兴安-内蒙古地区晚古生代生物礁及其构造和油气意义

在兴安-内蒙地区最新发现大量晚古生代生物礁,礁体规模宏大、特征明显、出露完全,在区域内串连成3条沿板块边缘延伸的礁链带.生物礁包括5种建造类型和造礁群落,分属4个造礁期,代表7种成礁环境.敖汉旗-赤峰礁链带为早石炭世晚期群体珊瑚-藻类联合造礁,属温暖浅海陆棚环境.西乌旗-北山礁链带包括3个造礁期,即晚石炭世早期、晚石炭世晚期-早二叠世和中二叠世晚期;建造类型多样,有群体珊瑚-藻类联合造礁、灰泥建隆和藻类造礁等,属温暖岛海环境.扎赉特旗-东乌旗礁链带为以苔藓虫为主造礁,证明西伯利亚板块南缘属冷水浅海环境.礁相地层相序发育复杂,分别显示板块边缘的碳酸盐台地和中间地块的碳酸盐-碎屑混合台地沉积.三条礁链带从东到西近乎平行排列,分别指示华北板块北缘、中间地块边缘和西伯利亚板块南缘,据此可以建立区内海西期大地构造框架.生物礁的造礁期从南到北依次变新,反映了华北板块与西伯利亚板块碰撞过程.区内各种礁相地层发育巨厚,见有大量残余沥青,上覆地层和同期异相地层为暗色岩系,测试达到良好烃源岩标准,证明该区内具有很好的油气勘探远景.     

湖南慈利康家坪剖面二叠纪-三叠纪之交的生态系演变

二叠纪-三叠纪之交的钙质微生物岩相地层序列完整地记录了该重大转折期的生物和环境突变过程。通过对湖南慈利康家坪剖面二叠系-三叠系界线附近生物地层序列、碳同位素演变、沉积微相和化石面貌研究,识别出Palaeofusulina-Colaniella带、Hindeodusparvus带和Isarcicella staeschei带。该剖面微生物岩处碳同位素出现显著负偏,并且与生物含量突然减少基本同步。识别出5种微相类型,分别是：藻-有孔虫生物碎屑灰岩、藻纹层状钙质微生物岩、鲕粒灰岩、蠕虫状泥灰岩和内碎屑粒泥灰岩。研究结果表明,慈利地区古、中生代之交由生物礁迅速演变成微生物岩相的生态演变,代表了海相生态系的主幕转变过程。     

黔南地区石炭纪大型珊瑚礁研究

黔南紫云猴场镇以西约4 km的扁平村发育一个大型珊瑚礁. 扁平生物礁产于马平组Triticites带内. 研究发现, 造礁生物群落的组成十分单调, 每个造礁阶段只有一、二种主要造礁生物, 居礁生物种类也很少; 造礁作用简单, 各种造礁作用单独建造礁体, 很少有两种以上造礁作用共同建造礁体; 造礁过程不连续或缺失. 可以认为, 这些特征是F/F事件后造礁群落复苏阶段所特有的, 也是造礁群落遭受打击后在复苏阶段必须经历的一个重要过程.     

桂林中、晚泥盆世微生物碳酸盐沉积、礁和丘及层序地层、古环境和古气候的意义

钙质碳酸盐的微生物沉淀作用从太古代开始一直在碳酸盐台地的发育中起到了至关重要的作用. 微生物碳酸盐在重大的环境变化中(包括台地环境的海侵事件和生物绝灭后的复苏阶段)是碳酸盐沉积体的重要贡献者; 在层序地层不同体系域中有不同的微生物形成的碳酸盐沉积.桂林晚泥盆世法门期碳酸盐台地中的生物礁和丘完全由微生物和胶结物形成, 代表了弗拉-法门期生物事件后骨骼后生生物完全缺失的礁生态系中微生物为主的、独特的生物礁类型; 它们与特定的古环境和古气候有关, 可以用作研究环境变化和生物事件的指标.     

内蒙古林西县及邻区晚二叠世生物礁和环境意义

在内蒙林西县及邻区首次观察到大量晚二叠世台缘礁和丘状礁.初步研究证实,兴-蒙地区当时为开放海槽环境.本文首先分析林西官地林西组四、五段沉积相和相序叠置,再造晚二叠世晚期林西-九台裂陷带的稳定沉降-缓慢抬升-迅速闭合过程;并且利用多门类化石的属种延续和丰度分布,确定含生物礁地层的地质时代和划分对比,为生物礁研究奠定基础.然后详细研究多类造礁生物,即海绵、苔藓虫和钙藻等的形态功能和造礁机制,恢复各门类的生态条件和造礁环境,划分出6个造礁生物组合.综合沉积相、地层和生物古生态研究成果,识别出晚二叠世晚期2类陆棚边缘,即丘状礁缓坡陆棚边缘和障壁礁陡坡陆棚边缘.从而论证生物礁的线状分布标志中朝板块北缘及兴蒙-海槽内林西-九台裂陷带在晚二叠世末期闭合.     

海南岛三亚小东海珊瑚礁坪生态沉积分带和碳酸盐沉积作用

海南岛三亚小东海发育有美丽的岸礁,岸礁礁坪环境向海延伸数十米,珊瑚礁生态沉积分带明显,从陆地向海依次为海滩岩、大块礁珊瑚带、礁坪内带、礁坪外带和礁坪前缘斜坡带,不同的分带有不同的碳酸盐沉积和造礁珊瑚生态群落.海滩岩的成分主要有珊瑚骨骼、藻类、腹足类、瓣鳃类和底栖有孔虫等生物砂颗粒;石英砂颗粒含量较少,成岩作用主要表现为早期胶结作用.小东海的礁坪是一种向海进积类型的,礁坪靠海滩岩一侧为大块珊瑚带,平顶、原地、且已死亡的块状珊瑚分布其中,大块珊瑚周围是生物砂粒和灰泥沉积;礁坪内带以死亡的珊瑚居多,表面包有生物颗粒和灰泥沉积物,活珊瑚都以块状复体为主,枝状和其他生态类型的几乎没有.群落动态变化统计分析显示,礁坪外带强波浪作用带是造礁珊瑚生长最繁盛和分布最密集区域,除块状复体的珊瑚大量繁盛外,枝状的伞房鹿角珊瑚也大量发育,由于波浪强烈的冲刷作用,生物颗粒和灰泥沉积物极少.微生物碳酸盐沉积一般发育在海滩岩的孔穴、珊瑚骨骼空腔和生物颗粒上,而以后面二者居多;从海滩岩到礁坪外带的波浪和水流作用变化,决定了小东海珊瑚礁的生态沉积分带,微生物碳酸盐沉积一般不在波浪作用强烈和沉积物受冲刷的礁坪外带发育.     

巴颜喀拉及邻区中二叠世古海山的结构与演化

巴颜喀拉地区中二叠世古海山主体由火山岩基座和碳酸盐岩顶盖所组成. 古海山基座中的主要岩石有玄武质熔岩、火山碎屑岩及复成分角砾岩; 而古海山顶盖则主要由块状的生物碎屑灰岩和生物礁灰岩所组成. 碳酸盐顶盖与火山岩基座之间呈整合或沉积不整合接触关系. 通过对古海山结构和岩石组成的分析, 本区古海山的演化至少可分为五个阶段, 即早期火山岩基座的诞生、第一期碳酸盐岩顶盖的形成、古火山的活化及第一期碳酸盐岩顶盖的破坏、紫红色钙质泥岩的沉积、第二期碳酸盐岩顶盖的重建. 在其中一个海山中, 第二期碳酸盐岩顶盖形成后又出现了一次火山活动. 在火山岩基座和碳酸盐顶盖中均发现有大量的Neoschwagerina craticulifera Schwager, Schwagerina sp.及Verbeekina sp.等蜓类化石, 表明古海山的形成和演化时间均为中二叠世的茅口期.     

东昆仑地区早二叠世礁岛海的沉积模式

通过4年的野外调查, 在东昆仑山南坡早二叠世灰岩山之间前人认为是早三叠世池塘群中发现了较深水相的中薄层状灰岩及■灰岩, 其中的■类化石有Schwagerina sp., Neoschwagerina sp. 及Verbeekina sp.. 与此同时, 在阿尼玛卿山地区也发现了早二叠世深水相的放射虫硅质岩. 据此认为本区早二叠世灰岩山与其周围盆地相的中薄层灰岩及放射虫硅质岩为同期异相沉积. 本区早二叠世同期异相沉积主体上可分为浅水碳酸盐建隆相、盆地相及介于两者之间的过渡相三大类型. 碳酸盐建隆相、盆地相和过渡相内部又可进一步划分出次一级的沉积类型. 其中碳酸盐建隆沉积可分为块状生物碎屑灰岩及生物礁灰岩; 盆地相可分为中薄层或极薄层灰岩、蓝绿色深海软泥、紫红色深海软泥及与之相伴生的放射虫硅质岩; 过渡相可分为礁麓相和台裙相两类. 根据不同相带在空间上的展布和组合, 认为东昆仑地区早二叠世时属于一种礁岛海沉积环境. 礁岛海的主要特点是礁岛或碳酸盐建隆与盆地相间列、海底地形复杂、相变剧烈, 并发育有大量的生物礁.     

西沙海域生物礁地球物理特征及油气勘探前景

生物礁是指由造礁生物营造的碳酸盐岩有机建造.生物礁油气藏具有储量大、产量高的特点,是全球重要油气藏类型,也是南海主要勘探对象之一.西沙海域位于南海北部,前人研究成果表明该区自中新世以来具有良好的成礁环境,生物礁大规模发育.本文在西沙海域地质背景进行分析的基础上,以地震资料为基础,以一个典型生物礁为例,综合分析了该区生物礁的地球物理响应特征.首先,生物礁具有典型的地震反射特征:丘状外形、顶界面为强振幅连续反射、底界面连续性变差、内部反射杂乱、两侧有上超、上覆地层披覆;其次阐述了生物礁具有的其它4个地球物理特征:较高的层度速、较的高波阻抗、无明显重力异常、低磁力异常.最后简要分析了西沙海域生物礁的油气地质条件,推测该区生物礁具有较好的油气资源前景,特别是临近生烃凹陷生物礁油气成藏条件最有利.     

晚寒武世早期河北北部柳江盆地发生的强地震

在河北省北部柳江盆地发现了距今5亿年前的地震记录。 震积岩发育在上寒武统崮山组中部。 沉积物变形构造主要有地裂缝、 地震楔、 砂脉、 砂层液化、 包卷层理等。 这些特征沉积构造是地震波作用于潮上—潮间带沉积环境中软沉积物而形成的。 在古沙垄顶部的内碎屑微晶灰岩中有沉积物液化产生扰动层理和流体逃逸形成的砂脉。 显微镜下可见沉积物液化流动显微构造和结构, 如微褶皱、 纹层断错、 液化颗粒等。 水面下在生物礁或沙垄斜坡局部可见重力流形成的包卷层理。 包卷层理核部为浅黄色和紫红色竹叶状灰岩, 中部为浅灰色破碎流化微晶灰岩碎屑, 外部为浅色和紫色内碎屑微晶灰岩。 崮山组的岩性组合和这些软沉积物变形构造表明, 崮山期柳江盆地构造活动剧烈, 沉积环境水深反复变化、 逐步变浅, 伴有地震发生, 估计产生震积岩的古地震的强度为7级左右。 该古地震事件的确定有益于研究地震活动和构造活动规律。     

气生藻类在云南石林景观形成中的作用

对云南石林碳酸盐岩表面的气生藻类及其生物溶蚀作用进行了详细的野外考察和实验室研究. 通过运用光学显微镜(实体显微镜、生物显微镜)和电子显微镜对100多个藻类标本和岩石标本进行逐步观察、鉴定和统计, 重点分析了石林表面的藻类和藻类群落与石林溶蚀形态的关系和成因机制. 研究认为, 气生蓝藻有着积极的生物溶蚀作用, 能够影响喀斯特溶蚀形态的形成, 这种影响分为直接的和间接的. 直接的影响是指藻类对喀斯特形态形成的主动控制(藻生物控形作用), 主要反映在微形态(<10^&#8722;3 m)及小形态(10^&#8722;3~10^&#8722;1 m)上, 分为藻个体控形作用和藻群落控形作用, 前者主要控制微形态, 后者主要控制微形态和较小的小形态; 间接的影响是指藻类对喀斯特形态形成的促进作用, 它贯穿于所有喀斯特形态形成的过程中. 藻类的生物溶蚀作用加速了整个石林喀斯特地貌的风化过程.     

中国南方晚二叠世-早三叠世礁区生物群落演替序列与古环境变化——以四川盆地东北部盘龙洞剖面为例

四川盆地东北部宣汉县盘龙洞剖面晚二叠世至早三叠世剖面发育著名长兴期海绵礁.川东北地区由于强烈白云石化作用的破坏,二叠-三叠系地层界线难以确定.本次研究从盘龙洞剖面的上二叠统长兴阶长兴组到下三叠统印度阶飞仙关组依次识别出6个古生物群落:苔藓虫-古始孔藻-钙质海绵礁群落、钙质绿藻-有孔虫-海百合群落、小腹足有孔虫群落、介形虫-小腹足-囊状微生物群落、介形虫-小腕足群落和非钙化蓝细菌群落通过群落演替和古环境分析,将该剖面的二叠系-三叠系界线定在发育囊状微生物群落的钙质微生物岩中部.盘龙洞剖面的晚二叠世到早三叠世群落演替序列与我国南方其他地区同期礁区剖面比较一致,表明华南各地区P-T重大转折时期具有一致的古环境变化.研究表明:(1)中国南方长兴期海绵礁一般在大灭绝发生之前消亡,它们的消亡可能与晚二叠世大海退有关;(2)钙质绿藻-有孔虫-海百合群落替代海绵礁群落并成为大灭绝前的最后一个群落,该群落的灭绝可能与同时发生的一次全球性海平面下降有关;(3)大灭绝之后,首先发育小腹足类、有孔虫为主的生物群落,然后发育以微生物为主的群落,以微生物为主的群落结束后,又一次发育以小腹足类、小腕足等为主的群落,这三种群落之间的替代可能指示大灭绝后环境由贫氧到缺氧,再到贫氧的变化过程;(4)早三叠世正常浅水台地生物丰度极低,以海百合、腹足类和双壳类为主.     

成像测井资料在礁滩型碳酸盐岩储集层岩性和沉积相识别中的应用——以伊拉克鲁迈拉油田为例

伊拉克鲁迈拉油田M组碳酸盐岩储集层为例,阐述了研究区不同岩石类型及沉积相在XRMI成像测井资料上的响应特征.论文以成像测井资料为主体,通过岩心刻度成像测井并结合GR能谱测井、岩性密度测井和其它常规测井资料识别出粘土矿物、致密灰岩、生物礁灰岩,生屑滩灰岩等岩性;总结了缓坡相、生物礁相、生屑滩相等沉积相的成像测井响应特征,建立了研究区各沉积相的电成像测井相解释图版,并对单井进行了连续的测井相划分.研究表明:M组碳酸盐岩储集层顶部GR能谱测井显示高钍、高钾、高铀含量特征,反应了M组地层在沉积晚期曾暴露地表,形成了风化残余剥蚀面,与上覆地层呈不整合接触关系;M组早期依次发育缓坡相、生屑高能滩相/生物礁相、滩后相和泻湖相,构成了一个完整的下降半旋回.     

二叠纪-三叠纪之交缺氧环境的微生物和微生物岩

紫云长兴期生物礁顶部的下三叠统Hindeodus parvus带产小球状微生物化石, 其大小一般在0.15~0.30 mm, 中空, 内部一般为微亮晶方解石充填, 壁为泥晶质. 它们一般呈圆球状, 均匀散布于泥晶基质中, 数量可以密集、丰富、或极少. 没有腹足类或底栖双壳类共生, 但可以有介形虫或/和藻席共生. 岩石中细小草莓状黄铁矿的存在说明这种微生物生活于缺氧环境. 在一些剖面上, 这种微生物岩的上下地层为富含小腹足类和小虫孔化石的泥晶灰岩. 这种小球状微生物的分布严格限于发育到大绝灭开始的生物礁礁顶的浅水环境, 并且不在深水表层水体出现, 表明这种微生物是底栖生活的, 并且需要阳光进行光合作用. 其大小超过所有的球状的细菌和蓝细菌化石, 不能归入这两个门中. 根据其大小、形态、古生态特征、钙化特点, 推测它可能属于低等绿藻, 特为其建立一个新属种: Ziyunosphaeridium sinensis gen. et sp. nov.(中华紫云球藻)(新属新种). 迄今已描述的H. parvus 带的微生物岩可分为6种类型: (1)多孔泥晶结构的灰岩; (2)囊状化石的微生物岩; (3)含树枝状体的岩石; (4)小球状低等绿藻化石(紫云球藻)有关的岩石; (5)小球状蓝细菌化石有关的岩石; (6)叠层石. 紫云球藻有关的微生物岩只出现在生物礁发育到二叠纪末大绝灭开始的那种极浅水的剖面的界线地层中. 其他的微生物岩也形成于浅水环境, 但比紫云球藻微生物岩形成的水体可能要深些. 早三叠世的微生物岩与通常意义的生物礁在形成机制和环境意义上有本质的不同, 因而不应该当成生物礁岩. 那种因为早三叠世微生物岩的存在而认为二叠纪的生物礁生态系延续到中生代的看法是不正确的.     

菌藻类繁盛是泥盆纪珊瑚-层孔虫礁生态系消失的生物杀手

在四川甘溪和贵州独山泥盆纪剖面的造礁珊瑚-层孔虫薄片中,发育多种菌藻类及其生物遗迹:主要包括结壳菌藻类、钻孔菌藻类、微钻孔和嵌生;并发现了寄主珊瑚-层孔虫中菌藻类及其遗迹产出部位具有骨骼残缺和虫室中常见软体组织死后的残留物质.我们的资料表明,菌藻类与寄主珊瑚-层孔虫之间是"侵略与反抗"的关系,前者对后者生长有抑制作用,后者有一定自我修复功能,二者关系中菌藻类是主动的一方;在适合寄主珊瑚-层孔虫生存环境的中泥盆世,寄主珊瑚-层孔虫能抵抗菌藻类入侵而不会死亡,菌藻类对珊瑚-层孔虫礁生态系的影响很小;在适合菌藻类而不适合珊瑚-层孔虫生长环境的晚泥盆世,后者无法抵抗前者"大举入侵"而出现凋零和死亡.我们认为菌藻类对寄主珊瑚-层孔虫的生长发育的直接抑制与杀死作用和菌藻类繁盛引发的环境恶化是F-F之交珊瑚-层孔虫礁生态系消失的重要原因,这为现代珊瑚礁患病-衰退的原因和发展趋势研究提供了古代实例.     

西沙永兴岛珊瑚礁坪的群落动态和浅水碳酸盐沉积特征

使用线截取断面和潜水装备对西沙永兴岛珊瑚礁的群落动态、微生物碳酸盐沉积、礁坪前缘(礁脊和礁前)沉积特征进行了大量和连续的水下观察、测量和研究.调查和研究发现,永兴岛珊瑚礁坪环境的珊瑚生物已大量死亡,与之相伴的是宏藻类、海草和蓝细菌在礁坪区的广泛发育,微生物和与微生物活动有关的碳酸盐沉积也见于礁坪区,活体珊瑚生物主要生长在礁坪前缘(礁脊和礁前)位置,但也处在急剧衰减中.永兴岛东南珊瑚礁坪从岸向海可以分为沙滩、内礁坪、外礁坪、礁坪前缘(礁脊和礁前)以及礁前斜坡,沉积相带可以划分为礁前斜坡、礁脊和礁前、礁坪和海岸带.沉积物以礁相碳酸盐沉积为特征,可分为珊瑚骨架沉积、珊瑚碎块沉积和生物碎屑沉积三种类型.随着礁坪带环境恶化和水质趋差,珊瑚生物的群落动态变化表现出以宏藻类和苍珊瑚为主的生物群落逐渐占领礁坪,而以石珊瑚为主的生物群落则主要分布于礁脊水质良好、水循环畅通和水能量适合的地方.礁坪前缘(礁脊)覆盖率的统计表明,浪花鹿角珊瑚(Acropora cytherea)的覆盖率达28%以上,是绝对的优势种,并且以抗浪的生态类型为主.永兴岛的东南礁坪前缘(礁脊和礁前)与北部和西北连接石岛的礁坪前缘的沉积特征明显不同,前者以不连续的潮道和礁前各种形状和不同水深的礁塘为特征,而后者则以典型的突起脊-槽沟(spur-and-groove)系统为特征.研究显示,绒毛状生长的微生物(Lyngbya sp.)通常发育在内礁坪或礁坪前缘(礁脊)的礁塘中,这两种生境通常具有相对封闭和水流不畅的特征.藻类的普遍发育指示了一种富营养的海水环境,礁坪上珊瑚表面发育的微生物也指示海水富营养和水质恶化的情况.     

根据生物礁定量计算茅口期全球海平面变化幅度

系统提出了根据生物礁结构相序列定量计算古代全球海平面变化幅度的方法, 特别是设计了一种去除沉积物载荷造成的基底沉降的新方法. 根据生物礁结构相序列计算全球海平面变化幅度在原始地层厚度恢复、基底载荷沉降幅度计算、古水深恢复等方面比用其他沉积物精度更高. 根据中国广西隆林生物礁计算出, 中二叠世茅口期(Neoschwagerina-Yabeina 带)全球海平面上升幅度为249.2 m, 而根据美国Guadalupe礁的资料计算出, 茅口期全球海平面变化幅度为247 m. 此方法使定量研究古代全球海平面变化真正成为可能, 从而使建立新一代、定量的全球海平面变化曲线成为可能.     

川西北岷山灰岩区喀斯特堰塞湖形成中的生物作用

川西北岷山灰岩区内的喀斯特堰塞湖是一种特殊的湖泊地貌类型,它是在一定的地质地貌条件及水化学条件下由生物作用参与并促进生物型灰华的快速沉积并堰塞河道而成。野外沉积构造和湖泊形态观察、水化学分析及室内对灰华体的光学显微镜和扫描电镜的观察结果表明,生物作用以多种方式存在着。多种生物(苔藓、藻类、灌草丛等)在生物型灰华堤堰的形成(也即喀斯特堰塞湖的形成)过程中的不同生物作用(包括同化作用、拦截作用、毛管作用、捕获粘结作用及构架作用)贯穿于灰华沉积的复杂循环过程之中。     

西沙海域晚中新世环礁体系的发现及演化

前人对南海现代环礁的研究已经非常系统和深入,但对古环礁及其沉积体系的研究却很少涉及．本文利用高分辨二维地震数据,在西沙海域发现了3个晚中新世环礁体系,分别命名为A,B及C．这3个环礁体系均发育于由断层控制的地垒之上,由环礁礁体、点礁、礁前斜坡及漏湖沉积组成．在层序地层格架下,利用礁前斜坡沉积是否发育来判定这3个环礁体系的淹没史．环礁体系A上的大型环礁礁体一直发育至第四纪才被淹没,而环礁体系B及C在上新世均被淹没．晚中新世,研究区内环礁体系发育最为广泛和完整,表明晚中新世是西沙海域造礁生物最为繁盛的时期,这与ODP184航次钻探结果相一致;上新世是研究区内一个重要的生物礁淹没期,环礁体系B及C全部被淹没于海水之下,半远洋沉积开始占据优势;第四纪是研究区内另一个生物礁淹没期,环礁体系A上的两个大型环礁最终被淹没于海底之下,半远洋沉积开始覆盖填平晚中新世形成的环礁体系．环礁的生长与淹没长期来看主要受构造沉降控制,而全球海平面升降在短期的某一时段内也会产生影响．     

南海南部礼乐盆地礁体发育区的构造热演化特征

礼乐滩是礼乐盆地的重要组成部分,自晚渐新世礼乐地块裂离北部陆缘后开始发育礁灰岩.为认识这些长期浸没海水中的礼乐礁体及其下伏地层的热状态与热演化特征,在详细分析礼乐滩钻井测温数据和镜质体反射率数据的基础上,对一条穿过礁体的骨干剖面进行了构造热演化数值模拟.结果显示,礁体区钻井2000～4500 m深度范围内温度介于30～90℃之间,井底与海底之间的平均地温梯度仅10℃·km~(-1)左右,地温梯度随深度逐渐增加,3000～4000m深度段地温梯度介于32～37℃·km~(-1);礁体下伏地层有机质曾经经历了比现今所处温度更高的古温度.进一步分析表明,高孔高渗的礁体上部因与周围低温海水发生热交换,导致地层温度降低、地温梯度和热流降低甚至为负值;与海水热交换作用随深度增加而减弱并最终停止,地层温度逐渐升高,地温梯度和热流值趋于正常;现今钻井3000～4000 m深度段地温梯度约为35℃·km~(-1),基底热流可能介于65～75 mW·m~(-2),平均约为70 mW·m~(-2);礁体发育区有机质热成熟度主要是在礁体与周围低温海水发生实际热交换前获得的,礁体与海水热交换作用导致地层温度逐渐降低,有机质热成熟度增长缓慢,现今生烃门限深度明显大于邻近的北1凹陷中部区域的门限深度.