PDF《东海西湖凹陷沉降史与构造演化》

1 9 ∶

1 5 ∶

6 6 X T

2 φ

0 5

2 5

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3 5

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3 9

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4 4 s ∶ s l ∶ m

4 1 ∶

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3 6

5 2 ∶

5 ∶

4 3

2 6 ∶

1 2 ∶

6 2

1 9 ∶

1 7 ∶

6 4 其中 s 、 s l 、 m分别为砂岩、 粉砂岩及泥岩. 砾岩、 褐煤层. 上中新统柳浪组: 灰色砂砾岩, 细、 粉砂岩夹泥 岩, 上部夹薄煤层. 中中新统玉泉组: 灰色细粉砂岩与泥岩互层, 上 部夹薄煤层. 下中新统龙井组: 灰色泥岩与粉、 细砂岩互层. 渐新统花港组: 杂色泥岩, 灰白色粉砂岩、 细砂 岩、 粗砂岩. 始新统平湖组: 灰 -深灰色泥岩与粉砂岩、 细砂 岩不等厚互层, 上部夹沥青质煤. 古新统: 灰 -深灰色泥岩、 粉砂岩、 细砂岩夹玄 武岩、 安山岩. 东海地区缺乏古水深及海平面变化的数据, 西 湖凹陷沉积地层为大套的陆相碎屑沉积, 广泛发育 湖泊河流相沉积, 古水深相应较小, 对应于上万米的 沉积地层, 其变化造成的影响很小, 可以不考虑古水 深及其变化的影响.

2 .

2 构造沉降量计算

2 .

2 .

1 去压实校正 岩石孔隙度在地层沉积埋藏过程中由于上覆沉 积的压实作用而不断减小, 相应地沉积地层厚度则 随埋藏深度的加深不断地减薄.研究表明孔隙度与 地层埋深存在着指数函数关系, 且不同的岩性具有 不同的初始孔隙度和压实因子( S c l a t e r a n dC h r i s t i e ,

1 9

8 0 ) , 表征其抗压实能力不同( 表4).在经历不同 埋深( 压实程度) 过程中沉积地层古厚度和岩性组 合含量是不断变化的, 初始岩性组合相同的沉积地 层在不同地区由于压实程度的不同表现出不同的岩

2 1

8 第33卷 表4各纯岩性初始孔隙度 -压实因子 T a b l e

4 I n i t i a l p o r o s i t ya n dc o mp a c t i o nc o e f f i c i e n t s o f d i f f e r e n t l i t h o l o g yt y p e s 岩性 骨架密度 ρ m( g / c m

3 ) 初始孔隙度 Φ0 压实因子 c (

1 / k m ) 砂岩

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4 5

0 .

2 7 粉砂岩

2 .

6 4

5 5

0 .

4 1 泥岩

2 .

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0 0 .

5 1 性组合, 即是所谓的差异压实作用. 为消除压实作用和差异压实作用影响, 精确恢 复单井沉降过程及连井沉降对比, 统计了各组地层 中不同岩性的百分含量, 综合各种岩性的初始孔隙 度和压实因子, 应用几何加权平均法建立正常压实 状态下各沉积地层孔隙度 -深度指数关系( 表4),依据压实过程中岩石骨架体积不变及构造抬升孔隙 度不反弹的原则, 恢复各沉积地层于不同地质时间 的古厚度.

2 .

2 .

2 去剥蚀校正 经剥蚀后的残余地层, 其剥蚀厚度的求取对地 层古厚度的恢复及沉积沉降过程的真实重建至关重 要.西湖凹 陷在新生代经历了玉泉、 花港、 龙井I幕、 龙井 I I 幕及海槽等多次构造运动( 表2),造就了 多个不整合面.前人采用声波时差, 镜质体反射率 及地层对 比等方法(王子煜和张明利,

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0 5 ;

王震等,

2 0

0 5 a ,2

0 0

5 b ) 恢复被剥蚀前的地层厚度, 其中 声波时差和镜质体反射率考虑了地层压实 -抬升 - 压实 的时间积累综合效应(周瑶琪和吴智平,

2 0

0 0 ) , 而地层对比则简单地通过地 层展布 形态或 者厚度来外推剥蚀前的地层, 未考虑现今残余地层 形态与厚度是经过压实及构造改造后的结果, 因此 地层对比法求解的地层剥蚀厚度一般偏小, 将其经 过去压实校正后的剥蚀厚度则更为接近地质时期的 剥蚀厚度.本次研究采用地层对比法及参考层厚度 法, 考虑了地层压实 -抬升 -压实的时间积累综合 效应, 对西湖凹陷中央背斜带由北而南的 X L