沉积环境范文

沉积环境范文（精选12篇）

沉积环境 第1篇

早白垩世六盘山群属内陆湖泊(断陷盆地)沉积体系,发育冲积扇相、河流相、湖相及咸化湖相。

1.1 三桥组沉积相、沉积环境

三桥组以粗碎屑岩为主体,具冲积扇亚相沉积特征,可细分为扇根和扇端微相。

(1)扇根微相。

较为发育,三桥组主体属扇根微相沉积。主要发育于月亮山、窑山、炭山一带。组成岩性较为单一,为灰、深灰色块状粗-中砾岩、灰色厚层-巨厚层状粗砾岩、紫红色块状-厚层状巨砾岩、巨-粗砾岩及粗砾岩。砾石成份以灰黑色灰岩、灰红色花岗闪长岩为主,占90%以上,次为脉石英、硅质岩、偶见砂岩及灰白、灰绿色片岩砾石等;砾径在0.2～30 cm之间,以2～10 cm居多,砾石杂乱排列,无定向性,局部略具叠瓦状排列,有时显示正粒序层,砾岩呈杂基支撑、基地式胶结类型,为白云质、钙质胶结。

1-块状巨砾岩/厚层中-粗砾岩;2-板状斜层理砂岩/槽状交错层理砂岩;3-粉砂岩/沙纹层理粉砂岩;4-块状泥岩/水平层理泥岩;5-页岩/油页岩;6-微晶泥质灰岩/泥灰岩;7-鲕粒灰岩/砂屑灰岩;8-对称波痕;9-动物化石/植物化石;LST-低水位体系域;TST-湖侵体系域;HST-高水位体系域;TS-初始湖侵面;CS-凝缩层;SB1-I型层序界面

(2)扇端微相。

不发育,仅见于月亮山一带。主要由紫红色中-细砾岩、含砾长石石英砂岩夹少量粉砂质泥岩组成。砾岩特征与扇根微相砾岩相似,只是粒度细一些;长石石英砂岩多呈透镜状,时含细砾,发育平行层理、大型板状斜层理。

1.2 和尚铺组沉积相、沉积环境

和尚铺组由砂岩及少量砾岩、泥(页)岩组成,具有辫状河亚相沉积特征,据岩石组合特征、沉积构造可细分为辫状河道微相、心滩微相和辫状河道间微相。

(1)辫状河道微相。

主要发育于和尚铺组下部和中部。由灰、深灰、紫红色厚-巨厚层砂砾岩、中-粗砾岩及细砾岩构成。砾岩常呈透镜状(图1),发育底蚀构造,砾石呈叠瓦状排列。

(2)心滩微相。

主要发育于和尚铺组上部,由紫红色长石石英砂岩组成,发育平行层理,大型交错层理。

(3)辫状河道间微相。

由紫红色粉砂质泥岩、粉砂岩组成,发育水平层理、沙纹层理。

1.3 李洼峡组沉积相、沉积环境

李洼峡组属滨浅湖环境沉积,其岩性由兰灰、浅黄灰、灰紫、紫红色泥岩和浅灰、浅黄灰色中层状鲕粒灰岩、砾屑灰岩、砂屑灰岩、微晶灰岩及少量灰色中层状粉砂岩、细砂岩组成。泥岩一般不显层理呈块状层,有时略显水平层理而显示页理,含植物、叶肢介化石;细-粉砂岩常呈中-薄层夹于泥岩中,发育水平层理、沙纹层理,层面具对称的、不对称的及不规则的小型波痕,含植物碎片;鲕粒灰岩、砾屑灰岩、砂屑灰岩、微晶灰岩一般呈薄-中厚层状,具水平层理、微波状层理,含植物、叶肢介、介形虫化石。

1.4 马东山组沉积相、沉积环境

马东山组属半深湖-深湖环境沉积,其岩性以灰绿-兰灰色泥岩、页岩为主,夹灰-深灰色薄-中厚层砂屑灰岩、鲕粒灰岩、微晶灰岩、泥灰岩,偶夹有粉砂岩、细砂岩、油页岩。碳酸盐岩呈薄-中厚层状,多具水平纹层、微波状层理,顶面平直,底面凹凸不平,发育结核状构造;泥岩一般呈块状构造,具球状风化,含植物碎片;页岩较少,页理不甚发育;粉砂岩、细砂岩发育水平层理、沙纹层理、小型槽状交错层理,含植物碎片。

1.5 乃家河组沉积相、沉积环境

乃家河组属半深湖-咸化湖泊环境沉积。其主体岩性为浅灰、浅灰绿、浅黄绿、浅兰灰色泥(页)岩、钙质泥岩和浅灰-深灰色泥灰岩、鲕粒灰岩、砂屑灰岩、砂质灰岩,偶夹细-粉砂岩,在红阳-硝口一带上部发育膏岩及盐岩沉积。泥岩、粉砂质泥岩多呈块状层,有时略显水平层理;粉砂岩、细砂岩呈中-薄层夹于泥岩、粉砂质泥岩中,发育水平层理、沙纹层理;碳酸盐岩主要为鲕粒灰岩、砾屑灰岩、砂屑灰岩、泥灰岩,呈中厚-薄层状,顶面平直,底面具波状,有时发育水平层理。石膏岩为厚层-块状,泥质含量高,时呈角砾状;页岩具水平层理,含植物、昆虫化石。

以上特征表明,乃家河组由半深湖相逐渐向咸化湖泊相过渡,后期沉积了大量石膏岩及盐岩,湖水不断变浅,由还原环境逐渐变为强氧化蒸发环境。

2 沉积相、沉积环境演化

侏罗纪末的早期燕山运动使图区抬升遭受短暂的剥蚀后,至早白垩纪地壳开始断陷下沉,接受了断陷型内陆湖泊沉积一即六盘山群。从岩性组合、沉积特征及总体向上变细的垂向沉积序叙看,六盘山群是在盆地待续下沉、湖水不断加深、沉积物供给较为充足的条件下形成的,它的形成、演化受构造、物源和气候的控制,其沉积相、沉积环境演化见图2、3所示。

盆地开始(三桥期)地形起伏、沉积幅度及厚度差异较大,在东部炭山一带仅厚26.8 m,而西部月亮山一带厚度大于731.7 m。接受沉积了以粗碎屑岩为主的冲积扇相沉积,扇根比较发育,扇端不甚发育,冲积扇分异分带性不明显,表明盆地边缘较陡,属陡岸近岸沉积,碎屑物多呈棱角状也说明了这一点。在月亮山一带砾岩中90%以上来自于海原群中的片岩及大理岩和花岗岩,炭山一带砾岩来源于奥陶纪马家沟组的碳酸盐岩。和尚铺期,图区处于河流环境,沉积了比较粗的碎屑岩,沉积岩石以砂岩为主,砂岩发育大型板状斜层理、平行层理、槽状交错层理。砂岩中成分复杂,有石英、长石、云母、磁铁矿等。碎屑分选差、磨圆度较差,粒度变化趋势是下粗上细。沉积物为红色,可见植物碎片,未见动物化石,说明当时气候干旱炎热。沉积中心在月亮山一带,而在炭山不发育,由于物源区供给少,基本未接受沉积。

李洼峡期,图区已演变为滨浅湖环境,在月亮山一带最为发育,而炭山一带不发育,未接受沉积。此时盆地表现为间歇性下沉,湖水时进时退,在沉积物供给充足的条件下,沉积了以细碎屑岩、泥质岩夹碳酸盐岩的浅湖相沉积特征,李洼峡组中灰绿-兰灰色泥(页)岩和碳酸盐岩约占总厚度的1/2～1/3,含有较为丰富的动植物化石,这说明李洼峡期气候变得温湿。

马东山期,盆地下降速度加快,湖水迅速加深,图区全成为半深湖一深湖环境,在盆地不断下降沉积物供给速率减缓、可容空间增长速度大于沉积物供给速度的条件下,广泛沉积了以碳酸盐岩和泥质岩为主的马东山组。此时气候已变得比较湿润,生物极为繁盛,有叶肢介、介形虫、双壳类、鱼类、昆虫、植物和轮藻等。空间上沉积中心在马东山一带,从颗粒灰岩比较发育和少量油页岩的出现可以判断此时湖水不断在加深。而向西、向东均有变薄趋势,尤其是向西杨明一带岩性变粗,出现了较多的砂岩,厚度变薄,向四周过渡为半深湖相。

乃家河期,图区由半深湖环境向咸化湖泊环境转化,盆地沉降速度较马东山期大大减小,并逐渐由下降转为上升,沉积物供给逐渐增大,在可容空间的增长速度小于沉积物供给速度的条件下,沉积了以泥质岩为主夹少量碳酸盐岩及盐岩的乃家河组,属湖泊衰亡期沉积,这从乃家河组自下而上碳酸盐岩迅速减少,紫红色岩层逐渐增多和顶部膏岩层增多可以证明这一点。表明乃家河晚期地壳逐渐抬升,湖水变浅并过渡为咸化湖泊,空间上由东向西厚度有所增大,粒度变粗,石膏增多,表明湖盆是东浅西深,气候逐渐转向以干旱、炎热为主。

综上,早白垩世六盘山盆地发育演化大致经历了四个时期:初期(三桥期)盆地内地势差异较大,气候干旱炎热,发育冲积扇相沉积;早期(和尚铺期-李洼峡期)发育了河流相-滨浅湖相沉积,沉积与沉降中心大致在月亮山一带,气候由干热逐渐转向温湿;中期(马东山期)湖泊发育到鼎盛时期,此时湖水最深,湖面最广,发育半深湖-深湖相沉积,沉降中心移至马东山一带;晚期(乃家河期)为湖泊衰亡期,发育半深湖相-咸化湖泊相沉积。从早白垩世早期到晚期,沉积物由粗到细,沉积物颜色由紫红、灰紫-蓝灰、灰绿-紫红,沉积环境由氧化-还原-氧化,气候由干旱炎热-干热与温暖交替,沉积相由冲积扇-河流-湖泊-咸化湖泊。乃家河期末,晚期燕山运动使盆地抬升,湖泊迅速消亡,结束了早白垩世六盘山盆地的沉积演化历史。

参考文献

[1]赵荣霞.宁夏回族自治区区域地质志[M],地质出版社,1982:1-438.

[2]顾其昌.宁夏回族自治区岩石地层[M]。地质出版社,1996.

沼泽沉积与环境演变研究进展 第2篇

沼泽是水陆相互作用形成具有半水半陆过渡性质的自然生态系统.我国沼泽研究起步于20 世纪60 年代,期间有关沼泽沉积与环境的研究相对薄弱,90 年代以来虽已在泥炭沼泽孢粉解译全新世环境变化与泥炭沉积动力学方面有初步积累,但对潜育沼泽缺乏系统研究,尤其缺乏近代短时间尺度高分辨率环境变化历史记录研究,这方面与湖泊沉积及其环境演变研究相比已形成一定的`差距.主要从学术文献、权威机关与科研机构两个方面对相关的国内外研究现状和进展进行总结,针对国内外研究现状和存在的问题提出了今后研究的重点:建立不同成因的沼泽沉积环境模式,从沉积学角度对沼泽定义及分类提供支撑;注重理论提升与定量化,使沼泽形成过程分析从定性描述走向定量化;注重现代化采样系统的应用与标准沉积剖面的建立;加强内陆潜育沼泽研究,注重现代过程与沉积剖面证据;扩大地理覆盖面,加强时空对比,加强沼泽区域性短尺度、高分辨率环境演化研究;深化沼泽沉积信息与流域环境变迁耦合机制研究.

作 者：王国平刘景双 汤洁 WANG Guo-ping LIU Jing-shuang TANG Jie 作者单位：王国平,WANG Guo-ping(中国科学院东北地理与农业生态研究所,吉林,长春,130012;吉林大学环境与资源学院,吉林,长春,130026)

刘景双,LIU Jing-shuang(中国科学院东北地理与农业生态研究所,吉林,长春,130012)

汤洁,TANG Jie(吉林大学环境与资源学院,吉林,长春,130026)

沉积环境 第3篇

关键词：沉积岩；稀土元素

中图分类号：P641 文献标识码：A 文章编号：1674-098X（2015）06（b）-0000-00

1对构造背景和沉积环境的确定

岩石形成的构造背景对于岩石学的研究具有重要意义[1]。利用北美平均页岩或澳大利亚后太古代平均页岩对实验测试得出的稀土元素数据进行标准化之后，可得到稀土元素配分曲线。不同类型、不同成因的岩石具有不同的稀土元素配分曲线，如大陆碱性玄武岩因为轻稀土元素富集，所以整体呈右倾的曲线，而大洋拉斑玄武岩为较平坦的曲线（图1）。

图1 不同构造环境砂岩的稀土元素模式曲线

陆源碎屑岩中的δCe可以反映沉积物质沉积时的氧化还原条件，当δCe>1时为正异常，表示沉积环境为较为富氧的环境；δCe<1时为负异常，为缺氧环境[2]。前人对硅质岩的研究发现洋中脊的硅质岩的δCe平均为0.29，；形成于广海平原的硅质岩的δCe的值稍高为0.60；大陆边缘硅质岩的δCe最高为1.03。

Lan/Ybn值和Lan/Cen值同样可用于区分海相沉积岩形成的沉积环境，Lan/Ybn在大洋中脊平均值为0.3，深海平原为0.3～1.1，而大陆边缘为1.1～1.4；Lan/Cen在大洋中脊、广海平原、大陆边缘分别是3.5左右、1.0～2.5、0.5～1.5。

据Potter P E[3]通过对大西洋和太平洋不同深度的REE垂向分布研究，发现REE随着深度增大而浓度增大。同样的结论来自于田景春[4]的对中国南方二叠纪的研究结果，海洋沉积物质中稀土元素总量与海平面的升降有着密切关系，海平面上升时，沉积物质的ΣREE含量也会上升，海平面下降时ΣREE含量下降，但需要指出的是，这仅适用于未经后期成岩作用改造的或海洋原始沉积岩石。

2物质来源的示踪

沉积岩中对于物源的确定有利于沉积环境和构造盆地的还原，这一点在碎屑岩中应用较为广泛。稀土元素得益于其较强的抗迁移性，从物源区到沉积成岩的过程中稀土元素的分配模式几乎不发生改变[1]。在碎屑岩的物源研究中，可以对碎屑砂岩进行稀土元素的页岩标准化，物质来源一致的碎屑岩的稀土元素标准化曲线应为一致。据郝强[5]对川西坳陷须二段物源进行的稀土元素看出，研究区内北部地区Dy亏损，Ce无异常，稀土元素分布曲线呈平坦型，中部地区分配曲线呈右倾型，Ce明显正异常，而南部地区Dy，Eu均表现为亏损，分配曲线略有左倾，表明研究区北部、中部和南部受到来自不同的物源控制，这与岩石碎屑、阴极发光和重矿物分析的结果一致。同时，ΣREE和La/Yb值常被用于判断物质来源（图2）。

图2 La/Yb-ΣREE判断原岩

3岩石成因的判断

稀土元素是判断硅质岩成因的重要标志。热液成因的硅质岩其稀土元素具有如下特征：稀土元素总量偏低，δEu>1，且经北美页岩（NASC）标准化后，呈平缓的左倾斜。

4结论

沉积岩中地球化学元素特征对沉积物质物源、沉积相、盆地构造有着重要的指示作用，也一直是沉积学家所关注研究的重点。稀土元素在沉积学的研究中应用广泛，对沉积构造、形成环境、物源和岩石成因的识别判断有着重要意义，相信在沉积学今后的研究中稀土元素会得到越来越多的地质学家重视。

参考文献

[1]Taylor S R， Mlennan S M， The continental Crust： Its Composition and Evolution； an Examination of the Geochemical Record Preserved in Sedimentary Rocks[M]. Oxford：Blackwell Scientific Publications，1985.

[2] 韦刚健，陈毓蔚，李献华，等. NS93-5钻井沉积物不活泼微量元素记录与陆源输入变化探讨[J].地球化学，2001，30（3）：208—216.

[3] Potter P E. Trace elements in marine and fresh water， argillaceous sediments[J]. Geochimica et Cosmochmica Acta，1986，27（4）：47-55.

[4] 田景春，陈高武，张翔，等. 沉积地球化学在层序地层分析中的应用[J]. 成都理工大学学报（自然科学版），2006， 33（1）： 32-33.

沉积环境 第4篇

一、井田地质概述

洞口井田位于贵州省纳雍县城南西部, 属于阳长镇所管辖, 位于加嘎背斜南西翼北段, 面积约为15.8606 km2。井田内地层发育不全, 由于古生代地层大部分缺失, 仅仅上震旦统地层出露, 分布较为广泛为中生代二叠系和三叠系。地势西北东南高、东北西南低, 境内多山脉, 呈现L形, 并向东南延伸, 山脉多褶皱断裂, 最高海拔高2476.40m, 而最低海拔为1052m, 相对高差为1424m。土地的坡度较大, 并且多山, 主要有中山、高中山、低中山。气候较温和, 冬无严寒, 夏无酷暑, 年平均气温为13.6℃, 年均降雨量为1243.5mm, 属于典型的亚热带季风气候。

洞口井田总体呈现一单斜构造, 次一级褶曲不发育, 浅部地层为50°左右, 深部地层一般为10°~15°。在洞口井田及其周边共发现18条断层, 其中15条为正断层, 3条为逆断层;落差大小:其中16条断层的落差超过30m, 2条断层的落差都小于30cm。该井田主要的含煤地层为上二叠统龙潭组, 平均厚度为421.75m, 含煤平均厚度28.76m。含可采及局部可采煤层10层, 其中:全区可采较稳定煤层有1、2、3、16、28、31、30号七层, 大部可采较稳定煤层4号一层, 局部可采不稳定煤层6、8号二层, 井田内煤层类型为较稳定型。

二、井田含煤岩系沉积特征分析

井田内发育地层从老到新有二叠系 (P) 、三叠系 (T) 及第四系, 其中二叠系 (P) 包括上统 (P3) 、中统 (P2) ;三叠系 (T) 包括中统 (T2) 、下统 (T1) , 而主要的含煤地层集中在二叠系 (P) 中的上统 (P3) 。

1、二叠系 (P) 二叠系 (P) 中的上统 (P3) , 包括茅口组 (P2m) 出露于井田东部界附近, 地层厚度超过200m。其岩性为灰岩, 呈现灰色、浅灰色。其结构为隐晶质-显晶, 由溶蚀现象, 裂隙发育较完全, 而裂隙中间常常被方解石所充填, 含有丰富的瓣鳃类动物化石, 局部能够看见燧石团块。二叠系 (P) 中统 (P2) 包括峨眉山玄武岩组 (P3β) 、长兴组 (P3c) 及龙潭组 (P3l) 。峨眉山玄武岩组 (P3β) 出露于井田北东部边界附近, 地层厚度为220m, 岩性主要为玄武岩, 呈现浅灰色-绿灰色, 地质构造为具豆状及气孔状, 其顶部为凝灰岩, 含有较为丰富的色斑纹及黄铁矿结核, 与下伏地层呈假整合接触。长兴组 (P3c) 组厚37.71~68.76m, 平均厚度为51.52m, 与下伏地层呈整合接触。主要由紫灰色细砂岩、泥质粉砂岩、粉砂岩等组成, 呈现黄灰色、深灰色。其化石为腕足类及瓣鳃类动物化石, 如中华准全形贝Enteletina Sinensis (Huong) 。

龙潭组 (P3l) 大部分为第四系所覆盖, 厚为393.20~450.30m, 平均厚度为421.75m。岩石呈现浅灰色、深灰色及灰色, 由粉砂质泥岩、泥岩、炭质泥岩、粉砂岩及煤层所组成。含煤层达到24~44层, 可采煤层为10层。有着丰富的动物化石及植物化石, 包括瓣鳃、腹足、头足类动物化石, 如:栉羊齿Pecopteris Brongninart sp.化石, 瓣轮叶、栉羊齿植物化石。其岩性为灰岩, 顶部为整合接触, 底部为假整合接触, 组内呈现连续性沉积。根据岩性组合及含煤特征将其分为三段, 分别为上段 (P3l3) 、中段 (P3l2) 及下段 (P3l1) 。上段 (P3l3) 厚98.55~129.25m, 平均厚度为113.5m。岩性为钙质泥岩、细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩等, 该层的海相层相对较多, 有着较为丰富的动物化石及植物化石, 煤层之间的连续性较好, 且间距较为稳定, 是矿区的主要含煤地段, 其中1、2、3、4、6、8号煤层为局部可采煤层, 煤层结构相对较为单一。中段 (P3l2) 厚169.00m, 无可采煤层, 主要由细砂岩所组成, 然后泥岩及粉砂岩, 有少量的动物化石及植物化石, 如:瓣鳃类、海百合化石等。下段 (P3l1) 厚125.65~152.05m, 平均厚度为139.25m, 有可采煤层, 其中19、28、31、32号煤层为井田主要的含煤地段之一, 煤层结构相对较复杂。主要由粉砂岩、泥岩组成, 在该层产动物化石及植物化石, 均是较为常见的化石类型。

2、三叠系 (T) 下统 (T1) 包括飞仙关组 (T1f) 、永宁镇组 (T1yn) , 其中飞仙关组 (T1f) 根据岩性组合分为三段, 即飞仙关一段 (T1f1) 、飞仙关二段 (T1f2) 、飞仙关三段 (T1f3) 。飞仙关一段 (T1f1) 厚度为160.50~203.53m, 平均厚度为174.91m。岩性主要由黄灰-灰绿色粉砂岩、泥质粉砂岩、夹含泥灰岩、灰紫色粉砂岩及粉砂质泥岩等所组成, 含有较为丰富的动物化石, 如克氏蛤Claraia Clarai动物化石。飞仙关二段 (T1f2) 厚37.58~64.50m, 平均厚46.01m。岩性主要由灰色泥质灰岩、灰岩及浅灰色岩, 呈现锯齿状缝合线构造, 局部有泥质粉砂岩薄层。飞仙关三段 (T1f3) 段厚306.64~338.48m, 平均厚323.66m。岩性由粉砂质泥岩、灰紫色及泥质粉砂岩组成。永宁镇组 (T1yn) 可分为四段, 即永宁镇一段 (T1yn1) 、永宁镇二段 (T1yn2) 、永宁镇三段 (T1yn3) 及永宁镇四段 (T1yn4) 。永宁镇一段 (T1yn1) 厚254.70m, 岩性为灰岩、浅灰色及泥至岩等, 局部裂隙较发育, 被方解石所充填。永宁镇二段 (T1yn2) 段厚74.68~85.23m, 平均厚79.96m, 其岩性为粉砂质岩, 灰绿及紫灰色岩。永宁镇三段 (T1yn3) 及永宁镇四段 (T1yn4) 的厚度分别为240m、150m, 岩性主要为灰色、浅灰色及黄灰色岩, 为泥晶结构, 呈现锯齿状缝合线构造, 蠕虫状构造较为发育。三叠系中统 (T2) 包括关岭一段 (T2g1) 与关岭二段 (T2g2) , 其中关岭一段 (T2g1) 厚170m, 灰色、黄灰色岩;关岭二段 (T2g2) 厚240m, 岩性为灰色中厚层状岩。

3、第四系该系厚为0.60~67.86m, 出露于洼地及沟谷内, 由坡积物或者冲击物所组成, 为新型岩石。

三、井田含煤岩系沉积环境分析

我国地质在不断演化, 在漫长的演化过程中, 伴随着海水的不断入侵或撤退, 其沉积环境由海相到陆相, 期间经历了不同的发展阶段。在每一阶段中所表现出的特征也明显不同。洞口井田位于贵州省境内, 属于中山剥蚀地貌, 地势陡峭, 沟壑纵横, 近东西走向脊状山地貌, 地势起伏较大, 海拔标高在1350~1950m, 总体西南高东北低。同时, 井田分水岭明显, 位于井田中部呈东西走向发育, 将地表水南北分流, 向北经鱼塘小溪汇入西泌河, 向南经石家桥小溪汇入新寨河。冲沟呈树枝状发育, 多呈“V”字形山谷。龙潭组流量在0~0.028/s之间, 该层为裂隙弱含水层。主要为碎屑岩, 富水性弱, 浅部以风化裂隙水为主, 深部以构造裂隙水为主。该地层的富水性差, 与上、下含水层水力联系弱。煤层顶底板力学性质不甚好, 未来的采煤活动将产生大量的采矿裂隙, 这些人为裂隙可能会沟通上覆含水层与含煤地层的水力联系, 成为地下水活动的良好通道。其基岩出露范围小, 接受大气降水补给不强, 矿井充水方式主要以渗水、滴水、淋水为主, 水量一般不大, 水文条件相对较好, 属于中等水平, 进而为煤炭形成提供环境。加上本地区常常受到断裂活动的影响, 使地层及煤层发生一定变化。最后, 受到地层运动或者煤层凹陷的影响, 含煤建造的厚度也不断发生变化。伴随着含煤层厚度的增加, 旋回的数目也在不断增多。相对而言, 洞口井田的煤层主要有浅薄层, 煤层的层数较多, 高达十几层。

四、结束语

通常情况下, 煤田含煤岩系沉积特征均表现为细-粗-细的规律, 在洞口井田中岩性特征较为明显, 能够较清楚的显示含煤地层的特征。洞口井田的含煤地层主要集中在龙潭组, 岩性为浅灰色岩或泥质岩等, 煤层平均总厚为11.44m, 含煤系数为8.2%。煤层一般为浅薄层, 煤层的厚度取决于该地区泥炭沼泽的发育程度。若泥炭沼泽发育好, 煤层较厚, 若泥炭沼泽发育不好其煤层相对较薄。最后, 洞口井田含煤岩系沉积特征多由地质运动所决定。如果该地区的砂岩构造应力强, 其煤层顶板相对较完整, 同时地质条件也较好。

摘要：含煤岩系也称之为含煤建造或者含煤沉积, 往往受到地理环境影响, 加上煤田地质构造情况直接影响开采安全, 分析煤田含煤岩系沉积特征及沉积环境具有重要意义。本文以贵州洞口井田为例, 重点分析煤田含煤岩系沉积特征及其沉积环境。

关键词：煤田含煤,沉积特征,沉积环境,分析

参考文献

[1]叶晋军, 谭玉锋.竹地煤田含煤岩系沉积特征及沉积环境[J].科技创新导报, 2012, (24) :224-224.

[2]范惠文.南票煤田太原组沉积环境与聚煤特征[J].城市建设理论研究, 2012, (15) .

[3]袁辉亚.陕渑煤田二叠系下统山西组沉积环境浅析[J].濮阳职业技术学院学报, 2007, 20 (4) :22-23.

[4]贾强.淮南含煤区上古生界煤成气储层沉积特征及评价[D].中国石油大学 (华东) , 2012.

沉积环境 第5篇

对扬子地区2个典型剖面即广元上寺剖面和罗甸纳水剖面的二叠系硅质岩稀土元素地球化学特征研究发现:扬子板块不同地区不同产状的硅质岩稀土元素特征存在差异,燧石条带和团块状硅质岩∑REE均小于层状硅质岩的∑REE;同一地区不同产状的硅质岩Ce/Ce~*相差极小,而不同地区Ce/Ce~*存在明显差异.硅质岩与围岩(灰岩和页岩)进行对比分析发现,页岩的∑REE最高,其次为层状硅质岩,再次为灰岩,最低为燧石条带.通过系统的岩石学和稀土元素地球化学特征研究表明,广元地区二叠系硅质岩以生物沉积为主,并有一定的.热水沉积物质,其沉积环境为大陆边缘中下部;而黔南地区二叠系硅质岩是热水沉积为主,混有少量非热水成因的物质,其形成于远离陆源的洋盆环境.

作 者：李红敬 解习农 周炼 苏明 彭伟 陈慧 Li Hongjing Xie Xinong Zhou Lian Su Ming Peng Wei Chen Hui 作者单位：李红敬,Li Hongjing(中国地质大学(武汉)构造与油气资源教育部重点实验室,武汉,430074;中国地质大学,地质过程与矿产资源国家重点实验室,武汉,430074)

解习农,苏明,彭伟,陈慧,Xie Xinong,Su Ming,Peng Wei,Chen Hui(中国地质大学(武汉)构造与油气资源教育部重点实验室,武汉,430074)

周炼,Zhou Lian(中国地质大学,地质过程与矿产资源国家重点实验室,武汉,430074)

沉积环境 第6篇

关键字：上石炭统，柳树沟组，沉积环境

0 分布概况及接触关系

图区柳树沟组分布较广，总体围绕在七角井大向斜的外围。在七角井大向斜的南北两翼分别被巴里坤塔格北缘大断裂和红井子大断裂将其与七角井组分隔；在七角井向斜的东部杨起端，也因奥陶系、泥盆系的出露，而未见其与七角井组的直接接触。区域上柳树沟组与下伏下石炭统以及泥盆系、奥陶系为角度不整合或断层接触，其上被上石炭统祁家沟组以平行不整合覆盖。在空间上与七角井组成为同时异相沉积，七角井组为裂谷中心相，柳树沟组为裂谷边缘相。

1 岩石学特征

本次调查通过大量实测剖面和主干路线控制，根据这些剖面上提供的岩石组合、构造变形特征及古生物化石资料，可将柳树沟组进一步划分为3段。

柳树沟组一段：以基性火山喷发岩和基性火山碎屑岩为主夹少量中性火山岩。岩性主要为杏仁状玄武岩、玄武质沉凝灰岩、玄武质火山角砾岩、玄武安山质火山集块岩等夹安山岩、安山质火山角砾岩等。

柳树沟组二段：以中基性火山溢流相岩石为主夹少量基性喷发岩及正常沉积岩。其岩石组合为玄武岩、辉斑玄武岩、杏仁状玄武岩、杏仁状玄武安山岩、角砾熔岩、玄武安山质角砾凝灰岩、玄武安山质角砾集块岩、粗安岩、辉石粗安岩、复成分砾岩、中粗粒岩屑砂岩、粉砂岩等。

柳树沟组三段：以正常沉积碎屑岩和火山碎屑岩为主夹少量中酸性火山喷发岩。其岩石组合主要为砾岩、含砾砂岩、砂岩、泥岩、灰岩、凝灰质粉砂岩、凝灰岩、火山角砾岩等夹流纹岩、流纹质角砾凝灰熔岩、流纹质熔结角砾凝灰岩、粗面岩、霏细岩等。

现将主要岩石的岩石学特征介绍如下：

安山岩：岩石的主要斑晶为自行斜长石，粒径约2-3.5mm，呈柱状，宽板状，以中长石为主。基质中的斜长石微晶呈半平行排练，微晶之间有较多的隐晶质充填，斜长石牌号以中长石为主。

安山质火山角砾岩：岩石主要有安山质的岩屑组成，火山碎屑物>80%。岩屑粒径大小悬殊3-15mm，为次棱角状。安山岩岩屑多以玻基斑状结构为主，斜长石以中长石为主，自行程度高，半定向分布于玻璃质中，粗面安山岩岩屑较大，斑晶斜长石以纳-更长石为主，长柱状、板状长石，自行好，已蚀变，仅保留结构特征的角闪石。

玄武岩：岩石斑晶以斜长石为主，多呈柱状，板状，半自行-自行，粒径约1.2-2mm，斜长石以拉长石，中长石为主，发育卡纳复合双晶，环带，因受到基质溶蚀，斜长石两头圆化，个别呈次圆状。辉石以单斜辉石为主，大多为它形粒状，发育有暗化边，也受基质溶蚀成港湾状，圆滑状，部分为蚀变残余。

安山粗面岩：岩石总体为斑状结构，基质中为安山结构与粗面结构的过渡类型，内部孔洞与裂隙发育，孔洞内充填物有石英、绿泥石和碳酸盐矿物，绿泥石在孔洞中心，呈花瓣状，十字消光发育，碳酸盐在其外围呈它形，较晚为石英小颗粒在最外围，且裂隙中多为石英细脉。

安山质溶结角砾岩：岩石有大量安山质火山角砾、斜长石晶屑、细火山灰等塑性碎屑相互溶结而成，火山碎屑中角砾均为塑性变形特征，晶屑为中长石，火山灰中脱玻化作用较强，岩石中裂隙发育，其中充填长英质脉体或碳酸盐脉，碳酸盐矿物交代石英，在角砾中长石微晶及斜长石晶屑表面碳酸盐化蚀变作用较强。安山质角砾中长石微晶多为中-更长石，定向排列较好，有假流动状态，熔岩溶结角砾，颜色不同为氧化程度有所差别，晶屑中长石具环带且为自形。

流纹岩：岩石内以隐晶质为主要组成部分，含少量熔岩团块，整体呈流动构造，孔洞和裂隙及其发育，内多充填石英颗粒、绿泥石或碳酸盐矿物，主要为后期岩石经蚀变作用形成，此外，岩石内局部褐铁矿化作用较强，表明岩石经历过较强的氧化环境作用，熔岩团块呈似流动状，两侧明显有大小区别，较大的一侧为其流动方向，内部有析晶现象。

2 时代讨论

在柳树沟组中发现有大量植物化石和动物化石，植物包括Mesocalamites（中芦木）、Calamites（芦木）、、Archaeocalamites hamiensis sp. nov.（哈密古芦木）、Lepidodendron ninghsiaense Sze et Lee（宁夏鳞木）；动物化石包括Marginifera sp.（围脊贝），Syringothyris aermantaiensis（管孔石燕），Dictyoclostus semireticularis（网格长身贝），Cyclocyclicus sp.（海百合茎），Fenestella sp.（窗格苔藓虫）等。该化石组合指示该套地层的地质时代应属晚石炭世早期。

3 形成环境分析

从柳树沟组整套岩石组合分析，晚石炭世早期的趋势为：开始为海相沉积夹基性-中基性爆发相、喷溢相、溢流相火山岩；随后以基性-中基性火山溢流相、喷溢相、爆发相火山岩为主，酸性火山岩相次之，间夹少量浅海相沉积物；最后以酸性火山岩溢流相、喷溢相、爆发相为主，中-基性火山岩喷溢相、爆发相次之，偶夹海相碎屑岩；总体上构成从基性-中基性到酸性的火山喷发旋回。

综合以上古生物化石和岩性岩相特征，表明柳树沟组总体处于裂谷边缘的滨浅海沉积环境，与七角井组为同时异相沉积。

参考文献

[1] 高景刚. 新疆博格达东缘色皮口地区柳树沟组流纹岩地球化学、LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb年代学及地质意义 [J]. 地质与勘探， 2013（4）.

[2] 王金荣. 新疆博格达造山带晚古生代构造-岩浆演化过程：火山岩组合及地球化学证据 [J]. 岩石学报， 2010（4）.

[3] 梁婷. 博格达山东段石炭纪火山岩地球化学及构造属性[J]. 新疆地质， 2011（3）.

大雁煤田沉积环境与聚煤规律研究 第7篇

(一) 海拉尔盆地的沉积环境分析

1、煤炭工业开发现状

呼伦贝尔市幅员辽阔、物产丰富, 矿产资源更是令人瞩目。目前全市已发现或探明各类矿产49种, 矿产地370余处, 排在前十位的矿种是煤、铜、水泥灰岩及大理岩、硫铁矿、芒硝、钼、铁、银、金、天然碱等。其中在海拉尔盆地赋存着极其丰富的煤炭资源, 截止到2002年末, 境内已发现的煤炭资源总共37处, 其中12处为正在开采的, 25处为预测资源区, 已探明340亿吨, 预测储量630亿吨。其中褐煤储量584亿吨, 长焰煤46亿吨。总储量大约为东北三省总储量之和的1.8倍。

2、海拉尔盆地的沉积环境分析

海拉尔盆地群为晚侏罗世一早白垩世聚煤形成, 其沉积特点清楚地显示出受大地构造格架的控制。盆地形成前 (中、晚侏罗世之间) 我国东部发生了强烈的地壳运动。属于燕山运动的这一幕是继印支运动之后非常强烈的一期运动。它改造了老的构造布局, 使广大区域中出现了崭新的构造面貌。其特点是以断裂运动为主要运动形式, 主干断裂的方向多为北北东向。巨型的隆起、凹陷也常属于断隆、断陷的性质。这一时期形成的北北东向构造带具有新华夏构造体系的典型特色。它们复合于较老的构造体系之上, 切过早、中侏罗世形成的北东向构造和更老的东西向构造。作为新华夏构造体系组成部分的聚煤盆地以断陷型占绝对优势, 波状凹陷型较少见。在盆地形成的早期阶段普遍有大规模的火山喷发, 在盆地的底部常有巨厚的火山岩系存在。

海拉尔盆地群在第三沉降带的范围内, 不属巨型沉降带性质, 而是由许多狭长的 (通常宽仅数公里到数十公里) 中、小型盆地和其间的隆起组成的构造带, 聚煤盆地数目众多, 含煤岩系厚度大 (一千余米至数千米) , 含煤性亦好。海拉尔盆地群的晚侏罗世一早白垩世含煤岩系称扎赉诺尔群, 厚度一般>1000m, 沉积于兴安岭群火山岩系之上。含煤岩系可分为两个含煤组, 每组含煤多层, 在一主要煤田中 (如扎赉诺尔煤田、伊敏煤田和大雁煤田) 都有厚煤层、巨厚煤层形成。除盆地边缘外, 含煤岩系的岩性总的较细, 湖相泥岩粉砂岩比例较大, 属于山间湖盆或内陆湖盆环境。

海拉尔盆地群的每个聚煤盆地都呈北东一北北东向展布, 盆地互相斜列成“多”字形。盆地的构造性质属断陷盆地, 盆地边缘存在着起控制作用的同生断裂, 其活动往往以一侧为主。海拉尔盆地群赋存埋藏不深, 适宜露天开采的巨厚煤层, 是大雁煤田寻找适宜露天开采块段的理论依据。

(二) 大雁煤田的沉积环境分析

大雁煤田位于新华夏系第三隆起带 (大兴安岭隆起带) 的西缘和第三沉降带 (海拉尔盆地群) 的衔接处, 含煤盆地褶皱轴的方向约为60°东, 盆地北缘受断裂控制, 地层倾向南东, 倾角约15°;盆地南缘为煤层露头, 地层倾向北西, 倾角约25°;盆地中部地层倾角较小一般5～10°, 走向断裂较为发育;倾向断裂不甚发育, 且较小。

煤田按勘探程度分为两部分, 大雁东区 (开采区) 面积86.4km2;大雁西区面积95.8km2。

1、自然地理

大雁矿区地处大兴安岭西坡、呼伦贝尔大草原东缘, 地势为四周高中部低, 呈盆地状。海拔标高626—900m之间, 地表植被以草本为主, 有部分森林。其地势总体是东南高西北低, 东南部为低山丘陵地貌, 地表均为草原植被所覆盖。属冲积平原类型。

2、沉积环境与构造特点

大雁煤田以第31勘探线人为地分为大雁西区与大雁东区两部分, 为同一含煤盆地, 故其沉积环境、构造发育规律相当或相同。1968年黑龙江省煤田地质物测队在大雁煤田西区进行了电法勘探工作, 对该区基底的起伏形态进行了控制。地震解释断层7条, 即Fl、F2、F3、F4、F5、F6、F7, 均为NE或NEE向, 倾角60。左右, 落差30—300m不等。依地震解释与地貌特征分析, 大雁西区总体构造为一条带状展布的向斜构造盆地, 盆地内次一级构造由东向西又分为扎罗木得向斜, 十六号屯背斜, 扎泥河向斜。而扎罗木得向斜为大雁矿区向西延续, 煤系地层与大雁三矿煤系地层相似, 煤系地层最大厚度约1000m。之后, 经过十六号屯背斜 (鞍部) 隆起抬高了地层, 过度至扎泥河向斜的煤系地层远远高于扎罗木得向斜的煤系地层, 可以大胆地推断扎泥河向斜的煤系地层可能赋存伊敏组巨厚煤层。

为此, 开展了对大雁西区预测煤田进行了地质踏勘, 根据大雁煤田与周边煤田赋存规律进行大胆的分析预测, 设计了寻找露天矿煤田钻孔。

二、地质勘探验证

2004年4月施工2004—1钻孔, 当钻至168.30m时, 见到煤层厚度45.95m的巨厚煤层。之后, 2005年黑龙江省煤田地质物测队在大雁煤田西区进行了二维地震勘探工作, 提交了《大雁煤田西部区二维地震勘探报告》。本次地震勘探初步查明了主要煤层的赋存深度和状态, 并控制了煤层露头位置, 在本勘查区发现了6条断层。

2005年呼伦贝尔市勘测规划设计有限责任公司在大雁煤田西区进行了预查工作, 并提交了《大雁煤田西区预查地质报告》。该报告共获得资源储量86595.8万吨, 其中伊敏组煤层资源储量为36373.2万吨、大磨拐河组煤层资源储量为50222.6万吨。

在大雁煤田西区露天矿区域施工了51个钻孔, 总工程量为9413.43 m, 其中施工了4个工程地质孔, 4个抽水试验孔群。提交了《大雁煤田西区扎尼河露天矿勘探地质报告》。目前, 《大雁煤田西区预查地质报告》已经通过国土资源部储量评审中心的评审与国土资源部的备案;《大雁煤田西区扎尼河露天矿勘探地质报告》已经通过国土资源部储量评审中心的评审与正在国土资源部的备案。

沉积环境 第8篇

该项目为2008年内蒙古自治区地质矿产勘查基金项目, 其目的是对工作区煤炭资源的经济意义和开发建设可能性做出评价, 为煤矿建设远景规划提供依据。

内蒙古自治区东胜煤田台格庙普查 (北区) 区位于鄂尔多斯市境内, 行政隶属鄂尔多斯市伊金霍洛旗。

矿产资源普查范围:

东经109°23&apos;00″~109°41&apos;00″

北纬39°12&apos;00″~39°21&apos;50″

台格庙北区普查区为一不规则形状, 面积257.45km2。

2普查区地质

2.1普查区地层

根据1:50000地质填图及钻探成果分析, 区内地层由老至新发育有:三叠系上统延长组 (T3y) , 侏罗系中统延安组 (J1-2y) , 侏罗系中统直罗组 (J2z) 、安定组 (J2a) , 白垩系下统志丹群 (K1zh) 、新近系上新统 (N2) 和第四系 (Q4) 。现分述如下:

1、三叠系上统延长组 (T3y)

为煤系地层沉积基底, 区内无出露。钻孔也仅揭露其上部岩层, 揭露最大厚度为17.16m。据区域地层资料:该组地层厚度大于100m。岩性以灰绿色中、细粒砂岩为主。砂岩成分以石英、长石为主, 含岩屑及少量暗色矿物。磨圆度为次棱角状, 分选较差, 泥质填隙。发育大型板状、槽状交错层理, 为典型的曲流河沉积体系。

2、侏罗系中统延安组 (J1-2y)

普查区内的主要含煤地层, 含2、3、4、5、6五个煤组, 按其沉积旋回和岩性组合特征又可划分三个岩段。其岩性下部为灰白、灰色粗粒砂岩和含砾粗粒砂岩。主要成分为石英、长石, 泥质胶结及高岭土质胶结。中部为浅灰色厚层状砂岩, 深灰色薄层粉砂岩、泥质粉砂岩、泥岩及煤层。上部为灰白色高岭土质胶结的细砂岩、粉砂岩, 局部相变为砂质泥岩和泥岩及煤层。整个延安组含2~6五个煤组, 含煤10~32层, 一般为21层左右;含可采煤层3~11层, 一般为7层。该组地层含丰富的动、植物化石, 钻孔揭露地层厚度204.00~322.38m, 平均278.25m, 由东北向西南变厚。属曲流河—内陆湖三角洲—河流相沉积体系链, 与下伏地层呈平行不整合接触。

3、侏罗系中统直罗组 (J2z)

该地层岩性组合上部为灰绿色砂质泥岩、粉砂岩呈互层出现;下部为灰绿、青灰色中-粗砂岩, 中夹粉砂岩、砂质泥岩。在矿区中北部一带底部为砾岩或含砾粗粒砂岩。钻孔揭露该组地层厚度23.38~133.57m, 平均76.04m, 中部较薄。与下伏地层呈平行不整合接触。

4、侏罗系中统安定组 (J2a)

岩性组合为紫色或棕红色细-粗粒砂岩夹薄层紫红色、灰绿色泥岩、砂质泥岩。砂岩中含大量青灰色泥质包裹体。钻孔揭露该组地层厚度11.765~174.80m, 平均56.11m。因受后期的侵蚀影响, 地层厚度变化较大, 总体表现为由北向南变厚。与下伏直罗组地层为整合接触。

5、白垩系下统志丹群 (K1zh)

该地层在矿区北部出露。岩性组合为一套浅紫、粉红色细砂岩与灰白色中-细砂岩互层, 砂岩成分以石英、长石为主, 分选及磨圆度较差, 泥质胶结, 具大型槽状、板状斜层理。底部局部为黄绿色粗砂岩及灰黄绿色砾岩、沙砾岩, 含砾粗砂岩互层, 局部夹泥岩, 具平行层理, 泥质和钙质胶结。钻孔揭露地层厚度320.85~670.17m, 平均587.82m, 受后期的侵蚀作用, 地层厚度变化较大, 总体呈东北部厚, 西、南部薄。与下伏地层呈角度不整合接触。

6、新近系上新统 (N2)

零星出露于普查区北部平缓山顶和沟掌。其岩性为紫红色粉砂岩与粉砂质泥岩互层, 类似层状泥灰岩透镜体、灰质结核, 底部为灰黄、灰白色沙砾岩、砾岩。钻孔中未打到该地层, 不整合于K1zh地层之上。

7、第四系 (Q4)

按其成因, 本区内第四系可分为湖积物 (Ql3-4) 、[Q4l]、风积沙[Q4eol]三类。

(1) 湖积物[Ql3-4]:分布于现代洼地和河谷两岸。普查区主要在赤老兔河发育。沉积物为黄色含细砾沙土层, 灰黑色黏土、灰黑粉砂黏土, 为湖相沉积。

(2) 湖积物[Q4l]:主要分布在湖泊及较大的干涸洼地中。主要沉积物为白黑色、灰黑色淤泥, 含结晶碱、盐、芒硝、各种粒级的沙组成。其上与第四系风成砂连续沉积。

(3) 风积层[Q4eol]主要由砂和亚砂土组成。普查区地表广泛分布。沉积物为滚圆良好的黄褐、浅红色中细粒石英为主, 长石次之, 含少量暗色矿物。多形成沙丘、沙岗、沙垅。

2.2普查区含煤地层

普查区含煤地层为侏罗系中下统延安组 (J1—2y) , 其沉积基底为三叠系上统延长组 (T3y) 。依据沉积旋回和岩性组合特征延安组 (J1—2y) 可划分为三个岩段, 现详述如下:

1、第一岩段 (J1—2y1)

位于延安组下部, 自延安组底界至5-1煤层顶板。钻孔揭露地层厚度86.35~169.48m, 平均128.37m。岩性下部为灰白色中粗粒石英砂岩, 局部含细砾, 砂岩成分以石英为主, 分选好, 具大型平行或板状层理;中上部为灰白色细粒砂岩、粉砂岩及深灰色砂质泥岩互层, 具水平纹理及微波状层理。含5、6煤组4~20层煤, 平均11层。可采煤层为5-1、5-2、5-3、6-1和6-2煤层4层。

2、第二岩段 (J1—2y2)

位于延安组中部, 自5-1煤层顶板至3-1煤层顶板。钻孔揭露地层厚度65.28~128.04m, 平均80.72m。岩性以灰白色中、细粒砂岩、深灰-灰黑色砂质泥岩为主, 砂岩成分以石英、长石为主, 富含岩屑, 具均匀层理或平行层理。砂质泥岩中含有大量的不完整的植物茎叶部化石, 具有水平纹理或微波状层理。该岩段含3、4煤组2~13层煤, 平均为7层。可采煤层有3-1、3-1下和4-1煤层3层。

3、第三岩段 (J1—2y3)

位于延安组上部, 自3-1煤层顶板至延安组顶界。钻孔揭露地层厚度25.85~118.87m, 平均72.36m。岩性为灰白色粗、中粒砂岩, 局部含砾, 夹深灰色粉砂岩、砂质泥岩。砾石以石英岩和花岗岩为主;砂岩成分以石英、长石为主, 含岩屑、炭屑及少量暗色矿物, 具平行层理;粉砂岩及砂质泥岩内含大量的不完整植物化石, 具有水平纹理或微波状层理。该岩段含2煤组1~9层煤, 一般为5层, 含可采煤层2-1、2-2上、2-2和2-2下煤层4层。

3含煤地层沉积环境与聚煤规律简述

鄂尔多斯台向斜中的东胜隆起在三叠纪开始形成大型盆地, 三叠纪末期, 由于印支运动, 使盆地整体隆起, 末期以河流相沉积为主体, 堆积形成浅黄绿色、浅红色粗粒碎屑岩, 且具大型交错斜层理。之后沉积渐间断。由普查区三叠纪末期顶界面起伏情况看, 古地形呈由东向西倾斜的单斜坡, 在区域中部发育比高小于50m的侵蚀性丘陵。同时反映出煤田盆地中心位于普查区的西北部。

侏罗纪早期地壳开始逐渐下沉, 盆地中湖水扩张, 广泛沉积了延安组这一套陆相含煤岩系, 由河流、湖三角洲、沼泽相沉积交替组成, 其沉积垂向层序见图1。

台格庙普查北区含煤地层沉积基底呈东高西低, 侏罗世早期随着地壳下降湖水逐渐侵入, 并携带粗粒碎屑物从普查区西向东沉积将盆地填平补齐, 沉积体系以河道、分流河道为主。随着水进扩张, 普查区全区接受沉积, 并发展为湖-洪泛平原, 在沉降速度和湖水携带物堆积速度相对平衡阶段, 广泛泥炭沼泽化, 造成成煤事件, 生成层位稳定、厚度较大的5、6煤组。

侏罗世早中期末, 湖水面积进一步萎缩, 沉积体系由湖-洪泛平原转变为河流、分流河道, 堆积物以粗碎屑物为主, 仅在普查区西北部被沼泽化, 形成局部发育、厚度集中的2煤组煤层。

4结论

依据台格庙普查 (北区) 钻孔资料分析, 该区与东胜煤田的沉积环境基本一致, 每个环境的变化, 其成煤作用也有不同, 根据不同沉积环境, 选择成煤环境较好地段进行下一步勘查工作有一定参考作用。

摘要：本文通过作者本人野外地质工作实践, 结合钻探、地球物理测井资料, 对东胜煤田台格庙普查 (北区) 区, 依据台格庙普查 (北区) 钻孔资料进行分析, 该区与东胜煤田的沉积环境基本一致, 每个环境的变化, 其成煤作用也有不同, 根据不同沉积环境, 选择成煤环境较好地段进行下一步勘查工作有一定参考作用。

关键词：东胜煤田,台格庙普查 (北区) 区,沉积环境分析

参考文献

沉积环境 第9篇

对现有的资料进行分析对比得知该矿区主要的含煤层为二叠系乐平组和三叠系紫家冲组, 其中乐平组属海陆交替相沉积, 以过渡相及近海陆相为主, 海相沉积次之的近海成煤环境, 而紫家冲组是在印支运动第二幕结束三叠纪末期漫长海相沉积史发生翻天覆地海陆交替后接受的一套以粗碎屑岩为主的山前 (山间) 平原型古地理环境形成的含煤岩系。

1 梅山矿区 (北区) 地质特征分析

1.1 区域地质背景

梅山矿区 (北区) 属于隐伏地区, 大部分为第四系、白垩系和侏罗系掩盖。根据区内已有钻孔揭露, 地层由老到新为:二叠系茅口组、乐平组、长兴组, 三叠系青龙组、紫家冲组、三家冲组、三丘田组, 侏罗系水北组, 白垩系莲河组及第四系, 其中含煤地层为二叠系乐平组及三叠系紫家冲组, 乐平组主要为一套砂、泥岩, 其下伏地层岩性为灰岩;而紫家冲组之上覆地层或为侏罗纪碎屑岩系或为白垩纪“红层”, 下伏地层主要是茅口组灰岩。

1.2 矿区构造特征

本矿区位于江西省主要含煤带萍乐凹陷带之西段, 袁水复向斜北翼, 南为武功山窿起, 北为蒙山复背斜, 区内构造以褶皱为主, 构造线方向主要为北东南西向, 矿区范围内主要为袁村向斜和门口山向斜, 二者分属两个构造层, 呈错位叠加, 与之伴生的断裂构造, 延伸距离较长, 落差较大, 控制含煤地层分布及煤层连续性[1]。

根据已有钻探工程揭露, 矿区总体构造形态为一向斜构造, 即袁村向斜。袁村向斜沿走向起伏较大, 两端扬起呈“船”形, 其走向为北东向, 倾向为北西向, 向斜近轴部被F18断层切割错位, 它的原始形态影响了乐平组含煤岩系的赋存及紫家冲组含煤岩系的沉积分布。勘探线38~28线间和F18断层南东侧含煤岩系乐平组埋深可达-1000m以下, 10~12线间被剥蚀。紫家冲组26线以东北向逐渐变薄至沉积缺失。本区主要发育有F8、F17、F6、F18、F19断裂。

1.3 成矿条件

萍乐坳陷带起始加里东期, 发育于印支期, 萎缩于燕山期, 是我省重要的沉积盆地, 赋存了江西省内两套最主要的含煤岩系乐平组和紫家冲组。乐平组属乐平煤系属海陆交替相沉积, 岩相比较稳定, 旋回清晰, 以过渡相及近海陆相为主, 海相沉积次之, 下部以砂岩为主, 中上部为粉砂岩、粉砂质泥岩, 产大量植物化石, 利于成煤。紫家冲组为滨海山前盆地沉积环境, 沉积序列为内陆盆地充填型, 其底部和下部以砾岩为主, 中上部为砂岩、粉砂岩、泥岩, 表现在垂向上旋回结构明显, 每一小旋回下部的岩石粒度较粗, 向上变细的沉积韵律, 煤层多在每一旋回的晚期形成。紫家冲组地层沉积的中后期, 湖盆逐渐开阔, 沉积速度降低, 成煤条件比较有利[2]。

2 矿区煤层、煤质分析

2.1 煤层分析

梅山煤矿北区内主要含安源煤系和乐平煤系两套含煤岩系。自下而上分别为乐平组官山段的A煤组、老山下亚段的B煤组、王潘里的C煤组和紫家冲组的D煤组, 呈北东向展布, 产状变化不大, 在倾向上呈一较宽缓、伴随有小规模褶曲的向斜, 北陡南缓。其中A煤组发育不好, 无工业价值。C煤组是本次勘查对象之一, B煤组的B4煤层、D煤组的D9煤层发育较好, 是本次的主要勘查对象。

D煤组赋存于紫家冲组 (T3z) , 含煤0~10层 (D1~D10) 。其中D9煤层全区稳定, 为本次勘探主要对象之一, D10、D8煤层相对较稳定, 见少量可采点, 其它煤层均极不稳定也少见可采点。C煤层赋存于王潘里段中段, 含煤4~6层 (C8~C13) 。其中C13、C11、C9三层煤较稳定, 尤其是C11煤层全区可采, 属稳定煤层, 其它煤层均极不稳定, 也少见可采点。

B煤层赋存于老山下亚段 (P3l2-1) , 含煤1~2层 (B3~B4) 。B4煤层全区稳定可采, B3煤层极不稳定。

2.2 煤质分析

安源煤系紫家冲组 (T3z) 所含煤层称之为D煤组, 主要可采煤层为D9, 属滨海平原地带沉积环境, 以半亮型煤为主, 煤种有害成分硫含量较低, 灰分中等。乐平煤系是一套海陆交替相岩系的近海沉积环境, 包括王潘里段 (P3l4) C煤组和老山下亚段 (P3l2-3) B煤组。C煤组主要可采煤层为C13、C11、C9, 以半亮型煤半为主, 有害成分硫含量高, 富灰。B煤组主要可采煤层B4, 赋存于老山下亚段中上部, 煤层结构简单至复杂, 夹矸多为炭质泥岩, 局部为泥岩, 煤层厚度0.88m~12.15m, 平均厚度4.65m, 煤层顶底板均为泥岩, 主要煤层成分为亮煤, 次为镜煤和暗煤, 主要煤岩类型为半亮型煤, 暗淡煤次之。

对梅山矿区 (北区) 所采取的煤芯煤样的测试结果, 由些可知梅山矿区 (北区) 的煤层应属中灰分、中等挥发分、中硫分、高热值煤, 煤类应为气煤-气肥煤。

2.3 邻区含煤情况分析[3]

(1) 1979年8月至1983年4月, 江西省煤田地质勘探公司224队在梅山矿区西南部的山南井田实施地质勘查工作, 并提交了《江西省新余县花古山矿区山南井田详终地质报告》, 山南井田含煤地层为上三叠统安源组大禾山段, 其含煤层多达24层, 累计煤层厚度达7.80m, 平均厚度为5.11m, 大禾山段的含煤系数为2.70%, 可采煤层为6层, 累计纯煤厚度为3.99m, 可采煤层含煤系数为2.20%。地质报告提交的煤矿储量为1306.79万t, 资源储量丰度为256万t/km2。

(2) 1980年至1986年12月, 江西省煤田地质勘探公司224队在梅山矿区西南部的大禾山井田深部实施地质勘查工作, 并提交了《江西省新余市花鼓山矿区大禾山井田深部详终地质报告》, 大禾山井田深部的三叠系上统安源组大禾山段含煤层多达33层, 累计煤层厚度达25.81m, 平均厚度为5.33m, 大禾山段含煤系数为3.80%, 其中可采煤层为3层, 地质报告提交的煤矿储量为97 6.3 0万t, 资源储量丰度为2 8 4.6 3万t/k m 2。

(3) 2009年至2010年江西省煤炭地质勘察研究院在梅山矿区南部实施地质勘查工作, 并提交了《江西省新余市梅山矿区 (南区) 普查地质报告》。

梅山矿区 (南区) 、梅山北矿区与花鼓山煤矿区同属一个含煤沉积盆地, 根据以往地质勘查资料, 山南井田与本区又同属门口山向斜, 在大禾山深部和山南井田的可采煤层数为3层~6层, 可采煤层的总厚度达6.02m。以往地质工作亦证实梅山矿区内的紫家冲组含煤多达10个煤层, 含煤层数多达25余层, 由此可见, 本区含煤性较好, 含多层可采煤层, 赋存大量的煤炭资源量。

3 矿区沉积环境分析

梅山矿区 (北区) 位于萍乐坳陷带中段, 而萍乐坳陷带是江西省的重要沉积盆地, 在江西省地史上两大聚煤期形成了两套含煤地层即乐平组和紫家冲组, 此两大聚煤期在梅山矿区均有存在。

紫家冲组沉积时期的古地理环境属于滨海山前 (山间) 平原型。其特点是聚煤盆地距侵蚀区海岸较近。沉积区与剥蚀区高差显著, 地形复杂, 岩性复杂。以中粗粒碎屑岩为主, 煤层底部常有砾岩层, 分选、磨圆差, 自下而上粒度变细, 泥岩比例增加。沉积相组合也较复杂, 陆相、过渡相、海相均有。煤系下部以陆相 (冲积相、山麓相和湖泊相) 为主, 而上部则以过渡相和海相为主;岩性、岩相横向变化大, 但旋回结构仍较清楚;煤层层数较多, 局部出现较厚煤层, 但厚度变化大, 稳定性差。时代由老至新聚煤盆地常有逐渐扩大的趋势, 所以常有超覆现象。

乐平组主要含煤岩系为王潘里段 (C煤组) 和老山下亚段 (B煤组) , B煤层赋存于老山下亚段中上部, 煤层结构简单至复杂。二叠纪时江西省海陆格局发生变化, 导致二叠纪煤田聚集区的重新定位, 江南古陆、饶二古岛以及赣南的古陆成为控制二叠系煤田聚集的首要条件, 在靠近海洋的山间盆地或滨海盆地最有可能形成煤的聚集区。三叠纪的江西省发生大规模的海退, 在古陆地貌占主导地位的情况下, 由于当时的植物比泥盆纪、石炭纪和二叠纪的植物繁盛, 可能在靠近古海的盆地与山间小盆地形成聚煤区。

4 结语

(1) 梅山北矿区本身为袁村向斜构造。袁村向斜沿走向起伏较大, 两端扬起呈“船”形, 向斜近轴部被F18断层切割错位, 它的原始形态影响了乐平组含煤岩系的赋存及紫家冲组含煤岩系的沉积分布。煤层向两端逐渐升高, 向核部煤层 (D煤层) 埋藏逐渐变深, 但在今后煤炭资源紧缺的情况下, 随着煤炭开采技术的不断提高, 深部开采是可行的。矿区深部煤炭资源可作为目前的后备能源, 具有巨大的开发利用潜力。 (2) 梅山矿区 (北区) 西邻的山南井田, 南依梅山矿区 (南区) (已进行详尽勘探) , 含煤地层被白垩系及侏罗系覆盖, 山南井田与本区同属门口山向斜和袁水向斜, 通过钻探控制, 初步确定本矿区赋存有巨大的煤炭资源量。 (3) 综合对比得知该矿区含煤层中乐平组属海陆交替相沉积, 以过渡相及近海陆相为主, 海相沉积次之的近海成煤环境, 而紫家冲组是在印支运动第二幕结束三叠纪末期漫长海相沉积史发生翻天覆地海陆交替后接受的一套以粗碎屑岩为主的山前 (山间) 平原型古地理环境形成的含煤岩系。

参考文献

[1]江西省地矿局赣西地质大队.江西省新余式梅山矿区 (北区) 煤矿普查报告[Z].南昌:江西省地矿局赣西地质大队, 2011.

[2]李文恒.赣中煤田沉积及地质构造特征[J], 江西省二二七煤田地质勘探队.

永川煤矿区沉积环境及聚煤规律分析 第10篇

关键词：永川煤矿区,沉积环境,聚煤规律

永川煤矿位于重庆市荣昌县内, 地形较平缓, 属亚热带季风气候。本研究以永川煤矿须家河组含煤地层为研究对象, 该地区的砂岩、粉砂岩及泥岩、煤组成, 沉积旋回结构特征较明显。研究区域如图1所示。

1 须家河组含煤岩系沉积环境判别标志与沉积环境分析

1.1 含煤地层沉积环境判别标志

在四川盆地晚三叠世须家河中经过时间的推移和地质的变化, 形成了三段泥岩段和三段砂岩段, 共同构成了陆相煤系碎屑岩沉积序列, 顶部沉积了一套灰色或灰白色砂岩夹杂薄层泥质粉砂岩, 与上面的紫红色砂岩形成了鲜明的对比, 同时底部的泥岩或灰白色砂岩与下伏中三叠下的统嘉陵江组的碳酸盐岩呈不整合接触。

1.2 生物成因的构造

常见的生物成因的构造有虫孔和虫迹, 研究区内的生物成因构造主要有潜穴和爬迹。

潜穴是结构简单的管状迹, 多从地表垂直向下延伸或斜向下延伸, 一般的管径在0.5~1cm, 光滑的管壁由粉砂质泥岩构成了内膜[1]。此外, 还有不规则的管迹, 分布于砂质泥岩与泥质粉砂岩当中, 管壁内直径在0.5cm左右, 内膜为疏松铁、泥质。在湖泊、潮坪、泻湖等潮湿环境当中多见。

爬迹多在生物体的表层形成, 多为弯曲的槽状, 宽度约在0.1~0.3cm, 形成的槽状物表面较为粗糙, 会有疏松的砂泥质铸模[2]。多见于洪泛盆地、潮坪、泻湖等潮湿环境当中。

1.2.1 古生物化石

植物化石可见发育的植物根、茎、叶, 多形成于湖泊当中, 在研究区域内的泥岩段常见。沼泽环境中有大量的水生植物, 因地壳的变动以及环境的变化, 使得植物深埋到地下, 随着时间的推移, 有些变成植物化石。

1.2.2 岩相类型

岩相是一定沉积环境中形成的岩石或岩石组合, 能够综合地反映各种沉积岩在形成的过程中古水动力能量的变化。因此, 对于岩相的研究, 有助于了解沉积环境以及恢复古地理面貌。永川煤矿的岩石类型较为丰富, 且多样, 有沉积构造的岩相约有10种。

1.2.3 含煤地层沉积相的分析

沉积环境主要从物理学、化学和生物学上加以区分相邻地区的一块地球表面[3]。尽管古代的沉积环境已经无法通过直观地了解到, 但地质学中的“将今论古”的原则却可以帮助我们推断古代沉积环境的大概情况, 并结合遗留下来的沉积地层的几何形状特征, 运用古生物、岩石学等方法推断当时沉积环境的基本情况, 从而得到沉积环境的物质表现沉积相。

沉积相是指沉积岩通过沉积环境的影响下表现出来的一些特征。从沉积相中得到的岩石类型、地层组合以及古生物的特点等都可以作为研究沉积环境的重要对象。同时研究区域沉积环境和沉积相, 对于分析区域内聚煤规律的变化具有重要的意义。

1.3 沉积环境的空间变化规律

须五段SW-NE向沉积相变化:

该断面图自永川868孔至永川809孔, 从西向东延展, 构成了永川煤矿晚三叠世须家河组四段、五段和六段, 其中, 四段为巨厚层状中砂岩, 六段为巨厚层状中砂岩。

从勘察情况上看, 该区域的地层发育较为成熟, 但因岩层有缺失, 所以, 四段和五段之间有明显的突变面, 岩性从中砂岩突变为粉砂岩和泥岩的细粒岩性[4]。本段的横向沉积环境由西南部三角洲过渡到东北的湖泊相带中, 与须家河组第五段古地理图的沉积环境相吻合。

永川868、永川872和永川842号孔发育成三角洲平原沉积, 由分流间湾和分流沼泽相组成, 其余的永川孔随着地质条件的改变, 形成了不同的沉积环境。分流间湾相的岩性为粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩, 而分流沼泽相主要是煤层[5]。永川868孔发育成三角洲前洲, 相邻的河口坝和远砂坝构成了这一局部区域洲, 其中, 河口坝的细砂岩成分较高, 而远砂坝以粉砂岩为主。该剖面的沉积地层厚度大体上相同, 煤层的质地良好, 呈横向连续分布。

2 成煤沉积环境下的聚煤特征

2.1 沉积模式

从上面的介绍当中了解到, 永川868、永川872和永川842号孔形成的三角洲, 三角洲形成了滨岸砂坝相和滨岸沼泽相, 与湖泊滨岸相结合起来构成了湖滨-三角洲。在研究区域的东部及南部富砂区綦江、涪陵、丰都一带的大河流较多, 所以, 河流很容易将一些砂石带入到三角洲、滨湖相区, 进而使区域内泥沙量增多。在对区域沉积相进行研究, 结合区域现有资料, 建立了须家河组自东南向西北的砂泥比值逐渐减小的河流冲积平原-三角洲-滨湖-浅湖的沉积模式。

2.2 聚煤模式

聚煤作用的发生需要适宜的环境, 如, 海滨沿岸, 长年积水的洼地, 滨海平原和三角洲平原、泻湖-潮坪、漫滩沼泽等。永川煤矿须家河组的煤层共有4~9余层, 在整个四川盆地, 成煤较好。成煤需要有湖泊相的滨湖沼泽沉积和三角洲平原的间湾沉积, 在漫长的地质演变中形成了独特的成煤环境[5]。根据古构造、古地貌以及沉积环境的不同, 对各成煤沉积环境下的聚煤特征进行对比, 结果表明, 研究区域内的三角洲分流间湾聚煤条件良好, 其次是滨湖沼泽。

2.2.1 三角洲分流间湾成煤

三角洲沉积体系在区域成煤当中占有了有利的环境。在三角洲沉积体系当中, 分流间湾的古地貌、古结构以及沉积环境等都是成煤最好的地方。成煤的形成需要有成煤的物质生长条件, 并且成煤物质死亡后要有适宜的堆积场所, 同时, 成煤物质堆积要有物质覆盖, 以使成煤物质得以长期地留存起来。三角洲分流间湾泥炭沼泽充分地满足上述条件。在成煤物质供给与构造沉降达到平衡状态后, 这种状态会长时间地维持下去, 随着时间的累积, 煤层逐渐加厚, 进而产生良好的成煤。在区内分流间湾沼泽与泥炭沼泽地区, 因离水较近, 环境较为湿润, 所以, 植物能够在该地区良好的圣生长, 茂盛的植物给泥炭沼泽煤层的堆积创造了条件。

2.2.2 滨岸沼泽成煤

滨湖沼泽成煤需要有稳定的覆水环境, 因沼泽位于中-低位置处, 所以, 成煤相较于洪泛盆地泥炭沼泽要稳定, 成煤质量也相应的得到提升, 形成的煤层结构较简单、煤质较好、厚度较为均衡, 分布较广。

3 须家河组岩相古地理

岩相古地理学作为恢复古沉积环境, 研究沉积相的重要学科, 对于划分沉积相和岩相古地理, 确定研究地区在沉积期的沉积中心、物源、煤层发育等情况具有重要的意义。在对永川煤矿各单因素等值线进行分析, 结合全区沉积环境、构造运动、湖平面变化情况, 通过分析须家河组第五段的岩相古地理, 从而为煤炭勘测提供重要的参考依据。

永川煤矿在须家河组第五段含煤岩系沉积期时的古地理面貌如图3~4。在0.00~0.50区间的砂泥比值为湖泊相;0.50~2.00区间的为三角洲相;1.20~2.00区间的为三角洲平原沉积;0.80~1.20区间的为三角洲前缘沉积;2.00以上的为河流相;2.00~2.80区间的为河流冲积平原沉积。须家河组第五段含煤岩系沉积期永川煤矿主要表现出了三角洲和湖泊两种沉积相。该沉积期物源为永川煤矿东南部的江南古陆。

4 须家河组聚煤规律分析

4.1 聚煤特征分析

在须家河组发育河道、分流河道厚层砂岩段, 因煤层几乎不发育, 所以, 我们在研究中忽略这两段的聚煤特征, 只对须家河组第五段的聚煤特征进行分析。

须家河组第五段含煤岩系沉积期, 煤层厚度1~3.60m, 平均厚度为2.30m, 煤层主要出现在滨湖相的滨湖沼泽周围 (如图5) 。在沉积期, 发现碑石山附近区域有明显的聚煤中心, 煤层整体分布较为广泛。

4.2 各类古地理环境中的聚煤作用

须家河组的成煤因成煤的环境不同, 且煤层厚度的分布有一定的局限性, 煤层多发育在三角洲相区, 其次是河流和湖泊相区。

三角洲平原成煤环境主要是湖泊的水退去后形成的以河流为主的三角洲沉积, 在三角洲平原的分流河道中的间湾区发育沼泽和泥炭沼泽沉积, 因此, 在河道间低洼处煤层较厚, 平行于河道方向煤层连续性较好, 可采煤层多, 结构复杂。

滨湖沼泽成煤环境:一般这种环境中覆水较为稳定, 属中-低位泥炭沼泽, 成煤比洪泛盆地泥炭沼泽质量好, 形成的煤层结构较简单、煤质较好、厚度比较稳定, 并且分布面积较广。

5 结束语

对永川煤矿区的沉积环境和聚煤规律进行分析, 可为煤炭地质勘察提供有利的依据, 进而提升煤炭产业的作业效率, 为使煤炭产业长期、稳定的发展创造了条件。

参考文献

[1]陈建科, 温贵森.四川省珙县金堂煤矿区煤层对比研究[J].四川地质学报, 2012, 32 (2) :139~142.

[2]郑清伟.天湖山矿区西侧隐伏区构造特征及煤炭资源前景预测[J].能源与环境, 2012, 31 (4) :64~65, 69.

[3]彭仁斌.湖南省新宁县马头桥矿区聚煤规律及控煤因素分析[J].地球, 2012, 9 (10) :11~12.

[4]苏瑞其.福建省天湖山煤矿区童子岩组一段沉积特征与聚煤规律分析[J].能源与环境, 2012, 5 (3) :39~41.

沉积环境 第11篇

关键词：哈密大南湖煤田；详查区；沉积环境；聚煤规律

煤炭是古代植物埋藏在地下经历了复杂的生物化学和物理化学变化逐渐形成的固体可燃性矿物[1]。据世界能源委员会的评估，世界煤炭可采资源量达4.84×104亿t标准煤，占世界化石燃料可采资源量的66.8%。为认真贯彻党中央、国务院“西部大开发”的战略部署，配合国家“西电东送”项目建设规划，实现“西煤东运”的战略布局，将哈密大南湖煤田成为国家重点的煤炭资源开发地。

1.新疆哈密市大南湖煤田详查区概述

1.1哈密市大南湖煤田详查区地质条件

哈密市大南湖煤田位于新疆哈密市南部约80公里的位置，面积 240平方千米，资源量101.4亿吨，其是新疆哈密市较为重要的聚煤地区之一，与吐哈盆地相邻。新疆哈密市大南湖一区探明煤炭地质储量72亿吨，属特大型煤田。通过运用卫星测量系统等现代化综合勘探手段查明哈密市大南湖一区的可采煤层及地质特征，勘探结果显示煤层共有20层，平均总厚度80米，通过采取煤芯煤样初步分析，煤质属特低硫、低至中磷、无粘性、发热量高的优质煤，属优质工业用煤。

1.2哈密市大南湖煤田勘探与开发现状分析

哈密市大南湖煤田矿区规划四个矿井进行开发，预计矿区总产能7000万吨/年，同时具备5000万吨/年的外运能力。大南湖一号矿井地质储量47.92亿吨，可采储量18.86亿吨，矿井建设规模1000万吨/年，设计服务年限为124年。采用综合开拓方式：主井采用斜井，副井、风井采用立井。矿井生产高度集中化：集中两个或三个工作面生产，实现矿井高产量、高效率、高效益[2]。

2.新疆哈密市大南湖煤田详查区沉积环境及其聚煤规律分析

对于新疆哈密市大南湖煤田详查区沉积环境与聚煤规律的研究分析主要是以长期搜集的该地大量的钻孔资料为基础，通过对相关数据进行统计，进而发现沉积环境的类型以及聚煤规律。

2.1新疆哈密市大南湖煤田详查区沉积环境分析

我们在日常的交往过程中会认识不同的人，之所以可以对每个人进行有效区分是因为每个人的相貌千差万别，各有各的特点和典型特征。对于煤炭资源的沉积环境分析亦是如此，沉积环境主要是指一个地区的沉积层受到该区物理、化学和生物等方面的综合影响，使其具有独特的特征。影响沉积环境形成类型以及成因的因素既包括岩石在沉积和成岩的过程中所处的自然地理条件（例如高山、平原、盆地、大海、河流等）、气候条件（例如干燥、温暖、潮湿、阴冷等）、生物发育状况、沉积介质、物理化学性質（例如水中的含盐度和含碱度、水的温度以及水动力的情况）以及地球化学条件（例如酸碱度等）。正是因为各种自然资源的生成和分布均与沉积环境密切相关，因此人们在勘探中，可以从垂向上出现的沉积相序列来推断相邻地区横向上的类型和系列，为勘探油气、煤炭、地下水和其他沉积矿床服务，对于煤炭勘探和开发具有重要的指导意义。扇三角洲是高山与水盆地近邻，推进到稳定水体中的有明显陆上、过渡区和水下沉积部分的冲积扇。扇三角洲是由冲积扇提供物源，发育于水下的楔形沉积体，具有陆上（扇三角洲平原、扇三角洲前缘）和水下（扇三角洲前缘、前扇三角洲）部分。其中哈密大南湖煤田的沉积环境经过分析总共可以划分为以下四种主要类型：

（1）扇三角洲前缘沉积。扇三角洲前缘位于分支流河道的前端，是三角洲最活跃的沉积中心，是三角洲的主体。从河流带来的砂、泥沉积物在河口与海洋结合部位迅速地沉积。但是自下而上而言，含煤地层的厚度有所提升，扇三角洲平原从发育到发育不完全，盆地底部古构造活动增强。

（2）发育较差的扇三角洲沉积。粒度粗，砂，砾为主，岩性差别大，大部分以砾岩为主，砾石间充填有砂，粉砂和粘土级物质，有些可由含砾的砂，粉砂组成。

（3）发育完整的扇三角洲沉积。由于受到河流、波浪和潮汐的反复作用，砂泥经冲刷、簸扬和再分布，形成分选较好、质较纯的砂质沉积集中带，构成了良好的储集层。平原部分以砾，砂岩为主，前缘部分粉砂，泥质增多。扇三角洲平原类似辫状河沉积，向陆方向紧邻冲积扇。整个扇三角洲常呈短而粗的厚的碎屑楔状体。

（4）扇前湿地、浅湖沉积。以泥岩和砂岩位置，局部水平层理，偶夹煤线。

2.2新疆哈密市大南湖煤田聚煤规律分析

哈密大南湖煤田详查区西山窑组早期的沉积范围大，湖水浅，古构造处于下沉时期，较多煤层形成于扇三角洲冲积平原。西山窑组发展到中期，扇三角洲的面积扩大并逐渐向南扩展，然后在古构造以及环境的作用下，煤层开始大幅聚集。到了西山窑组晚期的时候，湖盆面积减小，四面凸起导致盆内浸水严重，煤层形成极不稳定，甚至聚煤出现终止状况。因此，哈密大南湖煤田西山窑组经历了煤层逐渐增加，又逐渐衰退的反复，而且煤层的聚集一般与湖盆的演化方向和方式存在密切联系。

3.结束语

综上所述，新疆哈密市大南湖煤田地区最重要的含煤地层当属西山窑组，西山窑组不仅含煤层的层数较多，而且煤质良好。通过对西山窑组中下段煤层以及含煤地层的厚度分析，进而对大南湖煤田地区的聚煤规律和控煤因素进行了深入研究，所以对该地区沉积环境类型成因的划分和总结以及对该地区聚煤规律的归纳为大南湖煤田的勘探以及外围勘探均提供了宝贵的经验和资料。

参考文献：

[1]王雁飞.哈密大南湖煤田详查区沉积环境及聚煤规律[J].中国煤田地质，2004，16（04）：32-36.

[2]王宝成.哈密大南湖煤田含煤岩系煤层特征[J].牡丹江大学学报，2006，24（02）：153-156.

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沉积环境 第12篇

关键词：牙哈地区,库车组,曲流河,岩性圈闭

随着勘探的进一步深入,易于发现的构造油气藏越来越少,反之岩性油气藏受到的重视程度越来越高。该类油气藏主要是由于储集层岩性的变化所形成的圈闭。在储集层形成的过程当中,其岩性纵横向的变化既可以发生在沉积的过程当中,又可以出现在成岩的过程之中。而大多数岩性圈闭是沉积环境的直接产物。沉积环境的改变会导致沉积岩岩性出现一些规律性的变化,进而影响了岩性圈闭的形成[1—8]。近些年辽河坳陷清水洼陷、济阳坳陷、库车坳陷等东西部地区相继发现了一批岩性油气藏,从而证实了该型油气藏具有广阔的勘探领域,潜力巨大[4—6]。

牙哈地区随着勘探开发程度的不断推进,着眼点逐步从主力层系转向新的层系、由深层转向浅层等,由此勘探开发的难度日益增加。原来圈闭形态清楚、油气水关系简单的单因素圈闭逐步发掘完毕,而浅层库车组的构造-岩性等复合式圈闭逐步进入视野。

1 区域地质概况

牙哈构造带位于塔里木盆地中,库车坳陷南部的塔北隆起轮台断隆中部,其西邻英买力低凸起,东与轮南低凸起毗邻,南部紧邻哈拉哈塘凹陷。牙哈7—23井区位于塔北隆起牙哈断裂构造带东段,是牙哈的重点井区。该区域内各类井49口,通过其中牙哈301、牙哈301—1、牙哈303和牙哈303—1这四口关键井,可以更好的分析沉积相对岩性圈闭的制约因素(图1)。

新近系库车组时期,牙哈地区总体为泛滥平原组合上的曲流河沉积体系。库车组共分为五段,上部为中厚-巨厚层状泥岩夹中厚-厚层状泥质粉砂岩、粉砂岩;下部为中厚-巨厚层状泥岩、粉砂质泥岩、灰质泥岩与中厚-巨厚层状泥质粉砂岩、粉砂岩互层。其与上伏第四系地层呈不整合接触而与下伏康村组呈整合接触(图2)。

2 沉积体系对砂体展布的控制

根据研究区内钻遇地层的岩性、粒度、沉积结构、沉积构造、垂向序列、电测曲线,结合地震资料综合分析发现,新近系库车组主要为泛滥平原组合,其中以高弯度,河道改迁迅速的小型曲流河沉积为主。其边滩、天然堤和河漫滩微相较发育,河床底部滞留沉积、决口扇、河漫沼泽和牛轭湖亚相相对欠发育(表1)。总体上,库车组5个亚段沉积砂体的展布主要受到东北和西南方向泛滥平原组合上发育的曲流河沉积体系控制(图3),储集类型主要为河道砂体包括主河道上的边滩砂体及片状小水道砂和河道间砂体等。

3 河流相对岩性圈闭形成的控制

3.1 河流相对储集层形成的影响

3.1.1 河道砂体

工区内河道砂体均以边滩砂体为主,具有典型的正韵律特征,且为多套正韵律的叠加。侧向加积的边滩砂体使储层非均质性尤为明显[9,10]。横向上,边滩砂体多表现出不对称透镜状。缓侧端砂体向周围逐渐尖灭于河漫滩或天然堤微相的泥质沉积物当中[图4(a)],渗透率也由较好逐渐变差,很好的完成了从储集层到盖层的过渡;陡侧端砂体厚度较大,与周围渗透率较低的河漫、堤岸亚相呈突变接触[图4(b)],使得渗透率突然降低,储层被周围盖层很好的封闭使油气得到较好的保存。纵向上,侧积泥岩大量发育,多形成下粗上细的正韵律,由下至上孔隙度渗透率逐步降低,局部地区由于泥质隔层充分发育,导致孔渗异常偏低[8],使得砂体发育厚度不大,降低了储层的空间,限制了储集体的规模。

3.1.2 河道间砂体

河道间砂体主要是指天然堤、决口扇、河漫滩当中发育的一些孔渗差,粒度细,厚度小,连通性差,呈顶平底突的对称透镜状孤立小砂体[12]。其纵横向上突变都较为激烈,无明显的韵律变化。这类砂体有着比河道砂体更为明显的非均质性,单储系数低,展布有限[9,10]。这类储层往往呈现单井油气显示较好,但单井产量较低,开采难度较大。所以,相变对该类储层影响很大,不利于其成为有利的储集体。工区内多口井见此情况,以yh303和303—1中上部为典型代表。

3.2 河流相对优质盖层的影响

进入库车组上部出现区域性洪泛,水体急剧加深,发育大规模的河漫滩微相,沉积了大量巨厚-中厚层状褐色黄色或灰色泥岩夹厚层-中厚层泥质粉砂岩,使得前期形成的河道砂体和河道间砂体逐渐被上述泥质沉积物所直接覆盖,这些河漫滩泥由于洪泛规模的巨大使得其分布范围广、泥质含量很高、泥岩较纯净,物性封闭能力很强。此外,库车组上部时期稳定的沉降背景和单一发育的沉积微相使得相变不再激烈,沉积的大套厚层泥岩不易于被小断裂错断或断穿,降低了连通几率且泥岩多数与储集体直接接触,使得封闭封堵能力进一步增强。

因此,通过以上概述不难发现,牙哈地区库车组一、二段发育的大面积、稳定河漫滩微相控制了泥质盖层的形成规模、展布特点和发育程度。正因为总体上单一河漫亚相的充分发育才使得牙哈地区库车组上部形成了优质盖层。

4 曲流河相下发育的岩性圈闭类型

根据工区范围内,砂体类型的特点,牙哈地区库车组当中岩性油气藏主要可以划分为透镜体状砂岩圈闭和断层-岩性复合圈闭(图5)。

4.1 透镜体状岩性圈闭

透镜体状的岩性圈闭一般发育于泥质含量较高的沉积环境当中,砂岩储集体周围一般被渗透性差的泥质沉积物所包围。这类油气圈闭主要发育于库车组中下部的广大区域内。

4.1.1 与河道砂体有关的透镜体岩性圈闭

库车组下部时期整体水位不高,河流摆动较为明显,且存在多期的河道叠加,这就加剧了在横向和纵向上沉积相的变化和叠合样式,形成了丰富多样的相序组合形态。当库车组下部处在平水期的时候,河床侧向迁移沉积物侧向加积形成了条带状的小型曲流河边滩,同时由于区域内河道改道迁移迅速且存在多期河道的叠加,所以相变也比较激烈。因此,形成了边滩-天然堤、边滩-天然堤-河漫滩、边滩-河漫滩等丰富的相序组合形式。正因为存在上述的组合形态才使得河道砂体形成了透镜体状的岩性圈闭,但是该类圈闭也受到了河漫、天然堤或边滩上部泥质沉积物的频繁切割和覆盖,使得其发育规模有限,圈闭的大小也受到限制。综上所述,牙哈地区库车组下部这种纵横向上相变激烈的相序组合特点,使得其发育了这种连通性较差,范围较小,大小受限的透镜体状岩性圈闭。

4.2.2与河道间砂体有关的透镜体岩性圈闭

一种情况是当进入库车组中部时期后,来自西北和东北方向的曲流河水流量开始快速上升,部分地区洪水越过天然堤发育朵状决口扇沉积,在朵状扇上则发育有大量的片状小水道,该型水道在进入库车上部高水位时期后逐渐被泥质沉积物所切割阻断形成一个个孤立小砂体,并最终成为串珠状透镜体岩性圈闭;另一种情况则是当出现季节性的高水位后,水流大量进入牙哈地区并冲击早期形成的河漫滩沉积物,使得其在远离主河道的地区,形成一条条杂乱无章的镶嵌于河漫泥质沉积物当中的河道,后随着地层沉降逐步形成一个个孤立的,被泥质沉积物所包围的透镜体状岩性圈闭[图5(a)]。

因此不难发现,这类透镜体状岩性圈闭的形成主要受控于堤岸和河漫亚相的发育程度、发育规模和组合形式。当决口扇的扇朵发育规模较大,延伸较远且很好的与河漫泥结合形成堤岸-河漫、边滩顶部-天然堤的相序组合形态时,岩性圈闭就能充分的发育。

4.2构造-岩性复合圈闭

根据砂体和断层的组合配置关系,我们可以将处在断层周围受其影响较大的岩性圈闭进一步划分为构造-岩性圈闭。该类圈闭当中,砂体主要仍是受到岩性的控制,断层在穿过切割砂体的时候,仅仅是起到了打通油源和通道的作用。

该类圈闭主要是在东北、西北物源方向的影响下,当水位升高大规模区域出现洪泛沉积时,早期沉积的河道砂体和一些越岸沉积砂体逐步形成一个个孤立小砂体,它们大小不一、规模不等,但都受控于小型曲流河和越岸水道的规模与分布。这些砂体内部层层叠置且互不连通,砂体被东西走向的牙哈大断裂或者一系列次生断裂所切割形成了构造-岩性复合圈闭。其中,牙哈5井区、牙哈7井区和牙哈23井区近断层的层位多数圈闭均属于这种类型[图5(b)]

5 结论

(1)库车组上部发育大套河漫滩沉积,该相带的大规模展布成为了有利盖层形成的主控条件;库车组中下部侧积心滩河道砂和片状河道间砂、小水道砂体逐渐发育,与周围泥质沉积物呈现相变或者沉积尖灭接触,从而形成了良好的储集体。区域内能形成连通性和封闭性良好的储盖组合,加之断层提供良好的油气运移通道,使之形成构造-岩性油气藏。

(2)新近系库车组主要发育透镜体状和复合两类岩性圈闭,其主要分布在泛滥平原组合上,受曲流河沉积体系的影响。而边滩-堤岸-河漫、边滩-河漫等丰富的相序叠置关系控制了这两类圈闭的规模、大小和范围。

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