岩相古地理图有哪些线

A. 二叠纪—中三叠世岩相古地理

从泥盆纪到晚石炭世，上扬子地区大部分为隆起剥蚀区，中二叠世的海侵作用，几乎将整个中上扬子区全部淹没，形成统一的、广阔的碳酸盐台地。中二叠世末期，受峨眉地幔柱作用，四川盆地内部隆升，直到晚二叠世中晚期，碳酸盐台地建造再次形成。早中三叠世，受雪峰山隆起影响，古地理格局呈现东高西低的特征。中三叠世末，印支运动导致海水全部退出，结束了四川盆地海相沉积历史。

（一）二叠纪岩相古地理

1.PSQ1（相当于栖霞组沉积时期）岩相古地理

中二叠统沉积之前，受古特提斯洋伸展和拉张的影响，四川盆地属于被动大陆边缘的盆地性质，经历了一次大范围的暴露剥蚀。中二叠世早期发生的海侵过程，在四川盆地沉积了厚2～20m的梁山组滨岸沼泽体系碎屑岩，主要是一套石英粉细砂岩、砂岩、炭质泥页岩夹劣质煤、铝土岩、灰岩，含腕足类、双壳类、介形类化石。之后四川盆地接受了栖霞组清水碳酸盐台地沉积，总体表现为缓坡台地格局（图3-4-1），主体发育开阔台地相，沉积了厚约100m的深灰色生屑泥晶灰岩、泥质灰岩、泥晶灰岩夹泥晶生屑灰岩、亮晶生屑灰岩等。开阔台地相总体表现为受风暴扰动影响的含泥质条带生屑泥晶灰岩为主的沉积，局部为厚度稍大的台内滩亚相。台内滩亚相主要为亮晶生屑灰岩或泥亮晶生屑灰岩，生屑以有孔虫为主，藻类次之，见少量砂屑。

该时期川西地区形成较深水的外缓坡相，其东侧沿都江堰虹口、北川通口、广元上寺一带发育了中缓坡较高能相带（相当于镶边台地边缘相）。该中坡相呈NE走向，平行于龙门山分布，宽达30～50km，厚达100余米；总体表现为浅灰色厚层-块状亮晶砂屑灰岩及亮晶砂屑生屑灰岩（图3-4-2）。

川西宝兴东大河及康定石喇嘛等地所发育的东大河组（层位相当于梁山组及栖霞组），其下部相当于梁山组的层位为灰色钙质板岩、泥质灰岩夹黑色炭质页岩，底部为细砾岩（假整合于上石炭统之上），厚约10余米，属于一套滨海沼泽沉积；上部相当于栖霞组的部分为灰-深灰色薄-中层状泥晶灰岩夹页岩、硅质岩、含生屑泥晶灰岩，厚近100m，属于较典型的外缓坡下部—盆地相沉积。

2.PSQ2-PSQ3（相当于茅口组沉积时期）岩相古地理

茅口组沉积期，基本上继承了栖霞组时期的碳酸盐岩缓坡格局，由于张裂构造背景及伸展断裂活动影响，控制形成了分布于川东北地区新的外缓坡及中缓坡相带，并在开阔台地相带内发育了明显的水体较深的台内洼地亚相（图3-4-3）。开阔台地相带沉积水体总体较栖霞组沉积期更深，表现在沉积物特征上即其岩性中泥质含量更高，并常见风暴扰动的变形层理及“眼球状”构造。

图3-4-1 四川盆地及邻区PSQ1（栖霞组沉积期）岩相古地理图

图3-4-2 四川盆地栖霞组中缓坡相沉积特征

左：亮晶砂屑生屑灰岩，单偏光，都江堰虹口；右：白云岩化浅灰色块状亮晶砂屑灰岩，北川通口

茅口组沉积期碳酸盐台地总体表现为缓坡型台地，另一重要证据是其台地边缘外的斜坡环境以外缓坡沉积为主，仅局部表现为坡度较大的斜坡相沉积。外缓坡沉积的典型特征是大量发育具变形层理的泥晶灰岩、生屑泥晶灰岩、砾屑灰岩，局部还见到深灰色薄层状硅质泥晶灰岩与灰黑色硅质岩不均匀互层夹薄层状钙屑浊积岩（泥晶砂屑灰岩）以及灰泥丘。根据不同的沉积物特征可初步判别其所处的外缓坡环境的大致位置。一般地，外缓坡上部沉积以含较多来自中缓坡相带的颗粒灰岩甚至白云岩砾屑的砾屑灰岩（图3-4-4）、变形层理薄层状泥晶灰岩为主，其砾屑大小混杂，局部见到灰泥丘；外缓坡中部沉积以变形层理砾屑灰岩及薄层状泥晶灰岩为主，局部可见滑塌岩块；外缓坡下部沉积以深灰色薄层状硅质泥晶灰岩与灰黑色硅质岩不均匀互层夹薄层状钙屑浊积岩（泥晶砂屑灰岩）为主。广泛发育的外缓坡相的存在也说明了向台地内部方向应该发育中缓坡相或台地边缘相，中缓坡相存在的直接证据来自绵竹天池剖面及龙4井等，其茅口组发育大套浅灰色厚层状亮晶砂屑灰岩及泥亮晶生屑灰岩（图3-4-4）。

图3-4-3 四川盆地及邻区PSQ2-PSQ3（茅口组沉积期）岩相古地理图

图3-4-4 茅口组外缓坡、中缓坡沉积特征

左：浅灰色砾屑灰岩，广元白朝剖面；右：亮晶砂屑灰岩，绵竹天池剖面

3.PSQ4（相当于龙潭组/吴家坪组沉积期）岩相古地理

中二叠世末期—晚二叠世初期，发生了波及整个中国南方的东吴运动，造成四川盆地及邻区的整体抬升剥蚀（冯少男，1991；何斌等，2005；李旭兵，2011；陈维涛，2007）以及茅口组碳酸盐岩的风化岩溶作用（陆正元，1999）。晚二叠世初期，再次发生海侵并沉积了层序PSQ4，即龙潭组及吴家坪组。

峨眉地幔柱活动引起的地壳隆升及拉张构造背景使这一时期古地理格局与前期有较大的变化。主要变化表现在川西地区已隆升成陆（康滇古陆）并发育了龙潭组、宣威组陆相及海陆过渡相沉积，以及碳酸盐台地的复杂化。即以吴家坪组沉积为代表的碳酸盐台地表现为较层序PSQ2—PSQ3（茅口组）延伸更为复杂的台地边缘及其台地边缘相逐渐演变为弱镶边—镶边台地边缘，并形成了开江-梁平盆地及城口-鄂西盆地（图3-4-5），推测形成复杂台地边缘的起因与张裂构造背景下发育的不同走向正断层有关。

分布于川中地区的龙潭组表现为典型含煤碎屑岩（龙一段、龙三段）夹碳酸盐岩（龙二段）的“夹心饼”岩性组合特征，即潮坪三角洲沼泽相夹开阔台地相沉积，反映为一个由浅-深-浅的完整三级层序。盆地西部，受西南部康滇古陆的影响，发育了一套海陆交替相潮坪沼泽含煤沉积和灰泥坪沉积；华蓥山、綦江观音桥等多处均见龙潭组煤系地层，是滨岸沼泽相的典型特征（图3-4-6）。盆地西南部发育大量大陆裂谷型层状基性玄武岩和侵入岩，受其影响，川西北旺苍大两吴家坪组见薄层泥晶灰岩夹硅质岩，代表盆地相沉积，梁平—开江地区开始出现较深水沉积，川东华蓥山一带出现台洼沉积。川西绵竹天池仍见浅灰色亮晶砂屑灰岩，为台地边缘相。湖北利川红椿沟发育薄层泥晶灰岩夹泥质岩，为盆地相特征。

图3-4-5 四川盆地及邻区PSQ4（龙潭组/吴家坪组沉积期）岩相古地理图

图3-4-6 华蓥山龙潭组沉积特征

A.下煤层段，薄-中层褐色泥质粉细砂岩夹碳质泥岩，潮坪沼泽；B.中部灰岩段，灰色中-厚层泥晶生屑灰岩，见燧石团块，开阔台地相；C.上煤层段，薄层黑色碳质泥岩与薄层泥质粉砂岩互层，潮坪沼泽

4.PSQ5（相当于长兴组沉积时期）岩相古地理

长兴组沉积期，古地理面貌总体继承了前期的格局，但随着张裂及差异升降作用的持续进行，康滇古陆及其陆相、海陆过渡相沉积范围减小，海侵范围即开阔台地相面积更大，开江-梁平盆地相面积也明显增大，并在川中地区出现了面积较大及分布稳定的台内洼地亚相区，在台地边缘及台内大量发育生物礁，形成典型的弱镶边—镶边型台地边缘（图3-4-7）。

该沉积期的康滇古陆依然存在，从川西南地区分布的宣威组三、四段沉积特征来看，总体并未发生大的变化，依然保持了河流相沉积环境。长兴组主体表现为开阔台地相环境，以中-厚层状生屑泥晶灰岩夹泥质灰岩为主，局部发育以泥亮晶生屑灰岩为主的台内滩亚相以及以生物礁灰岩为主的台内点礁。与前期岩相不同的是，该期出现了分布面积较大的台内洼地亚相，主要表现为泥质灰岩、钙质泥岩夹生屑泥晶灰岩沉积。长兴组沉积期的台地边缘相已经发展成为以发育生物礁为主的弱镶边—镶边型台地边缘，其生物礁主要属于障积礁及骨架礁。在川西北台地边缘可能以发育台缘滩相生屑砂屑灰岩为主，生物礁并不十分发育。开江-梁平盆地SW侧台地边缘主要为弱镶边型台缘，其沉积斜坡坡度较小。

开江-梁平盆地及城口-鄂西盆地相区沉积了大隆组深水沉积物，其岩性主要为深灰色薄层状泥质灰岩、生屑泥晶灰岩夹硅质岩、黑色炭质泥岩、钙屑浊积岩，总体富含有机质，是一套优质烃源岩。

（二）早-中三叠世岩相古地理

1.TSQ1-TSQ2（相当于飞仙关组沉积期）岩相古地理

飞仙关组可以识别出两个三级层序（TSQ1-TSQ2）。该层是油气勘探的重点层系，因此以体系域为岩相古地理图的成图单元。TSQ1-TST、TSQ1-HST、TSQ2-TST、TSQ2-HST大致对应岩石地层的飞一段、飞二段、飞三段和飞四段。

（1）TSQ1-TST（相当于飞仙关组飞一段沉积期）岩相古地理

三叠纪早期，四川盆地及邻区总体继承了上二叠统长兴组沉积期的沉积格局，但开江-梁平盆地相区和川中台洼面积减小（图3-4-8）、水体深度明显变浅，台缘及台内生物礁消失而以发育鲕粒滩为特色。广大的川中、川东地区主要沉积了薄层泥晶灰岩、泥质灰岩夹颗粒灰岩等，为大川中开阔台地相区。在开阔台地内部高能地带发育大面积鲕粒滩体，如川中的水口场（水深1井）—广安（广参2井）地区鲕粒灰岩可厚达30～40m、卧龙河（卧51井）地区鲕粒灰岩厚20～30m、磨溪（磨溪1井）地区厚10～15m。在开阔台地内部局部还发育了台内洼地，其中主要沉积了灰色钙质泥岩夹少量风暴成因的透镜状泥晶砂屑灰岩。康滇古陆周缘为一套河流相碎屑岩沉积，相当于东川组，其岩性主要为紫红色砂岩、泥岩、页岩，具河流相“二元”结构，发育槽状及板状交错层理、波痕等。河流相与开阔台地相之间发育混积潮坪相。在台地边缘之外发育了斜坡相及盆地相，斜坡相主要沉积了薄层泥晶灰岩、泥质灰岩夹砾屑灰岩、钙屑浊积岩，可见滑动变形层理。在盆地相中则主要沉积了薄层泥晶灰岩、泥质灰岩夹页岩等。

图3-4-7 四川盆地及邻区PSQ5（长兴组沉积期）岩相古地理图

图3-4-8 四川盆地及邻区TSQ1-TST（飞仙关组一段沉积期）岩相古地理图

（2）TSQ1-HST（相当于飞仙关组飞二段沉积期）岩相古地理

与前期相比，该期沉积水体总体变浅。川西南、川中地区的陆源碎屑沉积区明显扩大，大川中开阔台地面积减小，同时鲕粒岩主要集中发育于台地边缘，万源-开县台地更为局限并演变为蒸发台地（图3-4-9）。康滇古陆周缘河流相沉积范围更大，由于陆源物质的供应增加，导致混积陆棚相沉积范围也更大，主要沉积了一套暗紫红色泥质灰岩、页岩。万源-开县台地发育了较多的蒸发岩，主要沉积了膏质白云岩、泥晶白云岩及石膏，属于较典型的蒸发台地膏质潟湖沉积。台地边缘鲕粒滩坝厚度较大且集中分布，如罗家寨—普光一带与元坝—龙岗一带，鲕粒岩的累积厚度最大可达80～90m，单层厚度最大可达40m。盆地周缘绵竹雎水剖面、江油鱼洞梁剖面、云阳沙陀剖面、酉阳丁市老鹰庄剖面、来凤龙潭坝剖面等都见到厚层-块状鲕粒滩沉积，为川西北绵竹-剑阁台缘带及川东城口-鄂西台缘带存在的标志。台地内部亦有小型鲕粒滩体分布，其滩体累积厚度不大，一般小于20m，且单层厚度较小，如广安、丰都地区。

开江-梁平盆地相区由于以来自其南西侧大川中台地相区的碳酸盐灰泥、陆源泥质及台缘带鲕粒等为主的大量沉积物的快速充填，形成了厚达260m的泥质灰岩、钙质泥岩夹钙屑浊积岩（泥亮晶鲕粒灰岩），进而使其深水盆地相分布范围逐渐变小，直至该高位体系域沉积晚期消亡。

（3）TSQ2-TST（相当于飞仙关组飞三段沉积期）岩相古地理

层序TSQ2海侵体系域沉积期为另一个海侵期，陆源碎屑物沉积范围减小，浅水碳酸盐台地范围扩大。与前期沉积面貌相比，最大的变化是开江-梁平盆地相区消失并代之以台内洼地沉积（图3-4-10），早期盆地相区或斜坡相区，如广元—南江—城口一带演化为台地边缘，发育厚层鲕粒滩体，在川西地区的让水、通口、汉旺、茶坪、龙王庙及大飞水等露头剖面均发现了鲕粒滩沉积，表明该时期的台地边缘沿绵竹—剑阁—广元—南江—城口一带展布。盆地内整体呈现为一个较为宽阔、平坦的混积陆棚—碳酸盐台地。沿康滇古陆周缘仍然发育河流相沉积，向东过渡为混积陆棚相，主要沉积了紫红、紫灰色泥页岩夹介壳灰岩。开阔台地相分布范围广，主要沉积了薄层状泥晶灰岩夹中厚层状砂屑灰岩、鲕粒灰岩，台地内部发育多个具一定规模的鲕粒滩体，主要分布于川东、川中、川东北地区。

（4）TSQ2-HST（相当于飞仙关组飞四段沉积期）岩相古地理

层序TSQ2高位体系域沉积期为一个明显的海退过程，水体逐渐变浅，碳酸盐岩减少，泥质岩增多，碳酸盐台地由前期的开阔台地演变为局限甚至蒸发台地（图3-4-11）。康滇古陆周缘依然为河流相沉积，其东侧的混积陆棚沉积了紫灰、紫红色泥页岩夹泥质灰岩及介壳灰岩。局限台地沉积岩性为暗紫、褐红色泥页岩。磨溪—龙女寺和河湾场地区局部有薄层鲕粒滩分布。川东地区为蒸发台地相区，岩性主要为暗紫色泥岩、泥晶白云岩、泥质灰岩、石膏及膏质白云岩，其石膏累积厚度可达8～9m。

2.TSQ3-TSQ4（相当于嘉陵江组沉积时期）岩相古地理

（1）TSQ3（相当于嘉陵江组嘉一二段沉积期）岩相古地理

嘉陵江组TSQ3-TST沉积期，研究区从西南到东北依次发育陆相、碎屑潮坪相、开阔台地沉积（图3-4-12）。西南部康滇古陆发育陆相冲积平原紫红色碎屑岩沉积；康滇古陆周边主要为碎屑潮坪相碳酸盐岩-碎屑岩沉积；盆地内部主要为开阔台地灰质沉积，川中北凹陷处发育台内洼地沉积，主要分布于宣汉—邻水—梁平一带；值得注意的是，在古地貌相对高部位，如川鄂交界的云阳、石柱一带，台内滩发育，其厚度较薄且变化较为舒缓，岩性以泥晶-细粉晶灰岩为主夹鲕粒灰岩或呈互层状，鲕粒灰岩、生屑灰岩、粒屑灰岩较为发育，单层鲕粒灰岩最厚可达10m，颗粒灰岩中可以见到斜层理与交错层理，泥细粉晶灰岩中可以见到蠕虫状与条带状构造，生物碎屑较发育。

图3-4-9 四川盆地及邻区TSQ1-HST（飞仙关组二段沉积期）岩相古地理图

图3-4-10 四川盆地及邻区TSQ2-TST（飞仙关组三段沉积期）岩相古地理图

图3-4-11 四川盆地及邻区TSQ2-HST（飞仙关组四段沉积期）岩相古地理图

图3-4-12 四川盆地及邻区TSQ3-TST（嘉陵江组一段沉积期）岩相古地理图

嘉陵江组TSQ3-HST沉积期，研究区从西南到东北依次发育陆相、碎屑潮坪相、局限台地沉积（图3-4-13）：盆地内部主要为局限台地云坪沉积，川中北坳陷处发育潟湖亚相，膏质云岩为主，主要分布于宣汉、潼南一带；在川鄂交界处云阳—石柱一带，继承了嘉一期台内滩环境，但滩体范围明显缩小。

（2）TSQ4（相当于嘉陵江组嘉三四段沉积期）岩相古地理

嘉陵江组TSQ4-TST沉积期，研究区从西南到东北依次发育陆相、碎屑潮坪相、开阔台地沉积（图3-4-14）。由于康滇古陆上升缓慢，地势趋于平缓，古陆剥蚀强度降低，因此碎屑岩沉积范围进一步萎缩，海侵范围更广；盆地内部主要为开阔台地灰质沉积，川中坳陷处发育台内洼地沉积，主要分布于广安一带；在川鄂交界处云阳—石柱一线以东，为古地形的高部位，明显继承发育台内滩，主要为一套鲕粒灰岩、生屑灰岩夹含粒屑泥—微晶石灰岩，颗粒灰岩全段发育。

嘉陵江组TSQ4-HST沉积期，研究区从西南到东北依次发育陆相、碎屑潮坪相、局限台地沉积（图3-4-15）。康滇古陆的影响已经逐渐减弱甚至消失，碎屑岩沉积很少，依然是西薄东厚、西高东低的格局，但已经呈现均一化。盆地内部主要为局限台地蒸发岩沉积，川中北坳陷处发育潟湖亚相，膏盐为主，主要分布于宣汉—通江—合川一带。

3.TSQ5-TSQ6（相当于雷口坡组沉积期）岩相古地理

（1）TSQ5（相当于雷口坡组雷一二段沉积期）岩相古地理

TSQ5-TST沉积期，盆地自西到东依次发育盆地、斜坡、台地边缘、局限台地沉积（图3-4-16）。盆地西部和西北缘广元—江油一带，发育台地边缘滩亚相沉积；盆地中部川中地区存在一些近东西向或北西南东向的继承性的次级低隆起，将盆地中部分隔成洼隆相间的格局，相对洼地处演化成潟湖亚相环境，潟湖主要分布在川中营山地区等；相对隆起处则发育台内滩亚相，由砂砾屑白云岩、藻屑白云岩组成，它们广泛分布于川中坳陷与泸州-开江古隆起的转折部位或交接处等地势变化处，而这些部位也常常是水动力条件由弱变强的地带。

TSQ5-HST沉积期的环境与TSQ5-TST时期相似，仅陆源碎屑沉积区及膏盐潟湖有所扩大。台内滩范围大大缩小，仅零星分布在川中观音场、资阳和达州等地区（图3-4-17）。

（2）TSQ6（相当于雷口坡组雷三四段沉积期）岩相古地理

TSQ6-TST沉积期是快速海侵时期，海平面较高，水体较深，障壁后的地区和毗邻的开阔海之间水体的自由流通能力大为改善，以开阔台地相沉积为主；研究区从西到东依次发育盆地、斜坡、台地边缘、开阔台地沉积（图3-4-18）。盆地中部相对洼地处演化成台内洼地亚相环境，主要分布在川中遂宁—营山地区等。值得关注的是，盆地西部和西北缘广元—江油一带，广泛发育台地边缘滩亚相有利相带沉积，主要由砂砾屑白云岩、藻屑白云岩组成。

TSQ6-HST沉积期为快速海退时期，盆地内部以局限台地沉积为主，研究区从西到东依次发育盆地、斜坡、台地边缘、局限台地沉积（图3-4-19）：川中南充—西充地区及川中西成都等地区广泛发育潟湖沉积，主要沉积蒸发盐类（膏盐）；龙岗—营山地区局部发育有利相带——台内滩亚相。

四川盆地边缘古隆起、古陆及盆内古隆起、坳陷的存在和演化以及海平面升降旋回控制了四川盆地嘉陵江-雷口坡组纵向上“云灰”间互的沉积演化特征：大规模海侵（TST）时期，随着海平面的大幅度上升，盆地内部海水与障壁后的开阔海自由交流，盆地内部主要为开阔台地灰质沉积，坳陷处主要是细结构的微、泥晶灰岩台内洼地沉积（如嘉一段、嘉三段、雷三段）；大规模海退（HST）时期，此时海平面较低，由于边缘古隆起、古陆的障壁作用，大大限制了局限台地与外海的自由流通，盆地内部广泛沉积蒸发岩类，坳陷处沉积膏盐（如嘉二段、嘉四段、雷二段、雷四段）。

图3-4-13 四川盆地及邻区TSQ3-HST（嘉陵江组二段沉积期）岩相古地理图

图3-4-14 四川盆地及邻区TSQ4-TST（嘉陵江组三段沉积期）岩相古地理图

图3-4-15 四川盆地及邻区TSQ4-HST（嘉陵江组四段沉积期）岩相古地理图

图3-4-16 四川盆地及邻区TSQ5-TST（雷口坡组一段沉积期）岩相古地理图

图3-4-17 四川盆地及邻区TSQ5-HST（雷口坡组二段沉积期）岩相古地理图

图3-4-18 四川盆地及邻区TSQ6-TST（雷口坡组三段沉积期）岩相古地理图

图3-4-19 四川盆地及邻区TSQ6-HST（雷口坡组四段沉积期）岩相古地理图

B. 中国海相岩相古地理特征及演化规律

2.2.2.1 中国主要海相沉积时期岩相古地理特征

中国海相沉积主要发育于中新元古代—古生代—早中生代，由于受中新元古代—古生代—早中生代地质构造运动的影响，中国海相沉积的岩相古地理具有独特的分布特征与演化规律。中新元古代为泛海洋期，90%以上为海洋所占据；震旦纪为海陆对峙期；早古生代以海侵为主，是地史上的广泛海侵期，海洋面积占3/4；晚古生代为海洋向陆地转化时期；中生代基本上完成了由海向陆的转化。本文参考了大量有关资料，汇编了13幅中国主要海相沉积时期岩相古地理图（图2-39～图2-51）。现将它们的主要特点简述如下。

图2-38 中国海相沉积环境综合模式示意图

类、腕足类、苔藓虫种属与生态均随环境变化而异。

（2）中国海相沉积古地理演化的差异性

中国海相沉积古地理演化的差异性既表现在纵向上（时间），也表现在平面上（空间）。

1）古地理演化的纵向差异性。受中国大地构造演化阶段性的影响，中国海相沉积古地理演化的纵向差异可分为5个基本阶段。

●中新元古代（1850～685Ma）阶段：这个阶段的主要特征为泛海洋期，海洋面积广阔，陆域面积小，陆与洋比值约为1/9，其间850Ma左右曾有一短期泛大陆。

●震旦纪（685～543Ma）阶段：陆域面积扩大，海陆基本对峙，陆与洋比值约为1/1.2。

●早古生代（543～400Ma）阶段：以海侵为主导，是中国地史上重要的海侵期，陆与洋比值约为1/3。

●晚古生代（400～250Ma）阶段：为海洋向陆地转化时期，早期以海退为主，中期有明显海侵，晚期又是海退，二叠纪—三叠纪之交250Ma联合古陆（Pangea）形成。

●中生代（250～65Ma）阶段：经海西运动和印支运动，海水大幅度退却，其间早侏罗世末180Ma左右联合古陆裂解。

三叠纪末，我国境内除青藏海、喜马拉雅海及东部海域外均已上升为陆，基本上完成了由海向陆的转化，进入了以陆相为主的中新生代地质历史新时期。

2）古地理演化的平面差异性。受中国大地构造深层三纵两横构造格局的影响，中国海相沉积古地理演化的平面差异性十分显着。中国大地构造深层的三纵（北北东向）和两横（东西向）分带及两者的交切成块，构成了中国晋宁期—印支期古构造格局的块带结构。这种结构铸就了中国中新元古代—三叠纪海相沉积古地理演化的南北、东西分异。分异的总体特征是海相盆地发育北早南晚、西早东晚。从汇编的中国中新元古代—晚石炭世岩相古地理图（图2-39至图2-51）可以看出，以贺兰山-龙门山为界西部海相沉积明显多于东部海相沉积；以天山-阴山为界北部海相沉积明显多于南部海相沉积，海相沉积发育北早南晚、西早东晚的原因，除东、西、南、北构造特征的差异外，还与中国中新元古代—石炭纪北有古亚洲洋，西、西南有古特提斯洋密切相关。

C. 早寒武世岩相古地理

(一)露头剖面沉积特征分析

寒武系主要出露于西北缘柯坪地区及东北缘库鲁克塔格地区,北缘哈尔克山南坡小铁列一带也有出露。柯坪地区寒武系主要分布在奇格布拉克、尤尔美那克、苏盖特布拉克和肖尔布拉克一带,常与上震旦统奇格布拉克组相伴, 上寒武统还出露于柯坪县同古四布隆、柯坪县西北水泥厂及巴楚县达坂塔格一带。

肖尔布拉克剖面和苏盖特布拉克剖面, 属柯坪地层分区, 寒武系为一套浅水碳酸盐岩沉积。莫合尔山-乌里格孜塔格剖面和雅尔当山剖面属于库鲁克塔格-塔东地层分区,寒武系为斜坡-盆地相沉积。

1. 肖尔布拉克剖面

肖尔布拉克剖面位于阿克苏市西南约45km, 主要出露下寒武统和中寒武统, 上寒武统出露不全。

(1)玉尔吐斯组 (Є¹y)玉尔吐斯组, 厚18.6m。岩性主要为浅黄色中—薄层含泥质泥晶白云岩、灰色薄—中层细晶白云岩、灰—浅灰色薄层状砂砾屑磷块岩与灰、紫红、黄色组成的杂色薄层泥页岩不等厚互层,底部为浅紫红色中薄层泥岩与灰黑色中薄层磷质硅质岩互层,与下伏上震旦统奇格布拉克组浅灰色白云岩呈假整合接触。岩性特征表明, 在寒武纪早期, 快速的海进导致该地区进入水深较大、水体安静的外缓坡或浅海盆地环境。

(2)肖尔布拉克组 (Є¹x)

肖尔布拉克组厚146.4m, 可分为上下两段。下段厚108m, 以浅灰—灰色薄到中层粉细晶白云岩夹深灰色薄层硅化泥—细晶白云岩为主, 局部水平纹层、波状纹层发育,偶见藻纹层, 化石以三叶虫为主,另有个别腕足类、小壳化石, 为水体安静的潟湖环境;上段厚36.7m, 以浅灰—灰白色厚层—块状白云岩、藻纹层白云岩、藻纹层叠层石粉—细晶含硅质白云岩、厚层—块状亮晶砾屑、砂屑 (藻屑)白云岩为主, 局部水平纹层发育, 顺层见大量鸟眼构造。下段形成于水体相对较浅, 水体能量相对较高的开阔—半局限台地中的低能滩环境。

(3)吾松格尔组 (Є¹w)

吾松格尔组分为上、下两段, 下段厚88.4m, 上段厚52.9m。吾松格尔组总体上为灰色、灰黄色、浅灰色中—薄层残余颗粒粉—细晶白云岩夹泥质白云岩, 水平纹层、微波状纹层比较发育。在吾松格尔组沉积期, 盆地西北缘水体交换不畅, 为局限台地环境; 局部颗粒含量较高, 说明低能颗粒滩在部分地区发育。

总体而言, 肖尔布拉克地区在早寒武世经历了玉尔吐斯期快速海侵和肖尔布拉克期—吾松格尔期持续海退的过程。海侵期接受了一套较深水灰黑色磷质岩及浅紫红色薄层泥岩沉积, 水平纹层发育, 并含海绵骨针、小壳化石等, 海退期该地区进入局限台地环境, 水质洁净、平静。

2. 苏盖特布拉克剖面

苏盖特布拉克剖面位于肖尔布拉克剖面东约20km处, 出露不全, 缺失上寒武统。

(1)玉尔吐斯组 (Є¹y)

玉尔吐斯组厚29.9m, 分为3层结构。下部为黑色磷矿层和黑色页岩层, 含海绿石砂岩层 (图版1, 图1～2)和横向厚度变化较大的灰黄色细—中晶白云岩; 中部为黑色泥页岩夹薄层状泥晶灰岩; 上部为中薄层泥晶灰岩夹灰黑色泥岩, 向上泥岩减少, 近顶部可见似瘤状构造。玉尔吐斯组整体表现为水体较深环境的产物, 到晚期, 水体逐渐变浅。

(2)肖尔布拉克组 (Є¹x)

肖尔布拉克组厚184.8m, 也可分为3段。 下段厚45.7m, 岩性以灰—深灰色薄层白云质灰岩、灰质白云岩、白云岩, 薄层状粉晶白云岩、硅化白云岩为主, 层状孔洞发育(图版1, 图3); 中段厚约105m, 以灰色—灰白色中厚层粉晶白云岩、粉—细晶白云岩,硅化粉晶白云岩为主, 中部水平纹层发育, 至上部变为灰色、浅灰色块状粉细晶白云岩;上段厚40.1m, 岩性为灰色、浅灰色中—薄层粉晶白云岩夹泥质白云岩和硅质岩薄层 (条带), 颜色呈现深灰—灰色的韵律性变化, 每个韵律层厚约4～6m, 可见水平纹层。 肖尔布拉克组中上部发育藻礁, 礁体形态和迁移特征明显 (图3-2-1)。单个礁体规模较大,最高可达40m, 礁体向北北东方向进积。 肖尔布拉克组沉积期该地区处于台地边缘相带。

图3-2-1 苏盖特布拉克剖面肖尔布拉克组

(3)吾松格尔组 (Є¹w)

吾松格尔组厚69m, 可以分为上、下两段。下段为灰色、深灰色薄层—纹层状页岩夹白云岩纹层、深灰色薄层微晶白云岩构成的旋回, 下部旋回厚度较大, 页岩层和白云岩层相当, 上部旋回厚度变小, 泥质含量增加, 白云岩与页岩呈互层状。 上段为深灰色含粉屑泥质微晶白云岩、薄层粉晶泥质白云岩, 呈现出薄—极薄层灰—深灰色白云质泥岩—泥质白云岩—白云岩的韵律变化, 以泥质白云岩为主。岩性特征表明, 该时期以水体安静的局限台地环境为主。

该地区经历了早寒武世早期快速海侵后, 在缓坡背景下形成了以藻类为主要生物类型的台地边缘建造, 该建造具有典型的礁体空间形态和明显的迁移特征。吾松格尔期, 台地边缘向外快速迁移, 该剖面位置逐渐过渡为局限台地环境。

3.莫合尔山-乌里格孜塔格剖面

(1)西山布拉克组

西山布拉克组厚129.2m, 以黄褐—灰黑色硅质岩、黑—深灰色薄层硅质岩夹灰色厚层状凝灰岩和少量泥质灰岩透镜体为特征。底部和中上部夹灰绿色块状基性火山岩。顶部为8m厚的浅灰色厚层砂质灰岩。

(2)西大山组

西大山组厚65m, 下部30m为浅灰色薄层灰岩与钙质页岩互层, 上部35m为灰色薄层灰岩夹少量钙质页岩。

从岩性特征可以看出, 在早寒武世, 该地区为广海陆棚-盆地环境。

4. 雅尔当山剖面

雅尔当山组厚54.47m, 底部为含砾白云质岩屑砂岩夹硅质岩; 中部为深灰色白云岩夹黑色硅质岩与暗黄色、绿色辉绿岩; 上部为黑色泥质硅质岩、硅质页岩夹白云质灰岩、硅质岩和泥岩。 总体上为水体较深的盆地环境。

综上所述, 塔里木盆地西北缘露头区在早寒武世表现为外缓坡→台地边缘→局限台地的演化过程。早期,快速的海侵使该地区水深迅速增加,形成一套较深水沉积;早寒武世中期, 在缓坡背景下形成以藻礁为特征的台地边缘建造, 随着台缘带的向外迁移,在早寒武世晚期过渡为局限台地环境。东北部露头区则在早寒武世保持稳定的深水盆地相, 以薄层灰岩、泥质硅质岩、泥岩等为主。

(二)覆盖区钻井剖面沉积特征分析

盆地内钻遇寒武系的探井较少, 主要集中在巴楚、塔北和塔东地区, 如康2井、和4井、同1井、英买36井、牙哈5井、塔东1井和英东2井等。覆盖区下寒武统可划分出碳酸盐岩台地、斜坡、盆地几个大相区, 每个相区又可以按照各自的特点分为不同的亚相(表3-2-1)。

1. 塔北地区

塔北地区下寒武统以白云岩和白云质灰岩沉积为主, 表明塔北地区水体与外海交换的渠道相对比较通畅, 以半局限—开阔台地环境为主。

例如英买36井钻进下寒武统吾松格尔组103m (未钻穿), 岩性为巨厚层白云岩、灰质白云岩, 夹中厚层白云质泥岩及泥岩, 属局限台地潮坪环境。牙哈5井肖尔布拉克组厚89m, 以深灰—褐灰色泥晶白云岩为主, 夹薄层含泥 (泥质)白云岩和灰质白云岩; 吾松格尔组厚272m, 下部褐灰色泥粉晶白云岩与粉屑灰岩呈韵律层, 深灰色泥粉晶云岩中见水平纹层, 中部深灰色泥晶白云岩与粉砂屑白云岩, 上部为紫红色间夹灰绿色灰质白云岩。 总体上为局限—半局限台地环境。

表3-2-1 塔里木盆地中西部下寒武统钻井综合沉积相特征

▽: 完钻。

2. 塔中-巴楚地区

塔中地区塔参1井下寒武统厚120m, 缺失玉尔吐斯组。 肖尔布拉克组厚50m, 岩性主要为浅褐灰—褐灰色白云岩。该组顶部第25次取心, 下部为灰黑—深灰色泥质白云岩,见水平纹理; 上部灰黑色膏溶角砾岩, 角砾为泥质白云岩, 白云石胶结。 吾松格尔组厚70m. 岩性以褐灰色白云岩为主. 夹灰色石膏、褐灰色含膏白云岩、灰黑色页岩。 总体上属于局限台地潮坪环境。

巴楚地区下寒武统下部多以白云岩为主, 向上膏盐岩含量增多,反映了在炎热干燥古气候环境下, 沉积环境由局限台地向膏盐潟湖的转变。例如方1井吾松格尔组厚269m,岩性由厚层含泥白云岩、含膏白云岩, 逐渐过渡为中厚层白云质膏岩、含泥膏岩。

3.塔东地区

塔东地区下寒武统以反映较深水环境的灰黑色薄层硅质泥岩、泥质泥晶灰岩为主。例如塔东2井雅尔当山组厚94m, 以灰黑色、黑灰色泥岩、灰质泥岩夹白云岩、含泥灰质白云岩及含泥灰岩为主, 属于欠补偿盆地环境。

(三)地震资料沉积地质特征分析

近年来, 碳酸盐岩沉积结构的地震成像技术取得了显着的进步, 使得解释人员能够更好地描述碳酸盐岩台地复杂的演化史。将岩相分析与地震反射形态相结合, 使我们对碳酸盐岩沉积和早期成岩作用的控制因素有了更为真实的理解 (Gregor P.Eberli等,2004)。

1. 地震相分析

下寒武统地震相可分为7个相区: 中频连续反射区、S形斜交前积相、丘状杂乱弱反射区、中频亚平行连续相; 1～2个相位强振幅连续相超覆区、1～2个相位较强反射区、顶底连续中间弱反射区 (图3-2-2)。

从地震剖面观察, 塔东地区下寒武统厚度减薄的原因是沉积造成的。反射特征从西向东为中频亚平行较连续相—丘状杂乱弱反射相—S形斜交前积相—中频连续反射相, 反映出轮南-古城地区的古坡折带; 同样,在罗西地区也发育一个对称的坡折带, 由于资料较差, 特征不是很明显。

塔西南-塘古孜巴斯地区的厚度减薄则可能是构造运动造成的。地震剖面上可见到大量的上超现象,特别是在塔西南凹陷主体部位缺失下寒武统(图3-2-3),在早加里东期发育北西向的古隆起, 而且隆起向东延伸,造成塔西南-塘古孜巴斯凹陷区下寒武统沉积较薄, 向西昆仑山前急剧加厚。

2.地震资料的沉积地质特征分析

利用地震资料可以揭示地下沉积体的几何特征。不同类型沉积体在地震剖面上有不同的反射特征,根据这些特征的地震反射可以直接确定相应沉积相带的时空分布特点,甚至可以确定沉积体的类型。例如利用地震剖面确定台地边缘的空间展布和碳酸盐岩台地类型, 以及确定礁 (丘)体的位置、规模等。

图3-2-2 塔里木盆地下寒武统地震相图

图3-2-3 塔西南地区下寒武统地层超覆关系(Tg6-1拉平)

(1)台地边缘-台缘斜坡-盆地相带的确定

向台地方向增厚, 向盆地方向变薄, 存在地形坡度变化的反射特征, 是在地震剖面上确定台缘斜坡位置的有效手段, 进而可以确定盆地相及台地边缘相带的分布, 具体如下:

碳酸盐岩台地外侧沉积的台缘斜坡坡脚通常为20～30°(Schlager和Camber, 1986),有时达到45° (Kenter, 1990), 甚至局部出现垂直甚至外突的斜坡 (Grammer和Gins-burg, 1992; James和Ginsburg, 1979), 这通常是由有机质粘结作用导致的。碳酸盐斜坡脚沉积显示下超、交互的上超和下超, 或者仅仅是上超。另外, 这些沉积可以通过变薄而聚集, 过渡为盆地沉积。 厚度薄, 通常只有一个地震反射轴, 横向厚度变化不大, 强振幅, 连续性好是盆地相的典型地震反射特征。

盆地内斜坡通常始于地层厚度开始变厚的点, 终止于地层厚度最大的点, 或者是厚度开始变得稳定的点。具体情况取决于台地的类型, 前者多为镶边型和远端变陡型台地, 后者多为等斜缓坡型台地。形态上为一向盆地方向变薄的楔状体, 以中—强振幅、中等—好连续性地震反射为特征, 靠近台地边缘位置可见到杂乱或丘状反射, 可能为斜坡滑塌产物或台缘斜坡内侧的灰泥丘反射 (图3-2-4)。

图3-2-4 塔里木盆地轮南地区寒武系碳酸盐岩台地边缘地震反射特征

(2)开阔台地—局限台地相带

开阔台地—局限台地相位于碳酸盐岩台地内部。过去, 学者们通常认为台地内部是没有区别的广阔的浅水区域, 在这里碳酸盐通过加积的方式生长, 向上变浅的沉积序列在横向上分布广泛。然而随着地震资料品质和分辨率的提高, 碳酸盐岩台地内部的地层几何形态逐渐被揭示。例如阿曼白垩系碳酸盐岩台地不是简单的 “层状蛋糕” 形态, 而表现为更为复杂的内部结构 (Henk Drpste等, 2004)。

下寒武统碳酸盐岩台地内部通常表现为中—高振幅、中—好连续性平行或亚平行地震反射特征 (图3-2-5), 表明台地内部基本上是 “层状蛋糕” 式的地层结构, 沉积结构分异不明显, 相对比较简单。部分地区的丘状反射或者地层增厚现象与下寒武统上段的膏(盐)岩沉积有关。

图3-2-5 塔里木盆地寒武系碳酸盐岩台地内部地震反射特征

这里要强调的是, 在进行地震沉积解释时要特别注意后期构造变形以及中寒武统膏盐岩形变所产生的影响, 以免对地震信息作出错误的解读。

根据Tg7—Tg8地震层序所反映出来的地层几何形态特征, 可以准确的判断台缘斜坡的位置, 结合地震层序内部的反射结构, 从而确定台地边缘相带的位置, 将不同反射特征标注在测网图上 (图3-2-6), 可以明确台地边缘相带的空间展布, 做到重要沉积相带的精细刻画。

(四)地层厚度图分析

利用全盆地地震解释成果得到塔里木盆地下寒武统厚度图 (图3-2-7)。下寒武统厚度具有以下几个特点:

1)东西厚, 中间薄。库南1井—古城4井一线以西, 罗西1井以东, 地层厚度要远大于之间的部分。

2)阿满过渡带之间的地层厚度变化趋势相对平缓,古城地区表现的尤为明显, 表明在早寒武世, 古城地区可能表现为碳酸盐缓坡, 而非镶边碳酸盐岩台地。塔西南地区地层厚度变化平缓, 同样表明该地区为一向西南方向倾斜的碳酸盐缓坡;伽师-麦盖提-和田一带为零厚度区, 根据地震反射特征判断是隆升作用造成的地层缺失。

3)轮南—英买力—塔中30井之间存在厚度高值区, 可能与碳酸盐产率有关。

图3-2-6 塔里木盆地中西部Tg7—Tg8地震层序沉积解释

图3-2-7 塔里木盆地下寒武统厚度图

(五)岩相古地理特征

总结归纳露头、钻井和地震相反映的不同沉积相带的特征, 结合区域地质背景, 编制了早寒武世岩相古地理图 (图3-2-8)。塔里木盆地早寒武世岩相古地理格局具有以下几个特点:

1)早寒武世, 碳酸盐岩台地东部台缘位于轮南1井—塔中32井—塔中5井一线, 并由塔中5井向西南方向延伸, 根据地震剖面解释和地层等厚线特征, 推测台地西南部台缘相带位于民丰-于田-叶城-喀什一带。

2)盆地西北缘露头区苏盖特布拉克剖面肖尔布拉克组台地边缘礁的出现表明早寒武世碳酸盐岩台地西北侧台缘带位于阿克苏市和乌什市之间。

3)碳酸盐岩台地的样式在不同地区有所差异——在东部和北部表现为镶边型或弱镶边型, 而在西部和南部可能表现为碳酸盐缓坡。

4)伽师-麦盖提-和田一带缺失下寒武统, 可能是由于古地形相对较高, 在早寒武世暴露所致。据此推断, 该地层缺失带为同沉积隆起; 而玛南和塘南地区的地层厚度低值区, 未见到明显的地层缺失现象, 可能为水下低隆。

5)开阔台地环境中, 水体循环通畅, 养分含量较多, 碳酸盐产率较高, 而局限台地环境下, 碳酸盐的产率相对较低。据此判断台地内部东北部地层相对高值区为开阔-半局限台地环境, 其他部分为局限台地环境。

D. 岩相古地理演化

4.2.1 早中三叠世岩相古地理

昌都地区早中三叠世岩相古地理继承了晚二叠世末的基本格局，除北部的弧-盆区和微陆块的东侧局部见海相沉积外，大部分区域为隆升的古陆和冲积相沉积。

早三叠世印度期，本区东西两侧分布着三个古陆，它们分别为金沙江古陆、青尼洞古陆和类乌齐古陆（图4.1）。对应海平面下降的结果是，古陆面积较晚二叠世末进一步增大，所提供的陆源碎屑物大部分被堆积在冲积环境中，少量的填积在早先形成的海水深凹处。显然，海水入侵的方向与晚二叠世相比仍来自西北方向（罗建宁等，1992），但不排除来自东边金沙江洋的可能。印度期沉积的一个最大特点是，岩相展布呈北北西向，与主构造线近乎平行，海相沉积仅局限发育在岛弧区、弧后区与靠弧-盆区的昌都微陆块东侧等少部分地区。从岩相古地理格架看，似乎这个时期已展现出岛海格局的弧-盆体系雏形。在弧-盆区，以江达普水桥组为代表，沉积一套陆相至滨岸、陆棚相的含砾粗砂岩、长石石英砂岩夹鲕粒灰岩、安山质火山岩与英安质火山岩，厚604～1000 m，产双壳、腹足与菊石等化石。这一时期的江达陆缘弧系东侧金沙江洋向西俯冲的结果；其以紫红色残积相花岗质底砾岩不整合覆于海西期花岗岩体之上，该不整合面也是俯冲作用的表现。在微陆块边缘，靠东侧的青尼洞至贡觉一带形成了碰撞型火山岩，以马拉松多组或夏牙村组为代表，由陆相到海相的下部碎屑岩夹灰岩与上部中酸性火山岩夹碎屑岩组成，产双壳类化石，厚超过100 m至超过2200 m。早三叠世印度期末的海退使青尼洞—贡觉一带也隆升为陆，至此昌都微陆块全部隆起。

图4.1 昌都地区早三叠世印度期岩相古地理

到了奥伦克期，仅在弧-盆区北段的江达、同普等地见有区侠弄组台缘浅滩-潮坪相组合（图4.2），主要为一套鲕粒灰岩，砂或砾屑灰岩与泥晶灰岩，偶夹弧火山岩沉积，厚14～330 m。据区域资料分析，该期因地层缺失未能见到相应深水沉积相，推测于生达弧后区与江达岛弧的东侧可能存在较深水海相沉积物，现今可能已被埋藏或侵蚀掉。

中三叠世安尼期，同样的古地理格架展布在江达、同普与德登等岛弧区与可能的生达弧后区。色容寺组由滨浅海→斜坡相角砾状灰岩、火山浊积岩、鲕粒灰岩、砂屑灰岩、微晶灰岩夹硅质岩与弧火山岩组成，厚513～1095 m。此外昌都微陆块内沿澜沧江分布的吉塘至竹卡一带发育塔雅组滨浅海碎屑岩，厚＞2000 m。

中三叠世拉丁期，弧火山活动增强，岛弧区的弧内盆地发生强烈拗陷并沉积巨厚的火山源、内源、陆源浊积岩；纵向上构成反复的退积型与进积型的海底扇叠复，平面上沿北北西向主构造线成群展布。由北向南自江达的同普、江达、卡贡等地到阿中的娘西可以追索到沉积相从盆地黑页岩、放射虫硅质岩→斜坡碎屑流角砾岩与砂质浊积岩→混积陆棚灰岩夹砂、泥岩等水体变浅的过程。与该期相当的地层为瓦拉寺组，产双壳、菊石、放射虫、腕足与植物化石等，厚2209～2649 m。另外，强烈的板内碰撞型火山活动可能出现于吉塘—竹卡一带，其代表地层为竹卡组（T₂z）。

图4.2 江达-阿中岛弧北段下中三叠统沉积相柱状对比图

4.2.2 晚三叠世卡尼早期岩相古地理

卡尼早期是昌都地区岩相古地理格局发生转变的重要时期，东侧金沙江洋关闭，造山作用导致区内出现广泛的磨拉石相沉积。弧 盆区的岛海格局依然存在，但随古陆的隆起，海域向西向北缩小，沿北北西向展布的沉积相呈对称分布，自岛弧向弧后区从河流相→滨岸→陆棚→斜坡与深海相变化（图4.3）。弧区的江达一带，东独组主要为一套砾岩、砂岩与泥岩，夹滞后型的中酸性弧火山岩与泥灰岩，厚377～869 m。弧后区靠岛弧侧生达足那查叶口组由长石石英砂岩、板（泥）岩韵律互层夹介壳灰岩、喷流角砾状灰岩、角砾状硅质岩和硅质岩、重晶石岩层组成；砂岩具有鲍马序列组合，见槽模、重荷模等底痕构造与深水遗迹化石，厚1103 m。弧后区盆地凹处的日胆果至长青可等地，为深海相板（泥）岩夹砂岩、泥晶灰岩与拉张碱性系列的玄武岩，橄榄玄武岩沉积，厚＞2000 m。靠昌都微陆块克拉通侧稍北的面达组由混积缓坡泥晶灰岩、泥灰岩、生屑灰岩夹石英砂岩组成，厚＞1900 m；稍南的生尕—荣尕的确志尕组表现为河流相紫红色砾、砂与泥岩沉积，厚200 m。昌都微陆块内部的类乌齐—甲桑卡一带相对凹陷，自南而北沉积了河湖相→三角洲相→滨岸相或潮坪相的陆源碎屑岩夹少量泥晶灰岩、介壳灰岩。其他地区普遍隆升，在妥坝—芒康一带为甲丕拉组下段紫红色砾岩、含砾粗砂岩、岩屑长石砂岩与少量泥岩，厚200～320 m。在西侧的吉塘发育三角洲相的砾、砂岩和泥岩沉积，厚100～1039 m；在类乌齐镇的锅雪普组是由潮坪相砂岩、泥（页）岩韵律互层夹风暴形成的介壳灰岩，产双壳、腕足与植物化石，钻孔与生物扰动多见，厚＞300 m。此外，在南部徐中等地见有滨岸板岩夹砂岩沉积，厚＞271 m；该凹处海相沉积与江达海相沉积遥相呼应，也暗示着岛海格局的存在，海水有可能来自东侧早先的金沙江洋。

图4.3 昌都地区晚三叠世卡尼早期岩相古地理

4.2.3 晚三叠世卡尼中期岩相古地理

短暂的海平面上升和海侵作用导致海相沉积域扩大，陆相沉积与古陆面积缩减（图4.4）。尽管造山作用最终关闭了东侧的金沙江洋，然而造山后的滞后型弧火山活动与生达残留弧后盆的发育反而使弧-盆区的岛海格架变得更加清晰。在江达-阿中岛弧带为碳酸盐台地沉积，其中或多或少夹有滞后型弧火山岩，台缘浅滩相由含鲕粒的砂屑或砾屑或生屑亮晶灰岩夹泥晶灰岩、泥质灰岩组成，厚超过251～816 m，产双壳、菊石化石及其碎片。斜坡相在向北的长青可等地为礁角砾岩、角砾状灰岩与泥灰岩、页岩，厚＞454 m；在向南的江达地区为疙瘩状灰岩、砂、砾屑灰岩与泥晶灰岩夹砂岩，厚835～1298 m。在生达盆地西侧为缓坡相薄层泥灰岩、骨针泥晶灰岩、生物灰岩夹介壳灰岩与砂、泥岩，厚820～2250 m；盆地中央的深海相为泥灰岩与板岩互层夹砂岩、杂砂岩与拉张橄榄玄武岩等。与弧-盆区沉积不同，昌都微陆块仅接受河流→滨岸（潮坪）→陆棚的陆源碎屑沉积。在它与弧-盆区的交接带，发生陆源物质与内源物质的交叉与混合，正如图4.4所表示的那样。

4.2.4 晚三叠世卡尼晚期岩相古地理

海平面的相对下降，使海域向西北退缩，古陆增大；随之来源于古陆的陆源碎屑物质快速充足的供给中断了弧-盆区碳酸盐台地或缓坡的发育，在原先的台地或缓坡的地方逐渐被河流→滨岸→陆棚→斜坡碎屑岩夹少量碳酸盐岩、滞后弧火山岩所占据（图4.5）。岛弧区早先形成的深水凹处有充足的空间接纳大量的陆源碎屑与高峰期巨厚的滞后弧火山。相反弧后区的持续拉张沉陷出现碱性橄榄玄武岩与浊积砂岩、硅质岩夹泥灰岩，厚＞3000 m。此时期的青尼洞古陆可能沉降为水下隆起。经过卡尼晚期的陆源碎屑的充填和堆积，填平补齐作用使昌都地区成为一个大的火山、陆源碎屑陆架，为下一个主海侵期的到来形成了基础。

图4.4 昌都地区晚三叠世卡尼中期岩相古地理

图4.5 昌都地区晚三叠世卡尼晚期岩相古地理

4.2.5 晚三叠世诺利早期岩相古地理

伴随滞后弧火山活动的结束与弧后区拉张的中止，在一个总体向北向西倾斜的巨大碎屑陆架上，研究区内规模最大的海侵期形成的碳酸盐沉积向古陆超覆，东侧金沙江古陆和西侧类乌齐古陆最大程度地被淹没。在靠早先古陆的正地形上发育两条近平行展布的鲕粒和生物碎屑浅滩（图4.6）；岛弧的东侧为滩后的开阔台地、局限台地的泥晶灰岩、砂砾屑泥晶灰岩与风暴介壳灰岩，产双壳、腕足与珊瑚海百合茎化石；昌都微陆块西侧为潮坪相至局限台地相泥晶灰岩、鸟眼灰岩、白云质灰岩、砾屑泥晶灰岩夹介壳灰岩与石膏盐岩，产藻类、双壳与腕足、海百合茎化石。介于浅滩之间的大部分区域为较深水与深水缓坡相薄层泥灰岩、骨针泥晶灰岩夹介壳灰岩与砂屑泥晶灰岩、泥页岩，见遗迹化石与生物扰动构造，产菊石、双壳与腕足化石，及少量海绵骨针碎片。该相也发育于甲桑卡地区。斜坡相珊瑚礁角砾状灰岩与泥晶灰岩、砂砾屑泥晶灰岩，仅见于弧后区的格拉山至生达一带。深海相的薄层泥灰岩、泥晶灰岩夹硅质岩和钙质泥页岩可能见于徐中、长青可等地。与这一时期相当的地层分别为岛弧区、昌都微陆块区东侧的波里拉组、昌都微陆块西侧（类乌齐分区）的乱泥巴组和生达弧后区娘肯组。其岩相古地理具有三个大的特点：①古陆面积最小，提供最小限度的陆源物；②滞后弧火山与弧后区拉张火山活动均被中止，各种类型的沉积相中都无火山活动踪迹，相反，在此之前的每个时期在弧-盆区均有火山活动及其沉积物，甚至在昌都微陆块也偶尔见及；③在碎屑陆架基底之上，在昌都微陆块上形成一个大的碳酸盐缓坡，而在早先的弧盆区仍发育碳酸盐台地。

图4.6 昌都地区晚三叠世诺利早期岩相古地理

图4.7 昌都地区晚三叠世诺利晚期岩相古地理

4.2.6 晚三叠世诺利晚期岩相古地理

规模最大的海侵期过后，紧接着就是海退，海平面快速下降导致古陆面积扩大（图4.7）。与此相对应的结果是：一方面又一次发生碳酸盐沉积的中断以及台地与缓坡的消亡，这种反复的短暂海进海退引起快速的碳酸盐台地（缓坡）生长与灭亡似乎与当时的岛弧造山作用紧密相联；另一方面，三角洲与滨岸相陆源沉积物又较大范围地占据早先的碳酸盐缓坡，大体上由东向西对称地展布着滨岸相→陆棚相→斜坡相。在类乌齐古陆两侧发育着三角洲碎屑岩沉积。与该期相当的地层为阿堵拉组、菜俊卡组与桑多组第一至第三段。

4.2.7 晚三叠世瑞替期岩相古地理

很显然，该期岩相古地理具有诺利晚期的特征，海水继续向西北退出，古陆面积持续增加，毗邻古陆的三角洲沉积发育得更好。与前期不同的是青尼洞古陆重新浮出水面，供给陆源碎屑物质（图4.8）。与该期相当的地层为夺盖拉组、巴马组与桑多组第四段。

图4.8 昌都地区晚三叠世瑞替期岩相古地理

值得一提的是中侏罗世早期，除类乌齐、甲桑卡等地有海相沉积外，其他地区已全部隆升为陆。晚侏罗世以后昌都地区结束海相沉积，陆相与过渡相沉积覆盖全区，气候逐渐变得干燥起来，并在晚些时候发育石膏、盐岩与油页岩。

E. 岩相古地理图类型

岩相古地理研究与编图是一项理论性、综合性和实用性很强的基础地质工作。它是以沉积学理论为基础，广泛运用地层学、大地构造学、古生物学、古生态学、地球化学和地球物理学等基础资料，通过研究沉积作用，重塑沉积环境，分析不同沉积环境下沉积物的特征及其分布规律，总结不同地史时期海陆变迁、古气候变化、古地理景观特征，为阐明地球表面的环境变迁和大地构造演化等重大问题提供依据，为查明沉积矿产和油气资源的形成条件和分布规律提供基础资料和理论依据。

岩相古地理编图是沉积古地理研究的重要组成部分。常根据不同的目的、任务，编制不同类型和不同比例尺的沉积古地理图，把丰富的实际资料和通过研究取得的科学认识直观地反映出来。沉积古地理图分为4类，即概略性和小、中、大比例尺图，它们在表示范围、精度、成图单元和表现内容等方面均有所不同(表8.1)。

表8.1不同比例尺沉积相古地理图的内容

(据刘宝珺等，1990)

一般说来，范围愈大，成图单元时限愈长，内容以古地理特征为主。范围小，时限短，内容以沉积相甚至岩性变化特征为主。在实际编图工作中，剖面上所识别的亚相，在平面图上不一定能够表示出来。一般应该根据实际情况和要求，提出合理的适用于工作区的沉积相分类系统。

8.1.1按制图单位的划分和比例尺的选择

制图单位的划分和比例尺的选择目前尚无统一规定，主要根据研究课题的需要、资料的丰富程度和地质条件的复杂情况而定。大、中、小3种比例尺的一般划分叙述如下。

(1)小比例尺岩相古地理图

比例尺一般小于1∶300万，甚至1∶1000万以下，这种图件是全国或大区域性的，是在大地构造单元划分的基础上编制的，制图单位的时间间隔为代或纪(世)。此类图件可以作为大区域油气预测的基础图件。

(2)中比例尺岩相古地理图

比例尺一般为1∶300万至1∶50万，此类图件包括范围较小，一般为一个沉积盆地。制图单位间隔为世或期。这类图件可为进一步指明勘探方向提供岩性、岩相方面的依据。

(3)大比例尺岩相古地理图

比例尺一般为1∶50万以上，通常是为盆地内某一凹陷或地区进一步勘探而编制的。制图单位为段、亚段或砂层组。

总之，沉积剖面或钻孔越多，资料越丰富，制图比例尺可以越大。制图单位分得越详细，图件的精度越高。在我国一些含油气盆地的勘探过程中，经常编制的是中－大比例尺的岩相古地理图。

8.1.2按图件要反映的主要内容编制主要基础图件

如以能源勘探为目的时，经常要编制下述一些图件:

1)综合柱状剖面图(地层划分和对比的依据);

2)岩相剖面图(显示划相依据及相的共生组合);

3)岩相对比剖面图(反映相的纵横向变化);

4)地层厚度图(反映盆地轮廓、隆起和坳陷、凸起和凹陷，以及物源方向及河流流向等);

5)粒度分布曲线图(累积曲线、频率曲线、概率曲线、C－M图和粒度参数的平面变化图等);

6)砂岩厚度图(反映砂体、砂岩富集区、砂岩尖灭界线，以及古水流方向、物源方向和三角洲位置等);

7)砂岩层数图(推断碎屑沉积与水位变化的关系，反映构造性质等);

8)砂泥比图(判断岸线位置、古水深度和主要物源方向);

9)泥岩颜色图(反映陆上、过渡与水下3种沉积环境的大致范围，是划分湖盆相带和有利生油相带的主要依据);

10)重矿物图(反映物源方向和沉积体系);

11)岩石类型图(反映物源方向和分布趋势，是划分相带的依据);

12)有机碳、还原硫、三价铁和二价铁等值线图(反映不同沉积环境的地球化学特征，并指示陆上或水下沉积的标志);

13)锶钡比值图(反映古盐度变化，间接判断盆地的封闭状况);

14)化石分布图(划分相带和鉴别环境的标志);

15)地层水矿化度图(反映古气候条件);

16)电测曲线划相图(利用自然电位、电阻率、微电极以及地层倾角测井等电测曲线综合分析，划分岩性和韵律特征，建立沉积模式);

17)砂体几何形态图(划分砂体成因类型，指明油气聚集有利地区);

18)岩相古地理图(综合成果图，反映沉积边界、母岩性质、物源方向、沉积相带、沉积中心、沉降中心、砂体和砂岩富集区及生、储油有利地区等);

19)勘探远景预测图(是勘探地层圈闭油气藏和古地貌圈闭类型油气藏的根据)。

上述前17种图件是编制后两种成果图件的基本资料。总的可归纳为单因素分析和多因素分析两种类型基础图件。图件多少视不同研究目的和资料丰富程度还可增减。

岩相古地理图及其基础图件主要以平面图形式表示。在备好的底图上，一般有等值线图、分区图和点图3种表现形式，每种形式可单独使用，也可视资料的相互关系和完善程度叠合起来使用，如在分区图的背景上，可以有等值线和点图的形式。数据齐、全、准的单因素资料最适合等值线图，其精度也最高。

底图准备与编图质量关系甚为密切，原则上剖面点和井位要均匀分布，这与勘探程度有关。要根据不同勘探阶段的进展情况，制定编制计划。

F. 学习任务岩相古地理图的编制

【任务描述】 ①掌握岩相古地理图的概念；②了解岩相古地理图的编制方法和步骤；③正确编制岩相古地理图。

一、岩相古地理图的概念

沉积相和相变的研究是再造古地理的基本手段。对某一地区从老到新的全部地层进行岩相分析，可以得出该地区沉积环境，即古地理的变迁史；而对不同地区、同一时代地层岩相及岩相变化进行研究，就能重建该时代的地理景观。

对某一地区特定地质时期的地层分布及其沉积环境类型进行详细研究后，就可以了解当时的海陆分布、地形和气候等特征。用简明的图例将这些研究成果表示在一定比例尺的地理底图上，就构成了一幅古地理图。随着沉积学研究地深入，逐步在古地理图中的沉积区内，用各种符号表示其沉积相类型，就称为岩相古地理图。它对于研究有关沉积矿产形成和分布规律及指导找矿都非常有意义。

根据研究任务和研究程度的需要，可编制各种不同比例尺的岩相古地理图，大约可分三类：概略性岩相古地理，比例尺1∶1000 万；小比例尺岩相古地理图，比例尺通常是1∶200万～1∶1000万；大比例尺岩相古地理图，比例尺大于1∶200万。

地史分析中最常用的是概略性岩相古地理图，主要表现广大地区内海陆分布、海域性质、沉积相类型等内容，从而分析当时的古地理、古气候和地壳构造运动等特征，对了解有关沉积、层控矿产形成的地史背景也有一定意义。

二、岩相古地理图编制方法和步骤

编制岩相古地理图可分为两步。

（一）准备工作阶段

编图的准备工作就是首先了解编图区所属大地构造分区和区域构造背景，进行资料的收集、分析和整理。资料的收集包括文献资料和野外实际资料两部分。

文献资料包括地质报告、书刊、论文专着等有关地层岩相部分的内容及某些原始资料，如地质普查勘探区的地层剖面、各类钻孔及石油钻井岩心剖面资料、编图区的地质图和沉积层控矿产资料、古生物化石资料以及有关编图区外围的各类地质、岩相资料等。根据工作目的要求和实际资料的详略程度选择适当的比例尺，确定作图范围和时限。在收集资料的时候不能让时代不明或鉴定有误的内容混入。例如要编制华北地区中石炭世岩相古地理图，那么收集资料一定要限于这个地区和这个时期的地层。

野外资料的收集首先要测制控制性岩相剖面和若干条短的辅助性岩相剖面，并根据所选比例尺的精度要求布置一定的观察点和观察路线，从而由点到面掌握编图区的岩性、岩相纵向上的沉积特征、演变规律及空间展布情况。具体资料收集，最基本的内容包括：

◎岩石学资料：①岩石的物质成分；②岩石的结构构造，如颗粒大小、磨圆度及层面和层理特征（波痕、泥裂、盐类假晶、各种交错层理等）；③新生矿物及有用矿物，特别是一些指相矿物，如海绿石等；④岩层的相变及厚度变化情况；⑤岩层之间的接触关系。

◎古生物学资料：①化石的种类及生态特征；②化石的埋藏情况，原地埋藏的生物组合、异地埋藏的生物屑特征及排列方向和完整程度；③生物遗迹及生物扰动构造，如爬迹、钻孔、掘穴、潜穴等。

根据编图的比例尺大小和目的要求，在收集资料过程中应编录详细的实际材料卡。对所收集的资料经过充分研究后，进行地层对比，选出所需要的地层单位，用适当和简明的图例符号分别表示出来，再把这些资料所在的剖面点进行编号标在底图上，这就成为编制岩相古地理图的基础图件——实际资料图。

（二）编制岩相古地理图阶段

编制岩相古地理图一般要解决以下几个问题：

（1）海陆界线的确定。在地质时期中由于大陆沉积物保存零散而不完整，又常遭受到剥蚀，所以确定海陆界线主要依赖对海相地层特别是滨海相地层的研究来确定海岸线的位置，在有滨海相地层的区域海岸线应划在靠古陆的一侧，若无滨海相沉积时，则应该根据岩相分布规律在浅海与古陆之间做出判断，海岸线一般应位于浅海相与古陆之间。

（2）海盆地中不同岩相类型的圈定。即区分滨海、浅海、半深海、深海及它们内部的不同岩相类型，如滨海砂砾岩相、浅海砂页岩相、浅海灰岩相……

（3）对陆地上的剥蚀区和沉积区以及沉积区内不同沉积类型进行划分圈定，如湖泊沉积、河流沉积、山麓堆积、冰川堆积等。

值得注意的是，古地理图与今天的地图有很大的不同。古地理图反映的是某一较长地质时期的综合沉积特征，现代地理图表示的则是现代“一瞬间”的自然地理景观。二者的关系是一部电影和一幕镜头的关系。例如一条河流似一条细长的绳子，而古代的河流相沉积则呈很宽的带状分布，它是古代河流在某一个地史阶段内留下来的遗迹。同样，现在的滨海带很窄，而地质时期的滨海相沉积分布则比较宽。其次岩相带的分布特征要有一定的共生组合规律，要符合瓦尔特相律，即成因上相近且相邻的相在横向上或纵向上依次出现，而截然不同的两个相绝不可能毗邻。例如，广海陆棚相中不可能突然出现河流相沉积。

此外，还应考虑到大地构造分区和区域的长期构造发展规律以及相邻地质时代的古地理面貌等。只有这样在一定的地质理论指导下，对一个地区的历史构造发展有了深入的理解，并且慎重地客观地利用和分析资料，才能编出一幅较为理想的岩相古地理图。

三、技能训练——岩相古地理图编制（图4-7）

（1）根据表4-4资料，对各地质点划分岩相类型。

（2）按所给岩相图例（图4-6），将各地质点的岩相类型标在各自的位置上。

（3）划出海陆界线。

（4）划出海洋中各种岩相类型的界线。

（5）划出陆地上的剥蚀区、沉积区或堆积区。

（6）在岩相带内画出各自的图例（或颜色）符号。

表4-4 聂都地区石炭系岩石组合类型资料

续表

图4-6 岩相图参考图例

图4-7 聂都地区石炭纪岩相图

G. 岩相古地理编图类型

由于研究程度和研究目的不同，岩相古地理编图的比例尺是不同的。按比例尺及其编图内容要求，一般可分为概略性岩相古地理图、小比例尺岩相古地理图、中比例尺岩相古地理图、大比例尺岩相古地理图及特殊目的层岩相古地理图等五类。

1.概略性岩相古地理图

（1）比例尺：小于1：800万；

（2）目的：阐明地层的沉积建造和分布规律，探索大区域构造格局，确立地层区划和构造分区，探讨大区域的构造发展史；

（3）编图范围：大区、全国或更大；

（4）成图单位：一般可按“世”（相当于“统”一级）编制。

2.小比例尺岩相古地理图

（1）比例尺：1：200万～1：400万；

（2）目的：开展跨区域研究，探讨和阐明区域沉积环境和古地理、古构造背景；

（3）编图范围：大区域一级构造单元；

（4）成图单位：“世”至“期”一级（相当于“统”至“组”一级）为编图单元；划出海陆分布及沉积相带展布特征；确定“相”至“亚相”一级岩相古地理单元，特殊单元到“微相”。

3.中比例尺岩相古地理图

（1）比例尺：1：50万～1：100万；

（2）目的：在具有油气远景的地区选择各重要目的层首先开展工作，研究区域沉积物的空间分布和时间演化及沉积环境特征；

（3）编图范围：含油气盆地范围；

（4）成图单位：“期”至“亚期”一级（相当于“组”至“段”一级）为编图单元；确定“亚相”至“微相”一级岩相古地理单元。

4.大比例尺沉积相图或岩相古地理图

（1）比例尺：1：5万～1：20万；

（2）目的：直接服务于含油气盆地生储盖条件分析，为油气资源勘探提供预测资料；

（3）编图范围：含油气盆地范围内；

（4）成图单位：以特殊目的层、目标层或高级别层序为编图单元；要求对沉积微相进行深入研究，建立沉积模式，准确圈出“微相级”沉积区及岩石成因单元。

5.特殊目的层岩相古地理图

按油气地质调查生储盖的特殊要求确定1：5万以上比例尺；以等时的特殊岩相或岩相组合为编图单元；准确标出“微相”一级古地理单元。

H. 岩相古地理

古元古代里尔峪组早期是硼矿形成的早期。在辽东裂谷海槽（一级盆地）中存在有营口、凤城、宽甸与吉林的集安4个次级火山-沉积断陷盆地（二级盆地）（图3-5）。古火山活动为成矿盆地带来巨量成矿物质。盆地下陷较深并受同沉积断裂控制。沿成矿盆地中的断裂，分布有与火山活动有关的热泉和喷气孔群（冯本智等，1998）。

岩石中变价铁计算结果，Fe₂O₃/FeO比率较大，表明含硼岩系沉积于氧化环境，Eh值应大于1，同时反映水体很浅（Barley M.E.et al.，1979）。镁质碳酸盐大都形成于1～3 m浅水潮间带或潮上带，反映碳酸盐岩沉积期时为浅水条件。含硼岩系底部磁铁矿-微斜长石岩具有高K₂O和Fe₂O₃/FeO比值，从岩石矿物学和地球化学特征推测它们可能是红层变质的产物（Peng Q.M.and Palmer M.R.，1995）。因此古沉积环境可能为裂谷早期干旱气候下的红层沉积向滨浅海泻湖相沉积转化的环境（彭齐鸣等，1994，1999；Gresens R.L.，1978；Higgins M.D.and Shaw D.M.，1984；Hutchison R.W.and Engels S.G.，1970）。该地广泛发育的层状电气石岩显示了蒸发环境（Slack J.F.et al.，1993，1996）

图3-5 里尔峪期沉积期岩相古地理略图

（据姜春潮等，1987，修改）

1—里尔峪组沉积；2—深断裂带及硼矿床分布带；3—太古宙基底；4—含硼二级盆地。硼矿床及编号：1—营口大台沟；2—辽阳诸葛岭；3—营口后仙峪；4—辽阳生铁岭；5—凤城翁泉沟；6—凤城二台子；7—凤城边沟；8—宽甸红石砬子；9—宽甸砖庙；10—宽甸杨木杆；11—宽甸五道岭；12—集安高台沟

含硼岩系中富镁碳酸盐岩层、透镜体的存在，以及矿层中白云石、菱镁矿的大量出现，指示海水一度为碱性，pH值达9，说明盆地中保持碱性介质环境是形成镁硼酸盐有利的条件（黄镇福，1992）。此外，由矿石的成分来看，成矿盆地海水中富含 B、Fe、Mg、Si、K、Na以及CO₂、

、F^-、Cl^-等组分，表明盆地沉积期海水的盐度较正常者为高，是一种成分相当硫酸盐-硼酸盐型的热卤水盆地。据含硼岩系中容矿镁质大理岩的氧同位素δ¹⁸O_（SMOW）为＋9.1‰～＋21.5‰，估算含硼成矿盆地的古海水温度约在60℃以上（冯本智等，1999）。硼同位素分析结果表明其为非海相的海相蒸发岩系（Harder.H，1970；肖荣阁等，1999）。

综上所述，认为里尔峪组含硼岩系沉积期属裂谷早期构造环境，为干旱气候下的红层沉积，随着裂谷的打开，火山活动比较频繁，初期以碱性玄武岩喷溢为主，中后期则以中酸性火山岩和流纹质岩石为主的双峰式火山岩，并携带大量的硼镁质。由于当时气候干旱，在海相浅水的环境下，蒸发使海水浓缩，盐度增高。在此蒸发环境中，富硼热水补给，沉积富镁碳酸盐和硼酸盐。

古元古代大石桥期，菱镁矿沉积成矿作用受岩相古地理控制。古元古代时，辽东裂谷盆地东西长300km，南北宽100km（陈荣度等，1984，1994）。古地磁研究（姜春潮等，1987），表明大石桥组处于古纬度较低（北纬17°～28°）的干旱的热带或亚热带环境。盆地沉降中心分布于主断裂北侧的虎皮峪—红石砬子一带。其北侧为斜坡带，向南逐渐加深。根据岩石类型、矿物组合、CaO、MgO等地球化学指标，将大石桥期含矿建造沉积相由北而南划分为滨岸碎屑岩相→闭塞台地相→沿岸滩坝相→半闭塞台地相→开阔台地相（董清水等，1996）（图3-6）。其中，菱镁矿产于闭塞台地相-泻湖相，形成于平均低潮线以下的沉积区，其沉积环境可能代表古陆边缘的泻湖，为蒸发环境。

图3-6 辽东古元古代大石桥期岩相古地理分布略图

（据董清水等，1996）

1—滨岩碎屑岩相；2—泻湖相；3—沿岩滩坝相；4—闭塞台地相；5—浅海槽盆相；6—古陆

前人已发现菱镁矿矿层中有大量变余的沉积组构，如变余的层理、层纹、斜层理、豆状、结核状、波痕、雹痕、滑塌构造等（冯本智等，1995）。作者最近在野外工作中，除观察到上述地质现象外，还在大石桥附近的大岭菱镁矿采场发现菱镁矿矿层附近所夹的灰黄绿色泥质碳酸盐岩共生有40～50 cm厚的透镜状石膏夹层。其中石膏和硬石膏均为结晶矿物，含量可达60%以上。矿石裂隙中还有2～5 cm厚的白色纤维石膏（图3-7）。采样后分析，石膏硫同位素δ³⁴S_VCDT（‰）为23.9～26.5。石膏产状、矿物组合和硫同位素等特征说明这种石膏不是火山热液成因的石膏，而是海相沉积蒸发岩系的标志。

大石桥菱镁矿大理岩中发现有大量叠层石（图3-8），这说明菱镁矿沉积时有生物的参与。另一方面也说明当时气候温暖，海水干净。现代叠层石研究认为，藻类一般形成方解石和白云石，很难形成菱镁矿；但是现代沉积环境与古代是有差别的。元古宙全球海水富镁和大气缺氧并富集CO₂（涂光炽，1996），有利于形成菱镁矿。当初海水中Mg^2＋普遍较高，起初叠层石吸收Ca^2＋、Mg^2＋形成白云石，海水中Ca^2＋减少，而Mg^2＋相对增高，这时叠层石也可吸收Mg^2＋积聚形成菱镁矿。

图3-7 辽东古元古代大石桥组菱镁矿共生石膏标本及显微镜下矿物组合特征

左—石膏标本；右—显微镜下石膏矿物与白云石共生

图3-8 辽东古元古代大石桥组菱镁矿大理岩中叠层石

I. 中寒武世岩相古地理

(一)露头剖面沉积特征分析

台地相区中寒武统包含沙依里克组和阿瓦塔格组,盆地相区中寒武统包含莫合尔山组。

1. 肖尔布拉克剖面

(1)沙依里克组(Є²s)

沙依里克组厚53.3m, 下部为浅灰—深灰色、灰黄色薄—中层粉—细晶白云岩、细晶砂屑白云岩夹泥质白云岩、泥岩, 发育水平纹层、波状纹层; 上部为浅灰—灰色薄层亮晶砂屑灰岩、浅灰色中厚层粉晶灰岩夹泥质白云岩。该时期, 肖尔布拉克地区为局限台地潮坪环境, 局部为低能砂屑滩。

(2)阿瓦塔格组 (Є²a)

阿瓦塔格组厚195.1m,分上下两段。下段厚120.7m,岩性为紫色、褐灰色薄—中层白云质泥岩、泥-粉晶白云岩, 夹砂-砾屑白云岩及灰质白云岩, 含硅质条带或团块; 上段厚74.4m, 紫灰色、灰色泥-粉晶白云岩、砂屑白云岩、白云质泥岩夹藻纹层白云岩。颜色和岩石组合表明, 该时期处于炎热干旱气候条件, 而且水体交换不畅, 为局限台地潮坪(泥云坪)环境, 局部发育低能砂屑滩。

2.苏盖特布拉克剖面

苏盖特布拉克剖面缺失中寒武统顶部和上寒武统。

(1)沙依里克组 (Є²s)

沙依里克组厚106.8m, 岩性以浅灰—深灰色薄—中层粉细晶白云岩、纹层状泥质微晶白云岩为主, 发育水平纹层、波状纹层, 见有膏 (盐)溶角砾岩, 表明在原始沉积物中含有较多的膏盐岩, 推测当时属于局限台地膏盐岩潮坪环境。

图3-2-8 塔里木盆地早寒武世岩相古地理图

(2)阿瓦塔格组 (Є²a)

阿瓦塔格组厚53m, 底部为褐灰—深灰色块状粉晶白云岩, 向上逐渐过渡为中—厚层泥晶白云岩, 白云质泥岩, 薄—极薄层具斑状结构微晶灰岩, 极薄层或纹层状白云质条带灰岩, 上部多见藻叠层石, 属于局限台地环境。

3.莫合尔山-乌里格孜塔格剖面

莫合尔山组厚211m。下部为深灰色薄—中层泥粉晶白云岩、白云质灰岩, 夹硅质岩、泥岩或灰色中—厚层灰岩夹薄层灰岩及少量页岩; 中上部为深灰—浅灰色薄层灰岩夹棕褐色钙质页岩或与钙质页岩互层。属于欠补偿盆地环境。

4. 雅尔当山剖面

雅尔当山剖面莫合尔山组厚约128.48m。底部为灰黑色中—厚层灰岩、白云质灰岩、泥质硅质岩、硅质泥岩夹白云岩; 下部为灰黑色薄层硅质泥岩夹硅质岩、泥粉晶灰岩; 上部为深灰—灰黑色薄—厚层泥粉晶白云质灰岩、粉—细晶白云岩夹灰黑色页岩、钙质页岩。 中寒武世, 该地区属欠补偿盆地环境。

(二)覆盖区钻井剖面沉积特征分析

本次使用钻遇中寒武统的钻井资料共12口,其中台地相区10口, 盆地相区2口 (表3-2-2)。

1.塔北地区

中寒武统塔北地区以灰色、褐灰色层状泥粉晶白云岩为主,夹泥质白云岩和泥岩,局部夹含膏泥岩, 说明在中寒武世塔北地区属于水体能量较低的局限台地环境, 如牙哈5井。

牙哈5井沙依里克组厚48m, 中、下部为褐灰—灰褐色泥微晶白云岩,上部为褐灰色泥粉晶白云岩。 阿瓦塔格组厚17m, 中、下部为灰绿色泥质泥晶白云岩与褐色粉屑白云岩成韵律沉积和具水平纹层的灰绿色泥质云岩, 上部为褐灰色泥晶白云岩和灰黑色泥质云岩, 属于局限台地环境。

膏盐层说明中寒武世延续了早寒武世晚期炎热干燥的古气候条件,但只是作为夹层出现,则表明塔北地区水体交换相对通畅,没有形成高盐度水体。

塔北东部库南1井莫合尔山组为深灰—黑色含泥质泥晶灰岩、泥灰岩或泥晶灰岩、泥灰岩与钙质页岩互层, 为欠补偿盆地环境产物。

2.塔中-巴楚地区

塔中地区中寒武统以深灰—褐灰色粉晶白云岩、深灰色含膏白云岩、膏质白云岩及黑色泥质条带状页岩不等厚互层为主, 膏盐呈条纹状, 例如塔参1井。说明该地区以潮坪相为主。

巴楚地区中寒武统以白云岩、膏质白云岩和膏盐岩为主, 膏 (盐)岩多呈条带状或厚层—块状,前者反映了水体盐度的变化, 而后者则反映出在该地区存在盐度稳定的水体, 即膏盐潟湖。下面以和4井与和田1井为例说明。

1)和4井: 沙依里克组厚53m. 岩性为褐灰—浅褐色泥粉晶白云岩夹少量亮晶砂屑灰岩,藻团粒粉晶白云岩和泥晶灰岩, 为局限台地内低能台内滩与滩间海环境。阿瓦塔格组厚326m, 岩性为褐灰—深灰色中厚层白云岩、泥质白云岩、膏质云岩、深灰色膏岩夹膏质泥岩和云质膏岩,属强烈蒸发条件下的膏岩潟湖环境。

表3-2-2 塔里木盆地中寒武统钻井综合沉积相特征

▽: 完钻

2)和田1井: 沙依里克组厚50.5m (未钻穿), 岩性为深灰色泥质白云岩, 灰质白云岩及灰色白云质灰岩,属局限台地环境。 阿瓦塔格组厚602m, 下部为中—厚层灰白—褐红色膏盐岩与膏质泥岩互层,夹少量白云岩、含膏白云岩;上部为厚层灰—浅灰色、褐灰色白云岩夹浅灰—褐灰色、褐红色膏质白云岩。

和4井与和田1井中寒武统的岩性序列说明沉积环境由中寒武世早期膏岩潟湖向中寒武世晚期局限台地的转变。

3.塔东地区

塔东地区钻遇中寒武统的钻井包括塔东2井、塔东1井、米兰1井和英东2井等。 中寒武统主要为一套反映较深水环境的欠补偿盆地相产物。例如英东2井中寒武统莫合尔山组以黑—灰黑色薄—厚层泥岩、中—厚层灰质泥岩、云质泥岩、泥质白云岩为主,夹泥质白云岩和硅质岩等。

(三)地震资料沉积地质特征分析

1.地震相分析

中寒武统地震相可分为12个相区: 中频连续反射区、S形斜交前积相、丘状杂乱弱反射区、中频平行连续相、单相位强振幅连续相、中频较强振幅加厚超覆区、中频较强振幅连续反射超覆区、1～2个相位弱反射区、塑性变形加厚区、亚平行连续相、丘状加厚、上部断续下部连续相 (图3-2-9)。

中寒武统地震相继承了下寒武统格局,东部地区未发生明显变化, 差异之处主要体现在西部。塔西南地区下寒武统缺失带在上、中寒武统表现为单相位强振幅连续相, 北部为中频较强振幅连续反射超覆区,南部为中频较弱振幅加厚超覆区, 上超现象非常明显。这些特征反映出塔西南隆起在中寒武世继承性发展, 控制了周缘中寒武统的沉积厚度和环境。

塘古孜巴斯凹陷主体为1～2个相位弱反射区, 其北侧玛参1井—塘北2井区由于后期构造运动造成中寒武统在五排冲断推覆体的构造核部位塑性变形地层增厚, 是多口井钻遇的膏 (盐)岩的响应,反映了当时闭塞的沉积环境。类似的地震反射还出现在英买力地区,英买1井和英买2井为穹窿形构造, 即为中寒武统膏 (盐)岩层拱张形成; 东侧的哈拉哈塘凹陷为中高频连续相, 可能反映开阔台地沉积环境。

2.地震资料的沉积地质特征分析

虽然中寒武统膏 (盐)岩沉积塑性变形会有一定影响, 但这并不妨碍Tg6-1—Tg7地震层序的沉积地质特征解释。通过这一步骤, 可以明确中寒武世碳酸盐岩台地边缘相带的空间展布和台地内部地层几何形态(图3-2-10)。 中寒武世,碳酸盐岩台地边缘东段较早寒武世向东进积了约5～80km,表现最为明显的是古城地区, 向东进积约80km, 轮南地区和阿满过渡带则分别向东进积了5km和15km。台地内部以中—强振幅、中—好连续性平行反射为特征, 总体上反映了台地内部中寒武世地层层状结构的特点。

(四)地层厚度图分析

中寒武统厚度(图3-2-11)延续了下寒武统的格局, 总体上有以下几个特点:

1)地层厚度具有两条厚度过渡带,一条位于库南1井—古城4井一线; 另一条位于英东2井—罗西1井一线, 这是台缘带的响应。

图3-2-9 塔里木盆地中寒武统地震相图

图3-2-10 塔里木盆地中西部Tg6-1—Tg7地震沉积特征解释

图3-2-11 塔里木盆地中寒武统厚度图

2)地层厚度高值区位于轮南1井—英买力—和4井—塔参1井之间, 最厚可达900余米。

3)塔西南伽师-麦盖提-和田一带地层厚度很薄, 推测最薄可能不足150m。在塘古孜巴斯凹陷一带也存在低值区, 但较塔西南地区厚, 约在300m左右, 反映了早寒武世形成的古隆起在中寒武世继续发育。

(五)岩相古地理特征

总结归纳露头、钻井和地震相反映的不同沉积相带的特征, 结合区域地质背景, 编制了中寒武世岩相古地理图 (图3-2-12)。塔里木盆地中寒武世岩相古地理格局具有以下几个特点:

1)继承了早寒武世古地理格局, 总体表现为“两台夹一盆” 的特征。

2)与早寒武世一致, 中寒武世碳酸盐岩台地东部和北部为镶边型, 西部和南部则表现为缓坡型, 罗西台地表现为碳酸盐缓坡。

3)相对于早寒武世, 中寒武世台地边缘相带向外快速迁移, 轮南地区进积距离约为5km, 古城地区进积距离最大可达80km。

4)塔西南地区伽师-麦盖提-和田同沉积隆起演变为水下低隆, 而塘南水下低隆则继承性发育。

5)西部碳酸盐岩台地英买力—塘北2井—同1井之间存在一个分布稳定的膏岩潟湖。

J. 岩相古地理图编图思路与步骤

岩相古地理的研究，主要是在单剖面和沉积断面详细分析沉积环境的基础上，统计出各种能反映沉积环境的参数，最终编制出岩相古地理图。岩相古地理编图各派理论依据不同，如古生物地层学（刘鸿允，1955；卢衍豪，1965），大地构造学（张文佑，1959；王鸿祯，1985），单因素综合作图法（冯增昭，1977，2004），以及沉积相作图法（刘焕杰等，1991）等。通过不同的方法绘制出的岩相古地理图或沉积相古地理图各有特色。其中单因素分析综合作图法使岩相古地理研究有了定量依据。

研究区晚古生代含煤岩系多以碎屑岩为主，石灰岩标志层发育，地层划分及对比清楚，区内有煤田钻孔控制。这些特征不但适合于详细的沉积环境和沉积模式研究，而且有利于各种古地理参数的统计，因此比较适合于用岩比法进行岩相古地理作图（张鹏飞等，1997）。

岩相古地理分析首先必须重视岩相、沉积环境特征研究以及单剖面的环境分析及古水流分析（刘宝珺和曾允孚，1985；张鹏飞等，1993），除此之外，在编图过程中各种反映沉积环境参数（即单因素）的客观定量统计也是必不可少的。实际资料的研究是编制岩相古地理图的基础工作。注重对每个钻孔的分析，有目的地选择制作剖面图，不断扩大认识范围，最后编制平面图。采取这种由点到面、循序渐进的方法，使整个编图过程做到资料翔实可信，分析准确，最终编制出符合客观实际、能反映沉积环境分布的岩相古地理图。

（1）岩相古地理编图统计指标

岩相古地理图，实际上是一种对古地理的各种参数进行分析、理解、归纳抽象出的综合图件。

我们统计了多种能反映古地理面貌的参数，绘制出了各种参数等值线图，用以从不同的角度反映当时的古地理面貌。需要指出的是，岩相古地理图主要是根据砂泥比等值线图，同时配合其他图件综合绘制而成的。

本次采用的古地理参数包括地层厚度、砂岩厚度、砂岩百分含量、砂泥岩比、煤层厚度、煤层层数泥岩厚度百分比、石灰岩厚度（含量、层数）等，各项参数的统计方法以及其等值线图的地质意义见表2.5。其中石灰岩厚度、砂泥岩比、砂岩含量、煤层厚度等是绘制最终岩相古地理图最重要的依据。

表2.5 岩相古地理分析中各项参数的统计方法及其意义

（2）古地理图编制步骤

第一步，编制岩相及沉积相柱状图。

第二步，绘制沉积断面图。

第三步，资料统计、分析、选择，绘制各种参数平面图。

第四步，综合分析并绘制古地理图。

古地理图上应反映出当时的海陆分布、各类古地理单元的分布状况、海侵方向、物源方向等，图面上还应有比例尺、指北方向以及大致的现代地理标志（如省界及主要城市等），同时图面还应整洁美观。