楊 平, 謝 淵, 汪正江, 杜秋定, 劉家洪

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金沙巖孔燈影組古油藏瀝青有機(jī)地球化學(xué)特征及油源分析

楊 平*, 謝 淵, 汪正江, 杜秋定, 劉家洪

(成都地質(zhì)礦產(chǎn)研究所, 四川 成都 610082)

為詳細(xì)研究華南海相震旦系古油藏瀝青來源, 對金沙巖孔燈影組古油藏進(jìn)行了系統(tǒng)解剖。古油藏瀝青主要富集于燈影組上部砂屑白云巖、鮞粒白云巖及藻白云巖中, 野外采集固體瀝青呈塊狀富集, 質(zhì)地堅(jiān)硬, 有污手性, 瀝青主要賦存在白云巖晶間孔、鑄?？滓约叭芏磧?nèi), 呈黑色固態(tài)物質(zhì)產(chǎn)出, 鏡下觀察瀝青具鑲嵌狀結(jié)構(gòu)特征。含瀝青白云巖有機(jī)碳含量0.52%～1.89%, 表明其較高的有機(jī)質(zhì)含量。瀝青受高溫裂解及地表水淋濾氧化作用, 氯仿瀝青“A”及熱解潛量較低, 瀝青有機(jī)碳同位素值為–33.22‰～–32.06‰, V/(V+Ni)比值較高為0.75～0.94, 瀝青反射率2.95%～3.86%, 雙反射明顯, 熱演化程度高, 大部分樣品H/C比值小于0.5。綜合研究表明, 瀝青在地質(zhì)歷史中曾經(jīng)受了高溫?zé)嵫莼饔? 為原油高溫裂解焦瀝青。通過生物標(biāo)志物、有機(jī)碳同位素、單體烴同位素及V/(V+Ni)比值對比分析認(rèn)為瀝青來源于下寒武統(tǒng)牛蹄塘組黑色巖系。

古油藏; 瀝青; 有機(jī)碳同位素; 生物標(biāo)志物; V/(V+Ni); 油源對比; 金沙

0 引 言

黔中隆起是一個(gè)由褶皺-斷裂帶圍限的、長期繼承性發(fā)育的巨型古隆起[1]。黔中隆起及周緣地區(qū)的主要構(gòu)造為一系列隆起、坳陷以及分割這些坳陷的斷裂, 其內(nèi)形成了諸如麻江奧陶系-志留系古油藏[2]及金沙巖孔震旦系燈影組古油藏[3–4]。金沙巖孔古油藏構(gòu)造位置為黔北斜坡金沙凸起巖孔背斜, 背斜核部最老地層為震旦統(tǒng)燈影組, 周圍被下寒武統(tǒng)牛蹄塘組所環(huán)繞, 背斜總面積約40 km2(圖1), 其燈影組白云巖溶蝕孔、洞、縫發(fā)育, 良好的生儲(chǔ)蓋配置促進(jìn)了原生巖性古油藏的形成, 燕山運(yùn)動(dòng)使巖孔背斜出現(xiàn), 而隨后的抬升和剝蝕, 使古油藏裸露。燈影組在巖孔西側(cè)白云山剖面出露最全, 實(shí)測厚度228 m (未見底), 其中下部為櫛殼狀藻云巖, 瀝青含量相對較少, 多見溶洞及裂縫中, 上部為一套厚102 m的碳酸鹽臺(tái)地內(nèi)灘相藻屑、砂屑及鮞粒白云巖, 該套灘相白云巖上部靠近頂部發(fā)育一段具大量瀝青顯示的溶孔型優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層, 經(jīng)觀察實(shí)測金沙巖孔剖面(JY)含瀝青白云巖厚度9.79 m, 箐口剖面(YQ)為20.05 m, 野外及鏡下觀察瀝青多充填于晶間溶孔、鑄模孔、粒內(nèi)孔、溶洞及裂縫體系中, 綠竹剖面白云巖殘余孔隙度為2.03%～4.73%(9件), 平均值3.40%, 箐口剖面白云巖殘余孔隙度3.45%～10.85%(4件, 平均4.65%), 雖然由于孔隙被瀝青或后期碳酸鹽膠結(jié)物充填, 但儲(chǔ)層物性總體較好。

圖1 古油藏及采樣剖面位置圖

①金沙巖孔剖面(JY); ②巖孔箐口剖面(YQ); ③遵義松林剖面(ZN); ④遵義松林剖面(SDS); ⑤湄潭梅子灣剖面(MM)。

①Section in Yankong, Jinsha (JY); ②Section in Qingkou,Yankong (YQ); ③Section in Songlin, Zunyi (ZN); ④Section in Songlin, Zunyi (SDS); ⑤Section in Meiziwan, Meitan (MM).

金沙巖孔燈影組古油藏是加里東油氣成藏重要證據(jù), 和四川威遠(yuǎn)氣田成藏條件相似[5], 前人曾對與其成藏條件相似的慈利南山坪燈影組古油藏[6]和威遠(yuǎn)氣田[7]進(jìn)行了研究, 認(rèn)為瀝青或者天然氣來源主要為下寒武統(tǒng)牛蹄塘組黑色泥質(zhì)巖, 前人對其瀝青來源研究往往僅采用單因素對比，或者由于瀝青及烴源巖成熟度較高，生物標(biāo)志物對比等方法適用性不強(qiáng)，因此影響了瀝青主要來源的判別, 金沙巖孔燈影組古油藏瀝青來源是否為下寒武統(tǒng)牛蹄塘組,其他層位烴源巖如陡山沱組黑色泥巖或者燈影組中部的黑色頁巖有否貢獻(xiàn)仍值得懷疑。研究區(qū)及鄰區(qū)在燈影組頂部存在一個(gè)桐灣運(yùn)動(dòng)形成的古暴露, 但古暴露并不是普遍分布, 古暴露不僅對燈影組白云巖儲(chǔ)層進(jìn)行溶蝕改造, 而且可以形成潛在的古潛山式油氣藏或者古油氣藏, 該區(qū)古油藏瀝青的來源是否為上覆的牛蹄塘組也可以間接佐證古潛山式油氣藏是否存在。因此本次研究擬采用生物標(biāo)志物、有機(jī)碳同位素及微量元素等方法研究該區(qū)燈影組瀝青來源。本文初步嘗試用各地?zé)N源巖地球化學(xué)指標(biāo)進(jìn)行分析比對, 揭示油氣運(yùn)移的方向, 如黔中隆起對油氣成藏的控制作用, 特別是牛蹄塘組黑色頁巖生成的石油沿著震旦系與寒武系間的不整合面向黔中隆起等構(gòu)造高點(diǎn)運(yùn)移聚集的機(jī)理。

1 樣品采集與實(shí)驗(yàn)分析方法

本次研究于金沙巖孔剖面(JY)上采集含瀝青云巖7件及不含瀝青白云巖4件, 巖孔箐口剖面(YQ)白云巖溶洞采集充填純?yōu)r青樣9件, 分析其有機(jī)地球化學(xué)及微量元素特征, 該區(qū)從震旦紀(jì)至下寒武統(tǒng)發(fā)育多套不同類型的烴源巖, 為進(jìn)行油源對比分析于相鄰地區(qū)遵義松林及湄潭梅子灣等剖面陡山沱組-牛蹄塘組等采集烴源巖樣進(jìn)行相關(guān)分析(圖2)。

1.1 巖石熱解

樣品Rock-Eval分析在法國萬奇公司生產(chǎn)的Rock-Eval 6型儀器上完成。首先將樣品粉碎至100目以下, 稱取60~100 mg (含量特別高的適當(dāng)減少稱樣量), 置于坩堝中, 坩堝放入機(jī)械轉(zhuǎn)盤中進(jìn)行連續(xù)分析。樣品首先進(jìn)入熱解爐裂解, 裂解后的樣品50%進(jìn)入FID檢測器測定1、2、max, 50%進(jìn)入紅外檢測檢測器測定3。

1.2 GC-MS測定飽和烴、芳烴化合物

樣品有機(jī)質(zhì)抽提按常規(guī)有機(jī)地球化學(xué)方法進(jìn)行, 對粉碎至200目的樣品進(jìn)行索氏抽提78 h, 用石油醚沉淀瀝青質(zhì), 族組分分離用硅膠、氧化鋁色層柱, 正乙烷、苯和無水乙醇作洗脫劑, 獲得飽和烴、芳烴和非烴。飽和烴、芳烴生物標(biāo)志物分析在Agilent5975MSD上進(jìn)行。色譜柱為DB5-MS型毛細(xì)管柱(30 m×0.32 mm×0.25 μm), 氦氣作載氣。升溫程序: 飽和烴的起始溫度35 ℃, 以10 ℃/min升至120 ℃, 然后再以3 ℃/min升至300 ℃, 恒溫30 min。離子源溫度為250 ℃, 色譜質(zhì)譜接口溫度為250 ℃。質(zhì)譜掃描方式為全掃描(Full Scan)和多離子檢測(MID)方式。芳烴的起始溫度50 ℃, 以3 ℃/ min升至300 ℃, 恒溫30 min, 其他同上。

1.3 有機(jī)碳同位素測定

有機(jī)碳同位素在同位素質(zhì)譜元素分析儀IsoPrime上完成, 通過接口與同位素比值質(zhì)譜相連實(shí)現(xiàn)總碳同位素的連續(xù)流測定, 樣品在燃燒管中注氧完全燃燒為CO2, CO2經(jīng)接口進(jìn)入質(zhì)譜儀進(jìn)行同位素測定, 碳同位素分析誤差小于0.2‰。

往飽和烴溶液中加入尿素甲醇飽和溶液, 在室溫下放置24 h, 過濾, 沉淀為尿素絡(luò)合的正構(gòu)烷烴部分, 用超純水洗脫, 正己烷萃取, 收集至小瓶中, 加入純化過的無水硫酸鈉脫水, 過濾, 保存于密封小瓶中, 放入冰箱待測單體同位素。濾液為溶解的異構(gòu)部分, 用正己烷將其萃取出來, 收集保存于冰箱中待用。單體烴化合物的測定在同位素質(zhì)譜IsoPrime、氣相色譜HPAgilent6890N上進(jìn)行。色譜柱為DB5-MS型毛細(xì)管柱(50 m × 0.32 mm × 0.25 μm), 氦氣作載氣。升溫程序: 起始溫度60 ℃, 保留時(shí)間1 min, 以15 ℃/min升至110 ℃, 保留時(shí)間1 min, 以3 ℃/min升至290 ℃, 恒溫30 min。色譜進(jìn)樣口溫度為290 ℃, 無分流進(jìn)樣。

圖2 瀝青及烴源巖采樣位置

1.4 瀝青反射率測定

固體瀝青反射率測試基本上與鏡質(zhì)體反射率測試方法相同, 檢測儀器為MPV-SP顯微光度計(jì)及偏光和熒光顯微鏡, 由于高反射率焦瀝青存在明顯的各向異性, 分析時(shí)分別測了最大油浸反射率(BRomax%), 最小油浸反射率(BRomin%)和隨機(jī)油浸反射率(BRoran%), 測試時(shí)采用50倍油浸物鏡, 在Windows支持的MPVGEOR程序下實(shí)現(xiàn)測試, 樣品制成全巖光片后鏡檢分析, 每個(gè)樣品測點(diǎn)90個(gè), 最終數(shù)據(jù)為平均值。

2 儲(chǔ)層及瀝青有機(jī)地球化學(xué)特征

JY及YQ剖面燈影組白云巖樣品分析結(jié)果(表1)表明, 含瀝青白云巖總體上說氯仿瀝青“A”及熱解“1+2”含量較低, 這與瀝青成熟度較高有關(guān), 含瀝青白云巖有機(jī)碳含量0.52%～1.89%, 純?yōu)r青有機(jī)碳為69%, 通過對瀝青野外與鏡下觀察、瀝青及有機(jī)碳定量分析, 認(rèn)為隨著瀝青含量減少其有機(jī)碳含量逐漸減少, 不含瀝青白云巖僅為0.01%～0.06%。GC-MS測試檢測出瀝青樣品具豐富的正構(gòu)烷烴、類異戊二烯烷烴、萜類、甾類及芳烴, 具體特征如下。

2.1 飽和烴

圖3 儲(chǔ)層固體瀝青及可能烴源巖氯仿瀝青“A”飽和烴分布特征

2.2 萜類化合物

瀝青樣品中均檢測出了一定含量的藿烷系列、三環(huán)萜烷系列和少量的四環(huán)萜烷(表2、圖4), 其相對豐度五環(huán)三萜烷>三環(huán)萜烷>四環(huán)萜烷。三環(huán)萜烷中C19相對豐度較低, 以C23豐度最高, (C19+C20)/ C23-tri比值為0.41～0.89, 均值為0.67, C21、C23、C24呈倒“V”字型分布, 一般認(rèn)為三環(huán)萜烷的這種分布特征與咸水環(huán)境有關(guān), 同時(shí)也表明了菌藻類等低等生物輸入的標(biāo)志[12]。五環(huán)三萜類在研究樣品中很豐富, 以C30藿烷占優(yōu)勢, 而C31以上的升藿烷豐度較高, 代表了低等生物的母質(zhì)輸入[12–13]。升霍烷C3122S/22S+22R為0.56～0.62, Ts/(Tm+Ts)為0.37～0.79, 表明為較高成熟度的瀝青[14]。纖毛蟲是伽馬蠟烷的重要來源[15], 纖毛蟲生活于分層的水體中, 伽馬蠟烷是水體分層的標(biāo)志[16], 同時(shí)在高鹽環(huán)境中水體常常是密度分層的, 因此, 伽馬蠟烷也常與高鹽環(huán)境伴生, 樣品中均檢測出一定含量的伽馬蠟烷, 但是其含量并不高, 伽馬蠟烷指數(shù)為0.05～0.14, 表明原油母質(zhì)形成鹽度較低的海水環(huán)境。

表2 瀝青生物標(biāo)志物參數(shù)

注: 1–Pr/Ph; 2–Pr/C17; 3–Ph/C18; 4–伽馬蠟烷/C30Hopane; 5–C23TT/C30H; 6–DBT/P; 7–OEP; 8–Ts/Ts+Tm; 9–C29ααα20S/(20S+20R); 10–C29αββ/(ααα+αββ); 11–MPI1(1.5×([2-MP]+[3-MP])/([P]+[1-MP]+[9-MP])); 12–MPI2(3×[2-MP]/([P]+[1-MP]+[9-MP])); 13–MPI3(([2-MP]+[3-MP])/([1-MP]+[9-MP])); 14–c(%)。

圖4 儲(chǔ)層固體瀝青及可能烴源巖氯仿瀝青“A”飽和烴質(zhì)量色譜圖

2.3 甾類化合物

瀝青中檢測出的甾類化合物主要為規(guī)則甾烷(C27~C29)和重排甾烷(C27~C29), 次為孕甾烷。瀝青中C27甾烷含量為28%～34%, C28甾烷含量為27%～30%, C29甾烷含量最高, 為36%～45%, 均值41%, 表現(xiàn)為C29>C27>C28, C27甾烷/C29甾烷比值為0.64～0.94, 一般認(rèn)為, C27甾烷為藻類有機(jī)生源, C28甾烷主要與硅藻類有關(guān), C29甾烷的生源既可是藻類又可是高等植物[17]。但已有的研究已經(jīng)證實(shí), C29甾烷作為陸源標(biāo)志物的可靠性值得懷疑, 一些含有豐富C29甾烷的油及碳酸鹽巖, 其有機(jī)質(zhì)生物母源沒有或很少有高等植物輸入[17–18]。C29ααα20S/(20S+20R)和C29αββ/(ααα+αββ)是常用的甾烷成熟度參數(shù), 一般認(rèn)為生油門限(o約為0.6%)兩參數(shù)值約為0.2～0.3, 到生油高峰(o約為0.8%)達(dá)到平衡, 前一比值達(dá)到0.52～0.55, 后一比值達(dá)到0.7左右[19]。研究的樣品C29ααα20S/(20S+20R)為0.37~0.46, C29αββ/(ααα+αββ)為0.34～0.43, 這可能與碳酸鹽巖等缺乏粘土礦物的巖石中成熟度參數(shù)值一般偏低有關(guān)[20]。

2.4 芳烴標(biāo)志物

檢測出了菲及同系物, 以甲基菲含量最為豐富, 包括1-甲基菲、2-甲基菲、3-甲基菲和9-甲基菲, 在熱演化過程中, 菲系列甲基化、甲基重排及脫甲基化作用主要受熱力控制, 一方面熱動(dòng)力不穩(wěn)定的α位取代基向較穩(wěn)定的β位遷移, 即具有β位取代的異構(gòu)體的相對濃度增加; 另一方面表現(xiàn)為取代基與苯環(huán)之間的C—C鍵斷裂, 即去甲基化作用。通過計(jì)算甲基菲指數(shù)MPI1[21]值, 采用Radke.[22]經(jīng)驗(yàn)公式c＝－0.60×MPI1＋2.3可計(jì)算出c值為2.12%～2.19%。

研究表明, 姥鮫烷與植烷比值Pr/Ph<1, 母質(zhì)沉積的水體屬于較還原環(huán)境, 此時(shí)若芳烴參數(shù)DBT/P<1,代表海相或湖相泥頁巖沉積, 若13為海相碳酸鹽沉積[23]。本次研究樣品DBT/P值均小于1, 為0.08～0.56, 表明其母巖為海相泥頁巖。

2.5 有機(jī)碳同位素

含瀝青云巖有機(jī)碳同位素為–33‰～–32.52‰, 平均–32.76‰, 不含瀝青云巖為–32.06‰～–28.13‰, 平均–30.08‰, 表明含瀝青云巖由于瀝青的充填使13Corg值降低, 純?yōu)r青樣該值為–33.22‰, 由于瀝青與白云巖的有機(jī)碳同位素具有明顯的不同, 而這種差異性反映了瀝青母巖與儲(chǔ)層白云巖沉積環(huán)境的不同, 因此, 隨著瀝青的有無和瀝青含量增加,13Corg有明顯變輕的趨勢, 而這種輕碳同位素特征代表瀝青母質(zhì)形成于水體較深的還原環(huán)境[24]。

2.6 正構(gòu)烷烴單體烴同位素

圖5 固體瀝青正構(gòu)烷烴單體烴同位素

2.7 瀝青反射率及瀝青成熟度

實(shí)測6件純?yōu)r青樣品(分布于YQ剖面12~13層)反射率, BRomin為2.34%～3.45%, BRomax為3.29%～4.5%, BRoran為2.95%～3.86%, 根據(jù)o＝0.668×b＋0.346[25]換算后o為2.32%～2.92%, 平均2.64%, 上述數(shù)據(jù)表明瀝青雙反射明顯, 熱演化程度高, 顯示儲(chǔ)層在地質(zhì)歷史中曾經(jīng)受了高溫?zé)嵫莼饔?。野外露頭采集瀝青呈塊狀富集, 質(zhì)地堅(jiān)硬, 有污手性, 瀝青主要賦存在碳酸鹽巖晶間孔、粒間孔以及巖石的溶蝕孔洞內(nèi), 呈黑色固態(tài)物質(zhì)產(chǎn)出。鏡下觀察可見在碳酸鹽巖儲(chǔ)層的各種孔隙中, 瀝青呈他形充填構(gòu)造, 往往沿孔隙壁呈脈狀、球粒狀、角片狀或塊狀充填, 具有明顯的鑲嵌狀結(jié)構(gòu)(圖6), 以及焦瀝青-碳瀝青中出現(xiàn)的非均質(zhì)中間相結(jié)構(gòu)[26–27]。其中的中間相結(jié)構(gòu)和鑲嵌狀結(jié)構(gòu)特征, 充分反映了原油裂解氣階段的高溫?zé)嶙冑|(zhì)成因特征。此外, 與其他成因的瀝青相比, 熱蝕變成因的焦瀝青常呈邊緣較清晰的多角狀[28], 本文的鏡下觀察發(fā)現(xiàn)有些瀝青具有比較清楚、平直的邊界, 進(jìn)一步說明金沙巖孔燈影組儲(chǔ)層瀝青為原油高溫裂解產(chǎn)物, 另外樣品的H/C原子比在0.36～1.28之間, 大部分樣品H/C原子比小于0.5, 可見瀝青成熟度及炭化程度已經(jīng)很高。

圖6 瀝青有機(jī)巖石學(xué)及儲(chǔ)層鑄體薄片特征

(a) JY-2-1, 鮞粒云巖, 瀝青充填于鮞粒溶蝕形成鑄?？字? 沿孔隙壁呈脈狀充填于晶間溶孔, 25×; (b) JY-4-2, 粗晶云巖, 瀝青呈他形, 沿孔隙壁呈構(gòu)造角片狀或塊狀充填于晶間溶孔, 25×; (c) YQ-1單偏光, 油浸50×, 樣品為100%固體瀝青, 呈鑲嵌狀結(jié)構(gòu); (d) YQ-1, 同一視域正交偏光, 油浸50×。

3 瀝青-母源對比研究

3.1 瀝青可能烴源巖基本特征

研究區(qū)陡山沱組烴源巖主要分布在第四段, 為一套盆地相黑色泥頁巖夾黑色磷塊巖組合, 其中湄潭梅子灣黑色泥巖有機(jī)碳含量為1.22%～2.57%, 黑色磷塊巖有機(jī)碳含量及干酪根同位素均略低于黑色泥巖, 分別為1.34%～1.76%和–30.02‰～–29.61‰。遵義松林黑色泥頁巖有機(jī)碳含量為2.3%～2.83%, 干酪根同位素為–30.89‰～–30.28‰, 該值與湄潭梅子灣基本一致, 反映較高的有機(jī)質(zhì)豐度和較好的有機(jī)質(zhì)類型。

燈影組烴源巖主要出露于湄潭梅子灣剖面, 該剖面燈影組中部發(fā)育一套厚12.74 m的黑色頁巖, 有機(jī)碳含量為4.45%～8.41%(4件), 平均值為6.30%, 干酪根同位素為–31.33‰(1件)。

下寒武統(tǒng)牛蹄塘組在南方分布最為廣泛、有機(jī)質(zhì)豐度較高[29], 研究區(qū)樣品采自湄潭梅子灣和遵義松林, 湄潭梅子灣牛蹄塘組為一套深水陸棚相黑色泥頁巖, 厚29 m, 有機(jī)碳含量為2.28%～9.34%, 均值為5.43%, 干酪根同位素值為–32.53‰～–31.85‰。遵義松林從底到頂分別為深水陸棚-盆地相-深水陸棚相沉積的黑色頁巖-硅質(zhì)巖-黑色泥頁巖組合, 厚度為44.09 m, 底部磷塊巖(0.20 m)有機(jī)碳含量為1.58%, 下部為黑色泥頁巖及硅質(zhì)巖互層(0.45 m), 有機(jī)碳含量為2.18%～20.57%(6件), 平均值為10.01%, 氯仿瀝青“A”含量為10～45 μg/g, 生烴潛力1+2為0.01～0.04 mg/g, 干酪根同位素值為–34.01‰～–32.32‰, 硅質(zhì)巖之上黑色泥巖可根據(jù)含鉬礦層分上下兩段, 含鉬礦層以下(5.68 m)有機(jī)碳含量為4.91%～11.34%(8件), 平均值為9.48%, 氯仿瀝青“A”含量為16～37 μg/g, 干酪根同位素值為–34.99‰～–32.42‰, 鉬礦層以上(37.5 m)有機(jī)碳含量為6.19%～15.12%(2件), 干酪根同位素為–31.18‰～–30.64‰。

通過對研究區(qū)各地陡山沱組、燈影組及牛蹄塘組的分析, 認(rèn)為烴源巖在上述層位均有發(fā)育, 且有機(jī)質(zhì)豐度較高, 干酪根同位素指標(biāo)劃分有機(jī)質(zhì)類型均為藻質(zhì)型, 低氯仿瀝青“A”及低產(chǎn)烴潛量特征反映烴源巖成熟度較高, 其中牛蹄塘組黑色泥質(zhì)巖具有相對較高的有機(jī)質(zhì)豐度及較大的厚度, 是研究區(qū)最有利的一套烴源巖。

3.2 GC-MS分析特征對比

在中國南方高、過成熟海相烴源巖分布區(qū), 常規(guī)生物標(biāo)志物作為油源對比指標(biāo)已經(jīng)失效。以往根據(jù)常規(guī)生物標(biāo)志物得出的古油藏油源對比結(jié)論應(yīng)當(dāng)重新審視, 由于高、過成熟的各層系烴源巖的常規(guī)生物標(biāo)志物趨于一致, 失去了指示原始生物組成的意義。在選擇對比油-源對比指標(biāo)時(shí)應(yīng)該注意對生物標(biāo)志物指標(biāo)生源意義要明確, 且該指標(biāo)不受成熟作用及運(yùn)移或次生變化的影響[30]。

研究區(qū)三套主要烴源巖色譜特征如下: (1)震旦系陡山沱組黑色泥巖色譜特征有單峰型(C17)和雙峰型(C17/C25), Pr/Ph值為0.54~0.59, 表明沉積有機(jī)質(zhì)來源于藻類等低等生物且沉積水體為較強(qiáng)的還原環(huán)境; (2)下寒武統(tǒng)牛蹄塘組黑色巖系色譜特征為以C16~C18的單峰型為主, 少量樣品為雙峰型(C16/C25), Pr/Ph值為0.51~0.85, 該特征與陡山沱組黑色泥巖相似; (3)燈影組黑色泥巖樣品MM-13-1色譜特征為雙峰型(C16/C25), Pr/Ph值為0.86。上述烴源巖色譜特征與各瀝青色譜特征均較相似, 總體上差別不大, 因此瀝青來源肯定是黑色頁巖, 但不能確定是哪套黑色頁巖。

這三套高、過成熟烴源巖與瀝青的甾烷生物標(biāo)志物分布十分相似, 共同特點(diǎn)是: (1)C27和C29甾烷基本均勢, C27甾烷含量為27%~37%, C28甾烷相對含量較低, 為26%~29%, C29甾烷為35%～45%。(2)20S構(gòu)型規(guī)則甾烷和αββ構(gòu)型異膽甾烷也很高, 且含有一定量重排甾烷。(3)低碳數(shù)的孕甾烷、升孕甾烷含量也很高。這顯然是高、過成熟條件下甾烷熱演化作用趨同的結(jié)果。三套烴源巖的萜烷分布也已趨于一致, 其共同特點(diǎn)是: (1)三環(huán)萜烷普遍較豐富, 以C21或C23為主, C19、C25和C26三環(huán)萜烷的相對豐度較低, C23TT/C30H為0.09~0.26。(2)五環(huán)萜烷以C30藿烷為主, 其次是C29藿烷, 其他藿烷相對豐度較低。(3)成熟度指標(biāo)Ts/(Ts+Tm)為0.44~0.50, 已到達(dá)均衡狀態(tài)?？梢? 也不能用萜烷分布特征來區(qū)分不同層系烴源巖。綜上所述, 高、過成熟烴源巖的常規(guī)生物標(biāo)志物分布特征在熱演化作用下已趨于一致, 失去了指示原始生物組成的意義, 無法區(qū)分不同層系、不同生物組成的多套烴源巖, 也就難以作為油源對比的有效指標(biāo)(圖7)。

3.3 V/Ni比值對比

V、Ni在原油、瀝青及烴源巖中的含量一般變化比較大, 用這兩種元素的含量做對比困難較大, 但是V/Ni比值比較穩(wěn)定, 可以反映某一油層、瀝青及一段烴源巖特征, 一般認(rèn)為海相原油V/Ni比值大于1.0, 而陸相原油V/Ni比值小于1.0[31], Curiale在研究美國Oklahoma州的志留系-奧陶系原油的油源時(shí), 曾在正構(gòu)烷烴、異構(gòu)烷烴、甾烷、萜烷對比的基礎(chǔ)上, 應(yīng)用了原油和烴源巖V/Ni比值對比, 取得了很好的效果[32]。

圖7 儲(chǔ)層固體瀝青及可能烴源巖生物標(biāo)志物指標(biāo)對比

V/(V+Ni)比值能指示水體的氧化還原條件, V/(V+Ni) >0.46為缺氧環(huán)境, V/(V+Ni)< 0.46為富氧環(huán)境[33]。遵義松林陡山沱組V、Ni含量較低, V/(V+Ni)比值為0.73~0.76, 湄潭梅子灣陡山沱組具有相似特征, V/(V+Ni)比值為0.41~0.69, 代表缺氧的還原環(huán)境; 燈影組樣品ZN-1及JY-1該比值分別為0.29、0.30, 代表淺水富氧環(huán)境, 湄潭梅子灣燈影組中部黑色頁巖V/(V+Ni)比值為0.82; 松林牛蹄塘組黑色硅質(zhì)頁巖及黑色頁巖V、Ni含量異常偏高, 其中V含量遠(yuǎn)高于其他層位, 變化范圍808~5583 μg/g, 平均2414 μg/g, Ni含量略高于其他樣品, 變化范圍31~230 μg/g, 平均108 μg/g, V/(V+Ni)比值為0.91~0.99; 明心寺組黃綠色頁巖V、Ni含量較低, V/(V+Ni)比值低于牛蹄塘組, 為0.81。通過上述分析可知, 燈影組頂部白云巖V/(V+Ni)比值較低且均小于0.46, 代表淺水富氧環(huán)境, 陡山沱組黑色頁巖、燈影組黑色頁巖及明心寺組黃綠色頁巖V/(V+Ni)比值較燈影組白云巖高, 為0.41~0.82, 大多代表缺氧的還原環(huán)境, 而牛蹄塘組高V、Ni含量及高V/(V+Ni)比值不僅表明早寒武世海底熱液活動(dòng), 而且代表嚴(yán)重缺氧的深水盆地還原環(huán)境(表3)。

金沙巖孔燈影組鮞粒白云巖、砂屑白云巖等較低的V/(V+Ni)比值代表淺水富氧環(huán)境, 如樣品JY-1, 鏡下觀察該樣品孔隙不甚發(fā)育, 未見瀝青充填, 有機(jī)碳測試TOC僅為0.01%, 5件瀝青云巖有機(jī)碳含量0.92%~1.17%, 可根據(jù)瀝青有機(jī)碳含量(純?yōu)r青YQ-1樣品有機(jī)碳為69%)估算白云巖中瀝青的含量為1.35%~1.73%。白云巖中受瀝青充填的影響瀝青白云巖中V、Ni含量增加, 其中V含量增加幅度大于Ni含量, 同時(shí)V/(V+Ni)比值亦增加。樣品JY-1與瀝青云巖沉積環(huán)境相似, 剖面上位置相近，若以該樣品為標(biāo)樣，結(jié)合瀝青云巖中估算的瀝青含量可大致估算各樣品中瀝青的V、Ni 含量及V/(V+Ni)比值。估算結(jié)果, 5件瀝青云巖中瀝青V、Ni含量分別為140~418 μg/g和28~122 μg/g, V/(V+Ni)比值為0.75~0.94(表4), 這種特征與牛蹄塘組黑色巖系更加接近, 而與陡山沱組等層位是有明顯差別, 值得注意的是, 5件瀝青云巖中主要巖性為鮞粒或砂屑云巖,但一般含有少量的藻, 藻白云巖中Ni含量一般較砂屑云巖高(如樣品ZN-1), 因此瀝青Ni實(shí)際含量可能沒有估算值高, 瀝青真實(shí)的V/(V+Ni)比值可能比估算值更高。

3.4 有機(jī)碳同位素對比

分析數(shù)據(jù)顯示梅子灣陡山沱組黑色泥巖干酪根同位素為–29.35‰～–29.15‰, 平均值–29.20‰, 黑色磷塊巖干酪根同位素略低于黑色泥巖, 為–30.02‰～–29.61‰, 平均值–29.85‰。松林陡山沱組黑色泥巖干酪根同位素為–30.89‰～–30.28‰,平均值–30.54‰, 粉晶白云巖較高為–28.69‰(表5)。

表3 烴源巖V/Ni比值

表4 瀝青V/Ni參數(shù)

表5 研究區(qū)可能烴源巖有機(jī)地球化學(xué)參數(shù)

下寒武統(tǒng)牛蹄塘組黑色頁巖具有更低的13Corg值。松林牛蹄塘組黑色頁巖干酪根同位素為–34.99‰～–30.64‰, 大部分樣品小于–33‰, 平均值–34.25‰, 梅子灣為–32.53‰～–31.85‰, 平均–32.12‰, 這種低13Corg值反映海侵階段海水相對較深的沉積條件下由于黑色頁巖沉積時(shí)缺氧, 有機(jī)質(zhì)遭受硫酸鹽還原菌的降解釋放出富12C的CO2成為光合作用合成有機(jī)質(zhì)時(shí)的碳源而使黑色頁巖中有機(jī)質(zhì)富含輕烴碳同位素[27]。

通過瀝青-烴源巖13Corg對比可以發(fā)現(xiàn), 含瀝青云巖13Corg值(–33‰～–32.06‰, 平均–32.76‰)與陡山沱組黑色泥巖相差較大, 前者較后者13Corg平均值低2.91‰～3.56‰。含瀝青云巖與下寒武統(tǒng)牛蹄塘組基本一致, 略低于梅子灣–32.12‰, 略高于松林平均值–34.25‰, 純?yōu)r青13Corg值–33.22‰與松林牛蹄塘組黑色頁巖更加接近, 考慮到松林距離巖孔較近, 因此瀝青特征與松林更加相似, 同位素值較烴源巖高主要是因?yàn)榘自茙r自身含有一定量有機(jī)母質(zhì)(如藻類等), 而白云巖干酪根同位素一般較黑色頁巖(或?yàn)r青)高, 如松林燈影組白云巖干酪根同位素值為–29.80‰～–29.37‰。

圖8 陡山沱組烴源巖正構(gòu)烷烴單體烴同位素

4 結(jié)論與意義

(1)金沙巖孔燈影組古油藏含瀝青白云巖有機(jī)碳含量0.52%~1.89%, 顯示其較高的有機(jī)質(zhì)含量, 表明儲(chǔ)層曾經(jīng)有大量油氣充注, 氯仿瀝青“A”及熱解烴含量較低, 主峰碳有以C17~C18為主碳的單峰型和C16~C27的雙峰型, 奇偶優(yōu)勢值OEP(C21~C25)為0.96~1.11, Pr/Ph為0.66~1.0, Ts/(Tm+Ts)介于0.37～0.79之間, DBT/P值均小于1, 為0.08～0.56, 表明瀝青母巖為深水還原環(huán)境的海相泥頁巖。

圖9 牛蹄塘組烴源巖正構(gòu)烷烴單體烴同位素

(2)瀝青反射率2.95%~3.86%, 雙反射明顯, 熱演化程度高, 大部分樣品H/C原子比小于0.5, 顯示儲(chǔ)層在地質(zhì)歷史中曾經(jīng)受了高溫?zé)嵫莼饔? 表明為原油高溫裂解焦瀝青。

(3)生物標(biāo)志物對比與牛蹄塘組黑色頁巖、燈影組黑色頁巖及陡山沱組黑色泥巖均比較相似, 因此僅靠生物標(biāo)志物只能對瀝青母質(zhì)形成環(huán)境作出分析, 而對于相似環(huán)境的相同巖性不同時(shí)代烴源巖很難判斷瀝青來源。

(4)通過估算, 瀝青V/(V+Ni)比值為0.75~0.94或者更高, 這與松林牛蹄塘組黑色巖系異常的V、Ni含量及V/(V+Ni)比值為0.91~0.99的特征非常相似, 而與陡山沱組黑色泥巖及梅子灣燈影組黑色頁巖相對較低的V/(V+Ni)比值截然不同, 反映瀝青來源為牛蹄塘組。

(6)震旦紀(jì)末的桐灣運(yùn)動(dòng)對燈影組灘相儲(chǔ)層進(jìn)行了改造, 形成一套有利的灘相溶孔型儲(chǔ)層, 加里東運(yùn)動(dòng)期間牛蹄塘組烴源巖進(jìn)入生油門限, 圍繞黔中隆起形成一系列的構(gòu)造-巖性圈閉, 寒武系與震旦系之間的不整合面為油氣運(yùn)移提供通道, 形成上生下儲(chǔ)式的潛山型古油藏。瀝青有機(jī)碳同位素等指標(biāo)與遵義松林牛蹄塘組黑色頁巖非常相似, 而與湄潭梅子灣牛蹄塘組黑色頁巖有所差別, 這種現(xiàn)象表明油氣成藏時(shí)期主要為近源成藏, 油氣運(yùn)移方向?yàn)榍新∑鹚刂? 在金沙巖孔等地油氣運(yùn)移的方向可能為由東向西。

[1] 韓世慶, 王守德, 胡衛(wèi)元. 黔東麻江古油藏的發(fā)現(xiàn)及其地質(zhì)意義[J]. 石油與天然氣地質(zhì), 1982, 3(4): 316–327. Han Shi-qing, Wang Shou-de, HU Wei-yuan. The discovery of a paleopool in majiang and its geological significance[J]. Oil Gas Geol, 1982, 3(4): 316–327 (in Chinese with English abstract).

[2] 武蔚文. 貴州東部若干古油藏的形成和破壞[J]. 貴州地質(zhì), 1989, 6(1): 9–25. Wu Wei-wen. The formation and destruction of palaeo-oil- reservoirs in the east of guizhou province[J]. Guizhou Geol, 1989, 6(1): 9–25 (in Chinese with English abstract).

[3] 趙澤桓, 張桂權(quán), 薛秀麗. 黔中隆起下組合古油藏和殘余油氣藏[J]. 天然氣工業(yè), 2008, 28(8): 39–42. Zhao Ze-huan, Zhang Gui-quan, Xue Xiu-li. Paleo-reserviors and residual oil and gas reservoirs of marine assemblage in Qianzhong uplift[J]. Nat Gas Ind, 2008, 28(8): 39–42 (in Chinese).

[4] 陶樹, 湯達(dá)禎, 李鳳, 許浩, 林文姬, 張彪, 陳曉智. 黔中隆起北緣金沙巖孔古油藏特征及成藏期次厘定[J]. 中國礦業(yè)大學(xué)學(xué)報(bào), 2009, 38(4): 576–581. Tao Shu, Tang Da-zhen, Li Feng, Xu Hao, Lin Wen-ji, Zhang Biao, Chen Xiao-zhi. Paleo-oil Reservior Characteristics and Hydrocarbon Accumulation period Redefinition of Jinsha Yankong in North margin of the Central Guizhou Uplift[J]. J China Univ Mining Technol, 2009, 38(4): 576–581 (in Chinese with English abstract).

[5] 邱蘊(yùn)玉, 徐濂, 黃華梁. 威遠(yuǎn)氣田成藏模式初探[J]. 天然氣工業(yè), 1994, 14(1): 9–13. Qiu Yun-yu, Xu Lian, Huang Hua-liang. The discussion on reservoir forming mode of the Weiyuan gas field[J]. Nat Gas Ind, 1994, 14(1): 9–13 (in Chinese).

[6] 趙宗舉, 馮加良, 陳學(xué)時(shí), 周進(jìn)高. 湖南慈利燈影組古油藏的發(fā)現(xiàn)及意義[J]. 石油與天然氣地質(zhì), 2001, 22(2): 114–119. Zhao Zong-ju, Feng Jia-liang, Chen Xue-shi, Zhou Jin-gao. Dicovery of Dengyin formation fossil pool in Cili, Huanan and its significance[J]. Oil Gas Geol, 2001, 22(2): 114–119 (in Chinese with English abstract).

[7] 陳文正. 再論四川盆地威遠(yuǎn)震旦系氣藏的氣源[J]. 天然氣工業(yè), 1992, 12(6): 28–33. Chen Wen-zheng. The discussion again on gas source of the Weiyuan Sinian gas reservoir in Sichuan[J]. Nat Gas Ind, 1992, 12(6): 28–33 (in Chinese).

[8] 傅家謨, 盛國英, 許家友, 賈蓉芬, 范善發(fā), 彭平安, Eglinton G, Gowar A P. 應(yīng)用生物標(biāo)志化合物參數(shù)判識(shí)古環(huán)境[J]. 地球化學(xué), 1991 (1): 1–12. Fu Jia-mo, Sheng Guo-ying, Xu Jia-yu, Jia Rong-fen, Fan Shan-fa, Peng Ping-an, Eglinton G. Gowar A P. Application of Biomarker compounds in Assessment of faleoenvironments of Chinese terrestrial sediments[J]. Geochimica, 1991 (1): 1–12 (in Chinese with English abstract).

[9] Powell T, Mckirdy D M. Relationship between ratio of pristance to phytane, crude oil composition and geological environments in Australia[J]. Nature, 1973, 243(12): 37–39.

[10] Peters K E, Moldowan J M. The Biomarker Guide: Interpreting Molecular Fossils in Petroleum and Ancient Sediments[M]. New Jersey: Prentice Hall, 1993: 483–664.

[11] Fu Xiu-gen, Wang Jian, Zeng Yu-hong, Li Zhong-xiong, Wang Zheng-jiang. Geochemical and palynological investigation of the Shengli River marine oil shale (China): Implications for paleoenvironment and paleoclimate[J]. Int J Coal Geol, 2009, 78(3): 217–224.

[12] Peters K E, Moldowan J M. Effects of source, thermal maturity, and biodegradation on the distribution and isomerization of homohopanes in petroluem[J]. Org Geochem, 1991, 17(1): 47–61.

[13] 付修根, 王劍, 汪正江, 陳文西. 藏北羌塘盆地晚侏羅世海相油頁巖生物標(biāo)志物特征、沉積環(huán)境分析及意義[J]. 地球化學(xué), 2007, 36(5): 486–496. Fu Xiu-gen, Wang Jian, Wang Zheng-jiang, Chen Wen-xi. Biomarkers and sedimentary wnvironment of Late Jurassic marine oil shale in Qiangtang basin, northern Xizang and its geological significance[J]. Geochimica, 2007, 36(5): 486–496 (in Chinese with English abstract).

[14] Damste J S S, van Duin A C T, Hollander D, Kohnen M E L, de Leeuw J W. Early diagenesis of bacteriohopanepolyol derivatives: Formation of fossil homohopanoids[J]. Geochim Comsmochim Acta, 1995, 59(24): 5141–5147.

[15] 彼得斯 K E, 莫爾多萬 J M. 生物標(biāo)記化合物指南——古代沉積物和石油中分子化石的解釋[M]. 姜乃煌, 張水昌,林永漢, 譯. 北京: 石油工業(yè)出版社, 1995: 100–190. Peters K E, Moldowan J M. The Biomarker Guide: Interpreting Molecular Fossils in Petroleum and Ancient Sediments[M]. Jiang Nai-huang, Zhang Shui-chang, Lin Yong-han, tr. Beijing: Petroleum Industry Press, 1995: 100–190 (in Chinese).

[16] 張立平, 黃第藩, 廖志勤. 伽馬蠟烷——水體分層的地球化學(xué)標(biāo)志[J]. 沉積學(xué)報(bào), 1999, 17(1): 136–140. Zhang Li-ping, Huang Di-fan, Liao Zhi-qin. Gammacerane: Geochemical indicator of water column stratification[J]. Acta Sedimentol Sinica, 1999, 17(1): 136–140 (in Chinese with English abstract).

[17] Volkman J K. Biological markers compounds as indicator of the depositional environments of petroleum source rocks[C]// Fleet A J, Kelts K, Talbot M R. Lacustrine Petroleum Source Rocks. London: Geological Society of London, 1988, 40: 103–122.

[18] Volkman J K. A review of sterol markers for marine and terrigenous organic matter[J]. Org Geochem, 1986, 9(2): 83–99.

[19] Moldwan J M, Albrecht P, Phlip R P. Biomarkers in Sediments and Petroleum[M]. New Jersey: Prentice-Hall, 1991: 268–280.

[20] 陳建平, 黃第藩. 酒東盆地油氣生成和運(yùn)移[M]. 北京: 石油工業(yè)出版社, 1995: 100–106. Chen Jian-ping, Huang Di-fan. Oil-Gas Formation and Migration in the Jiudong Basin[M]. Beijing: Petroleum Industry Press, 1995: 100–106 (in Chinese).

[21] Radke M, Willsch H, Leythaeuser D, Teichmüller M. Aromatic components of coal: Relation of distribution pattern to rank[J]. Geochim Cosmochim Acta, 1982, 46(10): 1831–1848.

[22] Radke M, Welte D H, Willsch H. Geochemical study on a well in the Western Canada Basin: Relation of the aromatic distribution pattern to maturity of organic matter[J]. Geochim Cosmochim Acta, 1982, 46(1): 1–10.

[23] Chakhmakhchev A, Suzuki M, Takayama K. Distribution of alkylated dibenzothiophenes in petroleum as a tool for maturity assessments[J]. Org Geochem, 1997, 26(7): 483–489.

[24] 李任偉, 盧家爛, 張淑坤, 雷家錦. 震旦紀(jì)和早寒武世黑色頁巖有機(jī)碳同位素組成[J]. 中國科學(xué)(D輯), 1999, 29(4): 351–357. Li Ren-wei, Lu Jia-lan, Zhang Shu-kun, Lei Jia-jin. Organic carbon isotopic composition of Sinian-Early Cambrian black shales[J]. Sci China (D), 1999, 29(4): 351–357 (in Chinese).

[25] 劉德漢, 史繼揚(yáng). 高演化碳酸鹽烴源巖非常規(guī)評(píng)價(jià)方法探討[J]. 石油勘探與開發(fā), 1994, 21(3): 113–115. Liu De-han, Shi Ji-yang. High evolution of carbonate source rocks unconventional evaluation method[J]. Pet Explor Develop, 1994, 21(3): 113–115 (in Chinese).

[26] Burke E A J. Raman microspetrometry of fluid inclusions[J]. Lithos, 2001, 55: 139–158.

[27] Hwang R J, Teerman S C, Carlson R M. Geochemical comparison of reservoir solid bitumens with diverse origins[J]. Org Geochem, 1998, 29(1-3): 505–517.

[28] Huc A Y, Nederlof P, Debarre R. Pyrobitumen occurrence and formation in a Cambro-Ordovician sandstone reservoir, Fahud Salt Basin, North Oman[J]. Chem Geol, 2000, 168(1/2): 99–112.

[29] 梁狄剛, 郭彤樓, 陳建平, 邊立曾, 趙喆. 南方四套區(qū)域性海相烴源巖的分布中國南方海相生烴成藏研究的若干新進(jìn)展(一)[J]. 海相油氣地質(zhì), 2008, 13(2): 1–16. Liang Di-gang, Guo Tong-lou, Chen Jian-ping, Bian Li-zeng, Zhao Zhe. Some progresses on studies of hydrocarbon generation and accumulation in marine sedimentary regions, southern China (Part 1): Distribution of four suits of regional marine source rocks[J].Mar Origin Pet Geol, 2008, 13(2): 1–16 (in Chinese with English abstract).

[30] 梁狄剛, 陳建平.中國南方高、過成熟區(qū)海相油源對比問題[J]. 石油勘探與開發(fā), 2005, 32(2): 8–14. Liang Di-gang, Chen Jian-ping. Oil-source correlations for high and over matured marine source rocks in South China[J]. Pet Explor Develop, 2005, 32(2): 8–14 (in Chinese with English abstract).

[31] 姜乃煌. 我國陸相原油的釩鎳含量和釩鎳比探討[J]. 石油與天然氣地質(zhì), 1988, 9(1): 73–76. Jiang Nai-huang. The V and Ni content and V/Ni ratio of some continental crude oils in China[J]. Oil Gas Geol, 1988, 9(1): 73–76 (in Chinese with English abstract).

[32] Curiale J A. Petroleum occurrences and souce-rock potential of the Ouachita Mountains, southeastern Oklahoma[M]. Oklahoma Geologocal Survey Bulletin, 1983: 135.

[33] Yarincik K M, Murray R W, Lyons T W, Peterson L C, Haug G H. Oxygenation history of bottom waters in the Cariaco Basin,Venezuela, over the past 578000 years: Results from redox-sensitive metals (Mo, V, Mn, and Fe)[J]. Paleoceanography, 2000, 15 (6): 593–604.

Geochemical characteristics and oil source correlation of Dengying formation paleo-reservior in Jinsha

YANG Ping*, XIE Yuan, WANG Zheng-jiang, DU Qiu-ding and LIU Jia-hong

(Chengdu Institude of Geology and Mineral Resources, Chengdu 610082, China)

In order to study the source of sinian paleo-reservior bitumen of South China in detail, Dengying formation paleo-reservior in Yankong, Jinsha has been systematically investigated. The bitumens enrich mainly in the dolarenite, oolitic dolomite and algal dolomite in the upper Dengying formation. The bitumens are massive enrichment, hard, sewage chiral, occur mainly in intercrystalline dissolution pore, mould pore and dissolution cave of dolomite, and show black solid state, microscopic observation show bitumens have the features with mosaic-like structure. The organic carbon content of bituminous dolomite rang from 0.52% to 1.89%, indicating bituminous dolomite have higher organic matter content. Chloroform bitumen "A" and genetic potential of bituminous dolomite is lower due to oxidation of the pyrolysis and surface water washout filter. Organic carbon isotopic of bitumen ranges from –33.22‰ to –32.06‰, V/(V+Ni) ratio is higher with the value of 0.75-0.94, high bitumen reflectance ranges from 2.95% to 3.86%. These samples have double reflection and high degree of thermal evolution. H/C of most samples is less than 0.5. Comprehensive studies shown that bitumens exposured to high temperature thermal evolution in the geological history, which is the solid pyrobitumen from high temperature pyrolysis of crude oil. Biomarker compounds, organic carbon isotope, monomer hydrocarbon isotopes and V/(V+Ni) contrast analysis show that these bitumens come from the black rock series of the Lower Cambrian Niutitang formation.

paleo-reseservoir; bitumens; Organic carbon isotopic; biomarker; V/(V+Ni); oil source correlation; Jinsha

P593

A

0379-1726(2012)05-0452-14

2012-02-14;

2012-05-19;

2012-06-15

中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目(1212010782003)

楊平(1981–), 男, 工程師, 石油地質(zhì)專業(yè)。

YANG Ping, E-mail: yping0@163.com; Tel:+86-28-83231381