下古生界碳酸盐岩显微组分的反射光和透射光特征研究基于MPV-3显微光度计、普通光学显微镜及Olympus生物显微镜。显微组分荧光分析在MPV-3显微光度计上完成，激发光使用蓝光（460nm），激发滤片组合为BG12+BG38，阻断滤片选用510nm或530nm。
一、原生有机质
原生有机质系海洋生物经生物化学作用和物理化学作用形成的显微组分。
（一）藻类组
藻类组是区内下古生界碳酸盐岩烃源岩中主要显微组分之一。按照组成藻类组的主要成分可以区分为钙质藻类和有机藻类两大类，按照藻类组的生物分类位置则主要归属于蓝藻类，有极少量绿藻类代表。
1.钙质藻类
钙质藻类主要指钙质（碳酸钙）在藻类组成中占重要位置的藻类。根据钙质在生物骨架中作用进一步划分为骨架钙质藻类和非骨架钙质藻类。钙质藻类的有机质在其组成中不像有机藻类那样多，但从微束分析结果看对生烃仍具有一定的贡献。区内钙质藻类仅见蓝藻类表附藻（Epiphyton）和绿藻类努亚藻（Nuia）两种类型。
（1）表附藻（Epiphyton）：形态特征特殊，呈现具分叉的叶状体，长0.4～0.6mm，宽0.05～0.06mm，枝端对生分叉，横断面圆形，直径约0.05mm。按叶状体生长方式可划分为树枝状和簇球状两类。树枝状形似藻丛，是区内常见类型，簇球状在区内发现甚少。表附藻在偏光显微镜下叶状体呈暗色，内部均一，无细微结构；油浸反射光下，叶状体部分浅灰色，由隐晶方解石和分散有机质构成，叶状体之间为微晶方解石胶结而呈亮白色。由于样品成熟度较高，故无荧光显示。
（2）努亚藻（Nuia）：椭球或球状。横断面荷叶状，具有一中心，由中心向四周放射状分出片层状结构，片层结构主要由亮晶方解石组成，叶状体中有机质含量较少，偏光显微镜下呈浅灰色，常见于生物灰岩之中。油浸反射光下色调呈浅灰色斑痕状。
2.有机藻类
有机藻类是重要的成烃母质。工作区下古生界碳酸盐岩中主要有机藻类属蓝藻类，其它类型未曾发现。蓝藻门中常见类型有粘球形藻（Gloeocapsomorpha prisca）、古对孢藻（Eozygion grande）、奥氏藻（Obruchevella）等类型。
（1）粘球形藻（Gloeocapsomorpha prisca）：粘球形藻是公认的早古生代海相烃源岩主要生烃组分。区内的粘球形藻主要特征是藻体呈胶质团块，胶质衣鞘发育。藻群体直径在20～30μm，群体表面光滑，不具伪枝，细胞数目较少。油浸反射光下具强烈内反射，呈深灰色，表面均一，荧光色为淡黄—橘红色。随深度增加，Q值不断增大，λmax显著红移，荧光变化由负正型向负型转变，荧光光谱如图2-1。成熟度过高时，粘球形藻荧光消失，具微粒化倾向。
图2-1 粘球形藻荧光光谱图康古1井，O2f,（1）2919m;（2）3175m
（2）古对孢藻（Eozygion grande）：仅见于干酪根光薄片中，在全岩光片中未发现。由两个单细胞对生，呈哑铃形，高15μm，宽6μm左右。油浸反射光下深灰色，透射光下褐黑色。
（3）奥氏藻（Obruchevella）：奥氏藻属丝状蓝藻类，藻体由无隔膜的管状丝体作规则螺旋状弯曲而成，藻丝体较直，与现代螺旋藻（Spirulina）极为相似。透射光下呈褐黑色，无荧光。据边立曾（1996）的研究，藻类等组分生烃的先后次序是：丝状蓝藻→具薄胶鞘的粘球形藻型蓝藻→团藻科→疑源类、孢粉→具厚胶鞘的粘球形藻型蓝藻、绿球藻科及部分团藻科种类。由这一结论知，区内奥氏藻和古对孢藻在高成熟阶段与粘球形藻相比生烃能力要衰减得快得多，故区内粘球形藻具有更重要的成烃意义。
（二）疑源组
疑源组是区内下古生界烃源岩的生烃母质之一。个体直径一般在5～150μm。在全岩及干酪根光片中表现为一层有机质壁包围一个中央腔的单细胞孢囊，有机质壁均一，主要组成成分为凝胶状脂肪酸，壁上有一向外的开口，在光片上常表现为有机质壁的环缺。疑源组囊孢壁外表光滑或具纹饰，孢囊形态多样。疑源组可以据其形态和成因划分为13个亚类（Downie C.,Evitt W.R.＆Sarjeant W.A.S.,1963），但区内仅见球藻亚类、棘刺亚类、多角亚类和网面亚类4个类型。疑源组在油浸反射光下呈深灰黑—深褐色，干物镜下呈灰色。荧光下见淡黄绿—黄色荧光。随深度增加荧光变弱，色调偏红。荧光光谱如图2-2所示。
图2-2 疑源荧光光谱图
（大古22井，O1y+l,2003m）
（三）沥青质体
区内下古生界源岩中所见不多，在全岩光片中呈线纹状—条带状延伸，与已往所称的层状藻类体往往难以区分。油浸反射光下呈灰一深褐色，具黄—褐黄色荧光；过成熟阶段，油浸反射光下呈灰白—浅灰色，荧光消失，并可见与微粒体共生现象。从同一样品疑源组与沥青质体（图2-3）的荧光光谱可以看出，疑源组荧光光谱形态上呈穹窿形，而沥青质体荧光光谱呈尖锥形。前者λmax及Q值均小于后者。上述比较告诉我们，疑源组相对于沥青质体荧光偏绿；也就是说从荧光衰减的角度看，疑源组荧光随深度增加会比沥青质体消失得要晚一些，意味着沥青质体生烃结束的时间要早于疑源组。
图2-3 沥青质体荧光光谱图
（大古22井，O1y+l,2003m）
（四）动物有机组
动物有机组在区内常见，尤其是全岩光片和薄片当中。区内下古生界碳酸盐岩烃源岩中常见的动物有机组类型包括无脊椎动物中的有孔虫类、腕足类、三叶虫、介形类、几丁虫、海绵动物、棘皮动物及牙形石等门类形成的有机质，还包括一些动物壳碎屑及其皮层形成的镜状体。应该说地层中保存的生物类型都具有形成有机组分的能力，因为所有动物类别都含有有机质，有机质或集中于硬体与软体中，或仅存在于软体部分。单就生物硬体而言，则并非地层中见到的所有动物骨骼都含有有机质（形成显微组分），如海绵骨针、海百合等动物硬质部分就不含有机质。而动物软体虽无一例外的由有机质组成，但其保存下来的几率较小，故在地层中仅有极为罕见的动物软体有机质发现。动物软体在干酪根中，完全表现为无定形组形式。从生烃上讲，动物有机组虽不如低等植物意义重大，但仍具有一定成烃价值。
1.动物硬体有机质
区内下古生界动物硬体有机质包括：几丁虫、三叶虫附肢、腕足类、介形石、有孔虫等；含微量有机质的动物硬体有：牙形石、三叶虫背甲等。未见其它地区相当层位中发现的笔石、虫颚等动物硬体有机质，这主要与区内早古生代沉积环境有关。
（1）几丁虫：分类位置未定。形状如瓶，壳质为胶原蛋白。全岩光片中呈闭合环状或不闭合“U”形条带，壳壁外缘多光滑，部分有饰，壳壁可分为内外两层。几丁虫的化学成分及生活历程与笔石有一定相似性（Goodarzi F.,1985），两者在光学显微镜下均表现为各向同性。几丁虫于该区开阔台地中发现，而笔石却不曾发现，充分说明几丁虫具有更为广阔的生活空间和适应性。几丁虫反射率随成熟度增加而增加，但低于同样热演化程度的笔石。据钟宁宁和秦勇（1995）研究，几丁虫具有黄—橙黄色荧光，荧光强度较大，不仅可作为成熟度指标，而且具有一定成烃意义。工作区几丁虫透射光下呈黑色，成熟度高，未见荧光显示。
（2）有孔虫：属原生动物。有孔虫中仅较低等的具假几丁质壳和胶结壳的类别硬体中含丰富的有机质，其它类型基本上均为钙质壳。区内有孔虫仅见于中寒武世张夏组。呈单列双房壳，第一个房室为球形，第二个房室呈短管状，壳壁不分层，属胶结壳。仅见于岩石薄片中，薄片中壳壁呈灰色，形态完整，无荧光。
（3）介形虫：属节肢动物门甲壳纲。具有两个大小不等的几丁质或几丁钙质甲壳，个体一般0.4～2.0mm长。在岩石薄片中或光片中多呈闭合环形，壳壁一般两层。
（4）牙形石：为一类已绝灭的海生动物骨骼或头部某种器官形成的化石，有人谓之牙形动物。特点是呈刺或齿状，故名。个体微小，一般0.3～1mm。牙形石主要成分为磷灰石，由薄片状磷酸钙和纤维状磷酸钙组成，含百万分之一量级有机质。区内仅薄片中见有单锥状类型，透射光下呈浅灰色，半透明，不曾在全岩光片中发现。牙形石随成熟度变化光性发生有规律改变，是良好的有机质成熟度指标。
（5）其他动物硬体有机质：包括三叶虫附肢和腕足类。三叶虫附肢为几丁质，由于保存困难，尽管三叶虫背甲多见，但三叶虫附肢在此次研究中却不曾发现。腕足类的无铰类中有一些类别为几丁质或几丁磷灰质壳，含有较丰富的有机质，但在区内所见极少。
2.动物软体有机质
由于动物软体极易腐烂，因而不易保存。只有具备绝佳的保存条件时，才能见到。区内仅于滨古11井上马家沟组井深2421m处见到介形类软体有机质，软体有机质周围为介形虫壳紧密包围。介形虫软体有机质仅见于岩石薄片中，呈深灰色，未见荧光。比较区内介形虫软体有机质与塔里木所发现的介形类软体有机质（金奎励等，1997），从后者具荧光这一点就可看出比本区成熟度要低。介形类软体有机质能够得以保存，主要因为该类动物死后，施开壳的韧带和施闭壳功能的肌肉均放松，故两瓣壳一般均呈闭合状态，这种独特的壳封闭状态，对软体有机质保存极为有利。
3.镜状体
为原生的动物硬壳碎屑及皮层凝胶化作用产物。主要特征为：棱角状，轮廓清晰，一些样品中见边缘有磨蚀现象，表面均一。成熟度较低时，在干酪根光片及岩石薄片中均有类似镜质体的颜色，无荧光。
二、次生有机质
次生有机质为原生有机质埋藏后，在热演化过程中转变而来的显微组分。
（一）渗出组
渗出组包括油滴、油膜和运移的烃类。油滴在研究样品中不曾发现，油膜所见不少。油膜在干物镜下呈彩色同心状多圈环带形，色彩斑澜，具亮绿色荧光。运移的烃类在荧光下易观察，多充填于裂隙中，发强绿色荧光。
（二）沥青组
沥青组在区内下古生界碳酸盐岩烃源岩中极为常见和普遍，其与油气的形成和运移关系密切。由于成因复杂，产状多样；因而，对沥青组的分类在不同学者中可谓五花八门（Potonie R.,1950;Abraham H.et al.,1963;Rogers M.A.,1974;AlpemB.,1980;Curiale J.A.,1985;Jacob H.,1989；傅家谟，刘德汉，1989；肖贤明等，1992；金奎励，1994；钟宁宁和秦勇，1995）。作者根据成因将沥青组划分为原沥青、运移沥青和再循环沥青等三类，各类还可考虑结构、产状和光性的差异划分小类。
1.原沥青
原沥青是原始成烃母质经热演化衍变而来的产物，形成于源岩成熟之前，即所谓前油沥青。原沥青的形成和演化与源岩中烃类形成与演化同步，故其反射率基本上可以反映源岩的成熟度。研究区下古生界源岩中包含三种类型的原沥青，即藻类型原沥青，疑源型原沥青和动物型原沥青。
（1）藻类型原沥青：油浸反射光下呈灰色，边缘多光滑或具塑性特征，低—中等突起，荧光色从暗褐到无。刘大锰等认为（1994），藻类型原沥青是藻类降解为原油过程中形成的，且形成时间较晚。区内见两种类型的藻类型原沥青，一种呈圆形—椭圆形，一般20～60μm；另一种为叠层石形成的原沥青，叠层石的暗色藻层为沥青所代替，纹层状沥青呈多层同心半圆形，局部还可清楚看到沥青体流动的痕迹。
（2）疑源型原沥青：疑源型原沥青是本次研究发现的一种新型原沥青，以往不曾被分出。疑源型原沥青的主要标志就是具有疑源类的外貌，光片中多呈环圈状出现，在光性上与藻类型原沥青及动物型原沥青一致。
（3）动物型原沥青：具有清晰的动物轮廓，区内常见介形类原沥青，油浸反射光下呈浅灰—灰色，具反映介形壳形态的扁圆环形，环直径0.4～2mm，环的局部有断开痕迹，应为介形类铰合边留下的痕迹，其内有时为黄铁矿充填，有时为隐晶方解石充填，缺乏荧光。
2.运移沥青
运移沥青是沥青组的主要存在形式，是原油热裂解的产物，极为常见。运移沥青可以充填于岩石孔隙、裂隙、纹层、节理、晶间、缝合线、晶洞、负鲕空心及生物腔等结构构造当中。区内运移沥青有均质沥青、粒状沥青、瘤状沥青、球状沥青、纤状沥青和浸染状沥青等6种类型，其中以均质沥青、粒状沥青和浸染状沥青最为常见。
（1）均质沥青：多呈条带状产出，油浸反射光下呈浅灰—深灰色，表面均匀光滑或具细条纹，内部结构均一，突起较高，一般无荧光，低熟时透射光下呈褐红色，高过成熟时透射光呈黑色。
（2）浸染沥青：特征表现为与周围矿物呈晕状过渡，如染料浸渍，表面极不均一，油浸反射光下从褐红—褐黑色均有，表面突起极低，反光性弱。常常在颜色较深时，具强烈内反射。浸染状沥青常与矿物呈过渡状态，二者间无严格界限。浸染状沥青多与其他类型运移沥青相互过渡，边缘模糊。
（3）粒状沥青：油浸反射光下呈黑褐—褐色微粒状集合体产出，微粒大小一般小于1μm，无荧光性。本书沿用了钟宁宁和秦勇（1995）将“微粒体”并入粒状沥青范畴的做法。
（4）瘤状沥青：这种沥青仅见于义古9井晚寒武世凤山组。在油浸反射光下表面凹凸不平，色调深浅不一，具有明显反映曾经流动的瘤状形貌，突起较高，反射率高于同一样品中的均质沥青，无荧光显示。
（5）纤状沥青和球状沥青：这两种类型运移沥青于区内少见，前者具纤维状结构，表面不均一。球状沥青具有中间相小球体，表面突起高。
3.再循环沥青
区内所见再循环沥青较少，一般呈次棱角一次圆状，顺层分布，边缘见氧化圈，显示再沉积特征。反射率一般均高于原沥青，油浸反射光下呈浅灰—灰白色，其原因在于再循环沥青经历了两次热演化过程（沉积前的热演化和再次沉积后的热演化）。
（三）包体有机质
包体有机质指源岩热演化过程中被矿物包裹的有机质，是碳酸盐岩烃源岩中特有的次生组分类型。包裹体研究起源于19世纪中叶（Sorby G.,1858），最初仅限于矿床学领域，从20世纪80年代开始应用于油气研究（Burruss R.C.,1981,1983;Visser W.,1982；施继锡，1985,1987,1988；傅家谟，1989；郝石生，1993；金奎励等，1994；钟宁宁和秦勇，1995）。当前，包裹体有机质分析涉及古地温研究、油气运移研究、油源对比、成分分析、有机质光学性质研究等。对于包体有机质的详细划分，国内一般采用施继锡（1992）提出的分类方案（表2-2）。
表2-2 包裹体分类表 据施继锡，1992
工作区下古生界碳酸盐岩包裹体以细小为特征，呈分散状、成群、成片或条带状分布，在全岩光薄片中可见，但产出量不多。研究中见有固体沥青包裹体、液体包裹体、气态包裹体及多相包裹体，以前三类为多见。固体沥青包裹体在油浸反射光下呈星点状密布，光性似均质沥青，无荧光。液态烃类包裹体及气液二相烃类包裹体在油浸反射光下不易识别，荧光下易观察，荧光下多见暗黄—橘红斑点状，透射光下液态烃类包裹体及气液两相包裹体都可见一定流动性，后者能够通过颜色深浅辨出气液的区别，一般气体部分色深而液态部分色浅一些。气体包裹体于反射光下不易见到，仅见于透射光下的光薄片之中，呈灰黑色，近圆—椭圆形，无荧光。
三、矿物-沥青基质
矿物-沥青基质在区内碳酸盐岩源岩中广泛存在，它是无机矿物吸附细分散状有机质形成的无机-有机复合体。由于其中组成的大部分为无机矿物，因而许多学者不将其作为显微组分对待。然而，矿物-沥青基质作为重要的生烃组分之一，已为学术界所认同，故将其在分类中列出。矿物-沥青基质在干酪根中全部成为无定形组的贡献者。
矿物-沥青基质中的有机质一般都属亚微-超微级别，因而无论在反射还是透射光显微镜下均无法辨出。观察矿物-沥青基质的荧光，也只能确认其中有机质的存在，但要确切的弄清其中有机质的类型和光性特征却比较困难。对于未熟-成熟阶段源岩说来，矿物-沥青基质的首选鉴定方法为荧光研究；而对于高-过成熟阶段源岩来讲，矿物-沥青基质荧光极弱至无，这种情况下则于全岩中研究难度较大，只有通过干酪根中无定形组特征加以分析，在全岩中的含量也只能据其与有形组分的相对比例推测。
下古生界碳酸盐岩中矿物-沥青基质的研究发现，其荧光强度受其中有机质成熟度影响最大，其次是有机质类型和数量的影响，再次是受到有机质颗粒大小及与矿物结合情况的制约。上述前两种因素对荧光强度的影响显而易见，第三种因素的影响主要表现在有机质颗粒越细散，所显示的荧光均一性越好，且强度也越大；反之则荧光表现为不均一，荧光强度要弱一些。碳酸盐岩矿物与有机质的结合使得矿物-沥青基质的荧光具有滞后效应，这主要是因为碳酸盐岩矿物对有机质的催化作用不明显造成的。碳酸盐岩中矿物-沥青基质的这种特有现象截然不同于泥质源岩中矿物-沥青基质的荧光特点，泥质源岩中矿物-沥青基质内有机质受粘土矿物催化作用影响，有机质热演化比同样成熟度的碳酸盐岩中矿物-沥青基质提前，也就是说碳酸盐岩源岩中矿物-沥青基质的荧光要持续到比泥质源岩更高的热演化阶段。
矿物—沥青基质在镜下有时易与运移的烃类混淆。裂隙中发强绿荧光的有机质无疑属于运移的烃类，而于矿物基质中出现片状荧光时，要区别矿物-沥青基质与运移的烃类就必须把所观察到的有机质荧光色及荧光强度与其他具荧光显微组分特征对比。一般而言，矿物-沥青基质与样品中腐泥组分的荧光强度相仿，而运移的烃类荧光强度多强于样品中各种发荧光的显微组分。
据Teichmüller M.等（1979），未熟烃源岩中矿物-沥青基质荧光变化呈强烈正变化，成熟阶段荧光光变显示负变化，过成熟阶段则基本不变化。工作区矿物-沥青基质荧光变化为微弱负变化—不变化，反映相关层段源岩处于高—过成熟阶段。胜利油气区下古生界矿物—沥青基质可据有机质所在矿物结晶程度分为晶粒型、隐晶质型和过渡型3种情况。晶粒型常见于白云石或方解石晶体之中，这些矿物晶体呈“雾边亮心”荧光特征，即矿物边缘发育荧光，而核心荧光弱或无。隐晶质型见于隐晶质碳酸盐岩中，荧光均一而呈片状。过渡型则表现为荧光于灰泥胶结物和晶质碳酸盐岩矿物中都有，不过荧光强度有所变化而已。区内矿物-沥青基质荧光色从浅褐—褐红色调均有，总体上以褐红色弱荧光最为多见。不同类型矿物沥青基质荧光光谱见图2-4。
图2-4 不同类型矿物-沥青基质荧光光谱图
（1）晶粒型，曲古1井，O2x,4251m;（2）隐晶质型，康古1井，O2f,2919m;（3）过渡型，堂古4井，O2f,2328m