构造热演化史

构造热演化史（精选9篇）

构造热演化史篇1

摘要：构造热演化史可以确定泥页岩在不同地质时期的成熟度状态及构造演化特征,对页岩含气性研究和资源评价都具有重要意义。综合运用包裹体测温法、构造热演化法以及盆地模拟软件Petromod对修武盆地的热演化史和埋藏史进行研究和重建。修武盆地JY1井的剥蚀厚度计算结果为4 142.75 m;自晚古生代以来热流值经历了低—高—低的变化过程;王音铺-观音堂组页岩在早志留世(434 Ma)进入生烃门限,早志留世-中志留世(434~422 Ma)为生油阶段,晚志留世-早二叠世(422~265 Ma)为生湿气阶段,早二叠世-晚侏罗世(265~145 Ma)为生干气阶段;王音铺组-观音堂组页岩早期大量生烃、长期深埋、生气时间早和抬升时间早,使得JY1井王音铺组-观音堂组页岩含气量(0.28~0.93 m3/t)并不理想。

关键词：修武盆地,构造热演化史,含气性,生烃史,王音铺-观音堂组

中国南方经历了多期次的构造演化,其中加里东运动、海西运动、印支运动、燕山运动和喜马拉雅运动对中国南方海相地层建造、后期改造及油气成藏有重要的影响[1]。修武盆地位于江西省西北部,自晚元古代统一的变质基底形成以后,依次发生了加里东期(Z-S)、海西-早印支期(D-T2)、晚印支-早燕山期(T3-J)、晚燕山-喜马拉雅期(K-Q)等四期构造旋回[2],其地质构造形态为一近东西向分布的向斜。

烃源岩的构造热演化史研究可以确定盆地的热背景、有机质演化和油气生成的动态过程[3],埋藏史和生烃史的确定可以推测出主要生气期以及后期的保存条件。JY1井是在修武盆地西南斜坡布署的一口预探井(图1),主探下寒武统王音铺组-观音堂组。JY1井所处的中西部向斜带为构造稳定区,断层不发育,有利于页岩气成藏。研究表明,研究区内下寒武统王音铺组-观音堂组为页岩气勘探的有利目标层段[4—7]。但是JY1井目的层的气测值偏低,所以还需要对研究区的构造演化史及生烃史进行深入研究。本文首先阐明修武盆地及其邻区的构造演化史,然后采用将构造埋藏史与镜质体反射率结合的正演校验法,通过与江汉盆地的对比并结合自身实际情况,确定其各个时期的热流值,最终明确其生烃史。通过对构造热演化史的研究,确定其对页岩含气性的影响,并预测出修武盆地王音铺组-观音堂组的有利区,以期为研究区的下一步勘探提供依据。

1 区域地质构造背景

修武盆地位于长江中下游地区九岭-幕阜山隆起带。九岭-幕阜山隆起带位于江西省西北部,江汉盆地周缘东南方向,与通山-瑞昌褶皱冲断带以江南断裂为界[8](图2)。修武盆地与江汉盆地同属扬子板块,两盆地及其周缘位于江南-雪峰隆起的北侧,秦岭-大别造山带的南侧。九岭-幕阜山隆起带(修武盆地)在侏罗纪末期之前,经历了加里东期和海西-早印支期及晚印支-早燕山期三期构造旋回[9],与江汉盆地在白垩纪之前经历了相同的构造运动[8—10]。晚侏罗世-早白垩世之交,两者开始有不同的构造演化规律,受燕山运动的影响,修武盆地隆升遭受剥蚀至今,而江汉盆地在晚燕山—早喜马拉雅期转变为断陷盆地,在晚喜马拉雅期受挤压成为坳陷沉积[10]。

F1为六安断裂;F2为襄樊-广济断裂;F3为郯庐断裂;F4为江南断裂;F5为江绍断裂;F6为皖浙赣断裂带;F7为宁国绩溪断裂;F8为赣江断裂

早古生代,修武盆地为克拉通内凹陷盆地发育区,相对稳定[11];加里东运动将修武地区抬升,下泥盆统被剥蚀或者未沉积志留系被部分剥蚀,但是在加里东运动中,下古生界地层并没有因抬升发生大规模的构造反转或者是明显的褶皱变形[2];海西—早印支期,修武地区为克拉通台内凹陷盆地,中三叠世末期发生的安源运动也即是印支运动第Ⅰ幕,使得华北板块与华南板块碰撞,南侧江南-雪峰基底由南向北推覆,北侧秦岭褶皱造山[12,13],产生了北西向大隆大坳的构造形态[2];晚印支-早燕山期,修武盆地与江汉盆地的构造演化开始分化。九岭-幕阜山隆起带由于受到早、中侏罗世古太平洋板块向亚洲大陆俯冲作用,使扬子板块与南部的华夏板块、北部的华北板块发生强烈挤压,九岭-幕阜山隆起带在早燕山期(J1-J2)发育逆冲活动,表现为南华系-中侏罗统卷入了褶皱逆冲作用,褶皱样式为宽缓的向斜和背斜[8]。早燕山末期(即侏罗纪-白垩纪之交)修武盆地开始持续抬升剥蚀;晚燕山-晚喜马拉雅期,修武盆地持续抬升剥蚀,构造演化特征已与江汉盆地不同。

2 JY1井的埋藏史、热史及生烃史

2.1 埋藏史的恢复

JY1井钻遇的地层为:志留系下统殿背组、梨树窝组;奥陶系上统新开岭组、黄泥岗组,中统砚瓦山组、胡乐组,下统宁国组、印渚埠组;寒武系上统西阳山组、华严寺组,中统杨柳岗组,下统观音堂组、王音铺组;新元古界震旦系上统皮园村组(未穿)。

2.1.1 JY1井剥蚀厚度的计算

当地层抬升时,在水平应力的作用下,地层会产生一定的细微裂缝,如果地层持续抬升剥蚀,这些细微裂缝就会被深源矿物流体充填,在充填的过程中这些矿物流体可能会发生世代结晶,从而就会有包裹体的形成,包裹体的均一温度在压力校正之后可以代表地层当时的温度。如果在地层抬升剥蚀完成时仍有包裹体的形成,则包裹体的形成过程就代表了地层抬升剥蚀的全过程[14]。如果在地层抬升开始之前和结束时都有包裹体的均一温度数据,则可以利用这种方法来计算地层的剥蚀厚度,所用的公式[14]如下:

式(1)中,H为地层剥蚀厚度,m;Ta,Tb分别为开始抬升和抬升结束时经过压力校正的包裹体均一温度,℃;d T/d Z为研究区发生抬升剥蚀时的古地温梯度,℃/m。

古地温梯度(G)的取值可以根据Baker等提出的镜质体反射率(Ro)与古地温(T/℃)的校正公式[15]来计算,公式如下:

将研究区的lnRo-H数据作出直线,直线的斜率,则古地温梯度。这种被地层记录的不同斜率的lnRo-H信息,分别代表了盆地不同演化阶段的古地温梯度,据此可计算出不同热演化阶段的平均古地温梯度[15]。

根据上述方法拟合出JY1井的lnRo-H线性方程,古地温梯度的计算结果为41.47℃/km。根据本文确定的演化史(图3),此计算结果为盆地埋深最大时期的古地温梯度。

地质条件下的均一温度值要高于常压条件下测得的包裹体均一温度值,因此包裹体均一温度的测试数据必须要进行压力校正,校正后的温度会更接近包裹体形式时的真实温度[16]。在10~100 MPa压力下形成的包裹体的均一温度的校正公式[17]如下:

式(3)中,TG为包裹体校正温度,℃,TH为包裹体均一温度,℃,P为包裹体所在深度的静水压力,MPa。

由于这种计算剥蚀厚度的方法需要地层抬升剥蚀时和以后的裂隙充填包裹体数据,所以这种方法的难点在于准确获知开始抬升和抬升结束时包裹体均一温度[14]。本次选取下志留统盐水包裹体均一温度的最大值来代表地层的最大埋深时刻,并对其进行压力校正得到Ta,将此包裹体所在深度h的现今地层温度值Tc作为抬升结束时的地层温度,由于现今的地温梯度与最大埋深时有差别,所以引入公式:

将Ta、Tb代入式(1)得剥蚀厚度H=[(224.3-52.5)/41.47]×1 000=4 142.75 m。

2.1.2 修武盆地构造演化史

根据区域构造背景分析,总结出修武盆地的构造演化史:JY1井在早古生代寒武纪-中志留世时为深海—浅海陆棚相,地层稳定沉积,晚志留世受加里东运动影响沉积停止,并抬升遭受剥蚀,晚泥盆世为滨海相沉积,晚石炭世至早二叠世由于海西运动地层出现小幅抬升,中二叠世时地壳下降,转变为碳酸盐岩台地,海西期相对较稳定。由于印支运动,在晚二叠世至中三叠世时地层出现抬升剥蚀,中三叠世至晚侏罗世地层连续沉积,晚侏罗世时受到燕山运动的影响地层开始抬升,白垩纪至今受到燕山运动和喜山运动地层持续遭受剥蚀。

具体分析过程为:研究区发现有上志留统茅山组的地层,不整合接触于上泥盆统观山组、二叠系等,在茅山组的上覆地层中,上泥盆统观山组的年代最老,因此判断这期加里东运动造成的抬升从晚志留世持续到晚泥盆世;研究区上泥盆统到下二叠统都很薄或者没有沉积,也证实了研究区在海西期比较稳定的构造格局;研究区分布许多晚二叠世的地层,与分布范围很小的三叠系呈不整合接触,因此判断研究区在晚二叠世有一期沉降,在三叠纪有一期抬升;在研究区周缘都有一定程度的侏罗系沉积[18],在大的构造背景下,研究区应当沉积侏罗纪的地层但是却未发现相应的地层,因此判断侏罗系在最后一期抬升时被全部剥蚀,根据新开岭组-梨树窝组一段和王音铺组-观音堂组的Ro数据和包裹体测温法恢复的剥蚀厚度数据,并结合修武盆地周边的湘鄂西地区、江汉盆地等相关资料[18]最终确定研究区侏罗纪的沉积厚度以及最后的抬升时间(图3)。

2.2 热流史的恢复

恢复盆地热史的研究方法分为构造热演化法和古温标法。构造热演化法是在岩石圈的尺度上,模拟构造演化下的热流变化,恢复盆地热历史;古温标法则是盆地尺度上利用盆内可记录古地温的古温标例如有机质、矿物等来进行盆地热史的恢复和重建[19]。

针对修武盆地,由于其经历了多旋回构造运动及强烈的后期改造,使得盆地内地层剥蚀严重,缺少各地层古温标的数据,所以本文使用构造热演化法来恢复研究区的古热流值[[22]]。修武盆地与江汉盆地同属于扬子板块且相距很近,修武盆地及其周缘与江汉盆地在白垩纪之前经历了相同的构造演化史,所以本文借鉴了江汉盆地的热流史[23]并结合修武盆地的Ro实测数据,对修武盆地的热流史恢复如下:在印支运动之前(521~260 Ma),修武盆地热流值比较稳定且相对较低,为海相盆地稳定建造阶段,盆地基底的热流值从50 m W/m2缓慢升至60 m W/m2;印支运动阶段(260~205 Ma),由于构造活动的增强,产生深部热搅动,热流值整体升高至72 m W/m2;晚印支-燕山期(205~135 Ma)的挤压改造变形和岩浆活动热事件使得修武盆地的热流值迅速升高,在晚燕山期(145 Ma左右)热流值达到最高80 m W/m2;之后盆地冷却,热流值先是快速下降然后逐渐降低至57.8 m W/m2[24](图4)。在确定地层深度、剥蚀厚度、年代和古热流值等数据后,利用Petromod软件模拟出JY1井的埋藏史—热史恢复图(图3)。

2.3 烃源岩有机质热演化及生烃史

本文在恢复JY1井埋藏史及热史的基础之上,利用Petromod软件进行JY1井王音铺组-观音堂组的成熟史和生烃史模拟。

盆地模拟结果表明,JY1井最大埋深在侏罗纪晚期,侏罗纪晚期至现今隆升幅度最大。王音铺组-观音堂组页岩在在早志留世(434 Ma)Ro达到0.5%,开始成熟生烃,早志留世-中志留世(434~422 Ma)为成熟阶段,生液态烃;晚志留世-早二叠世(422~265 Ma)为高成熟阶段,生湿气;早二叠世-晚侏罗世(265~145 Ma)为过成熟阶段,生干气(图3)。

3 修武盆地构造热演化史对页岩含气性的影响

不同构造热演化史类型的盆地其烃源岩生烃历史明显不同[25],在缺乏常规油气的修武盆地,确定其大量生气的时间及后期的构造保存条件对修武盆地页岩含气性研究具有重要意义[26]。只有生-储-保相匹配,才有可能形成页岩气藏[27]。

3.1 热演化史对页岩含气性的影响

页岩热演化史决定了页岩的生烃历史,大量生气期越早对页岩气的保存越不利,研究区页岩演化程度普遍较高,结束生气的时间关系到页岩气资源前景。燕山期由于板块拉张而使修武盆地的岩浆活动十分活跃,地温梯度大幅度升高,使王音铺组-观音堂组页岩热演化程度较高,部分层段碳化。

JY1井王音铺组-观音堂组富有机质页岩段具有较强的导电能力,而含有机质或者贫有机质页岩层段导电性较差,电阻率与TOC数据具有明显的负相关性(图5)。这表明该层段富有机质页岩的异常低电阻测井响应主要是有机质碳化后导电所致[28]。有机质碳化是烃源岩进入极高成熟阶段必然发生的现象,可以导致页岩的生气潜力接近衰竭和有机质孔减少,并降低有机质对天然气的吸附能力[28]。有机孔的减少使得页岩中孔和中微孔发育较少,从而使页岩气吸附的比表面积减小,降低了页岩的吸附能力[[29]]。

从生烃史的恢复结果来看,修武盆地王音铺组-观音堂组页岩的生气时间早,生气时间持续较长,导致天然气的散失时间较长,而过高的成熟度也表明页岩的生气潜力过早衰竭。过早的生气时间是修武盆地JY1井王音铺组-观音堂组含气量(0.28~0.93m3/t)不高的重要原因之一。

3.2 构造抬升时间对页岩含气性的影响

地层抬升后,页岩生烃作用停止。对负向构造单元,页岩气在持续散失的过程中得不到有效的补充,抬升时间的早晚是决定含气量大小的重要因素,抬升时间越晚越有利于页岩气的保存[31]。

燕山-喜马拉雅期构造活动对修武盆地页岩气的保存具有非常大的影响,对气藏的破坏最大[31]。修武盆地从侏罗纪-白垩纪之交抬升至今,持续时间在145 Ma左右,抬升时间较早。四川盆地内部具有早期长期浅埋—早、中期长期隆升—中期二次深埋—晚期快速抬升的特点[32],生气时间和抬升时间比修武盆地晚。最后一次抬升剥蚀时间越早,越不利于页岩气后期的保存[18,31—34](表1)。

湘鄂西、彭水、焦石坝地区最后一次抬升时间依次变晚,湘鄂西地区在下古生界没有发现页岩气藏,而焦石坝地区获得工业性页岩气流,这与最后一次构造抬升时间有很大关系[31]。

3.3 构造抬升幅度对页岩含气性的影响

修武盆地从侏罗纪-白垩纪之交抬升至今的145Ma中,JY1井所在位置的地层被剥蚀了4 142.75m。修武盆地在多期构造运动改造中,志留系直接出露地表,海相地层变形强烈并形成许多逆断层贯穿下寒武统烃源岩,在盆地的两翼,奥陶系和寒武系也有出露,天然气可以沿着页理面和断裂散失,但修武盆地的核部距离两翼露头较远,上覆地层相对完整,厚度大,保存条件较好。湘鄂西地区与修武盆地构造演化特征比较类似,但是湘鄂西地区在早、中侏罗世抬升,幅度约5 600 m[18],不利于页岩气的保存(表1)。

强烈的构造抬升对页岩气藏具有破坏作用,但是小幅的抬升可以使页岩气藏维持超压,对先存排烃微裂缝的重新开启和吸附气解吸等具有建设性作用[35]。抬升幅度以不破坏页岩气藏内的压力系统为宜。

4 结论

(1)根据流体包裹体资料,使用包裹体测温法计算出JY1井的剥蚀厚度为4 142.75 m,并根研究区及邻区地层资料恢复出修武盆地JY1井的埋藏史。

(2)在印支运动之前(521~260 Ma),修武盆地的热流值从50 m W/m2缓慢升至60 m W/m2;印支运动阶段(260~205 Ma),盆地基底的热流值加快升高至72 m W/m2;之后修武盆地的热流值迅速升高,在晚燕山期(145 Ma左右)热流值达到最高80m W/m2;最后盆地冷却,热流值降低至57.8m W/m2。

(3)JY1井王音铺组-观音堂组页岩在在早志留世(434 Ma)Ro达到0.5%,开始成熟生烃,早志留世-中志留世(434~422 Ma)为成熟阶段,生液态烃;晚志留世-早二叠世(422~265 Ma)为高成熟阶段,生湿气;早二叠世-晚侏罗世(265~145 Ma)为过成熟阶段,生干气。

(4)修武盆地王音铺组-观音堂组页岩生烃史具有早期大量生烃、长期深埋、生气时间早和抬升时间早的特点。较早的生气时间使得页岩气的扩散时间较长,较早的抬升时间使得页岩气藏的盖层过早被剥蚀,散失气量增加。过大的抬升幅度使得气藏盖层被剥蚀,强烈的构造运动产生的断层贯穿下寒武统烃源岩,破坏气藏的压力系统,不利于页岩气的保存。

构造热演化史篇2

渤海湾盆地中新生代构造演化与构造样式

通过火成岩岩石地球化学分析,渤海湾地区中新生代岩浆活动大致可分为5期,由此将渤海湾盆地中新代构造演化划分为5个阶段:①印支期岩性组合为正长花岗岩和二长花岗岩,以伸展构造环境为主;②燕山早期岩性组合为埃达克岩和高锶花岗岩,以挤压造山构造环境为主;③燕山晚期岩性组合为酸性-偏碱性岩,如A型花岗岩、辉长岩、正长岩以及拉斑质钙碱性玄武岩等,以伸展和岩石圈减薄构造环境为主;④沙三-东营期岩性组合以碱性玄武岩为主,此时岩石圈减薄作用减弱,渤海湾拉分盆地正式形成;⑤馆陶期之后,火成岩为碱性玄武岩,构造活动处于相对平静期,渤海湾地区处于整体坳陷阶段.结合地震资料解释认为:印支期以伸展构造样式为主;燕山早期以收缩构造样式为主;燕山晚期-喜山早期以负反转构造样式为主;沙三-东营期以扭动构造样式为主;馆陶-明化镇期后由于盆地处于整体坳陷阶段,主要以伸展构造样式为主.

作者：夏斌刘朝露陈根文 Xia Bin Liu Zhaolu Chen Genwen 作者单位：中国科学院广州地球化学研究所刊名：天然气工业 ISTIC PKU英文刊名：NATURAL GAS INDUSTRY年，卷(期)：26(12)分类号：P61关键词：渤海湾盆地中新生代构造演化构造样式

构造热演化史篇3

1.构造特征

沉积盆地的构造特征受地球动力学背景控制, 地壳介质在各种动力作用下形成各种构造样式, 而不同的构造样式决定了不同的油气圈闭类型[4,5]。因此, 认识一个沉积盆地的构造样式产生及其在构造演化过程的变化规律, 对研究该盆地内凹陷的构造变形和指导凹陷油气勘探具有重要的现实意义。

1.1 大地构造背景

塔木察格盆地在古生代时位于西伯利亚板块与华北板块之间的兴蒙洋位置上,到了新元古代和古生代,兴蒙洋不断后退、消减,西伯利亚板块的火山沉积体开始逐渐抬升,并与原兴蒙洋内的中间地块进行拼接,这一过程造就了西伯利亚板块逐渐向南扩张。进入到早二叠世末,沿着西拉木伦河,西伯利亚板块和华北板块开始相互碰撞,直接导致了兴蒙造山带形成。受两个板块之间相互碰撞及俯冲运动的产生的热力作用的影响,造成该地区被大量的华力西期花岗岩侵入。到了晚二叠世至三叠纪时期,亚洲构造域发生南北向挤压运动,这一挤压作用形成了东西向挤压褶皱带、冲断构造系和山间盆地群,而塔木察格—海拉尔盆地就处于这一弧形构造带的东部。

1.2 构造区带划分

南贝尔凹陷划分为三个次级构造单元,即为东次凹、西次凹和潜山披覆构造带(图1a)。南贝尔凹陷的东次凹是本项目研究区域所在的主体凹陷。

a b

南贝尔凹陷东次凹具有东西分带、南北分区的特点,南部为东断西超、北部为西断东超。可划分成六个三级构造单元:南部由西向东可划分为西部断鼻带、南部洼槽带和东部断阶带;其北部自西向东依次可划分为北部洼槽带、中央隆起带和断裂构造带(图1b)。

1.3 构造样式

由于凹陷边界两侧存在拉力作用力, 南贝尔凹陷东次凹内部断裂非常发育, 断层性质主要以正断层为主, 逆断层非常少见, 同时由于海拉尔盆地整体受右旋剪切力作用, 呼和湖凹陷作为其局部断陷盆地也受到一定的剪切作用力影响, 表现为部分正断层中存在走滑的因素[6]。凹陷内油气的分布在很大程度上直接或者间接受到断裂组合形式的控制[7]。

1.3.1 断裂特征

(1)该地区主控断裂走向与区域构造走向一致,北北东-北东走向为主,其次是北西向展布和近南北向展布的断层。

北北东-北东走向的断层发育早、断距大,部分断层在南屯组沉积前结束活动,而继续活动的断层在南屯组沉积之后活动明显减弱,它们控制着南屯组地层沉积厚度的变化、地层的分布范围、构造的规模和形态;南北向的断层一般为晚期断层,主要发育期为大磨拐河组-伊敏组沉积后期,规模小、平面延伸距离不大,垂直断距小,由上向下发育到铜钵庙组消失,对沉积没有明显的控制作用。

(2)纵向上以T2-2层为界分两套断裂体系

南贝尔东次凹的断层在剖面上以T2-2为界分为上下两套断裂体系。下部为早期断裂系统,活动时间长,断层主要为北东向和北东东向,几乎全部都是正断层,控制铜钵庙组、南屯组地层沉积;上部为晚期断裂系统,断层主要呈北西向,与继承性发育的北东向断层斜交,以正断层为主,也发育有少量逆冲断层。

1.3.2 断裂平面组合方式

南贝尔凹陷东次凹内断层基本组合样式包括平行状、斜列状、斜交状(即“Y”形)、反“S”形、“X”形和发散状等样式(图2)。平行状和“X”形的正断层平面组合反映了其成因与拉张力有关,其他几种类型组合样式反映了其成因与拉张和走滑的双重作用力有关。

2.构造演化

2.1 构造演化与构造变形

(1)根据地层发育的结构特征来看,南贝尔凹陷东次凹自下而上总体上可以划分为5个盆地发育期,分别为铜钵庙组、南屯组一段、南屯组二段、大磨拐河组、伊敏组五个沉积时期,其中铜钵庙组、南屯组一段和南屯组二段沉积期形成的沉积凹陷主要受断层控制,表现了断陷盆地的结构构造特征;大磨拐河组和伊敏组沉积时期形成的沉积凹陷总体上表现为拗陷结构。

(2)南贝尔凹陷东次凹先后发生多期同沉积、后沉积构造变形,呈现出复杂的叠加构造变形特征。断裂构造是构造变形的主体,包括控制断陷分布的正断层、构造反转期形成的反转正断层、逆断层和走滑断层等。

(3)多旋回的构造运动形成了多期、多类型的断裂系统,这些断裂不但控制了断陷的构造格局、沉积展布,同时成为了油气运移的重要通道。

2.2 构造演化阶段划分

区域不整合面的存在和构造变形样式的差异是划分构造演化阶段的主要据,同时结合贝尔凹陷具有沉降-反转-沉降的幕式构造演化特征,可将本区构造发育史划分为六个阶段:裂谷期、初始裂陷期、强烈断陷期、断拗期、拗陷期和拗陷萎缩期(图3)。

(1)裂谷期

研究塔木察格盆地南贝尔凹陷东次凹构造发育史应把它放在我国北部地区大地构造演化这一大背景下来整体考虑[9]。海拉尔-塔木察格地区前中生代构造演化基本上为一个大陆开合发展阶段[10]。从晚三叠世开始,进入强烈造山期,由于多期的俯冲和大陆碰撞产生的热力作用,造成本区大量的华力西期花岗岩侵入。塔木察格盆地在古生代时位于西伯利亚板块与华北板块之间的兴蒙洋位置上,其所在的大地位置决定了盆地基底岩性为华力西期花岗岩、古生代变质岩及更古老的变质岩。

(2)初始裂陷期

此阶段为铜钵庙组沉积期(南一段沉积前),此时在盆地的不同地区出现不同程度的沉降和抬升,使部分地区受到风化剥蚀(剥蚀量较小),形成局部角度不整合,变形样式为控陷边界正断层或小型断块边界断层(图3),此时的断层规模和断距都不大;同时在区域地质伸展背景下发生强烈拉张,造成古地貌落差大,快速堆积了一套磨拉石建造,发育冲积扇、浅湖、局部半深湖相沉积。在该阶段,洼槽的斜坡部位主要发育粗碎屑沉积,在深洼部位及沉积后期,可能有较好的细粒烃源岩发育。

(3)强烈断陷期

从南屯组一段沉积开始至南屯组二段沉积结束(相当于南屯组沉积期)。该时期热力作用开始减弱,主要表现为伸展沉降,北西-东南向拉张力显著增强,产生了大量北东向正断层。在拉张作用结束后,盆地转为以热沉降作用为主时期,在沉降的同时还伴随着部分拉张,这样就形成了若干由东南向西北阶梯状排列的断陷,出现了若干地堑和地垒,但此时的拉张作用明显弱于沉降作用,断陷内主要沉积了以砂泥岩互层为主要特征的南屯组地层。

该阶段为断陷快速拉张期期,断裂活动强烈,盆地快速沉降,主要充填扇三角洲、辫状河三角洲、湖底扇-前三角洲浊积、浅湖和深湖相沉积。整个南洼槽地区几乎都有南屯组沉积,物源区高差变小,湖盆可容空间的增加远比物源供给量大,形成半深湖-深湖盆层序。该沉积期是最主要的生、储层发育期,优质烃源岩(同时也是好的盖层)与扇三角前缘砂体构成很好的生储盖组合,是该区油气成藏的最重要层位。

(4)断拗期

此阶段为大磨拐河组沉积期,拉张应力逐渐减弱,并且应力方向发生了变化,由北西-南东方向应力转变为近东西向的拉张应力,进而断层的走向也发生了变化,主要表现为近南北向。随着断陷内沉降的继续进行,断层活动明显变弱,甚至有些断层停止活动,只有少数控陷主断层在活动,这个时候的沉降作用仍由断层所控制,沉降面积逐渐扩大,断陷开始向拗陷转变,这个时期也被称为断-拗转换期。

由于同沉积断裂活动整体减弱,构造差异沉降相对小,因此沉积物相对较细,发育以滨浅湖、局部半深湖沉积为特征,但主要的碎屑沉积体系仍然围绕洼陷的周边发育,形成沿洼陷边缘分布的辫状河三角洲或扇三角洲体系。该期沉积的大磨拐河组一段地层是好的区域盖层,同时根据烃源岩演化分析也具有一定的生烃能力。

(5)拗陷期

此阶段为伊敏组沉积期,该沉积期与大磨拐河组二段沉积期相似,断陷活动减弱,基底继续沉降,水体范围慢慢扩大,盆地整体进入拗陷发育阶段,沉积过程主要受热沉降作用控制,基本不受断层影响,伊敏组在整个贝尔凹陷都有存在伊敏组沉积后期,基底沉降基本结束,湖盆收缩,由滨浅湖相-三角洲相变为浅湖-滨湖沼泽相为主,沉积了一套以灰色泥岩为主夹少量砂岩的地层[10]。伊敏组末期的一次强烈的挤压反转是这一时期的标志性构造, 挤压应力来自北北西-南南东方向[9],这样就产生了大量的近南北走向的次级断层,形成了沿构造断裂带分布的扭动构造。

(6)拗陷萎缩期

伊敏组沉积后,凹陷发生了明显的构造反转,其处于一个整体抬升的态势,剥蚀作用强烈,形成了明显的削截不整合面。在区域扭压应力场的作用下,使先期沉积的地层发生褶皱变形,在先存的张扭性断裂带上发生逆冲反转,发生第二次反转构造,形成高角度不整合界面。此后构造活动逐渐减弱,断裂活动不再强烈,凹陷范围变小,沉积中心向东移动,湖泊逐渐消亡,最终形成了盆地的今构造。

3. 结论

(1) 根据湖盆的发育特点, 将南贝尔凹陷划分为三个次级构造单元,即为东次凹、西次凹和潜山披覆构造带;根据断裂的构造样式及其组合、分布特征, 将南贝尔凹陷东次凹划分六个三级构造单元:南部由西向东可划分为西部断鼻带、南部洼槽带和东部断阶带;北部自西向东依次可划分为北部洼槽带、中央隆起带和断裂构造带。

(2) 通过对研究区断裂组合样式和形态的研究, 总结了研究区的断裂在平面和地震剖面上的组合类型。断裂在平面上的主要组合样式包括平行状、斜列状、斜交状(即“Y”形)、反 “S”形、“X”形、发散状等样式;在三维地震剖面上构造组合形态主要有断阶式和负花状构造。

(3) 通过对所掌握的地质、地球物理和钻井资料的分析, 明确了南贝尔凹陷东次凹的演化过程, 确认了其是在拉张应力作用下形成的, 其构造演化过程可以划分为裂谷期、初始裂陷期、强烈断陷期、断拗期、拗陷期和拗陷萎缩期6个阶段, 并得出了不同演化阶段的主要沉积特征及其沉积相。

摘要：南贝尔凹陷位于海拉尔-塔木察格盆地断陷带的中部,是塔木察格盆地的次级构造单元,也是海-塔盆地最具勘探潜力的凹陷之一,东次凹是南贝尔凹陷的三个次级构造单元中的一个。通过对研究区构造特征的分析,将研究区划分成六个三级构造单元:南部由西向东可划分为西部断鼻带、南部洼槽带和东部断阶带;其北部自西向东依次可划分为北部洼槽带、中央隆起带和断裂构造带。在此基础上认识了南贝尔凹陷东次凹构造演化阶段及构造变形,这有助于揭示凹陷演化规律,分析构造演化对油气成藏条件的影响,同时对加快南贝尔凹陷的油气勘探进程有重要意义。

关键词：南贝尔凹陷,构造区带,构造演化,构造变形

参考文献

[1]冯志强,等.海拉尔盆地油气分布规律及下步勘探方向[J].中国石油勘探,2004,22(4).

[2]陈守田,等.海拉尔盆地含油气系统[J].吉林大学学报(地球科学版),2002,32(2).

[3]李占东,等.海拉尔盆地贝尔凹陷构造演化及其对油气控制[J].科学技术与工程,2010,10(9).

[4]马宝军,等.施力方式对半地堑反转构造变形特征影响的物理模拟实验研究[J].大地构造与成矿学,2006,30(2).

[5]蒲仁海,等.呼和湖凹陷地震相[J].西北大学学报(自然科学版),2004,34(5).

[6]王培俊,等.海拉尔盆地呼和湖凹陷构造特征与演化[J].特种油气藏,2009,16(5).

[7]吴亚东,等.海拉尔盆地贝尔凹陷反转构造研究[J].中国石油勘探,2006,(5).

[8]侯艳平,等.贝尔凹陷构造演化及其对沉积和油气的控制作用[J].大地构造与成矿学,2008,32(3).

[9]韩红涛.海拉尔一塔木察格盆地贝尔凹陷构造样式分析及其对油气影响[D].石家庄经济学院.

构造热演化史篇4

华北板块北缘中元古代造山带的确立及其构造演化

华北板块北缘发育一条中元古代晚期大陆边缘碰撞造山带,它由内蒙西部狼山起向东延伸到辽西和吉林东部一带,全长2 000余 km.造山带内部发育了不同类型变质的沉积岩、火山沉积岩,以及各种类型深成侵入岩.在1.0 Ga左右,由西伯利亚板块和华北板块对接碰撞,形成了巨大陆缘碰撞造山带.这次构造事件是Rodinia超大陆拼合事件的一部分,表明了在Rodinia超大陆时期华北板块和西伯利亚板块是连在一起的.

作者：刘正宏刘雅琴冯本智 LIU Zheng-hong LIU Ya-qin FENG Ben-zhi 作者单位：长春科技大学,地球科学学院,吉林,长春,130026刊名：长春科技大学学报 ISTIC EI PKU英文刊名：JOURNAL OF CHANGCHUN UNIVERSITY OF SCIENCE AND TECHNOLOGY年，卷(期)：30(2)分类号：P542.4关键词：华北板块北缘造山带中元古代

苏北盆地构造演化阶段划分及特征篇5

苏北盆地南北分别由东台和盐阜两大坳陷组成, 西北临鲁苏隆起, 南邻通扬隆起, 北部的滨海隆起与南黄海盆地的中部隆起相连;陆上的盐阜坳陷、东台坳陷向海域延伸与南黄海盆地南部坳陷相接。这些隆起、坳陷与海域的北部坳陷及陆上的建湖隆起共同组成了统一的苏北—南黄海盆地。控制盆地发育演化的断裂与隆起主要为嘉山响水断裂、杨村断裂、六合断裂、江都—吴堡断裂、海安—南港断裂和建湖隆起[1]。

在苏北盆地内, 平面上隆起、凸起与凹陷交替呈雁列式展布, 由西北部的北东走向, 逐渐过渡到东南部的北东东向和近东西向[2]。这是由于在盆地的沉积盖层中产生了走滑构造变形所致, 明显具有右旋走滑特征, 这与嘉山—响水边界走滑断裂的走向相一致, 充分说明苏北盆地是在右旋走滑主应力场作用下形成的。在主应力场背景下, 大部分主要断裂都具有右旋走滑的性质。在区域右旋走滑主应力场作用下, 苏北拉分盆地的发育演化大致可分为初始拉分阶段、强烈拉分阶段、拉分减弱阶段和后沉积阶段。

1 初始拉分阶段

仪征运动末的晚白垩世泰州组沉积时期, 构造环境发生巨变, 即从先前的挤压应力环境转变为区域拉张环境, 浦口组底部的“黄桥转换面”体现了下扬子区构造体制从挤压向拉张环境的转变。这一时期, 太平洋板块由NNW向转为NWW向俯冲于欧亚板块之下, 而印度板块与欧亚板块强烈碰撞, 印度板块向北推挤欧亚板块, 使之向北退却, 从而造成欧亚板块东缘产生广泛的右行剪切, 右行剪切主方向为NNE向。这种右行剪切作用导致欧亚板块东缘西部以郯庐断裂带为代表发生右行走滑。苏北—南黄海盆地西部边界嘉山—响水断裂为郯庐断裂的一条分支断裂, 而东部边界丽水—海丰断裂则属欧亚板块东缘右行剪切系统中的R剪切, 两者在此时期发生右行走滑。东部走滑构造带和西部走滑构造带的右行走滑作用下形成苏北—南黄海走滑拉分盆地, 由边界的走滑运动导致盆地内部的拉分伸展。但由于边界断裂并非大型走滑断裂, 因而盆地拉分量比较有限, 盆地整体处于拉分坳陷阶段, 各凹陷间没有明显的界限, 为统一的湖盆。

泰州组以湖泊沉积为主, 形成下粗、上细的正旋回沉积。这一时期在上隆夷平的准平原化基底之上, 开始接受了泰州组一段冲积—河流相的粗碎屑建造, 有明显的的充填特征。随着水体的加深, 在盆地水体较低部位沉积了泰二段滨浅湖—半深湖相的砂泥岩建造, 其暗色泥岩成为苏北盆地的第一套烃源岩。

2 强烈拉分阶段

古新世阜宁期是苏北盆地的强烈拉分期, 吴堡运动是主要的构造运动。这一时期由于苏北盆地东西部右行走滑存在着不均衡性, 使其内部派生一系列具有右行走滑的次级断裂与隆起或低凸起。金湖凹陷的石港断层、高邮凹陷的真 (1) 和吴 (1) 断层、溱潼凹陷的东部边界断层等就是在这种背景下产生的。这些断层活动规模大, 对地层沉积与构造发育的控制作用强。断层的活动也加速了凹陷间凸起的发育, 使盆地内各次级构造单元具有明显的界限。如金湖凹陷与高邮凹陷间的菱塘桥低凸起和柳堡低凸起, 溱潼凹陷与高邮凹陷间的吴堡低凸起及溱潼凹陷与海安凹陷间的泰州凸起就是在此期间形成的。这些断层或凸起对苏北盆地内的凹陷形成发育、地层沉积与构造的发育演化都不同程度地起着重要的控制作用。

古新世阜宁组沉积时期, 由于沉降速度大于沉积物补偿速度, 水体不断加深, 沉积范围不断扩大, 沉积了阜二段和阜四段等深湖—半深湖相生油岩, 累计厚度可达千余米。拉张强弱的周期性变化, 在生油岩系之间形成了阜一段、阜二段和阜三段多套砂质岩层段, 从而构成了较好的生储盖组合, 开拓了苏北盆地成藏组合发育的全盛时期, 也是苏北盆地盖层发育的主要时期。

阜宁组沉积后, 盆地区发生了区域性的抬升隆起, 阜宁组局部遭受剥蚀。整体上本次盆地抬升幅度较小, 地层遭受剥蚀的时间较短。在盆地不同的凹陷, 抬升的幅度有所不同, 使阜宁组地层在各凹陷不同构造部位的剥蚀量不尽相同, 金湖凹陷石港断层上升盘地震上T30具有明显的不整合剥蚀面, 溱潼凹陷内阜宁组顶也可见明显的不整合。

3 拉分减弱阶段

在盆地经过较短时间的抬升剥蚀后, 迎来了始新统戴南组和三垛组沉积时期, 此时边缘海基本停止拉分。渐新世末期沉积与古近纪之间具有广泛区域性不整合。虽然各地也会略有差异, 但在渐新世末期欧亚板块东缘发生区域性挤压是一基本事实, 其挤压源于太平洋板块与欧亚板块快速汇聚。以三垛事件为代表的构造活动使盆地抬升, 遭受长期强烈剥蚀并造成盆地反转。之后构造活动由张性剪切逐步转变为拉张作用为主或者由热演化控制。此次强烈挤压造成苏北盆地整体抬升, 早期沉积遭广泛遭受剥蚀。

4 后沉降阶段

新近系盐城组沉积时期, 太平洋板块与欧亚板块间汇聚速度明显变小, 但仍保持挤压状态, 由于印度板块强烈推挤欧亚板块 (特别是上新世更新世) , 欧亚板块东缘发生弱的拉分作用。苏北盆地表现为以整体热沉降为主兼有弱的拉分作用。

在苏北盆地的沉积发育演化过程中, 1个重要特点是伴随着不同时期的构造运动常发生火山活动。中、新生界岩浆活动频繁, 平面上遍及盆地各凹陷。纵向上自泰州组至盐城组主要发育三期火山活动旋回:即泰州—阜宁组火山活动旋回、三垛—戴南组火山活动旋回和盐城组火山活动旋回。每期旋回还可划分出多个亚旋回, 如泰州—阜宁组旋回就可划分出4个亚旋回。火山岩体总的趋势是沿主断裂带分布, 并常迭合连片。

在盆地形成的起始阶段, 地幔物质上隆, 火山岩系伴随仪征事件在北东向和北西向断裂交汇区产出, 此作用一直延续到阜一段沉积期。到阜宁晚期, 地壳运动又开始活动, 基性岩浆沿老断层上升, 为水下中心式间歇喷发, 此次岩浆活动代表了吴堡运动的前奏。到真武运动期, 块断活动达到高潮, 此时岩浆活动亦达到高潮, 玄武质岩浆沿北东向基底断裂呈溢流式喷溢及侵入;其次沿北东向与近东西向断裂交汇部位呈中心式喷溢形成大面积的玄武岩。所以, 苏北盆地的火成岩是基底块断活动及断陷盆地形成过程中应力积聚和释放的产物。

5 结语

明确盆地区域构造演化, 对目标区的构造特征及其对油气富集成藏的控制作用研究具有重要意义。苏北盆地经历初始拉分阶段、强烈拉分阶段、拉分减弱阶段和后沉积阶段四种演化阶段, 也形成了苏北盆地多凹陷、多断裂的复杂地层关系, 也预示油气富集成藏样式多样化。

参考文献

[1]刘玉瑞, 刘启东, 杨小兰.苏北盆地走滑断层特征与油气聚集关系[J].石油与天然气地质, 2004, 25 (3) :279-293.

玉代力克断裂带构造演化阶段篇6

根据前人研究成果, 研究区所处的巴楚地区隆起于泥盆纪末期, 发展于二叠纪末期, 现今的构造面貌构造构架主要形成于中新生代, 其动力主要来自于周边板块的碰撞。研究区经历了加里东早期和海西晚期的两次拉张作用, 而在这两个时期之间以及到中、新生代以来, 本区处于挤压隆升的过程。区域构造演化概括为古生代克拉通盆地演化阶段、中生代隆起剥蚀阶段以及新生代前陆盆地演化阶段。结合区域构造背景、应力场分析、断裂活动期次以及地震剖面、构造演化剖面共同分析研究区的构造演化特征。

1 加里东早期—中期

寒武—奥陶纪, 塔里木盆地南北两侧均为被动陆缘拉张时期, 巴麦地区位于塔西克拉通内坳陷主体部位, 即北部坳陷的北东倾南翼斜坡, 具有西高东低、南高北低的古地貌特征。在此时区域拉张性应力场背景下, 色力布亚断裂已开始小规模活动, T74上盘厚度略大于下盘厚度, 断裂表现为基底正断裂。在加里东中期, 研究区西高东低, 南高北低, 色力布亚断裂初具雏形 (图1) 。

2 海西早期

中泥盆世末, 南天山带构造运动强烈发生, 南天山洋关闭, 由北向南挤压塔里木地块, 巴楚地区在海西早期北西-南东向挤压应力作用下, 区域性隆升剥蚀, 大部分边界断裂再次复活逆冲, 但是巴楚地区西部的色力布亚断裂等NW向断裂表现为继承性弱挤压。

3 海西晚期

受南天洋闭合及岛弧碰撞的影响, 现今巴楚隆起区的西北部逐渐抬升。T54沉积以后, 研究区麦盖堤斜坡北东方向地层厚度明显减小, 与早二叠世晚期 (T54与T50之间) , 由于古特提洋向北俯冲消减, 导致板块内部拉张、裂陷、岩浆活动异常强烈, 原塔西南古隆起逐渐下沉并反转有关, 活动导致研究区内发育的北东倾单斜转化为区域性南倾单斜, 色力布亚断裂也开始活动, 但是不剧烈 (图2) 。由于盆地北缘的天山造山作用形成的近NS向的挤压应力场影响, 在工区西南的麦盖提斜坡上形成呈NWW向展布的一系列构造带:巴什托—先巴扎构造带、玉代力克西构造带以及玉代力克构造等。海西晚期, 麦盖堤斜坡反转, 坡度不大, 斜坡上的古潜伏构造发育, 色力布亚断裂开始逆冲活动, 但不强烈。

4 喜马拉雅中晚期

海西晚期运动之后至喜玛拉雅运动早期, 巴楚地区处于差异升降运动的区域性构造活动。中生代印支运动使麦盖堤、巴楚大部上升为剥蚀区, 并一直持续到早白垩世末, 由于长期处于暴露剥蚀状态, 工区内发生沉积间断, 中生代地层全被剥蚀, 直到晚第三纪中新世才开始大面积接受沉积, 形成T50区域性不整合面。

中新世 (T20与T50地震反射层之间) 开始, 喜玛拉雅运动中期, 印度板块与青藏板块碰撞, 天山、昆仑山迅速崛起, 中新世末帕米尔突剌楔入, 所有这些运动迅速使巴楚隆起迅升、麦盖堤斜坡变陡, 并使其盆地西段右旋。

巴楚隆起西段主体上的局部构造在喜玛拉雅中晚期定型, 且多带压扭走滑性质。该时期的构造活动强烈, 也是色力布亚边界大断裂断裂带的主活动期, 发生的褶皱变形主要发生在巴楚隆起区, 而处于麦盖堤斜坡上的地层也有微弱活动, 其上的构造带也在此时定型, 但是没有起到改造和破坏作用。

摘要：玉代力克断裂带位于麦盖提斜坡西北部, 主要发育NW向、NWW向两组断裂体系。本文主要分析玉代力克断裂带的构造应力和断裂期次, 将玉代力克断裂带构造演化分成加里东早期—中期、海西早期、海西晚期和喜马拉雅中晚期四个阶段。

关键词：玉代力克,构造,演化

参考文献

[1]罗廷辉, 赵锡奎, 李坤, 等.巴楚隆起色力布亚断裂演化及其油气意义[J].重庆科技学院学报, 2010, 12 (6) :5-8

阳信洼陷新生代构造演化特征研究篇7

关键词：阳信洼陷,林樊家构造,构造演化,油气成藏

0 引言

阳信洼陷位于惠民凹陷北东部, 是渤海湾盆地济阳坳陷惠民凹陷的一个次一级负向构造单元, 介于无棣凸起和林樊家构造之间, 洼陷走向呈北东东向, 东西长25~50km, 南北宽23~29km, 面积约1368km2, 是中、新生代形成的箕状断陷洼陷, 具北断南超结构。其演化过程一直缺乏细致的研究, 从而影响了对该区成藏条件的深入认识, 因此, 加强该区构造演化特征研究具有重要的意义。

1 断裂特征

阳信洼陷由孔店组、沙四段、沙三段和沙一段四个生烃盆地由南向北叠置而成, 整体走向近东西向。根据阳信洼陷构造、沉积等地质特点, 将阳信洼陷由北向南划分为“三带”—陡坡带、洼陷带和斜坡带;中部发育的大型惠城鼻状构造由南向北延伸, 将洼陷带分割成东西“两洼”———温家次洼区和阳信次洼区, 形成了两个不同的构造单元[1]。

阳信地区断裂较为发育, 从平面分布上看, 断裂系统主要以东西向为主, 其次为以北东向、北西向。其中, 东部和中部比西部断层发育, 南部比北部断层发育。洼陷的北界断层是一条一级断层———阳信断层;南部的林樊家东断层是一条二级断层, 近南北走向, 隐伏在沙四、孔店地层内部, 对温店次洼和斜庙次洼的形成与发育具有一定的控制作用。三、四级断层主要分布在阳信洼陷的南斜坡、商店构造以及沙河街构造。洼陷南部以东西向断层为主, 为盆倾的重力成因断层, 东部和中部断层东西向、北东向和北西向各个方向都有, 既有重力成因, 也有因火成岩上拱产生的张裂断层。北部沿边界断裂发育滑动断阶, 与边界断层相同走向。

区内的一级大断层陵县~阳信断层为惠民凹陷的北部边界断层, 断层主体走向为北东东向, 长度120km, 分属于滋镇洼陷和阳信洼陷的陵县断层和阳信断层表现为凹向洼陷的弧形。该断层为大型铲形基底滑脱断层, 上部倾角可达60°~70°, 向下迅速变缓, 滑脱面向南延伸30~40km, 凹陷内断至基底的二级断层向深部与之相交。该断层的断面表现为东西方向沟梁相间的构造形态, 控制了惠民凹陷和阳信洼陷的构造演化及沉积。该断层长期活动, 但活动强度不一, 在孔店组开始发育, 孔店组~沙四段沉积时期, 断层活动强烈, 在沙三段~东营组沉积时期, 断层活动相对较弱, 大部分地区表现为断开滑脱层的小型平直断层, 它们控制了沙三段~东营组的发育。

2 构造演化特征

阳信洼陷是惠民凹陷的一个次级构造单元, 其构造演化特征具有惠民凹陷的共性, 同时又具有其自身的特点。通过平衡剖面技术对阳信洼陷新生代的构造演化过程进行了恢复, 明确了林樊家构造、惠城鼻状构造及阳101背斜的形成过程。

2.1 阳信洼陷的演化过程

阳信洼陷新生代以来的构造演化主要受北部阳信大断层的控制[2], 可以分为4个主要阶段, 从阳信洼陷南北向528.5测线构造演化剖面看 (图1) , 断陷早期 (孔店组———沙四下亚段沉积期) , 阳信断层剧烈活动, 阳信洼陷与南部的林樊家构造、里则镇洼陷为北断南超的统一沉积盆地, 发育了厚层的孔店、沙四下亚段地层, 沉降中心和沉积中心位于北部的阳信洼陷。由于阳信断层是一个角度平缓的大断裂, 随着沉积地层的加厚, 在阳信断层活动的同时, 沿低角度的拆离面产生了较大的反向剪切阻力, 造成了同生滑脱断层的发育, 包括林南断层。随着剪切阻力的进一步加大, 陵县断层逐步停止发育, 林南断层以北的滑脱断层和调节断层也随之减弱至停止发育, 主要伸展量体现在林南断层, 造成沉积湖泊南北解体和林樊家构造的抬升。断陷中期 (沙四上亚段———沙三段沉积期) 沙四上亚段沉积时期, 林樊家构造开始抬升, 局部剥蚀了沙四下地层和部分孔店组地层, 为洼陷南部提供了部分物源, 洼陷中心形成了以浅湖-半深湖油页岩、暗色泥岩为主的生油层系。沙三段时期里则镇洼陷持续发育, 阳信洼陷逐渐萎缩, 沉积了较厚的沙三段地层, 林樊家隆起形成低凸起, 抬高部位的沙四下和孔店组地层遭受强烈剥蚀。断陷晚期 (沙二———东营组沉积期) , 阳信洼陷的断裂活动逐渐减弱, 林樊家构造抬升剥蚀, 洼陷内沉降速率变低, 沙二段至东营地层沉积较薄, 其中沙一段沉积时期洼陷带再次形成暗色泥岩, 目前钻井揭示仅获生物气, 未见油流。坳陷期 (新近纪———第四纪沉积期) , 济阳坳陷构造活动基本停止, 从馆陶组沉积时期出现区域沉降, 地层稳定沉积。

由于洼陷主控断层阳信大断层北段和西段活动的分段性, 导致断裂面隆起以及沉积充填共同作用下, 惠城鼻状构造在沙四下亚段时期开始发育, 沙四上亚段时期成型, 从而分割了东西两个次洼, 对阳信沙三段和沙四段的沉积成一定的控制作用。阳101背斜属于阳信洼陷构造演化过程中形成的一个局部小构造, 阳101构造位于惠城鼻状构造倾没端的东翼, 现有的阳101断背斜形态是沙三段时期火山岩侵入上拱形成的, 形成时间早, 具备良好的油气聚集构造背景。

由于阳信大断层是一个沿古剥蚀面发育的倾角平缓的大断裂, 洼陷的发育过程, 体现出沉积中心不断向北推移变迁的特点。从阳信洼陷的南北向的层拉平剖面上看, 孔店、沙四时期的洼陷中心由于后期沉降中心的不断北移而演化为向北倾的单斜坡, 因此, 孔店、沙四、沙三、沙二至东营等沉积地层的纵向和横向累加构成了阳信洼陷现今的构造特征。

2.2 阳信洼陷南部具有一定的物源

在明确阳信洼陷演化过程的基础上, 利用地层趋势法对林樊家构造的地层剥蚀量进行了计算, 以阳信二维528.5测线为例, 沙四下亚段最大剥蚀厚度为220m;孔店组最大剥蚀厚度270m。整个林樊家沙四下亚段剥蚀范围约300km2, 厚度为100-400m, 能提供阳信洼陷南部沙四上亚段同样范围区约1/3的物源。此外, 根据钻井统计看出, 阳信洼陷砂岩百分含量呈现南北高, 中间低的特征, 说明了沙四上亚段沉积时期, 阳信洼陷南部具备一定的物源。另外, 通过对多口井的碎屑颗粒含量统计看出, 盆缘边部到洼陷中部的碎屑颗粒成熟度逐渐变高, 而岩浆岩和变质岩颗粒的含量逐渐变小, 证实了物源主要来自母岩为变质岩和火成岩的无棣凸起。由于南部供给物不足, 又远离北部物源, 所以阳信南部沙四上亚段主要发育滨浅湖滩坝砂沉积。

2.3 构造演化对油气成藏的控制作用

盆地构造演化控制着盆地的沉积演化, 从而控制着盆地内烃源岩、储集层和盖层的发育。阳信洼陷多旋回构造沉积演化形成沙四上亚段、沙三段和沙一段等3套烃源岩为中心的生储盖组合。由于沙一段地层的埋深较浅, 最深仅1700m左右, 烃源岩Ro值为0.26%-0.33%, 目前钻井揭示仅获生物气, 未见油流。沙三段埋深为1300m~3200m, 烃源岩Ro值为0.29-0.48%, 主要形成低成熟油。沙四上亚段埋深可达3500米以上, 烃源岩Ro值>0.5%, 地化指标综合评价为一套较好———好的成熟烃源岩, 预测资源量2.1×108t, 阳101井在沙四上亚段已获得成熟油工业油流。根据阳信洼陷断裂活动期与油气运聚配置关系分析认为, 由于沙三———沙一段构造活动减弱、断层发育较少, 圈闭数量从沙四段到沙一段逐渐减少, 圈闭形成的时间较早 (沙三段末期-沙二段早期) , 有利于油气的聚集和保存, 同时使断层在油气运聚成藏过程中主要起封闭作用, 在断层附近更容易聚集油气, 后期形成的油气主要以侧向运移为主, 形成“自生自储型”的油气藏。综上分析认为, 目前阳信洼陷沙四上亚段成熟油最具有勘探潜力。惠城鼻状构造带位于阳信两个生油次洼的中间, 该带发育多个构造圈闭群, 处于油气运移的有利指向上, 该带周围油气显示最为丰富, 成为油气富集的主要场所, 应为下步勘探的有利区带。

3 总结

阳信洼陷新生代以来的构造演化主要受北部阳信大断层的控制, 可以分为4个阶段, 从而形成阳信洼陷北断南超, 东西两次洼分割的的构造格局。导致林樊家构造抬升剥蚀, 从而控制着盆地内烃源岩、储集层和盖层的发育, 形成沙四上亚段、沙三段和沙一段等3套烃源岩为中心的生储盖组合。影响油气聚集成藏, 使本区主要形成“自生自储型”的油气藏。综合分析认为沙四上亚段惠城鼻状构造带为阳信洼陷下步勘探的有利区带。

参考文献

[1]左丽伟.阳信洼陷新生代构造演化与油气成藏[J].内江科技, 2013 (03) .

构造热演化史篇8

关键词：北乌斯丘尔特盆地,构造演化,沉积演化

自20世纪90年代我国开始了海外油气勘探开发事业,勘探不断取得重大突破。其中,低勘探程度区的勘探占据了相当大的比重。北乌斯丘尔特盆地的油气勘查工作始于20世纪中叶,至2005年探明石油储量3.461×108t,天然气6.792×1010m3,已初步证实中上侏罗统含油气层系,下第三系含油气层系和前侏罗系含油气远景层系[1,2]。盆地大规模的深入油气勘探尚未开展,待发现的油气资源较多,勘探潜力较大[3]。有必要系统分析盆地的构造及沉积演化规律,为今后盆地烃源岩发育及分布、储层发育和展布、把握油气的运聚规律以及资源潜力评价等各方面的研究提供参考和借鉴。

1 盆地构造演化特征

盆地南北向为凹隆相间的构造格局,根据基底与沉积盖层特征,其内部可划分为北布扎奇隆起、库尔图克凹陷、阿雷斯塔阶地、南布扎奇凹陷、Ashchitaypak阶地、Kulazhat凹陷、Kultuk-Irdalin阶地、萨姆凹陷、考斯布拉克凹陷、阿克土姆苏克隆起、巴尔萨格里梅斯凹陷、苏多奇凹陷、却耳卡尔凹陷、东咸海凹陷等14个二级构造单元[1,4](图1)。研究表明,盆地经历了基底形成期、被动边缘期、裂谷期、裂谷后期、挤压期、上第三系坳陷期6个构造演化阶段(图2)。

1.1 基底形成期

基底的准确时代尚不清楚。地震及有限的钻探资料表明盆地基底可能是非均质的块体。南部基底相对隆起,深度为5.5 km~8 km,可能是前寒武纪花岗岩壳[5];向北部基底深度增加到(9~11)km,可能是海相薄的过渡壳。基底岩石在早泥盆世发生变形,后期被早-中泥盆世的造山碎屑岩覆盖,并被花岗岩侵入。

1.2 被动边缘期

盆地北部,分布着间杂有火山碎屑物的碳酸盐岩及碎屑岩。在巴什基尔期继续发生区域性的下沉,布扎奇大部分地区沉积了含黏土质碳酸盐岩。晚石炭世到早二叠世时期的哈萨克板块及欧美板块碰撞,乌拉尔造山作用引起被动大陆边缘变形和抬升,导致盆地东部发生强烈变形,而西部较弱。

1.3 裂谷期

晚二叠世-三叠纪晚期的造山运动产生强烈拉张,曼格什拉克缝合带触发走滑运动产生裂谷。三叠纪末,伊朗和北阿富汗微大陆与欧亚大陆缝合,从而在整个地区形成强烈的挤压,并导致断裂系倒转。

1.4 裂谷后期

侏罗纪开始是压力释放后的裂后热沉降期。普林斯巴-土阿辛期,主要沉积粉砂、砂岩和砾岩等陆相碎屑。尼奥科姆-阿普特时期经历抬升过程,这一过程与曼格什拉克-中乌斯丘尔特隆起区的走滑运动有关。

1.5 挤压期

晚始新世阿拉伯板块与欧亚板块发生碰撞,形成局部隆起和断层复活。由于北东-南西向的挤压及走滑运动的重新活跃,使布扎奇半岛许多基底断裂复活、倒置并发生偏移。始新统被厚层的渐新世时期的页岩序列所覆盖,上第三系沉积层厚达200 m,基本上为页岩,含少量砂岩夹层。

1.6 上第三系坳陷期

上新世-全新世时期,滨海继续缓慢退却,使盆地进一步向西倾斜,主要以陆相沉积为主。

2 盆地沉积演化

参考前人研究成果[6],结合盆地构造发育史及构造格局对北乌盆地岩相古地理图进行了重塑。盆地区域性的构造演化对沉积格局的复杂变迁过程起着重要的控制作用。

晚泥盆世-早石炭世盆地北部多处于深水陆架环境,南部、东南部发育深海洋盆和海盆。早中石炭世盆地整体处在深水陆架上,为其烃源岩的发育奠定基础。中、晚石炭世由于乌拉尔造山作用引起被动大陆边缘变形和抬升,盆地发生整体隆升,东部抬升作用尤其活跃,隆升幅度大,形成陆相沉积环境,西部主要为内陆架。

晚二叠世-三叠纪进入裂谷期,盆地在总的区域性抬升和盆地海退背景上,总体表现为陆相沉积。中东部地区为陆相区,沉积粉砂岩、砂岩和砾岩等陆源碎屑岩。在布扎奇半岛沉积了厚度较大的三叠系地层,该半岛北边的山间盆地发育河流相、湖相等沉积序列。

侏罗纪开始进入裂谷后期,盆地开始了明显的沉降趋势,经历了陆相向海相变迁的过程。西部布扎奇地区为海相区,中东部地区处在海陆过渡相区,沉积有泥质灰岩、泥岩、泥质砂岩、砂岩、砾岩等(图3和图4)。

晚侏罗世在相对稳定的大地构造条件下持续海侵,盆地逐渐由海陆过渡相转向海相,主要沉积海相泥页岩和陆源碎屑岩。晚侏罗世萨马斯克区块和咸海陆上区块主要为海陆过渡相区,咸海水上是浅海内陆架与海陆过渡区共存,沉积的岩性有泥岩、粉砂岩、泥质灰岩、泥质砂岩和砂质泥岩及砂岩等(图5)。

白垩纪以构造沉降体制为总体特征,持续的热沉降意味着海相沉积环境不断加剧。在这个背景下,盆地几乎被海水覆盖,沉积了海相页岩、粉砂岩、石灰岩和泥质灰岩等。

古新世-渐新世基本上继承了晚白垩世的沉积体制,古新世末期盆地进入挤压期,到渐新世-中新世沉积条件发生变化,盆地整体隆升,以海相为主并与海陆过渡相共存,主要沉积泥岩、泥质粉砂岩和粉砂岩。

综上,受构造控制北乌盆地沉积演化主要经历了陆-海-陆-海-陆复杂环境变迁过程,导致了盆地碎屑岩、碳酸盐岩等多种岩石类型并存的沉积格局,也为盆地多套烃源岩、储层及盖层的形成提供条件。在演化过程中,盆地西部多为内、外陆架(浅、深水)环境,仅盆地全面抬升时为陆相沉积环境;而东部相对陆相沉积环境为主,仅在大范围海侵期为浅水内陆架沉积环境,这是导致北乌盆地形成西油东气格局的主要原因。

3 主要认识

(1)北乌盆地构造演化可划分为基底形成期、被动边缘期、裂谷期、裂谷后期、挤压期、上第三系坳陷期6个阶段。

(2)区域性的构造演化决定了北乌盆地沉积格局的复杂变迁。总体上,盆地经历了基底期的花岗岩、变质岩→晚泥盆世-石炭纪被动边缘期的海相沉积→晚二叠世-三叠纪裂谷期的陆相沉积→侏罗纪-白垩纪裂谷后期的海陆过渡、海相沉积→始新世后期-中新世挤压期的海、陆相共存环境→上新世-全新世上第三系坳陷期的以陆相为主的沉积环境的阶段性演变。最终导致了盆地海相、陆相和碎屑岩、碳酸盐岩等多种沉积环境及岩石类型并存的沉积建造。

(3)探讨盆地的构造演化、沉积演化规律,为该盆地烃源岩发育及分布、储层预测以及资源潜力评价等各方面的研究提供参考和借鉴。

参考文献

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[3] Ulmishek G F.Petroleum geology and resources of the north ustyurtbasin,Kazakhstan and Uzbekistan.Denver,Colorado:U.S.Geolog-ical Survey Bulletin 2201-D,2001

[4]陈学海,卢双舫,薛海涛,等.地震属性技术在北乌斯丘尔特盆地侏罗系泥岩预测中的应用.中国石油勘探,2011

[5] Babadzhanov T L,Kunin,et al.Geologic framework and petroleumpotential of deeply buried complexes of Central Asia on geophysicaldata.Tashkent,Uzbekistan,Fan,1986:188

构造热演化史篇9

贝尔凹陷是海拉尔盆地的主力勘探地区之一,自下而上地层划分为铜钵庙组、南屯组一段和南屯组二段、大磨拐河组一段和大磨拐河组二段、伊敏组和青元岗组,其中南一段为贝尔凹陷主力烃源岩层[1,2]。贝尔凹陷断裂十分发育,其形成演化过程对油气的运聚成藏具有重要的控制作用。随着勘探工作的深入,迫切需要运用新的理论对一些现有的层系进行系统深入细致的研究,深化石油地质特征的认识。因此,有必要深入剖析贝尔凹陷断裂构造特征,确定断裂的发生、发展及其演化过程,进而探讨断裂对油气成藏的控制作用,以利于断陷盆地区油气的进一步勘探。

1 构造特征及构造层划分

1.1 构造单元特征

贝尔凹陷整体上具有东西成带、南北分块的特征(图1),以苏德尔特和霍多莫尔断裂带为界线,自南向北划分为2个斜坡带(贝西斜坡、贝东斜坡)、3个断裂带(苏德尔特构造带、霍多莫尔构造带和巴彦塔拉构造带)、5个次凹(贝中次凹、贝西次凹、贝北次凹、贝东次凹和贝东北次凹)。

贝尔凹陷贝西次凹具有东断西超的特征,贝中次凹具有东西双断、南宽北窄的特征;贝北次凹和贝东北次凹也具有南断北超的特征贝东次凹主要以东西双断的特征为主。发育有北东向中央苏德尔特构造带,将贝尔凹陷分为东、西洼凹带,两个洼凹带相背而掉,而苏德尔特构造带内部地层断失。贝中次凹结构简单,该区控陷的断裂为北东向的苏德尔特断裂带。与贝中次凹结构相似,贝西次凹南部主要由一系列反向断阶带和顺向断阶带所组成,在拉张的过程中苏德尔特构造带主要与边界断层控陷断层进行应力调节,产生与凹陷的长轴方向的变换断层,向北凹陷东西向收敛。霍多莫尔构造带走向与苏德尔特构造带近似,东西向联合剖面显示仍然以该构造带为界限把东西分为不同级别的次凹结构。霍多莫尔构造带为贝西次凹东侧的主要边界断层,与贝西斜坡带断阶带控陷断裂围限形成贝西次凹的沉降和沉积中心,剖面上自南向北发育单断断槽式向复合式过渡。巴彦塔拉地区结构复杂,起因于巴彦塔拉断裂多期走滑,北东向联合剖面显示该区为典型的西南断北东超的箕状断陷特征,北西向剖面显示了乌西断裂和巴彦塔拉断裂联合控陷的特征。

1.2 构造层划分

构造层是地质演化过程中在一定的构造单元里、在一定的构造时期内形成的、具有一定的构造变形特征的地层组合。它在时间上代表地球演化历史中一定的构造时期,在空间上代表某一构造事件所影响的范围。依据贝尔凹陷的三个重要的地震反射界面T5、T2-2和T04所代表的重要不整合面[3],可将盆地划分为3大构造层(图2):铜钵庙组和南屯组为断陷构造层,大磨拐河组和伊敏组为断-坳转换构造层,青元岗组和古近系为凹陷构造层[4]。

1.2.1 断陷构造层(铜钵庙组-南屯组)

铜钵庙组-南屯组沉积时期为贝尔凹陷强烈的拉张时期,贝尔凹陷主控边界断裂多发育在苏德尔特构造带、霍多莫尔构造带附近(例如霍西断裂以北东向为主),该区控陷边界断裂是以中部形成为主,控陷的主干边界断层多个方位,断陷的结构不尽相同。

1.2.2 断-坳转化构造层(大磨拐河组-伊敏组)

南屯组末期,贝尔凹陷经历了短暂的抬升,贝尔凹陷相比抬升幅度较大,中部形成明显的像贝尔苏德尔特潜山,南屯组顶面明显的削截面。之后盆地演化进入凹陷阶段,大磨拐河组和伊敏组断坳均有分布,但部分断层仍然强烈活动,还对大磨拐河组和伊敏组沉积有一定的控制作用,表现为断陷向凹陷转化的特征,因此称为断-坳转化构造层。

1.2.3 凹陷构造层(青元岗组)

伊敏组末期,贝尔凹陷有一次明显的挤压反转,表现为“西北强东南弱”的特征。尤其在贝尔凹陷的贝西斜坡带上反转最为明显,青元岗组沉积时期,盆地全面进入凹陷阶段,构造变动不大。古近纪末期,贝尔凹陷又经历一次强烈的反转,使伊敏组沉积末期形成的正反转断层进一步向上延伸断至T04以上的地层,该时期在贝尔西部表现为强烈抬升且遭受剥蚀,地震剖面上为一大的不整合界面。

1.3 断裂发育期次

根据断裂与构造层关系及运动学特征,将贝尔凹陷发育的断裂划分为上部断层系、下部断层系和长期发育的断层系断裂3种类型(图2)。不同类型断裂的变形期次、序列及演化过程与构造应力场密切相关[5]。下部断层系主要为断陷期形成的断层,为早期伸展所形成断裂系统;上部断层系主要形成于断-坳转化时期,为中期走滑-反转变形为主形成的伴生断层,主要为与主干基底断层伴生的密集带;长期发育断层系形成时间较长,主要为早期伸展中期走滑断裂系统、早期张扭中期伸展断裂系统和早期伸展中期走滑晚期反转的断裂系统。

2 断裂演化特征

2.1 断裂活动时期的确定及演化

2.1.1 构造层序界面及变形时期

地层层序中的间断面是很多的,它们反映了从水动力条件变化到发生区域地壳运动等一系列情况[6]。T5界面和T04界面是海拉尔盆地的一级构造层序界面,T5界面是盆地的基底面,其下是古生代地层,在布达特群沉积后,东北地区进入强烈的造山期,形成区域性不整合界面,为挤压型的一级构造层序界面。T04界面是白垩系上统和下统的分界面,T04界面之下的削截面既有因掀斜而引起的,又有因挤压而引起的,该界面是早期伸展和晚期压扭的综合产物。T04反射层为上白垩统青元岗组底界面,与下伏反射波组呈角度不整合接触,是区域性的不整合面。这两个不整合面在海拉尔盆地普遍存在,记载了两次区域构造变形时期。另一重要的层序界面是南屯组与大磨拐河组分界面T22,该反射界面之下在贝尔凹陷苏德尔特潜山带和布勒洪布斯断隆上总体表现为削截特征,反射层以上贝尔凹陷贝西次凹的南西构造部位向两侧的呼和诺仁构造和苏德尔特潜山构造表现为上超特征;在南屯组地层形成后发生了局部性隆升剥蚀作用,没有形成区域性不整合界面,同时它是在伸展背景下形成的,因此将海拉尔盆地南屯组末形成的层序界面为伸展型二级构造层序界面。从构造层序界面特征看,贝尔凹陷作为海拉尔盆地的二级构造单元,T5、T22、T04为断裂的主要变形时期,分别对应布达特群沉积后为基底断裂活动时期、南屯组末期的断裂活动时期和伊敏组末期的断裂活动时期。

2.1.2 生长指数

同生断裂活动速率参数反映了断裂活动时期和断裂的活动强度。根据贝尔凹陷主要控陷断层的垂直断距生长指数剖面总结为2个特征:①纵向上由深到浅断裂活动强度逐渐减小,剖面生长指数变化较大。贝尔凹陷的苏德尔特构造带、霍多莫尔构造带在盆地断陷期铜钵庙组和南屯组时期的活动强度较大,断层生长指数远大于1,其次在伊敏组末期表现为活动强度再次扩大,断层生长指数比前期小;②贝尔凹陷断裂多期活动特点显著。断裂的强活动时期主要为铜钵庙组~南屯组时期和伊敏组时期,青元岗组时期主要受到挤压应力场发生了反转变形,形成断层反转和褶皱反转构造,因此该时期也应为断裂的主要活动时期。

2.1.3 伸展变形强度

伸展率和伸展速率参数是反映断裂构造活动强度的重要指标之一,一般是通过垂直于主干构造走向的剖面来分析构造变形过程[7,8]。整个贝尔凹陷在铜钵庙组、南屯组、伊敏组二三段以及青元岗组时期均具有较大的伸展变形强度,为断裂的主要活动时期(图4)。但是在不同的沉积时期,不同地区的伸展变形强度有一定差异。在铜钵庙组沉积过程中,贝西次凹、贝中次凹和巴彦塔拉地区的伸展强度较大,贝北地区相对要小,反映盆地初始裂陷阶段主要发生在贝尔的西部和南部以及巴彦塔拉地区;在南屯组沉积时期,贝中、贝西、贝东北、巴彦塔拉典型剖面的伸展率和伸展速率均较大,反映贝尔凹陷该时期全区发生大规模的裂陷作用;大磨拐河组~伊一段沉积时期,全区伸展变形强度均较小,反映盆地经过了大磨拐河组时期的断拗转化后进入拗陷的演化阶段;伊二三段沉积时期,全区再一次发生大规模的断裂活动,在断裂走滑变形的作用下,使活动的断层发生较大的水平位移,因而具有较大的伸展率和伸展速率;青元岗组时期,反转区域应力场作用使部分断裂发生反转,另外,在地层发生褶皱反转过程中,也增加了边界断层的正向滑动位移,因此,该时期部分断层具有收缩位移量,而另一部分断层具有伸展位移量。

2.2 断裂活动演化特征

贝尔凹陷断裂的形成演化先后经历了铜钵庙组~大磨拐河组时期的伸展变形,其间又可细分为不同的伸展构造幕,分别控制断陷盆地的发生、发展、消亡的演化过程;伊敏组时期主要发生走滑变形,形成了一系列沿着主干基底断层发育的断裂密集带;青元岗组时期主要发生反转构造变形,表现为部分主干基底断层发生反转构造变形(表1)。

2.2.1 伸展变形Ⅰ幕(铜钵庙组沉积时期)

断裂的伸展变形Ⅰ幕发生在铜钵庙组沉积时期,为盆地的初始裂陷阶段(图5)。该时期贝尔凹陷断裂主要是NE向走向,则可推测该时期的区域应力场方向为NW向为主,贝尔凹陷苏德尔特西侧断层北段活动较强,沿北西方向快速拉张断陷,苏德尔特东断层这时可能停止活动。当时,地貌反差大,苏德尔特构造带变换构造下的断层两侧次凹处接受沉积,变换断层是该时期贝西次凹和贝中次凹的主要控陷断层,霍多莫尔构造带形成一系列断层在主要发生伸展变形的同时,并带有走滑位移分量。贝西次凹和贝中次凹主要受近NE向的苏德尔特断裂、霍多莫尔断裂等控陷断层所控制,形成了双断式断陷,呈现出垒堑相间构造格局;巴彦塔拉地区主要受近SN向乌西断裂和一系列NW向斜列分布的变换断层(走滑性质)控制,形成墙角式(钝角)箕状断陷[9]。该时期盆地的拉伸量较大,因而沉积了一套粗碎屑沉积物。与上覆南屯组地层呈低角度不整合接触,反映贝尔凹陷铜钵庙组沉积末期发生了一次微弱的回返上升。

2.2.2 伸展变形Ⅱ幕(南屯组沉积时期)

经过了短暂的回返上升之后,断裂伸展变形再次继承性发育,形成了南屯组盆地,该时期断裂发生强烈的伸展构造变形,盆地范围进一步扩大,为断陷盆地发育的鼎盛时期(图5)。盆地几何形态在铜钵庙组时期盆地原型的基础上继承性发育,此时盆地向广深发展,贝尔凹陷发育3个沉降中心—贝西洼槽、贝西南洼槽和贝中洼槽。先期苏德尔特断裂、霍多莫尔断裂、巴彦塔拉断裂大型控陷断层持续活动,并形成大量不同方位展布的次级基底断裂,表明该时期的应力场方向仍保留原有区域应力场方向,即贝尔凹陷以NW向的引张。

在南屯组沉积末期,盆地发生一次隆升回返,凹陷开始隆升并遭受大规模剥蚀,形成了本区规模最大的全区不整合。不整合面上下地层分布有明显的差异,不整合面之下凹陷内地层发育齐全,隆起区(苏德尔特、霍多莫尔)和斜坡区(贝西、贝东)南屯组地层存在明显且普遍的削截现象,一般只残留南屯组下部地层,或整个南屯组全部被剥蚀而导致大磨拐河组地层直接不整合于铜钵庙组地层之上。

贝尔凹陷在铜钵庙组~南屯组沉积时期,控陷断层强烈活动,凹陷快速沉降,基本形成储水湖盆,沉积物以火山岩相、洪积相、湖相沉积为主。

2.2.3 伸展变形Ⅲ幕(大磨拐河组沉积时期)

该时期以弱的伸展变形为主,但断层活动有所改变,贝尔凹陷在大一段活动较强烈(图5)。贝尔凹陷大一段时期NW方向的引张应力场有所减弱,而近EW向的区域拉张应力逐渐表现出来,但不能起主导作用,平衡剖面上表现为控凹断层仍继续在活动。贝尔凹陷整体上盆地范围有所增大,但地层的厚度变化逐渐趋于稳定,大磨拐河组地层自凹陷中心部位向四周逐渐上超,直到大磨拐河组二段沉积晚期逐渐覆盖隆起和斜坡,表明断陷在向拗陷阶段过渡。在大磨拐河组沉积早期,湖盆规模达到最大,湖盆开始萎缩和抬升,以湖相、沼泽相和三角洲相沉积为主,并发育煤层。

2.2.4 走滑变形阶段(伊敏组沉积时期)

从伊敏组沉积时期开始,盆地进入后裂陷的拗陷演化阶段,断裂在演化过程中其变形特征存在明显差异。伊一段沉积时期,贝尔凹陷整体隆升萎缩,由前期的湖相变为河流沼泽相为主,沉积了较薄但全区稳定分布的伊一段地层。断裂基本静止,只是形成极少部分的次级盖层正断层。在伊二三段沉积时期,断裂发生强烈的张扭变形。由于霍多莫尔断裂发生张扭变形,一些晚期后生断裂开始出现,这些断裂一方面调节断层走滑变形作用,另一方面伴生形成断裂密集带。

伊敏组与下伏大磨拐河组为平行不整合或整合接触,这个阶段重要特点是断陷开始反转,形成了较多的浅部反转构造,如反转背斜、断层等。

2.2.5 反转变形阶段(青元岗组沉积时期)

在拗陷阶段的青元岗组沉积时期,断裂主要发生反转变形,这种反转变形从伊敏组沉积末期就开始出现,主要是在近EW向弱挤压应力场作用下,使早期的大多数正断层尤其是规模较大的控陷断层受到挤压作用发生反转,形成相应的反转构造,在近EW向弱挤压应力场作用下,部分NE向和NEE向主干基底断层发生断层型构造反转和局部的背斜型构造反转,同时形成近SN向的次级盖层正断层。早期的正断层发生反向滑动,早期的负花状构造出现正反转特征。苏德尔特断裂、霍多莫尔断裂和巴彦塔拉断裂带等一些长期发育的断裂主要发生压扭变形。贝尔凹陷该时期总体为挤压与拉张作用具有方向选择性,即晚期受EW拉张的同时又受近SN向挤压作用。挤压作用使早期形成的滚动背斜隆升幅度加大,同时,背斜顶部局部地区处于张应力状态,因而形成一些断距不大、规模较小的正断层。

青元岗组地层以广泛的角度不整合覆盖于下伏伊敏组之上。明显地具有凹陷沉积特点,凹陷中央厚,向凹陷边缘减薄。贝尔凹陷的沉降中心位于凹陷的中央向凹陷的边缘逐渐减薄。

青元岗组沉积时期近EW向的挤压作用持续存在,使部分角度不整合之下的老断层再次活动,切割了不整合面及其以上的青元岗组地层,在霍多莫尔、苏德尔特和巴彦塔拉等地区表现为断层式反转构造,而在贝西、贝中地区的控凹断层上盘发育褶皱式反转构造。本期活动的次级断层走向主要是近SN向,且主干断层只是在局部出现逆断层,其特征是断开层位少,断距小,有些向下转变为正断层,表明这种近EW的挤压比较弱。

3 断裂形成及演化对油气的控制作用

3.1 断裂活动与烃源岩分布和热演化程度

3.1.1 断裂对烃源岩分布的控制

构造作用下的断裂活动控制沉降单元,从而控制了烃源岩的分布。贝尔凹陷主要的烃源岩为南一段、南二段和大一段暗色泥岩[10]。在南屯组沉积时期, NE向断裂发生强烈的伸展裂陷,形成了NNE-NE向展布的贝西和贝中2个次凹。主干基底断层控制沉积—沉降中心,从而决定了南屯组烃源岩的分布,其厚度展布的长轴方向与NE向断裂具有很好的相关性(图1)。在大磨拐河组沉积时期贝尔凹陷在经过短暂的大一段沉积时期的热沉降后,NW-SE方向的引张应力场逐渐减弱,近SN向和NE向主干基底断裂伸展变形强度相应变小,强裂陷后断陷向拗陷转化;大磨拐河组晚期,断裂对地层的改造作用强烈,易于形成大幅度沉降,沉积了贝尔凹陷典型的巨厚大磨拐河组地层,其沉积—沉降中心由北向南迁移。

3.1.2 断裂对烃源岩热演化程度的影响

断裂活动是引起断陷区沉降作用、热作用的重要因素之一,从而影响烃源岩的成熟及演化过程。断裂活动使盆地快速沉降,堆积的烃源岩层快速埋藏,从而加速了有机质的转化。此外,早期断裂伸展运动的动力源直接来自地幔底辟作用,这为断陷中充填的南一段暗色泥岩中有机质的转化提供了一定的热作用。

3.2 断裂活动与油气聚集成藏条件

贝尔凹陷圈闭的形成条件很复杂,除了形成与断裂有关的单一的构造圈闭以外,单个构造还可以在纵向上由多种类型的圈闭叠加复合而成,形成多成因机制叠加复合的复式圈闭油气藏[11]。贝尔凹陷的主要圈闭类型圈闭类型包括与断裂伸展运动有关的披覆背斜、断背斜、断鼻、断块。背斜有长轴和短轴之分,断背斜是背斜圈闭被断层复杂化,断块的形成更为复杂,可以是两条、三条或更多断层构成,也有时可能完全由断层围限而形成的圈闭;断鼻一般以一条断裂切断鼻状上倾方向而成。断裂活动不仅控制圈闭的形成,其运动形式对圈闭的展布也有一定影响,断裂伸展运动形成的断背斜、半背斜高点组合的轴向与断裂的走向基本平行;霍多莫尔断裂走滑运动形成的圈闭其背斜高点组合的轴向与断裂成一定的夹角,这种圈闭往往是发育在凹陷与隆起的交接部位的走滑扭动背斜圈闭。此外,断裂晚期走滑运动使圈闭最终定型,其局部的扭压作用常常使许多断陷期形成的披覆背斜、滚动背斜的构造幅度得到了进一步强化,从而增加了圈闭的有效性。

3.3 断裂活动与油气垂向运移通道

油气运移时期仍活动的断层才能成为油气运移和聚集的有效通道。大磨拐河组和南屯组原油来源于南屯组为主,且与南一段关系密切,南屯组烃源岩大量排烃时期为伊敏组沉积晚期,根据断层成因机理以及断层生长指数判断表明,具备沟通源岩的且在伊敏组时期活动断层可以同样判定为油源断层,因此早期伸展中期走滑断裂系统、早期张扭中期伸展断裂系统和早期伸展中期走滑晚期反转的断裂系统为大磨拐河组和南屯组主要的油源断层。南屯组沉积时期和伊敏组—第四系沉积时期的断裂活动与烃源岩的大量排烃期、油气成藏时期具有很好的匹配关系。因此,长期发育的断层有利于沟通有效源岩,是油气运移的有利指向带(图6)。相对生油凹陷的中心来说,利于油气聚集主要为缓坡带和油源断层附近的断裂密集带。首先,由于缓坡带是低势区,且大部分凹陷生油岩面积和输导层的产状是顺势发展的,故缓坡带往往是油气的主要指向[12]。因此,在缓坡带附近长期发育的基底断层成为油气垂向运移的有效运移通道的可能性较大。其次,油源断层与晚期断裂系统构成的断裂密集带有利于油的富集,该带构造破碎,断裂活动强烈,促使油气垂向运移。物理模拟表明,油源断层、断裂密集带以及地层产状配置关系决定油气运移方向和聚集的部位,与油源断层倾向相同的一盘是油气大规模分流运移的方向,但在断层附近因缺乏圈闭条件不能大规模聚集,与油源断层倾向相反的下盘和断裂密集带有利于油气聚集,断裂密集带中油源断层与之相邻的不活动断层之间的断块油气更富集。油主要聚集在断裂密集带上或者倾向与油源断层相反的一盘,多为油源断层的下盘。

4 结论

(1) 依据贝尔凹陷的三个重要的不整合面,可将贝尔凹陷自下而上划分为3大构造层:断陷构造层、断-坳转化构造层和凹陷构造层。根据断裂与构造层关系及断裂运动学特征,将贝尔凹陷发育的断层划分为上部断层系、下部断层系和长期发育的断层系断裂3种类型。

(2) 各个历史演化时期控制着不同成因的断裂发育,贝尔凹陷断裂的形成演化先后经历了铜钵庙组~大磨拐河组时期的伸展变形,其间又可细分三个伸展变形幕式变化,即伸展变形I幕(铜钵庙组沉积时期)、伸展变形Ⅱ幕(南屯组沉积时期)和伸展变形Ⅲ幕(大磨拐河组沉积时期),分别控制断陷盆地的发生、发展、消亡的演化过程;伊敏组时期的走滑变形,形成了一系列沿着主干基底断层发育的断裂密集带;青元岗组时期的反转构造变形,部分主干基底断层发生反转构造变形,形成了断层型构造反转和局部的背斜型构造反转。

(3) 断裂的形成及演化对油气的生成、运移和聚集具有很好的控制作用。断裂的多期活动控制了南屯组烃源岩的展布,促进了烃源岩的热演化;断裂活动控制形成的多种类型圈闭,为油气聚集成藏提供了有利的场所;长期活动的断裂为油气垂向运移提供了良好的运移通道。

(4) 发育长期活动断裂的斜坡带和由长期继承性活动的断裂与上部断层系构成的密集带是油气运聚成藏的有利指向区,控制着贝尔凹陷油气富集。

摘要：系统分析了贝尔凹陷断裂构造特征,研究了断裂的形成演化对油气成藏条件的控制作用。贝尔凹陷自下而上划分为断陷构造层、断-坳转化构造层和凹陷构造层。根据断裂与构造层关系及断裂运动学特征,将贝尔凹陷发育的断层划分为上部断层系、下部断层系和长期发育的断层系断裂3种类型。各个历史演化时期控制着不同成因的断裂发育,贝尔凹陷早期铜钵庙组～大磨拐河组时期的伸展变形控制断陷盆地的发生、发展、消亡的演化过程,伊敏组时期的走滑变形主要形成一系列断裂密集带,同时形成大量次级盖层断层,青元岗组时期的反转构造变形形成了断层型构造反转和局部的背斜型构造反转。断裂的形成和演化影响主力烃源岩的分布和热演化程度,形成多种类型的圈闭,为油气运移提供良好的运移通道。发育长期活动断层的斜坡带和由长期继承性活动断裂与上部断层系构成的密集带是油气运聚成藏的有利指向区,控制着贝尔凹陷油气富集。

关键词：贝尔凹陷,构造演化,油气聚集,烃源岩分布,南屯组,油源断层

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