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1、精选优质文档-倾情为你奉上 松辽盆地区域地质概况1.地理位置 松辽盆地是中国东北部的一个大型中、新生代沉积盆地，地跨黑龙江省、吉林省、辽宁省和内蒙古自治区。在亚洲地层分区中，处于北亚陆间区和环太平洋陆缘区的交接位置。白垩纪时期是盆地发育的主要阶段，沉积了厚达万米的非海相火山岩、火山碎屑岩及正常河流相、湖泊相和沼泽相碎屑岩地层，地层剖面完整，化石丰富，是我国研究陆相白垩纪地层的理想地区之一。 松辽盆地为一近北东向、北北东向的菱形盆地，周边为丘陵和山脉所环绕，西部为大兴安岭山脉，东部为张广才岭，北部为小兴安岭山脉，盆地内部则是松花江、嫩江和辽河水系冲积形成的平原沼泽。 规模：长750km，宽330
2、-370km，面积约26万km2。2. 大地构造背景 中国东北部及其邻区包括四个构造单元:北部是北亚大陆区,由西伯利亚地块和中西伯利亚地块组成;南部是中朝大陆区,由塔里木一中朝地块组成;中部是北亚陆间区;东部为环太平洋区。而中国东北地区就处在西伯利亚、华北和太平洋三大板块所夹持的区域,由多个微板块主体在前中生代拼合成统一的复合板块,并在中新生代时期,在板块的东缘受到环太平洋板块拼贴和洋壳俯冲作用(Dobretsov etal., 2004;郊瑞卿,2009),北缘受到蒙古一鄂霍茨克海缝合带俯冲一碰撞作用的多重影响。区域构造变形经历了前中生代不同时期、不同方向的板块拼合造山作用及其之后的中、新生
3、代板内构造作用改造,具有不同的构造指向和复杂的变形样式(郊瑞卿,2009)。 前人从构造演化角度,根据块体边界主缝合带构造特征和块体内部构造演化,将东北地区主要构造单元划分为(郑瑞卿,2009) : 1)华北板块北缘;2)松嫩-张广才岭微地块;3)大兴安岭微板块:甘南逆冲拆离构造及华力西期板块俯冲带和乌奴尔逆冲拆离构造带;4)额尔古纳微板块:喜桂图旗逆冲拆离构造带和额尔古纳基底隆起带;5)兴凯徽板块;6)佳木斯徽板块;7)那丹哈达增生地体(Wang and Mo, 1995;任纪舜等,1990;李锦轶等,1999;邵济安和唐克东,1995;张贻侠等,1998;张梅生等,1998;任纪舜等,19
4、99;李锦轶等,2004b;谢鸣谦,2000; Liu etal., 1998; Wu et al, 2001 ;内蒙古自治区地质矿产局,1993;黑龙江省地质矿产局,1993)。松辽盆地主体就位于松嫩-张广才岭微地块,盆地南部坐落在华北板块北部陆缘增生带(葛荣峰,2009)。3. 区域构造演化 3.1 盆地基本构造特征 据现有的研究成果，松辽盆地盖层可分为下部断陷沉积层序（包括火石岭组、沙河子组和营城组），中部坳陷沉积层序（包括登娄库组、泉头组、青山口组、姚家组和嫩江组）和上部反转期沉积层序（包括四方台组、明水组和新生界）。以断陷期层序和坳陷期层序为主，二者在沉积特征和构造特征上又有很大差别
5、，但都表现为受先存基底构造的严格控制。盆地演化过程中，规模较大的区域性深大断裂或基底断裂控制了盆地的边界、轴向、沉降沉积中心和构造单元分区，基底断裂的多期活动也直接影响了盖层断层发育、沉积建造和局部构造的形成。 3.2 松辽盆地区域构造演化松辽盆地主要经历了 5 个构造演化阶段，即成盆先期褶皱阶段、初始张裂阶段、裂陷阶段、沉陷阶段和萎缩平衡阶段（图 1.2）。 图 1.2 松辽盆地形成及演化示意图 1）成盆先期褶皱阶段：古生代末期欧亚板块向南东方向运动，与古太平洋板块碰撞，使大陆受到强烈挤压，中国东北和日本诸岛发生大规模褶皱，松辽板块大范围抬升，伴随强烈岩浆活动，有大规模的花岗岩浆侵入，深部莫
6、霍面可能发生起伏。三叠纪早期经过侵蚀夷平，略具准平原化。 2）初始张裂阶段：中、晚侏罗世，地表经前期剥蚀，岩石圈较薄，深部莫霍面拱起已达较高程度，上地幔造成局部异常，产生热点，导致了盆地早期的初始张裂，形成规模不等的裂陷，沿断裂发生强烈的岩浆活动。此时盆地西部地壳破裂较强，火山活动强烈，而东部地壳破裂不完全，以产生裂陷为主，充填了巨厚的裂谷式补偿沉积。 3）裂陷阶段：早白垩世早期，盆地中部莫霍面拱起异常，地幔作用明显，造成持续拉张。此时，孙吴双辽地壳断裂活跃，中央断裂带隆起上升，两侧形成拉张断陷，断陷沉降速度快、物源多、水动力强，沉积补偿作用好，因而沉积物以较粗屑类复理石建造为主，并形成目前盆
7、地的雏形。沙河子组形成时期盆地以伸展为主，伴随大规模的火山活动，形成一系列新的北东、北北东向展布的断陷盆地。营城组形成时期，松辽盆地受到古太平洋板块向西挤压，初始裂谷未能继续扩展，导致断陷趋于萎缩，伸展率减小，构造沉降幅度降低，盆地周缘开始隆起。 4）沉陷阶段：早白垩世晚期，岩石圈逐渐冷却，产生热收缩，盆地大幅度沉降，沉降速度和规模不断扩大，在上地幔拱起最高地带，形成中央深坳陷。随后分别在青山口组和嫩江组发生了两次大规模的湖侵，使松辽盆地在 27Ma（9265Ma）内形成了厚达3000m 的河流、湖泊、三角洲相沉积的砂、泥岩互层含油建造。由于地壳沉陷的不均一性，使松辽盆地在发育的前期形成东部和
8、中部两个沉降中心，中、后期东部沉降中心逐渐消失，造成东部发育早期断陷，中部多数发育中期坳陷，西部为长期斜坡带。早白垩世末，由于蒙古鄂霍茨克洋的关闭，中国东北拼贴板块（包括松辽地块）与西伯利亚板块碰撞，产生强烈挤压，同时日本海开始扩张，向西的推挤波及盆地，即所谓的“嫩江运动”，产生压扭应力场，地壳普遍抬升，盆地东部地区抬升比较明显。因此形成了盆地的二级构造单元，从而结束了沉陷阶段。 5）萎缩平衡阶段：嫩江运动以后，盆地深部地质结构逐渐趋于均衡，盆地全面上升，湖盆收缩，仅为前期的四分之一。挤压运动一方面使先期地层发生褶皱；另一方面，挤压也使盆地边缘产生差异性隆起，而盆地中心则发生了差异性沉降。因此
9、，在总体上升的背景下，盆地东部差异性抬升，沉积中心再次西移，沉降速度缓慢，盆地东、中部构造幅度进一步加大，西部形成一批浅层构造。在挤压应力作用下，形成一种特殊类型的叠加构造反转构造。反转构造分为断裂型正反转构造，即下部为正断层，上部为逆断层、如弧店、大安、林甸、任民镇断层等；另一种为背斜型反转构造，即下部为断陷式向斜构造，上部为背斜构造，如大庆长垣。新生界是在侵蚀夷平的基础上沉积的一套磨拉石建造，此时盆地活动性很弱，呈现出渐趋消亡的特征。4.区域地层特征松辽盆地基底为前古生界、古生界的变质岩、火成岩等岩系，上部沉积盖层从侏罗系开始，至新生界均有不同程度的发育，总厚度可达11000m以上，但以白
10、垩系为主，白垩系厚达7000m以上，是盆地内的主要含油层系。地表均为第四系未固结的松散粘土所覆盖。松辽盆地自下而上为前古生界、下古生界、上古生界、侏罗系、白垩系、第三系、第四系。白垩系地层自下而上发育有沙河子组、营城组、登娄库组、泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组、明水组地层。松辽盆地深部含油组合为农安油层，下部含油组合为扶余、杨大城子油层，中部含油组合为萨尔图油层、葡萄花油层和高台子油层，上部含油组合为黑帝庙油层。研究区目的层段位于松辽盆地中生界白垩系地层之内，松辽盆地中生界含油组合地层特征如下。1 沙河子组（K1sh）沙河子组由灰白、灰黑色砂岩、粉砂岩、泥岩及酸性凝灰岩组成。发育河
11、流相、滨浅湖、半深湖深湖相。该组产狼鳍鱼（Lycoptera），东方叶肢介（Eosestheria），费尔干纳蚌（Ferganoconcha）等热河生物群典型分子。也可见一定含量的早白垩世分子，无突肋纹孢（Cicatricosisporites），希指蕨孢（Schizaoisporites）等20。2 营城组（K1yc）营城组下部以沉积岩为主，主要由灰黑、灰绿色安山玄武岩、凝灰质砂岩、火山角砾岩、砂砾岩以及灰色砂岩、砂砾岩及灰、灰绿色、灰黑色泥岩组成，局部夹红色泥岩和可采煤层；上部由酸性火山岩和火山碎屑岩组成。发育湖相，火山喷发相。营城组见到大量植物化石及孢粉化石，其它化石较少，植物化石如高腾
12、刺蕨（Acanthopteris gothani），葛伯特茹福德蕨(Rufforidiagoepperti)，稀脉北极蕨（Arctopteris rarinervis）等早白垩世分子。该组海金砂科孢子含量较高，为典型的白垩纪分子。介形类化石有三角星介属（Triangulicypris）也属于早白垩世分子。3 登娄库组（K1d）登娄库组主要岩性为灰白色块状砂岩，暗色砂质泥岩，杂色砂、泥岩和砂、砾岩成频繁互层。发育的相主要为冲积扇、河流相、泛滥平原、水下重力流相、浅湖相。该组化石较少单调，化石主要有孢粉、植物、轮藻以及少量的沟鞭藻、叶肢介，主要为陆地植物及其孢子花粉，水生生物很贫乏。孢粉中蕨类含量
13、较高约占80%，海金砂科孢子丰富，被子植物花粉含量较低，植物化石有披针苏铁杉（Podozamites lanceolatus），约氏楔羊齿（Sphenopteris johnstrupii），蛹形锥叶蕨（Coniopteris nympharum）等。4 泉头组（K1q）泉头组是松辽盆地坳陷期早期阶段的沉积，盆地内以河流相为主，向盆地边缘粒度变粗，按岩性可将该组分为四段：泉一段以紫灰、灰白色砂砾岩与暗紫红色泥岩互层为主，局部夹少量凝灰岩；泉二段以紫红、褐红色泥岩为主，夹紫灰色、灰白色砂岩；泉三段以灰绿、紫灰色粉、细砂岩与紫红色泥岩互层为主；泉四段为灰绿、灰白色粉、细砂岩与紫红、棕红色泥岩互层，
14、顶部常为灰绿色泥岩。泉头组与下伏登娄库组呈整合平行不整合接触。盆地边部常超覆于不同层位老地层之上。这一时期主要发育了洪积相、河流相、湖泛平原相、三角洲相、滨浅湖相。化石以植物、轮藻、孢粉、双壳类、介形类、沟鞭藻为主，多分布于中上部。该组植物化石中见到较多的被子植物化石，如角形菱（Trapa angulata），细齿荚蒾（Viburiphyllum），北方悬铃木（Platanus septentrionalis），孢粉化石中被子植物花粉已具一定数量，以三沟粉（Tricolpollenites）、网状三沟粉（Retitricolpites）、棒纹粉（Clavatipollenites）等为主。泉三
15、段以角藻类囊孢占优势，双壳类含富饰蚌（Nippononaia），褶珠蚌（Plicatounio）等化石，叶肢介为松辽似直线叶肢介（Orthestheriopis songliaoensis），介形类以女星介属（Cypridea），蒙古星介属（Mongolocypris）为主，并与蒙古介属（Mongolianella），狼星介属（Lycopterocypris），玻璃介属（Candona）等化石共生。5 青山口组（K2qn）青山口组主要为一套黑色、绿色泥岩，油页岩、下部以泥岩为主，下部夹砂质岩。在全盆地岩性、岩相变化很大，在王府凹陷、三肇凹陷和古龙凹陷为深湖、半深湖相的黑色泥岩和页岩，向凹陷的边
16、缘为浅湖相的砂岩呈不等厚互层，从盆地的边缘至沉积中心相带展布规律为：河流相，三角洲相，半深湖相，深湖相。该组生物第一次繁盛，种属明显增加，化石丰富。女星介属（Cypridea）、狼星介属（Lycopterocypris）、蒙古星介属（Mongolocypris）、枣星介属（Ziziphocypris）极其繁盛，另外，湖女星介属（Limnocypridea）、三角星介属（Triangulicypris）为松辽盆地白垩系最繁盛的层位。叶肢介以线叶肢介（Nemestheria）、粗强壳叶肢介（Cratostracus）为主，轮藻化石以开口轮藻属（Aclistochara）、梅球轮藻属（Maedler
17、isphaera）、中生轮藻属（Mesochara）、钝头轮藻属（Obtusochara）为主，植物化石中被子植物化石占重要地位，且多为进化类型，脉序规律性强，如杜尔伯特五味子（Schisandra durbudensis）、南蛇藤未定种（Celastrophllum sp.）、圆叶柿（Diospyros rotundifolis）等，孢粉的组合特征是具有气囊的松科花粉含量很高，约占5060%，花粉类型开始复杂化，主要为三沟粉和三孔沟粉。6 姚家组（K2y）姚家组以紫红色、棕红色、灰绿色泥岩与灰白色砂岩互层为主。盆地中部可见有黑色泥岩，与下伏青山口组呈整合不整合接触。姚家组地层在区内分布较广，
18、但在梨树断陷一带被剥蚀。其沉积的时期为滨浅湖相。姚家组为洪积相、河流相、三角洲相或滨湖相、半深湖、深湖相。含丰富的介形类、叶肢介、双壳类、孢粉及少量鱼化石。介形类化石中女星介属（Cypridea）、蒙古星介属（Mongolocypris）、狼星介属（Lycopterocypris）、枣星介属（Ziziphocypris）最繁盛，也是松辽盆地白垩系最繁盛的层位。叶肢介以网状纹饰为主，鱼化石以大庆似狼鳍鱼（Plesiolycoptera daqinggensis）代替了青山口组的满州鱼属（Manchurichthys），孢粉化石中被子植物含量更高，类型复杂，还可见鹰粉、山龙眼粉。7 嫩江组（K2n
19、）嫩江组是盆地内分布范围最广的地层，约26104km2，在北部和东北部已超出现今盆地边界。岩性下部主要为黑色、灰黑色泥岩、页岩，夹油页岩；上部为灰绿、深灰、棕色泥岩与粉砂岩、细砂岩互层。嫩江组与下伏姚家组呈整合接触。在嫩江组沉积末受燕山运动的影响，在西部斜坡部分地区嫩江组上部被部分剥蚀，德惠断陷和梨树断陷地区被完全剥蚀。发育深湖相、浊流相、河流相、浅滩相、淤积相、湖相。该组是松辽盆地白垩系生物群的第二次繁盛，也是各门类化石最繁盛的层位，以介形类、瓣鳃类、叶肢介最为常见，介形类仍以Cypridea为主，并出现较多新属，瓣鳃类假嬉蚌属（Pseudohyria），肋蛤属（Musulus）具明显特征，
20、该组是松辽盆地腹足类最丰富的层位，以中屠螺（Mesolanistes）、盘螺（Valvata）、小旋螺（Gyraulus）发育为特征，出现以松花鱼（Sungarichthys）为代表的真骨鱼群，孢粉化石中被子植物化石占重要地位，以鹰粉型花粉占突出地位。8 四方台组（K3s）该层下部岩性为砖红色含细砾的砂泥岩夹棕灰色、灰绿色砂岩和泥质粉砂岩；中部为灰白色、灰色细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩与砖红色、紫红色泥岩互层；上部以红色、紫红色泥岩为主，夹少量灰白色、灰绿色粉砂岩及泥质粉砂岩，与下伏嫩江组为不整合接触。本时期沉积相为浅湖、浅滩及河流相沉积，主要发育河流相。生物群比较单调，化石数量较少，以轮藻、介形类、瓣鳃类、腹足类和孢子花粉为主。9 明水组地层（K3m）由灰绿、灰黑、棕红色泥岩与少量灰、灰绿杂色砂岩组成，在盆地东部缺失。专心-专注-专业