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一、有机质丰度

（一）研究区煤系烃源岩有机质丰度评价标准

对泥岩来说，国内应用较多的是黄第藩等（1990）根据酒东盆地研究提出的陆相生油岩有机质丰度评价标准（表9-1）。这个标准是建立在对湖相泥岩研究基础上的，而煤系中有些泥岩形成于沼泽环境，和湖相泥岩相比，无论在沉积环境，还是在有机质类型等方面都具有一定的差异，因此，在建立煤系烃源岩评价标准时应反映这种变化。

表9-1　我国陆相生油岩有机质丰度评价标准（据黄第藩，1990）

煤是一种有机质高度富集的有机岩，它的有机碳含量高，但可溶有机质相对泥岩来说低；另一方面，煤中有机组分复杂，各类有机组分的生烃性质存在较大差异。因此，对煤作为烃源岩的评价除了要考虑地球化学指标以外，还应该考虑其中有机组分组成及相对含量的变化。对煤作为源岩的评价标准已作了许多研究。张士亚等（1986）曾根据煤中三大类组分含量的比例及平均生烃潜力的大小将煤作为烃源岩划分为4个型9个亚类；傅家谟等（1995）提出了根据煤岩组分和亚组分定量结果确定煤成烃源岩的方案（表9-2），并定义壳质体包括孢子体、角质体和木栓质体。类脂体包括树脂体、沥青质体、藻类体及腐泥基质等。在依据地球化学方面，刘德汉（1987）提出根据Ro、“A”S1+S2和H/C等4项指标进行评价（表9-3）。程克明、赵长毅等（1995、1997）在研究吐哈盆地早中侏罗世煤系烃源岩丰度时，根据研究区的特点，提出了吐哈盆地煤系泥岩和煤的有机质丰度评价标准（表9-4,9-5）。黄第藩（1992）明确指出：“只有那些壳质组含量＞10%（气一肥煤阶段可降低到5%），IH>100mg/g Corg，埋藏中煤层的沥青化作用达到气—肥煤阶段（Ro＜1.5%）的煤才能成油。”

表9-2　煤岩学法评价煤成烃源岩的方案（据张士亚等，1986）

表9-3　不同演化阶段煤成烃源岩划分标准（据刘德汉等，1987）

表9-4　吐哈盆地煤系烃源岩有机质丰度评价标准（据程克明等，1995,1997）

表9-5　吐哈盆地煤质量评价表（据程克明等，1995,1997）

作者在现有的研究成果的基础上，着重从石炭—二叠纪煤系烃源岩的有机碳、氯仿沥青“A”、总烃、生烃潜量等地球化学指标及其与显微组分的相互关系分析入手，建立本区煤系烃源岩丰度评价标准。渤海湾盆地石炭—二叠纪煤系烃源岩的地球化学性质具有下列基本特点：

1.有机碳含量高

对泥岩来说，有机碳含量分布范围较宽，从0.011%～9.92%，其中＞1.0%的样品占45%以上，＞3.0%的样品＜10%，这说明有机碳作为丰度指标对泥岩是合适的。煤和碳质泥岩的有机碳含量分布范围为10%～75%，其中碳质泥岩集中在10%～20%范围为主，煤一般＞50%（图9-1），相对来说，分布范围较窄，表明有机碳作为碳质泥岩和煤（尤其是煤）的丰度指标反映效果较差。

图9-1　研究区煤系烃源岩有机碳含量分布直方图

（a）泥岩；（b）碳质泥岩；（c）煤

2.可溶有机质丰度分布范围大

泥岩的氯仿沥青“A”含量一般比较低，但分布范围较大，从0.003%～0.48%,＜0.1%的样品占75%以上，碳质泥岩氯仿沥青“A”含量分布范围比较宽，＜0.1%的样品占＜10%,0.3%～0.5%的样品占50%以上。煤的氯仿沥青“A”分布和有机碳不同，分布范围较宽，从0.3%～3.94%，以2.5%～3.5%居多。这除了与成熟度因素有关外，还反映了不同地区、不同时代煤的性质差异（图9-2）。因此，氯仿沥青“A”作为煤系烃源岩有机丰度评价指标是有效的。

图9-2　研究区煤系烃源岩氯仿沥青“A”产率分布直方图

（a）泥岩；（b）碳质泥岩；（c）煤

3.生烃潜量（S1+S2）分布范围宽

泥岩的生烃潜量主要集中在0.05～2.5mg/g范围内，碳质泥岩的生烃潜量则主要分布在10～30mg/g范围，而煤的生烃潜量分布范围很大（图9-3）。由此可见，生烃潜量分布范围较宽，而且碳质泥岩和煤的分布范围更宽，因此，生烃潜量作为丰度指标也是有效的。

图9-3　研究区煤系烃源岩S1+S2分布直方图

（a）泥岩；（b）碳质泥岩；（c）煤

4.总烃（HC）含量低

总烃（HC）产量与饱和烃和芳烃有关，研究区煤系烃源岩的烃含量较低，泥岩为270×10-6～2092×10-6；碳质泥岩为1030×10-6～2379×10-6；煤为1469×10-6～6686×10-6。

下面以有机碳含量作为参照，分析本区煤系烃源岩地球化学指标之间的关系。

（1）泥岩。图9-4为煤系中泥岩的有机碳与氯仿沥青“A”、生烃潜量的相关关系图，泥岩的有机碳含量与“A”呈正相关，Corg为0.5%时，“A”含量为0.01%,Corg为1.5%时，“A”为0.05%；当Corg为3%时，“A”为0.1%。泥岩的有机碳含量与生烃潜量也是正相关关系，当Corg＜0.5%时，其S1+S2＜0.5mg/g，当Corg为1.5%时，生烃潜量为2.5mg/g；当Corg为3.0%时，生烃潜量可达6.0mg/g，达到好生油岩标准。据资料分析，泥岩有机碳含量与HC关系为正相关关系，当Corg为0.5%时，HC一般＜120×10-6，当Corg为1.5%时，HC为200×10-6，当Corg为3.0%时，HC为400×10-6；当Corg为6.0%时，HC一般＞700×10-6。

图9-4　泥岩有机碳含量与“A”和生烃潜量相关关系图

（2）碳质泥岩。碳质泥岩的有机碳含量与“A”、生烃潜量都呈正相关关系。（图9-5），当Corg为10%时，“A”为0.2%,S1+S2为15mg/g,Corg为15%时，“A”为0.3%,S1+S2为25mg/g;Corg为25%时，“A”为0.5%,S1+S2为45mg/g。碳质泥岩的沉积环境、母质类型、生烃性质都不同于湖相泥岩，而其有机质富集程度又不同于煤，若完全套用泥岩的丰度评价指标，则碳质泥岩几乎全部属于好—最好的生油岩，显然与实际不符。为了不至于把碳质泥岩全部归属于好—最好生油岩这样一个误区，对碳质泥岩单独建立丰度评价标准，并大致参照泥岩的相关系数，以便把泥岩和碳质泥岩统一到一起。

图9-5　碳质泥岩的有机碳含量与“A”生烃潜量相关关系图

据此，可以建立研究区煤系泥岩和碳质泥岩有机质丰度的评价标准（表9-6）。

（3）煤。前人已提出不少煤的丰度评价方法和标准，这里要强调的是对煤评价时，应该充分考虑其中的有机显微组分类型及含量的分布特征。据对孔古4井及徐14井、大参1井揭露的部分煤层分析，其生烃潜量、氢指数等值与煤中壳质组和镜质组含量关系十分密切，尤其是与E+S的关系更明显。从孔古4井的测试数据可以看出，当E+S>15%（IH:385mg/g Corg，生烃潜量：177mg·g-1），才能进入中等生油岩的标准，而E+S＜15%，只能算差生油岩，若E+S含量＜5%，即使镜质组含量90%，也达不到中等生油岩的标准。根据资料统计（图9-6）可以看出，煤的氢指数与生烃潜量呈正相关关系。参照吐哈盆地煤的评价研究成果，提出渤海湾盆地煤的有机质丰度评价标准（表9-7）。

表9-6　渤海湾盆地石炭—二叠纪煤系泥岩和碳质泥岩有机质丰度评价标准

图9-6　煤的生烃潜量与IH相关关系图

表9-7　渤海湾盆地石炭一二叠纪煤的有机质丰度评价标准

这里要说明的是，这个有机质丰度评价标准只是从煤成油的角度出发考虑，而不是从煤成气角度进行的划分，因为对有机质高度富集的煤来说，它在不同热演化阶段都能形成气态烃，广义上说，它是很好的气源岩。从煤成烃的角度考虑，良好的能生成油的煤，当然也具有良好的生气特征。

（二）煤系烃源岩有机质丰度分布特征

研究区不同坳陷内石炭—二叠纪煤系烃源岩有机质丰度有一定差异，即使在同一坳陷的不同凹陷内也有变化。这些变化一是受成熟度的影响，二是受沉积环境变化的控制。表9-8是黄骅、济阳、冀中三坳陷已有的地球化学分析测试结果的综合分析。这里要说明的是，表中的数据是根据掌握的1000多个数据而汇总的，但这些数据多集中在有限的钻井中，而平面上大量的钻井则缺乏相关的资料，因此，我们只能从这些数据变化中寻找研究区石炭—二叠纪煤系烃源岩有机质丰度的变化特征。分析各坳陷有机质丰度及不同级别生油岩所占百分比分布特征（图9-7），可以看出：

（1）各坳陷中达到好生油岩的煤系烃源岩一般＜20%，以中一差生油岩为主。

（2）从时代看，同一坳陷中下石盒子组泥岩丰度最差；太原组和山西组相比，其泥岩、碳质泥岩和煤的丰度都更好一些，但由于煤中壳质体含量在山西组煤中往往更富集，因此，在统计的数据中达到好生油岩标准的煤在某些地区山西组更多一些。

表9-8　渤海湾盆地石炭—二叠系煤系烃源岩有机质丰度综合表

（3）从不同坳陷看，以黄骅和冀中坳陷反映的结果最好，但两地区稍有差异。冀中坳陷泥岩、碳质泥岩好—中等生油岩所占比例比黄骅坳陷高，而两坳陷中的太原组相比，则黄骅坳陷好于冀中坳陷；济阳坳陷有机质丰度较差，以差生油岩类型为主，这与济阳坳陷成熟度较高有关，因为在评价标准中，总烃、生烃潜量、氢指数、氯仿沥青“A”等都与烃源岩中现有的可溶有机质数量有关，而烃源岩中可溶有机质数量随着成熟度的增加而大大减少。从总有机碳看，济阳坳陷的含量并不明显偏低。

图9-7　渤海湾盆地主要油气区不同级别生油岩频率分布直方图

（a）大港油气区；（b）华北油气区；（c）胜利油气区

（4）同一坳陷内不同区域差异较大。根据对研究区已掌握的有机岩石学和地球化学分析测试资料，黄骅坳陷有机质丰度较好的煤系烃源岩主要分布在以孔古4、徐14、徐13等钻井代表的孔西潜山和徐黑潜山构造带（也就是南皮凹陷的北缘）。这里石炭—二叠纪煤中基质镜质体含量26.5%～58.2%，壳质组＋腐泥组含量可达52%～34%，煤的氯仿沥青“A”产率达1.7%～3.28%，生烃潜量达93～205mg/g，氢指数达203～515mg/gCorg。泥岩的有机碳含量达1.31%～5.9%，氯仿沥青“A”达0.11%～0.32%，生烃潜量达0.2～8.35mg/g，因此，中等以上生油岩可达到30%以上。冀中坳陷有机质丰度以苏13、苏8等钻井为代表的苏桥地区（即沧县隆起区的西缘）最好，其次是廊坊地区。这里石炭—二叠纪煤中富含壳质组分，而且山西组多于太原组，E+S一般可达15%～30%，某些分层可达35%～59%，已形成残植煤，其中主要成分是孢子体和角质体，其次是树脂体。这些富含壳质组的煤氯仿沥青“A”产率达1.2%～2.789%，生烃潜量＞170mg·g-1，有些可达268mg/g，氢指数一般＞200mg/gCorg。泥岩的有机碳含量一般＞0.9%，其中＞1.5%的可达67.5%，氯仿沥青“A”产率一般＞0.05%，其中＞0.1%的样品可达28%，生烃潜量一般＞0.5mg/g，其中＞2.5mg/g的占47.2%,HC一般＞150×10-6。冀中坳陷的大城凸起一带，煤系烃源岩也具有良好的生烃性质。煤的有机碳含量30.69%～63.29%，氯仿沥青“A”产率0.41%～6.04%，以＞3%的为主，生烃潜量达21～151mg/g，总烃可达5977×10-6～10220×10-6，煤中“E+S”相对含量一般＜10%。泥岩的有机碳含量一般0.5%～8.78%，其中＞1.5%的可达50%以上，生烃潜量达0.9～29.2mg/g，其中＞2.5mg/g的占60%以上；氯仿沥青“A”产率达0.027%～0.082%，其中＞0.05%的占50%以上；总烃达77×10-6～427×10-6。南部深县地区上古生界煤系烃源岩丰度比上述地区差。济阳坳陷内各凹陷成熟较高，但在成熟度低的地区（如康古1井，Ro为0.54%～0.58%；义古40井，Ro为0.52%～0.58%）有机质丰度也比较低，据康古1和义古40井资料，煤的有机碳含量58%～65%，但其氯仿沥青“A”产率一般＜1%，生烃潜量一般＜120mg/g，煤中E+S一般＜5%。从泥岩看，其有机碳含量一般＜1.5%，生烃潜量一般＜2.5mg/g，总烃一般为83～270mg/gCorg。

二、有机质类型

研究区石炭-二叠纪煤系烃源岩的有机组分复杂，既有由高等植物形成的镜质组、惰质组、壳质组组分，也有由低等水生生物形成的腐泥组，它们以不同的组成比例形成不同性质的烃源岩，而这些不同性质的烃源岩反映在有机质类型上就有了很大差异。

对烃源岩有机质类型的判识主要有地球化学方法（如干酪根元素组成分析、岩石热解氢指数、氧指数、降解率、类型指数分析、干酪根红外吸收光谱分析、干酪根碳同位素分析等）和有机岩石学方法。本专题对有机质类型的划分采用目前常用的有三类四分法，即I型——腐泥型、Ⅱ型（Ⅱ1——腐殖腐泥型、Ⅱ2——腐泥腐殖型）和Ⅲ型——腐殖型。

从组成烃源岩的各种有机组分化学性质看，煤系烃源岩（尤其是煤和碳质泥岩）应该以Ⅲ型为主，但当其中壳质组和腐泥组含量达到一定比例时就可能形成Ⅱ2～Ⅱ1型。据对孔古4井煤系烃源岩进行的Rock-Eval分析，IH、IO、D等指标对煤及碳质泥岩的有机质类型反映效果很差，IH、D值都比较高，造成以Ⅰ～Ⅱ型为主的结果。氯仿沥青“A”的族组成分析表明，饱合烃含量1.29%～8.29%，而芳烃含量高达18.59%～47.03%，饱/芳比＜1，全部为Ⅲ型。导致热解分析出现类型指数偏低的原因，其一与煤及碳质泥岩的有机质丰度高有关，有机质丰度高会导致降解潜率（D）的增大；其二与煤对已经形成的烃类有较强的吸附能力有关，由于其中吸附了大量已形成的烃，造成IH和D值偏大。

由于煤及碳质泥岩中形态有机质含量高，采用有机岩石学的方法进行评价是可行的。利用有机岩石学方法，通过计算产烃指数（HP）和产油指数（OP）对有机质类型的判识，基本上以Ⅲ型为主，但有些地区的煤层和泥岩中由于富含基质镜质体B和壳质组、腐泥组而出现较多的Ⅱ2型（如孔古4、大参1、苏8、苏13等井）。因此，研究区煤系烃源岩有机质类型总体以Ⅲ型为主，但各地区差异较大。在有机质丰度高的黄骅坳陷南皮凹陷北缘孔西潜山及徐黑凸起一带（以孔古4、徐4、徐13等钻井为代表）、冀中坳陷苏桥地区（以苏13、苏8等井为代表）及沧县隆起区的大城凸起（以大参1井和胜1井为代表）等地区的煤和泥岩中由于含有较多的壳质组＋腐泥组而使得Ⅱ2～Ⅱ1型比较丰富，其他地区基本上都是Ⅲ型，并含有一定数量的Ⅱ2型。

三、有机质成熟度

（一）有机质成熟度及分布

含煤地层中煤和暗色泥岩有机质的化学结构与湖相和海相生油岩不同。湖相和海相生油岩有机质是带有较多链状结构和环烷状结构的化合物；而煤系地层中的有机质是以带有侧链和官能团的缩合芳香核体系，因此，煤成烃的过程实质上就是煤分子结构中化学稳定性差的侧链和官能团（如甲氧基、甲基、亚甲基、羰基、羧基等）先后脱落，生成甲烷、重烃气和液态烃的过程。

根据煤成烃的特点，可将其划分为三个阶段：

（1）Ro＜0.5%的未成熟阶段：这个阶段有机质在细菌和氧的生物化学作用下产生一些CO2、H2O、CH4及少量的凝析油等，属生物成气阶段，也称为早干气阶段。

（2）Ro为0.5%～1.9%的成熟阶段：这个阶段烃类大量产生，既能生成大量湿气，又可伴生凝析油和原油。按煤阶划分，即为长焰煤-气煤-肥煤-焦煤-瘦煤阶段。在这一演化过程中，从长焰煤到肥煤阶段（Ro为0.5%～1.2%）以生成湿气和高蜡原油（即气油阶段）为主，同时伴生少量的凝析油；从焦煤-瘦煤阶段则主要生成湿气和凝析油。

（3）过成熟阶段（Ro＞1.9%）：又称为干气阶段，生成以甲烷为主的干气并伴生少量的凝析油。

根据上述煤成烃对应的几个阶段，研究区煤系烃源岩热演化程度可分以下几个阶段：

Ro＜0.5%，早期干气阶段；

Ro:0.5%～1.2%，湿气＋高蜡原油阶段；

Ro:1.2%～1.9%，湿气＋凝析油阶段；

Ro：＞1.9%，晚期干气阶段。

分析渤海湾盆地石炭一二叠纪煤系烃源岩Ro等值线图，上古生界煤系烃源岩的成熟度除了济阳坳陷偏高，黄骅和冀中坳陷的大部分地区都比较低。在黄骅坳陷，据目前掌握的资料，中部古潜山地区Ro值一般分布在0.55%～0.75%，孔古4井已深至近4000m,Ro也仅0.78%。预计在南皮、岐口、板桥坳陷深部，Ro值会随着埋深的增加而增高。冀中坳陷文安、霸县、廊坊等地区Ro值一般0.5%～0.9%，冀中地区可达0.5%～1.1%，局部地区受岩浆岩体的影响可达1.45%～2.45%（如苏1、4井等）。济阳坳陷现今埋深＜3000m的Ro值达0.52%～0.82%，且主要分布在坳陷边缘和凸起区，坳陷内则由于埋深大而一般达高成熟—过成熟阶段。钟宁宁等（1996）统计渤海湾盆地内各坳陷石炭－二叠纪煤系烃源岩有机质成熟度分布列于表9-9，由表可以看出，黄骅坳陷有机质成熟度主要分布在Ro为0.6%～1.3%范围内，分布频率占74.1%；冀中坳陷则主要分布在Ro＜0.6%和0.6%～1.3%范围内，分别占32.8%和61.8%，二者之合达90%以上；济阳坳陷有机质成熟度Ro在1.3%～4.0%范围内所占的比例达70%。因此，济阳坳陷石炭—二叠煤系烃源岩有机质成熟度明显比黄骅和冀中坳陷高。

本次研究中归纳总结不同地区Ro值分布状况列于图9-8。由图可以看出，黄骅坳陷孔西潜山-徐黑凸起一带Ro值以分布在0.8%～1.2%之间的为主，占59%，其次是0.5%～0.8%，占29%，二者之和达85%以上，也就是说，从成熟度来看，该区正处于生烃的最佳阶段。华北苏桥-文安一带Ro值以0.5%～0.8%为主，占62%，而0.8%～1.2%占27%，二者之和也大于85%，因此，苏桥-文安一带有机质成熟度相对孔西潜山－徐黑凸起一带来说要低一些。华北-大港油气区除了上述两个地区外，其他地区Ro值也以0.5%～1.2%为主，但Ro值为1.2%～1.9%的占27%，这说明相对上述两个地区成熟度偏高。胜利油气区的边缘和盆地内凸起区的Ro值以1.2%～1.9%为主，占40%,Ro值为1.9%～2.5%的占19%，由此可见，盆地内深部的Ro值会更大，因此，胜利油气区的有机质成熟度明显偏高。河北晋县以南（横跨华北、中原两个油气区）地区的Ro值以0.5%～1.2%为主，其中0.5%～0.8%的占67%,0.8%～1.2%的占23%，这说明该区成熟度相对较低。但中原油气区南部Ro值则以0.8%～1.9%为主，二者之和达84%。因此，从镜质体反射率（Ro值）分布和变化看，渤海湾盆地内石炭—二叠纪煤系烃源岩有机质成熟度以胜利油气区最高，其次是中原油气区南部。华北、大港油气区基本上以成熟阶段为主，部分地区（如大港油气区南部的南皮凹陷）处于成熟—高成熟阶段。

表9-9　各坳陷山西组有机质成熟度分布特征（据钟宁宁等，1996年）

图9-8　不同地区镜质体反射率频率分布直方图

（二）有机质热演化史

1.前印支—燕山期深成变质作用阶段

研究区石炭—二叠纪煤系地层在一定的深度范围内Ro值一般比较稳定，不随埋深的增加而增大（如冀中坳陷＜3000m，济阳坳陷＜3200m），埋深超过这个范围时Ro值会随着埋深的增加而增大。造成这种现象的原因是因为研究区在印支—燕山期前因深成变质作用已使煤系地层的成熟度达到现今埋深＜3000～3200m的成熟度，后期地层遭受抬升剥蚀，而后又开始沉降，但再次沉降深度没有超过抬升前埋深的缘故。从这个意义上来说，研究区目前埋深＜3000～3200m的上古生界煤系烃源岩的成熟度基本上都是在这个演化阶段就已形成的（去除个别地区受岩浆活动影响）。

2.印支—燕山期岩浆热变质和热液变质作用阶段

印支运动使华北地区开始抬升，造成晚三叠世—早侏罗世的沉积间断，其后便是长期的抬升剥蚀；侏罗纪—晚白垩世仅在局部地区形成沉积。燕山运动期间，随着构造-岩浆活动的增强而使得局部地区成熟度在深成变质作用的基础上发生了岩浆热变质和热液变质的叠加，造成局部地区成熟度的异常。

3.喜马拉雅期分异和第二次深成变质作用阶段

喜马拉雅运动期间渤海湾盆地进入断陷沉积时期，在由燕山运动形成的一系列一级和二级断陷盆地里沉积了大套湖相泥岩，沉降分异显著。因此，这个时期对成熟度的影响主要体现在断陷盆地内随着埋深增加而发生的第二次深成变质作用；而其他没有接受沉积的隆起区或沉积厚度小于抬升隆起前（即印支运动前）沉积厚度的地区（除了局部受燕山期岩浆活动影响外），则基本上保留了前印支运动第一次深成变质作用的水平。

因此，研究区成熟度有三种类型：一是埋深＜3000～3200m的第一次深成变质作用形成的成熟度；二是局部受岩浆或热液活动影响出现的异常成熟度；三是埋深＞3000～3200m的二次深成变质作用形成的成熟度。这三个不同成熟度演化阶段的组合及在不同地区的影响变化对研究区煤系烃源岩的评价和生烃能力会产生直接影响。

生烃潜力和成气、成油作用主要取决于镜质组中富氢组分含量

1.下侏罗统烃源岩分布

下侏罗统防虎山组（J1f）烃源岩主要分布在盆地中部的河口集－霍丘－合深5井－朱巷－合深4井－合浅10井以南的广大地区，向北厚度逐渐减薄，直到尖灭（图6-4），面积约400km2。据地震剖面地震相解释，该套含煤地层最厚可达200～400m。安参1井于2785～3015m 处连续见到80多米厚的灰黑色、灰色泥岩、砂质泥岩、炭质泥岩和劣煤，属浅－半深湖相。

2.下侏罗统烃源岩地球化学特征

（1）有机质丰度

在坳陷南部肥西防虎山地区，下侏罗统露头属于辫状河沉积，暗色泥岩厚度仅1.3m,煤线厚0.13m。其有机质丰度较高，有机碳含量一般在2.0%～5.0%，最低为0.86%，炭质泥岩有机碳含量高达8.14%；氯仿沥青“A”含量为0.015%～0.065%；总烃一般（100～200）×10-6，最高达到542×10-6。但是岩石热解分析结果却指示其未能达到陆相烃源岩的标准，因为生烃潜量（S1+S2）为0.32～0.59mg/g，多数低于陆相烃源岩的下限（0.5mg/g），惟有ZK5井炭质泥岩达到0.59mg/g，为差烃源岩。其原因可能是有机质类型不佳和热演化程度较高。按照Ⅲ型干酪根Tmax为600℃进行恢复，该区原始生烃潜力（S0）达到6.72～12.39m g/g，达到较好烃源岩标准。又如安参1井的下侏罗统防虎山组的暗色泥岩，有机碳含量在0.05%～0.23%之间，平均为0.13%；氯仿沥青“A”含量为0.001%～0.0039%，平均为0.0018%；生烃潜量（S1+S2）为0～0.2mg/g，平均值为0.023mg/g（图6-5）。虽然达不到油源岩的标准，但有机碳含量还是达到了气源岩的下限标准（0.1%）。因此，防虎山地区钻遇的防虎山组暗色泥岩，可以成为合肥坳陷的气源岩之一。

图6-4 合肥坳陷下侏罗统防虎山组暗色泥岩分布图（据胜利油田有限公司勘探处，2004）

图6-5 安参1井下侏罗统暗色地层有机质丰度变化图（据胜利油田有限公司勘探处，2004）

（2）有机质类型

在防虎山地区，ZK6井防虎山组炭质粉砂岩δ13C为－21.54‰，具有陆相沉积特征。从显微组分组成（表6-10）也可看出，镜质组占53.04%～75.06%，惰质组为23.65%～40.64%，壳质组为4.03%～6.32%，由此可以确定为Ⅲ型干酪根。根据可溶有机质组成特征，防虎山组暗色泥岩正构烷烃碳数范围在C14—C30之间，主峰碳为C16—C18，热演化程度高（Ro>2.0%），类型差（Ⅱ2－Ⅲ型）。来自于陆源植物的有机物随着热演化程度的增高，正烷烃的重烃成分减少，轻烃成分增加，主峰碳前移，形成前峰型，显示明显的低碳优势，因此防虎山组 比值高，为1.34～35.35，与热演化程度相符。饱和烃中Pr/Ph比值为0.4～1.03，平均为0.79，指示弱，形成于还原环境。显然，防虎山地区防虎山组有机质类型应以Ⅲ型为主，个别为Ⅱ2型。

表6-10 合肥坳陷防虎山地区防虎山组（J1f）烃源岩有机质组分类型统计

在安参1井，干酪根显微组分分析结果也证实，下侏罗统暗色泥岩的干酪根以Ⅲ型为主，少量为Ⅱ1型。色谱－质谱分析表明，C27、C28、C29生物构型规则甾烷呈“V”字型分布（图6-6），其中C27甾烷含量在40%左右，C29甾烷含量在35%左右，即C27甾烷＞C29甾烷，指示有机质以水生浮游生物来源为主。同时，类异戊二烯烃化合物中植烷不很发育，五环三萜烷中含有少量的γ蜡烷（指数为0.2左右），指示沉积环境是具有一定咸度的弱氧化－弱还原水体。

图6-6 合肥坳陷安参1井防虎山组（J1f）暗色泥岩饱和烃色质分析谱图

3.下侏罗统有机质热演化程度

在防虎山地区，下侏罗统防虎山组Ro为2.21%～3.04%（图6-7），Tmax为600℃；H/C原子比为0.415～0.56，说明烃源岩已进入过成熟阶段。在安参1井，下侏罗统暗色地层镜质体反射率为2.2%～3.52%，表明也处于过成熟阶段；但其甾烷异构化参数C2920S/（20S+20R）的比值仅为0.35～0.44，表明可溶有机质尚处于成熟阶段。安参1井出现这种矛盾现象的原因，可能是该套地层曾经发生过外来烃的运移和充注过程。因此，下侏罗统防虎山组烃源岩只有生气能力。

油气地质研究成果

含煤岩系有机质主要由高等植物的遗体构成，由于高等植物的组成和演化受制于古气候、古沉积环境等因素，含煤岩系有机质常呈现出变化大、复杂与多样性。但是，有一个共同的特点，就是含煤岩系有机质中最普遍的显微组分是镜质组。众学者对镜质组开展了研究，提出了多个分类方案(表4 20)，镜质组有多个亚显微组分，表明它们具有不同的荧光强度、沥青“A”含量和富氢程度。因此，有研究者(Bertrand 1984，1986；王飞宇，1992；郜建军等，1995；刘德汉等，2005)认为含煤岩系生油性能并不是与壳质组含量相关，其氢指数却与含煤岩系中基质镜质组含量呈现正相关性。

表4-20 镜质组的亚类划分表

(据王飞宇资料简化，1992)

王飞宇等(1992)用透射电子显微镜研究了中国不同时代、地区煤样的镜质组，发现其中含有正常显微镜观察不到的超细分散状类脂体(超微类脂体)，超微类脂体的含量与镜质组的荧光强度、氢指数等存在明显的正相关性。王飞宇认为，可以根据超微类脂体的含量来划分镜质组的亚类(表4-21)，并认为，当超微类脂体含量超过8%的镜质体Ⅰ和镜质体Ⅱ时，具有较好的生烃潜力，总有机碳的S1+S2值接近于或大于200mg/g。

表4-21 镜质体类型的透射电镜(TEM)分类表

(据傅家谟、秦宗匡等，1995)

刘德汉、傅家谟等(2005)在“煤成烃的成因与评价”一文中指出：我国多数含煤盆地是以富含镜质组和惰质组的腐殖煤为主，决定了含煤盆地油气勘探方向主要是煤成天然气，只有少数含煤盆地的含煤岩系中广泛存在壳质组和微壳质组含量较高的煤层，才具有煤成油的实际勘探前景。吐哈盆地存在煤成油，除了煤中有壳质组含量相对较高的分层以外，另一个重要因素是基质镜质体和结构镜质体中常包含较多微米级-亚微米级的微壳屑体、微藻屑体等，含量可达10%～20%，因此，基质镜质体中微壳质组以及煤岩中壳质组含量对于形成煤成油都具有重要意义。

该文还通过实验数据进一步论证了各种壳质体生烃性能的差别(图4-7)。

图4-7 热演化生烃模拟实验不同显微组分产率图

(据刘德汉等，2005)

1)在中等热演化阶段(Ro值为0.7%～1.0%)，不同壳质体都有一定数量的液态烃产出，但液态烃产率变化很大，为40.3～377.4mg/g，约占总烃产率的45%～85%，最高可达89%。

2)在液态烃的主要生烃阶段，藻质体和角质体液态烃产率最高，液态烃产率分别为377.4mg/g、276.9mg/g，孢子体液态烃产率为69.8mg/g，树皮体的液态烃产率为40.3mg/g。

3)孢子体和树皮体在液态烃产出阶段还有较多的气态烃产出，例如树皮体气态烃产率为98.4mg/g，藻质体和角质体较少。

上述成果表明，由于煤岩及含煤岩系泥质岩中镜质组是有机显微组分的主体，因此，不同的煤岩和含煤岩系泥质岩生油气潜力的差异以及所产出油气性质的不同，不仅取决于含煤岩系的煤岩和泥质岩中壳质组含量，更主要取决于镜质组的具体成分。煤的生烃性能与煤样中壳质组含量不存在明确的相关性，是因为不同类型壳质组的液态烃产率和总产烃率差别甚大；其氢指数与煤样中的基质镜质组呈现明显的正相关性，是因为在镜质组中富含基质镜质组(或称荧光镜质组、富氢镜质组，包括富含超微类脂组的镜质体Ⅰ和镜质体Ⅱ，它们富含微壳质组)，其生油、生气潜力最好；正常镜质组和贫氢镜质组主要生成气，并且以产干气为主。

以成煤的原始物质及其在煤中的浓集程度、煤相为基础，Stopes(1919)将煤划分为3种基本类型：腐泥煤、腐殖煤与残殖煤，并得到广泛认同(傅家谟等，1990)。3种基本类型中以腐殖煤分布最广，中国石炭纪以来的煤层绝大部分都是腐殖煤，主要是由高等陆生植物在正常泥炭沼泽环境中聚集而成的，其显微组分含量一般＞60%。残殖煤实际上是腐殖煤中壳质组在某些特殊条件下高度富集形成的暗煤，其壳质组含量可高达50%～60%以上，如广泛分布在江西乐平、浙江长兴一带的树皮残殖煤就是比较典型和比较特殊的残殖煤。通常残殖煤呈薄层条带状、透镜体夹于腐殖煤或炭质页岩中，但是在江西乐平和浙江长兴地区，二叠纪残殖煤分布较广，厚度可达1.3～2.3m(韩德馨、任德贻，1983)。腐泥煤是与腐殖煤在成因和性质上都很不相同的特殊煤类，其成煤的原始物质主要为藻类等低等生物及浮游生物、底栖生物，如分布在中国北方地区石炭纪、二叠纪含煤岩系及贵州水城晚二叠世龙潭煤系中的藻煤(张爱云，1999；金奎励，2006)，但厚度不大，多呈夹层或薄层状，分布也比较局限。

虽然腐泥煤的生烃潜力最好，腐殖煤生烃潜力最差，但是，腐泥煤在世界煤的总量中所占比例不到10%，世界上80%以上的煤是腐殖煤(傅家谟，1990)。中国所有含煤岩系均以腐殖煤为最主要，腐泥煤通常是以透镜状、薄夹层状态呈现于腐殖煤层中。大多数腐殖煤主要煤岩组成是镜质组，镜质组在煤岩组分中含量一般为65%～85%，其次为惰性组(含量一般为15%～25%)，壳质组含量甚微(一般＜5%～10%)。与煤层有成因联系的暗色泥质岩，分散干酪根的显微组分也是以镜质组为主，镜质组含量为55%～70%，惰性组为10%～20%，壳质组为15%～30%(戴金星，2000)。镜质组中，基质镜质体(或称荧光镜质体、富氢镜质体、包括富氢超微类脂组的镜质组Ⅰ和镜质组Ⅱ)生油潜力最好，正常镜质组和贫氢镜质组主要生成气，并且以干气为主，因此，其生烃潜力和成气、成油作用主要取决于镜质组中富氢组分的含量，即基质镜质组的具体成分。说明含煤岩系生烃潜力的差异不仅取决于壳质组分含量，更主要取决于镜质组具体成分，即基质镜质组具体组分在煤成烃性能中可能起主导作用。

（一）陆坡多期造盆作用叠加在南海北部深水区形成三大继承性凹陷

1.南海北部陆坡深水区新生代盆地三阶段演化特征

南海北部陆坡深水区盆地经历了多幕裂陷期、区域热沉降期和新构造活动期三大阶段。在上述不同的演化阶段形成了不同类型的沉积盆地。裂谷期主要是古新世—始新世—渐新世形成断陷，如珠江口盆地和琼东南盆地深水区的古近纪断陷，早期充填的地层是陆相的河流－湖泊型沉积，晚期充填的地层在空间上有一定的分区性，包括河流－湖泊型的陆相、海相和海陆过渡相地层；早—中中新世以热沉降为主，属大陆边缘型拗陷沉积；新构造活动以晚中新世以来，叠加有印藏碰撞、菲律宾板块碰撞而导致的快速沉降、沉积及其变形。

（1）多幕裂陷期

裂谷期主要发生在古近纪，呈现多幕裂陷特征和空间上的迁移特征，裂陷结构在深水区珠江口盆地白云凹陷以半地堑为主，琼东南盆地凹陷区以大型复合型地堑和半地堑为主要特征，充填了古近系古新统、始新统和渐新统。

1）初始裂谷期：时代上相当于古新世裂谷期，该期发育的断陷孤立、分散、后期埋藏深。珠江口盆地深水区和琼东南盆地深水区目前还没有钻遇，在地震剖面上与上覆始新统难以区分。

2）主裂谷期：时代上相当于始新世，对应地层相当于珠江口盆地文昌组和琼东南盆地的始新统，在陆坡深水区钻井虽然没有钻遇始新统，但相同的区域构造演化推断深水区也发育有该套地层，并通过与浅水区始新统地震反射特征的类比分析确定了深水区始新统地层的存在并很发育。

3）晚裂谷期：时代上相当于渐新世，在大陆架上对应地层相当于北部湾盆地涠州组，在珠江口盆地陆架和深水均为恩平组和珠海组，在琼东南盆地为崖城组和陵水组。

在深水陆坡区，珠江口盆地白云凹陷已钻遇该套地层，琼东南盆地中央坳陷崖南凹陷周边也钻遇。晚裂谷期南海北部深水区的沉积和沉降范围进一步扩大，除了珠江口盆地神狐隆起和琼东南盆地的南部隆起局部地区外，广泛接受了渐新统沉积，其中琼东南盆地深水区的沉积厚度最大，乐东－陵水凹陷和松南－宝岛凹陷也由单独发育的洼陷逐渐合并为一个凹陷。该套地层沉积时断裂作用趋于减弱，构造活动具有断—拗过渡性质，沉积相研究表明，该时期已出现明显的海进过程，发育了从海陆过渡相到浅海相的地层。

（2）区域热沉降期

区域热沉降期开始的标志为断陷沉积之上可连续追踪的区域性破裂不整合面，标志着岩石圈伸展断陷作用的终止。自古近纪末起，构造性质由裂谷作用转换为热沉降作用，该期断裂作用不活跃，沉降幅度和速度相对降低，地层厚度相对小，在区域上形成白云凹陷主洼和琼东南盆地中央坳陷两大沉积－沉降中心。

（3）新构造活动期

中中新世末或上新世以来，深水陆坡区区域构造环境发生了显著变化，且东、西部表现出显著差异。

白云深水区构造活动性增强，既表现为快速的沉降、快速的沉积、显著的晚期断裂作用。快速的沉降主要来源于深部地幔隆升引起的均衡补偿，快速的沉积由于古珠江为该区提供了大量的物源，断裂作用主要起因于菲律宾海底扩张所产生的北西向挤压作用。快速的构造沉降和相对欠补偿的沉积补给造成深水区的形成和陆坡形成。琼东南盆地深水区新构造期构造活动表现为快速沉积沉降，沉积地层很厚，但断层活动很弱。

（二）南海北部深水区发育3个大型继承性凹陷

1.南海北部深水区构造单元划分

南海北部深水区三级构造单元划分为3个（低）凸起、3个隆起和9个凹陷。

3个（低）凸起分别为云开低凸起、北礁东低凸起和北礁西低凸起。

3个隆起分别为珠江口盆地西南的神狐隆起、南部隆起和琼东南盆地南部的永乐隆起。

9个凹陷从东到西依次为荔湾凹陷、白云凹陷、开平凹陷、顺德凹陷、长昌凹陷、松南－宝岛凹陷、北礁南凹陷、北礁凹陷和乐东－陵水凹陷。其中珠江口盆地深水区包含4个凹陷，琼东南盆地划分了5个凹陷，乐东－陵水凹陷西南缘和长昌凹陷东南部由于地震测网未完全覆盖，这两个凹陷的西南边界和东南边界不清楚。

各凹陷的面积、最大沉积厚度和平均厚度统计见表4-1。需要说明的是，乐东－陵水凹陷和长昌凹陷实际面积分别大于8800km2和6600km2。

各凹陷统计结果表明，无论是分布面积，还是最大沉积厚度和平均厚度，白云凹陷、乐东－陵水凹陷和松南－宝岛凹陷这3个大凹陷均明显大于其他6个凹陷。除了白云凹陷的面积超过了15000km2外，乐东－陵水凹陷和松南－宝岛凹陷的面积也超过和接近了8000km2；这3个大凹陷最大沉积厚度均超过了10000m，平均厚度也超过了7000m。

表4-1 南海北部深水区各凹陷面积、新生界最大沉积厚度、平均厚度统计表

2.南海北部深水区发育3个大型继承性凹陷

通过区域构造背景、盆地演化特征和石油地质条件初步分析，南海北部深水区发育有白云凹陷等3个大型继承性凹陷，下面作具体介绍。

始新统沉积期间，南海北部深水区出现若干个沉积中心。东部的珠江口盆地以白云凹陷为沉积中心，最大沉积厚度为4300m，沉积厚度大于1000m的面积达5840km2；西部的琼东南盆地则出现了3个沉积中心，其中乐东－陵水凹陷和松南－宝岛凹陷规模较大，最大沉积厚度分别为2500m和1900m，沉积厚度大于1000m的面积达3145km2和1496km2。

早渐新世，珠江口盆地和琼东南盆地分别沉积了恩平组和崖城组地层，可以发现，深水区的凹陷保持了继承性发育特征。相对白云凹陷而言，深水区西部琼东南盆地的乐东－陵水凹陷和松南－宝岛凹陷沉积范围和厚度均显著增大，沉积最大厚度均超过2000m。

晚渐新世期间，白云凹陷、乐东－陵水凹陷和松南－宝岛凹陷的沉积范围和厚度进一步扩大，从整个古近系地层时间域厚度图来看，南海北部深水区发育的3个大凹陷中白云凹陷的分布面积最大，达到了现今该凹陷的大致规模，乐东－陵水和松南－宝岛凹陷的沉积厚度最大，分别为1950m和3700m。其他凹陷无论是沉积厚度，还是分布范围与三大凹陷均有明显差距。

从整个新生界沉积厚度来看，基本保持了古近系沉积中心分布的格局，3个大凹陷继承性发育分别形成深水区东部的沉积－沉降中心和深水区西部两个沉积－沉降中心。

（三）高丰度的烃源岩

南海北部陆缘深水区发育三大套烃源岩：①断陷期始新世中深湖相泥岩；②断陷期渐新世崖城组、恩平组海陆过渡相烃源岩；③晚渐新世陵水组、珠海组烃源岩主要为浅海相沉积。

1.始新统文昌组地球化学特征

南海北部深水区始新统中深湖相烃源岩尽管没有钻遇，但从珠江口盆地和北部湾盆地钻遇的始新统的地化分析结果来看，其有机质丰度相当高，文昌组不同沉积相烃源岩有机碳平均值从0.78%到2.94%，平均氯仿沥青“A”为0.063%～0.225%；LF13-2-1井为典型代表剖面（图4-1），文昌组烃源岩有机质丰度相当高，充分显示了文昌组烃源岩具有很好的生烃潜能。

图4-1 LF13-2-1井烃源岩地球化学剖面图

2.下渐新统恩平组、崖城组地球化学特征

南海北部陆坡及浅水区大部分钻井都已钻遇，其沉积环境主要是以海陆过渡相沼泽环境、半封闭海相沉积环境为主。

（1）琼东南盆地渐新统煤和煤系泥岩

琼东南盆地渐新统煤系烃源岩，盆地北部大部分钻井都已钻遇，其沉积环境主要是以海陆过渡相沼泽环境、半封闭海相及浅海相为主。下渐新统崖城组泥岩钻井资料平均有机碳为1.2%，总烃1628×10-6，生烃潜力为1.87mg/g，达到中等—丰富烃源岩标准。泥岩的干酪根元素组成H/C比值大多小于1.0，其中渐新统比值介于0.5～1.2之间，大多集中在0.8～1.1区域，O/C原子比主要集中在0.1～0.25之间，以Ⅱ2—Ⅲ型为主；烃源岩热解氢指数普遍低，主要为Ⅱ2—Ⅲ型,干酪根显微组成分析表明，崖城组烃源岩干酪根以镜质组和惰质组为主，占40%～80%，灰色无定形为10%～30%，有机质类型为Ⅱ2—Ⅲ型；干酪根碳同位素值为－27.14‰～－27.3‰，表明渐新统烃源岩的成烃母质主要是陆生高等植物。

琼东南盆地钻井揭示的崖城组普遍含煤，其中煤系地层的生烃潜力非常巨大，煤的TOC平均达55.4%，总烃7415×10-6，生烃潜力为87.4mg/g（表4-2）。该套烃源岩已被钻井所证实，崖13-1气田煤型气主要气源岩就是下渐新统崖城组过渡相—半封闭海相烃源岩。

崖城组的煤层宏观上具有煤层层厚极薄、煤层层数变化大、横向稳定性差等特点（图4-2），煤岩煤质分析发现，该地区煤层最典型的特点为全硫含量高、灰分含量高。煤层的众多特点均反映了成煤环境的复杂性。煤岩的高硫分说明煤层沉积的位置是近海的，高灰分说明煤层中含有较多的陆源碎屑。

琼东南盆地煤样的最大镜质体反射率在1.03%～1.23%之间，平均值为1.14%，大致处于第二次煤化跃变阶段，为肥煤或焦煤。

表4-2 琼东南盆地崖城组烃源岩的主要丰度指标

注：范围值/均值。

图4-2 崖13-1-2A井煤的分布及组分特征

（2）白云凹陷渐新统煤和煤系泥岩

珠江口盆地白云凹陷渐新统烃源岩（恩平组和珠海组）沉积环境以海陆过渡相沼泽环境、海相沉积环境为主。恩平组主要为海陆过渡相沼泽环境，是本区很好的烃源岩。泥岩TOC的平均含量为2.19%，平均氯仿沥青“A”达0.0634%，平均生烃潜力为4.02（mg/g）（表4-3，图4-3）；干酪根H/C原子比大都在1.2～0.7之间，为Ⅱ2型为主；源岩热解气相色谱分类多为Ⅱ型，白云凹陷Ⅱ1型居多（图4-4）；恩平组烃源岩生物标志化合物无高丰度的C304－甲基甾烷，但有较强的树脂化合W、T，Pr/Ph比值较高，一般大于2；沉积环境及古生物研究表明，恩平组中仅包含陆生植物碎屑为主的有机物碎屑组合，组合中的有机物碎屑种类更为单调，反映水体较强的动力和充氧条件。恩平组上、下部含盘星藻、环纹藻、白色藻和球藻，但含量都不高，其总量未逾10%，恩平组顶面有海相沟鞭藻出现，表明恩平组晚期有明显的海侵作用。

表4-3 白云凹陷不同相带烃源岩有机质丰度数据表

注：范围值/平均值（样品数）。

恩平组煤和炭质泥岩的各项指标都远远大于泥岩,这类源岩极其丰富的有机质为烃类形成提供了雄厚的物质基础。以陆源有机质为主的恩平组泥岩生烃能力较低，每克岩石生烃量不超过2.65mmg，生烃窗较宽,镜质体反射率1%～3.8%；生烃高峰有机质成熟度较高（Ro＝1.2%～2%），生成的气态烃多于液态烃；但煤岩生烃热模拟则与泥岩不同，最大生烃量远大于20mg/g，远大于泥岩，生烃高峰有机质成熟度大于2.0%，显然以生气为主。

3.上渐新统烃源岩特征

白云凹陷上渐新统珠海组烃源岩主要为海相沉积，有机质丰度中等，但LW3-1-1井所揭示的珠海组烃源岩有机质丰度相对较高（图4-5），白云凹陷珠海组烃源岩的丰度统计，珠海组泥岩TOC的从0.1%到3%，142个样品的平均值为0.67%，TOC主频分布在0.6%～1.0%；平均氯仿沥青“A”达到0.046%,“A”的主频分布在0.06%～0.1%（图4-6），达到了较好烃源岩的标准；热解分析其有机质类型与恩平组基本相似,主要为Ⅱ2—Ⅲ型。此外，随陆坡向深水区海相环境的过渡，地温梯度及烃源岩成熟度的增加，该烃源岩可能成为深水区重要的烃源岩。

图4-3 PY33-1-1井地球化学剖面

图4-4 PY33-1-1井烃源岩沉积环境演化图

图4-5 LW3-1-1井地球化学剖面

图4-6 白云凹陷珠海组烃源岩TOC和“A”频谱图

4.持续沉降的埋藏史有利于烃源岩的演化

（1）琼东南盆地深水区烃源岩生排烃特征

琼东南深水区始新统和渐新统崖城组两套主力烃源岩，该区成熟烃源岩分布广、体积大，生烃潜力巨大，排烃期长（图4-7）。生排烃作用经历了从30Ma到现今很长的生排烃过程，总体上以排气为主，占总排烃量的56%，有30～15Ma和9Ma到现今两个排烃高峰；早高峰以排油为主，排烃量占总排烃量的68%；晚高峰占21%。23Ma前以排油为主，其后以排气为主。在这个过程中无论是生油气量，还是生油气的位置都是有明显的变化，总体上呈现出“油气兼备、早油晚气”的特征。

（2）珠江口盆地深水区烃源岩生排烃特征

白云凹陷文昌组、恩平组两套主力烃源岩生排烃作用经历了从40Ma至今很长的生排烃过程。油主要生成于12.5Ma以前，这一期间的生油量占总生油量的87%，此后生油量迅速减小。气主要生成于23.5Ma以后，这一期间的生气量占总生气量的73%，生气量从古至今呈缓慢增加趋势，现今为生气最高峰。12.5Ma至今生气量为生油量的2.6倍左右（图4-8）。

图4-7 琼东南深水区各时期排油气量占总排烃量的比例

（四）受海平面的持续阶段性上升影响，南海北部深水区发育了多套优质储层

受相对海平面变化的控制，现今的陆坡深水区自南海扩张以来经历了3次台阶式海进事件，形成了特有的台阶式退积层序组合，具有下粗上细的沉积序列，造就了渐新统以前的浅水（扇）三角洲－滨岸相砂泥岩沉积组合，新近系的深水扇砂泥岩为主的沉积组合，发育三类储层：①浅水（扇）三角洲－滨岸相储层；②深水的低位深水扇储层；③中部隆起的碳酸盐岩台地储层。

1.南海北部陆坡区浅水型沉积储层

图4-8 白云凹陷各时期生油、气量占总排烃量的比例图（按油当量计算）

南海北部陆坡区在渐新统时期地层沉积受古地形控制，为盆地演化第三旋回发育期，具有明显的填平补齐现象，在白云凹陷主洼和琼东南盆地中央凹陷带均发育有超过1000毫秒厚度以上的沉积地层。受相对海平面变化控制，渐新世晚期全区发生海进，但海进方向存在差异：东部白云凹陷－顺德－开平凹陷的海水可能由东部进入，沿着由东向西的方向海进；西部琼东南盆地可能存在东西两个海口，海水从两个方向进入盆地，继承崖城期的海进方向。这一时期，南海北部陆坡区在由湖变海过程中一致表现出多物源充注特征，而且低凸起也可以成为局部物源。陆相湖泊阶段表现出典型的缓坡、陡坡和长轴方向的多物源注入特点，且在海盆阶段也表现出相似的多物源特点（图4-9）。

南海北部深水区的浅水型沉积储层主要包括白云凹陷的珠海组浅海三角洲－滨岸相储层和琼东南盆地深水区的浅海扇三角洲－滨岸相储层。白云凹陷和琼东南盆地两大地区的三角洲规模明显不同，白云凹陷珠海组时期发育大型缓坡型三角洲，包括北部缓坡带和长轴方向的两个物源区；而琼东南盆地该时期只发育有小型的扇三角洲。白云凹陷受到古珠江三角洲影响，存在大型继承性物源，而琼东南盆地中央凹陷带高位体系域只有多点、小型物源注入。

（1）白云凹陷渐新统珠海组三角洲储层

珠江口盆地发育多套三角洲前积旋回组合，具有砂岩单层厚度大、砂泥岩互层的特点，其中在珠海组沉积中期出现一次大规模的海进，发育了一套分布相对稳定的区域性泥岩沉积。

珠海组沉积初期全盆地范围的海侵形成珠海组下段向上变细的正旋回组合；随着最大海泛期（对应的时代为28.5Ma左右）的出现，在白云凹陷周边各井的珠海组中段普遍发育一套稳定的泥质沉积；随后，强烈的海退，导致珠海组浅水陆架三角洲向海方向的进积，形成向上变粗的反旋回组合。在珠海组沉积时，南部隆起带已基本为海水所淹没，成为水下低隆起，但在西南区和南部隆起带的西侧分布着一些古隆起，形成南部障壁岛，使得白云凹陷的沉积环境具有强烈的障壁特征，成为局限海；白云主洼的西斜坡（包括白云西洼和云开低隆起）、北斜坡、东斜坡（包括白云东洼地区）和白云主洼同为浅海陆架环境；同时，在区内分布着一系列近北西—东西向的控洼断裂在继续活动，控制着沉积物来源的方向和地层的展布。

珠海组沉积后期，在强烈海退控制下，三角洲相的沉积一直推进到了白云凹陷的南部靠近南部隆起带一侧，但很快在更大规模的海侵作用影响下，21Ma左右再次向陆方向后退，开始发育珠江组的沉积。特别是在白云凹陷的西南部古隆起带上和东沙隆起在23.8～18.5Ma之间沉积了相当厚度的灰质沉积组合。同时，钻遇的地层都有不同程度的含钙，表明这期间白云凹陷发生了明显的海侵事件。

（2）琼东南盆地渐新统陵水组扇三角洲储层

陵水组沉积时期（30～21Ma），琼东南盆地处于继续拉张断陷阶段，而且前期（30～25Ma）断陷活动达到高峰，隆坳相间的构造格局十分明显，沿盆地边缘和隆起斜坡，普遍发育扇三角洲体系，其分布范围均比早期大。扇三角洲范围小，厚度大，一般粒度较粗，物性较好，是本区最主要的储集类型之一。24.8Ma全球海平面大幅度上升之后，南海北部构造运动变弱，并且开始整体下沉，原来的海陆过渡相沉积逐渐被海相沉积所取代。

2.新近系深水扇储层

白云凹陷深水区主要的沉积物为远源所形成，物源来自于北部的古珠江，宽陆架和持续沉降的白云凹陷形成的陆坡内盆地是沉积珠江深水扇系统的古地理环境，周期性的相对海平面变化造就了宽陆架上的珠江三角洲系统和陆坡内的珠江深水扇系统。琼东南盆地深水区沉积物的物源来自于北部的海南古隆起，缺乏像白云凹陷那样具稳定和充沛的供源系统，陆架比较窄，受构造作用比较强，沉积物质直接从峡谷中输往盆地沉积（图4-10）。

（1）盆底扇砂体

盆底扇在层序的低位早期发育在盆底或者陆坡底部，其形成与陆架暴露及斜坡上的峡谷侵蚀（河流回春的下切侵蚀）密切相关，深切谷、峡谷、水道为其供给沉积物，扇内朵叶体受水道控制，是重力流沉积。其地震相特征总体上呈低角度丘状外形，向海岸方向上超，向海盆方向前积或上超，反射连续，中强振幅，中频率，内部结构为平行—亚平行状或杂乱反射（图4-11）。盆底扇砂岩分选好，具有良好的储集性能，侧向或垂向被深海—半深海泥岩分隔，形成有利的地层－岩性油气藏。

图4-9 南海北部深水区珠海组/陵水组层序高位体系域沉积相平面图

图4-10 南海北部陆缘深水区中新统低位浊积砂体分布图

图4-11 盆底扇地震反射特征（测线02ODP03）

（2）斜坡扇砂体

斜坡扇形成于海平面下降的晚期或上升的早期（即低位体系域中晚期），发育在陆坡中部或底部，可能是重力流沉积。物性一般较好，侧向和垂向与半深海相泥岩接触，形成有利的地层或构造－地层圈闭。南海北部深水区内斜坡扇砂体广泛分布（图4-12）。南海北部分布的斜坡扇面积和厚度较大，埋深较浅，且附近都有大的断裂与深部烃源岩沟通，是很有潜力的勘探目标。

图4-12 琼东南盆地深水区中新统斜坡扇地震反射特征（Line 97－D1120）

（3）进积楔形体

进积楔形体发育于低位晚期，是在相对海平面上升早中期形成的，为低位三角洲或滨岸沉积物，向盆地方向推进、向陆超覆的进积到加积准层序组构成的楔状体。进积楔的临滨砂体、三角洲砂体和深切谷充填砂体是很好的储层，顶部为海侵泥岩覆盖，有很好的盖层，一般与构造配置形成复合圈闭。

（4）峡谷水道砂体

峡谷水道形成于海平面快速下降时期，在断裂控制的陆架坡折带上，由于河流体系的溯源侵蚀而形成。砂体下部发育多条深断裂，几乎与砂体相接，为深部油气向上运移提供很好的通道。

3.新近系碳酸盐岩台地及生物礁储层

晚渐新世—中中新世的海侵，淹没了永乐隆起和崖城－东沙隆起带，使其相继成为水下高地，发育了碳酸盐岩台地、生物礁或碳酸盐岩与碎屑岩的混合台地沉积。

早中新世是珠江口盆地碳酸盐岩发育的主要时期，东沙隆起及其周缘普遍发育台地相灰岩和礁灰岩（图4-13）。钻井和地震资料表明，在白云凹陷的东部、东北部和西部的隆起/低隆起区发育碳酸盐岩台地，是深水区很有潜力的勘探目的层。琼东南盆地深水区南部永乐隆起区，在早中新世以后形成了一个远离岸线、陆地沉积作用影响微弱、远洋沉积因素的影响居主导地位的大型浅水台地，为台地碳酸盐岩的发育创造了非常有利的环境条件（图4-14）。位于永兴岛上的西永1井钻遇了自中新世早期至第四纪发育的厚达1251余米厚的复合礁灰岩，礁体的持续发展可能与该区持续的构造沉降导致的相对海平面上升有密切关系，海平面上升为礁体提供稳定的生长空间。据赵述岛第四系礁灰岩分析，其孔隙度平均可达28%（12%～48%），渗透率平均551×10-3μm2（（21～25000）×10-3μm2），是非常优越的储层。

图4-13 珠江口盆地东沙隆起上发育的生物礁地震反射和属性特征

图4-14 琼东南盆地南部深水区中新统台地灰岩地震反射及属性特征

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