湖盆（lake basin），地表上汇集水体的相对封闭的洼地。形似盆状。湖盆可以由5部分组成：湖岸、沿岸带、岸边浅滩、水下斜坡、湖盆底。湖泊面积的大小，湖盆地质条件和水流动态不同，湖盆的形态也有差异。研究湖盆的形态及其变化，有助于了解湖泊的起源、发展；湖泊的容积、湖水的理化性质和水文形势的变化。
巴尔克什湖湖盆形态特征对湖泊萎缩的影响
陆相盆地层序形成主要受构造与气候两个因素控制。由盆地构造演化和形成的层序地层特点看，构造活动不但决定着湖平面变化，而且决定着蓄水空间的形成与消亡，它直接控制着地层基准面和可容空间的变化，导致地层旋回形成，最终决定或控制着不同级别的层序形成、发育与演化；气候的变化对湖平面升降起着决定性影响，也影响着沉积物类型，两者共同作用影响着沉积物供给，并控制着层序格架样式。
湖盆按水文地质条件，可具体分为敞流湖盆和闭流湖盆两种类型。两类湖盆具有不同的相对湖平面变化特征，分别控制了不同的地层沉积格架。敞流湖盆，按水文地质学的含义是注入湖盆的水量大于蒸发量和地下渗流量之和，湖平面的位置维持在与湖盆的最低溢出口相同的高程上，多余的水则通过泄水通道流出湖盆，如现代的部阳湖、洞庭湖，一般在较潮湿气候条件下易于形成闭流盆地是注入湖盆的水量小于蒸发量和地下渗流量之和，湖平面的位置常低于盆地溢出口的高程，一般干旱气候条件易于这类盆地形成。尽管这两类盆地在地史中可相互转化，但鄂尔多斯盆地与江汉盆地、苏北洪泽凹陷等不同（张国栋等， 2001），在湖盆演化的过程中，敞流湖盆一直是最主要形式，甚至最大敞流期与今定西南部盆地，即西秦岭－祁连造山带之北缘中晚三叠世海盆相通（柯保嘉，1988；陈孟晋等，2004）。上述两类湖盆中，构造与气候因素对湖平面变化或层序形成的控制与影响是不同的（纪友亮等，1996）：盆地基底构造沉降是导致敞流湖盆湖平面相对上升主要因素，构造沉降的速率决定着湖平面上升的速率，盆地构造抬升导致湖平面下降，即构造沉降的距离等于相对湖平面上升距离，构造沉降曲线与湖平面上升曲线互呈镜像关系；而盆地基底的整体构造事件对闭流湖盆的相对湖平面变化无影响（图2.6）。气候的变化对湖平面相对升降的影响与构造相反，对敞流湖盆，一般潮湿的气候对其湖平面不再产生直接影响，而在干旱气候条件下对闭流湖盆则是导致湖平面下降的主要因素。基于上述情况，有人将前者（敞流湖盆）形成的层序称构造层序，而后者闭流湖盆形成的层序称气候层序。
图2.6 构造沉降对敞流湖盆及闭流湖盆湖平面变化的影响
敞流湖盆中随构造沉降的增加（A-B-C），相对湖平面上升；闭流湖盆中构造沉降距离的增加，相对湖平面不受影响
根据上述湖盆水文地质条件的分析，晚三叠世鄂尔多斯盆地划入敞流湖盆，其层序特征阐述如下。
（1）Ⅱ级层序特征
晚三叠世延长组相当于一个超长期基准面旋回或一个Ⅱ级层序，其顶底由印支运动形成两个重要的层序界面，并构成一个完整的构造层序。顶部与上覆侏罗系之间存在长时间的沉积间断，呈假整合或局部角度不整合接触。间断时间据袁效奇等（2003）对北方侏罗系研究，盆地内部最早沉积的侏罗系富县组仅代表早侏罗世晚期的产物（相当晋林斯巴赫阶—图阿尔阶），而早期（相当赫·唐阶—西涅缪尔阶）由于印支运动持续上升造成沉积间断约12Ma，与其同时，延长组顶部广遭侵蚀，局部下切深度200m～300m，并在陇东地区侵蚀面上形成典型的杂色古风化壳层，表现在地震剖面上呈现出明显的侵蚀深切古地；顶部界面上下古生物表现出古生物不连续或断代现象，即界面之上的富县组孢粉组合以本沙椤科光面三角孢类Deltoidospora—原始松泊类Protoconiferus—苏铁类单沟花粉Cycadopites组合为特征，古植物以银杏纲、松柏纲占优势，缺少苏铁纲及种子蕨纲植物，而界面之下延长组孢粉则为离层单逢孢Aratrisporites—皱球粉Psophosphaera—光面单逢孢Laeriguosprites组合，古植物群以丹尼蕨Danacopsis—贝脑蕨Bernoullia组合为特征。
延长组底部界面与下伏中三叠世纸坊组接触，也存在明显的沉积间断，并假整合接触，代表中三叠世末印支运动强烈挤压上升剥蚀界面。界面之下可见发育典型的古风化壳层式古土壤层，该层位于纸坊组顶部厚约50cm～70cm，其颜色由下而上为棕红—灰绿—土黄色，而顶为铁质褐色薄膜，显示出整体的退色现象；其岩性下部为质地成层性较好的泥岩岩层，向上岩石逐渐破碎，呈松散的粉粒状，至顶部则变为铁质薄膜覆盖下的土壤层；其剖面结构具有明显经风化淋滤作用形成的多个钙质结核体（一般为6cm×3cm）垂直发育。延长组和纸坊组分界面，既是岩性上的突变面，其界面之上的长10段油层组为厚层灰绿－棕红色中粗粒砂岩，大型槽状－板状交错层理发育，而界面之下则与纸坊组顶杂色泥页岩相接触，亦是岩相上的转换面，同时从古孢粉反映的古气候状况方面又是由纸坊组干燥气候向延长组潮湿气候的转折点。由此可见，延长组与纸坊组分界线作为层序界面（SB1）也是一个长期的结构假整合面。
总之，晚三叠世延长组Ⅱ级层序的顶底界均以不整合面与之分开，显示了基准面下降造成的大陆剥蚀，反映在地震剖面上顶部剥蚀，底部上超现象明显存在，特别在顶部形成规模较大的深切谷充填型河道，下切深度50m～200m，构成一完整的构造型Ⅱ级层序。
（2）Ⅲ级层序特征
Ⅱ级层序中包括5个Ⅲ级层序，由下而上分别描述如下。
1）层序Ⅲ1（长10段）
底界面SB.为印支早期形成的延长组（T3）y与下伏中三叠统纺坊组平行不整合面，对应地震剖面上的T8反射波组，在盆地区域性的追踪对比中，属Ⅱ级层序边界。该界面之上发育大型切割叠置的河道砂体，基底冲刷起伏较大。据测井曲线和野外露头剖面和岩心观察认识到，在盆地南部铜川、柳林和长武一带确有湖泛面存在，并可达到开阔浅湖的性质，据柳林剖面观察代表湖泛面的泥岩为灰绿－深灰色质纯，厚度大（>20m）；泥页岩水平纹理局部较发育，虽含植物碎片丰度不高，但保存相对较完整；含典型的菱铁矿结核，并沿层面大量分布；泥页岩中夹有厚度不等的（一般厚5cm～15cm）泥灰岩透镜体；在碎屑粉砂质泥岩中见Skolithos类遗迹化石，并在长20井相应层位发现双壳类动物化石。这说明长10期盆地南部存在着一定范围湖盆，至于盆地腹部由于过去钻井揭露较少，有待新资料证实，盆地北部少有钻井揭露和岩石观察均未见类似湖相泥岩的存在。因此有理由推断长10期湖盆或湖泛面主要发育在盆地南部。
2）层序Ⅲ2（长9段—长82亚段）
该层序底界面SB2为长9段油层组与长10段油层组的分界线，是一个冲刷切割十分明显的界面，局部地段冲刷起伏可达5m以上。界面之上主要由多期河道砂体频繁切割叠置，界面之下则发育三角洲平原细粒漫滩沉积，反映界面在相序或相组合上是一个转换点，测井曲线上为突变点。该层序的低位体系域由长8段三角洲砂体组成，准层序叠置方式为加积－进积式；湖侵体系域位于长91亚段中上部，主要为深灰色、灰黑色的泥岩及页岩，俗称“李家畔页岩”，属于开阔浅湖相，野外露头剖面和多口井取心井的观察，确认长9期中上部湖侵是仅次于长7期最大湖泛面的一次规模较大的湖侵，它是在基准面不断上升、可容空间逐步增大的总背景下形成的，其基底下陷的幅度和相对湖盆扩张强度远比长（4+5）期湖侵大得多，因而其发育的开阔浅湖、半深湖亚相所反映的湖泛面更是长（4+ 5）期湖侵（主要为含沼泽的滨浅湖亚相）所无法比拟的。经观察长9期半深湖亚相主要分布湖盆腹地的东北与东南，厚度最大25m～35m，主要为灰色泥页岩夹凝灰岩薄层，水平纹理发育，并含有完整鱼类化石及鱼类骨片、低等水生植物和藻类（或似藻包体）；开阔浅湖亚相，主要为深灰色粉砂岩泥岩类泥质粉砂岩条带，除含有植物碎片外，并采获较丰富的介形虫、双壳类、叶肢介和鱼类等化石，以及各种动物居所、觅食和爬行遗迹化石。电性特征为高自然伽马，高自然电位，低电阻、低密度，尖刀状，大井径；高位体系域，由一至两套薄层砂岩组组成，并夹有灰棕色泥岩，属三角洲平原或前缘，准层序叠置方式呈进积式。
3）层序Ⅲ3（长81亚段—长6，亚段）
该层序底界面SB3为长6，亚段油层组与长62亚段油层组分界线。在盆地边缘，界面之上发育多期曲流河道叠置砂体，界面之下则为三角洲平原相为主，发育孤立的河道砂体，并以细粒漫滩沉积占主体，界面之上自然电位曲线呈箱状，与下伏地层呈突变关系；在盆地内部，界面之上常为三角洲前缘亚相，而界面之下则为深－半深水泥岩夹浊积岩沉积，显示相组合的明显转换。该层序的低位体系域主要由长81亚段和长6，亚段油层组三角洲前缘亚相带组成，准层序的叠置方式前者呈退积式，后者呈进积式；湖侵体系域主要由长7段油层组中下部的黑色泥岩、页岩或油页岩，凝灰质泥岩或碳质泥岩组成，属半深湖－深湖相沉积，在电性上主要表现为高时差，高伽马，自然电位偏正等特点，为全盆地延长组中分布最稳定，对比性最强的区域性标志层（俗称“张家滩页岩”），它是湖盆发展到鼎盛时期形成的主要凝缩层段，也是中生代最主要的生油岩，准层序叠置方式为典型的退积式；高位体系域主要由长7段油层组上部三角洲前缘砂体（包括水下分流河道与河口坝为主砂体），其准层序的叠置方式呈进积式。
4）层序Ⅲ4（长62亚段—长33亚段）
该层序的低位体系域主要由长62亚段和长（4+ 5）段油层组三角洲前缘亚相带组成，准层序的叠置方式呈进积式；湖侵体系域主要由长（4+ 5）段中上部滨浅湖泥岩或三角洲平原泥沼组成，表明湖泊水体继长7期最大湖侵之后又一次湖平面波动，形成第二次较大湖泛面，准层序的叠置方式以退积式为主；高位体系域主要由长（4+ 5）段上部一至两套砂岩与泥岩互层组成，属三角洲平原－前缘细粒沉积，准层序的叠置为退积－进积式。
5）层序Ⅲ5（长32亚段—长1段）
该层序低界面SB4为长32亚段油层组与长33亚段油层组的分界面，界面之上为多期辫状或曲流河道冲刷叠置沉积，界面之下为一套泥质和粉沙质细粒沉积并夹煤线，测井曲线呈特征的“细脖子”段，代表三角洲平原与前缘亚相沉积，界面既是相序或相组合转换点，又是冲刷间断面；顶部界面SB5为延长组与上覆侏罗系构造不整合面属一级层序界面。根据测井曲线并结合岩性剖面分析，该层序主要由低位体系域组成，准层序的叠置方式为加积－进积式，即强烈的河流回卷作用形成的砂岩进积楔状体直抵湖盆的腹部，使湖盆受分割进一步萎缩，并淤积发生沼泽化，转变为非湖泊沉积。
断陷湖盆中三分层序（L-T-H层序）
巴尔克什湖湖盆形态特征对湖泊萎缩的影响：
1、巴尔克什湖的盆地形态特征决定了它的水体可能会受到外部环境的影响。由于盆地周围的地形较为平坦，使得湖泊易受到外部环境的影响，如强风、降雨、旱季等，这些因素都会导致湖泊水位的变化，从而导致湖泊萎缩。
2、巴尔克什湖的盆地形态特征也决定了它的水体会受到内部环境的影响。由于盆地周围的地形较为平坦，使得湖泊易受到内部环境的影响，如气候变化、人为开发等，这些因素也会导致湖泊水位的变化，从而导致湖泊萎缩。
3、巴尔克什湖的盆地形态特征还决定了它的水体会受到生物因子的影响。由于盆地周围的地形较为平坦，使得湖泊易受到生物因子的影响，如鱼类数量减少、底栖动物减少等。
富生油凹陷分析与评价技术
三分层序是指在一个三级层序演化过程中，只经历了三个演化阶段，一般缺失相对湖平面快速下降阶段（图3-12），即强制湖退沉积不发育或不存在。也就是说，在层序演化过程中仅经历了低位相对稳定、快速湖侵和高位相对稳定的三个阶段。因此，此类层序由低位域、湖侵域和高位域组成，缺少了快速下降阶段发育的下降体系域，由此三分层序又可称之为三元层序。济阳坳陷古近系沙四上亚段-东营组的三级层序中的层序0（沙四上）和层序4（沙二上—沙一段）在垂向上具有下粗上细的反序结构，或者具有不对称的粗—细—粗的复合相序结构（图3-18），但在层序演化的晚期，明显缺乏反映相对湖平面快速下降的标志。此类层序的主要识别标志如下。
（1）三分层序的湖平面变化不是一个完整的正弦曲线，在湖平面变化旋回中缺少快速下降阶段（图3-12），而是经历了低位相对稳定、快速上升和高位相对稳定之后，直接进入了下一个层序的湖平面快速上升的阶段。因此，三分层序之上一般发育的是二分层序即T-R层序，或者说三分层序的顶界面一般为二分层序的底界面。
图3-22 惠民凹陷XIA503井层序3（沙三上—沙二下）的层序地层划分
（2）三分层序中存在四个重要的界面（图3-18），分别为层序的底界面、初始湖泛面（或首泛面）、最大湖泛面和层序顶界面，其中层序顶界面也为下一个层序的首泛面。因此，一个完整的三分层序由低位域、湖侵域和高位域组成。
（3）三分层序以层序发育早期的低位域砂体发育、晚期的烃源岩发育为特征，纵向上构成了特征的正序结构（图3-18）。低位域沉积期湖盆的水域范围小，河流沉积体系、滨浅湖三角洲沉积体系发育，深水沉积较不发育（图3-19）。总体上，该时期的砂体发育，主要为河流砂体、三角洲砂体、扇三角洲砂体、滨浅湖滩坝砂体等。湖侵域沉积期湖盆扩张，深水沉积范围扩大，浅水沉积萎缩，特别是河流作用减弱（图3-20），此时，由于可容空间（Ⅱ类）的增长速度超过沉积物的供给速度，湖盆总体上处于欠补偿状态，成为油页岩的有利发育时期。高位域沉积期，随着湖平面变化逐渐趋于稳定，新增可容空间量（Ⅱ类）也逐渐降低，当陆缘碎屑物质供给充足时，在湖盆边缘可发育三角洲、滩坝（缓坡带）、扇三角洲、水下扇（陡坡带）等砂体（图3-21），此时，也可能导致湖盆沉积岸线向盆地中心推进，但推进速度和幅度一般较小，属于沉积物充填引起的正常湖退沉积作用。若陆源碎屑供给不充足时，总体上是继承湖侵晚期的沉积格局，以深水泥岩、油页岩沉积为特征。
图3-23 东营凹陷层序3（沙三上—沙二下）低位域的沉积体系分布图
图3-24 东营凹陷层序3（沙三上—沙二下）湖侵-高位域的沉积体系分布图
地球上自然矿产资源分布是极不均一的，石油资源分布也是如此，往往少数几个地区或盆地却占有大部分的资源量。据我国东部50个第三系凹陷统计，7个富生油凹陷（饶阳、辽西、东濮、东营、沾化、沧东－南皮、歧口）所发现的石油储量占总储量的70%。
我国石油地质家多为源控论者，认为富含油凹陷必定是富生油凹陷。我国东部第三系富含油凹陷普遍具有三大特征：一是凹陷面积大（一般3000km2左右）；二是发育有巨厚湖相烃源岩（一般大于1000m）；三是烃源岩有机质类型好、丰度高（多为Ⅱ1型，Toc>1.5%）。这些富生油凹陷估算资源量普遍在10×108t左右，最小6×108t，最大达27×108t。
富生油凹陷另一显著特征是各类储层圈闭普遍含油，勘探成功率高。
富生油凹陷研究和分析在石油勘探中具有重要的实用价值，其评价可以帮助我们降低勘探选区风险、提高勘探成效。中国海油早在20世纪90年代中期就将其列为研究重点，所选择的富生油凹陷都先后成为勘探重点。目前，已有5个富生油凹陷成为主要原油生产基地。
一、我国近海第三系裂陷沉降及裂陷充填类型
我国近海第三系沉积盆地普遍经历了裂陷和裂后两个发育阶段，裂陷阶段发育的湖相烃源岩是我国近海沉积盆地主要油源，裂陷的构造和充填直接决定着烃源岩的发育。
（一）裂陷沉积与充填模式
1993年杨甲明等在《中国近海油气资源评价》
杨甲明等，1993，中国近海油气资源评价。中国海洋石油总公司勘探开发研究中心，河北省高碑店市。
中对我国近海裂陷的沉降与充填作过系统工作。由于早第三纪大陆边缘岩石圈的伸展，我国近海地区普遍形成了裂陷盆地。虽然我国大陆边缘的不同部位具体伸展时间有所不同，但普遍可以划分出4个沉降和充填阶段（图5-1）。
a．初始阶段：沉降速率低，地形高差大，多为红色碎屑充填，局部发育内源湖泊。
b．鼎盛阶段：沉降速率200～400m/Ma，古地形夷平，是湖区面积最大时期，也是主要生油岩发育期。
图5-1 裂陷期沉降速率对沉积生、储、盖条件的控制作用
c．萎缩阶段：沉降速率降至200m/Ma以下，湖盆萎缩，发育湖沼或河流－沼泽沉积，是油气源岩发育期。
d．结束阶段：沉降速率降至100m/Ma左右，主要发育平原河流沉积。
（二）近海下第三系的沉积发育
古新世南海海盆第一次扩张即将结束，南海北部大陆边缘盆地和渤海湾盆地普遍处于裂陷发育的初始阶段（简称裂陷I期），分割的裂陷为杂色碎屑充填，局部可能分布有咸化湖泊。东海和南黄海盆地古新世进入了裂陷Ⅱ期，东海盆地的台北坳陷早古新世（月桂峰组）为湖相沉积，晚古新世（灵峰组和明月峰组）进入裂陷Ⅲ期，海水侵入，为海湾及半封闭滨－浅海沉积，南黄海盆地的阜宁组为分割的河湖相沉积。渤海湾盆地局部发育有半咸水湖相沉积。
始新世南海海盆第一次扩张结束，北部陆架盆地进入裂陷Ⅱ期，主要裂陷都发育了较深水湖相沉积。北部湾盆地的流沙港组、珠江口盆地的文昌组在较大、较深的裂陷中都发育了数百甚至上千米的较深湖相烃源岩。台北坳陷进入裂陷Ⅳ期，瓯江组、温州组为滨海粗碎屑充填。南黄海盆地的戴南组、三垛组是裂陷Ⅲ－Ⅳ期产物，也以河流相粗碎屑沉积为主。渤海湾处于裂陷Ⅱ期，沙河街组三段发育了大套湖相泥岩。
早渐新世南海盆地开始第二次扩张，海侵范围进一步扩大。南海北部陆架盆地进入裂陷Ⅲ期，湖盆萎缩，北部湾盆地的涠洲组二、三段，珠江口盆地的恩平组由河湖相转为河沼相沉积，琼东南盆地崖城组发育了滨海沼泽。渤海湾盆地裂陷Ⅲ期的沙河街组一至二段以滨－浅湖为主，湖水咸化。东海盆地台北坳陷和南黄海盆地抬升剥蚀，西湖凹陷花港组下段为海陆交互含煤砂泥沉积。
晚渐新世南海北部陆架盆地进入裂陷晚期，珠江口盆地珠海组和莺－琼盆地的陵水组大部为滨浅海沉积，莺歌海盆地和琼东南盆地的中央坳陷以及珠江口盆地沉积速率加快，发育了半深海沉积，北部湾盆地涠洲组一段转入平原河流相沉积。渤海湾盆地裂陷Ⅳ期东营组以平原河流相沉积为主，惟渤中坳陷快速沉降，发育了良好的烃源岩。东海盆地西湖凹陷花港组上段仍保持海陆交互含煤沉积。
（三）沉降速率决定裂陷的充填格架
根据我国近海51个第三系裂陷沉降速率研究，得到如下结论：
图5-2 我国近海裂陷沉降速率与沉积相的关系
a．沉降速率＞200m/Ma时，有利于形成欠补偿的湖相沉积。将近海51个第三系裂陷各期沉降速率沉积相与最大沉积厚度作成相关图（图5-2）后，我们可以清楚地看到：裂陷Ⅱ期的中深湖相沉积，其沉降速率一般＞250m/Ma；裂陷Ⅲ期的沼泽相和平原河流相主要分在沉降速率＜200m/Ma的区域；裂陷各期的滨－浅湖相沉降速率主要分布在200m/Ma～250m/Ma范围内。当然，由于陆源补给速度的不同，在沉降速率较高的范围区也偶尔出现河流相沉积，在＞250m/Ma的沉降速率区也有许多滨浅湖相沉积分布，但＜250m/Ma的沉降速率区绝无湖相沉积。
b．裂陷Ⅱ期为快速沉降期，湖泊最为发育，据51个凹陷统计，沉降速率＜200m/Ma的出现频率最高，此期我国近海7个主要沉积盆地湖相（滨浅湖＋中深湖）区面积将近10× 104km1；裂陷Ⅲ期＜200m/Ma的沉降速率出现频率高于＞200m/Ma的总频数，湖相区总面积减至6×104km2，沼泽相区总面积最高达到5×104km2（图5-3）。
c．裂陷Ⅳ期仍有局部快速沉降区。裂陷Ⅳ期的快速沉降区主要分布在渤海湾盆地的渤中凹陷和琼东南盆地的中央坳陷，渤中凹陷东营组发育了较深水湖相沉积，琼中坳陷出现较深水海相沉积。
（四）裂陷的沉降速率类型
由于裂陷沉降速率的沉积充填间存在一定的统计关系，用沉降速率法对凹陷进行分类，大致可反映其沉积充填特征。如果我们将凹陷各期的沉降速率减去200m/Ma，将期号正值按大小排列于“一”之前，将期号负值按大小排列于“一”之后，则可一目了然地看出凹陷的沉降特征（表5-1），显然A,B,C类都属于有利的生油凹陷，D类生烃条件较差。
图5-3 我国近海主要裂陷型凹陷沉降速率与湖相区面积的关系
表5-1 裂陷沉降速率类型划分示意表
根据渤海湾盆地（陆地部分）统计，富生油凹陷都属于“ⅡⅢ—ⅣⅠ”型，“—ⅡⅢⅣⅠ”型裂陷所发现的探明石油地质储量都不到1×108t（图5-4）。
根据沉降速率将我国近海51个第三系裂陷分为三类：一类裂陷是具有两期以上沉降速率＞200m/Ma的裂陷，共21个；二类裂陷只Ⅱ期沉降速率在200m/Ma左右，共9个；三类裂陷不具有沉降速率＞200m/Ma的沉降阶段，共21个（表5-2）。
图5-4 渤海湾盆地主要凹陷含油丰度与凹陷沉积速率的关系
表5-2 我国近海第三系裂陷沉降速率分类表
（五）裂陷的生油岩发育规模
据统计，我国陆上第三系富生油凹陷生油岩面积普遍大于1000km2，平均单位面积有效生油岩厚度在500m以上。笔者将此类裂陷定为一类，共有10个；有效生油岩面积300km2～1000km2的裂陷定为二类，共计22个。其余19个裂陷有效生油岩面积不足300km2（表5-3）。
表5-3 我国近海盆地生油岩发育规模表
（六）不同裂陷期生油岩的有机地球化学特点
我国近海早第三纪裂陷二期是湖相生油岩主要发育期，其有机质丰度高（Toc一般1.53%～1.80%，总烃264×10－6～1700×10-6），干酪根以Ⅱ1型为主。裂陷三期河沼或湖沼相烃源岩有机质丰度略低（Toc一般为0.67%～1.27%，总烃191×10-6～757×10-6），干酪根多为Ⅱ－Ⅲ型（表5-4）。二、富生油凹陷的古湖泊特征
朱伟林等，1999，中国近海含油气盆地富成藏体系地化、地质综合勘探技术研究。中国海洋石油总公司勘探开发研究中心，河北省高碑店市。
（一）中国近海早第三纪气候条件湖泊的初级生产力决定了有机质的丰富程度主要取决于光照率和营养元素的供应。光照取决于纬度的高低，营养元素的丰富程度与集水区物源、化学风化作用及季节性回水有关，现代湖泊生产力统计资料表明中—高纬度湖泊具有较高的生产力（表5-5）。早第三纪是中国大湖发育期，始新世以来中国大陆经历了构造、地形、气候的巨变，原来略呈西顷的中国大陆变为东顷，西部隆升形成堪称世界屋脊的青藏高原，晚白型世至始新世的行星风系转变为现今季风风系，使横贯我国东西的干旱气候带退缩到西北地区；近海分割的陆相裂陷转变为整体沉降的海相沉积。古新世—渐新世中国大陆边缘伸展形成众多湖群，此期也是新生代最暖时期，极地冰盖消融，陆上缺乏高原，大气CO2浓度较今天高3～4倍，表层海水较现代高10℃以上，今天属于温带的黄河口当时处于亚热带南缘。表5-4 我国近海不同裂陷期烃源岩有机地球化学特征
表5-5 不同纬度湖泊的平均生产力
（二）湖泊水体化学条件
1．湖相碳酸盐岩沉积与古湖泊环境
湖相碳酸盐岩沉积是在特定气候环境、湖水介质和源区地质等背景条件下，盆内沉积作用的产物，包含丰富的沉积环境信息。如果以珠江口和北部湾盆地为我国南方近海早第三纪古湖泊的代表，以渤海湾盆地为我国北方近海早第三纪古湖泊的代表，则可看出当时我国至少存在两类不同的湖相沉积体系。
图5-5 我国近海盆地泥质岩碳酸钙含量对比
据珠江口盆地下第三系11口井269个样品统计，泥质岩碳酸盐含量都很低，一般＜6%，平均3%～4%。北部湾盆地3口井82个样品分析结果，泥质岩碳酸盐含量一般＜10%，平均4.2%（图5-5）。这两个盆地中极少见钙质化石。
渤海湾盆地30口井585个泥质岩样品碳酸盐平均含量为12.5%（表5-6），不但保存有十分丰富的钙质化石，还常见有泥灰岩、砂质灰岩、泥晶灰岩和生物碎屑灰岩夹层。
表5-6 渤海湾地区泥质岩碳酸盐含量统计
图5-6 渤海湾盆地钙质超微化石和文昌组贝壳样品87Sr/86Sr比值
据孢粉组合与孢粉分异度资料，我国南方珠江口盆地和北部湾盆地早第三纪位于热带潮湿气候区，地表径流量大，湖水矿化度低，不利于碳酸盐饱和沉淀。据孢粉组合和浮游藻类的研究，认为我国早第三纪东营凹陷与渤海湾盆地位于横贯全国近东西向的干旱气候带，因而具备了形成封闭性内流湖泊或阶段性内流湖泊的气候条件，蒸发量大于降水量，水体的矿化度和pH值较高，有利于碳酸盐沉淀。汇水区的碳酸盐岩的发育程度，对湖泊碳酸盐含量也有显著影响。由于北部湾盆地周边石炭系碳酸盐岩的分布，其古湖泊中碳酸盐含量高于珠江口盆地，不仅表现在泥质岩的碳酸盐含量高，同时在流沙港组二段中，出现砂质灰岩夹层及腹足类与瓣鳃类钙质介壳。
2.Sr同位素分析证明，珠江口盆地始新世和渤海湾盆地始新世—渐新世古湖泊水体与海洋无关
现代研究表明，生物骨骼中的87Sr/86Sr比值与其生活的海水保持平衡，虽然地质历史上海水87Sr/86Sr比值不断变化，但某一时期全球海水此比值则是均一的。由于河湖水体的Sr与海水中的Sr来源不同，新生代海水中Sr浓度在102～103mg/L间，河、湖水中Sr浓度多在10～102mg/L间，一般河湖水中的87Sr/86Sr比值大于海水。将渤海湾和珠江口盆地的比值放在Kbepnich等制作的新生代海水87Sr/86Sr比值图版上（图5-6），就可以清楚地看出，珠江口盆地文昌组和渤海湾盆地沙四段、沙一段的比值都大大高于当时的海水（表5-7）。
表5-7 渤海湾、珠江口盆地下第三系Sr同位素分析结果
3．氧、碳同位素分析结果说明，渤海湾早第三纪发育封闭型咸水湖或半咸水湖，珠江口盆地属开放型淡水湖
Drummond等（1993）根据文献资料，统计了670个不同地理和构造背景下，现代和古代非海相碳酸盐的0同位素分析数据，发现它们大多数落在－15%。～5%。之间。Kei1s＆Taibot (1990）认为湖相原生碳酸盐的δ13C值为－2‰～6‰。渤海湾、珠江口、北部湾等3个盆地共取O、C同位素样品115个，δ180值分布范围在－9.91‰～1.873‰之间，δ13C值主要分布范围在O‰～4‰间，说明与世界非海相碳酸盐同位素背景值一致。
另据国内外资料统计，封闭型咸水湖δ13C基本都为正值，δ180正负均有分布；开放型淡水湖δ13C偏负。在渤海湾和珠江口盆地的δ18O与δ13C相关图上（图5-7），可以清楚看出渤海湾盆地属封闭型咸水或半咸水湖；珠江口盆地早第三纪古湖泊δ13C全为负值，属开放型淡水湖。
4．早第三纪湖相微体化石的水化学特征
图5-7 渤海湾区、济阳坳陷和珠江口盆地下第三系氧、碳同位素分区图
渤海湾盆地下第三系微体化石丰富，门类多，咸水类型多具有强烈的地方性色彩，介形虫大多属咸至半咸水属种，腹足类也存在许多狭口螺科、渤海螺科、水螺科和豆螺科等半咸水类型。浮游藻类以沙三段含量最高，其次为沙一段至东营组三段。富含沟鞭藻类是沙三段重要生物地层特色，其中以能忍受较宽盐度的渤海藻和副渤海藻占优势。沙二段－沙一段－东营组的沉积过程也是湖水淡化的过程，淡水绿藻类普遍发育，以盘星藻、葡萄藻相互消涨为特征。
珠江口盆地钙质超微化石罕见，也没有介形虫的保存，富含盘星藻。盘星藻为淡水藻类，喜欢富营养的平静水体，大多在水深＜15m的浅湖中繁衍，pH值为7.6～8.1，最适宜的水温为23℃。在文昌组沉积时浮游藻类繁盛，至恩平组沉积时由于湖盆萎缩，陆源物质输入加剧，水体不利于浮游藻类生存。总之珠江口盆地早第三纪属软水淡水湖。
北部湾盆地流沙港组和涠洲组都发现了较多的介形虫化石（计有6属13种），淡水腹足类化石和轮藻的出现说明湖水是具有一定矿化度的硬水，至少部分层段沉积时水体中的碳酸盐处于饱和状态。北部湾盆地早第三纪浮游藻类组合的一大特色是非海相沟鞭藻类——百色藻的广泛产出，并与球藻共生。在纵向上从流沙港组到涠洲组，百色藻含量减少而盘星藻和球藻增多，反映了湖水变浅，陆源输入加剧。
三、高生产力湖泊生油岩的沉积特征
已知的富生油凹陷主要生油层中，湖相纹层状泥岩具有最高生产力。渤海湾盆地的沙河街组三段，珠江口盆地的文昌组和北部湾盆地的流沙港组二段，都发育纹层状泥岩。
纹层状泥岩（又称富有机质纹层页岩）通常呈深灰色或棕褐色，肉眼可见纹层状构造，在正交偏光镜下，粘土矿物层（黄褐色）与有机质层（棕褐色）连续、平直、密集、交互排列，在背散射电镜图像中，粘土矿物层与有机质层接触面平直（或微波状）清晰。粘土矿物纹层厚15～50μm，主要成分为伊利石（80%），还有铁白云石（5%～10%）、黄铁矿（1%～3%）、石英（1%～2%）、长石（1%～2%）和微量磷灰石。有机质纹层一般厚6～35μm，主要由拉长、压扁或片状有机物组成，有机质呈层状排列，含量20%～70%，另外还含有碎屑粘土、粉粒级石英、长石和黄铁矿、铁白云石等。在渤海湾盆地还有由方解石纹层与富含有机质粘土矿物纹层组成的钙质纹层泥岩，富含沟鞭藻。
富有机质纹层页岩的形成环境为深水、分层、缺氧环境，其有机质源于湖泊中藻类的勃发，可能属于受季节控制的事件性沉积。渤海湾盆地钙质纹层泥岩反映了深水分层、间歇性充氧的微咸－半咸水环境，底栖生物化石和扰动构造表示分层的湖水，可能被间歇充氧事件破坏，沟鞭藻纹层说明藻类勃发，方解石纹层是由于藻类勃发消耗了湖水中大量CO2，诱发表层水细粒方解石沉积。
由于珠江口、北部湾盆地岩心很少，尚不能建立起完整的高生产力生油岩沉积概念，但至少可以证明纹层状泥岩的存在，是高生产力湖泊生油岩的共同特征。
四、富生油凹陷的识别标志与划分标准
由理论上讲，富生油凹陷的形成有三项必要条件：长期发育并具有相当规模的湖泊；高生产力；有机质保存并向烃类转化的古湖泊条件。
除上述第一项条件我们可以用沉积研究手段得到解决外，其他两项很难在盆地勘探早期或缺少钻井资料的情况下取得认识。这时，间接的判别手段就成为我们识别富生油凹陷的主要工具。
（一）裂陷沉积与充填分析法
在前文中，我们系统地介绍了裂陷的沉积与充填模式、中国近海早第三纪的沉积发育、裂陷沉降与沉积间的统计关系，并划分了裂陷沉降类型。通过对渤海湾盆地陆上勘探程度较高的裂陷沉降类型与探明储量的相关分析，标定了富生油凹陷的裂陷沉降类型，并说明富生油凹陷在裂陷Ⅱ、Ⅲ期的沉降速率都超过了200m/Ma。
（二）地震相判别法
裂陷沉积与充填分析法说到底是属于统计学的方法，只能认为是富生油凹陷判别的间接推测，可在大批量凹陷筛选中应用。相比之下，地震相的判别可视作预测标志。
良好的生油岩往往是巨厚的湖相泥岩，大套泥岩顶面往往产生低频强反射。其内部由于缺乏波阻抗界面而成为空白反射。渤海湾盆地沙三段在半深水湖相泥岩发育部位都具有此类反射特征（图5-8），在地震剖面上往往具有低速特征。
图5-8 珠江口盆地东部地震1710剖面（表示文昌组湖相泥岩地震相特征）
（三）地层压力判别法
在富生油凹陷中，巨厚的生油岩往往具有超压特点（图5-9），这一点在渤海湾盆地、珠江口盆地和北部湾盆地都得到了钻井证实。因此，如果参数取值得当，利用地震速度资料预测地层压力，对判别富生油凹陷有一定参考价值。
综上所述，我们可以归纳出识别（或筛选）富生油凹陷的6项综合标准：①生油凹陷的规模大于1000km2，主要生油层厚度大于500m；②主要生油层段的沉降速率大于200m/Ma；③主要生油层顶部具有地震低频反射特征，内部为空白反射；④主要生油层具有弱超压特点；⑤主要生油层具有富有机质纹层沉积特征；⑥主要生油层有机质类型为I－Ⅱ型，COT含量普遍大于1%。
当然，预测富生油凹陷不见得必须同时具备上述6项条件，应该说由于工作程度（或认识程度）不同，作为富生油凹陷来说其可信程度也就不同。对我国近海6个沉积盆地（渤海湾、南黄海、东海、珠江口、琼东南、北部湾）51个裂陷作了富生油凹陷评价，从中筛选出可信度不同的10个富生油凹陷（表5-8）。其中东海盆地西湖凹陷可信度最低，只具有凹陷规模沉积速率和有机质丰度、类型3项肯定条件，珠江口盆地白云凹陷也只具备3项肯定条件，可信度最低。渤海湾盆地的渤中、渤东、辽中凹陷，珠江口盆地的惠州凹陷，北部湾盆地的涠西南凹陷已经成为我国海上原油生产基地，是业已证实的富生油凹陷。文昌、歧口、丽水等3个凹陷虽然都有油气发现，但工作程度还相对较低，是否能成为富生油凹陷还有待今后证实。
图5-9 涠11-1-1井地层超压带特征图
表5-8 我国近海沉积盆地富生油凹陷可信度
从已经发现的石油地质储量分析，目前我国海上已发现各类油气储量40×108t（当量油），10个预测的富生油凹陷的储量发现为33.7406×108t，占总储量的84%，其中已有5个凹陷储量发现超过了1×108t。相信不止其他5个储量发现未超过1×108t的凹陷还有巨大的勘探潜力。由于海上勘探程度总体较低，就工作程度而言，凹陷评价工作还不够系统，继续预测富生油凹陷，仍是今后勘探研究工作中的一个重要课题。
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