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震旦纪—早奥陶世发育并保存下来的盆地主要是满加尔克拉通边缘坳陷盆地和塔西克拉通内坳陷盆地。
满加尔盆地被认为是震旦纪—早奥陶世最重要的生油坳陷（盆地） 。生油岩包括泥岩和灰岩 ，总体上东薄西厚，在库南1井及其以南一带较厚 ，一般可达500～800m 。
满加尔盆地震旦系生油岩有机质丰度一般较高 ，如塔东1井碳酸盐岩平均有机碳达3.41%，最高5.52% ，最小1.30%。寒武系泥岩 、碳酸盐岩有机碳平均值分别为0.84%～0.920/和0.48%～0.80% ，均达到好生油岩标准 。奥陶系（包括下奥陶统和中—上奥陶统）烃源岩有机质丰度总体不高 。泥岩有机碳平均值为0.21%～0.36%，碳酸盐岩为0.15%～0.21%。其中 ，下奥陶统特别是其下部 ，生油岩有机质丰度相对较高 。例如，塔东1井下奥陶统灰黑色页岩 、泥岩有机碳平均值（10个样品）为0.885% ，最大值为2.67% ，生烃潜量为0.075mg/t，最大为0.22mg/t；库南1井下奥陶统灰、深灰色泥晶灰岩 、粉晶灰岩 、砂屑灰岩、泥灰岩有机碳平均值（12个样品）为0.46%，最大值为1.01% 。
由此可见 ，满加尔克拉通边缘坳陷盆地因毗邻东南 、东北年轻被动大陆边缘 ，发生了较强烈伸展作用，沉降快 ，水体深 ，陆源碎屑来源少，海水清澈 ，发育盆地边缘广海陆棚相沉积 ，有利于有机质的产生和保存，造成有机质丰度较高。
震旦纪—早奥陶世塔西克拉通内坳陷盆地发育的生油岩一般被评价为差—中等 ，认为这里以台地相碳酸盐沉积为主 ，沉积时水体较浅或动荡，不利于有机质的迅速沉积 、埋藏和保存 。井下样品分析结果（顾家裕 ，1996）显示 ，寒武系有机质丰度较低，平均0.14%～0.16%；奥陶系虽在局部地区有机质丰度高，如柯坪地区中—下奥陶统泥质岩和碳酸盐岩的有机碳分别达1.60%和0.65% ，但有机质丰度总体上不高 ，泥岩平均值0.04%～0.15%，碳酸盐岩0.07%～0.19% ，且有机质丰度较高的层段一般较薄 。作者利用地表露头、地震资料结合原型盆地分析 ，推测在大致相当于今阿瓦提凹陷和阿－满过渡带部位存在寒武纪有利生油坳陷（图2-2）。
中—下寒武统残余厚度图（图6-1）显示，在今阿瓦提凹陷及其附近 ，存在一个由台地内坳陷或陆架内盆地（Intrashelf basin）（Markello和Read,1982）造成的厚度加大区 。由于盆地内除轮台凸起寒武系全部或部分被剥蚀外 ，其余地区寒武系未受到剥蚀，因此该厚度分布应能基本反映寒武系原始沉积厚度分布 。坳陷中心在满西1井西侧 ，由坳陷中心向南 、北两侧分别为塔中－巴楚低隆 、塔北低隆。
沉积盖层之下地壳厚度分布（图1-10）表明 ，阿瓦提凹陷－阿满过渡带为一地壳减薄区，地壳最薄处在阿瓦提凹陷西部 ，这里为伸展坳陷沉积、沉降中心。
图6-1 塔里木盆地中—下寒武统（地震Tg6-Tg7）残余厚度图
（据中国石油天然气集团公司）
中—下寒武统沉积时期 ，上述坳陷区发育开阔海台地相（顾家裕，1996），可能是有利生油岩发育区 。在地震剖面上（图6-2） ，上述区域内中—下寒武统为一组强震幅连续平行反射 ，可能是烃源岩发育段的反映，总厚可达700m 。Markello和Read（1982）曾对北美克拉通东部南弗吉尼亚地区晚寒武世的陆架内盆地（相当于这里所称的克拉通内坳陷盆地）中潜在烃源岩的发育进行过研究。他们所称的陆架内盆地（图6-3）平行于台地边缘 ，向广海陆坡方向为碳酸盐岩斜坡（ramp）（陆架内斜坡）→潮缘碳酸盐台地 。这种结构可以与塔里木盆地寒武—奥陶纪台地相区的开阔台地→开阔台地与台地边缘间向台地方向倾斜的斜坡→台地边缘相对应（图6-4） 。自陆架内盆地向广海陆坡方向可分为四个岩相组合（图6-3）：①陆架内盆地页岩相；②深斜坡带碳酸盐岩相；③浅斜坡鲕状及瘤状碳酸盐岩相；④旋回性浅水潮下至潮上坪。陆架内盆地中页岩相通常由向上变粗的页岩—粉砂岩—砾岩（或骨粒灰岩）层序组成 。页岩层可达4m厚 ，为绿—黑灰色，易剥离 。页岩相为正常波基面之下形成的浅盆细粒沉积 ，缺乏代表浅水沉积或出露水面的特征 ，估计页岩沉积时水深可达几十米。在高位海平面时期，某些陆架内盆地可能变为厌氧环境 ，沉积页理状沥青质页岩 、泥灰岩 。
图6-2 A-91-332测线地震剖面
（据中国石油天然气集团公司）
由于海平面上升 ，广大范围内台地被淹没，在海进高水位时期可形成富含有机质的凝缩层段（宋建国等 ，1993;Katz和Pratt,1995） 。塔里木盆地海（湖）平面相对变化趋势（图2-14）显示 ，寒武纪早期 、奥陶纪早期为海平面上升时期，可以预测，随海平面上升 ，塔西克拉通内坳陷（相当于陆架内盆地）可能造成厌氧环境 ，有利于有机质的富集、保存。早寒武世玉尔吐斯组凝缩层可能在除隆起高部位（如塔中1井附近）之外的台地广大区域超覆沉积 。在柯坪地区肖尔布拉克剖面上，玉尔吐斯组总厚32m ，下部4m为富含小壳类的灰色薄层中细晶云岩夹黑色硅质岩、硅质条带 ，横向不稳定；向上为厚22.3m黑色页岩，富含有机质 ，层间隙及网状成岩缝中充填原生沥青 ，有机碳含量高达7%～14.1%，层面含海绵骨针 ，夹砂砾屑磷块岩 ，含磷硅质岩薄条带 、微晶泥质灰岩与砂屑灰岩，具缺氧环境的重要标志重晶石结核；顶部3.1m为深灰色薄层链状含生物屑细晶云岩与灰岩 ，含古介形虫 、浮游盘虫类 。在塔西克拉通内盆地覆盖区 ，和4、方1井已揭示陆架内盆地寒武系下部烃源岩存在，其上为中寒武统膏泥岩，是陆架内盆地至晚期演化为蒸发台地相的产物。在克拉通内坳陷边缘的相对隆起区 ，钻井揭示这些生油岩有机质丰度低 ，如塔参1井，代表的是相对浅水台地沉积物的有机质丰度特征。
图6-3 陆架内盆地—潮缘碳酸盐台地示意剖面图
（据Markello和Read,1982）
图6-4 塔里木盆地寒武系—下奥陶统沉积模式图
（据顾家裕 ，1996）
综合以上分析 ，可以预测塔西克拉通内盆地中部坳陷区是寒武系—下奥陶统特别是寒武系下部层段有利生油岩发育区（图2-2） 。
震旦系—下奥陶统碳酸盐岩储层是塔里木盆地重要的含油气层系，受盆地类型及古构造格局控制 ，它们主要形成于塔西克拉通内盆地区 。灰岩类储层主要包括亮晶内碎屑灰岩 、亮晶鲕粒灰岩 、亮晶生屑灰岩、亮泥晶砂屑—球粒灰岩 、颗粒—泥粉晶灰岩 、泥晶颗粒灰岩、泥—粉晶灰岩 、藻纹层灰岩。白云岩类储层主要包括结晶白云岩 、残余颗粒白云岩和隐藻白云岩 。
另外 ，在塔西克拉通内坳陷盆地与满加尔克拉通边缘坳陷盆地之间，发育自晚震旦世至早奥陶世不断向东迁移的、由台地边缘 、陆棚斜坡组成的枢纽带（图6-4） 。这里由于具高能环境 ，发育生物礁及以砂屑 、鲕粒为主的滩 ，具有形成寒武系—下奥陶统良好储层的有利条件。
寒武系—下奥陶统以台地相为主的碳酸盐岩储层储集性能不仅与原生孔隙有关，而且在很大程度上受次生改造作用控制 。其孔隙度一般小于2% ，渗透率一般小于0.01×10-3μm2 ，储集物性一般不太好，如受后期风化、淋滤溶蚀及裂缝发育改造，孔渗性变好 ，如塔中、轮南 、英买力地区 。
沉积岩组分和结构
预习内容
其他常见内源沉积岩的类型及主要特征。
实验目的及要求
1. 通过对其他内源岩主要类型的观察和描述 ，掌握各类非碳酸盐岩内源岩的主要类型特征及共同特征 。
2. 进一步掌握内源岩的描述与定名方法 。
3. 通过对非碳酸盐岩内源岩成分 、结构和构造研究分析其形成条件及环境。
实验内容
重点观察硅质岩、铝质岩 、铁质岩 、锰质岩、磷质岩 。其主要矿物含量大于 50% 时，均可成为有用矿床 。
实验指导
一 、硅质岩类
硅质岩的矿物成分主要是由沉积生成的 SiO2矿物组成 ，由非晶质的蛋白石 、隐晶质的玉髓和结晶的自生石英 ( 多是重结晶的) 组成 ，以上矿物含量要大于 50%，其余还有混入物黏土、碳酸盐和氧化铁矿物 ，含少量海绿石 、沸石 、黄铁矿和有机质 ，但混入物和少量矿物总和要小于 50%。硅质岩的结构属内源岩结构，常见内碎屑结构、鲕状结构 、非晶质结构 、隐晶质结构、显晶质结构、生物结构和交代结构等。硅质岩可进一步按结构成因分类 。
观察硅质岩时注意事项:
( 1) 岩石颜色一般呈灰白 、灰 、灰黑色 ，有时呈红色、紫色 、灰绿色等 。
( 2) 岩石由硅质矿物组成 ，一般比较致密 、坚硬 ( 硬度大于小刀) ，断口平滑或呈贝壳状。棱角锋利 ，强烈敲击可生火花 ，因此又称火石 。常见燧石岩、碧玉岩 。但要注意硅藻土和硅华则疏松 、多孔。
( 3) 岩石结构主要观察内碎屑结构 、鲕状结构 ( 注意区分是原生的还是交代的) ，结晶程度，构成生物结构的生物种属 ，交代和残余结构特征 。
( 4) 岩石构造常见有层理构造和结核构造 。应注意观察结构与层理关系 ，确定硅质结核的形成阶段。
(5)定名主要根据成分和结构常采用习惯定名，如由生物遗体组成的具生物结构的有硅藻土、海绵虫岩 、放射虫岩 、非晶质结构的蛋白岩、非晶质和隐晶质结构的碧玉岩和燧石岩等 。
二 、铝质岩类
铝质岩主要是由铝的氢氧化物和氧化物矿物组成 ，其中常见有三水铝石 、一水铝石、一水硬铝石 ，这些矿物多具非晶质和隐晶质结构以及微晶结构 。次要矿物(含量小于50%)有黏土矿物、陆源碎屑和自生菱铁矿 、硫酸盐 、氧化铁、氢氧化铁矿物等。
铝质岩结构，常见有内碎屑结构 、豆状结构 、鲕状结构等 。铝质岩构造 ，可具有斜层理、粒序层理和块状构造 。
铝质岩中铝质矿物含量大于50%。Al2O3>40% ，Al2O3∶SiO2≥2∶1时则为铝土矿。
铝质岩和铝土矿的类型应按结构-成因分类，但目前分类未统一 ，多采用成因分类 ，分为残积型和沉积型铝土矿 。
岩石的特征之一是颜色多样，有黄绿 、灰 、红**等 。一般致密、坚硬 ，并有滑感 ，常见泥晶结构和鲕状结构 、豆状结构，块状构造。
定名主要根据颜色和结构，如黄绿色鲕状铝质岩(铝土矿)等 。
三 、铁质岩类
铁质岩是富含铁矿物的沉积岩 ，铁的品位达到可采品位时 ，即成沉积铁矿 。
铁质岩中主要铁矿物有针铁矿、赤铁矿 、磁铁矿 、褐铁矿、菱铁矿、黄铁矿等，另外还有铁绿泥石 、鲕绿泥石 、白铁矿等。
铁质岩结构常见有鲕状、肾状和致密泥晶结构及结晶结构等 。构造多呈块状 。
铁质岩及铁矿多按成因分类。野外观察时可初步按岩石颜色和结构加铁矿物定名 。如红色鲕状赤铁矿 。
四 、锰质岩类
锰质岩是富含锰矿物的沉积岩 ，有工业价值的锰质岩称锰矿石。锰质岩中主要含锰矿物有:软锰矿 、硬锰矿、菱锰矿等 。锰质岩常为鲕状 、豆状和显微粒状结晶结构 。岩石颜色常呈褐色 、黑色、紫红 、红色等。
锰质岩分类不统一 ，有按成因分类也有按其他特征分类。锰质岩在地表则发生次生变化 。常呈土状 、网格状、多孔状 。定名时可按颜色+特征结构和构造+锰矿物定名。
五 、磷质岩类
磷质岩是含磷酸盐矿物的沉积岩 。根据P2O5的含量划分为含磷沉积岩(P2O5含量<8%，磷灰石含量<20%) ，磷质岩(P2O5含量8%～18%) ，磷块岩(P2O5含量>18%，磷灰石含量>50%) 。
磷质岩主要的磷酸盐矿物有胶磷矿和微晶碳氟磷灰石等。其次还有混入的硅质 、黏土矿物、碳酸盐矿物、海绿石等 。
磷质岩结构与碳酸盐岩结构相似 ，具有明显的内源岩结构 ，常见有内碎屑结构 、各种鲕状结构 、骨屑结构和结晶结构 。
磷质岩可根据其粉末遇钼酸铵点磷试剂呈**反应来确定。另外密度大、有垂直裂开面等为其鉴定特征 。磷质岩分类命名主要按结构-成因分类 。
编写实验报告
系统观察描述常见非碳酸盐岩内源沉积岩的类型及特征并交实验报告。
手标本:硅质岩 、硅藻土 。
思考题
研究铝质岩 、铁质岩、锰质岩 、磷质岩等内源沉积岩的意义 。
沉积地层中沉积岩的形成是风化 、搬运及沉积作用的综合产物，地史中这三种作用往往经过反复进行和互相交替 ，最终形成不同时代的沉积物 ，并在其中留下了能据以恢复当时沉积作用特点和沉积环境的标志。
沉积岩中各种结构的组分如岩屑、石英 、长石 、重矿物等都具有环境意义。如岩屑可用以解释母岩的性质，追踪陆源区 。粗大的岩屑一般反映地势高峻的古陆剥蚀区距沉积区较近 。石英含量较高、分选较好的沉积层，一般为远源区的沉积 ，纯净的石英砂岩则是海滩反复冲洗的标志。长石易风化 、分解 ，一般在干旱和寒冷气候带或地形高差大的近源地区才能大量保存 。石榴子石硬度大（6.5～7.5），但易风化 ，仅在冰川成因重矿物中富集 。
沉积岩层的结构 ，包括颗粒本身的结构 、充填物的结构以及颗粒与充填物间的关系。所谓碎屑颗粒本身的结构是指粒度、形状、球度 、圆度和颗粒表面的特征 。充填物是指化学的胶结物及细小的杂基，而颗粒与充填物间的关系是指胶结类型（或支撑类型） 。当杂基很少时 ，颗粒成点状接触 ，粒间孔隙被化学胶结物（钙质 、硅质、海绿石质 、铁质等）充填，它们是颗粒埋藏后成岩期（或后生期）的形成物 ，形成孔隙胶结（或颗粒支撑）结构 ，说明其为牵引流搬运沉积。当杂基很多时，颗粒被杂基所包裹 ，造成基地胶结（或杂基支撑）结构 ，这正是重力流的常见结构 。
有些特殊的岩石类型可以指示这类岩石沉积时的水能量条件 、水化学环境和气候特征 。大规模、稳定的碳酸盐岩一般出现在温暖的滨浅海；海绿石 、鲕绿泥石 、磷块岩主要形成于陆棚浅海环境；冰碛和冰川纹泥显示了冰期的寒冷气候；煤、赤铁矿 、铝土矿的大面积沉积则反映潮湿气候；石膏和各种盐类的形成则表明气候干旱；鲕粒结构代表海浪强烈搅动的高能环境，富含有机质和黄铁矿微晶的炭质 、硅质、泥质岩类，则形成于深水或滞流还原海盆。
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