0 引言
准噶尔盆地是我国最重要的含油气盆地之一。2023年，中国石油新疆油田在准噶尔盆地生产油气当量约为1 805×104 t，在我国各大油田中位列第8。目前，准噶尔盆地已发现的油气主要位于中央坳陷（一级构造单元）周缘和坳陷内的隆起区［图1（a）］。在中央坳陷西部的玛湖凹陷、盆1井西凹陷和沙湾凹陷等次级构造单元（二级构造单元）及周缘，发现了玛湖油田、陆梁油田和石西油田等一大批大中型油田［1］。油—源对比表明，这些油田的原油主要来自中下二叠统湖相烃源岩［2-4］。在中央坳陷东部，下二叠统逐渐减薄尖灭，该区主要发育中二叠统咸水湖相烃源岩［2］。该套烃源岩在盆地东北部（东道海子凹陷及周缘）称为平地泉组（P2 p），在东南部（阜康凹陷及周缘）称为芦草沟组（P2 l）［2，5］。目前，在阜康凹陷周缘已相继发现了三台油田、昌吉油田和北三台油田等一系列油田，提交探明石油地质储量超2×108 t。2020年以来，中国石油先后在阜康凹陷东斜坡部署康探1和康探2等风险探井，在上二叠统上乌尔禾组（P3 w）试油，最高日产量近250 t，开辟了亿吨级岩性油气藏勘探大场面［6-8］。油—源对比表明，阜康凹陷及周缘的原油均主要来自P2 l烃源岩［3-4，7］。
相较于上述富烃凹陷，东道海子凹陷在中央坳陷的众多凹陷中勘探程度最低，目前仅在凹陷内和周缘发现了少量小型油藏和出油气井点。2021年，中国石油新疆油田公司在东道海子凹陷部署风险探井——道探1井［图1（b）］，在平地泉组试油，日产油0.14 t，日产气0.35×104 m3，同时钻揭了厚达500 m的P2 p烃源岩，展示出该区良好的油气勘探潜力。
1 地质背景
东道海子凹陷是位于准噶尔盆地东北部的一个二级构造单元［图1（a）］。在构造上，该凹陷位于滴水泉断裂带与东道海子断裂带之间，呈近北东—南西向的狭长条带状展布，向西敞开，向北东方向收敛［图1（b）］。该区地层总体上发育较全，其中，石炭系与二叠系、二叠系与三叠系、三叠系与侏罗系、侏罗系与白垩系之间均为角度不整合接触（图2）。研究区缺失下二叠统，中二叠统将军庙组（P2 j）不整合在石炭系之上（图2）。P2 p整合在P2 j之上，岩性以灰褐色、褐色、灰色、深灰色泥岩和粉砂质泥岩为主，局部夹灰褐色、灰黑色、深灰色泥质细砂岩、砂砾岩及灰岩，是研究区一套重要的烃源岩层系［2］（图2）。此外，研究区下石炭统松喀尔苏组b段（C1 s b）还发育一套海陆过渡相烃源岩（图2）。
东道海子凹陷及周缘发育4套生储盖组合：①以C1 s b暗色泥岩作为烃源岩，上石炭统巴山组（C2 b）爆发相和溢流相安山岩、火山角砾岩和凝灰质碎屑岩作为储层，上覆P2 p和P3 w泥岩作为盖层，组成的自生自储型生储盖组合；②以C1 s b和P2 p暗色泥岩作为烃源岩，P3 w砂砾岩作为储层，P3 w泥岩作为盖层组成的生储盖组合；③以C1 s b和P2 p暗色泥岩作为烃源岩，下三叠统百口泉组（T1 b）砂砾岩作为储层，其上覆中—上三叠统泥岩作为盖层，组成的下生上储型生储盖组合；④以中—下侏罗统及以下地层中发育的烃源岩为源，侏罗系和白垩系中发育的砂岩作为储层，层内泥岩或上覆泥岩作为盖层，组成的下生上储型生储盖组合（图2）。
2 烃源岩岩性与沉积环境
东道海子凹陷深凹/深湖区P2 p烃源岩岩性以深灰色—灰黑色灰质泥岩、粉砂质泥岩和泥岩为主，其次是浅灰色—灰色泥岩、灰质泥岩和泥质粉砂岩；凹陷浅湖区的P2 p烃源岩则以灰色—深灰色泥岩和粉砂质泥岩为主，其次是深灰色—灰黑色的炭质泥岩。其中，灰质泥岩以发育交替分布的贫有机质纹层—富有机质纹层—灰质纹层为典型特征［图3（a）—图3（b）］。这种沉积互层通常反映气候的季节性或周期性变化，同时也反映出沉积水体盐度和碱度较高，而且藻类等的钙化作用较强［17］。凹陷深湖区P2 p粉砂质泥岩以富含粉砂为特征，甚至可见低密度浊流沉积形成的粉砂微透镜体［图3（c）—图3（d）］。这些特征表明该区P2 p粉砂质泥岩沉积于物源供给充足且浊流较活跃的三角洲前缘远端或前三角洲。凹陷深湖区P2 p灰色泥岩通常呈块状，页理不发育，但可见零星分布的粉砂级碎屑，表明当时沉积速率较高，很可能是前三角洲［图3（g）］。凹陷浅湖区P2 p炭质泥岩以富含炭屑为特征，可见炭屑分散分布于基底［图3（e）—图3（f）］或顺层呈条带状分布［图3（h）—图3（i）］，表明炭质泥岩沉积于持续受河流影响的异重流发育区［18］，通常是三角洲前缘远端—前三角洲。综上所述，东道海子凹陷P2 p烃源岩沉积于受三角洲影响显著、具有一定盐度的湖区。纵向上进一步的测井相与沉积旋回分析表明，东道海子凹陷P2 p烃源岩沉积于平地泉组完整水进—水退旋回（T—R旋回）的水进中晚期与水退早中期，主要为受三角洲影响的深湖—半深湖沉积环境。
图3 东道海子凹陷P2 p烃源岩岩心薄片显微照片（a）—（b）道探1井，灰质泥岩/页岩，5 709.05 m，贫有机质纹层—富有机质纹层—灰质纹层交替分布，其中灰质纹层重结晶明显，见嵌晶结构方解石，正交偏光；（c）—（d）彩4井，粉砂质泥岩，1 971.3 m，粉砂质泥岩背景见具弱侵蚀能力底流沉积的粉砂透镜体，单偏光；（e）—（f）彩4井，含炭粉砂质泥岩，1 995.5 m，炭质顺纹层聚集或分散分布于粉砂质泥岩基底，正交偏光；（g）滴南7井，灰色泥岩，3 620.6 m，无明显沉积构造，零星分布粉砂级碎屑及斑点状胶结物方解石，正交偏光；（h）—（i）滴南7井，炭质泥岩，3 622.1 m，片状/长条状碎屑定向排列明显，大量炭质顺层理分布，正交偏光。注：Cl为黏土矿物；Ca为方解石；Q为石英；Fi为裂隙；Mu为白云母；Ds为硅质岩屑 Fig.3 Micrographs of the P2 p source rocks （thin section） in the Dongdaohaizi Sag |
东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩岩性与阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩相差不大。首先，后者的颜色与前者深凹区相近，但较前者凹陷边缘更深；其次，后者含有更多的灰质泥岩，但未见炭质泥岩。这些特征表明，东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩沉积水体的盐度要略低于阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩，而且受三角洲的影响更强，前者表现为凹陷边缘区炭质泥岩含量高，后者表现为深凹区灰质泥岩含量高。
东道海子凹陷与阜康凹陷中二叠统烃源岩岩性与沉积环境的这种差异受沉积古地理控制明显。研究表明，准噶尔盆地在中二叠世整体表现为“北高南低、西凹东隆”格局，地貌上具有“Ｃ”字形轮廓。此时，尽管盆地总体已转变成内陆湖盆，但在“Ｃ”字形开口一侧（盆地东南缘的博格达山—吐哈盆地北缘一带）可能仍受海侵影响［19］。高海平面期的海侵及“北高—南低”地形造就的流域体系/三角洲分布差异，可能导致两个凹陷中二叠统烃源岩的岩性存在一定差异，进而影响生烃潜力。
3 烃源岩评价
3.1 有机质成熟度与生烃演化
3.1.1 现今成熟度特征
富有机质页岩只有进入到一定的生烃门限，才能称为“有效”烃源岩，因此成熟度分析对烃源岩评价至关重要。此外，热解氢指数（I H）、生烃潜量（S 1+S 2）和总有机碳含量（TOC）等常用的烃源岩评价参数也受成熟度的影响。因此，笔者将成熟度分析作为本文烃源岩评价的第一项任务。
镜质体反射率（R O）是最常用的反映烃源岩热演化程度的地球化学指标。东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩的R O值介于0.55%~1.52%之间，平均为0.87%，绝大多数样品已进入生油高峰。其中，来自道探1井2个样品的R O值明显高于其他样品，分别为1.41%和1.52%，已进入生凝析油—湿气阶段。阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩的R O值介于0.56%~0.74%之间（平均为0.66%），处于低成熟阶段。从已有样品来看，阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩的成熟度显著低于东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩。由于前者所取样品均位于构造凸起区，而后者则有相当一部分样品位于凹陷区和斜坡区，在一定程度上造成了2套烃源岩成熟度的差异。然而，即便用同样位于构造高部位的2套中二叠统烃源岩进行比较，前者比后者的R O值仍然要低0.1%左右，反映出前者中二叠统烃源岩成熟度略低于后者。
研究区R O实测数据较少，不利于反映中二叠统烃源岩成熟度的整体面貌。最高热解峰温（T max）相较于R O更易获取，分析也更简便，可以作为反映成熟度的补充证据。据前人研究，当热解烃（S 2）小于一定阈值后，S 2谱峰难以拾取，会造成其对应的T max值不可靠，不同学者对该阈值的选取有所差异，通常在0.2~0.5 mg/g之间［20-21］，本文选取了该范围的中间值0.35 mg/g作为阈值，在分析前，剔除了S 2值小于该值样品的T max数据。东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩的T max值分布在401~516 ℃之间（平均为460 ℃）。这些样品主要位于490~510 ℃和430~460 ℃ 2个区间：前者均为道探1井样品，反映凹陷区P2 p烃源岩已进入高—过成熟阶段；后者为其他井的样品，位于斜坡区和凸起带，主要处于主生油窗内［图4（a）］。阜康凹陷P2 l烃源岩的T max值主频分布在430~450 ℃之间（平均为443 ℃），主要处于主生油窗内，成熟度略低于东道海子凹陷斜坡区和凸起区的P2 p烃源岩［图4（b）］。
3.1.2 烃源岩的生烃演化
为了更好地反映研究区中二叠统烃源岩的热演化过程，本文研究结合地震和钻井资料，在东道海子凹陷和阜康凹陷最深处分别设计了1口虚拟井（虚拟井1和虚拟井2，井点位置见［图1（b）］），恢复了其埋藏史和热演化史。盆地模拟使用PetroMod软件。地层的剥蚀时间和剥蚀量参考文献［12］。东道海子凹陷所在的准噶尔盆地东部地区，石炭纪末地温梯度达40 ℃/km以上；至二叠纪末降至30~40.5 ℃/km；三叠纪末，地温梯度略有降低；侏罗纪末，地温梯度降至30.4~35.7 ℃/km；此后，地温梯度降低较为缓慢，至白垩纪末，为28.9~29.5 ℃/km；古近纪—新近纪末，地温梯度已与现今大致相当［2］。研究区古大地热流值从二叠纪的高值65~70 mW/m2，降低至中生代的50~60 mW/m2，现今降低至40~50 mW/m2，表现出持续降低的演化特征［22］。根据东道海子凹陷各套地层的沉积环境和地层厚度估算获得其在中二叠世、晚二叠世、三叠纪和侏罗纪以来的古水深分别为40 m、5~20 m、5~10 m和0~5 m［12］。利用SWEENEY等［23］提出的等效镜质体反射率（Easy%R O）方法表征烃源岩的热演化史。
东道海子凹陷P2 p烃源岩在晚二叠世开始进入生烃门限（R O=0.5%~0.7%），至早三叠世末期整体进入生烃门限；早三叠世，P2 p烃源岩开始进入主生油窗早期阶段（R O=0.7%~1.0%），至早侏罗世，已整体进入主生油窗；晚三叠世，P2 p烃源岩开始进入主生油窗晚期阶段（R O=1.0%~1.3%），至中侏罗世，已整体进入该阶段；早侏罗世，P2 p烃源岩开始进入生凝析油—湿气阶段（R O=1.3%~2.0%），至早白垩世，已整体进入该阶段；晚侏罗世，P2 p烃源岩开始进入生干气阶段（R O>2.0%），现今已整体进入该阶段［图5（a）］。
相较而言，阜康凹陷P2 l烃源岩的生烃过程明显滞后，且演化程度相对较低：在中晚三叠世，P2 l烃源岩开始进入生烃门限；早侏罗世，P2 l烃源岩开始进入主生油窗早期阶段；晚侏罗世，P2 l烃源岩开始进入主生油窗晚期阶段；早白垩世晚期，P2 l烃源岩开始进入生凝析油—湿气阶段；古近纪末，P2 l烃源岩开始进入生干气阶段，现今仅有少部分进入该阶段，主体仍处在生凝析油—湿气阶段［图5（b）］。
3.2 有机质类型
东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩干酪根碳同位素值（δ13C干酪根）介于-28.5‰~-21.1‰之间（平均为-24.1‰），主体以Ⅲ型干酪根为主，Ⅱ2型和Ⅱ1型干酪根占比较少［图6（a）］。阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩的δ13C干酪根值介于-28.6‰~-20.6‰之间（平均为-24.2‰），尽管总体也以Ⅲ型干酪根为主，但Ⅱ1型和Ⅱ2型干酪根占比相对略高，说明其有机质类型可能略好于东道海子凹陷［图6（b）］。需要说明的是，由于12C—13C键相对于13C—13C键的热稳定性弱，随着成熟度的增加，12C—13C键率先断裂，导致δ13C干酪根值变高。如本文3.1节所述，东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩现今成熟度要略高于阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩，其较高的δ13C干酪根值，在一定程度上可能还受到了热成熟度的影响［图6（a）］。
东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩I H值介于6~512 mg/g之间（平均为74 mg/g），Ⅲ型干酪根占绝对优势。阜康凹陷P2 l烃源岩I H值介于70~481 mg/g之间（平均为249 mg/g），尽管总体也以Ⅲ型干酪根为主，但含有一定比例的Ⅱ1型和Ⅱ2型干酪根，说明其有机质类型好于东道海子凹陷。需要注意的是，随着烃源岩生烃过程的进行，其I H值会显著降低，只有低/未成熟烃源岩的初始氢指数（I HO）才能更准确地还原其有机质类型的本来面貌。前人提出了各种统计学模型，通过回归求取最优解的方法，来获得烃源岩的I HO值［24-26］。根据BANERJEE等［24］提出的方法，计算得到的东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩和阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩的I HO值分别为425 mg/g和500 mg/g。根据CHEN等［25］提出的方法，计算得到两者的I HO值分别为400 mg/g和485 mg/g。上述2个模型计算的结果较一致，说明2套中二叠统烃源岩均以Ⅱ型干酪根为主，具备一定的生油能力，同时也说明阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩的有机质类型要好于东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩。
在干酪根有机显微组分中，镜质组、壳质组和惰质组均来源于高等植物先质。其中，镜质组和惰质组为典型的Ⅲ型有机质，壳质组为典型的Ⅱ型有机质［27-28］。低等生源成因的藻类体和无定形物质则为Ⅰ型有机质［27-28］。东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩镜质组和惰质组有机显微组分占较大优势：镜质组相对百分含量为21.9%~66.7%（平均为40.6%），显微镜下常见呈块状、粒状、碎屑状、透镜状和弯曲条带状分布的镜质体和碎屑镜质体；惰质组相对百分含量为26.3%~53.1%（平均为35.4%），镜下主要见丝质体破碎呈片状、楔状和不规则块状分布，半丝质体呈块状、断裂条带状和弯钩状分布，碎屑惰质体破碎呈粒状零散分布等［图7，图8（a）—图8（c）］。东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩的腐泥组和壳质组总相对百分含量较低，为0~46.5%（平均为24.0%）（图7），镜下常见呈蠕虫状、短带状平行层面密集分布的小孢子体和零散分布的碎屑壳质体［图8（a）—图8（c）］。有机质的类型指数介于-88.3~-16.0之间（平均为-48.7），反映了Ⅲ型有机质的特征。需要注意的是，较低的腐泥组和壳质组显微组分含量可能在一定程度上受到了其较高成熟度的影响，使其光性特征与镜质组渐趋一致，不易识别［27］。
图7 东道海子凹陷P2 p烃源岩与阜康凹陷P2 l烃源岩干酪根有机显微组分相对含量三角图Fig.7 The relative organic maceral content of P2 p source rocks in the Dongdaohaizi Sag and P2 l source rocks in the Fukang Sag |
图8 东道海子凹陷P2 p烃源岩与阜康凹陷P2 l烃源岩干酪根有机显微组分照片（a）滴南7井含炭质页岩样品，3 622.04~3 622.16 m，反射荧光（蓝光激发）；（b）道探1井泥岩样品，5 709.45~5 709.56 m，光片，油浸，反射单偏光；（c）彩4井含炭质页岩样品，1 995.5 m，光片，油浸，反射单偏光；（d）—（e）北86井黑色页岩样品，3 626.0 m，其中（d）为光片，反射荧光，（e）为光片，反射单偏光；（f）沙丘11井黑色页岩样品，2 870.4 m，光片，反射荧光；注：MB为矿物沥青基质；Ld为碎屑壳质体；ID为碎屑惰质体；O为油迹；T为结构镜质体；V为镜质体；CD为碎屑镜质体；SF为半丝质体；Py为黄铁矿；MiS为小孢子体 Fig.8 Organic maceral micrographs of the P2 p source rocks （thin section） in the Dongdaohaizi Sag and P2 l source rocks （thin section） in the Fukang Sag |
3.3 有机质丰度
东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩TOC值介于0.19%~6.11%之间（平均为1.33%），S 1+S 2值为0.08~34.16 mg/g（平均为1.60 mg/g），烃源岩品质差别较大，以中等—好烃源岩为主，差—非烃源岩也占一定比例（图9）。阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩TOC值介于0.07%~11.45%之间（平均为3.05%），S 1+S 2值为0.06~44.95 mg/g（平均为9.73 mg/g），以好—极好烃源岩为主，有机质丰度优于东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩（图9）。后者成熟度较高，在一定程度上可能会导致其S 1+S 2值较初始情况偏低。然而，成熟度对TOC值的影响往往较小［29］，因此可以认为成熟度的差别对图9所反映的2个凹陷中二叠统烃源岩有机质丰度的总体差异影响较小。
4 烃源岩生物标志物特征
图10 东道海子凹陷P2 p烃源岩与阜康凹陷P2 l烃源岩类异戊二烯烷烃与β -胡萝卜烷特征（a）Pr/Ph与β-胡萝卜烷交会图；（b）Pr/n-C17与Ph/n-C18交会图 Fig. 10 Isoprene alkanes and β-carotenes characteristics of P2 p source rocks in the Dongdaohaizi Sag and P2 l source rocks in the Fukang Sag |
图11 东道海子凹陷P2 p烃源岩与阜康凹陷P2 l烃源岩抽提物生物标志物谱图（a）、（c）、（e）滴南10井，3 707.45 m，岩心；（b）、（d）、（f）沙123井，2 493.05 m，岩心。注：R1为n-C17；R2为Pr；R3为n-C18；R4为Ph；R5为β-胡萝卜烷；T1为C19三环萜烷；T2为C20三环萜烷；T3为C21三环萜烷；T4为C26三环萜烷；T5为C24四环萜烷；T6为Ts；T7为Tm；T8为C31藿烷；T9为伽马蜡烷；S1—S4为C27规则甾烷；S5—S8为C28规则甾烷；S9—S12为C29规则甾烷 Fig. 11 Biomarker spectrograms of P2 p source rocks in the Dongdaohaizi Sag and P2 l source rocks in the Fukang Sag |
C19和C20三环萜烷主要来源于维管植物生成的二萜类化合物，是陆源高等植物输入的典型标志［33-34］。东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩和阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩C19/C21三环萜烷值均较低，分别为0.08~0.97（平均为0.23）和0.03~0.58（平均为0.17），反映其母质来源主要以藻类和微生物为主，可能有一部分陆源高等植物的贡献［图11（c），图11（d），图12（a）］。四环萜烷常常与陆源有机质也有较好的亲缘关系［31］。东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩和阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩C24四环萜烷丰度整体较低，C24四环萜烷/C26三环萜烷值分别为0.30~4.82（平均为1.27）和0.28~3.49（平均为1.15），说明陆源有机质的输入较少［图11（c），图11（d），图12（b）］。
伽马蜡烷可以表征纵向高盐度所致的分层水体，高丰度的伽马蜡烷经常出现在高盐度的海相和非海相沉积物中［35］。烃源岩沉积时水体盐度的升高会导致伽马蜡烷指数（伽马蜡烷/C31藿烷）的增高［31，35］。东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩和阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩伽马蜡烷丰度均较高，伽马蜡烷指数分别为0.08~0.96（平均为0.37）和0.04~1.05（平均为0.44），说明这2套烃源岩沉积时水体均具有较高的盐度［图11（c），图11（d），图12（c）］。18α（H）-22，29，30-三降藿烷（Ts）和17α（H）-22，29，30-三降藿烷（Tm）的比值可用于判断沉积水体的氧化还原环境。一般来说，较低的Ts/Tm值反映了氧化环境或陆源有机质的大量输入。东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩和阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩Ts/Tm值整体均较高，平均值分别为0.31和0.52，反映这2套烃源岩沉积时的氧化程度相对较弱，水生有机质的贡献更多［图11（c），图11（d），图12（c）］。此外，阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩相对更低的Ts/Tm值，可能还受到其相对于东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩较低的成熟度的影响［31］。
C27、C28和C29规则甾烷的相对含量常用来反映母质来源信息。东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩和阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩均表现出C29甾烷优势［图11（e），图11（f）］，其相对含量分别为35.6%~68.8%（平均为51.2%）和38.2%~81.2%（平均为52.0%）［图12（d）］。较高的C29规则甾烷相对百分含量往往与高等植物生源输入有关［31］。然而，从前述三环萜烷和四环萜烷反映的特征来看，2套烃源岩均以细菌和藻类等低等水生生物输入为主［图12（a），图12（b）］。除高等植物输入外，绿藻也是C29甾烷的重要来源［36］，研究表明，准噶尔盆地玛湖凹陷下二叠统风成组和吉木萨尔凹陷P2 l倾油型烃源岩中较高含量的C29规则甾烷均与绿藻密切相关［37-38］。据此推断，藻类的输入可能是导致2套中二叠统烃源岩均具有较高含量C29规则甾烷的主要原因，此外高等植物的输入可能也有一定的贡献。
5 结论
（1）准噶尔盆地东道海子凹陷深凹区P2 p烃源岩岩性以深灰色—灰黑色灰质泥岩、粉砂质泥岩和泥岩为主，凹陷浅湖区则以灰色—深灰色泥岩和粉砂质泥岩为主，为一套受三角洲影响显著的、具有一定盐度的深湖—半深湖相沉积。其岩性与阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩相差不大，沉积水体的盐度要略低于阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩，而且受三角洲的影响更强。
（2）东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩以Ⅱ型干酪根为主，主要为中等—好烃源岩，类型和丰度略逊于阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩。前者的R O和T max平均值分别为0.87%和460 ℃，反映其现今成熟度高于后者。东道海子凹陷P2 p烃源岩在晚二叠世开始进入生烃门限，现今已整体进入生干气阶段，而阜康凹陷P2 l烃源岩仍处在生凝析油—湿气阶段。
（3）东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩和阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩生物标志物特征相似，伽马蜡烷、β-胡萝卜烷、C29规则甾烷丰度和Ts/Tm值较高，而Pr/Ph值、C19和C20三环萜烷、C24四环萜烷丰度较低，反映出2套烃源岩均沉积于偏还原的咸水环境，以细菌和藻类等水生生物输入为主，陆源高等植物输入为辅。
（4）东道海子凹陷及周缘P2 p烃源岩与阜康凹陷及周缘P2 l烃源岩整体面貌相近。目前，围绕后者已取得一系列勘探突破，预示着东道海子凹陷及周缘P2 l含油气系统同样具备良好的勘探潜力。
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