王家岗原油的相对高硫特性来看，似乎不能排除牛庄原油中沙三段烃源岩的贡献 。

2.中央隆起带

中央隆起带原油可能的油气来源 ，包括相邻生油洼陷——利津洼陷
、牛庄洼陷、民丰洼陷及其原地烃源岩
，烃源岩层位可为沙三段中 、下亚段和沙四段上亚段。关键问题是，原地烃源岩供烃的可能性
、主要的供油层位与部位以及隐蔽油气藏的油气来源等
。

分析表明 ，中央隆起带原油普遍具有混源特征。饱和烃总离子流图显示
，原油一般都具有植烷优势（即Pr/Ph<1），而中央隆起带原地沙三段中、下亚段烃源岩一般都具有姥鲛烷优势（即Pr/Ph>1） ，此系东营凹陷沙三段烃源岩的普遍特征 。东营凹陷沙四段上亚段烃源岩一般具有Pr/Ph<1的特征
。迄今为止
，尚未有油气运移分馏效应导致Pr/Ph值显著变化的报道，且姥鲛烷 、植烷仅相差一个碳 ，为分子量十分接近的同系物，油气运移不太可能导致化合物丰度产生倒置的变化。显然
，中央隆起带原油中普遍混有沙四段成因原油 。伽马蜡烷/C30藿烷值也反映原油中不同程度地混合了沙四段烃源岩所生烃，特别是靠近边界大断裂带附近的原油
。中央隆起带沙三段烃源岩的伽马蜡烷/C30藿烷值分布范围为0.02～0.07 ，反映伽马蜡烷不甚发育；原油的对应参数值为0.06～0.54（均值0.21）
，变化范围较宽，部分原油丰度远高于烃源岩。提出重视的是 ，位于营11块大型岩性油气藏发育区的营101井
、营11斜58井、营77井原油和史南油田史106井等井沙三段中亚段具有自生自储性质的原油的Pr/Ph<1
，都反映了沙四段烃源岩的贡献，说明地下油气可能无所不通 ，即使是隐蔽的岩性油气藏
，其自生自储也是相对的概念 。

中央隆起带原油正构烷烃奇偶优势不明显，显示正常油特征 ，而本研究分析的中央隆起带沙三段烃源岩的正构烷烃普遍具有一定的奇偶/偶奇优势
，多数样品偏离平衡值1较远
。例如，史南地区3200～3300m 沙三段中亚段泥岩CPI值为1.20～1.27。该特征一方面与母源岩热演化程度有关 ，另一方面也可能与母源岩特定的性质有关 。中央隆起带2700m附近沙三段中亚段烃源岩甾烷异构化程度较低，C29甾烷ααα20S/（S+R）值为0.13～0.16（附表2-3）
，属未熟烃源岩，而牛庄洼陷沙四段烃源岩在该埋深时已进入大量生烃的门限阶段（庞雄庞等 ，2001）
。中隆隆起带烃源岩埋深3000m后
，C29甾烷αββ/（ααα＋αββ）值（大于0.3）开始与原油接近。其中，营691井两个岩样例外 ，C29甾烷αββ/（ααα＋αββ）值高于同区埋深更高的烃源岩
，其Pr/Ph（<1）等其他参数也出现反常，因本研究中所分析的所有沙三段样品及先前分析的同区大量样品中 ，沙三段烃源岩一般都以Pr/Ph>1为特征
，认为营691井烃源岩已为运移烃所侵染 。这从另一角度提供了该区原油具有混源特性的依据。多项成熟度参数对比表明，中央隆起带原油与原地埋深大于3000～3150m的烃源岩成熟度相当 ，与牛庄 、利津洼陷埋深大于3100～3150m的沙三段中亚段烃源岩（大量生烃起始阶段）成熟度开始接近
。

东营凹陷沙三段中亚段与沙三段下亚段烃源岩虽然总体为淡水环境
，但生物标志物显示，古沉积环境的氧化还原电位仍有差异。三芴系列相对分布揭示 ，中央隆起带及相邻的牛庄洼陷与利津洼陷沙三段中亚段烃源岩一般具有较高的氧芴含量，仅少数样品点例外
，揭示沙三段中亚段烃源岩原始沉积环境氧化性较强 。中央隆起带原油与沙三段中亚段烃源岩相关性总体较差，与沙三段下亚段及沙四段烃源岩聚类相对较好（图2-12） ，反映前者不可能为主力烃源岩
。

图2-12 中央隆起带原油
、东营凹陷烃源岩三芴系列相对分布

将中央隆起带原油与原地沙三段烃源岩（原地沙四段受取样所限）及相邻的牛庄洼陷、利津洼陷的沙三段与沙四段烃源岩进行了进一步的对比。参数伽马蜡烷/C30藿烷 、Pr/Ph
、2xC24四环/C26－三环萜烷及甾烷/藿烷等值显示
，多数原油与原地沙三段烃源岩的聚类效果不及与相邻生油洼陷中的沙四段烃源岩（图2-13），中央隆起带不同部位的原油几乎程度不等地全部混有沙四段成因的油气 ，局部地区沙四段成因的油气贡献量较大 。

油源对比结果表明
，中央隆起带原油主要源自埋深超过3000～3100m的沙三段中亚段、下亚段与沙四段上亚段烃源岩，营ll块 、史南等原油中沙三段成因的油气相对较多 ，边界断裂带附近原油中沙四段上亚段烃源岩的贡献量相对较大
。由于原油、烃源岩可溶物中烃类化学成分种类多样
，同种烃类在不同样品中的丰度可有很大差异（庞雄奇等，2001;Li等 ，2003）
，在出现不同成因或相同成因不同成熟度的原油的混源聚集时，利用生物标志物进行油源对比时要避免出现片面性错误 ，应注意多项指标综合运用及结合实际地质条件。图2-14中，中央隆起带多数原油显示与沙三段烃源岩相关性不及沙四段
，并不意味沙三段（主要是沙三段下亚段）非主力烃源岩之一，有些指标只是放大了与其相关的母源岩的某些特性 。

图2-13 中央隆起带原油
、烃源岩生物标志物分布特征对比

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