构造划分

构造划分（精选5篇）

构造划分 篇1

构造层是指在一定的地区, 经历了同一构造运动阶段, 具有相同的构造发育历史和构造特征的一套地层总和[1], 是构造演化研究的重要依据。黔西地区包括水城、盘县、六枝、威宁、织金及纳雍等地, 晚二叠世煤层分布广泛, 煤种齐全, 储量巨大, 不仅是我国长江以南著名的煤炭工业基地, 而且是煤层气商业化勘探开发的理想场所, 具有非常巨大的开发前景[2]。构造控制着煤层聚集和煤层气成藏的每个环节, 是最为重要的影响因素, 因此, 通过对该区构造层的精确划分对煤及煤层气的开发具有重要的意义。

1 地质概况

黔西地区在大地构造上位于上扬子地块滇东-黔中隆起东部, 处于扬子地块南缘, 与华南造山带相邻。出露的地层主要有泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系、古近系及第四系, 以二叠系和三叠系分布最为广泛。主要含煤地层形成于晚二叠世龙潭期和长兴期, 属于晚二叠世上扬子聚煤沉积盆地的一部分。黔西地区成煤期后多期性质、强度不同的构造作用相互叠加、改造, 原型煤盆地遭受强烈破坏, 背斜煤系大部被剥蚀, 煤层主要保存在盘关向斜、格目底向斜、青山向斜、比德向斜、三塘向斜等大型向斜或复向斜中。

2 关键构造变革期

2.1 雪峰运动:

可与滇东的晋宁运动相比, 发生在晚元古界板溪群沉积末期, 是扬子地块的奠基性构造运动, 雪峰运动后扬子地块基底形成, 转入盖层沉积阶段。

2.2 广西运动:

发生在早古生代末期, 前古特提斯期的洋盆几乎全部封闭, 南方各地块聚合, 华南褶皱带与扬子地台合并为统一的华南板块[3], 包括黔西地区的滇黔桂地区隆升为陆, 称为“滇黔桂古陆”。扬子地台上普遍表现为上、下古生界间的假整合, 黔西地区形成NE、NW向两组断裂, 即水城-紫云断裂、师宗-普安断裂、兴义断裂和泸西-富源断裂等, 将黔西地区的地壳切割成各具特色的一些磁性块体[4], 成为后期构造演化及构造变形的重要控制因素。

2.3 安源运动:

发生于中三叠世末期, 结束了贵州海相沉积的历史, 进入全面挤压阶段。中国南方沿古特提斯洋分布的华南地台周缘形成南盘江、十万大山、兰坪-思茅及楚雄等前陆盆地[5], 中国-东南亚次大陆形成, 其外侧围以新特提斯洋。

2.4 燕山晚期运动:

发生于早白垩世晚期, 东部古太平洋板块俯冲于欧亚板块之下, 新特提斯构造域向滨太平洋构造域转换, 研究区发生强烈的褶皱和断裂, 早期构造格局发生重大变革。

2.5 喜马拉雅运动:

发生于新生代, 可分为早、中、晚三幕。根据区域资料分析, 在渐新世和始新世之间、古新近纪之间以及新近系和第四纪之间各存在一次构造运动。黔西地区主要以间歇性和差异性隆升为主, 大部分地层被后期挤压隆升所剥蚀, 现在贵州地貌存在的几级剥夷面和阶地[6]是上述构造运动的反应。

3 构造层划分及特征

根据沉积建造类型、构造变形特征和地层接触关系, 将黔西地区地层划分为6个构造层和15个亚构造层 (表1) , 包括基底构造层、震旦系-下古生界构造层、上古生界构造层、中下三叠统构造层、上三叠统-下白垩统构造层和上白垩统-新生界构造层。

3.1 基底构造层

基底构造层由梵净山群和板溪群组成, 因此分为两个构造亚层。第一构造亚层梵净山群是贵州最古老的岩石露头, 形成于距今1400Ma前的中元古代晚期濒临“川中古陆”的大洋环境, 主要为细碧岩-石英角斑岩、基性-超基性熔岩夹少量陆源碎屑岩, 武陵运动使其强烈褶皱, 并有区域变质和研究活动, 其上与板溪群呈角度不整合接触;第二构造亚层板溪群形成于活动性强的陆源过渡性地壳, 沉积组合为磨拉石、浅海碳酸盐及复理石, 雪峰运动后褶皱成陆, 伴有区域变质和岩浆活动, 扬子地块基底形成, 其上以雪峰运动与加里东期不同时期地层角度不整合接触。

3.2 震旦系-下古生界构造层

震旦系-下古生界构造层由震旦系、寒武系、奥陶系和志留系组成, 沉积组合为地台型磨拉石、浅水碳酸盐及陆源碎屑, 并伴有多次升降运动, 分为两个构造亚层。第一构造亚层包括震旦系、寒武系和奥陶系, 第二构造亚层为志留系。震旦系沉积了浅灰色白云岩、深灰色泥岩及炭质泥岩和灰绿色石英砂岩;寒武系-奥陶系为一套灰岩、白云岩和海相砂岩、泥页岩沉积组合, 由于奥陶纪末的都匀运动, 致使奥陶系大部分被抬升剥蚀, 仅在安顺地区出露, 与志留系呈假整合接触;志留系岩性为海相砂岩、泥页岩和薄层灰岩, 其上以广西运动与泥盆系不同层位假整合接触。广西运动使研究区形成极为宽缓的褶皱和NE、NW向两组断裂, 控制着后期沉积构造演化。

3.3 上古生界构造层

上古生界构造层由泥盆系、石炭系和二叠系组成。分为4个构造亚层, 第一构造亚层为泥盆系, 第二构造亚层为石炭系, 第三构造亚层为中下二叠统, 第四构造亚层为上二叠统。泥盆纪开始, 地幔物质上涌, 黔西地区拉张沉陷, 高低位断块分别为台地浅水沉积和台盆深水、碎屑沉积, 并有多次沉积间断。泥盆系岩性为海相白云岩、灰岩夹石英砂岩、砾岩及赤铁矿, 其上以紫云运动与石炭系呈假整合接触;石炭系岩性为灰色、灰白色灰岩、白云质灰岩、白云岩夹石英砂岩和页岩, 其上以黔桂运动与二叠系呈假整合接触;中-下二叠统岩性为灰色、浅灰色灰岩、白云岩、砂岩及泥页岩, 其上以东吴运动与上二叠统峨眉山玄武岩组假整合接触;上二叠统为绿色、深灰色拉斑玄武岩、砂岩、粉砂岩和煤层, 含煤地层包括龙潭组和长兴组, 其上以晚海西运动与下三叠统飞仙关组呈假整合接触。上古生界构造层在燕山期大多发生强烈冲断和褶皱作用, 使得背斜部位在喜马拉雅期不同程度的抬升剥蚀。

3.4 中下三叠统构造层

中下三叠统构造层为一套稳定台地相碳酸盐岩组成, 岩性为台地相灰岩、白云岩、泥灰岩夹碎屑岩, 其上以安源运动与上三叠统呈假整合接触。中三叠世末的安源运动使该区结束了海相沉积历史, 构造格局产生巨大变革, 进入陆相盆地演化阶段。

3.5 上三叠统-下白垩统构造层

上三叠统-下白垩统构造层由上三叠统、侏罗系和下白垩统组成, 为一套陆相坳陷、断陷沉积盆地组合, 分为两个构造亚层。第一构造亚层包括上三叠统和侏罗系, 第二构造亚层为下白垩统。上三叠统岩性为黄色、灰黄色陆相砂岩、粉砂岩和炭质泥岩;侏罗系岩性为紫红色陆相砾岩、砂岩和泥页岩, 仅在一部分向斜内保存;上白垩统岩性为紫红色陆相碎屑岩, 零星出露。

3.6 上白垩统-新生界构造层

上白垩统-新生界构造层由上白垩统、古近系、新近系和第四系组成, 研究区分布较少, 根据邻区地质资料分为四个构造亚层。上白垩统为一套紫红色陆相碎屑岩, 零星出露;新生界零星分布在山间断陷盆地中, 为碎屑堆积。

4 结语

黔西地区关键构造变革期包括雪峰运动、广西运动、安源运动、燕山晚期运动和喜马拉雅运动, 根据沉积建造类型、构造变形特征和地层接触关系, 将黔西地区地层划分为6个构造层和15个亚构造层, 包括基底构造层、震旦系-下古生界构造层、上古生界构造层、中下三叠统构造层、上三叠统-下白垩统构造层和上白垩统-新生界构造层。

摘要：在区域地质分析的基础上, 提出了黔西地区关键构造变革期:雪峰运动、广西运动、安源运动、燕山晚期运动和喜马拉雅运动;结合沉积建造类型、构造变形特征和地层接触关系, 将黔西地区地层划分为6个构造层和15个亚构造层, 包括基底构造层、震旦系-下古生界构造层、上古生界构造层、中下三叠统构造层、上三叠统-下白垩统构造层和上白垩统-新生界构造层。

关键词：黔西,构造层,关键构造变革期

参考文献

[1]杨超, 陈清华.济阳坳陷构造演化及其构造层的划分[J].油气地质与采收率, 2005, 12 (2) :9～13

[2]桂宝林, 王学仁, 王朝栋, 等.黔西滇东煤层气地质与勘探[M].昆明:云南科技出版社, 2001

[3]马力, 陈焕疆, 甘克文, 等.中国南方大地构造和海相油气地质[M].北京:地质出版社, 2004:108

[4]王砚耕, 索书田, 张明发, 等.黔西南构造与卡林型金矿[M].北京:地质出版社, 1994:22-23

[5]吴根耀.古深断裂活化与燕山期陆内造山运动-以川南-滇东和扬子褶皱-冲断系为例[J].大地构造与成矿学, 2001, 25 (3) :246～253

[6]林树基.贵州晚新生代构造运动的主要特征[J].贵州地质, 1993, 10 (10) :10～15

苏北盆地构造演化阶段划分及特征 篇2

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.

构造划分 篇3

海拉尔盆地位于呼伦贝尔草原总面积79, 610km2, 其中国内面积44, 210km2, 国外面积35, 400km2。盆地属于断陷-坳陷型转化型伸展盆地, 伸展盆地是跟岩石圈伸展作用有关的一类盆地, 石油地质学家通常把裂谷称为箕状断陷盆地, 或是陈发景伸展断陷盆地, 或马杏垣, 刘和甫等的裂陷盆地。海拉尔盆地可划分为三个断陷带和两个隆起带, 断陷带中和隆起带上分布着22个凹陷, 盆地演化经历两大时期、六个阶段, 发育多套生储盖组合, 油气资源丰富, 主要聚集在北西向的传递断层带, 形成多种圈闭类型。

二、构造单元划分

为了将贝尔—南贝尔凹陷进行整体考虑, 进行统一构造单元划分, 解剖贝尔—南贝尔构造接触关系, 系统评价油气勘探的有利区带, 将贝尔—南贝尔T5、T3、T22、T23地震反射层构造图拼接在一起, 同时将断陷期铜钵庙组、南屯组一段、南屯组二段和大磨拐河组厚度图拼接, 作为构造单元划分的基本图件。将本区构造单元主要划为三级和四级。

三级构造单元分别为乌南次凹:近东西向, 面积146.6km2, 长度59.8km, 宽度7.9km;贝尔次凹:北东东, 面积1042.9km2, 长度191.6km, 宽度23.1km;苏德尔特凸起:北东东, 面积386.5km2, 长度145.7km, 宽度9.4km;中部低隆:北东, 面积1015.9km2, 长度189.9km, 宽度17.4km;南部潜山披覆带:北西, 面积968.9km2, 长度179.2km, 宽度28.1km;南贝尔西次凹:北东东, 面积1036.9km2, 长度181.1km, 宽度17.1km;南贝尔东次凹:北东东, 面积2180.8km2, 长度322.4km, 宽度23.6km。

四级构造单元是在三级构造单元划分的基础上进行的, 将贝尔次凹划分为贝西北洼槽、贝西中洼槽、贝西南洼槽、贝尔南部洼槽、贝尔中部洼槽和贝东北洼槽;南贝尔西次凹划分为西部斜坡带、西次凹北洼槽、西部东断阶带、西次凹中洼槽、西部西低凸起带和西次凹南洼槽六个四级构造单元;南贝尔东次凹将其划分为贝尔东部洼槽、贝中洼槽、东次凹北洼槽、中部断阶带、东次凹东洼槽、西部断鼻带、中部转换带、东次凹反转构造带、东部断阶带和东次凹南洼槽十个四级构造单元。

三、主要构造单元特征

本文将贝尔—南贝尔凹陷划分为6个三级构造单元, 22个四级构造单元, 现以南贝尔为重点, 对重点构造单元进行描述。

(一) 中部低隆起。

中部低隆起的边界是由两条向隆起两边倾的正断层控制的, 在隆起的南部的西侧, 断层较陡, 断距较大, 因此隆起与其相邻的南贝尔西次凹南洼槽由断层相隔, 中部低隆东侧, 没有一条明显的断层与南贝尔东次凹南洼槽相隔, 而是以断阶带的方式逐渐过渡到东次凹南洼槽的深洼部位, 因此中间以西部断鼻带相隔, 低隆与西次凹北洼槽直接以断阶带过渡。低隆向北逐渐变窄, 进入贝尔凹陷, 并且向北倾末, 贝尔的断陷期地层向低隆超覆。中部低隆与苏德尔特凸起之间的接触关系是研究本区构造区划中一个重要问题。目前这个构造单元没有探井, 油气评价较低, 但是隆起控制着周围洼槽的特征, 因此具有重要意义。

(二) 南贝尔东次凹北洼槽。

南贝尔东次凹北洼槽是一个四级构造单元, 位于南贝尔东次凹的北部, 北洼槽西与中部低隆断层接触, 向东以反向断阶过渡, 整体为西断东超的箕状断陷特征。北洼槽向南与南洼槽以转换带相隔, 洼槽的主要勘探目的层是南屯组, 目前塔21-7、21-20、21-24、21-35等井均见到工业油流。

(三) 南贝尔东次凹南洼槽。

南贝尔东次凹南洼槽也是一个四级构造单元, 位于中部低隆东侧。洼槽北与北洼槽以中部转换带相隔, 南与南部潜山披覆带毗邻, 东与东部断阶带以断层接触, 西部由西部断鼻带与隆起过渡。洼槽没有明显控制断陷期地层分布的主断层, 凹陷的中部向两侧均以断阶带向隆起过渡, 断陷期地层有中部厚, 两边薄的特点, 洼槽西部由西部断鼻带向中部低隆过渡, 东部与东部断阶带相邻。南部洼槽的另一个特点是总体呈圆形, 长宽比较小, 凹陷的形态是评价凹陷的一个重要参数, 因为它控制着物源体系, 因此与储层关系密切。

(四) 南贝尔西次凹南洼槽。

位于南贝尔中部低隆西侧, 北与西次凹北洼槽以低梁过渡, 东侧分别与南部潜山披覆构造带和中部低隆相邻。该区是一个强烈断陷又快速充填的断陷, 后期继承性活动强烈。南洼槽目前有钻井4口, 三口显示并获得低产油流, 说明具有一定的含油潜力。

(五) 苏德尔特凸起。

苏德尔特凸起是本区一个重要正向构造单元, 基本横贯贝尔凹陷, 将贝尔凹陷分为两部分, 一部分是贝尔次凹, 另一部分是南贝尔东次凹向北延伸部分, 即贝中洼槽和贝尔东部凹槽。苏德尔特凸起在断陷期为受中部隆起控制的贝尔次凹的一部分, 凸起主要形成于断陷期后的断坳过渡期, 即南屯组沉积后, 在坳陷期有轻微的继承性活动, 总体为斜坡。苏德尔特凸起地层发育较全, 断陷期地层遭到严重剥蚀, 该区目前探井较多, 已经发现了苏德尔特油田, 是贝尔凹陷油气富集区之一。

四、结语

通过对以上构造单元划分总结出构造单元划分原则, 原则主要有以下几点:一是根据断陷期地层分布, 断陷期地层是本区的主要勘探目的层, 因此构造单元划分首先应该围绕断陷期地层分布进行, 现在的断陷期地层厚度是剥蚀残余厚度。二是构造形态是构造单元划分的重要依据, 本区的构造演化特点, 经历了断陷期、断坳过渡期和坳陷期三个构造演化时期, 其中断陷期形成的地形起伏最大, 其次是断坳过渡期, 在坳陷期构造单元特征不明显, T5反射层的构造形态基本代表断陷期地层的分布特征, 因此将其作为构造单元划分的主要依据之一。三是构造单元的边界的厘定主要是根据控陷断层和等值线, 其次是地层尖灭线。控陷断层是直接控制断陷期地层分布的, 一般一级断层均作为三级或者四级构造单元的边界。

参考文献

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[6] .马杏垣, 刘和甫, 王维襄.中国东部中新生代裂陷作用及伸展构造[J].地质学报, 1983

构造划分 篇4

地质构造是影响地应力分布的重要因素, 国内外大量研究表明, 若煤岩体内出现断层, 无论规模大小都能对地应力场的量值、方向、连续性和应力集中程度产生不同程度的影响, 且影响非常复杂[1 - 5]。断层的存在会造成原岩应力特别是构造应力分布不均, 构造应力的分布不均控制着矿压显现点的区域性分布[6 - 10]。在有限点的地应力测量的基础上进行三维有限差分模拟, 全面掌握井田区域应力状态, 特别是地质构造区应力状态分布规律, 对预防矿井动力现象的发生具有重要的参考意义。

河南煤化集团焦煤公司九里山矿井田内大小断层密布, 形成了不同的断层组合, 原岩应力分布不均, 对井下煤与瓦斯突出等矿井动力灾害的发生带来很大影响。因此结合九里山矿地质条件, 以井田区域内断层构造为骨架, 建立三维地质模型, 以现场地应力实测为基础进行三维数值模拟, 分析断层构造区应力分布特征及不同断层组合附近应力变化趋势和范围, 预测井田应力增高区、降低区、应力梯度区。为该矿煤与瓦斯突出防治、矿井开拓布置、巷道支护等提供参考依据。

1 地质概况及地应力测量

1. 1 地质概况

九里山井田构造以断层为主, 褶曲不发育, 地层倾角平缓, 10° - 15°。井田内大中型断层有两组, 均为高角度正断层, 一组为NE—NEE向的马坊泉断层 ( 编号F1) 、马坊泉支断层 ( 编号分别为F1 - 1、F1 - 2、F1 - 3) 亮马村断层 ( 编号F2) , 另一组为NW向的方庄断层 ( 编号F3) 、和北碑村断层 ( 编号F4) , 后者切割前者 ( 如图1) 。

1. 2 现场地应力测量

在九里山矿共选择了5 个位置进行布点, 采用应力解除法对其地应力分布进行井下实测, 共在3个测点 ( 图1) 取出完整岩芯并采集得到稳定应变数据。根据实验室得到的各岩芯的弹性模量和泊松比以及最终应变值, 在地应力求解程序运解算出各个测点主应力分量的大小与方向, 见表1。

分析三个测点的主应力量值和方向, 可以得出以下规律:

( 1) 九里山矿各测点最大主应力近水平, 方位在195° - 226°之间, 倾角在- 7° - 6°之间;

( 2) 各测点都为压应力, 没有出现拉应力, 量值随着埋深而增加;

( 3) 最大主应力是最小主应力的1. 98 - 2. 76倍, 最大主应力优势明显, 且最大主应力与水平面的夹角较小, 说明该区域以水平构造应力为主。

2 九里山井田三维地质力学模型数值分析

2. 1 三维地质模型建立

结合九里山矿井田范围和主采煤层赋存位置, 以最小主应力方向 ( N42°E) 作为X轴的正方向, 沿X轴取6500 m作为模型的长, 以最大主应力方向 ( N48°W) 作为Y轴正方向, 沿Y轴取5000m作为模型的宽, 以垂直向上为Z轴正方向, 以地面为原点向下取800m作为模型的高。整个模型平面面积32. 5km2, 体积26km3。模型几何模型建立和岩层划分的均在ANSYS中完成, 网格划分后保存单元和节点几何信息, 然后采用Visual C + + 语言编写的Ansys - To - Flac3D接口程序把模型导入FLAC3D中转化为FLAC3D的前处理数据格式。煤层和岩层的划分参考各点钻孔柱状图和地质综合柱状图。由于模型较大, 将岩性相近或岩石力学参数相似的岩层分为一层, 最终模型的建立和岩层分布如图2 所示。

2. 2 参数定义

模型边界条件的加载和运行在FLAC3D中完成, 选用摩尔—库伦作为本构模型。通过实验室实验并参照岩石力学参数手册, 选取各岩层物理力学参数。其中, 把断层带视为弱面, 用力学参数较低、可塑性较强的岩石替代[11]。模型从上到下, 各岩层物理力学参数如表2 所示。

2. 3 边界条件和模拟过程

为贴近模型所处实际环境和加载条件, 模型边界定义为: 底边界垂直方向约束, 西南边界和东南边界分别X方向、Y方向位移约束, 西北方向和东北方向为应力边界。应力边界的加载可以通过以下方式进行[13]:

( 1) 首先只考虑自重应力, 将模型的底边垂直方向位移约束, 四周水平位移约束, 施加自重应力, 运算至平衡, 求解出两边界上各节点的载荷分量;

( 2) 各测点的实测值减去自重应力作为模型的构造应力, 通过等效荷载移植确定出构造应力在应力边界上各节点的荷载分量, 与 ( 1) 中的自重应力的载荷分量相加, 最终得到应力边界上的等效载荷。将上述过程求得的三个测点所在水平的最大、最小主应力方向的载荷取平均值, 最终得到最大水平应力方向边界上加载应力值为9. 7MPa, 最小主应力方向边界应力值为4. 3MPa。

3 结果分析

3. 1 水平剖面分析

为清晰直观地分析断层附近的应力特征及变化规律, 对井田煤层平均埋深的Z = - 400m水平进行剖面分析, 得到的最大、最小应力云图如图3、图4所示。

分析图3、图4 中可知, 在井田Z = - 400 水平上, 远离断层扰动的区域原岩应力最大应力 σ1=14MPa左右, σ3= 8MPa左右, 与实际地应力测量在这个水平上应力量值测试结果一致性较好。第一主应力的值变化范围为2 - 22MPa, 第三主应力的值变化范围3 - 9MPa, 最大主应力最高达到22MPa, 某些区域应力集中系数 ( 与的比值) 达到2. 03。

在断层构造区域, 应力变化较为复杂, 有应力增高区, 也有应力降低区。具体表现为, 在断层带附近应力值较低, 而随着距断层的距离的增加, 应力逐渐增大, 到一定距离后, 趋于稳定。应力的增大和降低主要取决于断层带的几何形态及断层与区域应力方向之间的关系。例如, 由于模型加载的最大、最小水平应力与断层走向的夹角不同, 在结果中最大和最小主应力在断层附近应力变化范围和幅度也不相同。并且应力变化的幅度与断层的空间位置有关, 同一条断层的不同位置, 应力状态也不相同, 图中主应力在断层端部出现较大的应力集中, 最大主应力达到18MPa左右。断层附近的应力状态受邻近断层的影响, 断层越发的育的区域, 应力状态分布越复杂。

3. 2 不同断层组合附近应力状态分布特征

根据主应力分布云图可知, 复合断层附近应力状态明显复杂于单一断层, 为研究不同断层组合的应力分布特征, 在最大主应力分布图上布置测线1- 测线4 ( 图3 ) , 分别对单一断层、) 交叉断层、) 平行断层、地堑构造进行局部分析, 分析其附近的应力变化幅度和范围。各测线提取的数据散点图如图5所示 ( 图中原岩应力是指同水平未受断层扰动的原岩应力值) 。

( 1) 单一断层 ( F4断层)

由图5 ( a) 可知, 单一断层带附近应力值较低, 但应力梯度较大, 尤其是断层上盘, 随着距离断层距离越来越远, 应力值趋于稳定。就F4断层而言, 断层上盘100m左右范围内出现较高的应力梯度, 应力变化范围6 - 16MPa。 在断层上盘- 100 -- 400m的坐标范围内出现应力增高现象, 最大应力值16MPa, 影响范围300m左右, 其余为未受断层扰动原岩应力区。在断层下盘0 - 360m坐标范围内现应力降低现象, 最小应力值为6MPa左右。

( 2) 交叉断层 ( F1、F4断层)

从图5 ( b) 可以看出, 在断层交叉区域, 应力值较低, 在交叉点处最大主应力值为4MPa。在交叉区域两侧, 距交叉点距离150m的范围内都出现了较大的应力梯度, 应力变化范围为4 - 14MPa, 且应力变化趋势对称分布。这说明, 与单一断层相比, 交叉断层对应力状态的影响范围更广、幅度更大。与单一断层应力状态分布相似的是, 随着距离断层交叉点的距离越来越远, 应力值也逐渐趋于稳定。

( 3) 平行断层 ( F1、F2断层)

图5 ( c) 结果表明, 平行断层及其附近的应力状态的变化比单一断层更为复杂。在F1断层和F2断层平行范围内, F1断层的上盘一定区域出现应力增高区, F2断层下盘一定区域出现应力降低区, 但在本身为平行断层组的F1断层组区域内只出现了应力降低现象。分析原因可能是由于马坊泉断层组两者之间的距离较近, 在断层形成的过程中断层间的岩石受到破坏, 强度较低, 出现应力释放区。上述分析表明, 两条平行断层区域内应力发生变化与否及变化幅度取决于两条断层的距离。如果两条断层相距较远 ( 例如F1、F2断层) , 则单条断层各自影响其附近的应力, 或者相互影响幅度比较小。如果两条断层相距较近 ( 例如F1断层平行区域) , 则互相发生影响。

( 4) 地堑构造 ( F3、F4断层)

从图5 ( d) 结果可以看出, 地堑构造区域的应力状态以构造中线对称分布, 在F3断层和F4断层的附近和下盘一定范围内都出现应力降低, 最小应力值6MPa。两断层上盘附近90m左右的范围内应力梯度较大, 变化范围6 - 21MPa。在两断层间的区域, 由于两者的共同作用, 出现较高的应力增高, 最大应力值21MPa左右, 应力增高的幅度比单一断层要高。在此区域进行采矿活动时应加强安全技术措施。

4 应力状态区域划分

在以上分析的基础上, 对九里山煤层平均埋深的- 400m水平的最大主应力分布状态进行区域划分, 得出应力增高区、降低区和应力梯度区, 如图6所示。

应力升高区, 主要分3 个区域:

( 1) F2断层、F1 - 3断层上盘区域, 最大主应力值为16MPa, 最大影响范围约为1. 56km2, 在此区域内曾发生过10 余次煤与瓦斯突出, 是矿井动力现象显现比较强烈的区域。

( 2) F3断层、F4断层地堑构造影响区域, 最大主应力值为22MPa, 在井田范围内的影响范围约0. 57 km2。

( 3) F4断层模型下部延伸段上盘影响区域, 最大主应力值为16MPa, 由于此区域断层在井田边界外, 对井田开采影响不大。

应力降低区, 主要分两个区域:

( 1) 位于F1断层中间附近, 是一条狭长地带, 最大主应力值为3MPa, 在井田范围内最大影响范围约为0. 22km2。

( 2) F1断层、F1 - 2断层、F1 - 3断层围成的区域, 最大主应力值12MPa, 最大影响范围约为0. 32km2。应力降低区内的岩石自然水分会增高, 变形模量、内摩擦角、矿物成分中和它们之间的黏结力会下降。因此, 位于应力降低区的岩体的岩石强度和变形强度都会发生很大的变化。

应力梯度区, 主要分四个区域:

( 1) F1断层、F1 - 1断层下盘区域, 最大主应力值变化范围为5 - 13MPa, 在井田范围内最大影响范围3. 53km2。

( 2) F1断层与F2断层平行区域, 最大主应力值变化范围为3 - 15MPa, 在井田范围内最大影响范围约为1. 40km2, 在此区域内有2 个煤与瓦斯突出点。

( 3) F3断层下盘区域, 最大主应力值变化范围为5 - 13MPa, 在井田范围内最大影响范围约为0. 41 km2。

( 4) F4断层下盘区域, 最大主应力值变化范围为5 - 13MPa, 此区域断层在井田边界外, 对井田开采影响不大。

5 结论

( 1) 通过现场地应力测量, 九里山矿最大主应力近水平方向, 应力场以水平构造应力为主。

( 2) 井田应力状态与断层等地质构造有密切的关系, 在断层带附近出现明显扰动。在断层构造区应力变化较为复杂, 有应力增高区, 也有应力降低区和应力梯度区, 断层端部出现较大的应力集中。

( 3) 不同的断层组合附近表现出不同的应力特征, 复合断层附近主应力值明显复杂于同水平的简单构造区域。

( 4) 应力梯度区和和应力增高区是该矿煤与瓦斯突出等动力灾害发生的多发区, 在这些区域进行采矿活动时, 应加强安全技术措施, 预防矿井地质灾害的发生。井下硐室的开挖和巷道的布置要尽量远离断层带, 特别是断层端部区域。

( 5) 由于断层扰动, 井田区域应力状态在空间分布上存在差异, 地应力实测和数值模拟相结合是研究井田区域应力状态的有效途径。

摘要：利用空心包体应力解除法对九里山矿进行地应力现场实测, 得到不同位置和埋深的地应力实测数据, 分析结果验证九里山矿地壳浅部以水平构造应力为主。以九里山井田区域内断层构造为骨架, 建立三维有限差分地质模型。根据现场地应力测量结果, 利用Flac3D软件进行数值模拟, 模拟结果显示, 断层存在会对原岩应力造成不同程度的扰动, 造成原岩应力分布不均。在以上分析的基础上划分出井田应力增高区, 应力降低区及应力梯度区。

构造划分 篇5

1 研究背景

鄂尔多斯盆地内部被划分为伊盟隆起、渭北隆起、西缘冲断带、晋西挠褶带、天环坳陷、陕北 (伊陕) 斜坡等六个一级构造单元 (图1) 。依据是盆地的构造形态、基底特征 (起伏、断裂) , 并结合沉积建造和油气资源分布特点。杨俊杰 (2002) 曾将伊盟北部隆起划分为三个二级构造单元[2], 即乌兰格尔基岩凸起带 (中新元古界什那干群出露区域[3]) 、伊北挠褶带和伊南斜坡。其中, 东胜以北地区隆起幅度最大, 缺失下古生界;上古生界 (太原组以上) 直接覆盖变质基底, 且出露地表。近年来, 一些学者据基底顶面起伏、盖层发育与构造形态特征, 将伊盟北部隆起分为乌兰格尔凸起、杭锦旗断阶、乌加庙凹陷、公卡汉凸起等四个二级构造单元[4—6] (图2) 。但各个单元之间的分界尚存在一定的争议, 主因是缺乏构造单元划分的标准、依据和原则, 从而导致部分构造单元的分界线具有“多解性”。

2 构造单元划分依据

构造单元划分是盆地研究的重要内容, 也是油气资源评价和油气勘探部署的重要依据。同时, 构造单元划分可为盆地形成和演化认识提供帮助[7]。同一构造单元通常具有相同 (或相似) 的基底特征、地层系统、沉积充填和构造演化, 因此构造单元划分的依据主要包括断裂及其走向趋势线、地层尖灭线、基底起伏和重磁场变化特点等方面。

2.1 断裂及其走向趋势线

断裂的长期活动导致两盘的地层系统、沉积和构造演化存在巨大差异。显露断裂则以断点的平面连线作为构造单元边界;若断裂只断至地下某一层位, 则采用垂直投影法确定断裂在地表的平面位置。尽管存在资料缺失或认识程度的差异, 但大型断裂一般会向两侧作较远距离的延伸。

2.2 地层尖灭线

若某一勘探目的层或烃源岩层沿某一界线尖灭, 那么该界线可作为两个构造单元的边界线[8]。重要地层层序的尖灭线一般是构造单元的边界线。

2.3 基底起伏特征

基底起伏特征即基底埋深在平面上的变化, 通常某一向下延伸的等深线可作为构造单元划分的界线[9]。在东西向上, 杭锦旗地区晚古生代呈东低西高的构造格局;燕山期受区域构造应力场控制发生反向翘倾, 东高西低。现今继承了燕山期构造格局, 呈东高西低、北高南低的单斜形态。地层倾角小, 梯度变化平缓。天环向斜在研究区位于鄂托克旗西凹陷一隅, 结晶基底埋深4 000~6 000 m[10], 本次以-2 500 m等深线 (基准面1 500 m) 作为其构造单元边界线。

2.4 重磁场特征

在地震剖面上, 一些隐伏的基底断裂难以识别、追踪和对比, 需借助航磁和重力资料。重磁场解译的线性构造也是构造单元划分的重要依据。

3 基底断裂特征

杭锦旗地区的基底断裂识别依据涉及到遥感、航磁和重力资料等的解译[11—17];而地震剖面上的识别、对比和追踪难度较大。研究针对下古生界底面及加里东期不整合面进行全区追踪, 并以此为基准, 解释、组合断裂约50余条。

据基底断裂顶端是否切割各个沉积盖层, 可分基底断裂和盖层断裂。 (1) 基底断裂是指断裂深埋于沉积盖层之下, 仅发育在基底中的断裂, 其顶端不切割盖层。这些断裂主要发育在基底拼合期, 大多后期活动较弱, 多据航磁和重力资料识别。 (2) 盖层断裂是指断裂切穿基底和盖层, 断裂顶端切割至盖层中的不同层位。这类基底断裂既具有新生性, 也有继承发育或活动的前寒武纪断裂。识别依据主要为反射地震剖面及航磁、重力资料。盖层断裂一般控制圈闭的形成和油气分布, 勘探意义较大[18]。

杭锦旗地区的基底断裂多属隐伏断裂, 在地震剖面上的反射波组特征不明显, 横向上难以追踪、对比。下古生界底面断裂系统与航磁解译之间存在一定的差异 (图3) 。三眼井断裂、泊尔江海子断裂及塔拉沟-牛家沟断裂、李家渠断裂等具盖层断裂性质, 其中泊尔江海子断裂、三眼井断裂控制下古生界的地层沉积。浩绕召地区发育一条倾向西南的北西向断裂。该断裂早期可能是中元古代坳拉槽的边界断层, 古生代受区域挤压发生反转成为逆断层 (图4) , 并控制上覆盖层的沉积和构造形态。

4 地层展布特征

杭锦旗地区发育太古宇、元古宇基底地层, 其上不整合覆盖了下奥陶统马家沟组;石炭系太原组;二叠系山西组、下石盒子组、上石盒子组和石千峰组;三叠系刘家沟组、和尚沟组、二马营组和延长组;侏罗系延安组、直罗组、安定组;白垩系志丹群和第四系。

古生界展布受乌兰格尔凸起、公卡汉凸起和泊尔江海子断裂、三眼井断裂控制, 其中下古生界主要分布在泊尔江海子断裂-伊22井-锦8井-三眼井断裂一线以南 (图5) , 在浩绕昭地区中新元古界坳拉槽边界断层下降盘的箕状断陷内可能发育同期沉积。太原组主要分布在泊尔江海子断裂-锦4井-道劳-乌兰吉林庙-伊23井一线以南地区 (图5) , 主要受泊尔江海子断裂及古地形控制。山西组在工区西北角及乌兰卡汗-埃勒盖乌素一线以北缺失 (图5) 。在乌兰卡汗附近局部缺失, 其展布受公卡汉凸起控制。下石盒子组及其以上地层则全区发育。

5 构造单元划分新方案

本次据大断裂及其趋势线、下古生界尖灭线、基底构造起伏形态及-2 500 m海拔高度 (基准面1 500 m) 对前人的划分方案尤其是边界线重新进行厘定, 分为乌兰格尔凸起、杭锦旗断阶、公卡汗凸起等三个二级构造单元以及伊陕斜坡、天环向斜一角等两个一级构造单元的组成部分 (图6) 。

5.1 乌兰格尔凸起

乌兰格尔凸起具有长期继承性隆起的特点, 南以塔拉沟-牛家沟断裂为界。在乌兰格尔一带, 白垩系直接覆盖太古宇。

5.2 杭锦旗断阶

南以泊尔江海子断裂为界, 北至塔拉沟-牛家沟断裂, 西至浩绕召地区中新元古代坳拉槽断层线。区内缺失中新元古界和下古生界。在太古宇-中元古界侵蚀面上, 古潜丘广泛分布;上古生界披盖明显, 形成许多局部隆起。太原组仅发育在泊尔江海子断裂北侧的较低部位。区内断层发育, 大多走向北东、倾向北西, 以断穿T9—T9d层位的逆断层为主 (图7) 。在划分二级构造单元时通常将具有此特征的构造单元称为断裂带。断裂带可次分为断褶带、断阶带等, 对其差别并未严格区分, 因此本文沿用习惯称谓[7], 仍称其为杭锦旗断阶。

5.3 公卡汗凸起

公卡汗凸起位于杭锦旗地区中西部, 南界为三眼井断裂及其走向趋势线和下古生界尖灭线, 北东侧以浩绕召中新元古代坳拉槽边界断层为界。公卡汉凸起为中元古代-上石盒子期的长期隆起区, 古生界向北依次减薄直至尖灭 (图6) , 石千峰组在高部位直接覆盖中元古界。区内发育北西向、东西向断裂。

5.4 伊陕斜坡局部

在地震剖面上, 三眼井断裂、泊尔江海子断裂断穿太古界基底及盖层, 具有明显的盖层基底断裂性质, 并控制下古生界沉积。因此, 伊陕斜坡的北界分别以三眼井断裂、泊尔江海子断裂及下古生界尖灭线为界。

5.5 天环向斜局部

天环向斜作为鄂尔多斯盆地的一级构造单元, 西邻西缘冲断带, 东与陕北斜坡在定边-环县一线相接, 北为伊盟隆起, 南至渭北隆起。该区在古生代呈现西倾斜坡;晚三叠世坳陷发育, 并在侏罗-白垩纪持续发展;沉降中心逐渐向东偏移。在杭锦旗地区, 天环向斜位于鄂托克旗西, 基底埋深4 000~6 000 m[9], 本次以基底起伏的-2 500 m等深线 (基准面1 500 m) 作为构造单元界线。

蓝色 (2000) ;红色 (2008) ;绿色 (2010) ;黑色 (本次划分方案)

6 讨论与结论

研究系在前人的乌兰格尔凸起、杭锦旗断阶、公卡汗凸起以及伊陕斜坡和天环向斜一角等构造单元划分基础上, 以大断裂及其走向趋势线、下古生界尖灭线、基底起伏形态及-2 500 m海拔 (基准面1 500 m) 为划分标准, 对杭锦旗地区的二级构造单元边界做了较大的调整 (图6) 。

(1) 伊陕斜坡北界, 前人划分依据为泊尔江海子断裂、三眼井断裂、乌兰吉林庙断裂等3条大断裂及其走向趋势线。其中泊尔江海子断裂、三眼井断裂具有盖层基底断裂性质, 并控制下古生界沉积。乌兰吉林庙断裂为断面南倾的正断层, 属燕山末期[16]区域拉张应力的产物, 对下古生界沉积不具控制作用, 因此以其划分构造单元缺乏说服力。研究选择了控制下古生界沉积的泊尔江海子断裂、三眼井断裂及下古生界尖灭线为界。界线以南沉积体系相同, 断裂发育较少, 总体呈东高西低的单斜形态。

(2) 浩绕召地区的公卡汗凸起与杭锦旗断阶的界线争议较大。在地震剖面上, 原划分方案中确定的几个边界并不明显。本次研究在浩绕召地区解释出一条走向北西、倾向西南的断层, 并在古生界之下发育明显的坳拉槽特征。该断裂可能是在加里东期受到挤压反转为逆断层, 并控制了盖层沉积与构造形态。现已落实的浩绕召西及浩绕召东的局部构造圈闭均受控于该断裂。

不同类型的地质单元有其自身的油气要素特征。杭锦旗探区作为鄂尔多斯盆地的组成部分, 受区域构造、沉积控制, 各次级构造单元在石油地质特征、成藏机制、油藏分布规律等方面存在较多的差异。各次级构造单元受局部背景或地质条件制约可能形成一系列明显不同的石油地质条件。而且, 在同一构造单元范围内, 不同区块也有不同的地质特点。这些问题将对油气藏形成分布产生影响。因此, 重新厘定、认识不同类型的构造单元, 采取不同的勘探思路和不同的勘探方法及具体部署方案, 对于提高勘探成功率具有重要的地质意义。

摘要：构造单元的划分对明确杭锦旗地区内部基本构造特征、深化地质认识、指导油气勘探具有重要意义。对原构造单元划分方案中存在的问题进行了剖析;并据近年来的钻探和地震解释成果以大断裂及其走向趋势线、下古生界尖灭线、基底起伏形态及-2 500 m海拔为依据, 对基底断裂及地层展布特征进行了论述。对杭锦旗地区构造单元边界划分进行了探讨。与原方案相比, 下古生界尖灭线和坳拉槽特征的界定使二级构造单元的划分更趋合理。该划分方案对于杭锦旗地区下一步天然气勘探具有重要的指导意义。