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书名：烃源岩地球生物学
定价：198.0
ISBN：9787030458377
作者：谢树成 等
版次：1
出版时间：2016-03
内容提要：
本书系统介绍了地球生物学方法在烃源岩评价中的实际应用。**章提出了烃源岩地球生物学评价的方法体系，包括三个阶段和四个参数。三个阶段是从古生产力到沉积有机质再到埋藏有机质。四个参数则是生境型和古生产力两个生物学参数，以及古氧相和埋藏效率两个地质学参数。第二章重点对华南二叠系和寒武系这两个比较重要的烃源岩层位作精细解剖。第三章到第五章则对中元古代到三叠纪典型剖面的烃源岩进行地球生物学的评价。其中，第三章和第四章分别分析了典型剖面的生境型和古生产力这两个生物学参数，第五章分析了这些剖面的古氧相，并对烃源岩进行了地球生物学评价。第六章从地球生物学角度提出了烃源岩的一些潜在新层位。第七章对华南的大断面进行系统的地球生物学总结，提出了典型烃源岩形成的地球生物学模型。
目录：
目录
序
前言
**章烃源岩评价的地球生物学理论和方法（1）
**节烃源岩形成的地球生物学过程及其评估方法谢树成（1）
一、古生产力的评估（3）
二、沉积有机碳的估算（11）
三、埋藏有机碳的估算（13）
第二节古氧相的定量和结构分析谢树成（17）
一、氧化还原条件的定量和分类（17）
二、水体的缺氧和硫化事件（17）
三、从沉积到早期成岩的氧化还原条件（18）
第三节烃源岩地球生物学半定量评价参数殷鸿福谢树成（19）
一、地球生物相（19）
二、地球生物相的四项参数及其替代指标（22）
三、四项参数各替代指标值的分级（27）
第四节烃源岩地球生物学半定量评价实践殷鸿福谢树成（29）
一、评价地区和剖面（29）
二、半定量评价的讨论（30）
三、半定量评价结论（32）
参考文献（32）
第二章二叠纪和寒武纪典型烃源岩的地球生物学解剖（40）
**节二叠系烃源岩的地球生物学解剖（40）
一、生境型李波颜佳新（40）
二、生产力及其组成颜佳新胡超涌（46）
三、埋藏环境和有机埋藏量黄俊华周炼（49）
四、烃源岩地球生物学评价殷鸿福谢树成李波（59）
第二节寒武系烃源岩的地球生物学解剖徐思煌（62）
一、地质与地球化学特征（62）
二、地球生物学参数（69）
三、烃源岩地球生物学评价（74）
参考文献（80）
第三章中元古代至三叠纪典型剖面的生境型（83）
**节中元古代（83）
一、华北地台中部中元古代地层发育特征与年代约束史晓颖（83）
二、华北地台中部中元古代碳酸盐岩地层的生境型史晓颖（87）
三、河北平泉剖面生境型杜远生郭华（95）
第二节埃迪卡拉纪—寒武纪王约王训练（99）
一、埃迪卡拉纪剖面（99）
二、寒武纪剖面（105）
第三节奥陶纪—志留纪苏文博李志明傅力浦（111）
一、湖北宜昌黄花场王家湾奥陶纪剖面（115）
二、湖南桃源九溪奥陶纪剖面（120）
三、四川旺苍王家沟鹿渡志留纪剖面（126）
四、陕西紫阳芭蕉口皮家坝志留纪剖面（130）
第四节泥盆纪—石炭纪（133）
一、广西桂林杨堤泥盆纪剖面龚一鸣（133）
二、四川甘溪泥盆纪剖面龚一鸣（136）
三、广西南丹巴平和么腰石炭纪剖面张雄华（141）
四、广西隆安石炭纪剖面张雄华（144）
第五节二叠纪—三叠纪（147）
一、广西来宾铁桥二叠纪剖面李波颜佳新（147）
二、四川华蓥山二叠纪剖面颜佳新李波（153）
三、贵州罗甸纳水二叠纪剖面颜佳新李波（157）
四、贵州罗甸关刀二叠纪—三叠纪剖面宋海军童金南（161）
五、四川广元上寺三叠纪剖面江海水赖旭龙阎春波（163）
第六节中元古代至三叠纪生境型变化规律颜佳新（167）
一、生境型的划分和识别（167）
二、一些特殊生境型的特征和识别（168）
三、生境型的时空变化（169）
参考文献（169）
第四章中元古代至三叠纪典型剖面的古生产力（174）
**节现代海洋生产力变化特征王红梅邱轩（174）
一、 现代海洋生产力概述（174）
二、现代海洋初级生产力分布概况（174）
三、我国各海域初级生产力的分布特征（178）
四、影响海洋初级生产力的环境因素（180）
五、影响海洋初级生产力的生物因素（181）
第二节各时代生物碎屑指示的古生产力（182）
一、中元古代杜远生史晓颖郭华（182）
二、埃迪卡拉纪—寒武纪王约王训练（188）
三、奥陶纪—志留纪苏文博秦松刘采（189）
四、泥盆纪—石炭纪龚一鸣张雄华（196）
五、二叠纪—三叠纪颜佳新宋海军赖旭龙童金南江海水（200）
第三节各时代地球化学指标指示的古生产力胡超涌（202）
一、海洋古生产力的地球化学指标（202）
二、各典型剖面古生产力重建（207）
第四节华南古海洋生产力的时空演变谢树成胡超涌（218）
一、古生产力的时间演变（218）
二、古生产力的空间变化（220）
三、古生产力与生物多样性的关系（221）
参考文献（222）
第五章中元古代至三叠纪典型剖面的古氧相和烃源岩评价（229）
**节各时代典型剖面的古氧相特征（229）
一、中元古代史晓颖杜远生郭华（229）
二、埃迪卡拉纪—寒武纪王约王训练（238）
三、奥陶纪—志留纪苏文博王巍马超（239）
四、泥盆纪—石炭纪张雄华龚一鸣（243）
五、二叠纪—三叠纪赖旭龙宋海军颜佳新江海水童金南（245）
第二节各时代碳同位素与古埋藏黄俊华（247）
一、有机碳埋藏分数（247）
二、各典型剖面的碳同位素组成（247）
三、有机碳埋藏量与烃源岩和生物多样性的关系（260）
第三节各时代烃源岩的地球生物学评价（263）
一、中元古代杜远生史晓颖郭华（263）
二、埃迪卡拉纪—寒武纪王约王训练（269）
三、奥陶纪—志留纪苏文博（276）
四、泥盆纪—石炭纪龚一鸣张雄华（281）
五、二叠纪—三叠纪宋海军颜佳新赖旭龙江海水童金南（283）
参考文献（286）
第六章烃源岩发育的若干新层位及其地球生物学过程（291）
**节中元古代主要的微生物岩类型及其地球生物学过程史晓颖（291）
一、华北地台中元古代主要的微生物岩类型与生态分布（291）
二、层状凝块石（292）
三、黑色生物纹层石（299）
四、微生物岩礁（306）
第二节新元古代的甲烷渗漏与烃源岩的形成王家生（311）
一、现代海底甲烷渗漏（311）
二、新元古代甲烷渗漏事件的地质记录和分布（315）
三、新元古代甲烷渗漏作用与烃源岩的形成（320）
第三节二叠纪栖霞组含海泡石灰岩颜佳新（323）
一、栖霞期生境型空间分布和古生产力恢复（323）
二、地球生物相空间分布与烃源岩评价（331）
第四节二叠纪三叠纪之交的钙质微生物岩与烃源岩王永标（336）
一、钙质微生物岩的层位和古地理分布（336）
二、钙质微生物岩的类型、微生物化石与古生产力水平（340）
三、微生物岩有机质的沉积和埋藏条件以及赋存形式（345）
四、微生物岩烃源岩形成的地球生物学过程和生烃潜力评价（349）
参考文献（352）
第七章华南大断面地球生物相与典型烃源岩形成的地球生物学模型（364）
**节下组合地球生物相特征解习农颜佳新（364）
一、华南埃迪卡拉纪—早古生代古地理背景（364）
二、华南下组合典型剖面地球生物相特征（365）
三、华南下组合大断面地球生物相综合特征（367）
第二节上组合地球生物相特征解习农颜佳新（373）
一、华南晚古生代—三叠纪古地理背景（373）
二、华南上组合典型剖面地球生物相特征（375）
三、华南上组合大断面地球生物相综合特征（376）
第三节典型烃源岩形成的地球生物学过程及其模型谢树成冯庆来（381）
一、碳硅泥（磷）型烃源岩（381）
二、动物危机期间的微生物岩和泥质烃源岩（383）
三、冰期后泥质烃源岩（385）
四、硅泥质烃源岩和含海泡石碳酸盐烃源岩（387）
五、与甲烷厌氧氧化有关的微生物岩和泥质烃源岩（388）
参考文献（390）
在线试读：
**章烃源岩评价的地球生物学理论和方法
烃源岩是含油气系统和油气成藏的物质基础，国内外油气地质学家对烃源岩进行了多方面的研究（Clegg et al., 1997; Glikson, 2001; Younes, 2003; Sharaf, 2003; Riediger et al., 2004; Wilde et al., 2004; Fildani et al., 2005; Younes and Philp, 2005; Rabbani and Kamali, 2005；Lash and Engelder, 2005; Ercegovac et al., 2006）。当前，人们已经认识到排烃过程和排烃效率可能是评价烃源岩更重要的方面（Leythaeuser et al., 1988; Banerjee et al., 2000），并认识到应用残余有机质反演烃源岩的生烃潜力存在一定局限性。
石油地质学常用的反演方法，是从现今岩石中测得的有机碳（TOC）含量等指标反推出有机质在深埋裂解前的资源量。反演方法需要TOC含量、有机质类型、有机质的成熟度、各类有机质的恢复系数等参数的支撑。除了这种反演方法外，我们还可以从生物的生产力到沉积有机质，再到埋藏有机质这个过程来正演有机质的形成和演化。要深入研究有效烃源岩和优质烃源岩的生烃潜力，不仅要从残余有机质来反演，还应该正演烃源岩形成的动力学过程。
我国海相碳酸盐岩烃源岩形成于多旋回的叠合盆地。烃源岩的时代老、埋藏深、有机质成熟度高（金之钧等，2005；马永生，2006），致使在我国南方高成熟海相地层中有相当部分有机地球化学参数已不能反映其原有的地球化学意义。由于存在以上问题，致使人们对成烃有机质的来源、发育条件及成烃机制不十分清楚，评价低有机质丰度岩石的生烃能力的方法仍在摸索，恢复高演化有机质的生烃历史和成烃阶段需要深入研究。针对这些难题，不断发展新的理论、技术和方法，提出更适合我国海相环境的成盆、成烃和成藏理论势在必行。地球生物学的提出和发展为这项工作的开展提供了机遇。
**节烃源岩形成的地球生物学过程及其评估方法
烃源岩是一种富含有机质、在自然条件下已经产生或可能产生石油和天然气的沉积岩（Hunt, 1979）。与非烃源岩相比，海相烃源岩多形成于相对缺氧的环境，保存了各类海洋微生物功能群的各种形式有机质（Stein, 2004; Katz, 2005）。高度富集有机质的海相烃源岩实际上是一类集中了地质时期各种微生物及其遗迹的地质记录。
在海相烃源岩形成过程中，有机质的变化过程可以概括如下（图1.1）：海水中的各种生物在不同气候和环境背景下形成生产力，并有不同的生产力组成，构成了气水界面的地球生物学过程。这些生物质通过水柱向下沉降到达沉积物表面。在到达水沉积物界面时，大部分有机质被消耗掉，只有少部分有机质在沉积物中得以沉积下来，形成沉积有机质。这些沉积下来的有机质经历了成岩过程各类微生物的作用，又有许多有机质被消耗，*终只有极少部分有机质被埋藏起来，形成了埋藏有机质，反映了水沉积物界面的地球生物学过程。这些埋藏有机质在深埋过程中，经历热化学作用，才形成了各种气体和油等。当受后期构造作用抬升地表时，岩石中的这些有机质又受到风化作用，*终形成目前在岩石中残留下来的残余有机质。
图1.1沉积岩中有机质的形成及其变化过程
因此，作为油气资源物质基础的烃源岩，其形成过程与有机质的形成和保存这两个基本的地球生物学过程密切相关（Banerjee et al., 2000; Stein, 2004; Katz, 2005）。这两个基本过程都与不同微生物功能群（如自养与异养的，或者好氧与厌氧的等）有关：古海洋有机质的形成（古生产力）直接体现了光合生物（自养生物）与水圈和大气圈的相互作用；有机质的保存与水沉积物界面的氧化还原条件（古氧相）密不可分，集中体现了生物与环境的相互作用，水沉积物界面及其以下的氧化作用带、硝酸盐还原作用带、硫酸盐还原作用带、甲烷形成带等精细刻画了不同微生物功能群的地质过程。与烃源岩相比，非烃源岩相对简单，往往只记录了部分微生物作用带（如氧化作用带）。特别是，与海相烃源岩形成有关的有机质埋藏主要发生在水沉积物界面附近（Tyson, 2005），界面过程是所有地质过程的关键环节。从环境角度来说，界面附近的环境条件受到多种系统的综合影响，表现得*不稳定，变化极其繁杂，生物与环境相互作用呈现出多样化和多变性的特点。从生物学角度分析，现代微生物往往集中在一些重要界面上，如水沉积物界面、气土界面等，这些界面又是研究微生物地质过程的主要环节，也是目前人们认识*薄弱的地带。
海相烃源岩不仅记录了微生物通过古生产力、古氧相和古埋藏环境对地球表层系统所产生的作用，而且还记载了地质时期微生物通过各种生物地球化学循环对古海洋和古大气环境的影响。自太古宙以来，微生物对地球表层系统的作用可以通过碳循环和硫循环突出地表现出来，与此有关的记录是研究地质时期微生物与环境相互作用的**载体。在中元古代富H2S海洋环境（Arnold et al., 2004）中形成的烃源岩为解剖特定地质时期硫化海洋中的微生物过程及微生物对硫循环和海洋环境作用提供了重要载体。在显生宙某些重大地质突变期及其前后富CO2地质环境（Retallack, 2002; Berner, 2003）形成的烃源岩则记录了微生物通过碳循环影响大气圈的地质过程。在新元古代冷泉等环境中形成的烃源岩及其相关沉积则开启了研究极端环境微生物地质过程的大门。因此，不同时期形成的烃源岩可以看作该时期的一个地球生物学事件，记录了详细的地球生物学过程。
从初级生产力的形成到沉积有机质，再到埋藏有机质，无不体现出生物（特别是微生物）与环境的相互作用，是典型的地球生物学过程。这是地球生物学方法评估烃源岩的理论基础，其方法是从恢复初级生产力到沉积有机质再到埋藏有机质的过程（即地球生物学三阶段）来正演烃源岩形成的具体过程，估算其*大资源量，并与传统的从残余有机碳的反演方法进行对比（图1.1）。为了增强地球生物学正演法结果的可靠性，减少计算误差，可以采用两种独立方法加以验证。一种方法是根据各种地球生物学方法先计算生产力，再根据生产力计算出沉积有机质，*后在计算成岩期消耗有机质的基础上，由沉积有机质计算出埋藏有机质。第二种方法则是跳过生产力与沉积有机质，直接根据地层中保存的钼含量或其同位素组成计算出有机埋藏量，以避免因生产力和沉积有机质的计算误差使埋藏有机质的计算误差增大。这两种正演方法可以互相比较。
一、古生产力的评估
初级生产力或初级有机碳在现代生物学中的单位为g C/(m2？a), 换算为古代资源量单位约相当于t C/(km2？a)。现代初级生产力范围约1～1000t C/(km2？a)，由寒区向暖区增加，由深海向陆架向河口区增加，相差可达数百倍。因此，对于地史时期有机碳产量(生产力×年数)的估算，只需精确到10的数量级即可。一个中等生产力的区域，面积100km2，延续10万年，则其有机碳总产量可达数十亿吨。
为了比较可靠地反映生产力，可以采用多种方法互相校验。下面简单介绍评估初级生产力或初级有机碳的方法。
1.生境型方法
生境型（habitat type）是指群落生存环境条件的总和。同一生境（生存环境）型在时空上可重复再现，其生产力可以对比。
（1）生境型划分方案
*早的古生境型分类可能是“底栖组合1～5”（Ziegler, 1965）。殷鸿福等（1995）将生境型与沉积相结合起来，提出了华南二叠系—三叠系古群落的7种生境型，19种亚型。本书据此而针对华南提出的补充分类建议亦强调古群落与沉积体系的紧密关系（图1.2），因为群落的生物多样性、总丰度、尸积群与埋藏群（无论原地或异地组合）均与沉积体系有关。所建议的生境型（HT I～VII）及亚型有从潮上带到深海、超深海的各种沉积体系与之相对应，后者是根据水深、离岸距离及在陆架斜坡海盆体系中的位置而划分的。进一步的划分则基于底质成分（泥质、碳酸盐质）、氧化还原及水流条件。生境型I～VII的生物特点详见殷鸿福等（1995）的研究。
海洋古生境型（HT）划分方案如下：
I 潮上带（supratidal，后滨backshore）生境型
Ia潮上带
Ib后滨
II 潮间带及潮下带生境型。滨海地区地貌及水动力条件比较复杂，分开比较好，避免出现同一生境型生产力等指标差得很远
II1, II1a 潮间带（intertidal）（低能）生境型，相当于BA（底栖组合）1+2
II1b 前滨带（foreshore）（高能）生境型，相当于BA1+2
II2, II2a 潮下带（subtidal）（低能）生境型，范围为低潮线（0m）至正常浪基面（大致5～10m），相当于BA2或BA3的一部分
II2b 临滨带（滨面）（shoreface）（高能）生境型，范围为低潮线（0m）至正常浪基面（大致5～10m），相当于BA2或BA3的一部分
II2r局限台地（restricted platform），主要为潟湖相，水深有时可达III1
II2c含煤沼泽（coal swamp）
III上部浅海（upper neritic）生境型：范围大致相当于上部远滨（upper offshore），或内陆架（inner shelf），或正常浪基面至风暴浪基面之间。底栖组合相当于BA3
III1上部浅海上部（大致10～30m）生境型
III2上部浅海下部（大致30～50m或60m）生境型
IV下部浅海（1ower neritic）生境型：范围大致相当于下部远滨（1ower offshore）或外陆架（outer shelf），或风暴浪基面至自由氧补偿界面（OCD）之间，约50m或60～200m，底栖组合相当BA4～BA5
IV1下部浅海上部（大致50m或60～100m）生境型，相当于BA4
IV2下部浅海下部（大致100～200m）生境型，相当于BA5
V 半深海（bathyal）生境型：范围大致相当于大陆坡（continental slope）
V1 上部斜坡（upper slope）生境型（大致200～1000m）
V1b 台内盆地（intrashelf basin）生境型
V2 下部斜坡（1ower slope）生境型（大致1000～3000m）
V2b 台间海槽（intershelf basin）生境型
VI 深海（abyssal）生境型
VI1 上部深海（upper abyssal）生境型（大致3000～4500m）
VI2 下部深海（lower abyssal）生境型（大致4500～6000m）
VI3 超深海（hadal）生境型（大于6000m），均为碎屑相
VII 生物礁/滩生境型（均为碳酸盐岩）
VIIr 台地边缘生物礁
VIIs 生物碎屑滩
（2）生境型方法计算初级生产力的原则
由于同一生境型在时空上可重复再现，根据将今论古原理，古代某一生境型的生产力，可以套用与现代相对应生境型的生产力。在此基础上，要根据条件变化（温度、纬度、底质、氧化还原条件等）作修正，因此，这种方法可以大致估算出地质历史时期某一环境初级古生产力的大致变化范围。中国乃至世界海区不同生境型的初级生产力（PP）分布已有很多资料可供广泛对比。详见第四章**节的现代海洋生产力变化特征。
2.地球微生物学方法
地球微生物学可以有多种方法评估古生产力，既可以从**营养级的微生物直接估算初级古生产力，也可以利用放射虫等第二营养级生物的丰度估算初级古生产力。下面着重介绍Gu 等（2007）报道的从第二营养级生物——放射虫的丰度估算初级古生产力。
放射虫类为一类微型—小型的浮游动物，依靠捕食浮游生物为生。它在食物链中处于第二营养级。第二营养级（放射虫）的产量＝初级消费者的生产量＝初级生产量×生态效率。只要知道放射虫的生产力，通过此法可以大致推测初级生产力。
估算放射虫古生产力的步骤方法如下：
1）通过统计一定厚度和面积的岩石中放射虫个体数，来估算放射虫的密度（个/cm2）。 首先，样品被定向，切割为长方体，记录其底面积（BA）和厚度（T）。然后用一般处理放射虫的方法将其全部处理，挑出其中的放射虫，统计其中全部放射虫的数量，包括碎片（NR）。
2）获得沉积速率（RS）。通过磁化率地层学、高分辨率地层学的方法，求出岩石的沉积速率（cm/a）。
3）根据1）和2）的结果，获得岩石中放射虫的累计沉积速率［RA，个/(m2？a)］。即RA=(RS×NR)/(BA×T) （1.1）
4）估算放射虫的保存比例。在沉降到海底之前。约有1%～10％（平均3%～5％）的生物硅*终能沉降到海底（De Wever et al., 2001），有的计算表明约3％的壳体能够沉降到海底。
沉降到海底的放射虫经过成岩作用后得以*终保存下来。沉积速率对沉降到海底的放射虫壳的*终保存有影响。速率越高，则保存率越高。如果沉积速率为250cm/ka, 则*多有 86%的壳体会被保存。如果沉积速率为1～3cm/ka，则仅有1%～5%的壳体会被保存（DeMaster et al., 1996）。
5）计算放射虫的产率PR。
PR=RA/RP = (RS×NR）/(BA×T×RP)（1.2）
式中，RA为放射虫的累积沉积速率，RP为放射虫的保存比例。
定价：198.0
ISBN：9787030458377
作者：谢树成 等
版次：1
出版时间：2016-03
内容提要：
本书系统介绍了地球生物学方法在烃源岩评价中的实际应用。**章提出了烃源岩地球生物学评价的方法体系，包括三个阶段和四个参数。三个阶段是从古生产力到沉积有机质再到埋藏有机质。四个参数则是生境型和古生产力两个生物学参数，以及古氧相和埋藏效率两个地质学参数。第二章重点对华南二叠系和寒武系这两个比较重要的烃源岩层位作精细解剖。第三章到第五章则对中元古代到三叠纪典型剖面的烃源岩进行地球生物学的评价。其中，第三章和第四章分别分析了典型剖面的生境型和古生产力这两个生物学参数，第五章分析了这些剖面的古氧相，并对烃源岩进行了地球生物学评价。第六章从地球生物学角度提出了烃源岩的一些潜在新层位。第七章对华南的大断面进行系统的地球生物学总结，提出了典型烃源岩形成的地球生物学模型。
目录：
目录
序
前言
**章烃源岩评价的地球生物学理论和方法（1）
**节烃源岩形成的地球生物学过程及其评估方法谢树成（1）
一、古生产力的评估（3）
二、沉积有机碳的估算（11）
三、埋藏有机碳的估算（13）
第二节古氧相的定量和结构分析谢树成（17）
一、氧化还原条件的定量和分类（17）
二、水体的缺氧和硫化事件（17）
三、从沉积到早期成岩的氧化还原条件（18）
第三节烃源岩地球生物学半定量评价参数殷鸿福谢树成（19）
一、地球生物相（19）
二、地球生物相的四项参数及其替代指标（22）
三、四项参数各替代指标值的分级（27）
第四节烃源岩地球生物学半定量评价实践殷鸿福谢树成（29）
一、评价地区和剖面（29）
二、半定量评价的讨论（30）
三、半定量评价结论（32）
参考文献（32）
第二章二叠纪和寒武纪典型烃源岩的地球生物学解剖（40）
**节二叠系烃源岩的地球生物学解剖（40）
一、生境型李波颜佳新（40）
二、生产力及其组成颜佳新胡超涌（46）
三、埋藏环境和有机埋藏量黄俊华周炼（49）
四、烃源岩地球生物学评价殷鸿福谢树成李波（59）
第二节寒武系烃源岩的地球生物学解剖徐思煌（62）
一、地质与地球化学特征（62）
二、地球生物学参数（69）
三、烃源岩地球生物学评价（74）
参考文献（80）
第三章中元古代至三叠纪典型剖面的生境型（83）
**节中元古代（83）
一、华北地台中部中元古代地层发育特征与年代约束史晓颖（83）
二、华北地台中部中元古代碳酸盐岩地层的生境型史晓颖（87）
三、河北平泉剖面生境型杜远生郭华（95）
第二节埃迪卡拉纪—寒武纪王约王训练（99）
一、埃迪卡拉纪剖面（99）
二、寒武纪剖面（105）
第三节奥陶纪—志留纪苏文博李志明傅力浦（111）
一、湖北宜昌黄花场王家湾奥陶纪剖面（115）
二、湖南桃源九溪奥陶纪剖面（120）
三、四川旺苍王家沟鹿渡志留纪剖面（126）
四、陕西紫阳芭蕉口皮家坝志留纪剖面（130）
第四节泥盆纪—石炭纪（133）
一、广西桂林杨堤泥盆纪剖面龚一鸣（133）
二、四川甘溪泥盆纪剖面龚一鸣（136）
三、广西南丹巴平和么腰石炭纪剖面张雄华（141）
四、广西隆安石炭纪剖面张雄华（144）
第五节二叠纪—三叠纪（147）
一、广西来宾铁桥二叠纪剖面李波颜佳新（147）
二、四川华蓥山二叠纪剖面颜佳新李波（153）
三、贵州罗甸纳水二叠纪剖面颜佳新李波（157）
四、贵州罗甸关刀二叠纪—三叠纪剖面宋海军童金南（161）
五、四川广元上寺三叠纪剖面江海水赖旭龙阎春波（163）
第六节中元古代至三叠纪生境型变化规律颜佳新（167）
一、生境型的划分和识别（167）
二、一些特殊生境型的特征和识别（168）
三、生境型的时空变化（169）
参考文献（169）
第四章中元古代至三叠纪典型剖面的古生产力（174）
**节现代海洋生产力变化特征王红梅邱轩（174）
一、 现代海洋生产力概述（174）
二、现代海洋初级生产力分布概况（174）
三、我国各海域初级生产力的分布特征（178）
四、影响海洋初级生产力的环境因素（180）
五、影响海洋初级生产力的生物因素（181）
第二节各时代生物碎屑指示的古生产力（182）
一、中元古代杜远生史晓颖郭华（182）
二、埃迪卡拉纪—寒武纪王约王训练（188）
三、奥陶纪—志留纪苏文博秦松刘采（189）
四、泥盆纪—石炭纪龚一鸣张雄华（196）
五、二叠纪—三叠纪颜佳新宋海军赖旭龙童金南江海水（200）
第三节各时代地球化学指标指示的古生产力胡超涌（202）
一、海洋古生产力的地球化学指标（202）
二、各典型剖面古生产力重建（207）
第四节华南古海洋生产力的时空演变谢树成胡超涌（218）
一、古生产力的时间演变（218）
二、古生产力的空间变化（220）
三、古生产力与生物多样性的关系（221）
参考文献（222）
第五章中元古代至三叠纪典型剖面的古氧相和烃源岩评价（229）
**节各时代典型剖面的古氧相特征（229）
一、中元古代史晓颖杜远生郭华（229）
二、埃迪卡拉纪—寒武纪王约王训练（238）
三、奥陶纪—志留纪苏文博王巍马超（239）
四、泥盆纪—石炭纪张雄华龚一鸣（243）
五、二叠纪—三叠纪赖旭龙宋海军颜佳新江海水童金南（245）
第二节各时代碳同位素与古埋藏黄俊华（247）
一、有机碳埋藏分数（247）
二、各典型剖面的碳同位素组成（247）
三、有机碳埋藏量与烃源岩和生物多样性的关系（260）
第三节各时代烃源岩的地球生物学评价（263）
一、中元古代杜远生史晓颖郭华（263）
二、埃迪卡拉纪—寒武纪王约王训练（269）
三、奥陶纪—志留纪苏文博（276）
四、泥盆纪—石炭纪龚一鸣张雄华（281）
五、二叠纪—三叠纪宋海军颜佳新赖旭龙江海水童金南（283）
参考文献（286）
第六章烃源岩发育的若干新层位及其地球生物学过程（291）
**节中元古代主要的微生物岩类型及其地球生物学过程史晓颖（291）
一、华北地台中元古代主要的微生物岩类型与生态分布（291）
二、层状凝块石（292）
三、黑色生物纹层石（299）
四、微生物岩礁（306）
第二节新元古代的甲烷渗漏与烃源岩的形成王家生（311）
一、现代海底甲烷渗漏（311）
二、新元古代甲烷渗漏事件的地质记录和分布（315）
三、新元古代甲烷渗漏作用与烃源岩的形成（320）
第三节二叠纪栖霞组含海泡石灰岩颜佳新（323）
一、栖霞期生境型空间分布和古生产力恢复（323）
二、地球生物相空间分布与烃源岩评价（331）
第四节二叠纪三叠纪之交的钙质微生物岩与烃源岩王永标（336）
一、钙质微生物岩的层位和古地理分布（336）
二、钙质微生物岩的类型、微生物化石与古生产力水平（340）
三、微生物岩有机质的沉积和埋藏条件以及赋存形式（345）
四、微生物岩烃源岩形成的地球生物学过程和生烃潜力评价（349）
参考文献（352）
第七章华南大断面地球生物相与典型烃源岩形成的地球生物学模型（364）
**节下组合地球生物相特征解习农颜佳新（364）
一、华南埃迪卡拉纪—早古生代古地理背景（364）
二、华南下组合典型剖面地球生物相特征（365）
三、华南下组合大断面地球生物相综合特征（367）
第二节上组合地球生物相特征解习农颜佳新（373）
一、华南晚古生代—三叠纪古地理背景（373）
二、华南上组合典型剖面地球生物相特征（375）
三、华南上组合大断面地球生物相综合特征（376）
第三节典型烃源岩形成的地球生物学过程及其模型谢树成冯庆来（381）
一、碳硅泥（磷）型烃源岩（381）
二、动物危机期间的微生物岩和泥质烃源岩（383）
三、冰期后泥质烃源岩（385）
四、硅泥质烃源岩和含海泡石碳酸盐烃源岩（387）
五、与甲烷厌氧氧化有关的微生物岩和泥质烃源岩（388）
参考文献（390）
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**章烃源岩评价的地球生物学理论和方法
烃源岩是含油气系统和油气成藏的物质基础，国内外油气地质学家对烃源岩进行了多方面的研究（Clegg et al., 1997; Glikson, 2001; Younes, 2003; Sharaf, 2003; Riediger et al., 2004; Wilde et al., 2004; Fildani et al., 2005; Younes and Philp, 2005; Rabbani and Kamali, 2005；Lash and Engelder, 2005; Ercegovac et al., 2006）。当前，人们已经认识到排烃过程和排烃效率可能是评价烃源岩更重要的方面（Leythaeuser et al., 1988; Banerjee et al., 2000），并认识到应用残余有机质反演烃源岩的生烃潜力存在一定局限性。
石油地质学常用的反演方法，是从现今岩石中测得的有机碳（TOC）含量等指标反推出有机质在深埋裂解前的资源量。反演方法需要TOC含量、有机质类型、有机质的成熟度、各类有机质的恢复系数等参数的支撑。除了这种反演方法外，我们还可以从生物的生产力到沉积有机质，再到埋藏有机质这个过程来正演有机质的形成和演化。要深入研究有效烃源岩和优质烃源岩的生烃潜力，不仅要从残余有机质来反演，还应该正演烃源岩形成的动力学过程。
我国海相碳酸盐岩烃源岩形成于多旋回的叠合盆地。烃源岩的时代老、埋藏深、有机质成熟度高（金之钧等，2005；马永生，2006），致使在我国南方高成熟海相地层中有相当部分有机地球化学参数已不能反映其原有的地球化学意义。由于存在以上问题，致使人们对成烃有机质的来源、发育条件及成烃机制不十分清楚，评价低有机质丰度岩石的生烃能力的方法仍在摸索，恢复高演化有机质的生烃历史和成烃阶段需要深入研究。针对这些难题，不断发展新的理论、技术和方法，提出更适合我国海相环境的成盆、成烃和成藏理论势在必行。地球生物学的提出和发展为这项工作的开展提供了机遇。
**节烃源岩形成的地球生物学过程及其评估方法
烃源岩是一种富含有机质、在自然条件下已经产生或可能产生石油和天然气的沉积岩（Hunt, 1979）。与非烃源岩相比，海相烃源岩多形成于相对缺氧的环境，保存了各类海洋微生物功能群的各种形式有机质（Stein, 2004; Katz, 2005）。高度富集有机质的海相烃源岩实际上是一类集中了地质时期各种微生物及其遗迹的地质记录。
在海相烃源岩形成过程中，有机质的变化过程可以概括如下（图1.1）：海水中的各种生物在不同气候和环境背景下形成生产力，并有不同的生产力组成，构成了气水界面的地球生物学过程。这些生物质通过水柱向下沉降到达沉积物表面。在到达水沉积物界面时，大部分有机质被消耗掉，只有少部分有机质在沉积物中得以沉积下来，形成沉积有机质。这些沉积下来的有机质经历了成岩过程各类微生物的作用，又有许多有机质被消耗，*终只有极少部分有机质被埋藏起来，形成了埋藏有机质，反映了水沉积物界面的地球生物学过程。这些埋藏有机质在深埋过程中，经历热化学作用，才形成了各种气体和油等。当受后期构造作用抬升地表时，岩石中的这些有机质又受到风化作用，*终形成目前在岩石中残留下来的残余有机质。
图1.1沉积岩中有机质的形成及其变化过程
因此，作为油气资源物质基础的烃源岩，其形成过程与有机质的形成和保存这两个基本的地球生物学过程密切相关（Banerjee et al., 2000; Stein, 2004; Katz, 2005）。这两个基本过程都与不同微生物功能群（如自养与异养的，或者好氧与厌氧的等）有关：古海洋有机质的形成（古生产力）直接体现了光合生物（自养生物）与水圈和大气圈的相互作用；有机质的保存与水沉积物界面的氧化还原条件（古氧相）密不可分，集中体现了生物与环境的相互作用，水沉积物界面及其以下的氧化作用带、硝酸盐还原作用带、硫酸盐还原作用带、甲烷形成带等精细刻画了不同微生物功能群的地质过程。与烃源岩相比，非烃源岩相对简单，往往只记录了部分微生物作用带（如氧化作用带）。特别是，与海相烃源岩形成有关的有机质埋藏主要发生在水沉积物界面附近（Tyson, 2005），界面过程是所有地质过程的关键环节。从环境角度来说，界面附近的环境条件受到多种系统的综合影响，表现得*不稳定，变化极其繁杂，生物与环境相互作用呈现出多样化和多变性的特点。从生物学角度分析，现代微生物往往集中在一些重要界面上，如水沉积物界面、气土界面等，这些界面又是研究微生物地质过程的主要环节，也是目前人们认识*薄弱的地带。
海相烃源岩不仅记录了微生物通过古生产力、古氧相和古埋藏环境对地球表层系统所产生的作用，而且还记载了地质时期微生物通过各种生物地球化学循环对古海洋和古大气环境的影响。自太古宙以来，微生物对地球表层系统的作用可以通过碳循环和硫循环突出地表现出来，与此有关的记录是研究地质时期微生物与环境相互作用的**载体。在中元古代富H2S海洋环境（Arnold et al., 2004）中形成的烃源岩为解剖特定地质时期硫化海洋中的微生物过程及微生物对硫循环和海洋环境作用提供了重要载体。在显生宙某些重大地质突变期及其前后富CO2地质环境（Retallack, 2002; Berner, 2003）形成的烃源岩则记录了微生物通过碳循环影响大气圈的地质过程。在新元古代冷泉等环境中形成的烃源岩及其相关沉积则开启了研究极端环境微生物地质过程的大门。因此，不同时期形成的烃源岩可以看作该时期的一个地球生物学事件，记录了详细的地球生物学过程。
从初级生产力的形成到沉积有机质，再到埋藏有机质，无不体现出生物（特别是微生物）与环境的相互作用，是典型的地球生物学过程。这是地球生物学方法评估烃源岩的理论基础，其方法是从恢复初级生产力到沉积有机质再到埋藏有机质的过程（即地球生物学三阶段）来正演烃源岩形成的具体过程，估算其*大资源量，并与传统的从残余有机碳的反演方法进行对比（图1.1）。为了增强地球生物学正演法结果的可靠性，减少计算误差，可以采用两种独立方法加以验证。一种方法是根据各种地球生物学方法先计算生产力，再根据生产力计算出沉积有机质，*后在计算成岩期消耗有机质的基础上，由沉积有机质计算出埋藏有机质。第二种方法则是跳过生产力与沉积有机质，直接根据地层中保存的钼含量或其同位素组成计算出有机埋藏量，以避免因生产力和沉积有机质的计算误差使埋藏有机质的计算误差增大。这两种正演方法可以互相比较。
一、古生产力的评估
初级生产力或初级有机碳在现代生物学中的单位为g C/(m2？a), 换算为古代资源量单位约相当于t C/(km2？a)。现代初级生产力范围约1～1000t C/(km2？a)，由寒区向暖区增加，由深海向陆架向河口区增加，相差可达数百倍。因此，对于地史时期有机碳产量(生产力×年数)的估算，只需精确到10的数量级即可。一个中等生产力的区域，面积100km2，延续10万年，则其有机碳总产量可达数十亿吨。
为了比较可靠地反映生产力，可以采用多种方法互相校验。下面简单介绍评估初级生产力或初级有机碳的方法。
1.生境型方法
生境型（habitat type）是指群落生存环境条件的总和。同一生境（生存环境）型在时空上可重复再现，其生产力可以对比。
（1）生境型划分方案
*早的古生境型分类可能是“底栖组合1～5”（Ziegler, 1965）。殷鸿福等（1995）将生境型与沉积相结合起来，提出了华南二叠系—三叠系古群落的7种生境型，19种亚型。本书据此而针对华南提出的补充分类建议亦强调古群落与沉积体系的紧密关系（图1.2），因为群落的生物多样性、总丰度、尸积群与埋藏群（无论原地或异地组合）均与沉积体系有关。所建议的生境型（HT I～VII）及亚型有从潮上带到深海、超深海的各种沉积体系与之相对应，后者是根据水深、离岸距离及在陆架斜坡海盆体系中的位置而划分的。进一步的划分则基于底质成分（泥质、碳酸盐质）、氧化还原及水流条件。生境型I～VII的生物特点详见殷鸿福等（1995）的研究。
海洋古生境型（HT）划分方案如下：
I 潮上带（supratidal，后滨backshore）生境型
Ia潮上带
Ib后滨
II 潮间带及潮下带生境型。滨海地区地貌及水动力条件比较复杂，分开比较好，避免出现同一生境型生产力等指标差得很远
II1, II1a 潮间带（intertidal）（低能）生境型，相当于BA（底栖组合）1+2
II1b 前滨带（foreshore）（高能）生境型，相当于BA1+2
II2, II2a 潮下带（subtidal）（低能）生境型，范围为低潮线（0m）至正常浪基面（大致5～10m），相当于BA2或BA3的一部分
II2b 临滨带（滨面）（shoreface）（高能）生境型，范围为低潮线（0m）至正常浪基面（大致5～10m），相当于BA2或BA3的一部分
II2r局限台地（restricted platform），主要为潟湖相，水深有时可达III1
II2c含煤沼泽（coal swamp）
III上部浅海（upper neritic）生境型：范围大致相当于上部远滨（upper offshore），或内陆架（inner shelf），或正常浪基面至风暴浪基面之间。底栖组合相当于BA3
III1上部浅海上部（大致10～30m）生境型
III2上部浅海下部（大致30～50m或60m）生境型
IV下部浅海（1ower neritic）生境型：范围大致相当于下部远滨（1ower offshore）或外陆架（outer shelf），或风暴浪基面至自由氧补偿界面（OCD）之间，约50m或60～200m，底栖组合相当BA4～BA5
IV1下部浅海上部（大致50m或60～100m）生境型，相当于BA4
IV2下部浅海下部（大致100～200m）生境型，相当于BA5
V 半深海（bathyal）生境型：范围大致相当于大陆坡（continental slope）
V1 上部斜坡（upper slope）生境型（大致200～1000m）
V1b 台内盆地（intrashelf basin）生境型
V2 下部斜坡（1ower slope）生境型（大致1000～3000m）
V2b 台间海槽（intershelf basin）生境型
VI 深海（abyssal）生境型
VI1 上部深海（upper abyssal）生境型（大致3000～4500m）
VI2 下部深海（lower abyssal）生境型（大致4500～6000m）
VI3 超深海（hadal）生境型（大于6000m），均为碎屑相
VII 生物礁/滩生境型（均为碳酸盐岩）
VIIr 台地边缘生物礁
VIIs 生物碎屑滩
（2）生境型方法计算初级生产力的原则
由于同一生境型在时空上可重复再现，根据将今论古原理，古代某一生境型的生产力，可以套用与现代相对应生境型的生产力。在此基础上，要根据条件变化（温度、纬度、底质、氧化还原条件等）作修正，因此，这种方法可以大致估算出地质历史时期某一环境初级古生产力的大致变化范围。中国乃至世界海区不同生境型的初级生产力（PP）分布已有很多资料可供广泛对比。详见第四章**节的现代海洋生产力变化特征。
2.地球微生物学方法
地球微生物学可以有多种方法评估古生产力，既可以从**营养级的微生物直接估算初级古生产力，也可以利用放射虫等第二营养级生物的丰度估算初级古生产力。下面着重介绍Gu 等（2007）报道的从第二营养级生物——放射虫的丰度估算初级古生产力。
放射虫类为一类微型—小型的浮游动物，依靠捕食浮游生物为生。它在食物链中处于第二营养级。第二营养级（放射虫）的产量＝初级消费者的生产量＝初级生产量×生态效率。只要知道放射虫的生产力，通过此法可以大致推测初级生产力。
估算放射虫古生产力的步骤方法如下：
1）通过统计一定厚度和面积的岩石中放射虫个体数，来估算放射虫的密度（个/cm2）。 首先，样品被定向，切割为长方体，记录其底面积（BA）和厚度（T）。然后用一般处理放射虫的方法将其全部处理，挑出其中的放射虫，统计其中全部放射虫的数量，包括碎片（NR）。
2）获得沉积速率（RS）。通过磁化率地层学、高分辨率地层学的方法，求出岩石的沉积速率（cm/a）。
3）根据1）和2）的结果，获得岩石中放射虫的累计沉积速率［RA，个/(m2？a)］。即RA=(RS×NR)/(BA×T) （1.1）
4）估算放射虫的保存比例。在沉降到海底之前。约有1%～10％（平均3%～5％）的生物硅*终能沉降到海底（De Wever et al., 2001），有的计算表明约3％的壳体能够沉降到海底。
沉降到海底的放射虫经过成岩作用后得以*终保存下来。沉积速率对沉降到海底的放射虫壳的*终保存有影响。速率越高，则保存率越高。如果沉积速率为250cm/ka, 则*多有 86%的壳体会被保存。如果沉积速率为1～3cm/ka，则仅有1%～5%的壳体会被保存（DeMaster et al., 1996）。
5）计算放射虫的产率PR。
PR=RA/RP = (RS×NR）/(BA×T×RP)（1.2）
式中，RA为放射虫的累积沉积速率，RP为放射虫的保存比例。