含油氣盆地分析VIP

含油氣盆地分析程日輝2011.1.1含油氣盆地分析的基本原理及盆地類型含油氣盆地分析的內容和方法板塊構造與沉積盆地分類含油氣盆地構造學分析裂陷盆地壓陷(撓曲)盆地走滑盆地含油氣盆地地層學和沉積學分析盆地地層學分析盆地沉積體系分析含油氣盆地沉降史和熱史分析盆地沉降史盆地熱史含油氣盆地石油地質學分析盆地油氣形成與富集的基本條件盆地石油地質條件綜臺分析與評價主要課程內容1.含油氣盆地分析的基本原理及盆地類型1.1合油氣盆地分析的內容和方法1.1.1盆地和含油氣盆地盆地三重涵義：地貌盆地、沉積盆地和構造盆地沉積盆地三個要素：一物質，即沉積盆地是由沉積地層組成的；二地質時代，即沉積盆地發(fā)生在一定的地質時代；三是空間，即沉積盆地是具有盆狀形態(tài)的地殼構造單元含油氣盆地是具備成烴要素、有過成烴過程并己發(fā)現(xiàn)有商業(yè)價值的油氣聚集的沉積盆地。1.1.2內容和程序1.1.2.1盆地分析的內涵-與時俱進1.Pettijhon（1940），從沉積學出發(fā)提出“沉積盆地分析”。2.Mail（1984），盆地分析的結果只是揭示一個沉積盆地的古地理演化，內容涉及到地層學、構造學和沉積學。3.Allen（1990），盆地分析就是將沉積盆地作為實體進行地球動力學綜合研究。盆地分析的主題應是研究盆地的地質、地球物理、地球化學特征，盆地類型、盆地演化及盆地成因，并結合成礦條件(成油要素)綜合研究，以揭示盆地含礦性(含油氣性)及礦產(chǎn)(油氣)的形成、演化、分布規(guī)律，為勘探資源提供可靠的依據(jù)。1.1.2.2盆地分析的原理地球組成的分層性地球流變學分帶板塊運動應力與應變熱流傳導與對流巖石流變學地球組成的分層性大洋地殼：3層結構-沉積層-玄武巖-輝長巖和橄欖巖大陸地殼：2層結構-花崗巖質層-玄武巖-榴輝巖地幔：2層結構-上地幔和下地幔Moho面：低速帶，界面處p波加速，密度增大

地球的內部圈層地殼莫霍面（平均33km）地幔古登堡面（2900km）地核地球平均半徑6371km地球平均密度5.5g/cm3地球流變學分帶巖石圈：剛性，地殼和地幔上部，其底部為等溫面1100-1300℃-地幔巖石凝固溫度，熱學巖石圈。其上部是彈性巖石圈，下部的蠕變緩和了彈性應力，但亦足夠的剛性。軟流圈：軟弱易流動，其上部為低速帶，P波、S波速度降低，部分熔融。沉積盆地中的垂直運動（沉降、隆起）是流變帶變形的響應巖石圈75km

軟流圈300km地殼上地幔(650km)下地幔(2900km)外核（液態(tài)）(5100km)內核(6371km)板塊運動巖石圈板塊的邊界類型：離散邊界—洋中脊，大洋盆地擴張中心，發(fā)育轉換斷層。聚斂邊界

俯沖邊界—大洋巖石圈吃掉下行板塊，洋-洋邊界、洋-陸邊界碰撞邊界—大陸巖石圈吃掉下行板塊，陸-陸碰撞穩(wěn)定邊界—相鄰板塊平行運動，轉換斷層應力與應變巖石圈中的應力體力-重力ρg，單位體積面力-垂直方向為靜巖壓力ρghArry均衡-大陸和大洋巖石圈不同的巖柱所造成的面力相等?！吧礁焙汀芭璧冂R像”偏應力：巖石受到構造作用力，三個方向的應力極少相等，總水平面力由靜巖壓力和構造分力組成。構造分力是偏應力。剪切力：平行于表面作用的面力。應力與應變巖石圈中的應變應變是固體在應力作用下的變形。形不變體積變：各方向應變?yōu)殚L度變化率。形態(tài)變化-剪切應變：矩形變成平行四邊形，直角變銳角，應變?yōu)榻嵌茸兓氲呢撝怠９腆w旋轉：大小為兩邊變化角差值之半的負值。純剪切：兩角相等，無固體旋轉，應變緣于剪切。簡單剪切：固體旋轉，且一角為0。應力與應變線彈性：應力與應變成正比，胡克定律。單軸應力方向上的壓縮會被另2個正交方向上伸展量的一半所補償。只有兩個非0主應力分量，為平面應力狀態(tài)，與構造引起巖石圈水平應力狀態(tài)相似。二維撓曲：對于無限延伸的彈性固體板塊而言，一般撓曲方程可以表達為D為抗撓剛度，與巖石圈力學性質和厚度有關；P為板塊縱截面上的水平力(擠壓為正，引張為負)；Pa(x)為向下的沿x軸分布的垂直載荷力；W為撓曲度，指撓曲變形后相對于變形前質點的垂直位移量(向下為正，向上為負)；Λρ是地幔物質和盆地充填物質之間的密度差；x為水平坐標軸。式中ΛρgW為巖石圈向下?lián)锨^程引起的撓曲板塊底部的恢復力。熱流傳導與對流通過熱的傳導、對流和輻射作用，熱量發(fā)生傳遞和流動。傳導是一種擴散作用，動能是靠分子間碰撞傳遞的。對流傳熱要求有介質的運動。巖石圈中熱主要通過傳導作用傳遞，地幔中來自地球深部的熱傳遞形式主要是對流。傅里葉定律：熱通量q與溫度梯度成正比：q=-K.dT/dy1.1.2.3盆地研究的內容和程序含油氣盆地分析的基本思路4M、4S和3T(朱夏1981)：4M指研究油氣生成、聚集的條件和指標，包括：①物質基礎(Material)、②成熟度(Maturation)、③運移(Migration)、④保持(Mainteance)。

4S指研究盆地的地質因累，包括①沉積作用(sedimentation)、②沉降作用(subsidence)、③應力場和應力條件(StressfieldandStresscondition)、④構造型式或形態(tài)(structuralstyle)3T指研究盆地的時空展布和控制性因素，包括；①構造背景或處境(Tectonicsettings)、②時代或時間(Time)、③熱史、熱體制或溫度條件(Thermalhistory，regimeorcondition)。含油氣盆地分析就是在以上的基礎上，將影響油氣形成的因素相互聯(lián)系起來綜合分析，最終對一個地區(qū)的油氣遠景作出評價。不同尺度的盆地分析不同尺度的盆地分析應該有不同的內容和研究思路。盆地分析通常分成3種尺度：盆地群或盆際、盆地整體、盆內局部構造或單位。盆地群或盆際研究

超盆地分析主要研究盆地形成演化的區(qū)域環(huán)境、深部背景、變化規(guī)律及其基本屬性，包括：①構造位置、盆-嶺關系、盆間關系研究；②古氣候、古緯度、古地理環(huán)境研究；③盆地的地質時代及古原型盆地研究；④盆地和超盆的地球動力學、盆地類型研究；⑤盆地深部結構、不同層次構造關系和不同期次盆地疊置關系研究。盆地整體研究將盆地作為一個獨立系統(tǒng)，研究該系統(tǒng)內發(fā)生的地質過程或作用(processes)及其各種地質響應(responses)，包括：①盆地的層序、旋回、幕或地質事件分析，盆地形成演化的階段或期次性研究；②盆地構造變形體系、樣式、類型、疊加、構造演化和不同時期應力場分析，以及不同層次構造變形關系研究；③盆地沉降史分析、沉降量及沉降速率特征的比較，以及沉降量與變形量相關性研究；④盆地構造-沉積充填模式分析、構造-巖相帶劃分、構造-巖石組合及其序列研究；⑤盆地的構造-巖漿活動、熱活動、熱史分析。盆地內部含油氣區(qū)帶研究指二級構造帶或局部構造的解析，研究油氣區(qū)帶的基本要素、某些控制二級構造帶的主干斷層或斷裂帶、盆地構造內部二級構造帶中各構造要素之間的關系，以及構造演化和形成機理。“油藏描述”也應該屬于盆地內部含油氣區(qū)帶研究的范疇，它已經(jīng)發(fā)展成為含油氣盆地分析學科中一種相對獨立的技術。對于石油與天然氣勘探來說，盆地分析是以盆地為研究對象，以盆地石油地質調查開始到優(yōu)選出有利含油氣區(qū)帶的綜合勘探評價的系統(tǒng)工程。不同勘探階段的盆地分析不同勘探階段，盆地分析的研究內容不同，分三個階段：第一階段，勘探程度較低，未有工業(yè)性油氣發(fā)現(xiàn)。盆地分析要初步搞清盆地基底結構、盆地構造格局、地層層序、沉積巖分布，初步確定主要烴源巖層系及主要烴源巖區(qū)，估算遠景資源量，評價盆地勘探前景，并通過多盆地比較，分類排隊，優(yōu)選出有含油氣遠景的盆地。第二階段，盆地有工業(yè)性油氣發(fā)現(xiàn)，有聯(lián)網(wǎng)地震測線。以探井為骨干，地震測線為基礎，建立盆地地質模型，重現(xiàn)地史、熱史、生烴史、排烴史。查明地層、巖性橫向變化，構造形態(tài)和斷層分布；搞清油源關系、有效烴源巖體和儲集巖體分布；通過計算出盆地生烴量、排烴量及其分布，以及預測油氣資源數(shù)量及其分布，優(yōu)選出有利含油氣區(qū)帶。第三階段，含油氣盆地達到較高勘探程度。對各種地質特征和石油地質規(guī)律有了進一步認識，特別是通過對已發(fā)現(xiàn)的各類油氣藏的分析研究，對油氣運移聚集規(guī)律有了較深入的認識。進一步充實盆地地質模型，更準確地再現(xiàn)盆地地史、熱史、生烴史、排烴史，再現(xiàn)盆地油氣運移聚集史，定量地預測油氣資源數(shù)量及其三維空間分布，確定各類有利含油氣區(qū)帶及其潛力，特別是要進行對圈閉含油性的評價及地層巖性油氣藏和隱蔽油氣藏的預測。1.1.2.3含油氣盆地分析的方法1.2板塊構造與沉積盆地分類大陸裂谷和被動大陸邊緣形成Tectonicbasinclassification1.2板塊構造與沉積盆地分類伸展盆地大地構造分類

與俯沖有關盆地的大地構造分類與碰撞有關盆地的大地構造分類走滑和扭轉盆地2.含油氣盆地構造學分析2.1裂陷盆地的構造學分析2.1.1裂陷作用與裂陷盆地的成因2.1.1.1裂陷作用與裂陷盆地的地質涵義裂陷作用與伸展構造裂陷作用為引張力作用于整個巖石圈并導致地殼和巖石圈發(fā)生大規(guī)模的開裂和斷陷的地質作用過程（rifting），產(chǎn)物是裂谷(riftvalley)。伸展構造(extensionaltectonics)是指在裂陷作用下形成的一切使地殼或巖石圈沿水平方向發(fā)生伸長變形構造的總稱。裂谷與裂陷盆地裂谷是引張作用使整個巖石圈破裂而形成的狹長沉降帶。裂陷盆地為大量的“裂陷”構成大范圍的沉降區(qū)。地塹(graben)指那些極度下沉的長條形凹槽，與裂谷的地質涵義不同，地塹只是個描述性名詞，描述地殼淺在層次的規(guī)模相對小一些的構造。有一些斷陷構造是一側以正斷層為邊界，另一側為構造斜坡，稱為半地塹(half-graben)。2.1.1.2主動裂陷作用與被動裂陷作用主動裂陷作用(activerifting)是指巖石圈底下的軟流圈熱物質主動上涌，并引起整個巖石圈的水平引張。被動裂陷作用(passiverifting)的力源是板塊構造演化過程中產(chǎn)生的區(qū)域水平引張力，地殼或巖石圈的裂陷伸展也可能導致巖石圈底下的軟流閹熱物質的被動上涌。主動裂陷和被動裂陷的最大區(qū)別就是裂陷盆地形成前是否出現(xiàn)區(qū)域的熱隆起、裂陷盆地的形成和發(fā)展過程是否屬于區(qū)域熱隆起的后續(xù)構造事件。2.1.1.3大陸伸展模式剪切伸展模式2.1.1.3大陸伸展模式簡單剪切伸展模式2.1.1.3大陸伸展模式拆離斷層及大陸分層伸展模式2.1.2裂陷盆地類型及其特征裂陷盆地類型2.1.3裂陷盆地的構造樣式裂陷盆地的構造樣式取決于構成盆地中的主干正斷層及其斷層組合的幾何學和運動學特征。2.1.3.1裂陷盆地的剖面構造樣式正斷層的幾何學和運動學特征Wernicke等(1982)在研究美國西部盆嶺區(qū)的伸展構造時將正斷層按其幾何形態(tài)和運動學特征分為兩類三型。即按斷層面形態(tài)分為“平面式”(planar)和“鏟式”(listric，亦譯為犁式)；按斷層兩盤巖層及斷層面本身是否發(fā)生旋轉運動分為“非旋轉”(non-rotational)和“旋轉的”(rotational)兩類。伸展盆地構造的基本樣式伸展型斷陷盆地的剖面構造樣式分為四種類型：①由非旋轉平面式正斷層控制的“地塹與地壘”(grabenandhorst)；②由旋轉平面式正斷層控制的“多米諾式半地塹系”(dominohalf-grabensystem)；③由鏟式正斷層控制的“半地塹”(half-graben)或“滾動式半地塹”(rolloverhalf—graben)；④由坡坪式正斷層控制的“復式半地塹”(斷陷半地塹+斷坡凹陷，half-grabenandrampsag)。2.1.3.2裂陷盆地的構造變換帶

一個伸展型斷陷盆地住往由多個由正斷層控制的斷陷組成。多個裂陷盆地也可以在同一個構造背景上形成，構成裂陷盆地省。裂陷盆地中控制各個斷陷地塹或半地塹的主干正斷層在平面上的展布有多種型式，致使斷陷盆地也呈現(xiàn)不同的平面形態(tài)，如線型、平行式、側列式、雁列式、鋸齒狀、狗腿式或分叉式。裂陷盆地兩側可能只有一側發(fā)育主邊界斷層，另一側為構造斜坡。即使裂陷盆地發(fā)育兩條平行延伸的主邊界斷層，多數(shù)情況兩條斷層的位移也是不同程度的，往住是相互消長，此強彼弱。而主要伸展斷層之間發(fā)育的構造變換帶(transferzone)在盆地構造演化中起著十分重要的作用。2.1.3.2裂陷盆地的構造變換帶盆地伸展構造系統(tǒng)中的構造變換帶可以以不同尺度和不同型式發(fā)生，這取決于不同地段伸展構造樣式的變化情況及伸展主干斷層的位態(tài)和規(guī)模。連接基底主斷層的一些橫向、斜向斷層可謂是典型的變換帶，其橫向或斜向斷層扮演著猶如板塊構造系統(tǒng)中的轉換斷層的角色，為變換斷層(transferfault)。變換斷層的運動性質受被傳遞的主干伸展斷層的位態(tài)及伸展位移方式、位移量等多種因素影響，一般多具有一定量的走滑運動。同一變換斷層的不同地段可以是完全相反的走滑運動方向。裂陷盆地中的變換斷層亦多兼有正向傾滑運動特征。2.2壓陷(撓曲)盆地的構造學分析壓陷(撓曲)盆地泛指那些在擠壓作用下地殼收縮變形過程中形成的沉積盆地2.2.1壓陷(撓曲)盆地形成的動力學機制2.2.1.1壓陷-撓曲作用在擠壓力作用下地殼或巖石圈發(fā)生破裂并致使一部分地殼斷塊休(或板塊)相對上升，而另一些地殼斷塊體(或板塊)相對陷落成為盆地的構造作用稱為“壓陷作用”壓陷作用使一個(一些)地殼斷塊體(或巖石圈板塊)上沖到另一個(一些)地殼斷塊休(或巖石圈板塊)之上，下伏的地殼斷塊體在受到上覆地殼斷塊體的垂直載荷作用力時還會發(fā)生撓曲變形，這種構造作用稱為撓曲作用(flexing)?！皦合荨笔菙D壓體制下盆地形成的最根本的動力學機制，“撓曲”是盆地形成過程的具體體現(xiàn)。2.2.1.3造山楔動力學造山楔是指在俯沖帶(通常是A型俯沖)之上的楔狀增生體，主要由沉積巖層組成。在來自后方的水平推擠力作用下(這種力源可能與板塊的聚斂運動有關)，造山楔內部會發(fā)生逆沖-褶皺變形和重力滑動，從而使造山楔內部的結構及應力狀態(tài)在演化過程中發(fā)生變化，并對前陸板塊的撓曲作用產(chǎn)生重要影響。造山楔對前陸撓曲變形的影響表現(xiàn)三方面(Allen，1990)：(1)對于前陸板塊來說，造山楔是一種殼上負載，它的形態(tài)和構造影響前陸板塊的撓曲作用，因此造山楔的形態(tài)和構造影響著前陸盆地的形態(tài)和構造。(2)造山楔的縮短、增厚或伸展滑移，都會導致?lián)锨鈮K的負載狀態(tài)發(fā)生變化，從而影響前陸板塊的撓曲變形。因此造山楔的發(fā)展演化影響著前陸盆地的發(fā)展演化。(3)造山楔的構造拾升與侵蝕能夠為沉積盆地提供碎屑來源，因此造山楔的剝蝕史與前陸盆地的沉降史有聯(lián)系，造山楔的巖礦物質與盆地地層中的碎屑成分有聯(lián)系。2.2.1.3造山楔動力學造山楔本身的構造變形主要與造山楔向前陸地區(qū)推進時其底部的剪切作用有關。Platt(1986)提出了一個造山楔的演化模型，包括四個演化階段：①在造山楔形成之初，造山楔以前緣加積為主，在楔狀體前緣產(chǎn)生逆斷層、以疊瓦狀逆沖構造為主，也發(fā)育反沖斷層，使楔狀體前緣的坡度降低，并引起楔狀體內部縮短、增厚，楔狀體下部也可能在剪切作用下形成雙重構造；②隨著造山楔底部的剪切作用的加強，底部的加積變得更加明顯，楔狀體下部形成雙重構造、盲沖構造和褶皺變形，并導致楔狀體后緣出現(xiàn)伸展斷裂，造山楔下部還可能發(fā)生高壓變質作用；③底部加積持續(xù)進行，伸展作用使造山楔下部的高壓巖層抬升，造山楔后緣的伸展作用促使前緣發(fā)生某種程度的逆沖收縮變形；④底部加積和伸展作用使高壓變質巖層拾升，造山楔頂部巖層遭受剝蝕，造山楔演化到成熟階段。2.2.2壓陷(僥曲)盆地類型及其特征2.2.2.1板塊運動體制中的壓陷(撓曲)盆地類型與板塊B型俯沖作用有關的壓陷(撓曲)盆地主要包括海溝、斜坡、弧前地區(qū)和弧后地區(qū)由擠壓作用形成的沉積盆地斜坡盆地位于巖漿弧與海溝的斜坡上，盆地基底由俯沖雜巖組成。與海溝的主要區(qū)別是，斜坡盆地的沉積物不應該包含從俯沖的洋殼表面利落下來的深海沉積；與弧前盆地的主要區(qū)別是，斜坡盆地的基底是俯沖雜巖增生楔，而弧前盆地的基底主要是巖漿弧基底，此外斜坡與弧前之間存在地形上的一個坡折。與板塊碰撞作用有關的壓陷(撓曲)盆地與板塊碰撞作用有關的壓陷(撓曲)盆地包括殘留盆地和周緣前陸盆地。殘留盆地指碰撞造山帶內部或邊緣以尚未俯沖消失的洋殼為底的盆地。沉積物主要來源于周圍碰撞造山帶，以發(fā)育濁流形成的復理石沉積和與碰撞造山帶有關的海相磨拉石沉積為特點。殘留盆地可以向周緣前陸盆地過渡。周緣前陸盆地指造山帶與克拉通之間的前陸地區(qū)發(fā)育的撓曲盆地，以瑞士的阿爾卑斯山前的磨拉石盆地最為典型，因此磨拉石盆地也成為這類盆地的代名詞。“磨拉石”(molasse)通常也泛指那些以陸相為主、巨厚的礫巖和砂巖占優(yōu)勢的沉積巖層，巖層的分選性差，層理不規(guī)則，相變急劇，是造山帶山前地區(qū)的典型沉積類型。這類盆地也是典型的壓陷(撓曲)盆地。與克拉通內部擠壓環(huán)境有關的壓陷(撓曲)盆地克拉通板塊內部受到擠壓作用可以使原先的地縫合帶再次活動，或使統(tǒng)一的克拉通破裂，發(fā)生板內造山，這一構造過程小也能形成一些壓陷(撓曲)盆地。板內壓陷(撓曲)盆地指克拉通內部或遠離造山帶主體的山前地區(qū)由逆斷層A型俯沖造成的壓陷(撓曲)盆地。它可以與前陸盆地相鄰，且構造方向和發(fā)育歷史可以與前陸盆地類比，顯示出其親緣關系。如美國西部落基山前的克拉通內部的風河盆地，與落基山前前陸盆地(綠河特地)相鄰。板決內部受到擠壓作用時地殼也可以產(chǎn)生大規(guī)模的褶皺變形，背斜核部相對隆升遭受剝蝕，向斜核部相對沉降形成沉積盆地。這種盆地也屬于壓陷(撓曲)盆地的一種，可稱為褶陷盆或構造盆地。2.2.2.2前陸盆地和板內壓陷(撓曲)盆地的主要特征在地殼表面被較好地保存下來的壓陷(撓曲)盆地是那些以“穩(wěn)定”克拉通為基底的前陸盆地，包括弧后前陸盆地、周緣前陸盆地以及克拉通內部的壓陷(撓曲)盆地。前陸盆地與板內壓陷(撓曲)盆地“前陸”(foreland)指被褶皺帶逆掩的穩(wěn)定的陸地，也指地槽褶皺逆沖帶物質運動所指的方向，相反的方向則成為后陸或腹陸(hinterland，backtand)。由于造山帶的隆升，在造山帶與穩(wěn)定克拉通之間，在克拉通基礎上通常發(fā)育一個深陷的沉積盆地，為“前淵”(foredeep)，即是“前陸盆地”。Dickinson(1974)根據(jù)前陸盆地在板塊構造中的位置將其分為兩類，一類是與碰撞造山作用有關、位于A型俯沖作用帶中的俯沖大陸地殼之上并與碰撞造山帶(縫合帶)毗鄰的沉積盆地，稱為周緣前陸盆地；另一類是與弧后造山作用有關，位于陸緣巖漿弧后的沉積盆地，稱作弧后前陸盆地或退弧盆地(retroacforelandbasin)。前陸盆地系統(tǒng)前陸盆地系統(tǒng)(forelandbasinsystems)的涵義包括三方面內容：①前陸盆地系統(tǒng)是指在收縮造山帶與毗鄰的克拉通之間的大陸地殼之上的沉積物堆積的潛在地區(qū)，這一地區(qū)的沉降主要是與俯沖作用以及俯沖作用導致的周緣或弧后褶皺逆沖帶有關的地球動力學過程的響應；②前陸盆地系統(tǒng)由四個分隔的構造沉積帶組成，根據(jù)這些沉積帶與逆沖帶的幾何關系將它們分別稱為逆沖楔頂部帶(wedgetop)、前淵帶(foredeep)、前隆帶(forebulge)和隆外凹陷帶(back-bulge)；⑤前陸盆地系統(tǒng)的延伸長度大致與褶皺帶的長度相等，不包括溢出到鄰近的殘留海盆地和碰撞大陸裂陷盆地中的沉積物。前陸盆地與板內壓陷(撓曲)盆地的識別標志①盆地具有不對稱性，即靠近構造負荷部位往往是以逆斷層(帶)為邊界，且沉降較深，沉積層較厚；②盆地的演化與造山帶(褶皺-逆沖帶)的演化相關；③沉積充填物質包括兩部分，一部分來自造山帶或沖斷隆起上，一部分來自克拉通地區(qū)；④隨著盆地的演化、早期沉積層逐漸被卷入逆沖褶皺帶中，并使盆地沉降、沉積中心向逆沖前鋒方向(前緣隆起方向)遷移。這些特征中最具鑒別意義的是逆沖褶皺作用對沉積作用的控制，即在擠壓作用背景下發(fā)育有同沉積逆斷層或同沉積縱彎褶皺的沉積盆地可以視為在大陸地殼上發(fā)育的壓陷(撓曲)盆地，包括周緣前陸盆地、弧后前陸盆地和克拉通內部的壓陷(撓曲)盆地。2.2.3壓陷(撓曲)盆地中的構造樣式2.2.3.1逆沖褶皺帶的構造樣式前陸盆地邊緣逆沖帶的構造樣式前陸盆地邊緣逆沖褶皺帶的構造樣式是以向前陸方向逆沖的疊瓦狀逆斷層組為特點。靠近造山帶部分的逆沖斷層的傾斜相對較陡，向前陸方向逆沖斷層的傾斜逐漸變緩，而這些逆沖斷層向深部產(chǎn)狀變得更綏，收斂于基底拆離斷層之上，構成疊瓦扇構造。疊瓦扇向前陸方向的逆沖斷層可能已經(jīng)居于前陸盆地系統(tǒng)的“逆沖楔”的一部分。前陸盆地內部的逆沖構造祥式前陸盆地內部以薄皮逆沖構造為特點，由于斷層形態(tài)、斷層組合方式不同而表現(xiàn)出豐富多彩的構造樣式。1)鏟式逆沖斷層與蛇頭構造、疊瓦扇構造逆沖斷層面表現(xiàn)為上陡下緩的鏟式形態(tài)，稱為鏟式逆沖斷層。上盤向上逆沖并發(fā)生褶曲變形，其形狀貌似蛇頭，稱為蛇頭構造。兩條或兩條以上的同向傾斜的鏟式逆沖斷層向深層收斂為一條低角度逆沖斷層(或拆離斷層)，構成逆沖疊瓦扇構造。

2)坡坪式逆沖斷層與斷彎褶皺由于前陸盆地地層能干性的交替變化，在擠壓作用下形成的逆沖斷層產(chǎn)狀隨巖層能干性的變化而發(fā)生折射，斷層在能干巖層的切割角度較大，稱為斷坡，在非能干巖層中的角度很小，稱為斷坪，這種產(chǎn)狀的逆沖斷層稱為坡坪式逆沖斷層。坡坪式逆沖斷層的上盤斷坡逆沖到下盤斷坪上后，上盤為了適應斷層的幾何形態(tài)會發(fā)生褶皺變形，稱為斷彎褶皺。前陸盆地內部的逆沖構造祥式3)盲沖斷層、斷展褶皺與斷滑褶皺前陸盆地中的逆沖斷層多數(shù)沒有直接逆沖露出地表。如果逆沖斷層在逆沖過程中其位移逐漸減小以致在地層中尖滅，則稱為盲沖斷層。伴隨著盲沖斷層的位移減小，斷層上盤及上覆地層會發(fā)生褶皺變形，這種褶皺稱為斷展褶皺。類似的，順層的逆沖斷層也可能在層間尖滅并引起上覆地層發(fā)生褶皺，這種褶皺稱為斷滑褶皺。4)雙重構造和楔狀雙重構造一系列向前陸逆沖的坡坪式逆沖斷層的斷坪可以連接起來，構成雙重構造。雙重構造是由一條頂板斷層和一條底板斷層夾持中間的逆沖斷片(巖席)組成，夾持的中間逆沖斷片又可以被若干分支斷層(或連接斷層)切割。隨著后方的逆沖斷層的位移的增大，雙重構造可以從“傾向后陸的雙重構造”演化成為堆疊背形構造(stackantiform)、“傾向前陸的雙重構造”。前陸盆地內部的逆沖構造祥式5)沖起構造與逆沖三角帶構造前陸盆地中的逆沖斷層并非都是向前陸方向逆沖，那些向后陸逆沖的斷層稱為反沖斷層。兩條或兩組逆沖斷層相向傾斜，并使中間的公共上盤斷塊向上逆沖，這種構造稱為沖起構造。相背傾斜的兩條逆沖斷層，將它們各自的上盤斷塊相對逆沖到其公共的下盤斷塊之上，這種樣式的逆沖構造組合稱為對沖構造。對沖的逆斷層可能會有一條深層的拆離斷層將它們聯(lián)系在一起，構成逆沖三角帶構造。

6)撕裂斷層與逆沖調節(jié)帶逆沖斷層系統(tǒng)中還會有一些橫向或斜向的斷層，形成是與逆沖斷層的位移過程有關的，因而常具有走滑位移性質，稱為撕裂斷層或挾斷層(tearfault)。逆沖斷層系統(tǒng)中一條斷層的位移的減小可能與相鄰的另一條逆沖斷層位移的增加相伴生。而這種逆沖斷層間的位移的彼此消長是通過某種變形來實現(xiàn)的，例如雁列逆沖斷層之間斷片的變形、分支斷層的“Z”字型連接等。所有在逆沖帶中具有調節(jié)主干逆沖斷層之間的位移的作用的構造都可以視為逆沖調節(jié)帶或逆沖傳遞帶構造，包括撕裂斷層。2.3走滑盆地的構造學分析板塊或斷塊在剪切作用下發(fā)生沿板塊或斷塊邊界定向滑移，在垂直于邊界的剖面上表現(xiàn)出的變形稱為走向滑移變形，簡稱走滑變形。在走滑變形過程中形成的盆地稱為走滑盆地。2.3.1走滑盆地形成的構造環(huán)境2.3.1.1走滑作用與走滑斷層由扭應力或剪應力引起地殼或巖石圈沿著某些構造邊界或特定的構造帶發(fā)生走滑變形的構造作用，稱為走滑作用。走滑斷層及其分類走滑斷層(strike-slipfault)與扭動斷層(wrenchfault)是同義詞，是指沿斷面走向一盤相對于另一盤作水平運動。Anderson(1951)認為這種斷層的應力狀態(tài)是最大主應力軸(δ1)和最小主應力軸(δ3)都是水平的，中間應力軸(δ2）是直立的，斷層面通常是近直立的。走滑斷層有不同尺度，產(chǎn)生于板塊構造的不同構造部位。走滑斷層的位移

根據(jù)走滑斷層兩盤相對位移的方向可分為左行和右行。當觀察者站在斷層的一盤而觀測到另一盤向自己左側的位移時稱為左行或左旋，反之稱為右行或右旋。左旋也稱為反時針旋轉，右旋也稱為順時針旋轉。如果斷層長度的中點處位移最大、向兩端逐漸減小為零，斷層兩側的斷塊沿斷層走向將發(fā)生伸展和收縮變形，而且一盤的伸展區(qū)域對應于另一盤的收縮區(qū)域。斷塊的伸展變形可能導致地而沉降，收縮變形則引起地面隆升，于是斷層的走沿位移就轉換成為斷層兩盤上的升降位移。這也是走滑作用形成走滑盆地的重要機制之一。走滑斷層的排列走滑作用方式走滑作用三種方式，即平行扭動、聚斂扭動(壓扭)和離散扭動(張扭)。它們的出現(xiàn)取決于：①塊體間斷層線方向的變化；②塊體相對于斷層線活動的變化2.3.1.2板塊構造運動產(chǎn)生的走滑作用走滑斷層的板塊構造環(huán)境轉換斷層是一種重要的板塊邊界類型，它不僅連接著離散邊界，也連接著聚斂邊界。willson(1965)按其連接情況將其分為六種類型：洋脊-洋脊型、洋脊-凹弧型、洋脊-凸弧型、凹弧-凹弧型、凹弧-凸弧型、凸弧-凸弧型。如若考慮到左行和右行的區(qū)別，就共有12種類型。走滑斷層分布廣泛，在轉換邊緣、離散邊緣、聚斂邊緣和縫合帶處均有發(fā)育。不僅在板緣，在板內也有發(fā)育。按照走滑斷裂走向與板塊邊緣、區(qū)域構造線的關系，通常將走滑斷裂分為三種，即縱向走滑斷裂系、橫向走滑斷裂系和斜交走滑斷裂系。2.3.2走滑構造變形的一般特征2.3.2.1走滑構造組合所謂走滑構造組合是指走滑作用形成的各種構造要素的組合，包括走滑主位移帶及各種由于斷層走滑位移引起的伴生構造。1)主位移帶(princmaldisplacementzone)，與走滑構造帶走向一致的、連續(xù)的走滑斷層位移帶。在地殼深部，走滑主位移帶往往是一條走向穩(wěn)定、線性延伸的走滑主干斷層。2)伴生構造(associatedstructures)，指走滑構造帶內部或主要走滑位移帶附近區(qū)域，由于走滑位移引起的各種伴生構造變形。這些伴生構造的局部應變軸方向與走滑構造帶的變形橢圓中的應變方向是基本一致的。2.3.2.2走滑構造的識別標志1）線性延伸或帶狀展布

2）花狀構造橫切走滑構造帶剖面上，?？梢砸姷街鞲勺呋瑪鄬酉蛏辖鼘ΨQ的分支，構成下窄上寬的貌似“花朵”的破裂帶，稱為花狀構造(flowerstructure)。由于走滑構造常是一種基底卷人的構造變形，陡傾斜、切入基底的走滑斷層可以使基底面平移，而使不同類型的基底拼接在一起?；顦嬙炜煞譃檎顦嬙旌拓摶顦嬙靸煞N。正花狀構造是在壓扭作用下產(chǎn)生的，其大多數(shù)斷層具逆斷距，個別為正斷距，組成地層總體表現(xiàn)為背形持征，斷層間為地壘斷片。而負花狀構造是在張壓作用下產(chǎn)生的，其大多數(shù)斷層具正斷距，個別具逆斷距，組成地層總體表現(xiàn)為向形特征，斷層間為地塹斷片。

3）走滑帶兩側地質界線的水平錯開2.3.3走滑盆地

沿著大型走滑構造帶分布、由走滑作用形成的盆地統(tǒng)稱為走滑盆地(strike-slipbasin)或扭動盆地(wrenchbasin)。走滑盆地也可以在不同的板塊背景和地動力環(huán)境中形成，包括離散邊緣、俯沖邊緣、碰撞邊緣和板內。走滑盆地通常是走滑斷層造成的斷陷盆地，其規(guī)模可大可小，可從小到僅有幾百平方米的小沉積凹陷到大到幾十平方公里的菱形斷陷盆地。其形態(tài)一般為菱形或長條形，長軸方向與走滑構造帶方向一致。厘定一個沉積盆地是否為走滑盆地，一定要看這個盆地的形成與演化過程是否與走滑作用和走滑位移有關。2.3.3.1走滑盆地的類型從力學性質和盆地動力學上考慮，走滑盆地可以分為斜張走滑盆地和斜壓走滑盆地兩大類。斜張走滑盆地(transtensionalbasin)

是在走滑斷層作用產(chǎn)生的局部伸展環(huán)境下形成的盆地。也稱走滑拉分盆地，其形成條件包括：①在彎曲斷層條件下，釋壓或松開彎曲處形成(斷彎盆地faultbendbasin)。沿著斷彎處形成扁長形或透鏡狀的張性下沉帶。②分支斷層間的伸長楔形塊體，在走滑作用下，被拖拉開下沉。③彎曲和分支斷層匯合，所夾的菱形塊體，在走滑作用下被拉分。④右階右行走滑斷層帶的巖橋區(qū)或左階左行走滑斷層的巖橋區(qū)，通常稱為拉分盆地（pull-apartbasin)或疊接帶盆地(stepoverbasin)。⑤走滑斷層層部由于走滑位移引起斷盤伸展變形產(chǎn)生沉降。⑥在擠壓背景下，沿走滑斷層的逃逸構造使楔形或菱形塊體受拉伸下沉。斜張走滑盆地(transtensionalbasin)⑦走滑作用下在網(wǎng)狀或辮狀斷層系中形成斷層。斷層由平直向彎曲、分支、交叉發(fā)展，最后形成復雜的網(wǎng)狀或辮狀斷層系。在各種斷層間形成楔形、三角形、正方形、矩形、菱形、豆英形(也稱扁豆形)等斷塊。各種斷塊性質不一，高低不一，高者為物源區(qū)，低者為沉積區(qū)。各斷塊和斷片多呈雁行排列，甚至一個塊體內部各部位的性質和高低也不一致。⑥走滑帶中或帶間的塊體統(tǒng)一近垂直軸旋轉形成引張破裂。這種盆地也稱扭轉盆地或轉換旋轉盆地，其旋轉方向與主剪切應變方向相同，在右行單剪中為順時針旋轉，在左行單剪中為逆時針旋轉。走滑斷層在演化過程中發(fā)生產(chǎn)狀變化和斷層分又，形成網(wǎng)狀破裂帶。斷裂帶中的塊體旋轉中形成一些三角形的拉張盆地。斜壓走滑盆地斜壓走滑盆地(transpressionalbasin)是在走滑構造帶的局部擠壓環(huán)境中由走滑作用形成的沉積盆地。在走滑斷層的壓緊彎曲處、右階左行或左階右行走滑斷層帶的巖橋區(qū)，由于走滑作用可以形成逆斷層或斷塊隆升，走滑斷層本身也多表現(xiàn)有逆斷層位移分量，與巖橋區(qū)的逆斷層一起使公共下降盤成為斜壓走滑盆地。走滑斷層分支斷層間也可以造成類似的局部擠壓構造環(huán)境。走滑斷層在聚斂走滑位移過程中也可以使一盤受擠壓形成向斜或像壓陷盆地一樣發(fā)生撓曲變形，形成定滑擠壓撓曲盆地。

3.含油氣盆地地層學和沉積學分析3.1層序地層學3.1.1層序地層學基礎和關鍵定義1）層序地層學是研究以侵蝕面或無沉積作用面或者與之可以對比的整合面為界的重復的有成因聯(lián)系的地層的年代地層框架內的巖石關系。層序地層學的基本單位是層序。一個層序可以分為體系域，是以它們在層序內的位置及準層序組和準層序的疊置方式來定義的。層序、準層序組、準層序的邊界，提供了沉積巖對比和做圖的年代地層框架。2）準層序和準層序組是層序的基本構筑單位，一個準層序是以海泛面和與之可以對比的面為界的成因上有聯(lián)系的、相對整一的一套巖層(beds)或巖層組(bedsets)。硅質碎屑巖的淮層序是前積性的，向上變淺；碳酸鹽巖準層序通常是加積性的，向上變淺。3.1.1層序地層學基礎和關鍵定義海泛面是一個把較新地層與較老地層分開的面，跨過這個面有水深突然增加的證據(jù)。準層序組是一套因上有聯(lián)系的準層序，它們形成一種在多數(shù)情況下以大的海泛面和可與之對比的面為界的獨特的疊置方式。準層序組的邊界：(1)可以分開獨特的準層序疊置方式；(2)可以與層序邊界重合；(3)可以是下超面和體系域邊界。準層序組內準層序的疊置方式可以是前積式的、退積式的或者加積式的，這取決于沉積速度與可容納空間騰空速度的比值。在層序內部這些疊置方式是可以預測的。3.1.1層序地層學基礎和關鍵定義3）層序是一套相對整一的、成因上有聯(lián)系的、以不整合和可以與之對比的整合為界的地層(Mitchum，1977)。不整合是一個分開較新與較老地層的面．沿著此面有證據(jù)表明存在指示重大沉積間斷的陸上侵蝕削截(以及在某些地區(qū)內具有可以與之對比的海底侵蝕)或者陸上暴露現(xiàn)象。整合是一個將較新地層與較老地層分開的層向．沿此面沒有侵蝕作用(無論是陸上侵蝕還是海底侵蝕)的證據(jù)，并且沿此面不指示有重大沉積間斷。它包括了沉積作用極緩慢、又有由很薄沉積所代表的長期地質時間的那些面。在巖石記錄中識別出1型和2型層序。1型層序底部以1型界面為層序邊界，頂部以1型或2型層序邊界為界。2型層序底部以2型層序邊界為界，頂部以1型或2型層序邊界為界。1型層序邊界以與河流復壯作用、巖相的向盆地方向遷移、海岸上超的向下轉移以及上覆地層的上超伴生的陸上暴露及同時發(fā)生的陸上侵蝕作用為特征。作為巖相向盆地方向轉移的結果，非海相或很淺的海相巖層，如層序邊界之上的辮狀河道或河口灣砂巖，可能直接蓋在界面以下的較深水海相巖層。3.1.1層序地層學基礎和關鍵定義1型層序界面經(jīng)解釋為全球海平面下降速度超過在沉積濱線坡折帶處盆地沉降速度，在該處產(chǎn)海平面相對下降時形成的。沉積濱線坡折帶是陸架上的一個位置，在這個地點的朝陸地方向，其沉積表面處在或者接近基準面，通常是海平面，它的朝海洋方向，其沉積表面低于基準面。這個地點大致與三角洲中河口壩的朝海端或者與海灘中的上臨濱砂壩相吻合。沉積濱線坡折帶可能處在陸架坡折點處。2型層序邊界的特征是沉積濱線坡折帶朝陸地方向的水上暴露和海岸上超向下轉移；然而，它既沒有與河道回春作用伴生的陸上侵蝕，也沒有巖相的朝盆地方向轉移。沉積濱線坡折帶朝陸地方向上覆地層的上超也是2型層序邊界的特征。2型層序邊界是全球海而下降速度小于沉積濱線坡折帶處盆地沉降速度時形成的，閉此在這個位置上沒有發(fā)生海平面相對下降。3.1.1層序地層學基礎和關鍵定義4）沉積體系是一種三維巖相組合體。體系城是一連串同期的沉積體系。用體系域去稱呼每個層序內部三個次一級小類：1型層序中的低水位、海進和高水位體系域和2型層序中的陸架邊緣、海進和高水位體系域。低水位體系城如果沉積在只有陸架坡折帶的盆地中，通?？梢苑殖扇齻€獨立的單位，盆底扇、陸坡扇和低水位楔。盆底扇以下陸坡或盆地底部上的海底扇沉積為特征。扇的形成與海底峽谷進入陸坡的侵蝕作用以及河谷進人陸架的下切作用相伴生。硅質碎屑沉積物路過陸架和陸坡，通過河谷和海底峽谷供應給海底扇。海底扇的底面(與低水位體系域的底面吻合)是1型層序界面。海底扇的頂面是個下超面。盆底扇沉積、海底峽谷的形成以及下切河谷的侵蝕作用，解積為海平面相對下降時期產(chǎn)生的。3.1.1層序地層學基礎和關鍵定義陸坡扇以陸坡中部或底部的濁積和碎屑流沉積為特征。陸被扇沉積作用可以是與盆底扇同時期的，或者是與低水位楔的早期部分同時期的。陸地扇的頂部是低水位楔中部和上部的一個下超面。低水位楔以陸架上的下切河谷充填為特征，通常上超于層序界面之上，并且以具有楔形幾何形態(tài)的前積充填方式覆蓋于陸坡之上，它通常下超于盆底扇或陸坡扇之上。低水位楔沉積與盆底扇沉積不同期。低水位楔由前積到加積準層序組組成。低水位楔的頂面與低水位體系域的頂面相重合，是個海泛面，稱作海進面。海進面是層序內部跨過陸架的第一個有意義的海泛面。低水位楔沉積是海平面緩慢相對上升時期發(fā)生的。3.1.1層序地層學基礎和關鍵定義低水位體系域如果是在具有緩坡邊緣的盆地中沉積的，則由相對薄的低水位楔組成，它可能包含兩個部分。第一部分以河流下切作用和沉積物過路沖蝕海岸平原為特征，是在海下面相對下降時期發(fā)生的，該時期濱線快速地向盆地方向推進，直至相對海平面下降穩(wěn)定下來為止。第二部分以海而的緩慢相對上升，下切河谷的充填，以及濱線的連續(xù)前積為特征，造成一個由逆傾向的下切河谷充填沉積物和順傾向的一個或多個前積準層序組構成的低水位楔。低水位楔的頂面是海進面，低水位楔的底面是層序底界面。陸架邊緣體系域是與2型層序邊界伴生的最低體系域。這個體系域以一個或多個微弱前積到加積的準層序組為特征：這些組在朝陸地方向上超到層序邊界之上，在朝盆地方向下超到層序邊界之上。陸架邊緣體系域的頂面是海進面，它也構成海進體系域的底面。陸架邊緣體系域的底面是2型層序界面。3.1.1層序地層學基礎和關鍵定義海進體系域是1型和2型層序內部中間的體系域。以一個或多個退積式準層序組為特征。底面是位于低水位體系域或者陸架邊緣體系域頂面處的海進面。內部的準層序在朝陸地方向上超到層序邊界之上，在朝盆地方向下超到海進面之上。頂面是下超面，是個海泛面，上履高水位體系域內前積斜層的趾部下超其上。這個面以從退積式準層序組變?yōu)榧臃e式誰層序組為特征，并且是個最大海泛面。密集段主要產(chǎn)于海進體系域內部和高水位體系域遠端。密集段是一個相帶，由在極緩慢速度下沉積的半遠洋或遠洋沉積物的薄層海相巖層組成。在濱線的區(qū)域性海進時期密集段分布最廣泛。高水位體系域是1型或2型層序中的上部體系域。通常廣泛分布在陸架上，并且以一個或多個加積式準層序組、繼之以一個或多個具有前積斜層幾何形態(tài)的前積準層序組為特征。內部的準層序在朝陸地方向下超于層序邊界之上，在朝盆地方向下超于海進或低水位體系域頂面之上。頂部以1型或2型層序界面為界，在底部以下超面為界。3.1.1層序地層學基礎和關鍵定義體系域是在全球海面變化曲線的特定段落期間沉積的。低水位體系域的低水位扇-快速全球海面下降期；低水位體系域陸坡扇-全球海面下降晚期或全球海面上升早期；低水位體系域的低水位楔-全球海面下降晚期或全球海面上升早期；海進體系域-全球海面快速上升期；高水位體系域-全球海面上升晚期、全球海面停滯和全球海面下降早期。3.1.2全球性海面升降對碎屑沉積作用的控制可容納空間和沉積作用的地質和地震觀察表明，改變全球性海平面可以產(chǎn)生多達4個體系域的一種可以預測的層系。它們是高水位、低水位(包括低水位扇和低水位楔)、海進和陸架邊緣體系。每個體系域由一沉積體系組成的，而且每個都是一套特殊巖相。從海平面變化曲線還可以預測分開這些體系域的不整合或無沉積作用面的時代。3.2盆地沉積體系及沉積相模式3.2.1陸相沉積體系3.2.1.1沖積扇沉積體系

(1)濕潤型沖積扇自扇近端至遠端，河流能量降低，河道深度變淺，碎屑粒徑變小，砂壩類型由席狀砂壩經(jīng)過渡帶變化為遠端的縱向砂壩，格架礫巖的體積迅速減小而交錯層狀含礫砂巖的體積則相應增加，交錯層規(guī)模向遠端減小，由板狀層組過渡為槽狀層組。

(2)干旱型沖積扇主要由泥石流、篩濾、片流、辮狀河道沉積組成，但是這些沉積物所占扇的比例是因地而異的。3.2.1.2扇三角洲沉積體系Hotmes(1965)、Megowen(1970)將扇三角洲定義為“由相鄰高地進積到安靜水體中的沖積扇”。扇三角洲主要形成于構造活動較強烈的地區(qū)，例如活動大陸邊緣、島弧體系邊緣、斷陷湖盆邊緣。在這些地區(qū)，短而坡度大的河流(主要是辮狀河)從附近的物源區(qū)流出，攜帶大量的粗粒沉積物在海(湖)盆邊緣快速塔積形成扇三角洲。根據(jù)扇三角洲的影響因素，將它劃分為湖泊扇三角洲、波浪改造的扇三角洲和潮汐改造的扇三角洲。它們的平面分布、砂體類型及形態(tài)都各具特征。3.2.1.3辮狀河三角洲沉積體系

辮狀河三角洲是由辮狀河體系(包括河流控制的潮濕氣候沖積扇和冰水沖積扇)前積到停滯水體中形成的富含砂和礫石的三角洲。辮狀河三角洲通常是由湍急洪水控制的，常為季節(jié)性沉積作用所產(chǎn)生。辮狀河三角洲具有限定性河口，辮狀河流雖是季節(jié)性的，但存在著與湖泊或海洋能量相互作用的重要時期。前人曾將辮狀河三角洲歸屬于扇三角洲，現(xiàn)已把它從扇三角洲中分離出來。薛良清(1991)根據(jù)河流能量的變化、沉積物輸入過程以及河流、波浪、潮汐之間的相互關系，將三角洲劃分成扇三角洲、辮狀河三角洲和正常三角洲三大類型。辮狀河三角洲可細分為三個次級單元，即辮狀河三角洲平原、辮狀河三角洲前緣和辮狀河前三角洲。3.2.1.4近岸水下扇沉積體系近岸水下扇是我國東部第三系斷陷湖盆中發(fā)育的一種特殊類型的沉積體，由于其中含有豐富的油氣，因而近幾年來普遍受到人們的重視。孫水傳等(1980)最初將其稱為水下沖積扇，并定義為“水下沖積扇是近源的山間洪水攜帶大量的陸源碎屑直接進入湖盆所形成的水下扇形體”。它除了具有沉積物密度流(或濁流)的特征外，還表現(xiàn)出一定的沖積性質。近岸水下扇往往發(fā)育于鄰近物源的斷陷湖盆，與較陡的斷崖直接接觸。根據(jù)近岸水下扇的地貌和沉積特征，可將其劃分為扇根、扇中、扇端三個亞相。也可分別稱為上扇、中扇、下扇。它們在巖石組成、沉積構造、序列組合等方面各具特征。3.2.1.5河流沉積體系人們經(jīng)常依據(jù)河流形態(tài)和水動力將河流劃分為順直河、曲流河、辮狀河和網(wǎng)狀河。辮狀河的特點是河道淺而寬，坡降陡，流速急，泥砂負荷大，流量變化大；河道較直但不穩(wěn)定，以下切侵蝕作用為主，水流不斷分叉匯合；心灘很發(fā)育，而邊灘不發(fā)育，很少或不發(fā)育河漫灘；沉積物一般較粗，多為砂、礫沉積。曲流河特征是河道窄而深，披降緩，流速慢，水的流量變化??；河道較穩(wěn)定，以側向侵蝕作用為主，在凸岸發(fā)育邊灘，而心灘不發(fā)育，河漫灘很發(fā)育；沉積物中粉砂和泥的含量較高。順直河實際上很少存在。網(wǎng)狀河具彎曲的多河道特征，河道窄而深，順流向下呈網(wǎng)結狀。河道沉積物的搬運方式以懸浮負載為主。河道間被永久性的沖積島和泛濫平原或濕地所分開。沖積島和泛濫平原或濕地主要由細粒物質和泥炭組成。網(wǎng)狀河多發(fā)育在河流的中、下游地區(qū)。3.2.1.6湖泊沉積體系湖泊是位于陸地之中的安靜水體，它覆蓋了現(xiàn)今地球表面1％的面積，其中60％的湖泊是淡水的。湖泊的面積變化較大，為幾平方公里至十幾平方公里；湖泊的水深變化為幾米至一千多米，最深湖泊為l742m(貝加爾湖)。湖泊一般發(fā)育于裂谷、前淵盆地、內克拉通下沉區(qū)等。在高山寒冷區(qū)和干旱區(qū)湖泊一般不發(fā)育。湖泊沉積物充填速度快，常常是海洋沉積的十倍以上。湖泊的水動力作用主要為湖浪和岸流作用，缺少天文潮汐作用。3.2.2海陸交互相沉積體系3.2.2.1三角洲沉積體系三角洲是河水在一個穩(wěn)定的水體中或緊靠水體處所形成的、部分出露水面的沉積物。三角洲以進積結構為特征，沉積物來源于一個或幾個可確定的點物源。三角洲在形成過程中，河流通過加積和進積作用形成三角洲建設相，海洋的加工和改造作用形成三角洲破壞相，故可據(jù)河流與海洋作用的相對強弱，將三角洲劃分為建設性和破壞性兩大類三角洲，以河流作用為主的建設性三角洲是最常見的三角洲。河控三角洲根據(jù)它們的沉積和環(huán)境特征，可將三角洲劃分成三角洲平原、三角洲前緣和前三角洲。河控三角洲不斷向盆地內進積、遷移，構成河控三角洲的建設旋回。3.2.2.2堡島沉積體系

堡島沉積體系有三個主要的碎屑沉積環(huán)境：①潮水到露出水面的堡堤海灘；②堡后區(qū)域或潮下-潮間的瀉湖；③潮下-潮間三角洲和進潮口-潮道。堡島沉積體系平面延伸范圍及其產(chǎn)狀都取決于潮差以及潮流作用與海浪作用。堡島沉積體系的成因一般認為有三種：①海底砂洲向上堆積；②砂嘴平行海岸向前推進并被潮口截成幾段；②沿岸海灘砂脊的沉沒。堡島沉積體系形成的條件：①對于濱岸有穩(wěn)定的砂供給，這些砂可由河流直接帶人或由沿岸漂移作用帶來。③以低一中或高的波浪能量為特征的水動力條件。但是潮差不能太小，以小、中潮差為宜。②中等穩(wěn)定的、低坡度的海岸平原。3.2.3海相沉積體系3.2.3.1無障壁碎屑海洋沉積體系依據(jù)海洋地形、水深和水動力條件，可將海洋體系劃分成以下沉積環(huán)境，即演岸環(huán)境、淺海陸棚環(huán)境、半深海和深海環(huán)境。濱岸環(huán)境位于平均低潮線以上，淺海陸棚環(huán)境位于陸棚區(qū)，一般水深在0-200m之間；半深海環(huán)境大致相當于大陸坡；深海環(huán)境為大洋盆地，水深超過2000m。3.2.3.2濁流沉積體系濁流是一種水下密度流，是水中含有大量懸浮物(砂、泥等)的重力驅動的底流。濁積巖的類型按成分可以劃分為陸屑濁積巖、鈣屑濁積巖和火山碎屑濁積巖；按流體密度可以劃分為高密度濁積巖和低密度濁積巖，兩者的密度界限為1．1kg/m3；按物源區(qū)與濁流沉積區(qū)的距離，可分為近源濁積巖和遠源濁積巖；按形成環(huán)境分為深海濁積巖、淺海濁積巖和湖泊濁積巖。濁流可以在攜帶大量懸浮物質的洪水直接人海(湖)時形成、也可在地震、滑塌、暴風浪等誘發(fā)性因素作用下形成?；练e物在滑塌過程中形成不同類型的沉積物重力流。重力流是沉積物和液體的混合流總稱，校顆粒支撐機理，可將重力流劃分為四種類型，即由基質支撐碎屑的泥石流、由顆粒間相互支撐的顆粒流、由逸出的孔隙液體支撐的液體化沉積物流(液化流)和由液體湍流支撐的濁流。3.2.3.3碳酸鹽巖隆沉積體系碳酸鹽主要沉積于溫暖、清潔、透光的淺水沉積環(huán)境?，F(xiàn)代海相碳酸鹽沉積物主要分布于赤道南北緯30‘之間的溫暖淺海帶，在這些區(qū)域內鈣藻大量繁殖，珊瑚礁發(fā)育，局部有介殼砂、介殼砂、葡萄石、球?；夷嗉敖笭钌镎辰Y巖堆積。海洋碳酸鹽沉積物的分布明顯受水體能量控制。在濱岸高能帶或濱外高能帶，由于波浪、潮汐、沿岸流及底流作用，使碳酸鹽沉積物發(fā)生簸選，沖去細粒物質，留下的砂礫級顆粒形成砂礫屑灘、介殼攤、沿岸砂壩和鮞粒三角洲等。對于適應較高水能環(huán)境的生物，它們形成的沉積物具有抗浪的生態(tài)本能，能在高能環(huán)境下原地生長聚集成為礁體，高出周圍同期沉積物。碳酸鹽巖隆沉積物包括灘和礁兩種沉積體。灘是指缺乏格架生長能力和抗浪特征的原地或異地生物碎屑、碳酸鹽顆粒堆積體，在地形上高出周圍沉積體。礁是指由格架生物的生態(tài)發(fā)展在原地造成的堅固格架，它們具抗擊波浪的功能，并控制著周圍的沉積環(huán)境。

謝謝！預祝大家兔年吉祥，萬事順利！4.含油氣盆地沉降史和熱史分析4.1盆地沉降史分析4.1.1盆地沉降史分析的基本原現(xiàn)和方法4.1.1.1關于盆地沉降的若干概念沉降與隆升：地殼垂直運動包括兩個方向，其中順重力方向、使高程降低的運動稱為沉降(subsidence)，反之即稱為隆升(uplift)。雖然沉降和隆升是地殼垂直運動過程的表現(xiàn)，但也可以是地殼水平運動派生出來的。沉降區(qū)接受沉積便成為盆地，而隆升區(qū)遺受改造便成為隆起。構造沉降與非構造沉降由構造原因引起的盆地沉降稱為“構造沉降”(tectonicsubsidence)，也就是地殼或巖石圈動力學演化過程中產(chǎn)生的盆地沉降的過程，包括巖石圈板塊的變形(伸展或加厚)、板塊間的相互作用、板塊內部的熱作用和相轉換等原因引起的沉降。由非構造原因引起的盆地沉降稱為“非構造沉降”，主要包括沉積負荷引起的盆地沉降和全球海平面相對變化引起的盆地參照面的相對下降。無論構造原團還是非構造原因，盆地沉降最終主要靠重力均衡實現(xiàn)。4.1.1.1關于盆地沉降的若干概念沉降量與沉降速率盆地的沉降通常可選擇盆地中的某個構造面，考察它相對于某一基準面的下降量?？捎贸两盗亢统两邓俾蕛蓚€參數(shù)。沉降量表示某地質時期一個地區(qū)的累計的沉降幅度的大小。沉降速率是盆地某一構造面在單位地質時期內相對于某一基準參照面(海平面或湖平面)下降的幅度。通常用圖示法反映觀測點的沉降量和沉降速率。以地質時間為橫坐標，以某地質界面的某觀察點相對于某參考面(通常是大地水準面)的高程值為縱坐標，編繪出該觀測點的沉降過程的沉降曲線。曲線的縱坐標值就是沉降量，曲線的斜率則是觀測點的沉降速率。編繪沉降曲線是根據(jù)觀測點的地層的現(xiàn)今埋深狀態(tài)，并按照地層的地質時代的巖性特征，采用“回剝法”計算出地質時期的地層埋深，得到該觀測點的地層埋藏史曲線。盆地基底的埋藏史曲線就是反應盆地沉降過程的沉降曲線。將盆地沉積物負荷引起的沉降以及古水深、海平面變化引起的相對沉降從盆地基底沉降中扣除掉，而剩余部分則是構造因素引起的沉降，即構造沉降。4.1.1.1關于盆地沉降的若干概念“地層骨架厚度不變”壓實模型假設地層A沉積后下降并沉積了地層B，然后沉積地層C。地層A在地層B和C沉積過程中被地藏起來，受上覆巖層的負荷作用而被壓實。如果壓實只是導致地層的孔隙度減小而并沒有使地層柱的截面積加大，這種壓實模型稱為“地層骨架厚度不變”壓實模型。一般情況下，該壓實模型適用于所有巖層，但對于某些易流動的巖層是不合適的。使用地層骨架厚度不變壓實模型復原地層埋藏史，實質上是恢復地層中孔隙度演化過程。因此可以借助于孔隙度-深度的關系來恢復同一地層在不同地質時期的古厚度。4.1.1.1關于盆地沉降的若干概念巖層孔隙度的變化假設深埋地下的砂巖就是地表附近松散的砂層經(jīng)過壓實和成巖作用形成的。巖層在壓實過程中孔隙度主要是隨著上覆巖層的厚度的增加而減小，而受上覆地層的負荷時間的影響較小。因此可根據(jù)不同深度上的同種巖石的孔隙度編制一條孔隙度-深度曲線。兩種情況必須考慮：一是巖層曾埋深到一定深度后又上升使上覆部分地層剝蝕，這時地層中的孔隙度仍然保持它在達到最大埋深時的孔隙度；二是巖層埋深到一定深度后可能被壓裂或發(fā)生礦物變化等使孔隙度發(fā)生變化。碳酸鹽巖和化學巖的孔隙度在壓實過程中的變化比碎屑巖耍復雜?；瘜W巖成巖作用可以發(fā)生在較淺的埋探條件下，而一旦成巖后，其孔L隙度變化極小。4.1.1.2盆地沉降量的求解方法在計算盆地沉降量時，一般采用回剝法，即采用反演方法來恢復沉積盆地的地層埋藏史、沉降史和構造史。正常壓實情況下的孔隙度-深度關系在正常壓實沉積層中，碎屑巖巖層的孔隙度隨著深度增加而呈指數(shù)減小：通過以上表達式就可以方便地將聲波時差和密度測井資料轉換成地層孔隙度資料，從而建立探井的地層孔隙度-深度關系。4.1.1.2盆地沉降量的求解方法欠壓實情況下的孔隙度-深度關系沉積層的孔隙中一般含有流體(地層水或油氣)，在壓實過程中隨著孔隙度的減小而被排濟出來。但是有些情況下，地層孔隙中的流體不能自由地排泄出來，隨著埋深的加大，而出現(xiàn)欠壓實沉積層。這種情況下，應該建立其他形式的孔隙度-深度關系：4.1.1.2盆地沉降量的求解方法地層古厚度(古埋深)-去壓實校正建立了地層孔隙度一深度關系，依據(jù)地層骨架厚度不變壓實模型對地層進行去壓實校正(decompactedcorrections)，求出不同地質時期的地層古厚度或古埋深。設在單位地層柱剖面上某地層頂?shù)茁裆罘謩e為hl和h2，如果地層是近水平的，則該地層厚度為(h2-h1)。地層厚度中孔隙度所占的厚度為(h2-h1)φ(h)，地層骨架厚度為(h2-h1)(1-φ(h))。設這段地層復原到頂面埋深為h1‘時，其底面埋深為h2’，地層厚度為(h2’-h1’)，則巖石骨架厚度為(h2’-h2’)(1-φ(h))。按照地層骨架厚度不變壓實模型，有：左邊的φ(h)是在(h2-h1)范圍內的積分，右邊的是在(h2’-h1’)范圍內的積分。4.1.1.2盆地沉降量的求解方法構造沉降量-去負荷校正盆地在某一時刻的基底總沉降量(ST)實際上包括兩部分，即構造作用引