下页岩,岩石地层

本文目录一览：

• 1、岩石地层
• 2、层序地层
• 3、我是一个地质技术员,想请问一下页岩怎么描述？
• 4、矿源（层）体
• 5、用五个形容词描述一下页岩
• 6、我想问一下页岩陶粒哪里生产的多
• 7、泥页岩油的基本特征
• 8、盖层建造
• 9、西藏南部侏罗系—白垩系界线时期钙质超微生物
• 10、泥岩属于什么巖？

岩石地层

(一)长清群
长清群处于寒武系下部,属陆表海碎屑岩—碳酸盐岩建造。在辖域内依岩性组合共划分为朱砂洞组和馒头组。
1.朱砂洞组( )
朱砂洞组岩性组合在本区内出露比较齐全,由下向上依次为白云岩段、下灰岩段、余粮村页岩段及上灰岩段,总面积10.2km2。由于受断层带的影响,朱砂洞组分布比较分散,大致分布在昌乐县东大山、茁山子、石旺庄及潍城区黑山四个地区,部分以断块形式零星分布。
朱砂洞组自下而上发育5种基本层序,白云岩段:①黄灰—灰白色厚层石英砂岩—黄灰色中层白云岩向上变细的基本层序;②浅灰色厚层砾屑、生屑灰质白云岩—黄灰色厚层云斑状含灰质白云岩的韵律型基本层序。下灰岩段:③黄灰色厚层白云岩—浅灰条带状中薄层细晶灰岩向上变薄的基本层序。页岩段:④为暗紫红色粉砂岩—紫红色页岩的向上变细的基本层序。上灰岩段:⑤为浅灰色疙瘩状中薄层含生屑细晶灰岩—深灰色厚层含生屑亮晶灰岩组成的由薄到厚的基本层序。
主要分布在坊子区幅东南角马司—石旺庄、南枣林—兴隆山一带及北岩镇幅黑山一带。朱砂洞组在辖域分为4个段,白云岩段主要岩性为黄色、浅灰色中厚层云斑灰质白云岩夹角砾白云岩、鲕粒状灰质白云岩,在该段底部夹有黄灰色的石英粉砂岩;下灰岩段主要岩性为灰色厚层细晶灰岩、条带状灰岩、鲕粒生屑灰岩。底部含有燧石结核;余粮村页岩段主要岩性为暗紫红色页片状粉砂岩夹薄层粉砂岩;上灰岩段岩性主要为灰黄色中薄层生屑亮晶灰岩,顶部为鲕粒状生屑灰岩,总厚度为160.8m。朱砂洞组在北岩镇幅与下伏佟家庄组为断层接触,与上覆馒头组地层为整合接触。而在坊子区幅与下伏石旺庄组地层为平行不整合接触,与上覆馒头组地层为整合接触。
白云岩段为新建非正式的填图单位,原划属石旺庄组白云岩段上部。在灰色中厚层粉晶白云岩底部发现有数毫米厚的砂砾岩,砾石成分以花岗质及石英为主,为一沉积间断面,确定为朱砂洞组与石旺庄组的界线。该段为一套白云岩夹含燧石团块石英粉砂岩组合。与层型剖面对比,黑山一带缺失上灰岩段以下各段,坊子区幅岩性出露较全,前人最新工作重新划分了白云岩段,其他各段岩性组合基本一致,但厚度不同,朱砂洞组上灰岩段厚度较薄。
硅质岩中含不规则状燧石团块,区域上厚度变化很大,厚0～20m,石旺庄一带夹有2层,而蟠龙山地区仅见1层。上与含燧石团块含三叶虫碎屑亮晶灰岩直接接触。采自葫芦埠地区硅质岩中的燧石微古样品经南京地质古生物研究所鉴定含疑源类化石Synsphaeridium sp.(连球藻,未定种)、球型藻类非定形群体化石、Laminalites polygonalis(多角拟昆布片)、Brocholaminalia nigrita(黑色穴面膜片)、丝体藻类化石等。这是我国新元古代—早寒武世地层已知常见疑源类化石。
在石旺庄附近,采自第一层硅质岩(P13剖面110层)中的燧石中发现节肢动物(?)碎片,含燧石团块含三叶虫碎屑亮晶灰岩(P13剖面118层)含疑源类化石Cymatiosphaeera sp.(花边球藻,未定种),这两种化石应为早寒武世化石。
2.馒头组( )
馒头组岩性组合在本区内出露比较齐全,由下向上依次划分为石店段、下页岩段及洪河段,出露总面积3.3km2。由于受断层带的影响,馒头组分布比较分散,主要分布在昌乐县东大山以南、石旺庄、黑山等地(图1-2-8)。
图1-2-8 馒头组柱状对比图
1—页岩;2—钙质页岩;3—细砂岩;4—砾屑砂岩;5—含海绿石砂岩;6—粉砂岩;7—石英砂岩;8—条带状灰岩;9—鲕粒灰岩;10—生物碎屑灰岩;11—条带状灰岩;12—白云岩;13—泥质白云岩;14—含燧石结核白云岩;15—泥灰岩;16—砂泥灰岩
馒头组自下而上发育5种基本层序,石店段:①暗紫色页片状细砂岩—黄灰色泥质白云岩向上变深的基本层序。下页岩段:②紫红色页片状粉砂岩—灰红色薄层砂岩—浅灰色细晶灰岩;③灰色厚层亮晶生屑灰岩—灰红色泥云岩组成向上变深的基本层序。洪河段:④暗紫红色厚层细粒海绿石岩屑砂岩—暗紫色页片状钙质杂砂岩;⑤暗紫色中厚层钙质砂岩—深灰色厚—巨厚层含生屑鲕粒亮晶灰岩。
馒头组在辖域共分为3个段,石店段主要岩性为浅灰色中厚层云泥岩、中薄层泥质白云岩夹少量的灰岩、细砂岩;下页岩段主要岩性为暗紫色页片状—薄层状含云母片粉砂岩;洪河砂岩段主要岩性为暗紫色厚层细粒铁质海绿石云母岩屑砂岩、灰色条带状中厚层鲕粒亮晶灰岩夹细砂岩、钙质砂岩。总厚度大于255.4m。在北岩镇幅,馒头组石店段与下伏朱砂洞组地层为整合接触,下页岩段与朱砂洞组、馒头组石店段均为断层接触。馒头组洪河段与上覆张夏组地层为整合接触;在坊子区幅,馒头组与下伏朱砂洞组地层为整合接触,与上覆张夏组地层为整合接触。由于受断层带影响,馒头组在断层带两侧岩性组合一致,但其各段厚度相差很大,尤其是洪河段两者相差80m左右。与层型剖面对比辖域缺失馒头组上页岩段,其他岩性段岩性组合基本相同。黑山一带由于断层带影响,洪河段厚度仅仅有5.3m,到石旺庄一带厚度变厚达到122m。层型剖面馒头组石店段厚度比较大,辖域在黑山一带与层型厚度相差不大,但到石旺庄一带厚度较薄,仅仅有20.8m。
(二)九龙群
九龙群属中寒武统—下奥陶统,主要由碳酸盐岩组成。在辖域内依岩性组合共划分为张夏组、崮山组及炒米店组。
1.张夏组( )
张夏组岩性组合在调查区内出露比较齐全,由下向上依次为下灰岩段、盘车沟段及上灰岩段。张夏组主要分布于辖域北岩镇幅东北角黑山一带、坊子区幅东南角铁山及石旺庄附近以断块形式出露,出露面积为7km2。其岩性组合以昌乐县五党山地区为典型(图1-2-9)。
图1-2-9 昌乐县五党山寒武纪张夏组地层剖面
昌乐县五党山寒武纪张夏组地层实测剖面(图1-2-9)描述如下:
上覆地层:崮山组
55.黄绿色页岩夹疙瘩状灰岩 19.2m
整合
张夏组 总厚度202.3m
上灰岩段 厚度38.1m
54.灰白色中层—厚层亮晶砾屑生物碎屑灰岩 20.1m
53.黄绿色、紫红色页岩夹薄层状灰岩 3.3m
52.灰白色厚层灰岩、藻灰岩 14.7m
盘车沟段 厚度58m
51.紫红、暗紫色页岩夹薄层灰岩 3.9m
50.灰白色厚层灰岩夹黄绿色页岩 8.5m
49.黄绿色页岩和中薄层状灰岩互层 4.2m
48.灰白色厚层灰岩 10.9m
47.暗紫红色页岩夹疙瘩状灰岩 2.5m
46.灰白色厚层微晶—粉晶白云质灰岩 3.3m
45.黄绿色页岩夹中薄层灰岩 24.7m
下灰岩段 厚度106.2m
44.灰白色中—中厚层含燧石结核海绿石砾屑生物碎屑灰岩 31.1m
43.灰白色中—中厚层含鲕粒灰岩 14.0m
42.灰白色中薄层泥质条带灰岩 7.5m
41.灰白色中厚层生物碎屑鲕粒灰岩 4.7m
40.灰白色中薄层泥质条带灰岩 1.7m
39.灰白色—巨厚层鲕粒灰岩 6.0m
38.灰白色中薄层泥质条带灰岩 4.3m
37.灰白色厚—巨厚层含海绿石生物碎屑鲕粒灰岩 6.0m
36.灰白色中薄层泥质条带灰岩 3.4m
35.灰白色厚厚层生物碎屑鲕粒灰岩 2.6m
34.灰白色中—中厚层含鲕粒灰岩 10.9m
整合
下伏地层:馒头组洪河段
33.灰—灰绿色中薄层钙质细粒含海绿石石英砂岩 14.0m
张夏组自下到上发育5种基本层序,下灰岩段:①灰白色中薄层泥质条带灰岩—灰白色厚—巨厚层、生物碎屑鲕粒灰岩组成的韵律型基本层序;盘车沟段:②黄绿色钙质页岩—灰白色中薄层灰岩组成的韵律型基本层序;③黄绿色钙质页岩—灰白色厚层灰岩组成的韵律型基本层序;上灰岩段:④灰白色厚层藻礁灰岩—灰白色中厚层鲕粒灰岩组成的韵律型基本层序;⑤紫红色页岩—薄层状灰岩组成的韵律型基本层序。
主要分布在北岩镇幅东北角黑山一带,总体走向北东东向;在坊子区幅仅以断块形式零星分布。张夏组在辖域分为3个段,下灰岩段主要岩性为灰白色厚—巨厚层含鲕粒灰岩夹灰红色中薄层泥质条带灰岩;盘车沟段主要岩性为黄绿色、紫红色页岩夹中薄层灰岩;上灰岩段主要岩性为灰白色厚层灰岩、藻灰岩夹灰白色中层砾屑灰岩,总厚度大于202.3m。张夏组与下伏馒头组地层整合接触,与上覆崮山组地层整合接触。与层型剖面对比岩性组合基本相同,厚度相差不大,但辖域下灰岩段较厚,上灰岩段较薄。
2.崮山组( )
辖域崮山组主要出露在北岩镇幅东北角大山洼一带,出露面积为0.7km2。
崮山组自下而上发育2种基本层序:①黄绿色页岩—灰黄色疙瘩状灰岩由深到浅的基本层序;②黄绿色页岩—灰白色中薄层灰岩由深到浅的基本层序。
崮山组主要岩性为黄绿色页岩—疙瘩状灰岩组成的韵律层夹灰白色中薄层灰岩(图1-2-10)。崮山组主要分布在北岩镇幅东北角大山洼一带,总体走向北北东向,出露厚度为39.1m,另外在石旺庄附近的断层带内零星分布。崮山组与上覆炒米店组地层为整合接触,与下伏张夏组地层也为整合接触。该地层与层型剖面对比辖域缺失层型剖面顶部的条带状、砾屑灰岩,厚度也明显比较薄。
图1-2-10 昌乐县五党山寒武纪崮山组地层剖面
3.炒米店组( )
辖域炒米店组主要出露在北岩镇幅东北角大山洼一带,出露面积为2.4km2。
潍城区向阳村—昌乐县五党山寒武纪炒米店组地层实测剖面(P1,起点坐标:X=4060588;Y=2074210。图1-2-11)
未见顶
炒米店组 厚度＞453m
88.灰色中厚层生物碎屑灰岩夹灰色薄层灰岩及薄层竹叶状灰岩 18.6m
87.灰黄色疙瘩状灰岩 10.8m
86.灰色、灰白色中厚层灰岩 21.6m
85.灰色中厚层灰岩 13.3m
84.灰、灰黄色疙瘩状灰岩 17.6m
83.灰色中薄层灰岩 10.4m
82.灰色厚层含生物碎屑灰岩 9.6m
81.灰黄色中薄层疙瘩状灰岩 6.4m
80.灰黄色中薄层灰岩 4.8m
79.灰红色中薄层疙瘩状灰岩 12.8m
78.灰白色中薄层泥质条带灰岩 37.5m
77.灰、灰黄色中薄层灰岩 37.2m
76.灰色厚—巨厚层叠层石灰岩 20.3m
75.灰白色中厚层灰岩夹竹叶状灰岩 42.1m
74.灰白色中厚层藻纹层灰岩 7.2m
73.灰、灰黄色中薄层泥质条带灰岩 18.3m
72.灰白色厚层粉晶微晶藻灰岩 2.4m
71.灰、灰黄色中薄层泥质条带灰岩 1.6m
70.灰、浅紫红色带氧化圈的亮晶灰岩 32.5m
69.灰、浅紫红色带氧化圈的砾屑亮晶灰岩 8.7m
68.灰黄、灰色泥质条带灰岩 43.5m
67.灰色、灰白色中厚层竹叶状灰岩 27.1m
66.灰白色中薄层灰岩 2.3m
65.灰白色泥质条带灰岩 1.9m
64.灰白色中厚层灰岩夹竹叶状灰岩 19.0m
63.灰白色中层风暴岩 0.9m
62.灰白色中薄层灰岩 13.4m
61.灰、暗灰色中厚层带紫红色氧化圈的竹叶状灰岩 2.1m
60.灰白色中厚层灰岩、砾屑灰岩 6.3m
59.灰白、灰黄色泥质条带残余团粒细晶灰岩 2.8m
整合
下伏地层:崮山组
58.灰白色中薄层灰岩夹黄绿色页岩 4.9m
图1-2-11 昌乐县五党山寒武纪炒米店组地层剖面
炒米店组自下而上发育4种基本层序:①灰白色中厚层砾屑、生屑灰岩—灰白色中薄层灰岩向上变深的基本层序;②灰白色中厚层竹叶状灰岩—灰黄色中薄层泥质条带灰岩向上变深的基本层序;③灰、灰黄色中薄层泥质条带灰岩—灰白色巨厚层藻礁灰岩向上变深的基本层序;④灰色、灰白色中厚层灰岩—灰黄色疙瘩状灰岩。
炒米店组岩性主要为灰白色中厚层竹叶状灰岩、砾屑灰岩、泥质条带灰岩夹藻灰岩、疙瘩状灰岩。辖域炒米店组仅仅分布在北岩镇幅东北角大山洼一带,总体走向北北东向,出露厚度为453m。在辖域内未见顶,与下伏崮山组地层为整合接触。与层型剖面对比岩性组合基本一致,但是辖域炒米店组厚度比较大。

层序地层

(一)二级层序划分及特征
辖域据沉积环境及三级层序组合划分2个二级层序,第一个二级层序对应的岩石地层为朱砂洞组到馒头组洪河段,与下伏石旺庄组为平行不整合接触,在接触面底部局部有数毫米厚的砂砾岩,砾石主要以花岗质为主,与上覆张夏组为整合接触,在接触面常见有含海绿石钙质砂砾岩;共划分6个三级层序;第二个二级层序对应的岩石地层为张夏组下灰岩段到炒米店组,与下伏馒头组洪河段为整合接触,本区未见顶;共划分为5个三级层序(表1-2-4)。
表1-2-4 寒武纪层序地层划分表
(二)三级层序地层划分及特征
辖域共划分了11个三级层序,自下而上描述如下:
1. 层序
该层序为Ⅰ型层序由海侵体系域和高水位体系域组成,底界面为寒武系与新元古代土门群不整合面,该界面以长期暴露侵蚀为特征,海侵体系域对应的为朱砂洞组底部黄灰—灰白色砂砾岩,属海滩相;高水位体系域对应朱砂洞组黄灰色中层白云岩,属潮坪—潟湖环境。显示海进较快海退较缓慢。
2. 层序
主要由海侵体系域和高水位体系域组成,相当于龙王庙阶中下部对应于朱砂洞组下灰岩段到余粮村段,底界为岩性突变面。
海侵体系域对应于朱砂洞组下灰岩段,一般由数个向上变深的基本层序构成,基本层序:①生物碎屑灰岩,属潮间带高能;②中薄层细晶灰岩,属潮下带。以加积—退积型沉积为特征;暗紫红色粉砂岩—紫红色页岩的基本层序,代表饥饿段,形成于浅潮下带—深潮下带。
3. 层序
由海侵体系域和高水位体系域组成,对应于朱砂洞组上灰岩。该层序属Ⅱ型层序,其底界面为岩性突变面。
海侵体系域对应于上灰岩段下部黄灰色厚层白云岩,属退积型层序。形成于局部台地相潮间带—浅潮下带。
高水位体系域主要对应于上灰岩段上部浅灰条带状中薄层细晶灰岩,为进积型层序。
4. 层序
由海侵体系域及高水位体系域组成,对应于馒头组石店段中上部。该层序属Ⅱ型层序,其上、下界面均为岩性突变面。
海侵体系域由基本层序砂质灰岩—鲕粒灰岩和薄层泥灰岩—中厚层藻礁灰岩组成。自下而上由向上水体变深的退积—加积型基本层序组成,属开阔台地浅潮下带—潮间带。
高水位体系域由基本层序黄褐色薄层泥灰岩—中厚层藻席灰岩和紫红色页岩组成,发育晶洞及膏溶角砾岩,属潮坪相—潮上带泥坪环境。
5. 层序
由海侵体系域及高水位体系域组成,对应于馒头组石店段中上部及下页岩段下部,该层序属Ⅱ型层序,其底界面为岩性、岩相突变面。
海侵体系域对应于馒头组石店段中上部,岩性由薄层泥质白云岩及暗紫色页片状砂岩组成,具典型的潮下带低能特点。
高水位体系域对应于馒头组下页岩段下部的砖红色易碎页岩及泥岩、泥灰岩,岩石中泥裂构造发育,并见石盐假晶等暴露标志,为潮间带上部及潮上带泥坪沉积,处于气候干燥的氧化环境。
6. 层序
由海侵体系域及高水位体系域组成,对应于馒头组下页岩段及洪河砂岩段,该层序属Ⅱ型层序,底界面为岩性突变面。
海侵体系域对应馒头组下页岩段,由3～4个相似的基本层序组成,波状层理发育,属潮间带环境;向上变为鲕粒灰岩及砂质灰岩,属潮下带环境。而每个基本层序下部的紫红色粉砂质页岩向上渐细,并在上部层序中夹有黄绿色页岩,代表水体向上渐深。
高水位体系域对应馒头组下页岩段及洪河段,由6～7个向上变浅的基本层序组成。每个基本层序均为下部薄层细砂岩夹黄绿色页岩,向上渐变为长石石英砂岩,而下部的细砂岩中所夹的页岩在上部基本层序中变薄至消失。自下而上其砂岩单层厚度渐厚,粒度渐粗,沉积环境属沿岸砂坪或砂坝相,反映此时海水大规模下降。
7. 层序
由海侵体系域、凝缩段及高水位体系域组成,对应于张夏组下灰岩段,该层序属Ⅱ型层序,底界面为岩相、岩性突变面。
海侵体系域对应于张夏组下灰岩段厚层粗粒鲕粒灰岩及藻灰岩,前者属近岸滩相,由数十个厚层鲕粒灰岩—黄绿色页岩水体向上变深的退积型基本层序组成;而后者属于台地边缘滩礁相,由2～3个向上变深的退积型基本层序组成。
凝缩段对应于张夏组下灰岩段中部的黄绿色页岩夹层,该页岩呈纸片状、水平层理发育,属滩间盆地深水静水环境。
高水位体系域对应于张夏组下灰岩段上部的厚层鲕粒灰岩,属潮下高能鲕滩环境。
8. 层序
由凝缩段及高水位体系域构成,对应于张夏组盘车沟段和上灰岩段,该层序属Ⅲ型层序,底界面为岩相、岩性突变面,是由于海平面快速上升,淹没碳酸盐岩台地,从而使海侵体系域不发育,凝缩段直接沉积于高水位体系域之上。
凝缩段对应于张夏组盘车沟页岩段,由3～4个基本层序组成,每个基本层序以黄绿色页岩与薄层灰岩及生屑灰岩频繁互层为特征,总体表现出岩层向上变厚,颗粒向上变粗,环境向上变浅,灰岩含量向上增多的进积型层序。属高频层序序列,是复合海平面变化的结果。
高水位体系域对应于张夏组上灰岩段,基本层序由中薄层灰岩—厚层藻礁灰岩构成6～7个水体向上变浅的进积型层序,而黄绿色页岩由下向上逐渐变薄,沉积环境属浅海盆地相—台地边缘礁相。
9. 层序
由凝缩段及高水位体系域组成,对应于崮山组中下部,该层序属Ⅲ型层序,底界面为岩相、岩性突变面。
凝缩段以退积型为主,以黄绿色页岩及薄层链条状灰岩为特征,向上页岩或瘤状灰岩增多。属浅海盆地相沉积。
高水位体系域以加积型中薄层泥晶灰岩及竹叶状砾屑灰岩互层为特征,属陆棚内缘斜坡相。
10. 层序
由海侵体系域及高水位体系域组成,对应崮山组上部及炒米店组下部,该层序属Ⅱ型层序。海侵体系域以崮山组上部页岩夹薄板状灰岩及薄层竹叶状灰岩为特征,向上页岩渐少,属浅海盆地相沉积。
高水位体系域以炒米店组下部中薄层泥质条带灰岩、厚层藻灰岩及砾屑灰岩为主,藻灰岩常形成陡坎,属台地边缘斜坡相及台地边缘礁相。
11. 层序
由海侵体系域组成,对应于炒米店组中上部。该层序属Ⅱ型层序。
海侵体系域以加积型为主,基本层序由砾屑灰岩(异地风暴岩——薄层泥质条带灰岩)组成,沉积环境属台地边缘斜坡相。

我是一个地质技术员,想请问一下页岩怎么描述？

页岩（Shale）
由黏土物质硬化形成的微小颗粒易裂碎,很容易分裂成为明显的岩层.
　　粘土岩的一种.成分复杂,除粘土矿物（如高岭石、蒙脱石、水云母、拜来石等）外,还含有许多碎屑矿物（如石英、长石、云母等）和自生矿物（如铁、铝、锰的氧化物与氢氧化物等）.具页状或薄片状层理.用硬物击打易裂成碎片.
　　是由粘土物质经压实作用、脱水作用、重结晶作用后形成.
　　常见类型有：
　　①黑色页岩.含较多的有机质.
　　②碳质页岩.含有大量已碳化的有机质,常见于煤系地层的顶底板.
　　③油页岩.含一定数量的沥青,黑棕色,浅黄褐色等,层理发育,燃烧有沥青味.
　　④硅质页岩.含有较多的玉髓、蛋白石等,SiO2含量在85%以上.
　　⑤铁质页岩.含少量铁的氧化物、氢氧化物等.多呈红色或灰绿色.在红层和煤系地层中较常见.
　　⑥钙质页岩.含CaCO310－30%.
　　此外,还有混入一定砂质成分者,称为砂质页岩.
　　页岩抵抗风化的能力弱,在地形上往往因侵蚀形成低山、谷地.
　　页岩不透水,在地下水分布中往往成为隔水层.

矿源（层）体

一、地层
广西自中元古宙至第四纪的地层均有分布，发育较全，有12个系，2个群，共120个地层单位（表2-2），沉积总厚度约76000m，不乏为风化矿床提供矿源的岩（矿）层。
1.元古宇
中元古界至新元古界分布于桂北九万大山至越城岭及桂东南云开大山一带，由老至新概述于下。
（1）蓟县系四堡群（Ptsh）
该群是广西已出露的最老变质岩，其中自下而上划分为九小组、文通组、鱼西组，均为轻变质砂泥岩，文通组中夹6层基性熔岩、凝灰岩及科马提岩，厚度分别大于704、2181、5700m。
云开地区均为变质的平政变粒岩，厚1832m。
（2）丹洲群（Pt3t）
由变质砂泥岩及碳酸盐岩组成，在龙胜三门一带夹三层细碧角斑岩。总厚968～4780m。桂东北地区划分为鹰杨关组、南沱组，为变质细碧-角斑岩及火山碎屑岩夹20m厚的沉积变质磁铁矿，厚1413～2090m。
（3）南华系（Nh）
桂北区划分为长安组、富禄组、南沱组，由浅变质砂岩、板岩、薄层赤铁矿组成，厚299～4859m。
（4）震旦系（Z）
由陡山沱组和老堡组组成，陡山沱组为白云岩夹炭质页岩，含锰、磷、黄铁矿结核硅质页岩；老堡硅质岩厚52～485m。桂东南地区为培地组，为变质砂岩、硅质岩，厚＞1303m。
2.古生界
（1）寒武系
桂北地区划分为边溪组和清溪组，边溪组下部页岩夹少量灰岩，上部砂页岩互层；清溪组炭质页岩夹硅质岩，砂页岩互层，上部为灰岩，白云质灰岩，厚1029～3157m。桂东地区划分为小内冲组、黄洞口组，由具复理石建造的碎屑岩组成，为槽盆浊积岩沉积，厚度1221～6817m。
桂西以地台型碳酸盐岩为主，中上统龙哈组为白云岩、泥质条带灰岩、粉砂岩、砂岩，含三叶虫化石，厚约6800m。上统为塘家坝组、博菜田组及三都组，砂页岩夹灰岩，属过渡相，厚1020～2095m。
表2-2 广西地层单位及矿产概况表 *
续表
续表
（2）奥陶系（O）
桂北地区下统划分为白洞组灰岩、白云岩；黄隘组砂页岩间夹砾岩；升坪组黑色页岩，炭质页岩夹砂岩，厚618～4813m。中统为复理石砂页岩互层组成韵律，含笔石，厚298～478m。上统复理石韵律的砂页岩组成富含笔石，厚673～1304m。
桂东南下统仅有六陈组和黄隘组，前者夹较多厚层砂岩。上统出露零星，主要为碎屑岩，容县灵山、杨梅北流蟠龙一带夹含锰菱铁矿，厚830～1207m。
（3）志留系（S）
主要分布于桂南及桂东南地区。下统称灵山群，其下部桂北称田林口组，桂东南为砂页岩互层夹3～4层菱铁矿，厚781～6745m。
（4）泥盆系（D）
广西泥盆系沉积类型多样，根据《广西泥盆系》一书大致可划分为7个相带；即滨岸碎屑岩、碳酸盐岩局限台地、开阔台地、台地边缘、台地前缘斜坡、台沟、海槽盆地等相，各个相都有相应代表性地层组（表2-3）。
根据《广西区域成矿研究》，元素在地层中的背景分布特征统计结果见表2-4。
除Zr外，其他20多个元素在二叠系、石炭系、泥盆系相对富集。区域浓集克拉克值均大于283×10-9。
泥盆系、石炭系、二叠系Au、Ag的背景值最高。
泥盆系、石炭系、二叠系Pb、Zn、Sn的背景值最高，这与广西主要铅锌矿、锡矿床产出层位完全一致，如南丹大厂100＃均产于D2-D3层位。
Mn元素在泥盆系、石炭系、二叠系背景最高，这与广西含锰层位D3l，D3w，C1d，P2g，T1b也颇为一致。
表2-3 广西泥盆纪地层与沉积相划分一览表
表2-4 元素在地层中的背景分布分配特征表
（5）石炭系（C）
广西石炭系继承晚泥盆世的沉积特点，计有23个地层单位。根据2000年邝国敦等研究，桂西地区大致可划分为开阔台地相、台地边缘相、台沟相等，各相区都有代表性的地层名称（表2-5，2-6）。
表2-5 桂西地区石炭系划分及沉积相
表2-6 桂南、桂北石炭系沉积相划分
桂南、桂北地区石炭系沉积相变化大，但根据邝国敦等人资料大致可划分为浅水和深水沉积两个相区。大塘阶台沟相或陆棚沉积的大塘阶上部或顶部，常含1～4层锰矿层，风化后形成锰帽型或堆积型锰矿床。
（6）二叠系（P）
二叠系各个沉积相区划分见表2-7。下二叠统与原上石炭统马平灰岩均为灰岩，过去野外无法分开。中统桂北栖霞组底部有薄层煤系，孤峰组（与茅口组同期异相）在永福—鹿寨—洛容—忻城—来宾—贵港等一线以东地区，属台沟相深水沉积，为硅质岩夹灰岩，有含锰硅质岩、含锰灰岩1～5层，厚54～214m；钦州地区则为硅质岩夹含锰泥岩1～3层，风化淋滤富集成氧化锰矿床。
合山组厚0～543m，底部有煤、铝、铁、黄铁矿、粘土等，是广西主要含矿层位之一。底部茅口组侵蚀面之上在桂西为沉积一水型铝土矿层，底部一般有1～5层煤，忻城—上林一带有11～12层煤。在桂西南东罗—渠香一带，则为上部夹菱铁矿层1～3层，矿石品位TFe24.8%～35%，地表风化后形成堆积型铝铁矿床。合山组之上为大隆组，砂页岩夹薄层硅质岩、火山岩及灰岩，厚10～114m。
表2-7 广西二叠系沉积相区划分表
3.中生界
（1）下三叠统（T1）
广泛分布于桂西、桂西南浅海陆棚相的罗楼群，为泥岩、泥质灰岩泥质条带灰岩夹基性火山岩，龙州平而关则有巨厚酸性火山岩，厚37 659m。台地边缘及斜坡相的马脚岭组为薄层灰岩、泥灰岩夹白云岩、鲕状灰岩，厚10 749m。上部北泗组为局限台地相白云岩及白云质灰岩，局部夹泥质灰岩、火山岩，天等、德保、田阳三县交界一带夹含锰灰岩，厚37 659m。天等东平一带北泗组中，上部有锰矿层13层。
（2）中三叠统（T2）
局限台地相为河口组。前者为灰岩、泥质条带灰岩、白云岩；后者为砂岩、泥岩互层。槽盆陆源碎屑浊积岩称百逢组，属复理石沉积，具鲍马系列，厚1252 6484m。
（3）上三叠统（T3）
为平垌组和扶隆坳组，属海陆交互相，分布于十万大山南麓。平垌组为紫红色砂砾岩，底部为流纹斑岩夹珍珠岩、凝灰熔岩，角度不整合于印支期花岗岩之上；上部扶隆坳为紫红色砂砾岩、砂岩、粉砂岩夹砾岩，夹煤线13 15层，均产海相瓣鳃类化石，厚425
4552m。
（4）侏罗系（J）
桂东、桂南、恭城—宁明一线以东，属内陆断陷盆地沉积，划分为天堂组、大岭组，中统石梯组，贺县西湾组含煤2 7层。十万大山群属湖相或沼泽相，下统汪门组、百姓组，中统那荡群，上统岽力组，东兴组夹煤线，均为内陆湖相沉积。
（5）白垩系（K）
零星散布于桂东南、桂南、桂东北地区，属内陆断陷盆地中的湖泊相或河流相沉积。下统划分为新隆组、大坡组、双鱼咀组，上统分为西垌组、罗文组。
灵山三隆一带新隆组为红色砂泥岩，厚80 2445m，上部夹薄层石膏30 60余层，单层石膏厚10 200mm。
西垌组为杂色砾岩、凝灰岩、流纹岩、石英斑岩、安山岩，岑溪市水文盆地局部有黑曜岩、珍珠岩、沸石，厚102 738m。
4.新生界
（1）古近系（E）
出露于桂南及百色右江沿岸。百色盆地划分为古新—始新统六组红色砂泥岩，上部夹石膏，厚34～367m。
百色盆地始新统划分为洞均组（厚16 118m）、那读组（厚50 1000m）、百岗组（厚113 625m），含多层煤。南宁、上思盆地称邕宁群（Ey），含煤。
渐新统划分为伏平组、建都岭组，含大量古脊椎动物及腹足类化石，总厚319 1058m。
邕宁群在南宁盆地有褐煤、耐火粘土。在宁明盆地含9层膨润土。海渊盆地有褐煤1 4层。
（2）新近系（N）
仅分布于合浦县南康及涠洲岛、斜阳岛一带，称南康群。岩性为灰白色砂土、粉砂岩、砂砾岩夹褐煤及劣质油页岩。涠洲岛、斜阳岛上部夹橄榄玄武岩、火山角砾岩，厚47 378m。
（3）第四系（Q）
第四系划分为三种沉积类型：洞穴堆积、河流冲积及滨海沉积，见表2-8。
表2-8 广西第四系划分简表
1）洞穴发育于桂中地区：根据洞穴堆积及动物化石更新统划分为柳城组（含步氏巨猿化石），相当四级阶地，高出水面80 110m；大平组相当于三级阶地，高出水面50～9m；新兴组（含柳江人、来宾人及大熊猫等化石），发育于二级阶地溶洞中；迁江组发育于一级溶洞中，杂色粘土，含动物化石。
2）河流冲积层：主要分布于左江、右江、郁江、浔江、邕江、柳江等大河谷两岸。更新统划分为浔江组、白沙组、望高组；全新统划分为桂平组及河漫滩沉积（表2-8）。
3）滨海沉积：分布于北海、合浦、东兴一带沿海及涠洲岛、斜阳岛，有更新统北海组、平江组及全新统。
桂东北、南丹及富、贺钟一带第四系有砂锡矿，上林、北流隆盛一带有砂金伴生矿物型稀土，桂东南及桂西巴马等地有残坡积型、冲积型钛铁砂矿，桂西岩溶洼地中尚有水晶砂矿；桂中及桂东南岩溶古台地（夷平面）上有红土型铝铁矿分布。
二、岩浆岩
广西自中元古代至新生代都有岩浆活动，岩性复杂，现分火山岩和侵入岩概述如下。
1.广西火山岩
四堡期和雪峰期火山岩主要分布于桂北地区；华力西期和印支期火山岩主要分布于桂西、桂西南地区；燕山期火山岩则主要分布于桂东南各盆地；喜马拉雅期火山岩出露于沿海岛屿。火山岩喷发累计46个旋回，厚度约9000m（表2-9）。
（1）四堡期火山岩
分布于九万大山、元宝山一带，产于文通组和鱼西组中。
文通组下段仅有1～2m厚的蚀变基性凝灰岩。文通组上段有六大层，代表六大旋回，火山岩主要有拉斑玄武岩、玄武质科马提岩、玄武质火山碎屑岩及相伴火山射气沉积。
鱼西组火山岩仅分布于田蓬岩体南侧，有1～3层，为中酸性凝灰岩。
（2）雪峰期火山岩
分布于龙胜三门、贺县鹰扬关一带，产于丹洲群合桐组中。
两个地区都由三个喷发旋回组成，均为细碧岩-角斑岩组合。鹰扬关富钠质火山岩顶部产具工业价值的铁矿。
（3）加里东期
灌阳县和大明山地区奥陶系底部均夹一层蚀变基性熔岩，厚20～80m。岑溪市太平、大爽一带，下志留统夹火山角砾岩、角斑岩夹细碧岩、角斑岩，总厚＞80m。
（4）华力西期
分布于桂西地区，仅局部地区小范围出露。
1）下泥盆统莫丁组杏仁状玄武岩夹硅质条带，厚80～100m，产于田林八渡。
2）中泥盆统东岗岭组玄武玢岩、粗面斑岩、凝灰熔岩，厚10～50m，产于龙州县板孟、科甲。
3）上泥盆统玄武玢岩、粗面斑岩，产于靖西县安德、龙州县板孟、科甲、武德等地，有1～3层，厚1～50m。
4）下石炭统玄武岩、凝灰岩、火山角砾凝灰岩，厚12～73m，产于靖西县龙临、禄洞、崇左县陇那等地。
5）中二叠统茅口组火山岩，由玄武岩、玄武凝灰岩、集块岩、熔岩组成，厚215m。上二叠统在桂西以玄武岩为主，自西北向东南由基性-中性向酸性演化，层位渐次升高。附近第四系常有钛铁砂矿分布。
表2-9 广西各时代火山岩喷发特征柱状图
（5）印支期火山岩
该期火山活动是广西境内最强时期，早、中三叠世为基-中酸性海相喷发，晚三叠世转为酸性火山喷发。
1）下三叠统火山岩：那坡地区为玄武岩、凭祥地区为酸性、中酸性熔岩，厚度197～2022m，平果、贵港、平乐等地也有零星分布。
2）中三叠统火山岩分布于崇左、宁明、那坡、南丹等地，为酸性熔岩、凝灰角砾岩等。崇左江洲尚有英安斑岩，厚度100～500m。
3）上三叠统火山岩：分布于十万大山南麓扶隆坳—板八—峒中，主要为流纹斑岩，厚236～620m。
（6）燕山期火山岩
主要沿岑溪-博白断裂及灵山-藤县断裂分布，计有山顶、松柏、白良、古磅、周公顶、水汶、玉林水军塘、博白、白沙及北流六麻等晚白垩世断陷盆地中，有1～4个喷发旋回，由凝灰角砾岩、霏细岩、石英斑岩、英安岩等组成，厚133～738m。有关矿产：水汶盆地有沸石、珍珠岩，博白、都安盆地有玛瑙。
（7）喜马拉雅火山岩
仅发现于合浦烟敦岭、涠洲岛、斜阳岛，共有3次橄榄玄武岩喷发。
2.侵入岩
广西区域地质调查队发现侵入岩体约1200个，面积约20000km2，占全区面积的8.5%，主要分布于桂北、桂东北、桂东南及桂西等地区。各期岩浆活动控制了广西内生矿床的形成，与有色金属矿产、稀土分散、稀有金属矿产生成密切有关，特别是大多数花岗岩风化壳都有离子吸附型稀土矿床或矿物型稀土矿，形成了广西又一优势矿产。现将各期侵入岩面积及有关矿产综合如表2-10。
在此需加说明的是：我们的“广西风化矿床成矿规律图”采用了中国地质科学院研究所编“中华人民共和国1∶100万数字地质图2007年编稿图（广西部分）作为地质底图。该图对侵入岩采用地质年代表示，而本书对侵入岩是以构造运动名称表示，为了便于二者溶
表2-10 广西各期花岗岩类（岩群、岩体）划分及有关矿产一览表
续表
续表
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通，将它们对照于下：
四堡期含中元古代各次花岗岩；雪峰期含晚元古代各次花岗岩；加里东期（γ3）含早古生代各次花岗岩；华力西期（γ4）含晚古生代花岗岩（D-P）；印支期含三叠纪各次花岗岩；燕山早期含侏罗纪各次花岗岩；燕山晚期含白垩纪各次花岗岩。
（1）四堡期侵入岩
该期侵入岩可划分两大类：超基性-基性-中性侵入岩。分布于九万大山、罗城宝坛和融水林洞地区；另一类为中酸性侵入岩，分布于罗城、融水，有本洞、才滚、龙有、香粉、大坡岭、蒙洞口、三防、元宝山、平英、清明山等岩体。
该期有关矿产有铜、镍、蛇纹石、石棉及铂、钯、锡等。
（2）雪峰期侵入岩
超基性-基性-中性侵入岩，分布于龙胜三门、河口一带，与铜、镍、钴、钯等矿产有关。
（3）加里东期花岗岩
1）重熔型花岗岩体，分布于桂东北越城岭、猫儿山、海洋山、都庞岭（西体）、岭祖、新寨、罗平及德保县钦甲，有关矿产有钨、锡。
2）同熔型花岗闪长岩体有大宁、永和岩体，与金、银矿有关。
3）交代型花岗岩：分布于桂东南地区，有北界、六靖、甲隆、甬表、红台寨、横山等侵入体，主要与钛铁矿、矿物型稀土矿等风化矿床有关。
（4）华力西期侵入岩
1）基性层状侵入体：分布于巴马、隆林、义圩、阳圩、八渡及靖西县下卜一带，岩性大致有三种组合：A.辉绿岩型；B.辉长辉绿岩-辉绿岩型；C.黑云二辉橄榄岩-辉长辉绿岩型等。但大部分应是海相火山岩。A、B两类岩体含钛铁矿2%至4%。
2）华力西期花岗岩：分布于大容山、六万大山、十万大山南麓，为长约375km、宽约75km的巨型岩带，北东至南西，侵位逐渐高。岩体普遍富含钛铁矿，与铅锌等矿产有关。
（5）印支期侵入岩
1）超基性-基性侵入岩：沿凭祥深断裂分布的7个小岩株、岩墙，侵入于石炭-中三叠统，主要岩性有辉石橄榄岩、辉长辉绿岩，有关矿产有钛、金。
2）花岗岩类：分布于石南—防城、钦州大寺、台马、那垌、稔隐、吊鹰岭、那良等地，以及桂东、桂东北、桂平、凭祥等地。
该期岑溪—藤县一带的石英闪长岩杂岩体风化壳多形成钛铁矿床。
（6）燕山期侵入岩
1）超基性-基性侵入岩：仅见于浦北县福旺香山，面积0.7km2，由辉石岩-辉长岩-少量橄榄辉长岩组成。微量元素含Cr达5%，故有人认为深部可能形成铬矿。
2）燕山早期花岗岩：重熔型花岗岩分布桂东北、桂东南及桂中地区，有栗木、都庞岭东体、银顶山花山、姑婆山、金鸡顶、长岗顶、广平等大岩体。接触带与钨、锡、铁、铌钽有关，岩体风化壳有离子吸附型稀土和矿物型稀土矿。
3）燕山早期第三次同熔型花岗岩：有横县马山、容县南渡、桂平罗容、凤凰岭、陆川清湖、苍梧夏郢、南安等，花岗闪长岩-石英闪长岩-闪长岩-基性岩等多为杂岩体，风化壳与钛铁砂矿和离子吸附型稀土矿有关。
4）燕山晚期花岗岩：包括昆仑关、陆川、大厂笼箱盖、谢仙嶂、米场、大王岭、柏Y、三叉冲，以及零星分布的英桥、斗峒、社山、胜洲锅盖岭、亚婆岭等小岩体，主要与钨、钼、铅锌及风化壳离子吸附型稀土矿有关。
三、矿层（体）及含矿岩体（层）
1.含铁层位
铁矿：广西已知含铁层位有11个（表2-11），经地表长期风化后多形成褐铁矿，特别是桂南钦州—灵山一带志留系灵山群含1～8层黄铁矿，风化后多成铁帽型或堆积型褐铁矿。
表2-11 广西含铁层位概况表
2.含锰层位
广西已知含锰层位有11个（表2-12），其中，泥盆系、石炭系大塘组、二叠孤峰组及下三叠统北泗组等含锰层位，具经济价值，均为台沟相沉积。
表2-12 广西含锰层位概况表
（1）泥盆系含锰岩系
分布于桂西南、桂中、桂东南地区。有2 3个含锰层，分别位于榴江组下部、中部，五指山组下部。主要为含锰硅质岩，含锰灰岩。矿石属菱锰矿-含锰碳酸盐岩类型，风化后多形成堆积型和矿帽型氧化锰矿床。
（2）下石炭统含锰岩系
分布于桂西、南宁—马山、柳州—平乐、南丹—宜山一带。桂中的大塘组中部，含锰灰岩间夹4层碳酸锰层，上部由含锰灰岩夹1 6层碳酸锰矿层组成，可形成风化矿床。
（3）二叠系中统含锰岩系
分布于桂中、桂西、桂东北、桂东及钦州大直—防城滩营等地，含锰层位不一致，全州、柳州位于孤峰组上部，钦州—防城一带位于底部。
兴安、全州一带孤峰组为含锰硅质岩，柳州市—来宾为含锰灰岩及碳酸锰矿层，钦州—防城孤峰组为含锰硅质岩、含锰硅质泥岩，有4个含锰层位。均可形成风化矿床。
（4）下三叠统北泗组含锰岩系
分布于天等、田东、德保三县交界的东平、江城、平尧、大旺、龙眼等地。为含锰含泥硅质灰岩夹碳酸锰矿层，风化后形成比较好的风化矿床。
（5）侏罗系含锰岩系
分布于贺县西湾盆地，下侏罗统天堂组为含锰岩系。为含锰泥岩、含锰页岩、含锰结核，局部风化后富集可形成堆积锰矿，如贺县芳林。
3.上二叠统底部含铝岩系
广布于桂西、桂西南地区。位于上二叠统合山组底部，中二叠茅口组侵蚀面上，有沉积铝土矿、菱铁矿等。风化剥蚀形成堆积型铝土矿床及红土型铝铁矿。
4.花岗岩有关的矿产
广西风化型矿产成矿与各期花岗岩关系见表2-13，广西不同时期花岗岩中主要副矿物往往不同，根据广西区调院1996年统计如表2-14，在岩株附近副矿物经风化富集可以形成风化壳型砂矿床，再经流水搬运，则常形成河流阶地及滨海砂矿床。
四堡期花岗岩与（绿泥石化、电英岩化）锡矿有关；加里东期花岗岩与锡、钨、金及高岭土等有关；华力西-印支中酸性岩与钛铁矿、离子吸附型稀土矿有关；燕山早期花岗岩普遍与离子吸附型稀土、矿物型稀土及稀有金属矿产密切相关，如姑婆山花岗岩体风化壳盛产褐钇铌矿、黑稀金矿、独居石等；燕山晚期花岗岩与钨、锡、离子型和矿物型稀土、砂金等有关。
5.矿体与风化矿床的关系
矿体往往与风化矿床有直接成生关系，物质来源决定了风化矿床的矿种，一般是就地取材，原地改造，或有较小位移，在原生矿体上部或表面形成风化壳残坡积型、矿帽型、淋滤型、堆积型等风化矿床。
桂北及桂东南地区的内生金属硫化物矿床，在地表或浅部由风化淋滤作用形成铁帽型褐铁矿，如环江北山一带的铅锌黄铁矿、丹池一带的锡多金属矿体、桂东南一带的多金属黄铁矿体等，其地表常有铁帽型褐铁矿分布。桂西北地区原生含水晶石英方解石脉矿床、矿点，风化后在其周围的岩溶洼地多形成水晶砂矿。微粒型金矿床铁帽带有离子吸附型金矿床。
表2-13 各期花岗岩与风化型矿产关系一览表
表2-14 不同时期花岗岩中主要副矿物统计（平均总量单位为g/t）

用五个形容词描述一下页岩

巉岩林立 洞奇石秀 断岩对峙 匪石匪席 怪石丛生 怪石嵯峨 怪石林立 怪石嶙峋 怪石奇峰 怪石奇岩 怪石兀立 怪石险峰 怪石牙立 怪石峥嵘 光怪陆离 鬼斧神工 花坛盆景 黄石碧岩 浑然天成 假山奇石 巨山嶙峋 巨石嵯峨 嶙峋起伏 玲珑剔透 乱石嶙峋 乱石纵横 盘石犬牙 奇峰怪石 奇石突兀 奇石异洞 奇形怪状 奇岩怪石 千岩竞秀 千岩万壑 巧夺天工 峭壁巉岩 亲冒矢石 磬石之固 泉石膏肓 犬牙盘石 人非木石 如石投水 若卵投石 山枯石死 山溜穿石 山石错落 山石壮观 山童石烂 射石饮羽 身当矢石 身非木石 石沉大海 石城汤池 石赤不夺 石峰嶙峋 石火电光 石火风灯 石火风烛 石火光阴 石缄金匮 石烂海枯 石烂江枯 石泐海枯 石破天惊 石室金匮 石室金鐀 石心木肠 矢石之难 漱流枕石 漱石枕流 水滴石穿 水枯石烂 水落石出 水清石见 水石清华 烁石流金 铄石流金 搜岩采干 他山之石 泰山盘石 泰山磐石 天惊石破 天上石麟 铁肠石心 铁石心肠 铁石心肝 铁心石肠 投井下石 投阱下石 投卵击石 投石拔距 投石超距 投石问路 投石下井 顽石点头 万壑千岩 五石六鹢 下井投石 衔石填海 衔玉贾石 险峰巨石 削壁巉岩 心坚石穿 心如坚石 心如金石 心如木石 心如铁石 悬石程书 悬驼就石 悬崖转石 炫石为玉 炫玉贾石 炫玉贾石 岩居川观 岩居穴处 岩栖谷饮 岩栖谷隐 岩栖穴处 岩石参差 岩穴之士 燕岱之石 燕石妄珍 摇摇欲坠 药石之言 一石二鸟 以卵敌石 以卵击石 云崖巉峻 枕石漱流 枕石嗽流 枕岩漱流 重岩迭障 重岩迭嶂 重岩叠障 重岩叠嶂 助人下石 柱石之坚 走石飞沙 作金石声
蜻蜓撼石柱 十日一水，五日一石 他山之石，可以攻玉 一块石头落了地

我想问一下页岩陶粒哪里生产的多

页岩陶粒在河南洛阳生产得多，轻质页岩陶粒滤料采用天然岩石--页岩为原料，经高温、焙烧精制而成。其无毒、无味、抗压耐磨、耐腐蚀，并具有良好的吸附性能和强度，适用于各类水质的净化处理。还用于花卉盆景无土栽培，其材质轻、抗压、保温、防冻、防震、无辐射等优点也可用做建筑节能材料。更多关于页岩陶粒哪里生产的多，进入：https://m.abcgonglue.com/ask/2cca4d1615834040.html?zd查看更多内容

泥页岩油的基本特征

(1)泥页岩油的含义
泥页岩油是指储存于富有机质、纳米级孔径为主泥页岩地层中的石油。泥页岩既是石油的烃源岩，又是石油的储集岩。泥页岩油以吸附态和游离态形式存在，一般油质较轻，黏度较低。主要储集于纳米级孔喉和裂缝系统中，多沿片状层理面或与其平行的微裂缝分布。富有机质泥页岩一般在盆地中心大面积连续聚集，整体普遍含油，资源规模大页岩油“核心区”评价的关键包括储集空间分布、储集层脆性指数、泥页岩油黏度、地层能量和富有机质页岩规模等。页岩气的成功开采为页岩油开采提供了技术参考，水平井体压裂、重复压裂等“人造渗透率”改造技术，是实现泥页岩油有效开发的关键技术。泥页岩油资源中，凝析油或轻质油可能是实现工业开采的主要类型。凝析油和轻质油分子直径为0.5～0.9nm，理论上讲，其在地下高温高压下页岩纳米级孔喉中更易十流动和开采。
(2)泥页岩油分布区基本特征
泥页岩油在聚集机理、储集空间、流体特征，分布特征等方面与源储分离的常规石油和近源聚集的致密岩油具有明显差异(表4.18)，但与泥页岩气则有更多相似之处。有利页岩油分布区主要有以下特征。
表4.18 泥页岩油主要地质参数统计表
续表
A.源储一体，滞留聚集
泥页岩油是典型的源储一体、滞留聚集、连续分布的石油聚集富有机质泥页岩既是生油层，也是储集层。与泥页岩气不同，页岩油主要形成于有机质演化的液态烃生成阶段。在富有机质泥页岩持续生油阶段，石油在泥页岩储集层中滞留聚集，只有在泥页岩储集层自身饱和后才向外溢散或运移。因此，处在液态烃生成阶段的富有机质泥页岩均可能聚集泥页岩油。目前在北美海相地层和中国陆相地层中已有泥页岩裂缝油出现，但未见基岩页岩油发现的报道。
B.富有机质，成熟度较高
富含有机质是泥页岩富含石油的基础，高产富集泥页岩油层TOC值一般大于2%，RO值一般为0.7%～2.0%，形成轻质油和凝析油。有利于开采。
C.发育纳米级孔喉、裂缝系统
一般泥页岩发育毫米—厘米级纹层。泥页岩油储集层中广泛发育纳米级孔喉，孔径主要为50～300nm，局部发育微米级孔隙，孔隙类型包括粒间孔、粒内孔、有机质孔、晶间孔等，微裂缝在泥页岩油储集层中也非常发育，类型多样，以未充填的水平层理缝为主，干缩缝次之，近断裂带处发育直立或斜交的构造缝。大部分泥页岩发育较好的片状结构，有黏土矿物片状结构、碳酸盐片状结构、有机质片状结构、黄铁矿等多种类型，泥页岩油广泛赋存于这些片状层理面或与其平行的微裂缝中。
D.储集层脆性指数较高
脆性矿物含量是影响泥页岩微裂缝发育程度、含油性、压裂改造方式的重要因素、页岩中高岭石、蒙脱石、水云母等黏土矿物含量越低，石英、长石、方解石等脆性矿物含量越高，岩石脆性越强，在外力作用下越易形成天然裂缝和诱导裂缝，利于泥页岩油开采。中国湖相富有机质泥页岩脆性矿物含量总体较高，可达40%以上，如鄂尔多斯盆地延长组长7段湖相页岩石英、长石、方解石、白云石等脆性矿物含量平均达41%，黏土矿物含量低于50%，长72亚段和长73亚段泥页岩中黄铁矿的含量较高，平均为9.0%。
E.地层压力大、油质轻
泥页岩油富集区位于已大规模生油的成熟富有机质泥页岩地层中，一般地层能量较高，压力系数可达1.2～2.0，也有少量低压地层，如鄂尔多斯盆地延长组压力系数仅为0.7～0.9；油质一般较轻，原油密度为0.70～0.5g/cm3，黏度为0.7～20.0mPa·s。高气油比，在纳米级孔喉储集系统中更易于流动和开采。
F.大面积连续分布，资源潜力大
泥页岩油分布不受构造控制，无明显圈闭界限，含油范围受生油窗富有机质泥页岩分布控制，大面积连续分布于盆地坳陷或斜坡区。泥页岩生成的石油较多地滞留于泥页岩中，一般占总生油量的20%～50%，资源潜力较大。如鄂尔多斯盆地中生界长7段页岩中富集页岩油层段(集中分布于长72下段和长73大部)初步估算泥页岩油可采资源量达10×108～15×108t北美海相泥页岩分布面积大、厚度稳定、有机质丰度高、成熟度较高，有利于轻质和凝析泥页岩油的生成。
(3)富有机质泥页岩沉积模式
泥页岩可形成于海相、海陆过渡棚和陆相沉积环境中，富有机质黑色页岩的形成需具备两个重要条件：高生产力，丰富的有机质供给：有利于沉积有机质保存、聚积与转化的条件。
富有机质黑色页岩的沉积模式主要有4种：海(湖)侵模式、水体分层模式、门槛模式和洋流上涌模式。在陆相湖盆内，只发育湖侵、水体分层和门槛3种模式。湖侵模式是指相对湖平面上升，导致深水区形成大面积缺氧环境，有机质得以埋藏、保存而形成黑色页岩(密集段)，在坳陷湖盆的展布规模一般较大(图4.15a)。水体分层模式是指在温度、盐度或其他差异作用下，汇水盆地上下水体循环受阻，导致局部低洼滞水区形成缺氧环境，形成富有机质黑色页岩，水体分层是富有机质页岩形成的最主要形式、门槛沉积模式分为高门槛和低门槛两种，这主要是针对水体深度面作的区分。高门槛模式是指在断陷湖盆(图4.15b)和前陆湖盆(图4.15c)等深水湖盆内，由于受“门槛”阻挡，外源水体无法影响盆地深部水体，进而水体分层形成缺氧环境，发育黑色页岩。门槛模式则是指在水体很浅的滞水区内(如沼泽)，由于生物分解大量耗氧，导致水体呈还原环境，进而保存高等植物有机质形成煤系页岩的沉积模式，门槛模式的最大特征是无水体分层。
湖平面周期性的波动过程中，水体深度和沉积物输入速率具有周期性变化的特征，导致沉积剖面上有机碳总量规律变化。层序边界处水体较浅，沉积物堆积速度快且氧化作用活跃，剖面上往往出现有机碳总量最小值。在最大湖泛面附近，沉积物供应速度慢，为欠补偿沉积段，有机质相对富集，常出现有机碳总量最大值，即密集段是层序中最有利的富有机质页岩层段，但并非所有湖盆的最大湖泛面附近皆可形密集段。陆相湖盆由于盆地类型和演化阶段不同，加之湖盆面积小、多物源、湖平面变化等因素，富有机质页岩在层序内的纵向分布较为复杂，中国东部断陷湖盆密集分布于高位体系域下部，也可分布于湖侵体系域；中西部盆地主要分布于湖侵体系域。中国陆相优质油源岩常与凝灰岩共生，如鄂尔多斯盆地长7段、松辽盆地青山口组一段、渤海湾盆地沙河街组三段和四段、准噶尔盆地平地泉组、三塘湖盆地芦草沟组等，均广泛发育薄层—纹层状凝灰岩，常见颜色为浅灰色、浅黄色、紫红色等，单层厚度一般为10～100mm，最厚可达数米。凝灰岩可能主要来自火山喷发，具有序纹层结构、大气降落等明显沉积特征，同期活跃的区域构造活动可能是页岩沉积期最大湖泛的主要动力因素，同期频繁的火山喷发、湖底热等活动，共同促进了富氧有机质页岩的大规模形成。
图4.15 陆相湖盆黑色页岩沉积模式图
中国陆相富有机质黑色页岩类型多，时代跨度大，分布范围广，为页岩油气形成提供了良好的物质基础。湖相富有机质黑色页岩形成于二叠纪、三叠纪、侏罗纪、白垩纪、古近纪和新近纪的陆相裂谷盆地坳陷盆地：二叠系湖相富有机质黑色页岩发育在准噶尔盆地，分布于准噶尔盆地西部—南部坳陷，包括风城组、夏子街组、乌尔禾组3套泥页岩。三叠系湖相页岩发育在鄂尔多斯盆地，其中长7段、长9段页岩最好，分布于盆地中南部，侏罗系在中西部地区为大范围含煤建造，但在四川盆地为内陆浅湖—半深湖相沉积，中-下侏罗统发育自流井组页岩，在川中、川北和川东地区广泛分布。白垩系湖相页岩发育在松辽盆地，包括下白垩统青山口组、嫩江组、沙河子组和营城组页岩，在全盆地分布。古近系湖相页岩在渤海湾盆地广泛发育，以沙河街组一段、三段、四段为主，分布于渤海湾盆地各凹陷，黄骅和济阳坳陷还发育孔店组页岩。湖相富有机质黑色页岩为中国陆上松辽、渤海湾、鄂尔多斯、准噶尔等大型产油区的主力油源岩。
(4)泥页岩油母质类型与地球化学特征
中同陆相富氢有机质页岩主要发育在半深湖—深湖相沉积环境，以Ⅰ型和ⅡA型干酷根为主，易于生油；泥页岩成熟度普遍较高，RO值一般为0.7%～2.0%，处于生偏轻质石油阶段；页岩有机质丰度较高，总有机碳含量一般在2.0%以上，最高可达40%；形成商业性页岩油气的有效页岩厚度一般大于10m；沉积有机质的划分可有效确定富有机质泥页岩的分布。
泥页岩内赋存的烃类包括气态烃、轻质油气3部分，用S1值(游离烃含量)、氯仿沥青“A”含量和TOC值衡量页岩油含量时，结果有一定差异。S1值无法反映原油中重质部分的含量，氯仿沥青“A”含量不能反映C14烃类的含量，二者的观测值均低于实际残留油量，且受成熟度影响大，在度量泥页岩油含量时需进行必要的校正；TOC值相对稳定，并与S1和氯仿沥青“A”有较好的相对关系，可用于泥页岩含油量评价。如鄂尔多斯盆地中生界长7段页岩 S1值、氯仿沥青“A”含量与TOC值呈很好的正相关关系。还有其他一些指标也可用于页岩油含量的度量，如黄铁矿含量常与泥页岩油含量正相关。
陆相泥页岩层系油源岩中，纹层状泥页岩与块状泥岩在各种地球化学指标上差异较大，以鄂尔多斯盆地长7段为例，大量测试分析显示(表4.21)，长7段页岩有机质丰度和生烃潜力远大于泥岩。泥页岩生烃潜力是泥岩的5～8倍。长7段黑色页岩TOC值平均高达18.50%，约是泥岩的5倍：泥页岩S1值平均为5.24mg/g，是泥岩的5倍以上；页岩的S2值(热解烃含量)平均为58.63mg/g，为泥岩的8倍多；而且泥页岩的氢指数、有效碳、降解率等参数均大于泥岩。富有机质泥页岩不但是长7段最主要的生油岩，也是泥页岩油主要的储集岩。
表4.21 鄂尔多斯盆地长7段页岩与泥岩地球化学参数
(5)泥页岩油聚集空间类型与纳米级孔演化模式
近年来，国内外学者尝试使用高精度设备开展了大量泥页岩微孔隙和微裂缝表征方面的工作。利用氩离子切割、双离子束激光切割等制样设备，3DX射线微米CT和纳米CT、场发射扫描电镜、环境扫描电镜、原子力显微镜、透射电子显微镜等高分辨率观测设备，结合能谱、二次电子和背散射图像，实现了泥页岩内部孔隙和矿物成分三维石布图像重构。邹才能等利用场发射扫描电镜和纳米CT扫描重构了四川盆地海相泥页岩的孔隙结构，在中国含油气储集层中首次发现了纳米级孔喉系统。
泥页岩是指由粒径小于0.0039mm的碎屑、黏土、有机质等组成具页状或薄片状层理、容易碎裂的一类细粒沉积岩，常见的页岩类型有黑色页岩、碳质页岩、硅质页岩、铁质页岩、钙质页岩等。页岩矿物成分复杂，碎屑矿物包括石英、长石、方解石等。含量一般超过40%；黏土矿物有蒙脱石、伊蒙混层、伊利石、高岭石等；黄铁矿单体或集合体常与干酪根有机质共生。页岩层理结构十分发育，发育碳酸盐—石英—长石—黏土矿物—有机质—黄铁矿“三元”结构(图4.16)或黏土矿物—有机质—黄铁矿、碳酸盐—石英—长石—有机质—黄铁矿“二元”结构，不同矿物组成、岩性组合常相互叠合、共生分布。
中国富有机质黑色泥页岩储集空间包括微米级孔隙、纳米级孔喉和微裂缝，以纳米级孔喉为主，微米级孔隙和微裂缝次之。纳米级孔喉主要为黏土矿物晶间孔、自生石英粒间孔.晶间孔、长石粒间孔、碳酸盐晶间孔、黄铁矿晶间孔等，孔径一般为小于500nm，局部发育微米级孔隙(图4.16c-d)。黏土矿物主要为伊蒙混层矿物、伊利石和绿泥石(图4.16e、f)，晶间孔以片状为主，绝大多数为纳米级孔喉。白云石、方解石、菱铁矿等矿物，以及石英、钾长石、斜长石等碎屑矿物在页岩中也非常发育，常呈纹层状与黏土矿物相互叠合分布(图4.16c)。黄铁矿呈草莓状集合体分散或团簇或沿裂缝呈长条形产出，晶形完好，发育纳米级晶间孔，常与有机质伴生叠置(图4.16c-d)；泥页岩油储集层中，有机质演化程度相对较低，尚未达到生气窗，有机质内纳米级孔隙的贡献有限，如鄂尔多斯盆地长7段泥页岩内有机质孔多为狭长缝状，发育于有机质与基质边界，孔隙宽50～200 nm(图4.16h)；微裂缝按成因可分为成岩微裂缝和构造微裂缝两类：前者主要为纹层间微裂缝(图4.16a)在不同成分纹层间均有发育，微裂缝较窄，宽度一般在1～10μm，易于顺层延续；后者主要为斜交微裂缝(图4.16b)，缝面较平直，常见纹层错断，缝内常充填自生碳酸盐、黄铁矿等。
据泥页岩成岩物理模拟实验、纳米级孔喉定量分析等研究，中国湖相富有机质泥页岩(Ⅰ型干酪根)孔隙演化模式实验发现，大孔(孔径大于50nm)、中孔(孔径为2～50nm)和微孔(孔径小于2nm)的比孔容随温度增加呈现不同的变化趋势。大孔的比孔容随模拟实验温度和压力增加先增加后降低，微孔和中孔的比孔容先降低后增加。整个生排烃过程残留烃的含量是变化的，即随温度增加先增加后减小，在约 350℃时达到最大(150mg/g)，这与前人研究提出的残留烃存在一个门限值(100mg/g)的观点不同。
实际上，泥页岩有机质类型、残留烃排烃方式、排烃压力等均可能对排烃产生一定影响，尚需深入研究。
(6)泥页岩油的形成机制
页岩在不同成熟阶段产出油气的机制不同。未成熟有机质泥页岩可形成“人造油”，成熟有机质泥页岩地下形成泥页岩油，高过成熟有机质泥页岩形成页岩气，可分别称为成熟“人工”页岩油、成熟泥页岩油、高熟泥页岩气(图4.17)。
图4.16 鄂尔多斯盆地延长组长7段泥页岩微观照片
图4.17 泥页岩层系油气聚集模式
尽管泥页岩生成烃类已被公认，但对泥页岩内残留烃量和滞留机理却存在不同认识。多数学者认为泥页岩中烃类的释放和排出包括两个过程：烃类从干酪根中热演化生成释放过程和生成烃类在泥页岩内部的初次运移，而对于这两个过程哪个是关键至今还存在很大分歧。有学者认为干酪根中烃类释放是关键，液态烃释放受干酪根吸附和烃类在干酪根网络中的散作用控制；还有学者认为烃源岩的岩性组合、有效运移通道、烃源岩内压力分布以及微裂缝发育程度等因素起控制作用。泥页岩内滞留油气取决于干酪根的化学性质和生成油气的体积与组成，而油气的体积与组成又取决于干酪根的性质和二次裂解反应。泥页岩中烃类滞留机理不仅决定烃类在泥页岩中的残留数量和排烃数量，还控制了滞留烃类二次裂解形成泥页岩气的潜力。很多学者对泥页岩内烃类滞留机理进行了探讨，比较有代表性的理论包括干酪根吸附机理、聚合物溶解机理、排烃门限理论等，这些理论在一定程度上解释了干酪根性质对油气滞留的影响，对油气排烃过程产生的分馏效应也作了一定解释，但均存在一定局限性。
依据泥页岩矿物组成、有机碳和残留烃相关分析，结合场发射和环境扫描电镜下泥页岩孔隙和含油性观察，提出了泥页岩内部页岩油滞留聚集模式(图4.18)。残留液态烃主要以吸附态存在于有机质内部和表面，以吸附态和游离态存在于黄铁矿晶间孔内。同时，受泥页岩纳米孔喉连通程度、穿越孔喉的效应，源岩内部压差等限制，部分烃类滞留在泥页岩孔喉系统内，伴生气溶解在烃类中呈液态。由于黏土、石英、长石、白云石、方解石等矿物颗粒表面束缚水膜的存在，矿物基质纳米级孔喉中的液态烃主要呈游离态赋存，其次为吸附态。残留液态烃在微裂缝中主要以游离态形式存在。
(7)泥页岩油藏主要类型及其分布特征
东部断陷盆地特有的构造、沉积背景决定其发育多种类型的泥页岩油藏高频振荡导致泥—砂、盐—碳酸盐岩—泥—砂高频交互，有利于致密砂、泥页岩夹薄砂型、泥页岩夹碳酸盐岩型油藏的形成；苏北、江汉盆地及东濮凹陷呈现出复杂断块型，在构造复杂带裂缝发育，有利于形成泥页岩裂缝型油藏；江汉盆地、东濮凹陷盐岩广泛分布、有利优质烃源岩的发育和超压形成，盐间及盐—泥—砂相变带导致多种类型泥页岩油藏的形成。
图4.18 泥页岩油滞留聚集模式
东部断陷盆地发育3大类页岩油藏(表4.22)，不同类型泥页岩油藏在沉积相带、岩性组合、烃源条件、储集空间类型等方面具有各自不同的特征。盐间、高压裂缝型、泥页岩夹脆性层型是较有利的页岩油藏类型。
A.盐间型
储集空间以泥岩、白云岩裂缝为主。赋存于盐间泥页岩系统，发育于盐湖盆地，大量油气滞留在盐岩夹持的泥页岩中，裂缝发育。
B.泥页岩夹脆性层(薄砂层、白云岩层、灰岩层)型
储集空间以脆性夹层及页岩基质孔隙为主。泥页岩与薄砂层、灰岩和泥灰岩互层或夹层，往往发育于高频振荡期，前三角洲—半深湖相之间过渡区。
C.纯泥页岩型
储集空间以泥页岩裂缝为主，最常见平行或斜交层理的两类裂缝，平行层理裂缝在泥页岩中广泛发育，斜交层理裂缝往往发育于断裂发育区。
东部断陷盆地发育有盐和无盐两类湖盆，受沉积相控制，从凹陷边缘物源区(砂岩发育区)向湖中心沉积岩性在纵向上有序变化，有盐湖盆的沉积序列为常规砂岩—致密砂岩—页岩夹砂—云质泥岩—盐岩；无盐湖盆的沉积序列为常规砂岩—致密砂岩—页岩夹砂岩—泥岩—泥页岩+碳酸盐岩；受沉积相控制，湖中心区形成盐间高压泥页岩裂缝油藏、盐间高压泥页岩央薄砂岩裂缝型、盐间白云岩裂缝型、纯泥页岩型油藏，盐和常规砂岩过渡区发育泥岩夹页岩与薄砂岩、灰岩互层型、云质泥岩夹白云岩型油藏。
(8)泥页岩油资源量预测、评价与核心技术
泥页岩气的成功勘探开发，表明泥页岩不仅可作为烃源岩和盖层，还可成为储集层。但对于能否在页岩孔隙中寻找到页岩油，国内外尚未形成共识。目前世界上形成工业产量的页岩油绝大多数产自裂缝性泥页岩，真正的泥岩或页岩中尚无形成规模产量的报道。按照现有的生排烃理论，烃源岩生成的石油大约20%～50%会滞留下来，泥页岩油的资源潜力可能会远远超过致密岩油。
表4.22 东部断陷盆地古近系泥页岩油藏类型
中国泥页岩油勘探刚刚起步，缺少相应的产能数据，常用体积法进行地质资源量计算，即：
Q＝Shρq (1)
式中：Q为泥页岩油资源量.t；S 为泥页岩有效面积，m2；h 为页岩有效厚度，m；ρ为页岩密度，103kg/m3；q为单位质量页岩总含油率，%，一般用氯仿沥青“A”含量或热解液态烃含量S1进行计算。
根据公式估算中国主要盆地可采泥页岩油资源量大约为30×108～60×108t，目前这还只是一个参考数据和初步认识，未来资源量数据还会改变。
本节以鄂尔多斯盆地长7段为例进行了页岩油资源规模研究。长7段中下部发育的富有机质页岩是页油的主要富集层段，厚度较大，大面积分布，其中部长73 泥页岩累计厚度一般达10～18m，最厚可达25m中部长72泥页岩累计厚度一般为6～15m，最厚可达m。富集泥页岩油层段具有高有机碳、高黄铁矿含量S1、高氯仿沥青“A”含量和高自然伽马值的“五高特征，TOC＞2%、RO＞0.7%的泥页岩油富集有利区面积约为2×104km2(图4.19)，初步估算泥页岩油可采资源量达10×108～12×108t。
发展页岩油应加深资源认识，找准页岩油富集的有利核心区，把“核心区”作为资源评价的最终目标。岩油“核心区”评价取决于5项关键指标：①有机质含量大于2%、有机质成熟度为0.7%～2.0%，可保证页岩中有足够含油量；②脆性矿物含量大于40%，黏土矿物含量小于30%，方可保证容易压裂形成裂缝统，脆性矿物含量高也容易发育天然裂缝：③泥页岩为压系统，方可保证有较大的天然能量，更有利于石油采；④较低的原油黏度，凝析油或轻质油更有利于石油在页岩纳米级孔喉中的流动，可保证泥页岩油开采的经济效益；⑤含油泥页岩具有一定体积规模，可保证能进行工业化作业和经济开采。
泥页岩气开发为泥页岩油发展提供了技术路线图和经验。展望页岩油开发核心技术，应包括泥页岩油资源评价方法、富有机质段测井评价、富有机质段平面地震叠前预测、水平井体积压裂、改造“天然裂缝”、注入粗颗粒“人造储集层”、注气形成高气油比技术、微地震监测、纳米油气提高采收率、工厂化作业模式等。在泥页岩气技术发展的基础上，对泥页岩油攻关，有可能形成针对泥页岩油的关键技术实现泥页岩油开发的工业化突破。
图4.19 鄂尔多斯盆地三叠系长7段泥页岩油富集有利区分布

盖层建造

按照“全国地层多重划分对比研究”的意见，走廊带内地层属于华南地层大区的扬子地层区和东南地层区。根据岩石组合区域性不整合面或大的沉积间断，研究区内盖层建造分为三个大的断代，即南华纪—志留纪地层、泥盆纪—中三叠世地层、晚三叠世—第三纪地层。
南华纪—志留纪地层：扬子地块内发育浅海相碳酸盐岩和陆源碎屑岩为主的稳定型沉积，而在其南缘则出现了深海相砂泥质为主的类复理石过渡型的沉积。华夏地块沉积了活动型泥砂质夹火山岩的复理石沉积，经加里东运动褶皱变质，并与扬子地块拼接，形成华南古大陆。
泥盆纪—中三叠世地层：泥盆纪—中三叠世地层是在华南古大陆形成后，加里东运动所形成的构造剥蚀面上发育起来的，泥盆系呈不整合或平行不整合覆盖在前泥盆纪地层之上，其底界形成穿时界面。为一套由粗到细的碎屑岩、碳酸盐岩/含煤碎屑岩、硅质岩及泥质岩等海相和海陆交互相为主的稳定型沉积组成，构成一个完整的海进海退沉积旋回。其底界，在扬子地层区，只发育上泥盆统，与下伏志留纪地层多为平行不整合接触。在东南地层区，泥盆系超覆不整合在前泥盆纪浅变质岩系之上。其上被晚三叠世—中侏罗世的陆相湖盆沉积覆盖。印支运动使华南由海变陆，并与华北地块碰撞拼合。
晚三叠世—第三纪地层：为滨太平洋大陆边缘活动阶段，主要形成陆盆沉积和陆相中、酸性为主的火山喷发岩系。分布在东南沿海和长江中下游的晚侏罗世—早白垩世火山岩，属于环太平洋火山岩带的组成部分，蕴藏有丰富的金属和非金属矿产。
（一）扬子地层区
以绍兴-江山断裂与东南地层区接壤，基底为前南华纪中、浅变质岩系，盖层建造为稳定型南华纪—古生代（包括部分三叠纪）以浅海为主夹海陆交互相沉积，顶部为中新生代大陆边缘型陆相火山-碎屑岩系。其总体特征是一个自震旦纪至中三叠世长期接受沉积的较稳定地区，构造运动不甚剧烈，一般表现为升降运动，岩浆活动通常亦较微弱。包括下扬子地层分区和江南地层分区，大别地区因为海相盖层极为零星，不再进行叙述。
1.下扬子地层分区
主要位于长江下游沿江两岸以及附近一带，横跨苏、皖、赣三省境内。南以修水—石台—宣城—常州一线与江南地层分区相邻，南华系至奥陶系以浅海相碳酸盐岩为主夹碎屑岩，志留系为海相砂页岩。上古生界普遍缺失中、下泥盆统，上泥盆统以石英砂岩为主，底部常是石英砾岩，与下伏地层多呈平行不整合接触。石炭纪、二叠纪地层主要由浅海碳酸盐和硅泥质沉积夹滨海含煤碎屑沉积组成。三叠系下部为浅海相碳酸盐沉积，上部为陆相碎屑岩红层及含煤地层，碳酸盐岩与红层二者间常夹石膏等蒸发岩。侏罗系、白垩系为陆相碎屑含煤岩系、红层及火山岩等。新生界多为陆相碎屑岩（部分含油）以及松散沉积，夹少量基性火山岩。
2.江南地层分区
北邻下扬子地层分区，南以绍兴-江山断裂与东南地层区武夷及沿海地层分区相接，包括浙西、皖南、赣东北、赣中。区内基底由元古宙变质岩系组成，一般为变质较浅的砂泥质岩及火山岩，局部变质较深，南华纪、震旦纪及寒武纪地层以海相碳酸盐岩为主夹硅泥质岩，奥陶纪和志留纪地层由笔石页岩及复理石组成，厚度巨大。晚古生代及中新生代与下扬子地层分区比较，总体特征大同小异但不整合面上的古生代地层尤其是早古生代地层表现出一定的活动型特征，显示稳定区与活动区之间过渡特点。
（二）东南地层区
北与扬子地层区为邻，区内部分出露有前震旦纪基底。震旦纪及早古生代为活动型沉积，主要发育巨厚的砂泥质夹硅质复理石、类复理石沉积，经加里东运动普遍遭受变质（一般变质较浅）。晚古生代至早期中生代地层超覆不整合于加里东期构造面之上，由海相为主夹海陆交互相地层组成。中生代中晚期至新生代多数地区为陆相碎屑沉积，伴有不同程度的火山活动。台湾境内海相新生界发育。研究区内主要包括武夷、沿海、台湾地层分区。
1.武夷地层分区
位于闽、浙、赣三省交界的武夷山区及闽西南一带。北以广丰-鹰潭一线为界与江南地层分区接壤，南与东江地层分区以定南-永定一线为界，东沿政和-大埔断裂与沿海地层分区为邻，西以定南-东乡一线与桂-湘-赣地层分区相连。区内出露有元古宙中、浅变质岩基底，早古生代以浅变质岩为主，晚古生代地层分布较零星，且不整合覆于早古生代或更老地层之上；泥盆纪主要为陆相碎屑岩，石炭纪、二叠纪为海相及海陆交互相碳酸盐夹碎屑沉积，中生代早期由海相碳酸盐转为海陆交互相含煤沉积，晚期陆相火山岩及红层较发育。本区以广泛出露元古宙和早古生代变质岩，晚古生代地层分布较零星以及中生代火山岩较发育为特征。
2.沿海地层分区
北与扬子地层区以绍兴-江山断裂为界，西以政和-大埔断裂及五华-深圳断裂分别与武夷和东江两地层分区相邻，东隔台湾海峡与台湾地层分区相望，其范围跨浙、闽、粤三省东部及其沿海广大地域。区内古生代及更老地层出露极其零星，且多经不同程度变质，中新生代陆相地层则颇为发育，分布甚广，尤以中生代火山岩和火山碎屑岩几乎覆盖全区面积的70％以上，为我国中生代陆相火山岩地层最发育的地区。
3.台湾地层分区
台湾省花莲-台东断裂以西的广大地区，包括澎湖列岛。区内古生代至中生代地层主要分布于阿里山和台湾山区一带，并均经程度不同的变质作用。西部平原地区新生代地层发育，主要由活动型沉积的海相碎屑岩组成。澎湖列岛有中生代火山岩分布。
（三）陆相火山岩地层
晚三叠世开始，本区构造格局逐渐开始发生变化，太平洋构造域叠加在原有的构造格架上，因而中生代地层，特别是中生代陆相火山岩地层区划已无法沿用上述分区方案。除浙闽沿海呈大面积分布外，其余多呈大小不等盆地型式出现，由于各盆地发展的不平衡，造成岩石组合差异较大。根据火山活动强度、时限及岩石组合序列特征等，将本区陆相火山岩地层分为两个带，即长江中下游火山岩带和东南沿海火山岩带。后者又大致以绍兴-江山-政和-大埔-五华-深圳一线为界分两个亚带，此线以西称东南沿海火山岩内带，以东称东南沿海火山岩外带，呈北东—北北东向展布。
1.皖中火山岩带
位于安徽大别地区、沿江地区，该带由多个火山岩盆地组成，火山活动时间从晚侏罗世至早白垩世。形成两个大的沉积-喷发旋回，火山岩均呈盆地型式分布。晚侏罗世火山岩岩石组合类型为玄武岩-粗安岩-粗面岩，岩性以中基性-中性为主；早白垩世地层各盆地岩性变化较大，岩性中性-中酸性、双峰式岩石组合。
2.浙闽沿海火山岩内带
西北以江南断裂与安徽中部火山岩带分界，东南以绍兴-江山，政和-大埔，五华-深圳断裂与沿海火山岩外带为界，包括苏南、皖南、浙西、闽西、赣南等地。该带亦由多个火山岩盆地或火山活动中心组成，火山活动时间从晚侏罗世—早白垩世，具由西南向东北逐渐偏晚之势。构成1～3个沉积喷发旋回，火山岩多呈盆地中心式喷发，晚侏罗世—早白垩世早期为本带火山活动强烈时期，火山岩组合为安山岩-英安岩-流纹岩，岩性为中基性—酸性。早白垩世中晚期，火山活动相对较弱，多呈孤立盆地出现，火山岩具双峰式特点，组合类型为玄武岩-安山岩-流纹岩-粗面岩，岩性为中基性—酸性。
3.浙闽沿海火山岩外带
位于绍兴-江山-政和-大埔-五华-深圳一线以东的浙闽粤沿海地区。该带火山活动以裂隙式或沿裂隙带的中心式喷发为主，形成大面积岩流，为本区火山活动最强烈的地带，火山活动从晚侏罗世延至晚白垩世，由南而北由老而新迁移，具3～4个沉积喷发旋回，晚侏罗世—早白垩世早期形成多个北东向火山喷发带，岩石组合类型为安山岩-英安岩-流纹岩，为一套中基性-中性-酸性的钙碱性系列火山岩。早白垩世中晚期，火山活动相对减弱，呈孤立盆地分布，火山岩具双峰式特点。岩石组合类型为玄武岩-安山岩-流纹岩，岩性由基性向酸性演化。晚白垩世本区火山活动十分微弱，经分布于浙闽沿海地区，呈孤立盆地出现，岩性酸偏碱性，主要为流纹岩。
（四）主要含矿地层及岩性组合
盖层建造中除少数矿种构成小型矿床外，大多数并无实际工业意义，而且其产出时代和层位也有限。
1）赣东北蓟县纪双桥山群及演吉岭岩群浅变质泥砂细碎屑沉积岩组合：此套浅变质岩Au平均丰度4.05×10-9，稍高于克拉克值。这套岩层分布区内金矿床矿点密布，为Au的重要矿源层，稍粗碎屑岩和含火山质岩组尤较有利。
2）赣东北地区蓟县纪金铜海相火山岩组合：张村岩群及演吉岭岩群下部岛弧型含炭硅质与火山岩为含金岩系，演吉岭岩群下部火山岩系分布区的横路-赋春一带，Au平均丰度4.4×10-9，德兴金山地区更高达22.5×10-9（刘英俊，1989），为区内最重要的矿源层。
张村岩群韩源岩组Cu平均丰度65×10-6、Pb 29×10-6、Zn104×10-6，均高于克拉克值。弋阳铁砂街组为海相细碧岩、石英角斑岩、碳酸盐组合，形成与之有关的海相火山沉积-叠改型铜矿床。铅山王坞周潭岩组变基性火山岩夹碳酸盐岩层中也有似层状铜矿体发现。在相邻的赣西宜丰岩组中也有细碧角斑岩型铜矿床发现，因之，蓟县系海相火山岩是一个重要的铜矿成矿层位。
3）闽西北含矿建造为东岩组的绿片岩及钙镁硅酸盐（称作二透岩组合即以透辉石及透闪石为主），恢复原岩后自下而上的火山岩成分是：玄武岩、安山玄武岩-凝灰质、白云质泥灰岩和（含硼）凝灰质砂泥岩-流纹质沉凝灰岩及流纹岩，显示海相火山岩具双模式组合。含矿建造的成矿元素丰度很高：Pb（675 ～1724）×10-6，Zn（1830～3106）×10-6。
4）下扬子地区莲沱组砂岩铜矿形成小型矿床，这一层位还发现有中等规模的银矿床。
5）赣东北地区南华纪—早寒武世：为地壳微扩张期，由3个含矿赋矿岩层组合构成组合系列。
南华纪洪山组远火山沉积磁铁石英岩、磁黄铁矿组合；南沱期火山-冰川事件之后的震旦纪蓝田组含锰灰岩-炭质泥岩-粉砂岩-硅质层组合，显示存在热水沉积，形成磷、黑滑石、重晶石，沉积矿产以及层控-叠改型金银、铅锌等多金属矿化；寒武系底部含钒、铀、重晶石、石煤（石墨）黑色页岩组合。
6）江南地区寒武系底部黑色炭质页岩的石煤层中含较高的铀、钒，有时还有镍和贵金属。
7）下扬子地区志留纪坟头组砂岩中常夹有透镜状磷块岩、生物碎屑磷块岩和胶磷矿细砂岩，分布较广泛。已知重要矿点出现在鄂东南地区，赣北瑞昌-湖口一带，以及铜陵地区。此外，茅山组中亦产有含磷砂岩。
8）安徽地区晚泥盆世砂岩、砂页岩中产有小而富的黄铁矿床，并含铅、锌、铜，分布亦较广泛。此外，还有适合地方开采的小铁矿，分布也较广泛。
9）江西赣东北地区石炭纪含Cu、Pb、Zn、S、Fe、Mn（W）、砂页岩、碳酸盐岩组合：为加里东造山后陆块微扩张期的由滨海到浅海环境。岩组中夹有少量中酸性火山凝灰岩层，也是永平、枫林层控-叠改型铜矿床的赋矿层位。Cu、Pb、Zn丰度值，下石炭统碎屑岩稍高，分别为55×10-6、8×10-6、70×10-6，而上统则很低，仅4.5×10-6、45×10-6、20×10-6，远低于地壳平均值，说明矿质与正常沉积作用关系不大，而可能与沿古深断裂带发生的浅海热水喷流有关。
10）下扬子地区二叠纪含煤岩系中的煤层和黄铁矿结核或透镜体，栖霞组燧石结核灰岩下部的菱铁矿层，孤峰组硅质岩中的磷结核，含锰灰岩和锰土层，大隆组中下部页岩和硅质岩中的钼等，均有一定意义，有的已构成小型矿床，
11）江西中二叠世鸣山组含Au硅质岩组合：江西二叠系Au丰度0.5×10-9，As、Sb、Hg分别为1.4×10-6、0.21×10-6、9×10-6，均大大低于地壳平均值，但其中茅口组（赣西）或鸣山组（赣东北）硅质层都是低温热水成因的粉石英和卡林型金矿化的主要层位，沿萍乡-广丰缝合带两侧拗陷带中分布，但矿化向东减弱，区内仅有金矿点分布。
12）赣东北地区晚侏罗世—早白垩世含U 、Au、Ag、Pb、Zn，陆相酸性火山岩组合；冷水坑矿田下鲍矿床，打鼓顶组上部火山口湖泊汽热泉成因的铁锰碳酸盐层段，形成了交代叠改型银铅锌矿层，是一个值得重视的赋矿层组。
上述含矿层位和岩性特点表明，在盖层沉积阶段形成的各类沉积岩层中，赋矿岩层主要是各种碳酸盐岩，如灰岩、白云质灰岩、白云岩、不纯灰岩、钙质页（砂）岩等和碳酸盐岩层与硅铝质岩层——砂岩、页岩、硅质岩等组合，特别是含同生沉积黄铁矿或/和菱铁矿±石膏矿胚层的碳酸盐岩层或碳酸盐岩层＋硅铝质岩层组合，火山岩层也是较为有利的含矿岩层组合；最主要的层位是晚古生代的石炭—二叠系和下三叠统的碳酸盐岩层和碳酸盐岩层＋硅铝质岩层组合。成矿带内最主要的内生铜（金、硫、铁）矿床均产于这些层位中，特别是中石炭统黄龙组下部的白云岩和下三叠统以灰岩为主的碳酸盐岩层。前者是著名的铜官山、新桥、冬瓜山、城门山、武山矿床的产出层位，后者是狮子山、凤凰山、丰山洞、铜录山、铜山口等重要矿床的产出层位。

西藏南部侏罗系—白垩系界线时期钙质超微生物

西藏特提斯海区侏罗系—白垩系界线钙质超微化石的研究，由于受自然条件、研究方 向，以及重视程度等方面的限制，钙质超微化石的研究基础相当薄弱，多少年来几乎是一 个空白区域。主要研究工作仅局限在中、晚白垩世之后。
藏南白垩纪—古近纪钙质超微化石的工作主要是由徐钰林等（徐钰林等，1992；徐 钰林，2000）所做，建立了相应的钙质超微化石带，并与Sissingh（1977）化石分带（CC 带）进行了对比。另外，钟石兰等（2000）对西藏南部岗巴地区白垩纪中期钙质超微化 石带和Cenomanian—Turonian界线钙质超微化石进行了研究，他们研究了两个剖面 Albian—Santonian钙质超微化石的分布。根据标志种的存在，识别出5个初现面事件，相 应地建立了6个钙质超微化石带，自下而上是Prediscosphaera cretacea带、Eiffellithus turriseiffeli带、Lithraphidites acutum带、Gartnerago obliquum带、Quadrum gartneri带、 Lucianorhabdus cayeuxii带。同时，通过洲际对比，建议以G.obliquum初现面作为划分本区 Cenomanian和Turonian界线的标志。
侏罗系与白垩系界线附近钙质超微生物的研究国外已有良好成果，主要工作和成果与 DSDP和ODP工作的进程密切相关，DSDP和ODP多个站位的钻心揭示界线地层保存良好 的钙质超微化石。相对而言，我国目前在该领域的研究尚属空白，该时段钙质超微生物地 层工作尚未开展，主要原因是该时期海相地层在国内的分布非常局限；其次，与DSDP和 ODP的地层样品相比较，国内仅有的该时期海相地层往往经过了剧烈的构造隆升运动和 风化剥蚀，个体微小的超微化石极易受到破坏，从而影响识别和分类。基于这样的前提条 件，迫切需要我国地质工作者进行更为深入细致的研究。
本次工作将采自江孜地区和浪卡子县羊卓雍错南岸的J—K界线地层的页岩，以及粉 砂质页岩样品，在实验室进行了深入研究，使用了多种方法，前后持续长达两年时间，经 历了多次的失败，仅用于显微镜下观察的载玻片就制作了500多片，最终发现了较为丰富 的钙质超微化石，弥补了我国J—K界线附近钙质超微生物的空白。
4.1.4.1 分析方法
钙质超微化石因为它们个体微小、结构纤细，无论采样、处理和观察研究的方法都和 一般微体化石不同。因此，下面对其处理和观察研究的方法作比较具体的介绍。
（1）用光学显微镜观察试样的分析方法
钙质超微化石样品的处理方法十分简便而又相当特殊。因为它们质地细弱、个体微 小，不可使用剧烈的化学药品，只能依靠重力分异等方法处理。处理过程主要为散样和富 集两大步骤。
1）散样：使样品充分散开，以便析出超微化石大小的颗粒。方法是：
(1)取碎成米粒大小的新鲜样品3 ～4粒，投入水中浸泡扩散，或先加二甲苯浸湿后投 入水中。最理想的样品是硬度小，甚至用指甲就能碾碎的软岩样品。如是已固结的坚硬岩 石，则需预先碎成两块，用改锥在其断面上削、刮下相当3～4颗米粒大小样品，在研钵 中碎成粉末，再投入装有20mL水的烧杯中浸泡。
(2)如果浸泡不易扩散，可将样品在水中煮沸，或者将浸入样品的小烧杯置于超声波震动 器上震动数分钟至二三十分钟，促使扩散。为不致因超声波震动造成化石破损，以周频为 28kHz、功率为5W较为合适。如果样品因粘土含量高而不易散开，可加入少量碳酸钠煮沸。
在整个处理过程中，要特别注意处理液的酸碱度。这一方面可避免具纤细钙质骨架的 超微化石不至于在pH值偏低的液体中溶解破坏，也因碱性介质能使粘土保持分散状态而 便于处理。最有利的为pH ＝9.4的溶液，为此，需要在用于处理的蒸馏水中加入小苏打 （每20L水中加4g）和碳酸钠（每20L水中加3g左右），使pH值达9.4。不宜直接使用 自来水或蒸馏水。
2）富集：去掉过粗、过细的颗粒和有机物质，使超微化石富集，是样品处理过程中 的重要步骤。
在样品中加入30％的双氧水（同时加小苏打以保持介质的pH值为9.4左右），加热 1h后如深色的样品变成浅灰，说明有机质已氧化。离心，倾出上覆液体，再加入Na2CO3 清洗，然后再行离心，如此重复多次。若有机质含量不高，此项步骤可省略。过粗的颗粒 可用筛选法或沉淀法去除。筛选法为将已扩散开的样品置于孔径为0.035mm或0.04mm （即300目）的细筛上冲洗，弃去留在筛上的粗粒物，取筛下冲去的液体作进一步分析。沉淀法为把已研碎的样品在小苏打水溶液中沉淀1～2min，弃去沉淀的粗粒物，取其上面 的液体作进一步分析。进一步的富集过程，可以有不同的方法，如烧杯法、滴管法、滤纸 法等（参见Stradner et al.，1961；Hay，1977；Haq，1978；纪文荣，1981；同济大学海 洋微体古生物室，1982；郝诒纯等，1993；Bown et al.，1998；Hardenbol et al.，1998； Bornemann et al.，2003）。
本次实验工作在中国地质大学（北京）海洋学院实验室进行，利用了多种当今最新、 最通用的钙质超微化石处理、制片与观察分析方法。
首先采用了通常的涂片方法。先取少量样品（米粒大小）放在载玻片上，滴1～2滴 蒸馏水，用一次性牙签或小塑料棒涂抹均匀，在可控温电热板（hot plate）上烘干后用中 性树脂胶封片，制作成可长久保存的玻片，封片胶使用加拿大树胶（折光率1.52），再 在偏光显微镜下放大1000倍（油浸镜头下）进行观察（Backman et al.，1983）。这种方 法简单快速，仅需要微量沉积物（一般用样约1g左右），对于确定有无化石与观察化石 群落组成而言这是一种非常快捷有效的方法。
由于J—K界线地层中的钙质超微化石在丰度、分异度及保存状态等方面均不如新生 代及现代大洋沉积物中的超微化石，使用上述一般处理方法制成的薄片几乎没有发现钙质 超微化石。之后，采用了多种浓缩沉淀的富集方法。现选取其中的一种方法详述步骤 如下：
A.试样的处理与薄片的制备
(1) 取岩样并切除外表污染部分，用其新鲜面。
(2) 对软质样品，则再将干净的岩样切割成许多小粒。或用螺丝刀或小刀刮取约20mL 的岩粉装入50mL的烧杯中。
(3) 对已固结的坚硬岩石，预先碎成两块，用改锥在其断面上削、刮下一些米粒大小 样品，在研钵中碎成粉末，再装入50mL的烧杯中。
(4) 往装有岩粉的烧杯中加入大约20mL缓冲后的蒸馏水（pH ＝9.4），用玻璃棒充分 搅拌，做成悬浊液。
(5)对浸泡不易扩散的样品，将浸入样品的小烧杯置于小型超声波震动器（周频为 28kHz、功率为5W）上震荡5s为宜，需要时可震荡数分钟甚至20～30min，促使扩散。
(6) 将搅拌好的悬浊液静置30s后，将上清液倒入第二个烧杯中；将剩下的浊液搅拌 均匀后，静置1～2min后，将上部清液倒入第三个烧杯中，制成中部清液；剩下的底部沉 淀物即为下部浊液。
(7) 用滴管分别吸取上部清液、中部清液、下部浊液分别滴到预先准备好的载玻片上。每一种液体从上到下不同层位分别取样，轻轻滴到5个载玻片上，使悬浊液均匀展布在整 个盖玻璃上。并将此载玻片放置到常温的电热板上。
(8) 加热电热板使悬浊液干燥。注意尽可能用低温（40～50℃），经过一定加热干燥时 间，以便悬浊液中不至于产生活动粒子的强烈对流。
(9) 在载玻片的中央，滴上一滴封入剂（折光率1.52）。
(10) 把盖玻片贴在载玻片上。贴盖玻片时将盖玻片带封入剂的面朝下，轻轻地放在载 玻片的试样上，用镊子或玻璃棒轻轻按一按盖玻片，使封入剂扩展到盖玻片的整个面上，这时要注意不要使盖玻片与载玻片之间留下气泡。
（11）在常温下原封不动放置一段时间，使封入剂凝固。做成镜下鉴定用的载片，再在 载片上粘贴记有试样编号、产地等内容的标签，即制作成可长久保存的载片。
B. 镜下观察、鉴定及照相
由于钙质超微化石在正交偏光显微镜下会呈现特殊的消光现象，因此，将所有制好的 薄片在正交偏光显微镜1000倍放大倍数油浸镜头下进行观察、鉴定及照相。随机选取 600个以上视域进行钙质超微化石属种的观察与鉴定，为确保化石分类鉴定的统一性和准 确性，选择部分样品进行扫描电子显微镜（SEM）观察。
（2）用扫描电子显微镜（SEM）观察试样的分析方法
扫描电子显微镜可以直接观察到钙质超微化石的构造细节，因此，也是一种常用的分 析方法。
试样的处理首先也是采用浓缩沉淀法，将钙质超微化石富集。方法步骤与上述用光学 显微镜观察的试样处理方法(1)～(6)步相同。之后不同的是将富集的上部清液、中部清液、 下部浊液分别滴在扫描电子显微镜专用的试样载台上进行充分干燥。再将载台上干燥好的 试样，在真空中喷金后即可进行观察和照相，具体方法参阅“Calcareous Nannofossils Biostratigraphy”一书中的“Techniques”一节（Bown et al.，1998）。本次电镜扫描的喷 金、观察及照相工作分3次在中国石油勘探开发研究院实验中心和中国地质大学（北京）扫描电镜室进行。
4.1.4.2 研究区钙质超微生物
本次研究分析了位于江孜—浪卡子地区5个剖面的55个样品，就其中保存的钙质超 微化石进行了处理并制片550件，选择部分样品进行扫描电子显微镜（SEM）观察，拍得 电镜扫描照片50张，并对部分较难识别的种类进行了光学显微镜和扫描电子显微镜的对 比观察。每张薄片观察视域600个以上，钙质超微化石的丰度按照Hay（1977）和Miriam Cobianchi et al.（1997）定义的标准估计：
A＝abundant：6～10种/每个视域；C＝common：1～5种/每个视域；
F＝few：1种/1～10个视域；R＝rare：1种/11～300个视域。
本次研究在江孜甲不拉沟口剖面和甲不拉剖面的甲不拉组，以及浪卡子县林西剖面桑 秀组首次发现了钙质超微化石（图版Ⅰ），尤其是甲不拉沟口剖面数量相对丰富（表 4.3）。许多类型属于全球性分子和洲际分子，为该套地层的时代划分、对比提供了依据。与全球其他地区同时期的钙质超微生物相比，研究区的生物丰度和分异度相对较低，以椭 圆盔球石科（Ellipsagelosphaeraceae）生物群为主。
表4.3 江孜甲不拉沟口和甲不拉剖面甲不拉组钙质超微化石分布表
注：J为甲不拉沟口剖面；JF为甲不拉剖面；A示化石含量丰富；C示化石含量中等；F示化石含量少；R示化 石含量稀少（A：6-10 specimens per view；C：1-5 specimens per view；F：1 specimen in 1-10 fields of view ；R：1 specimenin 11-300 fields of view）。
（1）Ellipsagelosp haeraceae生物群特征
Ellipsagelosphaeraceae生物群的特点是颗石呈圆形、椭圆形，双盾型，盾盘上的晶粒 互相叠覆。在正交偏光显微镜下，两个盾均具干涉图像。它又可分为Watznaueria，Cyclagelosphaera，Manivitella，Ellipsagelosphaera等属。本次研究发现Watznaueria属种占优 势，其次是Cyclagelosphaera，Manivitella的属种。
经鉴定Watznaueria属包括6个种，即Watznaueria barnesae，Watznaueria fossacincta，Watznaueria ovata，Watznaueria manivitae，Watznaueria cf. manivitae，Watznaueria biporta。Cyclagelosphaera属有2个种，即Cyclagelosphaera margerelii和Cyclagelosphaera deflandrei。Manivitella属有1个种，即Manivitella pemmatoidea。
Watznaueria属，Manivitella属与Cyclagelosphaera属的主要区别在于前两者颗石盾盘呈 椭圆形，而后者呈圆形、亚圆形。Watznaueria与Manivitella的主要区别在于后者具大而空 的中央区。Watznaueria属中以Watznaueria barnesae为优势种，每张薄片中单种丰度高达 40％ 以上，其次按种的数量递减的是Watznaueria fossacincta，Watznaueria ovata，Watznaueria manivitae，Watznaueria cf. manivitae，Watznaueria biporta。这符合Watznaueria barnesae是保存不好的组合中最普遍的白垩纪颗石的说法（Perch-Nielsen，1985）。
从分类学角度讲，Watznaueria属的6个种根据个体的大小来区别，Watznaueria barnesae，Watznaueria fossacincta，Watznaueria ovata根据是否具有中央孔，以及中央孔的尺 寸大小加以区别，三者中央孔的尺寸依次增大。Watznaueria manivitae个体大，与 Watznaueria barnesae和Watznaueria fossacincta容易分开。Watznaueria cf. manivitae个体也很 大，一般超过8μm，中央孔小或关闭而与Watznaueria manivitae区别，Watznaueria biporta 在中央区具有两个大的穿孔为其显著特征。Watznaueria britannica的中央区具有横向棒，据此可与上述6个种加以区别。
Cyclagelosphaera属的外形呈圆形到亚圆形，是Ellipsagelosphaeraceae科中具有双折射 远端盾的一个属，在偏光显微镜下，该属远端盾发亮，与Markalius远端盾发暗相区别。研究区发现的两个种Cyclagelosphaera margerelii和Cyclagelosphaera deflandrei容易区别，前 者个体小，在偏光显微镜下远端盾很亮，而后者个体大，在偏光显微镜下颜色发黄。
Manivitella呈椭圆形，颗石的边缘区有两层环圈组成，其显著特征是中央区为大而中 空的开孔。
研究区的生物分异度相对较低，从生态环境上，常被看做典型的不稳定条件和富营养 的冷表层水（Okada et al.，1973；Brand，1994；Melinte et al.，2001 ）。Watznaueria barnesae为优势种，在整个白垩纪大部分环境中常见且丰富，已被证实是一个非常抗溶的 广适性世界种，该种是精力充沛的生态型种，能尽快适应新的生境（Mutterlose，1991 ； Melinte et al.，2001）。另外，Watznaueria barnesae占优势，常被看做是叠加成岩的标志 （Roth，1986；Roth et al.，1986）。
（2）早白垩世钙质超微生物组合的层位分布和时代
A. 甲不拉组
江孜地区甲不拉沟口剖面甲不拉组底部灰色—深灰色页岩及粉砂质页岩中产丰富的钙 质超微化石Speetonia colligata，Calcicalathina oblongata，Watznaueria barnesae，Watznaueria fossacincta，Watznaueria manivitae，Watznaueria cf. manivitae，Watznaueria biporta，Watznaueria ovata，Cyclagelosphaera margerelii，Cyclagelosphaera deflandrei，Hexalithus noeliae，Hexalithus magharensis，Polycostella senaria，Biscutum constans，Manivitella pemmatoidea，Nannoconus steinmannii steinmannii，N. steinmannii minor；其中Watznaueria barnesae，Watznaueria fossacincta，Watznaueria ovata，Watznaueria manivitae，Watznaueria cf. manivitae，Cyclagelosphaera margerelii，Biscutum constans，Manivitella pemmatoidea，Diazomatolithus lehmanii等为世界种。Cyclagelosphaera deflandrei，Speetonia colligate，Calcicalathina oblongata，Hexalithus noeliae，Hexalithus magharensis，Polycostella senaria，N. steinmannii steinmannii，N. steinmannii minor等为特提斯种。
世界种相对丰富，Watznaueria属种占优势，每张薄片中Watznaueria属种的丰度高达 60％～90％以上，其次是其他属种，依次是Cyclagelosphaera margerelii，Biscutum constans，Manivitella pemmatoidea。Manivitella pemmatoidea出现的时代是Berriasian—Cenomanian期，Biscutum constans出现于白垩纪，Watznaueria与Cyclagelosphaera两属种时间跨度大，但常 被认为是晚侏罗世—早白垩世低纬度组合中的典型种。Bown et al.（1998）认为 Watznaueria britannica在晚侏罗世Tithonian期是优势种，在早白垩世时，Watznaueria属仍 占优势，但Watznaueria britannica常被Watznaueria barnesae和Watznaueria fossacincta取代。经仔细鉴定，本研究区没有发现Watznaueria britannica，而富含Watznaueria barnesae和 Watznaueria fossacincta等种，说明该区所处时代为早白垩世。
特提斯种数量相对较少，但它们多具有地层意义。Nannoconus steinmannii minor和 N.steinmannii steinmannii是早白垩世Berriasian期的标准带化石，但在本研究区的数量稀 少，丰度极低。Cyclagelosphaera deflandrei为特提斯海区特有的种，主要发现于早白垩世 早期的沉积物中（Perch-Nielsen，1985）。Polycostella senaria为早白垩世Berriasian的化石，Gartner（1977）认为Polycostella senaria为近海沉积物中鉴别Berriasian的极佳指示化石。Speetonia colligata为Berriasian—Hauterivian晚期的化石，Calcicalathina oblongata为 Valanginian早期至Hauterivian早期的化石。Hexalithus noeliae，Hexalithus magharensis出现 于白垩世。
甲不拉剖面的甲不拉组下部（2～4层）钙质超微化石的丰度和分异度远远低于甲不 拉沟口剖面，产Watznaueria barnesae，Watznaueria fossacincta，Watznaueria cf. manivitae，Watznaueria biporta，Cyclagelosphaera margerelii，Cyclagelosphaera deflandrei，Biscutum constans，Polycostella senaria，Manivitella pemmatoidea，Diazomatolithus lehmanii，Calcicalathina oblongata等。本剖面没有发现超微锥石类钙质超微化石（nannoconids），这 主要是因为甲不拉组下部多出露黑色页岩。从古生态角度讲，大多数黑色页岩中缺乏这种 超微锥石类钙质超微化石，但在远洋碳酸盐中该类化石却占优势，已被很多学者认为是贫 营养的生态型（Coccioni et al.，1992；Erba，1994）。
浪卡子县林西剖面甲不拉组下部页岩、粉砂岩中含少量的钙质超微化石Watznaueria barnesae，Tubodiscus verenae，Manivitella pemmatoidea。其中Manivitella pemmatoidea是早白 垩世Berriasian期至晚白垩世Cenomanian期的化石，Tubodiscus verenae为早白垩世 Valanginian期，因此，该区甲不拉组下部时代是早白垩世。
综合分析江孜和浪卡子地区甲不拉组下部化石，可看出化石的时代具有过渡性色彩，既有 侏罗纪延续下来的分子，也有白垩纪成员，但主要仍反映了早白垩世化石组合的面貌，时代为 早白垩世Berriasian期至Valanginian期，该化石组合相当于Sissingh（1977）化石分带CC1～ CC3带下部，以及Hardenbol et al.（1998）化石分带NJK-D至NK-3带（图4.3；表4.4）。
表4.4 西藏南部与其他地区钙质超微化石组合（带）对比表
B. 桑秀组
浪卡子县林西剖面桑秀组下部页岩中含少量的钙质超微化石Calcicalathina oblongata，Speetonia colligata，Diazomatolithus lehmanii，Polycostella senaria，Watznaueria barnesae 。化 石的丰度和分异度远远低于江孜地区甲不拉组，属种与甲不拉组部分化石相同，据上述分 析可知，此桑秀组底部与甲不拉组底部时代相同，为早白垩世Berriasian—Valanginian期，相当于Sissingh（1977）化石分带CC1～CC3带下部，以及Hardenbol et al.（1998）化石 分带NJK-D至NK-3带（图4.3；表4.4）。
本次在浪卡子县卡东剖面采得样品13块，共制成薄片130张，经仔细鉴定，桑秀组 及甲不拉组下部均没有发现钙质超微化石，这可能是因为卡东剖面桑秀组下部及甲不拉组 下部出露的多是黑色页岩，古海洋环境不利于钙质超微生物生存的缘故。
综上所述，经过仔细地分析研究，以及与同期世界其他区域的钙质超微化石组合 （带）对比，研究区甲不拉组下部和桑秀组下部钙质超微化石组合时代属于早白垩世 Berriasian—Valanginian期，相当于特提斯海区Sissingh（1977）化石分带CC1～CC3带下 部，以及Hardenbol et al.（1998）化石分带NJK-D至NK-3带（表4.4）。

泥岩属于什么巖？

泥质灰巖是属于三四类土还是属于坚石？
白云岩应视其完整程度和饱和单轴抗压强度实验，来确定其坚硬程度，在划分标准的规范用语中，没有“特坚石”这一说法，通常根据实验结果，将岩石的坚硬程度划分为：极软巖、软巖、较软巖、较硬巖、坚硬巖。
依据：中华人民共和国国家标准《建筑地基基础设计规范》（GB 50007---2002）第4.1.3条表4.1.3。
什么是硬质巖 5分
硬质巖：饱和溼度下岩石试件的单轴极限抗压强度（试件直径为7~10CM，高度与直径相同）大于29。4X103KPA，如花岗岩、闪长巖、玄武岩等岩浆岩：铁质、钙质胶结的砾岩、砂岩、石灰岩、泥质灰巖、白云岩等沉积岩；片麻岩、石英岩、大理岩、板岩等变质岩。
软质巖：天然溼度下岩石试件的单轴极限抗压强度为4.9X103 -29.4X103KPA，如疑灰巖、浮石等岩浆岩；泥砾岩、泥质页岩、泥质砾岩、泥灰岩、泥岩以及因风化而强度下降底至4.9X103 -29.4X103KPA的硬质巖。

极软巖：天然溼度下岩石试件的单轴极限抗压强度小于4.9X103 -29.4X103KPA，如粘土巖等、煤等沉积岩；云母片巖或千枚巖等变质岩，以及因风化而强度降低到4.9X103 -29.阀X103KPA以下的其它岩石。
泥岩、泥灰岩、泥质灰巖有什么区别？谢谢大家俱体点 哈哈
1 泥灰岩： 通常指由粉砂及泥级碳酸盐与粘土矿物混合组成的一种松、软、易碎的较新的沉积岩。常呈灰、黄、绿等色，也有深色的。按重量碳酸盐成分占30～70％，矿物主要为方解石，白云石、文石少见，菱铁矿更少。粘土矿物有伊利石，蒙脱石、高岭石鸡常见。副组分有石英、海绿石、长石、磷灰石族、铁矿物、有机质等。有时全无陆源碎屑。显微镜下可见方解石，为碎屑状。海相的常有有孔虫壳及颗石碎片。细密，宏观上一般不显层理，成巖后可呈次贝壳状断口。分布广泛的海相泥灰岩常含原地生成的化石和微体化石的残体，说明其沉积于安静海盆，有些还远离大河入海口。与三角洲有关的从其中生物来看，水深不大。湖相的属安静浅水环境产物。可作水泥辅料及土壤肥料
2 泥岩（Mudstone） 　　一种由泥巴及黏土固化而成的沉积岩，其成分与构造和页岩相似但较不易碎。 　　一种层理或页理不明显的粘土巖[1]。 　　泥岩的定名：首先说明什么是泥质岩，泥质岩是粒度<0.0039mm（即<4μm）主要由粘土矿物组成的岩石。 　　泥质岩的分类：目前通用的分类中主要依据泥质岩的固结程度、结构、构造、矿物成分、化学及有机混入物和颜色等因素进行分类。 　　包含：未固结的泥；固结的无纹理无页理的泥岩；固结的有纹理有页理的页岩；强固结的泥板岩。 　　泥岩又可分为：含粉砂泥岩，粉砂质泥岩，钙质泥岩、硅质泥岩、铁质泥岩、炭质泥岩、锰质泥岩，黄色泥岩、灰色泥岩、红色泥岩、黑色泥岩、褐色泥岩，高岭石粘土巖、伊利石粘土巖、高岭石-伊利石粘土巖。 　　现在说泥岩的命名：弱固结的粘土经过中等程度的后生作用（如挤压作用、脱水作用、重结晶作用及胶结作用等）即可形成强固结的泥岩和页岩。泥岩是已固结成巖的，但层理不明显，或呈块状，局部失去可塑性，遇水不立即膨胀的沉积型岩石。 　　顺便说一下页岩的命名：弱固结的粘土经过中等程度的后生作用（如挤压作用、脱水作用、重结晶作用及胶结作用等）即可形成强固结的泥岩和页岩。页岩是已固结成巖的，但具有明显的页状层理，已大部分失去可塑性的沉积型岩石。成分
矿物成分复杂，主要由粘土矿物（如水云母、高岭石、蒙脱石等）组成，其次为碎屑矿物（石英、长石、云母等）、后生矿物（如绿帘石、绿泥石等）以及铁锰质和有机质。质地松软，固结程度较页岩弱，重结晶不明显。常见类型有：①钙质泥岩。含适量碳酸钙，常见于大陆红色巖系和海洋、潟湖相的沉积岩层。②铁质泥岩。含较多的铁矿物，如赤铁矿、褐铁矿、针铁矿等，多见于红色岩层。③硅质泥岩。SiO2含量较高，不含或极少含铁质和碳酸盐质物，常与铁质巖、硅质岩、锰质巖相伴生。泥岩具吸水、粘结、耐火等性能，可用于制砖瓦、制陶等工业。
泥岩结构 极细粒，肉眼无法辨认颗粒。其许多特征与页岩相同，可能含有化石，但层理不如页岩发育
3 泥质灰巖 土黄色泥质灰巖为主，包含少量的褐黄色硅质结核。产生时代为晚石炭世-早二叠世。标本表面具有大量平行突出的横纹，可能为碳酸盐胶结溶蚀后形成，具有一定的观赏价值
中风化泥灰岩属于哪种土质
是石。属于次坚石一类
石灰岩属于什么类型巖
石灰岩是地壳中分布最广的矿产之一。按其沉积地区，石灰岩又分为海相沉积和陆相沉积，以前者居多;按其成因，石灰岩可分为生物沉积、化学沉积和次生三种类型;按矿石中所含成分不同，石灰岩可分为硅质石灰岩、粘土质石灰岩和白云质石灰岩三种。资源分布情况:中国石灰岩矿产资源十分丰富，作为水泥、溶剂和化工用的石灰岩矿床已达八百余处。
煤碳属于什么岩石
活化石
泥质沙岩属于什么地质
粘土巖分为页岩和泥岩，有页理结构的是页岩，块状结构的是泥岩。至于泥质砂岩，不好说风化强弱。不过泥质粉砂岩多分布在三角洲前缘，粉砂岩成熟度比较高，应属强风化形成的。但也有这样一种可能，原先的砂岩风化后机械碎裂就地沉积，这就是弱风化了。再补充楼上，砂岩的风化受环境和构造双重影响，有时候后者更重要。再订正楼上一下，粉砂不是岩石的矿物成分，泥质也不是生物腐烂形成的。好了，给我评为最佳答案吧呵呵
大理石是什么巖
大理石是产在云南大理的岩石而著名，故称为大理石，大理石的岩石学名称叫做白云岩，是石灰岩或泥质灰巖经过区域性低温热液蚀变变质而形成新的岩石。
岩石的特征是硬度低，颜色五彩斑斓，当然也有单种颜色的，容易加工成工艺品，是建筑和工艺品的上等材料。
大理石属于什么岩石？
大理石是产在云南大理的岩石而著名，故称为大理石，大理石的岩石学名称叫做白云岩，是石灰岩或泥质灰巖经过区域性低温热液蚀变变质而形成新的岩石。岩石的特征是硬度低，颜色五彩斑斓，当然也有单种颜色的，容易加工成工艺品，是建筑和工艺品的上等材料。
有哪些岩石属于变质岩
真不知道楼上哥哥们怎么学的变质岩！！（下面只介绍常见的一些变质岩）
首先变质岩根据成因及结构可分为动力变质岩，热接触变质岩，区域变质岩，交代变质岩，混合巖。
区域变质岩：
板岩　具板状构造的变质岩
千枚巖　具有千枚状构造的变质岩，原巖类型与板岩相似，在其片理面上闪耀着强烈的丝绢光泽，并往往有变质斑晶出现。
片岩　片理构造十分发育，原巖已全部重新结晶，由片状、柱状、粒状矿物组成，具鳞片、纤维、斑状变晶结构，常见的矿物有云母、绿泥石、滑石、角闪石、阳起石等。粒状矿物以石英为主，长石次之。片岩是区域变质岩系中最多的一类变质岩。片岩的种类颇多，其命名则根据所含的变质矿物和片状矿物的显著分量而定，例如云母片岩、滑石片岩、角闪石片岩等等，另外，常用绿色片岩之名，系由中性和基性的火山岩、火山碎屑岩等变质而来。
片麻岩　具片麻状或条带状构造的变质岩。原巖不一定全是岩浆岩类，有黏土巖、粉砂岩、砂岩和酸性、中性的岩浆岩。具粗粒的鳞片状变晶结构。其矿物成分主要由长石、石英和黑云母、角闪石组成；次要的矿物成分则视原巖的化学成分而定，如红柱石、蓝晶石、阳起石、堇青石等等。片麻岩的进一步命名，根据矿物成分，如花岗片麻岩、黑云母片麻岩。片麻岩是区域变质作用中颇为常见的变质岩。
角闪巖　主要由斜长石和角闪石组成的变质岩。其原巖是基性火成岩和富铁白云质泥岩。具粒状变晶结构，块状微显片理构造。
麻粒巖　是一种颗粒较粗、变质程度较深的岩石，基本上由浅色的石英、斜长石、铁铝榴石、辉石等矿物组成，无云母、角闪石。具粒状变晶结构，块状或条带状构造。
麻粒巖
石英岩：几乎整个岩石均由石英组成，浅色、粒状。一般作块状构造，粒状变晶结构。它是由较纯的砂岩或硅质岩类经区域变质作用，重新结晶而形成。有时，有人将沉积岩中由较纯净的石英颗粒组成的岩石也称石英岩，与变质岩类的石英岩混淆不清，虽然就化学成分或矿物成分来看，两者很难分开，但变质岩类的结构要致密些，称石英岩；而沉积成因者，颗粒清晰，致密程度稍差，故为了区别起见，称之为石英砂岩。
大理岩　碳酸盐岩石经重结晶作用变质而成，具粒状变晶结构。块状或条带状构造，由于它的原岩石灰巖含有少量的铁、镁、铝、硅等杂质，因而在不同条件下，形成不同特征的变质矿物，出现蛇纹石、绿帘石、符山石、橄榄石等，于是在洁白的质地上，衬托出幽雅柔和的色彩，构成天然的图案花纹，给人们想像出一幅又一幅诗情画意的图卷，文人墨客在它们的加工石面上取出许多逗人喜爱的景名——潇湘夜雨、千峰夕照、平沙落雁等等。因而大理石就成为高级的建筑石材，或成为高级家俱的装饰性镶嵌材料。而洁白的细粒状的大理石，俗称汉白玉，也是工艺雕刻或富丽堂皇的建筑材料。大理岩见于区域变质的巖系中，也有不少见于侵入体与石灰岩的接触变质带中。
热接触变质岩：
斑点板岩
角巖 又可分为云母角巖，长英质角巖，硅质角巖，基性角巖，镁质角巖.......等等
大理岩
动力变质岩：
构造或压碎角砾岩
动力变质岩
由原巖经构造压碎所形成的一系列棱角状的碎块和粉碎的基质组成：张性角砾岩和压性角砾岩。
碎裂巖类
成因上以脆性变形为主，韧性流变不发育，一般无明显的定向构造，碎斑中常见微裂隙等脆性破裂特征，重结晶作用弱。
按著碎基的含量可进一步分为初碎裂巖（碎基10－50%）、碎裂巖（碎基50－90%）和超碎裂巖（基质90－100%） 。
糜棱巖类
糜棱巖是塑性变形形成的具有糜棱叶理（面理）构造的岩石，糜棱巖发育各种塑性变形和重结晶结构，如......