中国海相烃源岩发育的沉积环境与控制因素 海相烃源岩沉积环境

2.4.2.1 中国海相烃源岩发育的沉积环境与沉积模式

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，沉积物沉积速度较快，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。

（1）海相烃源岩发育的模式

据已有的研究成果（陈践发，2006）揭示我国海相碳酸盐岩层系优质烃源岩的4种发育模式：①热液活动-上升洋流-缺氧事件复合模式；②台缘缓斜坡-上升洋流高生产力模式；③干热气候咸化静海模式；④湿润气候-滞留静海模式。

（2）海相烃源岩发育的沉积环境

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。这也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。

欠补偿浅水-深水盆地环境 该环境的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。

台缘斜坡环境 该沉积环境的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。

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。

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（图2-95）更说明沉积环境的相对重要性。由图中可以看出，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）指的好像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。

图2-95 常见烃源岩沉积环境饼型图

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。

2.4.2.2 中国海相烃源岩发育的控制因素

海相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（图2-96）。从图中可看出，TOC值随沉积速率的变化而先是增加后是减少。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（图2-97），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。

图2-96 不同类型烃源岩沉积速率与TOC含量的关系图

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。

图2-97 厌氧环境与盆地规模的重要关系

（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，表2-10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，Calvert，1990）。据Murris（1980）的资料，中东鲁莱斯坦内陆盆地上侏罗统Hanifa重要的烃源岩的古水体深度为30～200m。该盆地上侏罗统盆地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。

表2-10 一些碳酸盐岩烃源岩的古沉积水体深度

（4）氧化—还原电位（Eh）、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和Rittenberg，1952）。

2.4.2.3 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，经历演化降解作用后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-浅层氧化沥青以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。它们的形成过程是：沉积碳酸盐岩中的原始有机质，以及部分生物化学阶段形成的少量沥青在成岩后生作用中（热演化生烃作用阶段），分子量较小的气态和液态烃类向外运移，分子量大的富炭沥青物质等被残留与排挤到碳酸盐矿物的晶间、层面间、微孔和缝合线间。这类沥青一般没有发生规模较大的运移和聚集现象，沥青的物质来源与分布基本上局限在本层碳酸盐岩，因此称这类沥青为原生同层沥青或原地沥青。

在我国南方与西部各盆地，中、古生代海相地层储层中普遍发育作这类高演化沥青，这种沥青为古油藏在漫长的地质历史时期经历高温裂解残留在地层中产物，其另一产物为天然气。在四川盆地与塔里木盆地的海相地层中的天然气普遍具有油裂解气的性质，因此研究海相地层中的沥青分布性质与分布特征可以更加有效地研究海相地层的天然气的资源分布及天然气藏的成藏过程具有十分重要的意义。

四川盆地川中地区高石梯-安平店构造钻探的高科1井、安平1井，川东南丁山1井的震旦系—下古生界泥晶、细晶白云岩的晶洞与晶间充填的固体沥青，根据沥青抽提物地球化学特征分析与为寒武系牛蹄组烃源岩关系密切，根据热史及埋藏史分析丁山1井寒武系烃源岩在早—中奥陶世进入生烃门限，早—中志留世大量生油，晚二叠世为二次生烃阶段，烃源岩在二叠纪末期仍处在生油窗内，中侏罗世为油裂解气阶段（徐国盛，2007）。

在川东地区石炭系气藏中的固体沥青主要分布于上石炭统黄龙组储层。通常呈条带状、脉状、线状及分散状沿白云岩、石灰岩的构造裂缝、微裂缝、压溶缝、粒间溶孔、晶间溶孔及生物体腔孔等孔缝系统充填；沥青在透射光下为棕褐色、黑色至不透明，反射率为1.5%～2.5%，此类沥青具有类微晶-类结晶质的特性。通过对同位素分析，黄龙组固体沥青与志留系干酪根及黄龙组的天然气有很好的同缘关系，反映了固体沥青与天然气来源于志留系烃源岩生成的油运移至黄龙组碳酸盐岩储层中，古油藏裂解成天然气、残留沥青于储层中（李霞，2007）。

川东北普光构造长兴组—飞仙关组气藏为晚期油裂解干气藏。在储层中还常见油裂解的残余物——炭质沥青。普光构造残留沥青量达5×10⁸t，折算古油藏规模达7.5×108 t，因此普光气藏早期的油藏规模已达亿吨级以上。这些原油的裂解所产生的裂解气是晚期天然气成藏的主要气源（2005，蔡立国）。

在高演化海相地层中，天然气的分布往往与高演化沥青分布关系密切，如四川盆地、塔里木盆地、南盘江盆地等。这些高演化固体沥青是古油藏晚期裂解成气的残留物，古油藏是我国海相地层中天然气晚期成藏最重要的气源。

2.4.2.4 中国高成熟过成熟海相烃源岩的分布特征

我国海相烃源岩主要分布在海侵时期所沉积的地层中，在海侵期，往往是气候变暖时期，不仅生物种属大大增加，而且有机质的产率也迅速增大，为还原沉积环境，有利于有机质的保存，能够广泛形成烃源岩。在海退期沉积地层，海相烃源岩分布极少，因为此阶段往往气候干旱而寒冷，生物种属减少，有机质产率大大降低，主要为氧化沉积环境，也不利于有机质的保存，不利于烃源岩的形成。

对我国海相地层主要烃源岩时代上分布的统计表明，烃源岩主要分布在各地质历史时期沉积旋回的中下部，且以下部居多。

1）中、新元古界：在华北地区中、新元古界高成熟过成熟海相烃源岩广泛分布，发育良好，包括下马岭组、洪水庄组、铁岭组与雾迷山组。其中下马岭组、洪水庄组主要为泥质烃源岩、铁岭组和雾迷山组为碳酸盐烃源岩。在广大的南方地区晚震旦世早期以泥质烃源岩为主，晚震旦世晚期则以碳酸盐烃源岩为主。

2）寒武系—奥陶系：在广大的南方地区，分布范围与分布特征与晚震旦世相同，为沉积环境长期比较稳定的结果。在北方，主要分布在华北地区、鄂尔多斯盆地和塔里木盆地，岩性以碳酸盐岩为主。

3）志留系：分布不如寒武系—奥陶系广泛，在北方基本缺失该套地层。在南方主要分布在滇东、黔北及湘鄂西一带，岩性以泥质岩为主，碳酸盐岩不占主导地位。

4）泥盆系：在北方该套地层基本缺失。在南方主要分布在黔南、桂南和湘中一带，岩性以碳酸盐岩为主，泥质岩相对较少。

5）石炭系：石炭系海相烃源岩主要分布广大的南方地区，如桂中、南盘江、湘中等地区。在北方分布较少，在塔里木盆地阿瓦提凹陷与满加尔凹陷深部可能有该套烃源岩分布，目前还未经钻井证实。

6）二叠系：二叠系海相烃源岩主要分布于我国南方扬子地区及滇东、桂西一带，生油较有利地区分布在湖北南漳—湖南湘潭—广西来宾一线以西、康滇古陆至龙门山大断裂以东地区。

7）三叠系：三叠系海相烃源岩主要分布在下三叠统，分布在四川盆地、鄂湘赣地区及南盘江盆地。

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(Eh)、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。

（一）海相环境中有机质形成和分布的影响因素
在海相沉积环境中，影响沉积物中有机质形成的主要因素为生物和机械两种作用。生物因素包括表面水层和相邻陆块的原始生物产率及动植物死亡后通过后生作用和微生物分解所造成的生物化学降解作用。机械因素包括有机质到达沉积地点的各种作用方式、沉积颗粒大小和沉积速率等。各种因素的相互作用最终决定了沉积物中有机质的保存数量和质量。
1.原始生物产率
水下有机质的主要来源是浮游植物，它们大部分由单细胞微型藻类组成且普遍存在于最顶层水中，其产率直接受阳光和矿物质等营养物质含量的影响；其次，水下有机质来源还有浮游动物。在水下环境中有机质的其他来源包括河流所携带和搬运的陆源有机质。传统观点认为，海洋中生物产率高的地区，沉积物中有机质富集程度也应该是高的，但大量研究表明，在原始生物产率与海底沉积物中有机质富集程度之间并不存在系统的对应关系（图2-2，图2-3）。

图2-2 世界海洋中的原始生物产率

有些高生物产率的地区其沉积物中有机质也相应富集，如秘鲁陆架和非洲陆架的西南部。而有些高生物产率的地区，沉积物中有机质并不富集，如非洲陆架西北部、巴西陆架的东北部和纽芬兰地区。主要是由于生物死亡埋藏之后所经历的后生作用和生物化学降解作用程度不同所致。
由于海相有机质的形成主要受控于光线、温度和海水中的富养分程度及后期保存条件，特别是养分含量的多少对原始生物产率起到明显的影响作用。据 Krey（1970）对开阔大洋、浅水陆架和洋流上涌区生物产率的研究表明，洋流上涌区可使深海大量富养分物质进入透光带，从而导致相应的高生物产率（表2-1）。

图2-3 世界海洋中表层沉积物中有机碳百分含量

表2-1 开阔大洋与陆架浅水区生物产率对比


2.死亡有机物的生物化学降解作用
死亡有机质在热动力学上是不稳定的，它必须寻找在特定环境下最低的能量水平，从而为其他生物提供能量和食物源，其中细菌在其后生作用过程中对有机物的分解起到了非常重要的作用，在含氧丰富的环境下，细菌的降解作用非常迅速，喜氧细菌的氧化作用方式可用下式表示：

中国海相石油地质与叠合含油气盆地

而当在氧含量供给很少的情况下，有机质的氧化作用则通过厌氧细菌以 NO3 作为氧源来进行：

中国海相石油地质与叠合含油气盆地

一旦在NO3 也很少或枯竭时，有机质的降解作用通过厌氧细菌以 SO4 为氧化剂来进行：

中国海相石油地质与叠合含油气盆地

因而，在氧化环境中，各种生物发育，生物扰动作用明显，沉积物中有机质很容易被氧化分解和消耗。该环境中有机碳的富集程度直接与沉积速率有关，而与表面原始生物产率间没有明显关系（图2-4）。
在缺氧环境中，氧含量降低或缺乏限制了生物群体的发育，当氧含量低于0.5 ml/l时生物扰动微弱，当氧含量小于 0.3 ml/l 时，吃食动物稀少仅有软体动物存在，当氧含量小于0.1 ml/l时仅有厌氧细菌对有机物起到有效改造作用。因而在缺氧或少氧环境中，有机质沉积之后的消耗和氧化分解作用缓慢且强度较低，有利于有机碳的大量保存（图2-5）。

图2-4 氧化环境中有机质的降解作用

3.沉积速率等因素对有机质保存的影响
海相沉积物中有机碳的聚集速率与沉积速率有明显的对应关系，这种规律性在氧化环境中表现最明显，沉积速率的加快意味着死亡有机物在氧化环境中被消耗和分解的时间缩短，如非洲大陆边缘的西北部（Hartmann等，1976），北太平洋和北大西洋深海区（Heath等，1977），在这些地区沉积物中有机碳含量与沉积速率间有明显正向对比关系，有机碳含量在0.3%～4%范围内。而在缺氧或少氧环境中，这种对比关系并不明显，在现代沉积物中有机碳的含量较高且范围变化较大，可以达 10%左右。另外，生物从死亡到最终沉积地点的过程和距离对沉积物中有机碳含量也有影响，如陆源有机质通过河流搬运沉积到海底的过程中，经历长距离长时间的氧化分解作用，对有机质起了“稀释作用”，这也就是在高沉积速率的现代前三角洲泥中有机碳含量普遍较低的原因（＜1%），如尼日尔三角洲等（Klingebiel，1977）。而起源于透光带的海洋浅水生物在其死亡沉降到达沉积地点的过程中同样存在不同程度的变化和改造，这些死亡生物在海水中的沉降速率一般较慢，每天从0.1～5 m不等，对于4 km深的水体从浅层到海底可能需要大于15天的时间，如果这些死亡有机物（矿屑）沉降过程中穿过含氧状况好的水体，生物吃食和消耗明显，长期滞留于含氧的水体之中，将对今后沉积物中有机质的含量和质量起到明显影响。
生物从发育到死亡最终结果是要寻找一个就位沉积的场所，而这种沉积就位的环境条件对今后有机质的演化保存至关重要。沉积界面的含氧状况、沉积速率是影响生物初期埋藏变化的主要因素，不同的环境条件所产生的结果明显不同（图2-6）。

图2-5 缺氧或少氧环境中有机质的降解作用


图2-6 沉积界面环境与有机质保存及类型的关系

（二）海相烃源岩沉积环境
海相地层中的碎屑岩烃源岩主要包括页岩和泥岩两类，岩石学特征表现为由细粒粘土矿物、生物碎屑及其非生物所构成，其显著特点是异地搬运再沉积的结果，可通过河流、三角洲、风搬运及火山灰的降落等方式沉积于从浅海到深海的不同环境中。最为常见的泥页岩烃源岩是发育于滨岸带海侵作用形成的泥页岩、以接受陆源有机质为主的三角洲前缘和前三角洲沉积的海相泥页岩、浅海陆架泥页岩和半深海、深海泥页岩。岩石中普遍含有陆源有机质碎屑。
海相碳酸盐岩烃源岩通常为细粒泥晶或微晶结构，颜色为深灰、褐色和黑色，呈纹理状，岩石中存在大量藻类、原地底栖生物和浮游生物碎屑等，同时含有一定量的粘土和其他物质。总体对其沉积环境有较高的要求，即陆源碎屑及相关有机物的输入量低、藻及其他生物发育、由障壁地形或水体分层引起的底水缺氧环境或超盐度环境。
但无论是页（泥）岩烃源岩还是碳酸盐岩烃源岩，所要求的大的沉积环境背景是相近的，一是要有大量有机质的供给，二是要有保存有机质的缺氧环境。因而，泥页岩烃源岩形成的几种环境包括：①滨岸带海侵环境；②浅海陆架环境；③三角洲前缘环境；④深海-半深海环境。碳酸盐岩烃源岩形成的几种环境包括：①低能潮下和潮间带及超盐度陆架，包括海岸萨布哈、潮坪、蒸发海湾及受限潟湖；②低地环境的大型干盐湖；③广阔低幅碳酸盐陆架上的分隔盆地或次一级盆地；④深水环境泥灰岩或灰质泥岩。从上面的分析可以看出，海相有机质的形成和分布与陆相相比有其特殊性，首先在陆架等浅水透光带生物产率最高，而生物死亡后的沉积环境为缺氧或少氧环境有利于大量有机质的保存。现代海相沉积物中有机碳含量较高的区域均毫无例外的分布于各大陆块体的边缘地带。
有利于海相有机质形成和海相烃源岩发育的沉积背景和环境可以划分为以下几种类型：①缺氧的分隔盆地；②洋流上涌引起的缺氧层；③缺氧的开阔海；④潟湖环境；⑤局限海或海湾环境等。
1.缺氧的分隔盆地
所有的分隔盆地一般有多个地理屏障限制了海水的垂向混合和循环，使底部形成缺氧环境，水体存在分层现象，但也有例外，关键在于水循环的方式。具有正向水平衡的盆地，表层注入的淡水与较深层的富营养物质海水间盐度上存在明显差异，这些半封闭海盆通常有永久性和暂时性的缺氧条件而且养分充足，保证了盆地具有良好的生物产率和有机质的大量保存，这种典型的缺氧分隔盆地一般存在于温带气候条件下，如黑海（Degens和Ross，1974）、波罗的海（Grosshoff，1975）等（图 2-7）。而具有反向水平衡的盆地，一般发育于干热气候条件下，表现为浅层海水的不断流入以补偿强烈的蒸发作用，而高盐度水则下沉并以密度底流的形式流出盆地进入海洋中，因而造成盆地底部呈现氧化和养分缺乏现象，这种类型的分隔盆地底部有机质富集程度低，如红海、地中海和波斯湾等（图2-8）。
黑海盆地在2.2万年以前为一淡水湖，大约1.1万年前由于气候变暖，冰川消退，地中海海水开始侵入黑海，0.7万年前 H2S带开始形成，0.3万年前基本上建立了现代格局。缺氧条件出现于0.7万年以前，沉积物中最大有机碳含量从 0.7%～20%不等，0.7～0.3万年前富有机碳地层厚度达40 cm，有机碳含量一般超过7%，沉积速率为10 cm/103 年，0.3万年～现代富有机碳地层厚30 cm，有机碳含量 1%～6%，沉积速率为 30 cm/103 年。反映出在特定的环境条件下，沉积速率与沉积物中的有机质丰度并非完全的正向对比关系（图2-9），特别是在缺氧环境下，具体情况尚需具体分析。

图2-7 典型的缺氧分隔盆地实例———黑海盆地


图2-8 氧化的反向水平衡盆地机理

红海作为氧化的分隔盆地，富氧的浅层水从亚丁湾流入直至苏伊士湾，由于强烈的蒸发作用使其变咸，密度加大之后，水体下沉并越过陆阀，重新流回亚丁湾深部，整个红海的北部地区底部水表现为较高的含氧水平，海底沉积物中有机碳含量低，沉积物主要是生物碎屑灰岩。地中海为世界上最大的陆阀分隔盆地，但底部水体基本整体上具有良好的充氧状态，有机质丰度低，原因同红海一样，具有反向水平衡循环模式。
2.洋流上涌引起的缺氧层
洋流上涌是一种深部海水向表层向上运动的过程，大型的洋流上涌受风力所驱使，这种上涌流在海岸带一般发源于较浅深度，通常很少超过200m水深。在现代大洋中发现于一些特定条件的海岸带，如加利福尼亚、秘鲁、智利、非洲西南部、墨西哥、澳大利亚西部等海岸带。
Ziegler等（1979）划分了3种有利于海岸带洋流上涌的地理环境：①纬度在10°～40°之间，位于大洋东侧南北海岸带的径向洋流上涌；②纬度为 15°以内，位于赤道中央大陆东西海岸带向东吹贸易风引起的纬向洋流上涌；③纬度在15°以内，斜交赤道中央大陆西侧海岸带由季风引起的洋流上涌。同时在开阔大洋中，洋流上涌也出现于不同水体交界处，如南极大陆周边、赤道及在冰岛和挪威之间等。由于洋流上涌水体中携带有大量营养物质（硝酸盐和磷酸盐），从而使得这些地区的生物产率很高，而水体中大量死亡有机物的存在进一步促进了对氧的需求，结果在上涌洋流下部更深水层中诱发了缺氧的环境，非洲西南部陆架海岸带就是洋流上涌形成缺氧层的典型实例（图2-10）。

图2-9 黑海盆地沉积物中有机碳含量分布


图2-10 非洲西南部陆架洋流上涌形成缺氧层的典型实例

同样，秘鲁陆架也存在海岸洋流上涌形成的缺氧环境条件，由于南美西海岸盛行的由南向北的贸易风推动表层水向北运动，同时科利奥利力迫使水体向西运动，这种表层水的运动使得冷的底层水上涌，上涌水体深度从40～500 m不等。上涌水体相对少氧但营养物质丰富，从而造成非常高的生物产率，表层高生物产率水体与其下部相对缺氧的环境增进了下伏海相沉积物中有机质的保存，其有机碳平均含量为 3.33%，高者可达 11%，岩性为粉砂质粘土和硅藻泥，深度为100～500 m。
当然，并不是所有高生物产率和洋流上涌地区都能形成缺氧层和好的有机质保存条件，许多高生物产率和洋流上涌地区，其下伏仍为较高氧含量水体（其他含氧水流补给），沉积物中有机质大都被喜氧细菌所破坏，如巴西东南部、北太平洋、南极洲海岸等洋流上涌带海底氧供给超过了生物化学氧的需求量，沉积物中有机碳含量低，一般＜1%。
地质历史时期洋流上涌缺氧层形成的特点：①磷酸盐与富有机质沉积物具有明显的共生关系；②显生宙磷酸盐出现于低纬度且与洋流上涌有关；③许多洋流上涌磷酸盐物质的形成时期与世界范围内海侵和最小含氧层的扩展期相对应，如北美西内部盆地古生代磷质黑色页岩是该盆地主要的烃源岩，另外，加利福尼亚第三系也存在由于洋流上涌形成缺氧沉积的实例。
3.缺氧的开阔海
现代海洋中，东太平洋和北印度洋赤道南北两侧中层水体中氧是贫乏的，而且分布面积较广（图2-11），其分布特点是主要分布于低纬度及大洋盆地东侧，与全球气候和科力奥利力所控制的深部大洋水体循环有关。一种解释认为是由于高生物产率引起生物化学氧需求所致，但关键在于深部水循环方式控制了这种区域上的异常分布特点。大部分大洋中由于来自极地深部冷的富氧底水补给补偿了亚热带区海洋浅水的蒸发作用，从而使底部呈含氧状态。另外，地球的转动产生的科力奥利力使含氧底水向西运动形成深部循环，使大洋盆地西侧普遍形成底水含氧充足的条件，形成红色远洋粘土沉积，而大洋盆地东侧不同程度存在区域性氧贫乏水层。由于地球转动所产生的这种不对称现象对于陆架和斜坡烃源岩古地理分布研究具有重要意义。

图2-11 世界海洋中氧贫乏水层的分布特点

缺氧开阔海的实例如北印度洋、东北太平洋盆地和加利福尼亚湾。从亚丁湾到阿登曼岛，印度洋北部大陆斜坡上部存在一定规模的浅水缺氧层（图 2-12），在斜坡和陆架上分布深度范围从250～1200 m，其沉积物中有机碳含量可高达2%～10%（图2-13）。
在地质历史时期，在温暖的全球气候条件下，海平面较高，缺乏大面积的极地冰盖，深部大洋洋流循环作用较弱。全球海洋的缺氧事件一般与温暖的中生代相对应，相应形成晚侏罗世和中白垩世广泛分布的富有机质黑色页岩，这已逐渐被全球深海钻探和陆架石油勘探所证实。全球的海洋缺氧事件在古生代时期也不断出现，如与广泛海侵和冰盖消融相对应的晚奥陶世、泥盆纪、早石炭世，其普遍发育富有机质的海相黑色页岩。同时统计数据表明，已知烃源岩层系的分布均与广泛海侵期和大洋缺氧条件有关（Arthur和Schlanger，1979；Tissot，1979）。在被研究的 148 个石油富集区中，侏罗系、白垩系烃源岩所生成油占70%，占世界石油资源的85%（Tissot，1979）。在中东、北海、西西伯利亚和墨西哥湾等地，侏罗系、白垩系是其主要烃源岩层系。

图2-12 缺氧开阔海典型实例———印度洋


图2-13 印度洋西陆架最小含氧层剖面图

4.潟湖环境
潟湖的形成主要与海岸前缘发育的障壁所造成的封闭或半封闭状态有关。由于气候条件的不同分为淡化潟湖和咸化潟湖。淡化潟湖易于形成分层水体，从而使下部水层及沉积界面处于还原环境（含 H2 S），是海相烃源岩形成和保存的理想场所，其动植物种类与正常海盆相比相对单调，但数量上并不一定减少，相反可能更加繁茂，从而形成富含有机质的灰黑色泥页岩或泥晶碳酸盐岩，黑海就是其典型实例（图2-7）。咸化潟湖产生于干旱气候条件下，由于盐度分层水体的存在也可在深部形成有利于有机质保存的环境条件，随盐度增加，适应正常盐度的生物逐渐减少，生物种属单调（窄盐性动植物），某些种属特别繁盛，因而也可形成富有机质的生油岩，当盐度高于6%～7%时，蒸发岩类开始形成，存在蒸发岩与暗色生油岩互层的现象，咸化潟湖中一般不存在粗碎屑物质（物源少），发育水平层理。
5.局限海或海湾环境
海湾环境指海水三面与陆地相接，而一侧开口与大洋相通的地理环境（图 2-14），比较典型的现代海湾环境如波斯湾、孟加拉湾和我国的南海等。海湾环境可以说是大洋沉积环境的一个缩影，各种沉积相带齐全、生物发育，但其明显特点是水动力条件相对较弱，潮汐作用发育，大部分海湾环境存在水体流出和交换不畅的现象，相对来说具有较好的有机质形成和保存的大背景条件，特别是在其潮间带、潟湖及潮下深水环境中更具优越性。总之，在海湾环境中有利于海相烃源岩的形成和保存。

图2-14 波斯湾南岸的特鲁西尔海岸沉积环境图

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