碳優勢指數是

『壹』 有機質成熟度

熱成熟度是描述有機質向石油轉化的熱力反應（heat driven reaction）的程度。

描述有機質成熟度包括用正演法恢復有機質演化史和參數描述兩個部分。演化史恢復將在下一章介紹。成熟度參數有兩種：①用於指示石油形成階段的參數，包括乾酪根光學參數和熱解參數，以及可溶有機質參數等；②用於描述溫度-時間相對強度的「熱應力」參數，如鏡質體反射率、最大峰溫和大部分生物標志化合物成熟度參數（圖3-9）。

圖3-11 烴源岩成熟度分區

●Ed ○Es¹□Es²+Es³△Es⁴

『貳』 烴源岩成熟度評價最可靠的指標是什麼為什麼呢

一般是通過鏡質組反射率R0，和有機質最高熱解峰溫Tmax，如果有氣相色譜，色譜-質譜分析的話，那就更好了，甾烷成熟度參數、碳優勢指數(CPI)和奇偶優勢指數(OEP)就比較專業了，對研究條件的要求也比較高

『叄』 化學方法

在地球表面的各類水體中，湖水化學性質的變化幅度最大；而且古湖水的化學性質對於生烴條件關系極大。因此，化學方法在古湖泊研究中佔有特殊地位。古湖泊研究中的化學方法，包括同位素化學、無機化學和有機地球化學三方面。

（一）穩定同位素化學

穩定同位素地球化學方法早已是大洋地層學和古海洋學研究中不可缺少的一種手段（同濟大學海洋地質系，1989）。近年來，該方法在古湖泊學研究中的應用亦越來越受到重視，且有從第四紀古湖泊學研究向第三紀古湖泊學研究推廣應用之趨勢（劉傳聯，1993）。

古湖泊學研究中的穩定同位素分析以氧（¹⁸O/¹⁶O）、碳（¹³C/¹²C）、鍶（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）三種同位素最為重要，分析材料可以是生物化石殼體，也可以是碳酸鹽岩。穩定同位素分析在古湖泊學研究中的應用十分廣泛，可以研究古湖泊水體的物理特徵（如湖泊的封閉和開放性、湖水面變化）、化學特徵（如古鹽度、硫酸鹽含量與鹼度）和生物特徵（如古生產力），也可以研究古湖泊的氣候條件。泥頁岩中有豐富的古生物化石，又含有碳酸鹽礦物或者與碳酸鹽岩共生或互層，這為進行同位素分析提供了素材。

1.氧、碳同位素

利用湖相沉積中化石或碳酸鹽岩氧碳同位素的相關性可以研究生油湖泊的封閉性和開放性。通過對現代不同類型湖泊中碳酸鹽氧、碳同位素進行大量測試後發現：開放型淡水湖泊中，原生碳酸鹽δ¹⁸O和δ¹³C之間不相關或略呈相關，而且δ¹⁸O和δ¹³C均為負值，其投點落在第三象限，如瑞士Greifen湖、美國Henderson湖和以色列Huleh湖；而封閉型鹹水、半鹹水湖泊中，δ¹⁸O和δ¹³C之間呈明顯的相關關系，相關系數（r）一般大於0.7，封閉性越強，相關系數越大，且δ¹⁸O正負均有，δ¹³C則基本屬正值，其投點落在第一、四象限，如美國大鹽湖（r=0.87）、圖爾卡納湖（r=0.86）、Natron-Magadi湖（r=0.84）。

上述規律出現的原因是，開放型湖泊中，水體快速更替，停留時間短，湖水同位素的演化微乎其微，其氧、碳同位素更多地反映了注入水的同位素特徵，因此在其中形成的原生碳酸鹽氧和碳同位素組分的變化各自獨立。封閉型湖泊中則不然，由於水體停留時間長，蒸發作用對湖水的化學組成起決定性的作用。隨著蒸發作用的增強，較輕的¹⁶O和¹²C優先從湖水表面逸出，造成湖水中的¹⁸O和¹³C含量增加，使得湖水的δ¹⁸O和δ¹³C較注入水明顯偏正。同時由於這種演化作用對於氧、碳同位素是同步的，所以兩者呈明顯的共變趨勢，反映在其中形成的原生碳酸鹽同位素成分上，δ¹⁸O和δ¹³C呈明顯的相關性。

這一規律已成為判斷第四紀古湖泊或更老湖泊封閉性的標志之一，並已有許多成功的例子。如對迦納Bosumtwi湖晚更新世—全新世沉積、對東非Kivu湖晚第四紀沉積、對西班牙Cenajo盆地中新世沉積和蘇格蘭Orcadian盆地泥盆紀沉積的研究等。

在水文條件封閉、水體停留時間長的封閉湖泊中，蒸發作用是控制氧同位素的決定因素。隨著蒸發作用的增強，使湖水的δ¹⁸O值增加，反映在其中生活的介形蟲殼體上，δ¹⁸O值也增加。所以，可以根據介形蟲殼體δ¹⁸O值的變化，可以恢復蒸發/降雨古氣候條件的變化。在封閉湖泊中，蒸發/降雨條件的變化必然引起古湖水面的波動。蒸發量大於降雨量，湖水面降低，反之則湖水面升高。所以，據介形蟲殼體δ¹⁸O值的變化同樣可以再造古湖水面的變化情況。

利用湖相沉積中化石或碳酸鹽岩碳同位素變化還可以恢復古生產力的變化。湖相原生碳酸鹽的碳同位素組分與其生活水體中溶解無機碳的碳同位素組分平衡。而影響湖水溶解無機碳碳同位素組分的一個重要因素就是湖泊的生產力。Stiller等（1980）曾提出湖泊溶解無機碳（DIC）的碳同位素組分生產力控制模式。按該模式，在穩定分層條件下，當浮游植物勃發、生產力高時，浮游植物通過光合作用吸收較多的¹²C，使表層水體中溶解無機碳儲庫中¹³C含量相對增加，從而使表層水體中形成的原生碳酸鹽的δ¹³C值偏高；而隨著¹²C富集的有機質不斷下沉，使得湖下層生活的底棲生物殼體的δ¹³C值逐漸降低。

這是深水分層湖泊的模式，對於淺水、不分層的湖泊來說，則有極大的不同。當湖水生產力高，造成水體中DIC儲庫中¹³C含量增加時，生活在其中的介形蟲也是「受益者」。其殼體的δ¹³C值也應是增高，而不是降低。

利用沉積物中有機質碳同位素的變化可以判斷出沉積物中有機質的來源。湖泊沉積物中的有機質有兩個來源，即陸生植物和水生植物。陸生植物按照光合作用固碳方式和初級產物的碳原子數不同可分出C₃植物、C₄植物和CAM植物。陸生植物中，絕大多數喬木和灌木是C₃植物，草本植物主要是C₄植物。

C₃植物和C₄植物以不同的生物化學方法固定CO₂，它們具有完全不同的δ¹³C值。C₃植物的δ¹³C值值變化范圍較大，在一般的情況下，它們的δ¹³C值大約在-22‰～-34‰之間，而C₄植物的δ¹³C值的變化在-20‰～-9‰之間。

浮游植物利用與大氣CO₂保持平衡的水中溶解CO₂作為光合作用的碳源，其δ¹³C值與陸生C₃植物的δ¹³C值接近，最大可偏負至-35.5‰。

所以，根據沉積有機質的碳同位素特徵可以判別有機質的物源。

2.鍶同位素

現代研究表明，生物碳酸鹽骨骼中的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值與其生活的海水保持平衡，地質歷史上海水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值在不斷變化，但任一時期全球海水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值則是均一的（Elderfield，1986）；同時人們還發現由於河、湖水中的鍶與海水中的鍶來源物質的不同，造成河、湖水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值明顯高於海水，如現代海水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值為0.709，河水中的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值為0.711（Wadleigh等，1985）。另外，海水中鍶的濃度也與河、湖水相差懸殊，如新生代海水中鍶含量在10²～10³ mg/L之間（DePaolo等，1985；Koepnick等，1985），河、湖水中鍶含量多在10⁰～10²μg/L之間（Wadleigh等，1985），兩者相差3個數量級。如果海水與湖水相混（即使少量海水），水體仍反映海水⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值。所以，這樣就為利用⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值來判別「海相」、「陸相」奠定了理論基礎，無論正常海相還是與海水有關連的海陸過渡相化石都應呈現其生活時期海水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值（劉傳聯，1993）。

（二）無機化學

CaCO₃含量分析、Sr、Ca、Mg等微量元素含量分析和常量元素分析是古湖泊學研究中常用的方法。由於介形蟲化石是湖相沉積中最常見的微體化石，對其微量元素的分析顯得格外重要，這里特別做一簡介。

介形蟲在蛻殼過程中，從其生活的水體中攝取化學成分建造新殼體（Turpen等，1971），因此，介形蟲殼體中的化學成分應記錄了水體的化學特徵。十多年，許多學者致力探索介形蟲殼體化學成分與水環境參數之間的關系，迄今報道最多的是關於介形蟲殼體中Sr/Ca和Mg/Ca摩爾比值的環境意義，而對其他微量元素的涉及尚少。Chivas等（1983，1985，1986）通過對澳大利亞鹽湖中介形蟲調查和室內飼養，指出介形蟲殼體的Sr/Ca和Mg/Ca比值與其生活水體中相應的元素比值呈定量的正相關。由於澳大利亞鹽湖中的Sr和Mg含量隨鹽度的增加而增加，因此，介形蟲殼體中Sr/Ca和Mg/Ca比值具有明顯的鹽度意義。盡管還存在不同的爭議（如Teeter等，1990），一些學者已應用這種關系，在古環境研究中把介形蟲殼體的Sr/Ca和Mg/Ca比值當作古鹽度的一個標志（Gasse等，1987；De Deckker等，1988；Anadon等，1990；Lister等，1991；Holmes等，1992；張彭熹等，1989，1994）。

對介形蟲殼體中其他微量元素的研究尚少見。Carbonel等（1988）報道了介形蟲殼體中的鹼土金屬含量與水體鹽度呈正相關，並且指出殼體中Ca、Mg含量隨水體由少營養向真營養的發展而減少了，而P、Mn、Fe的含量增加。Bodergat等（1985，1991）研究了地中海海岸帶介形蟲，指出介形蟲殼體在少鹽水中富含Si、Al、Fe、Mn和Ba，在超鹽水中以P、Sr和Li為特徵；殼體中S的含量與水體中有機質有關，殼體中P的含量則反映了水體中有機磷的含量。

總之，對介形蟲殼體化學元素的研究起步不久，對它們的環境意義尚遠不夠了解。盡管如此，無機沉積物元素地球化學和湖泊學兩者的研究成果，可以借鑒來解釋介形蟲殼體中諸多元素的環境意義（鄧宏文等，1993；李世傑等，1993）。介形蟲殼體化學元素測定可以通過質子激發X熒光分析（PIXE）技術來完成。

（三）有機地球化學

有機地球化學雖然主要著眼於烴源岩的生烴能力研究，但是同樣在古環境再造方面有巨大的潛力。這是因為沉積有機質的豐度和演化不僅與埋藏史、地熱演化史有關，而且還受控於沉積環境。所以，有機地球化學也是含油盆地古湖泊學研究的一項重要方法（鄧宏文等，1993）。

烴源岩中有機質類型的差異主要與原始生物類型及組合有關，而後者又主要取決於生物的生存環境，因而有機質類型可作為判別古環境的首要標志。具體來說可以根據乾酪根組成與類型、乾酪根碳同位素、正烷烴組成等來判別沉積環境。

生物標記化合物是識別古環境的另一項重要內容。生物標記化合物是指在有機質岩石中仍能在一定程度上保存了原始生物化學成分的基本格架的有機化合物。它的特殊的「標志作用」可以來識別有機質來源、有機質類型和沉積環境。生物標志化合物使有機地球化學將有機質提高到分子級的研究水平。從近代沉積物中可以見到不同類型的烴類或各種有關的分子，這些分子可以來自陸生植物，也可以來自海洋或湖泊的水生生物。分子的碳骨架被保存下來，它們能夠聯結成一些結構類型，如甾族化合物萜烯化合物等。生物標志化合物包括正構烷烴、類異戊間二烯烷烴、甾烷、萜烷、芳甾類烴及卟啉等。例如，正構烷烴類中＜C₂₂分子結構類型與≥C₂₂分子結構類型的生源意義明顯不同，前者指示菌藻類，而後者是陸生高等植物高蠟質特徵。甾烷類中的4-甲基甾烷是水生的浮游植物甲藻類的標志。

一些有機地球化學參數還具有特殊的意義。如可根據有機碳含量、姥鮫烷/植烷比值、碳優勢指數等判別烴源岩沉積時的氧化-還原條件。可根據伽馬蠟烷含量和植烷優勢等判別古鹽度的高低。

除上以外，目前在油氣勘探中廣泛應用的有機相分析也是一類重要的方法。在第九章中對該方法進行了詳細描述，此處不在贅述。同時，在第十章到十三章論述中國近海各湖盆的生烴條件時，也應用了許多上面提到的有機地球化學指標。

『肆』 飽和烴氣相色譜特徵是什麼

飽和烴通過氣相色譜分析確定了樣品由最低碳數到最高碳數正構烷烴的范圍和含量（圖1—4）。在有機質的成烴演化過程中，正構烷烴的組成和含量都將不斷地發生變化。因此我們可以用這些變化特徵來確定有機質的成熟度。
①∑C-21/∑C+22之比（也稱輕烴/重烴）：將飽和烴樣品分析所得各碳數峰值（一般以數面積計，也有直接採用峰高的）歸一後，將C21以前各碳數百分含量總和除以C22之後各碳數百分含量總和。∑C-21/∑C+22可做為成熟度的指標，比值越大，成熟度越高。但在相同成熟度情況下，富含陸源類脂化合物的生油岩其比值較低。這是一個比較定性的指標，一般採用一個剖面（井）系統地分析，在生油門限附近開始明顯增大。

圖1—4 飽和烴氣相色譜原始譜圖②CPI值（碳優勢指數）：CPI值是由E.E.布雷提出的（1961），指在C24—C34范圍內，分別取兩次奇數碳數的濃度和偶數碳數的濃度總和之比的平均值。即：

據E.E.布雷及E.D.伊萬斯研究分析了41個近代沉積物樣品（取自海洋、海灣、淡水湖、鹹湖和土壤），其CPI值在2.4～5.5范圍，39個原油樣品CPI值為0.9～1.2，43個古代沉積物（頁岩）CPI值在0.9～2.4范圍，認為該比值可作為衡量成熟度的指標。根據近來的研究，當有機質進入生油門限時（R。=0.5%～0.6%）CPI為1.2左右，進入成熟階段（Ro=0.80%）時CPI為1.0左右。這是一個確定未成熟—成熟階段有機質熱演化階段的定量指標。
③OEP值（奇偶優勢）：斯坎蘭和史密斯（R.S.Scalan，J.E.Smith，1970）針對實際應用中有些樣品中碳數范圍窄的情況而提出來的。OEP值只需選5個組分（在CPI值11個組分范圍內），得到集中於C1+2的移動平均值，反映了隨分子量的增加，奇偶優勢的變化。即：

OEP值計算公式較為簡單，取C23以後的最高含量碳及其緊鄰兩側的兩個碳，共5個碳數，式中i為5個碳中的最低碳數。例：

該比值與CPI值性質類似，是生油岩成熟度指標。有人測定各類樣品認為：近代沉積物具有明顯的奇偶優勢，一般為2.4～5.5。古代沉積物OEP值為0.9～2.4，而原油小於1.2。據此，布雷提出了1.2值做為確定生油岩生油門限的經驗值。而在我國東部第三系盆地生油岩（包括個別原油樣品）OEP值可達1.3～1.5，均大於布雷提出的經驗數值1.2，反映了陸源有機質與海相有機質的差異，但表明確實有低成熟原油的生成。
CPI值與OEP值相比較，由於C24—C34正烷烴的含量往往隨碳鏈增長而驟減，而CPI式中的分子分母都由C24附近的幾個正烷烴決定的，因而CPI差別不明顯，而在有的分析中高碳正烷烴往往達不到C34，計算時只能用小於11個峰計算，所以誤差大。因此在實際應用中OEP值比CPI值效果要好。根據目前的研究結果，OEP>1.20時有機質進入生油門限，OEP=1.0時進入成熟階段。要特別說明的是進入成熟階段後正構烷烴的奇偶優勢就消失了。因此OEP及CPI值只適宜在未成熟到成熟階段應用。

『伍』 請問，在石油地質裡面以下英文縮寫的全稱：HC,TAI,CPI,OEP

HC:高容量high capacity
TAI,熱變指數thermal alteration index
CPI字元/英寸,波紋板隔油器,消費物價指數corrugated plate interceptor
OEP奇偶優勢odd-even predominance thermal
<你怎麼全問這么難的東西，我幫你找得快累死樂，要感謝我啊>

『陸』 豐富的烴源岩為油藏的形成提供了大量的物質基礎

前人的研究成果表明，鄂爾多斯盆地內延長組的油氣聚集具有短距離運移和就近聚集的特點，因此延長組油藏的發育都遵從「源控論」。另外，整個延長組的大量生烴、運移和聚集成藏基本上是一次完成。為此，我們引入「生烴灶」的概念，來解釋盆地內油藏的分布與生烴灶之間的關系。生烴灶是一個對有效烴源岩評價更形象的表述，是指能夠生成油氣並運聚形成工業價值油氣藏的所有岩石。對於生烴灶的評價主要有兩個方面：一是形成生烴灶的「原材料」（包括烴源岩厚度、有機質豐度和類型）；另一個就是有機質的成熟度。我們將烴源岩的厚度與有機碳含量的乘積（即生烴灶的有機碳數量）作為評價生烴灶的指標。

鄂爾多斯盆地中生界延長組屬於大型內陸湖泊沉積，在沉積過程中形成的一套以深湖－半深湖相泥岩為主、富含有機質的暗色泥岩。有機質類型為腐植－腐泥型，烴源岩展布呈北西—東南向傾斜的葫蘆狀。發育多套烴源岩，其中長7段烴源岩分布面積最廣、有機質豐度最高、生烴潛力最大、有機質熱演化最高、生烴強度最大等特點。長7段烴源岩最大生烴灶主要有3個帶（圖7.1）：一個是定邊—姬塬—吳起一帶；第二個是華池—志丹—甘泉所圍范圍的中間較小部分；第三個是正寧—黃陵—富縣一帶。這3個帶的分布與盆地的最大沉降中心基本吻合，其深湖－半深湖相泥岩厚度都在60m以上。從目前已發現的油田分布可以看出，盆地內延長組油藏圍繞最大生烴灶呈環帶狀或半環帶展布，這可能是由於延長組烴源岩排烴壓力不高，無較大斷裂影響油氣運移，使得油氣只能聚集在伸入或者接近烴源岩層的砂岩中，而且油田主要分布最大生烴灶的凹陷方向，這可能是與烴源岩的生油最佳聚集趨勢有關。

圖7.1 鄂爾多斯盆地中生界延長組最大生烴灶與油田分布

趙重遠等人（1993）利用盆地不同地區不同層位19塊流體包裹體分析測試結果，認為盆地的古地溫梯度為（33～45）℃/km。趙孟晉等（1996）曾對慶36井三疊系分散有機質鏡質體反射率進行系統分析後，推測盆地中生代的古地溫梯度可達（35～57）℃/km。研究結果表明古地溫梯度都明顯高於現今盆地平均地溫梯度28℃/km。

利用鏡質體反射率、磷灰石裂變徑跡和包裹體測試等手段對盆地熱史分析.可將盆地中生代以來古地熱場演化劃分為4個階段（表7.1）：①三疊紀期間，經歷了印支運動，構造活動很弱，主要以深變質作用為主，屬正常地熱場，古地溫梯度為（22～30）℃/km；②早、中侏羅世，經歷了燕山早期運動，華北地區構造分異作用開始加劇，盆地內部構造活動不明顯，總體屬於正常地熱場，主要以深成變質作用為主，局部疊加有異常地熱場；③晚侏羅世—早白堊世末，處於燕山運動中期，構造活動強烈，存在多期岩漿活動，屬於異常高古地溫場，古地溫梯度增至（35～55）℃/km；④晚白堊世至第四紀，經歷了燕山晚期和喜馬拉雅期構造運動，盆地整體抬升遭受剝蝕，古地熱場恢復正常，古地溫梯度為（24～31）℃/km。

表7.1 鄂爾多斯盆地中生代以來古地熱場發育模式

利用上述古地溫場演化模式，採用EASY-R_o法模擬計算的有機質熱演化史顯示（圖7.2）：延長組地層沉積後至三疊世末，盆地構造活動穩定，延長組的長8段—長（4+5）段烴源岩層上覆地層連續沉積，沉積厚度北薄南厚，總體不超過1000m。該階段地層溫度普遍低於50℃，有機質均處於未成熟階段（R_o＜0.5%）。

三疊世末至早－中侏羅世末，盆地整體處於抬升和沉積相間的波動沉降階段。羅曉容等（2004）對西61井—慶深1井—陝21井剖面溫度壓力演化模擬結果表明，此階段地層埋深小於2000m，長8段—長（4+5）段地層溫度已在60℃～80℃。由於受構造分異作用的影響，盆地古地溫除受深成變質作用控制外，熱異常事件對局部古地溫已有所影響，表現在盆地東南部富縣—葫蘆河一帶的有機質已開始進入低成熟階段（R_o> 0.5%）。

圖7.2 鄂爾多斯盆地晚三疊世延長組烴峰岩成烴熱演化圖

晚侏羅世至早白堊世末，盆地處於異常高古地溫場、異常高古壓力場，此階段盆地地溫場受深成變質作用和燕山中期構造熱事件的雙重控製作用。羅曉容等（2004）研究表明，延長組長8段—長（4+5）段地層溫度在早白堊世處於60℃～90℃，此時的地溫梯度約在（31～35）℃/km，地層壓力出現超壓，大約在0.5MPa～1.0MPa.至早白堊世末，延長組地層埋深幾乎都超過2100m，地溫也達到高峰，在100℃～120℃，此階段整個延長組都處在異常壓力范圍內，最高處在盆地中部的長7段—長10層段。在早白堊世末，有機質成熟度在盆地中南部大部分地區已達到成熟階段（R_o>0.6%），其中吳起—慶陽—富縣廣大地區已進入成熟晚期（R_o＞0.8%），有機質成熟度最高的富縣—葫蘆河一帶已開始進入高成熟階段（R_o> l.0%），早白堊世末有機質成熟度與現今基本一致。

早白堊世之後，盆地抬升遭受剝蝕，前期異常高古地溫開始下降，羅曉容等（2004）研究認為，在65Ma時延長組地層溫度降低到70℃～100℃。此階段有機質熱演化基本處於停止狀態，古地溫場逐漸演變為現今東低西高的分布格局，有機質成熟度基本維持了早白堊世末的分布特點。

對延長組烴源岩的乾酪根鏡質體反射率和碳優勢指數（OEP）研究得出（表7.2），延長組長8段～長6段烴源岩已達到大量生烴的成熟演化階段（R_o為0.75%～1.1%），長（4+5）段烴源岩為低熟—成熟階段（R_o為0.58%～0.96%）。張潤和等（2002）研究認為在盆地的甘泉—洛川—宜君一線東南部R_o＜0.6%，尚未進入生油窗；盆地西北部的成熟度最高，定邊—環縣一線西北部R_o> 0.9%，進入了生油高峰；盆地中部和北部的廣大地區，包括隴東地區東部和黃陵—銅川地區西部的深湖相、淺湖相沉積區R_o在0.6%～0.8%之間，達到成熟階段。因此盆地內大部分地區烴源岩均達到成熟或高成熟階段。

表7.2 鄂爾多斯盆地三疊統延長組有機質成熟期計算表

（據自中國實用地質志（卷十二）——長慶油田）

鄂爾多斯盆地中生界延長組烴源岩累計厚度140m～240m，有效烴源岩厚度達20m～120m，平均有機碳含量2.54%，平均氯仿「A」達0.311%，總烴含量（391～5754.45）×10^-6，平均2445.7×10^-6，最大生烴強度300×10⁴t/km²，總生烴強度達407.1×10⁴t/km²。根據生油強度及其烴源岩發育的面積，計算出了盆地生油總量（表7.3），盆地烴源岩總分布面積為77139.7 km²，生油量為2251.17×10⁸t。根據盆地模擬產烴率法以及前期勘探經驗，按排油系數可取48.5%計算，盆地中生界延長組烴源岩排油量為1091.82×10⁸t，取聚集系數9%計算，總資源量為98.26×10⁸t.這都為盆地內石油富集成藏奠定了雄厚的物質基礎。

表7.3 鄂爾多斯盆地延長組烴源岩生排油量計算

（引自何自新，2003，略有修改）

『柒』 伊犁盆地油氣與地浸砂岩型鈾礦成礦關系

伊犁盆地內砂岩型鈾礦分布在中下侏羅統水西溝群（J_1-2sh）暗色含煤碎屑岩建造中。同時，在中下侏羅統水西溝群中也發現較好的油氣分布。以往對伊犁盆地鈾礦床的成因認識基本上都是層間氧化帶成因觀點，多認為鈾成礦富集機理是含礦層沉積時堆積的有機質及沉積成岩階段形成的低價硫化物對層間滲入氧化水中鈾的還原吸附作用，而對同盆地產出的油氣與鈾成礦之間的相互關系研究較少。只有李細根提出烴儲構造附近是伊犁盆地層間氧化帶控礦的最有利地段，並認為厚層煤變質可形成成礦所需的烴氣體，但遺憾的是作者未給出詳細的證據。

此外，我國北方其他產砂岩型鈾礦的中新生代陸相沉積盆地，如鄂爾多斯盆地、吐哈盆地、二連盆地、塔里木盆地、松遼盆地等，同時也是產油氣盆地。這種鈾、油（氣）同盆共存現象是否暗示油氣與鈾成礦具有一定的共生關系呢？為此，我們試圖以伊犁盆地為例，從伊犁盆地含礦砂岩的酸解烴分析、石英和長石碎屑成岩癒合微裂隙及膠結物中的油氣包裹體及其氣相色譜特徵研究入手，結合盆地斷裂活動與油氣及砂岩型鈾礦的空間（定位）關系，探討沉積盆地內油氣活動與砂岩型鈾礦成礦關系。

一、伊犁盆地油氣、鈾礦床（點）與斷裂體系空間分布關系

伊犁盆地斷裂體系以近EW和NWW-SEE向為主，NE-SW斷裂為輔的構造格局（圖2-8-5）。EW和NWW-SEE向主要斷裂自北向南為薩爾布拉克斷裂、霍城托開斷裂、東曼里塔勒迪斷裂等，它們控制了盆地主要構造格局和發展演化。NE-SW向主要有喀什河斷裂等，它們主要起到局部構造分塊的作用，對整個盆地發展演化作用不是十分明顯。

圖2-8-5 伊犁盆地主要鈾礦床（點）、地表油苗與斷裂構造分布圖

1—鑽孔及編號；2—實測斷層；3—隱伏斷層；4—盆地邊界；5—鈾礦床（點）；6—主要礦床編號：511為扎基斯坦礦床，512為庫捷爾太礦床，513為烏庫爾其礦床；7—地面瀝青；8—地面油砂

從圖2-8-5可以看到，盆地北緣已發現的鈾礦點主要分布在NWW-SEE向霍城托開深大斷裂附近，盆地南緣已發現的鈾礦床及礦點主要位於EW向東曼里塔勒迪深大斷裂附近。盆地地面瀝青和地面油砂也主要分布在這兩條EW向及NWW-SEE向深大斷裂的東側。這種鈾礦化、地表油苗與深大斷裂三位一體的空間耦合，反映該盆地砂岩型鈾礦與深部油氣的向上運移活動可能存在某種密切的內在聯系。

眾所周知，由於受地層負荷作用的影響，油氣等深部流體易沿斷裂向上運移，在斷裂面附近形成較為強烈的還原場。當自盆地邊緣向盆地內部滲入的含氧含鈾層間承壓水流經切層的深大斷裂時，一方面，由於斷裂的減壓作用，含氧含鈾的層間承壓水向地表排泄，促進地下水的循環和其中鈾醯絡合物的分解，造成鈾的沉澱、富集成礦。另一方面，更重要的是在斷裂附近，由於地球化學環境的突然改變（強還原場的存在），含氧含鈾層間水中的鈾醯絡合物易被還原沉澱，形成鈾礦化。因此，深大斷裂對鈾礦床的空間定位機制，主要是深部油氣對鈾醯絡合物的還原沉澱作用，其根本原因是在深大斷裂附近地球化學環境變化最大。

二、油氣包裹體及其氣相色譜特徵

（一）油氣包裹體特徵

鏡下觀察表明，伊犁盆地庫捷爾太礦床和烏庫爾齊礦床中下侏羅統水西溝群含礦砂岩礦石及圍岩的成岩期膠結物方解石及石英、長石碎屑的微裂隙中均發育有較多的氣烴包裹體和液烴包裹體。氣烴包裹體孤立或成群分布，在透射單偏光下呈現灰褐色，略帶黃色，在UV激發熒光下為淺藍綠色（圖2-8-6a、b）。液烴包裹體多為均勻成群分布，在透射單偏光下呈現黑褐色，在UV激發熒光下為淺藍白色（圖2-8-6c、d）。包裹體發育特徵表明伊犁盆地曾有過至少一次石油運移、聚集和一次天然氣運移、聚集的過程。根據伊犁盆地砂岩型鈾礦成礦時代主要為25～1Ma，可以推斷油氣主要運移時間早於砂岩型鈾礦成礦作用發生時間。換句話說，盆地內油氣活動使含礦砂岩中積累了較多的還原性物質，為之後的鈾還原富集成礦奠定了基礎。

圖2-8-6 伊犁盆地鈾礦床含礦砂岩中的油氣包裹體

（二）油氣包裹體氣相色譜特徵

伊犁盆地庫捷爾太礦床和烏庫爾齊礦床中下侏羅統水西溝群含礦砂岩礦石及圍岩中的油氣包裹體飽和烴氣相色譜分析結果見表2-8-7。

表2-8-7 伊犁盆地鈾礦床含礦砂岩中的油氣包裹體飽和烴氣相色譜分析結果

註：分析單位：中國石油勘探開發研究院實驗中心；Pr為姥鮫烷；Ph為植烷；CPI、OEP為奇數碳優勢指數。

從表2-8-7中可見，Pr/nC₁₇和Ph/nC₁₈分別為0.55～0.73和0.46～0.76，均為低值；輕烴含量指數

、（C₂₁+C₂₂）/（C₂₈+C₂₉）分別為1.97～3.58、2.24～5.86，呈現高值；CPI、OEP值分別為1.16～1.45、0.67～1.02，不具有奇數碳優勢的特徵，反映油氣成分成熟度較高。這些特徵表明伊犁盆地含礦層的油氣來源於深部較成熟的烴源岩。

另外從圖2-8-7可見，主峰碳為C₁₆～C₁₈，且均為「單峰型」，說明該地區油氣來源於成熟度較高的深部烴源岩，而非仍處於褐煤階段的含礦層本身的煤層。表2-8-7 中Pr/Ph在1±，也表明伊犁盆地油氣屬非煤成氣成因。從以上分析可見，就油氣對鈾成礦還原作用而言，深部油氣比含礦層煤成氣更為重要。

此外，伊犁盆地地面瀝青和地面油砂主要分布在盆地東部的二疊紀地層之中，預示伊犁盆地的烴源岩為二疊紀或比二疊紀更老的地層，也表明伊犁盆地南緣鈾礦床含礦砂岩中的油氣來源於深部二疊紀或更老的烴源層。

三、含礦砂岩酸解烴特徵

本次研究對取自伊犁盆地南緣烏庫爾其鈾礦床ZK36933孔和扎基斯坦鈾礦床ZK2701孔中侏羅統西山窯組含礦砂體礦石及附近圍岩的11個樣品進行了酸解烴分析。其中樣品W2701-1、W2701-6、W2701-8、W2701-12位於ZK2701孔孔深317～324m處，岩性為灰色中砂岩。樣品W36933-1、W36933-5、W36933-7、W36933-9、W36933 11、W36933-13、W36933-16位於ZK36933孔孔深190～197m處，岩性均為灰色粗砂岩。11個樣品的酸解烴分析結果見表2-8-8。

為研究甲烷和總烴與鈾礦化成礦關系，我們將11個樣品的鈾含量分別與甲烷和總烴含量作散點圖（圖2-8-8，圖2-8-9）。

圖2-8-8顯示出含礦砂岩礦石及圍岩中的甲烷含量與鈾含量呈現出較明顯的反比關系；圖2-8-9也顯示出含礦砂岩礦石及圍岩中的總烴含量與鈾含量呈現出較明顯的負消長關系。這些關系特徵表明甲烷等烴類物質在鈾成礦過程中可能參與了鈾還原沉澱的反應。也就是說，有一部分甲烷等烴類物質在鈾成礦過程中可能被氧化掉了。

圖2-8-7 伊犁盆地鈾礦床含礦砂岩中的油氣包裹體飽和烴氣相色譜碳數分布圖

表2-8-8 伊犁盆地含礦砂體礦石及圍岩酸解烴分析結果

註：分析單位：上海大學生命科學學院中心實驗室；表中甲烷等烴類含量單位為μL/kg；鈾含量單位為10^-9。

圖2-8-8 伊犁盆地含礦砂體礦石及圍岩甲烷含量與鈾含量散點圖

最佳擬合一次線性方程：

鈾含量=-0.248·甲烷+867.258

圖2-8-9 伊犁盆地含礦砂體礦石及圍岩總烴含量與鈾含量散點圖

最佳擬合一次線性方程：

鈾含量=-0.147·總烴+832.346

四、油氣對鈾礦化還原作用機理探討

伊犁盆地油氣對砂岩型鈾礦成礦作用機理主要表現在以下幾個方面：①深部油氣上升進入含礦層後，可不斷消耗含礦含水層中的自由氧，形成缺氧環境，同時使含礦層砂岩積累了較多的還原性物質，造就了含礦層較強的還原環境，為鈾的還原沉澱成礦奠定基礎。②在缺氧條件下，油氣中的甲烷等烴類化合物可以同含礦含水層地下水中的

、

、Fe₂O₃等發生氧化-還原反應，生成硫化氫、黃鐵礦等代表強還原環境的化合物，同時使含礦含水層地下水介質的Eh急劇下降。③含礦層地下水的Eh急劇下降和硫化氫、黃鐵礦等還原劑又反過來使得滲入的含氧含鈾地下水中的鈾醯絡離子破壞，形成鈾的還原、沉澱、富集成礦（張祖還等，1984；趙倫山等，1987；李德平等，2002）。油氣對鈾礦化還原作用機理的主要化學反應方程式如下：

中國西部中亞型造山帶中新生代陸內造山過程與砂岩型鈾礦成礦作用

Fe₂O₃+4H₂S=2FeS₂+3H₂O+2H⁺

中國西部中亞型造山帶中新生代陸內造山過程與砂岩型鈾礦成礦作用

中國西部中亞型造山帶中新生代陸內造山過程與砂岩型鈾礦成礦作用

五、結論

1）油氣包裹體及其氣相色譜特徵表明，伊犁盆地至少發育過一期石油和一期天然氣運移、聚集過程；伊犁盆地南緣鈾礦床含礦砂岩中的油氣來源於深部二疊紀或更老地層的較成熟的烴源層。

2）油氣一方面消耗了含礦含水層中的大量氧氣，造就了含礦層較強的還原環境；另一方面也參與了鈾成礦過程的氧化還原反應，加速了鈾還原、沉澱、富集成礦的速度。因此在富礦帶甲烷等烴類明顯減少。

3）盆地構造格局和發展演化主要由近EW向和NWW-SEE向斷裂體系控制，深部油氣主要沿近EW向東曼里塔勒迪深大斷裂和NWW-SEE向霍城托開深大斷裂向上運移，造成斷裂附近形成較強的還原障，進而控制了盆地砂岩型鈾礦床（點）的空間分布。

根據上述油氣活動與地浸砂岩型鈾礦成礦關系研究，我們建議伊犁盆地今後的地浸砂岩型鈾礦找礦工作重點要放在東曼里塔勒迪斷裂及其次級斷裂活動區附近。

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（李勝祥，歐光習，韓效忠，李細根，蔡煜琦，王果）

『捌』 與熱水活動有關的有機質與石油

在洋脊系統，已觀察到熱水成因的石油，其膠結活動熱水區的沉積物，並與熱水排泄口和丘狀堆積物共生（表8-1;Simoneit,1988）。加利福尼亞灣的Guaymas盆地是一個正在擴張中的海底洋盆，在深達2000餘米的盆地內，高溫（315℃）熱水流體正在排泄，硫化物堆積丘正在形成。熱水成因的石油與熱水噴口及硫化物堆積丘密切共生，產出於被氧化硅膠結的碎屑裂隙中。這些石油主要是未變化的凝析油，烴類的n-鏈烷變化從甲烷到n-C⁴⁰（Simoneit,1988）。Escanaba盆地是太平洋北東部的一個重要的擴張洋盆，其中的熱水活動區內發育硫化物礦床和石油膠結的沉積物。烴類的n-鏈烷變化於C¹⁴到C⁴⁰，在n-27達到最大碳數（Simoneit,1988）。東太平洋隆13°N～21°N是活動熱水流體大量發育區域，在無沉積物覆蓋的脊軸部位，發現大量塊狀硫化物礦體，並伴生有豐富的脂族烴。含金屬沉積物中的烴類以豐富的低分子n-鏈烷和植烷為特徵（Simoneit,1988）。

的貢獻不大，故富CH₄氣相與熱鹽水反應難以產生CO₂和H₂S。

大量金屬硫化物的淀積必然要求一個富CO₂、CH₄和H₂S的氣藏。據估計，密西西比地區Mascot-jefferson礦區的閃鋅礦堆積量，需要的富CO₂、CH₄和H₂S的氣藏應該與礦區規模相當、厚10m的氣田（Jones et al.,1990）。如果按照這個估算，JADE熱液區正在進行的硫化物淀積也需要相當量的CO₂-烴類氣藏。也就是說，JADE熱液區海底下部可能由相對獨立的富CO₂-烴類氣藏和與之混合或共存的鹽水流體構成。CO₂-烴類流體（氣藏）的發育是金屬工業堆積的必要條件，高溫鹽水流體是硫化物沉積的重要介質。

JADE熱液區熱液通道的塊狀硫化物礦石和通道附近的網脈狀礦石有機質雖然不同，但硫化物礦石中不比網脈狀礦石缺乏有機碳，表明原地生成的有機質可能與硫化物的生成有關。所有樣品都含有多環芳香烴（PAH）——在較高溫度熱解殘余物中普遍存在的化合物，進一步提供了熱液活動的證據。硫化物中的烴含量盡管很低，但的確是熱水成因的產物。與碳數最高峰可以在27或更高相對應，表明碳氫化合物是在高溫下被封閉，比如在活動的煙囪中，隨後的海底快速冷凝作用使之固結在礦石中。沖繩海槽硫化物礦石的生物標志化合物表明形成環境還原至缺氧，通常是高鹽度環境。這與沖繩海槽JADE現代熱水流體化學與沉積物礦物學研究比較一致（Halbach et al.,1993;Pracejus et al.,1997）。現代溶液的研究表明，海底上部水體垂向溫度從320℃變化到19.5℃，pH值基本不變（4.72～4.9）,320℃時的E_h值顯示出微還原條件（Pracejus et al.,1997）。在有機物質存在時，還原條件可能導致熱化學作用和細菌將硫鹽還原成硫化物。研究顯示，原油中的碳氫化合物僅在缺氧的條件下被硫鹽還原細菌利用（Rueter et al.,1994），這很可能反映了沖繩海槽的情況。有機物沉澱的同時，也導致硫鹽通過生物或非生物還原作用沉積為硫化物，形成礦石堆積。

『玖』 烴源岩的評價

在對烴源岩的研究中，通常要從有機質數量、有機質類型和有機質成熟度等三個方面對其做出定性和定量評價。

( 一) 有機質的數量

有機質的數量包括有機質的豐度和烴源岩的體積。有機質豐度是烴源岩評價的第一位標志，其主要指標為有機碳、氯仿瀝青 A 和總烴的百分含量。但是這些指標都只反映烴源岩排烴後殘留的有機質豐度，它是否能基本代表母岩原始的有機質豐度尚不得而知。據研究，有機質生烴轉化率最高可達 40% ，失重量可達 60% ～70% ，但是母岩在成熟階段轉化率一般為5% ～10% ，很少超過 20% ，排烴率大多小於 10% ，最高可達 50% 。按排烴率 50% 計算，排出的烴類僅占總有機質的 2. 5% ～ 10% ，殘余在烴源岩中的有機質仍高達 90% ～97. 5% 。在過成熟階段，有機質可有 30% 以上轉化為氣態烴，按排烴率 70% 估算，母岩中殘留的有機質仍有80% 左右。因此，殘余有機質的豐度基本能相對反映原始有機質的豐度。當然對於成熟度和排烴效率都較高的烴源岩最好能進行原始有機質豐度的恢復。

在沉積岩中，碳以碳酸鹽碳 ( 或氧化碳) 和非碳酸鹽碳 ( 或還原碳，有機碳) 兩種形式存在。沉積岩中有機碳約占 18% ，而氧化碳占 82% 。有機碳與生物活動有關，在組成生物體的 C、H、O、N、S 五種主要元素成分中，碳的含量最高、最穩定。因此有機碳的含量能夠代表有機質的數量。

暗色泥岩的有機碳含量一般不超過 15% ，但作為烴源岩，確定其有機碳下限值尤為重要。討論烴源岩有機碳下限值，常引用的經典實例是 Ронов ( 1958) 對俄羅斯地台油氣分布與有機質含量關系的研究。他通過上千塊海相上泥盆統頁岩的有機碳分析，證明油田集中於有機碳含量為 0. 5% ～5% 的古比雪夫和烏法地區，而在有機碳含量為 0. 5% 左右的薩拉托夫和基輔地區發現了一些氣田，在有機碳 ＜0. 25% 的其他地區，則沒有泥盆紀的油氣田 ( 圖 5 －36) 。Pонов 發現，在含油區細粒粘土岩的有機碳平均含量比非含油區幾乎高 3 倍，為 1. 37% ，其有機碳含量下限值為 0. 5% 。

原地質礦產部無錫石油地質中心實驗室 ( 1980) ，根據研究也將中國陸相泥質油源岩的有機碳下限值定為 0. 5% ，中國石油勘探開發研究院的胡見義和黃第藩 ( 1991) 提出了中國陸相泥質油源岩的評價標准，並把有機碳下限值定為 0. 4% ( 表 5 －6) 。對鹹湖環境形成的泥質油源岩，其有機碳含量下限應適當降低至 0. 3% 。

圖 5 －36 俄羅斯地台上泥盆統有機碳含量( 據 Ронов，1958)

Gehman ( 1962) 對碳酸鹽岩中的有機質進行了綜合性研究，對世界各地約 1400個樣品的分析表明，碳酸鹽岩中的平均有機碳含量比頁岩低得多，前者為 0. 2% ，而後者為 0. 94% 。但它們的烴類平均含量卻相近，約 100mg/L。根據 Gehman 的調查，Tissot 認為碳酸鹽岩的有機碳含量下限值可定為0. 3% ，甚至有學者認為可低至0. 1% 。

對岩石進行氯仿抽提可得到氯仿瀝青A 含量，然後將抽提物進行色層分離可得到總烴含量，它們也能反映岩石中有機質的豐度，其評價標准參考表 5 －6。

表 5 －6 中國陸相油源岩評價標准

並非烴源岩的有機碳含量愈高，生烴愈大，這是因為它還取決於有機質的類型和成熟度。氯仿瀝青 A 和總烴含量也明顯受有機質類型和成熟度的影響。因此，評價烴源岩還需研究有機質的類型及其演化。

( 二) 有機質的類型

烴源岩中有機質的類型不同，其生烴潛力、產物的類型及性質也不同，生油門限值和生烴過程也有一定差別。

有機質的類型常從不溶有機質 ( 乾酪根) 和可溶有機質 ( 瀝青) 的性質和組成來加以區分。乾酪根類型的確定是有機質類型研究的主體，常用的研究方法有元素分析、光學分析、紅外光譜分析以及岩石熱解分析等。另外可溶瀝青的研究也普遍受到重視。

圖5－37 黃驊坳陷烴源岩元素分析圖(據盧松年，1989)

1.元素分析

乾酪根元素分析是從化學性質和本質上來把握其類型的。Tissot和Durand等(1974)根據乾酪根的元素組成分析，利用范氏(VanKrevelen)圖上H/C和O/C原子比的演化路線將乾酪根分為Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ型。Ⅰ型為細菌改造的藻質型，Ⅱ型為腐泥型，Ⅲ型為腐殖型。另外，還分出Ⅳ型為殘余型，它們的主要特徵在乾酪根中已述。另外，Hunt(1991)根據乾酪根中的硫含量，將Ⅱ型乾酪根進一步劃分為4種類型。

從全球來看，石油主要源於腐泥型或腐泥型與腐殖型過渡的有機質，而腐殖型有機質則主要生成天然氣。腐殖煤屬腐殖型有機質，個別來自腐殖煤的輕質油，往往與煤中的殼質組和富氫鏡質組有關。

圖5－38 岩樣熱解分析記錄和應用(據Espitalié等，1974)

我國陸相烴源岩中乾酪根類型的劃分方案較多，比較通用的方案是:Ⅰ型為腐泥型(包括Tissot的Ⅰ型和Ⅱ型，陸相湖盆藻質型少)，Ⅲ型為腐殖型，Ⅱ型為混合型中的中間型，Ⅱ₁型為腐殖腐泥型，Ⅱ₂型為腐泥腐殖型(圖5－37)。另外，還有Ⅳ型為煤質型，相當於Tissot的殘余型。

2.光學分析

在顯微鏡下對乾酪根進行光學分析是從光學性質上和形貌上把握其類型。光學分析方法包括孢粉學法和煤岩學法。

孢粉學法是按乾酪根在透射光下的微觀結構，將其分成藻質、絮質(無定形)、草質、本質和煤質，其中前3種為腐泥型有機質，後2種為腐殖型和殘余型有機質。煤岩學法是將乾酪根的顯微組成分為殼質組、鏡質組和惰質組，其中殼質組為腐泥型有機質，多數鏡質組為腐殖型有機質，惰質組為煤質型有機質。認識上述各種微觀組分，有利於理解過渡類型乾酪根的組成。

3.岩石熱解分析

Espitalié等(1977)發展了一種快速評價烴源岩特徵的熱解方法，即烴源岩評價儀(Rock—Eval)，它是用岩石熱解分析儀直接從岩樣中測出所含的吸附烴(S₁)、乾酪根熱解烴(S₂)和二氧化碳(S₃)與水等含氧揮發物以及相應的溫度，溫度可逐步加熱到550℃(圖5－38)。

氫指數(S₂/有機碳，I_H)和氧指數(S₃/有機碳，I_O)與乾酪根元素組成分析能進行很好的對比。因此，可利用這兩個指數繪制范氏圖確定烴源岩中有機質的類型(圖5－39)。

各種乾酪根的分類和特徵綜合在表5－7中。

需要指出，確定乾酪根的類型應選擇未成熟或低成熟的樣品進行分析，尤其是採用有關化學分析的方法。這是因為有機質的成熟度過高會模糊不同類型乾酪根之間的差異。

表5－7 烴源岩中的乾酪根分類

圖5－39 氫指數和氧指數確定烴源岩類型(據Espitalié等，1974)

4.可溶瀝青分析

可溶瀝青的研究也能反映烴源岩中有機質的類型，較常用的參數如下:

1)烴源岩氯仿抽提物中組分組成特徵，如飽和烴/芳烴。

2)飽和烴氣相色譜特徵，包括主峰碳位置和峰型等。如正烷烴主峰碳在C₂₅—C₃₃的後峰型，反映原始有機質為陸源高等植物輸入;主峰碳在C₁₅—C₁₉的前峰型，反映母質來源於水生低等生物;雙峰型反映母質具有低等生物和高等植物的混合來源。還有姥鮫烷/植烷可反映有機質的形成環境。但這種方法基本不適用具有較高成熟度的母岩。

3)色譜－質譜分析可鑒定甾類和萜類等生物標志化合物的種類和數量，這對判斷母質的來源也有重要意義。如C₂₇甾烷主要來自浮游生物，而C₂₂甾烷主要來自陸源高等植物，萜烷中的伽馬蠟烷源於細菌，奧利烷和羽扇烷系列反映高等植物輸入等。

(三) 有機質的成熟度

有機質的成熟度是表徵其成烴有效性和產物性質的重要參數。它是指在有機質所經歷的埋藏時間內，由於增溫作用所引起的各種變化。當有機質達到或超過溫度和時間相互作用的門限值時，乾酪根才進入成熟並開始在熱力作用下大量生成烴類。而未成熟的有機質主要生成生物成因氣，有時可生成少量液態烴。評價有機質成熟度的方法有多種，其中常用且較有效的方法有:鏡質體反射率(R_o)法、孢粉和乾酪根的顏色法、岩石熱解法、可溶有機質的化學法。另外，還可應用多種成熟度標尺和TTI等預測方法來估算烴源岩中有機質的成熟度。

1.鏡質體反射率法

鏡質體反射率也稱鏡煤反射率(R_o)，它是溫度和有效加熱時間的函數且具不可逆性，所以它是確定煤化作用階段的最佳參數之一。1969年以來鏡質體反射率被廣泛應用於頁岩和其他岩石中分散有機質的測定中，它亦成為確定乾酪根成熟度的一種最有效的指標。

鏡質體反射率可定義為光線垂直入射時，反射光強度與入射光強度的百分比。鏡質體反射率的主要類型有最大(Rmax)、最小(Rmin)和隨機(Re)3種，前兩種是在垂直和平行層面的定向切片樣品上測定的。鏡質體反射率可在空氣中和油浸條件下測定，分別表示為R^a和R^o，每個樣品需測定20～50個點計算出平均值。油氣地質研究中常用油浸隨機的鏡質體反射率，用R_o表示。有時也用油浸最大和最小的鏡質體反射率，分別用R^omax和R^omin表示。

圖5－40 盧森堡中里阿斯統頁岩有機質不同組分反射率分布直方圖(據Hagermann，1978)

圖5－41 鏡質體反射率確定油氣近似界限(據Tissot，1978)

在煤岩顯微組成中，鏡質組最豐富，反射率居中，而殼質組反射率低，惰質組最高(圖5－40)。鏡質體反射率隨成熟度而增加，這是因為，從化學結構看鏡質組由縮合芳環束組成，隨著成熟度的增加，芳環束逐漸結合成更大和更規則的縮合芳香頁片，定向有序排列，故引起其反射率升高。Dow(1977)提出鏡質體反射率的對數值(lgR_o)與埋深呈線性關系。乾酪根的類型不同，其各成熟階段R_o值也有一定差別，如圖5－41所示。R_o＜0.5%～0.7%為成岩作用階段，生的烴未成熟;0.5%～0.7%＜R_o＜1.1%～1.3%為深成作用階段的成油主帶;1.1%～1.3%＜R_o＜2%為深成作用階段的高成熟凝析油和濕氣帶;R_o＞2%為准變質作用階段，為只產甲烷的干氣帶。

鏡煤反射率法的缺點是腐泥型乾酪根中缺乏鏡質組。另外還需注意富氫鏡質組、再沉積的鏡煤和構造運動以及火成岩的影響。用R_o表徵成熟度方法，主要限於晚古生代以來碎屑岩系。

2.孢粉和乾酪根顏色法

在顯微鏡透射光下，孢子、花粉和其他微體化石隨成熟度作用的增強而顯不同顏色。未成熟階段為淺黃至黃色，成熟階段為褐黃至棕色，過成熟階段為深棕至黑色。Staplin(1969)和Correia(1971)提出了熱變指數(TAI);Barnard(1977)提出了色變指數(CAI)。

乾酪根顏色的應用實例如圖5－42所示，加拿大不列顛哥倫比亞省和鄰近的西北中泥盆統碳酸鹽岩，只產干氣，而石油和濕氣則產自東部的西北阿爾伯特。乾酪根顏色的變化反映了因埋藏歷史不同而引起的成熟度差異。

圖5－42 成熟度與乾酪根顏色的關系(據Staplin，1969)

3.岩石熱解法

利用岩石熱解分析資料中S₁/(S₁+S₂)和熱解峰溫Tmax(℃)兩個參數可確定烴源岩的未成熟帶、成油帶和成氣帶(圖5－43)。採用岩石熱解法確定的界限，也會因乾酪根的類型不同而異，需配合氫指數(I_H)和氧指數(I_O)以及其他方法給出的類型參數分析。

4.可溶有機質的化學法

(1)演化曲線

根據氯仿瀝青A、總烴含量和氯仿瀝青A/有機碳、總烴/有機碳等轉化率繪制隨深度的演化曲線，這些曲線可反映有機質的成熟度隨深度的變化。

(2) C₂—C₆輕烴

C₂—C₈輕烴數量和組成能很好地判斷烴源岩中有機質的成熟度。因為，C₂—C₈不是生物合成的，而是乾酪根熱降解的產物。C₂—C₈中的烷烴、環烷烴和芳烴的相對含量隨成熟度的增加而發生有規律的變化，如庚烷值=正庚烷/(80.7～100.9℃之間C₇—C₈的鏈烷烴和環烷烴的餾分)×100%與溫度作圖則有正相關關系(圖5－44)。而異庚烷值=(2－甲基己烷+3－甲基己烷)/二甲基戊烷，也與溫度有正相關性。

圖5－43 利用岩石熱解分析資料中S₁/(S₁+S₂)和熱解峰溫Tmax(℃)確定烴源岩的成熟度(據Espitalié等，1977)

圖5－44 墨西哥五口非生產井的庚烷值與最大溫度的關系(據Thompson，1979)

圖5－45 沉積物和原油的碳優勢指數的分布(據Bray＆Evens，1965)

(3) C⁺₁₅烴類

Bray和Evens(1965)研究了近代沉積、古代沉積和原油中C⁺₁₅奇數碳和偶數碳正烷烴的分布，發現有明顯的差別(圖5－45)。在近代沉積物中，C⁺₁₅正烷烴主要來源於高等植物的蠟，具有明顯的奇數碳優勢。在古代成熟烴源岩和石油中，乾酪根熱降解的烷烴不具此優勢，因而奇碳優勢逐漸消失，一般認為，生油高峰期，已不再有奇碳優勢。

Bray和Evens(1965)提出了碳優勢指數(CPI):

石油與天然氣地質學

Philippi(1965)提出了C₂₉正構烷烴優勢指數:

石油與天然氣地質學

Scalan和Smith(1970)提出了5個碳數區間的奇偶優勢指數(OEP):

石油與天然氣地質學

隨著有機質成熟度的增加，上述CPI、R₂₉和OEP值愈來愈接近1，並趨於穩定。

(4)環烷烴

隨埋深的增加，環烷烴的環數從以三－四環為主變為以單－雙環為主。

(5)生物標志化合物

隨埋深和溫度的增加，乾酪根熱降解的新生烴類使來自生物的烴類受到稀釋，與其相鄰的正烷烴比較，其含量都隨成熟度的增加而減少，如姥鮫烷/正十七烷、植烷/正十八烷。

甾烷和藿烷的立體異構化，能十分有效地反映成熟度。甾烷指標如(5α－20S－C₂₉)/(5α－20R－C₂₉)，隨埋深的增加從0.3左右上升到1.0且穩定;重排甾烷/(5α(C₂₇+C₂₈+C₂₉))，隨埋深的增加從0.1左右增加到1.0且趨於穩定。藿烷指標如18α(H)三降新藿烷/17α(H)三降藿烷(Tm/Ts)隨成熟度的增加從2.0左右降到1.0且趨於穩定;(βα－C₃₀藿烷)/((αβ+βα)－C₃₀藿烷)隨埋深從0.2左右增加到約0.7。

上述各種確定烴源岩有機質成熟度的方法綜合使用最有效，而且還需考慮有機質類型的影響。在實際工作中應隨深度系統取樣，進行測試分析，將數據和結果作出與埋深的關系圖表。圖5－46和圖5－47是各種成熟度指標綜合應用時的對應情況。

(四) 成熟度標尺和TTI

在烴源岩的熱演化成烴過程中，有機質的許多物理性質和化學性質被改變，並可作為成熟度標志如R_o、孢粉顏色和煤階等。為估算和評價有機質的成熟度，許多學者根據這些性質與烴源岩的埋藏時間和溫度史，用數學模型建立了各種數字化的熱成熟度標尺和計算圖表，如Karwell(1955)、Teichmüller(1971)、Bostick(1971)、Cooper(1977)等提出了鏡質體反射率與溫度和時間的關系圖。Hood(1975)提出了有機質變質水平(LOM)的成熟度標尺。Royden(1980)提出C標尺等等。

為定量預測烴源岩中有機質的成熟度，Lopatin(1971)和Waples(1980)根據溫度每增加10℃，乾酪根熱降解成烴的反應速率增加1倍並與時間呈線性關系，而且有機質成熟度效應是累加的、不可逆的等原理，提出並改進了時間－溫度指數(TTI)的有機質成熟度預測方法，從而得到了極為廣泛的應用。Wood(1988)根據有機質化學反應的動力學原理提出了ArrheniusTTI法。應用Lopatin和Arrhenius法TTI(TTI_ARR)的關鍵問題是要忠實地重建沉積盆地的埋藏歷史和受熱溫度史。關於TTI的計算和對烴源岩的評價將在實習中仔細講解。

圖5－46 乾酪根分析所得各成熟指標的對應情況據Tissot等，1978)

圖5－47 據瀝青的組成和豐度所得各成熟指標的對應情況(Tissot據Durand改編，1978)

『拾』 未—低成熟油的判別標志及原油成因分類

如前所述，江漢鹽湖盆地原油無論是在生物標志物的分布與組成和含量上，還是在芳烴餾分組成特徵以及烷基咔唑和烷基苯酚系列的分布與組成特徵上均存在一定差異。不同原油之間存在的這些差異不是偶然的，而是由其自身的成因特徵決定的。

一、原油成熟度的確定

與烴源岩不同，原油成熟度的確定主要依據其化學組成，而生物標志物成熟度參數是目前最常用的分子成熟度參數。正常情況下，一般採用C₂₉20S/(20S+20R)和C₂₉ββ/(αα+ββ)兩參數來劃分原油的成熟度，且效果良好。但值得注意的是，對於 C₂₉20S/(20S+20R)值＜0.25的未—低熟油而言，m/z217 質量色譜圖上幾乎分辨不出αββ異構甾烷的存在，取而代之的是一個熱不穩定的糞甾烷。換言之，此時的C₂₉ββ/(αα+ββ)值並不真正代表ββ異構甾烷與C₂₉甾烷四個異構體的比值，實際代表了糞甾烷與C₂₉甾烷四個異構體的比值。因而，對於典型的未成熟原油而言，C₂₉ββ/(αα+ββ)值，常受到糞甾烷的干擾，指數有些異常。通過比較我們發現，對於C₂₉20S/(20S+20R)值小於0.25的未熟油而言，其C₃₁22S/(22S+22R)或C₃₂22S/(22S+22R)值無一例外地小於0.50；而當C₂₉20S/(20S+20R)值＞0.25 時，這兩個比值大多大於0.50。由於藿烷C-22位上的異構化作用，在低演化階段(R_o＜0.6%)對成熟度的變化特別敏感，且變化幅度較大，為此我們認為如果能把C₂₉20S/(20S+20R)與C₃₁或C₃₂22S/(22S+22R)成熟度參數結合使用，更能有效地確定未成熟原油。

圖5-33是江漢鹽湖盆地部分原油C₂₉甾烷和C₃₂升藿烷成熟度參數間的關系圖。總體上看，C₂₉20S/(20S+20R)和C₂₉ββ/(αα+ββ)和C₃₂22S/(22S+22R)比值均能較好地反映它們的演化程度。廖前進等(1987)依據對全國許多盆地未成熟油樣品的研究結果認為，C₂₉20S/(20S+20R)和C₂₉ββ/(αα+ββ)值分別小於0.25和0.20可作為確定未成熟油的成熟度指標；兩比值介於0.25～0.42和0.20～0.40為低成熟油，大於0.42和0.40為成熟原油。周光甲(1987)基於濟陽坳陷的實際資料，把原油分成低熟油和成熟油兩大類，兩成熟度參數界限值分別為C₂₇ββ/(αα+ββ)為0.25 和C₂₉20S/(20S+20R)為0.35。王鐵冠等(1995)通過對我國十餘個沉積盆地和坳陷中低熟油氣資源的研究及其成因機理，建議把原油分成低成熟和成熟原油兩大類。從我們對江漢鹽湖盆地不同原油化學組成的系統對比分析來看，C₂₉20S/(20S+20R)和 C₃₂22S/(22S+22R)值分別小於0.25和0.50的原油，無論是在生物標志物組成，還是芳烴組成特徵上均有別於其他原油，我們認為把C₂₉20S/(20S+20R)、C₂₉ββ/(αα+ββ)＜0.25，C₃₂22S/(22S+22R)＜0.50 的原油劃分成未成熟油是有必要的，而這兩個成熟度參數大於0.25和0.50的原油在許多特徵都是漸變的，而且這部分原油中相當一部分屬於不同成因原油的混合物。當然，如果要對這部分原油依相對演化程度的高低進行劃分的話，把C₂₉20S/(20S+20R)和C₂₉ββ/(αα+ββ)值介於0.25～0.40的原油作為低成熟油也未償不可，這兩個比值大於0.40的原油作為成熟原油。

圖5-33 江漢鹽湖盆地原油成熟度的劃分

Ⅰ—未熟油；Ⅱ—低熟油；Ⅲ—成熟油

二、未成熟油的判別標志

除了上述有關未成熟油成熟度參數劃分標准外，這類特殊的原油還存在如下地化特徵。

在生物標志物分布與組成上，存在豐富的熱不穩定的糞甾烷，可檢測到完整的C₃₀～C₃₅17(21)-藿烯系列和豐度較高的熱不穩定的13α(H)，14α(H)三環萜烷系列。在未成熟油中同碳數熱不穩定的13α(H)，14α(H)構型三環萜烷與熱穩定13β(H)，14α(H)構型三環萜烷的比值大於0.30，而在非未成熟油中，該比值常小於0.20。在各類生物標志物的絕對濃度上，未成熟油中各類生物標志物的濃度較非未成熟油高出1～3倍，如甾烷、單芳甾烷和藿烷系列(見圖5-12、5-13)。我們認為利用生物標志物的絕對濃度來劃分原油成熟度可能是一種比較有效的辦法。

在未成熟油的芳烴組成中，常規多環芳烴如萘、菲、艹屈豐度較低，取而代之的是豐富的烷基色瞞和各種有機硫化物，三芳甾烷的含量也較低(見圖5-14、5-28)。未成熟油在二甲基色瞞組成上具有異常低的熱穩定性高的5，8-二甲基色瞞，其5，8-二甲基MT-TC/7，8二甲基MTTC值＜0.30，而在非未成熟油中該比值大於0.30。在甲基二苯並噻吩組成中，未成熟油表現為1-甲基DBT的豐度高於4-甲基DBT，兩異構體比值大於1.0，而在非未成熟油中，1-甲基DBT的豐度小於4-甲基DBT，兩異構體的比值小於1.0。

此外，未成熟油在烷基苯酚和烷基咔唑的絕對濃度上表現為烷基苯酚濃度高，而烷基咔唑類化合物的濃度較低，而非未成熟油在這兩類非烴化合物濃度上表現出相反的特徵，即烷基咔唑系列的濃度高，而烷基苯酚系列的濃度低。

總而言之，江漢鹽湖盆地未成熟油具有鮮明的特性，這些特性不但表現在生物標志物，而且還表現在芳烴組成和非烴組成上。判別江漢鹽湖盆地未成熟的定性和定量標准見表5-4。

表5-4 判斷江漢盆地鹽湖相原油成熟度定量和定性指標

三、原油成因分類

盡管本專題所研究的原油樣品均取自江漢鹽湖盆地的潛江凹陷，但是這些原油無論是在物理性質，還是在化學組成(宏觀和微觀)上均存在明顯的差異。這里我們主要依據原油的含硫量以及生物標志物分布與組成特徵和芳烴餾分中有機硫化物和烷基色瞞的分布與組成特徵，把江漢鹽湖盆地的原油分三種成因類型。

其一是以王場油田富硫重質原油為代表，分布較為局限，其含硫量介於6%～12%之間，其中埋深較深的南斷塊原油的含硫量(＞10%)高於埋深較淺的北斷塊遭受輕微生物降解的原油。這類原油主要表現為具有異常低的 Pr/Ph 比(＜0.1)，植烷優勢顯著(Ph/nC₁₈＞6)，正構烷烴系列具有強的偶碳優勢(CPI₁＞1.6)，甾烷組成中具有異常豐富的C₂₇甾烷(C₂₇/C₂₉比值介於2～4之間)，萜烷組成中伽馬蠟烷特別豐富，伽馬蠟烷指數大於2.0，五升藿烷優勢明顯，升藿烷指數大於25%，而各類生物標志物的濃度異常的低。值得注意的是這類原油的芳烴餾分中各類有機硫化物異常發育，且以烷基四氫噻吩系列為主，可檢測到完整的硫化藿烷和硫化甾烷系列以及由類異戊二烯類化合物與硫結合形成的聯二噻吩類化合物，芳烴餾分中含硫化合物的總量大於90%。此外，與成熟度相近的原油相比，這類原油中單芳甾烷，三芳甾烷和烷基色瞞的含量異常的低，反映出特別富硫的原油具有貧芳甾類和烷基色瞞的特點，這類原油可能是由特別富含硫的源岩形成的(圖5-34中Ⅰ類原油)。

其二是以王4-5-1井原油為代表，該原油具有Pr/Ph比相對較高(＞0.40)，植烷優勢較弱(Ph/nC₁₈＜2.5)的特點。在甾烷組成中，C₂₇，C₂₈甾烷豐度較低，C₂₇/C₂₉＜1.0，C₂₈/C₂₉＜0.70，是所研究的原油中最貧C₂₇和C₂₈甾烷的原油，反映出藻類的貢獻相對較弱。在三萜烷組成中，伽馬蠟烷的豐度相對較低，伽馬蠟烷指數小於1.0，五升藿烷優勢不明顯，升藿烷指數＜15%，在烷基色瞞組成中5，7，8-三甲基色瞞占絕對優勢，而C₁和C₂烷基色瞞的豐度較低，且芳烴餾分中僅檢測出少量的烷基苯並噻吩系列和烷基二苯並噻吩系列的含硫化合物，沒有檢測烷基四氫噻吩和烷基噻吩系列的存在，有機硫化物在芳烴餾分中的總量小於15%。這一系列特徵反映出這類原油是還原性相對較弱，鹽度相對較低環境下形成的烴源岩生成的，可能屬於一種非高標准鹽湖相成因的原油類型(圖5-34中Ⅱ類)。

圖5-34 江漢鹽湖盆地原油成因分類圖解

其三是介於上述兩類原油之間的原油，在江漢鹽湖盆地分布普遍，其含硫量介於1%～5%之間，屬於一種高含硫的原油(圖5-34中的Ⅲ類)。這類原油的正構烷烴常呈雙峰態分布，且具有弱的偶碳優勢，Pr/Ph值介於0.1～0.3之間，植烷優勢顯著(Pr/nC₁₈介於3～7之間)，在甾烷組成中，C₂₇和C₂₈甾烷比較豐富，C₂₇/C₂₉和C₂₈/C₂₉值介於1～2和0.7～0.9之間，顯示出藻類生源的優勢。三萜烷組成中，伽馬蠟烷豐度較高，伽馬蠟烷指數介於1～1.5之間，五升藿烷具有一定的優勢，升藿烷指數介於15%～25%之間。就其有機硫化物組成特徵而言，普遍以烷基苯並噻吩系列為主，其次為烷基四氫噻吩系列，在芳烴餾分中有機硫化物的總量介於40%～60%之間。在烷基色瞞組成上呈現出C₂MTTC＞C₁MTTC≥C₃MTTC的特徵。這是江漢鹽湖盆地比較常見的一類原油，屬於鹽湖相烴源岩的產物。各類原油的地化特徵和分類依據見表5-5。

表5-5 江漢鹽湖盆地原油分類及特徵