沉积环境演化（精选9篇）
沉积环境演化 篇1
孝义铝土矿和华北其他地区铝土矿一样赋存于石炭系本溪组铁铝岩段的中部或中下部,旧称“G”层铝土矿。含矿岩系(铁铝岩段)呈平行不整合直接覆盖于下覆奥陶系灰岩古风化面上,层位比较稳定,产状较平缓。自上而下具有铁质岩—铝质岩—硅质岩沉积建造序列,或具有山西式铁矿—铝土矿—耐火黏土矿序列的矿石建造组合特征。铝土矿石类型有粗糙状铝土矿、半粗糙装铝土矿、致密状铝土矿、豆鲕状铝土矿。矿石结构有碎屑结构、豆鲕结构、微晶泥质结构等。
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
横向上,含矿岩系层位稳定,均位于奥陶系灰岩古岩溶面之上,呈披盖式覆盖。其中铁质岩层、泥质岩层连续性好,仅其厚度及产状受古基地古地形影响。铁质岩层产状变化大,呈波状起伏。铝质岩层呈层状、似层状,局部尖灭,连续性较好,明显受古地理古地形控制。整个区域上,含矿岩系横向上主要表现出两个方面的规律性:其一,从沉积盆地边缘向沉积盆地中心,含矿岩系由铁质岩+泥质岩→铁质岩+铝质岩+泥质岩→硫铁矿+泥质岩;其二,含矿岩系物质分异程度高,矿体厚的地方多在沉积盆地边部缓坡地带岩溶地形凹洼地方。在克俄矿段,总体上南部含矿岩系较薄,物质成分分异程度较差,矿石品位低,构不上工业矿体。
沉积环境演化 篇2
利用宽方位角采集的地震数据,在相对保持振幅和波形的提高分辨率数据的基础上,通过参考标准层的标定和层拉平解释,利用多地震属性结合钻井信息对目标层进行动态解释研宪,从而获得了研究区目的层段主要经历了湖相→三角洲相→河流相→湖相的沉积演化过程的认识.其中三角洲前缘河口坝砂体是该区最有利的.储集体.研究表明正确的标准层选择和合理的参数选取条件下,基本地震属性可以获得小于1/4波长地震分辨率的沉积环境信息,为寻找有利储集相带提供重要的信息.
作 者：林吉祥 施泽进 凌云 高军 孙德胜 LIN Ji-xiang SHI Ze-jin LING Yun GAO Jun SUN De-shen 作者单位：林吉祥,LIN Ji-xiang(成都理工大学“油气藏地质及开发工程”国家重点实验室,成都,610059;中油集团东方地球物理公司,河北涿州,072751)施泽进,SHI Ze-jin(成都理工大学“油气藏地质及开发工程”国家重点实验室,成都,610059)
沉积环境演化 篇3
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
[1]王锋, 刘池阳, 杨兴科, 等.贺兰山汝箕沟玄武岩地质地球化学特征及其构造环境意义[J].大庆石油地质与开发, 2005 (4) :25-27.
[2]宁夏回族自治区地质矿产局.宁夏回族自治区区域地质志[M].北京:地质出版社, 1990.
[3]宁夏回族自治区地质矿产局.宁夏回族自治区岩石地层[M].武汉:中国地质大学出版社, 1996.
[4]苏春乾, 杨兴科, 刘继庆, 等.从贺兰山区的三叠—侏罗系论国内前陆盆地的研究[J].岩石矿物学杂志, 2004 (4) :318-326.
[5]西安地质学院.1∶5万古拉本幅区域地质调查报告[R].1991.
[6]苏春乾, 刘仿韩.贺兰山三叠纪断陷盆地的沉积体系及古地理分析[J], 西安地质学院学报, 1995 (2) :13-18.
[7]柯保嘉, 陈昌明, 陈志明, 等.试论贺兰山地区延长群与鄂尔多斯盆地的关系[J].地质科学, 1992 (2) :124-129.
[8]魏红红, 李文厚, 邵磊, 等.汝箕沟盆地上三叠统延长组沉积环境[J]西北大学学报:自然科学版, 2001 (2) :171-174.
沉积环境演化 篇4
塔里木盆地南缘新生代沉积地层厚达万米以上.研究的叶城和阿尔塔什两个剖面分别厚4 500 m和7 000 m,基本代表了塔里木南部的新生代沉积.叶城剖面的底界年龄根据磁性地层测定约为8 Ma.阿尔塔什剖面的底界年龄根据海相碳酸盐岩~(87)Sr/~(86)Sr的.比值与全球Sr同位素曲线对比,约为30～35 Ma.从岩性地层分析,剖面的下部为中新统乌恰群,主要由泥岩和粉砂岩组成,沉积相为低能环境的辫状河和曲流河.剖面的中部是上新统阿图什组,由红色泥岩、砂岩夹薄层砾岩以及埋藏风成黄土构成,沉积环境为冲-洪积扇的中远端.剖面的上部是上新统-下更新统西域组,由中粗砾岩夹块状粉砂岩透镜体(埋藏风成黄土)组成,主要是近源洪积扇沉积和风成沉积,以上地层层序可以进行很好的区域对比.塔里木盆地南缘新生代沉积由新近纪红层向上变化为逆粒序砾岩和碎屑流沉积,记录了青藏高原北缘隆升造成的沉积环境的变化,尤其是干旱化气候的阶段性演化.在约8 Ma时,叶城和阿尔塔什两个剖面都发育了风成沙丘沉积.而在阿尔塔什剖面,沙丘沉积之下还发育了一套厚层的膏盐沉积,指示了塔里木盆地南缘在此前后已经相当干旱,只是仅凭这些证据还难以判断沙漠发育的规模.而上新世-更新世阿图什组和西域组中发育的埋藏风成黄土沉积,则指示了塔克拉玛干沙漠在此时已经发育到了相当规模,极度干旱的气候条件(可能类似于现在)已经形成.
作 者：郑洪波 贾军涛 王可 Zheng Hongbo Jia Juntao Wang Ke 作者单位：郑洪波,王可,Zheng Hongbo,Wang Ke(南京大学,地球科学与工程学院,江苏,南京,210093)
贾军涛,Jia Juntao(同济大学,海洋地质国家重点实验室,上海,92)
沉积环境演化 篇5
1 区域构造特征
研究区位于四川盆地南部,南临云贵高原,区域构造包括川西低陡、川中低平构造区南部、川西南低缓构造区、川东南低陡构造区和川东高陡构造区西部( 图1) 。该区是华蓥山褶皱带向西南方向的延伸,东、南部山脉呈东西向展布,西、北部山脉呈北东及南北向展布[6—8]。
早三叠世时,由于地壳沉降较快,普遍沉积了厚层状的海相灰岩。到中三叠世除海相灰岩外,还见有白云质灰岩和白云岩。中三叠世末在印支构造运动的作用下中三叠统及下伏地层整体得到抬升,此时海水逐渐退出上扬子台地,内陆盆地开始出现[9—12]。
由于须家河组具有复杂的岩相、岩性及古生物特征,四川盆地的须家河组划分至今仍有争议。本次研究在充分参考了前人的研究成果,充分结合地层界面和地震特征,将四川盆地自下而上分为( T3x1~ T3x6) 六个岩性段[1、11—14]。采用如图2 的地层划分方案。
2 沉积相类型及特征
对于四川盆地须家河组沉积环境历来多有争议,存在多种沉积相划分方案,本文采用陈洪德、林良彪等[1,9],通过对四川盆地南部地区上三叠统地层的大量野外和室内研究工作,依据岩石类型、沉积特征和生物组合等综合因素,划分了的大陆沉积体系组、海陆过渡沉积体系组和海洋沉积体系组。
2. 1 大陆沉积体系组
2. 1. 1 湖泊三角洲沉积体系
湖泊三角洲是在研究区广泛发育于须四、五、六段中。以发育辫状河三角洲沉积体系为主。
( 1) 三角洲平原亚相
本区为分流河道沉积发育,作为三角洲平原沉积的骨架砂体其由含砾粗-中粒岩屑砂岩、岩屑石英砂岩组成。成熟度较低,底部一般都具有明显的冲刷面构造,剖面上砂体呈透镜状产出[图3( a) 、图3( b) ]。砂体本身具有明显的正粒序[图3( c) ],砂岩中发育中至大型板状、槽状和楔状交错层理及平行层理[图3( d) ],具有明显的辫状河三角洲沉积特征。
( 2) 三角洲前缘亚相
湖泊三角洲前缘遍布于整个研究区的须四、须六段( 图4) ,以及须五段的部分地区。
①水下分流河道作为河道水下延伸部分,其沉积特征与分流河道相似。岩性以浅色的细粒长石砂岩、长石石英砂岩为主,含泥砾或碳屑。具包卷层理、滑塌构造、中至大型板( 槽) 状交错层理、平行层理及冲刷面等沉积构造[图3( e) 、( f) 、( g) ]。测井曲线上多表现为齿化钟形或箱形( 图5) 。
②水下分流间湾位于分流河道之间的低洼区。多由悬浮成因的泥岩、粉砂质泥岩组成。在沉积构造上浪成沙纹层理和水平层理发育,可见植物碎片和波痕。测井曲线为低幅锯齿形( 图5) 。
③河口坝微相是前缘中较典型微相。岩性上主要由砂和粉砂组成,总厚一般不大,多为数米。沉积构造主要发育楔形交错层理,逆粒序层理等,其中粒序上呈现逆粒序剖面结构[图3( h) 、( i) ],为河口坝的标志性层理。
2. 1. 2 湖泊沉积体系
湖泊沉积体系在研究区须四到须六段发育。在本区主要发育有滨湖亚相和浅湖亚相。在平面上湖泊沉积体系为是三角洲沉积体系的终端,纵向上则表现为正粒序旋回。
( 1) 滨湖亚相
滨湖亚相为湖泊沉积相的主要类型,其水动力条件较复杂,碎屑物经河流搬运最先在该亚相沉积,沉积物受湖岸地形、湖流、河流及风情等多种因素的影响,沉积物的分布和沉积类型非常复杂,沉积物中砾、砂、泥都发育。研究区内岩性以粉-细粒砂岩与暗色泥岩互层组合为主,局部夹炭质泥岩、页岩、煤线或薄煤层[图3( j) ],含有大量植物碎片和动物遗迹化石[图3( k) 、( m) ]。微相划分有滨湖砂坪、砂泥混合坪滨湖微相和滨湖泥沼坪微相。
(a)为冲刷面构造,荣县墨林场剖面,须六段;(b)为辫状河三角洲分流河道中的“透镜状”砂体形态,威远曹家坝,须六段;(c)为泥砾及其正粒序结构,瓦6井,须六段;(d)为板状交错层理,威远曹家坝,须四段;(e)为变形层理,瓦6井,1 183.50 m,须六段;(f)为滑塌构造,音23井,须四段;(g)为水下分流河道的底冲刷,岳3井,1 903.45~1 903.61 m,须六段;(h)为逆粒序层理,河口砂坝,女101,2 149 m,须六段;(i)为细砂岩-中砂岩的逆粒序,岳3井,1 886.87~1 887.02 m,须六段;(g)为页岩沉积,荣县墨林场剖面,须五段;(k)为植物茎杆化石,威远曹家坝,须五段Cochlichnus-Planolites遗迹组合,以进食迹为主,代表滨湖沼泽相沉积环境;(l)为威东2井,2 132.5 m,须五段Skolithos-Planolites遗迹组合,以进食迹、居住迹为主,代表浅湖相沉积环境;(m)为包浅001井,1 800.1 m,须五段;(n)为威远曹家坝剖面须三段浅湖泥与浅湖砂坝沉积;(o)为沙纹层理,潼2井,2 161.61~2 161.86 m,须二段;(p)为变形及包卷层理,潼2井,2 164.14 m,须二段;(q)为羽状交错层理,荥经县青龙乡,须一段;(r)为岩屑砂岩与泥岩不等厚互层,荥经县青龙乡,须一段
( 2) 浅湖亚相
浅湖主要为滨湖沉积以下至波基面以上的地带,岩性上发育泥岩、粉砂岩,层理多为不规则的水平层理,波形层理,见有对称波痕,动植物化石较丰富[图3( n) ],该沉积环境主要发育在须家河组五段,主要沉积微相为浅湖砂坝微相和浅湖泥微相[图3( l) ]。
2. 2 海陆过渡沉积体系组
海相三角洲沉积几乎遍布整个川南地区须二、须三沉积时期。与湖泊三角洲沉积特征相似,海相三角洲前缘受海浪、潮汐等作用的共同影响,沉积物中与河流、海浪和潮汐等有关的沉积构造十分发育,常见同生滑塌构造[图3( o) 、( p) ],该带为三角洲最活跃的部分。沉积物受河水、波浪和潮汐作用的冲刷作用,分选较好,粒度较平原亚相偏粗,以砂岩为主,泥岩次之。研究区内见有水下分流河道和水下分流间湾微相发育。
别外海湾沉积体系,在研究区内须三段相对较低的位置也较发育。
2. 3 海洋沉积体系组
在研究区须一段发育障壁海岸沉积,主要为潮坪相,部分地区见有泻湖相,潮坪相包括潮下、潮间和潮上三个亚相带,一般具有典型的潮汐层理。其中潮间亚相受到潮汐作用的影响最为频繁同时具有较强的水动力条件,沉积物颗粒相对较粗,常发育有羽状交错层理、楔状交错层理[图版3( q) ]和正粒序沉积构造。
从陆向海依次发育砂坪、砂泥混合坪和泥坪[图3( r) 、图6]。
3 沉积演化与构造演化关系
从图7 中,不难发现,有三次大的海平面上升在晚三叠世诺利克期至瑞替期[14],分别对应的时间为230 Ma、225 Ma、220 Ma[15]; 史晓颖通过对北喜马拉雅地区三叠系地层的层序地层研究,晚三叠世也对应存在着三次大的海平面上升,其对应时间为227Ma、223 Ma、218 Ma[16]; 四川盆地须家河组的三次湖平面上升,分别沉积了以泥岩为主的须一,须三,须五段地层,其最大湖泛的时间大致为228 Ma、223Ma、216 Ma[15]; 这与北喜马拉雅地区的三次大的海平面上升时间基本一致( 图7) ,表明四川盆地须家河组的湖平面上升与印支期构造运动和全球海平面变化密切相关,多次的湖侵、湖退伴随其中,结合区域背景资料,须家河早期湖盆在西南部与松潘-甘孜海连通[17]。
从须一到须六沉积时期,川南地区经历了印支期多期多阶段的构造运动影响,共可分为3 幕4 次运动,主要影响着盆地周缘造山系和盆内古隆起,从而控制着盆地的沉积及演化,从剖面和井资料的岩性变化来看,须家河组时期经历了水位多次的变化,这点与晚三叠世构造运动时间异常的吻合,总体上,晚三叠世在空间上受构造运动、海平面升降、古环境和源区供给能力的共同作用[17]( 图8) ,而交替出现的海( 湖) 侵海( 湖) 退,使该区须家河组呈现一层砂一层泥的特点,随着海侵作用的逐渐减弱至消失,研究区依次发育海相海陆过渡相到陆相沉积,共同控制着四川盆地各演化阶段的沉积格局和与之对应的沉积建造组合。
3. 1 有障壁海岸沉积模式
须一段沉积期,盆地周边的康滇-龙门山-大巴山以及江南隆起带上,活动颇为强烈,且剥蚀程度很大。盆地内部此幕运动亦显著,表现在华蓥山、七曜山断裂之间的川南川东地区为明显的抬升,形成以泸洲-开江为代表的印支期剥蚀古隆起带。
须一沉积期,由于与特提斯海连通,加之周缘陆源碎屑的大量补给及龙门山造山带持续性隆升的影响,海水进一步东扩,同时受到全球海平面变化的影响,海平面的上升同时,也控制了上覆须一海相地层从西向东逐层超覆的局面( 图9) ,因此,该期受到海侵的影响海相沉积较发育,研究区主要发育为潮坪相沉积,部分地区滨岸沉积和障壁砂坝发育。
3. 2 海陆过渡三角洲沉积模式
在须二段沉积期,受印支中一幕的影响,甘孜—阿坝海槽褶皱强烈,龙门山北段进一步隆升扩大且向东推覆[17—20]; 四川盆地表现为北部、东南部抬升较快,使海水向西逐渐退去,由于此时龙门山还未完全隆升,盆地和甘孜-阿坝海域尚未完全阻隔,加之川东南坳陷的低幅沉降的作用的影响。因此本期主体为海湾-三角洲沉积,随着周缘山系的进一步隆起,湖盆的扩大,以发育湖泊-海相三角洲沉积为主,是一个连续沉积的过程。
须二沉积之后,四川盆地处于构造相对静止期[18,19],盆地周缘构造山系逆冲推覆活动为暂时休眠期。在须三时期形成一套以陆相泥岩为主含煤地层,其地层中见半咸水的蚌形蛤及少量植物化石,证明该时期其仍然受间歇性海水的影响,未半咸水沉积环境,以海相三角洲沉积为主,结合区域构造特征建立以下沉积相模式( 图10) 。
3. 3 陆相冲积平原-三角洲—湖泊沉积模式
须四期是四川盆地重要的沉积演化时期,受印支中二幕构造活动的影响,龙门山、米苍山、大巴山、江南古陆继承性强烈隆起,盆地内出现第二次海退,此时湖盆的溢出点较低,浅湖位于川西龙门山前,整个盆地进入了以陆相沉积为主的沉积环境。
川南地区该期受湖退影响( 图8) ,三角洲沉积从南、东南方向再次进入研究区形成大面积三角洲平原砂体。须四期-须六期,研究区受龙门山、黔中隆起及雪峰隆起的影响,提供了充足的物源,前缘分流河道纵横交错,相互叠置,砂岩百分比较高,河流沉积特征明显,沿盆地边缘依次有冲积平原—辫状河三角洲—湖泊沉积发育( 图11) 。
4 结论
( 1) 通过对沉积构造、古生物标志及测井曲线特征等方面的详细研究,结合区域构造背景及前人研究成果综合分析,认为川南地区须家河组主要发育三角洲相、湖泊相和有障壁海岸三种沉积类型。
( 2) 沉积体系研究表明,川南地区须家河组为一连续沉积过程,须一段主要为潮坪沉积,局部发育少量泻湖沉积,须二、四、六段主要发育湖退期的辫状河三角洲沉积,其中二段为海相三角洲沉积; 须三段及须五段主要发育湖侵期的辫状河三角洲沉积,须三段发育有海湾沉积,须五段时海水已由西退却,见滨浅湖沉积发育。
( 3) 盆地周缘构造运动是控制沉积相演化的决定性因素,晚三叠世受印支运动影响,周缘山系呈幕式隆升,导致海水两进两出,尤其在安县运动之后,海水退却,真正进入了内陆盆地,加之川东南坳陷在构造运动的作用下缓慢隆升,导致须三段之后为三角洲沉积,浅湖相基本不发育。
摘要：通过岩心及薄片观察,从岩石学、沉积构造、古生物标志及测井曲线特征等方面,对川南地区须家河组沉积特征及沉积演化模式进行了深入分析。结果表明:研究区在须家河组为三角洲、湖泊及有障壁海岸等多种沉积类型均有发育的复合体;并受印支运动的控制发生变迁;其中三角洲沉积体系皆为辫状河三角洲沉积体系,根据进入蓄水盆地性质的不同可划分为湖泊三角洲和海相三角洲,湖泊沉积体系滨湖和浅湖亚相发育;有障壁海岸沉积体系潮坪较发育。在此基础上,结合构造特征分析了该区须家河组在不同时期的沉积特征及控制因素,认为须一段到须六段总体上为一连续沉积过程;并建立了海相-海陆过渡相-陆相三种连续的沉积相演化模式。
沉积环境演化 篇6
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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[2]童晓光,徐树宝.世界石油勘探开发图集(独联体分册).北京:石油工业出版社,2004:212—286
[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
沉积环境演化 篇7
在辽河盆地中, 西部凹陷是最大的含油气凹陷, 约1330立方米属于明显的箕状地嵌。盆地充填沉陷堆积在第三系, 钻井中可以看到的的地层有很多种不同的地层, 下部地层主要是深黑绿色的玄武岩, 其中夹杂着一些暗紫红色的泥岩;而上部地层主要是棕红色或者是暗紫红色的泥岩, 其中夹杂着一些暗色的凝灰岩、泥岩以及暗紫红色的砂砾岩;沙四部为薄层砂泥岩, 能够将沙四部钻穿的井相对来说比较少, 揭露一般厚度在250米到400米左右, 其最大厚度为492米。
沙河街组三部沉陷具有非常大的堆积厚度, 分布方位比较大, 是深层储层的最为重要的组成部分。其总共有三个亚部, 分别为沙三下、沙三中、沙三上, 深层区厚达800米到1200米左右, 坑洼凹陷的中心厚度深达3.5×104米, 与沙四部为整合, 与沙三下亚部相接触, 其地层厚度一般情况下在200米到300米左右, 其油层属于莲花油层;下部地层主要是油页岩与暗色泥岩, 在靠近凹陷中心的地区相变为碎屑岩, 表现为中薄层状粗的状态;中部、上部以中主要是砾岩、层状砂岩, 其中夹杂着一些暗色的泥暮沙;沙三中亚部, 其地层厚度一般情况下在500米到700米左右, 其油层属于大凌河油层, 地层特征为有相对来说厚度比较大的暗色泥岩与大套块状砾岩, 在纵向上, 其岩性分异相对来说比较好, 可以将其分为上、下两块, 在其下部, 大套块状砂砾岩的比例相对比较大, 呈现出了快速堆积的特征。
2 沉陷堆积相的主要特点及其类型
2.1 沉陷堆积的环境
沙三部的沉陷堆积段中, 抱粉化石的主要特点是栋粉属所含质量非常高, 从而构建成皑木粉属、锻粉属、小亨氏栋粉组合, 其中, 栋粉属所含质量多达70%, 因此小亨氏栋粉尤为明显。并且还发现了许多水生草本植物, 例如花粉浮萍、三角柳叶菜、眼子菜莲属以及热带、亚热带的粉冬青、桃金娘等。
与沙四部相比, 沙三部中分布的暗色泥岩面积比较小, 但是, 其厚度却明显扩大。清水坑洼凹陷是沙三部沉陷堆积的中心, 暗色泥岩的厚度深达1.6×104米, 就全盆地的范围来说, 暗色泥岩的S2-等分、均匀值高达1.37%, 因此, 其是还原性沉陷堆积。干酪根显微结果显示, 西部凹陷中的烃源岩, 其中所含有的壳质组、腐泥组高达93.2%, 氢指数高达249、类型指数高达66.9, 这充分体现了原始有机质中蕴含着非常丰富的壳质体、抱粉、无定形体藻质体, 其均属于十分理想的植物油土壤母质。
2.2 沉陷堆积相的主要类型
构成沙三部沉陷堆积的砂体, 其主要的源头在于西斜坡上的倾物源。以沉陷堆积层序、沉陷堆积背景作为主要根据进行分析, 能够确定此沉陷堆积砂体的类型——浅水至相对深水环境的水进型扇三角洲沉陷堆积体系, 可以将其与我国湖泊扇三角洲模式进行比较。这个类型的扇三角洲形成的原因是:山地河流在流出山口之后, 直接流入到湖盆浅水区, 从而构建了扇形砂砾岩体 (几乎全部岩体没入水下) , 其周边泥岩的主要颜色是深灰色、灰色以及绿灰色。根据以沉陷堆积的形态与层次、扇三角洲岩性作为主要根据, 可以将其进一步地划分为三个亚相散砂体, 即扇、扇中以及扇根
3 沉陷堆积演化特征
3.1 盆地演化模式
房身泡组属于盆地发育进程, 但是, 其沉陷堆积物却非常少, 仅在厚层中的一个块状玄武岩中夹杂着一些碳质泥岩以及暗紫色、薄层褐色泥岩, 因此, 其缺少湖泊环境, 但是局部有可能存在着极浅水环境。
在沙三部沉陷堆积阶段, 湖盆流入深陷期, 即使早中期的环境与晚期的环境不同, 有的地方差别相对来说比较大。但是, 这种差别却并未抵至质的变化, 只体现在供屑能力上。在早-中期, 东部边界上出现了断裂活动, 导致湖盆发生急剧沉降, 从而在沿断裂的下降盘形成了深水环境。就全局来说, 浊积岩体所占据的规模相对来说比较小, 在沙三部沉陷堆积段, 相对来说还是西部物源体系对油气储集的作用比较大。
3.2 沉陷堆积相及演化
沉陷堆积阶段, 莲花油层, 湖盆水体开始逐渐加深, 湖盆领域也越来越大, 西斜坡的北、东方向上的同生断层逐渐开始活跃, 同时, 齐家、杜家台地区有两条水系进入湖盆, 这就形成了2个扇三角洲。对于扇三角洲的主体, 在沉陷堆积体南位于齐105、52井区, 在沉陷堆积体北位于杜1110、杜114、杜121井区。一般情况下, 飞砂体的厚度在60米至150米之间, 砂岩一般在40%至70%之间。辫状河道相对来说向湖盆延伸距离短, 岩性主要为砂砾岩。
4 结语
综上, 位于辽河盆地西部的凹陷沙河街组三部沉陷堆积段属于湖盆深陷期, 其具有厚度非常大的沉陷堆积, 分布领域也比较广, 其属于亚热带湿润气候, 有着比较大的降雨量, 且拥有非常丰富的植物油土壤母质, 从而可以为有机质的保存和演化提供有利条件, 也可以构建主力油源区。
摘要：在辽河盆地中, 西部凹陷是最大的含油气凹陷, 其分布领域十分广泛, 且具有非常大的堆积厚度, 是深层储层中的一个重要组成部分。以地球化学、生态习性以及化石组合作为主要根据进行分析, 沙三段沉陷堆积期是位于暖湿气候的相对深水还原湖泊环境主体物源来自西面, 发育了一系列自西而东的扇三角洲砂体根据沉陷堆积背景和岩心描述所建立的沉陷堆积层序。以沉陷堆积的形态与层次、扇三角洲岩性作为主要根据, 可以将其进一步地划分为三个亚相散砂体, 即扇、扇中以及扇根, 其发育主要受西面物源控制, 发育了多个扇三角洲体系。
关键词：沉陷堆积环境,沉陷堆积层序,沉陷堆积相,油气
参考文献
沉积环境演化 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
沉积环境演化 篇9
1 区域地质概况
1.1 研究区构造单元划分
渤海湾盆地位于我国中东部[图1(a)],东临胶辽隆起,西以山西台背斜为邻,南靠东濮坳陷南缘,北接燕山褶皱带。而南堡凹陷位于渤海湾盆地黄骅坳陷的东北部[图1(b)],燕山褶皱带南缘,是在华北地台基底上经中、新生代断块运动而形成,凹陷北断南超,具典型的箕状凹陷构造特征[1—3][图1(c)]。南堡坳陷被高尚堡-柳赞断裂分割为两大区,即南部地区和高柳地区。高柳地区主要指南堡凹陷的二级断层-高柳断层以北的地区,即高柳断层的上升盘一侧,包括环绕南堡凹陷二级生油洼陷-拾场次凹分布的高尚堡构造、柳赞构造和唐海构造[图1(d)];高柳地区受边界断层(西南庄断层与柏各庄断层)和高柳断层所夹持呈“三角形”[1—7],面积约200 km2。目前已发现多个油气聚集带,包括高尚堡油田和柳赞油田。
1.2 地层序列及构造演化
沙河街组三段地层是本区古近系沙河街组最下部的沉积单元,在凹陷内埋藏较深;主要具有地层分布范围广泛、沉积厚度大的特点,总厚度600~2 000m。根据岩性特征又可以划分为5个亚段(图2)。结合地震剖面与前人研究,本文将高柳地区构造演化划分为初始裂陷期、快速裂陷期、裂陷萎缩期和坳陷期4个阶段,各阶段构造活动表现出幕式特征[4—9]。
1.2.1 初始裂陷陷期(Es35)
燕山晚期的早白垩世,高柳地区发生断陷作用,形成主要的边界断层,柏各庄断层和西南庄断层,并控制着盆地的形成。Es35亚段沉积末期,高柳地区存在一次区域的构造抬升运动,造成了高柳地区的整体抬升,地层遭受剥蚀,相应形成了区域的不整合面。
1.2.2 快速裂陷期(Es34-Es31)
Es34-Es33沉积期,西南庄断层此时活动性比柏各庄断层的活动强烈,西南庄断层对断陷的发展和沉积产生控制作用,断陷中心向西南庄断层方向转移;Es32沉积期,西南庄断层附近地层的明显下沉,柏各庄断层附近地层掀斜,遭受剥蚀。Es31沉积期发生构造反转,柏各庄断层的活动性开始逐渐强于西南庄断层,沉积中心向柏各庄断层方向转移,地层沉积厚度较大。
1.2.3 裂陷萎缩期(Es1-Ed)
在Es31沉积末期,高柳地区整体抬升而缺失Es2沉积;在Es3与Es1之间表现为区域性不整合面。Ed沉积期,边界断层的活动减弱,此时高柳断层的活动性增强,沉积中心南移。Ed沉积末期,构造抬升使得整个凹陷褶皱隆起,遭受剥蚀。
1.2.4 坳陷期(Ng至今)
整个馆陶沉积期,整个渤海湾盆地的整体热沉降,开始了坳陷沉积阶段。明化镇沉积期,盆地的边界断层几乎不发生活动,整个凹陷都处于平稳的发展阶段。
2 沉积充填及沉积相展布
2.1 沉积相类型
2.1.1 岩石学特征
通过对高柳地区23口井,600 m岩芯的观察,识别出扇三角洲和湖泊2类沉积相。
(1)扇三角洲。扇三角洲沉积主要分布在边界断层附近,前缘可延伸至拾场次凹地带。扇三角洲沉积岩性差别大,整体以砾岩为主,砾石间充填有砂、粉砂和黏土级物质,有些可由含砾的砂,粉砂组成。成熟度低,分选磨圆较差。平原部分以砾,砂岩为主,发育典型的冲刷面及平行层理;前缘部分粉砂,泥质增多,可见水平层理及波状层理[图3(a)]。
(2)湖泊。湖相沉积主要分布在拾场次凹,包括滨浅湖和半深湖—深湖亚相。湖相沉积以泥岩为主,泥岩颜色随深度增大而加深,从灰色逐渐变为深灰色和黑色,可见波纹层理及植物碎屑[图3(b)]。
2.1.2 测井相识别
不同的测井曲线特征反映不同的岩性组合及沉积环境[10]。本文主要利用伽马和电阻率测井曲线,在研究区进行测井相识别,共识别出中-高幅齿状箱形、中-低幅齿状线性、中-高幅钟形、中幅齿状漏斗形、低幅线形5种测井相。
扇三角洲平原分流河道表现为大套纯砂岩,测井曲线表现为中-高幅齿状箱型;前缘水下分流河道岩性为大套砂岩夹薄层泥岩,测井曲线表现为中-高幅钟型[图3(a)];河口坝是典型的下细上粗的反序列,测井曲线变现为中幅齿状漏斗型(图4);分流间湾主要为泥质细粒沉积,测井曲线表现为中-低幅线型[图3(b)]。
湖相沉积主要发育粉细砂岩和泥岩,测井曲线多为中-低幅指形和低幅线型,指形频繁出现指示滨浅湖环境中砂泥岩间互沉积,如不频繁则指示半深湖-深湖环境[图3(b)]。
2.2 沉积相平面展布
将岩芯、钻测井资料和地震资料相互标定,并结合研究区构造演化与前人研究,确定了各沉积期沉积相平面分布规律。
2.2.1 Es35沉积期
研究区Es35沉积期资料较少,仅有3口井的钻井揭示。从钻遇的井来看,主要为灰色含砾砂岩。由于该时期盆地刚开始形成,推测为扇三角洲沉积,且由于断层活动速率较大,沉积物快速堆积,朵叶体延伸不远。区内大部分区域还是以湖相沉积为主。
2.2.2 Es34沉积期-Es32沉积期
Es34为湖泛时期,湖泊面积扩大,物源供应较少,发育半深湖-深湖沉积,扇三角洲面积朵叶体缩小,仅分布在断层附近[图4(a)]。Es33沉积期,根据测井对比可知,物源主要来自柏各庄凸起与西南庄凸起,成两大分支向拾场次凹推进,朵叶体面积较大,且由于湖平面的频繁振荡,区内主要表现为浅湖和扇三角洲前缘的交替沉积环境[图4(b)]。到Es32沉积期,随着湖平面的不断上升,物源有所退缩,水流能量减弱,沉积物粒度变细,后期西南庄断层活动性的突然增大,构造抬升造成研究区北部Es32地层被剥蚀[图4(c)]。
2.2.3 Es31沉积期
该时期的扇三角洲表现为小平原、大前缘特征;平原相多在靠近断层的地方小区域展布,辫状分流河道识别特征明显。前缘相较为发育,其延伸方向与形态均受断层与地形的控制。研究区北部及西南部的发育数个小型扇三角洲,其前缘范围较小,均向着沉积中心延伸入湖。东南部扇三角洲前缘面积较大,且多叠置连片,物源呈东西向,分别来自柏各庄凸起及马头营凸起[图4(d)]。
3 构造控制下的沉积模式
高柳地区紧邻边界断层,其沉积相演化与边界断层活动性密切相关。边界断层控制了盆地的构造演化,进而控制了物源方向、沉积相的类型与展布范围[11—13]。高柳地区沙河街组各亚段均发育扇三角洲和湖泊沉积,不同之处在于Es31沉积前后,西南庄断层和柏各庄断层的活动速率差别较大,发生了构造反转,造成了整个高柳地区的地貌形态、物源供应、沉积物展布范围及沉积中心均发生了变化。
3.1 构造反转前
Es31沉积前,物源主要来自柏各庄凸起和西南庄凸起,地貌较为平缓,且随着沉积充填作用及湖平面的频繁振荡,物源体系大幅度的进退,由此造成满盆普遍含砂,但单层砂体厚度又相对较薄的特征,在Es32沉积末期,西南庄断层活动速率突然加大,其附近沉积地层明显较厚,是该时期的沉积中心[图5(a)]。
3.2 构造反转后
Es31沉积期,柏各庄断层活动速率加大,发生构造反转,地貌变陡,造成沉积格局与之前沉积期相比,有较大改变[图5(b)]。主要表现为之前北部发育北东向物源,以扇三角洲的形式由西南庄断层与柏各庄断层交汇处进入沉积区,构造反转之后,由于柏各庄断层变陡,此物源消失;由柏各庄发育的西向物源供给很强,最大时扇三角洲范围向西可至拾场次凹中心地带,柳赞地区的物源也偏西向,平原面积较小,前缘面积大且叠置连片。西南部新增了由西向东方向的物源,在研究区西南部以扇三角洲前缘的形式进入湖泊。
4 结论
(1)借助岩芯、钻测井和地震等资料,全面系统地研究了南堡凹陷高柳地区的构造演化、沉积相分布,划分出初始裂陷期、快速裂陷期、裂陷萎缩期和坳陷期4个构造演化阶段,识别出扇三角洲和湖泊2种相类型。
(2)边界断层控制下的沉积地貌背景不仅造就了高柳地区近物源、快速沉积的扇三角洲-湖泊沉积相类型及其频繁交替的沉积序列特征;也造就了扇沉积相规模、湖泊面积的大小的旋回性变化。