沉积与特提斯地质怎么样
『壹』 沉积与特提斯地质怎么样要不要版面费
中国科技核心期刊，不是北大检索的中文核心期刊，在地质学领域算中等档次的刊物吧。收版面费，好像是一页300，扣除稿费后交不了多少钱。
『贰』 中国上三叠统土隆阶综合研究报告
姚建新1纪占胜1武桂春1王彦斌1王立亭2
(1.中国地质科学院地质研究所，北京 100037; 2.贵州省地质调查局，贵阳 550004)
中国上三叠统分为两个阶，下部亚智梁阶，上部土隆阶。亚智梁阶大致相当于国际地层表中的卡尼阶，土隆阶大致相当于国际地层表中的诺利阶至瑞替阶(杨遵仪等，2000)。
1 中国土隆阶建阶
土隆阶阶名源于西藏聂拉木县土隆村。命名剖面位于土隆村附近的山坡上。在土隆剖面上，土隆阶的底界定义在菊石 Nodotibetites nodosus 带之底，以菊石 Tropitidae 的消失和 Tibetitidae 及 Juvavitidae 的兴起为界线处的重要标志。此菊石带大致相当于牙形石 Epigondolella abneptis 带。在北喜马拉雅地区，土隆阶自下而上包含 5 个菊石带: Nodotibetites nodosus 带，Criesbachites-Gonionotites 带，Indojuvavites an-gulatus 带，Cyrtopleurites socius 带和 Himavatites columbianus 带(杨遵仪等，2000)。在黑龙江省那丹哈达岭地区，土隆阶自下而上含 5 个牙形石带: Epigondolella abneptis 带，E.multidentata 带，E.bidentata带，Parvigondolella andrusovi 带和 Misikella posthernsteini 带(王成源等，1986)。
既然土隆阶大致相当于国际地层表中的诺利阶至瑞替阶(杨遵仪等，2000)，那么，土隆阶的底界最好与诺利阶底界相一致。目前，国际地层委员会建议，诺利阶的底界以菊石 Klamathites macroloba-tus 或 Stikinoceras kerri，牙形石 Metapolygnathus communisti 或 Epigondolella primitius 出现为标志。
2 土隆阶建阶剖面
在土隆阶命名剖面上，土隆阶厚 123.5 m，下部地层为较深水相的页岩、灰岩及生物灰岩; 上部地层渐变为滨岸相的粗碎屑岩。由于岩性不太合适的原因，目前在土隆剖面上还没有发现诺利阶最底部的标志化石———牙形石 Epigondolella primitia。我国晚三叠世地层主要分布在西藏、云南和黑龙江地区。由于牙形石是晚三叠世地层划分与对比的重要标准之一，三叠纪牙形石带的划分和古生物地理分区问题已经引起一些研究者的关注(王成源，1991; 杨守仁等，1999，2001)。在西藏拉萨市达孜县唐嘎区麦龙岗村的麦龙岗组中诺利阶最底部的标志化石 Epigondolella primitia 已被发现(毛力和田传荣，1987; 纪占胜等，2003)。因此，我们选择了拉萨市达孜县唐嘎区麦龙岗剖面进行土隆阶的建阶研究(图 1)。
“麦龙岗组”1962 年由西藏拉孜地质队建立，建组剖面位于西藏拉萨地区达孜县麦龙岗村(N29°56ག″，E91°27ཱི″)，该组为一套碳酸盐岩与碎屑岩沉积。原 “麦龙岗组” 代表西藏拉萨附近的一套灰岩、碎屑岩和火山岩地层，时代被定为晚三叠世。1979 年西藏区调队将其更名为麦龙岗群，同时将时代定为晚三叠世至侏罗纪。1983 年王乃文等重新厘定了麦龙岗群的含义，将其限定为含晚三叠世海相化石、以灰岩为主的地层，并将其上以碎屑岩为主的地层划归下侏罗统甲拉浦组。饶荣标等(1985)将麦龙岗组的时代确定为晚三叠世卡尼期至诺利期; 根据牙形石的研究，纪占胜等(2003)将麦龙岗组的时代确定为晚三叠世晚卡尼期至诺利期。
在西藏拉萨地区达孜县麦龙岗村剖面，麦龙岗组主要由碳酸盐岩、碎屑岩组成，未见底。在研究剖面上，麦龙岗组与下伏地层下—中三叠统查曲浦组(T1+2ch)呈假整合接触，与上覆上三叠统—下侏罗统甲拉浦组(T3－J1j)整合接触;出露总厚度为1787～1895m;产有大量厚珊瑚(Procycloitid-ae)化石(夏金宝，廖卫华，1986)，另外还发现了双壳类、水螅类、腕足类和腹足类及牙形石;其中重要的双壳类有Halobiacf.beyrichi，Nuculanayunnanensis，Costatoriasp.等(刘世坤等，1988)。依据牙形石、珊瑚和双壳类化石研究，麦龙岗组的时代为晚三叠世卡尼期晚期—瑞替期早期。拉萨市达孜县唐嘎区麦龙岗村剖面描述如下。
图1 拉萨市达孜县唐嘎区麦龙岗剖面交通位置图
中国主要断代地层建阶研究报告:2006～2009
中国主要断代地层建阶研究报告:2006～2009
3 土隆阶界线标志
根据 Orchard ＆ Tozer(1997)和 Krystyn，et al.(2002)研究，卡尼阶与诺利阶的界线位于上和下Epigongdolella primitius 之间; Orchard et al.(2000)还曾建议将卡尼阶与诺利阶的界线放在菊石 Kla-mathites macrolobatus 带和牙形石 Metapolygnathus communisti 带的底部。另外，Channell，et al.(2003)认为传统的拉丁阶与诺利阶的界线是在上、下 Epigongdolella primitius 之间，如果将卡尼阶与诺利阶的界线置于 Epigondolella abneptis 底部可能更为合适。在我国 Epigongdolella primitius 不够发育，难以划分出上、下 Epigongdolella primitius 带，只能以 Epigongdolella primitius 的出现为诺利阶的底界。如果将土隆阶底界与国际地层年表中诺利阶底界置于相同层位的话，土隆阶底界应定义在菊石 Klamathites mac-rolobatus 或 Stikinoceras kerri，牙形石 Metapolygnathus communisti 或 Epigongdolella primitius 首次出现的位置。在西藏拉萨市达孜县唐嘎区麦龙岗村剖面，土隆阶底界可暂时放在第 12 层顶部的砂岩过渡为砂质生物碎屑灰岩层中 Epigongdolella primitius 首次出现的位置。通过进一步工作，如果能发现更多牙形石化石的话，E.primitius 首次出现的位置有可能下移。
4 土隆阶生物地层序列
根据对西藏林周地区麦龙岗组的牙形石的研究，自下而上可识别出 Epigondolella primitia 带，E .spiculata 带，E.tozeri 带，E.postera 带，E.bidentata 带 5 个牙形石带(表 1)，这些牙形石带可与西藏、青海、云南和黑龙江等地晚三叠世牙形石带进行对比(表 2)，具体情况如下:
表 1 麦龙岗组生物化石分带的划分与对比
4.1 Epigondolella primitia 带
本带以 Epigondolella primitius 首次出现为底界，以 Epigondolella spiculata 出现为顶界。这个带化石赋存于林周地区麦龙岗组下部碎屑岩为主地层的灰岩夹层中。在毛力等(1987)测制的林周地区麦龙岗剖面麦龙岗组的 18 层顶部和 20 层中也报道了这种类型的分子。由于下部地层中碎屑岩逐渐增加，含碳酸盐岩夹层逐渐减少。除在 12 层的 P5H27 号样品中，产出较多的 E.primitia 的个体外，目前在其下的地层中还没有发现更多的 E.primitia 个体。因此，暂时将 E.primitia 的底界置于本项目测制的麦龙岗剖面的 12 层上部。Epigondolella primitius 带底界位置有待于进一步研究。另外，田传荣(1982)在聂拉木土隆剖面报道的 M .multidentata 由于其齿台后部光滑，齿脊由瘤状齿组成，主齿不达后边缘等特征不同于典型的 M.multidentata，而符合 E.primitia 的特征，建议应该归入 E.primitia 中。E.primi-tia 带还发现于黑龙江饶河(王成源等，1986)。因此，E.primitia 带在我国西藏和黑龙江地区有一定的地理分布。
根据 Krystyn(1977)，Orchard(1991)，Meco(1999)，Krystyn et al.(2002)和 Channell et al.(2003)研究，E.primitia 带代表上卡尼阶顶部至下诺利阶的地层。Channell et al.(2003)将卡尼阶—诺利阶界线划在下 E.primitia 带与上 E.primitia 带之间。牙形石 E.primitia 在欧洲的阿尔卑斯地区、加拿大和美洲的西北部、澳大利亚西北部、中国的西藏地区和日本中部广泛存在，是诺利阶底部良好的对比标志。
4.2 E.spiculata 带
Orchard(1991)建立了牙 形 石 E.spiculata，并 将其作为 E.spiculata 带 的代表 分 子。同时将 他(1983)定名为 Epigondolella sp.C，Orchard 的分子也归入此种。毛力等(1987)报道了此种的分子。在麦龙岗剖面的麦龙岗组中发现了数量较多的 E.spiculata 化石。本带以 E.spiculata 出现为底界，以E.tozeri 的出现为顶界，共生分子有: Epigondolella cf.spiculata，Epigondolella sp.，延伸范围包括诺利阶中、下部的地层。E.spiculata 带在国外还见于北美和特提斯地区的上三叠统诺利阶(Channell，etal.，2003; Katvala，et al.，2008)。
表2 摇中国上三叠统土隆阶牙形石带对比表
4.3 Epigondolella tozeri 带
本带以 Epigondolella tozeri 出现为底界，以 Epigondolella postera 的出现为顶界，共生分子有: Epigo-ndolella spiculata。在 Orchard(1991)的划分方案中并没有将 E.tozeri 作为带化石提出，而是包含在 E.elongata 带中，并指出 E.tozeri 贯穿于这个带。在麦龙岗组 E.tozeri 产出较多，其延续的地层范围内并没有发现 E.elongata。因此，我们将与 E.elongata 伴生的 E.tozeri 作为 E.tozeri 带的代表分子。E.toz-eri 带分布于麦龙岗剖面的 P5H100 － P5H115 号样品中，代表了诺利阶中部的地层。
4.4 Epigondolella postera 带
本带以 E.postera 出现为底界，以 E.bidentata 出现为顶界。共生分子有: Epigondolella cf .spicula-ta，E.violinformis sp.nov.，E.cf .triangularis uniformis，Epigondolella sp.。E.postera 带在国内外分布最广泛，已经在我国云南保山(王志浩等，1985)、西藏林周(毛利等，1987; 纪占胜等，2003)、黑龙江饶河(王成源等，1986)、西藏阿里(赵锡文等，1991)、川西藏东(王骊军，1993)、西藏羌塘盆地(李勇等，1999)、西藏改则(贵州省地质调查院，2005)被报道。E.postera 带在国外还见于奥地利、捷克斯洛伐克(Sweet，et al.，1971)、日本的 Mino-Tamba 地区(Isozaku and Matsuda，1982)和加拿大不列颠哥伦比亚省(Orchard，1983)、美洲的西北部(Katvala，et al.，2008)等地的上三叠统诺利阶中上部。目前在 E.postera 化石的鉴定方面存在意见分歧，具体情况可参考纪占胜等(2003)意见。
4.5 Epigondolella bidentata 带
本带以 Epigondolella bidentata 的出现和消失为底界和顶界，共生分子有: Epigondolella postera，Hindeodella sp.，Priniodella libita，Xaniognathos sp.，L onchadina muelleri，Metalonchodina mediocrisa，Enantiognathus sp.，Enantiognathus ziegleri。E.bidentata 带代表诺利阶最顶部的牙形石带，具有广泛的国际对比意义。该带在西藏拉萨达孜地区(毛力等，1987; 纪占胜等，2003)、云南保山地区(王志浩，董致中，1985)、黑龙江饶河(王成源等，1986)、西藏改则(贵州省地质调查院，2005)和西藏乌丽(朱同兴等，2005)都有发现。E.bidentata 带在国外还见于北美(Katvala，et al.，2008)和特提斯地区的上三叠统诺利阶上部(Meco，1999; Channell，et al.，2003)。由于样品采集间距较大，目前尚不能确定 E.bidentata 带的准确延限范围，需要进一步加强 E.bidentata 带延限范围的研究。
5 土隆阶地层的对比
与土隆阶大致同期的岩石地层单位包括: 西藏南部聂拉木地区的达沙隆组至曲龙贡巴组和德日荣组，定日县达沙隆组(王成源和王志浩，1976)和康马县涅如地区涅如群上部，西藏北部双湖地区西亚尔岗组上部; 西藏东部地区的波里拉组和巴贡组，云南丽江地区松桂组和保山地区上三叠统大水塘组(王志浩、董致中，1985); 青海西南部结扎群波里拉组上部及巴塘群中组、川西曲嘎寺组及图姆沟组相当的地层(赵政璋等，2001)，川西北龙门山地区上三叠统垮洪洞组至小塘子组和须家河组，以及白玉地区下逆松多组碳酸盐岩段(王骊军，1993)。南祁连山地区的尕勒得寺组。在东南沿海沉积区，与土隆阶大致同期的岩石地层单位主要由海陆交互相的碎屑岩夹煤层组成，如大坑组上部和文宾山组、小水组和头木冲组。黑龙江省东部那丹哈达岭地区与土隆阶大致同期的岩石地层单位为上三叠统胜利组(王成源等，1986)。
参 考 文 献
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『叁』 李亚林的学术论文
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7.王立成，李亚林，王成善，藏南吉隆—萨嘎地区侏罗系两期变形的厘定及其地质意义，沉积与特提斯地质，2007，27（2）：45-48
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『肆』 藏北羌塘盆地索县至唐古拉山一带的地层及分区断裂特征
李尚林1 杨补旺2 袁华钵3 于景春1 赵寒冬4 李瑞清4 汪晓燕3
(1.国土资源部实物地质资料中心，北京 101149；2.内蒙古地质调查院，呼和浩特 010020；3.中国冶金地质勘查工程总局第一地质勘查院，北京 101601；4.中国地质大学，北京 100083)
摘要 在藏北羌塘盆地索县-唐古拉山一带，自北而南首次确定为三个地层区：华南地层大区羌北-昌都-兰坪地层区唐古拉-昌都分区、滇藏地层大区羌南-保山地层区索县-左贡地层分区和滇藏地层大区班公错-怒江地层区东恰错分区，其间被双湖-查吾拉-碧土-昌宁断裂带和班公错-怒江断裂带所分割。为区域地质研究提供了重要的实际资料。
关键词 藏北；唐古拉山；地层；断裂带
一、概述
藏北羌塘盆地索县至唐古拉山一带仅有1：100万地质调查简单路线穿越的资料，前人对研究区的地质认识多属于推断解释，并且认为是单一地层区[1～23]。笔者(2003～2005年)在藏北羌塘盆地1：25万仓来拉幅开展区域地质调查，根据研究区地层分布和发育特征、岩性及其组合、层序与接触关系、古生物组合和不同地质时期的建造特征，结合区域地质资料[23～37]，将研究区自北而南划分为三个地层区：华南地层大区羌北-昌都-兰坪地层区唐古拉-昌都分区、滇藏地层大区羌南-保山地层区索县-左贡地层分区和滇藏地层大区班公错-怒江地层区东恰错分区(图1)，其间被双湖-查吾拉-碧土-昌宁断裂带(F2)和班公错-怒江断裂带(F1)所分割(图1)。为认识区域构造古地理格局和地史演化提供了重要资料。
二、研究区地层系统概述
1.华南地层大区羌北—昌都—兰坪地层区唐古拉—昌都分区(表1)
图1 研究区位置图
Ⅰ—滇藏地层大区班公错-怒江地层区东恰错分区；Ⅱ—滇藏地层大区羌南 保山地层区索县-左贡分区；Ⅲ—华南地层大区羌北-昌都-兰坪地层区唐古拉-昌都地层分区；F1—班公错-怒江断裂带；F2—双湖查吾拉-碧土-昌宁断裂带
表1 研究区地层系统简表
唐古拉-昌都分区发育富含化石的以滨浅海相碳酸盐岩为主的下石炭统杂多群珊瑚河组和东风岭组，生物总体呈现华南暖水型化石面貌下侏罗统那底岗日组、中侏罗统雁石坪群雀莫错组、布曲组和夏里组的含火山岩碎屑的海相沉积地层直接覆盖于石炭系之上。古近系—新近系沱沱河组为陆相“磨拉石”泥石流沉积和査宝马组大陆性火山建造。
2.滇藏地层大区羌南-保山地层区索县-左贡地层分区(表1)
索县-左贡分区，在基底变质岩系之上发育上三叠统东达村组、“甲丕拉组”、“波里拉组”、“巴贡组”的“磨拉石”[37、41]——含震积岩海相沉积，东达村组中的菊石Paratibetites为喜马拉雅区所特有。中侏罗统查吾拉组的海相沉积[37]和古近系牛堡组的磨拉石建造，具有喜马拉雅地方种的生物分子。
3.滇藏地层大区班公错-怒江地层区东恰错分区(表1)
东恰错分区的上三叠统确哈拉群为深水相的浊流沉积，中侏罗统马里组为海陆交互相沉积和“吉匈达”混杂堆积岩，新近系康托组为磨拉石沉积。
三、分区断裂特征
1.班公错-怒江断裂带(F1)
该断裂带呈NWW—SEE向展布，是班公错-怒江断裂带与南羌塘地块的重要构造界线。该断裂由多条彼此近平行的大型断裂和断裂所夹持的断块组成，在研究区内的出露长度约50 km，最大宽度约5 km。区域资料表明，该断裂带沿走向延伸发育有蛇绿岩[39]，其初始活动时间为早三叠世，晚侏罗世至早白垩世持续活动[5]。断块岩性复杂，其时代最老为前奥陶纪[40、41]，最新为晚侏罗世。以班公错-怒江断裂带为界，它的南侧为班公错-怒江地层区东恰错分区，北侧为羌南-保山地层区索县-左贡分区。
2.双湖-查吾拉-碧土-昌宁断裂带(F2)
该断裂带多被白垩纪侵入岩所占据，断裂带对古生界、三叠系、侏罗系及古近系具有明显控制作用。它的南侧为滇藏地层大区羌南-保山地层区索县-左贡分区，北侧是华南地层大区羌北-昌都-兰坪地层区唐古拉-昌都地层分区。研究区地层发育不全，但各分区中发育的地层与区域上各分区中典型的地层均能够对比。
四、结论
在藏北羌塘盆地索县—唐古拉山一带，自北而南首次确定为三个地层区：华南地层大区羌北-昌都-兰坪地层区唐古拉-昌都分区、滇藏地层大区羌南-保山地层区索县-左贡地层分区和滇藏地层大区班公错-怒江地层区东恰错分区，其间被双湖-查吾拉-碧土-昌宁断裂带和班公错-怒江断裂带所分割。各分区发育各自的岩石地层组合和古生物组合，为区域地质研究提供重要的实际资料。
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Strata ＆ their Regionalization Fracture Characteristics fromsuoxian to Tanggulamountains of Qiangtang Basin，Northern Tibet
Shanglin Li，Buwang Yang，Huabo Yuan，Jingchun Yu，Handong Zhao，Ruiqing Li，Xiaoyan Wang
(1.National Geologicalsample Center，ministry of Land and Resources，Beijing 101149；2.Geologicalsurvey Institute of Innermongolia，Hohhot 010010；3.Chinametallurgical Geological Exploitation Engineering General Bureau First Geologicalsurvey Institute，Beijing 101601；4.China Geology University，Beijing 100083)
Abstract In Qiangtang Basin，Northern Tibet，stratigraphic regionalization fromsuoxian county to Tanggulamountain is initially recognized as consisting of threestratigraphic regionalization，from north tosouth as：Tanggula-Changsubarea of the Qiangbei-Chang-Lanpingstrati graphic area under thesouthern Chinastratigraphicsuper-division；Suoxian-Zuogongstratigraphicsubarea of the Qiangnan-Baoshanstratigraphic area under the Yunnan-Tibetstratigraphicsuper-division；East Qiangcuosubarea of the Bangong Co-Nujiangstratigrapic area under the Yunnan-Tibetstratigraphicsuper-division.They arespaced respectively byshuanghu-Chawola-BishiChangning fault zone and Bangong Co-Nujiang fault zone.These variousstrata provides important practical information for regional geologicalstudies.
Key words Northern Tibet；Tanggulamountains；stratigraphic regionaliztion；fault zone
『伍』 应用高精度GPS监测鲜水河断裂的现代地壳运动
资助项目：《青藏高原东部现代地壳运动 GPS监测》和《青藏高原东北缘大陆岩石圈现今的变形和位移》。
刘宇平唐文清陈智梁张清志赵济相张选阳
（成都地质矿产研究所，四川成都，610059）
【摘要】近年来用GPS对鲜水河断裂的活动性进行监测，获得了鲜水河断裂带及邻区的现代地壳运动速度矢量场。GPS结果表明鲜水河断裂的左旋走滑是由于西南盘的运动速度高于东北盘的表现，同时鲜水河断裂的南段速度高于北段的运动速率。鲜水河断裂的形成与印度板块东北角的南迦巴瓦—阿萨姆犄角向欧亚板块楔入有关，楔入的结果形成东喜马拉雅构造结和围绕它的顺时针旋转构造。
【关键词】鲜水河断裂带GPS观测现今地壳形变
1引言
众所周知，鲜水河断裂是现今青藏高原上最活动断裂，也是青藏高原东部一个重要的构造边界。自第四纪特别是晚更新世以来，呈强烈左旋走滑运动，断裂带内多次重复发生强震，发震频度较高。
作为川滇菱形块体的东北边界，鲜水河断裂以左旋走滑为特征，广义的鲜水河断裂以甘孜拉分盆地为界分为北段的甘孜—玉树断裂带和南段狭义的鲜水河断裂带。甘孜—玉树断裂带起于四川甘孜，经青海玉树、结隆、当江，消失于冬布里山北麓勒玛曲第四纪盆地，全长650km，呈北60°～70。方向展布，总体倾向北东，倾角在60°～80°，是一条高角度走滑逆冲断裂。
狭义的鲜水河断裂带大致以乾宁惠远寺拉分盆地为界，可分为北西和南东两个不同结构的段落。北西段由炉霍、道孚和乾宁三段呈左阶斜列而成，结构较单一，总体走向 NW50°～60°.南东段由乾宁—康定主干断裂及其西南侧的色拉哈和折多塘断裂组成，走向 NW10°～30°，结构比较复杂。
由于鲜水河断裂的特殊性，已引起大量地质和地震地质研究者的注意，已有多位学者从地质、地貌和地壳形变测量的角度进行过大量深入的研究并取得了一些具有很高学术价值的成果。如闻学泽等（1989）、唐荣昌等（1993）主要利用地质地貌数据推算出全新世以来狭义鲜水河断裂带北西段走滑速率约10～15mm/a。
由于GPS(Global Positioning System，全球定位系统）具有高精度、全天候、低成本、机动灵活等诸多优点，用GPS研究地壳运动及形变是国内外大地测量及地球物理学者关注的前沿学科。本文通过鲜水河区域和局部GPS监测的结果，探讨鲜水河断裂的现今形变活动特征，形成鲜水河断裂的地球动力学机制及与地震活动的关系。
2鲜水河断裂的GPS监测及结果
2.1GPS观测及数据处理
为了应用GPS监测鲜水河断裂的现代运动量，2001年我们建立了云南中旬（TAC3）—四川红原刷金寺（SJS）的鲜水河断裂GPS监测剖面，该剖面长约500km，呈北东30°走向，近于垂直鲜水河的南段的走向（图1中B-B′剖面），该剖面可监测鲜水河断裂的南段。同时在甘孜—玉树断裂的两盘分别设石渠（SEX）、达日（DAR）、甘孜（GAZ)GPS监测站，加上1996年布设的玉树站（BTX4）可监控甘孜—玉树断裂。结合1991～2001年在鲜水河断裂及邻区建立的GPS站，可构成一个局部的GPS网，可在鲜水河断裂的走向及倾向方向上进行监控。所有 GPS测站在2001年和2003年用Trimble 4000SSI进行了两期观测，部分测站（如BTX4、HKZ、TAC等）经历了三期以上的观测。
图1欧亚框架下鲜水河断裂带及邻区GPS测站速度矢量场
数据分析处理采用美国麻省理工学院的GAMIT/GLOBK(10.1）软件，按三步进行：第一步是用GAMIT软件对每年每天GPS的观测数据进行解算；第二步用GLOBK软件进行多时段综合解算以获得网平差的结果，进行重复度的计算及评估数据的质量，对每年的数据进行整体集合；第三步参考框架的选取及测站速度矢量计算，通过新老数据进行联算，获得了不同参考框架下鲜水河断裂的现代地壳运动速度场。为了便于对比研究，列出了欧亚框架下鲜水河断裂及邻区的GPS测站的东向量、北向量、垂向分量及水平矢量值（表1，图1）。测量结果表明，测站的水平运动速度约为[(9.4～22.68）±（1.5～4.2)]mm/a,3次及以上的监测速度不定度可在2mm/a。GPS监测结果表明鲜水河断裂的南段运动速率高于北段的运动速率。
2.2鲜水河断裂北段GPS监测结果
鲜水河断裂的北段为甘孜—玉树断裂，在该断裂带的周边有昌都（CAD1）、玉树（BTX4）、石渠（SEX1）、达日（DAR1）、甘孜（GAZ2）等测站。GPS获得的东向分量在[(18.81～26.81）±（1.15～3.38)]mm/a；北向分量为[(3.08～2.49）±（0.99+2.53)]mm/a；水平运动矢量为[(19～28.81）±（1.52～4.31)]mm/a。GPS监测的结果表明在欧亚框架下的总体运动速率值较高，并以东向分量远远大于北向量，且东分量的速率是北向分量的8～11倍，总体是向东运动，其中SEX1的东向分量达到26.81mm/a，为青藏高原东部最大的东向分量。表明地壳运动总体以向东运动为特征，并以向东速度矢量降低为特征，由于整体的运动速度较高，相对差异较小，因此甘孜—玉树断裂的两盘相对运动量不大。在横切甘孜—玉树断裂的玉树（BTX）、石渠（SEX）、达日（DAR1)GPS剖面（图1中A-A′剖面，图2），由于石渠表现出较大的东向分量，相对于石渠站，玉树以4.6mm/a的速度 NW45°方向运动，说明甘孜—玉树断裂在玉树与石渠之间表现为右旋走滑性质，沿断裂走向方向的走滑速率为4.43mm/a，垂直断裂方向挤压速率为1.23mm/a；相对于石渠站，达日站以8.50mm/a向 NW70°方向运动，两站之间的玉曲河、达科断裂等表现为左旋走滑的性质，沿断裂走向（NM60°）方向的走滑速率为8.35mm/a，垂直于断裂方向的挤压速率为1.55mm/a，表现为挤压—走滑性质。
表1欧亚框架下鲜水河断裂 GPS测站速度各分量值
2.3鲜水河断裂南段监测结果
鲜水河断裂南段即是狭义的鲜水河断裂，从中旬（TAC3）—刷金寺（SJS1)GPS剖面（图1中B-B′）可获得鲜水河断裂的地壳运动，在欧亚框架下自南向北，鲜水河断裂剖面各测站的速度为：中旬（15.99±1.65)mm/a—道孚乾宁色卡（22.68±3.50)mm/a—刷金寺（11.38±3.61)mm/a，速度矢量方向（自南向北）为SE—E，西南盘各测站的运动速度明显高于东北盘各测站的运动速度，因而表现出强烈的左旋走滑。
在欧亚框架下、鲜水河断裂GPS监测剖面上，鲜水河断裂剖面的GPS监测成果表明断裂的强应变带较窄、陡立，变形集中，而且活动的深度不大；显示强左旋平移兼伸展的运动。这些特征显示鲜水河断裂是重要的地形变的分界断裂，也是重要的地震断裂。
如果将各测站的速度投影于垂直于鲜水河断裂走向（N30°E）和平行于断裂走向（S60°E）,GPS速度矢量在断裂带附近表现出明显的突变（图3），以鲜水河断裂表现出明显的突变，表明其活动性较强；以乾宁色卡（SKX2）速度最大，它的东盘运动速率总体上减小。如果相对于SKX2，东盘的运动速率大于西盘，表现出左旋走滑的特征；相对于SKX2，鲜水河断裂的东盘向北西运动，其运动速率在（9.64±4.30)mm/a～（12.97±4.81)mm/a（图4）。
图2鲜水河断裂北段垂直于走向（N30°E）剖面方向上 GPS获得的速度变化图
图3鲜水河断裂南段 GPS剖面测站速度矢量变化
图4沿 NE30°方向鲜水河断裂各 GPS测站相对于SKX2的速度变化
剖面经过了理塘—德巫断裂，GPS结果显示理塘—德巫断裂两盘的速度平缓变化，相对西盘，东盘向北西30°～50°方向以3.5～4.3mm/a速率位移，与地质地貌法估算的5mm/a的平均滑位速率接近，理塘—德巫断裂表现左旋走滑。
3构造解释及地质意义
鲜水河一小江断裂是川滇地块和川青地块的边界断裂（图5），GPS结果指示川滇地块和川青地块总体向SEE运动，但由于川滇地块的运动速率高于川青地块，两地块之间相对表现为左旋走滑的运动特征。鲜水河断裂的南段，相对速度差较大，断裂的相对运动速率在9～12mm/a，而在甘孜—玉树断裂段，相对运动速率较小，断裂相对运动速率在8.5mm/a。
根据GPS监测，印度板块与阿拉善地块（华北地块）的青藏高原中部（沿班加罗尔—拉萨—格尔木—金塔一线方向），地壳运动的主要方向为N20°E，从印度板块的南部班加罗尔到华北地块上的金塔，速度从（40.90±1.30)mm/a降为（5.48±1.11)mm/a，印度板块与华北地块之间向北汇聚速率逐渐被吸收[10]。
GPS监测表明青藏高原东边界与华南地块的速度差没有转换成逆冲和地壳缩短，而是被顺时针的旋转所调节和吸收。由于印度板块东北角的南迦巴瓦—阿萨姆犄角的楔入作用和扬子地块的阻挡作用，在青藏高原东部形成以东喜马拉雅构造结（EHS）和以EHS为中心的顺时针的涡旋（图5）。印度板块东北角向北东方向的运动转换为顺时针的旋转，由于旋转速率的差异，在顺时针涡旋的内部形成右旋走滑性质的断裂构造，而在外部形成左旋走滑性质的断裂，鲜水河—小江断裂是涡旋的外部边界，具有左旋走滑的特征，因而表现出极强的活动性，因此它是重要的地震活动带。
图5青藏高原东缘构造及现代地壳运动略图
在青藏高原东部，由于印度板块东北角南迦巴瓦一阿萨姆“犄角”楔入作用和扬子地块的阻挡作用，与西藏东部、川西和滇西地区发生物质的向东流动挤出有关，然而这种挤出运动在高原东部及东部边缘以多种形式大部分被吸收[5]。
青藏高原上的GPS观测结果的地壳运动图像[6,12]与模拟结果[7,8]和地质考察相吻合，如在青藏高原中部主要表现为北到北东向的地壳缩短；而在青藏高原东部的运动为顺时针旋转，表征了高原物质的向东流动。
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『陆』 川东南—鄂西渝东地区下寒武统页岩气聚集条件
聂海宽 包书景 边瑞康 叶欣 高波 余川
（中国石化石油勘探开发研究院，北京 100083）
摘 要 在对贵州省湄潭县梅子湾、贵州省遵义市乐山、湖北省鹤峰县五里镇岩湾大桥和贵州省瓮安县永和等下寒武统露头剖面进行观察、实测和采样分析，以及对方深1井、咸2井等老井复查和黄页1井钻探效果分析的基础上，研究了川东南和鄂西渝东地区下寒武统黑色页岩的沉积相、分布、有机质类型及含量、成熟度、埋深、孔隙度和含气量等页岩气聚集条件。根据国土资源部油气资源战略研究中心颁发的页岩气资源潜力评价与有利区优选方法，预测下寒武统页岩气藏发育的有利区主要位于研究区西南部和东北部，前者位于叙永—古蔺—习水—丁山1井一线以南，主要包括黔北仁怀区块和綦江南区块，后者主要指正安—道真—彭水—利川一线东南的部分，主要包括湘鄂西Ⅰ区块、湘鄂西Ⅱ区块和黔渝彭水区块的东南部。有利区地质资源量为（1.06～6.47）×1012m3（中值3.09×1012m3），可采资源量为（0.13～0.78）×1012m3（中值0.37×1012m3）。
关键词 页岩气 聚集条件 资源潜力 有利区 下寒武统 川东南和鄂西渝东地区
Accumulation Conditions of the Lower Cambrian Shale Gas inthe Southeast Sichuan，West of Hubei and East of Chongqing
NIE Haikuan，BAO Shujing，BIAN Ruikang，YE Xin，GAO Bo，YU Chuan（SINOPEC Exploration ＆ Proction Research Institute，Beijing 100083，China）
Abstract By observing，sampling and laboratory analysing of black shale outcrops and wells in the southeast Sichuan，west of Hubei and east of Chongqing，we studied shale gas accumulation conditions of the Lower Cambrian black shale，such as depositional facies，types and contents of organic matter and its maturity，distribution，porosity and gas contents of the black shale etc.Compared with major U.S.gas-procing shales，the Lower Cambrian shale in the southeast Sichuan，west of Hubei and east of Chongqing was characterized by great thickness，abundance of organic carbon，high maturity and elevated gas content，being capable of good geological conditions for shale gas reservoir development.According to the ‘Evaluation of Shale Gas Resource Potential and Optimizing Method of Favorable Areas’ issued by the Oil and Gas Resources Strategic Research Center of the Ministry of Land and Resources，with a superimposition method of integrated information indicated that the most favorable areas for shale gas accumulations in the Lower Cambrian shale are the Southwest and northeast of the study area.Based on the measured gas content，the amount of shale gas geological resources in the Lower Cambrian was calculated with the volumetric method to be（1.06～6.47）×1012m3（with a median value of 3.09×1012 m3）and the recoverable resources to be（0.13～0.78）×1012m3（with a median value of 0.37×1012m3）.
Key words Lower Cambrian；shale gas；accumulation condition；resource potential；favorable area of shale gas；southeast Sichuan，west of Hubei and east of Chongqing
基金项目：国家专项《全国油气资源战略选区调查与评价》“全国页岩气资源潜力调查评价及有利区优选”（编号：2009 GYXQ-15）。
四川盆地及其周缘下古生界具有独特的地质条件，可与美国东部盆地进行类比，是中国南方地区页岩气勘探获得突破的重点地区［1-3］。四川盆地及其周缘下寒武统黑色页岩具有厚度大、有机碳含量高及成熟度高的特点，具备页岩气发育的良好条件，不同学者对该区进行了一定的研究［1～7］。笔者研究认为四川盆地及其周缘下寒武统页岩气藏最有利发育区位于川南—黔北—黔中、鄂西—渝东和川东北等地区［8］。本次研究是在前期基础上，按照有利区预测从大到小、逐步缩小的原则，对川南—黔北—黔中和鄂西渝东两个页岩气发育有利区的结合部分——川东南—鄂西渝东地区进行研究，以期达到更精确地预测页岩气发育有利区的目的，为勘探提供参考建议。
1 页岩发育特征
1.1 页岩分布
下寒武统黑色页岩主要发育在梅树村期和筇竹寺期，与最大海泛面相对应的低能环境对应，包括川南九老洞组、川北筇竹寺组、贵州—湘西牛蹄塘组、鄂西水井沱组、湘西天柱山组等，分布稳定，岩性主要为黑色页岩、炭质页岩、炭硅质页岩、结核状磷块岩、粉砂质页岩和石煤层等。
1.1.1 纵向上页岩发育特征
纵向上岩性变化较大，从下向上硅质页岩、炭质页岩厚度减小，灰黑色页岩、粉砂质页岩厚度增加，直至完全过渡为灰色粉砂质页岩、灰色页岩。贵州省湄潭县梅子湾剖面，底部为硅质岩，向上过渡为炭质页岩和粉砂质页岩，厚度为27.9m（图1）；在贵州金沙箐口剖面，黑色页岩实测厚度为65m；贵州省瓮安县永和下寒武统牛蹄塘组剖面，底部为硅质岩，向上过渡为炭质页岩和粉砂质页岩，实测厚度为117.31m；湖北省鹤峰县五里镇岩湾大桥下寒武统水井沱组剖面实测厚度为87.6m（图2）。
1）贵州省湄潭县梅子湾下寒武统牛蹄塘组黑色页岩剖面如下：
油气成藏理论与勘探开发技术：中国石化石油勘探开发研究院2011年博士后学术论坛文集.4
图1 贵州省湄潭县梅子湾下寒武统牛蹄塘组黑色页岩剖面（实测厚度27.9 m）
2）湖北省鹤峰县五里镇岩湾大桥下寒武统水井沱组剖面如下：
油气成藏理论与勘探开发技术：中国石化石油勘探开发研究院2011年博士后学术论坛文集.4
1.1.2 平面展布特征
平面上页岩主要发育在川南—黔北—黔中和湘鄂西—渝东等地，在川中古隆起一带不发育该套黑色页岩，其余地区广泛分布，厚度一般在20 ～120m之间，大部分地区大于100m（图3）。川南—黔北的自贡—宜宾—泸州—威信一带厚度在40～100m之间，厚度中心在珙县—威信一带，在黔中古隆起附近厚度在40～120m之间，如贵州省瓮安县永和下寒武统牛蹄塘组黑色页岩剖面实测厚度为117.31m。鄂西—渝东的恩施—秀山—桑植一带厚度超过100m。具体到研究区，下寒武统黑色页岩主要发育在研究区的西南部和东北部，即古蔺—毕节—仁怀一带，厚度超过60m，在恩施—黔江一带厚度超过80m。总体来看，研究区下寒武统黑色页岩具有厚度大、分布范围广的特点。
图2 湖北省鹤峰县五里镇岩湾大桥下寒武统水井沱组黑色页岩剖面（实测厚度87.6m）
1.2 有机质类型和含量
实验结果表明，IH和H/C值分别小于50、0.5，难以准确标定不同母质类型的干酪根。干酪根δ13C能够反映原始生物母质的特征，次生的同位素分馏效应不会严重掩盖原始生物母质的同位素印记，普遍认为它是划分高—过成熟烃源岩有机质类型的有效指标［9～11］。从对22块样品的同位素分析可知，下寒武统黑色页岩的δ13C为-35.9‰～-29.5‰，平均为-32.6‰，按照干酪根碳同位素小于-28‰为腐泥型（Ⅰ型）的标准，下寒武统黑色页岩的有机质类型均属腐泥型（Ⅰ型），是以海洋菌藻类为主的生源组合，其原始组分富氢、富脂质，具高生烃潜力。
在平面上，由于沉积环境是控制有机碳含量的主要因素，有机碳含量最高的区域通常为页岩的沉积中心，形成川南—黔北—黔中和湘鄂西两个有机碳高值区。川南—黔北—黔中一带的威信—毕节—贵阳一带为高值区，局部地区有机碳含量最大值超过5％，如贵州省金沙县箐口村黑色页岩实测有机碳含量为5.35％；湘鄂西的宜昌—五峰—鹤峰—咸丰—龙山—酉阳—德江一带为有机碳含量高值区，局部地区有机碳含量可达5％以上，如贵州省松桃世昌和贵州省江口桃映的黑色页岩实测有机碳含量分别高达8.55％和6.37％（图4）。
图3 川东南和鄂西渝东地区下寒武统黑色页岩等厚图
图4 川东南和鄂西渝东地区下寒武统黑色页岩有机碳含量等值线图
1.3 成熟度和热演化史
下寒武统黑色页岩演化程度总体较高，在平面上，成熟度形成两个高值区，即渝黔交界的丁山1井区附近和大方县方深1井区附近，成熟度均超过4％，局部地区的成熟度超过5％。其余大部分地区成熟度大于3％，处于过成熟晚期阶段（图5），达到变质期，失去生气能力，但根据美国页岩气勘探经验，高成熟度条件下同样能发育页岩气藏，但是其成藏条件较为复杂，需要根据页岩的构造演化史和生排烃史进行研究。
图5 川东南和鄂西渝东地区下寒武统黑色页岩成熟度等值线图
研究区可以划分为川东高陡褶皱区、川南中低缓构造带、黔中隆起和仁怀斜坡、湘鄂西褶皱带等4个构造单元，不同的构造单元页岩的埋藏史差别较大。页岩的演化史需根据不同的构造单元具体问题具体分析，鉴于仁怀斜坡资料较少，页岩演化史参考黔中隆起确定；湘鄂西褶皱带的利川复向斜、中央背斜带、花果坪复向斜、宜都-鹤峰背斜带和桑植-石门复向斜页岩演化史相近，归为一类进行研究。
1.3.1 川东高陡褶皱区
本区钻井较多，以本区北部大池干井构造上的池7井为例说明。上奥陶统—下志留统黑色页岩从沉积后到晚二叠世热演化极缓慢，处于未熟—低熟阶段（Ro ＜0.5％）；中二叠世的埋深使其开始进入液态烃生成阶段；中侏罗世后，志留系处于快速埋藏状态，成熟度（Ro）值从1.3％迅速演化至2.2％，有机质演化至高成熟期，处于湿气转化阶段；从白垩纪开始，大部分地区的志留系页岩成熟度（Ro）都超过了3％［12］，处于过成熟晚期阶段，主要生成干气（图6）。属于长期浅埋—快速埋藏—长期深埋—快速抬升型，类似于美国目前页岩气产量最大的福特沃斯盆地Barnett页岩的演化历史。
图6 川东大池干井构造池7井志留系埋藏史［12］
1.3.2 川南中低缓构造带
本区页岩属于早期长时间浅埋—中早期长时间隆升—中期二次深埋—晚期快速抬升型，即下寒武统页岩沉积后在志留纪末期达到最大埋深，但其深度基本上小于2000m，成熟度较低，生排烃均较有限；而后到早三叠世的很长一个时期内经历了抬升，生烃作用停止；在中三叠世以后经历了二次埋藏，达到生气阶段；白垩纪中期以后开始快速抬升，生烃作用停止。中早期的长期浅埋和长期隆升有利于有机质的保存，中期快速深埋有利于天然气的生成，后期快速抬升不利于天然气的排出，有利于页岩气聚集。如川南地区威2井寒武系底界在志留纪末埋深达到2000m，Ro值达到0.8％，生成少量原油，随后由于地层整体抬升遭受剥蚀，生烃过程停止，印支期以来再次快速埋藏，三叠纪为二次生烃阶段，至白垩纪中期寒武系底界埋深超过6000 m，Ro超过2％，进入过成熟早期演化阶段，白垩纪中期以后开始快速抬升，生烃作用停止［13］（图7）。这一类型的埋藏史和热演化史与美国福特沃斯盆地Barnett页岩气藏较为相似，下志留统黑色页岩和下石炭统Barnett页岩都具有早期生烃少（甚至未生烃）—生烃晚—长期深埋—快速隆升的特点，前者是在中三叠世开始生烃，达到最大成熟度以后生气，一直持续到中白垩世，而后抬升，生烃作用停止，但是抬升幅度有限；后者从晚石炭世开始生烃，在二叠纪、三叠纪和侏罗纪达到生烃高峰，并一直延续至白垩纪末，而后抬升，生烃作用停止，抬升幅度亦有限。考虑到在Barnett页岩中气藏勘探获得了巨大成功，在研究区具有这一类型埋藏史和热演化史的页岩需要重点关注。与盆地内相比，位于盆地边缘丁山1井的埋藏史和热演化史具有早期生烃量大和后期抬升幅度大等特点，总体评价保存条件比盆地内威远气田等地区要差。
图7 川南地区威2井埋藏史［13］
1.3.3 黔中隆起和仁怀斜坡
黔中隆起和仁怀斜坡的下古生界埋藏史和热演化史属于早期生烃—中期多次生排烃—晚期快速抬升（比四川盆地内抬升早）的特点，下寒武统黑色页岩在早奥陶世开始进入生烃期（Ro＞0.5％），在志留纪末达到最大埋深（Ro＞1％），出现生油高峰，随后抬升剥蚀，生烃作用停止，二叠纪早期再次沉降，晚三叠世达到生气阶段，三叠纪末遭受抬升剥蚀，在晚侏罗世-早白垩世进一步沉降，达到生干气阶段，中白垩世以后抬升，生烃作用停止（图8）。总体来讲，这一类型的页岩埋藏史和热演化史比四川盆地内要差，主要表现为早期生烃时间早且生烃量较大、中期经历了多次生排烃和晚期抬升时间早且幅度大等不利因素。
1.3.4 湘鄂西褶皱带
该地区页岩埋藏史属于长期持续埋藏—快速隆升型，下寒武统页岩在寒武纪末期即达到生油高峰，中侏罗世成熟度已达到过成熟阶段，燕山期以来快速抬升，生烃作用停止（图9）。这一类型的埋藏史和热演化史与前两类相比具有长期持续生烃、抬升时间较早（侏罗纪时期）和抬升幅度大等特征。由于抬升剥蚀改造持续时间长，且以褶皱抬升为特征，隆升幅度大，下古生界出露，在恩施-彭水中央复背斜带和宜都-鹤峰复背斜带，核部出露最老地层已是震旦系，下寒武统黑色页岩遭受不同程度的剥蚀，暴露严重，保存条件较差，不利于页岩气聚集，页岩气发育条件较差；在花果坪复向斜带北部和桑植-石门复向斜带下寒武统黑色页岩分布连续性较好，是该区页岩气勘探潜力较大的地区。
对比这3类埋藏史曲线不难发现，四川盆地内部以威远气田为代表的地区具有以下特征：(1)在加里东期以前基本没有生烃，而另外两个地区则生成了大量的油气；(2)具有生气高峰晚的特征，对于常规油气藏来讲，大气田气源岩生气高峰的时代以古近纪为主，白垩纪、新近纪次之，且气源岩生气高峰的时代越老，形成大气田所占比重越小［16，17］，笔者认为页岩气也不例外，根据美国页岩气勘探开发经验判断，生气高峰越晚越好，如美国页岩气勘探开发最成功的福特沃斯盆地Barnett页岩气藏，威远气田的下寒武统页岩生气高峰为白垩纪中期，而黔中隆起附近和湘鄂西地区分别为白垩纪早期（在三叠纪还有一次生气高峰）和中侏罗世；(3)具有抬升时间晚的特征，在白垩纪中期以后抬升，另外两个地区抬升时期为白垩纪早期和中侏罗世。这3个特征从页岩埋藏史和热演化史角度说明四川盆地内部下寒武统具有优越的页岩气成藏条件。
图8 黔中隆起区地层埋藏史［14］
图9 鄂西地区咸2井埋藏史［15］
1.4 深度
研究区的构造比较复杂，地层埋深变化比较大，且研究程度低，资料基础薄弱，下寒武统黑色页岩埋深总体变化比较明确，但是精确预测比较困难，勾画埋深等值线难度更大。可以根据地层出露情况和地层厚度推测出大致的埋深范围，本次研究按照地层出露的情况估算页岩的埋深，并在重点区块，有钻井资料和地震资料的地方详细刻画页岩的埋深。综合分析南川幅、綦江幅、桐梓幅、遵义幅、涪陵幅和忠县幅等1：20万地质图发现，可以采用桐梓幅的地层厚度初步预测页岩的埋深，计算表明三叠系覆盖的地区，寒武系底界的埋藏深度范围为3759～5375 m，而在侏罗系覆盖的区域，最小埋深超过6700m。
总体上看，下寒武统牛蹄塘组黑色页岩的埋深主要有以下特征：
1）整体由东南向西北增加，最大埋深7500m。在研究区的东南部，大致沿着齐岳山断裂以东以南地区，即沿贵州金沙岩孔—遵义松林一带、贵州习水的土河场—润南一带、重庆石柱太原坝一带、重庆秀山—贵州松桃县一带、湖北省鹤峰县五里镇—走马镇一带和湖北省长阳县两河口一带出露。在鄂西渝东地区石柱复向斜腹部，建深1井钻探揭示下寒武统页岩顶面在石柱复向斜内部埋藏深度达6500m，利1井钻探揭示下寒武统页岩顶面在利川复向斜内部埋藏深度介于3500～3600m之间，但在背斜区下寒武统页岩埋藏深度为200～2500m［18］。向四川盆地方向下寒武统黑色页岩的埋深加大，在习水县附近和綦江县丁山1井附近埋深为2000～5000m，在黔北地区（仁怀区块）埋深在1000～4500m之间（图10）。
2）埋藏深度受褶皱分布的控制明显，在背斜遭受剥蚀；在向斜地区，由于上覆地层的存在，埋深较大。平面上从东南部向西北部加深，在研究区的西北部埋深较大，东南部埋深较小。
3）断裂发育对目的层埋深影响明显，在断裂的下降盘，埋藏深度明显变大，如在齐岳山断裂两侧，断裂东部上升盘地层抬升出露、遭受剥蚀，而西部下降盘埋深较大，且离断层越远，埋深越大。
1.5 岩性-地化-物性-含气性综合剖面
通过野外观察、剖面实测和实验分析建立了研究区下寒武统页岩的岩性-岩矿-地化-物性-含气性综合剖面，从剖面底部向上，随着缺氧环境的破坏，岩性-岩矿-地化-物性-含气性等指标在剖面上呈有规律的变化。如贵州省湄潭县梅子湾下寒武统牛蹄塘组剖面，石英含量主要为52％～69％，平均为62.3％；粘土矿物含量主要为31％～46％，平均36.23％；有机碳含量在2.11％～6.2％之间，平均4.08％；两块样品的成熟度分别为4.78‰和5.52‰。从下往上，随着缺氧环境遭到破坏，岩性变化较大，硅质页岩、炭质页岩厚度较小，灰黑色/灰色页岩、粉砂质页岩厚度增加，直至完全过渡为灰色粉砂质、砂质页岩或泥质粉砂岩，相应的有机碳含量呈减小趋势，由于缺氧环境遭到破坏，海水变浅，导致石英含量减少和粘土矿物含量增加，成熟度、孔隙度和渗透率等指标在剖面上变化不大（图11）。美国主要产气页岩也具有这种特征，即产气页岩段主要发育在页岩层的下部［19，20］，结合研究区页岩气成藏控制因素、钻井气测显示和岩性-地化-物性-含气性综合剖面等综合分析认为，在下寒武统页岩剖面的下部具有较好的页岩气发育条件，是页岩气藏发育的有利位置。
图10 川东南和鄂西渝东地区下寒武统牛蹄塘组黑色页岩出露和埋深简图
2 有利区优选和资源量计算
2.1 选区基础和方法
有利区优选和资源量计算的主要根据是国土资源部油气资源战略研究中心颁发的“全国页岩气资源潜力调查评价及有利区优选项目——页岩气资源潜力评价与有利区优选方法”。
图11 贵州省湄潭县梅子湾下寒武统牛蹄塘组页岩岩性-岩矿-地化-物性-含气性综合剖面
选区基础：结合泥页岩空间分布，在进行了地质条件调查并具备了地震资料、钻井（含参数浅井）以及实验测试等资料，掌握了页岩沉积相特点、构造模式、页岩地化指标及储集特征等参数基础上，依据页岩发育规律、空间分布及含气量等关键参数在远景区内进一步优选出有利区域。
选区方法：基于页岩分布、地化特征及含气性等研究，采用多因素叠加、综合地质评价、地质类比等多种方法，开展页岩气有利区优选及资源量评价（表1）。
表1 海相页岩气有利区优选参考指标
2.2 有利区和资源量
综合分析有机碳含量、成熟度、埋深、地表和演化史等条件认为，研究区下寒武统页岩气藏发育的有利区主要位于西南部和东北部，前者位于叙永—古蔺—习水—丁山1井一线以南，主要包括黔北仁怀区块和綦江南区块，后者主要指正安—道真—彭水—利川一线东南的部分，主要包括湘鄂西Ⅰ区块、湘鄂西Ⅱ区块和黔渝彭水区块的东南部（图12）。
图12 川东南和鄂西渝东地区下寒武统页岩气发育有利区
对研究区下寒武统页岩气发育有利区资源潜力评价单元计算表明，页岩气发育有利区地质资源量为1.06×1012～6.47×1012m3（中值3.09×1012m3），可采资源量为0.13×1012～0.78×1012m3（中值0.37×1012m3）（表2）。
表2 体积法计算研究区下寒武统页岩层系页岩气有利区地质资源量
续表
3 结 论
1）研究区下寒武统页岩气藏发育的有利区主要位于西南部和东北部，前者位于叙永—古蔺—习水—丁山1井一线以南，后者主要指正安—道真—彭水—利川—线东南。
2）采用体积法计算出研究区下寒武统页岩气有利区地质资源量为（1.06～6.47）×1012m3（中值3.09×1012m3），可采资源量为（0.13～0.78）×1012m3（中值0.37×1012m3）。
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『玖』 成都地研所是什么单位
您说的应该是成都地质矿产研究所，他是国土资源部的专业地质调查研究机构，直版属中国地权质调查局领导。
成都地质矿产研究所履行中国地质调查局赋予的管理、协调与监督西南地区地质调查工作，收集与管理西南地区地质调查信息资料等职能；承担全国或区域的公益性、基础性重大科技攻关项目，开展大区综合地质调查研究工作，解决区域性国土资源调查、规划和长远发展需要的重大地球科学技术问题。
全所设有沉积与能源研究室、青藏高原地质研究室、矿产资源室、水文地质环境地质室、技术方法室、分析测试中心6个业务室。分析测试中心通过国家级计量认证，拥有扫描电镜、电子探针、原子吸收仪、阴极发光显微镜、光谱仪、数字旋转磁力仪等大型设备和岩矿分析测试等技术手段。沉积盆地与流体动力学研究开放实验室为部级重点实验室。公开出版的地学专业杂志有《沉积与特提斯地质》（季刊）。
『拾』 国土资源部成都地质矿产研究所的设备
全所设有沉积与能源研究室、青藏高原地质研究室、矿产资源室、内水文地质容环境地质室、技术方法室、分析测试中心6个业务室。分析测试中心通过国家级计量认证，拥有扫描电镜、电子探针、原子吸收仪、阴极发光显微镜、光谱仪、数字旋转磁力仪等大型设备和岩矿分析测试等技术手段。沉积盆地与流体动力学研究开放实验室为部级重点实验室。公开出版的地学专业杂志有《沉积与特提斯地质》（季刊）。