0 引言
勘探实践表明，咸化环境有利于形成优质烃源岩，全球范围内发育多套与咸化环境有关的烃源岩[1-2]。从有机质富集条件来看，咸化环境具有两方面有利因素：①咸化湖盆通常具有较丰富的营养物质，有利于水生生物勃发，形成了较高的生物生产力。现代湖泊生产力研究发现，一定盐度的湖泊往往比淡水湖具有更高的生产力[3]。②有机质的保存条件更为优越。由于咸水环境有利于形成水体盐度分层，盐跃层之下为缺氧强还原环境，有机质不易被分解而得以保存。在这种情况下，形成了高有机质丰度的烃源岩，如北美古近系绿河页岩就是一套咸化环境中形成的湖相页岩，有机质丰度极高，成熟度相对较低，是生烃动力学研究的重要对象[4⇓-6]。国内也在多个盆地发育咸化湖相烃源岩，如江汉盆地古近系潜江组[7]、渤海湾盆地东濮坳陷古近系沙河街组四段和三段[8]、济阳坳陷沙河街组四段等[9]。准噶尔盆地玛湖凹陷也发育一套咸化环境烃源岩，因其富含碱性矿物，而被认为是碱湖相烃源岩[10-11]。这些烃源岩有机质丰度普遍较高，总有机碳含量（TOC）值一般在2%以上，属优质烃源岩。然而，柴达木盆地西部坳陷古近系下干柴沟组上段和上干柴沟组[12⇓-14]，TOC值一般在0.5%~2.0%，平均值约0.9%，低于其他咸水湖盆。
根据油气聚集“源控”论，高有机质丰度烃源岩是形成油气藏的必要条件，为油气聚集提供物质基础。柴西坳陷古近系有机质丰度低于其他陆相湖盆烃源岩，但勘探实践证明，柴西坳陷油气资源十分丰富，石油地质资源量超过20×108 t，且已经发现了多个亿吨级储量区块，集中了柴达木盆地70%以上的石油储量和产量，探明石油储量丰度超过170×104 t/km2[15⇓-17]。而且，英雄岭页岩油勘探成效显著，已在干柴沟地区多口井获得高产油气流[18]。页岩油气由于缺乏大规模的运移和聚集过程，往往需要更高的有机质丰度[19⇓⇓-22]。截至目前，在柴达木盆地尚未发现规模的高TOC烃源岩，却发现了大规模常规和非常规油气聚集。柴西坳陷特殊的湖盆环境、生烃母质及生烃机理是造成低有机质丰度和高油气资源丰度之间不协调的关键。本文通过有机-无机地球化学分析，探讨柴西坳陷生烃母质类型，揭示有机质丰度偏低的原因及其生烃模式，旨在为客观评价柴西坳陷有机质丰度和生油气潜力提供科学依据，为常规和非常规油气勘探提供借鉴。
1 咸化湖盆烃源岩发育的地质背景
柴达木盆地位于青藏高原，平均海拔3 000 m，是在前侏罗纪地块上发育起来的中、新生代大型内陆山间盆地，经历了早期断陷、中期拗陷和后期沉积中心转移3个构造演化阶段，发育了中—下侏罗统淡水湖泊沼泽相烃源岩、古近系咸化湖相烃源岩以及第四系生物气源岩，在平面上呈现柴北断陷天然气、柴西坳陷石油和柴东三湖坳陷生物气3大油气系统（见图1a ）。
咸化湖盆烃源岩主要分布在柴西坳陷，该地区南邻昆仑山，西接阿尔金山，是在中新生界构造挤压背景下形成的坳陷湖盆。英雄岭构造带位于柴西坳陷茫崖凹陷西段，尽管现今表现为一个正向构造，但在古近纪E32沉积时为一负向构造，有利于发育烃源岩，其干柴沟地区是英雄岭页岩油的主要探区[18]（见图1b ）。该地区主要发育了古近系路乐河组（E1+2）、下干柴沟组（E3）和新近系上干柴沟组（N1）、下油砂山组（N21）、上油砂山组（N22）、狮子沟组（N23）以及七个泉组（Q）等多套地层，其中下干柴沟组可进一步划分为下段（E31）和上段（E32），E32被认为是柴西坳陷主力烃源岩层段，也是目前英雄岭页岩油勘探的主要目标层段，是本文研究重点；N1、N21在柴西北局部地区也发育少量烃源岩，但因其分布相对局限，且有机质丰度很低，本文不做详细讨论（见图1c ）。
柴达木盆地湖盆演化与青藏高原隆升密切相关。在印度板块与欧亚板块碰撞的背景下，阿尔金断裂自始新世开始左行走滑，盆地沉积中心向北东方向逐渐迁移[16]。柴西南地区古近纪表现为伸展构造背景下的凹陷沉积区，沉积了厚度近2 000 m的下干柴沟组上段；到了中新世，湖盆中心向西北迁移，在柴西北沉积了超过1 000 m的上干柴沟组—狮子沟组；至第四纪，湖盆中心则迁移至柴东地区，沉积了巨厚的第四系。
构造演化分析表明，古近系柴西坳陷经历了低位体系域—高位体系域的沉积旋回。下干柴沟组沉积早期，柴西坳陷总体处于浅水湖相背景，被分割为多个次凹。下干柴沟组上段沉积期，气候变得相对温暖湿润，降雨增大，湖平面快速升高，湖盆范围增大，发育以碳酸盐岩、碎屑岩为主的咸湖相混合沉积体系，有利于形成湖相烃源岩（见图2 ）。
2 柴西坳陷烃源岩有机质丰度与生烃母质类型
2.1 有机质丰度
柴达木盆地古近系咸化湖盆烃源岩最主要特征是TOC值偏低，与国内外典型湖相烃源岩相比，其TOC值几乎是最低的（见表1 ）。北美古近系绿河页岩TOC值一般在5%~10%，最高可达20%[4⇓-6]。中国主要陆相含油气盆地主力烃源岩都具有较高的TOC值，如东北松辽盆地白垩系青山口组一段TOC值一般在1%~4%[23-24]，嫩江组TOC值多在3%以上[25]；渤海湾盆地古近系沙河街组四段烃源岩TOC值多在2%以上，其中沧东凹陷古近系孔店组二段黑色页岩TOC值普遍在2%以上，最高可达12%[26]；鄂尔多斯盆地三叠系延长组7段泥岩TOC值多在2%以上，油页岩TOC值多在6%以上，最高可达30%[27]。由于柴达木盆地咸化湖盆烃源岩TOC值偏低，有学者提出TOC不能作为烃源岩有机质丰度评价指标，而应改用其他参数[12]。为了验证TOC作为有机质丰度指标的有效性，本文研究了不同盆地TOC值与岩石热解参数生烃潜量（S1+S2）的关系，后者代表单位岩石在热力作用下完全转化生成油气的数量，直接反映了岩石的生油能力。结果表明，柴达木盆地与国内外其他盆地一样，均表现出TOC值与（S1+S2）值呈良好线性关系，表明TOC值仍然可以作为评价有机质丰度的指标（见图3 ）。需要注意的是，柴达木盆地古近系烃源岩的斜率（约为10 mg/g）要比其他盆地（5~8 mg/g）更高，反映其有机质相对更富氢，单位有机碳的生烃潜力更大。
| 盆地 | 地层 | 沉积环境 | 岩性 | 厚度/m | TOC/% | HI/(mg•g-1) | 干酪根类型 | Ro/% |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 柴达木 | 古近系下干柴沟组上段 | 咸水湖盆 | 云灰质页岩 | 200~800 | 0.5~2.0 | 600~800 | Ⅰ、Ⅱ1 | 0.6~1.3 |
| 松辽 | 白垩系青山口组 | 淡水—微咸水湖盆 | 页岩 | 50~150 | 1.0~4.0 | 600~800 | Ⅰ、Ⅱ1 | 0.7~1.6 |
| 渤海湾 | 古近系沙河街组、孔店组 | 淡水—微咸水湖盆 | 页岩 | 50~300 | 1.5~12.0 | 500~600 | Ⅱ1型为主 | 0.6~1.3 |
| 鄂尔多斯 | 三叠系延长组7段 | 淡水湖盆 | 页岩 | 30~70 | 2.0~30.0 | 400~500 | Ⅱ1 | 0.8~1.2 |
| 准噶尔 | 二叠系风城组 | 碱性湖盆 | 云灰质页岩 | 50~100 | 0.5~3.0 | 400~600 | Ⅱ1型为主 | 0.8~1.4 |
| 二叠系芦草沟组 | 半咸水湖盆 | 云灰质页岩 | 100~200 | 2.0~9.0 | 500~800 | Ⅰ、Ⅱ1 | 0.7~1.1 | |
| 三塘湖 | 二叠系芦草沟组 | 半咸水湖盆 | 云灰质页岩 | 30~100 | 2.0~8.0 | 400~700 | Ⅰ、Ⅱ1 | 0.6~1.1 |
| 四川 | 侏罗系凉高山组、自流井组 | 淡水湖盆 | 页岩 | 30~200 | 0.5~2.0 | 400~600 | Ⅱ1 | 0.9~1.5 |
| 苏北 | 古近系阜宁组 | 淡水—微咸水湖盆 | 页岩 | 30~200 | 0.5~4.0 | 500~600 | Ⅱ1型为主 | 0.6~1.3 |
| 江汉 | 古近系潜江组和新沟嘴组 | 咸水湖盆 | 页岩 | 20~70 | 0.5~3.0 | 500~600 | Ⅰ、Ⅱ1 | 0.4~1.0 |
| Williston | Bakken | 海相 | 页岩 | 10~20 | 10.0~14.0 | 500~600 | Ⅱ1 | 0.7~1.2 |
| South Texas | Eagle Ford | 海相 | 泥灰岩 | 20~60 | 4.0~7.0 | 500~600 | Ⅱ1 | 0.7~1.5 |
2.2 生烃母质类型
本文所分析的干柴沟地区因样品放置时间偏长导致轻组分挥发严重，C11—C17组分相对偏少，但在C18—C28组分仍可见到明显的偶数碳优势（见图4 ），指示咸水环境保存下来的水生生物对油气的形成均有重要贡献。
柴达木盆地古近系烃源岩抽提物中类异戊二烯烃含量高，且表现为明显的植烷（Ph）优势，姥鲛烷（Pr）和植烷比值（Pr/Ph）相对较低，反映其形成于强还原沉积环境。从图4 可以看到烃源岩中富含植烷，其含量甚至超过了与之相邻的正构烷烃（nC18），姥鲛烷含量也很高，但远低于Ph含量，姥植比一般小于0.5，为典型的咸水环境沉积有机质特征。Pr/nC17、Ph/nC18均高于0.2，且多数样品Ph/nC18值超过1，最高达4，与淡水湖相烃源岩有显著区别（见图5 ）。由于水体盐度较高，形成水体分层，存在一个盐跃层，阻挡水体在纵向上对流，造成水体底部和沉积物中因沉积有机质的微生物化学作用而持续缺氧，使之处于强还原状态。
在饱和烃气相色谱-质谱图上，甾烷类生物标志化合物图（m/z=217）总体表现为C27ααR、C29ααR、C28ααR含量逐渐降低的“V”字形或者C27ααR、C28ααR、C29ααR含量逐渐降低的“L”字形形态，表明生油母质主要来自水生生物，而高等植物的贡献相对较小，较高的C28ααR甾烷指示了较高的水体盐度[31]（见图6 ）。而在萜烷类化合物中（m/z=191），伽马蜡烷含量很高，远高于与之出峰位置相邻的C31藿烷，有时甚至超过C30藿烷，C34、C35藿烷含量也很高，呈现C35藿烷、C34藿烷、C33藿烷含量逐渐降低的分布形态。高伽马蜡烷和高C34、C35藿烷反映了高盐度沉积环境，与高植烷、高C28ααR甾烷反映的结果一致[31]（见图6 ）。
3 柴达木咸化湖盆TOC值偏低原因
有机质富集主要受生物生产力、保存条件、沉积速率等多重因素控制。柴西坳陷咸化湖盆的沉积环境对有机质保存极为有利，而相对较低的生物生产力、快速埋藏以及有机质的早期生烃转化均可导致TOC值偏低。
3.1 咸化湖盆较低的营养物质输入抑制了生物勃发
尽管咸化湖盆可以具有很高的生物生产力，其作用机制是咸化湖盆的形成过程能为其带来丰富的营养物质。前人大量研究表明[34⇓⇓-37]，火山、热液、海侵等地质作用都是湖盆咸化的重要原因，这些地质作用为湖盆带来了丰富的营养物质，造成了水生生物勃发，形成巨大的生物生产力，在咸化强还原水体环境中有机质快速保存，形成优质烃源岩。如鄂尔多斯盆地三叠系长7段高有机质丰度烃源岩，被认为是受到火山活动影响，长7段存在多套火山灰，为藻类繁盛带来了丰富的营养物质[34]。准噶尔盆地二叠系芦草沟组烃源岩高有机质丰度成因，主要是受到强烈的热液活动的影响，热液带来了丰富的营养物质，促进了湖盆中的藻类勃发，形成了富有机质烃源岩[35]。而近海的渤海湾盆地和松辽盆地，其高有机质丰度烃源岩的形成被认为可能与海侵有关，海洋带来了丰富的营养物质，促进了藻类的快速繁盛[36-37]。
此外，柴达木盆地咸化湖盆烃源岩的形成，还可以与现今的青海湖相类比[41]。青海湖是中国最大的内陆咸水湖泊，盐度约为15‰，前人对青海湖进行了详细考察，发现其中的水生生物并不繁盛，有机质种类相对单一且数量有限，其底部淤泥的TOC值一般在1%左右，几乎没有见到藻纹层。如果经历后期的埋藏沉积，形成的烃源岩有机质丰度不可能太高。
3.2 快速的沉积速率稀释了有机质丰度
旋回地层学时间精度高，因此被广泛应用于层序地层划分对比研究，近年来在湖相烃源岩沉积速率研究中发挥了重要作用。通过岩性组合识别、频谱分析、小波分析、滤波和调谐等方法，可识别米兰科维奇旋回信号，建立高精度旋回地层格架，进而确定细粒沉积岩时间周期和沉积速率[42]。彭军等[43]研究了渤海湾盆地东营凹陷沙四段湖相泥岩的沉积旋回特征，发现湖相泥页岩沉积旋回存在0.40 Ma偏心率长周期、0.12 Ma偏心率短周期、0.04 Ma斜率周期以及0.02 Ma岁差周期，依据“浮动”天文年代标尺计算出樊页1井沙四段上亚段纯上次亚段沉积时间为2.73 Ma，平均沉积速率为69 m/Ma。林铁峰等[44]对松辽盆地古龙凹陷白垩系青山口一段沉积旋回研究表明，青一段可划分为3个长偏心率旋回、10个短偏心率旋回、26个斜率旋回和52个岁差旋回，平均沉积速率约为93 m/Ma。鄂尔多斯盆地长7段长偏心率、短偏心率和岁差周期对应的地层厚度分别为17~29 m、5.8 m和0.8~1.3 m，由此计算的沉积速率为40~70 m/Ma[45]。
3.3 富氢有机质高转化率导致残余TOC值降低
地质体中有机碳包括死碳（无生油能力的碳）和活碳（有生油能力的碳），实测有机碳是生烃之后的残余有机碳，即死碳、尚未转化为烃类以及已转化但未排出的碳的总和[49]。利用有机碳来代表有机质丰度是基于一个基本的假设：原始总有机碳越高，残余有机碳就越高。实际上，在地质体中碳是过量的，而生烃转化所需的另一个关键元素——氢是不足的。若有机质贫氢，则大部分碳是死碳，在生烃过程中，碳的消耗是有限的，生烃之后碳的减少量并不大；若有机质富氢，在大部分碳是活碳，在生烃过程中大量转化为油气，致使残留的碳的数量大幅降低。
为了证实有机碳随有机质成熟度增加的变化情况，本文开展了热模拟对比实验。样品来自柴达木盆地柴北断陷侏罗系和柴西坳陷古近系，前者代表淡水湖盆，后者代表咸水湖盆，其初始地球化学参数如表2 所示。
表2 模拟实验样品初始地球化学参数 |
| 样品 编号 | 井号 | 沉积 环境 | 深度/m | 层位 | Ro/% | TOC/% | Tmax/℃ | S1/ (mg•g-1) | S2/ (mg•g-1) | (S1＋S2)/ (mg•g-1) | HI/ (mg•g-1) | S1/TOC/ (mg•g-1) |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 1 | 冷科1 | 沼泽相 | 3 513.65 | J1 | 0.55 | 5.24 | 437 | 0.71 | 10.03 | 10.74 | 191 | 13.55 |
| 2 | 扎探1 | 咸水湖相 | 1 224.70 | E32 | 0.47 | 1.23 | 428 | 0.31 | 4.73 | 5.04 | 385 | 25.20 |
模拟实验在封闭的高压釜中进行，采用恒温加热方式，2 h内升温至目标温度，然后保持稳定72 h，关闭电源冷却至室温后取出样品，经过氯仿抽提后再次测定其热解参数，结果如图9 所示。
随着模拟温度的增高，两块样品TOC和HI值均呈现逐渐降低趋势，从原样至375 ℃是主要的生烃阶段，HI和TOC值都有显著降低，至400 ℃及以上，因HI值几乎接近于0，生烃潜力已经完全释放，TOC值基本保持稳定。两块样品的TOC和HI降低幅度存在显著差异，1号样品TOC值从5.24%降至4.03%，降幅为23%，HI值从191 mg/g降至6 mg/g；2号样品TOC值从1.23%降至0.44%，降幅为64%；HI值从385 mg/g降至18 mg/g。由此可见，2号样品因HI值更高，在生烃转化过程中有机碳的消耗更大，而1号样品因HI值较低，生烃过程中碳的消耗相对有限。
3.4 古近系烃源岩有机质丰度恢复系数
将上述热模拟温度应用Easy%Ro模型转化为有机质成熟度，即可建立起TOC、HI值等参数随成熟度的变化关系（见图10a 、图10b ）。可以看出，生烃过程中TOC值的减少主要发生在Ro值小于1.3%（加热温度小于375 ℃）的大量生油过程中，当Ro值大于1.3%之后TOC值基本保存不变，样品实测TOC值与初始TOC值（TOC0）的比值在Ro值1.3%时降至0.5 左右，即此时TOC值恢复系数应为2。而样品HI值与初始HI值（HI0）之间的比值也在Ro值1.3%时降至0.1左右，意味着生烃潜力几乎丧失殆尽。
需要注意的是，上述实验方法是将岩石进行了氯仿抽提，即除去了热演化生成的可溶烃，此时测得的TOC值代表了死碳和尚未转化为烃类的碳，而不包括已转化但滞留在烃源岩中的烃类的碳。实际上，柴达木盆地咸化湖盆烃源岩中的滞留烃的含量通常较高，一般在200~400 mg/g，按照碳在烃类中的占比约为85%计算，滞留烃对TOC测量值的贡献比例为17%~34%，在TOC恢复时应对其做补偿。根据上述模拟实验结果和补偿系数，即可恢复生烃和排烃过程中TOC值的损失量，获得TOC值的恢复系数（见图10c ），这样就可以将TOC值恢复到初始值（TOC0），然后再对烃源岩品质进行评价。需要说明的是，干酪根在Ro值大于1.3%之后不再具有生烃能力[50]，因此更高成熟度样品的TOC恢复系数与Ro值等于1.3%时结果一致。
4 咸化湖盆烃源岩生烃模式
柴达木盆地咸化湖盆烃源岩生烃包括可溶有机质生烃和不溶有机质生烃两部分。其中，可溶有机质主要继承于生物体，在咸化湖盆中得以保存并早期转化为烃类，而不溶有机质即干酪根生烃则需要一定的热演化程度。
4.1 可溶有机质生烃机理与模式
咸化湖相沉积环境是形成“未成熟—低成熟油”的必要条件，主要是因为这些藻类富含脂类化合物，被称为“油藻”，具有较低的生烃活化能，可在低温条件下直接转化为烃类[30]。咸化的水体环境中氧含量很低，有利于早期转化形成的液态烃的保存。热解参数游离烃S1是反映烃源岩中残余有机质的重要指标。根据国内外统计结果，多数烃源岩单位质量有机碳中的游离烃含量不超过100 mg/g[49]，而柴西地区烃源岩中的游离烃要高得多，S1值最高超过10 mg/g，S1/TOC值在200~400 mg/g。通过对可溶有机质进行族组分分析，发现其中的非烃含量最高，占比为60%~80%，而饱和烃含量较低，一般小于20%。含量较高的可溶烃指示烃源岩中具有较高的可溶有机质含量，这也正是前人在未发现高有机质丰度烃源岩时提出油气来自可溶有机质的主要依据[12]。
针对富含脂类化合物的藻类早期生烃问题，前人已开展了典型水生藻类低熟生烃模拟实验[30]。以颗石藻为例，在初始状态（Ro值小于0.2%）即含有丰富的氯仿抽提物（即“可溶有机质”），可达400 mg/g，以非烃和沥青质为主，总烃（饱和烃+芳烃）含量约为20 mg/g；随着模拟温度增高，可溶有机质和总烃含量均逐渐增高，至250 ℃（Ro值为0.45%）可溶有机质含量达到峰值，即600 mg/g，此时总烃含量也达到40 mg/g；温度进一步升高，可溶有机质含量开始降低，而总烃含量保持持续增加，至300 ℃（Ro值为0.66%）可溶有机质降至400 mg/g，而总烃含量增至60 mg/g。由此可见，在Ro值小于0.7%的未成熟—低成熟阶段，可溶有机质含量很高，以非烃和沥青质为主，生成的饱和烃和芳烃可达60 mg/g。
4.2 可溶有机质的二次裂解
可溶有机质在热力作用下会发生二次裂解。本研究对柴2-4井的可溶有机质进行了封闭体系黄金管模拟实验，以揭示不同演化阶段烃类组成的差异。采用恒温加热法，模拟温度从250 ℃升至490 ℃，从室温在2 h内升高到目标温度，恒温时间48 h。然后应用Easy%Ro法换算成等效镜质体反射率。有机质组分分析表明，在较低的模拟温度条件下，可溶有机质以富含杂原子的非烃化合物为主，其次是C15以上的重质组分。在进一步受热过程中，这些富含杂原子化合物及重质组分会发生二次裂解，转化为轻质组分（见图11 ）。
可溶有机质转化过程中，首先形成的是富含N、S、O等杂原子的非烃化合物，随着演化程度的增高，非烃的占比逐渐降低，饱和烃和芳烃占比逐渐增高。原始样品中非烃占比最高，最高超过90%，而饱和烃+芳烃仅占5%。经过250 ℃的模拟转化，对应的热成熟度（计算的Ro值）为0.5%，仍以非烃为主，饱和烃+芳烃略有增加，至6%，且以C15+为主。当模拟温度达300 ℃时，计算的Ro值约为0.67%，此时非烃含量降至70%以下，而饱和烃+芳烃占比超过30%，并以C15+为主。当温度升高到350 ℃，对应的Ro值约为0.87%，此时非烃含量降至50%以下，C15+饱和烃占比约为20%，其他的C15+芳烃、C6—C14饱和烃和C6—C14芳烃各占0~15%。至380 ℃时，计算的Ro值为1.02%，对应于生油高峰时，非烃含量降至35%，C15+饱和烃和芳烃分别占25%和13%，而C6—C14饱和烃和芳烃分别占16%和11%。模拟温度升至410 ℃，计算的Ro值达到1.35%，干酪根生油基本结束，此时的非烃含量降至20%以下，为17%，烃类组成也以C6—C14为主，饱和烃和芳烃分别占32%和22%，而C15+的饱和烃和芳烃分别占17%和11%。当模拟温度达到450 ℃时，计算的Ro值为1.49%，此时C6—C14的饱和烃和芳烃分别占46%和49%，而C15+的饱和烃和芳烃各占2%，非烃含量仅占1%。考虑到模拟实验的快速升温过程，实际地质条件下的烃类组分可能与模拟实验有所差异，但总体变化趋势是一致的。
4.3 不溶有机质生烃机理
陈建平等[28]通过对实际地质样品统计发现，咸化湖相烃源岩在成熟演化阶段具有与其他典型倾油型有机质类似的生烃模式，有机质演化符合传统的“Tissot模式”，即存在生油高峰。
为了确定咸化湖相有机质在成熟阶段的生烃模式，本研究针对咸化湖盆烃源岩样品开展了封闭体系模拟实验。模拟样品是TOC值为4.69%、Tmax值为436 ℃的低成熟样品，HI值为699 mg/g。为了获取较高的烃类产物以满足后期分析需要，对该样品进行了干酪根提取，得到的干酪根样品TOC值为3.94%、Tmax值为436 ℃、HI值为912 mg/g的Ⅰ型干酪根。该模拟实验是在黄金管内完成的，采用的是恒温加热，样品模拟温度从300 ℃到500 ℃，间隔为10 ℃，恒温时间为48 h。应用Easy%Ro法换算的对应的镜质体反射率从0.67%增加到1.98%，能够反映烃源岩生油阶段的热演化历史，模拟结果如图12 所示。
模拟实验揭示，咸化湖相烃源岩在成熟阶段生烃模式与其他类型烃源岩没有本质区别，Ro值为0.7%~1.0%为主要生油期，最大生油量达800 mg/g，约占HI的90%，表明干酪根以生油为主。至Ro值大于1.0%之后，液态烃数量开始降低，此时液态烃开始大量裂解生气。当Ro值为1.7%左右时，液态烃降为50 mg/g以下。这一生烃模式与经典的生烃模式基本一致，表明咸化湖相烃源岩在成熟阶段的生烃机理与其他倾油型烃源岩大体相当，Ro值为1.0%左右达到生油高峰。
4.4 咸湖相烃源岩生烃模式
综合黄第藩等[30]的藻类生烃及本次开展的干酪根黄金管生烃模拟实验，可将咸化湖盆烃源岩生烃模式归纳为两个阶段：低成熟演化可溶有机质生油阶段和成熟演化不溶有机质晚期生烃阶段，其中早期生成的富含杂原子的可溶烃组分会发生二次裂解（见图13 ）。
可溶有机质生油：生油母质主要来自生物体中的脂类化合物，在咸化缺氧环境中，这些脂类化合物得以保存下来，并没有键合入干酪根结构之中，可直接溶于有机溶剂，俗称为“可溶有机质”。在低成熟演化阶段，这类脂类化合物可直接转化为烃类，形成未成熟—低成熟油。
可溶烃组分二次裂解：在较低的热演化阶段以生成富含N、O、S等杂原子的非烃化合物为主，其次是C15+的重质组分。这些杂原子化合物和重质组分在进一步受热过程中会发生二次裂解，转化为轻质的饱和烃和芳香烃。不溶有机质生烃：有机质经过矿化作用形成干酪根，即不溶有机质，不溶有机质在热动力作用下裂解形成油气。这一演化模式与经典的油气生成模式无异，生油窗位于（Ro值为0.7%~1.3%），生油高峰对应于Ro值为1.0%。
与传统的淡水湖相烃源岩生油模式相比，咸化湖盆早期保存的直接来自于生物体的可溶有机质是重要的生烃来源，可溶有机质还可在后期受热过程中进一步裂解成轻质油。这一模式奠定了柴达木盆地相对较低有机质丰度烃源岩形成了高丰度油气藏的理论基础，对于认识咸化湖盆有机质富集与生烃机理、评价咸化湖盆常规和非常规油气资源潜力具有一定的指导意义。
5 结论
柴西坳陷古近系下干柴沟组烃源岩TOC值与生烃潜量（S1+S2）值呈现良好的线性关系，但斜率要高于其他陆相淡水湖盆，表明TOC值可以作为有机质丰度评价的有效指标；TOC值偏低是柴西坳陷烃源岩的主要特征，生物标志化合物揭示有机质主要来自水生生物，形成于强还原环境。
柴西坳陷古近系咸化湖盆烃源岩TOC值偏低的主要原因有3方面：①柴达木盆地属内陆湖盆，咸化为蒸发成因，气候寒冷干燥，营养物质供应相对贫乏，不利于形成藻类勃发；②沉积速率过快，导致地层中的有机质被稀释，沉积了厚度巨大、单位质量岩石中有机质丰度不高的烃源岩；③有机质富氢，转化效率高，大部分有机碳在生烃过程中转化为烃类，实测的TOC值反映的残留有机碳则偏低。针对这类富氢有机质，因其在生烃过程中会导致有机碳的降低，应用TOC值评价有机质丰度时，需根据成熟度对TOC值进行恢复。
生烃动力学模拟结果表明，柴达木盆地古近系咸化湖盆烃源岩生烃包括可溶有机质生烃和不溶有机质生烃两部分。其中，可溶有机质主要继承于生物体，在咸化湖盆中得以保存，可在低演化阶段生烃，形成的烃富含杂原子化合物，在后期二次裂解形成轻质组分；不溶有机质即干酪根生烃模式符合传统的“Tissot”模式，生油高峰对应于Ro值1.0%左右。
符号注释：
HI——氢指数，mg/g；HI0——初始氢指数，mg/g；Ro——有机质成熟度，%；S1——游离烃含量，mg/g；S2——滞留烃含量，mg/g；Tmax——最大热解温度，℃；TOC——总有机碳含量，%；TOC0——初始总有机碳含量，%。