烃源岩的非均质性及控制因素.docx
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烃源岩的非均质性及控制因素
烃源岩的非均质性及控制因素
摘要:
通过对东营凹陷沙河街组烃源岩的研究,发现厚度大、分布广的沙三段主力烃源岩在有机质和岩性等方面存在多种尺度的非均质性。
用牛38井资料证实,烃源岩受沉积环境、有机质保存条件、生烃和排烃作用的影响,可以形成岩性和有机质的不均匀分布状况。
烃源岩非均质性出现在同一岩层、相带内,也可出现在毫米级的纹层间,甚至出现在分子组成（生物标志物）上。
从宏观到微观系统分析烃源岩的非均质性后发现,沙河街组烃源岩的非均质性明显受其体系域、沉积相带、有机质保存条件和古生产力等多种因素控制。
其中,不同的体系域和沉积相带控制了烃源岩的岩性和岩相组合及生、排烃能力,高的古生产力是有机质富集的前提,缺氧还原环境使有机质能够保存的决定因素,同时,局部环境下发育的火山活动,对优质烃源岩的形成也具有重要作用。
关键词：
烃源岩非均质性形成环境东营凹陷沙河街组
1、引言
众所周知,沉积盆地只有发育有效烃源岩,才能形成一定规模的油气聚集因此开展有效烃源岩的研究是现代油气成藏和勘探的需要。
在陆相断陷湖盆中,由于沉积环境和后期演化等因素的制约,烃源岩存在着强烈的非均质性。
有机质这种不均匀分布给烃源岩评价和资源预测带来了严重影响。
因此正确认识烃源岩的非均质性,尤其是对烃源岩非均质性控制因素的深入探讨,能够正确合理的开展烃源岩的评价、预测烃源岩的分布规律,指导油气的勘探和开发。
在烃源岩中常见到微细的层理或纹理构造,它们或是由不同的岩性组成,或由不同的颜色构成;有些韵律层极其微细,只能借助显微镜才能分辨。
在对这些不同岩性和颜色的微细纹层进行地球化学测试时,发现有机碳等指标差异较大,有时会相差两个数量级之多。
有机质的这种不均匀分布给烃源岩的质量评价带来了严重影响。
这是因为在资源预测或评价时,往往以有限的样品代表整套厚层烃源岩,掩盖了有机质丰度高或低层的贡献与影响,甚至还可能得出错误的结论。
金强等认为有机质丰富的有效烃源岩应该是薄层或纹层状的[1],他们通过对柴达木盆地西部地区干柴沟组的研究后提出了/优质烃源岩0的概念,强调了在厚层生油岩中夹有薄层有机质丰度特别高、对生油有较大贡献的烃源岩。
对于有机碳含量高的烃源岩（超过2%）,有机质分布也不均匀,平面上常是不连续的[2]。
张水昌等在对塔里木海相烃源岩研究中,也发现在厚层泥岩中发育有单层厚度薄、但有机质丰度高的烃源岩[3]。
烃源岩有机碳含量出现高低波动的现象前人曾有报道[4~7],但对其成因及其控制因素却没有开展深入分析。
烃源岩的非均质性可以用岩性、有机碳等参数来刻画。
从一个生烃凹陷到一张薄片,烃源岩有机质分布表现出宏观和微观上的非均质性。
由于烃源岩的非均质性,导致了大套烃源岩生烃和排烃作用的非均质性,即其中有机质丰度高的烃源岩才能真正对油气聚集作出贡献,而那些丰度低的可能没有烃类生成或排出,不能称其为烃源岩。
因此,烃源岩非均质性研究是识别有效烃源岩的基础。
2、东营凹陷烃源岩的发育特征
东营凹陷属于渤海湾中、新生代裂谷盆地的三级负向构造单元,具有北断南超的开阔型箕状凹陷特征。
它是在古生界基岩古地形背景上经构造运动发育起来的断陷-坳陷湖盆,面积5700km2。
东营盆地经历了裂陷早期（始新世孔店期）、裂陷中期（始新世沙河街早、中期）、裂陷晚期（渐新世沙河街末期至东营期）,以及后裂谷期（晚第三纪）4个地质发展阶段。
其中裂陷中期沉积为湖盆发育的主旋回层,该旋回早期即沙四段,开始为蒸发充填沉积,随后盐度逐渐降低,水体逐渐加深为半深湖沉积;沙三下为深湖沉积;沙三中沉积时期,东营三角洲向盆地的沉积中心快速推进,至沙三晚期,河流-三角洲已覆盖了凹陷的大部分面积。
在沙四至沙二段厚达2000多米的层序中,暗色泥岩主要发育在沙四上、沙三下和沙三中,大部分埋深在2800m以下,它们构成了东营凹陷的主力烃源岩。
图1 东营凹陷不同层段烃源岩有机碳（TOC/%）和干酪根类型分布直方图
从宏观上看,不同层段烃源岩的地球化学特征具有明显的差异性,沙四上烃源岩的有机质丰度在1%～5%之间,干酪根类型以Ⅰ为主（图1）;沙三下烃源岩的有机质丰度多数在2%～8%,干酪根类型以Ⅰ和Ⅱ1型为主,而沙三中上烃源岩的有机碳含量多数在0.5%～2.0%之间,干酪根类型以Ⅱ和Ⅲ型为主。
而各层段内烃源岩也具有明显的差异性,TOC的分布范围比较宽,各种干酪根类型均有分布（图1）。
在微观纹层上也有明显的体现,甚至在生物标志化合物组成上。
如东营凹陷东部的LX61井,通过对5m岩心采样分析（7块）,发现大多数地化参数呈现出显著的差异性,TOC在0.5～3.6之间变化,RO在0.3～0.4之间,干酪根从Ⅰ型到Ⅲ型均有分布（图2）,饱和烃的各项地化参数呈现出明显的差异性（表1）,显示了烃源岩强烈的非均质性。
表1 东营凹陷LX61井饱和烃参数分布特征
深度/m
岩性
主峰碳
OEP
C21+22/C28+29
ΣC21-/ΣC22+
Pr/nC17
Ph/nC18
Pr/Ph
2428
深灰泥岩（条纹）
23
1.0
1.66
0.55
1.22
4.53
0.26
2430
深灰泥岩
17
0.97
2.08
0.87
0.93
3.89
0.27
2430.5
灰黑泥（页理发育）
24
0.89
1.79
0.74
1.22
3.75
0.32
2431
深灰泥岩
23
0.96
1.79
0.65
1.09
3.65
0.28
2432
灰色泥（含生物碎屑）
27
2.57
0.91
0.36
1.75
10.56
0.2
2432
灰色泥岩（有杂带）
24
0.94
1.52
0.63
1.38
6.09
0.24
2433
灰绿色泥岩
31
1.84
0.99
0.3
2.63
14.8
0.12
2496
深灰泥岩（具页理）
20
1.34
1.96
0.88
1.5
10.18
0.16
2500
灰色泥岩（有杂带）
22
1.26
1.27
0.4
2.37
11.39
0.17
图2 东营凹陷LX61井沙四上烃源岩各项地化参数分布图
3、烃源岩非均质性的层次结构
东营凹陷主力烃源岩（沙三段）在4个次洼中存在厚度分布、有机质丰度、类型等方面的明显差异,是烃源岩宏观非均质性的体现。
从显微组分、生物标志化合物等方面来看,也具有强烈的非均质性[8]。
即使在一个洼陷的不同部位,也存在不同的特点[9]。
因此,从宏观和微观两方面来讨论这种非均质性的层次结构,并注重其层次结构的研究,将有助于阐明源岩层的复杂结构和规律性[10]。
3.1烃源岩的宏观非均质性
烃源岩宏观非均质性表现在不同沉积体系、相带之间,这是由于不同的沉积相带具有各自不同的成因类型、沉积构造、沉积韵律、沉积物粒度、矿物成分和组构特征。
牛38井是目前国内连续取心最长、泥岩最多的井段[11],为烃源岩研究提供了难得的剖面。
该井自沙三段中部（2770~3376m）开始连续取心606m,其中泥岩类占70%以上,25%为前三角洲斜坡重力流沉积的砂质泥岩[12,13]。
对该井岩心进行了观察,并采样分析509块,加上前人曾对牛38井分析的96块样品[11],这样共获得605块岩样的有机碳数据,每隔1m左右有一个分析点。
从岩性上看,沙三段中上部主要为浅灰、灰色块状泥岩,夹有较多浅灰色粉砂质泥岩（图3）、杂色泥岩,偶夹深灰色灰质泥岩,植物碳屑十分发育。
沙三段中中部,为深灰色泥岩,局部夹褐灰色灰质泥岩、灰色粉砂质泥岩,下部夹褐灰色白云质泥岩,介形类、孢粉和藻类化石丰富。
沙三段中下部,为深灰色泥岩、浅灰色泥质粉砂岩,局部夹浅灰色细砂岩,藻类化石明显增多。
沙三段下部（未穿）为深灰色、灰黑色泥岩、钙质泥岩、褐灰色油页岩（图3）,藻类化石富集成层[13]。
图3牛38井有机碳垂向分布
总体来看,从下至上,岩性由细变粗,生物群落由水生生物过渡到陆源植物;从氧化O还原性来看,由下部的强还原过渡到上部的弱氧化相;Ca、Sr/Ba、Mn/Fe值大幅度的下降;Fe、K、Rb和Li元素含量大幅度上升,适应高盐度环境的鲱科鱼群转变为偏淡水环境的鲤科鱼群[14]。
由上可见,牛38井606m取心段反映出沉积环境变化较大,其地球化学指标也同样呈现出明显的变化（表2）。
很显然,烃源岩的非均质性在大尺度范围内十分显著,而且几乎所有的参数都呈现出显著变化。
即使在有机碳含量高的层段,有机碳的分布也会有较大的离散[15]。
如对牛38井沙三段下部（3280~3370m）的分析,TOC值为0135%~1218%,高低值相差两个数量级,显示出强烈的非均质性（图1）。
王慧中等对牛38井沙三段中上部岩心（277415~278117m）不同色彩相间的沉积韵律进行了研究。
在6m的韵律层段,根据岩性与色泽的更替,划分出88个韵律层系,并相互叠加干扰,形成复杂的变化样式,并可划分出米级、厘米级和毫米级旋回[16]。
他们通过频谱分析等时序分析法估算得知,这些韵率层是受十年级与百年级周期的控制,并推测可能与太阳黑子或太阳磁场活动等天文周期有关[16]。
不过,各种天文周期对地球气候的影响程度并非均一。
因此,从广义上讲,这种非均一性在客观上是绝对存在的。
三水盆地下第三系生油层以富有机质为特征,是重要的烃源岩[6]。
刘春莲等对土布2井3m泥岩岩心中（1421~1424m）取138个样品进行了有机碳、硫和氮含量的测试。
发现有机碳的分异度很高,含量为0106%~8112%[6]。
可见,在烃源岩层中的确存在有非烃源岩夹层和优质烃源岩薄层。
表2牛38井不同类型烃源岩岩性和地化参数特征
层位（m）
沙三中上部
2770~2952
沙三中中部
2952~3090
沙三中下部
3090~3263
沙三下段
3263~3376
岩性
浅灰色、杂色泥岩
深灰色泥岩
深灰色泥岩
灰黑色泥页岩
氧化还原性
弱氧化，弱还原
还原，弱还原
强还原，还原
强还原
TOC（%）最小值
0.32
0.56
0.41
0.35
TOC（%）最大值
4.8
3.19
6.78
13.75
TOC（%）平均值
1.09
1.52
2.00
4.00
氯仿沥青A（%）
0.029
0.084
0.135
0.968
总烃10-6
169
471
875
6003
有机质类型
Ⅲ，Ⅱ2
Ⅱ2，Ⅱ1
Ⅰ，Ⅱ1
Ι
沉积相
前三角洲
滨浅湖
半深湖
深湖
张水昌等在对塔里木盆地两套海相烃源岩研究后认为[3],有机质丰度高的烃源岩,一是赋存于丘间洼陷,二是呈纹层状、条带状。
源岩TOC值具有很强的纵横向非均质性。
在垂向上,甚至在厘米级的尺度上TOC值可相差1个数量级。
虽然在厚层泥岩中发育有单层厚度较薄的烃源岩,但有机质丰度高。
由此看来,不仅陆相源岩存在非均质性,海相源岩也同样存在强烈的非均质性。
3.2微观非均质性
烃源岩的微观非均质性主要表现为细粒沉积物富有机质的纹层、扫描电镜下藻类化石的种类、丰度等级、矿物颗粒的排列、胶结物和微裂隙的定向发育,以及生物标志物中等方面。
在东营凹陷下第三系生油岩中纹层状泥页岩广泛分布,且页理十分发育。
其深色纹理在显微镜下可看出是由藻类富集层所造成的,其间夹有灰色泥岩、泥灰岩和少量白云岩。
根据岩性特征和有机质丰度等纹层泥页岩可划分为富有机质纹层页岩、钙质纹层泥岩和钙质纹层页岩等[17,18]。
其中,富有机质纹层页岩也叫油页岩,有机碳含量特别高（TOC值在3%~12%）,由深浅色层相间排列组成,并夹有方解石脉[18],电镜下观察,浅色层为粘土矿物纹层,暗色层为有机质纹层,有机质纹层中的有机质被拉长、压扁;钙质纹层泥岩在肉眼下看不到纹层,但电镜下可见到清晰的纹层,浅色层为细粒方解石纹层,暗色层为含有机质的粘土矿物纹层;钙质纹层页岩层理清晰,镜下浅色层为颗石藻化石纹层,暗色层为富含有机质纹层构成。
这些藻类化石纹层、无定形的有机质纹层、细粒方解石纹层以及粘土矿物纹层的广泛存在和层状分布,反映了沉积环境短期性变化,导致藻类的勃发形
成了高的生产力,从而形成了薄层优质烃源岩。
图4牛38井沙三段中部干酪根显微组分的差异性
另外,不同层段干酪根的显微组分差异也较大,即使在相同层段相距很近的样品,也有明显的差异（图4）,尤其在藻质体和镜质体上,含量在18%~98%波动,角质体含量也有较大变化。
这种在显微组分上的差异反映了烃源岩有机母质来源、沉积环境等的变化。
沉积作用对烃源岩的非均质性具有明显的控制作用。
纹层状泥岩是重要的烃源岩,在显微镜下观察,它们往往是由碳酸岩微层和泥质微层相间构成,中间常夹有富藻层,荧光下呈现亮黄色条带。
这些碳酸岩微层是在重结晶作用下形成的。
组成烃源岩的细粒沉积物在埋藏初期,固结差,粘土碎屑排列没有规律;随着埋深加大,粘土矿物的定向排列变得明显。
在成岩过程中,无机矿物、原生有机质和地层水存在着一定的关系,这种关系的不稳定性是导致烃源岩各项指标波动的原因。
同时,粘土矿物作为有机质附着的载体和成烃的催化剂[17],对烃源岩中有机质的分布、附存、转化等均具有重要的影响。
尤其是它们的结合形态,已成为定性评价烃源岩生烃能力的微观依据。
烃源岩在生物标志物上也存在着一定的离散,反映了烃源岩在分子级尺度上的差异。
这种差异主要体现在甾烷、萜类等地球化学参数上。
正确认识这方面的差异,对烃源岩生烃潜力评价、精细油O油、油O源对比具有十分重要的意义。
从牛38井地化分析来看,由于该井沉积环境变化较大,因此生物标志物的组成也相当复杂。
对岩性和有机质丰度等比较相近的样品进行了生物标志化合物分析,发现主峰碳、低碳数正构烷烃与高碳数正构烷烃比值、CO蜡烷/C31藿烷、孕甾烷/升孕甾烷等参数也显示出较大的非均质性（表3）。
表3牛38井烃源岩生物标志化合物特征参数
深度（m）
3005.4
3140.3
3239.6
3319.9
3354.8
3359.6
3366.2
3367.9
OEP
1.39
1.48
1.33
1.16
1.11
1.15
1.10
1.12
a
0.79
0.88
0.92
0.95
0.96
0.80
0.66
1.55
主峰碳
23
23
23
17
16
15
27
15
Pr/Ph
1.35
1.56
1.71
1.14
1.47
1.77
1.49
1.86
Pr/nC17
0.62
0.45
0.47
0.61
0.58
0.57
0.60
0.64
Pr/nC18
0.53
0.35
0.34
0.62
0.48
0.41
0.47
0.38
CPI
1.54
1.51
1.29
1.14
1.17
1.13
1.15
1.20
Ts/Tm
0.49
1.00
0.79
0.65
0.95
0.88
0.75
0.90
b
0.20
0.17
0.16
0.15
0.14
0.14
0.14
0.11
c
0.34
0.29
0.28
0.19
0.19
0.23
0.22
0.16
d
0.55
0.58
0.57
0.57
0.57
0.56
0.57
0.59
e
0.23
0.33
0.45
0.43
0.25
0.46
0.45
0.35
f
0.22
0.32
0.51
0.45
0.41
0.50
0.45
0.48
g
2.68
2.30
2.60
3.24
2.54
3.50
3.69
2.91
注:
a为2C21-/2C22+;b为C30莫烷/藿烷;c为CO蜡烷/C31藿烷;d为C31藿烷22S/（22S+22R）;e为C29胆甾烷BB/（AA+BB）;f为C29胆甾烷20S/20S+20R;g为孕甾烷/升孕甾烷。
4、源岩非均质性的控制因素
烃源岩有机质不均一分布的影响因素很多,主要是古湖泊的原始生产力和保存条件。
另外,沉积速率、水体深度、沉积物的粒度等也有一定的影响。
它们综合作用的结果导致源岩的有机质丰度在纵、横向和垂向上的不均匀分布。
内陆湖泊沉积物中的沉积有机质来源广泛,大量陆源碎屑有机质的输入、水体深度的变换、以及有机质在早期成岩作用过程中发生的变化等,使其组分趋于复杂化,致使烃源岩呈现出强烈的非均质性。
4.1 体系域和沉积相带对烃源岩岩性及其组合的控制作用
高水位体系域最有利于有效烃源岩形成,但是同样属于高水位体系域,不同沉积相带烃源岩的岩性和砂泥岩组合形式具有明显不同,其中同一体系域不同沉积部位的陆源碎屑供给量、水体深浅等沉积环境的差异导致烃源岩岩性及其岩石组合的差异性。
例如生烃能力最强的油页岩为高水位体系域的深湖相沉积物,但是高水位浅湖环境只能形成一般烃源岩甚至无效烃源岩。
在高水位之后的缓慢湖退体系域中往往能发育厚度较大、分布稳定的有效烃源岩。
一般低水位体系域湖盆水体比较动荡,即使是半深湖-深湖环境,湖底的还原程度也不一定很强,砂岩含量较高、有机质含量较低。
盆地中部的N38井自沙三段中部开始连续取心606m（2770m～3376m）,其中泥岩类占70%以上,25%为前三角洲斜坡重力流沉积的砂质泥岩[10～12]。
通过对该井采集的605块岩心进行有机地球化学分析,然后划分出烃源岩成因类型,对其进行全面评价。
根据烃源岩成因类型的命名采用复合命名法,即“体系域-沉积亚相”确定烃源岩成因类型,对N38井划分出12种成因类型。
其中3329m～3363m的高水位-深湖成因类型的烃源岩,是该井有机质丰度最高的烃源岩,油页岩与浊积砂岩是其主要岩性,油页岩有机碳含量在5%～10%之间,有机质类型以Ⅰ型为主,也是研究区最好的烃源岩之一（优质烃源岩）。
3173m～3329m是湖退-半深湖成因类型的烃源岩,烃源岩岩性主要为钙质泥岩和深灰色泥岩,有机碳含量在2%～4%之间,有机质类型为Ⅰ-Ⅱ1型,也是很好的烃源岩。
这两个成因类型的烃源岩恰好反映了沉积水体由深变浅、盐度由半咸水到淡水的变化过程,也就是水体分层性明显到不明显、有机质保存条件从强还原到还原的演变过程。
3173m以上的烃源岩常与粉砂岩、砂岩交互出现,泥岩颜色变化大,从深灰色灰色灰绿色均有分布,反映了沉积水体深浅多次交替、还原-弱还原为主的环境,有机质保存条件较差,所以几个成因类型的烃源岩有机碳含量多数在1%以下,生烃潜力大大下降。
可见,体系域和相带的控制了烃源岩沉积特征和有机地球化学参数的差异性。
4.2古生产力和氧化-还原环境决定烃源岩有机碳的含量
湖盆有机质沉积并保存下来的主要控制因素是古生产力和缺氧条件。
断陷湖盆古生产力受控于河流为湖水带来的养料（氮质、磷质等有机质和矿物质）、湖水温度、湖水含氧量以及河流输入的陆源碎屑有机质的多少。
一般来讲,三角洲等河口地区养料和陆源有机质数量多,所以河口地区古生产力是最高的。
但是断陷湖盆具有多物源、多河流输入的特征,洪水期河流携带的养料和陆源有机质数量特别多,并呈平面流与湖水相混合使大范围湖面水生生物均很发育,所以古生产力在大范围内均较高。
湖水温度主要是指季节变化,总的讲夏季和秋季湖盆生产力高,冬春季相对较低。
水生生物（尤其是藻类）一般生活在充满阳光的、溶解氧充足的表层水体中,而且表层水的生物种群与溶解氧、养料处于一种平衡当中,如果其中某一项异常变化,古生产力就会异常变化（多数是下降）。
当湖盆底部水体为缺氧还原条件时,降落到湖底的水生生物和陆源有机质才能被保存到沉积物中。
缺氧环境是指水体中溶解氧含量低于0.5ml/L,除细菌外其他生物（特别是底栖生物）不能生存,这样沉积下来的有机质就能得到保存。
这种沉积物没有生物扰动现象,块状或页理发育,黄铁矿富集,藻类和其他水生生物遗体形态比较完整,有机碳含量高。
如果水生和陆源有机质降落到非缺氧环境,则会成为其他生物（特别是底栖生物）的美餐,所以剩下的能够被保存到沉积物中的数量就会大大减少。
水体分层是湖盆缺氧环境形成的主要形式,一般在高水位体系域或湖退体系域湖水咸化期间水体深度较大时,可以形成分层水体。
其中表层水和底部水不发生交换作用,表层水具有河流注入、阳光、养料和溶解氧充足,适于水生生物生存,表层水向下存在一个盐跃层,盐跃层之下的深水部位是缺氧水体。
这种缺氧水体在断陷湖盆不是处处发育,所以有机质富集区也不是满盆分布。
油页岩和钙质泥岩等就是在分层水体的缺氧环境下形成的。
如果出现浊流,则分层水体就被打破,溶解氧及其水生生物可以深入湖底,所以浊积砂岩之上的泥页岩有机碳含量明显下降（表4）。
可见,烃源岩有机碳含量的多少是古生产力和缺氧环境等综合作用的结果。
烃源岩中S2Fe3+,Fe2+及其Fe2+/Fe3+值能够反映其沉积环境的氧化-还原性,即S2-和Fe2+越高、沉积环境（水体底部）的还原程度越强,Fe3+越高代表氧化程度越强,越不利与有机质的保存。
广利洼陷L1井烃源岩有机碳含量、二价硫含量、二和三价铁含量随深度的变化（图5）,以及有机碳含量与两种铁离子的相关，（图6）就说明了上述论点。
东营凹陷富有机质生油岩的形成与藻类勃发有着密切的关系[18],当季节性回水将水体底层丰富的营养元素携入有光带表层,就可能形成藻类勃发。
由于藻类勃发破坏湖水中碳平衡,同时还可能诱发湖水中碳酸岩的化学沉淀[22],这也正是东营凹陷纹层页岩的形成机理。
沙河街组沉积时期,对韵律层或其薄纹层的形成具有十分有利的条件:
陆源输入的周期性变化或湖水本身化学环境的周期性变化;湖底保存条件的波动变化;藻类周期性或季节性勃发,可能促使优质烃源岩的形成。
所谓勃发,就是藻类在一定的条件下、在一定的时期内可以形成单属种的极度生长和富集[23],形成极高的生产力。
某些硅藻勃发事件可在几天时间内发生、发展,而后沉积下来[24]。
藻类勃发所造成的后果是以纹层的形式沉积下来,构成韵律性沉积;可诱发水体碳酸岩沉积,形成碳酸岩纹层。
对东营凹陷4000多米泥岩岩心的观察发现,藻类勃发现象十分常见,同时还诱发沉淀了细粒方解石纹层。
藻类勃发形成的高生产力,使得大量藻类沉积下来,组成了富有机质纹层页岩。
由此可见,古生产力对烃源岩的宏观非均质性具有重要的控制作用。
另外,湖水物理或化学性质的重复变化也可能导致藻类勃发而带来的种群压力,形成不同藻类的交替勃发[22]。
东营凹陷沙河街组部分烃源岩发育黑白相间的纹层,在镜下鉴定白色层主要由颗石藻鳞板组成,黑色层主要由沟鞭藻化石和有机质组成,这可能是颗石藻和沟鞭藻长期交替勃发的结果。
这种事件性勃发和沉积促使有效烃源岩中优质烃源岩的发育。
这些薄层优质烃源岩的广泛发育,以及对生油岩的控制作用,已引起众多学者的关注和重视[1,15,18,25,26]。
图5 东营凹陷L1井沙河街组烃源岩有机碳、硫、铁等离子随深度分布图
4.3 岩性及其组合控制着烃源岩生烃和排烃作用的差异性
由于烃源岩矿物成分的非均质性,在埋藏过程中,有机质所受热催化作用的差异性,所以烃源岩内生烃作用具有差异性。
沙河街组盐湖、咸水、半咸水和淡水条件下沉积的烃源岩的岩性和粘土矿物组成具有差别,它们对有机质生烃的催化作用肯定有差异。
同时不同岩性组合的烃源岩会产生不同形式的排烃条件（如微裂缝产生等）,从而造成不同岩性烃源岩滞留和排出烃类的差异性。
东营凹陷沙四上烃源岩层理及层面微裂隙十分发育,所以烃类沿层面进行侧向运移比较容易;而沙三下烃源岩中,层理相对不发育,以厚层块状泥岩结构为主,因此烃类沿层面进行运移的可能性不大,但是在沙三下有深湖发
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