前寒武紀—早古生代沉積巖顯微組分分類、成因及演化

羅情勇，鐘寧寧，李美俊，吳 進，Imran Khan，張 燁，陳 清，葉祥忠，李文浩，紀文明，劉安吉，郝婧玥，姚立朋，7，吳 嘉

［1. 中國石油大學（北京） 油氣資源與工程全國重點實驗室， 北京 102249；2. 中國石油大學（北京） 地球科學學院， 北京 102249；3. 重慶地質與礦產研究院， 重慶 400042；4. 中國科學院 南京地質古生物研究所和生物演化與環境卓越中心 現代古生物學和地層學國家重點實驗室， 江蘇 南京 210008；5. 重慶市地質礦產勘查開發局 107地質隊， 重慶 404100；6. 中國石油大學（華東） 地球科學與技術學院， 山東 青島 266580；7. 南寧師范大學 北部灣環境演變與資源利用教育部重點實驗室， 廣西 南寧 530001］

沉積巖中顯微組分是油氣生成的物質基礎，其組成決定了烴源巖的品質和生烴潛力，是評價常規和非常規油氣資源潛力的關鍵地質參數［1-2］。由于缺失高等植物的貢獻，前寒武紀—早古生代海相沉積巖的生源貢獻相對簡單，以低等水生生物為主，但是實際上它們有機顯微組分的面貌卻很復雜。中國前寒武紀—早古生代海相沉積巖時代古老，所經歷的構造和熱演化歷史復雜，有機質大部分處于高-過成熟階段，化學成分和結構逐漸趨同，增加了基于化學性質和光學性質識別顯微組分的難度，要追溯其成因和演化更是困難［2-7］。正因如此，在中國提到古老海相烴源巖，往往認為它們有機質生源單一，以低等水生生物為主，便將其類比于湖相烴源巖，以“Ⅰ型”干酪根一言蔽之。

國內外學者采用不同手段研究并嘗試劃分了古老沉積巖的顯微組分。Crick 等［8-9］研究了澳大利亞中元古代黑色頁巖的顯微組分組成，主要包括層狀藻類體、固體瀝青、礦物瀝青基質和瀝青鈾釷礦等；斯堪的納維亞寒武系-奧陶系Alum 頁巖顯微組分主要包括藻類體、固體瀝青、類鏡質組顆粒、動物有機碎屑和無定形有機質等［10-11］；加拿大魁北克上奧陶統黑色頁巖的顯微組分主要包括固體瀝青、藻類體和動物有機碎屑等［12-13］。國外相關研究工作主要集中于描述前寒武紀—早古生代黑色頁巖中顯微組分組成，并沒有建立起顯微組分分類體系。不同于國外，中國很多學者嘗試建立古老海相沉積巖的顯微組分分類體系，但是，受到熱演化的影響，研究對象以高-過成熟樣品為主。劉大錳等［14］針對塔里木盆地古生界古老沉積巖干酪根和全巖進行了研究，依據生物來源和成因，將有機組分劃分成4 大類：原生形態有機質（含陸生形態有機質和水生形態有機質）、原生無形態有機質、次生有機質和礦物瀝青基質，進一步根據沉積轉化和有機質熱演化作用，劃分出不同的顯微組分組；吳朝東等［15］認為湘西埃迪卡拉系—寒武系黑色頁巖有機質主要由有形態組分和無形態組分構成，其中，有形態組分主要包括藻類體、菌類體、浮游動物體和鏡狀體，而無形態組分主要包括細粒狀體、碳瀝青體、礦物瀝青基質和微粒體；胡明霞和曹寅［16］依據顯微組分的成因及光性特征，將塔里木盆地下古生界烴源巖有機顯微組分劃分成3 大類：原生形態有機質、原生無形態有機質及次生有機質。由上可知，目前古老沉積巖顯微組分術語的使用相對混亂，仍未取得一致的共識［2-4，8-17］，抑或是針對特定盆地特定烴源巖的研究工作，只能是以偏概全，抑或分類和術語較繁雜，操作較困難，尚未建立起適用于古老沉積巖的顯微組分分類標準。

本文系統研究了國內外前泥盆紀自然演化系列樣品，并結合熱模擬實驗樣品，基于光性特征（如反射性、熒光性等）和結構特征（如形態、結構等），依據生源、成因、沉積轉化和有機質熱演化作用，建立了前寒武紀—早古生代沉積巖的顯微組分分類系統，剖析了古老沉積巖顯微組分的成因和演化特征，明確了中國高-過成熟古老海相烴源巖有機質顯微組分的“前世”。

1 樣品與實驗

樣品采自華北地區洪水莊組和下馬嶺組，揚子地區大塘坡組、陡山沱組、牛蹄塘組和五峰組-龍馬溪組，塔里木盆地玉爾吐斯組，甘肅平涼組，巴基斯坦前寒武紀—寒武紀鹽嶺組和北歐寒武紀—奧陶紀Alum 頁巖等。本研究挑選了低成熟海相烴源巖和煤樣完成共置熱壓模擬實驗，包括下馬嶺組頁巖、寒武系Alum 頁巖和奧陶系含筆石Alum頁巖各2塊，詳見Luo等［3-4］。

所有樣品沿垂直/平行層理方向切割成小塊或者粉碎至粒徑63 ～ 1 000 μm 的顆粒，然后用環氧樹脂進行固結，制備成巖石塊/粉光片。顯微組分觀察和反射率測試是在配有CRAIC 分光光度計的Leica 4500P 顯微鏡或者配有Hilgers Technisches Büro Fossil 系統的Leica DM4 M 顯微鏡上完成。反射率標樣包括反射率為0.589 %的藍寶石、0.904 %的釔鋁石榴石、1.725 %的釓鎵石榴石、3.080 %的立方氧化鋯和5.360 %的鈦酸鍶。

將巖石樣品切割成長、寬約1 cm，厚1 ～ 2 mm 的薄片樣品，先用砂紙拋光，再進行氬離子拋光。將薄片置于光學顯微鏡下觀察，使用干物鏡尋找目標有機質，采用金剛石刻畫待觀察有機質，最后在蔡司Merlin 場發射掃描電子顯微鏡（FE-SEM）上觀察有機質的微觀孔隙結構。

2 前寒武紀—早古生代顯微組分分類與特征

目前，古老沉積巖的顯微組分分類體系主要基于高-過成熟樣品，有機質光性趨同，識別困難，導致術語相對混亂，可操作性差。本研究基于上揚子地區、華北地區、塔里木盆地、巴基斯坦與波羅的海板塊低成熟和高-過成熟自然樣品及人工熟化樣品的有機巖石學觀察，依據實用性、全面性、系統性和特征性等基本分類原則［18-19］，結合前人研究成果，提出了前寒武紀—早古生代顯微組分分類方案。該分類方案主要基于顯微組分的光學性質、形態結構、生源和成因而提出，較系統地反映了前寒武紀—早古生代顯微組分的面貌，有較強的實用性和可操作性。具體而言，①將光學顯微鏡下“肉眼可見”的各類有機質納入分類體系中，以全面反映前寒武紀—早古生代的有機質組成面貌；②考慮各顯微組分成因以及它們之間的成因聯系；③前寒武紀—早古生代顯微組分的生物先質主要是低等水生生物，但其顯微組分組成仍然較為復雜，因此，要充分考慮早期烴源巖顯微組分的特殊性；④分類標準不宜過于繁雜，應具有較強的可操作性。基于上述分類原則，考慮生源、成因、沉積轉化及熱成熟作用4 個主控因素，將前寒武紀—早古生代顯微組分分為類鏡質組、腐泥組、固體瀝青組、動物有機碎屑組和惰質組等5 類（圖1；表1）。

表1 前寒武紀—早古生代沉積巖中顯微組分分類Table 1 Classification of macerals in the Precambrian-Eopaleozoic sedimentary rocks

2.1 類鏡質組

顧名思義，類鏡質組因其光性特征類似于鏡質組而得名，類似術語還有海相鏡質組（marine vitrinite）和原瀝青（protobitumen）等［18，20-21］。類鏡質組主要包括類鏡質組顆粒，是一種原生的顯微組分，一般呈條帶狀或顆粒狀，順層產出，在油浸反射光下呈灰黑色-灰白色，無熒光或弱熒光（圖2），在高-過成熟時，具有強烈的各向異性。

2.2 腐泥組

與泥盆紀以后的樣品類似，前寒武紀—早古生代海相烴源巖中腐泥組主要包括藻類體、瀝青質體、腐泥碎屑體和礦物瀝青基質（表1）。

2.2.1 藻類體

藻類體主要包括層狀藻類體和結構藻類體，層狀藻類體主要為絲狀，而結構藻類體主要為透鏡狀，它們均呈順層分布，在反射光下一般很難檢出，個別呈黑色，比類鏡質組顆粒的顏色更暗，在熒光下一般發黃色至深黃色熒光（圖2，圖3）。它們常見于低成熟的前寒武紀—早古生代海相烴源巖中，但是層狀藻類體的含量明顯要高于結構藻類體（圖2，圖3）。

圖3 前泥盆紀海相頁巖典型顯微組分特征照片（二）Fig. 3 Images of typical macerals in the pre-Devonian marine shales （2）

2.2.2 瀝青質體

瀝青質體在反射光下為深棕色、深灰色或者黑色，熒光下為淺黃色、淺棕色或者深棕色，成熟度較高時，無熒光，難以識別，常以細粒基質形式出現，有時為薄層狀、線頭狀或條帶狀等（圖1）。

2.2.3 腐泥碎屑體

腐泥碎屑體在反射光下很難觀察到，在熒光下呈黃色至深黃色熒光的細小顆粒，分布較分散，大小僅幾個微米（圖2）。

2.2.4 礦物瀝青基質

嚴格意義上來說，礦物瀝青基質不屬于有機物，而是有機質和無機礦物在微米-納米尺度上的混合物，其中的有機質是微米-納米級別的，因此，在反射光和透射光下都無法觀察，只在熒光下才能間接地確定它們的存在，往往呈黃綠色、黃色和橙色等不均一的熒光，其熒光強度明顯要弱于相同樣品中的層狀藻類體（圖2）。

2.3 動物有機碎屑組

依據來源的特殊性，動物有機碎屑組主要包括筆石表皮體、幾丁蟲囊壁體和蟲顎有機體（表1）。在上揚子地區五峰組-龍馬溪組頁巖中常見筆石表皮體。一般認為，早古生代海相烴源巖中埋藏有機碳主要來源于海洋中初級生產者的貢獻，迄今，尚未有關于消費者（動物）在較廣泛區域內對埋藏有機碳有明顯貢獻的報道。通過從宏觀肉眼到光學顯微鏡到掃描電鏡等不同尺度的有機巖石學研究，首次發現筆石表皮有機質對五峰組-龍馬溪組含筆石頁巖中分散有機質的貢獻可達到0 ～ 93 %（表2）；國外學者也報道了來源于幾丁蟲囊壁的有機質對加拿大上奧陶統Utica 頁巖埋藏有機碳有重要的貢獻［22］。這些研究確認了來源于動物的有機質，在特定的地質時期和環境中對沉積巖中埋藏有機碳可以有重要貢獻［22］。五峰組-龍馬溪組頁巖中筆石表皮體包括粒狀和非粒狀，以非粒狀為主，非粒狀筆石表皮體具有更高的隨機反射率和更強的各向異性（圖4；表3）。結合光學顯微鏡和掃描電鏡觀察發現筆石表皮體發育大量微米-納米級孔隙，但是孔隙半徑較小，僅為幾十納米（圖5）。相對于類鏡質組顆粒，在筆石表皮體經常能觀察到筆石所特有的生物結構，如公共管道、紡錘層和粒狀結構等（圖2，圖4；表3）。

表2 古老海相烴源巖有機質成熟度和顯微組分組成特征Table 2 Organic matter maturity and maceral compositions of pre-Devonian marine source rocks

表3 非粒狀筆石表皮體、儲層固體瀝青、源內固體瀝青和類鏡質組顆粒的結構和光學特征對比［2-3，26］Table 3 Comparison of structures and optical characteristics of non-granular graptolite， reservoir solid bitumens， in-source solid bitumen， and vitrinite-like maceral particles［2-3，26］

圖4 含筆石頁巖典型顯微組分特征照片Fig. 4 Images of typical macerals in graptolite-bearing shales

圖5 重慶秀山XY5井五峰組-龍馬溪組含筆石頁巖有機質特征光學顯微鏡和掃描電鏡照片（埋深1 751.95 m）Fig. 5 Optical microscopy and scanning electron microscopy images of organic matter in graptolite-bearing shales from the Wufeng-Longmaxi formations in well XY5， Xiushan， Chongqing （burial depth： 1 751.95 m）

幾丁蟲囊壁體是由幾丁蟲的有機質空心囊壁所形成，成熟度低時，多具有各向同性的特點，成熟度較高時，可見較強的各向異性［18，23-24］，在五峰組-龍馬溪組頁巖中偶有檢出［2，5］。蟲顎有機體是環節動物蟲管顎部器官所形成，類似于幾丁蟲，具有各向同性的光學性質［18，23-24］，在本研究中未有檢出。

2.4 固體瀝青組

固體瀝青組主要包括源內固體瀝青、儲層固體瀝青和瀝青鈾釷礦（表1），瀝青鈾釷礦是原生顯微組分，而源內固體瀝青和儲層固體瀝青是次生顯微組分。

2.4.1 源內固體瀝青

源內固體瀝青存在于烴源巖本身，是中國前寒武紀—早古生代高-過成熟海相烴源巖最主要的顯微組分，含量最高可達90 %以上，也大量存在于北美奧陶系Utica 組、上泥盆統-下石炭統Woodford 組和Bakken組、泥盆系Marcellus 組和Duvernay 組及下石炭統Barnett 組等成熟、高-過成熟海相烴源巖中［1，12，25］。源內固體瀝青主要有3種產狀：①無定形，主要充填于孔隙或者裂縫；②線紋狀，順層分布，其寬度明顯細于類鏡質組顆粒/筆石表皮體，長短不一，有些長度可達幾百微米；③顆粒狀，粒度較小，呈星星點點分散在黏土礦物之間（圖6）。相對于類鏡質組顆粒，源內固體瀝青表面更粗糙，隨機反射率更低，各向異性較弱（表3）［2-3，26］。

圖6 典型頁巖中源內固體瀝青和類鏡質組顆粒特征反射光照片Fig. 6 Images of in-source solid bitumens and vitrinite-like maceral particles under reflected light in typical shales

源內固體瀝青以往常被忽視，但它是構成中國南方高-過成熟海相烴源巖不溶有機質的最主要組分［2-5，17］，證實了殘留在烴源巖內的可溶有機質在超深層天然氣生成中可扮演重要角色［27-35］。本研究通過熱模擬實驗發現，隨著加熱溫度的升高，源內固體瀝青體積逐漸收縮，分布越來越分散［3］，這應該是由于源內固體瀝青的二次裂解生烴作用所致，也證實了源內固體瀝青對于超深層天然氣的形成有重要貢獻。源內固體瀝青是頁巖中微米-納米級有機孔最為發育的宿主（圖5），其中孔隙分布類似于蜂窩狀，面孔率較高，最高達23.85 %，孔隙半徑較大，分布范圍在10 ～300 nm，峰值在10 ～ 100 nm［36］。源內固體瀝青的形成演化顯著影響了泥頁巖作為非常規油氣源儲的性質。

2.4.2 儲層固體瀝青

不同于源內固體瀝青，儲層固體瀝青顧名思義主要存在于碳酸鹽巖或者砂巖等儲層中，填充于孔隙和裂縫中，是次生顯微組分，它保留了油氣形成、演化與改造的重要信息。依據各向異性發育程度，可以將儲層固體瀝青劃分為各向同性儲層固體瀝青和各向異性儲層固體瀝青。進一步，按照形態和鑲嵌結構單元，可以將各向異性儲層固體瀝青劃分為晶粒鑲嵌結構、流動狀鑲嵌結構、晶疇狀鑲嵌結構和纖維狀鑲嵌結構固體瀝青，它們都具有非常強烈的各向異性（圖7）［37-39］。以往，國外的學者往往將源內固體瀝青和儲層固體瀝青統稱為固體瀝青［1，25，39-40］，并未加以區分，實際上，如上所述，兩者的產狀、光性和成因是截然不同的（圖6，圖7；表3）。

圖7 白云巖中儲層固體瀝青特征照片Fig. 7 Images of reservoir solid bitumens in dolomites

2.4.3 瀝青鈾釷礦

瀝青鈾釷礦是由Ellsworth 在含Th 和U 元素的碳物質中首次發現的［41］。通常檢出于砂礫巖儲層中，一般呈次圓形-圓形，有時也呈不規則形狀，直徑幾十微米，含放射性礦物的顆粒和“瀝青”是瀝青鈾釷礦的基本構成要件［8-9，20，42-43］，因此，嚴格意義上來說，瀝青鈾釷礦并不是純的有機物。本研究在洪水莊組、下馬嶺組、鹽嶺組和Alum 頁巖檢出了瀝青鈾釷礦，其整體輪廓類似眼球狀，很容易被誤認為結構藻類體。在瀝青鈾釷礦中，有機質圍繞著放射性微粒呈現出暈狀光性特征，在反射光下從微粒到外邊緣有機質顏色逐漸變深，反射率逐漸變低，而在熒光下，與微粒接觸有機質不發熒光，而外邊緣有機質發強烈黃色-深黃色熒光（圖3b，e），表明外邊緣受離子輻射聚合作用較弱［8-9，20，42-44］。

2.5 惰質組

惰質組在前寒武紀—早古生代地層中數量少，為次要顯微組分，主要包括惰屑體和石墨化碎片（表1）。惰屑體在反射光下呈白色，各向異性較弱（圖3f）；而石墨化碎片在反射光下呈白色，有時明顯可見兩端呈溝狀，各向異性很強，其隨機反射率值和雙反射率值遠高于其他顯微組分（圖3c）。石墨化碎片由于在反射光下也呈白色，很易被誤認成惰屑體，但是在偏振反射光下，可以很清楚地區分兩者，石墨化碎片具有強烈各向異性，惰屑體各向異性很弱。

3 前寒武紀—早古生代顯微組分成因

3.1 類鏡質組顆粒

在下馬嶺組頁巖中，從微米尺度上，觀察到很明顯的顯微組分間的過渡現象：在反射光下，從黑色的層狀藻類體—淺黑色的瀝青質體—灰白色的類鏡質組顆粒，反射率逐漸增強；相應地，在熒光下，從黃色熒光的層狀藻類體—黃褐色的瀝青質體—淺褐色/無熒光的類鏡質組顆粒，熒光逐漸減弱（圖2a，d）。Sanei等［11］在Alum 頁巖中也同時觀察到了黃色熒光的層狀藻類體和熒光變弱的層狀藻類體之間的過渡現象。Sanei等［11］提出在缺氧的沉積物內，較強烈的微生物降解作用（如硫酸鹽還原菌和產甲烷菌）會使得層狀藻類體的熒光變弱，這是因為微生物容易選擇性地攻擊層狀藻類體中的不穩定的富氫組分，導致層狀藻類體變得相對貧氫，熒光變弱，而形成瀝青質體。眾所周知，微生物對于生存環境有較高的要求，溫度要低于80 ℃，這個溫度約對應于生油窗早期，因此，從成巖作用至深成作用早期，只要沉積物中有充足的水分和營養物質，那么微生物是能夠存活的。微生物對有機質的需氧降解效率很高，最終產物為H2O 和CO2，而微生物的厭氧降解效率較低且過程緩慢。弱熒光層狀藻類體/瀝青質體的檢出說明這種生物降解作用與效率是不徹底的，不是一個需氧生物降解過程，而可能是一個缺氧生物降解過程。如果這種缺氧微生物降解作用持續時間更長，強度更大，那么它們就會徹底喪失熒光，反射率增強，轉變成類鏡質組顆粒，因此，類鏡質組顆粒可能是低等水生生物遭受強烈的缺氧微生物降解作用所形成的（表1）［3，20，44］。類似地，Synnott 等［45］報道了硫酸鹽還原菌對于瀝青質體的降解作用，導致其反射率升高。同時，從下馬嶺組頁巖微米尺度上的顯微組分過渡現象，說明沉積物內的微沉積環境存在較頻繁的過渡變化。

3.2 腐泥組

類似于泥盆紀以后的樣品，古老海相烴源巖中腐泥組也是藻類及其它低等水生生物經歷腐泥化作用的產物［18，46］。瀝青質體是有機質在還原條件下遭受缺氧微生物降解作用所形成的，瀝青質體常與黃鐵礦相伴生，也驗證了硫酸鹽還原菌對有機質的降解作用，但是瀝青質體所遭受的缺氧微生物降解程度明顯要弱于類鏡質組顆粒，這與它們光性特征的過渡變化相吻合［47-48］。

3.3 源內固體瀝青

在高-過成熟海相烴源巖中，部分有機質經歷了從固相到液相再到固相的相態轉化后，源內固體瀝青從無到有，在生油窗開始出現，并逐漸成為主要顯微組分（圖8，圖9）。在源內固體瀝青反射率為0.9 %左右的北美海相Bakken 和New Albany 成熟頁巖中，主要顯微組分也是源內固體瀝青［1，25］。如下文4.1 和4.2，在325 ℃加熱3 d 后，人工熟化的下馬嶺組和下寒武統Alum 頁巖的源內固體瀝青反射率介于0.76 % ～0.89 %，源內固體瀝青成為這些熟化樣品中的主要顯微組分［3］，與北美自然海相樣品相吻合［1，25］。從物質平衡原理來看，烴源巖中源內固體瀝青的含量必然與滯留油的分布（包括含量和產狀）密切相關，且其經歷了生成后整個烴源巖的熱演化過程［3-4］。如上所述，源內固體瀝青的產狀有3種，對應形成途徑也有3種：①充填于孔隙或者裂縫的源內固體瀝青，無固定形態，主要來源于經一次運移殘留在烴源巖內的可溶有機質裂解后的固體殘留物；②從產狀、數量、大小和長度來看，線紋狀的源內固體瀝青的成因可能與層狀藻類體有關系，可能為層狀藻類體裂解生油后的固相殘留物吸收同化可溶有機質所形成；③分散在黏土礦物間的源內固體瀝青，它們很可能為腐泥碎屑體和礦物瀝青基質裂解生油后的固體殘留物吸收同化可溶有機質所形成（圖6）［4］。因此，源內固體瀝青的形成主要與殘留在烴源巖內的分散液態烴和腐泥組的演化密切相關（圖8，圖9）［3-4］。

圖8 源內固體瀝青和儲層固體瀝青的形成演化與干酪根的演化關系Fig. 8 Relationships between kerogen and the formation and evolution of in-source solid bitumens and reservoir solid bitumens

圖9 源內固體瀝青和儲層固體瀝青的形成與液態烴的演化Fig. 9 The formation of in-source solid bitumens and reservoir solid bitumens and the evolution of liquid hydrocarbons

3.4 儲層固體瀝青

儲層固體瀝青是石油經二次運移進入到儲集巖形成的固相次生產物（圖8，圖9）。隨著熱蝕變作用增強，原油會依次形成各向同性的固體瀝青、晶粒鑲嵌結構、流動狀鑲嵌結構、晶疇狀鑲嵌結構和纖維狀鑲嵌結構固體瀝青［37-39，49］。

3.5 瀝青鈾釷礦

SEM-EDX（能譜掃描電鏡）分析結果表明，構成瀝青鈾釷礦核心的放射性礦物微粒主要是獨居石，還有少量的鋯石［20］。在瀝青鈾釷礦中，放射性礦物微粒被瀝青所包裹，瀝青鈾釷礦中瀝青的光性特征與層狀藻類體相似，說明它們都是來自于菌藻類（圖3）。很顯然，礦物微粒是落入到沉積界面上的席狀或絮狀的菌藻類降解產物上，才被包裹起來的，也就是說，頁巖中瀝青鈾釷礦是一種由菌藻類來源的有機質遭受放射性礦物的離子輻射作用所形成的地質聚合物，成因機制完全不同于儲層中瀝青鈾釷礦［20］。進一步根據瀝青鈾釷礦周圍瀝青的光學性質和反射率數據分布特征（圖3b），確定了放射性礦物熱輻射對有機質的成熟度有一定的影響，但是影響范圍較小［20］。這是第一次在實際地質樣品中，直接確定了沉積巖中放射性熱對于有機質演化的影響范圍。

3.6 動物有機碎屑

動物有機碎屑主要來自于無脊椎動物的殘體，是海洋半索動物、微體動物和環節動物的表皮、鄂片和骨骼等的轉化產物（表1）［2，4，17-18，23-24，26，50-59］。筆石表皮體來源于筆石中抗分解而保存下來的表皮部分。幾丁蟲以往被認為來源于某種后生動物的卵或胚胎，最新研究表明它們可能是某種單獨的微體生物［59］，幾丁蟲的有機質空心囊壁會形成幾丁蟲囊壁體［24，53，56，60］。蟲顎有機體是環節動物蟲管顎部器官所形成［18，23-24］。

3.7 惰質組

一般認為，惰質組是高等植物木質纖維組織絲碳化作用的產物［46］。在前泥盆紀樣品中，缺失高等植物來源有機質，惰質組顯然不會是這種成因。本研究提出在古老海相烴源巖中，惰質組可能是由先前藻類形成的顯微組分再循環沉積的顯微組分，也可能是藻類先質經過氧化作用直接形成。其中，惰屑體是氧化環境或再循環形成的高反射率有機顆粒質；而石墨化碎片是外源輸入的強烈光學各向異性有機質碎片（表1）。

4 前寒武紀—早古生代顯微組分組成與演化

4.1 前寒武紀海相烴源巖

中國前寒武紀低成熟海相烴源巖主要產出于華北北部中元古代的洪水莊組和下馬嶺組，顯微組分以層狀藻類體和礦物瀝青基質為主，兩者含量大于90 %，其次為類鏡質組顆粒，含量小于10 %，偶見瀝青鈾釷礦和惰質組（圖2，圖3；表2）。中國前寒武紀高-過成熟海相烴源巖主要是揚子地區新元古代大塘坡組和陡山沱組頁巖，顯微組分光性趨同，面貌簡單，僅見源內固體瀝青（圖6；表2）。

由下馬嶺組低成熟樣品的人工熟化過程可知，其顯微組分組成由原始的層狀藻類體、瀝青質體和類鏡質組顆粒為主，逐漸全部轉變為源內固體瀝青（圖10）［3］。在高-過成熟階段后，人工熟化下馬嶺組樣品的顯微組分面貌類似于大塘坡組和陡山沱組高-過成熟海相烴源巖的顯微組分組成（圖6，圖10），因此，可以推斷中國前寒武紀高-過成熟海相烴源巖在低成熟時的顯微組分面貌應該與現今低成熟的中元古代洪水莊組和下馬嶺組頁巖類似，也就是主要以層狀藻類體和瀝青質體為主，類鏡質組顆粒次之（表4）［3］。

表4 古老海相烴源巖有機質的“前世今生”及顯微組分組成Table 4 Preexisting and present-day organic matter in ancient marine source rocks and their maceral compositions

圖10 不同溫度下的下馬嶺組頁巖熱模擬樣品顯微組分特征照片（露頭樣品SD-XHY-6）Fig. 10 Images of macerals in artificially-matured samples of shale from the Xiamaling Formation at different temperatures（outcrop sample SD-XHY-6）

4.2 寒武紀海相烴源巖

中國的典型寒武紀成熟海相烴源巖主要產出于塔里木盆地玉爾吐斯組。塔里木盆地什艾日克玉爾吐斯組頁巖類鏡質組顆粒反射率處于0.85 % ～ 1.61 %，大部分仍然處于成熟階段，顯微組分組成以源內固體瀝青為主，最高含量達到90 %以上，類鏡質組顆粒和腐泥組含量較少，基本少于10 %（圖11；表2）。瑞典厄蘭島地區低成熟寒武紀Alum 黑色頁巖顯微組分組成主要包括了層狀藻類體和礦物瀝青基質，少量檢出類鏡質組顆粒和結構藻類體（圖2）。

圖11 寒武紀海相烴源巖中類鏡質組顆粒和源內固體瀝青特征反射光照片Fig. 11 Images of vitrinite-like macerals and in-source solid bitumen under reflected light in the Cambrian marine source rocks

中國高-過成熟寒武紀海相烴源巖主要出現在揚子地區牛蹄塘組、筇竹寺組、水井沱組和魯家坪組，塔里木盆地玉爾吐斯組等，它們的顯微組分都以源內固體瀝青為主，體積最高達到分散有機質的95 %以上，還有少量的類鏡質組顆粒（圖6，圖11a；表2）。丹麥博恩霍爾姆地區的高-過成熟寒武紀Alum頁巖顯微組分面貌也類似（圖11a）。

瑞典厄蘭島地區低成熟寒武紀Alum 頁巖人工熟化后，顯微組分由原始的層狀藻類體、礦物瀝青基質和類鏡質組顆粒逐漸轉變為源內固體瀝青和類鏡質組顆粒，與現今中國和丹麥寒武紀高-過成熟海相烴源巖的顯微組分組成類似（圖11，圖12）［3］。這說明中國寒武紀高-過成熟的海相烴源巖在低成熟時的顯微組分面貌與現今低成熟的瑞典厄蘭島地區Alum頁巖類似，也就是以層狀藻類體和礦物瀝青基質為主，類鏡質組顆粒和結構藻類體次之（表4）。

圖12 不同溫度下瑞典寒武紀Alum頁巖熱模擬樣品顯微組分特征照片（露頭樣品SD-O-1）Fig. 12 Images of macerals in an artificially-matured sample of the Cambrian Alum Shale Formation in Sweden at different temperatures（outcrop sample SD-O-1）

熱模擬實驗結果表明，類鏡質組顆粒對溫度敏感，反射率隨加熱溫度升高而增加，正因為類鏡質組顆粒的同沉積、原生特征和類鏡質組性質，其反射率可以用于表征有機質成熟度［3，6，61-62］。基于熱模擬實驗結果，本研究建立了垂直層理方向上類鏡質組顆粒隨機反射率（VLMRo）與等效鏡質體反射率（EqVRo）的換算關系式：EqVRo= 1.07 × VLMRo-0.18［3］。

4.3 下古生界含筆石頁巖

本研究在甘肅平涼組泥質白云巖［總有機碳含量（TOC）介于0.24 % ～ 0.83 %］中檢出了低成熟筆石表皮體，筆石表皮體隨機反射率僅為0.48 %（圖4）。低成熟含筆石頁巖更常見于高豐度的奧陶紀Alum 頁巖中（圖4），顯微組分主要包括層狀藻類體、礦物瀝青基質、筆石表皮體和類鏡質組顆粒，其中層狀藻類體和礦物瀝青基質含量最豐富，動物有機碎屑次之，偶見類鏡質組顆粒［2，4］。

中國南方五峰組-龍馬溪組頁巖筆石表皮體反射率介于1.08 % ～ 5.48 %，大部分處于高-過成熟階段［2，17］，顯微組分主要包括源內固體瀝青和筆石表皮體，筆石表皮體以非粒狀為主（圖13）。

圖13 五峰組-龍馬溪組高-過成熟含筆石頁巖顯微組分特征照片Fig. 13 Images of macerals in high- to over-mature graptolite-bearing shales from the Wufeng-Longmaxi formations

低成熟奧陶紀Alum 頁巖樣品經人工熟化后，顯微組分由初始的層狀藻類體、礦物瀝青基質和筆石表皮體，最終轉變為源內固體瀝青和筆石表皮體（圖14）［4］。人工熟化后的含筆石樣品的顯微組分組成與高-過成熟五峰組-龍馬溪組自然演化系列樣品類似（圖13，圖14），說明五峰組-龍馬溪組樣品在低成熟時，其顯微組分面貌應該類似于奧陶紀Alum 頁巖現今的面貌，主要以腐泥組和筆石表皮體為主（表4）［4］。

圖14 不同溫度下瑞典奧陶紀Alum頁巖人工熟化樣品顯微組分特征照片（露頭樣品AS-DD-LG）Fig. 14 Images of macerals of an artificially-matured sample of Ordovician Alum Shale Formation in Sweden at different temperatures（outcrop sample AS-DD-LG）

高-過成熟階段筆石表皮體具有強烈各向異性，因此，含筆石頁巖的有機質成熟度的確定往往使用筆石表皮體的最大反射率，該參數的測試需制作定向切片樣品，且測試過程復雜，需要旋轉物臺，費時費力［10，18，23，50-51，55，58，63-69］。前期研究工作證實了筆石表皮體隨機反射率測試過程更簡單、數值準確且實用，完全可以取代筆石表皮體最大反射率，用于表征含筆石頁巖的有機質成熟度。通過低成熟含筆石頁巖和煤的共置熱壓模擬實驗，證明了在相同成熟度下，筆石表皮體隨機反射率接近于鏡質組隨機反射率，筆石表皮體隨機反射率（GRo）與等效鏡質體反射率（EqVRo）的換算關系式為：EqVRo= 0.99 ×GRo+ 0.08［2，4，26］。筆石表皮體隨機反射率是一個實用的下古生界海相烴源巖有機質成熟度參數，為確定下古生界有機質成熟度提供了一種可信的解決方案［2，4，26］。通過對自然演化序列樣品和熱模擬實驗樣品的拉曼光譜研究，確定了筆石表皮體化學結構對熱演化的響應類似于鏡質組，驗證了筆石表皮體隨機反射率作為有機質成熟度參數的有效性，并提出筆石表皮體拉曼光譜參數峰間距可以作為含筆石頁巖有機質成熟度參數［2，70-71］。

本研究在自然演化/人工熟化系列下馬嶺組、下寒武統和五峰組-龍馬溪組頁巖中，發現源內固體瀝青隨機反射率與筆石表皮體/類鏡質組顆粒隨機反射率均呈很好的正相關性［2-4］。熱模擬實驗結果也表明，源內固體瀝青對溫度敏感，其反射率隨加熱溫度增加而增加，證明了其反射率可以用于表征有機質成熟度。因此，提出源內固體瀝青隨機反射率是有機質熱演化作用的指示計，可以用其反射率來表征有機質成熟度［2-4］。

5 結論

1） 通過對大量國內外前泥盆紀自然演化系列樣品和人工熟化樣品的研究，將前泥盆紀沉積巖的顯微組分劃分為類鏡質組、腐泥組、固體瀝青組、動物有機碎屑組和惰質組。

2） 類鏡質組顆粒順層產出，光性特征類似于鏡質組，在前泥盆紀海相烴源巖中廣泛存在，但是含量一般低于10 %。源內固體瀝青主要充填于孔隙和裂縫、分散在黏土礦物里面或者呈順層產出，可能為殘留在烴源巖內的分散可溶有機質熱演化的固相產物或者腐泥組殘余干酪根吸收同化可溶有機質后的熱演化固相產物。來源于動物的有機質——筆石表皮體，在特定的地質時期和環境中對沉積巖中埋藏有機碳可以有重要貢獻。

3） 熱模擬實驗揭示筆石表皮體、類鏡質組顆粒和源內固體瀝青反射率均隨加熱溫度升高而增加，對熱演化的響應類似于鏡質組，它們的反射率可以用于評價早古生代海相烴源巖有機質成熟度。

4） 低成熟的古老海相烴源巖顯微組分以層狀藻類體、瀝青質體和礦物瀝青基質為主；源內固體瀝青從無到有，在生油窗開始出現，是高-過成熟古老海相烴源巖的最主要顯微組分，含量基本在90 %以上，它不僅具有一定的生烴能力，而且發育大量微米-納米級孔隙，為頁巖氣的生成和儲集均發揮了重要作用。

5） 中國高-過成熟古老海相烴源巖顯微組分光性趨同，面貌簡單，難以追索其成因和演化。通過低成熟樣品的熱模擬實驗揭示了前寒武紀—早古生代海相烴源巖有機質“前世”的復雜面貌，中國南方高-過成熟的前寒武紀、早寒武世和奧陶紀—志留紀含筆石樣品在低成熟時顯微組分面貌應該分別類似于低成熟的中元古代下馬嶺組、寒武紀Alum 頁巖和奧陶紀含筆石Alum 頁巖現今面貌。這一認識有助于重新評估認識古老海相烴源巖有機質的生烴潛力。

致謝：感謝瑞典自然歷史博物館的Christian B.Skovsted 和捷克共和國科學院的Václav Suchy 為本研究提供部分樣品。感謝加拿大皇家科學院院士Fariborz Goodarzi的有益討論和指導。