新生界地层层序及沉积特征 北康盆地新生代沉积特征

层序地层学主要研究由不整合面及其可与之对比的界面所限定的沉积地层的时空分布,及其与构造运动、海平面变化和沉积物补给的关系。由于研究区地层在新生界为复杂的构造背景下的陆相沉积,具有陆相断陷湖盆沉积的基本特点,即远离海岸,大地构造运动成为控制沉积的主导因素,区域构造条件是控制沉积盆地发育、沉积相展布和生、储、盖组合的首要的基本的要素。它影响地形高低、扰乱气侯的纬向分布、控制物源方向,成为控制层序地层形成的主导因素,各级构造层序及沉积体系域的特征主要受构造运动的影响,构造沉降占绝对优势,相对湖平面的变化周期取决于构造运动的幕式周期,而湖平面的相对变化是控制陆相地层层序的关键因素。

表2-15 沉积相的垂向序列组合类型

1.层序级别、类型及层序边界的识别标志

在经典的海相层序地层学中,通过对地层形成的四个要素——构造沉降、全球海平面升降、气侯、沉积物供应的综合分析,得出相对海平面(或基准面)的变化直接控制了层序的形成与发育。而在陆相断陷湖盆中,相对湖平面升降控制着湖泊沉积层序发育;长周期的湖平面变化主要受大地构造运动的控制,形成高级别的层序;短周期的相对湖平面升降是由于局部构造的沉陷或抬升与气侯变化共同导致的,形成低级别的层序;更短周期的相对湖平面升降主要是由气侯变化所造成的,形成更低级别的高频层序。

在层序地层学中,层序定义为以不整合面或与不整合面相对应的整合面为界的一套相对整合的、成因上相互关联的地层序列。识别层序的关键是识别不整合面及不整合面的级别,不同级次的不整合面对应着不同级次的层序界面。一级层序对应的不整合面面积超过盆地或占据盆地大部分区域,它反应了大地构造运动对相对湖平面的变化的影响;二级层序对应的不整合面分布在盆地边缘;三级层序对应的不整合面仅分布于局部地区。

一般说来,三级以上层序界面可以从地震剖面上识别,四级或更高级次的层序界面需借助于测井曲线及观察岩心来分析。在地震剖面上,不整合面之上的地震反射终止类型为上超、下超;不整合面之下,地震反射终止类型为顶超、削截。盆地边缘区域不整合面很多,即存在很多层序界面,但在常规地震剖面上,仅能识别出几个明显的层序界面。更多的层序需要借助于测井曲线分析。在不整合面处,自然电位曲线基线明显偏移,自然伽马测井有若干明显的峰值,视电阻率值突增或突减。

在层序界面附近,出现反映沉积间断特征的岩性组合,如反映地表暴露的土壤或根土层,特别在盆地边缘,岩性组合表现为明显的差异性,垂向相分析中会发现上下相序不连续,不符合沃尔特相律,穿过此界面沉积相带向盆地移动显著,反映湖平面快速下降。界面上下古生物组合具有明显的变化,甚至在局部地区存在化石带的缺失。地球化学方面的资料也可以帮助识别层序界面,层序边界暴露于大气期间,下伏地层地层遭受风化作用和表生成岩作用,导致接近层序界面的地层中氧化矿物——褐铁矿含量有增加的趋势。

2.层序发育特征及控制因素

由于伸展断陷作用的脉动性,郯庐断裂带及两侧新生代断陷沉积建造有三大旋回:第一个旋回为古新世—中始新世孔店组至沙四段沉积;第二旋回为晚始新世—下渐新世的沙三段至沙二段沉积;第三旋回为渐新世的沙一段至东营组沉积。三个沉积旋回与三个断裂活动旋回相对应。渤中及其附近地区断裂活动在坳陷期还很发育。如果以渤中地区为中心,渤海湾盆地的发育具有从外围向中心迁移的特点。渤海湾盆地由晚白垩世至古近纪断陷盆地群与新近纪至第四纪坳陷盆地构成双层结构,二者之间为区域性不整合面。新近系和第四系为坳陷构造层,构造比较简单,除渤海湾及附近地区断裂及其与之有关的构造较发育外,地层总体为简单的向盆地中心下凹或近水平状态。古近系断陷构造层为一套含生油岩的湖相沉积,分割性强,每个凹陷为一个沉积和沉降中心,每个坳陷都是一个独立或半独立的湖盆体系。断陷主要沿北北东、北东和近东西向两组断层发育,形成长条形单断半地堑和双断地堑。本次重点以济阳坳陷、苏北盆地为代表研究新生界层序发育特征。

(1)济阳坳陷

通过研究,将济阳坳陷新生界划分为3个一级构造层序(古近系、新近系及第四系),7个二级层序组(孔店组、沙四段、沙三段—沙二下、沙二上—东营组、馆陶组、明化镇组、平原组),17个三级层序(图2-1)。具体特征如下。

图2-1 济阳坳陷层序结构示意图

1)古近系层序。包括Ss₁—Ss₄层序组。

Ss₁层序组(孔店组)超覆于中生界构造层序之上,为裂陷初期阶段的沉积物,表现为:伸展断层的初次活动在地壳表面形成断陷,由于重力驱动作用,碎屑沉积物在断陷中沉积。在这个阶段,盆地处于地表物源供应较充足的充填状态,形成以近岸充填体系为主,由河流和冲积扇组成的沉积体系。可分为 三个三级层序。

Ss₂层序组(沙四段)超覆于Ss₁层序组之上,与上覆Ss₃层序组局部是角度不整合。表现为多组(北东、北东东、东西、北西西)断裂的形成和老断层的消亡和转换。此层序组可细分为 两个三级层序。

Ss₃层序组(沙三段—沙二下)与下伏Ss₂层序组成局部角度不整合,与上伏Sq₄层序组应为角度不整合,因为沙二段地层薄,产状近于平行,从地层剖面上难以识别。该层序组是拉分盆地湖盆持续稳定发展到萎缩的一个完整阶段。对于济阳坳陷新生代断陷湖盆来说,该层序组属于湖盆发育初期旋回产物,此时边界断层活动强烈,湖盆地形高差大,气侯由干旱向湿润转化,物源区物理、化学风化作用强烈,水系丰富,为湖盆的沉积提供丰富物源,从而在层序发育期形成巨厚的沉积,其后,构造运动相对减弱,气侯向干旱过渡,由深、半深湖相过渡为河流、三角洲相为主。此层序组可细分为 三个三级层序。 为湖盆扩展期, 层序以大段油页岩发育为特征,在地震、地层对比上是全坳陷稳定的标准层。最大厚度400m,具有多个沉积沉降中心。 为最大湖盆期, 层序以河流—三角洲或扇三角洲的沉积为主,以灰色、深灰色巨厚泥岩为主,夹有多组以浊积砂岩或薄层碳酸盐岩,最大厚度600m。 层序以灰色、深灰色泥岩与粉砂岩互层,夹钙质砂岩、油页岩及薄层灰质页岩、砂砾岩的反旋回为主,最大厚度500m; 坳陷大面积未接受湖相沉积,以河流沉积为主,湖相局限于很小的范围,以绿色、灰色泥岩与砂岩、含砾砂岩互层,夹碳质泥岩,分布不稳定,多出现在各凹陷中部,面积较小,凹陷边部往往缺失。最大厚度为400m,至此湖泊消亡。

Ss₄层序组(沙二上—东营组)与下伏Ss₃层序组呈角度不整合,与上伏Ss₅层序组为区域性角度不整合(MSB2构造层序界面)。该层序组完成拉分盆地新一轮湖泊形成、发展到消亡的过程。东营组—沙二上期湖盆仍然以伸展构造运动为主,但相对上一个层序组凹陷其边界断层活动强度及基底掀斜翘倾作用程度降低,因而此时地形高差较Ss₃层序组要小,使得供给盆地的物源丰度减小,在湖泊边部发育有各类小型三角洲,具体可细分为 二个三级层序。

2)新近系层序。

分为Ss₅(馆陶组)及Ss₆(明化镇组)两个层序组,与下伏地层为区域角度不整合,表明济阳盆地进入整体坳陷期,为统一的渤海湾盆地的一部分,年轻的坳陷型松散沉积平铺于古近纪的垒堑结构之上,显示出大型沉积平原地貌。大型披覆背斜是该构造层的特色之一,一般情况下,凹陷内正向构造为馆陶组披覆,凸起被馆陶组、明化镇组披覆,而隆起区为明化镇组和平原组披覆,反映了各个级别的构造单元随时间的推移逐渐为后期沉积层掩埋,同时也说明沉积补偿速度远远大于沉降速度,区域沉降代替差异沉降。

(2)苏北盆地

苏北盆地为苏北-南黄海中、新生界陆相沉积盆地的陆上部分,西北紧邻郯庐断裂带及鲁苏隆起,南接苏南隆起,东至黄海海岸。从晚燕山始,下扬子区受太平洋板块和欧亚板块的作用,成为环西太平洋活动大陆板块边缘的组成部分。苏北盆地开始了拉张发育的历史,也开始了其以新生代为主的新生代构造层的发育史。

苏北盆地自泰州组沉积以来,苏北盆地经历了三次较大的构造运动,受其控制形成多旋回的沉积演化史。晚白垩世晚期发生的仪征运动使赤山组、浦口组遭受剥蚀,此时控盆断裂开始活动,伴随着基性火山岩的喷发;仪征运动后凹陷进入强烈拉张快速沉降期,沉积了以湖相为主的包含巨厚暗色泥岩为特征的泰州组和阜宁组,形成由泰一段—泰二段、阜一段—阜二段和阜三段—阜四段构成的三个正旋回。古新世末发生的吴堡事件是以抬升、剥蚀为主的块断差异活动,它强化了前期构造格架,使盆地内阜宁组,特别是斜坡上的阜四段遭受强烈的剥蚀。戴南组下段是隆升后的充填沉积,其上段为水进沉积,范围渐广。三垛组沉积期,沉积范围更加广阔,发育一套分布广泛,厚度稳定的河流相沉积。

始新世末发生三垛事件为强烈抬升运动,造成盆地长时间的间断与沉积缺失(缺失渐新统),同时盆地由断陷期进入坳陷期。其后沉积了巨厚的中新统盐城组—第四系东台组的河流相砂砾岩沉积,并结束了沉积凹陷的发展。

构造层划分的主要依据是构造不整合界面,该界面具有明显的构造剥蚀现象,同时在区域范围内普遍存在,可以作区域性等时地层格架对比,同一构造内的地层应具有相同或相似的变质、变形和沉积史,基于这样一个原则,将苏北盆地自晚白垩世以来的地层划分为四个构造层。

第一构造层(K₂p—K₂t):为坳陷-断陷沉积,该套地层岩性纵向、横向变化较大,成分也因地而异,颜色下深上浅,表现出下粗上细交替的韵律结构。该层系主要形成于仪征运动之前。

第二构造层(E₁f):盐城凹陷进入强烈拉张快速沉降阶段,沉积了以湖相为主的巨厚暗色泥岩为特征的阜宁组地层,该套地层与上、下地层呈不整合接触。该层系主要形成于吴堡运动期。

第三构造层(E₂d—E₂s):三垛组、戴南组地层主要为充填式断陷沉积地层,与上、下地层呈不整合接触。该层系主要形成于三垛运动期。

第四构造层(Ny—Qd):该构造层为三垛运动后凹陷内沉积的一套以河流相沙砾岩沉积为主的地层。该层系主要形成于三垛运动后的黄海运动和东台运动期。

因此,在苏北盆地划分3个一级构造层序(古近系和新近系及第四系),6个二级层序组(阜宁组、戴南组、三垛组、上盐城组、下盐城组、东台组),11个三级层序(图2-2)。

图2-2 苏北盆地层序结构示意图

3.新生代层序沉积特征

(1)沉积相类型

通过对郯庐断裂带沿线地区数十口钻井的岩性、电性特征和取心井段岩芯沉积结构、构造、微相分析,结合地震剖面的地震相分析,对本区主要勘探目的层的沉积相进行了较深入地分析研究。在古近系可划分出湖泊、三角洲、扇三角洲、水下扇、河流及冲积扇6种主要的沉积相类型和若干种亚相及微相(表2-16)。

(2)沉积相发育及演化

郯庐断裂带沿线地区古近系以陆相断陷盆地陆源碎屑沉积为主。主要由大小不等的内陆断陷盆地组成,渤海湾盆地区古近系十分发育,沉积厚度可达4000~5000m,是我国古近系研究程度最高的地区之一。

表2-16 郯庐断裂带两侧古近系沉积相类型划分表

在古近系沉积时期由于断陷作用,使渤海湾、苏北等盆地区强烈下降,而周围剥蚀区地势低平,有时通过一定途径与海水发生多次短暂的连通,内陆盆地遭受海泛。造成现在所见陆相地层中包含一些“海相”标志(生物、岩石等),但不是典型的海相地层夹层。其中海生生物化石属种单调,与淡水生物化石共生,主要代表一种半咸水的生物群。此类盆地以渤海湾盆地最为典型。盆地内被断裂分割成多个隆起与断陷。在断陷地区下降接受沉积的同时,隆起地区上升剥蚀,成为物源区。由于断裂活动往往形成陡岸而发育水下扇、扇三角洲及湖泊相沉积,并发育特殊的内陆盆地中的深水浊积岩及水下重力流沉积。

1)古新统。古新统沉积时期为古近纪断陷盆地发育初期,地层分布范围较为局限,主要分布在渤海湾、周口、苏北等断陷盆地内,分布范围一般都不大,沉积厚度多数小于1000m。在东部地区苏北盆地古新统最为发育,分布范围广,沉积厚度大,最大可达2000m以上。该时期苏北盆地泰州组以湖泊—三角洲相沉积为主,其余地区则主要发育冲积扇、辫状河及湖泊—沼泽相的红色、杂色碎屑岩沉积。

2)始新统。从地层的分布来看,始新统主要分布于渤海湾、周口、南襄、合肥及苏北等盆地。渤海湾盆地始新统相对于古新统沉积时期来看湖盆水域扩大、水体加深。主要发育断陷深水湖泊(含滨浅湖、较深湖—深湖、水下扇、扇三角洲、水下重力流亚相沉积)、三角洲和河流、冲积扇相沉积。周口、南襄及合肥盆地主要发育河流冲积平原和浅水湖泊相。苏北盆地始新统沉积时期湖盆水域有所收缩,主要发育陆相断陷盆地湖泊—三角洲及河流—冲积扇相沉积。以滨浅湖、三角洲及河流相沉积为主,局部地区发育较深湖—深湖相沉积。岩性下部以棕、棕红色中、细砂岩、含砾砂岩、砂质泥岩、泥岩为主,上部发育浅褐、棕红、灰、灰黑色泥岩及灰色中细砂岩,局部地区发育泥膏岩、盐岩。

3)渐新统。渐新统和始新统相比沉积范围有所缩小,主要分布在渤海湾盆地和周口地区,而胶莱、合肥、苏北等盆地以及东南大部分地区均缺失该套地层。渐新统在渤海湾盆地发育沙二段上—东营组,周口坳陷发育上寺组,平邑—蒙阴盆地发育大汶口组二、三段,产介形类、轮藻、孢粉和腹足类等化石。

渐新统沉积时期本区最具代表的盆地为渤海湾盆地及周口坳陷,其主要沉积特征如下:渤海湾盆地渐新统下部(沙二段上亚段—沙一段)主要发育较深水湖泊相、(扇)三角洲相及河流相,盆地边缘局部地区发育冲积扇相。其岩性为灰、深灰、棕灰、棕红色泥岩夹灰色灰岩、泥灰岩、生物灰岩、黄褐色油页岩及灰白色石膏;东营组分布范围比核桃园组要小。主要发育于舞阳、襄城和谭庄凹陷。沉积了一套河流—三角洲相、滨浅湖相陆源碎屑岩。其岩性为棕红、深棕、灰色、杂色泥岩及浅棕、灰绿色砂岩,局部夹浅灰色灰岩、灰白色石膏及褐色油页岩;周口盆地廖庄组厚254~534m,其岩性为棕红色粉砂质泥岩、泥质粉砂岩,下部夹浅棕黄色泥质细砂岩,上部夹浅黄色砂砾岩。

总之,古近系以陆相断陷湖泊沉积为主,局部地区为海相沉积。该时期沉积相发育与演化在不同地区差别较大。渤海湾盆地沉积相发育与演化经历了湖盆初始形成期—湖盆扩张期—湖盆水退期—再次扩张期—湖盆萎缩期5个阶段,即古新统孔店期为湖盆初始形成期,该时期多为分隔孤立的小断陷,以发育冲积扇、河流及盐湖为主的充填式沉积,岩性以粗碎屑沉积为主;沙四—沙三段沉积时期为湖盆扩张期,断陷湖盆水域扩大,以较深湖-深湖暗色泥岩、膏盐岩及其相关沉积为主;沙二段沉积时期为湖盆水退期,以滨浅湖及河流冲积平原等较粗粒沉积为主,储层相对发育;沙一段下部沉积时期为湖盆再次扩张期,以发育较深湖-深湖相暗色泥岩及膏盐岩沉积为主;沙一段上部—东营组沉积时期为断陷湖盆萎缩期,该时期除少数地区还发育一些湖沼沉积外,以大面积的河流相沉积为主;苏北盆地沉积相发育与演化经历了湖盆初始形成期、湖盆扩张期和湖盆萎缩期三个阶段,即泰一段湖盆初始形成期,发育冲积扇、辫状河相沉积为主的盆地充填式粗碎屑沉积。泰二段—阜宁组的湖盆扩张期,总体表现为湖盆不断扩张,期间有泰二段、阜二段、阜四段沉积期三次湖侵及阜一段、阜三段两次次级湖退过程,以湖泊-三角洲沉积为主,是苏北盆地最重要的烃源岩发育期。始新统戴南组、三垛组为湖盆萎缩期,该时期总体上湖盆上升,沉积了一套河流、冲积扇相及浅水湖泊相的砾岩、砂岩与紫、棕色泥岩。

4)新近系。从新近系在郯庐断裂带两侧总的沉积特点来看,郯庐断裂带以东的苏北盆地以南地区以隆升、剥蚀为主,基本缺失该套地层或仅有零星分布,其余地区则大面积下降接受沉积。郯庐断裂以西的渤海湾盆地与豫皖盆地群连为一体。苏北盆地沉积范围扩大,地层分布范围广阔。该时期以发育内陆大型坳陷型沉积盆地为主。湖泊及河流冲积平原相是该时期主要的沉积类型。其岩性主要为灰绿、浅棕色含砂、钙质泥岩、砂岩和砂砾岩夹煤层。

渤海湾盆地新近系包括馆陶组和明化镇组,主要为河流冲积平原沉积,局部发育湖沼相。馆陶组一般厚200~558m,最厚逾1000m。其岩性为灰白、浅棕、杂色中、粗砂岩,灰绿、浅棕、棕红色粉细砂岩、泥岩、粉砂质泥岩不等厚互层,局部夹薄煤层;明化镇组以河流冲积平原相沉积为主,厚300~650m,最厚可达1400m。其岩性为灰绿、棕黄、棕红、紫红色泥岩、泥质粉砂岩与棕红、灰白色中细砂岩、含砾砂岩不等厚互层,局部夹炭质泥岩。底部常发育浅棕色砂砾岩。

苏北盆地新近系下盐城组厚136~721m,主要为河流冲积平原相沉积。其岩性为灰绿、浅棕色含砂、钙质泥岩、砂岩、砂砾岩;上盐城组厚70~888m,为灰黄色泥岩与粉细砂岩、砂砾岩频繁互层。岩性与下盐城组相比,普遍较粗,砂砾岩发育。主要为河流-冲积扇相沉积。

地层层序及特征~

地层是地球历史发展过程中形成的成层岩石的总称。主要由外动力地质作用中的沉积和成岩作用形成，是构成地球外壳(地壳)的基本单位之一。
本区地层分区属华北—东北南部区、燕山分区的山海关小区，地层特征属华北型。除较普遍缺失上奥陶统、志留系、泥盆系、下石炭统、三叠系、白垩系及古近系—新近系外，就华北地层而言，该区地层出露较全，化石丰富，各单位地层划分标志清楚，地层特征具有一定的代表性(图2-1)。全区范围内出露的地层主要有新元古界的青白口系，下古生界的寒武系、奥陶系，上古生界石炭系、二叠系，中生界侏罗系，以及新生界的第四系。地层顺序及其接触关系如图2-1、表2-1所示。
一、新元古界(Pt3)青白口系(Qb)
1.长龙山组(Qbc)
该组是本区最老的沉积地层，以沉积不整合覆于新太古界绥中花岗岩之上，主要分布在盆地的东部张岩子至东部落和南部鸡冠山等地，以张岩子村西剖面最好，厚度91m。本组由两套砂岩—页岩韵律构成。下韵律底部为灰白色含砾粗粒长石石英净砂岩，向上过渡为紫色、黄绿色杂色页岩。上韵律底部砂岩稳定成分增加，顶部出现蛋青色泥灰岩。砂岩中多见斜层理、交错层理、波痕及海绿石矿物，属典型滨浅海相沉积。
2.景儿峪组(Qbj)
景儿峪组的分布与长龙山组基本一致，在李庄村北出露较全，厚度38m，与长龙山组整合接触，分界标志层是其底部黄褐色或带铁锈色的中细粒铁质(含海绿石)石英净砂岩。下部为紫红色、黄绿色薄层状泥岩夹钙质泥岩，水平层理发育。上部为蛋清色中-薄层泥灰岩夹薄层紫红色泥岩。由碎屑岩、黏土岩过渡到碳酸盐岩沉积，具海侵沉积特点。
二、古生界(Pz)
本区古生界地层发育良好，与华北其他广大地区极为相似，主要分布在柳江向斜盆地的东西两翼。由于向斜东翼产状较西翼平缓，其出露宽度约为西翼的5倍，南北两端由于向斜轴的翘起，也有古生界地层出露。
(一)寒武系(Є)
1.府君山组(Є1f)
本组主要分布在东部落至沙河寨，西部上平山一带也有出露，东部落剖面出露较全，可作为本区标准剖面，厚度146m。

图2-1 柳江盆地石门寨地区地质图(据长春地质学院(1981)及河北省北京市天津市区域地质志图(1989)修编)

表2-1 柳江盆地地层简表


(据柳成志等，2006，略有修改)
府君山组岩性特征明显，下部为暗灰色厚层状结晶灰岩，含较多的莱德利基虫，上部为暗灰色豹皮状白云质灰岩夹暗灰色薄层灰岩，含核形石。与下伏景儿峪组为平行不整合接触，分界标志是下部暗灰色厚层状结晶灰岩，底部薄层灰岩中局部含有角砾或砾岩。本组属浅海相沉积。
2.馒头组(Є1m)
本组分布与府君山组一致，但由于抗风化能力弱而零星出露，东部落村北剖面较好，厚度71m。
本组岩性以砖红色泥岩为主，向上过渡为粉砂质页岩夹白云质灰岩透镜体。泥岩底部具角砾或砾岩，粉砂质页岩中含石盐假晶。与下伏府君山组呈平行不整合接触，分界标志是其底部角砾状薄层灰岩。本组属干旱条件下滨海相或潟湖相沉积。
3.毛庄组(Є1mz)
毛庄组分布与馒头组基本一致，出露较好的地方是沙河寨西山，化石较丰富，可作为本区标准剖面，厚度112m。
本组岩性以紫红色粉砂岩、页岩为主，页岩中含少量白云母片，其颜色要比馒头组暗一些，俗称为猪肝色。底部以出现黄绿色钙质页岩与馒头组分界。中部和上部夹两层白云质灰岩透镜体。灰岩透镜体中产辽西虫、幕府山虫等。顶部为页岩夹含核形石(葛万藻)的灰岩透镜体。与下伏馒头组整合接触，属滨海相潮上带沉积，其中白云质灰岩为潟湖相沉积。
4.徐庄组(Є2x)
徐庄组分布较毛庄组分布更为广泛，在向斜两翼均可见到，出露较全的地方是东翼的东部落、揣庄、上花野和下花野等地，西翼的吴庄至秋子峪、上平山一线也有出露，厚度101m。
本组岩性以黄绿色含云母片粉砂岩、页岩及暗紫色粉砂岩夹少量鲕状灰岩透镜体或扁豆体为主。产丰富的三叶虫化石(毕雷氏虫、辽阳虫、原附栉虫、孙氏盾壳虫)及腕足动物化石。与下伏毛庄组呈整合接触，其分界标志层是其底部出现黄绿色页岩与紫色页岩互层，而毛庄组顶部则是比较单一的紫红色页岩。本组属浅海相沉积。
5.张夏组(Є2z)
张夏组受到破坏和覆盖较少，是寒武系地层在区内分布最广的地层之一，柳江盆地周围几乎都有分布，主要分布在东部落、288高地、揣庄、张庄、赵家峪、上平山及吴庄等地。以288高地东山脊发育较好、较全，可作为本区标准剖面，厚度120～130m。
本组岩性以底部厚层鲕状灰岩与下伏徐庄组整合接触。岩性明显分为三段:下部为鲕状灰岩夹黄绿色页岩;中部为叠层石灰岩及白云质灰岩和薄层鲕状灰岩互层，夹泥质条带灰岩和生物碎屑灰岩;上部为泥质条带灰岩、页岩。灰岩中含大量三叶虫化石:徳氏虫、双耳虫、叉尾虫、沟颊虫等。本组属浅海相沉积。
6.崮山组(Є3g)
崮山组分布与张夏组一致，以王家峪南山牛圈至288高地出露最全，厚度102m。
岩性特征十分明显，以紫色色调为主。下部紫色页岩、粉砂岩夹砾屑灰岩;中部灰色灰岩(藻灰岩、鲕状灰岩、泥质条带灰岩);上部紫色砾屑灰岩与紫色粉砂岩互层，顶部为灰色厚层藻灰岩。含三叶虫化石:蝴蝶虫、蝙蝠虫、光壳虫、圆劳伦斯虫等。底部以紫色砾屑灰岩与下伏张夏组泥质条带灰岩整合接触，似有水下冲刷面存在。本组属滨海相至浅海相沉积。
7.长山组(Є3c)
本组分布与崮山组相似，出露最好的地方是288高地东山脊上，厚度18m。
本组岩性底部以生物碎屑灰岩为主，含海绿石。向上为粉砂岩，砾屑灰岩和页岩互层，夹藻灰岩，顶部为厚层藻灰岩。产三叶虫化石:长山虫、庄氏虫、蒿里山虫以及原始的腕足动物化石。本组与崮山组整合接触，属浅海相沉积。
8.凤山组(Є3f)
凤山组分布除与崮山组、长山组一致外，在实习区北侧、西侧均有出露。288高地东侧出露较好，厚度92m。
下部为薄层泥质条带灰岩，往上为生物碎屑灰岩、钙质页岩、鲕状灰岩互层。底部以青灰色砾屑灰岩直接与长山组岩层接触，长山组顶部的紫色粉砂岩紧伏于其下。含三叶虫化石:褶盾虫、济南虫、方头虫、杂索克氏虫。本组与下伏长山组呈整合接触，属浅海相沉积。
(二)奥陶系(O)
1.冶里组(O1y)
冶里组分布与凤山组一致，分布在288高地至小王山及石门寨北亮甲山。288高地可作为本区标准剖面，厚度126m。
下部为质纯的泥晶灰岩夹砾屑灰岩及虫孔灰岩，在地形上，常形成陡砬子(音lá，山上耸立的大石);上部为灰色砾屑灰岩夹黄绿色页岩，与下伏地层整合接触，以灰色薄层砾屑灰岩与凤山组分界。灰岩中产三叶虫化石:小栉虫、田师府虫;页岩中产无羽笔石以及古介形虫，还有正形贝和腹足类化石———蛇卷螺。本组属浅海相较深水环境沉积。
2.亮甲山组(O1l)
亮甲山组命名地点就在本区石门寨北亮甲山，主要分布在亮甲山、小王山、潮水峪等地。亮甲山可作为本区标准剖面，厚度118m。
本组以中厚层豹皮状灰岩为主，下部夹少量砾屑灰岩和钙质页岩，是本区烧制石灰、水泥的主要原料;上部由少量白云质灰岩及含燧石结核、燧石条带灰岩。产头足动物满洲角石、腹足动物蛇卷螺及古杯海绵等化石。本组与冶里组整合接触，分界标志层是亮甲山组底部出现的中厚层豹皮状灰岩。本组属浅海相沉积。
3.马家沟组(O2m)
马家沟组分布同亮甲山组，以亮甲山及北部茶庄北山发育较好，在亮甲山剖面厚度为111m。
本组岩性主要为暗灰色白云质灰岩夹部分白云岩、含燧石结核豹皮状白云质灰岩，底部以具微层理、含角砾、燧石结核黄灰色白云质灰岩，与亮甲山组分界。白云岩具“刀砍纹”，有的具砾屑、燧石条带，顶部为含泥质灰岩，风化后呈黄色，俗称“黄皮子”灰岩，在华北其他地区多存在此岩层，标志明显。产头足动物化石:阿门角石、链角石、灰角石、多泡角石;腹足动物化石:马氏螺;三叶虫:古等称虫。本组与亮甲山组呈整合接触，属浅海相较深水沉积，晚期海退。
华北地区在奥陶纪晚期普遍上升为陆地，直到中石炭世才下降接受沉积，因而缺失了上奥陶统、志留系、泥盆系和下石炭统等地层。
(三)石炭系(C)
1.本溪组(C2b)
本溪组在本区东翼区半壁店191高地、小王山一带发育较好。小王山剖面可作为本区标准剖面，厚度为82m。石门寨西门至瓦家山剖面厚度为70.7m。
本组岩性下部为陆相铁质砂岩或褐铁矿(山西式铁矿)、黏土矿(G层耐火黏土)，平行不整合于马家沟组之上;上部为细砂岩、粉砂岩再到湖泊、沼泽相黏土岩，夹3～5层海相泥灰岩透镜体，含F层耐火黏土。
陆相粉砂岩中含植物化石:鳞木、科达、芦木、轮叶、脉羊齿。泥灰岩中含类:小纺锤;腕足动物:马丁贝、帅尔文贝;双壳类:古尼罗蛤、小花蛤、燕海扇等。本组属海陆交互相沉积。
2.太原组(C3t)
太原组在本区半壁店、小王山一带发育良好，厚度在小王山剖面为51m;石门寨西门至瓦家山剖面为47.5m。
本组有两个沉积韵律:下韵律底部为青灰色含铁质中细粒长石岩屑杂砂岩，风化后呈黄褐色，具大型球状风化，向上过渡为青灰色页岩夹D层黏土或泥质灰岩透镜体;上韵律底部为薄层细粒岩屑杂砂岩，具小型球状风化，往上为青灰色细粒砂岩夹泥灰岩透镜体及少量煤线。
本组产大量植物化石:脉羊齿、栉羊齿、楔叶、鳞木;动物化石腕足类:网格长身贝、戟贝;双壳类:古尼罗蛤、裂齿蛤。
本组与下伏本溪组整合接触。分界标志明显，标志层是底部的巨大球状风化青灰色含铁质中细粒长石岩屑杂砂岩，风化后具小孔，分布稳定，过去称云山砂岩，在辽宁太子河区则称黄旗砂岩或小孔砂岩。本组属海陆交互相沉积。
(四)二叠系(P)
1.山西组(P1s)
山西组主要分布在石门寨西门、小王山、黑山窑等地，以石门寨西门至瓦家山剖面最好，是本区重要的含煤、黏土矿层位，厚度为61.8m。
山西组岩性由灰色、灰黑色中细粒长石岩屑杂砂岩、粉砂岩、炭质页岩及黏土岩构成两个沉积韵律:下韵律底部含长石多、含砾，单层厚度大，顶部为黏土矿或煤层(可采煤层);上韵律顶部为B层黏土层。本组与下伏太原组整合接触，分层标志是其底部灰色、灰白色长石岩屑杂砂岩，但在横向上有时变为含砾中粗粒或中细粒长石岩屑杂砂岩，颜色由灰白色变为黄灰色，层位稳定。
本组含植物化石种属较多，如轮叶、楔叶、栉羊齿、芦木、带羊齿。
本组属大陆近海沼泽相沉积。
2.下石盒子组(P1x)
下石盒子组在本区黑山窑、石门寨西门、石岭等地较为发育，厚度115m。
本组岩性主要为灰色中粒长石岩屑杂砂岩、细粒岩屑杂砂岩、泥质粉砂岩、黏土质粉砂岩构成三个沉积韵律。第一韵律顶部为灰绿色含云母泥质粉砂岩，第二、三韵律顶部分别为A2和A1层黏土，颜色为紫色、紫灰色。
粉砂岩中产植物化石:带科达、中芦木、多脉带羊齿。
本组与下伏山西组分界清楚，山西组顶部为B层黏土矿，下石盒子组底部为黄褐色含砾粗粒岩屑长石杂砂岩(岩貌特殊，俗称小豆砂岩)，与山西组整合接触，属河流相、湖泊沼泽相沉积。
3.上石盒子组(P2s)
上石盒子组出露局限性较大，以盆地东翼石门寨西门欢喜岭至瓦家山一带较好，厚度72m。
本组岩性为灰白色中厚层状含砾粗粒长石砂岩夹紫色细粒砂岩及粉砂岩。由1～2个沉积韵律构成。第一韵律底部是在A1层铝土矿之上(另一个韵律的开始)的灰白色中厚层状含砾粗粒长石砂岩，具大型斜层理，与下石盒子组整合接触。此层厚度大，分布稳定，俗称南山砂岩。本组属河流相沉积。
4.石千峰组(P2sh)
石千峰组出露十分有限，仅在黑山窑、欢喜岭一带出露较好，厚度150m。
本组是一套河流相紫色岩石，底部为含砾砂岩和砾岩，往上为细粒砂岩、粉砂岩及部分黄绿色泥岩。本组与下伏上石盒子组整合接触，分界标志是上石盒子组顶部黄白色含砾岩屑长石砂岩，其上为石千峰组紫色含砾岩屑杂砂岩(结构松散)。
粉砂岩中产栉羊齿、轮叶、楔叶、丁氏蕨及腹足动物化石，多代表干旱条件下的陆相沉积。
三、中生界(Mz)侏罗系(J)
1.北票组(J1b)
在本区分布面积广，主要在中部地区。本组角度不整合于石千峰组之上，以本组底部的底砾岩同石千峰组分界，上、下岩层产状差别很大。
以黑山窑—大岭一带出露较好，分上、中、下三个岩性段。下段岩性以灰白色中、粗粒长石石英杂砂岩、黑色炭质页岩、粉砂岩及煤线为特征。其中含有大量的植物和少量昆虫及双壳类等化石，属湖泊相沉积环境，其中发育有湖相三角洲和湖泊滨岸沼泽，厚度为161.1m。中段岩性以砾岩及含砾粗砂岩为主，夹少量粉砂岩和页岩，厚278m，与北票组下段整合接触，属大陆湖泊、河流、沼泽相沉积。上段岩性由灰黄色大砾岩、含砾粗砂岩、粉砂岩、黑色炭质页岩组成，含煤线，厚215m，以底部大砾岩与中段分界。
北票组三个岩段岩性特征明显，分界清楚。但南北厚度变化大，在瓦家山、旁水崖、义院口等地，北票组覆盖在古生界不同时代层位上，并有超覆现象。在黑山窑北票组呈南北走向，覆盖在东西走向的石千峰组紫色粉砂岩之上，两组岩层走向近于直交。该组所夹煤系仅在义院口、夏家峪等处可以开采。
北票组含有丰富的植物化石，常见的有:长叶松形叶、华丽似刺葵及纤细拜拉银杏等;其次是双壳类和昆虫类等。
2.蓝旗组(J2l)
蓝旗组以一套火山岩系分布在盆地中部老君顶至大洼山一线(柳江盆地的核部)，在上庄坨、旁水崖一带出露较好，厚度在1000m以上。本组与北票组等老地层呈角度不整合接触。
根据岩性组合和喷发旋回，分为下、中、上三部分:下部为偏酸性的安山质火山角砾岩及集块岩，流纹质集块岩夹凝灰岩及火山熔岩，厚度在300m以上;中部以中性火山熔岩为主，灰绿色安山质、角闪安山质、粗安质火山熔岩夹集块岩、火山角砾岩，厚度400m左右;上部为中基性火山熔岩(黑绿色、紫红色、青灰色碱性玄武岩、玄武安山质、辉石安山质火山熔岩)和熔结集块岩、集块岩互层，夹少量火山角砾岩及凝灰岩，厚度在600m以上。
3.孙家梁组(J3s)
孙家梁组分布局限于实习区东南隅蟠桃峪一带，未见与其他地层的直接接触关系。从区域资料上看，本组与蓝旗组呈角度不整合接触，厚度在350m以上，是一套灰色酸性、中碱性火山熔岩和火山碎屑岩，包括流纹质、粗面质和粗安质火山熔岩、凝灰岩、火山角砾岩与集块岩。
四、新生界(Cz)
石门寨地区新生界仅有第四系零星分布，且主要为河流阶地松散堆积物，没有胶结成岩，主要为河流冲积、洪积物，其次为坡积物、残积物。见有少量洞穴堆积，分布在黄土营、山羊寨、李庄、茶庄等地石灰岩溶洞中，为砂砾、黏土堆积物，已开始固结变硬。洞穴中脊椎动物化石有狼、熊、鹿、野猪等，鉴定其形成时代为第四纪中更新世。

王嘹亮　梁金强　曾繁彩
摘要　北康盆地为南沙中部海域一重要的含油气盆地。盆地内主要发育了中始新统—第四系地层，最大沉积厚度11000m。本文通过区域地质背景分析，认为北康盆地位于南沙地块，主体奠基于火成岩带上，盆地基底主要为火成岩及前新生代变质岩。晚始新世以前，南沙地块与华南陆块相连，北康盆地位于古南海西北缘，为一张性拉张盆地，盆地西北大部为陆相环境，东南部为滨浅海环境。晚始新世至早渐新世早期，南沙地块从华南陆块裂离向南漂移，北康盆地成为裂离陆块上的断坳盆地并具走滑特征。随古南海洋壳的被动消减和新南海的扩张，盆地水体加深，除西北尚有陆相沉积外，盆地大部为海相环境。早渐新世以后，南沙地块与婆罗洲地块拼贴，北康盆地整体位于海相环境。本文在详细地震相分析的基础上，对盆地新生界地层划分出三个超层序，7个层序，对上新统以下的5个层序进行了沉积相分析，并编制了平面相图。
关键词　南沙地块，北康盆地，沉积特征
北康盆地面积五万平方千米左右，发育比较完整的新生代地层，最大沉积厚度超过11000米，是南沙中部海域重要的含油气盆地。广州海洋地质调查局先后对盆地进行了地球物理概查和普查，并对部分地区进行了加密测线补充调查，获得了近两万千米的地球物理综合调查资料，圈定了盆地范围，划分了二级和三级构造单元。本文首先在区域地质背景分析基础上，确定了盆地的大地构造位置，分析了盆地的形成背景和主要演化过程。根据概查和普查阶段获得的地震资料，采用地震地层学方法对盆地的地震层序进行了超层序和层序划分。在全盆地地震相分析基础上，编制了地震相平面图。在总的区域构造演化格局下，结合沉积厚度资料，古地形资料、砂泥岩比资料和地震速度资料将地震相图转换成沉积相图；比较详细地划分了各个重要时期的沉积相，并分析其分布规律。
1　区域地质背景
晚白垩世以来，南海及其邻域经历了极其复杂的构造演化过程。太平洋板块的向北运动与运动方向的改变；印度板块的向北漂移及其与欧亚板块碰撞；中南半岛的东南向挤出；澳大利亚板块的向北漂移；婆罗洲地块的逆时针旋转；古南海消亡，新南海扩张以及南沙地块、曾母地块（卢科尼亚地块）与北巴拉望—礼乐地块从华南陆块上裂离并向南漂移，最终与婆罗洲地块拼贴；南海西缘—越东断裂的走滑与运动方向的改变等重大构造事件都发生在这一时期。
北康盆地位于南沙地块上，南以廷贾断裂为界与曾母盆地相邻。南沙地块原属华南陆块的一部分（姚伯初，1996,1999；吴进民，1997），古新世—中始新新世，南沙地块东南部位于古南海海区，而西北部的北康盆地位于古南海的西北边缘，处于海陆过渡环境。西面的中建南盆地处于陆相环境。晚始新世时，印澳板块与欧亚板块碰撞导致印支块体南移（Tapponner,1986），同时太平洋板块俯冲方向转为北西西向。在这两种因素影响下，南海北部南北向拉张应力增强，南沙地块与亚洲大陆分离，并向南运动，西南海盆扩张（姚伯初，1999；邱燕，1999）。至早渐新世，南沙地块与加里曼丹地块碰撞拼贴（吴进民，1997；姚伯初，1999）。
对古地理重建可以推定，至少在老第三纪早期，北康盆地大致位于现今的中建南盆地东南部或富庆盆地东北界附近。也就是说，在老第三纪早期，北康盆地位于古南海北部陆缘的拉张活动区内，即印支火成岩带内。盆地基底主体奠基于火成岩体之上，部分基底为前新生代变质岩。南沙地块的北部与东北部，在老第三纪期间，为一相对隆起高地，经受剥蚀，向其南部、西南部各盆地提供沉积物源。
从区域对比分析，北康盆地下渐新统及以下地层，在形成时代与发育特征方面，可与琼东南盆地、中建南盆地（富庆盆地）对比。
中建南盆地（富庆盆地）是一个典型的张裂盆地，盆地的发育经历了同裂谷沉积作用、破裂不整合和裂后的沉积作用。古新世—早渐新世，为盆地断裂作用的主要阶段，大部分沉积物为地堑或半地堑中的同裂谷期沉积物，主要由湖相沉积物及冲积平原沉积物组成。晚渐新世，盆地快速沉降发生海侵，形成了具典型低水位特征的冲积扇。早中新世以来，逐渐出现斜坡环境到陆架—陆坡环境沉积（Gwang H.Lee,1998）。邱燕等（1999）认为在中始新世—晚渐新世期间，在北东向断裂的控制下，盆地内形成一些彼此分隔的小断陷，沉积陆相地层。晚渐新世—中中新世，盆地大幅沉降，接受巨厚的海陆过渡相—滨海、浅海碎屑岩和碳酸盐岩沉积。中新世以来，发育广布整个盆地的广海型沉积。
琼东南盆地为叠合型伸展盆地，在前第三系基底之上，经历了初始断陷、主断陷和裂后再活动三个演化阶段。盆地内发育始新统湖相泥岩、砂质泥岩；下渐新统上部—上渐新统下部崖城组海岸平原—半封闭浅海相灰白色砂砾岩与深灰色泥岩互层，常见煤层及煤线。上渐新统上部及以上地层，为从滨海、浅海到半深海相的海相地层（陈汝炎等，1992）。
结合北康盆地的构造与地震相特征，推定盆地初始发育阶段为古新世—早始新世，主要表现为地块的隆升与张裂；中始新世开始了沉积物的大量充填，盆地进入早期发育阶段。盆地内发育了一套中始新统到第四系的完整沉积序列。
2　盆地新生代地层发育特征
2.1　地震层序划分
根据现有勘探资料，结合区域地质信息，在北康盆地的地震剖面上识别出T1、T2、T3、 、T4、T5和Tg七个反射界面，它们分别对应于不同地质时代的不整合面（图1）。

图1　北康盆地A剖面地震层序界面划分　Fig.1　Sequences boundaries dividing of profile of line A

Tg由1～3个相位组成，多为中—低频、中—强震幅、低连续反射波。在构造隆起部位，基底面特征明显，同相轴粗糙、断续、扭曲，表现为风化剥蚀面特征。Tg大体上为声波基底的顶界，是分隔裂谷前期与同裂谷期岩石的初始不整合面。

表1　北康盆地地震层序划分表　Table1　Seismic sequences division

注：地质年龄据F.gradstein等，1996。
T5为一区域不整合面，一般为中频、中—强振幅、低连续反射波。在构造高部位，同相轴粗糙、断续，局部与Tg合二为一。T5是分隔同裂谷期和后裂谷期的破裂不整合面。界面之上，常见上超及下超特征，其下有较轻微剥蚀现象。T5之下地层表现为一套盆地发育早期的充填沉积特征。
T3界面是一次较大的区域构造运动引起的区域性不整合面。界面之上上超现象明显，地层变形微弱或未变形，反射波连续性好。界面之下，地层变形强烈，反射波连续性差。该界面的形成时代可与中中新世晚期至晚中新世早期的海平面低水位期对比。
以Tg、T5及T3界面为界，将北康盆地新生代沉积地层划分为三个超层序。Tg—T5间地层为超层序Ⅲ，代表盆地早期裂谷阶段的充填沉积；T5—T3间地层为超层序Ⅱ，代表盆地坳陷发展阶段的沉积。T3—海底间地层为超层序Ⅰ，代表盆地区域沉降阶段的沉积。超层序Ⅰ和超层序Ⅱ可进一步划分为多个地震层序（表1）。
2.2　地震层序特征
层序G（Tg—T5），该层序底界为盆地基底面，顶界为削截或整一界面，在盆地隆起区局部缺失，盆地东部偏北有一较大缺失区。地震剖面上表现为中—低频、变振幅、低连续—断续反射层组，平行—乱岗状结构为主，局部为杂乱结构和平行结构，席状及楔状外形。平面上，西北部以杂乱地震相为主。西部边缘多为低连续—断续，中—强振幅、中频地震相。中东部和东南部，在早期凹陷内，为中—低连续，中—弱振幅、中频反射地震相，在隆起区和构造高部位，多为低连续—杂乱地震相。由于埋深大，且后期构造影响强烈，地震反射特征不稳定，地层变形明显。层序厚度0～3500m，厚度变化显著。沿北纬6°50′一线附近，从东到西分布有三个较大的沉积凹陷，最大沉积厚度大于3000m，而东北大部及各个隆起区，沉积厚度小于1000m（图2A）。
层序F（T4—T5），层序底界为上超及整一接触，以上超为主，顶界为削截及整一接触。整体表现为中—低频、变振幅。东部以中—高连续为主，部分断续，西部杂乱反射为主，局部中—低连续，平行、亚平行结构为主，乱岗状或杂乱结构常见。在早期断裂带附近，常见楔状、微发散特征。因后期构造的强烈影响，地震反射特征不稳定，局部地层变形明显。该层厚度0～5000米，厚度变化较大，与G层序相比，沉积格局有一定的继承性，先前沉积凹陷得以继续发育。但除东部凹陷内的沉积巨厚（最大超过5000m）外，其他凹陷表现不突出，沉积厚度一般不超过3000m（图2B）。
层序E（ —T4），层序底界上超、下超或整一接触，顶界为削截或整一接触，为一套以高频、中连续、变振幅，平行—亚平行反射为主，其次为中—低频，中—低连续到断续，变振幅反射层组。整体上，以东经110°40′为界，东部连续性好，频率高，产状稳定，西部则连续性差、频率低，产状多变。该层内断层发育，局部地层变形。层序厚度0～3500m，厚度变化大，沉积中心主要位于中南部与西部。盆地北部与东北部处于隆起高地，沉积厚度小，东北部有多处沉积缺失（图2C）。
层序D（T3— ），底界上超、下超或整一接触，顶界顶超、削截接触。主要有两类地震反射相，一类为中—高连续，低—高频，变振幅反射地震相。它们主要分布在条带状凹陷内。凹陷由东往西，由近东西向到北北东向，再转为南北向，最后在西部呈近北西向展布。另一类为低连续—断续，中—低频，中—强振幅反射地震相。它们多分布在凸起部位，与第一类地震相相间分布。主要地震相都显平行、亚平行结构，席状外形。层序厚度0～2200m，沉积厚度变化较大。总体盆地西部和西南部厚度大，东北部、东部及中部厚度小（图2D）。与前面各层序比较，沉积中心向西南迁移。受后期构造破坏，地层发生了明显变形。

图2　A.北康盆地G层序厚度等值线图　B.北康盆地F层序厚度等值线图　Fig.2　A.Isopach map of sequence G　B.Isopach map of sequence F（据梁金强等，1998.改编）

层序C（T2—T3），层序底界上超、下超或整一接触，顶界为顶超、削蚀及整一接触。整体表现为一套中—高连续，中—高频中—弱振幅反射层组，平行—亚平行结构，席状外形。该层厚度0～1300m，厚度不稳定，厚度小于200m的相对高低呈近南北向条带状分布，地震剖面上表现为空白反射或极弱振幅。厚度大于800m的凹陷多分布于盆地南部。
层序（A+B）（T0一T2），底界上超、下超或整—接触，顶界为海底。内部特征为中—高频，变振幅，高连续反射。平行结构，席状外形，变形微弱，特征稳定。层厚250～2800m，沉积中心位于西南部。
3　沉积相分布特征
古新世—早始新世，南沙地块尚未与华南陆块分离。由于燕山运动造山带岩石圈的拆沉引起的张性构造运动，在该地块上造成了块体的隆升与裂谷拉张。北康盆地区发生基底断裂，盆地进入始初发育阶段。中始新世，南沙地块位于古南海西北部，地块的东部和南部位于古南海浅海—半深海区，如曾母盆地、礼乐盆地等即主体位于海区接受海相沉积。西北大部位于陆上及海陆过渡环境。北康盆地位于古南海西北缘，西陆东海。

C.北康盆地E层序地层厚度等值线图　D.北康盆地D层序地层厚度等值线图　C.Isopach map of sequence E　D.Isopach map of sequence D

在北康盆地G层序（T5—Tg层）的Ps值分布图显示，Ps值等值线大致呈北东东向展布，呈近北西西向分带，西北和北部大部分地区Ps值大于75%，总体表现为砂相特征。往往盆地东南部，Ps值逐渐递减，盆地的东南边缘Ps值小于50%，依次变为偏砂相和砂泥相为主（图3）。反映了总的物源方向来自西北面。从地震剖面分析，T5—Tg层主要有中—强振幅、断续、中频反射地震相，中振幅、杂乱反射地震相，中强振幅、低连续反射地震相和中振幅、断续、发散结构发射地震相。平面上，盆地西北及东北大部以中振幅杂乱反射地震相为主，北部边缘有中振幅、断续、发散结构反射地震相，而东南大部以中强震幅、低连续—断续、中频反射地震相为主。反映了盆地北部和西北及东北多为不稳定水体，动荡或间歇性水流作用为主的沉积环境，而盆地东南大部以相对稳定水体，中—低能为主的沉积环境（图4）。

图3　北康盆地T5—Tg层Ps值等值线图　Fig.3　Isoplech map of Psof the sequence G（T5—Tg）from Beikang Basin（据梁金强等，1998，改编）

在上述分析基础上，根据地震相标志的地质属性和断陷湖盆早期沉积的一般沉积模式，将地震相转换为沉积相。由西往东依次发育冲积平原偏砂相、扇三角洲偏砂相、滨湖砂泥相、浅湖偏泥相、滨岸沼泽相、滨海砂泥相和浅海砂泥相。沉积相带在东部呈近北东向展布，西部呈近北西向展布。主要物源为西北部的华南陆块及南沙地块东北高地。海水进侵方向为盆地东南方（图5）。
晚始新世—早渐新世，印度板块与欧亚板块发生碰撞，印支地块向东南方向挤出，南沙地块与亚洲大陆分离，向东南运动。北康盆地在其南移过程中，海侵范围不断扩大，除西北部尚有陆相环境外，盆地主体为海相环境。

图4　北康盆地G层序地震相分布图　Fig.4　Seismic facies map of sequence G of Beikang Basin

1—地震相界线；2—沉积尖灭线；3—中—强振幅，断续，中频反射地震相；4—中振幅，杂乱反射地震相；5—中—强振幅，低连续反射地震相；6—中振幅，断续发散结构反射地震相

图5　北康盆地G层序沉积相图　Fig.5　Sedimentary facies map of sequence G of Beikang Basin

1—扇三角洲偏砂相；2—滨湖砂泥相；3—冲积平原偏砂相；4—浅湖偏泥相；5—湖滨沼泽偏泥相；6—滨海砂泥相；7—浅海砂泥相；8—滨岸沼泽相；9—沉积尖灭线；10—沉积相相区界线；11—盆地边界
与G层序相比，F层序（T4—T5层）的Ps值明显减少，但仍然较高。盆地西北角Ps值大于75%，为砂相；盆地中部及中北部大于50%，以偏砂相为主；东部及南部小于50%。以砂泥相为主。西高东低，北高南低的格局继续存在（图6）。反映盆地总的物源方向在盆地西部。从地震剖面分析，F层序有5种主要的地震相类型，即中—弱振幅，杂乱反射地震相，中—强振幅、低连续、中频反射地震相，弱振幅、低连续、低频反射地震相，中振幅、断续、中频反射地震相，强振幅、高连续、高频反射地震相。从地震相的平面分布特征分析，盆地西部及西南部以中振幅、断续中频反射地震相和中弱振幅、杂乱反射地震相为主，盆地中部偏东以中—强振幅、低连续和强振幅、高连续反射地震相为主，盆地东北缘、东缘和东南缘以弱振幅、低连续、低频反射地震相分布最为普遍（图7）。反映盆地西部和西南部水体动荡，中部水体开阔稳定，东缘水体相对宁静的水动力特征。

图6　北康盆地T4—T5层Ps值等值线图　Fig.6　Isopleth map of Psof sequence F（T4—T5）from Beikang Basin

（据梁金强等，1998，改编）

图7　北康盆地F层序地震相分布图　Fig.7　Seismic facies map of sequence F of Beikang Basin

1—地震相界线；2—中—弱振幅，杂乱反射地震相；3—中强振幅，低连续中频反射地震相；4—弱振幅，低连续，低频反射地震相；5—中振幅，断续，中频反射地震相；6—强振幅，高连续高频反射地震相，平行－微发散结构，席状一楔状外形
由西往东，主要沉积相有河道砂相、湖泊沼泽相、冲积平原偏砂相、滨海沼泽—潟湖偏泥相、海岸平原偏砂相、滨海砂相、浅海砂泥相和浅海偏泥相等。主要物源为西部印支陆块，海侵方向仍为东南（图8）。

图8　北康盆地F层序沉积相图　Fig.8　Sedimentary facies map of sequence F of Beikang Basin

1—河道砂相；2—冲积平原偏砂相；3—滨海砂相；4—浅海偏泥相；5—滨海沼泽—潟湖偏泥相；6—海岸平原偏砂相；7—浅海砂泥相；8—湖泊—沼泽砂泥相；9—沉积相相区界线；10—盆地边界
早中新世，南海海底扩张停止，中央海盆产生，南沙地块与婆罗洲地块拼贴，古南海消亡。北康盆地已基本移至现今位置，整体处于新南海的滨—浅海区。盆地的物源和海侵方向都发生了根本的改变。主要物源来自呵叻—昆仑隆起及纳土纳隆起区。海侵方向来自北面。
E层序（ —T4）的Ps值分布规律不明显，总体上较渐新统和始新统地层的偏低，最大不超过75%，多数地区小于50%，以砂泥相和偏砂相为主（图9）。从地震剖面分析，E层序有本质区别的地震相类型主要有五种，即中强振幅、高连续、中—高频反射地震相，中振幅、低连续、中频反射地震相，中—强振幅、断续、中—低频反射地震相，中振幅、杂乱反射地震相，中振幅、断续、高频反射地震相。平面上，盆地大部表现为中—强振幅、高连续、中—高频反射地震相，其次为盆地西缘、西南缘和东缘的中振幅、低连续和断续反射地震相，盆地东北部和中部局部地区为中振幅、杂乱反射地震相，还有少部分地区分布中振幅、断续、高频反射地震相（图10）。反映盆地越来越远离陆地，进入开阔水域。盆地内发育的沉积相有浅海台地砂相、半深海偏泥相、半深海浊积砂为主的砂泥互层相、浅海砂泥相、斜坡砂相等。受盆地内多个浅水台地的阻挡，沉积相带的分布与海水进侵方向不完全协调（图11）。

图9　北康盆地E层序Ps值等值线图

Fig.9　Isopleth map of Ps of sequence E（ —T4of Beikang Basin（据梁金强等，1998.改编）

图10　北康盆地E层序地震相分布图　Fig.10　Seismic facies map of sequence E of Beikang Basin

1—地震相界线；2—沉积尖灭线；3—火成岩体；4—中—强振幅，高连续中—高频反射地震相；5—中振幅，低连续、中频反射地震相；6—中—强振幅，断续，中—低频反射地震相；7—中振幅，杂乱反射地震相；8—中振幅，断续、高频反射地震相
中中新世，南海西南部大部分时期处于相对稳定的构造状态，整个南沙地区为滨浅海—半深海环境。中南半岛上的湄公河，加里曼丹岛上的卢帕尔河成为南沙海域的两大沉积物质输入体系，向南沙海域源源不断输入碎屑物质。
北康盆地D层序（T3— ）的Ps值东北部大于50%，南部小于25%，其他地区多介于25%～50%之间，总体砂泥比较低，且没有明显的物源指示（图12）。该层的砂泥比特征反映北康盆地相对远离物源，处于清水环境。地震剖面上，D层序表现出主要的地震相，即台滩状地震相、中—强振幅、高连续、中—高频反射地震相，中振幅、中—低连续、中频反射地震相，中—强振幅、断续、中频反射地震相，中—强振幅，杂乱反射地震相，中振幅、断续、高频反射地震相。平面上，强振幅、高连续、中高频反射地震相和中振幅、中—低连续、中频反射地震相，为主要的地震相，占据盆地大部区域。在盆地中部零星分布有台滩状地震相，其他地震相区的分布也较分散，且面积较小（图13）。反映中中新世时期，在从相对高海平面到大的海退背景下，在先前浅水台地及隆起高地发育碳酸盐沉积，在盆地南部及北部中央区发育浅海泥灰岩及泥岩相沉积。局部区段内发育生物礁相沉积。但因整体水体较深，又缺乏足够的台滩构造，碳酸盐的分布不普遍。主体以陆源碎屑沉积为主。盆地内发育有浅海—半深海偏泥相、浅海—半深海砂泥相、浅海偏砂相等。另外，在盆地东北部发育火山碎屑岩相沉积（图14）。

图11　北康盆地E层序沉积相图　Fig.11　Sedimentary facies map of sequence E of Beikang Basin

1—斜坡砂相；2—浅海台地砂相；3—半深海偏泥相；4—半深海浊积砂为主的砂泥互层相；5—浅海砂泥相；6—沉积相相区界线；7—盆地边界

南海地质研究.12


图13　北康盆地D层序地震相分布图　Fig.13　Seismic facies map of sequence D of Beikang Basin

l—地震相界线；2—沉积尖灭线；3—台滩状地震相；4—火成岩体；5—中—强振幅，高连续中—高频反射地震相；6—中振幅，中—低连续，中频反射地震相；7—中—强振幅，断续，中频反射地震相；8—中—强振幅，杂乱反射地震相；9—中振幅，断续，高频反射地震相

图14　北康盆地D层序沉积相图　Fig.14　Sedimentary facies map of sequence D of Beikang Basin

1—浅海偏砂相；2—浅海—半深海偏泥相；3—浅海—半深海砂泥相；4—火山碎屑岩相；5—台地灰岩相；6—生物礁相；7—浅海—半深海以浊积砂为主的砂泥互层相；8—泥灰岩－泥岩相；9—沉积尖灭线；10—沉积相相区界线；11—盆地边界
晚中新世，南沙海区在经历了中中新世末的区域性构造运动—万安运动以后，整体处于热沉降阶段。北康盆地水体进一步加深，碳酸盐岩台地被淹没，陆源物质供应速率加快。盆地处于浅海—半深海环境。主要沉积相有浅—半深海偏泥相，浅海偏砂相、海丘偏砂相等（图15）。

图15　北康盆地C层序沉积相图　Fig.15　Sedimentary facies map of sequence C of Beikang Basin

1—浅—半深海偏泥相；2—浅—半深海砂泥互层相；3—浅海偏砂相；4—海丘砂相；5—沉积尖灭线；6—沉积相相区界线；7—盆地边界
4　结论
（1）北康盆地晚始新世以前为华南陆块上的张性盆地，至晚始新世过渡为裂离陆块—南沙地块上的断坳并具走滑特征的盆地。盆地主要奠基于火成岩带上，盆地基底为火成岩及前新生代变质岩。
（2）在古新世—早始新世块体隆升、张裂的成盆初期，盆地主体位于古南海西北部陆相环境。中始新世，盆地进入早期发育阶段，盆地大部为陆相环境，东南部为滨、浅海环境。
（3）晚始新世—早渐新世，北康盆地在其南移过程中，海侵范围不断扩大，除西北部尚有陆相环境外，盆地主体为海相环境。主要物源为西部印支陆块，海侵方向仍为东南方。早中新世北康盆地已基本移至现今位置，整体处于新南海的滨—浅海区。盆地的物源和海侵方向都发生了根本的改变。主要物源来自呵叻—昆仑隆起及纳土纳隆起区。海侵方向来自北面。中中新世，南海西南部大部分时期处于相对稳定的构造状态，北康盆地相对远离物源，处于清水环境，在从相对高海平面到大的海退背景下，在先前浅水台地及隆起高地发育碳酸盐沉积，在盆地南部及北部中央区发育浅海泥灰岩及泥岩相沉积。局部区段内发育生物礁相沉积。晚中新世，北康盆地水体进一步加深，碳酸盐岩台地被淹没，陆源物质供应速率加快。盆地处于浅海—半深海环境。
参考文献
1.姚伯初，1996，南海海盆新生代的构造演化史，海洋地质与第四纪地质，Vol.16,No.2,1～13。
2.姚伯初，1999，东南亚地质构造特征和南海地区新生代构造发展史，南海地质研究，No.11,1～13。
3.吴进民，1997，南海西南部人字形走滑断裂体系和曾母盆地的旋转构造，南海地质研究，No.9.54～66。
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5.陈汝炎、黎森传、凌保云、单德厚，1992，莺歌海、琼东南盆地，中国石油地质志，Vol.16,p491～518。
6.Tapponner P.Peltzer G.and Armijo R.On the Mechanics of the Collison between India and Asia,In:M.P.Coward and A.C.Ries（eds）,Collision Tectonics,Blackwell,Oxford,115～157,1986。
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CENOZOIC SEDIMENTATION OF BEIKANG BASIN
Wang Liaoliang　Liang Jinqiang　Zeng Fancai
Abstract
Beikang Basin is one of the most important basins which bearing hydrocarbon potential.It is located at the central part of Nansha Islands ocean areas where the middle Eocene to Quatermary strata are developed well and the thickest stratum arrived to 11000 meters.In this paper,based on regional geological background analysis,it is believed that Beikang Basin belong to Nansha block,and its main body lay on a foundation of igneous rock zone.Before the Eocene,Nansha block connected with south China block,Beikang basin was a extensional basin that located at the north-western margin of the palieo-south China sea.During this time,a large part of the north-western part of the basin was land environments,the south-eastern part of it was shore-shallow marine environments.From late Eocene to early part of early Oligocene,Nansha block separated from south China block and drifted away to south direction,Beikang basin was become a rift-depression basin with the characters of strike-slip basin which located at a separted continental block.Accompanied the subduction of the palieo-south China sea ocean crust,water depth of the basin more and more higher,excepted a small part of the north-western part of the basin were continental environments,the other parts were marine environments.After early Oligocene Nansha block with kaliamantan block collided together,the main body of Beikang basin became marine environments.Relied on detail seismic facies analysis,three super sequences,seven sequences were divided,and the sedimentary facies of the five sequences among them were analyzed,and their plane sedimentary facies maps were drawn too.
Key words:Nansha block,Beikang basin,Sedimentation

层序地层中生、储、盖层的一般分布规律
答：该界面以下，由于较老的海侵体系域较高的沉积速率，TOC也降低。与TOC向最大海面的增加相对应，有机质类型愈来愈海相化，其生油性也不断增强。当海平面快速上升导致可容空间急剧扩大时，就会形成以极低沉速率（＜1—10mm/千年）为特征的很薄的海相地层层段，即密集段。密集段可分为有氧与缺氧两种。...

浅层地层结构与沉积特征
答：部分钻孔见泥炭层或炭屑。另外以细砂或粉砂薄夹层为特征。该层总体粒度参数统计如表6-6所示。粒度分布在直方图上呈单峰态正偏态，粒度较集中，在概率累计曲线上主要为悬浮组分（总70%）与跳跃组分（占30%），总体分选差。表6-6 浙东近岸泥质粉砂地层沉积物组分含量及粒度参数统计 2.粉砂地层 该层为...

原生沉积构造特征
答：根据沉积岩原生沉积构造的研究结果,可确定沉积介质的营力类型及强弱,介质的流动状态,分析沉积环境,确定地层的顶底和地层层序,对恢复古地理环境及找矿等均有重要意义。目前对沉积岩的构造有多种分类方案,本教材采用构造的成因和形态分类(表4-3)。以下主要介绍层理、层面、同生变形和生物成因等最为常见的原生沉积构造...

(二)沉积相特征综述
答：三角洲沉积在研究区的晚古生代地层中很发育,由北向南,从下部的太原组到上部的上、下石盒子组都有分布。具体一点讲,太原组的三角洲沉积位于研究区的中北部,山西组的三角洲沉积主要位于中、南部,而上、下石盒子组的三角洲沉积则位于研究区的南部。区内的三角洲沉积有两个特点:一是地形平宽,水体较浅,前三角洲沉...

地层的定义?沉积岩地层的特点
答：沉积岩地层的特点如下：1、成层性；2、有化石；3、颜色浅，成分简单；4、富含水分。沉积岩地层形成 地质历史上某一时代形成的层状岩石称为地层，它主要包括沉积岩、火山沉积岩以及由它们经受一定变质的浅变质岩。从岩性上讲，地层包括各种沉积岩、火山岩和变质岩；从时代上讲，地层有老有新，具有时间的...

(一)主要岩石类型及其沉积环境分析
答：对生屑灰岩的详细观察研究,是恢复沉积环境的重要依据之一。 3.叠层藻灰岩 核形石、藻团、藻屑、藻球粒及叠层石均为常见藻碳酸盐岩。本区各类叠层藻灰(云)岩在各组地层中亦广泛分布,并以寒武系较多见。叠层石灰岩既是藻类沉积的岩石类型,也是常见的沉积构造,岩石的结构特征和叠层石的构造形态均具重要的指相...

沉积体系及其沉积相特征
答：前人许多研究表明(李增学等,1995,1997,2000,2001 ;何志平,2005;宋立军等,2004),华北地台石炭-二叠系发育一套由海向陆过渡的海陆交互相含煤岩系,晚石炭世为一套滨外碳酸盐陆棚与障壁砂坝混合沉积体系,早二叠世早期发展为三角洲沉积体系,到早二叠世晚期及晚二叠世早期,基本为一套陆相冲积沉积体系,到晚二叠世...

沙雅—轮台地区中、新生界油气田(藏)储层沉积体系与沉积特征
答：摘要 沙雅—轮台地区中、新生界油气田(藏)以4套碎屑岩砂体作为其储集层,即卡普沙良群底块砂岩、库姆格列木群储层、苏维依组“底砂岩”及苏维依组“顶砂岩”储层。通过分析这4套储层在研究区内的沉积体系及沉积特征,认为辫状三角洲前缘、平原亚相、扇三角洲平原以及前缘亚相是这4套储层的主要沉积相类型。

沉积体系特征
答：风暴沉积作为自然界一种常见的突变事件,不仅对地球上的气象气候,而且对海岸带地貌的发育演化都有着重大的影响,而近岸地带特别是潮坪风暴沉积对海岸地貌的影响更加明显和强烈。通过对古代潮坪风暴沉积产物—潮坪风暴岩的研究,一方面可以正确解释地史时期地层层序的不连续现象,另一方面对发展沉积学理论、丰富沉积学研究内容也...

层序地层单元内地层的发育特征
答：Ⅳ－3准层序组剖面中靠近南部的牛48井以及中部的牛18井厚度较大，160m左右，其他井厚度则相对较小，厚度一般在110～140m之间。(二)地层的平面发育特点 在进行单井层序地层对比的基础上，做出各准层序组沉积厚度等厚图，从中得出各准层序组的展布范围及发育程度。图3-14 牛庄洼陷东西向-中剖面层序...