中国古生代海相烃源岩发育的沉积环境与控制因素

1.中国海相泥质烃源岩发育的沉积环境

无论海相泥质烃源岩还是碳酸盐岩，其形成环境都要求水体宁静，阳光充足，生物繁茂，沉积速度较快，同时沉积速度与盆地沉降基本补偿，这样才能保证沉积物中含有较多的有机质。此外沉积区的水体还应具有一定深度，保证沉积环境为一种缺氧的还原环境，有利于有机质的保存。

在海相沉积过程中，沉积环境是多种多样的，但并非所有沉积环境均有利于烃源岩的发育。这有别于湖相沉积只是深湖相，深湖相才有利于烃源岩的形成的看法。陈践发等(2006)对塔里木盆地古生界海相沉积的研究表明，在海相沉积中主要有欠补偿浅水－深水盆地、台缘斜坡、半闭塞－闭塞欠补偿海湾和蒸发潟湖等环境为高有机质丰度烃源岩发育的最有利的沉积环境。

1)欠补偿浅水－深水盆地环境:该沉积环境特征主要表现为沉积速率较低、盆地的沉降速度大于沉积物的补给速度，水体底部通常为有利于有机质保存的相对还原环境。其较典型实例有塔里木盆地满加尔坳陷的寒武系沉积，该套地层以黑色、灰黑色泥晶灰岩与薄层状泥岩为主，黑灰色泥质泥晶白云岩次之;TOC含量平均值为1.75%，最高为5.52%，有机质类型为典型的Ⅰ～Ⅱ型干酪根，生烃母质主要为浮游藻类。

2)台缘斜坡环境:该沉积环境主要特征是碳酸盐岩台地的台缘斜坡，水体清澈、温暖且安静;盐度正常，水体不分层，底层水仍含氧;但由于上升流作用，输入的大量养分，使得底栖藻类非常繁盛，并共生有浮游藻类。如塔里木盆地中西部中—上奥陶统沉积，该套地层以泥质灰岩、泥灰岩，灰质泥岩为主，烃源岩的发育明显受沉积相带控制，主要分布在塔里木盆地中西部的台缘斜坡带。TOC含量为0.50%～5.54%，有机质类型以Ⅱ型干酪根为主。

3)半闭塞－闭塞欠补偿海湾环境:其环境特征主要是气候相对潮湿，处于高海侵面时期，地形起伏导致海水的循环流通受阻，通常水体发生分层。如塔里木盆地西北部中—上奥陶统的萨尔干组，该组地层主要以黑色、棕灰色笔石页岩夹饼状泥质泥晶灰岩为主，TOC含量为0.56%～2.78%，有机质类型以Ⅱ型干酪根为主。

图5.4 华北地区石炭系—二叠系烃源岩厚度图(据张善文等，2007)

图5.5 四川盆地震旦系—志留系生油气岩厚度(A)及生油气岩有机碳含量(B)等值线图

图5.6 准噶尔盆地二叠系烃源岩等厚度略图（单位：m)(据康玉柱等，2009）

图5.7 松辽盆地石炭－二叠纪烃源岩等厚图

4)蒸发潟湖环境:沉积环境特征主要是地形起伏导致海水的循环受阻，正常海水周期性注入潟湖，气候干热，蒸发量远大于降水量，造成水体咸化，水体由于盐度的差异而分层，通常在底部形成还原环境。该环境的实例有塔里木盆地中西部的蒸发潟湖沉积相，该套地层以含盐、含膏的泥质、泥晶灰岩为主，富含有机质的泥质、泥晶灰岩存在于厚达几百至上千米的蒸发岩建造之中;TOC含量平均为0.86%;最高值为2.14%;烃源岩的有机质类型以腐泥型为主，生烃母质主要为耐盐浮游藻类。

世界碳酸盐岩大油气田烃源岩沉积环境的分布更说明沉积环境的相对重要性。可以看出，内陆盆地环境是最重要的，其次是陆棚环境。深海陆棚环境实际上可能表示内陆盆地沉积，也可能是陆棚到盆地环境。中高盐度水体环境(Mesohaline)指的是与蒸发沉积相联系的烃源岩，一般来说，它可以代表局限性环境到蒸发沉积。其他一类包括范围太广的沉积环境，例如滨外相或盆地相。在这些沉积环境中，最常见的是Ⅱ型干酪根，Ⅰ型干酪根可能分布有限，明显缺失Ⅲ型干酪根。Jones(1984)认为生气的有机相(Ⅲ型干酪根)在碳酸盐岩中是极少的，这是因为碳酸盐岩沉积中一般缺少陆源有机物。

2.中国海相烃源岩发育的控制因素

烃源岩发育的主控因素是沉积环境，尤其是碳酸盐岩主要形成于热带及亚热带的近海陆棚，广泛分布在各种强还原－弱还原沉积环境中。常见的海相碳酸盐岩烃源岩沉积环境主要为滨海潟湖、台地凹陷、台地斜坡和盆地相沉积的暗色石灰岩、泥质灰岩、泥质白云岩、钙质泥页岩和含钙泥页岩等，除此之外，原始有机物质的丰富、沉积速率、保存条件和古水体深度等也是重要的影响因素。

(1)原始有机物质的丰富程度

沉积体原始有机物质的丰富程度和特殊环境(例如上升流)虽然不是形成丰富原始有机质烃源岩最充分的理由，但并不是说原始有机物质的丰富程度对烃源岩有机质丰度就没有影响。沉积体原始有机物质丰富不仅有利于增加烃源岩的有机质含量，而且由于过剩有机质的还原作用可以造成水体底部的缺氧环境，有利于有机质的保存，才能使最终聚集的有机成分成为潜在烃源岩中的有机质。

(2)沉积速率的控制作用

在深海钻井计划(DSDP)的岩心研究中(Ibach，1982)，沉积速率的控制作用是明显的，即在沉积速率和沉积物有机质含量之间存在着正相关的关系，TOC值随沉积速率的变化而先增加后减少。一旦通过有机质保存界限，TOC含量的增加主要由于有机质耗量迅速减少和无机颗粒稀释连续减弱所致。其中有两种情况是例外的，一是钙质－硅质沉积物无这样的变化趋向，主要原因被认为是缺少高沉积速率数据;二是硅质沉积物也无这样的变化趋向，其原因是原始有机物丰度地区性增高的结果，例如黑海和红海。上述图示说明，如沉积速率太慢，不能造成水体底部的缺氧环境，有机质逐渐被消耗，会使沉积岩中的有机质含量降低。如果沉积速率太快会造成大量无机颗粒的稀释作用，也会使沉积岩中的有机质含量降低。所以，只有适宜的沉积速率才能形成某种沉积环境下的富含有机质的烃源岩。

烃源岩沉积时的稀释控制作用的实例。在中东，上侏罗统和下石炭统烃源岩都是在前积碳酸盐层序基础上形成的，其前积作用逐渐限制了盆地源岩区的延伸(Murris，1980)。同样的模式在阿根廷内乌肯盆地也很明显，前积陆棚逐渐限制了下侏罗统和上白垩统盆地相烃源岩的区域性延伸。在俄罗斯伯朝拉盆地和加拿大阿尔伯达盆地，上泥盆统烃源岩的沉积模型也与前积碳酸盐岩相同，硅质碎屑岩陆棚沉积分别逐渐覆盖在盆地相沉积的多马尼克组和杜费纳伊组烃源岩之上。这足以说明无机矿物的稀释作用对控制烃源岩的分布是很重要的。

(3)保存条件和古水体深度

烃源岩沉积时底部水体深度对富有机质沉积物的发育不是唯一条件，保存条件主要取决于水体底部的含氧量，而水体的含氧量取决于水体深度、沉积速率、沉积物原始有机质丰度、底层水的扰动程度及水体的局限程度等多种因素。正如我们所看到的，烃源岩是典型的缺少生物搅动痕迹的细粒薄层沉积岩，它与水体底部正常氧化条件下发育的强烈生物搅动页岩、泥灰岩和碳酸盐泥呈鲜明的对比。根据这种观点，内陆盆地应是碳酸盐岩油气田最合适的有利沉积场所。尽管这些烃源岩沉积古水体深度资料有限，提供了晚泥盆世至始新世烃源岩5个不同地理区域的古水体深度数据。古水体深度范围为30～400m，平均深度约200m(Pedersen等，1990)。据Murris(1980)的资料，中东鲁莱斯坦内陆盆地上侏罗统Hanifa重要的烃源岩古水体深度为30～200m。该盆地上侏罗统规模和走向接近于现在的红海，但是鲁莱斯坦盆地上侏罗统的古水体深度与现今红海的水体深度相比，其海底水深在不同数量级别上。现代红海海底水深为几千米，而鲁莱斯坦盆地上侏罗统的古水体深度为几百米。这些水体深度具有明显不同的意义，事实上，当盆地增大(或水体加深)时，沉积区域面积按平方千米增加，而水体体积和其氧含量按立方米增加。在其他因素相等的条件下，随着盆地的增大，就沉积水体的含氧量而言，将最终从一个原始厌氧盆地转变成为一个氧化盆地。这就是为什么碳酸盐岩油气田中的烃源岩多位于内陆盆地的原因。但是，在地质时期中，并不是所有的内陆盆地都是烃源岩沉积的场所，因为并非所有的内陆盆地都是以厌氧沉积环境和缺少无机矿物稀释为特征的。

(4)氧化－还原电位(E_h)、酸碱度(pH)、盐度和温度等地球化学指标的影响

氧化－还原界面为隔开氧化环境与还原环境的平面，它可以在沉积物与水的界面上下，也可以与该分界面相符。在较强的还原环境中，氧化－还原界面在沉积物与水的分界面之上，因此，沉积物内部的环境总是还原的，这种环境因缺氧受到的抑制导致有机质的输入增加和很好保存，有助于黑色页岩或泥岩及有关沉积物的形成。在氧化环境中，有机物主要被微生物所氧化分解或以腐殖为食生物消耗与破坏，破坏了沉积在水底有机质，不有利于沉积有机质的保存。此外，对现代泥质的研究表明，成岩作用过程在性质上是还原的(Emery等，1952)。

3.海相碳酸盐岩有机质存在的物理状态

烃源岩有机质一般分为可溶有机质与不溶有机质，不溶有机质就是通常所说的“干酪根”，可溶有机质是岩石中能够溶解在有机溶剂中的有机质。在我国热演化高的碳酸盐岩地层中还广泛分布一种特殊的次生有机质———高演化“沥青”，它的地球化学性质既不同于不溶有机质“干酪根”组成，也与“可溶有机质”有显著的差异，它难溶于常规的有机溶剂。我国海相地层中高演化“沥青”是海相有机质生成的石油在较高的地层温度条件下经历较长时期的热演化或古油藏暴露地表，经历演化降解作用及进一步深埋后，经历一定的热演化后残留在碳酸盐岩中的孔洞缝或微孔中，有宏观沥青和微观沥青两种赋存形态。在我国海相碳酸盐岩的高演化“沥青”对海相地层的天然气资源的贡献十分巨大。

(1)不溶有机质

不溶有机质“干酪根”与陆相地层中的干酪根分布形态与结构类似，但在海相烃源岩中，有机质主要来源于藻类及其他浮游生物，干酪根类型主要为Ⅰ，Ⅱ型有机质，缺乏陆源有机质Ⅲ型干酪根。

(2)可溶有机质

据研究，烃源岩中可溶有机质(气、液态烃)主要有3种赋存形态(傅家谟，1984):晶包有机质、包裹体有机质、吸附有机质。

1)晶包有机质:密封于隐晶质或细晶质矿物内，难于释放，用盐酸处理岩样后可释放出来，称为晶包有机质。

2)包裹体有机质:赋存于结晶矿物包裹体内，包体较大，可达10～20μm，具有一定形态，用盐酸处理后可释放出来的有机质称为包体有机质。

3)吸附有机质:是由矿物质吸附作用而吸附矿物颗粒表面的可溶有机质，相当于氯仿沥青“A”。

晶包有机质与包体有机质在实际操作过程中目前还很难分开，合称为包裹有机质(郝石生，1990)，由于泥质岩与碳酸盐岩组成的差异，泥质岩中可溶有机质主要为吸附有机质，碳酸盐岩除吸附有机质外，还有相当数量的包裹体有机质。

(3)高演化沥青

在我国海相碳酸盐岩中广泛分布着高演化沥青，碳酸盐岩中沥青的产出形式和赋存状态多种多样。它可以由沉积有机质经成岩后生作用而产生，并局部富集在原岩的各种微孔中，也可由碳酸盐岩储层中的原油经热演化作用、气体脱沥青化作用、水洗和生物降解作用等产生，其成因和性质都比较复杂，分类和命名也不统一。从烃源岩评价与油气勘探角度考虑，刘德汉等(1986)、肖贤明等(1992)先后把碳酸盐岩中的沥青分为原生－同层沥青或原地沥青、后生－储层沥青或异地沥青、岩浆热变质沥青、表生－浅层氧化沥青及某些再循环沉积的沥青等。正确详细地鉴别与划分碳酸盐岩中沥青的各种成因类型，也就比较有效地识别了碳酸盐岩烃源岩或储集岩。

好烃源岩中赋存的原生沥青包括以下两类:一是用普通光学显微镜难以直接观察，但具有明显的荧光，能用有机溶剂抽提出来的沥青物质;另一类是能用光学显微镜直接观察到的微粒分散状固体沥青。