鄂尔多斯盆地伊陕斜坡西部山西组古沉积环境及烃源岩评价

王宝萍，李艳承，董小刚 .

(延长油田股份有限公司，陕西延安 716000)

鄂尔多斯盆地伊陕斜坡西部山西组古沉积环境及烃源岩评价

王宝萍，李艳承，董小刚 .

(延长油田股份有限公司，陕西延安 716000)

利用鄂尔多斯盆地伊陕斜坡西部上古生界山西组烃源岩的无机地球化学微量元素、总有机碳含量、氯仿沥青“A”、生烃潜量、镜质组反射率、干酪根δ13C同位素和最高热解峰温等资料，采用无机地球化学与有机地球化学相结合的分析方法对研究区山西组进行古沉积环境及烃源岩综合分析评价。研究表明：研究区山西组总体沉积古环境表现为过渡相混合水沉积，气候温湿，其沉积时古水体比太原组沉积时水体深，有机质丰度较高；但总体上处于弱还原环境，水深较浅，不利于有机质保存，对后期生烃有一定影响。山西组烃源岩有机质丰度高，属于好烃源岩。有机质类型以Ⅲ型腐殖型干酪根为主，生物来源主要为陆生高等植物，镜质组反射率普遍大于2.0%，最高热解峰温大多高于505℃，显示烃源岩有机质成熟度主要处于过成熟阶段。

沉积古环境；烃源岩评价；山西组；鄂尔多斯盆地

近年来，非常规油气已逐渐成为石油地质学界的热点，致密气、页岩气也已成为我国非常规油气资源领域中最为重要的类型[1-7]。鄂尔多斯盆地是富含多种能源的大型叠合盆地，非常规油气资源类型众多且含量巨大。多年来勘探实践表明，盆地整体上呈现“南油北气”[8-9]的油气分布格局，北部多以古生界天然气为主，先后发现并探明了靖边、榆林、乌审旗、苏里格、子洲等千亿立方米大气田，且万亿立方米级的天然气田均分布于盆地北部，显示出巨大的勘探开发潜力[10-12]。上古生界山西组是二叠系主要的含气层位之一，赋存源储共生的页岩气和源储紧邻的致密砂岩气，均是非常规天然气勘探的重点领域。山西组烃源岩属海陆交互相的含煤层系，具广覆式沉积的特点，受后期构造运动抬升影响，盆地中东部烃源岩保存较好，而盆地西部和南部保存较差[13]，前人针对烃源岩的研究也主要面向盆地东部和北部[14-15]。近些年随着非常规油气勘探理论和技术的提高，全盆地天然气勘探逐渐转向西南部。廖志伟等[16]通过泥岩稀土元素研究对鄂尔多斯盆地南部山西组物源进行了判别和分类。李慧等[17]运用沉积岩石学方法对盆地西南部山西组物源进行了研究。龚宇等[18]以岩心资料等为依据对盆地西南部山西组沉积相进行了研究。李得路等[19]结合铸体薄片、扫描电镜等对盆地西南部山西组成岩作用进行了分类。但鄂尔多斯盆地西南部受天环凹陷和西缘逆冲带影响，地质条件复杂，基础地质资料相对较少，一直制约着山西组的勘探。本文从烃源岩评价这一天然气勘探首要地质工作入手，对盆地西南部山西组古沉积环境及烃源岩品质进行分析，以指导下一步勘探。

首先通过地球化学微量元素分析该区山西组古沉积环境，探讨沉积环境对烃源岩保存及生烃的影响。通过实测总有机碳含量(TOC)、氯仿沥青“A”和生烃潜量评价烃源岩有机质丰度，结合H/C、O/C、最高热解峰温(Tmax)、δ13C同位素、氢指数(IH)、干酪根类型指数(TI)及Ro等参数对烃源岩有机质类型和成熟度进行综合评价。

1 区域地质概况

研究区位于鄂尔多斯盆地一级构造单元伊陕斜坡的西南部，面积约6200 km2(图1)，主要包括志丹、吴起等县区。该区上古生界山西组受海西运动影响主要发育湖相沉积体系，厚度为75.60～145.68 m，平均为111.18 m；山西组下部是研究区主要含气层段，岩性以灰黑色、深灰色泥岩和灰色、灰白色细砂岩不等厚互层和深灰色粉砂质泥岩、黑色煤层组成。上覆石盒子组底部盒8段的“骆驼脖子砂岩”为山西组和石盒子组的界限，山西组底部的“北岔沟砂岩”为山西组和太原组的界限，山西组与上覆石盒子组和下伏太原组均为整合接触关系。山西组电性特征主要表现为高电阻、高声波时差、大井径、低密度的测井曲线组合特征，与石盒子组和太原组测井曲线差异明显。上覆石盒子组的自然伽马、声波时差值较低，且波动幅度较大；下伏太原组自然伽马、声波时差曲线形态较山西组起伏幅度小；自然电位曲线在石盒子组底部相对山西组较低，补偿中子曲线变化不明显。

2 样品来源及实验方法

上古生界山西组实验样品采集位置如图1所示，共采集泥页岩样品17块，其中，无机地球化学微量元素分析17件、烃源岩岩石热解测试分析17件、干酪根显微组分和C同位素分析13件。TOC、氯仿沥青“A”、Ro、生烃潜量、岩石热解分析测试在中国石油华北油田分公司勘探开发研究院有机地球化学实验室完成。TOC测定采用美国力可(LECO)公司生产的CS-400仪器，先将岩样粉碎后用盐酸将无机碳除去，再放入高温氧气流中燃烧，结果通过红外检测仪检测。氯仿沥青“A”测定使用索氏抽提法，先将样品粉碎至粒径为0.09 mm以下，再放入抽提器内将样品中的有机质萃取出。Ro测定采用MPV-Ⅱ型显微光度计，先将样品抛光，后在30～40℃烘箱中干燥4h后测定，实验遵循中国国家标准GB/T 6948—1998。样品的地球化学微量元素测试采用ICP-MS，实验严格遵循中国国家标准DZ/T 0223—2001。所有测试岩石样品均由人工挑选新鲜样品，并用软纸包裹保存，最大限度保证样品实验数据精准。

3 讨论

3.1 沉积古环境分析

岩石地球化学指标是恢复沉积古环境的一种重要方法，可以进行古气候、古氧化还原条件、古盐度、古水深、古有机质丰度等的判断。

表1是山西组无机地球化学微量元素分析表，元素平均富集因子(EF=样品值/全球上陆壳平均值)分别为：Rb=0.67，Sr=0.34，Zr=1.12，Ba=0.47，V=1.52，Cr=0.96，Co=1.36，Ni=1.21，Cu=1.33，Zn=2.04，与全球上陆壳平均值(UCC)对比[20]，可以看出Sr和Ba元素平均含量明显偏低，说明这两种元素在该环境中存在消耗，而V和Zn元素较为富集。Rb、Zr、Cr、Co、Ni、Cu平均值均和其对应UCC值[20]接近(图2)。

3.1.1 古气候判别

判断古气候的指标很多，例如Sr/Cu[21]，黏土矿物含量[22]、Al和Fe元素[23]、Ca/Sr等[24]。通常Sr/Cu值为1.3～5.0时，显示为温湿气候；当Sr/Cu大于5.0时，表现为干热气候。研究区山西组样品Sr/Cu比值平均为4.03(表1)，总体表现为温湿气候。

图1 研究区构造位置图和山西组地层特征图Fig.1 Tectonic position of the study area and Shanxi Formation characteristic chart

样品编号RbSrZrBaVCrCoNiSX⁃03470．6187．0290．0376．088．458．013．726．4SX⁃03564．0143．0208．0232．084．348．021．020．0SX⁃036106．0144．0144．0345．090．292．325．442．0SX⁃03767．1139．4170．4225．068．314．63．634．0SX⁃038114．0120．0135．0362．0134．017．027．817．0SX⁃03958．5125．0408．0293．047．410．68．312．0SX⁃04085．2154．0217．0254．078．838．817．525．2SX⁃04174．6197．0339．0236．099．247．710．619．0SX⁃042110．0183．0152．0341．0144．038．032．012．0SX⁃04331．5128．0369．0172．081．583．714．146．3SX⁃04463．265．8236．0253．0138．722．57．013．6SX⁃04559．132．3144．0168．0124．713．68．211．8SX⁃04651．051．4101．0146．048．119．82．524．8SX⁃04772．866．7133．0208．0121．214．84．48．7

续表

图2 山西组烃源岩样品微量元素蜘蛛网图Fig.2 Spider diagram of trace element of Shanxi Formation mud shale

黏土矿物也具有良好的古气候指示作用。通常高岭石是潮湿气候下由长石、云母和辉石经强烈淋滤形成，因此气候温暖潮湿有利于高岭石的形成和保存。自生蒙皂石易形成于干湿交替的气候环境。伊利石形成于寒冷少雨的气候，由长石、云母等铝硅酸盐矿物在风化脱K+的情况下形成，随着气候变得湿热，矿物持续脱K+，伊利石将会进一步分解为高岭石。山西组黏土矿物中高岭石含量明显高于伊利石[19]，说明山西组整体上处于温湿的气候环境中，大气降水淋滤作用较弱，与Sr/Cu值得出的结果吻合。

岩心也是指示古气候环境的重要标志之一。研究区山西组岩心泥岩层面上可见大量高等植物化石碎片(图3a、3b)，显示山西组沉积时期气候温湿，有利于高等植物发育。

图3 山西组岩心照片Fig.3 Drilling core photographs of Shanxi Formationa.W1井，3274.18 m，碳质泥岩，富含植物碎片；b.W2井，3516.24 m，灰黑色泥岩，泥岩质纯，内含植物叶片； c.W3井，3816.45 m，平行层理；d.W4井，3845.20 m，逆粒序层理

3.1.2 古水深判别

在沉积岩中，锆石是元素Zr的主要宿主矿物。因为锆石本身非常稳定，且以碎屑矿物的形式进行搬运，从河流相—冲积平原环境到滨湖、浅湖、半深湖、深湖环境，其含量整体呈递减趋势，所以元素Zr可以用来指示深水泥岩中陆源物质的输入程度[25]。Rb元素为碱土元素，化学性质活泼，易于迁移，并且容易被黏土矿物吸附富集，有随着水深变深而增加的趋势[26]。根据Rb和Zr不同的地球化学性质，选择Rb/Zr作为水体深度判别的指标，其比值越高说明水体越深[25]。

研究区山西组样品Rb/Zr值变化剧烈，在0.09～0.84之间，平均值为0.43，说明当时水体深度相对较浅(表1)；山西组岩心中多见高等植物化石(图3a、3b)，且多见平行层理和逆粒序层理(图3c、3d)，说明山西组沉积时期水动力较强。综合判断山西组沉积时期水体整体较浅。太原组Rb/Zr平均值为0.07，小于山西组的Rb/Zr平均值，说明由太原组到山西组水体逐渐加深。

3.1.3 古盐度判别

若淡水与海水相混，淡水中的Ba2+与海水中的SO2-4结合生成BaSO4而沉积下来，而SrSO4的溶解度较大，能够持续迁移至远海。因此，从淡水到海水环境，沉积物的Sr/Ba值具有急剧增大的趋势。通常，Sr/Ba值大于1时指示海相咸水沉积，该值小于0.6时指示陆相淡水沉积，Sr/Ba为0.6～1指示过渡相的混合沉积[27-30]。

不同年代沉积岩中Sr/Ba值的界限值是不同的，但总体变化趋势相同，即海水沉积物中Sr/Ba值高，淡水沉积物中Sr/Ba值较低。研究区样品中Sr/Ba平均值为0.47(表1)，反映山西组沉积时期为陆相淡水沉积。

3.1.4 有机质丰度判别

过渡族元素V、Cr、Ni、Cu、Zn、Co和有机质的含量及沉积介质存在联系，有机质对V、Cr、Ni、Cu、Zn、Co有富集作用[31]，因此将V+Cr+Ni+Cu+Zn+Co累加值作为有机质丰度的判别指标。研究区太原组样品该指标平均值为113.8，而山西组为341.6(表1)。说明山西组的有机质丰度较太原组高，山西组沉积物中有机质保存相对较好。

3.1.5 古氧化还原条件判别

在氧化还原反应中元素不同价态发生分离和重新分配，因此微量元素在泥页岩中的富集程度受沉积时水体氧化还原条件控制，这些氧化还原敏感元素是确定古氧化还原条件的重要指标[32]。

前人对古氧化还原条件的判别参数选取较多，但评价标准目前尚未完全统一，常采用的判别参数主要有：V/Cr、Ni/Co、V/(V+Ni)、δU、Th/U等。Cr常见的化合价为+2、+3和+6，在富氧环境下易以Cr6+的形式存在，在贫氧环境下易形成含Cr3+的水合离子。V在氧化环境中以V5+的形式赋存，至缺氧环境下易被还原为V3+，因此V/Cr为2时认为是氧化还原的临界条件，V/Cr大于2时指示还原环境，V/Cr小于2时为氧化环境[33]。Jones and Manning[34]认为，通常Ni/Co小于5为氧化环境，Ni/Co值在5～7之间为贫氧环境，Ni/Co大于7为次氧至缺氧环境。此外，微量元素V/(V+Ni)值也是指示沉积环境氧化还原条件的常用参数，当V/(V+Ni)值大于0.60时，指示厌氧的还原环境；当V/(V+Ni)值介于0.46～0.60时，指示贫氧的沉积环境；当V/(V+Ni)值小于0.46时，指示富氧的沉积环境[35]。

山西组样品V/Cr值范围为0.97～9.17，平均为3.98(表1)，指示山西组的古沉积环境为还原环境。V/(V+Ni)值范围为0.58～0.93，平均为0.79，表明山西组古沉积环境以还原条件为主。Ni/Co值范围为0.38～9.78，平均为2.6，显示沉积环境偏氧化，该值指示沉积环境和上两个参数略有出入，分析发现本区山西组菱铁矿平均含量为6.88%[19]，含量很高，因此该值的异常可能是菱铁矿含量高造成的[36]。扫描电镜下观察到显示还原环境的黄铁矿，与该比值得出的结论矛盾，故该参数在今后的研究中应用需谨慎。结合氧化还原参数及古水深指标综合判断，研究区山西组沉积时为弱还原环境。

综上，研究区山西组沉积时期为过渡相的混合水弱还原环境，气候温湿，有机质丰度较高。由于水深整体较浅，不利于有机质的良好保存，对后期烃源岩生烃有一定影响。

3.2 烃源岩评价

烃源岩评价主要通过3个最常用的地球化学指标，即有机质丰度、有机质类型和有机质成熟度。

3.2.1 烃源岩有机质丰度

烃源岩有机质丰度评价通常采用总有机碳含量(TOC)、氯仿沥青“A”和生烃潜量3个参数。TOC为岩石中的有机物质，以占干燥岩石的质量百分比形式表达[37]。氯仿沥青“A”是用氯仿从岩石中抽提出来的有机质，即能溶于氯仿的可溶有机质[38]。岩石热解生烃潜量是岩石中烃类质量与岩石质量之比，包括残留烃(S1)和热解烃(S2)。研究区山西组烃源岩TOC为0.13%～5.11%，平均为1.59%；氯仿沥青“A”含量为0.0011%～0.1122%，平均为0.016%；岩石生烃潜量为0.02～1.13 mg/g，平均为0.22 mg/g(表2)。按照黄第幡[39]和程克明[40]

表2 山西组烃源岩Rock-Eval分析结果表

关于陆相煤系烃源岩有机质丰度评价标准(表3)，根据TOC得出烃源岩级别为好，根据氯仿沥青“A”得出烃源岩级别为差，根据生烃潜量得出的级别为非烃源岩。3个参数的结论差别较大，分析原因是研究区山西组烃源岩镜质组反射率(Ro)平均为2.24%，已进入过成熟阶段，可溶有机质大量裂解生成轻烃和气态烃，因此氯仿沥青“A”及生烃潜量(S1+S2)指标偏低，应以TOC作为山西组烃源岩有机质丰度评价的主要指标，即山西组烃源岩级别为好。

表3 陆相煤系烃源岩有机质丰度评价标准[39-40]

3.2.2 烃源岩有机质类型

烃源岩有机质类型根据干酪根分类主要包括3种：Ⅰ型腐泥型生油母质、Ⅱ型腐泥(殖)-腐殖(泥)型生油气母质和Ⅲ型腐殖型生气母质，其中Ⅱ型干酪根还可进一步分为Ⅱ1型腐殖型-腐泥型和Ⅱ2型腐泥型-腐殖型。

H/C值和O/C值常用于干酪根类型划分。图4为按Tissot[41]分类作出的干酪根类型3分标准图，可以看出研究区投点主要落在图的左下角，但没有明显聚集到某一类型干酪根的区域内。分析其原因是样品中有机质的热演化程度过高，目前样品中测得的参数值不能反映其原始特征。

图4 山西组干酪根H/C-O/C原子比类型图版(图版底图来源于文献[41])Fig.4 H/C vs O/C plot for Shanxi Formation (base map plate from [41])

Tmax和IH指数也可用来判断干酪根类型。从图5可以看出，由于样品热演化程度过高，数据点落在Ⅲ型干酪根区域的仅有两个，其余数据点无法获取干酪根类型。成烃母质的碳同位素组成同样含有原始母质类型输入的信息。在干酪根稳定碳同位素组成研究中，在一般淡水或微咸水沉积环境下，高等植物的木质素含量较高，其更富含δ13C同位素；藻类等低等水生生物中脂肪类物质含量较高，其类脂体中δ12C同位素更丰富。δ13C值在一定的成烃演化范围内(Ro在0.4%～1.60%之间)，尤其在热演化程度较高时是判别原始母质类型的有效指数。研究区样品有机质热演化程度过高，常规方法无法判断干酪根类型，同位素判别方法可作为常规方法的有效补充。

图5 山西组干酪根IH-Tmax类型图版 (图版底图来源于文献[42])Fig.5 IH vs Tmax plot for Shanxi Formation (base map plate from [42])

根据程克明等[40]的研究，干酪根δ13C同位素小于-28‰为Ⅰ型腐泥型生油母质，在-28‰～-25‰之间为Ⅱ型腐泥(殖)-腐殖(泥)型生油气母质，大于-25‰为Ⅲ型腐殖型生气母质。

山西组共13块泥岩样品的干酪根碳同位素δ13C值分析结果见表4，其范围为-24.20‰～-23.15‰，平均为-23.60‰，说明研究区山西组中干酪根类型均为Ⅲ型腐殖型生气母质，以生气为主，反映其生物来源主要为陆生植物。

根据干酪根各显微组分对油气贡献的不同，通过测定各组分的相对百分含量，进而确定干酪根的类型指数TI，也可进行干酪根类型的划分[43]。类型指数TI的计算公式为：TI=[A×100+B×50+ C×(-75)+D×(-100)]÷100，其中A、B、C、D分别代表腐泥组、壳质组、镜质组、惰质组百分含量。结合干酪根类型划分与产油气性质对照表(表5)就可判断干酪根类型。

表4 山西组样品干酪根显微组分、δ13C同位素及H/C、O/C原子比统计表

注：“—”表示未检测出。

表5 干酪根类型划分与产油气性质对照表 (据文献[43]，有修改)

研究区山西组烃源岩干酪根显微组分主要为壳质组，其次为镜质组和腐泥组，未检测到惰质组。类型指数TI为-45.90～42.79，平均为2.81，主要为Ⅲ型腐殖型，含Ⅱ2型腐泥型-腐殖型。干酪根显微组分中的壳质组和镜质组来源于陆生高等植物木质纤维组织、器官及其分泌产物，腐泥组通常来源于藻类低等生物[44]。可见，山西组烃源岩物质来源主要为陆生高等植物。

综上，山西组烃源岩有机质演化程度过高，无法通过H/C-O/C图解法和Tmax-IH图解法对干酪根类型进行判别。δ13C同位素和干酪根显微组分鉴定结果显示，山西组烃源岩干酪根类型以产气的Ⅲ型腐殖型为主(表6)，生物来源主要为陆生高等植物。

表6 山西组烃源岩有机质类型综合判别表

3.2.3 烃源岩有机质成熟度

大量勘探实践表明，一般在成熟烃源岩分布区才具有较高的油气勘探成功率，因此，烃源岩有机质成熟度是油气勘探的决定因素。判别烃源岩有机质成熟度的指标很多，例如：镜质组反射率、孢粉碳化程度、热变指数、可溶抽提物的化学组成特征、岩石热解参数、干酪根颜色及时间温度指数(TTI)等，本文采用镜质组反射率(Ro)和最高热解峰温(Tmax)两个参数进行评价。

鉴于山西组烃源岩主要为Ⅲ型腐殖型干酪根，以生气为主，将Ro=0.9%作为生油和生气的界限，大于0.9%即为生气范围，大于2.0%时为生干气范围[40]。测试得出研究区山西组烃源岩样品87%的镜质组反射率大于2.0%，说明目前烃源岩热演化程度很高且已经进入生干气阶段。

Tmax值低于440℃说明有机质处于未成熟阶段；高于448℃说明样品处于生凝析气和湿气的成熟阶段[45]；当Tmax大于505℃时，进入过成熟阶段[46]。研究区山西组烃源岩样品的Tmax只有一个低于448℃，其余均高于448℃，且80%样品的Tmax值高于505℃，反映研究区山西组烃源岩有机质成熟度主要处于过成熟阶段，与镜质组反射率分析结果吻合。

4 结论

(1)无机地球化学数据分析认为，研究区山西组沉积古环境总体表现为过渡相的混合水沉积，气候温湿，古水深相对太原组逐渐加深，但整体较浅，古有机质丰度比太原组高，处于弱还原环境，影响后期烃源岩生烃。

(2)有机地球化学数据分析认为，研究区山西组样品有机质丰度高，干酪根类型以Ⅲ型腐殖型为主，且生物来源主要为陆生高等植物，Ro和Tmax显示烃源岩有机质成熟度主要处于过成熟阶段。

[1] 邹才能,董大忠,王玉满,等.中国页岩气特征、挑战及前景(一)[J].石油勘探与开发,2015,42(6):689-701.

[2] 邹才能,董大忠,王玉满,等.中国页岩气特征、挑战及前景(二)[J].石油勘探与开发,2016,43(2):1-13.

[3] 董大忠,王玉满,李新景,等.中国页岩气勘探开发新突破及发展前景思考[J].天然气工业,2016,36(1):19-32.

[4] 姚军朋,孙小艳,吴迎彰,等.致密砂岩气藏含气控制因素研究与评价应用[J].测井技术,2015,39(4):482-485.

[5] 邹才能,陶士振,白斌,等.论非常规油气与常规油气的区别和联系[J].中国石油勘探,2015,20(1):1-16.

[6] 邹才能,翟光明,张光亚,等.全球常规-非常规油气形成分布、资源潜力及趋势预测[J].石油勘探与开发,2015,42(1):13-25.

[7] 王南,裴玲,雷丹凤,等.中国非常规天然气资源分布及开发现状[J].油气地质与采收率,2015,22(1):26-31.

[8] 王伟锋,刘鹏,郑玲,等.鄂尔多斯盆地天然气储量和产量预测分析[J].天然气地球科学,2014,25(9):1483-1490.

[9] 王香增.延长探区天然气勘探重大突破及启示[J].石油与天然气地质,2014,35(1):1-9.

[10] 张晓峰,侯明才,陈安清.鄂尔多斯盆地东北部下石盒子组致密砂岩储层特征及主控因素[J].天然气工业,2010,30(11):34-38.

[11] 李明瑞,窦伟坦,蔺宏斌,等.鄂尔多斯盆地神木地区上古生界盖层物性封闭能力与石千峰组有利区域预测[J].中国石油勘探,2006,11(5):21-25.

[12] 何刚,卢涛,雷卞军,等.靖边气田东侧马五1-2储层成岩作用及孔隙演化[J].西南石油大学学报(自然科学版),2011,33(3):18-26.

[13] 何自新.鄂尔多斯盆地演化与油气[M].北京:石油工业出版社,2003.

[14] 陈雅晖,屈红军,魏新善,等.鄂尔多斯盆地东部山2段成岩相发育规律及其对物性的影响[J].非常规油气,2014,3(1):18-24.

[15] 孟潇,李春霞,归榕.延安地区上古生界山2段—盒8段微量元素揭示的古沉积环境意义[J].非常规油气,2014,2(1):26-30.

[16] 廖志伟,陈洪德,陈安清,等.鄂尔多斯盆地南部二叠系山西组二段泥岩稀土元素特征及地质意义[J].石油天然气学报,2011,33(9):7-12.

[17] 李慧,李建明,施辉.鄂尔多斯盆地西南部下二叠统山西组物源研究[J].石油天然气学报,2011,33(3):18-21.

[18] 龚宇,潘仁芳,彭德堂,等.鄂尔多斯盆地西南部山西组一段沉积展布研究[J].长江大学学报(自然科学版),2013,10(3):37-40.

[19] 李得路,赵卫卫,伊伟,等.鄂尔多斯盆地西部上古生界山西组成岩作用[J].西安石油大学学报(自然科学版),2014,29(1):40-45.

[20] Taylor S R, Mclennan S M. The Geochemical Evolution of the Continental Crust[J]. Reviews of Geophysics, 1995, 33(2): 241-265.

[21] 邓宏文,钱凯.沉积地球化学与环境分析[M].兰州:甘肃科学技术出版社,1993.

[22] 王成善，李祥辉.沉积盆地分析原理与方法[M].北京：高等教育出版社,2003.

[23] 张虎才,张林源,W.C.Mahaney.兰州九州台黄土剖面元素地球化学研究[J].地球化学,1991(1):79-86.

[24] Miller E K, Blum J D, Friedland A J. Determination of soil exchange-cation loss and weathering rates using Sr isotopes[J]. Nature, 1993, 362(6419): 438-441.

[25] 腾格尔,刘文汇,徐永昌,等.无机地球化学参数与有效烃源岩发育环境的相关研究[J].地球科学进展,2005,20(2):193-200.

[26] Kistler R W, Peterman Z E. Variations in Sr, Rb, K, Na, and Initial Sr87/Sr86 in Mesozoic Granitic Rocks and Intruded Wall Rocks in Central California[J]. Geological Society of America Bulletin, 1973, 84(11): 3489-3511.

[27] 刘招君,孟庆涛,柳蓉,等.抚顺盆地始新统计军屯组油页岩地球化学特征及其地质意义[J].岩石学报,2009,25(10):2340-2350.

[28] 柳蓉,刘招君,孟庆涛,等.抚顺盆地始新世古湖泊演化[J].沉积学报,2010，28(4):688-695.

[29] 郑荣才,柳梅青.鄂尔多斯盆地长6油层组古盐度研究[J].石油与天然气地质,1999,20(1):20-25.

[30] 张茂盛,胡晓静.微量元素在地质沉积环境中的应用[J].光谱仪器与分析,2001,18(10):154-160.

[31] 解习农,秦建中,腾格尔.四川盆地广元地区二叠系有机质富集规律及优质烃源岩形成条件[C].第十届全国古地理学及沉积学学术会议论文摘要集,2008.

[32] 王淑芳,董大忠,王玉满,等.四川盆地志留系龙马溪组富气页岩地球化学特征及古沉积环境[J].矿物岩石地球化学通报,2015,34(6):1203-1212.

[33] 姚春彦,马东升,丁海峰,等.新疆阿克苏地区早寒武世碳酸盐岩沉积环境:微量元素和碳同位素证据[J].地球化学,2011,40(1):63-71.

[34] Jones B, Manning D A C.Comparison of geochemical indices used for the interpretation of palaeoredox conditions in Acient Mudrocks[J]. Chemical Geology, 1994, 111(1-4): 111-129.

[35] Hatch J R, Leventhal J S. Relationship between inferred redox potential of the depositional environment and geochemistry of the Upper Pennsylvanian( Missourian) Stark Shale Member of the Dennis Limestone, Wabaunsee County, Kansas, U.S.A[J]. Chemical Geology, 1992, 99(1/3): 65-82.

[36] Hallberg R O A.Geochemical method for investigation of paleordox condition in sediments[J]. Ambio Special Report, 1976(4), 4: 139-147.

[37] Maravelis, Zelilidis. Organic geochemical characteristics of the late Eocene-early Oligocene submarine fans and shelf deposits on Lemnos Island, NE Greece. Journal of Petroleum Science and Engineering[J]. Journal of Petroleum Science & Engineering, 2010(3), 71: 160-168.

[38] 柳广弟.石油地质学[M].北京:石油工业出版社,2009.

[39] 黄第藩.煤成油地球化学新进展[M].北京:石油工业出版社,1992.

[40] 程克明.烃源岩地球化学[M].北京：科学出版社,1995.

[41] Tissot B P, Welte D H. Kerogen:Composition and Classification[M]. Petroleum Formation and Occurrence. Springer Berlin Heidelberg, 1984: 131-159.

[42] SARI, ALI, ALIYEV, et al. Source Rock Evaluation of the Lacustrine Oil Shale Bearing Deposits: Göynük/Bolu, Turkey[J]. Energy Sources, 2005, 27(27): 279-298.

[43] 卢双舫. 油气地球化学[M]. 北京：石油工业出版社, 2008.

[44] 李荣西，高云文.煤系烃源岩与油气成藏[M]. 西安: 陕西科技出版社, 2004.

[45] Espitalie J, Deroo G, Marquis F. La pyrolyse Rock-Eval et ses applications. PartⅠ-Ⅱ[J]. Oil & Gas Science & Technology, 1985, 40(6): 73-89.

[46] 邬立言. 生油岩热解快速定量评价[M]. 北京: 科学出版社, 1986.

Sedimentary Paleoenvironment Analysisand Evaluation of Source Rock of Shanxi Formation in the West of Yishaan Slope, Ordos Basin

Wang Baoping， Li Yancheng， Dong Xiaogang

(YanchangOilfiledCo.,Ltd.,Yan＇an,Shaanxi716000,China)

Based on trace elements data, TOC, chloroform asphalt “A”,S1+S2,Ro, kerogen δ13C isotopes andTmaxfrom source rock of Shanxi Formation in the west of Yishaan Slope, Ordos Basin, sedimentary paleoenvironment was analyzed and its source rocks were evaluated as well by using inorganic geochemical method and organic geochemical method. The results show that sedimentary paleoenvironment of Shanxi Formation in study area is transition phase mixed water sediment with humid climate. Water body is deeper compared with underlying Taiyuan Formation and organic matter abundance is high. Organic matter abundance of hydrocarbon source rock is high, being the good hydrocarbon source rocks. Organic matter type is mainly type Ⅲ and biological sources is mainly from higher plants.Rois generally greater than 2.0% and most ofTmaxis higher than 505℃, showing that maturation of organic matter is mainly in the mature stage.

sedimentary paleoenvironment; source rock evaluation; Shanxi Formation; Ordos Basin

TE

A

*第一作者简介：王宝萍(1983—)，男，工程师，主要从事石油与天然气地质研究工作。邮箱：182172411@qq.com.