塔西南坳陷柯克亚凝析油气田、巴什托普油气田、和田河气田、柯东1井和玉北1油藏等油气田的发现展示了广阔的油气勘探前景，预测油气资源量20～70亿t(董大忠和肖安成，1998；赵靖舟和李启明，2003；康玉柱等，2008)，但是与如此辽阔的面积相比，长久以来并未获得重大油气突破。贾承造等(2004)和康玉柱(2008)认为石炭-二叠系为重要的烃源岩层，和田地区的和参1井气源分析认为二叠系为其烃源岩(徐兴友等，2003)，柯克亚地区的柯东1井下白垩统试获高产油流，油源对比认为其油源主要来自于二叠系普司格组(唐友军等，2006；姚明君等，2007；杜金虎等，2011；王强等，2014)。由此可见二叠系烃源岩的重要性。深入研究塔西南坳陷二叠系烃源岩及其控制因素，对寻找优质烃源岩和确定有利勘探区域是非常必要的。前人通过古地磁、古生物和岩相古地理资料分析认为晚古生代晚期塔里木盆地位于赤道以北的偏低纬度，温暖或炎热的气候带(董得源和王宝瑜，1984；李永安等，1995；吴绍祖，1996)。但是仅靠上述方法来分析塔西南二叠系烃源岩形成和展布的控制因素显然是不够，目前地球化学方法在烃源岩评价和沉积环境分析方面起到了越来越重要的作用。基于此，笔者选取炮江沟等4条野外剖面和桑株1井等3口井进行系统取样，对其进行有机地球化学数据和微量元素、碳氧同位素分析，并基于有机地球化学数据对二叠系烃源岩进行评价，明确有利烃源岩发育的层段和展布规律； 基于微量元素、碳氧同位素数据来分析有利烃源岩的控制因素。

塔里木盆地西南坳陷位于塔里木盆地西南部，北临南天山褶皱带，西南与昆仑山构造带北缘铁克里克隆起相连接，东北以色力布亚-玛扎塔克断裂为界，与中央隆起区分开，面积约12万km²(图 1)。塔西南坳陷为一不对称的北缓南陡、南厚北薄的楔状深坳陷，北部为平缓的南倾单斜构造-麦盖提斜坡；中部为南翼较陡、北翼相对平缓的和田-喀什凹陷带；南段及西、北部边缘为构造变形复杂的山前冲断带。其地质演化与塔里木地块和西昆仑造山带密切相关(丁道桂等，1996)，早二叠世为前陆盆地发展阶段，中二叠世区域性挤压作用使得海水向西南方向退缩，晚二叠世本区再次抬升并遭受风化剥蚀。

图 1

图 1 塔西南坳陷构造及剖面位置图 Fig. 1 Tectonic map of the southwest depression of Tarim Basin 1-城市；2-剖面位置；3-井位置；4-盆地边界

塔西南坳陷二叠系发育完整，由于山前带和坳陷内有2组不同的地层命名系统，极大地限制了将该区作为整体进行研究的步伐，为此，项目组在前人研究的基础上(张海峰等，2005；赵文智和张光亚，2007)，结合大量野外地质考察和取样、岩心观察和取样、钻井分析和地震等手段，对塔西南坳陷二叠系山前带与坳陷带地层进行了对比划分(图 2)。

图 2

图 2 塔西南坳陷二叠系地层划分对比图 Fig. 2 Permian stratigraphic columns of the southwest depression of Tarim Basin

前人在该区二叠系沉积特征方面做了大量的研究工作，德勒达尔(1996)认为下二叠统下部为碳酸盐岩台地沉积体系，下二叠统上部至上二叠统的陆源碎屑沉积体系。刘增仁等(2003)对塔里木盆地西南缘齐姆根-桑株河地区二叠系的沉积特征和沉积相做了更为详细的研究，认为该区早二叠世早期为规模最大的海侵期，中二叠统在莫莫克以西地区为棋盘组海陆交互相沉积，以西为普司格组陆相沉积。在此基础上，笔者对塔西南山前带出露二叠系的地层进行详细观察，并结合最新钻井资料，从钻井-露头地层对比到山前带露头地层对比对塔西南二叠系沉积演化特征有了进一步的认识(图 2，图 3)。

图 3

图 3 塔西南坳陷昆仑山前带二叠系沉积体系演化 Fig. 3 The evolution of the Permian sedimentary system in the front-zone of the Kunlun mountains in the southwest depression of Tarim Basin

早二叠世塔西南坳陷继承了石炭纪的沉积背景，海水由南西向北东方向覆盖全区，气候湿润，水体安静形成了以碳酸盐岩为主的海相沉积体系，山前带发育开阔台地相沉积，往麦盖提斜坡方向发育局限台地相沉积。

中二叠世海平面开始下降，发生海退，潮汐作用替代了海水快速扩张时期的波浪作用。由于陆源碎屑供给充足，塔西南坳陷西部棋盘组(P₂q)细粒陆源碎屑岩和海相生物碎屑岩交替发育。东部普司格组(P_2-3q)为湖相-三角洲相沉积，中期发生了小规模的火山活动，在麦盖提斜坡钻井钻遇证实，塔西南山前带炮江沟剖面等也见火山岩。

晚二叠世，受板块挤压构造运动和海平面变化的影响，塔里木盆地西南缘海水全部退出，成为内陆盆地。陆源物质供给增多，由前一时期的海陆交互相混合沉积转变为陆相碎屑岩沉积，叶城-和田凹陷南部因板块挤压抬升的构造作用而广泛发育冲积扇沉积。

塔西南坳陷二叠系烃源岩主要发育在棋盘组和普司格组(袁文贤等，2002；贾承造等，2004；康玉柱，2008)，其中，棋盘组分布在昆仑山前柯东构造带以西地区，为混积陆棚相沉积，表现为生屑灰岩与泥岩频繁互层出现，光合生物的大量繁殖为烃源岩的发育提供物质基础，有机质丰度较高，能够形成较好的生储盖组合，是油气勘探的有利目标区(冯进来等，2011)；普司格组分布在柯东构造带以东地区，为湖相沉积，大套暗色泥岩的深湖相带为优质烃源岩发育区域。

昆仑山前带烃源岩有机碳含量较高，厚度最大的地方在西南部的阳1井-考库亚一带(图 4)。TOC值为0.35％～2.78%，平均为0.82%。S₁+S₂为0.15～14.74 mg/g，平均为2.07 mg/g。S₁+S₂与TOC有较好的线性相关性(图 5)。说明目前二叠系烃源岩仍具有较高的生烃潜力。岩石热解参数分析显示，二叠系烃源岩有机质主要表现为Ⅱ₁、Ⅱ₂和Ⅲ型，有少量Ⅰ型，且处于成熟阶段(图 6)。

图 4

图 4 塔西南坳陷二叠系烃源岩等厚图 Fig. 4 Isopatch map of Permian hydrocarbon source rocks in the southwest depression of Tarim Basin

图 5

图 5 塔西南坳陷二叠系烃源岩TOC与S1+S2相关图 Fig. 5 Diagram showing the relationship between TOC and S1+S2 of the Permian hydrocarbon source rocks in the southwest depression of Tarim Basin

图 6

图 6 塔西南坳陷二叠系烃源岩有机质类型 Fig. 6 Types of organic matters of the Permian hydrocarbon source rocks in the southwest depression of Tarim Basin

热演化模拟分析，三叠纪末期，二叠系烃源岩就已经进入成熟早期阶段(0.6%<R_o<1.0％)，但大部分地区成熟度仍然较低(R_o<0.8%)；从侏罗纪到新近纪这段时期，烃源岩热演化也基本停滞，仍然基本维持着三叠纪末期的热演化水平；新近纪以来，烃源岩快速演化，进入成熟到高成熟阶段，尤其是在凹陷中心部位，叶城凹陷中心甚至达到了过成熟的干气阶段(R_o>2.0%)(图 7)。

图 7

图 7 塔西南坳陷二叠系烃源岩现今成熟度分布 Fig. 7 Maturity variation of the Permian hydrocarbon source rocks in the southwest depression of Tarim Basin at present

微量元素和碳氧同位素等无机地化参数能较好地反映烃源岩原始地球化学信息，可信度较高(赵振华，1997；Alberdi-Genolet and Tocco，1999；郑永飞和陈江峰，2000)。因此，笔者结合无机地球化学中的主、微量元素和同位素特征，对烃源岩发育的控制因素进行探讨。

本次研究共采集棋盘组和普司格组新鲜无污染样品28件。样品细碎至100 μm以下，置于烘箱中在105℃下烘3 h，取出后放在干燥器中冷却至室温，微量元素采用IC-PMS-1000IV型等离子体发射光谱仪测定；δ¹³ C和δ¹⁸ O值是采用磷酸法制气体CO₂，在 MAT-251质谱仪上测定，样品分析均在华北石油邦达新技术有限公司完成，微量元素和碳氧同位素分析结果见 表 1。

表 1

表 1 塔里木西南区二叠系样品微量元素和δ13 C和 δ18 O 测试及参数计算结果 Table 1 Trace elements and carbon-oxygen isotopes analyses and parameters of Permian sedimentary rock samples in the southwest Tarim Basin 样品编号 剖面/井 时代 岩性 微量元素/(μg／g) 元素比值 碳氧同位素 B Ga Sr Ba V Ni Cu δ13C／‰ (PDB) δ18O／‰ (PDB) 11PJ08-1 炮江沟 P2q 辉绿玢岩 461 37 272 498 361 18 26 12.46 0.55 20.06 0.95 / / 11PJ08-2 炮江沟 P2q 粉砂质泥岩 370 26 107 123 50 78 27 14.23 0.87 0.64 0.39 -1.7 -12.1 11PJ08-3 炮江沟 P2q 泥岩 261 39 136 244 78 15 18 6.69 0.56 5.20 0.84 -1.6 -12.2 11PJ08-4 炮江沟 P2q 生屑灰岩 58 30 442 96 31 6.6 16 1.93 4.60 4.70 0.82 1.4 -8.9 11PJ08-5 炮江沟 P2q 生屑灰岩 40 41 448 338 26 16 11 0.98 1.33 1.63 0.62 -0.7 -8.6 11PJ08-6 炮江沟 P2q 粉砂质泥岩 192 53 218 218 130 58 47 3.62 1.00 2.24 0.69 -0.3 -7.2 11PJ08-7 炮江沟 P2q 钙质粉砂岩 142 45 337 627 72 32 26 3.16 0.54 2.25 0.69 0.1 -8.8 11PJ08-8 炮江沟 P2q 泥晶生屑灰岩 131 52 698 370 34 20 22 2.52 1.89 1.70 0.63 0.4 -8 11PJ08-9 炮江沟 P2q 泥岩 232 41 952 623 32 37 27 5.66 1.53 0.86 0.46 0.9 -9.2 11PJ08-10 炮江沟 P2q 泥晶生屑灰岩 221 46 174 199 130 41 35 4.80 0.87 3.17 0.76 1.2 -8.7 11PJ08-11 炮江沟 P2q 泥岩 168 39 267 288 84 29 32 4.31 0.93 2.90 0.74 -2.1 -5.2 11PJ08-12 炮江沟 P2q 泥岩 260 45 242 287 150 62 62 5.78 0.84 2.42 0.71 -0.4 -8.2 11PJ08-13 炮江沟 P2q 泥岩 199 40 242 282 126 51 40 4.98 0.86 2.47 0.71 0.9 -8.5 11PJ08-14 炮江沟 P2q 粉砂质泥岩 212 39 144 176 132 40 41 5.44 0.82 3.30 0.77 -0.2 -7 11PJ08-15 炮江沟 P2q 泥晶生屑灰岩 231 32 525 258 55 19 26 7.22 2.03 2.89 0.74 -3.2 -5.6 11PJ08-16 炮江沟 P2q 泥岩 246 51 107 241 123 56 59 4.82 0.44 2.20 0.69 1.8 -4.3 11SZ1-4 桑株1井 P2-3p 砂质泥晶白云岩 / / 802 585 62.3 44.9 29.1 1.37 1.39 0.58 / / 11SZ1-5 桑株1井 P2-3p 粉砂质黏土岩 / / 429 350 114 51.3 30.4 1.23 2.22 0.69 / / 11Y1-1 阳1井 P2-3p 白云质粉砂岩 / / 303 443 43.8 33.8 19 0.68 1.30 0.56 / / 11Y1-3 阳1井 P2-3p 含钙质粉砂岩 / / 198 217 78.2 35.6 22.1 0.91 2.20 0.69 / / SH1-01 胜和1井 P2-3p 紫红色泥岩 / 67 80 170 75 21 19 0.47 3.57 0.78 -1.3 -8 SH1-02 胜和1井 P2-3p 灰绿色灰质泥岩 / 51 284 154 175 13 50 1.84 13.46 0.93 -4.1 -11 SH1-03 胜和1井 P2-3p 紫灰色泥岩 / 43 149 99 73 15 17 1.51 4.87 0.83 -4 -10.3 SH1-04 胜和1井 P2-3p 灰紫色泥岩 / 57 133 131 88 20 32 1.02 4.40 0.81 -4.2 -8.1 SH1-05 胜和1井 P2-3p 紫红色泥岩 / 39 370 634 68 18 22 0.58 3.78 0.79 -1.6 -7.8 SH1-08 胜和1井 P2-3p 灰色细砂岩 / 2.1 59.47 61.47 18.29 6.7 / 0.97 2.73 0.73 / / SH1-09 胜和1井 P2-3p 灰色细砂岩 / 6.11 123 275.9 39.3 15.35 / 0.45 2.56 0.72 / / SH1-10 胜和1井 P2-3p 灰色细砂岩 / 4.58 380.9 272.0 28.6 11.83 / 0.14 2.42 0.71 / / 注：“/” 表示未检测。

表 1 塔里木西南区二叠系样品微量元素和δ13 C和 δ18 O 测试及参数计算结果 Table 1 Trace elements and carbon-oxygen isotopes analyses and parameters of Permian sedimentary rock samples in the southwest Tarim Basin

古盐度和古气候是古沉积环境研究的2个重要方面。恢复古盐度较常用的方法是常量同位素法和微量元素分析法；恢复古气候常用的方法是碳氧同位素分析法。

对于古盐度分析，一般采用Keith和Weber(1964)所提出的经验公式：

式中： Z值是指示古盐度的参数，水体越浅，含盐度越高，Z值越大，反之Z值越小。当Z＞120时为海相(或陆相湖泊咸水)灰(云)岩，当Z＜120时，为淡水灰(云)岩。

本次对古气候分析通过古温度进行研究，δ¹⁸ O与水体温度关系比较密切。在盐度不变的前提下，δ¹⁸ O随温度升高而降低。在前人的基础上，Shackleton等(1973)提出了古温度的计算公式：

式中： t为沉积时海水古温度；δc为测的样品中的 δ¹⁸O值(PDB标准)，δw为当时的海水 δ¹⁸ O 值(SMOW标准)。但使用此公式所得的结果往往会出现较大的偏差，因为“年代效应”的影响是非常明显的，所以本文中在运用该公式时使用的是 δ¹⁸ O 校正值。再根据Given在1985年提出的二叠纪大洋水 δ¹⁸ O 值应为-2.8‰(SMOW标准)，公式(2)就可以改写为下式：

以炮江沟棋盘组(P₂q)为例，参照公式(1)对研究剖面碳酸盐岩样品的碳氧同位素数据进行计算(表 2)，从结果可看出，棋盘组除了样品11PJ08-15的Z值接近于120(可能由于测试误差)外，其他样品Z值均大于120，平均Z值为123，说明棋盘组为海相沉积，盐度较高且盐度变化不大。参照公式(3)对样品进行古温度计算得出古温度范围为17.7～33.2℃，平均为27.8℃。认为棋盘组沉积时期表现为温暖-炎热的海洋性气候。

表 2

表 2 炮江沟剖面棋盘组碳氧同位素分析结果 Table 2 Analytical results of carbon-oxygen isotopes ofcarbonates in the Qipan Formation at the Paojianggou profile 样品编号 时代 岩性 δ13C／‰(PDB) δ18O／‰(PDB) δ13C／‰校正 δ18O／‰校正 Z t／℃ 11PJ08-4 P2q 生屑灰岩 1.4 -8.9 2.9 -6.3 125.74 33.2 11PJ08-5 P2q 生屑灰岩 -0.7 -8.6 0.8 -6 121.58 31.7 11PJ08-8 P2q 泥晶生屑灰岩 0.4 -8 1.9 -5.4 124.14 28.7 11PJ08-10 P2q 白云质灰岩 1.2 -8.7 2.7 -6.1 125.43 32.2 11PJ08-15 P2q 白云质灰岩 -3.2 -5.6 -1.7 -3 117.96 17.7

表 2 炮江沟剖面棋盘组碳氧同位素分析结果 Table 2 Analytical results of carbon-oxygen isotopes ofcarbonates in the Qipan Formation at the Paojianggou profile

Sr/Ba值是水体盐度“指示剂”。钡的化合物溶解度比锶低，所以大多数的钡富集在近岸沉积物中，少量可以进入深海沉积。锶的迁移能力远高于钡，可沉积在大洋深处，因此Sr/Ba值可作为确定盐度高低的标志。一般认为Sr/Ba＞1为海洋沉积，Sr/Ba＜1为陆相沉积。根据陆相盆地沉积Sr/Ba的研究认为Sr/Ba用来作为确定盐度高低更精确(邓宏文和钱凯，1993)。二叠系棋盘组烃源岩样品(炮江沟剖面样品)Sr/Ba值为0.44～4.6，大部分在1左右，代表盐度较高的浅海过渡环境；而普司格组烃源岩样品(桑株1井、阳1井和胜和1井样品)为0.45～1.8，平均值为1.05，代表较咸水的湖相沉积(图 8)。

图 8

图 8 塔西南坳陷二叠系烃源岩样品Sr/Ba散点图 Fig. 8 A scatter plot of Sr/Ba ratios of the Permian hydrocarbon source rocks in the southwest depression of Tarim Basin

Clavert(1987)指出海相沉积物中高原始生产力是高有机碳含量原因，丁道桂等(1996)认为原始生产力是控制沉积物中有机碳和烃源岩发育的最重要控制因素，张水昌等(2001)进一步证实过剩有机质的氧化作用还会形成水体底部有利于有机质保存的还原环境。

前人研究表明钡元素含量与有机碳含量呈正相关关系(Bishop，1988；Dymond et al.，1992；Francois et al.，1995；陈践发等，2006)，Ba保存下来后可长期稳定，因此，Ba元素也能够反映海洋原始生产力的高低。腾格尔等(2006)通过研究鄂尔多斯盆地南部部分烃源岩层Ba元素分布的特征，发现Ba的质量分数与总有机碳TOC质量分数呈较好的正相关关系，即Ba元素含量越高，原始生产力越高，有机碳质量分数也越高。对二叠系烃源岩的钡含量分析认为，棋盘组浅海混积陆棚相烃源岩和普司格组深湖相烃源岩的原始生产力均较高，两者比较而言，棋盘组的原始生产力较普司格组大(图 9)。

图 9

图 9 塔西南坳陷二叠系烃源岩样品Ba含量散点图 Fig. 9 A scatter plot of Ba of the Permian hydrocarbon source rocks in the southwest depression of Tarim Basin

原始有机质产量高并不等同于有机质丰度高，沉积过程中常常受多种因素的影响而导致有机质丰度的变化，其中相对还原环境是有机质富集并保存的重要因素(邓宏文和钱凯，1993)。柯东构造带以西棋盘组海平面以整体上升，小幅波动为特征，海平面上升使得沉积水体加深，缺氧环境形成，沉积有机质大量富集和保存；柯东构造带以西普司格组湖泛面上升，同样可以形成有利于烃源岩发育的缺氧环境。

传统氧化还原判别指标认为，V/(V+Ni)>0.5是缺氧环境。棋盘组烃源岩V/(V+Ni)值为0.40～0.95，绝大部分样品大于0.6(图 10)，普司格组烃源岩V/(V+Ni)值为0.56～0.93，二叠系棋盘组和普司格组均处于有利于烃源岩发育的弱氧化-还原环境。

图 10

图 10 塔西南坳陷二叠系烃源岩样品V/(V+Ni)散点图 Fig. 10 A scatter plot of V/(V+Ni)ratios of the Permian hydrocarbon source rocks in the southwest depression of Tarim Basin

Fe²⁺/Fe³⁺值也可以用来划分氧化还原相，一般认为Fe²⁺/Fe³⁺>>1为还原环境，Fe²⁺/Fe³⁺>1为弱还原环境Fe²⁺/Fe³⁺=1为中性环境，Fe²⁺/Fe³⁺<1为弱氧化环境，Fe²⁺/Fe³⁺<<1为氧化环境(邓宏文和钱凯，1993)。因样品测试的局限，仅对棋盘组进行了Fe²⁺/Fe³⁺值的分析(表 3)，地表样品的后期氧化也可能使误差变得更大。但总体看来，二叠系棋盘组当时处于弱氧化-弱还原沉积环境。

表 3

表 3 昆仑山前带二叠系烃源岩样品Fe2+/Fe3+分析 Table 3 Analytical result of Fe2+/Fe3+ of the Permian hydrocarbon source rocks in piedmont zone of the Kunlun Mountains 剖面 样品编号 岩性 时代 Fe 2O 3／% FeO／% Fe 2+/Fe 3+ 炮江沟 T-PJ-S036 泥岩 P1-2q 5.67 4.35 0.77 T-PJ-S037 泥岩 P 1-2 q 4.93 3.5 0.71 PJG-008 泥岩 P 2 q 8.81 6.4 0.73 阿尔塔什 T-ARTS-S001 泥页岩 P 1 q 6.96 4.4 0.63

表 3 昆仑山前带二叠系烃源岩样品Fe2+/Fe3+分析 Table 3 Analytical result of Fe2+/Fe3+ of the Permian hydrocarbon source rocks in piedmont zone of the Kunlun Mountains

海平面变化主要通过改变沉积环境来控制烃源岩的发育(Middelburg et al.，1991；Mann and Stein，1997；张水昌等，2006)，海平面变化影响沉积环境的原始生产力和氧化还原条件等。有机质含量变化与海平面变化之间存在良好的对应关系，最大海侵时期沉积物中有机质含量较高。浅海混积陆棚相的海平面变化表现在碎屑岩和碳酸盐岩沉积区相带的迁移，并从物质供给和生物发育程度2个方面影响混合沉积的形成规模和强度(Yose and Heller，1989；董桂玉等，2007；Gischler et al.，2010)。

炮江沟剖面棋盘组(P₂q)为生屑灰岩和泥岩互层，由于样品岩性差异造成B/Ga曲线整体呈阶梯状波动上升趋势(图 11)，说明棋盘组(P₂q)沉积时期为海平面整体上升，受潮汐作用的影响也存在小规模海进海退现象。其中泥岩的B/Ga值较低，B/Ga值平均值为4.24；11PJ08-4、11PJ08-9和11PJ08-163个样品的Sr／Ba均大于1，其他样品的Sr/Ba均小于1，V/Ni整体呈阶梯状波动上升趋势，均值为2.5。

图 11

图 11 炮江沟棋盘组(P2q)B/Ga和V/Ni变化趋势 Fig. 11 Change trend chart of B/Ga and V/Ni in Qipan Formation in Paojiangou Profile

Ni和Cu的变化可以指示离岸远近(邓宏文和钱凯，1993)，离陆地越远这2种元素的含量越高。Ni和Cu的变化存在3个明显的峰谷值(图 12)，同样说明在棋盘组(P₂q)沉积期间存在3次规模相对较大海平面上升现象。3个高值所对应的岩性均为黑色泥岩，地化分析认为其有机质丰度和类型较生物灰岩好，即海平面的上升对沉积有机质的形成及其保存极为有利。

图 12

图 12 炮江沟棋盘组(P2q)Ni和Cu含量变化趋势 Fig. 12 Change trend chart of Ni and Cu in Qipan Formation in Paojiangou Profile

(1)塔西南坳陷二叠系烃源岩主要发育在棋盘组(P₂q)浅海混积陆棚相和普司格组(P_1-2p)深湖相沉积中，有机碳含量较高的烃源岩主要分布在昆仑山前，生烃潜力较高。有机质主要为Ⅱ₁、Ⅱ₂和Ⅲ型，有少量Ⅰ型，且处于成熟阶段。

(2)烃源岩的发育受古盐度和古气候、原始生产力、海平面变化、氧化还原环境等因素的综合作用的控制。其中，盐度较高，温暖-炎热的浅海过渡环境和湖相沉积环境控制了烃源岩的发育和展布，原始生产力决定了有机质的富集和有机质含量的高低，相对还原的环境有利于沉积有机质中的保存。海平面变化对沉积环境的原始生产力和氧化还原条件等有重要的影响。这些因素共同控制了烃源岩的发育，同时又相互影响。