灯影组 , 灯影组地层岩性

嘉善是哪个省的城市

嘉善县属于浙江省，是嘉兴市下辖县。

嘉善县位于浙江嘉兴市东北部，与上海可备加线量跟地域相连，人文相亲，经济相融，是浙江接轨上海的桥头堡。其区位优势极为独特，沪苏浙三省市的交汇之处，县域360问答经济社会高质量发展走在全国的前列，也是房初一建族提例你全国唯一的一个县域科学发展示范点。

嘉善县建于明朝宣德五年（1430吧站附儿脱年）。境内一马平川，属典型的江南水乡。历史上因“民风纯朴、地嘉人善”而得名。全县区域面积506平方公里。嘉善县，因旧有迁善六乡，俗尚敦庞，己粉县这少犯宪辟，故日嘉善。明，分嘉兴县东北境置嘉善县。是全国县域高质量发展示范点、长三角生态绿色一体化发展示范区先行启动区、全国文明城缩叶换市。

地形地貌

嘉善县，位于扬子准地台内钱塘台褶带东北的余杭一嘉兴台陷的东北端浙北平原区东北部，为大面积第四系覆盖区。境内第四系全新统以前的地层，除南部胥山零星出露泥盆系五组外，余震旦系灯影组、奥陶系长坞组、二迭系栖霞组、第三系长河群、第四系下更新统和上更新统仅在钻孔内可见。

嘉都爱视数板什已图阿刑善县境内地势低平，河湖密布。自东南向西北缓缓倾斜，东南部的大通、大云一带较高，西北部的离庄、汾玉一带较低。平均高程为3.67米，地面高差不到2米，仅东南部个别孤丘超过4.5米。

以上内容参考百度百科—嘉善县

学习任务中国南华系和震旦系划分与对比

【任务描述】 ①了解中国南华系和震旦系地质特征；②为掌握南华纪和震旦纪的地质时代划分；③了解南华纪和震旦纪生物界面貌，鉴定代表性化石。

南华系（距今8亿～6.0亿年）和震旦系（距今6.2 亿～5.43 亿年）广泛分布于天山-秦岭一线以南的广大地区，其中以中国南方分布最广，发育最好，成为研究的典型地区。

一、典型价工作任务——认识和分析南华系和震旦系地层

（1）阅读三峡南华系、震旦系剖面资料，并参观下列地层标本，了解其形成时的环境：①莲沱群的砂岩；②南沱组的冰碛砾岩；③陡山沱组的页岩及薄岩灰层；④灯影组的白云岩及白云质灰岩。

（2）阅读中国震旦纪古地理图及沉积示意剖面图，掌握中国东部地区南华纪、震旦纪地层特征。

二、中国南方南华系和震旦系划分与对比

（一氢布易指民）三峡剖面特征

扬子板块片水关著货强题阿烟世包南华系、震旦系发育较好，自西向东可以分轮型力将然着为扬子西部区、上扬子区和下扬子区，各区沉积特征略有差异。峡东震旦系最早由李四光和赵亚曾（1924）建立。原剖面将莲沱组和南沱组划分为下震旦统，将陡山沱组和灯影组划分为上震旦统，据《中国地层指南》（2001）将莲沱组和南沱组划分为南华系，属新元古化固地否界；将陡山沱组和灯影组划分为震旦系，属新元古界减鱼路维零问友良官。具体地层剖面如下口清混儿：

地层古生物基础

地层古生物基础

莲沱组和南沱组分别为粗碎屑岩和冰成碎屑-泥质岩沉积。莲沱组下部砾岩以紫红色为主，砾石具叠瓦状构造，多具板状交错层理，代表陆上河流沉积。上部粒度变细，为河口湾-水下三角洲沉积。南沱组为灰紫色至紫红色砂泥质杂砾岩，砾石成分复杂，颗粒无分选，具块状层理或水流交错层理，砾石上有冰川擦痕，代表大陆冰川和近岸冰海沉积。莲沱组和南沱组之间为平行不整合，代表了莲沱期末相当于川西澄江运动的一次地壳抬鱼脸批继式室获愿升。陡山沱组和灯影组，均以碳酸盐为主。陡山沱组岩石呈灰-灰黑色中-薄层状，内碎屑较少，普遍含黄铁矿、燧石，含有三射式钙质海绵骨相养史武成针和单轴硅质海绵骨针，反映了一种较放调杂玉承千马永神深水滞流沉积特征。灯影组下部白云岩发育内碎屑，具鲕粒结构，多见交错层理，代表高能富氧的碳酸盐台地边缘浅滩沉积。中部夹暗色沥青灰岩及硅质灰岩，含丰富的Ven⁃DotA身六谓建病保enia （文德带藻）。上部中-厚层白云岩内含Sinotubulites （震旦虫管）及个别Circothe⁃c言害年危良互议年机圆新a （圆管螺），具鸟眼构造及藻席（层纹石），代表碳酸盐潮坪及潟湖环境，为干燥气候条件下的沉积。

（二）中国南方南华系和震旦系沉积类型

中国南方南华系和震旦系可分为三种类型；扬子型、江南型和华南型（图7-9）。

图7-9 华南南华纪和震旦纪沉积示意剖面图

（据王鸿祯，1980，有修改）

1.震旦系碳酸盐岩为主；2.震旦系硅质岩为主；3.形都众南华系碎屑岩为主；图信道便期井照4.南华系冰碛岩；5.南华系火山岩；6.前南华系；7.同沉积断裂

扬子型南华系和震旦系广泛分布片力蛋证京老风适举于包括康滇地轴以东的云南东部、四川、贵州省大部分和湖北、湖南西部以及长江下游的沿岸地区，即晋宁运动后形成的扬子地台区。南华系和震旦系作为最古老的搞新按否定沉积盖层普遍不整合于古老的变质岩系之上，以鄂西三峡剖面为典型代表，在各地皆可进行逐层对比。南华系为陆相、滨海相碎屑沉积和冰川堆积，震旦系为滨浅海碳酸盐岩为主，反映早期陆上、滨海环境及寒冷气候，晚期在冰川以后有广泛庆的海侵。

江南型南华系和震旦系分布于雪峰山、九岭、赣东北以南，包括桂北、湘中、皖南、浙西等地区。本区南华系和震旦系地层层序划分和扬子区基本相似，但岩相、厚度特征却有明显差异。相当于下南华统的地层（湘中的江口组、桂北的长安组和富禄组、浙西的志棠组等）为厚达三四千米的碎屑岩系，常夹中酸性、基性火山岩和火山碎屑岩，代表强烈沉降，快速堆积的产物，物质来源可能是其西侧的雪峰、九岭隆起（图7-10）。上南华统在该区普遍发育有冰碛砾岩，表明气候寒冷，有大量冰川活动。下震旦统发育有滨、浅海相的碳酸盐岩。上震旦统桂北的老堡组、湖南的留茶坡组、皖南的皮园村组、浙西的西峰寺组等，为厚仅数十米至200 m左右的硅质岩及硅质页岩，向上和下寒武统为连续过渡关系，界线不易划分。此厚度较小的硅质岩及硅质页岩建造被认为是地壳显著下降所形成的非补偿深水海盆沉积。

华南型南华系和震旦系见于赣南、湘南、粤北、闽西等地区，以巨厚的海相复理石式碎屑岩夹火山岩建造为特征。由于受后期构造运动影响，产生区域变质，划分和对比困难。震旦系和南华系属活动类型沉积，碎屑物不可能来自西侧的深水海盆，而是来自活动带内部的岛屿，其沉积环境应属半深海-岛弧环境。

图7-10 中国震旦纪古地理地图

（据刘本培等，1996）

上述中国南方震旦系和南华系沉积类型及其分布特征，明显地受古地理、古构造环境控制。特别是震旦统的岩相分异明显，反映了彼此相邻的不同古地理景观和古构造环境，扬子陆表浅海、江南陆缘深水海盆及华南半深海-岛弧海区，与此相应的是扬子稳定区、江南过渡区、华南活动带。前者即扬子地台区，后二者可合称华南地槽区（图7-10）。

三、华北-东北南部区南华系和震旦系

华北-东北南部区为吕梁运动后形成的稳定地块，即华北板块区，新元古界已基本属盖层性质，此时，其绝大部分上升为陆，未接受沉积，仅东部和南部边缘地区有沉积。

辽东半岛和淮南一带的南华系和震旦系地层比较相似，主要为一套滨、浅海相砂岩、泥质岩及泥质、硅质碳酸盐岩沉积，厚度数百米至二三千米以上，向上与下寒武统平行不整合接触，向下和青白口系为整合或平行不整合接触。

地台西南缘的豫西地区，平行不整合于上南华统的“罗圈组”泥砾岩及砂、泥岩层，被认为是冰川成因，有可能和上南华统冰碛层相当。

　震旦系概述

雪峰运动使江南古陆最终隆起，其经剥蚀后接受了第一个盖层——震旦系的沉积。对震旦系能否作为含矿建造（或矿源层）而对古生代以后的成矿（如Hg、Ba、Pb、Zn等）起重要作用，目前认识尚未统一。但震旦系不仅蕴藏着较丰富的Fe、Mn、P及重晶石等矿产，同时对该区地质构造发展、沉积岩相及古地理等方面均具有承上启下的重要作用。

研究区震旦纪地层划分方案各家不一。湖南区测队（1986）将震旦系自下而上划分为五个组，即下统江口组、湘锰组、洪江组和上统金家洞组及留茶坡组。与峡东震旦纪层型剖面相比，江口组和湘锰组约相当于莲沱组，留茶坡组相当于灯影组。而事实上，以往该区的研究中，多数学者仍沿用60年代的划分方案，即自下而上共划分为三个组，包括下统南沱组（又分为南沱砂岩组、南沱冰碛岩组）和上统陡山沱组及灯影组。考虑到沿革性和便于对比，我们也沿用南沱组、陡山沱组和留茶坡组的划分方案。

南沱组主要为灰黑色、深灰色、浅灰色块状冰碛砾泥岩、冰碛砾砂质泥岩、冰碛砾粉砂质泥岩及粉砂岩，夹少量灰绿色、灰黑色砂质板状页岩、板状页岩、条带状炭泥质板状页岩、含串珠状黄铁矿炭泥质或硅质板状页岩及透镜状砂岩，偶见有碳酸盐岩透镜体。砾径大多为0.3～0.5cm及3.5～5.5cm两级，大于10cm者少见，落石特征明显。砾石成分随地而异，外形多样，排列杂乱，砾石成分往南复杂，含量往南、往东渐少，而落石特征及层理往南愈加明显。本组厚度变化大，通道、洞口厚达1034～2658m，而常德、安化、大庸、凤凰、麻阳一带仅为40～200m。

陡山沱组主要为黑色、深灰色炭质板状页岩、黑色板状页岩，夹白云岩、灰岩及硅质岩。本组岩性、厚度总的变化趋势是由北而南碳酸盐岩减少，炭泥质岩及硅质岩增加。保靖、慈利一线之南东与靖县、溆浦一线之北西间的地区，主要为粉晶白云岩夹炭泥质板状页岩及少许磷块岩，局部有内碎屑白云岩和角砾状白云岩。大庸田家坪、四都坪一带发育一套含灰岩、白云岩角砾的滑塌角砾岩，夹少量炭泥质板状页岩，具有斜坡滑塌的重力流沉积特征；泸溪五里坪、凤凰城郊一带，硅质岩及钙质页岩大增；桃源板溪、沅陵楠术铺、安化留茶坡、溆浦金家洞、辰溪修溪口及新晃等地，黑色炭泥质及钙质板状页岩显著增加，与白云质灰岩、白云岩组成互层，两者厚度比为1/3。本组厚度变化较大，在安化松子溪、黄沙溪、水桷坳等地不足40m，一般为10～32m。

留茶坡组下部为灰色厚层状硅质岩及条带状硅质岩；上部为薄—中层硅质岩夹少量炭质板岩，或两者的互层，局部夹少量碳酸盐岩透镜体。具水平层理，偶见叠层构造及波痕、干裂纹，其底部硅质岩层面上往往有瘤状突起。会同、通道及新化一带尚见有由细粒黄铁矿组成的纹层及沉积重晶石夹层。本组岩性较为稳定，除桃源板溪、古丈波罗寨等地以灰岩、白云岩为主外，其余各地皆为较单一稳定的硅质岩。大体以安化留茶坡一带为界，向北西其下部碳酸盐岩有所增加，向南东碳酸盐岩减少并几乎全为硅质岩所取代。本组厚度20～200m，一般以数十米至百余米居多。

有关留茶坡组硅质岩的成因问题，目前认识不一。总括起来，大致有三种成因观点。一是交代成因说。其理由为：①巨厚层状硅质岩不可能是SiO2凝胶从正常海水中沉淀的，因海水中一般只含有4×10-6左右的SiO2，且在25℃时，非晶质SiO2的溶解度为100×10-6～140×10-6,SiO2处于极不饱和状态；②岩石中含丰富的蓝绿藻化石，藻的生长条件和习性与碳酸盐沉积条件相似，原始成分都是钙质，因而硅质岩尤其是藻硅质岩可能是由藻碳酸盐岩经交代形成的；③硅质岩还交代如黄铁矿、磷灰石等各种自生矿物；④硅质岩的某些层段含泥质较高，并与泥岩呈薄的互层，反映SiO2是由泥质岩石在成岩转变过程中析出的。二是原生沉积成因说，证据为：①区域分布广，层位稳定，以上震旦统最为发育；②具清晰的沉积构造，常见有水平层理、微波状层理，偶见小型斜交层理，薄—中厚层状，层内条纹、条带构造发育；③硅质岩层下部或硅质岩中普遍含有硅质、泥质内碎屑，而盆屑颗粒属浪流沉积成因；④硅质多与泥质、有机质共生，研究表明硅质和有机质是同期沉积的。三是综合成因说，沉积为主，形成在前，交代为次，形成在后。

显然，冰碛岩和硅质岩是震旦纪沉积岩相的重要组合特征。震旦纪古构造、古地理格局，尤其是冰期后转暖的气候条件等，对寒武纪的沉积具有较大的影响。而从成矿及微量元素的组合特征上看，它与下伏前震旦系及上覆寒武系均具有一定的继承演化关系，故加强震旦纪的地球化学研究具有重要意义。

四川盐亭中国石油蓬深六井具体地址

盐亭县大兴回族乡广裕村。根据查询百度地图显示，蓬深6井位于四川省绵阳市盐亭县大兴回族乡广裕村。是蓬莱气区探索灯影组的一口重点预探井，旨在探索8000米以深川中古隆起北斜坡灯影组地层含油气性。

　震旦系—下古生界烃源岩特征

四川盆地震旦系—志留系发育的主要烃源岩有三套：上震旦系碳酸盐岩、寒武系黑色泥页岩及志留系黑色泥页岩。此外，奥陶系在川西南、川东北及川东南均有分布，厚度一般为400～600m，是否具有生烃潜力也值得研究。本节在对高科1井、盘1井、五科1等井系统采样分析基础上，从有机质丰度、生烃母质特征、母质类型、成熟度等几个方面分析烃源岩特征。

一、生烃母质显微岩石学特征

根据对震旦系—下古生界150多块全岩光片及30块典型干酪根光片的观察与鉴定，发现主要存在如下几类生烃母质。

（一）海相镜质组

仅见于黑色泥岩及粉砂质泥岩中，一般呈团块状、碎屑状，有些呈透镜状，沿层理方向分布。不显光性结构，表面较均一，各向异性弱。从其与矿物的接触关系及产状看，它属于原生组分。海相镜质组在较富含微粒体的组分中较多。在成因上，海相镜质体是藻类等相近生源物质经腐殖化作用形成，主要形成于弱氧化－弱还原环境。一般在Ⅱ型烃源岩中较丰富。

（二）海相惰性组

仅见于黑色泥岩及黑色粉砂质泥岩中，呈碎屑状，反射率高，常与海相镜质组共生，一般数量很少。海相惰性组主要属于再循环有机质，此外，有些结构不明显的动物壳屑也归为此类。因此，有些文献中称类惰性组。

（三）动物壳屑体

在志留系黑色泥岩中，常见笔石体，具粒状结构，呈不同形状。在寒武系黑色泥岩中，也可见一些动物壳屑体，但结构保存不清，成因难辨。

（四）微粒体

在寒武系及志留系泥岩及粉砂质泥岩中还普遍存在微粒体。微粒体是无定形体热演化作用的产物。这套地层中出现微粒体，证明其含有一定数量的原始生烃母质，以及原始生烃母质具有较强生烃潜力。微粒体可划分为A、B两种类型。对干酪根分离不纯样品，较难区分这两种类型，从特征推断，这两套生油岩中，微粒体A与微粒体B均存在（表6-2）。

表6-2　四川盆地震旦—志留系干酪根显微组分分析结果

①最小值～最大值（平均值），余同。

（五）沥青

沥青是四川盆地震旦系—下古生界存在的主要有机质类型之一，且具有一些独特的特点。

1.沥青的分类及成因

在几乎所有研究的震旦系—下古生界样品中均可见有或多或少的各种沥青。按形态及光性特征大概可分为五类：

类型Ⅰ：呈条带状或透镜状，沿层理方面分布，表面均一，不显光学结构，具强烈各向异性。有时其中可见有黄铁矿颗粒。这类沥青目前仅见于黑色泥岩或粉砂质泥岩中，从成因上分析，属原生沥青，形成于烃源岩成熟作用阶段。

类型Ⅱ：呈他形，粒状或不规则状，颗粒直径小，一般1～5μm，散布在矿物颗粒之间，不具光学结构，观察不到各向异性。主要见于黑色粉砂质泥岩中。从成因上分析，相当于自生自储的沥青。

类型Ⅲ：呈他形，充填于晶洞、晶间隙或显微孔隙中，具中—粗粒镶嵌结构或片状结构，强烈各向异性。主要见于碳酸盐岩地层中，是一种储层沥青。

类型Ⅳ：是一种典型晶间沥青，沥青非常细小、分散在晶间。在高倍镜下观察可见沥青沿晶体颗粒分布，呈他形。这种沥青也不具明显的光学各向异性。在分布上的特征是整体呈块状或层状分布，形成黑色纹层。这类沥青见于细晶—微晶碳酸盐岩中或是含有一定泥质的碳酸盐岩中。

类型Ⅴ：也是一种细分散沥青，分布于颗粒较粗的碳酸盐岩矿物的晶间，具有明显的光学各向异性，其产出特点是仅出现在某些显微分层中。

四川盆地下古生界中五种类型沥青，按其成因类型大致可分为两种。

（1）原生－同层沥青，也称为前油沥青，产于暗色泥岩、粉砂质泥岩及泥灰岩中的沥青I与沥青II属于这种成因类型。它形成于烃源岩成熟过程中，由未运移出的重质馏分逐渐较变而来，VRo为0.50%～1.0%。

（2）后生－储层沥青，由原油经热变质作用形成，包括产于各类碳酸盐岩中的沥青Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ。这些沥青产状与岩性存在较大差别，对其原因尚未作进一步研究，但它们均与原油热变质作用有关。其VRo为1.20%～1.60%。

上述五类沥青的差别主要体现在产状、光性及母岩类型上。虽然对这五种沥青的成因还有很多不清楚的地方，如有些有光学各向异性，有些表现各向同性，有些有多种光学结构，有些为均一状结构。但从沥青形成与成烃作用阶段考虑，均形成于热演化过程中，并与热演化作用形式和强度有关。

2.沥青分布特征

研究表明沥青分布与古构造背景密切相关。对乐山－龙女寺古隆起、川东地区、川西南三个构造部位钻孔全岩样品及干酪根的详细分析结果表明，不同层位震旦系—下古生界沥青分布无论在数量上还是在类型上均具有一些差别，但以古隆起沥青最发育为特征。

总体说来，四川盆地下古生界沥青分布有如下规律。

（1）古隆起区沥青类型多、斜坡及凹陷带沥青类型少

在古隆起区，震旦系—下古生界中均见沥青，其中在南津关组风化壳顶及灯影组顶部储层沥青发育。其类型、丰度与岩性有关，在Z—

碳酸盐岩中，沥青类型主要是Ⅲ型、Ⅳ型及V型；在Z—

泥岩及泥灰岩中，发现的沥青主要是类型Ⅱ与Ⅰ（表6-3），沥青含量为10%～40%。

在川东地区，志留系—寒武系沥青不发育，以类型I为主。在寒武系泥岩及粉砂质泥岩中，见有少量沥青，属类型I和类型Ⅱ（表6-3）。位于西南坳陷北部的盘1井，在

—S地层中仅有少量沥青，主要是类型Ⅰ；在灯四段中见有沥青，在灯三段、灯二段见沥青较少，主要类型是Ⅳ与V。

表6-3　乐山－龙女寺古隆起沥青全岩光片鉴定结果

（2）沥青在古隆起区以及古风化面附近含量高，在坳陷带和远离风化面处沥青含量逐渐减少

四川盆地下古生界存在两个风化壳，其一是震旦纪末桐弯运动不整合面，其二是志留纪末的加里东运动不整合面。这两个不整合面附近地层沥青含量高，远离不整合面沥青含量明显降低。如高科1井下寒武统筇竹寺组底部（取心段4955～4986m）沥青含量最高，6块样品沥青平均含量为15.5%，其次为震旦系灯影组顶部（取心井段4986～4994m），沥青最大含量为30%，最小含量为2%，平均为8.54%。该不整合面向上或向下地层沥青含量呈降低趋势（图6-3，表6-4）。同样是高科1井，在南津关组加里东古风化面沥青含量较高，平均含量为4.86%，到洗象池群沥青只有0.2%～4%，平均含量为1.5%，沧浪铺组沥青平均含量仅为0.55%。这些均表明寒武系—奥陶系古风化面上曾经有过油气聚集。

图6-3　高科1井取心段平均沥青含量柱状图

表6-4　高科1井取心井段沥青含量统计表

平面上，沥青含量从坳陷带、斜坡带到古隆起核部逐渐升高（图6-4）。灯影组在坳陷带窝深1井，沥青平均含量为0.41%；处于斜坡带的自深1井平均沥青含量为1.13%，威117井平均沥青含量为0.93%；在古隆起核部以女基井最高，为8.12%，安平1井平均含量为2.40%，高科1井为5.41%，资2井为5.29%。在隆起带震旦系灯影组普遍含沥青，以震顶沥青含量高。寒武系、奥陶系也有类似规律。如龙女寺构造的女深5井中上寒武统洗象池组顶部沥青含量最高，平均沥青含量为15.7%。合川构造部位相对较低、剥蚀地层相对较少，该构造上的合12井奥陶系沥青含量仅为0.14%，寒武系平均为0.4%。构造位置介于两者之间的高科1、女基井、磨深1井，沥青平均含量为2.4%～4.86%（见表6-5）。

图6-4　乐山－龙女寺古隆起灯影组沥青平面分布等值线图

表6-5　高石梯－龙女寺构造带下古生界沥青含量统计表

（3）薄片鉴定统计表明震顶风化面以下灯影组沥青平均含量与平均孔隙度呈负相关性

沥青含量小时，孔隙度较大；相反沥青含量高，孔隙度较小。但沥青含量与平均孔隙度之和相近，为4.52%～7.3%，沥青含量与孔隙度具有互补性，沥青后期充填孔隙导致孔隙度减少，有油气水占据孔隙时使沥青含量相对减少。

（4）震旦系碳酸盐岩地层中TOC平面分布与沥青分布有关

震旦系碳酸盐岩地层中TOC平面分布与沥青分布的相关性表现为古隆起部位震旦系碳酸盐岩中沥青富集，且在分析样品中有机质仅见沥青，TOC较高。这一规律在震旦系碳酸盐岩TOC平面分布图上也有反映。古隆起震旦系中沥青的上述特征对其成因提供了如下认识：沥青可能来自于其上的生油岩，而震旦系本身的贡献少；沥青可能来源于古隆起东部及西南坳陷；与沥青关系最密切的是寒武系暗色泥岩。

应当指出的是四川盆地下古生界碳酸盐岩与泥岩中有机组分类型存在较大差别。在震旦系TOC较高的碳酸盐岩中，未发现原生有机质，如微粒体、海相镜质组等，只发现沥青，沥青类型是III、IV及V。在寒武系、震旦系及志留系黑色泥岩及泥灰岩中发现有大量微粒体等其他原生显微组分，这表明震旦系仅含很少原生有机质，其TOC主要由后期的沥青构成。而寒武系、志留系烃源岩既有原生有机质，又有沥青有机质作为补充。另一方面，沥青是油气生成与运移的产物。在古隆起区东部、南部及斜坡部位寒武系、震旦系黑色泥岩、粉砂质泥岩中发现有大量沥青，说明这套地层排烃效率不高。在震旦系碳酸盐地层中，贫原生有机质，外来的油气进入这套地层形成的沥青具有很强生气能力，使这套本来无生气潜力的地层成为有效气源岩，这是一种特殊的气源岩。由此可见，四川盆地震旦系—下古生界中存在两类烃源岩：原生有机质——主要是微粒体；次生有机质——沥青。

二、原始有机质丰度及恢复

（一）下古生界烃源岩有机碳含量下限标准

下古生界烃源岩主要包括两类：泥质烃源岩及碳酸盐岩烃源岩。有机碳是评价烃源岩有机质丰度的最主要指标，特别是对于下古生界，如氯仿沥青A及总烃含量较难应用，有机碳的研究显得更为重要。对于下古生界泥质烃源岩，一般的看法是可沿用陆相烃源岩有机碳下限标准，即有效烃源岩的TOC下限值为0.40%～0.60%。对于过成熟泥质烃源岩，还应考虑TOC在成熟过程中的损失，可适当降低TOC下限标准。苏联学者Ronov（1958）发现在含油气区泥岩与碳酸盐岩TOC丰度不同，泥岩有机碳含量平均为1.37%,而碳酸盐岩地层TOC可低至0.50%。Baker（1962）提出TOC=0.30%是碳酸盐岩烃源岩的下限标准。黄籍中等（1995）将四川盆地下古生界碳酸盐岩生烃评价TOC下限标准定在0.20%。刘德汉等（1999）认为我国过成熟碳酸盐岩气源岩TOC下限标准应大于0.1%～0.20%。

研究结果表明，对于下古生界海相烃源岩，尤其是海相碳酸盐岩烃源岩TOC下限标准的确定应综合考虑烃源岩地球化学特征及形成地质背景等几方面，即将油源岩与气源岩分开考虑；将泥岩生油岩与碳酸盐生油岩分开考虑；综合考虑下古生界烃源岩的区域地质背景；考虑成熟度及原始母质类型的影响。根据上述观点，本书提出了四川盆地下古生界有效气源岩TOC下限标准（表6-6）。

表6-6　四川盆地下古生界有效气源岩评价的TOC下限标准

（二）震旦系—下古生界有机碳分布特征

1.古隆起地区

分析样品包括资阳、威远构造及高石梯构造的高科1井等主要钻孔。由表6-7下古生界TOC与Rock-Eval分析结果，可得到如下几点认识。

（1）因烃源岩成熟度较高，岩石Rock-Eval分析结果的参数，如Tmax、HI等对于这套地层的评价失去有效性。

（2）从TOC数据看，高科1井有两个层段TOC较高：下寒武统黑色泥岩、黑色粉砂质泥岩（4855.09～4985.5m）,TOC为1.12%～3.81%；上震旦统灯影组灰黑色泥岩、粉砂质泥岩（5344.12～5355.99m）,6个样TOC平均为0.92%，最高可达2.14%。资阳、威远构造寒武系黑色泥岩TOC高，最高可达5.93%。结合镜下分析结果，这套地层以原生有机质为主，是一套优质烃源岩（表6-7）。

（3）震旦系碳酸盐岩样品TOC含量存在较大差别，范围是0.10%～1.93%。在TOC含量较高的碳酸盐岩中，一般都含有沥青，且有机质主要为沥青，如上震旦统灯影组四段碳酸盐岩，干酪根分析结果几乎100%都是沥青。沥青成为这类岩石中主要的有机质存在形式。不含沥青的碳酸盐岩TOC低，一般不到0.20%，难构成有效烃源岩。

由此可见，应用TOC评价这套地层有机质丰度，还应结合镜下特征区分原始有机质（显微组分）与次生有机质（沥青）。作为气源岩，这两类有机质均具有一定生烃潜力。如按黄籍中等（1995）烃源岩有机质丰度分级标准，寒武系暗色泥岩段与震旦系暗色泥岩段分别达到了好与较好的等级。震旦系含沥青的碳酸盐岩整体上达到中等程度气源岩。

表6-7　古隆起震旦系－下古生界有机碳、原始有机碳恢复及Rock-Eval分析统计表

①最小值～最大值（平均值），余同。

2.东南坳陷区

该区灯影组碳酸盐岩TOC为0.10%～0.15%，不属于烃源岩范畴。表6-8是东部坳陷寒武系－志留系样品TOC及Rock-Eval分析结果，从中可见：

表6-8　川东南斜坡震旦系—下古生界有机碳、原始有机碳恢复及Rock-Eval分析结果表

续表

①最小值～最大值（平均值），余同。

（1）志留系S1l灰黑色泥岩TOC较高，一般可高达1%～3%，无疑属优质烃源岩范畴。

（2）奥陶系O1d在该区暗色岩系主要是一套泥灰岩，TOC不高，一般在0.20%左右，难达到有效烃源岩范畴。

（3）寒武系烃源岩发育暗色泥岩和暗色灰岩两套烃源岩。暗色泥岩TOC可高达1.5%～2.0%。位于古隆起东部斜坡的座3井寒武系灰黑泥灰岩，TOC为0.18%～0.70%，属较好生油岩范畴。

3.西南坳陷

表6-8列出了该区盘龙1井典型样品TOC及Rock-Eval分析结果。从中可见，寒武系—志留系中黑色泥岩TOC均较高，一般可在1.0%以上，属优质烃源岩范畴。震旦系灯四碳酸盐岩TOC也较高，较好的样品TOC可高达2%～3%，结合镜下观察，其中所含有机质只有沥青（类型Ⅲ与Ⅳ），Z2dn碳酸盐岩TOC较低，沥青也少。

总之，震旦系—下古生界有机质丰度平面分布有如下特点：①志留系暗色泥岩在古隆起东部及南部坳陷TOC都较高，奥陶系暗色泥岩在西南坳陷具有较高TOC，而在东部较低。寒武系暗色泥岩在古隆起部位及其南部坳陷TOC较高，在东部斜坡部位也较高，再向东至五科1井、利1井一带较低。②寒武系—奥陶系较纯的碳酸盐岩TOC一般较低，也较少含沥青；有机质丰度难达到有效烃源岩范畴。③震旦系灯影组碳酸盐岩TOC较高的地区集中分布在古隆起部位及其南部及东部斜坡部位。在这套地层中原生有机质少，有机质主要存在形式是沥青。

（三）原始有机质丰度的恢复

根据烃源岩母质类型及其所处成熟度，便可恢复过成熟烃源岩在处于低成熟阶段时的TOC含量。金奎励等（1997）建立起了计算不同类型烃源岩TOC恢复系数的方程。表6-7、表6-8是对主要样品的恢复结果，可见恢复后的寒武系与志留系暗色泥岩样品TOC很高，最高可高达17.28%，一般可达1%～4%，属非常好的生油岩。较富有机质的震旦系碳酸盐岩样品中基本上都是沥青，从成熟度上看，已属碳沥青的范畴。从成因上看，它可能由低变质沥青转变而来，或是原油热解形成。根据热模拟实验结果，沥青或原油TOC转化系数高达4。计算结果表明这些碳酸盐岩在较低成熟阶段时，沥青或原油含量一般可高达5%～15%（表6-9）。

表6-9　震旦系储层中原始沥青TOC恢复

三、烃源岩有机质类型

高成熟烃源岩母质类型的评价是烃源岩生烃评价的另一个难点。传统的地球化学指标，如干酪根元素分析、岩石Rock-Eval、氯仿沥青A及干酪根传统镜检等均失去有效性。目前应用较成熟的方法有：干酪根δ13C及有机岩石学方法。本书应用这两种方法确定四川盆地下古生界有机质类型。

1.干酪根δ13C法

从高科1井、五科1井δ13C‰（PDB）数据分析，按黄籍中（1988）提出的标准〔即：Ⅰ型（δ13C＜－30‰），Ⅱ1型（－30‰～－28‰），Ⅱ2型（－28‰～－26‰），Ⅲ型（≥－26‰）〕，震旦系—下古生界烃源岩类型以Ⅰ型为主，有少量的Ⅱ1型、Ⅱ2型及Ⅲ型（表6-10）。

2.有机岩石学方法

在热演化过程中，虽不同类型显微组分的地球化学分析结果渐趋一致，但不同类型显微组分的光性仍存在显著的差别，是应用有机岩石学方法恢复过成熟干酪根原始母质的理论基础。

表6-10　烃源岩干酪根稳定碳同位素组成表

根据肖贤明（1992）提出的研究方法，应用干酪根显微组分分析结果，对震旦系—志留系暗色泥岩原始显微组分组成进行了恢复，由于沥青不是原生显微组分，在恢复中没有考虑，结果见表6-11。从中可见，志留系暗色泥岩中腐泥组含量高达80%以上，其原始母质类型有Ⅰ型，也有Ⅱ型，寒武系与奥陶系泥岩及粉砂质泥岩中主要是腐泥组B，含量一般在80%～90%，母质类型以ⅡA型为主体，也有少量Ⅰ型。

表6-11　研究样品干酪根原始显微组分恢复结果

续表

四、有机质成熟度

烃源岩成熟度评价指标的选择应根据其有机岩石学特征进行。四川盆地下古生界中主要存在三类形态有机质：沥青、海相镜质组及动物壳屑体。由于动物壳屑体成因难辨，其应用受到限制。沥青虽然发育，但应结合其形成地质背景评价其地质意义。因此，海相镜质体Ro将是主要采用的成熟度指标。本书针对四川盆地下古生界的特点，重点研究了两项参数：沥青反射率（BRo）与海相镜质组反射率（MVRo）。为保证实测结果的客观性与可比性，对实测结果进行了如下技术处理。

（1）对沥青

仅对类型I与类型III进行了反射率测定，并分别统计反射率值；其等效镜质组Ro按刘德汉等（1994）提出的计算公式（VRo=0.668BRo＋0.346）计算。

（2）对于海相镜质组

只保留了实测值较可靠的数据，在有些样品中海相镜质组很少且个体很小，未作反射率测定。其等效镜质组Ro按Xiao Xianming等（2000）提出的计算公式〔VRo=0.81MVRo+0.18（MVRo＞1.50%）〕计算。

应用沥青及海相镜质组相应换算公式，计算结果见表6-12。结果表明位于不同构造部位三个钻孔的下古生界现埋深存在较大差别，但三叠系、二叠系及下古生界VRo相近，说明这几个地区沉积－构造发展史有类同的地方。且后期的最大热成熟作用包括了地层早期热演化作用的若干差别。

表6-12　四川盆地下古生界沥青反射率（BRo）与海相镜质组反射率MVRo）

续表

①VRo=0.668BRo+0.346（刘德汉，1995）；

②VRo=0.81MVRo+0.18（刘祖发，肖贤明，1999）。

从图6-5a中可见，既使高科1井地区缺乏奥陶系—石炭系，由海相镜质组反射率得

图6-5a　高科1井镜质组Ro与孔深的关系

虚线下是由海相镜质组换算的等价镜质组Ro。基本上呈直线相关

图6-5b　高科1井镜质组Ro、由沥青Ro换算的等价镜质组Ro与孔深的关系

可见在不整合面以下出现间断，显示沥青Ro所反映的成熟度较低到的等价镜质组Ro与二叠系及三叠系镜质组Ro构成一个连续剖面。这说明，震旦系—寒武系中有机质在海西期后存在强烈的再次变质作用，使不整合面上下地层成熟度的差别趋于消失。目前这套下古生界成熟度很高，等价镜质组Ro为3.0%～3.2%，已处于干酪根生气下限。五科1井与盘1井也存在类似规律（图6-6，图6-7）。

图6-6　五科1井镜质组Ro与孔深的关系

由海相镜质组、沥青Ro换算的等价镜质组Ro与孔深的关系可见沥青Ro所反映的成熟度较低

图6-7　盘1井镜质组Ro与孔深的关系

由海相镜质组、沥青Ro换算的等价镜质组Ro与孔深的关系

从图6-5b中可见，高科1井由沥青Ro得到的等价镜质组Ro与上覆地层实测镜质组Ro在与地层埋深关系图上出现间断。这种反常特征说明这套地层中沥青形成于较晚时期，它反映不了地层的成熟度，它所代表的是其形成后的这段埋藏史与受热历史。以往在四川盆地应用沥青Ro作为地层成熟度指标时往往忽略了这一问题。

从图6-8为高科1井固体沥青的X射线衍射分析谱图，也反映出该沥青的热演化程度较高，d002值达0.344～0.3443（nm）,Lc为32～60，峰形比较突出和对称，半高宽较小。据刘德汉等（1986）研究结果，热演化程度相当于碳沥青－2阶段。

图6-8　高科1井固体沥青X衍射分析谱图

学习任务中国前寒武纪地质时代划分

【任务描述】 ①了解前寒武纪地质特征；②掌握前寒武纪的地质时代划分；③了解前寒武纪生物界面貌，鉴定代表性化石。

一、前寒武纪地质特征

地球上现知最古老诉乙上协探喜片使林的地质记录（格陵兰西部、南极恩比地、南非林波波等地的变质岩原岩年龄）形成来自于38亿年以前或稍早，可以视作存在内外力地质作用的地质历史时期已经真正开始。地球上360问答首次出现多门类带壳动物群的按七电也器兴寒武纪开始于5.7亿年以前，标志着显生宙时期的来临。

距今46亿年、38亿年和5.7亿年三个时间标尺将全部地球历史划分为两大阶段和三个时明化完屋第你酸一题期：①距今46亿正致钱年至38亿年左右（延续近8亿年）的天文演化阶段，是迄今了解程度最差、特殊的地球早期史时期，从生物演化角度也称为冥古激齐雨发影导促盟宙；②距今38 亿年至5.7亿年（延续32亿年左右）的前寒武纪时期，占38亿年以来地质历史阶段的82%，以往曾称为隐生宙（现已废弃），现称为太古宙和元古宙；③距今5.7亿年至现在的显生宙时期，占地质历史阶段的18% 左右，但研究最为详细，包括古生代、中生代和新生代。

二、前寒武纪地质时代划分

前寒武纪是寒武纪以前地质时期的总称，该术语不属于正式地质年代单位，通常简称为前寒武。相应的前寒武系也泛指前寒武时期执及形成的地层。前寒武纪一般划分为两个阶段，以25亿年左右为界，大于25亿年，称太古宙，小于25亿年，称元古宙。太古宙再分为始太古代、古太古代、中太古代和新太古代。元古宙再分为古元古代、中元古代和新元古代。具体划分见表7-1。

表7-1 前寒武纪地质时代划分方案简表

（据全国地层委员会，2001）

前寒武纪占全味川部地史时期的5/6，在这漫长的地史阶段中地球各圈层都经历了重要的演变，尤其是地球上出现了最早期的生命并逐倍加压参刘许局范爱渐进化为高等生物，点另曾全球各稳定的大陆板块也相继形成，并形成了铁、铀、金等多种矿产。因此，了解前寒武系不仅对认识地球早期有机界和无机界的演化历史具有重要的理论意义，而且对输威宽任唱季校受许宽鲜国民经济建设也有重要的实际意义。

三、中国前寒武武意慢农纸刚罪升宽游调纪生物面貌特征

前寒武系保存的化石不多。除晚期前寒武纪出现原始的后生动物外，主要是海生的菌藻类和叠层石。

（一）原始菌、藻类生物的发展

已知最老的化石发现于南非年龄大于30 亿年的无花果树群中，是一些微小的（5 ～25μm）的球状、丝状体，被认为可能是单细胞菌、藻类生物。最近我国鞍山群中也发现了可能是菌、藻类的化石。这些太古宙（到古元古代）的生物是一种形态简单、基本无性别的生命形态，没有真正的细胞核，被称为原核细胞生物。它们以有机物为食，又称他养生物。

（二）真核细胞生物的出现

真正无可怀疑的真核细胞生物见于距今13.5 亿年的北美贝克泉（Beck Spring）组，我国华北在距今约12亿～13亿年的雾迷山组中也知发现了绿藻类化石。真核细胞生物大约是19亿～20亿年以前已出现并得到一定程度的发展。

（三）后生动物出现、前显生宙向显生宙的过渡

预胡眼升场奏九功正括前寒武纪最晚期，大规模稳定地块的出现，冰期后广泛的陆棚浅海，大气中氧含量的显著增加，以及一个可能的有效臭氧屏蔽的存在（Barker＆Marshall，1965），导致了后生动物的出现和发展。

最初的后紧亚黑与技志一生动物化石发现于距今7亿年以后，相当震旦纪上统地层中，以伊迪卡拉动物群为代表的不具硬体部分的无脊椎软体印膜化石。据研究共有动物化石20多种，包括腔肠动物、环节动物、节肢动物，以及一些分类五脱洋位置不明的生物，在世界很多地区都有发现。微小带壳无脊椎动物化石在6亿年前就已开始出现。目前国际上，主要的趋向是将多门类小壳动物化石的出现作为古生界寒武系之底。我国震旦系灯影组中，下部已发现有类似软舌螺类的化石，甚至陡山沱组中也有海绵骨针化石的发现，因此从生物演化的观点来看，至少上震旦供充技调血国案积统的生物特征和显生宙已没有本质上的重大差别。

综上所述，前寒武系保存的化石不多。除前寒武纪晚期出现原始的后生动物外，主要是海生的菌藻类和叠层石。最早的叠层石发现于太古宇中，叠层石广泛发育于元古宇中，尤其是新元古代地层中。如Kussiella （喀什叠层石，主企席氢成要为新元古代早期，图7-1 之1），Conophyton （锥叠层石，新元古代，以早中期为主，图7-1 之2），Baicallia （贝加尔叠层石，新元古代中晚期，图7-1 之3），Gymnosolen （裸枝叠层石，新元古代晚期为主，图7-1 之4）等。

图7-1 元古宙叠层石 （纵断面）

1.Kussiella （喀什叠层石）；2.Conophyton （锥叠层石）；3.Baicallia （贝加尔叠层石）；4.Glymnosolen （裸枝叠层石）

（四）技能训练——前寒武纪典型化石识别

训练目的：观察元古宙代表性化石标本，掌握元古宙生物界面貌和重要标准化石。

元古宙的生物界主要由微古植物和叠层石两大类组成。

【任务】：观察并描述下列代表性的化石：Gruneria （格鲁纳叠层石），Kussiella （喀什叠层石），Tungussia （通古斯叠层石），Conophyton （锥叠层石），Scopulimorpha （墙叠层石），Anubaria （阿纳巴叠层石），Gymnosolen （裸枝叠层石），Minjaria （米雅尔叠层石），Baicalia （贝加尔叠层石），Jurusania （朱鲁赛叠层石），Boxania （布克松叠层石），Linel⁃la （林那叠层石）。

在新元古代晚期震旦纪时，是生物飞跃发展的前夜。它们表现出从新元古代到古生代的过渡性质。高级藻类中的褐藻大量出现，如文德带藻（Ventotaenia）。动物方面不仅有软体型的后生动物，且有少量具外壳的后生动物类别的出现。如在长江三峡的震旦系中，产出有小壳动物化石。