盆地分析试卷

《盆地分析》课程考试试卷

注意：1、本试卷共 1 页；

2、考试时间:120 分钟

3、姓名、学号必须写在指定地方 题号 一 二 三 四 合计 得分 一 名词解释（每小题5分，共10分） 1．反转构造 2．五种低温地质温度计 二 简答题（每小题15分，共60分） 1．沉积盆地分析的基本方法是什么? 2．陆相盆地层序型式是什么? 3．反转构造样式是什么?

4．怎样进行盆地沉降史和构造史的模拟?

三 论述题 (30分)

鄂尔多斯盆地延安组湖泊三角洲沉积体系的成因相构成特征是什么?

《盆地分析》课程及评分标准

阅卷人 得分 得分 一 名词解释（每小题5分，共10分）

1．反转构造指的是变形作用的反转，如原来的构造低地后期发生了上隆，早期的正断层晚期又以逆断层方式重新活动等。构造反转有两种基本类型：正构造反转和负构造反转。

2．低温地质温度计有以下五种：

①镜质体反射率(R°)：②自生成岩矿物：③矿物流体包裹体：④磷灰石裂变径迹：⑤牙形石色变指数。 二 简答题（每小题15分，共60分）

1．1）宏观沉积特征分析：包括对地表露头和钻孔岩心的最基本的沉积特征的描述。包括垂向序列、沉积相空间配置、古流向和分布样式等。2）微观沉积特征分析：具体研究内容主要包括；碎屑成分、自生矿物和特殊岩石类型、碎屑结构特征(包括粒径大小、排列、分选、磨圆、基质性质及含量等)、生物碎屑成分及结构特征。3）地球物理测井分析：用于解释沉积环境的曲线类型有电阻率曲线、自然电位曲线、天然放射性曲线以及人工放射性曲线等。 测井曲线应用的另一方面进行成因地层对比。4）应用地震探测和其它物探方法：地震探测成果的应用对沉积盆地地层格架与沉积环境研究起了重要作用。能源普查中施工大量地震测线，所获反射地震时间剖面对能源盆地的预测提供丁关键性的信息。5）盆地构造分析：具体包括地质观察和填图、物探、航片与卫星照片判释、构造岩石学以及数学和物理模拟等多种方法。6）计算机应用：计算机的应用在盆地分析中的作用越来越显著。

2．陆相盆地层序型式： 根据陆相盆地形成的构造应力场及构造作用方式可划分出四种层序型式，即拉张(或张扭)型、挤压(或压扭）型、走滑-伸展型和热沉降型。

1）拉张(或张扭）型层序及体系域构成

盆地边缘和盆内断裂运动最为活跃。盆地演化受控于幕式裂陷作用，盆地内充填沉积物也随着幕式构造作用旋回发生有规律的变化。幕式构造作用方式表现为构造活动期和间歇期的交替，相应地形成湖盆的扩展和萎缩。每个构造作用幕期间形成一个层序。在构造活动早期，盆地内可容纳空间较小，

主要充填粗碎屑的冲积扇、河流及冲积平原沉积物，即形成初始充填体系域(PST)，随着构造活动的继续，可容纳空间逐渐增大，也逐渐形成覆水盆地，该时期以湖扩展为特征，形成扇三角洲、三角洲及湖泊体系沉积，即构成湖扩展体系域(EST)，当构造活动停止或减慢，已形成湖盆尚未完全充填，这时以进积式扇三角洲或三角洲沉积为特征，湖盆逐渐淤浅，形成湖萎缩体系域(CST)。

2）压扭(或挤压)型层序及体系域构成

压扭(或挤压)背景下盆地产生可容纳空间有两种情形，一是在总体挤压背景下，沉积盆地内局部的下沉或者由于挤压导致挠曲变形，如前陆盆地，另一种是挤压作用导致源区的强烈抬升，从而增大物源区与沉积区的高差，故可沉积和保存部分沉积物。前者的可容纳空间的变化主要受控于盆缘逆冲作用。盆缘逆冲作用增强，盆地构造负荷加大，挠曲沉降加快，而随着逆冲作用结束，盆地沉降也逐渐减慢。后者的可容纳空间往往较小，且沉积速率大多大于沉降速率，因而，多数情况下形成粗碎屑的冲积扇、河流及其泛滥平原沉积，且垂向序列变化不明显或稍有向上变细，即形成以加积型或退积型为主的冲积体系域(AST)。

3）走滑-伸展型层序及体系域构成 根据构造格局及其发育演化特点，大致可分为两类，即拉分型和转换叫伸展型。前者是指沿贯通性走滑断裂上的不连续部位因拉伸而产生的断陷，其充填特征和层序样式与张扭型层序基本相似；后者指一侧为平直且陡峭的走滑断裂，另一侧为正断裂，总体为狭长状不对称充填式断陷，总体来看，走滑叫伸展型层序具有以下特点：(1)盆地充填具有明显的不对称性；(2)走滑盆地内同一层序界面差异很大，主要是因为走滑盆地内伸展和挤压并存；(3)快速沉降和快速充填；(4)沉积中心往往沿轴向迁移。

4）热沉降型层序及体系域构成

主要表现形式有两种：一种是坳陷型盆地，如松辽盆地上白垩统；另一种是裂后热回沉型，由于其沉降范围往往超出拉张期盆缘断裂所限范围。这类沉积物相当于断坳转换期产物，但从盆地成因机制上仍属于断陷期，如琼东南盆地陵水组、松辽盆地深部登娄库组。裂后热沉降期构造沉降曲线随时间呈指数衰减，相应地形成了湖扩展和萎缩的完整旋回。

3．反转构造样式

伸展构造体系中由于反转作用而形成的冲断层与褶皱，在几何形态和序列等方面不同于前陆薄皮褶皱—冲断层带，比起简单的叠瓦冲断层的几何学更为复杂，主要受先存的伸展断层几何形态所控制，如冲断层的断坡位于先存的坡坪式正断层的断坡位置。但在发生强烈反转时，深部陡倾的断面向上变为平缓，而不是按常见的坡坪式轨迹，在前陆薄皮冲断带中断面呈向上凹曲，而反转冲断层中断面常呈上凸曲。在冲断层发育J顷序上，当后继的新断层形成在老断层前方侧称为前裂式，反之，则称为后裂式。

1）铲式正断层反转

伸展构造体系铲式断层的伸展作用在上盘呈现为滚动构造时，常具顶部塌陷地堑，随着区域应力场变化，由伸展转化为压缩，相继出现下列序列：(1)伸展主断层发生倾向反转，形成鱼叉式构造(harp0011stucturc)，该处同裂谷期沉积楔抬升，断层

上部具有冲断层位移，下部仍为正断层；(2)主断层下盘发育截短断层(shortcutfault)；(3)顶部塌陷地堑发生再活动，向上冲起，可产生假花状构造；(4)在主断层上盘发育倒向上盘的反冲断层(back thrust)；(5)同反转(svn-inversion)层序中在主断层下盘沉积较厚，而在上盘变薄并形成断坡背斜(ramp-anticline)及断展生长褶皱fault-porpagation growth fold)。

2）坡坪式正断层反转

坡坪式正断层的几何形态与铲式正断层的几何形态类似。在坡坪断层上部的铲式断面上发育有滚动背斜和顶坍地堑，同样在坡坪式断层下部也发育有滚动背斜和上叠的地堑构造。在两者之间可以发育与断坡对应的上盘向斜。反转作用的结果与铲式正断层反转模式相似，但在倒向下盘冲断层与倒向上盘冲断层呈共轭产出，其间可以产生宽广的突隆构造(pop uD stucture)。当前裂谷期岩层接近断层面时，倒向下盘冲断层可以变成薄皮构造。

3）多米诺式正断层

在伸展构造体系中常可以出现一系列多米诺式断层，并构成半地堑，其间为同裂谷期沉积楔所充填。伸展转化为挤压的过程促使多米诺式断层作反转向滑动，并沿着下盘发育有截短断层。在断层上段后裂谷期层序和同裂谷期上部层序处于纯压：而断层下段层序则处于纯张，同时形成典型的鱼叉构造。

4．盆地沉降史和构造史的模拟

盆地模拟研究中广泛采用回剥法从地层记录中反演盆地的沉降史，定量得出盆地的构造沉降量，再应用合适的正演模型拟合沉降量，估算盆地拉伸指数(β)，从而重塑盆地形成的动力学过程，定量分析盆地的深部结构和热演化史等。

1）回剥法

这是定量研究沉降史的一种较成熟的分析方法。盆地的构造沉降(纯水载盆地沉降)可表述为：构造沉降=总沉降-(沉积物和水负载沉降+沉积物压实沉降+湖水面的变化)显然，为了求得构造沉降，必须对沉积物压实等进行校正。

第一，厚度恢复。在正常压实情况下，孔隙度和深度关系服从指数分布。其中，是深度为时的孔隙度，为表面孔隙度，c为压实系数。沉积物含泥质较高时，上述公式与实际的情况比较接近。在浅部，深度与孔隙度的关系用下式计算拟合程度更好：沉积层在受压实过程中，沉积物颗粒部分的体积不变，只有孔隙部分(空气和水)发生变化。在一定的深度上岩层的厚度由下式给出(Alien等，1990)：古水深可通过对沉积和古生物组合等的分析进行估计。在地震剖面上显示的大型的前积层经去压实后可恢复古斜坡的形态，直接估计古水深。

上述沉降史模拟过程可以在计算机自动实现，为了加深原理理解，下面以一个实例来说明盆地的沉降史模拟过程。实例如图5-41所示，它代表一个假想的被动边缘环境下的地层剖面，我们将此剖面分为7个地层单元，其中包括1个不整合。

根据地层剖面作一个简单的埋藏史曲线。

第二、进行压实校正，厚度为的沉积单元，其埋深为，我们欲求在它埋藏的早些时候埋深为时的厚度。根据骨架不变原理及孔隙度随深度变化的指数关系式，我们可以得到如下式子：两边积分式展开为：

这是一个超压方程，不能直接求解，最好的方法是从方程中解出一个，写成的

形式，猜一个值，代入公式计算一个To值，然后再比较这两个To的误差，如果误差很大，将这个新的To代入公式继续计算，直到代入To的数值与计算出的的数值在容许误差的范围内，则可停止计算，To值就是我们欲求的值。

第三，绘制埋藏曲线

如果海平面发生变化，则上述总的沉降曲线并不能代表盆地总沉降，解决的办法是，消除海平面变化影响，若海平面上升则减去上升量，若海平面下降则加上下降量。

如果地层剖面中有剥蚀，我们必须计算剥蚀厚度。

第四，计算构造沉降量。前面我们确定了总的沉降曲线，代表了盆地的总沉降，它包括了构造沉降，沉积物负载沉降和海(湖)平面变化(其中沉积压实已校正)。要确定盆地的构造沉降，可使用回剥法，从总沉降中去掉沉积物负载沉降和海(湖)平面变化的效应。

2）正演模拟

用回剥法求得构造沉降后，可利用正演的拉伸模型求解拉伸指数(β)的大小。当构造沉降Y为同裂谷期沉降时，由McKenzie的模式可得。

同样，若已知裂后的热衰减沉降，则可计算β值。但在盆地充填中，裂后不整合面有时不易准确确定，需要据总的构造沉降来计算，即对整个盆地的充填进行回剥计算，所得的构造沉降为同裂陷和裂后热衰减沉降的总和。

应用迭代法很容易得到β值的大小，从而可计算出拉伸量E、软流圈的埋藏、热流值等参数。通过与实际观察数据比较、拟合，建立起定量的动态盆地演化模式。 三 论述题 (30分)

鄂尔多斯盆地延安组湖泊三角洲沉积体系的成因相构成 组合 三 角 洲 平 原 组 合 天然堤 废弃分流河道 成因相 代号 主要沉积特征及识别标志 分流河道 DC 是三角洲的骨架部分。通常位于三角洲平原的底部，平面上呈指状分布，剖面上为透镜状，厚15m±，宽度<200m，其底界面为冲刷面，通常下切三角洲前缘沉积。河道内部以大型槽状交错层理为主，向上层理规模变小。在湖泊三角洲沉积体系中其粒度最粗、杂基最少、孔渗性相对最高。 ADC 位于分流河道上部，废弃平原沉积的下部。通常完整地保存了原始水道的透镜状形态，宽70m±，深8m±。内部主要为富含有机质的泥岩充填，偶而夹有决口砂体。 位于分流河道砂体旁侧，一般厚2m±，宽<10m。主要为细砂与粉砂或LV 泥岩互层，偶而可见根化石，其中攀升层理发育，攀升方向指向分流间洼地，向分流间洼地过渡为越岸沉积。 位于分流间洼地边缘，为砂泥互层沉积，小型水流波痕纹理、波状层理及水平纹理发育，植物碎屑及根化石丰富。 位于分流间洼地区，有水体覆盖，沉积物主要是富含有机质的黑色泥岩，水平纹理极发育，顺层面保存有大量较完整的大型羽状真蕨叶化石，偶而可见小型双壳类化石。 位于分流河道间，可以与开阔湖连通，通常为浅灰色泥岩，产大个体双壳类化石珍珠蚌（Margaritifera）等，叠锥发育。 越岸沉积 OB 三角洲平原小型湖 分流间湾 BA PL 决口扇 CVS 位于分流河道旁侧、分流间洼地中，平面上呈扇状，面积一般>2km2，剖面上呈板状或楔状，厚度一般为1~3m。其顶底界面平整。决口扇具有特征的较大规模的低角度倾斜层，其倾向与决口扇的进积方向一致。 CVD 当大量决口沉积物进入间湾或三角洲平原小型湖中时，即构成决口三角洲。其几何形态与决口扇相似，沉积构造以块状构造、小型水流波洲 痕纹理为主，变型层理发育，其底界面处常保存有分流间湾中的大型双壳类化石，常与间湾泥岩共生。倒粒序常见。 决口河道 CCH 通常保存于决口层序的顶部，砂体为小型透镜状，宽<5m，厚<3m。底部可见被冲倒的碳化树干，两侧及上部沉积物暴露标志发育。 分布于三角洲层序的上部和顶部，由泥岩和粉砂岩组成，其中发育大沼泽 SP 量的植物根化石，即根土岩，根土岩上部通常发育煤层或煤线。 决口三角三 角 洲 前 缘 组 合 分流河口坝 MB 河口坝砂体通常与三角洲前缘泥（无暴露标志，产双壳类化石）互层，据两者所含比例不同，可将其分为近端河口坝（PMB）、远端河口坝（DMB）及介于近端与远端之间的过渡型河口坝。典型的近端河口坝砂体呈透镜状，一般厚0.4~0.5m，宽8~10m，底部冲刷现象明显，前缘泥所占比例极少；远端河口坝砂体很薄，厚5~8m不等，呈不连续的席状分布，前缘泥占有相当大的比例；具有特色的是席状的过渡型口坝砂体，厚度一般为0.1~0.4m，宽度可达400~500m，前缘泥较近端多、较远端少，层理类型丰富（块状构造、小型水流波痕纹理、攀升纹理、反丘层理、小型槽状交错纹理、变形层理等）。河口坝砂体往往是多次决口事件的复合叠加体。 被包围于河口坝砂体之中，通常由一系列侧向叠置的透镜状河道单元组成。单个河道单元一般宽20~35m，厚度0.7~2m。其沉积构造或者以复合层理为主，或者以小型槽状交错纹理为主。与分流河道砂体相比，除了规模小以外，还具有冲刷能力弱、粒度细、杂基含量高、孔渗性低、钙质胶结发育等特征。 位于水下分流河道旁侧，以攀升纹理为主，外侧与水下越岸沉积过渡。 最主要的特点是越岸的细砂岩与三角洲前缘泥呈互层状。 通常位于湖泊三角洲沉积层序的最底部，以黑色泥岩为主，水平纹理不发育，含少量菱铁矿结核，产小型双壳类动物化石费尔干蚌（Ferganoconcha）、西伯利亚蚌（Sibireconcha）。 砂质重力流沉积即具浊流性质的薄砂岩夹层，具有突然的界面和递变粒序，厚度一般数mm至数cm，反映洪水事件时以底流形式进入湖泊的碎屑沉积，常具大量潜穴。 在前三角洲泥中常有不同规模的水下河道，具有冲刷的底界面，两侧一般无水下堤，河道宽一般数十m至百余m（李思田，1991）。 水下分流河道 SCH 水下天然堤 水下越岸沉积 前 三 角 洲 组 合 开阔湖沉积 砂质重力流 水下河道沉积 SLV SOB OL SG SC