碳优势指数是

『壹』 有机质成熟度

热成熟度是描述有机质向石油转化的热力反应（heat driven reaction）的程度。

描述有机质成熟度包括用正演法恢复有机质演化史和参数描述两个部分。演化史恢复将在下一章介绍。成熟度参数有两种：①用于指示石油形成阶段的参数，包括干酪根光学参数和热解参数，以及可溶有机质参数等；②用于描述温度-时间相对强度的“热应力”参数，如镜质体反射率、最大峰温和大部分生物标志化合物成熟度参数（图3-9）。

图3-11 烃源岩成熟度分区

●Ed ○Es¹□Es²+Es³△Es⁴

『贰』 烃源岩成熟度评价最可靠的指标是什么为什么呢

一般是通过镜质组反射率R0，和有机质最高热解峰温Tmax，如果有气相色谱，色谱-质谱分析的话，那就更好了，甾烷成熟度参数、碳优势指数(CPI)和奇偶优势指数(OEP)就比较专业了，对研究条件的要求也比较高

『叁』 化学方法

在地球表面的各类水体中，湖水化学性质的变化幅度最大；而且古湖水的化学性质对于生烃条件关系极大。因此，化学方法在古湖泊研究中占有特殊地位。古湖泊研究中的化学方法，包括同位素化学、无机化学和有机地球化学三方面。

（一）稳定同位素化学

稳定同位素地球化学方法早已是大洋地层学和古海洋学研究中不可缺少的一种手段（同济大学海洋地质系，1989）。近年来，该方法在古湖泊学研究中的应用亦越来越受到重视，且有从第四纪古湖泊学研究向第三纪古湖泊学研究推广应用之趋势（刘传联，1993）。

古湖泊学研究中的稳定同位素分析以氧（¹⁸O/¹⁶O）、碳（¹³C/¹²C）、锶（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）三种同位素最为重要，分析材料可以是生物化石壳体，也可以是碳酸盐岩。稳定同位素分析在古湖泊学研究中的应用十分广泛，可以研究古湖泊水体的物理特征（如湖泊的封闭和开放性、湖水面变化）、化学特征（如古盐度、硫酸盐含量与碱度）和生物特征（如古生产力），也可以研究古湖泊的气候条件。泥页岩中有丰富的古生物化石，又含有碳酸盐矿物或者与碳酸盐岩共生或互层，这为进行同位素分析提供了素材。

1.氧、碳同位素

利用湖相沉积中化石或碳酸盐岩氧碳同位素的相关性可以研究生油湖泊的封闭性和开放性。通过对现代不同类型湖泊中碳酸盐氧、碳同位素进行大量测试后发现：开放型淡水湖泊中，原生碳酸盐δ¹⁸O和δ¹³C之间不相关或略呈相关，而且δ¹⁸O和δ¹³C均为负值，其投点落在第三象限，如瑞士Greifen湖、美国Henderson湖和以色列Huleh湖；而封闭型咸水、半咸水湖泊中，δ¹⁸O和δ¹³C之间呈明显的相关关系，相关系数（r）一般大于0.7，封闭性越强，相关系数越大，且δ¹⁸O正负均有，δ¹³C则基本属正值，其投点落在第一、四象限，如美国大盐湖（r=0.87）、图尔卡纳湖（r=0.86）、Natron-Magadi湖（r=0.84）。

上述规律出现的原因是，开放型湖泊中，水体快速更替，停留时间短，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征，因此在其中形成的原生碳酸盐氧和碳同位素组分的变化各自独立。封闭型湖泊中则不然，由于水体停留时间长，蒸发作用对湖水的化学组成起决定性的作用。随着蒸发作用的增强，较轻的¹⁶O和¹²C优先从湖水表面逸出，造成湖水中的¹⁸O和¹³C含量增加，使得湖水的δ¹⁸O和δ¹³C较注入水明显偏正。同时由于这种演化作用对于氧、碳同位素是同步的，所以两者呈明显的共变趋势，反映在其中形成的原生碳酸盐同位素成分上，δ¹⁸O和δ¹³C呈明显的相关性。

这一规律已成为判断第四纪古湖泊或更老湖泊封闭性的标志之一，并已有许多成功的例子。如对加纳Bosumtwi湖晚更新世—全新世沉积、对东非Kivu湖晚第四纪沉积、对西班牙Cenajo盆地中新世沉积和苏格兰Orcadian盆地泥盆纪沉积的研究等。

在水文条件封闭、水体停留时间长的封闭湖泊中，蒸发作用是控制氧同位素的决定因素。随着蒸发作用的增强，使湖水的δ¹⁸O值增加，反映在其中生活的介形虫壳体上，δ¹⁸O值也增加。所以，可以根据介形虫壳体δ¹⁸O值的变化，可以恢复蒸发/降雨古气候条件的变化。在封闭湖泊中，蒸发/降雨条件的变化必然引起古湖水面的波动。蒸发量大于降雨量，湖水面降低，反之则湖水面升高。所以，据介形虫壳体δ¹⁸O值的变化同样可以再造古湖水面的变化情况。

利用湖相沉积中化石或碳酸盐岩碳同位素变化还可以恢复古生产力的变化。湖相原生碳酸盐的碳同位素组分与其生活水体中溶解无机碳的碳同位素组分平衡。而影响湖水溶解无机碳碳同位素组分的一个重要因素就是湖泊的生产力。Stiller等（1980）曾提出湖泊溶解无机碳（DIC）的碳同位素组分生产力控制模式。按该模式，在稳定分层条件下，当浮游植物勃发、生产力高时，浮游植物通过光合作用吸收较多的¹²C，使表层水体中溶解无机碳储库中¹³C含量相对增加，从而使表层水体中形成的原生碳酸盐的δ¹³C值偏高；而随着¹²C富集的有机质不断下沉，使得湖下层生活的底栖生物壳体的δ¹³C值逐渐降低。

这是深水分层湖泊的模式，对于浅水、不分层的湖泊来说，则有极大的不同。当湖水生产力高，造成水体中DIC储库中¹³C含量增加时，生活在其中的介形虫也是“受益者”。其壳体的δ¹³C值也应是增高，而不是降低。

利用沉积物中有机质碳同位素的变化可以判断出沉积物中有机质的来源。湖泊沉积物中的有机质有两个来源，即陆生植物和水生植物。陆生植物按照光合作用固碳方式和初级产物的碳原子数不同可分出C₃植物、C₄植物和CAM植物。陆生植物中，绝大多数乔木和灌木是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学方法固定CO₂，它们具有完全不同的δ¹³C值。C₃植物的δ¹³C值值变化范围较大，在一般的情况下，它们的δ¹³C值大约在-22‰～-34‰之间，而C₄植物的δ¹³C值的变化在-20‰～-9‰之间。

浮游植物利用与大气CO₂保持平衡的水中溶解CO₂作为光合作用的碳源，其δ¹³C值与陆生C₃植物的δ¹³C值接近，最大可偏负至-35.5‰。

所以，根据沉积有机质的碳同位素特征可以判别有机质的物源。

2.锶同位素

现代研究表明，生物碳酸盐骨骼中的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值与其生活的海水保持平衡，地质历史上海水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值在不断变化，但任一时期全球海水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值则是均一的（Elderfield，1986）；同时人们还发现由于河、湖水中的锶与海水中的锶来源物质的不同，造成河、湖水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值明显高于海水，如现代海水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值为0.709，河水中的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值为0.711（Wadleigh等，1985）。另外，海水中锶的浓度也与河、湖水相差悬殊，如新生代海水中锶含量在10²～10³ mg/L之间（DePaolo等，1985；Koepnick等，1985），河、湖水中锶含量多在10⁰～10²μg/L之间（Wadleigh等，1985），两者相差3个数量级。如果海水与湖水相混（即使少量海水），水体仍反映海水⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值。所以，这样就为利用⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值来判别“海相”、“陆相”奠定了理论基础，无论正常海相还是与海水有关连的海陆过渡相化石都应呈现其生活时期海水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值（刘传联，1993）。

（二）无机化学

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学研究中常用的方法。由于介形虫化石是湖相沉积中最常见的微体化石，对其微量元素的分析显得格外重要，这里特别做一简介。

介形虫在蜕壳过程中，从其生活的水体中摄取化学成分建造新壳体（Turpen等，1971），因此，介形虫壳体中的化学成分应记录了水体的化学特征。十多年，许多学者致力探索介形虫壳体化学成分与水环境参数之间的关系，迄今报道最多的是关于介形虫壳体中Sr/Ca和Mg/Ca摩尔比值的环境意义，而对其他微量元素的涉及尚少。Chivas等（1983，1985，1986）通过对澳大利亚盐湖中介形虫调查和室内饲养，指出介形虫壳体的Sr/Ca和Mg/Ca比值与其生活水体中相应的元素比值呈定量的正相关。由于澳大利亚盐湖中的Sr和Mg含量随盐度的增加而增加，因此，介形虫壳体中Sr/Ca和Mg/Ca比值具有明显的盐度意义。尽管还存在不同的争议（如Teeter等，1990），一些学者已应用这种关系，在古环境研究中把介形虫壳体的Sr/Ca和Mg/Ca比值当作古盐度的一个标志（Gasse等，1987；De Deckker等，1988；Anadon等，1990；Lister等，1991；Holmes等，1992；张彭熹等，1989，1994）。

对介形虫壳体中其他微量元素的研究尚少见。Carbonel等（1988）报道了介形虫壳体中的碱土金属含量与水体盐度呈正相关，并且指出壳体中Ca、Mg含量随水体由少营养向真营养的发展而减少了，而P、Mn、Fe的含量增加。Bodergat等（1985，1991）研究了地中海海岸带介形虫，指出介形虫壳体在少盐水中富含Si、Al、Fe、Mn和Ba，在超盐水中以P、Sr和Li为特征；壳体中S的含量与水体中有机质有关，壳体中P的含量则反映了水体中有机磷的含量。

总之，对介形虫壳体化学元素的研究起步不久，对它们的环境意义尚远不够了解。尽管如此，无机沉积物元素地球化学和湖泊学两者的研究成果，可以借鉴来解释介形虫壳体中诸多元素的环境意义（邓宏文等，1993；李世杰等，1993）。介形虫壳体化学元素测定可以通过质子激发X荧光分析（PIXE）技术来完成。

（三）有机地球化学

有机地球化学虽然主要着眼于烃源岩的生烃能力研究，但是同样在古环境再造方面有巨大的潜力。这是因为沉积有机质的丰度和演化不仅与埋藏史、地热演化史有关，而且还受控于沉积环境。所以，有机地球化学也是含油盆地古湖泊学研究的一项重要方法（邓宏文等，1993）。

烃源岩中有机质类型的差异主要与原始生物类型及组合有关，而后者又主要取决于生物的生存环境，因而有机质类型可作为判别古环境的首要标志。具体来说可以根据干酪根组成与类型、干酪根碳同位素、正烷烃组成等来判别沉积环境。

生物标记化合物是识别古环境的另一项重要内容。生物标记化合物是指在有机质岩石中仍能在一定程度上保存了原始生物化学成分的基本格架的有机化合物。它的特殊的“标志作用”可以来识别有机质来源、有机质类型和沉积环境。生物标志化合物使有机地球化学将有机质提高到分子级的研究水平。从近代沉积物中可以见到不同类型的烃类或各种有关的分子，这些分子可以来自陆生植物，也可以来自海洋或湖泊的水生生物。分子的碳骨架被保存下来，它们能够联结成一些结构类型，如甾族化合物萜烯化合物等。生物标志化合物包括正构烷烃、类异戊间二烯烷烃、甾烷、萜烷、芳甾类烃及卟啉等。例如，正构烷烃类中＜C₂₂分子结构类型与≥C₂₂分子结构类型的生源意义明显不同，前者指示菌藻类，而后者是陆生高等植物高蜡质特征。甾烷类中的4-甲基甾烷是水生的浮游植物甲藻类的标志。

一些有机地球化学参数还具有特殊的意义。如可根据有机碳含量、姥鲛烷/植烷比值、碳优势指数等判别烃源岩沉积时的氧化-还原条件。可根据伽马蜡烷含量和植烷优势等判别古盐度的高低。

除上以外，目前在油气勘探中广泛应用的有机相分析也是一类重要的方法。在第九章中对该方法进行了详细描述，此处不在赘述。同时，在第十章到十三章论述中国近海各湖盆的生烃条件时，也应用了许多上面提到的有机地球化学指标。

『肆』 饱和烃气相色谱特征是什么

饱和烃通过气相色谱分析确定了样品由最低碳数到最高碳数正构烷烃的范围和含量（图1—4）。在有机质的成烃演化过程中，正构烷烃的组成和含量都将不断地发生变化。因此我们可以用这些变化特征来确定有机质的成熟度。
①∑C-21/∑C+22之比（也称轻烃/重烃）：将饱和烃样品分析所得各碳数峰值（一般以数面积计，也有直接采用峰高的）归一后，将C21以前各碳数百分含量总和除以C22之后各碳数百分含量总和。∑C-21/∑C+22可做为成熟度的指标，比值越大，成熟度越高。但在相同成熟度情况下，富含陆源类脂化合物的生油岩其比值较低。这是一个比较定性的指标，一般采用一个剖面（井）系统地分析，在生油门限附近开始明显增大。

图1—4 饱和烃气相色谱原始谱图②CPI值（碳优势指数）：CPI值是由E.E.布雷提出的（1961），指在C24—C34范围内，分别取两次奇数碳数的浓度和偶数碳数的浓度总和之比的平均值。即：

据E.E.布雷及E.D.伊万斯研究分析了41个近代沉积物样品（取自海洋、海湾、淡水湖、咸湖和土壤），其CPI值在2.4～5.5范围，39个原油样品CPI值为0.9～1.2，43个古代沉积物（页岩）CPI值在0.9～2.4范围，认为该比值可作为衡量成熟度的指标。根据近来的研究，当有机质进入生油门限时（R。=0.5%～0.6%）CPI为1.2左右，进入成熟阶段（Ro=0.80%）时CPI为1.0左右。这是一个确定未成熟—成熟阶段有机质热演化阶段的定量指标。
③OEP值（奇偶优势）：斯坎兰和史密斯（R.S.Scalan，J.E.Smith，1970）针对实际应用中有些样品中碳数范围窄的情况而提出来的。OEP值只需选5个组分（在CPI值11个组分范围内），得到集中于C1+2的移动平均值，反映了随分子量的增加，奇偶优势的变化。即：

OEP值计算公式较为简单，取C23以后的最高含量碳及其紧邻两侧的两个碳，共5个碳数，式中i为5个碳中的最低碳数。例：

该比值与CPI值性质类似，是生油岩成熟度指标。有人测定各类样品认为：近代沉积物具有明显的奇偶优势，一般为2.4～5.5。古代沉积物OEP值为0.9～2.4，而原油小于1.2。据此，布雷提出了1.2值做为确定生油岩生油门限的经验值。而在我国东部第三系盆地生油岩（包括个别原油样品）OEP值可达1.3～1.5，均大于布雷提出的经验数值1.2，反映了陆源有机质与海相有机质的差异，但表明确实有低成熟原油的生成。
CPI值与OEP值相比较，由于C24—C34正烷烃的含量往往随碳链增长而骤减，而CPI式中的分子分母都由C24附近的几个正烷烃决定的，因而CPI差别不明显，而在有的分析中高碳正烷烃往往达不到C34，计算时只能用小于11个峰计算，所以误差大。因此在实际应用中OEP值比CPI值效果要好。根据目前的研究结果，OEP>1.20时有机质进入生油门限，OEP=1.0时进入成熟阶段。要特别说明的是进入成熟阶段后正构烷烃的奇偶优势就消失了。因此OEP及CPI值只适宜在未成熟到成熟阶段应用。

『伍』 请问，在石油地质里面以下英文缩写的全称：HC,TAI,CPI,OEP

HC:高容量high capacity
TAI,热变指数thermal alteration index
CPI字符/英寸,波纹板隔油器,消费物价指数corrugated plate interceptor
OEP奇偶优势odd-even predominance thermal
<你怎么全问这么难的东西，我帮你找得快累死乐，要感谢我啊>

『陆』 丰富的烃源岩为油藏的形成提供了大量的物质基础

前人的研究成果表明，鄂尔多斯盆地内延长组的油气聚集具有短距离运移和就近聚集的特点，因此延长组油藏的发育都遵从“源控论”。另外，整个延长组的大量生烃、运移和聚集成藏基本上是一次完成。为此，我们引入“生烃灶”的概念，来解释盆地内油藏的分布与生烃灶之间的关系。生烃灶是一个对有效烃源岩评价更形象的表述，是指能够生成油气并运聚形成工业价值油气藏的所有岩石。对于生烃灶的评价主要有两个方面：一是形成生烃灶的“原材料”（包括烃源岩厚度、有机质丰度和类型）；另一个就是有机质的成熟度。我们将烃源岩的厚度与有机碳含量的乘积（即生烃灶的有机碳数量）作为评价生烃灶的指标。

鄂尔多斯盆地中生界延长组属于大型内陆湖泊沉积，在沉积过程中形成的一套以深湖－半深湖相泥岩为主、富含有机质的暗色泥岩。有机质类型为腐植－腐泥型，烃源岩展布呈北西—东南向倾斜的葫芦状。发育多套烃源岩，其中长7段烃源岩分布面积最广、有机质丰度最高、生烃潜力最大、有机质热演化最高、生烃强度最大等特点。长7段烃源岩最大生烃灶主要有3个带（图7.1）：一个是定边—姬塬—吴起一带；第二个是华池—志丹—甘泉所围范围的中间较小部分；第三个是正宁—黄陵—富县一带。这3个带的分布与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。从目前已发现的油田分布可以看出，盆地内延长组油藏围绕最大生烃灶呈环带状或半环带展布，这可能是由于延长组烃源岩排烃压力不高，无较大断裂影响油气运移，使得油气只能聚集在伸入或者接近烃源岩层的砂岩中，而且油田主要分布最大生烃灶的凹陷方向，这可能是与烃源岩的生油最佳聚集趋势有关。

图7.1 鄂尔多斯盆地中生界延长组最大生烃灶与油田分布

赵重远等人（1993）利用盆地不同地区不同层位19块流体包裹体分析测试结果，认为盆地的古地温梯度为（33～45）℃/km。赵孟晋等（1996）曾对庆36井三叠系分散有机质镜质体反射率进行系统分析后，推测盆地中生代的古地温梯度可达（35～57）℃/km。研究结果表明古地温梯度都明显高于现今盆地平均地温梯度28℃/km。

利用镜质体反射率、磷灰石裂变径迹和包裹体测试等手段对盆地热史分析.可将盆地中生代以来古地热场演化划分为4个阶段（表7.1）：①三叠纪期间，经历了印支运动，构造活动很弱，主要以深变质作用为主，属正常地热场，古地温梯度为（22～30）℃/km；②早、中侏罗世，经历了燕山早期运动，华北地区构造分异作用开始加剧，盆地内部构造活动不明显，总体属于正常地热场，主要以深成变质作用为主，局部叠加有异常地热场；③晚侏罗世—早白垩世末，处于燕山运动中期，构造活动强烈，存在多期岩浆活动，属于异常高古地温场，古地温梯度增至（35～55）℃/km；④晚白垩世至第四纪，经历了燕山晚期和喜马拉雅期构造运动，盆地整体抬升遭受剥蚀，古地热场恢复正常，古地温梯度为（24～31）℃/km。

表7.1 鄂尔多斯盆地中生代以来古地热场发育模式

利用上述古地温场演化模式，采用EASY-R_o法模拟计算的有机质热演化史显示（图7.2）：延长组地层沉积后至三叠世末，盆地构造活动稳定，延长组的长8段—长（4+5）段烃源岩层上覆地层连续沉积，沉积厚度北薄南厚，总体不超过1000m。该阶段地层温度普遍低于50℃，有机质均处于未成熟阶段（R_o＜0.5%）。

三叠世末至早－中侏罗世末，盆地整体处于抬升和沉积相间的波动沉降阶段。罗晓容等（2004）对西61井—庆深1井—陕21井剖面温度压力演化模拟结果表明，此阶段地层埋深小于2000m，长8段—长（4+5）段地层温度已在60℃～80℃。由于受构造分异作用的影响，盆地古地温除受深成变质作用控制外，热异常事件对局部古地温已有所影响，表现在盆地东南部富县—葫芦河一带的有机质已开始进入低成熟阶段（R_o> 0.5%）。

图7.2 鄂尔多斯盆地晚三叠世延长组烃峰岩成烃热演化图

晚侏罗世至早白垩世末，盆地处于异常高古地温场、异常高古压力场，此阶段盆地地温场受深成变质作用和燕山中期构造热事件的双重控制作用。罗晓容等（2004）研究表明，延长组长8段—长（4+5）段地层温度在早白垩世处于60℃～90℃，此时的地温梯度约在（31～35）℃/km，地层压力出现超压，大约在0.5MPa～1.0MPa.至早白垩世末，延长组地层埋深几乎都超过2100m，地温也达到高峰，在100℃～120℃，此阶段整个延长组都处在异常压力范围内，最高处在盆地中部的长7段—长10层段。在早白垩世末，有机质成熟度在盆地中南部大部分地区已达到成熟阶段（R_o>0.6%），其中吴起—庆阳—富县广大地区已进入成熟晚期（R_o＞0.8%），有机质成熟度最高的富县—葫芦河一带已开始进入高成熟阶段（R_o> l.0%），早白垩世末有机质成熟度与现今基本一致。

早白垩世之后，盆地抬升遭受剥蚀，前期异常高古地温开始下降，罗晓容等（2004）研究认为，在65Ma时延长组地层温度降低到70℃～100℃。此阶段有机质热演化基本处于停止状态，古地温场逐渐演变为现今东低西高的分布格局，有机质成熟度基本维持了早白垩世末的分布特点。

对延长组烃源岩的干酪根镜质体反射率和碳优势指数（OEP）研究得出（表7.2），延长组长8段～长6段烃源岩已达到大量生烃的成熟演化阶段（R_o为0.75%～1.1%），长（4+5）段烃源岩为低熟—成熟阶段（R_o为0.58%～0.96%）。张润和等（2002）研究认为在盆地的甘泉—洛川—宜君一线东南部R_o＜0.6%，尚未进入生油窗；盆地西北部的成熟度最高，定边—环县一线西北部R_o> 0.9%，进入了生油高峰；盆地中部和北部的广大地区，包括陇东地区东部和黄陵—铜川地区西部的深湖相、浅湖相沉积区R_o在0.6%～0.8%之间，达到成熟阶段。因此盆地内大部分地区烃源岩均达到成熟或高成熟阶段。

表7.2 鄂尔多斯盆地三叠统延长组有机质成熟期计算表

（据自中国实用地质志（卷十二）——长庆油田）

鄂尔多斯盆地中生界延长组烃源岩累计厚度140m～240m，有效烃源岩厚度达20m～120m，平均有机碳含量2.54%，平均氯仿“A”达0.311%，总烃含量（391～5754.45）×10^-6，平均2445.7×10^-6，最大生烃强度300×10⁴t/km²，总生烃强度达407.1×10⁴t/km²。根据生油强度及其烃源岩发育的面积，计算出了盆地生油总量（表7.3），盆地烃源岩总分布面积为77139.7 km²，生油量为2251.17×10⁸t。根据盆地模拟产烃率法以及前期勘探经验，按排油系数可取48.5%计算，盆地中生界延长组烃源岩排油量为1091.82×10⁸t，取聚集系数9%计算，总资源量为98.26×10⁸t.这都为盆地内石油富集成藏奠定了雄厚的物质基础。

表7.3 鄂尔多斯盆地延长组烃源岩生排油量计算

（引自何自新，2003，略有修改）

『柒』 伊犁盆地油气与地浸砂岩型铀矿成矿关系

伊犁盆地内砂岩型铀矿分布在中下侏罗统水西沟群（J_1-2sh）暗色含煤碎屑岩建造中。同时，在中下侏罗统水西沟群中也发现较好的油气分布。以往对伊犁盆地铀矿床的成因认识基本上都是层间氧化带成因观点，多认为铀成矿富集机理是含矿层沉积时堆积的有机质及沉积成岩阶段形成的低价硫化物对层间渗入氧化水中铀的还原吸附作用，而对同盆地产出的油气与铀成矿之间的相互关系研究较少。只有李细根提出烃储构造附近是伊犁盆地层间氧化带控矿的最有利地段，并认为厚层煤变质可形成成矿所需的烃气体，但遗憾的是作者未给出详细的证据。

此外，我国北方其他产砂岩型铀矿的中新生代陆相沉积盆地，如鄂尔多斯盆地、吐哈盆地、二连盆地、塔里木盆地、松辽盆地等，同时也是产油气盆地。这种铀、油（气）同盆共存现象是否暗示油气与铀成矿具有一定的共生关系呢？为此，我们试图以伊犁盆地为例，从伊犁盆地含矿砂岩的酸解烃分析、石英和长石碎屑成岩愈合微裂隙及胶结物中的油气包裹体及其气相色谱特征研究入手，结合盆地断裂活动与油气及砂岩型铀矿的空间（定位）关系，探讨沉积盆地内油气活动与砂岩型铀矿成矿关系。

一、伊犁盆地油气、铀矿床（点）与断裂体系空间分布关系

伊犁盆地断裂体系以近EW和NWW-SEE向为主，NE-SW断裂为辅的构造格局（图2-8-5）。EW和NWW-SEE向主要断裂自北向南为萨尔布拉克断裂、霍城托开断裂、东曼里塔勒迪断裂等，它们控制了盆地主要构造格局和发展演化。NE-SW向主要有喀什河断裂等，它们主要起到局部构造分块的作用，对整个盆地发展演化作用不是十分明显。

图2-8-5 伊犁盆地主要铀矿床（点）、地表油苗与断裂构造分布图

1—钻孔及编号；2—实测断层；3—隐伏断层；4—盆地边界；5—铀矿床（点）；6—主要矿床编号：511为扎基斯坦矿床，512为库捷尔太矿床，513为乌库尔其矿床；7—地面沥青；8—地面油砂

从图2-8-5可以看到，盆地北缘已发现的铀矿点主要分布在NWW-SEE向霍城托开深大断裂附近，盆地南缘已发现的铀矿床及矿点主要位于EW向东曼里塔勒迪深大断裂附近。盆地地面沥青和地面油砂也主要分布在这两条EW向及NWW-SEE向深大断裂的东侧。这种铀矿化、地表油苗与深大断裂三位一体的空间耦合，反映该盆地砂岩型铀矿与深部油气的向上运移活动可能存在某种密切的内在联系。

众所周知，由于受地层负荷作用的影响，油气等深部流体易沿断裂向上运移，在断裂面附近形成较为强烈的还原场。当自盆地边缘向盆地内部渗入的含氧含铀层间承压水流经切层的深大断裂时，一方面，由于断裂的减压作用，含氧含铀的层间承压水向地表排泄，促进地下水的循环和其中铀酰络合物的分解，造成铀的沉淀、富集成矿。另一方面，更重要的是在断裂附近，由于地球化学环境的突然改变（强还原场的存在），含氧含铀层间水中的铀酰络合物易被还原沉淀，形成铀矿化。因此，深大断裂对铀矿床的空间定位机制，主要是深部油气对铀酰络合物的还原沉淀作用，其根本原因是在深大断裂附近地球化学环境变化最大。

二、油气包裹体及其气相色谱特征

（一）油气包裹体特征

镜下观察表明，伊犁盆地库捷尔太矿床和乌库尔齐矿床中下侏罗统水西沟群含矿砂岩矿石及围岩的成岩期胶结物方解石及石英、长石碎屑的微裂隙中均发育有较多的气烃包裹体和液烃包裹体。气烃包裹体孤立或成群分布，在透射单偏光下呈现灰褐色，略带黄色，在UV激发荧光下为浅蓝绿色（图2-8-6a、b）。液烃包裹体多为均匀成群分布，在透射单偏光下呈现黑褐色，在UV激发荧光下为浅蓝白色（图2-8-6c、d）。包裹体发育特征表明伊犁盆地曾有过至少一次石油运移、聚集和一次天然气运移、聚集的过程。根据伊犁盆地砂岩型铀矿成矿时代主要为25～1Ma，可以推断油气主要运移时间早于砂岩型铀矿成矿作用发生时间。换句话说，盆地内油气活动使含矿砂岩中积累了较多的还原性物质，为之后的铀还原富集成矿奠定了基础。

图2-8-6 伊犁盆地铀矿床含矿砂岩中的油气包裹体

（二）油气包裹体气相色谱特征

伊犁盆地库捷尔太矿床和乌库尔齐矿床中下侏罗统水西沟群含矿砂岩矿石及围岩中的油气包裹体饱和烃气相色谱分析结果见表2-8-7。

表2-8-7 伊犁盆地铀矿床含矿砂岩中的油气包裹体饱和烃气相色谱分析结果

注：分析单位：中国石油勘探开发研究院实验中心；Pr为姥鲛烷；Ph为植烷；CPI、OEP为奇数碳优势指数。

从表2-8-7中可见，Pr/nC₁₇和Ph/nC₁₈分别为0.55～0.73和0.46～0.76，均为低值；轻烃含量指数

、（C₂₁+C₂₂）/（C₂₈+C₂₉）分别为1.97～3.58、2.24～5.86，呈现高值；CPI、OEP值分别为1.16～1.45、0.67～1.02，不具有奇数碳优势的特征，反映油气成分成熟度较高。这些特征表明伊犁盆地含矿层的油气来源于深部较成熟的烃源岩。

另外从图2-8-7可见，主峰碳为C₁₆～C₁₈，且均为“单峰型”，说明该地区油气来源于成熟度较高的深部烃源岩，而非仍处于褐煤阶段的含矿层本身的煤层。表2-8-7 中Pr/Ph在1±，也表明伊犁盆地油气属非煤成气成因。从以上分析可见，就油气对铀成矿还原作用而言，深部油气比含矿层煤成气更为重要。

此外，伊犁盆地地面沥青和地面油砂主要分布在盆地东部的二叠纪地层之中，预示伊犁盆地的烃源岩为二叠纪或比二叠纪更老的地层，也表明伊犁盆地南缘铀矿床含矿砂岩中的油气来源于深部二叠纪或更老的烃源层。

三、含矿砂岩酸解烃特征

本次研究对取自伊犁盆地南缘乌库尔其铀矿床ZK36933孔和扎基斯坦铀矿床ZK2701孔中侏罗统西山窑组含矿砂体矿石及附近围岩的11个样品进行了酸解烃分析。其中样品W2701-1、W2701-6、W2701-8、W2701-12位于ZK2701孔孔深317～324m处，岩性为灰色中砂岩。样品W36933-1、W36933-5、W36933-7、W36933-9、W36933 11、W36933-13、W36933-16位于ZK36933孔孔深190～197m处，岩性均为灰色粗砂岩。11个样品的酸解烃分析结果见表2-8-8。

为研究甲烷和总烃与铀矿化成矿关系，我们将11个样品的铀含量分别与甲烷和总烃含量作散点图（图2-8-8，图2-8-9）。

图2-8-8显示出含矿砂岩矿石及围岩中的甲烷含量与铀含量呈现出较明显的反比关系；图2-8-9也显示出含矿砂岩矿石及围岩中的总烃含量与铀含量呈现出较明显的负消长关系。这些关系特征表明甲烷等烃类物质在铀成矿过程中可能参与了铀还原沉淀的反应。也就是说，有一部分甲烷等烃类物质在铀成矿过程中可能被氧化掉了。

图2-8-7 伊犁盆地铀矿床含矿砂岩中的油气包裹体饱和烃气相色谱碳数分布图

表2-8-8 伊犁盆地含矿砂体矿石及围岩酸解烃分析结果

注：分析单位：上海大学生命科学学院中心实验室；表中甲烷等烃类含量单位为μL/kg；铀含量单位为10^-9。

图2-8-8 伊犁盆地含矿砂体矿石及围岩甲烷含量与铀含量散点图

最佳拟合一次线性方程：

铀含量=-0.248·甲烷+867.258

图2-8-9 伊犁盆地含矿砂体矿石及围岩总烃含量与铀含量散点图

最佳拟合一次线性方程：

铀含量=-0.147·总烃+832.346

四、油气对铀矿化还原作用机理探讨

伊犁盆地油气对砂岩型铀矿成矿作用机理主要表现在以下几个方面：①深部油气上升进入含矿层后，可不断消耗含矿含水层中的自由氧，形成缺氧环境，同时使含矿层砂岩积累了较多的还原性物质，造就了含矿层较强的还原环境，为铀的还原沉淀成矿奠定基础。②在缺氧条件下，油气中的甲烷等烃类化合物可以同含矿含水层地下水中的

、

、Fe₂O₃等发生氧化-还原反应，生成硫化氢、黄铁矿等代表强还原环境的化合物，同时使含矿含水层地下水介质的Eh急剧下降。③含矿层地下水的Eh急剧下降和硫化氢、黄铁矿等还原剂又反过来使得渗入的含氧含铀地下水中的铀酰络离子破坏，形成铀的还原、沉淀、富集成矿（张祖还等，1984；赵伦山等，1987；李德平等，2002）。油气对铀矿化还原作用机理的主要化学反应方程式如下：

中国西部中亚型造山带中新生代陆内造山过程与砂岩型铀矿成矿作用

Fe₂O₃+4H₂S=2FeS₂+3H₂O+2H⁺

中国西部中亚型造山带中新生代陆内造山过程与砂岩型铀矿成矿作用

中国西部中亚型造山带中新生代陆内造山过程与砂岩型铀矿成矿作用

五、结论

1）油气包裹体及其气相色谱特征表明，伊犁盆地至少发育过一期石油和一期天然气运移、聚集过程；伊犁盆地南缘铀矿床含矿砂岩中的油气来源于深部二叠纪或更老地层的较成熟的烃源层。

2）油气一方面消耗了含矿含水层中的大量氧气，造就了含矿层较强的还原环境；另一方面也参与了铀成矿过程的氧化还原反应，加速了铀还原、沉淀、富集成矿的速度。因此在富矿带甲烷等烃类明显减少。

3）盆地构造格局和发展演化主要由近EW向和NWW-SEE向断裂体系控制，深部油气主要沿近EW向东曼里塔勒迪深大断裂和NWW-SEE向霍城托开深大断裂向上运移，造成断裂附近形成较强的还原障，进而控制了盆地砂岩型铀矿床（点）的空间分布。

根据上述油气活动与地浸砂岩型铀矿成矿关系研究，我们建议伊犁盆地今后的地浸砂岩型铀矿找矿工作重点要放在东曼里塔勒迪断裂及其次级断裂活动区附近。

参考文献

陈戴生，王瑞英，李胜祥等.1997.伊犁盆地层间氧化带砂岩型铀矿成矿模式.原子能出版社，1～12

陈肇博，李胜祥，蔡煜琦等.2002.伊犁盆地地质演化与铀成矿规律.矿床地质，21（sup.）：849～852

董秀芳，熊永旭.1995.伊宁盆地类型及其石油地质意义.石油实验地质，17（1）：20

古抗衡，王保群.1996.新疆伊犁盆地512矿床层间氧化带铀成矿地质特征.中国铀矿地质研究成果荟萃，156～161

李德平，顾连兴，王保群.2002.层间氧化带型砂岩铀矿床地浸过程中的热力学研究.地质论评，18（6）：644～645

李胜祥，陈戴生，王瑞英等.1998.伊犁盆地层间氧化带砂岩型铀矿床控矿因素研究.矿床地质，17（sup.）：461～464

李细根，黄以.2001.新疆伊犁盆地南缘层间氧化带发育特征及其与铀矿化的关系.铀矿地质，17（3）：137～144

李细根.2002.伊犁盆地南缘乌库尔齐矿区砂岩型铀矿化特征及控矿因素.铀矿地质，18（1）：28～35

刘俊霞，钱承康.1996.伊犁盆地侏罗系初探分析.断块油气田，3（1），9～11

刘陶勇.2004.伊犁盆地乌库尔齐矿床中下侏罗统水西沟群第Ⅶ沉积旋回铀矿富集因素.铀矿地质，20（3）：141～145

彭新建，闵茂中，王金平等.2003.层间氧化带砂岩型铀矿床的铁物相特征及其地球化学意义.地质学报，77（1）：120～125

许书堂，张同周，常俊合，王海宏.1998.伊犁盆地烃源岩饱和烃特征及其古环境意义.断块油气田，5（2）：22～30

夏毓亮，林锦荣，侯艳先等.2002.伊犁盆地砂岩型铀成矿同位素地质特征.铀矿地质，18（3）：150～155

张国伟，李三忠，刘俊霞等.1999.新疆伊犁盆地的构造特征与形成演化.地学前缘，6（4）：210

张祖还，赵懿英，章邦桐等.1984.铀地球化学.北京：原子能出版社，279～353

赵伦山，张本仁.1987.地球化学.北京：地质出版社，336

Chen Zhaobo，Zhao Fengmin，Xiang weidong，Chen Yuehui.2000.Uranium Provinces in China.Acta Geological Sinica，74（3）：587～594

Lin Shuangxin，Wang Baoqun，Li Shengxiang.2002.Sandstone-type Uranium Deposits in China：Geology and Exploration Techniques.Beijing：Atomic Energy Press，65～76

（李胜祥，欧光习，韩效忠，李细根，蔡煜琦，王果）

『捌』 与热水活动有关的有机质与石油

在洋脊系统，已观察到热水成因的石油，其胶结活动热水区的沉积物，并与热水排泄口和丘状堆积物共生（表8-1;Simoneit,1988）。加利福尼亚湾的Guaymas盆地是一个正在扩张中的海底洋盆，在深达2000余米的盆地内，高温（315℃）热水流体正在排泄，硫化物堆积丘正在形成。热水成因的石油与热水喷口及硫化物堆积丘密切共生，产出于被氧化硅胶结的碎屑裂隙中。这些石油主要是未变化的凝析油，烃类的n-链烷变化从甲烷到n-C⁴⁰（Simoneit,1988）。Escanaba盆地是太平洋北东部的一个重要的扩张洋盆，其中的热水活动区内发育硫化物矿床和石油胶结的沉积物。烃类的n-链烷变化于C¹⁴到C⁴⁰，在n-27达到最大碳数（Simoneit,1988）。东太平洋隆13°N～21°N是活动热水流体大量发育区域，在无沉积物覆盖的脊轴部位，发现大量块状硫化物矿体，并伴生有丰富的脂族烃。含金属沉积物中的烃类以丰富的低分子n-链烷和植烷为特征（Simoneit,1988）。

的贡献不大，故富CH₄气相与热盐水反应难以产生CO₂和H₂S。

大量金属硫化物的淀积必然要求一个富CO₂、CH₄和H₂S的气藏。据估计，密西西比地区Mascot-jefferson矿区的闪锌矿堆积量，需要的富CO₂、CH₄和H₂S的气藏应该与矿区规模相当、厚10m的气田（Jones et al.,1990）。如果按照这个估算，JADE热液区正在进行的硫化物淀积也需要相当量的CO₂-烃类气藏。也就是说，JADE热液区海底下部可能由相对独立的富CO₂-烃类气藏和与之混合或共存的盐水流体构成。CO₂-烃类流体（气藏）的发育是金属工业堆积的必要条件，高温盐水流体是硫化物沉积的重要介质。

JADE热液区热液通道的块状硫化物矿石和通道附近的网脉状矿石有机质虽然不同，但硫化物矿石中不比网脉状矿石缺乏有机碳，表明原地生成的有机质可能与硫化物的生成有关。所有样品都含有多环芳香烃（PAH）——在较高温度热解残余物中普遍存在的化合物，进一步提供了热液活动的证据。硫化物中的烃含量尽管很低，但的确是热水成因的产物。与碳数最高峰可以在27或更高相对应，表明碳氢化合物是在高温下被封闭，比如在活动的烟囱中，随后的海底快速冷凝作用使之固结在矿石中。冲绳海槽硫化物矿石的生物标志化合物表明形成环境还原至缺氧，通常是高盐度环境。这与冲绳海槽JADE现代热水流体化学与沉积物矿物学研究比较一致（Halbach et al.,1993;Pracejus et al.,1997）。现代溶液的研究表明，海底上部水体垂向温度从320℃变化到19.5℃，pH值基本不变（4.72～4.9）,320℃时的E_h值显示出微还原条件（Pracejus et al.,1997）。在有机物质存在时，还原条件可能导致热化学作用和细菌将硫盐还原成硫化物。研究显示，原油中的碳氢化合物仅在缺氧的条件下被硫盐还原细菌利用（Rueter et al.,1994），这很可能反映了冲绳海槽的情况。有机物沉淀的同时，也导致硫盐通过生物或非生物还原作用沉积为硫化物，形成矿石堆积。

『玖』 烃源岩的评价

在对烃源岩的研究中，通常要从有机质数量、有机质类型和有机质成熟度等三个方面对其做出定性和定量评价。

( 一) 有机质的数量

有机质的数量包括有机质的丰度和烃源岩的体积。有机质丰度是烃源岩评价的第一位标志，其主要指标为有机碳、氯仿沥青 A 和总烃的百分含量。但是这些指标都只反映烃源岩排烃后残留的有机质丰度，它是否能基本代表母岩原始的有机质丰度尚不得而知。据研究，有机质生烃转化率最高可达 40% ，失重量可达 60% ～70% ，但是母岩在成熟阶段转化率一般为5% ～10% ，很少超过 20% ，排烃率大多小于 10% ，最高可达 50% 。按排烃率 50% 计算，排出的烃类仅占总有机质的 2. 5% ～ 10% ，残余在烃源岩中的有机质仍高达 90% ～97. 5% 。在过成熟阶段，有机质可有 30% 以上转化为气态烃，按排烃率 70% 估算，母岩中残留的有机质仍有80% 左右。因此，残余有机质的丰度基本能相对反映原始有机质的丰度。当然对于成熟度和排烃效率都较高的烃源岩最好能进行原始有机质丰度的恢复。

在沉积岩中，碳以碳酸盐碳 ( 或氧化碳) 和非碳酸盐碳 ( 或还原碳，有机碳) 两种形式存在。沉积岩中有机碳约占 18% ，而氧化碳占 82% 。有机碳与生物活动有关，在组成生物体的 C、H、O、N、S 五种主要元素成分中，碳的含量最高、最稳定。因此有机碳的含量能够代表有机质的数量。

暗色泥岩的有机碳含量一般不超过 15% ，但作为烃源岩，确定其有机碳下限值尤为重要。讨论烃源岩有机碳下限值，常引用的经典实例是 Ронов ( 1958) 对俄罗斯地台油气分布与有机质含量关系的研究。他通过上千块海相上泥盆统页岩的有机碳分析，证明油田集中于有机碳含量为 0. 5% ～5% 的古比雪夫和乌法地区，而在有机碳含量为 0. 5% 左右的萨拉托夫和基辅地区发现了一些气田，在有机碳 ＜0. 25% 的其他地区，则没有泥盆纪的油气田 ( 图 5 －36) 。Pонов 发现，在含油区细粒粘土岩的有机碳平均含量比非含油区几乎高 3 倍，为 1. 37% ，其有机碳含量下限值为 0. 5% 。

原地质矿产部无锡石油地质中心实验室 ( 1980) ，根据研究也将中国陆相泥质油源岩的有机碳下限值定为 0. 5% ，中国石油勘探开发研究院的胡见义和黄第藩 ( 1991) 提出了中国陆相泥质油源岩的评价标准，并把有机碳下限值定为 0. 4% ( 表 5 －6) 。对咸湖环境形成的泥质油源岩，其有机碳含量下限应适当降低至 0. 3% 。

图 5 －36 俄罗斯地台上泥盆统有机碳含量( 据 Ронов，1958)

Gehman ( 1962) 对碳酸盐岩中的有机质进行了综合性研究，对世界各地约 1400个样品的分析表明，碳酸盐岩中的平均有机碳含量比页岩低得多，前者为 0. 2% ，而后者为 0. 94% 。但它们的烃类平均含量却相近，约 100mg/L。根据 Gehman 的调查，Tissot 认为碳酸盐岩的有机碳含量下限值可定为0. 3% ，甚至有学者认为可低至0. 1% 。

对岩石进行氯仿抽提可得到氯仿沥青A 含量，然后将抽提物进行色层分离可得到总烃含量，它们也能反映岩石中有机质的丰度，其评价标准参考表 5 －6。

表 5 －6 中国陆相油源岩评价标准

并非烃源岩的有机碳含量愈高，生烃愈大，这是因为它还取决于有机质的类型和成熟度。氯仿沥青 A 和总烃含量也明显受有机质类型和成熟度的影响。因此，评价烃源岩还需研究有机质的类型及其演化。

( 二) 有机质的类型

烃源岩中有机质的类型不同，其生烃潜力、产物的类型及性质也不同，生油门限值和生烃过程也有一定差别。

有机质的类型常从不溶有机质 ( 干酪根) 和可溶有机质 ( 沥青) 的性质和组成来加以区分。干酪根类型的确定是有机质类型研究的主体，常用的研究方法有元素分析、光学分析、红外光谱分析以及岩石热解分析等。另外可溶沥青的研究也普遍受到重视。

图5－37 黄骅坳陷烃源岩元素分析图(据卢松年，1989)

1.元素分析

干酪根元素分析是从化学性质和本质上来把握其类型的。Tissot和Durand等(1974)根据干酪根的元素组成分析，利用范氏(VanKrevelen)图上H/C和O/C原子比的演化路线将干酪根分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ型。Ⅰ型为细菌改造的藻质型，Ⅱ型为腐泥型，Ⅲ型为腐殖型。另外，还分出Ⅳ型为残余型，它们的主要特征在干酪根中已述。另外，Hunt(1991)根据干酪根中的硫含量，将Ⅱ型干酪根进一步划分为4种类型。

从全球来看，石油主要源于腐泥型或腐泥型与腐殖型过渡的有机质，而腐殖型有机质则主要生成天然气。腐殖煤属腐殖型有机质，个别来自腐殖煤的轻质油，往往与煤中的壳质组和富氢镜质组有关。

图5－38 岩样热解分析记录和应用(据Espitalié等，1974)

我国陆相烃源岩中干酪根类型的划分方案较多，比较通用的方案是:Ⅰ型为腐泥型(包括Tissot的Ⅰ型和Ⅱ型，陆相湖盆藻质型少)，Ⅲ型为腐殖型，Ⅱ型为混合型中的中间型，Ⅱ₁型为腐殖腐泥型，Ⅱ₂型为腐泥腐殖型(图5－37)。另外，还有Ⅳ型为煤质型，相当于Tissot的残余型。

2.光学分析

在显微镜下对干酪根进行光学分析是从光学性质上和形貌上把握其类型。光学分析方法包括孢粉学法和煤岩学法。

孢粉学法是按干酪根在透射光下的微观结构，将其分成藻质、絮质(无定形)、草质、本质和煤质，其中前3种为腐泥型有机质，后2种为腐殖型和残余型有机质。煤岩学法是将干酪根的显微组成分为壳质组、镜质组和惰质组，其中壳质组为腐泥型有机质，多数镜质组为腐殖型有机质，惰质组为煤质型有机质。认识上述各种微观组分，有利于理解过渡类型干酪根的组成。

3.岩石热解分析

Espitalié等(1977)发展了一种快速评价烃源岩特征的热解方法，即烃源岩评价仪(Rock—Eval)，它是用岩石热解分析仪直接从岩样中测出所含的吸附烃(S₁)、干酪根热解烃(S₂)和二氧化碳(S₃)与水等含氧挥发物以及相应的温度，温度可逐步加热到550℃(图5－38)。

氢指数(S₂/有机碳，I_H)和氧指数(S₃/有机碳，I_O)与干酪根元素组成分析能进行很好的对比。因此，可利用这两个指数绘制范氏图确定烃源岩中有机质的类型(图5－39)。

各种干酪根的分类和特征综合在表5－7中。

需要指出，确定干酪根的类型应选择未成熟或低成熟的样品进行分析，尤其是采用有关化学分析的方法。这是因为有机质的成熟度过高会模糊不同类型干酪根之间的差异。

表5－7 烃源岩中的干酪根分类

图5－39 氢指数和氧指数确定烃源岩类型(据Espitalié等，1974)

4.可溶沥青分析

可溶沥青的研究也能反映烃源岩中有机质的类型，较常用的参数如下:

1)烃源岩氯仿抽提物中组分组成特征，如饱和烃/芳烃。

2)饱和烃气相色谱特征，包括主峰碳位置和峰型等。如正烷烃主峰碳在C₂₅—C₃₃的后峰型，反映原始有机质为陆源高等植物输入;主峰碳在C₁₅—C₁₉的前峰型，反映母质来源于水生低等生物;双峰型反映母质具有低等生物和高等植物的混合来源。还有姥鲛烷/植烷可反映有机质的形成环境。但这种方法基本不适用具有较高成熟度的母岩。

3)色谱－质谱分析可鉴定甾类和萜类等生物标志化合物的种类和数量，这对判断母质的来源也有重要意义。如C₂₇甾烷主要来自浮游生物，而C₂₂甾烷主要来自陆源高等植物，萜烷中的伽马蜡烷源于细菌，奥利烷和羽扇烷系列反映高等植物输入等。

(三) 有机质的成熟度

有机质的成熟度是表征其成烃有效性和产物性质的重要参数。它是指在有机质所经历的埋藏时间内，由于增温作用所引起的各种变化。当有机质达到或超过温度和时间相互作用的门限值时，干酪根才进入成熟并开始在热力作用下大量生成烃类。而未成熟的有机质主要生成生物成因气，有时可生成少量液态烃。评价有机质成熟度的方法有多种，其中常用且较有效的方法有:镜质体反射率(R_o)法、孢粉和干酪根的颜色法、岩石热解法、可溶有机质的化学法。另外，还可应用多种成熟度标尺和TTI等预测方法来估算烃源岩中有机质的成熟度。

1.镜质体反射率法

镜质体反射率也称镜煤反射率(R_o)，它是温度和有效加热时间的函数且具不可逆性，所以它是确定煤化作用阶段的最佳参数之一。1969年以来镜质体反射率被广泛应用于页岩和其他岩石中分散有机质的测定中，它亦成为确定干酪根成熟度的一种最有效的指标。

镜质体反射率可定义为光线垂直入射时，反射光强度与入射光强度的百分比。镜质体反射率的主要类型有最大(Rmax)、最小(Rmin)和随机(Re)3种，前两种是在垂直和平行层面的定向切片样品上测定的。镜质体反射率可在空气中和油浸条件下测定，分别表示为R^a和R^o，每个样品需测定20～50个点计算出平均值。油气地质研究中常用油浸随机的镜质体反射率，用R_o表示。有时也用油浸最大和最小的镜质体反射率，分别用R^omax和R^omin表示。

图5－40 卢森堡中里阿斯统页岩有机质不同组分反射率分布直方图(据Hagermann，1978)

图5－41 镜质体反射率确定油气近似界限(据Tissot，1978)

在煤岩显微组成中，镜质组最丰富，反射率居中，而壳质组反射率低，惰质组最高(图5－40)。镜质体反射率随成熟度而增加，这是因为，从化学结构看镜质组由缩合芳环束组成，随着成熟度的增加，芳环束逐渐结合成更大和更规则的缩合芳香页片，定向有序排列，故引起其反射率升高。Dow(1977)提出镜质体反射率的对数值(lgR_o)与埋深呈线性关系。干酪根的类型不同，其各成熟阶段R_o值也有一定差别，如图5－41所示。R_o＜0.5%～0.7%为成岩作用阶段，生的烃未成熟;0.5%～0.7%＜R_o＜1.1%～1.3%为深成作用阶段的成油主带;1.1%～1.3%＜R_o＜2%为深成作用阶段的高成熟凝析油和湿气带;R_o＞2%为准变质作用阶段，为只产甲烷的干气带。

镜煤反射率法的缺点是腐泥型干酪根中缺乏镜质组。另外还需注意富氢镜质组、再沉积的镜煤和构造运动以及火成岩的影响。用R_o表征成熟度方法，主要限于晚古生代以来碎屑岩系。

2.孢粉和干酪根颜色法

在显微镜透射光下，孢子、花粉和其他微体化石随成熟度作用的增强而显不同颜色。未成熟阶段为浅黄至黄色，成熟阶段为褐黄至棕色，过成熟阶段为深棕至黑色。Staplin(1969)和Correia(1971)提出了热变指数(TAI);Barnard(1977)提出了色变指数(CAI)。

干酪根颜色的应用实例如图5－42所示，加拿大不列颠哥伦比亚省和邻近的西北中泥盆统碳酸盐岩，只产干气，而石油和湿气则产自东部的西北阿尔伯特。干酪根颜色的变化反映了因埋藏历史不同而引起的成熟度差异。

图5－42 成熟度与干酪根颜色的关系(据Staplin，1969)

3.岩石热解法

利用岩石热解分析资料中S₁/(S₁+S₂)和热解峰温Tmax(℃)两个参数可确定烃源岩的未成熟带、成油带和成气带(图5－43)。采用岩石热解法确定的界限，也会因干酪根的类型不同而异，需配合氢指数(I_H)和氧指数(I_O)以及其他方法给出的类型参数分析。

4.可溶有机质的化学法

(1)演化曲线

根据氯仿沥青A、总烃含量和氯仿沥青A/有机碳、总烃/有机碳等转化率绘制随深度的演化曲线，这些曲线可反映有机质的成熟度随深度的变化。

(2) C₂—C₆轻烃

C₂—C₈轻烃数量和组成能很好地判断烃源岩中有机质的成熟度。因为，C₂—C₈不是生物合成的，而是干酪根热降解的产物。C₂—C₈中的烷烃、环烷烃和芳烃的相对含量随成熟度的增加而发生有规律的变化，如庚烷值=正庚烷/(80.7～100.9℃之间C₇—C₈的链烷烃和环烷烃的馏分)×100%与温度作图则有正相关关系(图5－44)。而异庚烷值=(2－甲基己烷+3－甲基己烷)/二甲基戊烷，也与温度有正相关性。

图5－43 利用岩石热解分析资料中S₁/(S₁+S₂)和热解峰温Tmax(℃)确定烃源岩的成熟度(据Espitalié等，1977)

图5－44 墨西哥五口非生产井的庚烷值与最大温度的关系(据Thompson，1979)

图5－45 沉积物和原油的碳优势指数的分布(据Bray＆Evens，1965)

(3) C⁺₁₅烃类

Bray和Evens(1965)研究了近代沉积、古代沉积和原油中C⁺₁₅奇数碳和偶数碳正烷烃的分布，发现有明显的差别(图5－45)。在近代沉积物中，C⁺₁₅正烷烃主要来源于高等植物的蜡，具有明显的奇数碳优势。在古代成熟烃源岩和石油中，干酪根热降解的烷烃不具此优势，因而奇碳优势逐渐消失，一般认为，生油高峰期，已不再有奇碳优势。

Bray和Evens(1965)提出了碳优势指数(CPI):

石油与天然气地质学

Philippi(1965)提出了C₂₉正构烷烃优势指数:

石油与天然气地质学

Scalan和Smith(1970)提出了5个碳数区间的奇偶优势指数(OEP):

石油与天然气地质学

随着有机质成熟度的增加，上述CPI、R₂₉和OEP值愈来愈接近1，并趋于稳定。

(4)环烷烃

随埋深的增加，环烷烃的环数从以三－四环为主变为以单－双环为主。

(5)生物标志化合物

随埋深和温度的增加，干酪根热降解的新生烃类使来自生物的烃类受到稀释，与其相邻的正烷烃比较，其含量都随成熟度的增加而减少，如姥鲛烷/正十七烷、植烷/正十八烷。

甾烷和藿烷的立体异构化，能十分有效地反映成熟度。甾烷指标如(5α－20S－C₂₉)/(5α－20R－C₂₉)，随埋深的增加从0.3左右上升到1.0且稳定;重排甾烷/(5α(C₂₇+C₂₈+C₂₉))，随埋深的增加从0.1左右增加到1.0且趋于稳定。藿烷指标如18α(H)三降新藿烷/17α(H)三降藿烷(Tm/Ts)随成熟度的增加从2.0左右降到1.0且趋于稳定;(βα－C₃₀藿烷)/((αβ+βα)－C₃₀藿烷)随埋深从0.2左右增加到约0.7。

上述各种确定烃源岩有机质成熟度的方法综合使用最有效，而且还需考虑有机质类型的影响。在实际工作中应随深度系统取样，进行测试分析，将数据和结果作出与埋深的关系图表。图5－46和图5－47是各种成熟度指标综合应用时的对应情况。

(四) 成熟度标尺和TTI

在烃源岩的热演化成烃过程中，有机质的许多物理性质和化学性质被改变，并可作为成熟度标志如R_o、孢粉颜色和煤阶等。为估算和评价有机质的成熟度，许多学者根据这些性质与烃源岩的埋藏时间和温度史，用数学模型建立了各种数字化的热成熟度标尺和计算图表，如Karwell(1955)、Teichmüller(1971)、Bostick(1971)、Cooper(1977)等提出了镜质体反射率与温度和时间的关系图。Hood(1975)提出了有机质变质水平(LOM)的成熟度标尺。Royden(1980)提出C标尺等等。

为定量预测烃源岩中有机质的成熟度，Lopatin(1971)和Waples(1980)根据温度每增加10℃，干酪根热降解成烃的反应速率增加1倍并与时间呈线性关系，而且有机质成熟度效应是累加的、不可逆的等原理，提出并改进了时间－温度指数(TTI)的有机质成熟度预测方法，从而得到了极为广泛的应用。Wood(1988)根据有机质化学反应的动力学原理提出了ArrheniusTTI法。应用Lopatin和Arrhenius法TTI(TTI_ARR)的关键问题是要忠实地重建沉积盆地的埋藏历史和受热温度史。关于TTI的计算和对烃源岩的评价将在实习中仔细讲解。

图5－46 干酪根分析所得各成熟指标的对应情况据Tissot等，1978)

图5－47 据沥青的组成和丰度所得各成熟指标的对应情况(Tissot据Durand改编，1978)

『拾』 未—低成熟油的判别标志及原油成因分类

如前所述，江汉盐湖盆地原油无论是在生物标志物的分布与组成和含量上，还是在芳烃馏分组成特征以及烷基咔唑和烷基苯酚系列的分布与组成特征上均存在一定差异。不同原油之间存在的这些差异不是偶然的，而是由其自身的成因特征决定的。

一、原油成熟度的确定

与烃源岩不同，原油成熟度的确定主要依据其化学组成，而生物标志物成熟度参数是目前最常用的分子成熟度参数。正常情况下，一般采用C₂₉20S/(20S+20R)和C₂₉ββ/(αα+ββ)两参数来划分原油的成熟度，且效果良好。但值得注意的是，对于 C₂₉20S/(20S+20R)值＜0.25的未—低熟油而言，m/z217 质量色谱图上几乎分辨不出αββ异构甾烷的存在，取而代之的是一个热不稳定的粪甾烷。换言之，此时的C₂₉ββ/(αα+ββ)值并不真正代表ββ异构甾烷与C₂₉甾烷四个异构体的比值，实际代表了粪甾烷与C₂₉甾烷四个异构体的比值。因而，对于典型的未成熟原油而言，C₂₉ββ/(αα+ββ)值，常受到粪甾烷的干扰，指数有些异常。通过比较我们发现，对于C₂₉20S/(20S+20R)值小于0.25的未熟油而言，其C₃₁22S/(22S+22R)或C₃₂22S/(22S+22R)值无一例外地小于0.50；而当C₂₉20S/(20S+20R)值＞0.25 时，这两个比值大多大于0.50。由于藿烷C-22位上的异构化作用，在低演化阶段(R_o＜0.6%)对成熟度的变化特别敏感，且变化幅度较大，为此我们认为如果能把C₂₉20S/(20S+20R)与C₃₁或C₃₂22S/(22S+22R)成熟度参数结合使用，更能有效地确定未成熟原油。

图5-33是江汉盐湖盆地部分原油C₂₉甾烷和C₃₂升藿烷成熟度参数间的关系图。总体上看，C₂₉20S/(20S+20R)和C₂₉ββ/(αα+ββ)和C₃₂22S/(22S+22R)比值均能较好地反映它们的演化程度。廖前进等(1987)依据对全国许多盆地未成熟油样品的研究结果认为，C₂₉20S/(20S+20R)和C₂₉ββ/(αα+ββ)值分别小于0.25和0.20可作为确定未成熟油的成熟度指标；两比值介于0.25～0.42和0.20～0.40为低成熟油，大于0.42和0.40为成熟原油。周光甲(1987)基于济阳坳陷的实际资料，把原油分成低熟油和成熟油两大类，两成熟度参数界限值分别为C₂₇ββ/(αα+ββ)为0.25 和C₂₉20S/(20S+20R)为0.35。王铁冠等(1995)通过对我国十余个沉积盆地和坳陷中低熟油气资源的研究及其成因机理，建议把原油分成低成熟和成熟原油两大类。从我们对江汉盐湖盆地不同原油化学组成的系统对比分析来看，C₂₉20S/(20S+20R)和 C₃₂22S/(22S+22R)值分别小于0.25和0.50的原油，无论是在生物标志物组成，还是芳烃组成特征上均有别于其他原油，我们认为把C₂₉20S/(20S+20R)、C₂₉ββ/(αα+ββ)＜0.25，C₃₂22S/(22S+22R)＜0.50 的原油划分成未成熟油是有必要的，而这两个成熟度参数大于0.25和0.50的原油在许多特征都是渐变的，而且这部分原油中相当一部分属于不同成因原油的混合物。当然，如果要对这部分原油依相对演化程度的高低进行划分的话，把C₂₉20S/(20S+20R)和C₂₉ββ/(αα+ββ)值介于0.25～0.40的原油作为低成熟油也未偿不可，这两个比值大于0.40的原油作为成熟原油。

图5-33 江汉盐湖盆地原油成熟度的划分

Ⅰ—未熟油；Ⅱ—低熟油；Ⅲ—成熟油

二、未成熟油的判别标志

除了上述有关未成熟油成熟度参数划分标准外，这类特殊的原油还存在如下地化特征。

在生物标志物分布与组成上，存在丰富的热不稳定的粪甾烷，可检测到完整的C₃₀～C₃₅17(21)-藿烯系列和丰度较高的热不稳定的13α(H)，14α(H)三环萜烷系列。在未成熟油中同碳数热不稳定的13α(H)，14α(H)构型三环萜烷与热稳定13β(H)，14α(H)构型三环萜烷的比值大于0.30，而在非未成熟油中，该比值常小于0.20。在各类生物标志物的绝对浓度上，未成熟油中各类生物标志物的浓度较非未成熟油高出1～3倍，如甾烷、单芳甾烷和藿烷系列(见图5-12、5-13)。我们认为利用生物标志物的绝对浓度来划分原油成熟度可能是一种比较有效的办法。

在未成熟油的芳烃组成中，常规多环芳烃如萘、菲、艹屈丰度较低，取而代之的是丰富的烷基色瞒和各种有机硫化物，三芳甾烷的含量也较低(见图5-14、5-28)。未成熟油在二甲基色瞒组成上具有异常低的热稳定性高的5，8-二甲基色瞒，其5，8-二甲基MT-TC/7，8二甲基MTTC值＜0.30，而在非未成熟油中该比值大于0.30。在甲基二苯并噻吩组成中，未成熟油表现为1-甲基DBT的丰度高于4-甲基DBT，两异构体比值大于1.0，而在非未成熟油中，1-甲基DBT的丰度小于4-甲基DBT，两异构体的比值小于1.0。

此外，未成熟油在烷基苯酚和烷基咔唑的绝对浓度上表现为烷基苯酚浓度高，而烷基咔唑类化合物的浓度较低，而非未成熟油在这两类非烃化合物浓度上表现出相反的特征，即烷基咔唑系列的浓度高，而烷基苯酚系列的浓度低。

总而言之，江汉盐湖盆地未成熟油具有鲜明的特性，这些特性不但表现在生物标志物，而且还表现在芳烃组成和非烃组成上。判别江汉盐湖盆地未成熟的定性和定量标准见表5-4。

表5-4 判断江汉盆地盐湖相原油成熟度定量和定性指标

三、原油成因分类

尽管本专题所研究的原油样品均取自江汉盐湖盆地的潜江凹陷，但是这些原油无论是在物理性质，还是在化学组成(宏观和微观)上均存在明显的差异。这里我们主要依据原油的含硫量以及生物标志物分布与组成特征和芳烃馏分中有机硫化物和烷基色瞒的分布与组成特征，把江汉盐湖盆地的原油分三种成因类型。

其一是以王场油田富硫重质原油为代表，分布较为局限，其含硫量介于6%～12%之间，其中埋深较深的南断块原油的含硫量(＞10%)高于埋深较浅的北断块遭受轻微生物降解的原油。这类原油主要表现为具有异常低的 Pr/Ph 比(＜0.1)，植烷优势显著(Ph/nC₁₈＞6)，正构烷烃系列具有强的偶碳优势(CPI₁＞1.6)，甾烷组成中具有异常丰富的C₂₇甾烷(C₂₇/C₂₉比值介于2～4之间)，萜烷组成中伽马蜡烷特别丰富，伽马蜡烷指数大于2.0，五升藿烷优势明显，升藿烷指数大于25%，而各类生物标志物的浓度异常的低。值得注意的是这类原油的芳烃馏分中各类有机硫化物异常发育，且以烷基四氢噻吩系列为主，可检测到完整的硫化藿烷和硫化甾烷系列以及由类异戊二烯类化合物与硫结合形成的联二噻吩类化合物，芳烃馏分中含硫化合物的总量大于90%。此外，与成熟度相近的原油相比，这类原油中单芳甾烷，三芳甾烷和烷基色瞒的含量异常的低，反映出特别富硫的原油具有贫芳甾类和烷基色瞒的特点，这类原油可能是由特别富含硫的源岩形成的(图5-34中Ⅰ类原油)。

其二是以王4-5-1井原油为代表，该原油具有Pr/Ph比相对较高(＞0.40)，植烷优势较弱(Ph/nC₁₈＜2.5)的特点。在甾烷组成中，C₂₇，C₂₈甾烷丰度较低，C₂₇/C₂₉＜1.0，C₂₈/C₂₉＜0.70，是所研究的原油中最贫C₂₇和C₂₈甾烷的原油，反映出藻类的贡献相对较弱。在三萜烷组成中，伽马蜡烷的丰度相对较低，伽马蜡烷指数小于1.0，五升藿烷优势不明显，升藿烷指数＜15%，在烷基色瞒组成中5，7，8-三甲基色瞒占绝对优势，而C₁和C₂烷基色瞒的丰度较低，且芳烃馏分中仅检测出少量的烷基苯并噻吩系列和烷基二苯并噻吩系列的含硫化合物，没有检测烷基四氢噻吩和烷基噻吩系列的存在，有机硫化物在芳烃馏分中的总量小于15%。这一系列特征反映出这类原油是还原性相对较弱，盐度相对较低环境下形成的烃源岩生成的，可能属于一种非高标准盐湖相成因的原油类型(图5-34中Ⅱ类)。

图5-34 江汉盐湖盆地原油成因分类图解

其三是介于上述两类原油之间的原油，在江汉盐湖盆地分布普遍，其含硫量介于1%～5%之间，属于一种高含硫的原油(图5-34中的Ⅲ类)。这类原油的正构烷烃常呈双峰态分布，且具有弱的偶碳优势，Pr/Ph值介于0.1～0.3之间，植烷优势显著(Pr/nC₁₈介于3～7之间)，在甾烷组成中，C₂₇和C₂₈甾烷比较丰富，C₂₇/C₂₉和C₂₈/C₂₉值介于1～2和0.7～0.9之间，显示出藻类生源的优势。三萜烷组成中，伽马蜡烷丰度较高，伽马蜡烷指数介于1～1.5之间，五升藿烷具有一定的优势，升藿烷指数介于15%～25%之间。就其有机硫化物组成特征而言，普遍以烷基苯并噻吩系列为主，其次为烷基四氢噻吩系列，在芳烃馏分中有机硫化物的总量介于40%～60%之间。在烷基色瞒组成上呈现出C₂MTTC＞C₁MTTC≥C₃MTTC的特征。这是江汉盐湖盆地比较常见的一类原油，属于盐湖相烃源岩的产物。各类原油的地化特征和分类依据见表5-5。

表5-5 江汉盐湖盆地原油分类及特征