區域地質背景包括哪些內容

❶ 區域地質背景及石油地質特徵

一、Muglad盆地

Muglad盆地位於非洲板塊中部及蘇丹南部(圖2－1)，面積大約為15×10⁴km²，是蘇丹最大的含油氣盆地。它是在穩定的前寒武系基底上發育起來的、在中非剪切帶的右旋剪切應力場背景下拉張形成的中、新生界裂谷盆地。該盆地在西北方向終止於中非剪切帶(CASZ)。盆地總體演化特徵既具有張性裂陷盆地的充填特點，又表現出受平移剪切斷裂的控製作用。根據基底結構、區域斷裂的展布、地層厚度及展布把Muglad盆地劃分為4個坳陷帶(圖2－2)。坳(凹)陷帶與隆起相間排列，具有東西分帶的特點;同時在坳陷帶與隆起內部又可以細分出次級構造單元。主要發育兩組正斷層，一組為NW—SE向，另一組為NNW—SSE向，綜合分析認為，NNW向斷裂發育較早，為白堊紀形成的，而NW向斷裂則為古近紀形成的。

Muglad盆地自下而上依次發育下白堊統Abu Gabra組、Bentiu組，上白堊統Darfur群、Amal組，古近系Nayil組、Tendi組及新近系和第四系的Adok組、Zeraf組，組成一套陸源碎屑沉積(圖2－3)。盆地內最大厚度可達15000m，以白堊系為主，新生界較薄。盆地內存在兩個大的區域性角度不整合和兩個平行不整合:下白堊統AbuGabra組與Bentiu組之間區域性角度不整合，古近系與新近系之間區域性角度不整合，Bentiu組與Darfur群之間的平行不整合及古近系－新近系和上白堊統Amal組之間的平行不整合。

包括基底在內的每套地層特徵如下:

在Muglad盆地東北和西南的露頭區主要為前寒武紀片岩、片麻岩，寒武紀花崗岩、結晶花崗岩及花崗閃長岩和橄欖斑晶玄武岩，盆地北部剪切帶一側則主要出露白堊紀砂岩(Tagabo組)和古近紀－新近紀玄武岩火山殘丘。盆地內也有多口井鑽達基底，岩性主要為花崗岩和花崗閃長岩質片麻岩，屬前寒武紀和寒武紀侵入岩及變質岩、片麻岩，基底與上覆地層呈高角度不整合接觸。

下白堊統Abu Gabra組以砂泥互層為主，具有明顯的三分性:下部為一套中－粗粒、灰白色的碎屑岩夾紅棕色、灰棕色和灰色泥岩，形成於氧化－弱還原環境，代表了湖盆發育初期的沉積特徵。中部主要為淺－深灰色、淺－深棕色泥岩夾灰白色砂岩，在盆地較深部位頁岩十分發育，是湖盆發育的裂陷期產物，屬還原環境，是本區最主要的生油岩系。上部岩性變粗，砂岩較發育，為灰白色的砂岩、粉砂岩與灰色泥岩互層，局部為厚層砂岩夾薄層泥岩，頂部還偶見煤線，屬還原－弱氧化環境，與上覆地層呈不整合接觸。Bentiu組為厚層砂岩夾薄層粉砂岩，以砂岩為主夾灰綠色、灰色和褐色泥岩。砂岩粒度變化大，從極粗到極細，局部含礫，為氧化環境下的河流相沉積。

圖2－6 Melut盆地成藏組合

Melut盆地上白堊統地層的砂/地比較高(47%～83%)，缺乏區域分布的蓋層，深層生成的油氣能夠通過該套砂岩和深切至此的正斷層作垂向和橫向運移，為大量油氣向淺層運移聚集提供了良好通道，形成了跨時代聚集的油氣成藏模式;另一方面，斷層為油氣聚集成藏提供了封閉條件，Adar組在斷層下降盤下掉，與上升盤的Yabus和Samma組地層形成斷層兩側的砂泥岩對接關系，側向上封閉運移來的油氣，形成斷背斜、斷鼻和斷塊型油氣藏。因此，斷層在油氣成藏過程中又起到了封閉作用，為油氣富集提供了場所。

根據Melut盆地的構造、沉積及石油地質特徵，認為古近系裂谷期層序是油氣聚集的最有利層系;背斜構造是油氣聚集的主要圈閉類型，其次是反向斷塊，緩坡是大型三角洲發育的場所，也是油氣優勢聚集的場所，基底斷層和調節斷層控制了油氣的聚集。陡邊界斷層一般使得烴源岩楔狀體整體向緩坡抬升，生成的油氣90%以上運移和聚集到緩坡。構造調節帶砂體發育，是有利的油氣富集場所，古隆起、橫向構造依附於凹陷邊界斷層兩側，橫向逐漸潛入凹陷，形成了一系列近東西向展布的圈閉群。它們距生油凹陷最近，圈閉形態好，利於油氣聚集保存。尤其是這些古隆起、橫斷層形成的背斜翼部反向斷層對局部油藏的形成有較好的控製作用。

❷ 區域地質概況

一、區域地層

該區位於河北平原北部，新生代地層十分發育，但由於受基底構造制約和構造運動影響，地層厚度和岩性岩相變化較大。由新而老共有第四系堆積物和新、老第三系地層。

1.第四系（Q）

根據《廊坊地區南部農田供水水文地質勘探報告》本區第四紀地層厚度為510m，其地層岩性由老而新依次為：

（1）全新統（Q₄）：厚度約26m，岩性多以灰、灰綠、黑灰和黃灰色亞砂土、亞粘土為主，其次為粘土，砂層只在局部出現，且多以粉細砂為主，厚薄不均並多含粉土。

（2）上更新統歐庄組（Q₃o）：底板埋深148m，厚度122m，下部岩性以灰黃、黃灰或灰、黃綠灰色亞砂土、亞粘土為主，砂層為中砂、粉細砂層，含鈣質結核；上部岩性以灰黃、黃灰色亞砂土、亞粘土為主，砂層為細砂、粉細砂層，含鈣質結核。

（3）中更新統楊柳青組（Q₂y）：底板埋深354m，厚度206m，下段厚度為96m，地層岩性主要以灰黃、黃灰夾銹斑和灰棕黃色的亞粘土為主，砂層為中砂、細砂層；上段厚度約110m,以黃灰、灰綠、灰棕黃色夾銹斑的亞砂土、亞粘土為主。砂層為中砂、細砂層，含鈣鐵質結核。

（4）下更新統固安組（Q₁g）：底板埋深510m，厚度156m，由沖積物組成，下部以棕紅色夾有鐵銹黃、錳黑、鈣白等斑紋構成雜色粘土為主，夾有中砂、細砂層；上部以紅棕色、灰褐色亞粘土、粘土夾中、細砂為主，含鈣核。

2.新第三系地層（N）

區內埋深在500～600m以下，為一套沖、洪積相沉積，主要由礫砂岩、泥岩、泥質粉砂岩組成，底部普遍存在底礫岩層。是礦泉水和地下熱水的主要產出層位，底板埋深800～1500m。

3.老第三系地層（E）

在本區埋深在800～1500m之下，為一套河流、湖泊相沉積，主要由砂岩、粉砂岩、泥岩組成，夾灰質頁岩和少許玄武岩薄層。是本區主要的儲油、氣地層。底板埋深1480～3300m。

二、區域地質構造

廊坊市城市規劃區位於中朝准地台（Ⅰ級構造單元）華北斷拗（Ⅱ級構造單元）東部，隸屬於冀中台陷（Ⅲ級構造單元）廊坊—固安凹陷（Ⅳ級構造單元）之上。其北側與北北東向大廠凹陷相鄰；南東與武清—霸州凹陷相接；南臨牛鎮凸起；西北面為大興凸起。

本區斷裂構造發育，活動斷裂強烈，特別是第三紀以來的活動性斷裂及隱伏斷裂，是誘發本區地震的直接因素。4條較大活動性斷裂分別是桐柏斷裂、夏墊斷裂、河西斷裂和大王務斷裂。主要特徵見第二章。

三、地質災害概況

廊坊市城市規劃區屬平原區，主要地質災害有突發性地質災害和緩變性地質災害。突發性地質災害有地震、地裂縫等；緩變性地質災害有地面沉降、地下水污染等。

根據《河北省（包括天津市、北京市）地震地質初步研究》報告資料，廊坊地區（包括天津市）為全省六個地震活動較強地區之一，雄縣—安次地震地質背景帶上存在6級以上地震危險。

據歷史資料記載，廊坊市自公元294～1993年底，全市范圍內就發生了100餘次地震，其中4級以上的地震49次，6級以上的地震3次，震源深度5～39km，其中8～25km的深度分布較集中。1994～1999年，該區域共發生地震79次，是多震區域。

根據河北省水資源局有關報告提供，廊坊市自20世紀40～70年代以來地面緩慢下沉，80年代後期以均加速度下沉。1981～1983年年均沉降21.51mm,1983～1988年年均沉降量為24.05mm,1988～1998年年均沉降量為30.47mm，至1998年沉降中心累計沉降量已達548.23mm，沉降范圍逐漸擴大。

廊坊規劃區尚未發現地裂縫。

❸ 區域農業地質背景的主要內容包括哪些

熱量 日照 水源/灌溉條件 地形 土壤 市場

❹ 　區域環境地質背景

4.1.1氣象特徵

黃河三角洲地區屬暖溫帶季風氣候區，具大陸性氣候特點，四季分明。春季回暖快，降水少；夏季氣溫高，天氣濕熱，降水集中；秋季氣溫急降，雨量驟減，旱多於澇；冬季乾冷，雨雪少。

區內1956～1998年平均降水量537.3mm（見表4-1），降水量在時空分布上極不均勻。在地域上，從南向北遞減。在時間上，年內主要集中在汛期，特別是7、8月；年際變化大，豐、枯水期交替出現，最大年降水量為最小年降水量的2.88倍；年均水面蒸發強度1194.2mm，夏、春季較大，佔全年的70%；蒸降比2.2:1。

表4-1東營市各區縣不同保證率降水量表單位：mm

4.1.2地層與岩性

油氣聚集區位於華北地台區濟陽坳陷的東北部，是中、新生代的一個沉降區，沉降幅度達1.2萬m，中生代以前的地層及構造為數千米的新生界所覆蓋。

華北坳陷的結晶基底為太古界變質岩類，下古生界寒武、奧陶系為一套以碳酸鹽為主的海相沉積；中生界侏羅、白堊系為一套巨厚的碎屑岩、火山岩系；新生界為濱海湖相—河流相沉積，沉積厚度達7000m。第三系是一套巨厚的含油、鹽泥沙岩建造，劃分為下第三系和上第三系。下第三系由老到新分為孔店組、沙河街組和東營組，其中沙河街組是勝利油田的高產油層；上第三系自下而上分為館陶組和明化鎮組，厚達千米。第四系平原組，厚200～400m，覆蓋於明化鎮組之上。

下更新統（Q₁）：厚85～175m，埋深250～400m。以粉質粘土為主，夾粉土及粉細砂、細砂，顏色多為棕黃、棕紅、灰綠等色，結構緻密，壓裂面發育，富含鈣質結核。

中更新統（Q₂）：厚65～102m，埋深90～200m，全區有兩次海侵。以粉質粘土為主，夾粉土、粉砂及粉細砂，顏色多為灰黃、棕黃色，含鈣質結核，少見壓裂面。

上更新統（Q₃）：厚40～50m，層底埋深80～100m，區內有兩次海侵。岩性以粉質粘土為主，夾粉土、粉細砂，顏色多為灰黃、土黃色，夾淤泥質薄層。

全新統（Q₄）：厚10～32m，區內有一次海侵。上部為土黃、灰黃色粉土，粉質粘土；中部多為灰黑色淤泥質土或淤泥；下部以粉細砂為主。結構鬆散，含鈣質結核，具鐵質浸染。

4.1.3構造與地震

地質構造的基本形式為中新生代以來周邊被深斷裂圍限的負向地質構造單元。在平原內部受若干基底斷裂、深斷裂的分割，這些大型基底斷裂嚴格控制著次級（Ⅲ）構造單元的分布和排列形式，呈現北東方向張開，南西方向收斂，具旋鈕構造的特點。中生代末至早第三紀初次級構造單元的隆起、坳陷內部又被次級斷裂分成凸起、凹陷更小的Ⅳ級構造單元。晚期北西向斷裂活動，使它們普遍遭受改造。區內基底構造及地震烈度見圖4-1，區內構造單元見表4-2。

區內斷裂以北東、北東東向為主，次為北北西及北西向。各斷裂徑跡測量均具活動顯示，其主要斷裂自北而南有：

（1）埕子口斷裂：走向由北東轉為近東西向，基底斷差達500m，傾向南至南東。嚴格控制下第三系沉積於斷裂傾側。

表4-2黃河三角洲構造單元劃分

（2）義南斷裂：走向北東，傾向東南，下部切入基底，為車鎮凹陷與沾化凹陷的分界斷裂。

（3）孤北斷裂：走向北東，至近東西向，傾向北至北西，斷距從東到西，由小變大（45～200m），控制下第三系沉積於斷裂傾側。

（4）陳南斷裂和勝北斷裂：為陳家莊凸起與東營凹陷的分界斷裂，近東西向分布。二者在淺部表現為分開的兩條斷裂，在深部則合二為一，兩斷裂一致南傾，傾角60°～70°，

圖4-1基底構造及地震烈度示意圖落差大於300m，控制下第三系沉積於傾側。

（5）東營斷裂：呈近東西向分布於東營凹陷內，為新生代以來形成的淺層斷裂。

（6）昌樂—廣饒斷裂：為益都—無棣斷裂的分支，走向北西，傾向北東，切割了廣饒—齊河斷裂，控制著第三系的沉積。

該區位於華北地震區內，周圍都是強震區。據歷史記載：自公元692年以來，區內共感受地震54次，其中在區內發生的地震14次，遭受烈度Ⅶ度影響已達3次：1668年7月25日郯城莒縣8.5級地震時，「利津房屋多傾倒」，烈度達Ⅶ度；1888年6月13日渤海7.5級地震時利津「房屋倒塌甚多」；1969年7月18日渤海7.4級地震時，墾利、利津、沾化三縣遭受較重震害，「孤島出現長約1km，寬0.3～0.4m的地裂縫，北端下沉30cm」，墾利縣的左家莊、建林、新安、黃河農場地裂多處，冒水涌砂，房屋倒塌。1976年7月28日，唐山7.8級地震時，沾化、利津出現裂度異常區：利津縣黃河大壩裂縫兩處，冒水涌砂100餘處，沾化縣倒塌房屋560間，出現多處地裂縫及噴水冒砂點。綜上所述，該區地震實際破壞已達Ⅶ度強。

根據地震活動時間分布特徵及100年內破壞性地震的缺震統計和歷史上地震烈度影響的分析，區內未來100年內主要面臨Ⅶ度強震一次，鑒於區內歷史上很少有地震發生，地震破壞的主要危險來自區外的強震。預測渤海區未來百年內將有高達6.5級的晚期強餘震的發生；安丘—益都區未來100年內發生中強震（6～6.5級），震中烈度Ⅶ度的可能性最大：濱縣—博興區未來百年內將有5.56級（震中烈度為Ⅶ～Ⅷ度）的地震發生。區內的陳南斷裂、勝北斷裂新的活動相對突出，在該區范圍內具有發生5級左右（度）地震的背景。

根據1977年出版的「山東省烈度區劃圖」編制的區內地震綜合烈度圖，將區內地震烈度定為：五號樁—樁西地區為Ⅷ度；河口、墾利、東營、利津均為Ⅶ度；博興—濱縣定為Ⅷ度；沾化為Ⅵ度。

❺ 區域地質構造體系背景

汶川特大地震位於中國南北向地震構造帶的中段,這里是劃分我國東、西兩版大地震大區域權的分界,也是我國各種構造體系分為東、西兩大區域的分界,而且是多種構造體系交接復合的特殊部位。該南北向地震構造帶中段,與其南、北兩段走向近南北向不同,中段為北東向,位於華夏系展布地段,並為北北東向新華夏系斷裂切割,它們都是中國東部普遍分布的巨型華夏多字型構造體系系列的組成成分,這里受到西南部超巨型青藏反「S」型旋構造的影響特別強烈,隨著青藏系不斷右旋隆起,形成青藏高原,位於其東側的南北向地震構造帶,受到高原物質向東緩慢流動壓縮的影響,在高原東緣的華夏系構造帶向東擠壓,遇到四川盆地之下剛性地塊的頑強阻擋,並且青藏系右旋,華夏系龍門帶原來應為左旋,二者扭動方向相反,更加劇了構造應力和能量的長期積累集中,特別是龍門山斷裂帶與汶川附近被天全-茂汶新華夏系斷裂錯開,可能限制和「鎖住」龍門山斷裂帶的自由移動,致使構造應力和能量在這里高度集中和積累,最終在汶川縣映秀鎮附近龍門山斷裂帶突然錯動,致使斷裂活動不斷往北東方向擴張,餘震也不斷往北東方向遷移。

❻ 地質背景

一、區域地質背景

西加拿大盆地是一個NW－SE走向的古生代克拉通邊緣盆地，東邊以加拿大地盾為界，西邊以加拿大西部造山帶為界，北部延伸到西北特區進入北極圈，南面直達美國蒙大拿州與威利斯頓盆地匯合(圖6－2)。

西加拿大盆地的地層分布反映了其構造發育的兩個重要階段:①中泥盆世－中侏羅世的裂谷－漂移階段;②晚侏羅世－始新世的前陸盆地發育時期。盆地的基底為元古宙火成岩和變質岩以及下古生界殘余沉積物。下古生界地層在艾伯塔不是重要的油氣勘探目的層，但在威利斯頓盆地由於地層發育較全而含有豐富的油氣資源。

早－中泥盆世的拉張事件形成了西加拿大盆地的雛形，即NE—SW向的板內裂谷體系(Elk Point Rift)，具有特徵的裂陷期、以陸相紅層和蒸發岩為主、分布范圍有限的地層層系。盆地基底隆起如西艾伯塔洋脊(West Alberta Ridge)、塔斯里納隆起(TathlinaHigh)、和平河穹隆(Peace River Arch)以及規模巨大的碳酸鹽岩生物障壁礁復合體(Presquile Barrier)，形成相對封閉的沉積體系，僅在西北部有點礁發育(圖6－2)。在經歷了區域性不整合之後，盆地中的地層發育經歷了四個完整的碳酸鹽岩/泥岩沉積旋迴，即形成了Beaverhill Lake、Woodbend、Winterburn和Wabamun群(圖6－3)。在這個裂谷充填階段，盆地基底隆起逐漸被超覆，進而演化為被動大陸邊緣的開闊海相環境。在經歷泥盆紀末期沉積間斷之後，密西西比亞紀早期發生了大規模的海侵，以碳酸鹽岩沉積為主，形成一系列向西推進的碳酸鹽岩堤壩。在晚密西西比世—二疊紀時期，和平河穹隆古隆起瓦解，在碳酸鹽岩為主的大陸邊緣形成了一系列碎屑岩沉積。三疊系—侏羅系地層以碎屑岩沉積為主，並且存在剝蝕性不整合接觸。上侏羅統及其上覆地層主要為前陸盆地沉積。由於西加拿大造山帶的形成，沉積物主要分布在一個NW—SE向的海槽之中，西北部與海相通。伴隨著哥倫比亞和拉拉米運動，盆地中形成了五套粗碎屑岩沉積。盆地在始新世達到最大埋藏後抬升回返，海退方向為西北部北極圈的麥肯齊三角洲—碧福海。

圖6－10 落基山前Juri溪泥盆系最頂部至密西西比亞系Exshaw組烴源岩標准剖面

❼ 區域地質構造背景

南嶺東段區域上處於華夏古陸閩、贛、粵後早古生代隆起與湘、桂、粵北晚古生代— 早中生代凹陷的交匯部位（圖7-13）。該區地殼演化經歷了早古生代、晚古生代—早中 生代、晚中生代、新生代四個構造旋迴。區內地層出露較全，從新元古界—第四系均有出 露，其中震旦系、寒武系、泥盆系、石炭系、侏羅系分布較廣泛。

圖7-13 諸廣—貴東地區大地構造位置圖（據張祖還等，1991，略修改）

該區岩漿活動廣泛而強烈，九嶷山—諸廣山—仙游岩帶和花山—大東山—貴東—泉州 兩條花崗岩帶呈EW向橫貫全區，與西太平洋大陸邊緣的NNE向構造-岩漿體系展布不 同。岩漿侵入主要受區域斷裂構造控制，空間上呈帶狀分布，產狀以岩基和岩株為主。侵 入岩岩石類型有基性、中性、中酸性、酸性、偏鹼性、鹼性及酸性花崗岩類占絕對優勢。 其次為中酸性的二長花崗岩、花崗閃長岩、石英閃長岩等。始興縣司前、仁化縣扶溪、金 竹圓等地還有早古生代和晚古生代斜輝橄欖岩、蛇紋石化橄欖輝長岩、雲輝二長岩和二輝 輝長岩等超基性岩出露（地礦部南嶺項目花崗岩專題組，1989）。晚中生代岩漿作用是中 國東部一次十分重要的地質事件（陶奎元等，1999），區內晚中生代花崗岩佔全區侵入岩 面積60.3％（圖7-14），岩漿活動具多期、多階段特點，並以殼幔岩漿活動為主（杜揚 松等，1988；杜揚松，1999）。

本區經多次地殼運動，形成一系列斷裂構造。J₃-K₁多為控岩斷裂構造，而K₂-N 形成的斷裂多為控盆斷裂構造。斷裂展布的方向有SN、EW、NW、NE等，這些斷裂構造 多為深大斷裂，具有多次活動的特徵。總體趨勢是SN向斷裂較早，EW向、NW向斷裂 次之，最晚為NE向斷裂。深大斷裂控制了本區中-新生代以來的岩漿活動和盆地形成與 發展，同時也控制了鈾礦和多金屬礦產的形成。

❽ 　區域地質背景

1.1.1塔里木盆地的大地構造位置

自70年代初，我國一些地質學者開始應用板塊構造理論探索塔里木、天山、昆侖山大地構造演化規律以來，獲得了許多有重要意義的認識。

塔里木板塊是新元古代固結的大陸板塊，北以哈里克套南坡—巴侖台—庫米什深大斷裂與伊犁—伊塞克湖板塊分界；東北以吐魯番—哈密大斷裂與准噶爾—哈薩克板塊相接；南以康西瓦—木孜塔格北坡大斷裂與羌塘板塊為界。在古生代，塔里木板塊與周圍相鄰的板塊皆以大洋相隔，板塊活動邊緣的俯沖帶，發生洋殼俯沖、消減、碰撞或造山，使大陸不斷增生，洋殼隨之消亡，從而形成較大的陸殼板塊。

塔里木板塊的穩定地殼部分稱為塔里木地塊，是中國西部大陸起核心作用的主要地塊，最後固結於700—800Ma前。塔里木地塊北為天山褶皺系，南為昆侖褶皺系，東鄰祁連褶皺系，隨著地塊邊緣的庫魯克塔格、柯坪、阿爾金和鐵克里克的先後隆起，中間地區被動下沉，自晚二疊世後，逐漸演化成為塔里木盆地，見圖1—1。

圖1—1塔里木盆地區域構造位置圖（據新疆石油管理局資料）

1.斷層；2.盆地；3.城鎮

1.1.2地層發育及展布特點

塔里木盆地北部地層發育齊全，露頭和鑽井資料表明，前震旦系為淺變質的結晶基底。震旦系—古生界可劃分為兩個大的海進、海退沉積旋迴：下旋迴為震旦系—泥盆系，以海相碳酸鹽岩為主，往上過渡為碎屑岩和泥質岩；上旋迴為石炭系—二疊系，石炭系以碎屑岩、碳酸鹽岩和膏泥岩為主，二疊系為陸相紅層夾火山岩。中新生界亦劃分為兩大沉積旋迴：三疊系—下第三系為下旋迴，以斷陷—坳陷型陸相含煤碎屑岩和紅層為主；上第三系為上旋迴，為全區大面積覆蓋的紅色和黃灰色碎屑岩。在四大旋迴之間以角度不整合和超覆不整合為邊界。

塔里木盆地北部，震旦系為不整合於前震旦系之上的第一套沉積蓋層。分布於新和南—齊滿—輪台一線以南，以北則遭剝蝕而缺失。在輪台—達里亞一線以西的廣大地區，地層岩性為含葡萄狀藻球粒的白雲岩、碳酸鹽岩與泥質碳酸鹽岩互層。由該線向東，地層迅速加厚，厚度在2000m以上。庫魯克塔格露頭剖面表明，其為深海滑塌重力流—濁積岩相的岩性組合和沉積構造。

塔北地區寒武紀—奧陶紀是一套以碳酸鹽岩為主的地層體系。分布於英買力北—齊滿—沙4井一線以南，以北因剝蝕而缺失。北西薄，向南厚度達4700m，並有向東南急劇增厚之趨勢。平面上大致可分為三個沉積相區，即①盆地相區，分布於草湖以東，主要為濁積岩和海相泥質岩；②斜坡相區，分布於達里亞以東、草湖以西地區，為台地相與盆地相過渡區，可能發育有滑塌的重力流沉積；③台地相區，分布於達里亞以西的廣大地區，主要為深灰、灰褐色灰質泥岩與淺灰色泥灰岩互層，夾灰色砂質泥岩、粉晶灰岩及鈣質砂岩條帶，為台地相沉積。

塔北地區志留系—泥盆系為一套陸源碎屑沉積體系。除在沙雅隆起高部位（包括沙西凸起和阿克庫勒凸起）上缺失外，其它地區均有分布。在東河塘—阿布干那一線以西，南厚北薄，此線以東向阿克庫勒凸起減薄。在達里亞以東地區向東急劇增厚。

從總體上看，志留—泥盆系屬深水凹槽海盆環境和濱岸環境中形成的陸源碎屑沉積（沙11井、沙21井揭示的志留—泥盆系均為一套向上變粗的陸源碎屑海退沉積序列）。與寒武—奧陶紀不同，在志留—泥盆紀整個塔北地區處在不斷抬升、海域范圍不斷退縮的狀態中。其岩性主要為泥質岩、粉砂岩和砂岩。志留—泥盆系與奧陶系為不整合接觸。

石炭紀—二疊紀地層除在沙西凸起高部位及雅克拉—輪台凸起之上缺失外，塔北地區均廣泛分布。總趨勢為南厚北薄。在沙西凸起以西厚達1300多米，塔里木河一線厚度為500—900m，並有向南加厚之趨勢。地震、鑽井資料表明，本區下石炭統分布廣泛，可與巴楚露頭對比，由上至下分別為卡拉沙依組和巴楚組，哈1井、沙30井揭示卡拉沙依組岩性主要為砂泥岩薄互層。巴楚組上部為一套薄層灰岩，稱為「雙峰灰岩」；中部為泥岩，至沙10井則變為膏鹽岩；下部主要為一套石英砂岩，稱之為「東河砂岩」，為東河塘油氣藏的儲集層，主要分布於東河塘和哈拉哈塘地區。石炭—二疊系與志留—泥盆系呈角度不整合接觸關系。上石炭統主要分布於達里亞以東地區，厚度100多米，岩性主要為生物灰岩。二疊系僅存下二疊統，分布於東河塘—雅克拉以南、阿克庫勒以西，為陸相碎屑岩和火山岩。不整合於石炭系之上。

在塔北地區，三疊—侏羅紀地層除在沙西凸起北部至雅克拉—輪台斷凸北部一帶缺失外，其它地區均有分布，總體南厚北薄，向北超覆。三疊系是本區找油的主要目的層之一，是塔北阿克庫勒等幾個油田的儲油層。由於受古地理環境的影響，在西部阿瓦提斷陷，三疊系巨厚。在其以東受隆起和斷裂系統的控制，多發育沖積扇、三角洲和濱淺湖沉積。侏羅系在庫車坳陷發育齊全，塔北僅有下侏羅統。據鑽井揭示其岩性為棕褐、褐紫色泥岩、深灰、灰色泥岩與淺灰、棕灰色細粒長石石英砂岩、泥質粉砂岩不等厚互層，並夾煤層及灰黑色炭質泥岩薄層。

白堊紀—早第三紀地層在本區廣泛分布，主要為洪積—河流相的棕褐色砂礫岩，局部夾砂質泥岩或灰綠色粉砂質泥岩，其中的卡普沙良群底部礫、砂岩段廣泛分布於東部雅克拉、阿克庫勒等一系列凸起的構造部位，是良好的儲集層。

上第三系與第四系以陸相紅層碎屑岩為主，全區覆蓋。上第三系為沖積平原—河流—湖泊相紅色碎屑岩沉積，第四系為沖積、風積、湖積及山麓粗碎屑堆積。

1.1.3區域構造特徵及演化

1.1.3.1震旦紀—古生代構造旋迴

塔里木地區震旦紀—二疊紀為克拉通盆地發育階段，經歷了一個完整的威爾遜旋迴，其中震旦紀—泥盆紀和石炭紀—二疊紀又分別構成兩大發展演化階段（表1—1）。

1.震旦紀構造演化

「古中國大陸」形成後經歷了相對穩定的時期，形成「地台型」沉積，僅在少數地區形成所謂的坳拉谷（aulacogen），如東北部的庫魯克塔格。震旦系呈北東向展布的楔形斷陷槽，沉積厚度達5000多米，大陸坡的各種重力流和滑塌堆積發育，並有「雙峰式」火山岩。向北至卡瓦布拉克很快變為缺失隆起，向南至孔雀河一帶迅速減薄。在阿瓦提—滿加爾一線震旦系厚度穩定，為「克拉通內碟形坳陷」沉積。在盆地的北部可能還存在著尚未被認識的坳拉谷。總之，少數狹窄的坳拉谷及相對沉降的邊緣與大面積穩定的碟形坳陷明顯的差異性，成為震旦紀古構造突出的特點。它反映拉張初期拉張活動強度不大的面貌。

2.寒武—奧陶紀構造演化

區域性拉張從寒武紀開始明顯加強並逐漸達到高峰。庫魯克塔格坳拉谷呈現更強烈的拉張斷陷，沉降中心南移，並使相鄰的滿加爾坳陷在寒武紀和早奧陶世出現半深海相飢餓型沉積，厚度僅千米。中晚奧陶世開始向補償型沉積轉變，坳陷中部沉積明顯加厚，厚度可達4000m。從此，改變了震旦紀盆地內部的均一狀態，出現了相間隆坳（如沙雅隆起和滿加爾坳陷）。東西分異開始出現，海侵規模增大，寒武—奧陶紀出現了最大海侵期。

3.志留—泥盆紀構造演化

在塔里木外圍地區強烈拉張的制約下盆地內部出現相對擠壓狀態，庫魯克塔格地區隆起並向西延至輪台，沙雅隆起進一步上隆成為滿加爾坳陷的物源區，坳陷西部變成補償—超補償的類前陸盆地沉積，厚達4000m。志留及泥盆系向隆起頂部尖滅。

泥盆紀末，海西早期運動使天山的一些活動帶處於相對收縮狀態並產生壓性構造形變，盆地內部形成一系列的東西向斷裂、褶皺，並出現大規模的侵蝕間斷面（

）。

總之，震旦紀到泥盆紀盆地內部形成了以東西向為主的大型隆起和坳陷，為盆地的進一步發展奠定了基礎。

表1—1塔里木盆地北部構造運動與界面性質

4.石炭—二疊紀構造演化

石炭紀—二疊紀本區進入新的演化階段，塔里木盆地周圍區域性拉張活動在石炭紀達到空前規模。天山和昆侖山發育了一系列陸內—陸間裂谷，它們在石炭紀末或早二疊世末閉合。海西晚期運動使大陸再拼合，最終導致強烈擠壓變形。

受周圍強烈拉張的影響，盆地內表現為相對擠壓，北部的隆起進一步抬升，使大部分地區隆起為陸。沉降中心向西遷移，使南北隆坳背景上的東西分異再次明顯出現，以致形成早石炭世海灣向西開口的馬蹄形大陸包圍的格局。至早二疊世晚期，塔里木地區大部分為陸，隆起部位古生界遭受剝蝕並且構造形變加劇。同時，還出現岩漿噴發和基性岩漿侵入，如哈拉哈塘和沙西地區等。這些火成岩被認為是相對拉張條件下的產物。

海西晚期盆地完全處於擠壓環境中，盆地周圍造山活動加劇，地層變形、褶皺，並伴有以酸性岩漿為主的侵入活動，特別是塔北出現了大量的褶皺和斷裂。最終，海水全部退出，並造成地層長期暴露剝蝕，形成全區性的不整合面（

）。

1.1.3.2中、新生代構造演化

海西晚期，隨著盆地周圍地槽帶的關閉，塔里木盆地成為板內克拉通盆地。中—新生代可分為三疊紀—侏羅紀和白堊紀—早更新世兩大構造演化階段。

1.三疊紀—侏羅紀構造演化階段

早、中三疊世：早、中三疊世，塔里木北部的構造演化經歷了一個由斷陷—坳陷的構造發展階段。受海西末期南天山的褶皺上隆和後期應力的相對鬆弛影響，庫車坳陷開始以斷陷形式下坳，沙雅隆起定型並與柯坪隆起和庫魯克塔格隆起分隔北部庫車坳陷與南部的阿瓦提和滿加爾坳陷。南部沉降中心在阿瓦提—滿加爾一線，以河沼、湖相沉積為主，為殘留的克拉通坳陷盆地。北部庫車坳陷形成沿山緣東西向狹長展布的北深南淺不對稱坳陷，發育河沼、湖泊含煤碎屑沉積，形成前陸盆地的雛形。

晚三疊世—晚侏羅世：晚三疊世開始，古特提斯洋向北「潛沒」擠壓，並逐漸加強直到侏羅紀晚期，塔北受到明顯影響。阿瓦提—滿加爾地區西部抬升，湖水向滿加爾退縮，至早侏羅世，沉降中心已向東遷至庫魯克塔格山前，隨著抬升的加劇，在中、晚侏羅世湖水全部退出塔北，造成大范圍的中、上侏羅統的缺失。

2.白堊紀—早更新世構造演化階段

白堊紀時，由於新特提斯洋向歐亞大陸「潛沒」作用，印度板塊向北漂移、拼接、碰撞，隨之由於天山的抬升及反沖作用，使塔北進入了統一的前陸盆地發展階段。早期相對分隔的水體趨於一體化，沉積作用從天山山前擴展到中央隆起北緣，形成廣泛的紅色粗碎屑岩。總體構造格局變為北低南高的單斜式不對稱坳陷。進入晚白堊世，構造活動逐漸加強，形成覆蓋全盆地的廣泛沉積。晚第三紀，構造活動表現劇烈，周圍山系高峻，向盆內提供大量碎屑，使盆內沉積加厚，范圍擴大，塔里木北部前陸盆地的演化進入到更趨完善的階段。這一時期的構造處於燕山和喜馬拉雅活動時期，由於印度板塊持續向北推移、俯沖和最後碰撞拼合以及喜馬拉雅山脈的崛起，天山、昆侖山褶皺帶進一步活動，使盆地最終演化為四周高山圍繞的乾旱內陸盆地。受喜馬拉雅晚期運動的影響，盆內受到擠壓，塔北地區山前邊緣中新生界沿古剝蝕面出現大規模的逆沖推覆，形成多種形式的斷褶帶和褶皺帶。

❾ 地質構造背景是什麼意思包括哪些方面的內容

比工作區范圍更大一級的區域范圍。地層，褶皺，斷層，地球化學，地球物理等。類似於縣的背景是市，市的背景是省。

❿ 　地質背景綜述

對研究區地質背景的了解，尤其是大地構造屬性與地層區劃及地層系統、岩相古地理輪廓的總體分析與把握，是開展層序地層學研究的必要前提。

一、地層區劃特徵

研究區位於湖南、湖北交界地帶，屬於上揚子地台東南緣，具有較典型的被動大陸邊緣特徵（王鴻禎，1978,1981,1982；賴才根等，1980,1982；王鴻禎主編，1985；王鴻禎等，1986,1990；周明魁等，1992；劉寶瑁等，1993）（見圖1）。根據沉積類型、生物面貌、沉積厚度及層序結構以及頂底界特徵等原則（王鴻禎，1978），自北向南，研究區可分屬以下三個地層區類型（湖南區調隊，1986；曾慶鑾等，1987）。其總體特徵如下：

（1）大致沿桃源熱市—慈利龍潭河—吉首一線以北（北西），岩性及岩相與峽東宜昌一帶類似。其奧陶系下部為較純的碳酸鹽岩，夾少量泥頁岩；其上部則為泥質較多的碳酸鹽岩，並有碳硅質筆石頁岩等，最頂部為觀音橋層。靠近慈利一帶，奧陶系頂部—志留系底部則多有不同程度的缺失。生物群以三葉蟲、頭足、腕足等為主，間有筆石等。總體厚度300～400m。屬於一種基底較穩定的台地相區沉積環境，即揚子區。

（2）以桃源九溪—黃石和慈利陳家河一帶為代表，基本上沿武陵山南坡呈北東—南西向延伸。該區奧陶系沉積厚度較大（700～1000m）。其下部地層，自兩河口期至牯牛潭期，以含泥的碳酸鹽岩為主，夾多層碳酸鹽角礫岩等碎屑流沉積，向上逐漸過渡為泥質—粉砂質沉積。奧陶繫上部，自廟坡期至五峰期，該區則與揚子區相似，為含泥的碳酸鹽岩與碳硅質筆石頁岩，頂部出現觀音橋層。生物群以揚子型為主，夾有江南型，反映了一種沉積基底較活動、沉降較大的台地邊緣斜坡沉積環境，屬於通常所說的揚子區和江南區之間的過渡區（武陵山小區）。

（3）以桃江響濤園—安化毛鋪子一帶為代表，奧陶系為一套厚度不大（300m±）的硅泥質、碳泥質、粉砂質板狀頁岩，中上部夾含錳碳酸鹽岩及近源型濁積砂礫岩。其頂底分別與寒武系、志留系呈連續沉積，生物群以筆石為主體。與前兩區相比，總體上顯示出遠離碳酸鹽台地、相對飢餓的深斜坡－盆地沉積背景。該區即屬於揚子區與華南區之間的過渡區，習稱江南區（雪峰分區）。

二、地層劃分與對比

上揚子地台東南緣的峽東—湘西北地區，是我國華南地區奧陶系經典研究區之一。地層研究工作最早可以追溯到20世紀初20、30年代。李四光（1924）、田奇鐫等（1933）、王鈺（1938）以及孫雲鑄（1941）等地學前輩，曾在該區內做過許多開創性研究。新中國成立以來，更有許多學者在此進行了多方面、多層次的工作，如楊敬之、穆恩之（1954）、張文堂（1957,1962,1982）、金玉琴等（1959,1964）、劉義仁、傅漢英（1984,1989）、安太庠等（1980,1987）、汪嘯風等（1980,1983,1987），等等。另外，湖北省和湖南省地礦局所屬單位等，則對該區進行了地質填圖及專題研究，如湖北省地礦局三峽地層研究組、原地質礦產部宜昌地質礦產所、湖北及湖南區調隊等。數十年的積累，已使該區的生物地層學及相關研究達到較高的水平。宜昌黃花場剖面等已成為我國奧陶系指定層型剖面（賴才根等，1982；汪嘯風等，1987）。

本文基本沿用該區現有的地層系統（表1-1）。奧陶系的年代地層特別是階根據賴才根等（1982）以及汪嘯風和陳旭等（1996）的劃分綜合而成。筆石帶、牙形石帶則分別參照安太庠（1987）、倪世釗等（1987）、陳旭等（1993）、汪嘯風和陳旭等（1996）、張建華（1996）等人的資料綜合。寒武—奧陶系暫以Cordylos lindstromi帶的底界為界，奧陶—志留系暫以Glyptograptus persculptus帶底界為界（汪嘯風等，1987,1992）。系、階界線年齡分別採用Harland等（1989）以及王鴻禎、李光岑（1990）和王鴻禎（1996）的數據。岩石地層劃分基本根據曾慶鑾等（1987）、湖南區調隊（1986）及汪嘯風和陳旭等（1996），但此次在湘西北劃分出了大田壩組、舍人灣組等，並對桃花石組等岩石地層單位的界線，從層序地層學的角度進行了重新釐定（參見第八章）。

表1-2研究區奧陶紀古斜坡坡度及碎屑流靜力學強度表

註：HJ即九溪剖面，HH為桃源黃石鎮剖面，HC為慈利陳家河剖面。O₁p即盤家嘴組，O₁m即馬刀育組這三條剖面均屬於武陵山小區。HX則為桃江響濤園（南石沖）剖面，O₂n即南石沖組，屬於湘中區。

從上表中可以看出：

（1）研究區奧陶紀古斜坡坡度為0.12°～1.40°。它們包含在現代所觀測的可發生碎屑流的斜坡角范圍中（0.1°～6.5°）（Embley,1976;Jacobi,1976），與李傑測算的川陝及湘黔交境晚寒武世發生碎屑流沉積的古斜坡坡角（0.28°～2.49°；1.07°～2.35°）相比較，總體上也是一致的。

（2）研究區內碎屑流靜力學強度值的范圍在10²～10⁴Pa之間。這與A.M.Johnson（1970）關於現代地表泥石流的強度（10²～10⁴Pa）及劉寶珺（1990）關於湘黔地區寒武紀碎屑流靜力學強度（10²～10⁴Pa）李傑關於川陝、湘黔交境地區晚寒武世碎屑流靜力學強度（10³～10⁴Pa）是基本吻合的。

（3）如果測量值沒有大的偏差的話（不排除因露頭面積所限、所能見到的最大等軸粒礫石的直徑有可能會偏小等），那麼，奧陶紀早期湘北九溪一帶的古斜坡坡度角，看起來總體上要比晚期湘中響濤園一帶的大一些。同時，根據當前的坡度測算值，並參考台地邊緣湘北熱市—茅草鋪一帶當時的古水深（潮間帶附近）等，可以估算出湘北九溪一帶和湘中響濤園一帶古斜坡在理想狀態下的「古水深」。其中，前者大多為100～200m，後者則為350～700m左右。這也從另一個角度說明了問題：前者屬於碳酸鹽台地前緣斜坡，後者則可能已屬外陸棚緩坡地帶或盆地相區（王鴻禎，1985；湖南區調隊，1986；周名魁等，1993；劉寶珺等，1993）。前者大體上或可與現代熱帶－亞熱帶海洋的大堡礁及巴哈馬台地邊緣等相比照，後者則大致可與我國東海及黃海陸架外部等相對應。同時，這也表明，此前有關九溪一帶「下奧陶統存在著等深流沉積」的認識（高振中等，1995）是令人懷疑的，至少是值得商榷的。

由此可見，上揚子地台東南緣湘西北—湘中一帶的沉積基底，自北西向南東，大致上從坡度稍陡的碳酸鹽台地前緣斜坡，逐漸轉換為坡度較緩的外陸棚緩坡或盆地相區，基本上繼承了震旦、寒武紀以來的面貌（劉寶珺，1991；劉寶珺等，1993）。而由於紅花園期之後碳酸鹽岩台地的被淹沒（劉寶珺等，1993）和沉積充填，坡度稍陡的碳酸鹽台地前緣斜坡，已隨之轉化為坡度較緩的陸棚緩坡的一部分。即自大灣期開始，研究區的沉積基底環境又有了一些改觀。

Von Bubnoff（1954）最早運用了時間－沉積厚度曲線，即平均沉降速率來表達沉積盆地沉降史。盡管它比現在的「反剝法」所達到的精度稍低，數值稍小，但最終所獲得的趨勢與後者是基本一致的（劉寶珺等，1993）。因此，在缺乏孔隙度及壓實比等參數的情形下，人們仍可以直接用現在的實測地層厚度，參照一些界線年齡來求得這一數值。下圖即為作者根據研究區的4條奧陶系基幹剖面的實測數據，參照現有的奧陶系各階年齡（表11），做成的研究區奧陶紀基底沉降曲線（圖1-1）。

圖1-1研究區奧陶紀基底沉降曲線對比圖

Ⅰ—桃江響濤園；Ⅱ—宜昌黃花場；Ⅱ—桃源熱市－茅草鋪；Ⅳ—桃源九溪

從圖中可以看到以下特點：

1.各區基底沉降速率的差異

總體上沉降最大、最快的地區是九溪剖面所代表的武陵山小區，即台緣斜坡區。其次是熱市—茅草鋪剖面所在的八面山小區，它屬於台地相區，但非常接近台地前緣斜坡，大致相當於樞紐帶（hinge）附近。再次則是黃花場剖面所在的峽東區，屬台地內部相區。沉降最小、最慢的地區是響濤園剖面所在的湘中區，屬外陸棚斜坡－盆地相區。這說明相區的形成及地層區的劃分，實際上首先是由沉積基底的穩定程度所決定的。

2.各地區普遍存在這樣幾個基底沉降演化階段

（1）兩河口—紅花園期：屬於強沉降階段。沉降速率范圍為4～25m/Ma，順序為九溪＞熱市＞黃花場＞響濤園。反映研究區所在的上揚子地台及其邊緣，總體可能處於一種熱沉降拉伸或裂谷狀態（Miall,1990;Einsele,1992；劉寶珺等，1993），並有可能最終導致了整個地台區和碳酸岩台地的被淹沒（劉寶珺等，1993）。這一時期不僅在斜坡（湘西北九溪一帶）及盆地相區（如湘中新化等地）均出現了較典型的類復理石式濁積岩（湖南區調隊，1986），而且在台地內部相區的峽東一帶，也出現了碳酸鹽角礫岩等重力流堆積（雷卞軍等，1996），可能就是這種應力背景狀態的一個突出表現。

（2）大灣—牯牛潭期：屬於弱沉降階段，沉降速率范圍降低為1.9～7.3m/Ma，總體上遠遠小於前一階段的幅度，但順序有所變化，為九溪＞響濤園＞黃花場＞熱市。其中前兩者的速率十分接近，不過，響濤園的沉降幅度卻超過了前期。而後兩者的幅度比前期減少了許多。反映出上揚子地台及其邊緣的熱沉降拉伸或裂谷狀態，比前期減弱了許多，並可能有某種調整。因而在其末期導致了上揚子地台及其邊緣整體露出海平面，並遭受到不同程度的剝蝕（汪嘯風等，1996）。

（3）廟坡—臨湘期：屬於極弱沉降階段。沉降速率均變得非常低，為0.7～1.2m/Ma，四個地區很相似，僅九溪剖面稍稍小些。反映出研究區總體上可能處於構造沉降甚小、整體較為穩定的均衡狀態，並很可能在早期出現了較快、較大幅度的海平面上升，造成了缺氧事件，從而使其代表性產物－黑色筆石頁岩，幾乎遍布原來各個相區（湖南區調隊，1986；曾慶鑾等，1987）。後期雖有改觀，但總體仍遠離物源區——不管是碎屑岩濱岸，還是碳酸鹽台地，屬於一種相對穩定、還原的沉積環境，因而有利於較為均一、厚度不大的瘤狀泥灰岩、具收縮紋泥灰岩的形成（陳旭等，1986）。並在末期有可能逐漸暴露或接近暴露，因而一些地點出現了白雲岩等（劉永耀等，1984）。

（4）五峰期：總體屬於弱沉降階段，但各地差異較大。沉降速率范圍可從2m/Ma增至12m/Ma。其中，熱市一帶因後期剝蝕缺失而難以估算，余者的順序為九溪＞響濤園＞黃花場。反映該區可能又出現了新的熱沉降拉伸，如湘中桃江—安化一帶發育了近源濁積岩（徐熊飛，1980）。末期則因出現了擠壓狀態（劉寶珺等，1993），造成了以熱市一帶為代表的湘鄂黔交界地區局部隆升成陸，並遭受剝蝕（穆恩之，1954；湖南區調隊，1986）。