投了？
沉积与特提斯地质，影响因子差一些的一般好投，当然这个杂志的面比地球科学与环境学报窄
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在分析各构造层发育特征的基础上，结合前述区域地质背景的演化过程，讨论其沉积特征。（一）Ⅳ构造层Ⅳ构造层也称“印支构造层”，即古特提斯边缘沉积层。如前所述，南海北缘地块当时位于南海中部特提斯北侧（图2-31），应广泛发育Ⅳ构造层，可能后来经印支运动和燕山运动的强烈改造而较难识别。Ⅳ构造层的地震反射层序，一般呈中连续、中—弱振幅、平行—亚平行反射结构，当属海相沉积。推测沿南海中部特提斯的北缘应发育大套被动边缘型的广海相沉积（图4-34）。图4-34 Ⅳ构造层（Pz2—T2）主要发育区分布示意图1—Ⅳ构造层可能覆盖区；2—Ⅳ构造层主要发育区；3—古隆起带；4—古缝合带；5—基底断裂带；6—被动型陆、洋边界；7—现代岛礁；8—现代海岸线。A—丽水-海丰-琼东南缝合带；B—珠外-台湾海峡缝合带；C—卫滩-台湾浅滩-澎湖-北港隆起带（二）Ⅲ构造层Ⅲ构造层形成于燕山期，又称“燕山构造层”。Ⅲ构造层发育时期随其地球动力学背景的变化而表现出不同的特征，因而进一步划分出Ⅲ1、Ⅲ2和Ⅲ3亚构造层。Ⅲ3亚构造层Ⅲ3亚构造层形成于晚三叠世—中侏罗世，这时正处于印支运动结束后，燕山运动又尚未开始的转换时期，也是全球板块构造体制转变的过渡时期，西太平洋边缘的地球动力学背景是两种张性格局并存状态：一是印支运动结束，近南北向挤压应力场随之消失而处于弹性回返式的松弛状态；二是西太平洋边缘发生斜向离散，原因是法拉隆板块（古太平洋板块破裂形成的三大古海洋板块之一）以7cm/a的速度向北东方向运动（Maruyama et ，1986），故将这一时期称为被动大陆边缘阶段。马杏垣（1983）称之为东亚边缘的第一个拉伸裂陷时期，相当于王鸿帧（1986）提出的华南中生代第一个世代盆地形成期。正是在这一区域拉张的地球动力学背景下，本区广泛覆盖Ⅲ3亚构造层，但因边界条件和基底因素的影响，不同区间的Ⅲ3亚构造层表现出不同的发育特征。具体而言，即区内分布的3条古缝合带和卫滩-台湾浅滩-澎湖-北港古隆起带对Ⅲ3亚构造层分区性起主要的控制作用。如前所述，这3条缝合带都形成于加里东期，但中、西沙海槽-海盆北缘缝合带在古特提斯形成时期又重新拉开，印支期又再次缝合；珠外-台湾海峡缝合带及丽水-海丰琼东南缝合带在印支期虽然未出现重大开合作用，但有强烈的“活化”现象，如王尔康等（1992）所指出，当时正是沿丽水-海丰-琼东南缝合带发生陆内俯冲而造就了闽、粤印支褶皱山系。到晚三叠世—早侏罗世的拉张背景下，沿着这3条古缝合带都出现不同程度的“松弛”沉降，而且往往沿古缝合带旁侧沉降作用最为强烈。因此闽、粤沿海陆区和南海北缘滨海带在此期间分别出现北东向和北东东向的两条沉降带，实质上反映了沿两条古缝合带不同程度重新拉张的结果。从卫滩经台湾浅滩、澎湖列岛和台湾北港的隆起带呈北东东向展布，与珠外-台湾海峡缝合带的走向一致，其成因如前所述是加里东期大洋板块与珠外-台湾海峡缝合带聚敛的结果，到晚古生代仍保持北高南低的掀斜状态，其高部位直到晚二叠世全球海侵最大时期才接受台地相碳酸盐岩沉积，此带作为基底因素，对南海东北部的Ⅲ3亚构造层发育呈南、北分带现象显然起到主要控制作用。穿过东沙一带的地震剖面显示隆褶带上Ⅲ3亚构造层明显减薄，很可能是在早侏罗世海侵范围扩大时才接受沉积。通过北港隆起的两条地震剖面（图4-35）和众多钻井（如PK-2井、PK-3井、WH-1井、MLN-1井、HP-1井、CLI-1井和CLI-2井等）的地层年代学证实，具海侵序列的下白垩统呈不整合覆盖在已高度固结的二叠系或侏罗系之上（纪文荣，1994）。这套高固结地层的具体时代存在多种推测，我们认为这套地层很可能属早侏罗世，主要依据可与万兴-1 井（WH-1）所见一套高度固结的黑色页岩（周蒂，2002）对比，它既不同于以中酸性火山或火山碎屑岩为主的上侏罗统，也不可能属于该区以发育碳酸盐岩为特征的上二叠统，而是早侏罗世在相对隆起背景下海侵范围扩大的产物，其下不一定存在上三叠统。图4-35 过北港隆起的东西向（a）和南北向（b）地震解释剖面图（据纪文荣，1994，修改）图4-36（面色部分）分别展示了Ⅲ3亚构造层的主要发育区（条纹）和可能覆盖范围，前者主要依据地质出露、钻井和地震剖面资料，后者属推测。关于闽粤沿海及南海东北部Ⅲ3亚构造层的分布状况如前已述，至于东海区域的分布，主要依据福州凹陷的FZ132-1井和FZ10-1-1井已钻遇中、下侏罗统福州组（李家彪，2008），其为一套暗色碎屑岩夹数层薄煤和灰质泥岩，属滨海-浅海相沉积，厚约5m，未见底。鉴于东海陆架盆地的沉降中心位于其东部基隆凹陷一带，大套（估计最厚达14km）新生界之下很可能发育包括上三叠统—中、下侏罗统在内的中生代地层，因此福州组的出现不是孤立现象，不能排除成片分布的可能性。在台西南海域已有数口钻井见下白垩统不整合覆盖在一套高电阻页岩之上，钻井取心为均质坚硬黑色泥岩（与北港WH-1 井钻遇相似），据所含抱粉鉴定属中侏罗统且为非海相沉积（翁荣南，1992），后经进一步研究（翁荣南，1995），这套地层与上覆的下白垩统之间缺失年代长达20Ma之久，究竟是沉积缺失还是侵蚀结果虽然尚难确定，但对推测Ⅲ3亚构造层可能覆盖范围已达台西南海域提供了依据。图4-36 Ⅲ3亚构造层（T3—J2）主要发育区分布示意图1—Ⅲ3亚构造层可能覆盖区；2—Ⅲ3亚构造层主要发育区；3—古隆起带；4—古缝合带；5—基底断裂带；6—被动型陆、洋边界；7—现代岛礁；8—现代海岸线。A—丽水-海丰-琼东南缝合带；B—珠外-台湾海峡缝合带；C—卫滩-台湾浅滩-澎湖-北港隆起带；D—中、西沙海槽-海盆北缘缝合带Ⅲ2亚构造层和Ⅲ1亚构造层中国东部陆区上侏罗统—下白垩统的发育特征存在明显分区性，在东北和华北地区晚侏罗世—早白垩世的裂陷作用最为强烈。李思田等（1990）将东北地区的裂陷发育过程分为两个阶段：第一阶段（晚侏罗世—早白垩世初期）是在大面积隆起基础上发生的断裂活动和大规模火山岩喷发；第二阶段（早白垩世）形成大量的断陷盆地，其间主要充填含煤碎屑岩系，松辽盆地可以作为我国东北地区晚侏罗世—早白垩世裂陷盆地的代表。往南在华北平原之下已发现晚侏罗世—早白垩世裂陷型充填（李敏禄，1985），郯庐断裂带也在这一时期进入裂陷型充填阶段，其早期充填物为莱阳组杂色碎屑岩系，上覆青山组基性和酸性火山岩系夹碎屑岩，总厚5000 余米（许志琴等，1982）。总而言之，我国东北和华北地区是晚中生代重要的成盆时期（尤其是早白垩世），据统计，东北地区经物探和钻探圈定的这一时期的裂陷盆地约有140个，其间富含煤系和油气资源（李思田等，1990）。在长江以南的华南东部陆区，晚侏罗世—早白垩世没有出现大型的裂陷盆地，总体呈一岩浆活动强烈的隆起带。晚侏罗世中、酸性岩浆活动最为强烈，喷发岩覆盖面积最大，形成大套的火山喷发建造，其间夹少量沉积岩，厚度最大可达数千米。早白垩世岩浆活动趋于衰退，大致可分为两个旋回：下部旋回仍以火山岩为主，如浙、闽地区的磨石山群和粤东的高基坪群；上部旋回主要为沉积建造，如浙、闽地区的永康群（包括浙东馆头组、朝川组以及闽西均口组、沙县组等）、石帽山群和粤东的官草湖组等，它们多以小型断陷盆地产出，属湖相沉积，常见富含有机质的黑色页岩（如馆头组），可能代表最高水位时期形成的暗色地层“凝缩层”。基于上述差异，一般认为晚侏罗世—早白垩世的大型沉积盆地仅分布在长江以北地区，但南海东北部这些年的调查研究结果应改变这一认识。南海东北部大量的地震反射剖面（图4-24，图4-27，图4-28，图4-30）和LF35-1-1钻井（图4-29）揭示，该区此时沉降作用明显，已接受大套海相-海陆交互相沉积，潮汕拗陷一带估算其最大厚度达3000m左右。鉴于在东海陆架盆地已钻遇到这套地层，如福州凹陷的FZ13-2-1井见上侏罗统—下白垩统鱼山组，为一套厚约847m的杂色和红色碎屑岩系。不难推测，以潮汕拗陷为主体的晚侏罗世—早白垩世裂陷带很可能越过台湾海峡延伸到东海陆架盆地，总体呈北东—北北东向展布，东海西缘-东沙东缘深大断裂带及其旁侧的诸多北西向共轭断裂对此沉降带的形成演化过程起着重要的控制作用。不同的是南海东北部该裂陷带主要接受海陆交互相-海相沉积，到东海陆架盆地则变为陆相沉积，这种差异显然主要反映以珠外-台湾海峡缝合带为边界的基底构造格局的影响。中国东部陆区，无论是东北、华北还是华南，普遍可见上侏罗统与下白垩统之间的不整合接触关系，前者以火山喷发岩建造为主，后者火山活动大为减弱，以杂色陆源碎屑沉积占优势。南海东北部所划分的Ⅲ2亚构造层和Ⅲ1亚构造层大致对应于上侏罗统和下白垩统，两者呈不整合接触关系（图4-29），其分布范围也存在较大差异。Ⅲ2亚构造层主要发育在潮汕拗陷一带，其东侧据台湾北港至台西南海域一带的众多钻井揭示，可见下白垩统直接覆盖在中、下侏罗统之上，明显缺失上侏罗统，属靠近陆、洋边界的边缘隆起带；潮汕拗陷的西侧Ⅲ2亚构造层也趋于减薄甚至缺失，进入内陆隆起范围。也就是说，潮汕拗陷可视为东部边缘隆起带和西部内陆隆起带之间的中央构造沉降带（图4-37），而且与东海西缘-东沙东缘深大断裂带活动密切相关。如前所述，该深大断裂带是西太平洋剪切（转换）大陆边缘发育时期形成的众多大型左行剪切断裂带之一，与此伴生的还有一系列北西向断裂，两者原为共轭配套关系，由于北东向断裂规模及活动性都远大于北西向断裂，故后者往往被错断而分列于前者旁侧，它们控制了晚侏罗世的沉积作用。沿断裂带强烈而长期的岩浆喷发（尤其是两组断裂交汇处），一方面必然导致地壳内高位岩浆房卸空，另一方面岩浆房上方地壳承载了巨量火山物质载荷，当这一载荷超过地壳可能承受的临界强度时就会发生坍塌，从而形成火山型断陷盆地。到早白垩世其东侧大洋板块的挤压作用有所减弱，在地壳弹性回返作用下沉降作用增强，沉积覆盖区域增大（图4-38），沉积类型也发生了明显的变化，因此不但以潮汕拗陷为主体的中央构造沉降带发育大套海陆交互相-海相沉积，而且其东缘隆起带也普遍接受沉积，如台湾北港的PK-2井、PK-3井、PCC-1井和CL1-1 井，澎湖的 TL-1 井，台西南海域的 A-16 井、CFC-1井，CFC-2井、CFC-3井、CCA-1井、WH-1井和CH-1井等，均见到早白垩世的海陆交互相-浅海相沉积，即使在属于内陆隆起带的华南陆区也多处见到早白垩世的陆相断陷盆地。图4-37 Ⅲ2亚构造层（J3）主要发育区分布示意图1—Ⅲ2亚构造层可能覆盖区；2—Ⅲ2亚构造层主要发育区；3—古隆起带；4—古缝合带；5—陆、洋剪切（转换）带；6—左行走滑断裂带；7—现代岛礁；8—现代海岸线（三）Ⅱ构造层Ⅱ构造层形成于晚白垩世—中始新世。如前所述，这一时期的东亚边缘处于斜向俯冲阶段，其双峰型火山岩及I-A型花岗质岩浆组合特征表明，太平洋板块的俯冲活动引起软流圈上涌、岩石圈减薄和弧后拉张等效应，导致东亚边缘岩石圈裂解而呈现张性地球动力学背景。在这一背景之下，随着离陆、洋边界远近变化而出现不同类型的裂陷和构造层充填模式：东海陆架区靠近陆-洋边界，钓鱼岛隆褶带（或岩浆岩带）和东海陆架盆地当分别对应于山弧（但不是岛弧）和弧背盆地（但不是弧后盆地），两者与其东侧大洋板块俯冲带构成了典型的A型（或华南型）安第斯边缘组合（图2-41 A）；华南东部陆区离陆、洋边界较远，晚白垩世—新生代早期发育的一系列散漫分布的陆相断陷盆地，当属区域性地慢隆升、岩石圈均衡调整作用所诱发的拉伸裂陷结果，这一均衡调整的物质表现是横跨数省的巨厚类磨拉石建造，形成著名的丹霞地貌（李耀西等，2001）。图4-38 Ⅲ1亚构造层（K）主要发育区分布示意图1—Ⅲ1亚构造层可能覆盖区；2—Ⅲ1亚构造层主要发育区；3—古隆起带；4—古缝合带；5—陆、洋剪切（转换）带；6—左行走滑断裂带；7—现代岛礁；8—现代海岸线南海北部陆缘区Ⅱ构造层的发育特征总体上可以与东海及华南东部陆区类比，但也有所不同。可以类比的是随着距离陆、洋边界的远近变化而呈现东、西差异，即南海东北部也出现类似东海的A型安第斯边缘格局，其西部散漫分布一些裂陷带；不同的是由于边界条件和基底因素的影响而出现南、北差异（图4-39）。如前所述，南海东北部的A型安第斯边缘格局，由北港-澎湖-台西南海域的“山弧”隆起带、西侧为相对沉降的“弧背盆地”（潮汕拗陷）与其东侧斜向俯冲带组合而成。北港-澎湖-台西南海域隆起带之所以相当于“山弧”，不仅一系列钻井揭示上渐新统普遍不整合覆盖于下白垩统之上，而且两者的间断时间长达70Ma左右（翁荣南，1995），故有“陆A”之称。带内晚白垩世—古近纪岩浆活动强烈，如南澳伟晶花岗岩（K-Ar年龄距今5～86Ma）、南澳角闪岩（原岩为玄武熔岩流及凝灰岩，K-Ar年龄距今5～5Ma）、南澳混合岩（K-Ar年龄距今58～64ma）（黄镇国等，1995），以及澎湖暗色玢岩（K-Ar年龄距今56Ma），均可代表山弧隆起带发育时期的双峰型岩浆活动。须指出的是，历来有将这条“陆A”式的隆起带与东海钓鱼岛隆起带相连的认识，只是不同文献上出现不同的命名，如台湾-新畿构造带、台湾-肉道构造带、台湾-先岛构造带等。我们认为，由于受珠外-台湾海峡缝合带东延的影响，两者不一定直接相连，但的确都处于相同的“山弧”隆起部位；有所差异的是，钓鱼岛隆褶带又受后来冲绳海槽扩张（图2-43）所伴随强烈岩浆活动的叠加，故又有“钓鱼岛岩浆岩带”之称（赵金海等，2003）。该山弧隆褶带西侧潮汕拗陷一带是南海东北部Ⅱ构造层集中发育区间，可与东海陆架盆地类比，相当于“弧背盆地”，由于受边界条件（珠外-台湾海峡缝合带）和基底因素（东沙-台湾浅滩-澎湖-北港基底隆起带）的影响而呈现南、北差异分区特征。南海北部中生界分布及油气资源前景1—Ⅱ构造层主要发育区；2—古隆起带；3—古缝合带；4—斜向俯冲边界；5—被动型陆、洋边界；6—东海西缘-东沙东缘断裂带；7—现代岛礁；8—现代海岸线。a—台北凹陷；b—瓯江凹陷；c—晋江凹陷；d—九龙江凹陷；e—韩江凹陷；f—陆丰凹陷；g—惠州凹陷；h—潮汕拗陷；i—白云凹陷；j—珠三拗陷；k—三水盆地。图中所标A、B、C、D、E、F线段分别代表图4-41 中各剖面位置（A—NHD112；B—NHD120S；C—NHD144；D—XQ152；E—NHD176；F—NHDL48）北缘拗褶带内的Ⅱ构造层可视为珠江口盆地珠一拗陷的奠基层，一方面总体呈北东东向展布，其发育特征受控于珠外-台湾海峡缝合带和东沙古隆起带；另一方面又被一些北西西—近东西向的地垒状凸起或低凸起分割为若干凹陷，如韩江凹陷、陆丰凹陷、惠州凹陷和西江凹陷（图4-39）等。产生这种格局的原因主要与珠外-台湾海峡缝合带长期活动密切相关，燕山早期的剪切（转换）大陆边缘阶段，珠外-台湾海峡缝合带与区内其他北东—北北东向断裂带一样表现为强烈的压性左行剪切活动，并伴生一系列呈羽状（或雁行状）排列的次生断裂；燕山后期的斜向俯冲阶段，此带转化为具张扭性活动特征的北缘断阶带，其南侧的羽状断裂也转化为张扭性活动，从而形成多个凹陷及其分割凹陷的垒状凸起或低凸起（图4-40）。总而言之，这些北西西—近东西向凹陷以及地垒状凸起或低凸起呈羽状分列于北缘断阶带南侧，可视为此带走滑剪切活动的产物。图4-40 NHDL208测线主要构造层（Ⅰ—Ⅱ）划分图4-41 笔架盆地主要构造层（Ⅰ—Ⅲ）划分（剖面位置见图4-39）南缘拗褶带内的Ⅱ构造层主要发育在其中、西部，尤其是在中部潮汕拗陷一带，并主要受控于一系列北东—北北东向拆离拉张带。其中几条主干断裂的空间分布呈雁行排列之势（图4-17），联系台湾海峡一带这一时期出现的瓯江凹陷、晋江凹陷和九龙江凹陷的产状和排列形式（图2-21），认为其成因很可能与东海西缘-东沙东缘深大断裂带在这一时期发生右行张扭活动有关。在潮汕拗陷南部划分的“笔架盆地”，其Ⅱ构造层的形成可以作为受上述拆离拉张带控制的典型实例。一系列穿越该盆地的地震剖面（图4-41）揭示，在Ⅲ构造层褶皱的基础上，沿其南侧大断裂带的大型拆离拉张出现Ⅱ构造层充填和加积增生而形成了笔架盆地。该区的Ⅱ构造层的地震反射特征表明其可能属海相-海陆交互相沉积。据东海陆架盆地钻井资料揭示，上白垩统—始新统的沉积环境可能以鱼山凸起为界呈“南海北陆”态势（李家彪，2008）。当时呈拉张状态的东海西缘-东沙东缘深大断裂带，可能是海水由南海进入东海的海槽性通道。综上所述，可以认为南海东北部在中生代存在3次成盆时期：第一成盆期是Ⅲ3亚构造层发育时期，即相当于王鸿帧等（1986）提出的华南中生代第一个世代盆地形成期；第二个成盆期是早白垩世，华南东部陆区多处见到陆相湖泊沉积，南海东北部（特别是潮汕拗陷一带）为海相沉积；第三成盆期是晚白垩世—始新世，普遍发育陆相裂陷型盆地，但在潮汕拗陷一带很可能为海相-海陆交互相沉积。总而言之南海东北部为典型的中、新生代复合盆地发育区。图4-42示意性地综合反映了Ⅲ3、Ⅲ2、Ⅲ1亚构造层和Ⅱ构造层的叠置效应，不难发现各层的主要发育区主要集中分布在北缘拗褶带和南缘拗褶带的中部（大致相当于潮汕拗陷），总体明显受加里东期古构造格局，即珠外-台湾海峡缝合带、卫滩-台湾浅滩-澎湖-北港隆起带以及东海西缘-东沙东缘深大断裂带所构成的边界条件和基底因素制约。根据地震剖面解释结果，上述区间中生界最大厚度超过8000m。图4-42 Ⅲ—Ⅱ构造层发育区叠置效应1—Ⅲ3亚构造层主要发育区；2—Ⅲ2亚构造层主要发育区；3—Ⅲ1亚构造层主要发育区；4—Ⅱ构造层主要发育区及断裂；5—古缝合带；6—古隆起带；7—活动型陆、洋边界；8—被动型陆、洋边界；9—东海西缘-东沙东缘断裂带；10—中生界厚度等值线（单位：km）；11—现代岛礁；12—现代海岸线南海北部中生界分布主要受控于“东西分块”的构造格局。以东沙为中心的沉降区发育了大套的中生界，并可依据不同区间的中生界发育特征进一步细分为以下次级构造单元：北缘拗褶带（Ⅰ1）、中央隆褶带（Ⅰ2）、南缘拗褶带（Ⅰ3）和白云拗褶带（Ⅰ4）。地震反射特征和部分钻井揭示，区内地震反射层序可划分为4个构造层，即Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ构造层。Ⅰ构造层为遍布全区的披覆层，属渐新统—第四系；Ⅱ构造层为充填式沉积的楔状层，属上白垩统—中始新统；Ⅲ构造层已普遍褶皱变形，是燕山期的产物，又称“燕山构造层”，该构造层由上而下又可分出Ⅲ1、Ⅲ2和Ⅲ3亚构造层，反映燕山运动的多幕性；Ⅳ构造层的划分是基于一些区间在Ⅲ构造层之下尚能见到一套可靠反射层序，推测可能属晚古生代晚期—中生代早期的古特提斯边缘沉积，故又称印支构造层。Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ构造层的发育特征及沉积演化过程，总的说来受控于地球动力学背景、边界条件和基底因素。地球动力学背景在不同时期有所变化；边界条件和基底因素主要是加里东期形成的几条古缝合带和卫滩-台湾浅滩-澎湖-北港古隆起带，在不同时期都表现出相应的构造活动特征。Ⅳ构造层主要分布在南海北缘南侧，属南海中部特提斯的被动陆缘沉积；Ⅲ3亚构造层形成于晚三叠世—中侏罗世，正值印支运动结束后、燕山运动尚未开始的转换时期，整个东亚边缘处于拉伸状态，在广泛接受海相和海陆交互相沉积的背景下，由于受古缝合带拉张性活动和古隆起带分隔影响而呈现不同的分区发育特征；Ⅲ2亚构造层形成于晚侏罗世，正处于东亚剪切（转换）大陆边缘发育阶段早期，以强烈的中、酸性岩浆活动和形成左行走滑剪切断裂体系为特征，另外还伴随挤压性隆、拗格局的出现，发育了大套的火山喷发岩建造及火山碎屑岩建造；Ⅲ1亚构造层形成于早白垩世，属东亚剪切（转换）大陆边缘发育阶段的后期，岩浆活动有所减弱，并呈现区域性沉降态势而较为广泛地接受沉积，华南东部陆区以发育红色碎屑岩建造为特征，在南海东北部则出现海相和海陆交互相沉积；Ⅱ构造层形成于晚白垩世—中始新世，属斜向俯冲大陆边缘阶段的产物，因地球动力学背景发生重大调整而呈现区域性拉张背景，以发育A型安第斯边缘为特征，Ⅱ构造层主要属其弧背盆地沉积。可将Ⅲ3、Ⅲ1亚构造层和Ⅱ构造层发育时期视为3个成盆期，三者的叠置效应致使南海东北部成为典型的中、新生代复合盆地发育区。
钱 星（广州海洋地质调查局 广州 510760）作者简介：钱星（1985—），男，助理工程师，主要从事海洋石油地质方面的科研及生产工作。E-mail：made607＠。摘要 南海东部某油田沙河街组储集层岩石结构复杂，层间差异明显，总体上为低孔低渗型储集层，使用传统的油气测井评价方法解释精度往往较低，常常造成油气层的漏解释或者误解释。依据岩心物性、毛管压力曲线等实验分析数据，以测井相分析为手段和桥梁对储集层进行分类分析，提出了以沉积微相砂体分类为单元的精细测井评价方法。应用此方法对该油田实际井进行测井解释结果表明，以该方法建立的测井解释模型具有较高的精度，为进一步提高储量计算和储集层表征的准确性奠定了基础。关键词 低孔低渗储集层 沉积微相 孔隙结构 精细测井解 1 引言储集层参数模型的精度直接影响着储量计算和储集层表征的准确性。低孔低渗油气藏与中高孔渗油气藏的储层特性有许多不同，一般具有孔隙结构复杂、喉道细小、束缚水饱和度高［1～3］等特点。常见的针对低孔低渗储层参数模型的研究思路主要以细分储集层类型来研究岩电参数规律，从而达到提高储集层参数模型精度的目的［4～9］。大量的研究表明，在测井精细解释的过程中，有效的对储集层进行分类分析是提高解释精度的有效手段。周灿灿等［10］依据岩石物理理论，提出岩石相控建模的概念对近源砂岩进行有效分类；张龙海等［11］以地层流动带指数和储集层品质指数来研究岩石物理分类的有效方法；这些分类方法对储层参数模型建模都具有一定的实际指导意义。南海东部某油田沙河街组储层孔隙度平均值一般小于20％，渗透率平均值小于50×10-3μm2，为典型的低孔低渗储层［12］，其储层质量主要受原始沉积环境和成岩作用所控制［13～17］。纵观低孔低渗储层成因的各因素，结合研究区低孔低渗储层成因特点，本文试以沉积微相分类为思路来细分储集层，使得测井解释岩电参数模型更加准确，从而达到对该地区低孔低渗储集层进行精细测井解释之目的。2 低孔低渗储层与沉积相带之间的关系南海东部某油田沙河街组沙二段为扇三角洲沉积，主要为扇三角洲前缘亚相，进一步可分为水下分流河道、水下分流河道间、河口坝和远砂坝微相；沙三段为较深水湖泊环境下的浊积扇沉积，发育有扇根、扇中、扇前缘亚相，其沙河街组沉积分析综合柱状图如图1所示［18～19］。依据常规物性分析数据，对各微相砂体的孔隙度和渗透率统计分析表明（图2）：沙三段各微相砂体总体上表现为低孔低渗的物性特征，其中，扇根砂体孔隙度分布范围9％～9％，平均3％，渗透率分布范围01～9 mD，平均19 mD；扇主体砂体孔隙度分布范围8％～0％，平均0％，渗透率分布范围05～7 mD，平均0 mD；扇前缘砂体孔隙度分布范围7％～2％，平均6％，渗透率分布范围01～1 mD，平均07 mD。沙二段水下分流河道砂体孔隙度分布范围5％～24％，平均17％，渗透率分布范围005～5 mD，平均89 mD，表现为中低孔渗；河口坝砂体孔隙度分布范围2％～6％，平均93％，渗透率分布范围006～43mD，平均09 mD，与沙三段各微相砂体一样，表现为低孔渗的物性特征。由此可见，沉积作用的差异使得各微相砂体储层物性不同，研究区低孔低渗储层主要发育于扇三角洲沉积的河口坝及近岸水下扇沉积的扇根、扇主体、扇前缘砂体之中。3 各沉积微相砂体的孔隙结构特征在对该油田各井测井相分析的基础上，依据毛管压力实验分析数据，对具有不同物性特征的各微相砂体其孔隙结构进行分析，根据毛管压力曲线的主要特征，其孔隙结构可分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ四种类型（图3），其中水下分流河道砂体主要以I、Ⅱ类为主，Ⅰ类曲线排驱压力较低，小于2 MPa，最大进汞饱和度大于80％，喉道半径分布大于0 μm，喉道相对较大，分选较好，为细喉；Ⅱ类曲线排驱压力介于2～5MPa之间，最大进汞饱和度大于60％，喉道半径为25～0μm，喉道细小，分选较差，为特细喉。而具有低孔渗物性的河口坝、扇根、扇中及扇前缘砂体则主要以Ⅲ、Ⅳ类为主，Ⅲ类曲线排驱压力介于5～0 MPa之间，最大进汞饱和度小于60％，喉道半径峰值一般都小于1～25μm，孔喉特别微细，但是分选中等，细歪度的喉道，流通性能较好，属于微细喉；Ⅳ类曲线毛管压力曲线近直立，排驱压力大于0 MPa，最大进汞饱和度一般小于50％，在仪器压力范围内读不出中值毛管压力，表示岩石渗流能力极差，喉道半径峰值小于1μm，属于特微喉。由上分析不难看出，在一定的沉积环境背景下，各微相砂体与储层的孔隙结构类型有较好的对应关系，在研究层段主要表现同一微相砂体其孔隙结构具有相似性，不同微相砂体之间孔隙结构特征差异明显的规律。图1 沙河街组沉积相分析综合柱状图（据杨玉卿［20］修改）4 在南海东部某油田中的应用众所周知，在储集层评价中，孔隙结构分析是储集层微观物理研究的核心，不论是砂岩还是碳酸岩，其孔隙、喉道类型以及它们的配合情况，与储集层的物理特性和储集性能有密切关系。对于低孔渗储层中孔隙结构的评价则显得更加重要，其孔隙、喉道的大小、分布以及几何形状不但是影响储层储集能力和渗透特征的主要因素，而且也是影响测井解释评价精度的关键。图2 各微相砂体储层孔隙度-渗透率关系图图3 毛管压力曲线类型在测井解释过程中，常受实际条件的限制，取心段往往较少且分布不均，储层的物性、孔隙结构、岩电参数等实验分析数据有限，分析所得的测井解释参数往往不能较完整的对全区域、全井段储层有所反映。在已知沉积背景的情况下，测井相的划分和分类分析则为解决这一实际难题带来了可能，测井曲线是地层岩性的地球物理响应，相同的微相砂体其地球物理特征具有一定的相似性，以测井相为手段和桥梁，通过研究有分析数据的各微相砂体的孔隙结构特征，进而对相似的砂体间接进行孔隙结构分析，最终研究不同孔隙类型储层的岩电参数变化规律，从而根据地质成因和孔隙结构类型来视储层不同而分开选择参数模型，进而达到对全井段的精细测井解释之目的。阿尔奇公式是利用电阻率曲线计算含油饱和度的经典方法，公式 中解释参数a、b、n、m的选取对解释结果往往有较大的影响。其中a、b（岩性系数）为与岩性有关的参数，取值一般接近于1；n（饱和度指数）定义了含水饱和度间与储层电性特征间的数量关系；m（胶结指数）表现为地下地质体的一种综合响应，是反映储集层孔隙结构的参数，对孔隙结构具有非均质性的储集层常常变化较大。针对研究区不同微相砂体储集层孔隙结构具有差异性这一特点，在本次解释中，对不同孔隙结构类型的储层分类分析了其孔隙度与各岩电参数a、b、m、n的变化规律（图4）。分析结果表明，储层的孔隙结构类型和特征对m值的变化起了主导作用，低孔渗储层段胶结指数与孔隙度表现出较好的相关性，非低孔低渗储层段胶结指数m与孔隙度等参数之间则没有明显规律，最终其参数选择见表1。表1 不同类型储层的a、b、m、n参数值最终，利用上述方法，对研究区X井沙河街组沙三段的低孔低渗储层段进行了实测井解释，发现了一系列的可能存在的低孔低渗型油气藏，测井解释成图如图5所示。5 结论依据实验分析数据，以测井相为手段和桥梁，对南海东部某油田沙河街组储集层分类分析，针对不同孔隙结构类型的储集层选择不同的岩电参数分类进行测井建模解释，可较好地改善和提高低孔低渗储层测井解释的准确性。图4 不同类型储层孔隙度与m值变化关系图5 测井解释成果参考文献［1］唐海发，彭仕宓，赵彦超大牛地气田盒2＋3段致密砂岩储层微观孔隙结构特征及其分类评价［J］矿物岩石，2006，（3）［2］马明福，方世虎，张煜，史文东东营凹陷广利油田纯化镇组低渗透储层微观孔隙结构特征［J］石油大学学报（自然科学版），2001，（4）［3］杨勇，达世攀，徐晓蓉苏里格气田盒8段储层孔隙结构研究［J］天然气工业，2005，（4）［4］孙小平，等复杂孔隙结构储层含气饱和度评价方法［J］天然气工业，2000，20（3）：41～［5］张明禄，石玉江复杂孔隙结构砂岩储层岩电参数研究［J］石油物探，2005，（1）［6］张龙海，周灿灿，刘国强，等孔隙结构对低孔低渗储集层电性及测井解释评价的影响［J］石油勘探与开发，（6）［7］张喜，胡纪兰，张利，等吐哈盆地特低孔低渗油气层测井解释方法研究［J］石油天然气学报，2007，（3）［8］张龙海，周灿灿，等不同类型低孔低渗储集层的成因、物性差异及测井评价对策［J］石油勘探与开发，2007，（6）［9］颜泽江，唐伏平，等洪积扇砂砾岩储集层测井精细解释研究——以克拉玛依油田为例［J］新疆石油地质，2008，（10）［10］张龙海，刘忠华，等低孔低渗储集层岩石物理分类方法的讨论［J］石油勘探与开发，2008，29（5）：557～［11］张龙海，刘忠华，周灿灿，等近源砂岩原生孔隙储集层岩石相控建模及其应用［J］石油勘探与开发，2008，（6）［12］赵澄林，胡爱梅，等 油气储层评价方法（SY/T6285-1997）［S］北京：石油工业出版社，［13］李丽霞渤中地区第三系碎屑岩储层成岩作用研究［J］中国海上油气（地质），2001，15（2）：111～［14］刘正华，杨香华，陈红汉，等黄骅坳陷歧南凹陷古近系沙河街组储集层物性影响因素分析［J］古地理学报，2009，11（4）：435～［15］谢武仁，邓宏文，王红亮，等渤中凹陷古近系储层特征及其控制因素［J］沉积与特提斯地质，2008，28（3）：101～［16］宋鹍，金振奎，王晓卫，等沉积相对储集层质量的控制——以黄骅坳陷王官屯油田枣、油层组为例［J］石油勘探与开发，2006，33（3）：335～［17］黄龙，田景春，等鄂尔多斯盆地富县地区长6砂岩储层特征及评价［J］岩性油气藏，2008，20（1）：83～［18］邓运华，李建渤中25-1油田勘探评价过程中地质认识的突破［J］石油勘探与开发，2007，34（6）：646～［19］杨香华，陈红汉，叶加仁，等渤中凹陷大型湖泊三角洲的发育特征及油气勘探前景［J］中国海上油气（地质），2000，14（4）：26～［20］杨玉卿，潘福熙，等渤中25-1油田沙河街组低孔低渗储层特征及分类评价［J］现代地质，2010，24（4）：687～693Fine logging interpretation of the low porosity ＆ low permeability reservoir ——By a case study of anoilfield in the east of South Sea of ChinaQian Xing（Guangzhou Marine Geological Survey，Guangzhou，5 10760）Abstract：It one-sided or wrongly explains about oil andgas layer by using traditional oil and gaswell logging evaluation because of low porosity and low permeability reservoir as the Shahejie For-mation reservoir texture is complex and different obviously between the layer in an oilfield in theeast of South Sea of CA more accurate Log Evaluation method of classifying sedimentary mi-cro-faces is proposed by analyzing well logging faces and reservoir bed according to some experi-ments’ data such as core properties experiment or capillary pressure curves It showsthat the logging interpretation model is more accurate by applying this method to log explanation ofoil field real well，therefore it establishes a theory foundation of more accurate reserve calculationand reservoir Key words：Low porosity ＆low permeability reservoir Sedimentary microfaciesPore structure Fine logging interpretation
成都地质矿产研究所履行中国地质调查局赋予的管理、协调与监督西南地区地质调查工作，收集与管理西南地区地质调查信息资料等职能；承担全国或区域的公益性、基础性重大科技攻关项目，开展大区综合地质调查研究工作，解决区域性国土资源调查、规划和长远发展需要的重大地球科学技术问题。全所设有沉积与能源研究室、青藏高原地质研究室、矿产资源室、水文地质环境地质室、技术方法室、分析测试中心6个业务室。分析测试中心通过国家级计量认证，拥有扫描电镜、电子探针、原子吸收仪、阴极发光显微镜、光谱仪、数字旋转磁力仪等大型设备和岩矿分析测试等技术手段。沉积盆地与流体动力学研究开放实验室为部级重点实验室。公开出版的地学专业杂志有《沉积与特提斯地质》（季刊）。
中国科学引文数据库（CSCD）分为核心库和扩展库，其中，核心库期刊:669种(以*号为标记); 扩展库期刊:378种。CSCD已被中国科学院院士主席团指定为中国科学院院士推选人查询库，被国家自然科学基金委员会列为国家杰出青年基金申请项目、基金资助项目后期绩效评估、国家重点实验室评估等指定查询库。 A * Acta Mathematica Scientia * Applied Mseries B:A journal of Chinese universities * Acta Mathematica SEnglish Series 癌变畸变突变 * Acta Mathematicae Applicatae Sinica * 癌症 * Acta Mechanica Sinica 安徽大学学报自然科学版 * Acta Pharmacologica Sinica 安徽农业大学学报自然科学版 * Advances in Atmospheric Sciences 安徽农业科学 * Algebra Colloquium 氨基酸和生物资源 B * Biomed Environl Sci * 北京理工大学学报 半导体光电 * 北京林业大学学报 半导体技术 * 北京师范大学学报自然科学版 * 半导体学报 北京医学 爆破 北京邮电大学学报 爆破器材 * 北京中医药大学学报 * 爆炸与冲击 表面技术 北方交通大学学报 * 冰川冻土 * 北京大学学报医学版 * 兵工学报 * 北京大学学报自然科学版 * 兵器材料科学与工程 * 北京工业大学学报 * 病毒学报 * 北京航空航天大学学报 * 波谱学杂志 北京化工大学学报 玻璃钢/复合材料 * 北京科技大学学报 C * Cell Research 蚕业科学 * Chem Res Chin Univ 草地学报 Chin Ann Math B 草业科学 * Chin Geograph Sci * 草业学报 * Chin J Aeronaut 测绘科学 * Chin J Astronomy Astrophysics * 测绘学报 * Chin J Cancer Res 测井技术 * Chin J Chem Eng 测控技术 * Chin J Lasers B 茶叶科学 * Chin J Mech Eng 长安大学学报自然科学版 * Chin J Nuclear Physics 长江科学院院报 * Chin J Oceanol Limnol * 长江流域资源与环境 * Chin J Polym Sci 肠外与肠内营养 * Chin Phys * 沉积学报 * Chin Phys Lett 沉积与特提斯地质 * Commun Theor Phys * 成都理工学院学报 * 材料保护 城市规划汇刊 * 材料导报 城市环境与城市生态 * 材料工程 * 传感技术学报 * 材料科学与工程 * 传感器技术 材料科学与工艺 纯粹数学与应用数学 * 材料热处理学报 磁性材料及器件 * 材料研究学报 * 催化学报 D * 大地测量与地球动力学 地质找矿论丛 * 大地构造与成矿学 * 第二军医大学学报 * 大豆科学 * 第三军医大学学报 大连海事大学学报 * 第四纪研究 * 大连理工大学学报 * 第四军医大学学报 大连水产学院学报 * 第一军医大学学报 * 大气科学 * 电波科学学报 大庆石油学院学报 电池 弹道学报 电镀与环保 弹箭与制导学报 电镀与涂饰 导弹与航天运载技术 电工电能新技术 低温工程 * 电工技术学报 * 低温物理学报 * 电化学 * 低温与超导 电机与控制学报 * 地层学杂志 电力电子技术 * 地理科学 电力系统及其自动化学报 * 地理科学进展 * 电力系统自动化 * 地理学报 电路与系统学报 地理学与国土研究 电气传动 * 地理研究 * 电网技术 * 地球化学 * 电源技术 * 地球科学 电子测量与仪器学报 * 地球科学进展 * 电子技术应用 * 地球物理学报 * 电子科技大学学报 * 地球物理学进展 电子器件 地球信息科学 * 电子显微学报 * 地球学报 * 电子学报 * 地学前缘 * 电子与信息学报 * 地震 电子元件与材料 * 地震地质 * 东北大学学报自然科学版 * 地震工程与工程振动 * 东北林业大学学报 * 地震学报 东北农业大学学报 * 地震研究 * 东北师范大学学报自然科学版 * 地质地球化学 * 东华大学学报自然科学版 * 地质科技情报 * 东南大学学报自然科学版 * 地质科学 * 动力工程 地质力学学报 * 动物分类学报 * 地质论评 * 动物学报 地质通报 * 动物学研究 * 地质学报 * 动物学杂志 * 地质与勘探 锻压技术 E* Entomologia SinicaF * 发光学报 分子植物育种 防灾减灾工程学报 * 粉末冶金技术 * 纺织学报 * 福建林学院学报 飞行力学 * 福建农林大学学报自然科学版 * 非金属矿 福建师范大学学报自然科学版 * 分析测试学报 福州大学学报自然科学版 * 分析化学 * 辐射防护 * 分析科学学报 * 辐射研究与辐射工艺学报 分析试验室 * 腐蚀科学与防护技术 分析仪器 * 复旦学报医学版 * 分子催化 * 复旦学报自然科学版 分子科学学报 * 复合材料学报 G* 干旱地区农业研究 * 功能高分子学报 * 干旱区地理 古地理学报 * 干旱区研究 * 古脊椎动物学报 * 干旱区资源与环境 * 古生物学报 甘肃工业大学学报 * 固体电子学研究与进展 甘肃农业大学学报 固体火箭技术 * 感光科学与光化学 * 固体力学学报 * 钢铁 * 管理工程学报 * 钢铁研究学报 * 管理科学学报 * 高等学校化学学报 * 管理评论 * 高等学校计算数学学报 * 管理世界 高电压技术 灌溉排水 * 高分子材料科学与工程 * 光电工程 * 高分子通报 * 光电子激光 * 高分子学报 光电子技术 * 高技术通讯 光谱实验室 * 高能物理与核物理 * 光谱学与光谱分析 * 高校地质学报 * 光散射学报 * 高校化学工程学报 光通信技术 * 高校应用数学学报 光通信研究 高血压杂志 光学技术* 高压物理学报 * 光学精密工程 * 高原气象 * 光学学报 * 给水排水 * 光子学报 工程勘察 广东微量元素科学 * 工程热物理学报 广西大学学报自然科学版 工程设计学报 * 广西农业生物科学 * 工程数学学报 * 广西植物 工程塑料应用 广州化学 工程图学学报 * 硅酸盐通报 工业工程 * 硅酸盐学报 工业工程与管理 贵金属 工业建筑 贵州农业科学 工业水处理 桂林工学院学报 工业微生物 * 国防科技大学学报 工业卫生与职业病 果树学报 * 功能材料 * 过程工程学报 功能材料与器件学报
沉积环境沉积环境就是发生沉积作用的一个地貌单元，按塞利(RCSelley，1970)的定义，沉积环境是“在物理上、化学上和生物上均有别于相邻地区的一块地球表面”。故环境的划分标志有三个方面:物理标志 主要指搬运和沉积介质的动力条件，如介质的性质(水、空气或冰川)、流体的流动性质(流水、波浪、潮汐或风)、流动速度、方向和稳定性、流体的密度、黏度和能量、水深等，以及气候、雨量、湿度等。化学标志 主要指沉积环境介质的pH、Eh、盐度等条件。生物标志 包括动物或植物的门类、种属和生态特征等各个方面，也包括生物的生命活动留下的各种痕迹。沉积相和沉积相的分类人们很早就认识到沉积物(岩)特征与沉积环境有着密切的关系，一定的沉积环境形成一定特征的岩石类型和古生物组合。故沉积环境或相的概念，就是为了反映沉积物和沉积环境的关系而提出来的。按鲁欣(1953)的定义:“相就是能表明沉积条件的岩性特征和古生物特征的、有规律的综合，因此，相是沉积物形成条件的物质表现。”也即沉积相是特定沉积环境的物质表现，或者说“相就是沉积环境的古代产物”。沉积学者研究的是现代沉积物或古代沉积岩，沉积岩是古代沉积环境的产物或遗迹，而古代沉积环境已不能直接观察到，只能根据其沉积物或沉积岩特征间接推断。由此可知，沉积环境和沉积相的定义虽有不同，但却有因果关系和相似之处，故沉积环境和沉积相的分类基本上是一致的。沉积相的分类主要根据自然地理条件进行的，可分为大陆相、海相及海陆过渡相，它们属于一级相，或叫相组。再根据自然地理条件的局部变化划分出二级相，或叫相，如大陆相组中可分出河流相、湖泊相等。二级相之下又可分出三级相，或叫亚相，如在湖泊相的内部可分出滨湖亚相、浅水湖泊亚相、深水湖泊亚相等。还可根据微地貌或岩性、古生物特征细分出四级相(微相)和五级相(相素)，但一般只划分到相或亚相。本教材采用的分类如表6－1所示。表6－1 沉积环境和沉积相、亚相、微相综合划分表沉积相的鉴定标志沉积相的鉴定标志或古代沉积环境的判别标志，可归纳为以下几方面。(1)岩石学标志岩石的颜色和化学成分(包括微量元素) 如陆相，过渡相岩层多为黄、红等浅色，海相深水者多为灰、黑灰等深色，不同相的岩石中所含微量元素和色素元素也不相同。矿物成分和岩石类型 岩石类型在一定程度上可指示沉积环境，如原生的自生矿物可指示沉积环境，重矿物组合和某些轻矿物特征，以及成分成熟度等不仅可指示陆源区母岩性质，同时可反映沉积盆地的构造状况和古气候条件。岩石结构 不同沉积环境下形成的岩石结构是有差异的，如颗粒类型、大小及含量、支撑性、杂基含量和粒度分布特征等均可反映沉积环境的水动力状况和流体性质。岩石构造 原生的层理和层面构造是最重要的沉积相标志(参看第四章)。剖面结构 剖面结构亦可称之为剖面层序，是综合分析岩性、粒度、沉积构造在剖面上的变化序列，是沉积相分析最重要和最有效的技术方法之一。不同的沉积相类型在剖面上的沉积层序是不一样的，如向上变细的剖面结构见于河流相、潮坪相、河口湾相、浊积岩相等;而向上变粗的剖面结构见于三角洲相、湖泊相、无障壁海岸海滩相等。沉积岩产状 沉积岩产状(如砂体形状、生物礁和滩体的形态)、接触关系等也是沉积相的重要标志。瓦尔特相律 瓦尔特(JWalther，1894)指出:“只有在横向上成因相近且紧密相邻而发育着的相，才能在垂向上依次叠覆出现而没有间隔。”这一规律通称为相序递变规律或相序递变法则，即瓦尔特相律(图6－1)，是相序分析中应遵守的基本法则。该相律对在剖面上和平面上进行沉积相分析是很重要的准则，当然会有一些与突发性事件有关的例外现象。图6－1 瓦尔特相律(2)古生物和古生态标志古生物的种类、生态和形态特征，不仅可确定海相和非海相沉积环境，而且还可指示水介质的深度、盐度、温度和浊度等，如叠层石形态的宏观特征与沉积环境和水动力条件关系(图6－2)，可直接用于沉积环境的判断。(3)地球化学标志应用岩石或生物介壳中的微量元素(如B、B/Ga、Sr/Ba、Br、103Br/Cl等)、同位素(O、C、S、H、Sr)及有机地球化学资料来判断沉积相。应该指出，上述三方面的判别标志，应综合考虑，不能仅看某一点就作结论，因某些不同的相可出现一些相似的特征，相同的相在不同地区的表现会有所差异。沉积相的研究对了解各地质时代的地表古地理特征和地壳地质历史的演变有着重大的理论意义，而且对沉积矿产的普查勘探，对查明含油气和含水层的分布规律、对规划和设计工程建设等都具有重要的实际意义。图6－2 海进和海退序列中叠层石形态与沉积环境和水动力条件的关系
华北地区以碳酸盐岩沉积为主。由于中条、吕梁等陆岛的存在，导致吕梁山以东广大地区成为古陆边缘沉积区和相关相带的空间展布；吕梁山以西，因毗连秦岭和祁连海槽，故以台地边缘和盆地沉积区为主。下古生界沉积相的划分及沉积特征见图1-3-2。古陆边缘沉积区古陆边缘沉积区和碳酸盐台地沉积区是本区沉积类型的基本特征，前者根据其沉积岩的岩石类型、层理及结构、构造特点，生物组合及其他标志，可分成潮坪相和近岸浅滩相；后者又可分为局限海、台地浅滩和开阔海等微相。古陆边缘沉积区主要指沿古陆、古岛边缘分布的潮汐作用带。此带具有海水极浅，有时暴露，蒸发作用强，盐度高不宜于生物繁衍，间歇性水流能量弱，并常接受来自古陆剥蚀区的陆源砂、泥物质以及席状藻普遍发育等特点。常形成泥、粉晶白云岩，叠层藻白云岩，膏质白云岩，泥质或云质条带泥晶灰岩和竹叶状灰岩等，并常夹有粉砂岩、页岩。多具薄层、页状或微细纹层构造，石灰岩中不溶组分偏多。岩石颜色普遍具强氧化或氧化色，其中的颗粒（如砾屑）常有氧化边。有时伴有异地生物屑和砂屑、球粒等。化石少，组合单一，在潮汐流作用下，扁平砾石和生物屑多呈定向或叠瓦状、扇状、菊花状或涡流状排列。干裂、膏盐假晶、雨痕、岩溶角砾、鸟眼、帐篷等浅水标志及爬痕、垂直潜穴等构造较普遍发育。淡水渗流作用形成的渗流砂、重力胶结和溶蚀等成岩标志均较常见。根据沉积部位、海水盐度、水体能量及沉积物性质可进一步划分微相。（1）潮坪相包括潮上带、潮间带及潮上、潮间潟湖环境，有时也包括部分浅潮下带。潮上环境最靠近古陆边缘，只有风暴高潮可以淹没的地带。平缓的潮上坪在干旱炎热气候下由强蒸发引起的“毛细管浓缩作用”常形成泥、粉晶白云岩，泥晶泥质白云岩或藻席白云岩，并构成云坪亚相。当有大量陆源物质混入时，可形成泥云坪、砂云坪，甚至泥坪亚相。潮间及部分浅潮下环境除具潮坪相常见的沉积特征外，泥质或云质条带泥晶灰岩为此带典型微相，有时其中夹有潮道或潮池沉积，其微相以竹叶状灰岩为主。总之，潮坪环境是以紧邻古陆、岛屿，时而暴露，时而被极浅水淹没，介质能量主要来自潮汐作用而具间歇性，缺乏有利生物繁衍条件，微相组合简单为基本特点，空间上随古陆边缘地貌条件而呈宽窄不一的展布。潮坪相的识别与圈定是判定古陆位置和剥蚀程度的主要依据，因此，在华北地台东部潮坪相极为发育的广大地区，其研究意义甚为重要。早寒武世海侵初期，古陆边缘沉积区较为发育。华北东部的南部及北部、东北部主要为碎屑、粘土岩组合，靠近东部西侧的陆岛或水下隆起区则以潮上云坪、灰云坪为主。淮北的猴家山组和郑州一带的辛集组是最早出现的潮坪沉积，因为海侵刚刚开始，这些相带正处于淮阳古陆北侧，故以含磷石英砂岩、砾岩、粉砂岩和泥岩为主，但在鲁南、鲁西南则为碳酸盐潮坪沉积，并以泥质灰岩、准同生白云岩、角砾云岩、紫色页岩等为主。长治、林县、范县、枣庄一带为潮上和上潮间泥云坪亚相，总厚度33～70m以上，岩石中少见生物碎屑，具纹层、干裂、鸟眼和变形层理等指相构造。在沛县发育了膏质云坪，石膏层占10%以上。至馒头、毛庄期海侵范围加大，波及全区，潮坪亚相继而广为发育，东部各区以紫、紫红色粉砂质页岩和钙质页岩为主，夹薄层泥晶灰岩。徐庄期至凤山期在鄂尔多斯古隆起以东广大地区内，仍不时出现潮坪沉积，如东部早、中徐庄期继承了潮坪环境，从山海关往西经唐山、京西、曲阳至峰峰和聊古1井、古2井、东1井、大1井等钻孔揭露的平原区以及济南、皖北等地均以潮上及潮间带为主，局部为潮下带沉积。在鄂尔多斯古隆起东缘文水、沁源以西地区，在柳林、离石残留岛屿控制下，自馒头期至上寒武世，接受了大量陆源粗粒碎屑后发育了含砂泥云坪，其中临县泥云坪中泥云岩占60%以上。临县、离石、中阳以西亦沉积了60%以上的潮上含砂泥质泥晶白云岩。地台东部凤山组由泥质条带泥晶灰岩和钙质页岩组成的韵律性沉积也是潮间带沉积的典型产物。图1-3-2 华北地区下古生界沉积相的划分及其主要特征示意图潮坪环境下，沉积多由海退沉积序列组成。如平顺、峰峰一带下奥陶统冶里组-亮甲山组厚度为178～411m，主要为灰黄色细、粉晶白云岩、叠层石白云岩、角砾白云岩夹少量竹叶白云岩，堂邑地区则有石膏夹层，岩石层面上多角形干裂发育，层间角砾构造、鸟眼构造、膏盐铸模多见，化石及虫迹稀少，应属典型潮上带沉积。曲阳、登封及鲁西等地冶里组由中、薄层云斑泥晶灰岩、含球粒泥晶灰岩、生屑泥晶灰岩、竹叶泥晶灰岩、泥质条带泥晶灰岩及页岩夹层组成，岩层局部见冲刷、干裂、鸟眼、虫孔及石膏假晶等构造，生屑则以三叶虫、海百合、介形虫、腹足类及骨针等常见，但含量不高。这套微相构成了潮下至潮间带的潮坪沉积组合。亮甲山组由中、厚层含燧石的生物泥晶灰岩、泥质条带泥晶灰岩演变为云质条带灰岩和泥晶白云岩或角砾泥晶白云岩。这一微相组合显示了潮下带至潮上带的海退沉积韵律。如偏关-岐山泥云坪由含燧石的细晶、粉晶白云岩组成，是冶里组潮坪环境持续发展而形成的继承性云坪。下马家沟组底部（旧称贾汪组）在华北地台东部许多地区都由底部含砾的褐黄色泥粉晶白云岩和浅灰色泥晶灰岩组成，岩石中微细纹层、干裂、鸟眼和石膏假晶等浅水、暴露标志极常见，生物碎屑则较罕见，应属潮上泥、云坪亚相。在离石、河津、辉县一带及昔阳-五台、韩城-蒙阴、濮阳、邯郸、阳泉、徐淮等地，均有云坪或泥云坪分布。各地准同生白云岩的陆源物质含量不一，徐州、登封等地可高达30%。中、上马家沟组在淮阳古陆北侧，在五台、鲁西古隆起周围，均有由薄层泥晶灰岩，云豹斑泥晶灰岩和泥、粉晶白云岩组成的潮坪沉积。潮上坪和潮间坪中的一些洼地，易于在退潮后积水，涨潮时得到补给，从而形成潮上、潮间潟湖环境。在古陆边缘沉积区如有浅滩、堤坝存在，则在滩坝后侧多伴有潟湖出现。潮坪洼地规模较小，介质能量低，多为典型静水沉积。早寒武世砂、泥坪中的白云岩和泥质泥晶灰岩，以及云坪、灰云坪中的粉砂质页岩、粉砂岩可能为咸化或淡化潟湖产物。规模较大的滩后潟湖，由于滨岸滩坝的阻隔，海水循环不畅，水体能量很弱，生物稀少，水体深度与地形起伏有关，水体较深时可有潮下沉积。由于咸化海水回流渗透，可形成潟湖环境下的泥粉晶白云岩、球粒泥、粉晶白云岩和膏盐类岩石。由于潮坪环境和台地浅滩发育，而空间上潟湖环境又依附于上述两种环境，故地台上潮坪相展布的地区以及滨岸滩坝后侧和台地浅滩间均可有此类潟湖环境沉积产物出现。台地东部馒头组紫色粉砂质页岩、夹泥晶白云岩，在广大地域内含石盐假晶，个别地区有膏盐，在一些短距离内地层厚度及岩相变化较大的地区，如山东济南，河北石门寨等地，应属潟湖沉积。奥陶纪潮坪沉积相中局部亦有石膏层，例如临清坳陷的东1井、聊古1井、堂古1井及峰峰地区均有石膏层，聊古1井亮甲山组有三层石膏分布，因此，这一带应以潮间潟湖与局限海交替沉积为主，间或有潮上环境出现。长治-邯郸冶里组泥、云坪西部的临汾膏云坪和东部聊城膏云坪的出现，说明了泥云坪高地两侧低洼潮间或潮上潟湖的存在。这两个潟湖潮坪沉积区一直延续到上马家沟时期，其沉积岩系中石膏层含量达50%以上。总之，潮上、潮间潟湖环境产物多分布于潮坪沉积相中，其展布范围和厚度一般小于潮坪沉积产物，但其微相组合和沉积相标志远较潮坪相清晰。（2）滨岸浅滩相该相位于古陆边缘沉积区外侧，多居潮间作用带，局部可延伸至浅水潮下带中。滨岸浅滩环境具有潮汐流较通畅，但水体能量间歇性较弱，水浅而盐度正常，有适量异地生物碎屑沉积，分选不完全，常有暴露标志。其微相组合则以竹叶灰岩、条带泥晶灰岩或球粒泥晶灰岩为主，有时亦有少量粉砂岩或页岩。竹叶灰岩是以扁平砾屑为主并伴有三叶虫、海百合等生物碎屑和少量砂屑、球粒等组成的颗粒灰岩，由泥晶填隙，有时可有少量亮晶。扁平砾屑主要来自潮下和潮间带先期干裂的泥晶灰岩经短距离搬运、再沉积而成，遇有风暴时，常形成扁平砾屑直立，或呈放射状或菊花状排列的砾屑灰岩与代表好天气的泥晶灰岩互层的韵律性沉积，此类薄层砾屑灰岩夹层或透镜体实际上是风暴流产物。条带灰岩与泥晶灰岩中可见对称波痕、水平层理、泥裂、虫孔等构造。早在辛集期，地台东部地区就已具有潮间低能滩的性质，如京西、唐山一带厚达40～90m的府君山组中的颗粒泥晶云质灰岩较发育，徐州大北望猴家山组中厚度大于10m的颗粒泥晶云质灰岩，两者颗粒类型均以砾屑、砂屑，三叶虫、棘皮类、腹足类等生物屑为主，含少量陆源砂，颗粒具一定磨圆分选，总含量为28%～37%，灰泥填隙。徐庄中、晚期太原、明水、东明、沛县、平顶山等地含放射鲕、云质鲕和晶粒鲕，粒间常见三叶虫碎片和陆源砂，颗粒一般含量为10%～16%，局部鲕粒夹层可达40%左右。明显而常见暴露标志，大气淡水渗透成岩的表现及包心菜状叠层石的偶尔出现和陆源泥、砂的普遍存在表明了其滨岸、浅水的潮间带环境。京西、宿县等地徐庄组岩性与之类似，但砾屑含量有所增加，颗粒总量为7%～20%不等，交错层、干裂和虫迹等标志亦较多见。崮山组、长山组内此类沉积较发育，唐山、京西、五台以及山东境内的长山组主要由泥质灰岩、泥质条带泥晶灰岩夹大量竹叶状灰岩组成，竹叶状砾屑多具氧化圈、含量高，定向或杂乱排列。砾屑间含三叶虫等生物屑和少量鲕粒、石英砂、亮晶或泥晶填隙。泥晶灰岩中有干裂、垂直虫孔，偶见对称波痕。条带灰岩常过渡为断续条带、链状灰岩，有时可形成“准竹叶”泥晶灰岩。这种构造虽曾被解释为成岩压实破碎，但仔细观察则不难发现碎屑仍有错位和近距离移位，它们是在水动力条件不足或作用时间持续性差的间歇弱动荡水中形成的，因此，“准竹叶”状构造的普遍存在恰恰反映了近岸潮汐低能浅滩沉积环境的基本特点。在这一相带中常有柱状和半球状叠层石发育，叠层柱高一般不超过20cm，柱宽仅数厘米，柱间为同心或晶粒鲕、砂屑和三叶虫碎屑等（图1-3-3）。图1-3-3 北京西山下苇甸崮山组中的柱状叠层石早奥陶世的大面积海侵，导致滨岸浅滩向台地浅滩转化。怀远运动后，马家沟海侵初期，准同生白云岩较普遍地发育于全区。根据1987年华北石油局等单位以颗粒含量10%为准滩界限勾划出的几个准滩，其颗粒以藻屑、砂、砾屑及核形石为主，就其与潮汐云坪的关系而言，准滩应为潮间低能浅水沉积物。此类低颗粒量碳酸盐岩能否作为水体具一定能量的水下浅滩或滨岸潮间浅滩沉积环境的微相，还值得讨论，总的看来，由于奥陶纪是继寒武纪以来华北地台的最大海侵期，加之地台本身长期剥蚀、夷平，致使全区滨岸浅滩环境分异不明显也是可以理解的。碳酸盐台地沉积区这一沉积区是与古陆边缘沉积区紧相毗邻的广阔陆棚内侧，与浅海盆地多有台地边缘相区相隔。其沉积界面大都在低潮面和浪基面之间，个别直达氧化还原界面附近。沉积作用主要发生在潮下带，海底地形和水体深度均有较大变化。水深可由数米至数十米，但一般不超过百米。海水盐度正常，低洼处略有增高，生物较为常见，水体能量则介于较弱至中等之间，并以潮下低能为主。这一沉积区在华北地台甚为发育，据其水下地貌-海水通畅状态、水体深浅和能量大小可将其细分为局限滩间海、开阔滩间海和台地浅滩等环境。（1）局限滩间海（局限海）随海底地形变化，常因浅滩遮挡、相对低洼而形成局限滩间海沉积环境。其中海水虽与广海相通，但循环受阻，持续低能，盐度稍高，不利于广海生物发育，化石种类少。主要岩石为泥晶灰岩、球粒泥晶灰岩、泥质条带泥晶灰岩、云斑泥晶灰岩及准同生后白云岩等，其基本特点为缺乏高能颗粒。岩石中常见生物碎屑则多为广盐性生物。当这一沉积区受滨岸滩坝或水下隆起封闭时，可因盐度激增形成白云岩为主的潟湖沉积。地台东、北部府君山晚期局限海较为发育，山海关、唐山、京西至易县，府君山组厚度由150m递减为15m，其上部地层均以灰、深灰色中—厚层云斑泥晶灰岩、泥晶云质灰岩为主，北京地区常见少量球粒泥晶灰岩，岩石均具水平层理，生物稀少，陆源物含量不超过10%。莒县地区则以云斑泥晶灰岩、粉砂质页岩和白云岩为主。任丘古2井，聊古1井及峰峰地区则为薄层泥晶灰岩与页岩互层。张夏组以台地浅滩与滩间海沉积环境为主，滩间海如受多滩围阻则为局限海环境。如京西、大同等地张夏组下部，唐山和易县上部虽均属张夏组，但其岩石及普遍具有的高能颗粒含量低，生物单一，水平层理、层面罕见冲刷痕遗迹，偶含少量球粒，虫迹不发育等特点，均反映受古陆、水下隆起或台地浅滩遮挡的局限海环境。下奥陶统，华北地台虽可据岩性划分为以准同生后白云岩为主的南区和以泥晶灰岩、生物泥晶灰岩、云斑灰岩、泥质条带灰岩和含燧石条带或结核的灰岩或粉晶白云岩为主的北区，以及本次工作区以外的西区，但大部分白云岩均为准同生后交代白云岩，其原岩岩性多为生物泥晶灰岩、球粒泥晶灰岩，故唐山、曲阳、京西及峰峰等地和聊城一带均为局限台地沉积。中奥陶世的广泛海侵，使局限海多与广海连通，地台东部南北岩性分异为白云岩和石灰岩的局面被打破，出现了岩性组合更为复杂的浅水沉积环境。如曲阳任2井、古2井一带及鲁西地区下马家沟组沉积的泥晶灰岩夹泥灰岩、白云岩多具水平层理，并含三叶虫、海百合、头足类等化石碎屑，底部常见冲刷构造，应为局限海与陆棚海交替沉积。工作区以外的西部，马家沟早期受乌兰格尔、阿拉善、庆阳和延安古陆的阻隔，属典型局限海沉积。（2）开阔滩间海（开阔海）指地台中部或外侧开阔地区及台地与外海畅通的广阔浅水区。由于华北地台以发育台地浅滩为特征，所以浅滩间的开阔浅水台地可称为开阔滩间海。其沉积界面多位于低潮面与浪基面之间，盐度正常，水深一般为数米至数十米，具中等能量。以颗粒灰岩、含颗粒灰岩及泥晶泥质灰岩为主，时含页岩及粉砂岩夹层。岩石中颗粒类型较单一，偶有内碎屑、鲕粒等高能颗粒。化石较为丰富，可有介形虫、软体动物、棘皮动物、三叶虫和腕足类。其中窄盐性生物相对含量少。层理以水平层理多见，偶有斜层理。小型单柱、半球状叠层构造偶有出现，水平虫孔及生物搅动构造常见。地台东部毛庄、徐庄期某些厚层段的泥岩夹粉砂岩、海绿石细砂岩及砂质石灰岩具弱还原色，并含较多的海相化石，可能属于开阔海非清水沉积。燕辽地区和徐淮等地，本组地层中夹藻屑泥晶灰岩、生物屑泥晶灰岩、海绿石泥晶砂质灰岩和瘤状泥晶灰岩也应是开阔海的产物。中寒武纪张夏期海侵达到高潮，水下隆起多成浅滩，滩间海环境较为发育。其特点是鲕粒含量普遍小于30%，岩石多以深灰色生物泥晶灰岩为主，浅海生物含量较丰富，粘土岩含量变化较大等特征。如曲阳、任丘及山西某些地区张夏组的某些岩段，以生物泥晶灰岩或藻屑泥晶灰岩为主，多含10%以上的粘土夹层，鲕粒小于20%，岩石中有机质含量较高。早奥陶世，地台北部的唐山及京西地区以灰色厚层生物泥晶灰岩、条带泥晶灰岩夹不具氧化边的竹叶状砾屑或砂屑泥晶灰岩为主。岩石中常见三叶虫、头足类、腹足类、棘皮类、腕足类等化石，时见水平虫孔，为典型开阔海沉积。徐州-郑州一带开阔海沉积以夹黄绿色或灰绿色页岩为特征；平原区如任丘、港59井、古2井一带，除生物泥晶灰岩外，尚有条带泥晶灰岩、含燧石结核白云岩与其互层，颗粒石灰岩较少发育；在鲁西、莱芜一带白云岩中有腕足类、棘皮类、苔藓类等广海生物碎屑，水平层理及虫孔发育，为开阔海与水下竹叶滩沉积。下马家沟组在唐山、京西、曲阳、任丘等地均以泥晶灰岩为主，间有云质灰岩、泥灰岩等，化石以腕足类、棘皮类、头足类为常见，水平层理发育，为开阔海与局限海交替沉积。上马家沟组上部开阔海以生物泥晶灰岩、含燧石泥晶灰岩、云斑泥晶灰岩为典型组合，生物以头足类为主。峰峰组上部的泥晶灰岩含较多正常海化石，但仅残存于峰峰和鲁西等地。总之，华北东部开阔海多受水下浅滩控制，呈滩间海展布；工作区外的地台西部，多受古陆、古隆起或台地前缘相带阻隔而分布在其后，纵向上多与浅滩、局限海交替出现，空间上多绕古隆起带呈半环状分布，东部工作区内则大致呈带状或不规则等轴状展布。（3）台地浅滩华北地台上有许多大小不一，形态不同的水下隆起。这些地区多处于浪基面之上，水体浅，长期遭受中等能量海水的作用，使之成为滩相沉积环境，并形成孤立于台地中的浅滩。台地浅滩主要为潮下高能带沉积，亮晶鲕粒灰岩，亮晶砂屑灰岩和亮晶生屑灰岩或亮晶核形石、藻屑灰岩较常见。粒序层理、交错层理，柱状、掌状叠层石时有发现。流水波痕、冰雹痕、鲕铸模、重力胶结等成岩现象均甚发育。图1-3-4 地台东部寒武系沉积模式华北东部徐庄期，在北京、曲阳、任丘、莒县等地均有厚层鲕粒灰岩分布，表明水下浅滩环境已间歇性出现。至张夏期，鲕滩分布较广，自唐山、京西、曲阳至峰峰等地，鲕粒灰岩产出部位各异，从而反映纵向上随地壳升降，浅滩间歇性发育和横向上，相带有规律展布（图1-3-4）。此外，环吕梁陆岛的河津、洪洞、昔阳、平鲁等地，以及地台南部的徐淮、嵩山、洛阳等地，均有点状浅滩出现。在黄骅、济阳、任丘坳陷等掩盖区，经钻井揭露亦有点滩发育，如港59井、堂2井等均为岩性稳定的厚层亮晶鲕粒灰岩。张夏期广泛发育浅水高能滩环境，滩间多局限海或开阔海环境。浅滩环境稳定，鲕灰岩单层厚度大，水体能量高，多以亮晶鲕或豆粒灰岩为主，竹叶砾屑滩或砂屑滩少见。浅水鲕滩易出露水面之上，在山东张夏、徐淮和峰峰等地均在张夏组厚层块状鲕粒灰岩内部发现暴露标志。大气淡水淋溶和淡水胶结等成岩标志也常见。冶里期浅滩主要为竹叶状砾屑灰岩，据冯增昭所倡导的单因素定量统计综合分析方法，以组颗粒含量15%为依据，曲阳、津塘、鲁中和莒县均为浅滩。竹叶灰岩或白云岩中，砾屑含量多＞50%，填隙物以灰泥为主，亮晶不时出现。砾屑多不具氧化边，呈扁平状，磨圆好，分选中等，砾间常见砂屑、生屑。水体一般浅，盐度正常。中奥陶世第二次大规模海侵，导致沉积环境以云坪-局限台地、开阔台地为主，有时虽夹竹叶灰岩，但厚度较小，横向不稳定，已基本不具浅滩沉积特点。在工作区外的地台西部，在鄂尔多斯古隆起、秦岭祁连海槽和淮阳古陆控制下，沉积区狭窄，台地浅滩沉积不甚典型，而台地边缘斜坡相和盆地相较发育。鄂尔多斯古隆起以东的华北地台东部，台地边缘相和盆地相不典型。