沉积演化规律（精选8篇）
沉积演化规律 篇1
摘要：北乌斯丘尔特盆地为中亚地区西北部图兰平原上的大陆多旋回-克拉通盆地,盆地构造演化经历了基底形成期、被动边缘期、裂谷期、裂谷后期、挤压期、上第三系坳陷期6个阶段,区域性的构造演化控制了北乌盆地沉积格局的复杂变迁。总体上,盆地沉积环境经历了基底期(花岗岩、变质岩)→被动边缘期,晚泥盆世-石炭纪(海相)→裂谷期,晚二叠世-三叠纪(陆相)→裂谷后期,侏罗纪-白垩纪(海陆过渡、海相)→挤压期,始新世后期-中新世(海、陆相共存)→上第三系坳陷期,上新世-全新世时期(陆相)这些阶段的演变,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。
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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沉积演化规律 篇2
通过地震、测井和分析化验等资料,对洞庭湖盆地沅江凹陷古近系古新统桃源组及始新统沅江组、汉寿组及新河口组进行层序地层和沉积相研究,首先可将古近纪划分为2个Ⅲ级层序、5个体系域,桃源组和沅江组构成层序I,汉寿组和新河口组构成层序Ⅱ.层序Ⅰ沉积于盆地断-坳期,与下伏上白垩统分水坳组多为平行不整合接触,彼此间为典型的Ⅰ型层序界面,发育冲积扇、河流、扇三角洲、滨-浅湖和半深相沉积,湖泊沉积范围广,湖相暗色泥岩沉积是盆地主要烃源岩.层序Ⅱ形成于盆地坳陷期,发育冲积扇、扇三角洲、河流、三角洲和滨-浅湖相沉积,之后凹陷开始萎缩.烃源岩主要发育于层序Ⅰ中部的湖进体系域中上部和高水位体系域中下部位置,并且集中在层序Ⅰ高水位体系域晚期和低水位体系域底部.凹陷深洼区发育的`扇三角洲及湖泊三角洲砂体储层,是油气的有利勘探地区.
作 者：戴传瑞 张廷山 郑华平梁兴 叶舟 楼基胜 姜照勇 黄世伟 作者单位：戴传瑞,张廷山,姜照勇,黄世伟(西南石油大学资源与环境学院)
郑华平,梁兴,叶舟,楼基胜(中国石油浙江油田公司)
沉积演化规律 篇3
1 岩石地层
奥陶纪地层发育良好, 层序特征明显, 其岩石地层序列自下而上马家沟组、米钵山组。
1.1 马家沟组 (Om)
马家沟组在贺兰山中—北段连续沉积于阿不切亥组之上, 而在贺兰山南段本组未见底, 与上覆米钵山组整合接触 (局地断层接触) 。由碳酸盐岩台地潮坪相沉积组成。
马家沟组层序特征明显;主要反映了5个基本层序。
(1) 厚层砂屑微晶灰岩—薄纹层含砂屑微晶灰岩—钙质板岩向上变细变薄层序。
(2) 厚—巨厚层含燧石条带砾屑微晶灰岩—薄层泥质条带微晶灰岩—中厚层微晶灰岩、白云岩层序。
(3) 厚—巨厚层微晶砂屑灰岩—中薄层疙瘩状微晶 (砂屑) 灰岩向上变细 (薄) 层序。
(4) 中厚—巨厚层含砾屑砂屑灰岩—厚—巨厚层含燧石条带鲕粒灰岩层序。
(5) 巨厚层含燧石条带微晶砂屑灰岩、微晶鲕粒灰岩—泥质斑纹砂屑微晶灰岩层序。
1.2 米钵山组 (Omb)
本组岩性为浅灰—灰绿色薄—中厚层浅变质长石石英 (杂) 砂岩与板岩、粉砂质板岩不等厚互层, 夹灰色薄层灰岩、灰岩、厚层—块状砾岩、砾屑灰岩、含砾板岩透镜体。其岩石组成较为庞杂, 重力流和浊流沉积十分发育, 岩相变化急剧, 沉积厚度变化巨大, 显示了典型的大陆斜坡相沉积特征。
米钵山组主要有下列7种基本层序。
(1) 角砾岩层序。
(2) 砾岩—板岩夹碳酸盐岩层序。
(3) 含砾板岩—板岩夹碳酸盐岩层序。
(4) 砂岩—板岩层序。
(5) 块状砾屑灰岩—中厚层灰岩—薄层灰岩向上变薄变细层序。
(6) 砾屑灰岩—板岩夹碳酸盐岩层序。
(7) 板岩与灰岩互层层序。
2 沉积相、沉积环境及其演化
奥陶纪频临华北陆表海西缘, 与华北腹地一样, 发育一套由台地潮坪相—陆棚内缘斜坡相组成的陆表海沉积。
2.1 马家沟组沉积相及沉积环境
马家沟组为台地潮坪相沉积, 可划分为潮上带和潮间带两个亚相。
潮上带发育于马家沟组下部。由浅灰、红灰、灰色薄—中层微晶—粉晶白云岩、角砾状白云岩、深灰色厚层微晶含灰质白云岩及少量浅黄灰、肉红色板岩组成。白云岩发育层纹构造, 显示潮汐作用微弱, 水动力能量很低。角砾状白云岩可能为沉积物脱水干涸而形成的角砾。
潮间带发育于中—上部。由深灰色中厚层—块状 (含泥质网纹) 微晶灰岩及少量深灰色泥质网纹、斑纹灰岩组成。
马家沟期 (两河口晚期—大弯早期) , 海侵达继续扩大, 沉积了以碳酸岩盐为主的马家沟组, 属碳酸岩盐台地潮坪相沉积。
2.2 米钵山组沉积相及沉积环境
米钵山组属次深海大陆斜坡相沉积, 重力流沉积发育, 可划分为浊流和泥石流沉积。
浊流沉积该类沉积最为发育。由灰绿色薄—中层浅变质中—细粒长石石英砂岩和灰绿—深灰色板岩、粉砂质板岩组成。并可见由砂岩形成的粒序层理及不同粒度砂岩构成的韵律性较强的类复理石建造, 发育鲍马序列 (图2) 。鲍马序列厚度变化在0.3～1.5 m之间, 其中砂岩与泥岩的比例变化在5∶1～1∶2之间, 多数序列中砂岩类厚度比泥岩厚度大, 表明浊流沉积时是高流速的, 而且可能接近浊流的物源区。从砂岩的成层厚度大、砂泥比值高 (4∶1) 等均可看出, 米钵山组浊积岩是近源相的, 属近基浊积岩。
泥石流沉积是米钵山组的主要沉积类型, 由灰—灰绿色巨厚层—块状砾岩组成, 其中砾石含量30%～70%不等, 砾石成分以来源于台地上的各种灰岩为主, 次为硅质岩、砂岩、板岩, 砾径大小悬殊, 一般5～20 cm, 大者可达数米, 有时见巨大岩块 (漂砾) , 砾石磨园差, 以棱角—次棱角状为主, 大小混杂堆积, 无定向, 无层理构造, 反映浊积水道在平面上的迅速迁移, 具泥石流沉积的典型特征, 有些砾石之长轴直立, 反映出泥石流具有较高的粘度。砾岩之填隙物为泥质、钙质和砂, 基底—孔隙式胶结, 杂基支撑。砾岩体呈透镜状产出, 底面常与下伏岩层 (板岩、灰岩) 呈斜切或截切关系 (创蚀面) , 与上覆岩层截然。含砾板岩之砾石含量<30%, 显示不明显的递变层理和局部的砾石叠瓦状构造。
米钵山组除上述宏观沉积相外, 在其中—上部还发育有块状砂岩和下斜坡沉积 (灰岩、板岩) 。前者主要为厚—巨厚层浅变质长石石英砂岩, 粒序层理不发育, 常与典型浊积岩共生, 属浊积扇扇顶辫状水道沉积;后者由薄层微晶灰岩、砾屑灰岩、砂屑灰岩和板岩组成, 薄层灰岩发育滑塌构造及层间揉皱, 滑动岩层变形强烈, 具有典型的斜坡相沉积特征。
米钵山期 (大弯晚期—庙坡期) , 海侵达到高潮, 范围扩大, 华北海与祁连海连通, 大体在大弯期末—牯牛潭期初始, 直到宝塔期, 本区南北发生了明显的分化, 贺兰山南段沉积的米钵山组属大陆斜坡下部的深海—次深海沉积。沉积地球化学证据表明, 米钵山组的物源具有活动陆缘及岛弧性质, 综合考虑贺兰山地区所处的区域构造背景, 物源可能来自南部的北祁连地区;生物地层表明, 大弯期末开始牙形石动物种群由华北型转向华南型, 反映了海侵方向有了明显的变化, 海水由南向北侵入, 体现了两个不同地层分区之沉积特点。故在空间上构成南北深而中段浅的强烈坳陷盆地格局。
3 结语
本文通过对奥陶纪岩石地层单位的时空分布分析, 笔者认为奥陶纪初期, 海侵进一步扩大, 海侵范围几乎含盖整个本区, 形成了以碳酸岩盐为主的台地相沉积 (马家沟组) 。大弯期末—庙坡期贺兰山南段沉积环境有了明显变化, 于马家沟组之上沉积了米钵山组, 其厚度在2000 m以上, 以碎屑岩、泥岩为主夹薄层灰岩、砾屑灰岩、角砾岩, 属次深海大陆斜坡沉积。
摘要：贺兰山地区奥陶纪地层发育良好, 特征显箸。依据形成时间, 其岩石地层序列自下而上划分为马家沟组、米钵山组2个组级岩石地层单位;出露于贺兰山中—南段, 隶属华北西缘地层分区和祁连—北秦岭地层分区。笔者认为奥陶纪初期, 海侵进一步扩大, 海侵范围几乎含盖整个本区, 形成了以碳酸岩盐为主的台地相沉积。后期沉积环境发生了明显变化, 以碎屑岩、泥岩为主夹薄层灰岩、砾屑灰岩、角砾岩, 属次深海大陆斜坡沉积。从岩石地层、地层层序、沉积相及沉积环境相演化序列总体看来, 反映了一个海侵沉积序列演化规律。
关键词：奥陶纪,岩石地层,地层层序,沉积环境,演化规律,贺兰山地区
参考文献
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沉积演化规律 篇4
前人对鄂尔多斯盆地上古生界沉积体系进行了初步的研究, 如朱筱敏认为盆地西南部地区主要发育一些滨海沼泽、河流、三角洲、滨浅湖和滩坝[2—7], 王超勇则认为西南地区则主要为一些小型的三角洲沉积体系[3—5]。但是前人并没有对二叠系沉积相及沉积演化进行系统全面深入的研究, 仅仅只是对沉积相特点做了简要阐述, 以及对相带展布做了区域性的勾勒[9—12]。因此, 深入研究西南地区二叠系沉积特征、展布和演化, 有利于进一步揭示区域构造运动对盆地沉积演化的控制。
笔者通过对野外剖面、岩心精确描述、电测曲线等最新资料对盆地西南地区的沉积相进行了更系统深入详尽的研究, 并揭示了该区域的沉积演化特征, 为今后的油气勘探工作打下坚实基础。
1 区域地质概述
研究区处于鄂尔多斯盆地西南部, 位于渭北隆起西段、伊陕斜坡和天环坳陷南部。西邻泾源, 东与耀县毗邻, 北部紧邻吴起, 面积约62 500 km2 (图1) [4—6]。研究重点层位为上古生界二叠系山西组山1段和下石盒子组盒8段。
根据研究区内31口主要井揭示, 山1段沉积物粒度总体较细, 以浅灰色细-中砂岩, 浅灰色泥质粉砂岩, 深灰色-黑色泥岩为主;盒8段粒度较粗, 以浅灰色粗-中砂岩, 灰白色细砂岩, 灰绿色、棕色泥岩为主。目标层段内包含平行层理、交错层理等多种类型的沉积构造, 平均钻遇厚度约80.2 m, 与上伏盒7段地层呈整合接触, 和下伏山2段地层呈整合接触 (图2) 。
通过对研究区内31口井的地层对比发现, 本区盒8段、山1段地层分布稳定, 各岩性段在全区范围内具有较好的可比性, 表明地层基本无风化剥蚀。此外, 盒8段、山1段地层厚度分布特征总体上表现出西南厚东北薄、西北厚东南薄的变化趋势。体现出了目标层段内由下至上为一个向湖盆推进的三角洲沉积体系。
2 相带特征
2.1 曲流河三角洲沉积体系
盆地西南部地区的山1段主要为曲流河三角洲相, 其主要亚相微相如下表 (表1) 。其中, 三角洲平原和三角洲前缘亚相较发育, 前三角洲亚相不发育。
2.1.1 三角洲平原
该亚相主要为河控三角洲的陆上部分。其范围囊括了河道大量交汇处至海平面以上的广大河口区[5]。岩性剖面上, 山1段岩性组合以分支河道的灰色粗砂岩和陆上天然堤、决口扇的细砂岩、粉砂岩互层为主, 期间夹杂部分沼泽的灰黑色的泥岩、炭质泥岩、粉砂质泥岩。其中, 分支河道沉积特征与曲流河河床沉积特点类似, 主要发育平行层理和槽状交错层理, 自然电位曲线常呈钟形或箱型的复合型。陆上天然堤与决口扇则类似堤岸亚相, 除发育水平纹理和槽状交错纹理外, 可见植物碎片, 同时其垂向上剖面呈现向上变细的反韵律自然伽玛曲线多呈漏斗形 (图3) 。
2.1.2 三角洲前缘
该亚相主要位于河控三角洲平原外侧的向湖盆方向, 位于湖平面之下, 为河流与湖水的激烈交汇地带, 沉积作用强烈, 是曲流河三角洲沉积体系砂体的主要构成体[5]。此时, 山1段岩性逐渐变细, 表现出下细上粗的反旋回, 并以细砂、粉砂岩沉积为主, 内部夹杂大量泥质沉积物。水下分支流河道、水下天然堤微相与陆上对应微相的沉积构造、电测曲线形态类似, 只是其规模明显减小。支流间湾以深灰色泥岩沉积为主, 含少量的粉砂或细砂, 多见生物虫孔, 局部可见浪成波痕, 其电测曲线为微齿化或平滑的曲线, 曲线异常幅度极低或无异常。河口沙坝上伏在远砂坝之上, 均表现出反韵律的特征, 砂质较纯净 (图3) 。
2.2 辫状河三角洲沉积体系
地层进入盒8段后, 湖平面降低, 发育辫状河三角洲沉积体系。该体系通常受到急湍洪水的控制, 为季节性的沉积作用, 河道沉积占有了主导地位[5]。正因为如此, 发育了如下沉积微相 (表2) 。
2.2.1 三角洲平原
该亚相主要由辫状河道、河间洼地和废弃河道共同构成。辫状河道沉积类似于辫状河心滩沉积, 主要是由河道频繁迁移, 沉积物侧向加积形成。常由砾岩、含砾砂岩及砂岩组成。常见平行层理及大、中型槽状交错层理。砂体总体表现出层状, 内部则由若干下粗上细的砂岩相互叠置而成。在整体对比上不难发现, 该段砂体厚度较稳定、利于横向对比追踪, 地震反射轴上呈现高振幅、强连续。河间洼地则主要沉积一些灰色泥岩和粉砂质泥岩。此外, 目标层段内可见较多顶平底凸的透镜状废弃河道充填沉积, 发育丰富的平行及交错层理, 其剖面上由下至上体现出了水动力逐步降低减弱的过程 (图3) 。
2.2.2 三角洲前缘
研究区范围内的前缘亚相主要由水下分流河道与分流河道间共同构成。水下分流河道为河道入湖后的水下延伸部分, 沉积物粒度较粗, 砂体总体呈层状分布稳定。由于水下河道随着水上河道频繁摆动, 往往在砂岩中发育侧积交错层理、平行层理以及一些大-中型的交错层理。而分流河道间往往沉积的物质较细, 可见灰色和灰绿的粉砂岩与泥岩。同时, 由于河道的侧向迁移迅速, 河间沉积物经常遭到破坏, 多形成大小不等的透镜状 (图3) 。
3 沉积相演化特征
3.1 沉积相纵向演化
根据垂向上岩性的变化不难发现, 从山1到盒8段水体逐步下降、物源向前推进、湖盆萎缩, 整体呈现一个湖退下降半旋回。图3综合反映了工区内, 地层在垂向上不同微相的叠置关系。以工区中西部地区的地层为例, 山1段沉积时期河流水流量大、水位高, 该区域内主要发育曲流河三角洲平原亚相。在山1段底部发育丰富的分支河道沉积, 岩性以灰色中砂岩为主, 底部见含植物碎片的深灰色泥质细砂岩, 反映出水动力相对较强的河道沉积环境。随着河道内水量继续升高, 山1段上部开始沉积细粒沉积物, 以河道间决口扇和沼泽沉积为主, 局部呈现湖进上升半旋回。此时, 水动力逐步降低最终基本成为一个停滞的还原环境。进入盒8段后, 沉积环境发生改变, 主要发育辫状河三角洲平原亚相。其水体突然降低, 洪水迅速退却, 湖平面下降, 物源快速向湖盆推进。因此, 盒8段下部主要发育辫状河道微相, 岩性以灰白色含岩屑石英粗为主, 见丰富的大中型板状槽状交错层理, 水动力很强且多为季节性湍急洪水。而在工区中部地区, 山1盒8段地层均在湖平面之下沉积而成。山1段时期主要发育曲流河三角洲前缘亚相, 该段下部主要发育多期叠加的水下分支河道微相, 以灰色细-粉砂岩为主, 水动力较上部强;山1段上部, 水动力快速减弱、水体急剧上升, 沉积环境变得安静, 此时沉积有大量的灰黑-浅灰黑色泥质粉砂岩、泥岩。随后进入上伏的盒8段地层, 此时水动力变得异常强烈, 发育辫状河三角洲水下分流河道, 河流下切作用明显, 以灰绿色细-中砂岩为主, 见大型槽状交错层理。盒8上部水体逐步升高, 沉积物进一步向湖盆推进, 泥质含量升高。
3.2 沉积相横向演化
研究区内, 我们选取南西-北东和西-东两个方向的连井剖面进行沉积演化的研究。南西-北东方向的连井剖面位于湖盆的长轴方向, 通过图4 (a) 不难发现, 从Lin1到L55的连井沉积相剖面反映出了一个由物源向湖盆缓慢推进的一个过程。山1段地层厚度比较稳定, 自近物源处到湖盆形成了曲流河三角洲平原亚相-前缘亚相-浅湖相的相组合关系。陆源碎屑缓慢的向湖盆推进、水体逐渐退却。其中, 在前缘区域地层沉积厚度有所增加, 形成了多期的水下分流河道。进入浅湖相范围后, 地层开始缓慢下沉, 在底部沉积形成了多套厚度不均的浅湖砂。上伏盒8段陆源碎屑进一步向湖盆快速推进, 水体加速退却, 由物源至湖盆依次发育辫状河三角洲平原、辫状河三角洲前缘和浅湖相。平原上发育有多期、向前推进的辫状河道, 前缘形成了透镜体状的水下分流河道, 而浅湖相中则发育了更加丰富、多期叠置的浅湖砂。
西-东方向的连井剖面展示的是湖盆短轴方向沉积相的发育情况。其与南西-北东方向沉积相演化的最大区别是离湖盆水体近, 水下部分发育规模大。近物源处山1与盒8段的发育三角洲平原亚相, 其中山1的分支河道、盒8的辫状河道丰富发育但整体展布范围较小。向东沉积物推进入湖, 发育广泛稳定的三角洲前缘亚相。山1段发育较多的河道砂, 而盒8段的较少。总体来说该方向上地层沉积厚度稳定, 盒8段较山1段沉积物向前推进, 水体降低, 为明显快速的进积类型[图4 (b) ]。
3.3 沉积相平面演化
二叠系山1段沉积时期, 盆地大部分区域处在湖平面之下, 该时期气候以温暖潮湿的环境为主, 水动力条件弱, 河道摆动不剧烈[图5 (a) ]。研究区范围内, 在二叠系山1段沉积时期主要发育曲流河三角洲沉积体系。其中, 在曲流河三角洲平原上多发育水上分流河道和河漫沼泽, 而在曲流河三角洲前缘上则多发育水下分流河道和支流间湾。曲流河所携带的沉积物从西南向东北方向推进, 沉积物在向湖盆推进的同时大规模的溢出河道两侧, 形成了广阔的河漫沉积。曲流河河道在三角洲平原上摆动较剧烈, 水动力较强。沉积物在正宁与镇原一线推进入水下, 水动力迅速减弱, 并且快速堆积细粒沉积物质, 形成小规模连片砂体。因此, 山1段发育一定规模的河道砂体, 但是连通性不好。由西南至东北展布的砂体指示了河流的流动方向。分支河道所沉积的砂体在靠近西南方向多成较大规模连片分布, 而随着向东北方向推进其规模逐渐减小。洪泛平原主要集中在东南方向。
进入盒8段沉积时期, 研究区西南方向近物源处沉积背景整体抬升, 湖水退却、湖泛面整体向湖盆萎缩。陆源碎屑供应充足, 水动力强。该时期的气候条件逐步由温暖潮湿的环境变得愈发干旱。总之, 研究区内整体构造格局发生较大的改变。从图5 (b) 中不难发现, 随着水体的退却, 曲流河三角洲沉积体系逐步转变成为辫状河三角洲沉积体系。随着陆源碎屑不断向湖盆推进, 原本发育的曲流河三角洲平原转变成为辫状河三角洲平原, 该平原上主要发育有辫状河道和河间洼地。辫状河道所沉积的河道砂体规模比山1时期的面积要大, 呈现出较大范围的连片。与此同时, 河漫溢出堆积的规模减小, 多呈现出孤立状分布。辫状河三角洲平原和三角洲前缘亚相分界线位于合水与环县一线。辫状河道携带陆源碎屑入湖, 在水下发育小规模的水下分支河道。该亚相展布面积较早期水下沉积规模要小得多。
3.4 沉积相模式
根据单井相、连井相及平面沉积相的综合分析, 研究区内不同沉积时期形成的沉积相模式是不相同的, 在山1段沉积时期主要形成浅水曲流河-三角洲-湖泊环境的沉积相模式[图6 (a) ], 而在盒8段沉积时期则主要形成辫状河-三角洲-湖泊环境的沉积相模式[图6 (b) ]。
山1段沉积时期, 南部秦岭古陆整体下沉, 物源供给不足, 湖水较深、湖泛面较广泛。河道摆动不剧烈, 河道弯度较大。河道砂体展布范围不广, 横向连通性差, 多为一个个孤立的小规模砂体。山1段常为多期曲流河道的叠加, 河道砂体主要形成分支河道和水下分流河道微相;河道溢出物则主要形成河漫沼泽和支流间湾。
盒8段沉积时期, 南部物源区沉积背景整体抬升, 物源供给充足, 湖水逐步退却, 湖盆开始萎缩。辫状河道横向摆动剧烈, 水动力加强。河道砂体横向上反复迁移、纵向上多期叠置, 体现出河道的强烈的摆动性。与此同时, 其横向上复合连片且大面积分布。从图6中可见, 该时期以多套辫状河道的频繁交互为主, 多发育辫状河道和水下分流河道, 其间被沼泽和分支河道间的泥质沉积物所充填。
4 结论
(1) 根据研究区的岩性特征、沉积结构与构造、沉积旋回电测曲线等相标志、结合工区内沉积环境的变化, 识别出鄂尔多斯盆西南部山1段与盒8段地层分别发育曲流河三角洲沉积体系和辫状河三角洲沉积体系。从下至上, 从山1到盒8总体上表现为一个湖平面下降, 湖盆萎缩, 物源向湖盆方向的推进的进积型沉积类型。沉积相从山前至湖盆分别发育三角洲平原、三角洲前缘和浅湖三个大的亚相类型。
(2) 研究区在山1段沉积时期, 主要发育曲流河三角洲沉积体系, 沉积相自南向北展布, 其中曲流三角洲平原与前缘的分界线位于正宁与镇原一线;而浅湖与前缘的分界线处在环县与华池一带。而进入盒8段沉积时期后, 水体快速退去, 陆源碎屑向前推进, 曲流河三角洲沉积体系逐渐转化成为辫状河三角洲沉积体系。其中, 辫状河三角洲平原与前缘分界线推进至合水环县一带, 而前缘与浅湖分界线则退却至华池一带。
摘要：以野外露头、岩心描述、电测曲线研究分析为基础, 结合二叠系盒8、山1段沉积结构、沉积构造特征, 认为鄂尔多斯盆地西南部山1-盒8段地层由下至上发育曲流河三角洲相和辫状河三角洲相沉积。通过深入研究发现其主要发育曲流河三角洲平原、前缘亚相以及辫状河三角洲平原和前缘亚相等4种亚相类型;在对沉积相进行识别和认识的基础上, 结合纵向上标准单井综合柱状图和南西-北东、西-东两个方向的沉积相连井剖面, 可知从山1段到盒8段, 由下至上表现出由曲流河三角洲转变成辫状河三角洲、水体由深变浅、物源向湖盆推进, 整体呈现进积型三角洲沉积的演化特征。
关键词：山1段,盒8段,二叠系,沉积相,沉积演化
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沉积演化规律 篇5
关键词：贺兰山中段,延长群,沉积特征,沉积环境
贺兰山三叠纪沉积盆地位于鄂尔多斯地块西缘, 其西缘和北缘均为同生断裂所围绕。汝箕沟拉斑玄武岩代表了典型的陆内拉张环境 (王锋等, 2005) [1], 该玄武岩全岩K-Ar同位素年龄为229 Ma (霍福臣等, 1989) [2], 反映了晚三叠世末期到早侏罗世, 贺兰山地区处于拉张的构造环境, 延长群便是在这一构造背景下沉积的一套陆源碎屑岩。笔者在贺兰山中段进行“1∶5万水磨沟等五幅区调”项目时, 依据前人划分的五个岩组[3], 将延长群第一至第三个岩组划分为大风沟组下段、中段和上段, 第四、五个岩组划分为上田组下段和上段。并对贺兰山中段东、西两麓延长群的沉积特征进行了对比研究, 探讨了其沉积环境的演化过程。
1 沉积特征
1.1 大风沟组
贺兰山西麓阿拉善左旗北寺—水磨沟一带, 大风沟组下段岩性为厚层粗砾岩、砂砾岩夹含砾砂岩, 厚度513.45 m~527.9 m;中段岩性为含砾砂岩夹厚层砾岩 (透镜体) , 在北寺一带以砾岩为主, 从北向南有粒度变细的趋势, 砂岩发育大型槽状交错层理, 厚637.5~818.0 m;上段为中厚层含砾砂岩、砾岩夹粉砂岩, 砂岩发育大型槽状交错层理, 粉砂岩含植物化石, 厚>723.12 m。 (表1)
汝箕沟地区下段为黄绿色厚层含砾砂岩、粗砾岩 (透镜体) 夹少量粉砂岩、泥岩, 厚54.3 m;中段为黄绿色含砾砂岩夹少量粉砂岩、粉砂质泥岩, 砂岩发育平行层理及板状交错层理, 厚71.4 m;上段为灰绿、灰黑色粉砂岩、粉砂质页岩、页岩夹砂岩, 粉砂岩含动、植物化石, 厚414.2 m。
1.2 上田组
贺兰山西麓阿拉善左旗南圈子一带, 上田组下段主要为中厚层砂岩夹少量粉砂岩, 发育平行层理, 厚396.5 m;上段主要为粉砂岩、粉砂质泥岩、炭质页岩夹砂岩, 厚>32 1.9 m。
宁夏银川插旗口一带, 下段主要为砂岩夹粉砂岩、粉砂质页岩, 砂岩发育平行层理及波痕构造, 厚349.7 m;上段主要为粉砂岩夹砂岩, 发育平行层理及波痕构造, 厚>132.2 m。 (表2)
综上所述, 大风沟组在贺兰山中段地区的沉积特征表现为:自西向东粒度由粗变细, 颜色由灰绿、紫红色变为黄绿色, 厚度亦逐渐减小, 即北寺 (>1874.1 m) 至汝箕沟 (539.9 m) 。在西麓自北寺—水磨沟向南至贺兰山主峰俄博疙瘩一带, 岩石粒度亦有由粗变细, 厚度逐渐减小之趋势, 即北寺 (>1874.1 m) 至水磨沟 (>1668.2 m) 。上田组从西麓南圈子—东麓汝箕沟, 有砂岩厚度减小、粉砂岩逐渐增多之趋势。延长群的沉积特征表明贺兰山中段北西向当时更加接近沉积盆地的边缘, 靠近物源区。 (图1) 表2上田组厚度变化统计表 (单位:m)
2 沉积相
2.1 冲积扇
冲积扇相主要发育于大风沟组下段, 由灰绿色砾岩、砂砾岩等陆源粗碎屑沉积为特征, 砾石分选较差, 磨圆较好, 定向趋势明显, 与砂岩中大型板状交错层理细层倾向指示古流向均为南、南东向[4]。从北寺-水磨沟一带向东至汝箕沟, 厚度迅速递减, 呈明显的楔状体;随厚度变薄, 沉积物粒度也明显变细, 在汝箕沟地区粉砂岩夹层明显增多。呈向上变细的正旋回层序, 表现为典型的“扇退型”沉积[6]。
2.2 河流相
该相主要发育于大风沟组中段和上田组下段, 其中大风沟组中段主要为灰绿色含砾砂岩构成, 发育大型板状交错层理、槽状交错层理, 层理指示古流向主体为南东向, 表明该段地层为辫状河沉积。上田组下段主要为灰绿、黄绿色中-厚层砂岩及少量灰黑色泥质粉砂岩等组成。砂体具有向上变细的特征, 发育大型板状斜层理及波痕构造, 粉砂岩多发育水平层理、沙纹层理, 显示为离湖泊环境较近的河流沉积环境。
2.3 浅湖相
该相主要由大风沟组上段和上田组上段构成。其中大风沟上段为灰黑、深灰绿色泥质粉砂岩、泥岩及炭质页岩组成, 含植物化石, 发育水平层理、沙纹层理及对称波痕构造, 显示了较弱的水动力条件, 为湿润气候条件下的浅湖相沉积。上田组上段由灰黑、深灰绿色泥质粉砂岩、泥岩及炭质页岩组成, 发育水平层理、沙纹层理, 含植物化石, 显示了大陆湖泊环境的沉积特点[5]。
3 沉积环境演化
延长群岩性的横向和纵向变化表明, 晚三叠世大风沟组下段时期, 北寺—水磨沟一带出现了冲积扇扇根亚相;而此后, 大风沟组中段时期, 冲积扇后退, 水磨沟一带变成了扇中辫状河沉积[7], 到了大风沟组上段时期, 冲积扇继续后退, 湖泊跟进, 沉积物主要为浅湖相的粉砂岩、页岩等。上田组下段时期, 气候干燥, 湖泊面积缩小, 冲积扇向南东延伸, 浅湖相演变为扇中辫状河环境;上田组上段时期, 盆地气候开始变得湿润, 湖泊继续向北西推进, 贺兰山中段地区全部变为湖泊环境, 沉积物主要为粉砂岩, 页岩等, 含有大量的植物化石碎片。水磨沟—哈拉乌沟一带, 上田组已被剥蚀。
贺兰山中段晚三叠世沉积环境演化的总趋势是冲积扇—辫状河—湖泊, 是一个典型的“扇退-湖进”型沉积过程, 虽然过程出现反复, 但总的趋势没有变化, 说明晚三叠世贺兰山沉积盆地在不断扩大[5,9]。
参考文献
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沉积演化规律 篇6
1 晚石炭世早期的霍西盆地
孝义西部地区在大地构造上处于霍西盆地西北边缘。霍西盆地在中奥陶世晚期受加里东运动影响隆起为陆,经历了约1.5亿年的风化剥蚀,直至晚石炭世早期,才逐渐下降接受沉积。由于地壳运动的不均衡性,造成局部隆起和凹陷,使该区成为一个受限海盆地。盆地北侧为吕梁古陆,东侧为霍山水下高地,南部为中条古陆,中间为构造性质的洼地,在洼地中岩溶地形较为发育,分布众多的岩溶洼地,在岩溶洼地中又分布着大大小小的岩溶漏斗及凹地。霍西盆地本溪期即以此古地理背景开始沉积。来自北东部太原西山、阳泉一带的海水,在向南向西的海侵过程中,频繁发生突发性的海进海退,引起本溪组沉积相的频繁更替。孝义西部地区克俄、西河底等大型矿床正是处于这种海盆的西北部边缘地带,存在有利于铝土矿床沉积的古地理位置。
2 沉积相特征
根据矿石组构特点或矿石结构单元特点把铝土矿沉积相分为以下几种。
1)水下泥石流沉积相。该相为逆粒序结构,大部分分布于含矿岩系的下部。特点是:上部为块状层理,下部为逆粒序层理,二者呈渐变过渡关系,少见牵引流层理构造,矿石中基质含量较多,碎屑含量少,且多呈棱角状;碎屑颗粒大小混杂,无定向性,分选性极差,结构成熟度低,从而说明该相是以含水的泥质基质携带碎屑成分组成的砂和砾石由间隙具有内聚强度的黏土和水混合物来搬运和支撑的,是灾变性的洪暴引起的阵发流在比较宁静的泻湖滨海区沉积的特有产物,其搬运距离是比较短的。在矿体剖面上该相上部常见浊积岩相,推测这种泥石流很可能是浊流的前奏。
2)局限滨浅海浊积岩相。该相即为粗糙状结构单元,主要分布于矿体中下部,顶部常被冲刷掉或被剥蚀掉。该相典型特征是:下部含砾砂屑岩相较弱的逆粒序性,基质含量较高,碎屑无分选性,可具弱的方向性,成分以矿屑为主,含少量的泥屑、豆鲕等内碎屑;中部过渡为粉砂屑块状体,含少量内碎屑;上部渐变过渡为砂碎屑状沉积块体及黏土块体。该相中部含内碎屑粉砂屑微晶铝土矿中含有分布不均匀的少量碎屑、内碎屑,也存在准同生变形构造,如滑塌撕裂构造,说明该沉积岩在准同生阶段有滑塌现象,并进而发生浊流,产生内碎屑,再沉积为浊积岩。该相上部碎屑状矿石与下渐变过渡,向上渐变为黏土岩,说明浊流具有阵发性,呈涌流出现。这正是高密度浊流的一般特征。
3)风暴岩相。孝义四个矿区含矿岩系中上部块状层理、递变层理或二者各自组成的韵律层理比较发育,且多呈层状、似层状、透镜状产出,是典型的风暴沉积物。在块状体韵律层中,多见冲刷面和渠模构造,渠模多为单向性。这说明风暴流是多期次的,也必然引起沉积物的多次再沉积。在块状体的韵律层中,也能见到少数碎屑块状具有古风化面,其下具有弱风化淋滤作用迹象,矿石变硬。这说明,当时地壳不稳定,引起海水突发性的海进海退,使沉积体一度短暂地暴露出水面,遭受风化作用。在黑沟浊积岩底部砾石成分中有下伏泥石流相矿石成因的卵石,甚至出现风化淋滤作用改造过的蜂巢状微晶铝土矿卵石,说明早在风暴岩、浊积岩形成之前就有沉积铝土矿的形成,蜂巢状卵石结构、成分与泥石流相矿石一致,说明其沉积成岩后暴露地表招收风化淋滤作用。因此,可以认为本区铝土矿的沉积成矿是多期次性的。
4)潮汐泥坪相。潮汐泥坪相位于铁铝岩段的中上部,岩性以泥质黏土岩、泥岩为主。具有泥状结构,呈块状层理,局部有细碎屑层不均匀分布,岩石顶部多出现植物叶片化石。在该相下部,黏土岩中出现较多凝胶体,成分为硅质,说明化学沉积作用参与了黏土碎屑沉积。潮汐泥坪区缺少或少见砂岩相,说明波浪作用不强。潮汐作用的特点是倾向于把细粒沉积物移向海岸。在波浪作用达不到的地区,当潮汐坪台上的水排尽时,泥质堆积下来。潮汐作用的显著优势说明该区属于海湾或泻湖环境。该相反应了海退泥坪环境。
5)沼泽泻湖泥岩相。该相岩性为菱铁矿铁质黏土岩,不含碎屑,为菱铁矿泥质结构。菱铁矿呈胶状球形结构或微细晶菱面体。该相位于潮坪泥岩相之上,出现一层或两层夹炭质页岩。岩层呈似层状产出,厚度不稳定,受下伏奥陶系古地形控制。这些特点说明,该相与沼泽相有密切联系,并反映了还原环境,推测其沉积环境为沼泽泻湖静水还原环境,厌氧细菌作用比较明显。
6)沼泽、泥炭沼泽相。该相位于铁铝岩顶部,岩性主要由黏土质页岩、泥岩夹透镜状、团块状高岭石,向上局部发育黑色页岩、炭质页岩、煤线。该相横向上岩性变化较大,可相变为泥质粉砂岩或粉砂质页岩,其明显特点是岩石页理、同生铁质结核比较发育,含有较多科达植物化石,甚至局部黑色页岩中发育豆状黄铁矿及浸染状黄铁矿,反映出明显的滨海沼泽还原环境和泥炭沼泽环境。说明,铁铝岩时期的晚期阶段本区已进入陆相环境,宣告第一次海侵结束。
通过以上分析,归结如下:“铁铝岩”期从早到晚地壳运动频繁,曾出现海水突发性的后退和前进,并导致风暴频繁出现,引起沉积物多次再沉积,以及沉积成矿的多次重复,属于一个完整的海进海退事件。铝土矿沉积时期正处于海进海退的交互时期,这一时期本区处于海湾或泻湖的滨浅海环境,潮间带及其以下为铝土矿再沉积的有利场所。区域地质也说明了含矿岩系的海相沉积环境。不同成矿期铝土矿床的分布与同期海侵活动范围基本一致,即凡有沉积铝土矿分布的地段,都有同期海侵活动。另外,铝土矿层位稳定,向古陆方向有超覆沉积现象,层位具有明显的穿时特征。这些正是海侵的标志。
3 沉积环境演化
据罗声奇、陈汉成研究表明孝义西部铝土矿成矿物质物质基础来自古风化壳的红土/钙红土物质,其堆积沉积场所为岩溶洼地,二者结合,即物质与环境的总和在纵向上的叠加和横向上的演替,即为铝土矿含矿层的堆积沉积环境在时间和空间上的发展演化。
3.1 纵向演化
关于铝土矿及其含矿岩系的纵向叠置前已多有阐述,其所反映堆积沉积环境的演化趋向可以概括为以下几点。
1)铝土矿及其红土物质碎屑(矿屑+岩屑)的迁移就位场所是不同规模的岩溶洼地,即低地型铝土矿的堆积场所,该场所的环境演化即铝土矿的堆积沉积演化。铝土物质的迁移模式,早期以“干迁移”为主,晚期主要以“湿迁移”为主。
2)因“湿迁移”而积水的岩溶洼地即岩溶湖泊。本区以大型平坦岩溶湖盆为主,湖盆内包括铝土矿含矿层的叠置序列是:非侵蚀性基底→铁质黏土岩→铝土矿→铝土岩(硬质耐火黏土)→根土岩→煤线,象征着“倒结构”红土剖面的堆积沉积及一般湖泊的演化模式,其上的根土岩及煤线表明铝土矿含矿层的堆积沉积湖泊已近尾声,而沼泽环境则是湖泊发育的最后阶段。
3)沼泽化阶段之后,其上为太原组半沟段灰岩所压盖,俗称铁铝岩段顶部的“灰岩压煤线”现象。此外其上也可以为半沟段的潮坪环境或“晋祠砂岩”所压覆,均表明晚石炭世早期海侵终止了泥盆沼泽的发育,但与铝土矿的堆积沉积并没有任何成因联系,也就是说铝土矿及其含矿层是在大陆(陆表)环境下完成其迁移及堆积沉积的,是大陆相系的产物。以半沟段为代表的石炭纪海侵只是淹没了已成型的铝土矿含矿层,对铝土矿的形成没有什么成因联系。
3.2 横向演化
海底沉积物微生物生烃演化模拟 篇7
1 地质概况
我国东部某海域地形复杂,两侧陡峭起伏,底部为平坦地势,水深由北向南逐渐变深,一直以来被认为是天然气水合物重要的潜在赋存区。国内外众多学者通过地质、地球物理等多种研究手段在这里开展了天然气水合物的探讨和研究[19—22]。从前期研究成果分析,该盆地具备形成天然气水合物的地质条件,也发现了天然气水合物的地震、地化、地形地貌等标志和CO2水合物及生物群落,说明有较好地生物气形成[20]。
2 微生物成烃模拟实验
生物气的生成是厌氧细菌对沉积物进行生理活动的结果,生物经过喜氧微生物的耗氧降解后,在厌氧生态系统中,经历有机大分子的发酵分解、CO2或乙酸的产生和生物甲烷的形成三个阶段[23]。微生物成烃模拟实验通过改变生气条件,在不同温度条件下进行菌种的驯化、培养,获得不同温度、环境条件下海底沉积物生物气产率。
2. 1 实验方案
首先对海底污泥样中本源厌氧细菌种类和数量进行调查,并富集培养能够生成甲烷气体的本源微生物菌群,再将菌种接种到海底污泥样品中,在实验条件下让它们发生相互作用产气,全程跟踪产气过程。实验中定期监测反应底物、中间产物、最终产物的地球化学特征,分析生气机理。此外,还需采用微生物学分析方法监测产气过程中细菌的变化特征,分析海底污泥生物气成因。
2. 2 实验内容
2. 2. 1 样品采集与保存
模拟实验样品选取自东部某海域的海底6 m,搭载海洋勘探船于2014 年7 月利用重力取样器获得。样品从采集到运送至实验室全程冷藏保存至4℃ 左右。
2. 2. 2 主要实验器材
20 m L的试管: 培养基配备好后分装进20 m L的试管中; 150 m L的血清瓶: 装载对比样,这种血清瓶与20 m L的试管的瓶口均加有橡胶塞,不仅牢固使气体不易泄露,且可以满足用微量注射器多次取样的要求,除此之外它们还满足模拟实验过程中产生的气体而导致样品瓶中压力较高的要求; 隔水式恒温培养箱: 具有温度可控功能,箱体的隔热材料采用聚胺酯现场发泡的泡沫塑料,对外来热( 冷) 源有较强的抗干扰能力,样品瓶放入培养箱内培养四周、八周; 培养皿、天平: 样品放入培养皿内在紫外光下灭菌消毒,培养皿与样品分别、一起放置天平称重,计算干土重量; 最后甲烷生气量的全部检测均由Agilent Technologies7890B气相色谱仪测定。
3 实验操作过程
3. 1 混合微生物( 淤泥、沼气池等微生物) 驯化准备
在每一实验瓶中加入适量有机质样品和驯化后的菌种,密封,接着放入培养箱内培养180 d。对海底污泥样品中本源厌氧细菌种类和数量进行调查。
3. 2 培养基的配备
本次实验共配置2 种培养基: 硫酸盐还原菌培养基和产甲烷菌培养基( 表1) 。这样能使产甲烷细菌迅速成为优势种群,且抑制其他非产甲烷细菌的生长。
3. 3 微生物中产甲烷菌数量统计
3. 3. 1 土壤悬浮液的制备
取10 g样品参入100 m L的无氧灭菌水中,振荡后取1 m L土壤悬浮液加入9 m L硫酸盐还原菌培养基/产甲烷菌培养基试管中,分别作3 组平行样;对配备好的平行样进行去氧、灭菌处理后放置35 ℃培养箱内培养4 周( 产甲烷菌培养基平行样) 、8 周( 硫酸盐还原菌培养基平行样) ; 利用MPN计数法对两组平行样经培养后的产甲烷菌个数进行计数。
3. 3. 4 微生物演化模拟
首先模拟培养四组不同条件的对比样: A为无碳源对比样: 称10 g样品于血清瓶中后抽真空,通入氮气,加入不含碳源的50 m L产甲烷菌培养基,接种产甲烷菌5 m L; B为有碳源对比样: 称10 g样品于血清瓶中后抽真空,通入氮气,加入含有碳源的50 m L产甲烷菌培养基,接种产甲烷菌5 m L; C为本源菌对比样: 称10 g样品于血清瓶中,抽真空后通氮气,随后只加入50 m L不含碳源的产甲烷菌培养基,不接种产甲烷菌; D为样品灭菌对照样: 称10 g样品于血清瓶中后灭菌,抽真空后通入氮气,加入不含碳源的产甲烷菌培养基50 m L,接种产甲烷菌5m L。把配备好的四组对照样分别放置35 ℃ 、45 ℃ 、65 ℃ 培养箱内培养4 周、8 周; 代谢产物检测: 利用气相色谱仪检测不同环境、不同温度条件下的四组对照样。
4 实验结果
4. 1 微生物中产甲烷菌的数量
由于产甲烷菌与硫酸盐还原菌是共生的关系,它们生成的环境大致相同,且影响产甲烷气的主要菌种为硫酸盐还原菌和产甲烷菌,因此此次实验在样品中分别加入硫酸盐还原菌培养基和产甲烷菌培养基,将其都放置35 ℃恒温培养箱中进行传统的驯化培养。加入产甲烷菌培养基的样品培养四周、加入硫酸盐还原菌培养基的样品培养八周后( 培养时间的不同主要是因为两种不同菌种的生长对时间的要求不同,并不作为产气量多少的对比参考) ,分别取出观察并用MPN计数法对每克干土样品中的菌数进行计数( 表2) 。两种培养基加入至样品中都成功培养出产甲烷菌,样品C5、C9、C10、C11 与两种培养基作用反应均生成数量较平稳的产甲烷菌; 其中样品C5 加入硫酸盐还原菌培养基后的产菌量均高于其他三个样品,该样品加入产甲烷菌培养基后产菌量依然最高; 样品C9 则在分别加入两种培养基后产菌量最少。
4. 2 对照样中甲烷产气率与时间的关系
在A、B、C、D四组对照样达到培养时间后,利用安装了气相色谱仪专用侧开口防堵5 号针头的注射器对血清瓶内气体进行抽样( 由于气相进样的时候必须穿过硅胶隔垫才能把样品注入色谱柱,因此此次实验选取的进样针头是锋利的钢化针头,这样还能防止使针尖插入时造成的脱屑,导致测试结果不准确) ,并注射进气相色谱仪内进行检测( 图2,表3) 。通过检测结果分析: 加入了碳源的B样产气量较其他样并无所增加,相反,它的产气率更低一些,甚至在培养了4 周的35 ℃条件下并无甲烷气生成;只含有本源菌的C样比接种了外源菌的A、B、D样总体产气率更高一些,尤其是在65 ℃ 时,经过培养了8 周的C样产气率高达7. 328 32 μL/g; 不加入碳源且接种外源菌的A样在65 ℃ 时的产气率也要高于其它两个温度的产气率,这与只有外源菌的D样趋势相似。
5 结论与讨论
如前文所述,微生物模拟实验在近年来才受到关注与应用,所以至今仍处于探索阶段,还有许多问题尚待解决。下面得出的初步结论希望能够为今后该区的进一步勘探提供帮助。
( 1) 在样品中加入硫酸盐还原菌培养基,成功培养出的产甲烷菌个数要多于产甲烷菌培养基加至样品后所培养出的产甲烷菌个数,这可能是因为在该地区微生物中更适合硫酸盐还原菌的生长,也正如前人所说的硫酸盐还原菌摄取氢气和乙酸的能力强于甲烷菌,当硫酸根离子浓度高时,甲烷菌的活动受抑制,直到沉积物埋藏较深而绝大部分硫酸根离子被还原时,甲烷才能大量生成[24]。
( 2) 在所取四个站位的样品( C5、C9、C10、C11)内加入硫酸盐还原菌培养基或产甲烷菌培养基后都成功培养出数量较稳定的产甲烷菌,这着实了在该地区确实有甲烷气生成,预示了该海域具有良好的甲烷气资源远景。
( 3) 通过微生物生烃模拟实验,揭示了该海域在65 ℃高温环境下的甲烷产气率明显要高于其它低温阶段的甲烷产气率,这可能是因为在该地区出现的高温菌较多,这一结果也为之后将样品与培养基放至75 ℃、85 ℃温阶时培养做了有利的铺垫。
( 4) 在对照样中加入碳源后进行培养并未提高甲烷产气率,这表明了此次实验时用的碳源———甲酸钠、乙酸钠对甲烷产气率并无影响,之后做该区的微生物模拟实验时可试用加入其他碳源物质进行培养。
( 5) 在利用气相色谱仪检测甲烷生成量时,部分对照样除了在2. 6 min时出现了产甲烷气的波峰,在2. 4 min时还出现了另一种波峰。而在对样品接种产甲烷菌培养基后计数时,一些试管内出现了悬浮薄膜,然而对这些试管进行抽气检测时并未发现产甲烷气,结合这两点推测: 该区可能还有其它生长较好的菌种存在,关于这类菌的存在尚需做进一步研究。
摘要：我国东部海域主要为太平洋板块向欧亚板块俯冲形成的“沟-弧-盆”体系内的弧后拉张盆地,中新统、上新统以及第四系都发育有利于赋存有机质的沉积层。通过对海底沉积物的微生物成烃演化模拟实验,分析海底沉积物微生物的演化及生物气生成特征。模拟实验通过改变生气条件,在不同温度条件下进行菌种的驯化、培养,分析不同温度、环境因素对海底沉积物本源菌生物气生成的影响。模拟结果表明,本源菌在65℃时的CH4产气量最高,而加入碳源并不能增加CH4的产气量。
沉积演化规律 篇8
1 区域地质背景
松辽盆地东部构造带(图1红色区)主要包括东北隆起和东南隆起两个一级构造单元,北起黑龙江省,南经吉林省至辽宁省境内,总面积约8×104 km2。基底具有双层结构特征:下部构造层由前寒武系(Pt3)中深度变质岩系和片麻状花岗岩组成,前寒武系中深度变质岩系代表性的同位素年龄为(600—700) Ma。上部构造层由古生代浅变质岩系和花岗岩组成,其中K-Ar同位素年龄值为(135—350) Ma,在浅变质岩中已发现蜒科化石和四射海绵骨针,结合盆地外围资料认为它主要由石炭-二叠纪地层组成。盆地东部基底花岗岩主要由印支期和燕山期的花岗岩组成,成条带状沿基底断裂分布,孙吴—双辽断裂带,岩体走向、岩体边界和小岩体呈半球状岩断裂带或与断裂带平行分布,反映出深大断裂对岩浆活动的控制作用。盆地东部构造带白垩系盖层(表1)自下而上依次为下统沙河子组(K1sh)、营城组(K1y)、登娄库组(K1d)和泉头组(K1q)、青山口组(K2qn)、姚家组(K2y)、嫩江组(K2n)、四方台组(K2s)。根据构造特征研究和埋藏史模拟,将研究区构造演化划分为五个阶段:断陷期、断坳转换期、坳陷期、坳陷期后构造反转期及萎缩期。
2 松辽盆地东部白垩系沉积特征
2.1 断陷期沉积特征
研究区断陷期内沉积了沙河子组和营城组两套地层。沙河子组广泛分布于研究区各断陷内,厚度在(600～1 400)m,德惠断陷最后可达2 500 m。底部主要发育冲积扇相和辫状河相沉积,中、上部以深湖至滨浅湖相为主,整个沙河子组火山岩相不发育。岩性组合为:下部灰色或杂色砂岩及砂砾岩,研究区北部砾石成分局部为流纹质凝灰岩、流纹质熔结凝灰岩、花岗细晶岩等;中上部为灰色、深灰色及灰黑色泥岩及砂岩。整体上呈一个正旋回沉积序列。
营城组在区内普遍发育,受营城组末期的压扭构造运动的影响,区内均遭不同程度的剥蚀,地层厚度较薄一般为(20～1 000)m,十屋断陷最厚可达2 000 m。其沉积组合特征对沙河子组有较强的继承性,水体范围进一步扩大,但水体稍变浅。主要发育滨浅湖相沉积,岩性主要为深灰或灰黑色泥岩含煤层,局部夹玄武岩、凝灰岩等火山岩。
2.2 断坳转换期沉积特征
对应盆地断坳转换阶段沉积地层为登娄库组,本区登娄库组地层属快速充填补偿式沉积,其发育的沉积体系类型主要为冲积扇沉积体系、扇三角洲沉积体系、辫状河沉积体系、辫状河三角洲沉积体系和滨浅湖沉积体系,区域上其沉积特征表明登娄库组沉积时期,断层阶段性活动,总体上形成湖相—扇三角洲相—湖相—扇三角洲相的沉积演化规律,厚度一般为(100～2 000)m。研究区内宾参1井(图2)登娄库组地层对应井深(1 489～1 910)m,厚421 m。根据沉积特征和电测曲线特征可进一步划分为四段:登四段:井深(1 489～1 643)m,厚度154 m。岩性为灰色、灰紫色泥岩、粉砂岩、细砂岩,属滨浅湖沉积;登三段:井深(1 643～1 792)m,厚度148 m。岩性主要为灰色泥岩、砂质泥岩、灰色细砂岩互层,夹少量紫色泥岩及灰色泥质粉砂岩,底部发育数层粗砂岩,上部发育巨厚层细砂岩,属滨湖—浅湖相沉积。区域上,本段为块状砂岩沉积,厚度(0～600)m,储集层发育,属扇三角洲沉积;登二段,井深(1 792～1 861)m,厚度66 m。其下部岩性较粗,发育粗砂岩、含砾砂岩,上部岩性为灰色泥岩、砂质泥岩和粉砂岩,属河流相沉积。区域上本段沉积为暗色泥岩,厚(0～700)m,属半深湖相沉积;登一段,井深(1 861～1 910)m,厚度49 m。岩性以灰、深灰色泥岩、粉砂岩、粗砂岩为主,底部为厚层块状砂岩及砂砾岩,属河流相沉积。夹薄层凝灰质砂岩,反映登娄库组沉积时期有火山喷发活动。本段区域上为砂砾岩沉积,厚(0～220)m,属扇三角洲沉积。
1—泥岩,2—粉砂质泥岩,3—细砂质泥岩, 4—细砂岩,5—粗砂岩,6—砂砾岩
2.3 坳陷期沉积特征
研究区内松辽盆地断陷期由老到新依次沉积了泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组地层。
泉头组地层在研究区内稳定分布,地层厚度一般为(500～1 500)m,以河流相沉积占主导地位,其次为冲积扇相和滨浅湖相沉积。本文通过对位于研究区南部辽宁省昌图县藉家岭五色山剖面进一步详细分析泉头组地层的沉积特征及演化规律。该剖面出露泉头组地层厚度为510.84 m,下部发育冲积扇相沉积(图3-a),岩性以褐红色泥岩和灰绿色砂砾岩为主,冲积扇相底部沉积了一套角砾岩,岩石结构为杂基支撑,角砾含量可达50%以上,砾径多在(0.5～5) cm之间,呈棱角状—次棱角状,成分主要为下伏剥蚀的吐呼噜组火山岩,属泥石流微相沉积(图3-b),反映了坳陷阶段早期盆地周边地形坡度较大,气候干旱的沉积环境。随着沉积物的快速堆积,地形起伏变缓,冲积扇相之上发育辫状河相沉积,由于可容纳空间急剧减小,出现沉积间断,形成大量钙质结核层,泥裂构造发育。泉头组中期和后期盆地下降速度加快,发育曲流河相沉积,沉积岩石主要以大段中厚层灰色、灰白中细砂岩为主夹中薄层灰色、灰白色粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩。该剖面泉头组地层具有扇三角洲相—辫状河相—曲流河相的沉积演化规律,总体反映出沉积物由湖盆边缘向中央进积的过程。
本区青山口组广泛发育,不同区域沉积厚度变化较大,厚度一般为(0～500)m,主要发育深湖半深湖相沉积。研究区东北部黑龙江省宾县鸟河乡白石砬子青山口组剖面,底部和中部主要发育半深湖亚相沉积,对应沉积了一套厚层的灰色、灰绿色、灰黑色泥岩和页岩(图3-c),此外由于湖海连通[3]海洋生物的引入致使盆地内生物繁盛,沉积物中有机质含量较高,岩石颜色呈暗色调。后期全球海平面下降,盆地内水体深度变浅,沉积环境转为浅湖相,对应沉积了以灰绿色为主、次之为浅灰绿色的大套泥岩,发育浪成波痕,岩层中见有生成于还原环境的黄白色菱铁矿结核,顺岩层呈薄层产出,结核呈椭圆形或肾状,结核大小在10×6.5 cm～6×4 cm之间,局部夹厚约5 m的泥砾岩,泥砾呈扁平状,剖面呈扁豆状,泥砾间被粉砂质泥充填,见丘状层理,属风暴沉积形成。
姚家组地层在本区分布极不稳定,厚度较薄,一般为(0～150)m,主要发育湖泊相滨浅湖亚相或浅湖亚相沉积。以研究区中部吉林省松原市哈玛尔姚家组剖面为例,岩性以大套红色、褐红色泥岩为主(图3-d),夹灰绿色泥岩、灰白色泥质粉砂岩薄层,与上覆嫩江组地层呈不整合接触。
本区普遍发育嫩江组地层,嫩江组时期主要发育湖相沉积体系。以黑龙江省绥化市海南乡小徐家围子嫩江组剖面为例,嫩江组早期主要沉积厚层状或块状灰色、深灰色页岩,富含叶肢介化石(图3-e),呈水平状产出,属半深湖亚相沉积;后期随着气候由湿润转为半干旱性质[4]和盆地下降速度的减慢直至停止,导致湖盆面积缩小,水体逐渐变浅,嫩江组中上部沉积灰白色泥岩、灰白色泥质粉砂岩为主,层面上多发育小型波状层理,层内常发育具有小型波状层理层厚约(10～40) cm灰白色中薄层的介形虫灰岩(图3-f),经镜下鉴定确定为亮晶鲕粒灰岩(图3-g),属以滨浅湖亚相沉积。
2.4 坳陷期后构造反转期沉积特征
坳陷期后构造反转期发生在嫩江组沉积之后,受太平洋板块向西的正向俯冲的影响,同时日本海开始扩张,向西的推挤力波及盆地,即所谓的嫩江运动,形成压扭应力场后产生强烈的褶皱,盆地普遍抬升,沉积中心不断西移,盆地东部抬升尤为明显,研究区整体处于剥蚀状态无沉积。
2.5 萎缩期沉积特征
晚白垩世—新近纪,松辽盆地整体呈现东抬西降,湖盆向西倾斜,沉积中心再次西移,导致研究区内大部分地区缺失晚白垩统—新近系地层,仅在黑龙江省绥化市望奎县前头村—幺屯村一带沉积厚度为85.37 m的四方台组地层,该剖面底部和中部岩性主要为褐红色的黏土岩和粉砂岩,由于风化严重,出露岩石层理显示不清晰,岩层普遍发育泥裂构造及钙质结核,局部见水平层理,反映水动力较弱和强氧化作用的沉积环境,属滨浅湖沉积亚相。四方台组上部沉积为黄色含砾粗砂岩与下部灰绿色粉砂岩呈冲刷—充填接触,该层内见楔状交错层理,夹薄层砾石,砾石长轴定向排列排列呈叠瓦状构造,反映了牵引流沉积环境,反映了沉积物沉积时处于水动力较强的沉积环境,结合区域地质资料以及本层底部见大型冲刷面(图3-h),四方台组上部沉积应属曲流相的河床滞留沉积微相。由于盆地的持续抬升,湖盆逐渐萎缩,水位下降,四方台组地层沉积环境由湖泊相向河流相转变,剖面自下而上呈反旋回沉积韵律。
3 认识
(1) 断陷期松辽盆地东部断陷活动最为强烈,随着断裂活动进一步加强湖盆水体加深、面积扩大,形成近物源、多物源、多沉积中心的布局。早期为冲积扇和(扇)三角洲发育的浅水湖相沉积;晚期水体进一步加深并伴随较强烈的火山活动,为断陷湖盆发育期,沉积物除正常沉积外主要发育酸性火山碎屑沉积。沉积相演化为扇三角洲相—辫状河相—湖泊相或三角洲相—湖泊相。
(2) 断坳转换期盆地沉积主要是在营城组抬升剥蚀的基础上进行填平补齐,对应这一时期的登楼库组地层岩性下部以灰白色、杂色砂砾岩为主,上部为灰绿、灰色泥岩与砂砾岩互层,主要发育湖湘、扇三角洲相和辫状河相沉积,并以角度不整合超覆在下部营城组地层之上,在研究区内广泛分布。
(3) 构造坳陷期整个盆地构造运动趋于稳定,断层不发育湖盆整体上表现为稳定沉降,水体加深,沉积地层展布范围变大,坳陷期地层在研究区内大部分区域内超覆在下伏登楼库组地层之上,在局部区域呈假整合直接超覆在断陷期火山碎屑岩之上。湖泊相为本期主要发育的沉积相类型。
(4) 坳陷期后构造反转期盆地东部广泛形成一种特殊的叠加构造样式—反转构造,这一时期研究区内早期沉积地层普遍遭受剥蚀,青山口组、姚家组、嫩江组地层保存情况及残留厚度在研究区不同部位差异较大。
(5) 盆地萎缩期,自嫩江运动后,盆地深部地质结构趋于调整均衡,盆地全面上升,该构造阶段研究区内几乎未接受沉积,仅在局部低洼地段发育滨浅湖亚相沉积和河流相沉积。
参考文献
[1]高瑞琪,蔡希源.松辽盆地油气田形成条件与分布规律.北京:石油工业出版,1997
[2]任战利,赵重远.中生代晚期中国北方沉积盆地地热梯度恢复与对比.石油勘探与开发,2001;29(6):1—6
[3]王璞珺,王东坡,杜小弟.松辽盆地白垩系青山口组黑色页岩的形成环境及海水侵入的底流模式.岩相古地理,1996;1(16):34—43