岩源村干部

『壹』 暗色泥质岩及炭质泥岩是主要气源岩岩石组合

主要发育于部分类前陆型、陆缘断陷型、陆内裂陷型、陆内坳陷型及大陆边缘型含煤盆地。如松辽盆地营城组、四川盆地川西须家河组等。其特点是：含煤岩系中基本没有可采煤层，或可采煤层很少、很薄，主要含有多层薄煤层及煤线，其岩石组合以暗色泥质岩(含炭质泥岩)与各种粒级砂岩等其他类型岩性为主。沉积的水体相对较深，以浅水—半深水湖沼相环境为主。

舒文正、演怀玉(1988)等统计了四川盆地须家河组各矿区暗色泥质岩与煤层厚度，以厚度＞0.3m可采煤层统计，上三叠统须家河组煤层在全川各矿区的平均厚度约为5m；以0.1m煤层为下限统计，煤层数多在5～10层，富集区达20层，极个别富集达30～50层，煤层累计厚度一般＜10m，最厚约22 m，暗色泥质岩厚度普遍较煤层大100～200倍，暗色泥质岩与煤的体积比约为186：1。

杨起(1980)资料，四川盆地上三叠统煤层主要发育于川东至川南达县—重庆—泸州一带，煤层累计最大厚度＜5m(图8-37)。很显然，在四川盆地上三叠统须家河组含煤岩系是以暗色泥质岩(含炭质泥岩)为主要的煤成气源岩。

图8-37 四川盆地晚三叠世岩比及含煤性示意图

(据杨起，1980)

1—砂泥岩值＞10；2—砂泥岩值5～10；3—砂泥岩值2～5；4—砂泥岩值1～2；5—砂泥岩值＜1；6—煤层总厚等值线

『贰』 岩浆源区性质

藏北高原新生代高钾钙碱性火山岩具有较高的K₂O含量（峰值.5%～4.0%），大离子亲石元素和轻稀土元素强烈富集，排除了许多常规的岩浆起源模式。

火山岩的高K₂O含量不仅表现在英安岩、安山岩、粗面岩中，而且在低硅含量的、代表近似原生岩浆性质的橄榄玄粗岩中同样具有较高的K₂O含量，K₂O含量与SiO₂含量高度不相关表明，火山岩中钾及其相关大离子亲石元素的富集并不能简单地归因于岩浆分馏作用，而主要应取决于岩浆体系的源区特征。实验表明（Edgar et al.，1976；Mengel et al.，1989），K₂O含量约3.5%的熔体是高压下金云母饱和的产物，这一K₂O含量与藏北高原新生代高钾钙碱性火山岩的钾含量接近，因此，火山岩高钾的特征应视为一种原始岩浆特征，与Mengel等（1989）实验结果中饱含金云母的岩浆体系类似，反映岩浆源区存在金云母类的富钾矿物相。

根据幔源岩浆的微量元素特征来探讨地幔源区矿物组成，已成为地球深部动力学研究的一个重要领域（Hawkesworth et al.，1990；Miller et al.，1999）。在地幔中，金云母和钾质角闪石中的La为不相容元素，其不相容性强于Ba、K，在辉石中Ba、K与La的不相容性相似。因此在含金云母和钾质角闪石的富集地幔不同程度熔融过程中，熔体中La与Ba、K含量呈不同的变化趋势，而且富集地幔熔融形成的熔体在演化过程中，La、Ba、K的性质一致（Feldstein et al.，1999）。故La/Ba-La、La/K-La图解可以限制幔源熔体的源区性质。藏北高原新生代高钾钙碱性火山岩中La/Ba、La/K与La表现出正相关性（图10-2），表明其源区可能存在残留的金云母和/或钾质角闪石。

图10-2 新生代高钾钙碱性火山岩的w（La）/w（Ba）-w（La）（a）和w（La）/w（K）-w（La）（b）图解

火山岩原始地幔标准化的不相容元素类型表明，高钾钙碱性火山岩不相容元素非常富集，并伴有Nb、Ta、Ti和P的负异常特征明显不同于大洋中脊、大陆裂谷火山岩。火山岩中Nb、Ta和Ti的亏损乃是上地壳沉积岩和岛弧区岩浆作用的典型地球化学标志。因此，不相容富集组分的形成应与古老板块（古洋壳）俯冲作用带入深部并滞留在深部的地壳物质有关。

火山岩中Sr的高丰度值以及缺乏明显的铕异常等特征，指示源区缺乏斜长石相，反映了较高的岩浆起源压力条件，高的La/Yb比值和Ce/Yb比值及低的重稀土元素丰度指示源区地壳物质的存在。

对富钾火山岩的成因认识主要是基于较详细的同位素研究提出的。藏北新生代高钾钙碱性火山岩具有高⁸⁷Sr/⁸⁶Sr、低¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd和高Pb同位素组成特点，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值高于原始地幔值，表现出具有类似地壳岩石的同位素组成，但岩石地球化学又显示其具有幔源的特征，这种具双重特征的岩石与EMⅡ型富集地幔源特征一致，显示源区具有壳幔混源性质，即沉积物及陆壳物质与地幔岩的深部混合作用。

藏北新生代高钾钙碱性火山岩可以和世界上一些典型的钾质火山岩区对比。Hawkesworth等（1979）研究Roman南部Roccamonfia地区富钾火山岩后，认为火山岩是由交代富集事件过程中产生的具有低ε（Nd）和高ε（Sr）的地幔储库经部分熔融形成的。Beccaluva等（1991）主张意大利中部富钾火山岩起源于源区富集地幔的部分熔融，这种源区地幔的富集主要由俯冲壳源沉积物引起。Nelson（1992）根据对富钾火山岩同位素组成的系统研究，指出它们的岩浆源区受到过富大离子亲石元素的“交代”组分的混染，这些交代组分主要来源于俯冲的岩石圈，包括俯冲沉积物，尤其是受到了随俯冲进入地幔的大洋沉积物（marine sediments）的混染。Varne（1985）在研究Sunda弧富钾火山岩时指出，富钾组分来自碰撞带内或靠近碰撞带的陆下地幔。大量的研究证明这些高钾熔岩的源区最可能形成模式是某些地幔区经历过强烈的富集作用，富集组分可能来自俯冲板片的古老基底，也可能来自古俯冲带形成时带入的地壳物质和大洋沉积物，它们以再循环的方式参与了深部的混合作用。这有力支持了藏北高原新生代高钾钙碱性火山岩源区为一强烈富集不相容元素和轻稀土元素的不均一富集地幔（EMⅡ），而在消减作用过程中，地壳物质再循环进入地幔体系对于形成这种特殊类型的富集地幔形成具有重要意义。

关于源区的物质组成，采用了地球化学进行模拟计算。假设火山岩生成时大陆上地幔的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_M=0.7045（Depaolo et al.，1980），且当时大陆下地壳的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_LC=0.7172，已知藏北高原新生代高钾钙碱性火山岩的平均（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_S=0.7076，可得方程式（邓万明，1998）：

藏北高原新生代高钾钙碱性系列火山岩与壳—幔相互作用

式中M为地幔物质所占的百分比，LC为地壳物质再循环进入地幔体系所占的百分比，可得：

藏北高原新生代高钾钙碱性系列火山岩与壳—幔相互作用

计算结果表明，火山岩源区物质组成中的地幔组分约占3/4，而再循环进入地幔体系的地壳组分约占1/4。从火山岩中发现的深源包体的形成温压条件及来源深度来看，源区物质组成中的地壳组分主要成分应为麻粒岩，代表了羌塘地块的变质基底。

『叁』 中部主要生烃凹陷源岩的生、排烃史

烃源岩生烃演化历史是分析油气生、运、聚动力学与运动学的基础。本研究基于前人热史(邱楠生等，2002)和埋藏史恢复，应用镜质体反射率化学动力学模型(Sweeney et al.，1990)，模拟了该盆地各主要生烃凹陷烃源岩生烃演化史。生烃阶段的划分基于烃源岩有机质类型来确定：Ⅰ型、Ⅱ型有机质(主要是二叠系)生油窗、湿气(或凝析气)、干气对应的R_o分别为0.55%～1.3%，1.3%～2.0%，﹥2.0%；对于Ⅲ型煤系烃源岩(主要指中生界烃源岩)，镜质体反射率为0.55%～1.3%和1.3～1.75%分别对应于油—凝析(油)气和凝析气—干气阶段。准噶尔盆地中部侏罗系的主要供烃凹陷有盆1井西凹陷、东道海子北凹陷、昌吉凹陷，各个凹陷发育有下二叠统风城组、中二叠统下乌尔禾组两套主力烃源岩，以及中—下侏罗统烃源岩。

6.1.1 盆1井西凹陷

盆1井西凹陷为盆地中部的主力生烃凹陷，发育有下二叠统风城组、中二叠统下乌尔禾组两套主力烃源岩，以及中—下侏罗统烃源岩。

下二叠统烃源岩在晚二叠世早期进入生油门限，在晚二叠世末期进入生油高峰，并很快达到了生气阶段；P_2＋3烃源岩的底界在晚二叠世中期进入生烃门限，在三叠纪开始时达到生油高峰，在晚三叠世开始进入生气阶段；P_2＋3的顶界在J₁s沉积时期进入生烃门限，在早白垩世末期达到生油高峰，之后在晚白垩世开始进入生气阶段；J₁b烃源岩层在早白垩世(约130Ma)开始才进入生烃门限，目前仍未达到生油高峰(图6.1)。

图6.1 盆1井西凹陷主要烃源岩顶底界成熟度演化史图

(据张枝焕，2005)

本区块中沙1、庄1和征1井均有不同数量的镜质体反射率实测数据，为模拟计算提供了重要的参考和约束条件。沙1井区受构造运动的影响，缺失西山窑组顶部至齐古组地层，总的剥蚀厚度较大；二叠系顶界进入生油高峰的时间在白垩纪中期，J₁b烃源岩层在早白垩世(约110Ma)开始才进入生烃门限，目前仍未达到生油高峰。该井区的烃源岩层有二次成烃的作用：第一次在进入生烃门限至中侏罗世晚期(相当于J₂t沉积时期)，第二次在自晚白垩世以来。特别是第二次生烃作用对侏罗纪J₁b烃源岩的演化有重要影响。J₁b的生烃作用主要发生在第二期生烃时期。庄1井和征1井区二叠系地层及J₁b的成熟演化历史与沙1井相似，J₁b现今也未进入生油高峰(图6.1)。此外，拐3井区下二叠统P₁烃源岩底界在三叠纪早期进入生油门限，在晚白垩世进入生油高峰，至今仍处在生油高峰；P_2＋3烃源岩的底界在早侏罗世进入生烃门限，目前的成熟度大约在0.8%；侏罗系烃源岩未进入生油门限。

本区由于受车-莫古隆起构造运动的影响，不同程度地缺失中上侏罗统地层，有些甚至缺失J₁s的部分地层(如征1井)。如此巨大的剥蚀厚度对下覆烃源岩的成烃作用造成了重要的影响。在凹陷地区的J₁b烃源岩演化程度较低，现今的成熟度大约在0.7%～0.9%之间，没有达到生油高峰。但是，在探井区，受车-莫古隆起构造运动的影响，烃源岩存在二次生烃作用。二次生烃作用对J₁b烃源岩的影响最大，可以说J₁b的成烃作用主要发生在二次生烃作用时期的晚白垩世以来。因此，在中1区块，烃源岩的成烃演化必须和车-莫古隆起的构造演化密切联系起来。

6.1.2 东道海子北凹陷

东道海子北凹陷位于盆地中部，主要发育有中—下二叠统烃源岩和中、下侏罗统烃源岩。模拟结果表明(图6.2)，本区二叠系烃源岩的底界在三叠纪初期就已经进入了生烃门限，在J₂t沉积时期达到生油高峰，在白垩纪开始进入生气阶段；二叠系烃源岩的顶界在侏罗纪中期进入生烃门限，在白垩纪中晚期达到生油高峰，之后在古近纪开始进入生气阶段。另一套烃源岩J₁b底界在白垩纪开始才进入生烃门限，约在始新世进入生油高峰，目前仍处在生油高峰的状态；J₁b 顶界的生烃时间较晚，目前也未进入生油高峰期(图6.2)。

图6.2 东道海子北凹陷沉积埋藏史、热史和生烃史模拟结果图

(据张枝焕，2005)

6.1.3 昌吉凹陷东段

昌吉凹陷是准噶尔盆地中部最大的生烃凹陷，其主力烃源岩为下二叠统风城组与中二叠统下乌尔禾组，以及中—下侏罗统八道湾组、三工河组和西山窑组煤系烃源岩。但是由于昌吉凹陷埋深大，二叠系的两套烃源岩没有钻井揭示，只是从该区构造-沉积演化背景推测这两套烃源岩较为发育。模拟结果表明(图6.3)，本区下二叠统(P₁)烃源岩的底界在二叠纪末期就已经进入了生烃门限，在晚三叠世(约235Ma)达到生油高峰，并在三叠纪末期进入生气阶段；P₁烃源岩的顶界在三叠纪末期进入生油高峰，在J₁s沉积时期进入生气阶段。二叠系中上统烃源岩顶界在J₁s沉积时期进入生烃门限，在白垩纪早期达到生油高峰，之后在白垩纪晚期进入生气阶段；J₁b烃源岩在侏罗纪晚期开始才进入生烃门限，在早白垩世末期进入生油高峰，在晚白垩世末期开始进入生气状态。生油速率最高峰在早白垩世末期，生气速率最高峰在中晚白垩世和新近纪末期至今(图6.3)。

6.3 昌吉凹陷(东段)主要烃源岩顶底界成熟度演化模拟结果图

(据张枝焕，2005)

『肆』 　烃源岩评价标准

烃源岩生烃性评价主要从丰度、类型和成熟度三方面入手。有机质丰度大小是衡量烃源岩生烃能力最基本的依据，目前烃源岩丰度的评价方法主要有两种途径：一是地球化学的方法，常用的评价依据是黄第藩等（1990）提出的有机碳（C_org）、氯仿沥青“A”、生烃潜量（S₁+S₂）、总烃（HC）评价标准；二是有机岩石学的方法，王铁冠教授依据有机岩石学全岩光片定量统计结果，由腐泥组＋壳质组、有机质总量等两参数划分好、较好、较差、差等4种烃源岩。由于烃源岩的有机质丰度与沉积环境、母质类型、成熟度等许多因素有关，因此，即使是同一种烃源岩类型，也很难建立一个适于任何地区的评价标准，人们往往依据一个已知的、具有类似性质的地区进行类比的方法来建立未知地区的丰度评价标准，所以，目前提出的烃源岩有机质丰度的评价标准数量较多。有机质类型常用H/C-O/C的范氏式图（Van Krevelen）、氢指数－氧指数图版以及干酪根显微组成结果所推出的类型指数TI值来判别。成熟度最好的指标是有机岩石学中的镜质体反射率R_o，其次以孢粉颜色色变指数以及地球化学参数为辅助指标。而以丰度、类型和成熟度都考虑的评价标准，当属刘德汉（1987）所提出沥青“A”、S₁+S₂、H/C、和R_o等4个参数，评价煤成烃源岩划分标准。

综合各家之长，结合渤海湾盆地新生界深层烃源岩基本特征，作者采用表12-1、12-2和12-3作为评价有机质丰度、类型和成熟度的判别标准。

表12-1湖相烃源岩有机质丰度评价标准

表12-2陆相烃源岩有机质类型判别标准

表12-3烃源岩有机质成熟度阶段划分及判别参数

此外，尽管一些烃源岩有机质丰度不高，但烃源岩厚度大，总生烃能力大，仍可与好类型好丰度烃源岩的贡献相媲美，因此我们提出渤海湾新生界烃源岩厚度评价参考标准（表12-4），厚度评价参数分两级：一级是总生烃岩厚度；一级是生烃层段总厚度。

表12-4渤海湾新生界烃源岩厚度评价参考标准

『伍』 　花岗岩源岩的组成

由Nd同位素与Sr同位素得到的诺尔特地区花岗岩物质来源的壳幔比有一些差别，为此，取其平均值近似作为壳幔组分所占的比例。加里东晚期、华力西中期、华力西晚期及燕山期花岗岩中其地壳组分所占比例的平均值分别为69.3%、66.3%、52.3%及60.5%，相应的地幔组分所占比例的平均值分别为30.7%、33.7%、47.7%及39.5%。即幔源组分占30%～50%，平均约40%。如果原始岩浆中平均约40%的物质确是由地幔物质以岩浆的形式直接加入到陆壳熔浆中引起的，则与本区酸—中酸性岩体的地质、地球化学特征不符，更与区内分布大规模的酸性花岗岩体而又缺乏相应比例的幔源基性侵入岩与之伴生的事实相矛盾。因此，区内花岗岩的形成及其地球化学特征与先存地壳有极为密切的关系，后者经部分熔融作用形成了区内的花岗岩。而所计算的地壳与地幔端元重量比表示的是古老地壳岩石中地壳沉积物与先存地幔火山岩的重量比，其本质是古老地壳岩石的成熟度。所以，本区花岗岩的源岩为古老地壳岩石，中等成熟度，源岩物质建造为地壳沉积物与先存地幔火山岩组成的混合物。

新疆北阿尔泰早古生代非岩浆型被动陆缘在地壳演化的拉张阶段曾达到基底陆壳接近减薄至零的程度，因此，选取北阿尔泰带震旦—寒武系中基性火山岩代表地幔火山岩的成分，以砂岩平均成分（Wedepohl,1981）代表地壳沉积物成分，根据壳幔物质比例，模拟出本区花岗岩源岩的平均成分如表2-14所示。

表2-14诺尔特地区花岗岩源岩成分模拟计算结果w_B/%

『陆』 岩石成因与岩浆源区

1.晚泥盆世花岗岩

晚泥盆世岩花岗岩具有高含量的K₂ O（4.03%～4.56%）、较低的Mg^＃（33.02%～41.56%）、高的铝饱和指数和低含量的Ni（1.81×10 ^-6 ～2.65×10 ^-6 ），Cr（1.37×10 ^-6 ～3.72×10 ^-6 ），表明岩体为陆壳重熔的产物，未遭受幔源物质影响。由图3-44 可以看出，晚泥盆世花岗岩落入变质泥岩和变质杂砂岩部分熔融区，说明其形成没有幔源物质的参与，可能为下冲板块的部分熔融产物。

图3-42 A型花岗岩亚类判别图

图3-43 埃达克岩判别图

图3-45 晚石炭世—早白垩世花岗岩主元素、微量元素协变图解

据贺根山及相邻区域已有的资料（Hsu et al.，1991；Wang et al.，1991）显示，沿索伦山-贺根山-嫩江-黑河缝合带的南北缘均发育亲岛弧属性的火山岩，并且整个缝合带均发育晚古生代的陆源沉积物，可能意味着A型花岗岩的形成与西伯利亚板块和兴安地块的洋壳俯冲、碰撞同时代，这在花岗岩的构造环境判别图上也给予了支持（图3-37，图3-38）。即A型花岗岩可能形成于由于洋壳板片断离造成热的软流圈地幔上涌，在上覆下地壳造成局部熔融形成A型花岗质岩浆（Wu et al.，2002）。

3.晚石炭世辉长岩

Mg^＃值常可以作为岩浆结晶分异的粗略指标，如果以60～71作为未分异的初始岩浆Mg^＃（Langmuir et al.，1977），辉长岩Mg^＃较高，为73.22～76.78，比较接近于原始岩浆，即反映原始岩浆具有幔源原生玄武岩浆的特征。在Ce-Yb图解（图略，引自贺振宇等，2007）中，所有样品均投影在高Ce/Yb和低Ce/Yb界线附近，反映辉长岩的地幔源区石榴子石含量更少，岩浆起源深度可能稍浅。此外，辉长岩具有低的K₂O含量（0.07%～1.40%），说明其地幔源区不存在富钾交代矿物相。

4.早白垩世花岗岩

熔融实验表明，大陆地壳部分熔融的残余组分和熔体组分随深度的不同而差异显著。长英质和镁铁质组分在＜10 kbar的压力条件下部分熔融的残余组分均富含富钙斜长石而缺乏石榴子石，平衡的花岗质熔体显示出平坦的HREE模式，较显著的Eu负异常和低的Sr/Y和（La/Yb）_N值（Rapp et al.，1991；Springer et al.，1997）。相反，在＞15 kbar的压力条件下，残余组分富石榴子石，缺斜长石或者为富钠斜长石端元，与之平衡的花岗质熔体强烈亏损HREE，没有明显的负Eu异常，高的Sr/Y和（La/Yb）_N值（Rapp et al.，1991；Sen et al.，1994；Springer et al.，1997；Litvinovsky et al.，2000）。

早白垩世花岗岩高Al₂O₃，高Sr，高Sr/Y值，具无或弱Eu异常，表明源区无（富钙）斜长石残留；轻重稀土分馏显著，重稀土亏损（低于10倍的球粒陨石丰度），表明石榴子石在源区为残留矿物相。岩体具高含量K₂O（3.46%～3.66%）及很低的Mg^＃（44.27～46.34），同时还有显著的Nb，Ta，P负异常，指示它们是由陆壳源派生出来的（Rudnick et al.，1995；Gao et al.，1998）。因此早白垩世花岗岩形成于加厚大陆下地壳的部分熔融，表明在130 Ma之前宜里地区存在加厚的下地壳。并且低的Mg^＃和低含量的Ni（2.33～2.71 ppm），Cr（2.42～3.09 ppm）暗示了岩浆在上升过程中没有发生地幔橄榄岩的混染。因为拆沉而进入地幔的下地壳经过部分融熔所产生的岩浆，与随后上升的地幔物质反应（Gao et al.，2004），会导致岩浆具有较高含量的MgO，TFeO，CaO，Na₂O，Ni，Cr和Sr及相对较低含量的SiO₂和K₂O（Gao et al.，2004；Xu et al.，2002；Wang et al.，2006）。相比之下，早白垩世花岗岩具有低含量的MgO，TFeO，CaO，Ni，Cr，Sr和相对较高的SiO₂，Na₂O和K₂O，与西藏过厚下地壳部分熔融产生的高钾埃达克岩相似（Chung et al.，2003；Hou et al.，2004）。早白垩世花岗岩地球化学特点与地壳岩石部分熔融实验产生的硅质岩浆一致（Beard et al.，1991；Sen et al.，1994；Rapp et al.，1995；Springer et al.，1997；Litvinovsky et al.，2000；Patiño Douce，2005），说明是由过厚的下部陆壳部分熔融产生的，而不是进入地幔中的拆沉下地壳的部分熔融产生的。

『柒』 烃源岩发育的主要层系

全球范围内烃源岩时空分布极不均一。中东地区巨型石油储量是该地区存在极丰富烃源岩的结果。据Klemme 和 Ulmishek（1991）统计，烃源岩主要发育在 5 个时期，即志留纪、晚泥盆世—杜内阶（C₁ ）、晚石炭—早二叠世、晚侏罗世、中白垩世和渐新—中新世，它们包含了显生宙三分之一的时期，但提供了90%以上的所发现的原始油气储量。表3-9表明，世界主要油区烃源岩集中在上述层段，海相烃源岩是大部分石油的来源，是世界天然气的重要来源。

表3-9 世界主要油区（可采资源大于10亿桶）（Nehring，1980）及其烃源岩

图3-37 白垩纪特提斯洋和环赤道洋流

『捌』 下侏罗统烃源岩

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T_max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6-6 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R_o为2.21%～3.04%（图6-7），T_max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。