兰坪盆地古近纪沉积相类型及沉积环境演化
第30卷 第3期2011年5月
岩 石 矿 物 学 杂 志
AC TA PETROLOGICA E T M INERALOGICA
Vol.30,No.3:409～418
M ay,2011
兰坪盆地古近纪沉积相类型及沉积环境演化
朱志军1,姜勇彪1,郭福生1,侯增谦1,2,杨天南2,薛传东3
(1.东华理工大学地球科学学院,江西抚州 344000;2.中国地质科学院地质研究所,北京 100037;
3.昆明理工大学,云南昆明 650093)
摘 要:通过对兰坪盆地野外露头及相关室内研究,分析了区内古近纪的沉积环境、层序特征、沉积相展布及其演化特征。认为古近纪主要发育冲积扇、河流、三角洲和湖泊环境。沉积建造为一个完整的盆地演化旋回:低位期,印度板块向欧亚板块的俯冲挤压造成兰坪走滑拉分盆地的形成,沉积了一套局限的湖盆相红色含膏盐细碎屑岩建造;湖扩期,挤压应力场转变为拉张应力场,湖盆扩大,大面积沉积了一套滨浅湖相紫红、砖红色砂泥岩互层沉积;湖缩期,受晚始新世喜马拉雅运动一幕的影响,应力场再次转变为强烈挤压,东西两侧造山带共同向盆地内推覆扩展,致使盆地范围明显缩小,仅在推覆体前缘形成一系列快速充填的小型山前陆相前陆盆地。层序古地理编图显示,蒸发岩发育于低位体系域,与低位期的沉积充填特点和气候有关,极具有找钾盐矿的前景。
关键词:兰坪盆地;古近系;沉积环境;钾盐
中图分类号:P611.2+2 文献标识码:A 文章编号:1000-6524(2011)03-0409-10
Palaeogene sedimentary facies types and sedimentary environment evolution
in Lanping basin
ZHU Zhi-jun1,JIANG Yong-biao1,GUO Fu-sheng1,HOU Zeng-qian1,2,YANG Tian-nan2
and XUE Chuan-dong3
(1.East China I nstitute of T echnology,F uzhou344000,China;2.Institute of Geology,Chinese Academy o f Geological
Sciences,Beijing100037,China;3.Kunming University of Science and Technology,Kunming650093,China)
A bstract:Based on field observation and indoor integ rated analysis of some20outcrop profiles in Lanping basin in combination with such division criteria as regional sedimentary framew ork and sedimentary characteristics, the authors analyzed Palaeogene sedimentary environment,sequence stratig raphic features,sedimentary facies distribution and evolutionary features.Some tentative conclusions have been reached:In Palaeogene,alluvial fan,river,delta and lacustrine enviro nments were dominantly developed in the Lanping basin.Sedimentary fa-cies ex perienced regular concerted evolution in the course of evolution:In the low stand period,the subduction and com pressive action of Indian plate tow ards Eurasian plate caused the formation of Lanping strike-slip pull-a-part basin and the deposition of a set of confined lake basin facies red gy psum fine detrital rock form ation;in the lake expansion period,the conversion of compressional stress field into pull-apart stress field resulted in the ex-pansion of the lake basin in early Eocene and the ex tensive deposition of a suite of littoral shallow lucustrine facies purplish red and brick red interbeds of sandstone and mudstone,reflecting the g radual rising of the lake surface and the g radual ex pansion of sedimentary area;in the lake contraction period,influenced by late Eocene Hi-malayan movement,the basin and its periphery experienced the conversion of pull-apart stress field into intense compression,and the orogenic belts on both east and w est sides jointly ex panded towards the interior of the basin
throug h napping,leading to the beginning of the differential rapid uplift of the basin and the further contraction of the basin;as a result,only a series of small-sized piedmont continental foreland basins w ere formed at the front of the nappe whih were later filled w ith continental clastic molasses sediments.Stratigraphic sequence pale-og raphic mapping has revealed that sedimentary ore resources(evaporates)had obvious stratabound characteris-tics and were developed in lowstand tracts in relation to sedimentary filling features and climate of the lowstand period.This period w as the basin-forming period,during w hich the w ater body of the basin w as shallow er than that in the lake expansion period characterized by rapid tectonic subsidence and fast rising of the lake surface, and the continental clastic material supply w as less than that in the lake contraction period characterized by for-mation of molasses formation,thus favorable for the preservation of a large-area shallow w ater lacustrine envi-ronment.Besides,this period had a hot and dry climate,and hence the evapo ration quantity of the w ater body w as larger than the recharge quantity.These integrated facto rs resulted in the deposition of stably distributed e-vaporate fo rmation in the lake basin,which,of course,causes the basin to have ex tremely promising vista in search for potash salt.
Key words:Lanping basin;Palaeogene;sedimentary environment;potash salt
沉积盆地对于石油、天然气的重要性不言而喻,而沉积盆地与金属矿产的关系研究相对较少,研究程度也明显落后于前者。对于长期处于构造变动的地区,盆地流体性质的多样性、盆地性质的多变性、沉积物快速堆积以及盆山的耦合作用,最终必将导致成矿类型的多样性、复杂性和规律性。兰坪盆地是一个堆积大量金属的局限盆地,吸引了大量的地质学家在此开展研究工作。自上世纪70～80年代,在云南地区开展了大规模区域地质调查工作,获得了大量有关兰坪盆地的地质构造、生物地层和年代地层等资料。代表性成果有《西南地区区域地层表云南省分册》、《云南省区域地质志》(1990)及1∶20区调成果。在此基础上,朱创业等(1997)、牟传龙等(1999)、陶晓风等(2002)、帅开业(2000)、陈跃昆等(2004)、付修根(2005)对盆地形成、发展及演化方面进行了系统的阐述并加以总结。随后,薛春纪等(2002)、何龙清等(2004)、张峰等(2010)研究了盆地构造演化与成矿的关系。李志明等(2003)、李佑国等(2006)利用地球化学手段揭示新生代地层物源对恢复盆地的岩相古地理及构造演化的重要地质意义。前人对滇西兰坪盆地从盆地演化到成矿进行了大量研究并取得了丰硕成果。但是未见有对兰坪盆地古近纪地层进行层序地层学研究,未能很好地反映兰坪盆地在喜马拉雅期的湖盆演化特征。本文在前人的研究基础之上,通过大量详实的野外调查资景提供基础资料。
1 区域地质背景
兰坪盆地是云南西部较大的中新生代构造沉积盆地,位于澜沧江断裂带和金沙江断裂带之间,北起维西,南达景东,与思茅盆地相连;东至通甸—乔后一线,西抵兔峨—旧州,处于兰坪-思茅微板块之上。其东侧以维西-乔后断裂与扬子板块西南缘的金沙江-哀牢山造山带相接,盆地西侧以澜沧江断裂为界,与碧罗雪山-临沧造山带相接(图1),南北长约270km,东西宽约70km,面积近2000km2,北为昌都盆地。南为思茅盆地,兰坪盆地所处的三江地区在大地构造上属于环特提斯构造域的一个重要组成部分,是有过多次洋盆开合、多个陆块拼贴和多次造山历史的地带。兰坪盆地的形成和发展经历了漫长的历史过程,其演化历史极为复杂,经历了盆地基底形成※陆内盆地※盆山转换等过程。兰坪盆地区域地层属华南地层大区,处于兰坪-思茅分区的兰坪分区。其西侧及西南侧有藏滇地层大区中的保山分区和腾冲分区,其东侧为扬子地层大区。盆地形成于晚二叠世—早三叠世晚华力西期。受晚华力西运动影响,澜沧江带和金沙江带间中晚华力西期发育的古特提斯洋封闭,迫使古特提斯向西南方向退出,并使兰坪-思茅微板块与扬子板块及藏滇板块的保山
410
岩 石 矿 物 学 杂 志 第30卷
图1 兰坪中新生代盆地地质与构造略图
(据薛春纪等,2002)
Fig.1 Sketch geological and tectonic map of Lanping
M eso zoic-Cenozoic basin(after Xue Chunji et al.,2002)
传龙等,1999),发育了巨厚的中、新生界沉积岩系。研究区内古近系零星出露于兰坪县、云龙县、拉井镇、师井、河西乡等地,分布较为广泛。
2 沉积相类型及特征
根据区域沉积格局和沉积作用特点等划分标志,通过对盆地约20条野外露头剖面的实地观测和室内综合分析,在兰坪盆地古近系中识别划分出4种沉积相(图2):冲积扇相、河流相、湖泊三角洲相、湖泊相。限于篇幅,下面就每类沉积相及亚相简单
图2 兰坪县古近纪地层综合柱状图
Fig.2 Comprehensiv e columnar section of Paleogene strata
in Lanping County
1—砾岩;2—泥岩;3—泥灰岩;4—泥砾岩;5—含石膏泥砾岩;
6—砂岩;7—粉砂质泥岩;8—钙质砂岩
1—conglomerate;2—mudstone;3—marl;4—gompholite; 5—gyps um-bearing conglomerate;6—sandstone;7—silty mudstone;
8—calcareous sandstone
的扇形沉积体,它常常是由携带大量沉积物的河流从狭窄的山谷流出并注入到宽阔的山前冲积平原上而形成。冲积扇是研究区内的主要沉积体系之一,其分布多平行于盆缘断裂带或线状隆起剥蚀区。总体上,冲积扇体系是由中-粗砾岩、砾质粗砂岩、砾质砂岩及中-粗粒杂砂岩所组成(图3a),根据岩石类型组合及其垂向变化特征可进一步划分为扇根、扇中、扇缘3个亚相。
扇根:分布于邻近断崖处的冲积扇顶部地带,主
411
第3期 朱志军等:兰坪盆地古近纪沉积相类型及沉积环境演化
图3 兰坪盆地古近系沉积特征
Fig .3 Characteristics of Paleogene sediments in Lanping basin
a —冲积扇沉积;
b —河流相的槽状交错层理;
c —浪成沙纹层理;
d —三角洲前缘席状砂;
e —泥裂;
f —波痕;
g —半深湖相灰绿色
412 岩 石 矿 物 学 杂 志 第30卷
造不明显,底面常见强烈冲刷侵蚀面。
扇中:位于冲积扇中部,往往构成冲积扇的主体,沉积坡度角较小,分支水道发育,以辫状分支河道及漫流沉积为主。岩性为砾质粗粒杂砂岩,砾岩呈块状,砾石粒度较扇根砾石偏小,具一定磨圆。砂砾比值介于扇缘与扇根砂砾比值之间,多为颗粒支撑。可见辫状河流形成的大型槽状交错层理、板状交错层理和平行层理,河道冲刷-充填构造发育。在相序上与扇根交替发育,构成多个向上变细的正旋回。
扇缘:位于冲积扇下部,地形平缓,以漫流沉积为主。沉积物较细,具高的砂/砾比值,常由砂岩夹粉砂岩、泥岩组成,局部见有膏岩层,分选相对较好,可见平行层理、槽状交错层理、板状交错层理及冲刷-充填构造等,在粉砂岩-泥岩中可见水平纹理及干裂、雨痕等暴露构造。区内多个组发育冲积扇相沉积,其中主要发育在宝相寺组和渐新统(E3)地层中。
2.2 河流相
由于区内盆地范围较小且剥蚀区距沉积区相对较近,导致冲积平原内曲流河沉积相对不发育,而主要发育辫状河沉积。
辫状河沉积以河道较直、浅而宽、流量变动大、流速大、床砂载荷量大、河床不固定、心滩发育为特点,其主体由一套细砾岩、含砾粗砂岩或砾质粗砂岩夹细砂岩、砂质泥岩、粉砂岩组成。成分成熟度低,粒度较粗;结构成熟度低于曲流河,槽状交错层理极为发育(图3b),并见板状交错层理、平行层理等。下部冲刷面及粗粒滞留沉积明显,上部一般缺少河漫或废弃河道亚相等细粒沉积,总体显示向上变细的特征。区内冲积平原相沉积在各组中均有分布,但主要发育在宝相寺组与和渐新统(E3)地层中。
2.3 湖泊三角洲相
兰坪盆地古近系地层中三角洲相对较发育,主要分布于中下始新统果郎组等地层中,按岩石组合、剖面结构及层理特征等,可进一步划分出三角洲平原、三角洲前缘、前三角洲3个亚相,而前三角洲亚相与浅湖相、三角洲平原与河流冲积平原都较难区分,其中最重要的是三角洲前缘亚相,也是三角洲相的主体部分。
三角洲前缘亚相是三角洲沉积的主体部分,由水下分流河道、河口砂坝、水下分流间湾等微相组等,在相序上,与三角洲前缘河口坝、远砂坝密切共生,粒度分布以跳跃总体发育为特征。水下分流间湾沉积主要为一套细粒悬浮成因的紫红色、暗紫红色及棕红色的泥岩、粉砂质泥岩,少量粉砂岩或泥质粉砂岩,发育小型板状交错层理、浪成沙纹层理(图3c)、水平层理,可见浪成波痕,钙质结核及虫管普见。河口坝沉积岩性上主要为紫灰色、棕红色中至厚层状细粒岩屑长石砂岩、岩屑石英砂岩及长石石英砂岩,少量泥质粉砂岩。砂岩的分选、磨圆均较好。沉积构造主要为各类交错层理(如板状、楔状等),逆粒序层理及滑塌变形、包卷层理等,并可见枕状构造。粒度概率累积曲线为两段式,以跳跃总体为主,少量悬浮总体。远砂坝沉积主要由紫红色、棕灰色及褐灰色、紫灰色薄至中层状粉砂岩组成,见小型板状交错层理、沙纹层理、水平层理及钙质结核、虫管。粒度分布概率累积曲线呈二段式,由跳跃总体和悬浮总体组成,总体特征与河口坝微相类似,在相序上与河口坝沉积、席状砂或前三角洲泥共生。席状砂沉积相对不发育,多由细粉砂组成,其间为薄层泥隔开(图3d)。粉砂岩中可见沙纹层理,在相序上与河口坝、远砂坝、前三角洲泥或浅湖泥共生。
前三角洲亚相位于三角洲前缘与浅湖过渡的宽广平缓地带,占据浅湖位置。总体上该亚相与浅湖泥呈过渡关系,二者难以区分,其沉积物组成主要为棕红色、紫红色、紫灰色的粉砂质泥岩、泥岩,并可夹少许薄层粉砂岩,水平层理、沙纹层理发育,见钙质结核及虫管。在相序上与席状砂或远砂坝互层。2.4 湖泊相
区内湖泊相沉积比较发育,主要包括了滨湖、浅湖及半深湖3个亚相。滨湖、浅湖沉积发育在三角洲活动相对薄弱的地方。
滨湖亚相位于湖盆边缘,由于周期性暴露,常形成许多泥裂等暴露构造(图3e),以砂岩夹泥岩沉积为特征。一般以紫红、暗棕红色泥岩、泥质粉砂岩、粉-细砂岩为主,含少量砂质及钙质结核。在干旱气候下,局部浅水洼地内沉积石膏、岩盐。具波痕、沙纹层理及断续水平层理(图3f)。浅湖亚相位于枯水期最低水位线至正常浪基面之间的地带,多以杂色泥岩、页岩、泥质粉砂岩组成,水平层理及沙纹层理发育,在一些地区能见透镜状层理及对称的浪成波
413
第3期 朱志军等:兰坪盆地古近纪沉积相类型及沉积环境演化
岩、泥页岩、粉砂质泥页岩(图3g),常伴有石膏层生长(图3h),水平层理发育。区内湖泊相沉积大面积出现在云龙组、果郎组地层中。
3 沉积层序特征
兰坪盆地古近系为一套陆相碎屑岩建造,包括古新统云龙组、中-下始新统果郎组、上始新统宝相寺组及渐新统(E3)。通过野外露头层序分析,认为该套沉积建造为一个完整的盆地演化旋回,由下而上可划分为低位体系域、湖扩体系域和湖缩体系域,分别对应于盆地的形成阶段、发展扩张阶段和消亡阶段(图2),各体系域特征如下:
3.1 低位体系域
相当于云龙组(E1y),呈3个狭长条带出露,东部见于玉石河一线的顺川井—岩曲村西,因断裂破坏及第四系掩盖,仅有零星出露;中部出露于党组流氵比江断裂以东的金龙—老母井一带,断裂以西仅见于云龙县以西地区;西部见于拉井—师井—温井一带。云龙组以杂色层为标志,可划分为上、下两个岩性段:下段底部为棕红色、砖红色泥砾岩、含石膏泥砾岩。砾石以紫红、黄、灰色粉砂岩、泥岩、页岩为主,次圆-次棱角状直径一般0.5～2cm,泥质胶结。中部变为钙质泥岩、粉砂岩夹薄层细砂岩;顶部为灰绿色、杂色粉砂质粘土岩及含石膏化泥晶灰岩。与下伏上白垩统虎头寺组或南新组呈假整合接触。上段为紫红色、砖红色粉砂岩、泥质粉砂岩、泥岩夹薄层-中层石英细砂岩,普遍含钙质,夹数层杂色层或含石膏泥砾岩;偶夹紫红色含灰岩角砾粉砂岩及黄色、灰绿色、紫红色等杂色泥岩、粉砂岩。局部含石膏层,其上下的薄层泥灰岩具水平层理,粉砂岩具对称及不对称波痕,虫管迹,生物钻孔等。
3.2 湖扩体系域
相当于果郎组(E2g),出露范围比较广,东边见于石钟山以东,为羊岑湖盆的西缘。西边发育于金顶—拉井、师井—果郎之间。果郎组主要为一套棕红色粉砂岩、泥岩与砂岩互层,根据岩性可分为上、下两个岩性段:下段岩性主要为紫红色厚层-块状细粒长英砂岩与同色粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩互层;中下部夹薄层泥质灰岩及含白云岩。细砂岩中见板粉砂岩、夹泥岩。砂岩具平行层理,楔状交错层理,层面上有不对称波痕,砂岩底面具冲刷构造。整体而言,果郎组西边的砂泥比大于东边的。
3.3 湖缩体系域
相当于宝相寺组(E2b)和E3。宝相寺组(E2b)分布较为局限,仅在兰坪县拉井—金顶之间大面积出露,主要以中哨房、新生桥为中心分布,其次在金顶镇—三脚山一带呈近南北向的条带状展布。底部为杂色块状复成分砾岩、含砾石英粗砂岩,向上为灰白色厚层中粒石英砂岩;中上部由紫红色-砖红色中层钙质石英砂岩、钙质泥质粉砂岩或钙质泥岩互层组成;上部为薄层-中层钙质石英砂岩和钙质泥质粉砂岩互层;顶部为浅灰色、灰黄色薄层-中层钙质细粒石英砂岩和钙质泥岩、泥质粉砂岩互层,为红色磨拉石建造。该组与下伏果郎组呈不整合接触。E3分布较为局限,仅见于兰坪县拉井镇东部、金顶镇北部的上温水庙一带和剑川县黄花场、白草坡以东等地,呈带状近南北向延伸。主要为一套冲积扇成因的巨厚层紫红色、灰紫色砾岩、长石石英砂岩,上部为棕红色砂质泥岩,泥质砂岩夹砂砾岩及少数灰绿色泥岩,亦为红色磨拉石建造。该组不整合于宝相寺组地层之上。
4 沉积相展布及其演化
4.1 低位期(古新世)
新生代以来,由于印度板块对欧亚大陆的持续俯冲挤压,导致区内北北西向断裂发生走滑拉张(牟传龙,1999),同时在挤压过程中形成一系列小的菱形盆地。
晚燕山运动的强烈抬升作用对滇黔桂地区产生重大影响,大部分沉积区古近纪盆地与下伏地层为不整合接触。在滇西兰坪地区,古新统云龙组不整合覆盖在下白垩统虎头寺组之上,古近纪盆地面积相比白垩系时期进一步缩小,形成互不相连的中、小型陆相盆地。在此次运动发生之后,兰坪沉积盆地受两侧盆缘断裂带控制作用明显,处于构造活动的稳定期。在滇黔桂地区,该期大部分地区处于上升剥蚀状态,古新世盆地大部分为彼此独立的陆相河湖沉积,此时兰坪盆地处于气候干旱、炎热,表现为盐湖沉积。
云龙组早期处于在喜马拉雅活动第一幕运动发
414
岩 石 矿 物 学 杂 志 第30卷
滨浅湖相沉积,在盆地西部师井、检槽一带发育一套以黄绿色钙泥质粉砂岩、泥岩为主的浅湖-半深湖相沉积。沉降中心主要分布在兰坪、云龙地区。在盆地北部兰坪小盐井—温井—老母井—云龙顺荡井—白羊场一带,沉积厚度较小,并有向北部温井一带增厚、泥质含量减少、同生泥砾含量增高的趋势,以发育滨浅湖相沉积为主。盆地南部永平—巍山一带地势较高,以冲积相沉积为主。盆地北部整体上形成东缓西陡、南陡北缓、东浅西深、南深北浅的格局,而南部受控于金沙江-哀牢山断裂带,沉积盆地表现为东深西浅,仅在拉井、上兰、期井等地区砂岩含量较高并出现湖泊三角洲相沉积。沉积盆地的一侧或两侧为断控,底部堆积大粒径的三叠系灰岩砾石、紫红色侏罗-白垩系的砂泥岩砾石等,可揭示燕山期末的断陷成盆性。该期盆地的充填物总体表现出下粗上细、北薄南厚的特征。
云龙组晚期盆地的沉降中心及古地理分布依旧
未变。受区域性湖退作用及相对干热气候影响,蒸发作用强烈,湖泊萎缩,可容纳空间降低,表现在盆地北部河西地区及盆地东南部漾濞一带冲积平原面积扩大。在盆地北部高山井、小盐井、温井、盆地中
部诺邓、云龙,盆地东部弥沙、乔后及盆地西部师井一带,出现滨湖砂坝、盐沼沉积。早期滨浅湖地区演化为湖泊三角洲或者闭塞形成盐沼、盐湖,湖泊逐渐咸化进而向类似于早期的咸化湖泊过渡,并出现半咸水介形类组合
Sinocypris -Parailyocypris -Eucypris 。此外,仅在拉井以东、上兰、果郎、诺邓以南发育辫状河三角洲或湖泊三角洲相沉积,而在盆地中部汤邓一带及格者以西湖泊水体较深地区,以浅湖黄绿色砂泥沉积为主。整体来看,主要发育冲积平原-滨湖及湖泊三角洲砂泥沉积,并伴有大量滨湖盐沼沉积。沉积物粒度向上逐渐变粗,反映了水体向上变浅,湖盆逐渐萎缩(图4)
。
415
第3期 朱志军等:兰坪盆地古近纪沉积相类型及沉积环境演化
4.2 湖扩期(始新世早期)
始新世早期,主要发育内陆河、湖相沉积。滇西兰坪盆地果郎组与下伏云龙组整合接触,其底部普遍存在的厚层-块状的中-细粒长石石英砂岩。果郎组红色砂岩、粉砂岩、泥岩属炎热气候淡水湖泊沉积。
果郎组继承了云龙期盆地沉积特征,沉降中心变迁不大,古地理上表现为湖泊有所扩张。该期滨浅湖相沉积最为发育,沉积了一套紫红、砖红色细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩、泥岩。该期沉积总体特征为:上段泥岩为主,砂岩夹层向上逐渐减少;下段砂岩普遍微含钙质;底部普遍存在厚层-块状的中-细粒长石石英砂岩,并首次出现淡水-半咸水介形虫Limnocythere 。另外,下段中化石丰富,并见虫迹、虫管、印痕、波痕及雨痕等,为滨浅湖相沉积。在盆地北部拉井、上兰、老母井等地岩性组合表现为向上变粗的特征,代表三角洲前缘亚相沉积及少量滨湖砂坝微相沉积。盆地中部滨湖砂泥沉积较为发育,分
布在顺荡井、检槽、宝丰等地。盆地南部依旧受控于盆缘断裂带,湖泊仅向西部有所扩张,局部出现向西超覆,整体表现出东深西浅的格局,局部出现沉积相差异演化。
该期兰坪盆地未见盐岩、膏岩沉积,亦说明该时期气候已转为暖湿型。在相对暖湿气候条件及稳定区域大地构造背景下,陆内湖盆处于补偿状态,此时湖泊水位高于早期湖盆水位,在原有湖泊面积基础上扩大并在局部淹没低缓的冲积平原(图5)。4.3 湖缩期(始新世晚期—渐新世)
始新世晚期受喜马拉雅活动第一幕碰撞造山运动影响,兰坪盆地东、西两侧的造山带不断向盆地挤压推覆。受此构造活动幕影响,原兰坪盆地沉积区范围进一步缩小,大部分地区发生挤压褶皱,并伴随一定程度的差异隆升,导致盆地原有沉降中心发生变迁,仅在盆地北部保留冲积相沉积记录,盆地中部及盆地南部大多已隆升为剥蚀区。仅在盆缘
断裂
416 岩 石 矿 物 学 杂 志 第30卷
推覆带前缘形成小型前陆盆地,并充填了始新世宝相寺组及渐新世(E 3)磨拉石建造。宝相寺组不整合于果郎组或较老地层之上,主要为红色砂砾岩、岩屑砂岩、长石石英砂岩、泥岩沉积。其岩性特征及岩石组合均与其上覆渐新统(E 3)相似,且均不产化石,这两组地层均为冲积相沉积,为一套红色粗碎屑磨拉石建造。
研究区该期在兰坪盆地表现为:盆地沉积中心迁至河西、兰坪—金顶、拉井、乔后一带的小型陆相断控盆地中。物源方向受控于盆内次级断裂,垂直于次级断裂带。沉积了一套红色砾岩、砾质粗砂岩、粗砂岩侧面层,底部常见厚层块状(角)砾岩,具杂基支撑且砾岩分选差,层间冲刷现象极为普遍,并发育向上变细的多个小韵律;向上砾石含量逐渐减少,砂质含量明显增多,砾石开始出现叠瓦状排列,层间冲刷现象亦极为普遍且发育大量中-大型槽状交错层理,标志此时冲积平原(可能主要以辫状河)相沉积
占据主导地位。整体上主要为一套冲积扇及河流相沉积;反映了构造抬升已使湖盆不能够提供更多的可容纳空间,加之盆内次级地垒隆升形成新的剥蚀区直接为小型陆相断控盆地提供大量沉积物,使之
逐渐萎缩(图6)。
5 结论
(1)沉积层序分析表明,古近系主要发育冲积扇、河流、三角洲和湖泊环境,沉积建造为一个完整的盆地演化旋回,可划分为低位体系域、湖扩体系域和湖缩体系域,分别对应于盆地的形成阶段、发展扩张阶段和消亡阶段。
(2)沉积相在盆地演化过程中有规律地协同演化:低位期,印度板块向欧亚板块的俯冲挤压造成兰坪走滑拉分盆地的形成,沉积了一套局限的湖盆相红色膏盐细碎屑岩建造;湖扩期,
由于由挤压应力场
417
第3期 朱志军等:兰坪盆地古近纪沉积相类型及沉积环境演化
转变为拉张应力场,使得始新世早期湖盆扩大,大面积沉积了一套滨浅湖相紫红、砖红色砂泥岩互层沉积,反映了湖平面逐渐上升,沉积范围逐渐扩大;湖缩期,盆地受晚始新世喜马拉雅运动一幕的影响,盆地及周缘由拉张应力场转变为强烈挤压,东西两侧造山带共同向盆地内推覆扩展,致使沉积盆地开始出现差异性快速隆升,盆地范围进一步缩小,仅在推覆体前缘形成一系列小型山前陆相前陆盆地,充填陆相碎屑磨拉石沉积。
(3)通过层序古地理编图显示,沉积型矿产(蒸发岩)具有明显的层控特点,发育于低位体系域。该时期处于盆地形成期,盆地水体相对于快速构造沉降和湖平面快速上升的湖扩期浅,陆源碎屑物供给相对于形成磨拉石建造的湖缩期少,有利于保持大面积的浅水湖泊环境。并且该时期处于炎热干燥气候,造成湖盆水体蒸发量大于补给量。这些综合因素促使湖盆沉积了分布较稳定的蒸发岩建造,极具找钾盐矿的前景。
References
Bureau of Geology and M ineral Resources of Yunnan Province.1990.
R egional Geology of Yunnan Province[M].Beijing:Geological Pub-lishing Hous e,153～248(in C hinese).
Chen Yaokun,Liao Zongting,Wei Zhihong,et a l.2004.Characteris-tics and tectonic evolution of the Lanping-Simao M esozoic basin[J].
Petroleum Geology and Experiment,26(3):219～228(in Chinese w ith English abstract).
Fan Yu,Chen Hongde,Hou Zhongjian,et al.2010.Characteristics of litho-facies and palaeogeography in Lanping bas in,Yunnan[J].Journal of Strati graphy,34(4):381～388(in Chinese with Engl ish abstract).
Fu Xiugen.2005.Evolution of the Lanping basin and formation of rele-vant metal deposits[J].Journal of Earth Sciences and Environment, 27(2):26～32(in Chinese w ith English abstract).
He Longqing,Chen Kaixu,Yu Fengmi ng,et al.2004.Nappe tectonics and their ore-controlling of Lanping basin in Yunnan province[J].Geol ogy and Pros pecting,40(4):7～12(in Chines e with Englis h abstract).
Li Youguo,Hou Zhongjian,Wang Anjian,et a l.2006.Geochemistry of C enozoic detrital rocks and its constraints on provenance in Lan-ping basin[J].Acta Petrologica Sinica,22(3)751～760(in Chinese w ith English abstract).
Li Zhiming,Liu Jiajun,Hu Ruizhong,et al.2003.Tectonic setting and provenance of sou rce rock for sedimentary rocks in Lanping M eso-zoic-Cenozoic bas in:evidences from geochemistry of sandstones[J].
Acta Sedimentologica S inica,21(4)547～552(in Chinese w ith English abstract).
w ith English abstract).
S huai Kaiye.2000.The new interpretation of the Lanping-simao M eso-zoic basin in w estern Yunnan[J].Earth Science Frontiers,7(4): 380(in C hinese with English abstract).
Tao Xiaofeng,Zhu Lidong,Liu Dengzhong,et a l.2002.The forma-tion and evolution of the Lanping basin in w estern Yunnan[J].Jour-nal of Chengdu Univers ity of Technol ogy,29(5):521～525(in Chinese w ith English abstract).
W riting Group of the R egional Stratigraphic Chart of Yunnan Province.
1978.Southwest Regional Stratigraphic T able-Yunnan Volume[M].
Beijing:Geological Publis hing House,123～148(in Chinese).
Xue Chunji,Chen Yuchuan,Yang Jianming,et al.2002.Analys is of ore-forming background and tectonic s ystem of Lanping basin,w est-ern Yunnan province[J].M ineral Deposits,21(1):36～44(in Chi-nese w ith English abstract).
Zhang Feng,Tang Juxing,Chen Hongde,et a l.2010.Evolution of the Lanping bas in and the Characteristics of M inerogenic Fluid in Lan-ping basin[J].Geology and Prospecting,30(2):223～229(in Chi-nese w ith English abstract).
Zhu Chuangye,Xia W enjie,Yi Haisheng,et al.1997.The tectonic na-tu re and evolution of M esozoic Lanping-Simao basin[J].Jou rnal of Chengdu University of Technology,24(4):23～30(in Chinese w ith English abstract).
附中文参考文献
陈跃昆,廖宗廷,魏志红,等.2004.兰坪-思茅中生代盆地的特征及构造演化[J].石油实验地质,26(3):219～228.
范 昱,陈洪德,侯中健,等.2010.云南兰坪盆地古近系构造-层序岩相古地理特征分析[J].地层学杂志,34(4):381～388.
付修根.2005.兰坪陆相盆地演化与金属矿床的形成[J].地球科学与环境学报,27(2):26～32.
何龙清,陈开旭,余凤鸣,等.2004.云南兰坪盆地推覆构造及其控矿作用[J].地质与勘探,40(4):7～12.
李佑国,侯中健,王安建,等.2006.兰坪盆地新生代碎屑岩地球化学特征及其对物源制约[J].岩石学报,22(3):751～760.
李志明,刘家军,胡瑞忠,等.2003.兰坪中新生代盆地沉积岩源区构造背景和物源属性研究[J].沉积学报,21(4):547～552.
牟传龙,王 剑,余 谦,等.1999.兰坪中新生代沉积盆地演化[J].
矿物岩石,19(3):30～36.
帅开业.2000.兰坪-思茅中、新生代盆地成因新解[J].地学前缘,7
(4):380.
陶晓风,朱利东,刘登忠,等.2002.滇西兰坪盆地的形成及演化[J].
成都理工学院学报,29(5):521～525.
薛春纪,陈毓川,杨建民,等.2002.滇西兰坪盆地构造体制和成矿背景分析[J].矿床地质,21(1):36～44.
云南省区域地层表编写组.1978.西南地区区域地层表———云南省分册[M].北京:地质出版社,123～148.
云南云南省地质矿产局.1990.云南省区域地质志[M].北京:地质出版社,153～248.
张 峰,唐菊兴,陈洪德,等.2010.兰坪盆地演化与盆内成矿流体特
418
岩 石 矿 物 学 杂 志 第30卷
准噶尔盆地构造演化阶段及其特征
准噶尔盆地构造演化阶段及其特征 摘要：准噶尔盆地由于受到周缘造山带的多期次的逆冲推覆作用，其发育演化过程不同于一般意义的前陆盆地，而是具有类前陆盆地的特征。准噶尔盆地经历海西、印支、燕山和喜山四个构造旋回的演化，形成了早二叠纪时期的裂谷盆地，中晚二叠纪的前陆盆地，三叠纪至白垩纪的复合类前陆盆地和第三纪以来的类前陆盆地为特征的多期叠合型盆地。 关键词：准噶尔盆地构造演化类前陆盆地 引言 准噶尔盆地是我国西部发育的大型陆相盆地，对其盆地的类型及其演化，经历了很长一段研究探索过程，形成了对准噶尔盆地的形成过程的诸多认识和观点。20世纪90年代主要以二叠纪为裂谷和断陷为主，三叠－白垩坳陷，第三纪以后为上隆。一些学者分别提出了“陆内前陆盆地”(陈发景,1997) 、“再生前陆盆地”(卢华复等,1994) 及“类前陆盆地”(雷振宇,2001 ) 等概念。蔡忠贤等（2000）认为准噶尔盆地在早二叠世为裂谷,晚二叠世为热冷伸展坳陷,三叠纪—老第三纪为克拉通内盆地,新第三纪至今为陆内前陆盆地。陈新和卢华复等（2002）则将准噶尔盆地划分为地体形成、板块拼贴、前陆盆地、陆内坳陷和再生前陆盆地等6个阶段。陈业全（2004）划分盆地演化为晚泥盆世－早石炭世裂陷盆地、晚石炭世－二叠纪碰撞前陆盆地、三叠纪－古近纪陆内坳陷盆地和新近纪－第四纪再生(陆内俯冲型)前陆盆地4个阶段。 通过对准噶尔盆地区域二维地震剖面的解释，结合钻井及测井资料，我们将准噶尔的演化划分为早二叠纪时期的裂谷盆地，中晚二叠纪的前陆盆地，三叠纪至白垩纪的复合类前陆盆地和第三纪以来的类前陆盆地四个阶段。其中以中生代的复合类前陆盆地为最重要的一个阶段，与油气的关系最为密切。 一地质构造背景 中国西部各盆地位于几个大的造山带及板块缝合带之间,属于古亚洲与特提斯—喜马拉雅构造域,处于西伯利亚板块和印度板块相对挤压和相对扭动的压扭性构造环境下形成的构造格局.在南北对挤和南北对扭的联合和复合的应力条件下产生的大量平移断裂控制着盆地的展布. 中国西部盆地主要受控于三向动力体系:北部主要受古亚洲动力系所作用,受控于古亚洲域;西部主要受特提斯动力系所作用,受控于特提斯域;南部的动力来源于印度板块的北上扩张.三大动力体系在时间、空间上的叠加、复合, 形成了具有明显的旋回性和阶段性多期叠合盆地,并且在不同演化阶段中具有不同的板块构造背景,盆地类型和性质也不相同。 中国西部盆地的演化大致可以分为三个阶段: 古亚洲洋开合阶段，新元古代晚期Rodinia古陆解体,使华北、扬子、华南、塔里木等小陆块从其上裂解出来。晚奥陶世开始地壳俯冲消减,至泥盆纪晚期碰撞闭合,成为克拉通内(挤压)盆地,发育一套海相碎屑岩和碳酸盐岩沉积。古亚洲洋在晚二叠世之前消减殆尽,华北、准噶尔—吐哈、塔里木等小陆块拼合在西伯利亚块体的南缘,形成古亚洲大陆。在拼合后的
我国湖泊沉积环境演变研究中元素地球化学的应用现状及发展方向
第7卷 第3期1999年9月 盐湖研究 JOU RNAL O F SAL T LA KE R ESEA RCH V o l.7 N o.3 Sep.1999 我国湖泊沉积环境演变研究中元素 地球化学的应用现状及发展方向α 谭红兵 于升松 (中国科学院青海盐湖研究所,西宁810008)α 摘要 全球气候恶化,洪涝、风沙、干旱等自然灾害频繁,科学研究预测区域乃至全球环境演变趋势,并采取有效措施加以防治,成为目前全人类面临的一大课题。要科学的掌握环境变化的规律,就必须研究过去的环境变迁,沉积物无疑是最好的研究对象。而湖泊在其发生发展过程中,直接出露于地表,其沉积物则是最好记录环境变化信息的载体。近几年来元素地球化学在研究湖泊演变历史,揭示湖泊环境变迁等方面取得了很大的进展。根据目前的研究现状,今后的工作应着眼于分析研究引起源泊环境变化的原因,环境演变与人类活动的关系及其演变规律,进而对未来环境演变趋势进行预测和对自然灾害进行防治,或许是今后湖泊沉积物元素地球化学研究的主要方向。 关键词 湖泊沉积物 元素地球化学 环境演化 影响因素 分类号 P941.78 X142 目前对湖泊沉积物地化元素的研究主要从其特征元素的含量及其元素对的比值分析、微量元素异常分析、稀土模式分析、同位素分布特征等几个方面着手研究,力图找到变化规律,建立变化模式,并应用于实践。 1 湖泊沉积物元素地球化学研究的应用现状 1.1 湖泊沉积物有机质中特征元素含量变化的研究 沉积物元素的地球化学性质和沉积环境对元素在空间上的分布有重要影响〔1〕,而沉积物中的有机质与生物作用密切相关,生物活动又依赖于环境条件,故对这些有机地化元素的研究更具突出意义。目前分析最多的有机质元素有C,N,P,S,H等。 目前有机碳常用测定方法:重铬酸钾(K2C r2O7)容量法-外加热法,也可将样品烘干用L ECOCHN-932元素分析仪测定〔2〕。有机N,P用过硫酸盐-紫外分光光度法测定,有机S可将样品压制成饼,使用R igaku R I X2000型荧光分析仪测定〔3〕。氢指数(H I)在ROCK-EVAL 热解仪上进行,结果以S23100 TOC计算,即可得每克有机质碳热解产生的毫克烃量作为指标。〔4〕 对于分析结果,在湖泊沉积物研究中则常把有机碳(TOC),总硫和其比值(TOC T S), α α修回日期:1999201212 收稿日期:1998212221
第一章 绪论
第一章 绪论 第一节 几个主要的概念 课程名称：沉积学及古地理学 课程类别：本科地质学专业主干课 教学学时：48学时（讲课36学时，实习12学时） 使用教材：陈建强、周洪瑞、王训练编，2004，《沉积学及古地理学教程》。地质出版社。 课程的位置： 本科地质学（含理科基地班）的主干（专业）课，48学时，必修考试课程。 知识背景： ·地球科学概论（普通地质学）：外力地质作用，地学科普知识。 ·岩石学：沉积岩石学及其成因s。 ·构造地质学：地质产物的被改造作用。 ·古生物学：生物与环境，生物与地质时代（演化）。 ·地史学：地层学和历史大地构造学基础，沉积古地理学基础。 ·沉积学与古地理学：提高、系统、详细，达到参加教学、生产、科研的基本能力。 · 沉积学及古地理学的概念 · 沉积岩石学(Sedimentary petrology)的概念 沉积学及古地理学、沉积岩石学、沉积学、沉积古地理学、 沉积环境、沉积相、瓦尔特相律、沉积相模式 是地球科学范围内具有较强综合性和理论性的分支学科。它包括沉积学和沉积古地理学两个分支学科与沉积学和沉积古地理学关系最为密切的是沉积岩石学。其次是现代沉积学、现代地理学。本课程实际上就是“古沉积学、古地理学”。 狭义的沉积岩石学：研究沉积岩的物性(岩石、成分、结构、构造、分类)的学科。 广义的沉积岩石学：研究沉积岩的成分、结构、构造、分类及其形成作用、沉积环境、分布规律的一门科学。 1）既研究物性，又研究成因：除了研究沉积岩的特点外，还进行模拟实验，探讨沉积作 首页>>电子教材>>本章内容
· 沉积学(Sedimentology)的概念 · 沉积古地理学(Sedimentary paleogeography)的概念 · 沉积环境(Sedimentary environment 或 depositional environment)的概念 · 沉积相(Sedimentary facies, Facies )的概念 用的机理，分析沉积环境，研究其时空演化、分布规律以及与大地构造之间的关系。 2）既研究古代岩石，又研究现代沉积物。 广义的沉积岩石学概念中“广”的部分，拓展的部分实际就是“沉积学”的研究内容，即广义的沉积岩石学包含了“沉积学”。这是一种观点，另一种（欧美）观点是广义的沉积学涵 盖“沉积岩石学”。 沉积学是在沉积岩石学基础上发展起来的。沉积学最早由特罗布里奇（1925）提出。沃德尔(1932)针对“沉积岩石学”经常被认为是对沉积岩的薄片研究，而提出“沉积学”是研究沉积物的学科（包含古代的沉积岩和现代的沉积物）。更具体来说，它研究沉积物的来源、沉积条件(沉积环境、沉积 相）、沉积作用及沉积物转变为沉积岩的一系列复杂的成岩作用变化。“沉积岩石学”学虽然也包括对现代沉积物特征和成因的研究，但更多侧重于岩石组分的研究；虽然对宏观岩石学同样予以重视，但更多立足于显微和电子显微下的室内研究。因此，“沉积岩石学”和“沉积学”的研究内容是相互渗透和不可分割的，同时又存在不同的研究分工。所以，也可以用广义的沉积学包含沉积岩石学。 点：相分析（沉积环境）→线：相变、相模式（沉积环境变化）→面：自然地理、沉积古地理。 沉积古地理学：对一定地质历史时期形成的地层进行沉积相分析，得出当时不同地区的沉积环境、沉积条件及其相互关系，再造当时的海陆分布、自然地理和气候特征的学科。 它与沉积岩石学、沉积学和地层学的关系最为密切。沉积古地理学又是一门自然地理学与地史学之间的边缘学科。 总的来说，沉积学及古地理学是一门综合性很强的学科，它所涉及到的学科包括：沉积岩石学、地层学、古生物学、古生态学、海洋地质学、流体力学和地球化学等。 环境是地理学中的概念，地理学把地球表面划分为不同的地理学单元，如山脉、河流、潮汐、沙漠、海洋等，这些就是自然地理环境（地貌单元）。 沉积学是研究沉积物质沉积时的自然地理环境，称之为“沉积环境”。 沉积环境：发生沉积作用的地貌单元（地点、场所）。指的是位置和条件。条件包括物理、化学和生物条件三个方面。 沉积学是研究沉积物质沉积时的自然地理环境，称之为“沉积环境”。 沉积环境：发生沉积作用的地貌单元（地点、场所）。指的是位置和条件。条件包括物理、化学和生物条件三个方面。 (1)物理条件：温度、压力、引力、重力、风、波浪、潮汐、水流、海流、风暴流等。 (2)化学条件：沉积介质（水、风、冰）化学成分、pH值、Eh值、溶解度、化学平衡程度、生物化学作用等。 (3)生物条件：生物的种属类型、生物物 理、生物化学作用等。 丹麦学者斯坦诺( Steno, 1669)，“相”表示地层学的“时期”和“阶段”。 瑞士学者格列斯利(Gressly,1938)，“相”沉积学含义，他发现瑞士J在岩性和古生物面貌方面存在极大的差异。他将这些不同的岩石特征和生物特征称之为不同的相。 后来,关于“相”的术语使用出现了不同的理解： ①指岩石的类型（砂岩相）； ②指岩石的成因类型（浊积岩相）； ③指沉积环境的同义语（河流相）； ④岩层生成时的古地理环境及其物质表现的总和（沉积环境+沉积相），如“河流砂岩相”，“浅海碳酸盐相”； ⑤与构造环境相联系（大地构造相），如“磨拉石相”、“复理石相”。 当前，多数学者把“沉积相”与“沉积环境”概念分开，回到格列斯利的最初含义。即把沉积相作为自然环境（沉积环境）的产物（物质表现）。 沉积相：能够反映沉积环境条件的岩石特征和生物特征的总和。这种记录主要表现为岩石组分、几何形态、结构、构造、生物化石等方面的差异，即具有该环境的沉积特征。 术语使用中采取其词干相同，而词尾不同秒来区别“沉积相”与“沉积环境”，“河流环境”表示“沉积环境”；“河流相”表示“沉积相”。 在实际工作中，根据研究目的和研究程度的不同，常使用“岩相”和“生物相”等次级术语来描述沉积特征。“岩相”是能够反映沉积环境的岩 首页>>电子教材>> 本章内容
沉积古地理西山实习报告
中国地质大学（北京） 沉积学及古地理学实习报 告 2011届地质学（基地班）专业 题目：北京西山实习报告 班号：10011110 学号：1002112103 学生：何晓宇 评阅教师：周洪瑞 2014年4月
1 前言 1.1 地质地理概况 北京西山是北京西部山地的总称，属太行山脉。北以南口附近的关沟为界，南抵房山区拒马河谷，西至市界，东临北京小平原。面积约3000多平方公里，约占全市面积的17％。走向北东，长约90公里，宽约60公里。地势由西北向东南逐级下降，依次有东灵山—黄草梁笔架山；百花山----髫髻山----妙峰山；九龙山- ---香峪大梁；大洼尖----猫耳山等4列山脉，永定河横切山体，为泥石流多发区。植被多为次生落叶阔叶林及灌丛，局部地区有人工针叶林，1900米以上出现山地草甸。百花山、东灵山、龙门涧等地已划为北京市自然保护区。 1.2 实习目的 此次实习为沉积古地理学的一次课间实习，学生运用课堂所学知识，观察背景西山中新元古代——寒武纪末的地层，总结该地区的地质发发展史，使学生更好的理解并掌握沉积古地理学的知识。 2 观察点描述 实习区地层发育较全，以沉积地层为主，主要发育有新元古界、早古生界、晚古生界及中生界。本次实习主要观察了新元古界青白口系、下古生界寒武系和奥陶系及上古生界二叠系。 2.1点1 地点：军庄南1km铁道旁 位置：N 39o59＇10.39＂ E 116o05＇25.84＂h 127±4m 描述：点1主要出露二叠系红庙岭组的地层，以砂岩为主。 共分为11个旋回： ①底部为红褐色薄层砂岩，顶部为灰黑色粉砂质页岩。 ②底部具有冲刷面构造，具有大型及小型波状起伏；底部为灰黄色中厚层中粗粒含砾石英 砂岩，向上粒度变细，顶部为灰黄色薄层粉砂质泥岩。 ③底部具有冲刷面构造，发育大型板状交错层理，说明当时水动力较强；底部为灰黄色中 厚层含砾石英砂岩，顶部为灰黄色薄层粉砂质泥岩。 ④底部具有冲刷面构造；底部为灰黄色中厚层中粗粒含砾石英砂岩，向上粒度变细，顶部 为灰黄色薄层粉砂质泥岩。 ⑤底部具有冲刷面构造；底部为灰黄色中厚层中粗粒含砾石英砂岩，向上粒度变细，有一 条辉绿玢岩岩脉沿薄弱面插入，风化面为黑灰色，新鲜面为淡绿色，可见长石斑晶，顶
鄂尔多斯盆地构造演化及古地理特征研究进展讲解
卷 (Vo l um e ) 35 ,期 (N u m b e r ) 2 ,总 ( S U M ) 129 大 地 构 造 与 成 矿 学 Geo t ec t on i ca e t M e t a l l ogen i a 页 ( Pages ) 190 ～197 , 2011 , 5 (M a y, 2011 ) 鄂尔多斯盆地古生代中央古隆起形成演化与油气勘探 邓昆 1 , 2 , 张哨楠 1 , 周立发 3 , 刘燕 4 ( 1. 成都理工大学 油气藏地质及开发工程国家重点实验室 ,四川 成都 610059; 2. 山东省沉积成矿作用与沉 积矿产重点实验室 ,山东 青岛 266510; 3. 西北大学 地质系 ,陕西 西安 710069; 4. 中石油 长庆油田分公司 勘探开发研究院 ,陕西 西安 710021 ) 摘 要 :鄂尔多斯盆地古生代中央古隆起形成演化对该地区构造格局和油气勘探具有重要意义 。通过对古生代构 造背景 、地层体残余厚度 、奥陶系顶面构造演化等特征分析 ,刻画中央古隆起在不同沉积期构造演化特点 ,大体分 为 3个演化阶段 :初始演化阶段 :相对独立的中央古隆起形成于中晚寒武世 ; 发育阶段 : 中央古隆起在早奥陶世马 家沟期反映最为明显 ,为隆升剥蚀过程 ;调整 、消亡阶段 :石炭纪 - 二叠纪山西期古隆起仍有明显的显示 ,但其形态 与位置均发生了较大变化 ,与马家沟期的中央古隆起有较大差别 ,为低缓隆起 。晚二叠世以来不存在中央古隆起 。 中央古隆起对油气地质条件的控制作用体现在对沉积格局 、残余生烃坳陷 、储集条件 、盖层圈闭条件及油气运聚等 方面 。 关键词 :鄂尔多斯盆地 ; 中央古隆起 ; 形成演化 ; 油气勘探 文章编号 : 1001 21552 ( 2011 ) 022******* 中图分类号 : P618. 13 文献标志码 : A 组之上 ,香 1 井是山西组不整合于蓟县系之上 ,镇探 1井为太原组不整合于罗圈组之上等 (图 1 ) , 对中 央古隆起原先“L ”形展布形态及分布范围进行了修 正 ,其隆起的构造高点明显向西偏移 。在环县 、龙门 至宁县一带形成一个寒武系 、奥陶系缺失的三角形 隆起区 , 其面积约 11000 k m 2 。运用古构造图 、构造 顶面图 、构造演化史等构造解析方法 ,认为其形成于 中寒武世 ,并对构造演化阶段进行了划分 。 图 2显示 :古隆起顶部在镇探 1 井一线 ,不只缺 失奥陶系 ,而且还缺失寒武系 ,甚至可能缺失部分元 古界 。但是 ,地层的缺失不等于古隆起的存在 ,地层 缺失仅表示地质历史中的隆起 ,并不代表现今的隆 起 。下古生界展布特点表明 ,存在一个加里东期 - 早华力西期的古隆起是无疑的 。但它并不代表这个 古隆起在地质历史时期始终存在 。在拉平的石炭系 底面构造剖面图上存在一个削顶的隆起构造 ,说明 0 引 言 古隆起是沉积盆地内重要的构造单元 ,同时也 是控制油气聚集的地质因素之一 。关于鄂尔多斯盆 地中央古隆起形成演化等 ,前人已有大量研究 ,给出 了多种解释和不同的观点 。主要分歧体现在 : 古隆 起形成时代 、分布特征 、演化阶段和形成机制等 ,形 成于中新元古代 (汤显明和惠斌耀 , 1993 ) 、早寒武 世 (黄 建 松 等 , 2005 ) , 早 奥 陶 世 (张 吉 森 等 , 1995 ) 、中奥 陶 世 (解 国 爱 等 , 2003 , 2005 ) 、石 炭 纪 (王庆飞等 , 2005 ) 。形成机制的观点有 : 伸展背 景 下均衡 翘 升 (赵 重 远 , 1993① ; 何 登 发 和 谢 晓 安 , 1997 ) ,构造地体拼 贴 (任 文军 等 , 1999; 解国 爱等 , 2003 , 2005 ) ,继 承基 底 构造 格局 (贾 进 斗 等 , 1997; 安作相 , 1998 ) 。本文结合最新钻井 、测井及地震资 料分析的基础上 ,如灵 1 井是太原组不整合于长山 收稿日期 : 2010 203 216;改回日期 : 2010 205 217 项目资助 : 国家重点基础研究发展项目 ( 973 项目 ) ( 2003CB214601 )资助 。 第一作者简介 : 邓昆 ( 1968 - ) ,男 ,博士 ,讲师 ,主要从事石油地质教学及科研工作 。 Em a i l: dk_dengk@ 126. co m ①赵重远. 1993. 陕甘宁盆地中央古隆起及其形成演化. 西北大学.
沉积盆地分类及相关问题探讨
ISSN100922722 CN3721118/P 海洋地质动态 Marine Geology Letter s 第26卷第3期 Vol26No3 文章编号:100922722(2010)0320053206 沉积盆地分类及相关问题探讨 岳来群1,甘克文2,夏响华1 (1国土资源部油气资源战略研究中心,北京100034;2中石油勘探开发研究院,北京100083) 摘要:沉积盆地是沉积作用的主要场所和沉积物堆积的大型空间。沉积盆地分类的基础之一是其大地构造属性。商业性油气藏均发现于沉积盆地中,不同类型的沉积盆地具有不同的含油气性。沉积盆地分析以及分类涉及地球科学诸多学科,具有很强的综合性、理论性和实践性,关系到对盆地油气资源潜力的评价,日趋受到重视。 关键词:板块构造;沉积盆地;分类研究;油气资源 中图分类号:IE121.3文献标识码:A 沉积盆地是地史某阶段地表下沉所形成并接受沉积物填充且多被水体占据的凹地。全球沉积盆地众多,在理论和实践中对其分类非常重要。近来随着板块构造理论日臻完善以及全球油气勘探日趋活跃,沉积盆地及其分类研究备受关注。 1沉积盆地分类的意义 沉积盆地及其分类研究,并非局限于学术层面的对比分析,还在于紧密结合油气勘探,进而能有益于此实践。通过盆地分类可以明确各类型盆地的油气分布、丰度,从而指导油气潜力分析和勘探。自板块理论提出后,将不同类型盆地及油气分布置于板块运动格架中予以研究,对于全球油气地质研究、能源战略而言大有裨益。 沉积盆地及其分类研究有助于政府层面能源战略及政策的设计与实施,准确把握、研判全球某一局部或某一盆地油气资源潜力。沉积盆地及其分类研究有助于作业者确定可供风险勘探的沉积盆地。沉积盆地或次一级坳陷等多以特定组合形 收稿日期:2009211220 基金项目:国家专项(GT2YQ2QQ22008) 作者简介:岳来群(1960)),男,博士,研究员,主要从事基础地质、油气地质以及资源经济研究工作.Email:yu elq2000@163. com 式成组(系列)出现,借助于盆地及其分类,可以对已有理论与实践成果进行对比研究,选择风险较小的沉积盆地或目标区进行调查勘探,确定可供进一步投资的勘探基地。沉积盆地及其分类研究有助于理论上某一(些)沉积盆地的资源潜力分析,以理论指导实践,避免拘于已有认识过高地估计某些特定目标的油气资源潜力,降低调查勘探成本,优化商业运作。 2沉积盆地分类依据 2.1盆地的形态和结构 根据沉积盆地的形态、规模和结构差异等可以划分沉积盆地。沉积盆地可以发育在不同地壳表层,依据地壳结构差异可以划分为陆壳或克拉通壳盆地、洋壳盆地、残余洋壳盆地、过渡洋壳盆地、薄壳盆地和厚壳盆地等。依据盆地基底可以划分为结晶基底、变质基底和形变岩层基底之上的盆地等。褶皱)变质基底亦可按褶皱地史划分为前寒武纪、加里东系、华力西系和阿尔卑斯系褶皱基底等。如盆地基底的褶皱多时代变形、叠加,可谓之复合基底盆地。根据盆地基底构造变形和沉积盖层关系可以划分为褶陷型、断陷型和坳陷型盆地等。
盆地的构造演化史分析—平衡剖面技术
盆地的构造演化史分析—平衡剖面技术 200613003* 摘要：盆地模拟做到了对盆地构造演化、油气生成、运移、聚集和分布等内容的定量研究。地史模型作为盆地“五史模型”之一，其模拟内容包括沉降史、埋藏史及构造演化史。而平衡剖面技术，则是目前进行盆地构造演化史分析的重要手段。本文结合《盆地模拟与资源评价》的课堂教学内容以及前人研究成果，总结了平衡剖面技术的原理、应用、尚存不足及其发展动向。 关键词：构造演化史；平衡剖面技术；应用；尚存不足；发展动向 1平衡剖面技术的原理 Dahlstrom等（1969）定义平衡剖面技术为把剖面上的变形构造通过几何学原则全部复原成合理的未变形剖面的技术。据物质守恒定律，可推导出体积守恒、面积守恒和层长守恒等系列平衡剖面恢复的几何法则。当岩层长度在变形与未变形的两种状态下等是，剖面为平衡的。其编制原则如下： （1）面积守恒原则。在地层变形前后其地层所占面积应是不变的，对比区域在变形前后是同一种岩石，若孔隙度保持不变，计算过程中构造压实作用不考虑。（2）断层法则。断层活动引起的岩层缩短在上、下岩层一致。 （3）能量最小法则。断层在能量消耗最小部位发生。 （4）伸缩量一致原则。岩层经过断裂、褶皱，其伸缩量应基本一致。 2平衡剖面技术的应用 平衡剖面技术已普遍应用于挤压构造和褶皱一冲断带中的构造分析，并能定量描述变形和形成发育过程。 李汉阳等（2013）利用平衡剖面技术对川西凹陷侏罗系剖面进行了构造恢复，编制了构造发育剖面，恢复了该区的构造演化史。 准噶尔盆地西北缘为典型的前陆冲断带，复杂的地质条件致使地震波速横向变化较大，郭峰等（2012）利用平衡剖面技术，解决了如何研究该区构造演化及动力学机制这一难点。结果表明，研究区经历了挤压、伸展、挤压三期构造运动，构成一完整的构造旋回。其中，晚二叠世存在一个小幅度的快速挤压期，而三叠纪为构造挤压最强烈期，对该区构造演化、构造格架形成、油气运聚成藏等均具重要影响和控制作用。同时文中提出，在复杂的前陆冲断带，可采取以下方法提高恢复结果的可靠性：选择合适的地震剖面线；采用变速时深转换获取可靠的地质剖面；对不同深度的地层采用不同的变形机制恢复；去压实校正过程中，按岩性分段处理，减少由岩性横向变化大引起的误差。 汤良杰等（2008）在辽东湾选取一地质剖面进行平衡剖面分析，表明渤海盆地的新生代构造演化分为3阶段：a．断陷期，孔店组至沙四段沉积时期为断陷早期，沙三段沉积时期为强烈断陷期。b．断拗期，沙二段至沙一段沉积时期为断拗早期，东三段一东二段沉积时期为强烈断拗期。c．坳陷期(东一段沉积时期至第四纪)。 邹东波等（2006）为研究柱海地区的构造演化史，选取了横贯研究区的两条地震剖面，利用平衡剖面技术恢复出了这两条剖面在各个沉积历史时期的厚始沉积剖面，将桩海地区中生代以来的构造演化历史分为四阶段：三叠纪到侏罗纪中期的印支运动褶皱发育期、晚侏罗纪到白垩纪燕山运动断陷和挤压发育期、早第三纪断陷发育期、第四纪坳陷期。 刘学峰等（2004）以平衡剖面理论为指导，利用平衡剖面反演技术，研究了松辽盆地北部深层代表性剖面的构造发育史。
准噶尔盆地的类型和构造演化
收稿日期:20000507;修订日期:20000911 作者简介:蔡忠贤(1963— ),男,博士,副教授,矿产资源普查与勘探专业,现在石油大学博士后站工作。①中国科学院兰州地质研究所1准噶尔盆地构造特征及形成演化[R]119851 准噶尔盆地的类型和构造演化 蔡忠贤1,陈发景2,贾振远2 (11石油大学盆地与油藏研究中心,北京102200;21中国地质大学,北京100083) 摘 要:准噶尔盆地的早二叠世属于裂谷还是前陆盆地,存在意见分歧;晚二叠世—老第三纪 盆地的性质也不确定。文中通过对盆地构造几何学、沉降史、热史及火山岩的综合分析研究,对 盆地类型和构造演化获得了一些新的认识:(1)准噶尔盆地在早二叠世为裂谷,晚二叠世为热冷 却伸展坳陷,三叠纪—老第三纪为克拉通内盆地,新第三纪至今,由于印度板块与亚洲大陆碰撞 才形成陆内前陆盆地。(2)对石炭纪—早二叠世的岩浆活动结合区域构造资料的研究表明,准 噶尔地区古生代的板块运动和造山作用具软碰撞特点,早二叠世的裂谷盆地是在软碰撞背景下 造山带伸展塌陷的产物。(3)地幔热对流作用可能是软碰撞造山后伸展塌陷的主要深部动力学机制。 关键词:准噶尔盆地;裂谷;热冷却坳陷;克拉通盆地;软碰撞;伸展塌陷 中图分类号:P544+14; 文献标识码:A 文章编号:10052321(2000)04043110 0 引言 准噶尔盆地是新疆北部自二叠纪以来形成的大型陆内叠合盆地,目前是我国含油气前景最有希望的地区。尽管20世纪80年代以来开展了大量的地球物理和地质研究工作,但由于盆地遭受改造,在盆地类型和成因方面仍存在着诸多的分歧。中国科学院地学部①将盆地构造演化划分为4个阶段,即早二叠世断陷,晚二叠世拗陷,三叠纪—第三纪断拗和第四纪上升阶段。吴庆福[1]认为二叠纪为裂陷,三叠纪—老第三纪为拗陷,新第三纪以后为收缩上隆阶段。尤绮妹[2]的划分是:石炭纪—三叠纪为裂谷阶段,侏罗纪为中央隆升阶段,白垩纪以后为山前拗陷阶段。赵白[3]的划分是二叠纪为断陷、拗陷阶段,三叠纪为断拗阶段,侏罗纪—老第三纪为拗陷阶段,新第三纪以后为萎缩上隆阶段。肖序常[4]则认为晚石炭世—早二叠世为海相前陆盆地。杨文孝[5]也将早二叠世划为海相前陆,晚二叠世和新第三纪—第四纪划为陆相前陆,之间三叠纪—老第三纪划为振荡型陆相盆地。上述划分意见中归纳起来主要的分歧在于对盆地早二叠世的性质是张性还是压性的认识以及晚二叠纪—老第三纪拗陷盆地的性质。近来,这种分歧不仅未缩小,反而扩大。孙肇才[6]主张应该放弃早期盆地是塌陷或张性的认识,将准噶尔看作是一个在石炭纪—二叠纪前陆基础上,经过 —134—第7卷第4期 2000年10月地学前缘(中国地质大学,北京)Earth Science Frontiers (China University of G eosciences ,Beijing )Vol 17No.4Oct 12000
总结沉积环境的识别标志
总结沉积环境与沉积相的指示标志 资勘111 宋杰 摘要：判别沉积环境涉及很多反面的知识。沉积环境分析是对具指示环境的成因标志进行综合分析，然后与沉积模式进行比较，从 而恢复古代沉积环境的方法。成因标志是指具有成因意义、能 反映其形成条件的各种特征。概括起来为物理、化学和生物的 3个方面标志。 关键词：沉积环境沉积构造地球化学标志生物标志 正文：沉积构造是相判别最重要的依据，也是最直接的证据，因此，沉积环境分析中特别强调沉积构造的观察与描述。此外沉积环境的判别标志还包括地球化学标志、生物标志和粒度标志等。 一、沉积构造标志 根据其形成时间划分为：原生沉积构造与次生沉积构造。 原生沉积构造：沉积物沉积时、沉积后不久、固结前形成的构造。能反映沉积时的沉积介质类型和能量条件。是判别沉积相（沉积环境）的重要标志。 次生沉积构造：在沉积物压实或成岩过程中生成的沉积构造，它反映成岩环境。 根据沉积构造的成因性质可分为三类: 1、物理成因的沉积构造 2、化学成因的沉积构造 3、生物成因的沉积构造
物理成因的沉积构造：在流体流动、重力等物理因素作用下而产生的沉积构造（原生）。其包括：层面构造（波痕、细流痕剥离线理、冲刷痕等）、层理构造（水平层理、平行层理、交错层理、递变层理、均匀层理、复合层理等）、准同生变形构造、暴露构造等。 化学成因的沉积构造：由结晶、溶解、沉淀等化学作用形成的沉积构造，其中，大多数是在沉积物压实和成岩过程中生成的, 属于次生沉积构造。其包括：结晶构造（鸟眼构造、示顶构造、晶痕）、压溶构造（缝合线构造）、增生与交代构造（结合构造、葡萄状构造）生物成因的沉积构造：生物活动或生长而形成的构造（原生）。其包括：生物遗迹构造与生物生长构造等。 二、物理化学标志 沉积地球化学在古环境分析中的应用主要包括元素地球化学和 稳定同位素地球化学两个方面。 三、生物标志 生物化石不仅可以用来鉴定地层的地质年代，而且是进行沉积环境分析的重要标志.。根据对现代沉积环境中生物的观察，生物群的分布及其生态特点严格受环境控制，在一定的沉积环境内均有与之相对应的特殊生物组合。因此，利用地层中的生物化石的组合面貌和生态特特征可以分析其环境的盐度、古水深、底层性质和海水浊度等。 四、粒度标志 沉积物的颗粒大小称为粒度。粒度分布特征可以反映沉积介质的流体力学性质和能量，故是判断沉积环境的水动力条件的重要物理标
中国湖泊沉积与环境演变研究的新进展
35 Luo Z W,Thom ps on R,W oolliams J A.A population genetics m odel of marker2assisted selection.G enetics,1997,146:1173～1183 36 Hill W G,R oberts on A.Linkage disequilibrium in finite populations.Theor Appl G enet,1968,38:226～231 37 K imura M.Ev olutionary rate at the m olecular level.Nature,1968,217:624～626 38 G illespie J H.The Causes of M olecular Ev olution.New Y ork:Ox ford University Press,1991 39 Freimer N B.Expanding on population studies.Nature G enetics,1997,17:371～373 (1998210228收稿)中国湖泊沉积与环境演变研究的新进展 王苏民 张振克 (中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊沉积与环境开放实验室,南京210008) 摘要 综合分析了80年代后期以来中国湖泊沉积与环境演变研究的新进展,着重对湖泊沉积记录与亚洲古季风变迁、青藏高原隆升的湖泊沉积记录、高分辨率湖泊钻探研究、盐湖沉积与环境演变、人与自然相互作用的湖泊响应、现代湖泊生物地球化学作用等方面进行了扼要综述,指出今后中国湖泊沉积与环境演变研究的主要内容,包括湖泊沉积环境指标与气候要素关系的定量研究、高分辨率环境演化时间序列与空间分异规律、现代湖泊沉积动态过程与环境、中国第四纪湖泊数据库与全球变化研究. 关键词 湖泊沉积 环境演变 新进展 中国 1986年国际科学联合理事会(ICS U)组织实施的以全球环境变化研究为核心的国际地圈生物圈计划(IG BP),在重视现代全球变化过程研究的同时,亦强调对过去全球变化(PAGES)的研究.IG BP的目标是增强对未来几十年至百年全球变化的预测能力,为国家和全球的资源管理和环境战略决策服务. 湖泊沉积记录的环境演变研究是PAGES的重要研究领域之一,我国湖泊沉积与环境研究在80年代中期以前主要是围绕石油、煤炭、盐湖盐矿资源的勘探与开发,对中、新生代盆地的古湖泊沉积与环境进行较深入的研究[1].80年代后期以来由国家科委、国家自然科学基金委、中国科学院、各部委资助的有关研究项目组成了我国全球变化研究计划的核心[2],其中利用湖泊沉积进行环境演变研究已成为十分活跃的领域,有力地推动了中国PAGES研究的发展.本文就80年代后期以来中国湖泊沉积与环境演变领域的进展与展望提出雏议. 1 湖泊沉积与环境研究的新进展 1.1 研究范围扩大、内容丰富、成果显著 我国自然环境的区域差异显著,不同区域的湖泊沉积与环境演变过程存在较大差异.80年代后期以来湖泊沉积与环境演变研究的专著和论文涉及的研究范围扩大,内容日益丰富,成果显著,其中主要有青藏高原盆地(古湖泊)、湖泊和盐湖[3～34]、新疆干旱区湖泊和盐湖[35～44]、内蒙古高原湖泊和盐湖[45～56]、中国东部平原湖泊[57～75]、云贵高原湖泊[76～83]和台湾高山湖泊[84,85].借鉴国际湖泊沉积环境研究,采用多环境指标从不同的角度对湖泊环境进行综合判识,研究水平不断提高.对与湖泊沉积相关的现代湖泊资源开发与环境也进行了较深入的研究,对合理开发利用湖泊资源和解决中国当前日益严重的湖泊富营养化、水污染等环境问题进 975
构造演化
溱潼凹陷构造演化与成藏过程 1 区域概况 苏北盆地是苏北-南黄海盆地的陆上部分,位于江苏省长江以北地区，面积32800km2。盆地西邻郯庐断裂,北接扬子地块与华北地块缝合带，南依扬子褶皱系，其形成和演化直接受郯庐断裂的控制，与望江、潜山、无为、沭阳等盆地同期发育于白垩纪－第三纪，并以同向走向（北东），右行雁行排列，为同一应力场控制的盆地群。苏北盆地西南窄（约80km），东北宽（约120km），盆地轴线与郯庐断裂呈30o交角，其构造发育与郯庐断裂的右行活动密切相关，经历了中、新生代二期裂陷旋回和坳陷的演化过程，属中、新生代形成的中国东南部陆地上最大的近海复合含油气盆地（图1）。 图1 苏北盆地构造位置图 Ⅰ－苏北盆地Ⅰ1－东台坳陷Ⅰ2－建湖隆起Ⅰ3－盐阜坳陷Ⅰ4－滨海隆起Ⅱ－望江盆地Ⅲ－潜山盆地Ⅳ－无为盆地Ⅴ－沭阳盆地Ⅵ－南陵盆地Ⅶ－宜城盆地Ⅷ－南渡盆地Ⅸ－常州盆地
苏北盆地是前震旦陆壳和扬子古地台双层基底上发展起来的中新生代断坳复合盆地，盆地的构造格架明显受到郯庐断裂、鲁苏隆起、苏南隆起三个区域构造单元的影响，其中郯庐断裂的右行走滑对苏北盆地的“多凸多凹”的网状构造格局的形成和凹陷的沉积充填演化具主控作用（周荔青等，2006）。大量地震测线已揭示了北东向断裂是盆缘和盆内坳陷区与隆起区的主要分界断裂，也是形成单断坳陷和单断凹陷的主断裂，这些断裂延伸长度一般大于50km，长者可达200km；断距多在1000m以上，小者也有600m，最大可达4000m，普遍具走滑-伸展和同生生长性质。近东西向的“一隆二坳”由北向南分别为盐阜坳陷、建湖隆起、东台坳陷，两坳陷又由八个凹陷与十个凸起、低凸起构成。盆地内二、三、四级断裂极为发育，两组断裂呈近东西向及北东－北东东向，形成南北、东西分块。受基底起伏影响，盆地内发育北北西向构造高带，又起到东西分带作用。 因此，苏北新生界盆地具有构造分割性强的特点，单个凹陷面积900－5000km2，并均可划分出断阶带、深凹带、内斜坡带、枢纽带、外斜坡带和低凸起带构造单元。同时每个凹陷一般又被3～5个次级洼陷间北北西向高带或低凸起分割为4－6个洼陷(图2)。 图2 苏北盆地构造格架图
鄂尔多斯盆地的沉积演化
鄂尔多斯盆地的沉积演化 盆地沉积演化阶段： 第一阶段：上三叠系延安组。潮湿型淡水湖泊三角洲沉积阶段 晚三叠世的印之运动，盆地开始发育，基地稳定下沉，接受了800-1400m的 内陆湖泊三角洲沉积，形成了盆地中主要的生油岩和储集层。 第二阶段：下侏罗系富县组、延安组。湿暖型湖沼河流相煤系地层沉积阶段延安统沉积后，三叠纪末期的晚印之运动使盆地整体抬升，延长组顶遭受 不同程度的风化剥蚀形成了高差达300m的高地和沟谷交织的波状丘陵地形。细 划出了一幅沟谷纵横，丘陵起伏，阶地层叠的古地貌景观。三叠系延长组与上覆 侏罗系富县组地层之间存在一个不稳定的平行不整合面。 因盆地的西南部抬升幅度较其他地区大，使陇东地区延长统遭受了强烈的 风化剥蚀。所以陇东的测井剖面上普遍缺失长１、长２地层，个别井长３甚至长 ４＋５顶都不复存在。 到侏罗纪延长统顶侵蚀完成，盆地再度整体下沉，在此基础上开始了早侏罗世湿暖型湖沼河流相煤系地层沉积。 在延长统顶部的风化剥蚀面上，侏罗纪早期富县、延10期厚0—250米的河流相粗碎屑砂、砾岩，以填平补齐的方式沉积，地层超覆于古残丘周围。延10期末，侵蚀面基本填平，盆地逐渐准平原化，气候转向温暖潮湿，从而雨量充沛，植被茂盛，出现了广阔的湖沼环境，沉积了延9～延4+5厚度250～300ｍ的煤系地层。经差异压实作用形成了与延长顶古残丘，古潜山基本一致具继承性的披盖差异压实构造，成为中生界的主要储集层及次要生油层。 第三阶段：中侏罗系直罗组、安定组，干旱型河流浅湖地层沉积阶段 延安期末的燕山运动第一幕，盆地又一度上升造成侵蚀，使盆地中部的大部分地区缺失了延１～延３地层，延安组（延４＋５）与上覆的直罗层之间存在一平行不整合面。 中侏罗世盆地第三次下沉，沉积了干旱（氧化）气候条件下的直罗组大套红色河流相砂岩，进而又沉积了上部安定组浅湖相杂色泥灰岩，之后盆地又再度
盆地类型
一、前陆盆地：波斯湾盆地 1、概念：位于褶皱山系和毗邻克拉通之间的沉积盆地 2、构造特征：形成于挤压环境中，结构不对称，靠近造山带一侧较陡；在其演化过程中遭受变形作用强烈；盆地近克拉通一侧较宽缓，与地台层序逐渐合并，由造山带向克拉通方向，前陆盆地可划分为三部分：①褶皱–冲断带；②深凹（拗）带；③稳定前陆斜坡和前缘隆起。 一般存在一套或几套由细变粗的反旋回沉积，沉降中心、沉积中心和边缘尖灭线不断向克拉通方向迁移。 3、石油地质条件： ①具有两类烃源岩系：为被动的大陆边缘沉积型和前陆拗陷型，岩石类型主要为海相碳酸盐岩、页岩和陆相泥页岩。成熟的生油中心总是靠近深拗带一侧，所生成的油气沿断层、不整合面或渗透储集层向上或向克拉通一侧进行运移。 ②储集岩有两大体系：下部以台地相的碳酸盐岩为主体 上部以陆相的碎屑岩为主体 ③易于形成油气藏的圈闭类型以背斜构造圈闭、断层圈闭和地层圈闭为主。 4、油气藏分布模式： 油气分布主要受圈闭展布特点的控制： ①在靠近冲断带一侧或冲断带内，主要是背斜和断层圈闭油气藏； ②在靠近克拉通一侧的前缘斜坡带主要分布砂岩体上倾尖灭或地层超覆油气藏以及与张性或张扭性断层有关的断块油气藏； ③在前缘斜坡带也存在因基底冲断作用形成的基底卷入型厚皮构造圈闭。在平面上，前陆盆地内的油气围绕生油中心呈条带状盆地于平行造山带的构造带上。 由于造山带活动以及冲断不断挤压，盆地内油气藏会受构造运行而不断调整、改造和再分布，因此，前陆盆地都是油气藏遭破坏比较严重的一类盆地。
二、裂谷盆地 1、概念：因大型岩石圈拉张破裂而形成的长型断陷或拗陷，具有陡而长、两壁平行的沉降谷 2、构造特征：裂谷是张性作用的结果，构造形态多种多样，有断槽状、锯齿状、雁裂状、三叉状等。我国东部中、新生代裂谷盆地的构造演化阶段大体可划分为：①裂谷前期；②裂谷断陷期；③裂谷拗陷期。不同阶段的石油地质特征差异较大。 3、石油地质条件： 1、油气生成特点：在世界主要裂谷盆地中，从寒武系至下第三系都有烃源岩分布，岩性以泥岩、页岩、碳酸盐岩为主，含有大量水生生物为主的有机物质。烃源岩主要形成于拗陷期，具有厚度大、分布广、有机质丰度高、类型多的特点，地热较高，故有机质演化成烃条件优越。 2、储集条件：拗陷型裂谷，由于沉积环境稳定，储集层发育、规模大、横向稳定、成熟度高。断陷盆地，储层发育规模小、横向变化大、储集层成因类型多。 3、盖层条件：岩石类型以泥岩、页岩、盐岩、石膏和裂缝不发育的致密碳酸盐岩为主；区域性盖层宏观上控制了盆地内的油气运聚和分布，直接盖层直接影响着油气藏内油气的聚集。 4、运移特点：油气以垂向运移为主，具有多期运聚、重新分配、多期成藏以及一源多藏的特点。 5、油气藏类型：油气藏类型多，以背斜、断块、岩性、地层不整合以及地层超覆油气藏为主。 4、油气藏分布模式： ①拗陷型裂谷盆地中部一般发育与基底活动有关的背斜油气藏、断块油气藏。 ②断陷盆地陡坡带则主要发育滚动背斜油气藏、断块油气藏、地层超覆油气藏，在洼陷带岩性油气藏发育，缓坡带则以岩性上倾尖灭油气藏、地层不整合油气藏、地层超覆油气藏为主。
右江盆地构造演化史与锰矿找矿方向
右江盆地构造演化史与锰矿找矿方向 发表时间：2017-03-16T15:56:37.523Z 来源：《科技中国》2017年1期作者：段庆林 [导读] 右江盆地从早泥盆世至晚三叠世经历了从被动边缘裂谷盆地到弧后盆地的转换过程。 中国冶金地质总局广西地质勘查院广西南宁 530000 摘要：右江盆地从早泥盆世至晚三叠世经历了从被动边缘裂谷盆地到弧后盆地的转换过程。 关键词：右江盆地；被动边缘裂谷盆地；弧后盆地；海底喷流 第一节区域地质背景与成矿关系 所谓右江再生地槽也就是右江盆地，盆地的沉积特征火山作用和沉降特点表明盆地的发展经历了两个性质不同的构造演化阶段，这种发展和变化主要是在特提斯构造域和滨太平洋构造域的复合影响下发生的。右江盆地西南邻哀牢山—红河断裂带，它是印支板块和华南板块的结合带，在海西—印支期它具有洋盆的特点，属古特提斯洋的一部分，从早泥盆世开始哀牢山洋盆开始打开，导致右江地区若干与结合带平行的NW向拉伸盆地的出现，如广南—那坡盆地、百色—隆林盆地。它们的沉积作用及火山活动具有被动边缘裂谷的特征，东吴运动以后，哀牢山洋盆开始向华南板块俯冲消减。哀牢山一带存在大量的洋岛型玄武岩，以及若干铁镁质、超铁镁质岩体，洋岛火山岩是异地的，原形成于洋盆之中，是洋壳消减时被刮下来仰冲到大陆边缘之上。表明这个地区古洋盆的存在，同时说明哀牢山—红河断裂带，它是印支板块和华南板块的结合带是无疑的。在那坡-富宁公路里程碑下的115km桥下的普听河谷内出露安山—玄武岩系，据吴根要等，普听河谷内出露的安山—玄武岩及那坡西南鱼塘—那塘的火山岩岩石学化学特征落在岛弧火山岩系，岛弧火山岩相对而言是原地的。这说明广南—那坡盆地西南从中二叠世至晚三叠世为岛弧所在地。从中二叠世，哀牢山洋盆开始向华南板块俯冲消减，由于俯冲挤压的结果，早期出现垂直俯冲带的沿开远断裂出现的NE向裂谷，伴随着大量的玄武岩溢流作用和火山碎屑浊积岩系。随着挤压作用的加强和热扩散后的收缩作用，从中三叠世开始，在前期裂谷盆地的基础上出现了强烈的弧后扩张作用，沉积了巨厚的陆缘碎屑浊积岩系，形成所谓的右江再生地槽。晚三叠世哀牢山洋盆关闭，右江盆地由东西逐渐消失，结束了长达200Ma的发展历史。右江盆地的构造演化史控制了盆地地层、岩浆岩的特征及锰多金属矿产的分布。那坡—广南、百色—隆林盆地从早泥盆世至晚三叠世经历了从被动边缘裂谷盆地到弧后盆地的转换过程。海西期由于哀牢山洋盆开裂及华南板块的由南往北的漂移，整个右江盆地处于NE—SW的拉张状态，形成著名的那坡—广南、百色—隆林、河池—罗甸等次级盆地，使整个盆地造成在沉积特点上有明显区别的深水台盆区和浅水台地区相间分布的古地理面貌。在晚泥盆世各深水盆地的水位达到最深，为最大海泛期，盆内水柱深度最大，陆源物几乎停止向盆内搬运。在这间隔期深水盆地的饥饿沉积，这种饥饿沉积称为凝缩层，锰及其伴生地质体常常以凝缩层的形式出现。据相关资料，大洋锰结核生长速度为1—5mm/ka，火山热水成因的锰结核形成速度大约为1—50mm/ka。这表明低速率沉积共生组合锰及其伴生沉积地质体常常产于海平面变换周期特定的时期之中。因此晚泥盆世至早石炭世在右江盆地为重要的成锰时期，从中二叠世开始，哀牢山洋盆开始向华南板块俯冲，由于强烈的弧后扩张作用，整个右江盆地又经历了一次明显的沉降过程，这种沉降过程在晚三叠世达到最大，因此晚三叠世又是右江盆地一次重要的成锰期，右江盆地的大中型锰矿都分布在那坡—广南、百色—隆林、河池—罗甸几个次级盆地中，如大新锰矿、龙邦锰矿、那敏锰矿、下雷锰矿、湖润锰矿、东平锰矿、土湖锰矿等，本次那坡—广南次级盆地的西南缘，属于盆地边缘及岛弧环境，和盆地中心深水、低能、滞流、还原的环境不同，原生锰矿的富集条件较盆地中心差，较难形成优质的富锰矿，因此在广南—那坡断裂西南边，从早泥盆世到中三叠世不具备形成原生沉积优质富锰矿矿胚层的条件，中三叠世从麻栗坡荒田到广南—那坡断裂之间属于岛弧构造环境，中三叠世岛弧区的中基性火山岩喷发达到最大规模，岩浆喷发后伴随的海底喷流喷气带来的深源锰质经热水喷流沉积作用形成了原生的锰矿矿胚层，所以中三叠统法郎组为滇东南锰矿最有利的赋存层位。 第二节区域含锰岩系 1、下泥盆统芭蕉菁组及其矿“胚”层 含锰岩系主要分布在广南董堡、平邑一带，含锰岩系为泥盆世早期海侵形成的浅海陆棚凹槽相硅质、泥质碳酸盐岩建造。下部岩性为紫红色泥岩夹泥灰岩，中部岩性由一套硅质岩、泥质硅质岩、灰岩组成，上部为紫红色、褐黄色泥岩夹泥质粉砂岩。 矿“胚”层为含锰硅质岩，主要是接受陆源锰质、局部为深源锰质所沉积形成的。矿“胚”层呈单层赋存于含锰岩系中部硅质岩中，厚0.59m。含锰硅质岩在地表可氧化富集成氧化锰矿，其主要化学组份为：Mn27.82%、TFe6.05%、P0.428%、SiO233.96%。 2、上泥盆统榴江组及其矿“胚”层 含锰岩系主要分布于那坡、下雷、湖润、土湖、扣来一带。为浅海盆地相碳酸盐硅质岩建造，岩性较稳定，岩性组分为硅质岩、硅质灰岩。含锰岩系颜色较深，多为深灰-灰黑色，微粒、泥晶结构，水平层理发育，反映了含锰岩系形成时的深水、低能、浅海还原环境。在这种深水、低能、浅海还原环境锰质局部富集，可形成多层矿“胚”层。 3、上泥盆统五指山组及其矿“胚”层 为区域的重要含锰岩系，广泛分布于大新-下雷-靖西-那坡-富宁-岜岭一带，含锰建造主要分布深水台沟带，由具有远火山热水沉积特征的硅质岩、硅质泥岩及硅质灰岩和具重力流成因的“扁豆状”、“角砾状”灰岩组成，为浅海盆地或台沟相硅质、泥质碳酸盐岩建造。矿“胚”层同期沉积直接形成锰矿层，由2-3层碳酸锰矿或碳酸锰-硅酸锰矿层组成，锰矿层呈层状与围岩产状一致产出，层位稳定，矿石有微晶结构、显微鳞片泥质结构及胶状结构造，构造有微粒、豆状、鲕状、结核构造，显示形成时的深水、低能、浅海还原环境。 另据下雷锰矿碳氧同位素资料， “下雷式”锰矿锰质来源于海底热水，矿层是由深源锰质由海底热液沿同生断裂溢出海底，在盆地中直接沉积形成碳酸锰矿。 4、下石炭统大塘阶及其矿“胚”层 主要分布于广西天等县、德保县、靖西县及北部巴马、龙川、田东义圩一带，为浅海陆棚凹槽相硅质、泥质碳酸盐岩建造。主要岩性为深灰色硅质岩、硅质页岩、含燧石结核灰岩，与下伏上泥盆硅质岩相地层有一定的继承性，厚数十米至500米不等。 典型矿“胚”层为“宁干”式矿“胚”层，为多层含锰硅质岩（5m）夹于硅质岩中，风化后形成氧化锰矿。 5、下三叠统北泗组及其矿“胚”层 为近碳酸盐台地的浅海盆地相碳酸盐岩建造，主要分布于广西德保、田东、天等三县交界部位。含锰岩系由灰岩、泥灰岩、含锰灰岩