区域地质背景包括哪些内容

❶ 区域地质背景及石油地质特征

一、Muglad盆地

Muglad盆地位于非洲板块中部及苏丹南部(图2－1)，面积大约为15×10⁴km²，是苏丹最大的含油气盆地。它是在稳定的前寒武系基底上发育起来的、在中非剪切带的右旋剪切应力场背景下拉张形成的中、新生界裂谷盆地。该盆地在西北方向终止于中非剪切带(CASZ)。盆地总体演化特征既具有张性裂陷盆地的充填特点，又表现出受平移剪切断裂的控制作用。根据基底结构、区域断裂的展布、地层厚度及展布把Muglad盆地划分为4个坳陷带(图2－2)。坳(凹)陷带与隆起相间排列，具有东西分带的特点;同时在坳陷带与隆起内部又可以细分出次级构造单元。主要发育两组正断层，一组为NW—SE向，另一组为NNW—SSE向，综合分析认为，NNW向断裂发育较早，为白垩纪形成的，而NW向断裂则为古近纪形成的。

Muglad盆地自下而上依次发育下白垩统Abu Gabra组、Bentiu组，上白垩统Darfur群、Amal组，古近系Nayil组、Tendi组及新近系和第四系的Adok组、Zeraf组，组成一套陆源碎屑沉积(图2－3)。盆地内最大厚度可达15000m，以白垩系为主，新生界较薄。盆地内存在两个大的区域性角度不整合和两个平行不整合:下白垩统AbuGabra组与Bentiu组之间区域性角度不整合，古近系与新近系之间区域性角度不整合，Bentiu组与Darfur群之间的平行不整合及古近系－新近系和上白垩统Amal组之间的平行不整合。

包括基底在内的每套地层特征如下:

在Muglad盆地东北和西南的露头区主要为前寒武纪片岩、片麻岩，寒武纪花岗岩、结晶花岗岩及花岗闪长岩和橄榄斑晶玄武岩，盆地北部剪切带一侧则主要出露白垩纪砂岩(Tagabo组)和古近纪－新近纪玄武岩火山残丘。盆地内也有多口井钻达基底，岩性主要为花岗岩和花岗闪长岩质片麻岩，属前寒武纪和寒武纪侵入岩及变质岩、片麻岩，基底与上覆地层呈高角度不整合接触。

下白垩统Abu Gabra组以砂泥互层为主，具有明显的三分性:下部为一套中－粗粒、灰白色的碎屑岩夹红棕色、灰棕色和灰色泥岩，形成于氧化－弱还原环境，代表了湖盆发育初期的沉积特征。中部主要为浅－深灰色、浅－深棕色泥岩夹灰白色砂岩，在盆地较深部位页岩十分发育，是湖盆发育的裂陷期产物，属还原环境，是本区最主要的生油岩系。上部岩性变粗，砂岩较发育，为灰白色的砂岩、粉砂岩与灰色泥岩互层，局部为厚层砂岩夹薄层泥岩，顶部还偶见煤线，属还原－弱氧化环境，与上覆地层呈不整合接触。Bentiu组为厚层砂岩夹薄层粉砂岩，以砂岩为主夹灰绿色、灰色和褐色泥岩。砂岩粒度变化大，从极粗到极细，局部含砾，为氧化环境下的河流相沉积。

图2－6 Melut盆地成藏组合

Melut盆地上白垩统地层的砂/地比较高(47%～83%)，缺乏区域分布的盖层，深层生成的油气能够通过该套砂岩和深切至此的正断层作垂向和横向运移，为大量油气向浅层运移聚集提供了良好通道，形成了跨时代聚集的油气成藏模式;另一方面，断层为油气聚集成藏提供了封闭条件，Adar组在断层下降盘下掉，与上升盘的Yabus和Samma组地层形成断层两侧的砂泥岩对接关系，侧向上封闭运移来的油气，形成断背斜、断鼻和断块型油气藏。因此，断层在油气成藏过程中又起到了封闭作用，为油气富集提供了场所。

根据Melut盆地的构造、沉积及石油地质特征，认为古近系裂谷期层序是油气聚集的最有利层系;背斜构造是油气聚集的主要圈闭类型，其次是反向断块，缓坡是大型三角洲发育的场所，也是油气优势聚集的场所，基底断层和调节断层控制了油气的聚集。陡边界断层一般使得烃源岩楔状体整体向缓坡抬升，生成的油气90%以上运移和聚集到缓坡。构造调节带砂体发育，是有利的油气富集场所，古隆起、横向构造依附于凹陷边界断层两侧，横向逐渐潜入凹陷，形成了一系列近东西向展布的圈闭群。它们距生油凹陷最近，圈闭形态好，利于油气聚集保存。尤其是这些古隆起、横断层形成的背斜翼部反向断层对局部油藏的形成有较好的控制作用。

❷ 区域地质概况

一、区域地层

该区位于河北平原北部，新生代地层十分发育，但由于受基底构造制约和构造运动影响，地层厚度和岩性岩相变化较大。由新而老共有第四系堆积物和新、老第三系地层。

1.第四系（Q）

根据《廊坊地区南部农田供水水文地质勘探报告》本区第四纪地层厚度为510m，其地层岩性由老而新依次为：

（1）全新统（Q₄）：厚度约26m，岩性多以灰、灰绿、黑灰和黄灰色亚砂土、亚粘土为主，其次为粘土，砂层只在局部出现，且多以粉细砂为主，厚薄不均并多含粉土。

（2）上更新统欧庄组（Q₃o）：底板埋深148m，厚度122m，下部岩性以灰黄、黄灰或灰、黄绿灰色亚砂土、亚粘土为主，砂层为中砂、粉细砂层，含钙质结核；上部岩性以灰黄、黄灰色亚砂土、亚粘土为主，砂层为细砂、粉细砂层，含钙质结核。

（3）中更新统杨柳青组（Q₂y）：底板埋深354m，厚度206m，下段厚度为96m，地层岩性主要以灰黄、黄灰夹锈斑和灰棕黄色的亚粘土为主，砂层为中砂、细砂层；上段厚度约110m,以黄灰、灰绿、灰棕黄色夹锈斑的亚砂土、亚粘土为主。砂层为中砂、细砂层，含钙铁质结核。

（4）下更新统固安组（Q₁g）：底板埋深510m，厚度156m，由冲积物组成，下部以棕红色夹有铁锈黄、锰黑、钙白等斑纹构成杂色粘土为主，夹有中砂、细砂层；上部以红棕色、灰褐色亚粘土、粘土夹中、细砂为主，含钙核。

2.新第三系地层（N）

区内埋深在500～600m以下，为一套冲、洪积相沉积，主要由砾砂岩、泥岩、泥质粉砂岩组成，底部普遍存在底砾岩层。是矿泉水和地下热水的主要产出层位，底板埋深800～1500m。

3.老第三系地层（E）

在本区埋深在800～1500m之下，为一套河流、湖泊相沉积，主要由砂岩、粉砂岩、泥岩组成，夹灰质页岩和少许玄武岩薄层。是本区主要的储油、气地层。底板埋深1480～3300m。

二、区域地质构造

廊坊市城市规划区位于中朝准地台（Ⅰ级构造单元）华北断拗（Ⅱ级构造单元）东部，隶属于冀中台陷（Ⅲ级构造单元）廊坊—固安凹陷（Ⅳ级构造单元）之上。其北侧与北北东向大厂凹陷相邻；南东与武清—霸州凹陷相接；南临牛镇凸起；西北面为大兴凸起。

本区断裂构造发育，活动断裂强烈，特别是第三纪以来的活动性断裂及隐伏断裂，是诱发本区地震的直接因素。4条较大活动性断裂分别是桐柏断裂、夏垫断裂、河西断裂和大王务断裂。主要特征见第二章。

三、地质灾害概况

廊坊市城市规划区属平原区，主要地质灾害有突发性地质灾害和缓变性地质灾害。突发性地质灾害有地震、地裂缝等；缓变性地质灾害有地面沉降、地下水污染等。

根据《河北省（包括天津市、北京市）地震地质初步研究》报告资料，廊坊地区（包括天津市）为全省六个地震活动较强地区之一，雄县—安次地震地质背景带上存在6级以上地震危险。

据历史资料记载，廊坊市自公元294～1993年底，全市范围内就发生了100余次地震，其中4级以上的地震49次，6级以上的地震3次，震源深度5～39km，其中8～25km的深度分布较集中。1994～1999年，该区域共发生地震79次，是多震区域。

根据河北省水资源局有关报告提供，廊坊市自20世纪40～70年代以来地面缓慢下沉，80年代后期以均加速度下沉。1981～1983年年均沉降21.51mm,1983～1988年年均沉降量为24.05mm,1988～1998年年均沉降量为30.47mm，至1998年沉降中心累计沉降量已达548.23mm，沉降范围逐渐扩大。

廊坊规划区尚未发现地裂缝。

❸ 区域农业地质背景的主要内容包括哪些

热量 日照 水源/灌溉条件 地形 土壤 市场

❹ 　区域环境地质背景

4.1.1气象特征

黄河三角洲地区属暖温带季风气候区，具大陆性气候特点，四季分明。春季回暖快，降水少；夏季气温高，天气湿热，降水集中；秋季气温急降，雨量骤减，旱多于涝；冬季干冷，雨雪少。

区内1956～1998年平均降水量537.3mm（见表4-1），降水量在时空分布上极不均匀。在地域上，从南向北递减。在时间上，年内主要集中在汛期，特别是7、8月；年际变化大，丰、枯水期交替出现，最大年降水量为最小年降水量的2.88倍；年均水面蒸发强度1194.2mm，夏、春季较大，占全年的70%；蒸降比2.2:1。

表4-1东营市各区县不同保证率降水量表单位：mm

4.1.2地层与岩性

油气聚集区位于华北地台区济阳坳陷的东北部，是中、新生代的一个沉降区，沉降幅度达1.2万m，中生代以前的地层及构造为数千米的新生界所覆盖。

华北坳陷的结晶基底为太古界变质岩类，下古生界寒武、奥陶系为一套以碳酸盐为主的海相沉积；中生界侏罗、白垩系为一套巨厚的碎屑岩、火山岩系；新生界为滨海湖相—河流相沉积，沉积厚度达7000m。第三系是一套巨厚的含油、盐泥沙岩建造，划分为下第三系和上第三系。下第三系由老到新分为孔店组、沙河街组和东营组，其中沙河街组是胜利油田的高产油层；上第三系自下而上分为馆陶组和明化镇组，厚达千米。第四系平原组，厚200～400m，覆盖于明化镇组之上。

下更新统（Q₁）：厚85～175m，埋深250～400m。以粉质粘土为主，夹粉土及粉细砂、细砂，颜色多为棕黄、棕红、灰绿等色，结构致密，压裂面发育，富含钙质结核。

中更新统（Q₂）：厚65～102m，埋深90～200m，全区有两次海侵。以粉质粘土为主，夹粉土、粉砂及粉细砂，颜色多为灰黄、棕黄色，含钙质结核，少见压裂面。

上更新统（Q₃）：厚40～50m，层底埋深80～100m，区内有两次海侵。岩性以粉质粘土为主，夹粉土、粉细砂，颜色多为灰黄、土黄色，夹淤泥质薄层。

全新统（Q₄）：厚10～32m，区内有一次海侵。上部为土黄、灰黄色粉土，粉质粘土；中部多为灰黑色淤泥质土或淤泥；下部以粉细砂为主。结构松散，含钙质结核，具铁质浸染。

4.1.3构造与地震

地质构造的基本形式为中新生代以来周边被深断裂围限的负向地质构造单元。在平原内部受若干基底断裂、深断裂的分割，这些大型基底断裂严格控制着次级（Ⅲ）构造单元的分布和排列形式，呈现北东方向张开，南西方向收敛，具旋钮构造的特点。中生代末至早第三纪初次级构造单元的隆起、坳陷内部又被次级断裂分成凸起、凹陷更小的Ⅳ级构造单元。晚期北西向断裂活动，使它们普遍遭受改造。区内基底构造及地震烈度见图4-1，区内构造单元见表4-2。

区内断裂以北东、北东东向为主，次为北北西及北西向。各断裂径迹测量均具活动显示，其主要断裂自北而南有：

（1）埕子口断裂：走向由北东转为近东西向，基底断差达500m，倾向南至南东。严格控制下第三系沉积于断裂倾侧。

表4-2黄河三角洲构造单元划分

（2）义南断裂：走向北东，倾向东南，下部切入基底，为车镇凹陷与沾化凹陷的分界断裂。

（3）孤北断裂：走向北东，至近东西向，倾向北至北西，断距从东到西，由小变大（45～200m），控制下第三系沉积于断裂倾侧。

（4）陈南断裂和胜北断裂：为陈家庄凸起与东营凹陷的分界断裂，近东西向分布。二者在浅部表现为分开的两条断裂，在深部则合二为一，两断裂一致南倾，倾角60°～70°，

图4-1基底构造及地震烈度示意图落差大于300m，控制下第三系沉积于倾侧。

（5）东营断裂：呈近东西向分布于东营凹陷内，为新生代以来形成的浅层断裂。

（6）昌乐—广饶断裂：为益都—无棣断裂的分支，走向北西，倾向北东，切割了广饶—齐河断裂，控制着第三系的沉积。

该区位于华北地震区内，周围都是强震区。据历史记载：自公元692年以来，区内共感受地震54次，其中在区内发生的地震14次，遭受烈度Ⅶ度影响已达3次：1668年7月25日郯城莒县8.5级地震时，“利津房屋多倾倒”，烈度达Ⅶ度；1888年6月13日渤海7.5级地震时利津“房屋倒塌甚多”；1969年7月18日渤海7.4级地震时，垦利、利津、沾化三县遭受较重震害，“孤岛出现长约1km，宽0.3～0.4m的地裂缝，北端下沉30cm”，垦利县的左家庄、建林、新安、黄河农场地裂多处，冒水涌砂，房屋倒塌。1976年7月28日，唐山7.8级地震时，沾化、利津出现裂度异常区：利津县黄河大坝裂缝两处，冒水涌砂100余处，沾化县倒塌房屋560间，出现多处地裂缝及喷水冒砂点。综上所述，该区地震实际破坏已达Ⅶ度强。

根据地震活动时间分布特征及100年内破坏性地震的缺震统计和历史上地震烈度影响的分析，区内未来100年内主要面临Ⅶ度强震一次，鉴于区内历史上很少有地震发生，地震破坏的主要危险来自区外的强震。预测渤海区未来百年内将有高达6.5级的晚期强余震的发生；安丘—益都区未来100年内发生中强震（6～6.5级），震中烈度Ⅶ度的可能性最大：滨县—博兴区未来百年内将有5.56级（震中烈度为Ⅶ～Ⅷ度）的地震发生。区内的陈南断裂、胜北断裂新的活动相对突出，在该区范围内具有发生5级左右（度）地震的背景。

根据1977年出版的“山东省烈度区划图”编制的区内地震综合烈度图，将区内地震烈度定为：五号桩—桩西地区为Ⅷ度；河口、垦利、东营、利津均为Ⅶ度；博兴—滨县定为Ⅷ度；沾化为Ⅵ度。

❺ 区域地质构造体系背景

汶川特大地震位于中国南北向地震构造带的中段,这里是划分我国东、西两版大地震大区域权的分界,也是我国各种构造体系分为东、西两大区域的分界,而且是多种构造体系交接复合的特殊部位。该南北向地震构造带中段,与其南、北两段走向近南北向不同,中段为北东向,位于华夏系展布地段,并为北北东向新华夏系断裂切割,它们都是中国东部普遍分布的巨型华夏多字型构造体系系列的组成成分,这里受到西南部超巨型青藏反“S”型旋构造的影响特别强烈,随着青藏系不断右旋隆起,形成青藏高原,位于其东侧的南北向地震构造带,受到高原物质向东缓慢流动压缩的影响,在高原东缘的华夏系构造带向东挤压,遇到四川盆地之下刚性地块的顽强阻挡,并且青藏系右旋,华夏系龙门带原来应为左旋,二者扭动方向相反,更加剧了构造应力和能量的长期积累集中,特别是龙门山断裂带与汶川附近被天全-茂汶新华夏系断裂错开,可能限制和“锁住”龙门山断裂带的自由移动,致使构造应力和能量在这里高度集中和积累,最终在汶川县映秀镇附近龙门山断裂带突然错动,致使断裂活动不断往北东方向扩张,余震也不断往北东方向迁移。

❻ 地质背景

一、区域地质背景

西加拿大盆地是一个NW－SE走向的古生代克拉通边缘盆地，东边以加拿大地盾为界，西边以加拿大西部造山带为界，北部延伸到西北特区进入北极圈，南面直达美国蒙大拿州与威利斯顿盆地汇合(图6－2)。

西加拿大盆地的地层分布反映了其构造发育的两个重要阶段:①中泥盆世－中侏罗世的裂谷－漂移阶段;②晚侏罗世－始新世的前陆盆地发育时期。盆地的基底为元古宙火成岩和变质岩以及下古生界残余沉积物。下古生界地层在艾伯塔不是重要的油气勘探目的层，但在威利斯顿盆地由于地层发育较全而含有丰富的油气资源。

早－中泥盆世的拉张事件形成了西加拿大盆地的雏形，即NE—SW向的板内裂谷体系(Elk Point Rift)，具有特征的裂陷期、以陆相红层和蒸发岩为主、分布范围有限的地层层系。盆地基底隆起如西艾伯塔洋脊(West Alberta Ridge)、塔斯里纳隆起(TathlinaHigh)、和平河穹隆(Peace River Arch)以及规模巨大的碳酸盐岩生物障壁礁复合体(Presquile Barrier)，形成相对封闭的沉积体系，仅在西北部有点礁发育(图6－2)。在经历了区域性不整合之后，盆地中的地层发育经历了四个完整的碳酸盐岩/泥岩沉积旋回，即形成了Beaverhill Lake、Woodbend、Winterburn和Wabamun群(图6－3)。在这个裂谷充填阶段，盆地基底隆起逐渐被超覆，进而演化为被动大陆边缘的开阔海相环境。在经历泥盆纪末期沉积间断之后，密西西比亚纪早期发生了大规模的海侵，以碳酸盐岩沉积为主，形成一系列向西推进的碳酸盐岩堤坝。在晚密西西比世—二叠纪时期，和平河穹隆古隆起瓦解，在碳酸盐岩为主的大陆边缘形成了一系列碎屑岩沉积。三叠系—侏罗系地层以碎屑岩沉积为主，并且存在剥蚀性不整合接触。上侏罗统及其上覆地层主要为前陆盆地沉积。由于西加拿大造山带的形成，沉积物主要分布在一个NW—SE向的海槽之中，西北部与海相通。伴随着哥伦比亚和拉拉米运动，盆地中形成了五套粗碎屑岩沉积。盆地在始新世达到最大埋藏后抬升回返，海退方向为西北部北极圈的麦肯齐三角洲—碧福海。

图6－10 落基山前Juri溪泥盆系最顶部至密西西比亚系Exshaw组烃源岩标准剖面

❼ 区域地质构造背景

南岭东段区域上处于华夏古陆闽、赣、粤后早古生代隆起与湘、桂、粤北晚古生代— 早中生代凹陷的交汇部位（图7-13）。该区地壳演化经历了早古生代、晚古生代—早中 生代、晚中生代、新生代四个构造旋回。区内地层出露较全，从新元古界—第四系均有出 露，其中震旦系、寒武系、泥盆系、石炭系、侏罗系分布较广泛。

图7-13 诸广—贵东地区大地构造位置图（据张祖还等，1991，略修改）

该区岩浆活动广泛而强烈，九嶷山—诸广山—仙游岩带和花山—大东山—贵东—泉州 两条花岗岩带呈EW向横贯全区，与西太平洋大陆边缘的NNE向构造-岩浆体系展布不 同。岩浆侵入主要受区域断裂构造控制，空间上呈带状分布，产状以岩基和岩株为主。侵 入岩岩石类型有基性、中性、中酸性、酸性、偏碱性、碱性及酸性花岗岩类占绝对优势。 其次为中酸性的二长花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩等。始兴县司前、仁化县扶溪、金 竹圆等地还有早古生代和晚古生代斜辉橄榄岩、蛇纹石化橄榄辉长岩、云辉二长岩和二辉 辉长岩等超基性岩出露（地矿部南岭项目花岗岩专题组，1989）。晚中生代岩浆作用是中 国东部一次十分重要的地质事件（陶奎元等，1999），区内晚中生代花岗岩占全区侵入岩 面积60.3％（图7-14），岩浆活动具多期、多阶段特点，并以壳幔岩浆活动为主（杜扬 松等，1988；杜扬松，1999）。

本区经多次地壳运动，形成一系列断裂构造。J₃-K₁多为控岩断裂构造，而K₂-N 形成的断裂多为控盆断裂构造。断裂展布的方向有SN、EW、NW、NE等，这些断裂构造 多为深大断裂，具有多次活动的特征。总体趋势是SN向断裂较早，EW向、NW向断裂 次之，最晚为NE向断裂。深大断裂控制了本区中-新生代以来的岩浆活动和盆地形成与 发展，同时也控制了铀矿和多金属矿产的形成。

❽ 　区域地质背景

1.1.1塔里木盆地的大地构造位置

自70年代初，我国一些地质学者开始应用板块构造理论探索塔里木、天山、昆仑山大地构造演化规律以来，获得了许多有重要意义的认识。

塔里木板块是新元古代固结的大陆板块，北以哈里克套南坡—巴仑台—库米什深大断裂与伊犁—伊塞克湖板块分界；东北以吐鲁番—哈密大断裂与准噶尔—哈萨克斯坦板块相接；南以康西瓦—木孜塔格北坡大断裂与羌塘板块为界。在古生代，塔里木板块与周围相邻的板块皆以大洋相隔，板块活动边缘的俯冲带，发生洋壳俯冲、消减、碰撞或造山，使大陆不断增生，洋壳随之消亡，从而形成较大的陆壳板块。

塔里木板块的稳定地壳部分称为塔里木地块，是中国西部大陆起核心作用的主要地块，最后固结于700—800Ma前。塔里木地块北为天山褶皱系，南为昆仑褶皱系，东邻祁连褶皱系，随着地块边缘的库鲁克塔格、柯坪、阿尔金和铁克里克的先后隆起，中间地区被动下沉，自晚二叠世后，逐渐演化成为塔里木盆地，见图1—1。

图1—1塔里木盆地区域构造位置图（据新疆石油管理局资料）

1.断层；2.盆地；3.城镇

1.1.2地层发育及展布特点

塔里木盆地北部地层发育齐全，露头和钻井资料表明，前震旦系为浅变质的结晶基底。震旦系—古生界可划分为两个大的海进、海退沉积旋回：下旋回为震旦系—泥盆系，以海相碳酸盐岩为主，往上过渡为碎屑岩和泥质岩；上旋回为石炭系—二叠系，石炭系以碎屑岩、碳酸盐岩和膏泥岩为主，二叠系为陆相红层夹火山岩。中新生界亦划分为两大沉积旋回：三叠系—下第三系为下旋回，以断陷—坳陷型陆相含煤碎屑岩和红层为主；上第三系为上旋回，为全区大面积覆盖的红色和黄灰色碎屑岩。在四大旋回之间以角度不整合和超覆不整合为边界。

塔里木盆地北部，震旦系为不整合于前震旦系之上的第一套沉积盖层。分布于新和南—齐满—轮台一线以南，以北则遭剥蚀而缺失。在轮台—达里亚一线以西的广大地区，地层岩性为含葡萄状藻球粒的白云岩、碳酸盐岩与泥质碳酸盐岩互层。由该线向东，地层迅速加厚，厚度在2000m以上。库鲁克塔格露头剖面表明，其为深海滑塌重力流—浊积岩相的岩性组合和沉积构造。

塔北地区寒武纪—奥陶纪是一套以碳酸盐岩为主的地层体系。分布于英买力北—齐满—沙4井一线以南，以北因剥蚀而缺失。北西薄，向南厚度达4700m，并有向东南急剧增厚之趋势。平面上大致可分为三个沉积相区，即①盆地相区，分布于草湖以东，主要为浊积岩和海相泥质岩；②斜坡相区，分布于达里亚以东、草湖以西地区，为台地相与盆地相过渡区，可能发育有滑塌的重力流沉积；③台地相区，分布于达里亚以西的广大地区，主要为深灰、灰褐色灰质泥岩与浅灰色泥灰岩互层，夹灰色砂质泥岩、粉晶灰岩及钙质砂岩条带，为台地相沉积。

塔北地区志留系—泥盆系为一套陆源碎屑沉积体系。除在沙雅隆起高部位（包括沙西凸起和阿克库勒凸起）上缺失外，其它地区均有分布。在东河塘—阿布干那一线以西，南厚北薄，此线以东向阿克库勒凸起减薄。在达里亚以东地区向东急剧增厚。

从总体上看，志留—泥盆系属深水凹槽海盆环境和滨岸环境中形成的陆源碎屑沉积（沙11井、沙21井揭示的志留—泥盆系均为一套向上变粗的陆源碎屑海退沉积序列）。与寒武—奥陶纪不同，在志留—泥盆纪整个塔北地区处在不断抬升、海域范围不断退缩的状态中。其岩性主要为泥质岩、粉砂岩和砂岩。志留—泥盆系与奥陶系为不整合接触。

石炭纪—二叠纪地层除在沙西凸起高部位及雅克拉—轮台凸起之上缺失外，塔北地区均广泛分布。总趋势为南厚北薄。在沙西凸起以西厚达1300多米，塔里木河一线厚度为500—900m，并有向南加厚之趋势。地震、钻井资料表明，本区下石炭统分布广泛，可与巴楚露头对比，由上至下分别为卡拉沙依组和巴楚组，哈1井、沙30井揭示卡拉沙依组岩性主要为砂泥岩薄互层。巴楚组上部为一套薄层灰岩，称为“双峰灰岩”；中部为泥岩，至沙10井则变为膏盐岩；下部主要为一套石英砂岩，称之为“东河砂岩”，为东河塘油气藏的储集层，主要分布于东河塘和哈拉哈塘地区。石炭—二叠系与志留—泥盆系呈角度不整合接触关系。上石炭统主要分布于达里亚以东地区，厚度100多米，岩性主要为生物灰岩。二叠系仅存下二叠统，分布于东河塘—雅克拉以南、阿克库勒以西，为陆相碎屑岩和火山岩。不整合于石炭系之上。

在塔北地区，三叠—侏罗纪地层除在沙西凸起北部至雅克拉—轮台断凸北部一带缺失外，其它地区均有分布，总体南厚北薄，向北超覆。三叠系是本区找油的主要目的层之一，是塔北阿克库勒等几个油田的储油层。由于受古地理环境的影响，在西部阿瓦提断陷，三叠系巨厚。在其以东受隆起和断裂系统的控制，多发育冲积扇、三角洲和滨浅湖沉积。侏罗系在库车坳陷发育齐全，塔北仅有下侏罗统。据钻井揭示其岩性为棕褐、褐紫色泥岩、深灰、灰色泥岩与浅灰、棕灰色细粒长石石英砂岩、泥质粉砂岩不等厚互层，并夹煤层及灰黑色炭质泥岩薄层。

白垩纪—早第三纪地层在本区广泛分布，主要为洪积—河流相的棕褐色砂砾岩，局部夹砂质泥岩或灰绿色粉砂质泥岩，其中的卡普沙良群底部砾、砂岩段广泛分布于东部雅克拉、阿克库勒等一系列凸起的构造部位，是良好的储集层。

上第三系与第四系以陆相红层碎屑岩为主，全区覆盖。上第三系为冲积平原—河流—湖泊相红色碎屑岩沉积，第四系为冲积、风积、湖积及山麓粗碎屑堆积。

1.1.3区域构造特征及演化

1.1.3.1震旦纪—古生代构造旋回

塔里木地区震旦纪—二叠纪为克拉通盆地发育阶段，经历了一个完整的威尔逊旋回，其中震旦纪—泥盆纪和石炭纪—二叠纪又分别构成两大发展演化阶段（表1—1）。

1.震旦纪构造演化

“古中国大陆”形成后经历了相对稳定的时期，形成“地台型”沉积，仅在少数地区形成所谓的坳拉谷（aulacogen），如东北部的库鲁克塔格。震旦系呈北东向展布的楔形断陷槽，沉积厚度达5000多米，大陆坡的各种重力流和滑塌堆积发育，并有“双峰式”火山岩。向北至卡瓦布拉克很快变为缺失隆起，向南至孔雀河一带迅速减薄。在阿瓦提—满加尔一线震旦系厚度稳定，为“克拉通内碟形坳陷”沉积。在盆地的北部可能还存在着尚未被认识的坳拉谷。总之，少数狭窄的坳拉谷及相对沉降的边缘与大面积稳定的碟形坳陷明显的差异性，成为震旦纪古构造突出的特点。它反映拉张初期拉张活动强度不大的面貌。

2.寒武—奥陶纪构造演化

区域性拉张从寒武纪开始明显加强并逐渐达到高峰。库鲁克塔格坳拉谷呈现更强烈的拉张断陷，沉降中心南移，并使相邻的满加尔坳陷在寒武纪和早奥陶世出现半深海相饥饿型沉积，厚度仅千米。中晚奥陶世开始向补偿型沉积转变，坳陷中部沉积明显加厚，厚度可达4000m。从此，改变了震旦纪盆地内部的均一状态，出现了相间隆坳（如沙雅隆起和满加尔坳陷）。东西分异开始出现，海侵规模增大，寒武—奥陶纪出现了最大海侵期。

3.志留—泥盆纪构造演化

在塔里木外围地区强烈拉张的制约下盆地内部出现相对挤压状态，库鲁克塔格地区隆起并向西延至轮台，沙雅隆起进一步上隆成为满加尔坳陷的物源区，坳陷西部变成补偿—超补偿的类前陆盆地沉积，厚达4000m。志留及泥盆系向隆起顶部尖灭。

泥盆纪末，海西早期运动使天山的一些活动带处于相对收缩状态并产生压性构造形变，盆地内部形成一系列的东西向断裂、褶皱，并出现大规模的侵蚀间断面（

）。

总之，震旦纪到泥盆纪盆地内部形成了以东西向为主的大型隆起和坳陷，为盆地的进一步发展奠定了基础。

表1—1塔里木盆地北部构造运动与界面性质

4.石炭—二叠纪构造演化

石炭纪—二叠纪本区进入新的演化阶段，塔里木盆地周围区域性拉张活动在石炭纪达到空前规模。天山和昆仑山发育了一系列陆内—陆间裂谷，它们在石炭纪末或早二叠世末闭合。海西晚期运动使大陆再拼合，最终导致强烈挤压变形。

受周围强烈拉张的影响，盆地内表现为相对挤压，北部的隆起进一步抬升，使大部分地区隆起为陆。沉降中心向西迁移，使南北隆坳背景上的东西分异再次明显出现，以致形成早石炭世海湾向西开口的马蹄形大陆包围的格局。至早二叠世晚期，塔里木地区大部分为陆，隆起部位古生界遭受剥蚀并且构造形变加剧。同时，还出现岩浆喷发和基性岩浆侵入，如哈拉哈塘和沙西地区等。这些火成岩被认为是相对拉张条件下的产物。

海西晚期盆地完全处于挤压环境中，盆地周围造山活动加剧，地层变形、褶皱，并伴有以酸性岩浆为主的侵入活动，特别是塔北出现了大量的褶皱和断裂。最终，海水全部退出，并造成地层长期暴露剥蚀，形成全区性的不整合面（

）。

1.1.3.2中、新生代构造演化

海西晚期，随着盆地周围地槽带的关闭，塔里木盆地成为板内克拉通盆地。中—新生代可分为三叠纪—侏罗纪和白垩纪—早更新世两大构造演化阶段。

1.三叠纪—侏罗纪构造演化阶段

早、中三叠世：早、中三叠世，塔里木北部的构造演化经历了一个由断陷—坳陷的构造发展阶段。受海西末期南天山的褶皱上隆和后期应力的相对松弛影响，库车坳陷开始以断陷形式下坳，沙雅隆起定型并与柯坪隆起和库鲁克塔格隆起分隔北部库车坳陷与南部的阿瓦提和满加尔坳陷。南部沉降中心在阿瓦提—满加尔一线，以河沼、湖相沉积为主，为残留的克拉通坳陷盆地。北部库车坳陷形成沿山缘东西向狭长展布的北深南浅不对称坳陷，发育河沼、湖泊含煤碎屑沉积，形成前陆盆地的雏形。

晚三叠世—晚侏罗世：晚三叠世开始，古特提斯洋向北“潜没”挤压，并逐渐加强直到侏罗纪晚期，塔北受到明显影响。阿瓦提—满加尔地区西部抬升，湖水向满加尔退缩，至早侏罗世，沉降中心已向东迁至库鲁克塔格山前，随着抬升的加剧，在中、晚侏罗世湖水全部退出塔北，造成大范围的中、上侏罗统的缺失。

2.白垩纪—早更新世构造演化阶段

白垩纪时，由于新特提斯洋向欧亚大陆“潜没”作用，印度板块向北漂移、拼接、碰撞，随之由于天山的抬升及反冲作用，使塔北进入了统一的前陆盆地发展阶段。早期相对分隔的水体趋于一体化，沉积作用从天山山前扩展到中央隆起北缘，形成广泛的红色粗碎屑岩。总体构造格局变为北低南高的单斜式不对称坳陷。进入晚白垩世，构造活动逐渐加强，形成覆盖全盆地的广泛沉积。晚第三纪，构造活动表现剧烈，周围山系高峻，向盆内提供大量碎屑，使盆内沉积加厚，范围扩大，塔里木北部前陆盆地的演化进入到更趋完善的阶段。这一时期的构造处于燕山和喜马拉雅活动时期，由于印度板块持续向北推移、俯冲和最后碰撞拼合以及喜马拉雅山脉的崛起，天山、昆仑山褶皱带进一步活动，使盆地最终演化为四周高山围绕的干旱内陆盆地。受喜马拉雅晚期运动的影响，盆内受到挤压，塔北地区山前边缘中新生界沿古剥蚀面出现大规模的逆冲推覆，形成多种形式的断褶带和褶皱带。

❾ 地质构造背景是什么意思包括哪些方面的内容

比工作区范围更大一级的区域范围。地层，褶皱，断层，地球化学，地球物理等。类似于县的背景是市，市的背景是省。

❿ 　地质背景综述

对研究区地质背景的了解，尤其是大地构造属性与地层区划及地层系统、岩相古地理轮廓的总体分析与把握，是开展层序地层学研究的必要前提。

一、地层区划特征

研究区位于湖南、湖北交界地带，属于上扬子地台东南缘，具有较典型的被动大陆边缘特征（王鸿祯，1978,1981,1982；赖才根等，1980,1982；王鸿祯主编，1985；王鸿祯等，1986,1990；周明魁等，1992；刘宝瑁等，1993）（见图1）。根据沉积类型、生物面貌、沉积厚度及层序结构以及顶底界特征等原则（王鸿祯，1978），自北向南，研究区可分属以下三个地层区类型（湖南区调队，1986；曾庆銮等，1987）。其总体特征如下：

（1）大致沿桃源热市—慈利龙潭河—吉首一线以北（北西），岩性及岩相与峡东宜昌一带类似。其奥陶系下部为较纯的碳酸盐岩，夹少量泥页岩；其上部则为泥质较多的碳酸盐岩，并有碳硅质笔石页岩等，最顶部为观音桥层。靠近慈利一带，奥陶系顶部—志留系底部则多有不同程度的缺失。生物群以三叶虫、头足、腕足等为主，间有笔石等。总体厚度300～400m。属于一种基底较稳定的台地相区沉积环境，即扬子区。

（2）以桃源九溪—黄石和慈利陈家河一带为代表，基本上沿武陵山南坡呈北东—南西向延伸。该区奥陶系沉积厚度较大（700～1000m）。其下部地层，自两河口期至牯牛潭期，以含泥的碳酸盐岩为主，夹多层碳酸盐角砾岩等碎屑流沉积，向上逐渐过渡为泥质—粉砂质沉积。奥陶系上部，自庙坡期至五峰期，该区则与扬子区相似，为含泥的碳酸盐岩与碳硅质笔石页岩，顶部出现观音桥层。生物群以扬子型为主，夹有江南型，反映了一种沉积基底较活动、沉降较大的台地边缘斜坡沉积环境，属于通常所说的扬子区和江南区之间的过渡区（武陵山小区）。

（3）以桃江响涛园—安化毛铺子一带为代表，奥陶系为一套厚度不大（300m±）的硅泥质、碳泥质、粉砂质板状页岩，中上部夹含锰碳酸盐岩及近源型浊积砂砾岩。其顶底分别与寒武系、志留系呈连续沉积，生物群以笔石为主体。与前两区相比，总体上显示出远离碳酸盐台地、相对饥饿的深斜坡－盆地沉积背景。该区即属于扬子区与华南区之间的过渡区，习称江南区（雪峰分区）。

二、地层划分与对比

上扬子地台东南缘的峡东—湘西北地区，是我国华南地区奥陶系经典研究区之一。地层研究工作最早可以追溯到20世纪初20、30年代。李四光（1924）、田奇镌等（1933）、王钰（1938）以及孙云铸（1941）等地学前辈，曾在该区内做过许多开创性研究。新中国成立以来，更有许多学者在此进行了多方面、多层次的工作，如杨敬之、穆恩之（1954）、张文堂（1957,1962,1982）、金玉琴等（1959,1964）、刘义仁、傅汉英（1984,1989）、安太庠等（1980,1987）、汪啸风等（1980,1983,1987），等等。另外，湖北省和湖南省地矿局所属单位等，则对该区进行了地质填图及专题研究，如湖北省地矿局三峡地层研究组、原地质矿产部宜昌地质矿产所、湖北及湖南区调队等。数十年的积累，已使该区的生物地层学及相关研究达到较高的水平。宜昌黄花场剖面等已成为我国奥陶系指定层型剖面（赖才根等，1982；汪啸风等，1987）。

本文基本沿用该区现有的地层系统（表1-1）。奥陶系的年代地层特别是阶根据赖才根等（1982）以及汪啸风和陈旭等（1996）的划分综合而成。笔石带、牙形石带则分别参照安太庠（1987）、倪世钊等（1987）、陈旭等（1993）、汪啸风和陈旭等（1996）、张建华（1996）等人的资料综合。寒武—奥陶系暂以Cordylos lindstromi带的底界为界，奥陶—志留系暂以Glyptograptus persculptus带底界为界（汪啸风等，1987,1992）。系、阶界线年龄分别采用Harland等（1989）以及王鸿祯、李光岑（1990）和王鸿祯（1996）的数据。岩石地层划分基本根据曾庆銮等（1987）、湖南区调队（1986）及汪啸风和陈旭等（1996），但此次在湘西北划分出了大田坝组、舍人湾组等，并对桃花石组等岩石地层单位的界线，从层序地层学的角度进行了重新厘定（参见第八章）。

表1-2研究区奥陶纪古斜坡坡度及碎屑流静力学强度表

注：HJ即九溪剖面，HH为桃源黄石镇剖面，HC为慈利陈家河剖面。O₁p即盘家嘴组，O₁m即马刀育组这三条剖面均属于武陵山小区。HX则为桃江响涛园（南石冲）剖面，O₂n即南石冲组，属于湘中区。

从上表中可以看出：

（1）研究区奥陶纪古斜坡坡度为0.12°～1.40°。它们包含在现代所观测的可发生碎屑流的斜坡角范围中（0.1°～6.5°）（Embley,1976;Jacobi,1976），与李杰测算的川陕及湘黔交境晚寒武世发生碎屑流沉积的古斜坡坡角（0.28°～2.49°；1.07°～2.35°）相比较，总体上也是一致的。

（2）研究区内碎屑流静力学强度值的范围在10²～10⁴Pa之间。这与A.M.Johnson（1970）关于现代地表泥石流的强度（10²～10⁴Pa）及刘宝珺（1990）关于湘黔地区寒武纪碎屑流静力学强度（10²～10⁴Pa）李杰关于川陕、湘黔交境地区晚寒武世碎屑流静力学强度（10³～10⁴Pa）是基本吻合的。

（3）如果测量值没有大的偏差的话（不排除因露头面积所限、所能见到的最大等轴粒砾石的直径有可能会偏小等），那么，奥陶纪早期湘北九溪一带的古斜坡坡度角，看起来总体上要比晚期湘中响涛园一带的大一些。同时，根据当前的坡度测算值，并参考台地边缘湘北热市—茅草铺一带当时的古水深（潮间带附近）等，可以估算出湘北九溪一带和湘中响涛园一带古斜坡在理想状态下的“古水深”。其中，前者大多为100～200m，后者则为350～700m左右。这也从另一个角度说明了问题：前者属于碳酸盐台地前缘斜坡，后者则可能已属外陆棚缓坡地带或盆地相区（王鸿祯，1985；湖南区调队，1986；周名魁等，1993；刘宝珺等，1993）。前者大体上或可与现代热带－亚热带海洋的大堡礁及巴哈马台地边缘等相比照，后者则大致可与我国东海及黄海陆架外部等相对应。同时，这也表明，此前有关九溪一带“下奥陶统存在着等深流沉积”的认识（高振中等，1995）是令人怀疑的，至少是值得商榷的。

由此可见，上扬子地台东南缘湘西北—湘中一带的沉积基底，自北西向南东，大致上从坡度稍陡的碳酸盐台地前缘斜坡，逐渐转换为坡度较缓的外陆棚缓坡或盆地相区，基本上继承了震旦、寒武纪以来的面貌（刘宝珺，1991；刘宝珺等，1993）。而由于红花园期之后碳酸盐岩台地的被淹没（刘宝珺等，1993）和沉积充填，坡度稍陡的碳酸盐台地前缘斜坡，已随之转化为坡度较缓的陆棚缓坡的一部分。即自大湾期开始，研究区的沉积基底环境又有了一些改观。

Von Bubnoff（1954）最早运用了时间－沉积厚度曲线，即平均沉降速率来表达沉积盆地沉降史。尽管它比现在的“反剥法”所达到的精度稍低，数值稍小，但最终所获得的趋势与后者是基本一致的（刘宝珺等，1993）。因此，在缺乏孔隙度及压实比等参数的情形下，人们仍可以直接用现在的实测地层厚度，参照一些界线年龄来求得这一数值。下图即为作者根据研究区的4条奥陶系基干剖面的实测数据，参照现有的奥陶系各阶年龄（表11），做成的研究区奥陶纪基底沉降曲线（图1-1）。

图1-1研究区奥陶纪基底沉降曲线对比图

Ⅰ—桃江响涛园；Ⅱ—宜昌黄花场；Ⅱ—桃源热市－茅草铺；Ⅳ—桃源九溪

从图中可以看到以下特点：

1.各区基底沉降速率的差异

总体上沉降最大、最快的地区是九溪剖面所代表的武陵山小区，即台缘斜坡区。其次是热市—茅草铺剖面所在的八面山小区，它属于台地相区，但非常接近台地前缘斜坡，大致相当于枢纽带（hinge）附近。再次则是黄花场剖面所在的峡东区，属台地内部相区。沉降最小、最慢的地区是响涛园剖面所在的湘中区，属外陆棚斜坡－盆地相区。这说明相区的形成及地层区的划分，实际上首先是由沉积基底的稳定程度所决定的。

2.各地区普遍存在这样几个基底沉降演化阶段

（1）两河口—红花园期：属于强沉降阶段。沉降速率范围为4～25m/Ma，顺序为九溪＞热市＞黄花场＞响涛园。反映研究区所在的上扬子地台及其边缘，总体可能处于一种热沉降拉伸或裂谷状态（Miall,1990;Einsele,1992；刘宝珺等，1993），并有可能最终导致了整个地台区和碳酸岩台地的被淹没（刘宝珺等，1993）。这一时期不仅在斜坡（湘西北九溪一带）及盆地相区（如湘中新化等地）均出现了较典型的类复理石式浊积岩（湖南区调队，1986），而且在台地内部相区的峡东一带，也出现了碳酸盐角砾岩等重力流堆积（雷卞军等，1996），可能就是这种应力背景状态的一个突出表现。

（2）大湾—牯牛潭期：属于弱沉降阶段，沉降速率范围降低为1.9～7.3m/Ma，总体上远远小于前一阶段的幅度，但顺序有所变化，为九溪＞响涛园＞黄花场＞热市。其中前两者的速率十分接近，不过，响涛园的沉降幅度却超过了前期。而后两者的幅度比前期减少了许多。反映出上扬子地台及其边缘的热沉降拉伸或裂谷状态，比前期减弱了许多，并可能有某种调整。因而在其末期导致了上扬子地台及其边缘整体露出海平面，并遭受到不同程度的剥蚀（汪啸风等，1996）。

（3）庙坡—临湘期：属于极弱沉降阶段。沉降速率均变得非常低，为0.7～1.2m/Ma，四个地区很相似，仅九溪剖面稍稍小些。反映出研究区总体上可能处于构造沉降甚小、整体较为稳定的均衡状态，并很可能在早期出现了较快、较大幅度的海平面上升，造成了缺氧事件，从而使其代表性产物－黑色笔石页岩，几乎遍布原来各个相区（湖南区调队，1986；曾庆銮等，1987）。后期虽有改观，但总体仍远离物源区——不管是碎屑岩滨岸，还是碳酸盐台地，属于一种相对稳定、还原的沉积环境，因而有利于较为均一、厚度不大的瘤状泥灰岩、具收缩纹泥灰岩的形成（陈旭等，1986）。并在末期有可能逐渐暴露或接近暴露，因而一些地点出现了白云岩等（刘永耀等，1984）。

（4）五峰期：总体属于弱沉降阶段，但各地差异较大。沉降速率范围可从2m/Ma增至12m/Ma。其中，热市一带因后期剥蚀缺失而难以估算，余者的顺序为九溪＞响涛园＞黄花场。反映该区可能又出现了新的热沉降拉伸，如湘中桃江—安化一带发育了近源浊积岩（徐熊飞，1980）。末期则因出现了挤压状态（刘宝珺等，1993），造成了以热市一带为代表的湘鄂黔交界地区局部隆升成陆，并遭受剥蚀（穆恩之，1954；湖南区调队，1986）。