穿越***和言情***一直是备受欢迎的两个***种类，而两个相结合的自然更是人气颇高，而且也出现了很多好看的***，我根据穿越者的性别整理了八部经典好看的穿越言情***：
下面就是这八部***的简介了：1、《神医凰后》
女主是21世纪被家族遗弃的天才少女；男主是傲娇腹黑帝国太子，一怒天下变的至高王者；她扮猪吃虎坑他、虐他、***他、每次坑完就跑。是个男人就忍不了！他只能猎捕她，宠溺她，诱惑她为他倾心，谁知先动心的人却变成了他。
简评：文笔优美，女强文，很有感觉，在语言风格上更加轻松幽默，但剧情上却更加紧凑，一环扣着一环，让人手不释卷，欲罢不能，强烈推荐！
2、《大帝姬》
女主薛青穿越到架空王朝，从一介书生到当朝状元，从***帝姬到真帝姬，再成为女帝，真心厉害！女主自立自强，杀伐果断，破天般地自信，她的狂背后是为了达成目标不懈的努力和对于被他人左右命运的不服气，这口气支撑着她走到了顶峰。
简评：女主和男配各个都很鲜活，完全不一样，完全都是自己的个性特色，作者笔力一级，强烈推荐！
3、《以和为贵》
现代白领穿越古代贵族**，与身为一方诸侯的男主不期而遇，只为那短暂的温情关怀就舍弃自己高贵的身份，逃婚，不远千里追随男主。男主也没有辜负女主的情意，对女主极尽宠溺。
简评：两人之间浓情满满，这么炙热的情感真令人羡慕，男主超级苏，坚韧，聪明，包容，又有能力，又宠女主，女主聪明，高情商，知道感情不是一味的要求对方付出，懂得经营自己的婚姻。经典百看不厌，强烈推荐！
4、《剩女不淑》
女主身份是现代剩女，重生后凭借着自己的坚持，一步步奋斗出幸福人生的故事。女主重生到古代还是为了婚事发愁跟男主相看相厌，不适应这个时代只能慢慢适应。
简评：前期慢热，但是后面越来越好看，作者文笔很好，结局圆满，强烈推荐！
男穿越：
5、《本王想静静》
今穿古根正苗红傻白甜王爷男主X表里不一伪白莲花女主，算女追男，互宠，架空古言，第一主角是男主，男穿越，虐渣。男主穿越在一个准备造反的王爷身上，已经在作死边缘的男主想方设法要保住自己的小命。保住小命后就等着娶个能让皇帝安心的媳妇，顺便帮自己的好朋友找个婆家。
简评：男女主日久生情，女主先明确心意，暗搓搓撩男主，男主其实早就喜欢女主却不自知，反而把女主当兄弟，还为她的婚事操碎了心，最后喜闻乐见搬石头砸脚。结局圆满，强烈推荐！
6、《古代养家日常》
皇朝末年，兵荒马乱，自然灾害频发，民生凋敝，机缘巧合之下，觉醒前世记忆的少年带着祖母和弟弟妹妹毅然逃荒、躲避兵灾，一路从北到南，终于到达穿越者前辈建立的国度，并在这里一边种田、开店挣钱，一边读书、工作的故事，这是一部从赤贫到中产阶级的小人物奋斗史。
简评：本文架空历史，男主角没有夸张的金手指，没有极品亲戚纠缠，一家人齐心协力赚钱养家，文章主要着墨于亲情、友情与学业事业，日常流，人物智商在线，氛围平淡温馨，读起来不急不缓。作者的文笔朴实流畅，强烈推荐！
7、《嫡次子》
女主高贵冷艳，男主现代大学生方之平，穿成没落侯府的嫡次子，老祖宗紧握掌家权，侯爷爹不管事儿，长兄不亲近，娘亲被欺负，科举、尚主、升官，男主踏踏实实的往前走，不仅带着娘亲搬离了侯府，还娶了高贵大方的长公主。
简评：本文语言质朴，情感细腻，情节生动，文笔优美，颇有古韵，主线为男主角的成长，从宅院到朝堂，不小白，不搅基，现实流，强烈推荐！
8、《重生农门骄》
元梦死后重生到庄户人家，瞧瞧这家穷的，连饭都吃不饱。守着无比富饶的大海怎么会饿肚子呢，这不是抱着金饭碗要饭吗？看元梦如何从大海里捞金。怎么瞅着这家人有点神秘呢？看女主如何拨开重重面纱，有仇的报仇，有恩的报恩，看看现代女孩是如何活出别样的人生来。
简评：本***立意新颖，以男穿为主线，讲述男主穿越过去后先宅斗后朝堂，为保护家人在古代社会奋起向上。全文背景较大，且伏笔多，故事情节张弛有度。奋斗经历为主线，主题甜文不虐。
克拉玛依油田位于准噶尔盆地西北缘的克拉玛依市区附近，东南距***市约400km。油田呈NE—SW向展布，长约50km，宽约10km。
克拉玛依油田发现于1955年10月，发现井为克拉玛依1号探井，位于油田西部二区南黑油山背斜轴部。该井于1955年7月6日开钻，10月20日完钻，完钻井深620m，钻穿侏罗系、三叠系进入石炭系完钻。产层为中三叠统克拉玛依组下亚组(T2k1)S7砂层组，井段为487.5～507.5m。折算日产油19.62t。
克拉玛依油田发现后，立即在盆地西北缘展开了大规模的油气勘探，到1958年基本探明了克拉玛依油田的规模，并选定了一区、二区和七东区陆续投入正式开发。
克拉玛依油田共钻各类探井1000多口，钻各类开发生产井6300多口，油田的***出程度为16.09%，综合气油比100m3/t，综合含水率59.7%。
5.1.1构造及圈闭特征
克拉玛依油田位于准噶尔盆地西北缘冲断带上，受断裂带控制。冲断带呈NE向展布，由红—车断裂带、克—乌断裂带、乌—夏断裂带组成。克拉玛依油田处于克—乌断裂带的西南端，即克拉玛依—白碱滩段。
主断裂穿过油田中部，NE走向，断面向NW倾，上陡(60°～75°)下缓(20°～45°)，呈“犁状”。以三叠系底界计算，其垂直断距280～1200m，水平断距100～1400m，断裂发生于海西晚期，活动一直延续到燕山早期的中侏罗世末期，断裂带隐伏在晚侏罗世—白垩纪沉积层之下，为油气聚集创造了良好的保存条件。主断裂具有明显的同沉积性，使上下盘地层有显著的差别。在长期构造活动中，主断裂又派生出若干分支断裂。从其走向可分为两组:一组近东西向，主要包括有南黑油山断裂、北黑油山断裂、南白碱滩断裂、北白碱滩断裂等;另一组为NW－SE向，主要有大侏罗沟断裂带等。由于断裂在剖面上呈雁行状的切割，使油田形成了由北西向南东逐级下降的断阶构造。地层为由北西向南东倾的单斜，倾角一般为5°～10°;近断裂附近往往形成局部挠曲或鼻状构造，地层倾角可增大到15°～25°;根据断裂的切割情况，油田被划分成10个开发区，即一、二、三、四、五、六、七、八、九和黑油山区(图5.1)。
克拉玛依油田东南方的玛纳斯湖生油凹陷，是油田的主要油源区。从晚二叠世开始至白垩纪末，盆地逐渐扩大，各时期沉积向边缘地区逐层超覆，因而使处在边缘相的克拉玛依油田地区形成5次大规模的地层超覆不整合。加之断裂活动相伴随，为油气的运移和储集创造了良好的条件。
在其构造和沉积的背景下，具有克拉玛依油田多种类型的圈闭，主要是:
图5.1 克拉玛依油田综合图
(1)断块圈闭
多为沿主断裂线分布的前缘断块，即被两条断裂所夹持的封闭型断块，如七区、九区南部的小断块区等。
(2)断裂遮挡的地层超覆圈闭
各区块克下组油藏多属此类。
(3)断裂遮挡的岩性圈闭
如五区、八区的中三叠统油藏、上二叠统乌尔禾组油藏等。
(4)地层超覆不整合圈闭
多见于主断裂上盘，侏罗系、白垩系超覆不整合在石炭系或三叠系之上，形成浅层稠油藏，如六区、九区上侏罗统齐古组油藏等。
(5)潜山型不整合圈闭
地层超覆不整合面之下，往往形成基岩潜山型不整合圈闭，如一区、三区、六中区石炭系火山岩油藏，五区、七区和九区南部下二叠统佳木河组(P1j)火山碎屑岩油藏(图5.2、图5.3)。
图5.2 克拉玛依油田五区—三区油藏剖面图
5.1.2储集层
5.1.2.1储集层简况
(1)石炭—二叠系(C—P1)
以中基性火山喷发岩为主，其次为少量酸性喷发岩、质砂砾岩和凝灰岩。以裂缝和次生溶孔、晶间孔为主的双重介质的低容量、低—中渗透性的储集层，多分布于主断裂上盘、前缘断块以及主断裂下盘的基岩中。该类储集层的探明储量约占油田探明储量的18.7%。埋藏深度各断阶带不同，一般为400～3000m。在剖面中储集层多分布在不整合面以下50～300m范围内，300m以下多为零星储集层或油气显示。
(2)上二叠统乌尔禾组下段(P2ura)
为巨厚冲积－洪积扇致密砾岩(扇体分水上和水下两部分)，以微裂缝、次生溶孔、晶间孔为主的低容量、特低渗透性储集层。主要分布在主断裂下盘的八区，埋藏深度2800～3000m。
(3)上二叠统乌尔禾组上段(P2urb)
为中厚层状砾岩与泥岩互层，以粒间溶孔、晶间孔为主的低容量、低渗透储集层，主要分布在主断裂下盘的五区。埋藏深度2200～2800m。
图5.3 克拉玛依油田六、七、八、九区油藏剖面图
(4)中三叠统克拉玛依组下亚组(T2k1)
以洪积扇砾岩夹泥岩为主，次为山麓河流相砂砾岩和泥岩交互层、滨湖三角洲相细砂岩和泥岩互层。孔隙以粒间孔为主的中等容量、中低渗透性储集层，是油田的主要储集层，遍布全油田，埋藏深度300～2200m。剖面上可分为两个砂层组。
(5)中三叠统克拉玛依组上亚组(T2k2)
为山麓河流相砂砾岩与泥岩交互层。孔隙以粒间孔为主的中等容量、中等渗透性储集层，是油田的另一主要储集层，遍布全油田。埋藏深度150～2000m。剖面上可划分为5个砂层组和10个砂层。
(6)上三叠统白碱滩组(T3b)
该组岩性为分流平原相的灰色中—细砂岩与灰绿色泥质粉砂岩、灰黑色泥岩交互层。孔隙以粒间孔、粒间溶孔为主的中等容量、低渗透性储集层，是油田的次要储集层，只分布在七中区、七东区和八区。埋深900～1900m。剖面上可划分为3个砂层组，即Bj1、Bj2、Bj3。只有Bj1是主要储集层。
(7)下侏罗统八道湾组(J1b)
该组岩性为辫状河流相砂砾岩与河沼相泥岩、煤层交互层。孔隙以粒间孔为主的中等容量、中高渗透性储集层。主要分布在主断裂下盘的七区、八区和五区东部。埋藏深度850～1800m。剖面上可划分为5个砂层组。
(8)上侏罗统齐古组(J3q)
该组岩性为河流相中—细砂岩与泥岩互层。砂岩孔隙以粒间孔为主的大容量、高渗透性稠油储集层。主要分布在主断裂上盘的六区、九区地层超覆尖灭带上。埋藏深度150～350m。剖面上可划分3个砂层组，即G1、G2、G3。G2砂层组为主要储集层。
5.1.2.2储集层沉积相特征
(1)冲积－洪积相砂砾岩储集层特征
作为油田主要储集层的冲积－洪积相砂砾岩具有下列明显的特征:
1)储集层平面展布明显受控于沉积环境:克下组(T2k1)洪积扇砂砾岩平面呈扇形展布，扇体由源区向盆地内可分为扇顶、扇中和扇缘3个亚相带;每个亚相带又可细分出2～4个微相。扇体侧向毗邻叠加形成洪积裙，使储集层叠合连片分布。克拉玛依油田自东向西大体上可划分出5个扇体:六－七－八区扇、三2－四－七西区扇、三3－三5区扇、二中－五1区扇、四2区扇。
克上组(T2k2)和八道湾组(J1b)为山麓河流相和辫状河流相砂砾岩储集层，多沿河流主流线呈条带状分布，山麓河流相砂砾岩体规模较小，明显地呈条带状，而辫状河流相砂砾岩体规模大，主流线呈披麻状分布，砂砾岩侧向叠加，形成具有方向性的连片砂砾岩体。
2)储集层岩性变化大，粒度组成复杂:储集层岩性以砾岩为主，一般可占沉积厚度的50%～80%，扇积或河床沉积往往可达100%，单层厚度大，层数多。而扇缘粒度明显变细，砾岩所占比例减少，一般在30%以下，单层厚度薄且层数少。洪积相砂砾岩为砾、砂、泥混杂，分选差，分选系数3～8，泥质含量可达10%～18%。单个砂砾岩体在空间展布并不大，但往往明显错叠构成复合砂砾岩体，使泥岩隔层失去稳定性。
3)储集层物性变化大，多为中等孔隙和中低渗透性:在埋藏较浅的主断裂上盘，砾岩孔隙度为17.5%～24%，平均为20.02%;在埋藏深的主断裂下盘孔隙度明显降低，为10.7%～23%，平均为15.6%。即使是在同一岩性段中孔隙度也可相差4.4%～8.9%。砾岩渗透率的变化更剧烈，它与孔隙度没有明显的关系可寻，一般渗透率在100×10－3μm2以下;同一砂砾岩体渗透率级差可达数十倍。在剖面上渗透率多呈复合韵律变化;一般在砂砾岩单层的中、上部渗透率最好。渗透率分布为槡rx型，渗透率变异系数一般大于0.8。冲积—洪积相砂砾岩还有一种特殊的结构，即为没有胶结物充填的支撑砾岩，砾径3～10cm，砾石互相支撑堆积于沉积层中。这是洪积相沉积中的筛滤结构，是在成岩过程中未被充填的残留部分。在剖面结构中所占相对密度不大，一般厚度为30～50cm，但渗透率特高，对注水开发有较大的影响。
4)储集层孔隙结构复杂，形成“复模态”结构:在不同粒径砾石支撑的孔隙中，充填了各种粒级的砂，砂粒间又被胶结物和其他微粒充填，这种结构称为“复模态”，其特点如下:
(a)孔隙类型多种多样:原生孔隙有粒间孔、界面孔、粒内孔和杂基孔;次生孔隙有溶模孔、晶间孔和交代孔;微裂缝有构造缝和解理缝，但以粒间为主。
(b)孔大喉小连通性能差:一般孔隙直径10～200μm，而喉道半径只有0.1～2μm。孔喉比高达30～150，孔喉配位数一般为2～3。
(c)孔隙大小分布极不均匀:从压汞毛管压力曲线正态概率图上可见，孔喉累积频率分布曲线一般呈多段式，孔喉分布频率直方图上呈双峰、三峰或平峰，峰态值在1.0以下，分选系数为3.7～4.4。
(2)河流相砂岩储集层特征
分布在超覆尖灭带的上侏罗统齐古组(J3q)浅层稠油储集层，属典型的河流相沉积。由于时代较新，埋藏浅，与下伏稀油储集层有显著的差别。
1)剖面上为正旋回结构的辫状河流相沉积特征:上侏罗统齐古组(J3q)超覆沉积在中、下侏罗统或中、上三叠统之上，个别地区超覆在石炭系之上。目前已发现的该组储集层主要分布在克拉玛依油田的六、九区。在区内为一套辫状河流相沉积，剖面上由3个正旋回组成，总沉积厚度平均为114m。按旋回自上而下划分为3个砂层组，命名为G1、G2、G3。G1为河流晚期沉积，以漫滩的泥岩、砂质泥岩为主，在区内遭受剥蚀严重，多被上覆下白垩统吐谷鲁组(K1t)超覆不整合，残留不全，平均残留厚度为17.4m，在区内为非储集层。G2为辫状河流的发育时期，沉积厚度平均71.5m，是一套完整的正旋回结构。自上而下可划分为2个砂层(G21、G22)。中下部(G22)47.8m为辫状河床和心滩沉积，底部一般可见3～5m的砾状砂岩和砂质砾岩，向上渐变为中—细砂岩，斜层理、交错层理发育，是区内主储集层;上部(G21)则以漫滩泥岩、泥质粉砂岩为主，偶夹细粉砂岩薄层，沉积厚度平均为23.7m，水平层理发育，是区内的次要储集层。G3为河流早期沉积，沉积厚度变化大(17～52m)，岩性偏细且变化大，以漫滩泥岩、泥质砂岩为主，多见水平层理，局部地区为河床砂砾岩和中—细砂岩，多呈条带状分布，平均沉积厚度为25.4m，为区内次要储集层。
2)储集层具有胶结疏松、物性好的特征:砂岩渗透率，经153块样品分析变化在(100～10000)×10－3μm2之间，全区平均为2000×10－3μm2。渗透率的分布属γ(χ2)型，平面上的变化明显与沉积相带有关，而剖面上的分布多呈低—高—低的复合韵律型，少数为低—高的反韵律型。
3)以原生的粒间孔隙结构为主。
4)储集层存在严重的非均质性:齐古组砂岩储集层具有复杂的油层组合形态。由于沉积环境变化，在砂层中常夹有泥质条带和不含油的致密砂层。因此，油层系数(油层有效厚度与相应的砂砾岩沉积厚度之比)一般较小，为0.3～0.75;单油层层数可达6～7层，一般均在3层以上。不同砂体的渗透率差异大，平面上渗透率级差可达5～12倍，纵向上可达87倍，非均质系数达0.29～0.67。对比主要储集层中的各砂层，以G22-1非均质性最严重，G3次之，G22-2相对较好。
5.1.2.3石炭－二叠系储层特征
从目前的资料看，克拉玛依油田石炭—二叠系储集层可分为2种类型。
(1)以八区上二叠统乌尔禾组下段(P2ura)为代表的巨厚致密砾岩储集层
上二叠统乌尔禾组下段(P2ura)巨厚致密砾岩主要分布在克—乌下盘掩伏带。目前发现的油藏只见于八区。这是一套冲积－洪积相的巨厚砾岩，沉积厚度111～815m。岩性为砂质不等粒砾岩，几乎没有泥岩夹层。砾岩的粒度区间很宽，颗粒大小混杂，分选极差，但可见粒度递变层理。颗粒成熟度低。砾岩成岩后生作用严重，主要表现在成岩压实严重，颗粒表面绿泥石化、火山喷发物的脱玻化、硅化，形成了一定的晶间孔;在淋滤及压溶作用下形成部分颗粒的粒内溶孔、粒间溶孔及压溶缝等，使之几乎全失去了原生孔隙，产生了一套次生孔隙体系。据岩心分析统计，原生的粒间孔只占9%，孔径为60mm;溶蚀孔占49%，孔径为70～200mm;晶间孔占20%，孔径一般为14mm;交代孔占13%，孔径一般小于24mm。另外，据铸体薄片观察，砾岩孔隙结构有孔大喉小的特征，喉道半径均值仅0.06mm，且分选较差，孔喉配位数为2～3，而孔喉比为317。从岩心观察中发现2期裂缝，一期为倾角小于30°的低角度裂缝，形成较早，多为方解石充填;另一期为高倾角(60°～80°)裂缝，未充填，缝宽为0.3～1.1mm。裂缝多见于储集层的中、下部。
砾岩孔隙度变化在5%～13%之间，平均为9%;空气渗透率均小于1×10－3μm2。
这类储集层除见于八区之外，还见于五区和七区下二叠统佳木河组(P1j)的中、上部砂砾岩等。
(2)以一区石炭系(C)为代表的火山岩储集层
克拉玛依油田沿主断裂上下盘分布着火山岩储集层。该类型规模最大的是一区推覆体核部的石炭系玄武岩储集层，其次为七中区下二叠统佳木河组(P1j)下部安山－玄武岩储集层、六中区石炭系安山岩储集层、九区石炭系安山岩储集层、五区下二叠统佳木河组(P1j)安山－玄武岩储集层、八区下二叠统佳木河组流纹岩储集层等。
一区石炭系玄武岩储集层，分布面积约30km2，埋藏深度一般变化为800～1100m。钻井揭露厚度300～1100m(未见底)，属于基岩块状储集层。据岩心观察统计，玄武岩喷发系数(火山角砾岩岩体/火山熔岩岩体)为18%～22%，属裂隙中心式喷发。据现代火山喷发的实地观察，火山岩相可划分为:爆发相－火山角砾岩相、溢出相－火山熔岩相、过渡相－火山角砾熔岩相、漂散相－凝灰岩相。一区玄武岩储集层亦大体可划分为:爆发相－玄武质角砾岩相，分布在一区中部偏北，紧靠北黑油山断裂;溢出相－玄武质熔岩相，分布在玄武质角砾岩带***，占据了一区的大部分面积;漂散相－玄武质凝灰岩相，分布在一区的边缘地带，有向二区增多的趋势;过渡相在一区很难划分成带，只在剖面上见有玄武熔岩与玄武质角砾岩的混合带。
一区石炭系玄武岩储集层，在三叠系沉积之前长期暴露于地表，遭受强烈的风化剥蚀，因此，火山岩体发生了一系列变化:
1)风化壳的分带性:据野外露头和岩心观察，一区石炭系风化壳自上而下大体可分为4带:风化带，厚0.5～14m，是形成基岩油藏的良好盖层;崩解带，位于风化带之下，厚约200m，其厚度的变化，随古地貌高低而变化，古地貌高者，崩解带则厚，反之则薄，这为油气向高部位聚集提供了良好的储集空间;淋滤带，位于崩解带之下，厚200～300m，在地层水作用下，使玄武质熔岩遭受不同程度的淋滤蚀变，微裂缝和次生孔隙发育起来，形成了一定的储集空间;滞流带，位于淋滤带之下，距风化带500～600m以下。由于长期地层水的沉淀作用，使早期形成的构造缝、火山岩原生缝、洞等均已充填，导致储集性能极差。
2)玄武岩体蚀变:其蚀变形成了自生矿物绿泥石、绿泥石－沸石、绿泥石－蛋白石、绿泥石－方解石、沸石－方解石、沸石－蛋白石、沸石、石英－蛋白石、方解石等。
3)裂缝发育，且分期性显著:据荧光薄片资料统计，大致可将裂缝的形成划分为3个时期:一期裂缝主要发育在块状玄武岩段和凝灰岩段，裂缝密度为38条/100cm2，发光缝占40%左右;二期裂缝主要发育在蚀变玄武岩段，裂缝密度为40条/100cm2，发光缝大于70%;三期裂缝主要发育在火山角砾岩段，裂缝密度80条/100cm2，发光缝达100%。3期裂缝的发光率不同，还与其充填的自生矿物有关，早期缝多充填早期析出矿物如绿泥石、蛋白石，不易被水溶解，溶蚀孔、缝不发育，发光率低;二、三期缝多充填中晚期析出矿物如沸石、方解石类，易溶于水，溶蚀孔缝发育，发光率高。
一区玄武岩储集层孔隙结构特征可分为4种类型:
1)玄武质岩熔角砾岩:为油缝型储集层，孔隙度大于20%，渗透率大于40×10－3μm2。根据霍布森公式计算的非润湿相饱和度为79.6%，退汞率较高(57%)。为大孔、中喉道组合。
2)角砾状玄武熔岩:深蚀孔、晶间孔交互分布，压汞毛管压力直方图为无峰曲线，连通喉道为微裂缝，孔隙度、渗透率极低，非润湿相饱和度为65%，退汞效率中等(36.8%)。大中孔、小喉道组合。
3)蚀变玄武岩:玄武岩蚀变后生成次生矿物沸石、绿泥石等，因而产生晶间孔、溶蚀缝、洞。但孔隙度低，渗透率高，非润湿相饱和度为48.6%，退汞效率中等;渗流好而孔隙储集性能差。
4)致密块状玄武岩:该类火山岩的蚀变程度较差，大部分由玻璃质组成。孔隙度很小，如无裂缝发育，则无储集渗流能力;如有裂缝发育，则为纯裂缝性储集层。
由上述可见，火山岩的储集性能与其岩性、岩相及其风化模式密切相关。
据岩心观察统计，一区石炭系玄武岩储集层的裂缝产状及发育程度为:
(a)低角度(小于45°)裂缝:频率为37%，缝宽一般小于8mm。
(b)中角度(45°～60°)裂缝:频率为1%～35%，缝宽一般小于1～3mm。
(c)高角度(60°～80°)裂缝:频率为30%，缝宽一般大于5mm。
岩心分析的基底孔隙度平均为7.2%;空气渗透率为1.2×10－3μm2;测井综合解释的裂缝孔隙度为0.8%，利用复压资料计算求得有效渗透率为5.4×10－3μm2。据生产动态反映，主裂缝方向与北黑油山断裂方向近于平行。
综上所述，火山岩储集层远较沉积岩储集层复杂。在复杂的火山岩岩性、岩相控制下，经风化蚀变，形成了以次生孔隙为主的储集空间，裂缝和微裂缝是油气渗流的主要通道，这就是非均质程度很高的小容量、低—中渗透性的多重介质系统的火山岩储集层。
5.1.3油气藏类型及流体性质
克拉玛依油田是多种油藏类型叠合的油田。从总体上看，主要的油藏是:与断裂遮挡有关的单斜－岩性油藏、地层超覆尖灭油藏、基岩油藏。三叠—侏罗系油藏的主要类型是第一类;稠油油藏的主要类型属第二类;石炭—二叠系油藏属第三类。据已投入开发的49个层块，其油藏性质可分为5类。
克拉玛依油田地面海拔平均为300m，油层中部深度为150～2900m。油藏中部海拔为150～2600m。油藏的原始地层压力变化在1.8～34.85MPa，压力系数变化在1.02～1.71之间，不同的断块、不同的层系，都有自己独立的压力系统。地层压力随埋藏深度增加而增高，而压力系数的变化却没有规律。
油藏的压力变化在1.8～29.6MPa之间。在克—乌断裂上盘各层块，油藏的原始地层压力与饱和压力基本接近，属饱和油藏。而克—乌断裂下盘各层块，原始地层压力均高于饱和压力，油藏的饱和度一般在80%左右，属高饱和度油藏。油藏温度随埋藏深度而变化，为17～72℃。
克拉玛依油田天然驱动类型以溶解气驱为主，弹性驱动为辅，且仅见于克—乌断裂下盘各油藏，弹性能量有限。在少数层块构造低部位见有边水，但很不活跃，无明显的油气界面。
克拉玛依油田的地面原油性质，总的变化趋势与油藏埋深密切有关。在主断裂上盘的高断块，油藏埋藏浅，地面原油相对密度高(0.86～0.92)，黏度大(20℃时为50～4200mPa·s)，凝固点低(－45～－20℃)，含蜡量低(微量至5%)，多属低凝油。而地层原油饱和程度高，均在90%～100%，地饱压差趋近于零，原始溶气量较低(5～50m3/t)，原油相对密度较高(0.8～0.86)，黏度较高。溶解气相对密度0.62～0.75，甲烷含量达70%～80%。主断裂下盘，油藏埋藏深，地面原油相对密度低(0.79～0.85)，黏度小(20℃时为20～100mPa·s)，凝固点高(－10～+15℃)，含蜡量高(3%～7%)，为普通原油。而地层油饱和程度较低(80%左右)，地饱压差在2MPa左右，原始溶气量较高(50～150m3/t)，原油相对密度较低(0.67～0.8)，溶解气相对密度较高(0.7～0.82)，甲烷含量为80%以上。
地层水在油田上不活跃，只见于分割的断块区构造低部位。水型以重碳酸钠型为主，氯化钙型次之。三叠系及其以上地层的水矿化度变化在6～7.2g/L之间，三叠系以下地层的水矿化度变化在7～49g/L之间。
5.1.4油气成藏主控因素分析
克拉玛依油田成藏控制因素中，构造条件为主控因素:
1)油源丰富，油田近临玛纳斯富油气坳陷，二叠系、三叠系、侏罗系烃源岩供油，还可能有石炭系烃源供油的潜在因素，这是最基本的条件。
2)断裂构造发育，存在多个不整合，为油气运移、储集创造了条件。
3)储油构造发育良好，圈闭类型多种多样，其中与断裂有关的圈闭尤为发育。
4)储集条件优越。本油田储集层系有石炭—二叠系、三叠系、侏罗系砂岩、砾岩储层，还有石炭系火山岩储层等多层系、多类型储集体。
5)构造形成期与烃源岩生、排、运期匹配，大体在侏罗纪，即已处在生烃、排烃高峰期时适遇大批构造圈闭定型，后又历经多次构造运动，多次不整合面发育以及出现多次地层超覆，形成了重要地层、岩性圈闭，为油气聚集创造了必要的空间场所。
6)克拉玛依油田分布在西北缘克—乌冲断带上，该构造带是准噶尔弧西翼构造成分，以断裂为主，具左行扭动特点，为压扭性，断裂分支较多，形成入字型、雁行型、小型帚状以及反S形等多种利于油气聚集的构造型式，为油气富集创造有利条件。
(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 (?1y)玉尔吐斯组, 厚18.6m。岩性主要为浅**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、**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***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 (?1x)
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 (?1w)
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**、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 (?1y)
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**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 (?1x)
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 (?1w)
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**、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著的进步, 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Gin***urg, 1***9), 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。
按照地质发展历程，将本区的新生代地质史划分为3个阶段：①陆内裂谷阶段（晚三叠世—中始新世）的萎缩期（白垩纪—中始新世）；②喜马拉雅运动早期（晚始新世—早中新世）；③喜马拉雅运动晚期（晚中新世—第四纪）。这种划分对比见表1-1。
（一）古新世—中始新世
1.陆内裂谷萎缩期的地层发育
在本区活动强烈的印支期陆内-陆间裂谷系全面闭合后，经过隆起和剥蚀夷平又开始了新的拉张－挤压的开合构造旋回，晚三叠世不同时期的沉积与下伏地层普遍呈不整合接触。大致说来，侏罗纪是这一新的拉张活动的发育鼎盛期，分布广，厚度大；白垩纪则是其萎缩期。本区的白垩系多与其下伏地层为平行不整合接触；与上覆地层在楚雄地区为整合接触，在保山-澜沧地区为整合至平行不整合接触。古新统和始新统与白垩系关系密切，比侏罗系的分布明显萎缩（表1-2）。无论从沉积还是从变形程度看古新统一始新统都可认为是陆内裂谷萎缩末期的产物。这正是在讨论古新世和始新世时不能不上溯并与之一起讨论白垩纪的原因。而在扬子断块区，该时期的沉积也是中生代沉积盆地持续萎缩到末期的产物。对比古新世与早白垩世的古地理图，很容易得到这一认识（图1-4、1-5）。
白垩系为陆相红层，可分成两大沉积旋回，可对比性强。以滇东楚雄一带为例，下旋回为下白垩统高峰寺组和普昌河组。旋回底部为砂砾岩，上部多为杂色泥岩、粉砂岩、夹泥灰岩，局部含石膏。在祥云仅普昌河组厚度就可达2113m。在滇西该套地层称景星组，厚800～2100m，局部有铜矿化或含煤线。上旋回为马头山组和江底河组。江底河组岩性较细，夹泥灰岩多层（局部含铜），亦见黑色碳质页岩和石膏夹层。在楚雄一带上旋回厚900m。上旋回在滇西相当于曼岗组、虎头寺组和曼宽河组，虎头寺组普遍含铜矿化。滇西的上旋回明显比滇东厚，曼岗组厚600～1200m，虎头寺组厚100～400m，曼宽河组在南部江城命名剖面上厚2923m。
表1-1 云南地区新生代地质演化阶段划分对比表
注：本表的编制参考了何科昭（1996）的资料。
表1-2 云南地区白垩系—古近系典型地层及其对比表
＊路美邑组未见与赵家店组接触，其下伏地层为三叠系，赵家店组上覆上中新统石灰坝组、本表的编制主要参考了《云南省区域地质志》，1982。
图1-4 云南早白垩世早期岩相古地理略图
（据《云南省区域地质志》，1990）
1—岩相界线；2—古陆或隆起区；3—砂岩泥岩－泥灰岩组；4—砂岩－泥岩－砂砾岩组；5—砂岩－砾岩组；6—砂岩-泥岩-砂砾岩-白云质灰岩组
Es—河口湾相；Ls—浅湖相；R-Lc—河流－滨湖相；R—河流相
值得注意的是上白垩统江底河组的沿革，该组1962年命名于大姚，包括4个岩性段：下部有下杂色岩段，下紫色岩段，上部有上杂色岩段、上紫色岩段。现在将上部两个岩性段归为古新统并称为元水井组（云南省地质矿产局，1990）。可见本区第三系底部与白垩系有密切关系。
2.两种类型的古新统和下—中始新统
第一种类型以兰坪思茅盆地和楚雄盆地为代表，是白垩系盆地的萎缩产物。总体看来其古新统是发育在准平原化背景上的内陆湖沉积，沉积较细，大致划分为两个沉积旋回并相应有两个重要的成盐期，不但有膏盐，而且含岩盐和钾盐，局部形成矿层。在盆地中心厚度很大（可大于2000m），且多与下伏地层整合接触，向边缘变薄并可出现与下伏地层的***不整合或超覆不整合接触。
图1-5 云南古新世岩相古地理略图
（据何科昭等，1996）
1—蒸发岩相；2—粉砂岩－泥岩相；3—粉砂岩砂岩相；4—碎屑物方向；5—剥蚀区
Ⅰ—盐湖相带；Ⅱ—滨湖-浅湖相带；Ⅲ—滨湖-三角洲相带；Ⅳ—萨布哈平原相带；V—滨浅湖相带
第二种类型是在新生代箕状断陷盆地中的沉积，沉积开始于古新世—始新世的不同阶段，厚度可达1000m，其中也有与上一类型相应的成矿层位。云南省第三系的200多个独立的沉积盆地，有相当部分产生在此时期（图1-6）。
滇西的中—下古新统为勐野井组和云龙组。勐野井组在江城勐野井矿区厚468m，可见与下伏下白垩统虎头寺组***不整合接触，在兰坪－思茅分区厚度可达1458m。云龙组亦为湖相红色砂泥岩夹膏盐，厚253～2540m。滇东的古新统即前面提到的元水井组，厚度较薄。
（二）晚始新世—早中新世
1.一次重要的挤压构造活动
众所周知，在始新世末期发生了一次重要的构造***，白垩纪末期到中始新世的以拉张为主向以挤压为主转变。而这次挤压活动又以滇西地区表现最为明显，导致陆内裂谷（T3—E2）的消亡封闭并产生相应的压性构造形变，形成南北向的断层和相应的褶皱。在滇西挤压活动对先期断裂有相当大的继承性，在扬子断块区则有较明显的新生性，遍布全区的南北向断裂及其派生的分支断裂，控制着大大小小的新生代断陷（陈布科等，1994）。即使某些盆地的边界因超覆或后期剥蚀呈不规则状，但勘探证明其控盆主断裂仍然是南北向断层，如曲靖盆地东部及其堡子上主断层。就裂谷期的地层来说，越向下形变越强烈，但即使古新世—中新世的地层也可产生明显的全形褶皱、发育逆—逆冲断层并造成与上覆地层的角度不整合（图1-7、1-8）。
图1-6 云南地区第三系分布图
本图主要依据《云南省区域地质志》（1990），《贵州省区域地质志》（1987）和《中国地质图》（1∶500万）（1990）绘制
1—古新统；2—始新—渐新统；3—中新统—上新统；4—主要断裂；5—地层区界线；6—分区界线
图内数字为地层区：Ⅰ—滇东地层区；Ⅰ1—元谋－楚雄分区；Ⅰ2—昭通－东川分区；Ⅰ3—昆明－开远分区；Ⅰ4—西昌分区；Ⅱ—滇西地层区；Ⅱ1—腾冲-瑞丽分区；Ⅱ2—保山-澜沧分区；Ⅱ3—兰坪-思茅分区；Ⅱ4—中甸-丽江分区
图1-7 滇西地区上始新统—渐新统与下伏地层接触关系图
（据尹功明，转引自何科昭等，1996）
1—勐腊群；2—宝相寺组；3—小丫口组；4—勐野井组；5—泥岩；6—粉砂岩；7—细砂岩；8—中、粗砂岩；9—含砾砂岩；10—砂砾岩；11—砾岩；12—粗—巨砾岩；13—含砾砂泥质透镜体
A—镇源勐大文夺村；B—景谷县景谷街文连村东；C—景谷县陆家山西；D—勐腊县至勐伴18km处
图1-8 景谷陆家山（E1-2—E3）构造剖面图
图1-7和图1-8中的E1me为勐野井组， 为小丫口组， 为勐腊组
（据尹功明，转引自何科昭等，1996）
在区域动力作用影响下产生了侏罗系、白垩系和古近系砂泥岩轻度变质，使岩石具丝绢光泽，片理发育，绢云母、绿泥石等新生矿物大量出现。与此同期出现了中酸性浅成侵入体。新生矿物和侵入岩的同位素年龄值集中出现的区间为35～45Ma和30～20Ma（何科昭，1996）。
2.以粗碎屑岩发育为特征的上始新统—渐新统沉积
这次压性活动造成陆内裂谷期地层的形变、侵蚀和分割。这种活动不仅对盐类矿床产生重大影响，也使其中的油气分布受到强烈改造、破坏和散失。由于差异断裂作用，在总体上升的背景上产生新的断陷盆地，其中形成以粗碎屑发育为特征的沉积（图1-9），厚度大者可达数千米。少数盆地岩性较细，并夹煤线，厚度较薄，化石较多因而地层研究程度高。这种类型以路南盆地为代表，其上始新统路美邑组，厚462m，底部有66m的砾岩和粗砂岩，下伏地层为古、中生界；渐新统为小屯组和蔡家冲组，厚度大于255m，泥岩和泥灰岩发育。对本区中—上渐新统的存在有争议，由于巨厚的粗碎屑红层，没有可靠的化石依据。
图1-9 思茅地区勐大组地层剖面图
（据尹功明，转引自何科昭等，1996）
1—土壤；2—泥岩；3—粉砂岩；4—砂岩；5—砂砾岩；6—粗—巨砾岩；7—含巨砾砾岩；8—灰岩；9—断层
3.以细碎屑岩为主并夹煤层的早中新统沉积
主要发生在始新世晚期的构造运动随时间的推移活动性减弱。与之相应，本区的地势高差减小。到上新世本区已形成了海拔高于近于1000m（或700～800m）的夷平面。此时的沉积具有如下特点：①盆地分布星罗棋布、新生者居多，与下伏地层关系不密切。如见于兰坪-思茅地区的三号沟组（下中新统最低层位）与上中新统—渐新统的勐腊群呈断层接触，昆明-开远地区的下中新统小龙潭组与下伏地层三叠系呈断层接触，中甸-丽江地区的下中新统双河组（层位低于小龙潭组高于三号沟组）与下伏地层上始新统丽江组呈不整合接触，元谋-楚雄地区的石灰坝组（下中新统最高层位，《云南省区域地质志》认为属上中新统）亦见与三叠系不整合接触；②细碎屑岩发育，泥岩和泥灰岩占较大比例，层位越高厚度越小，如三号沟组厚度可大于1300m，双河组、小龙潭组厚度为200～450m；③普遍夹煤系，是云南省重要的含褐煤层位。
（三）晚中新世—第四纪
1.晚中新世—上新世的隆升和高原夷平面上的含煤盆地
本区普遍缺失晚中新世—早上新世的沉积（元谋-楚雄地区有上中新统石灰坝组，其时代尚有争议）。这一期间是云南地区快速隆升期。其主要证据为：①晚上新世沉积所含的植物化石群中以高山栎较多为特征，这是一种生长在海拔2200～3600m湿润地带的常绿植物，伴生的菱属孢与海拔2500m相应。以2200～2500m计则抬升了1400～1700m；②根据煤样的镜质体反射率（Ro）值推断，沉积后多数盆地隆升幅度达1500～1660m（表1-3）。
表1-3 滇西新近纪煤岩样镜质体反射率（Ro）与地壳隆升幅度
注：t0—古地温；H—成煤深度；h1—残留厚度；h2—隆升幅度，h2=H-h1。据何科昭等，1996。
在高原夷平面上的低洼处，特别是一些新生代较老沉积堆积处，形成较多的上上新统沉积，往往与中新统沉积不整合接触（图1-10）。该期沉积以昭通—东川地区的昭通组为代表，为湖沼相灰色粘土岩、褐煤夹砾岩，厚60～350m。在不同地区有不同的组名，但都以含褐煤或煤线、油页岩等为特征，不仅是云南重要产煤层位，而且在全国亦有重要意义（李瑞生等，1994）。
图1-10 梁河盆地构造剖面图
（据颜丹平，转引自何科昭等，1996）
1—砾岩；2—砂砾岩；3—含砾细砂岩；4—粗砂岩；5—粉砂质泥岩；6—泥岩、粘土岩；7—煤层；8—玄武岩；9—断层及破碎带；10—花岗岩
2.新构造运动和第四纪盆地
云南地区以新构造运动强烈而闻名，地貌和地震做的研究有许多重要成果，综合这些成果可得出与本书有关的几个认识。
（1）云南地区第四纪以掀斜抬升为区域背景
晚上新统的沉积物性质及植物群面貌相当一致，对应于遍布全区的该期夷平面。以这两个要素为标志进行区域对比，可发现第四纪本区经历了明显的掀斜抬升，造就了北高南低的总体地势。据何浩生等（1996）计算剑川一带第四纪隆升速率为0.5mm/a（900m/1.8Ma），向北到中甸地区为0.7mm/a（1300m/1.8Ma），至云南最北端的德钦地区增至1mm/a（1800m/1.8Ma）。与之相应，剑川旁的高峰老君山海拔4247m，而德钦旁的梅里雪山海拔达6740m。掀斜抬升的结果使云南省西北部山区的上升幅度达1900m左右（图1-11）。
图1-11 滇西新生代主要演化阶段及特征示意图
（据何科昭等，1996）
（2）南北向断裂和横断层是差异升降的主控因素
掀斜上升背景上发育的是断块差异运动。在各大河谷里本区的第四系都呈现南厚北薄、南部第四纪起始层位偏老的现象，说明断层发育自南而北地进行。大河谷的形成不完全是侵蚀的结果，而在很大程度上受断块差异活动的控制（图1-12）。以怒江道街盆地为例，上新世末期夷平面解体，陷落形成河谷盆地。盆地内河床海拔650m，与两侧山顶的夷平面（海拔3000～2400m）高差达2350～1750m，说明从上新世晚期以来垂直位移＞1750m。具体地说，中更新世以来200m，晚更新世以来100m，全新世以来约15m（何科昭等，1996）。攀西地区的研究成果与之类似，从各期的上升速率看有加大趋势，早、中更新世分别为0.69mm/a和0.85mm/a，晚更新世和全新世分别达2.38mm/a和4.50mm/a（陈富斌等，1988）。滇西地区的南北向断裂有向南东撒开之势，在印度板块阿萨姆尖角楔入的影响下明显地具有走滑的特点。多数地区的走滑位移量明显大于垂直上升量。
（3）在差异上升背景上发育的第四纪沉积
与我国其他地区不同，本区第四纪的强烈活动使早更新世沉积普遍与上新世沉积呈角度不整合，仅在继承发育盆地的中心可呈整合接触（如元谋）。更有甚者，在早、中、晚更新世沉积间以及与全新世沉积间都多见平行和不整合，第四纪地层的褶皱和断裂也相当发育。
本区第四纪沉积以湖相层发育为特征，湖的形成与消失时代在不同地区有所差异，许多断陷湖保持至今。在被大河“打开”的沉积盆地中可选腾冲—梁河（简称腾梁）盆地为代表。大致看来，该盆地的早更新世是不断加深加宽的河流相沉积，局部堰塞湖可有硅藻土沉积。中更新世是湖泊发展阶段形成一系列的断陷湖盆。晚更新世早中期是湖盆消亡阶段，到晚更新世晚期至全新世才形成了现在的山间河流。腾梁盆地及附近的地表径流成为伊洛瓦底江的上游。
此外，有的河谷第四系以冲积、洪积和坡积为主，缺少湖相层，这说明其外泄径流形成较早，如怒江沿岸的通街盆地等。
图1-12 腾冲固东河谷构造-地貌剖面
（据何科昭等，1996）
（四）云南地区新生代盆地发展
1.喜马拉雅期的挤压造山开始于始新世晚期
张文佑早就注意到构造运动的分期与古生物演化决定的断代划分存在一定程度的差异。因而在许多重要的地质时代变化处地层反而不易划分（张文佑、张抗，1983）。本区的新生代早期便出现这一情况。古新世—中始新世的沉积发育与白垩纪关系密切，同属中生代陆内裂谷的萎缩期。实际上，在喜马拉雅山地区真正的造山运动也不是从古新统开始的，即使是“软碰撞”也开始在始新世（详见下述）。显然，从滇西地区来说，应该从中生代陆内裂谷的封闭之后才进入新生代的隆升造山和挤压形变阶段。
2.经历了三次以隆升为主的阶段和以夷平为主的阶段
正如表1-1显示，云南地区地堑发育经历了三次以隆升为主的时期，其间有两次以夷平为主的时期。每一个隆升期或者伴有以粗碎屑岩发育为特征的盆地，或者缺乏沉积盆地（区域性的剥蚀作用相当强烈）。每一个以夷平为主的时期相对上升的势头减弱，此时不仅发育了红土（古土壤）型夷平面而且还形成了以细碎屑发育为特征的盆地沉积。而这种细碎屑发育的盆地都有多次湖沼化的过程，无论是湖相泥质岩（包括油页岩和泥灰岩）还是沼泽相煤系，其中都不乏较好的烃源岩。这些地层构成了我们下面讨论的油气地质问题的基础之一。
保山盆地是以上发育过程的良好例证。这是一个发育在掸邦断块北端的南北向断陷盆地，侵蚀后的保留面积245km2。从地震和钻井资料分析，从平面上看其中部拉张量最大，从发育史看其中新统南林组沉积时，特别是上新统羊邑组上段沉积时拉张活动最强烈（表1-4，图1-13）。这恰是表1-1所展示的夷平期。换言之，在隆升期以整体块断活动为主，夷平期是东西向挤压应力的相对松弛期，断块内部各断层间的差异活动增大，相对的拉张性明显形成夷平面上的小盆地。
表1-4 保山盆地拉张量计算结果
据蒲勇、谭继泽、蒋在宁，滇西保山断陷盆地构造运动学特征，滇黔桂油气，1998,11（4）。
图1-13 保山盆地新近纪拉张量变化曲线
（资料来源同上表，地层符号及说明见正文）
总体看来，新近纪以来，经历了沉降速率日趋加大的过程，使沉降曲线呈上凸型。与第四纪的隆升期相应，该期盆地沉降速率有降低之势（图1-14）。
新生代的主要演化经历都与挤压隆升和成山有关，这不仅导致难以形成较大的盆地，而且使包括新生界在内的地层都受到程度不等的侵蚀破坏，影响着油气的保存条件。
图1-14 保山盆地9317测线构造沉降图
（资料来源同表1-4）
结合岩相类型与测井相类型及特征的分析得出，富县地区延长组主要发育三角洲和湖泊两类沉积相及其5类沉积亚相、7类沉积微相（表4-1）。
表4-1 富县地区延长组沉积相类型划分及分布
（一）三角洲相
三角洲相是河流入湖在浅水缓坡处由河湖共同作用形成的、向湖心突出的、似三角形的砂泥沉积单元。从岸上到湖心依次出现三角洲平原、前缘及前三角洲3个亚相，它们在剖面上的垂向叠置层序，反映三角洲的进积-退积演化。区内延长组中，三角洲的 3 个亚相均有发育，特征明显。
1.三角洲平原亚相
该亚相位于河流下游第一个分流点至湖岸（现代湖泊中指季节性洪水期高水位时的湖岸）之间的三角洲岸上部分，以分流河道与分流间湾、沼泽沉积为特征。此外，因河流季节性暴涨形成的决口扇、天然堤或因河流改道形成的牛轭湖或废弃河道、小盐沼等微相，一般在古代沉积中当钻孔稀少时难以识别。本区延长组中，三角洲平原亚相主要发育于长4+5及其以上地层，可识别的微相主要有水上分流河道、分流间湾、含煤沼泽。
1）水上分流河道微相。该微相广泛发育于长2等油层组中（图4-2，4-3）。岩性以浅灰色、灰褐色等浅色（部分氧化色）细砂岩、粉砂岩为主，可见少量中砂岩，岩相组合类型为 Sm-Sh-Sp-Sr。具干裂构造、虫迹、泥砾、泥片，可见砾石，富含钙质结核。砂岩成熟度中等，长石居多，泥质胶结。岩石组合具向上变细序列，视电阻率测井相为幅度向上变小的圣诞树型、钟型、箱型-钟型。其沉积规模比前缘亚相水下分流河道大，水动力条件和侧向侵蚀作用较强。
2）分流间湾微相。该微相位于水上分流河道之间，以浅灰色、灰色、灰绿色泥岩、碳质泥岩及粉砂岩为主，夹高电阻率煤岩及少量细砂岩（图4-2，图4-3），岩相组合类型多为Sr-Fh-Sc-Mg-C。其中水体滞留、能量低，植物叶片丰富且保存好（图版Ⅱ-15，Ⅲ-1，Ⅲ-2）。视电阻率主要呈压扁状低阻。
图4-2 ZF26井长2油层组沉积微相与层序地层综合柱状图
3）含煤沼泽微相。该微相多由平原亚相中的分流间湾（洼地）或前缘亚相河口砂坝上的洼地随水体变浅演化而来（图版Ⅲ-3），以黑色泥岩、碳质泥岩、煤层发育为特征，岩相组合类型为Mg-C-Sr。沉积环境能量低，植物繁盛，有机质丰富（图4-3）。
2.三角洲前缘亚相
该亚相位于河流入湖口至湖坡间的滨浅湖缓坡地带，由河湖共同作用形成，是本区延长组长6油层组及其下伏地层中最发育、储层砂体最集中、成藏条件最有利的三角洲亚相带。从河口往湖心方向，可出现水下分流河道、河口砂坝、远砂坝及分流间湾等微相。
1）水下分流河道微相。该微相是三角洲平原分流河道入湖后，向湖内继续惯性流动的延伸部分，沉积规模一般小于水上分流河道，是三角洲中储层砂体极为发育的沉积微相之一。它广泛发育于本区长6、8、10 油层组等地层中（图版Ⅰ-1，Ⅰ-2，Ⅰ-13，Ⅱ-1），其特征为：①岩相组合类型为Mg-Sm、Sh-Sp-Sr和 Fm-Sds-Sc，主要为灰色、灰褐色中—细砂岩，一般与下伏深水暗色细粒粉砂质泥岩、泥岩沉积呈突变接触，由砂岩→泥质粉砂岩→粉砂质泥岩→泥岩组成向上变细的正粒序演化序列。底部冲刷面上多见厚10 cm的河道底部滞留扁平砾石、泥砾、泥片，泥砾大小为0.5～4 cm，单层砂体厚度一般为0.5～5 m，最高可达10 m以上。②向上沉积构造组合为平行层理、块状层理或板状→槽状→沙纹交错层理→水平层理，表明向上沉积水动力逐渐减弱。③垂向上砂体或被泥岩、粉砂质泥岩分隔成孤立状，或呈多个河道砂体连续的旋回性叠置，形成厚度可达 10 m以上的砂体。④砂岩具相对较高的结构成熟度、中等成分成熟度，粒径 0.25 mm左右，粒度标准偏差0.5～0.7，多为正偏，峰态值在1～3 之间，可见粒度集中在粗粒部分，表明河道水流对砂体有较强的分选和带出细粒沉积物的改造作用。⑤常见特殊的滑塌、包卷、液化变形层理构造，是沉积斜坡部位因重力滑塌、液化水体逃逸及泄水等作用形成的特殊沉积构造，成为区别于水上分流河道的重要指相标志。⑥视电阻率和深感应测井相均呈幅度向上变小的中—高幅钟形序列，多个砂体叠置时常为圣诞树形或箱形（图4-4，4-5）。
图4-3 ZF4井长1、长2油层组沉积微相与层序地层综合柱状图
2）河口砂坝微相。该微相由河水携带的物质在河流入湖区快速卸载堆积形成的沉积微相，是三角洲前缘亚相中极具特色的、砂体厚度较大的微相单元之一。区内河口砂坝微相沉积特征明显：①岩相组合类型为Mg-Fm-Sp-Sm和 Sds-Sc，岩性主要为灰色、深灰色粉砂岩、细砂岩及少量中砂岩，可见碳化植物碎片等植物化石，具向上粒度变粗、泥质含量减少、单层厚度变大的反韵律递变粒序特征，反映砂体堆积过程中水动力条件不断加强。②砂岩的成分和结构成熟度均相对较低，与其快速堆积、水动力条件变化大等地质因素有关。③下部发育水平层理、沙纹层理，局部为泥质物块状层理，向上为低角度板状交错层理、楔形层理、平行层理及砂岩块状层理的沉积构造组合，常见砂包泥、泥包砂、滑塌枕状构造、包卷变形层理、重荷模等，表明其沉积早期处于有间歇湖浪作用的弱动荡环境，中晚期水体变浅、水动力增强、沉积速度加快，堆积坡度随三角洲进积作用加强、加快而变陡，从而易于发生滑塌作用。④剖面上位于三角洲旋回结构下部，顶部则多被向湖盆方向延伸的水下分流河道冲刷截切而保存不全，同时可见河口砂坝与远砂坝连续叠置构成向前三角洲下超的强烈进积复合体，砂体厚度大、延伸远。⑤电测曲线直观的标志是，它与上覆水下分流河道砂体呈镜像对应关系，以中高幅漏斗形为主，局部呈数个向上加大的漏斗形、箱形组合，反映河口砂坝向上泥质减少、粒度变粗、进积作用增强的特点（图4-4，4-5）。
3）远砂坝微相。该微相位于河口砂坝向前三角洲方向过渡的末端，由溢出河口的较细沉积物组成。区内远砂坝微相具有下列特征：①岩相组合为 Mg-Sc和 Fh-Sds，一般为深灰色含碳屑粉砂质泥岩、泥质粉砂岩和粉砂岩的韵律薄互层组合，向上略变粗，砂体一般厚0.5～2 m（图4-5）。②发育水平层理→沙纹层理、浪成沙纹层理→透镜状层理，可见滑塌构造、包卷层理及生物钻孔。③与河口砂坝共同组成连续的向上变粗、变厚的序列而超覆于前三角洲泥岩之上，但粒度比河口砂坝细，含较多碳屑碳化植物茎、叶碎片、小树干及少量双壳类等化石。④单个远砂坝测井曲线呈低—中幅漏斗形，具有相对较高的自然伽马值和低电阻率，显示其砂质含量低、泥质含量高的特点。
4）分流间湾微相。该微相主要指位于水下分流河道之间或河口砂坝与远砂坝之间、向下游方向开口并与浅湖连通、向上游方向收敛的小型洼地沉积，一般为接受洪水期溢出水下分流河道和相对远源的、缺少粗砂的粉砂岩、泥岩交互均匀悬浮沉积，常形成一系列小面积的尖端指向上游的泥质楔形体，因此也被称为水下泛滥平原。本区延长组三角洲前缘分流间湾常与河口砂坝、分流河道微相交互出现，其识别特征明显：①岩相组合为 Fh-Sc-Mg，岩性为深灰色、灰色、灰绿色泥岩和泥质粉砂岩的韵律薄互层组合，以泥质岩为主，间夹少量细砂岩沉积，厚度变化较大（1～5 m）。②以水平层理为主，次为沙纹层理和浪成层理，生物扰动和钻孔构造较为发育，显示该微相主要处于水体宁静的低能环境，但有间歇底流和湖浪改造作用。③化石丰富，以碳化植物为主，大多呈茎干碎屑和叶片产出，且为旱地、近水湿地和水生的属种混合。④剖面中往往向上过渡为加深的湖湾或三角洲黑色页岩沉积，或被河口砂坝或分流河道截切超覆。⑤在分流河道基础上退积形成的分流间湾，其测井相略显圣诞树型，反之，进积时形成的分流间湾测井相则呈漏斗状（图4-4，4-5）。
图4-4 ZF22井长6、长7油层组沉积微相与层序地层综合柱状图
图4-5 ZF4井长7、长8油层组沉积微相与层序地层综合柱状图
3.前三角洲亚相
该亚相平面上介于三角洲前缘亚相前方与湖泊相之间，垂向上位于进积三角洲沉积旋回底部，厚度一般较薄，但平面展布稳定。本区延长组中前三角洲亚相与前缘亚相交互出现，具有下列特征：①主要岩相组合包括 Mg-Fh 和 Fm-Mg，岩性为厚层块状灰黑色页岩、泥岩夹薄层粉砂质泥岩和泥质粉砂岩（图4-5，图4-6）。②发育水平层理、波状层理及块状层理。③见黄铁矿结核，含碳化植物茎干和叶片化石。④测井曲线多为低幅齿形、微齿形，陆源砂几乎不见，表明以湖泊沉积为主。一般很难与浅湖-半深湖相区别，但可据其位于每个三角洲旋回下部，常与远砂坝-河口砂坝进积复合构成连续向上变粗的沉积演化序列加以识别。
（二）湖泊相
根据构造背景、地理位置及气候条件等特点，可把湖泊划分为坳陷型湖盆等 12 种类型（表4-2）。其中，坳陷型湖泊盆地是以坳陷式构造活动为特点，表现为较均一的整体沉降，因而整个盆地地形简***缓，坳陷边缘斜坡较缓，多于盆地中央形成一个水域统一、水体不太深的坳陷型湖泊。晚三叠世，鄂尔多斯盆地就属于这类型湖盆（吴崇筠等，1992），面积约25×104 km2；在湖盆中部，淡水湖泊面积达到9×104 km2 ，当时富县地区就位于靠近坳陷湖泊中央的东南部沉积区。
表4-2 我国中、新生代湖泊类型
按照湖泊相内部不同地理位置和湖水深浅，根据既能反映亚相的分布位置和水深、又能反映水动力条件、且与生储盖层分布关系密切的浪基面、枯水面及洪水面3个界面，富县地区延长组湖泊相可分为滨浅湖和半深湖两个亚相类型。
1.滨浅湖亚相
滨湖亚相是指浅湖亚相以上的近岸带，是波浪发生局部破碎形成破浪、激浪、冲流及回流产生强烈冲洗的湖岸带。由于滨湖亚相带较窄，它在古代湖相沉积中极少能够被辨认（Friedman和Sanders，1***8），且难与浅湖亚相分开，因此，笔者把滨湖与浅湖合并为滨浅湖亚相，或统称浅湖亚相。
浅湖亚相是指湖水位与湖浪影响深度范围的湖盆沉积区域（Knut Bjorlykke，），实际上相当于枯水期湖水面至正常浪基面之间的低能环境。平面上分布于三角洲前方的广大区域，与前三角洲相邻产出，因其地形平坦而又被称为湖底平原。在坳陷沉积盆地中，浅湖亚相一般较为宽阔。
图4-6 富县地区长8、长6、长2油层组砂岩体与地层厚度等值线图
根据浅湖与半深湖亚相沉积的共生关系，本文把它与常被远砂坝-河口砂坝进积复合体超覆的前三角洲亚相相区别。富县地区延长组由于滨浅湖亚相带主体代之而发育三角洲前缘亚相砂体，因此，可识别的浅湖亚相沉积主要为具水平层理的深灰色、灰色及灰褐色泥岩、页岩、沥青质泥岩、碳质泥岩、粉砂质泥岩或泥质粉砂岩不等厚互层，间夹微波状或浪成沙纹层理粉砂岩，岩相组合类型为Sp-Sr-Fh-Sds-Sc-Mg。测井曲线呈低幅齿形或光滑形，显示泥岩和粉砂岩的韵律性互层和相对稳定的低能沉积环境特征（图4-4，4-5，4-6）。
2.半深湖亚相
半深湖亚相是位于浪基面以下、未受波浪和湖流搅动的缺氧静水区沉积亚相，它难以与深湖亚相严格区分。相对而言，半深湖亚相泥岩颜色的暗度、岩性的纯度低于深湖亚相，略偏离盆地和湖泊的沉积中心。
富县地区延长组主要发育半深湖亚相，而深湖亚相则大致位于本区的西面。半深湖相主要为黑色高电阻率油页岩、泥岩、粉砂质泥岩偶夹少量薄层泥质粉砂岩，岩相组合类型为Fh-Sds-Mg，具微细水平层理和块状层理。油页岩在本区延长组中较为发育，主要发育于长7、9油层组，长6、8油层组也可见及。尤其是在长7油层组中，油页岩沉积连续性好，最大累计厚度达88 m（ZF26井），单层厚度大，中间仅被少量薄层粉砂质泥岩和泥岩间隔，陆源砂质较少涉及（图4-4，4-5，4-6）。
1.赣江断裂带
赣江断裂带发育在江西省境内，全长大于600km，宽50～120km，走向NNE20°，伴 生有一系列NE向和NW向的次级断裂。该断裂带北起湖口，途经彭泽、南昌、清江、吉 安、万安、赣州、龙南等地，纵贯江西全省，是地表上一个醒目的低谷带，其西界在九 江—高安—遂川一线，东界在石门街—乐安—定南一线，由一系列NNE向、NE向和NW 向断裂束组成。在地球物理上，它是一个具有显著的重力、航磁异常梯度带的深大断裂 带；岩石学上，它是一个晚中生代的火山岩线；沉积学上，控制了一系列晚白垩世—古近 纪的红色沉积盆地。构造形迹和沉积作用特征表明，中-新生代是赣江断裂带活动的高峰 期，主体上表现为一个大规模的左行走滑脆性剪切带，具有大规模左旋走滑变形北强南 弱、走滑时代北早南晚的穿时特点和伸展断陷向北扩展、沉积中心向西迁移的演化规律。 控盆作用及构造交切关系表明，赣江断裂带起始于早中生代扬子与华北板块碰撞造山之后 的早侏罗纪（J1）。年代学、运动学研究表明，该断裂带经历了三个阶段的构造演化：左 旋走滑（K1）、滑脱伸展（K2-E）和右旋挤压（N-Q），其动力学原因主要受侏罗纪以 来太平洋板块运动体制的制约。
构造属性：晚中生代火山岩线、晚白垩世-古近纪陆相盆地的主控断裂。
2.吴川-四会断裂
吴川-四会断裂带位于粤西云开隆起带东缘，南起广东西南部吴川、湛江等地，经阳 春、云浮、四会、广宁、英德、韶关等地向北延伸至赣粤边境与江西赣江断裂带相连，是 广东省境内乃至华南地区的一条十分重要的深大断裂带，对深入认识广东乃至整个华南地 区岩石圈结构构造及其构造演化具有十分重要的意义。
该断裂带的最初发现源于20世纪50年代末至60年代初，广东区测队在进行1：20万 阳春幅、高要幅、怀集幅区调时，在断裂带沿线一些花岗岩体中，发现了一系列NE至 NNE向的片理化带和糜棱岩化带。1961年莫柱荪在对上述动力变质带及其变质作用进行 研究后，提出了 “断裂变质作用” 的概念，并划分了吴川-四会、罗定-云浮等断裂变 质带（莫柱荪，），“吴川-四会断裂” 由此而得名。60年代和70年代，大多数研究 者开始注意到断裂带的宏观地质特征与脆性变形；80年代初，溪小双、张曾荣（1982） 首次在永宁地区发现韧性剪切带。陈挺光（1985）对吴川-四会断裂带进行了专题研究， 探讨了断裂带地质特征及与成矿的关系，并根据大尖花岗岩体内的片理化带和糜棱岩化 带，划分出一条“大尖动力变质带”，广东省区域地质志对该断裂带进行较为详细的描述（广东省地质矿产局，1988）。随后，该断裂带引起了众多学者的关注（袁正新等，1991； 彭少梅等，1994；郑家仪，1996；水汀等，19***），分别从各自不同的角度，对断裂带的 地质特征、变形特征和控矿特征进行了研究，并探讨了断裂带的北延问题。但到目前为 止，对该断裂带的运动学特征和动力学演化方面的认识仍然存在较多分歧。
该断裂带全长大于800km，宽10～30km，走向NE20°～40°，由一系列走向NNE向或 NE向断裂组成（图2-3）。西南段茂名、吴川、电白、阳江、阳春一带分为东西两条断 裂束，由11条主要断裂组成，其中一支进入吴川后，在湛江附近潜伏于雷琼断陷之下， 在海康乌石港插入北部湾；另一支经阳江入海进入大竹洲岛（广东省地质矿产局， 1988）；中段吴川、四会等地断裂连续性好，影响宽度15～20km。单条断裂一般长数十千 米至数百千米（水汀等，19***）；北东段由三条断裂束组成，塘洞、小水洞、江屯、三层 排等断裂组成其西断裂束，成功坳、西牛、官塘、合水口等断裂组成中断裂束，烟筒岭、 南雄、英德、讴坑、石差等断裂组成其东断裂束（郑家仪，1996）。总体上，该断裂带呈 舒缓波状延伸，局部呈S形，中段收敛，两端撒开。西断裂束发育强度较大，倾向以NW 向为主，倾角50°～80°；东断裂束多属高角度逆冲断层，以SE倾向为主，倾角60°～80°， 中断裂束时而倾向北西，时而倾向南东，成绞扭状，倾角60°～85°。宏观上，吴川-四 会断裂为一大型左旋走滑构造。大规模左旋走滑，导致断裂带北西侧罗定、云浮等地地层 向SSE推覆，南东侧粤北新洲等地地层向NNW推覆，形成一系列逆冲推覆构造，老地层 常逆掩于新地层之上。从新洲褶皱式逆冲推覆构造中早中生代长英质岩脉经受了同推覆期 韧性变形，推覆构造被侏罗纪花岗岩侵入，与花岗岩同期侵入的长英质伟晶岩脉变形微弱 来看，左旋走滑主要发生在早白垩世。该断裂带控制了南雄盆地等K2-E断陷盆地，控 盆边界为一系列大型拆离断层，因此推测K2-E发生过滑脱伸展。
在地球物理场上，该深断裂带是布格重力场的梯级带和不同重力、磁场及莫霍面的分 界面，把重力场分为东高西低两部分：东侧区域重力场明显升高，最高重力等值线在佛山、三水一带，强度为＋2×10-6m/s2，西侧重力场降低，最大负值等值线在云开大山一 带，强度为-5×10-6m/s2。由此推测东侧为上地幔局部隆起区，莫霍面埋深约26km；西 侧为上地幔凹陷区，莫霍面埋深约28km（广东省地质矿产局，1988）。重力梯度带位于 深断裂带的东南侧，说明东断裂束是向东南倾斜的。上述布格重力场梯级带向上延拓 10km、15km、20km、30km仍然存在。在航空磁测上，它是一条NE向展布的局部磁场异 常带，其位置与重力梯度带相当。断裂带的NE段进入英德犀牛等地后，虽其地表形迹不 甚明显，但地球物理场资料表明它是一条切入基底的深断裂并与吴川-四会深断裂带相会合（陈挺光，1985），其两侧重力场差异较大。该断裂带切割深度较深，据Kushiro的 Ne′-O′1 -Q′三角图解，推测漂塘坳云辉二长岩的成岩物质来自地壳深处43km，南湖含铂 族元素的超基性岩体则超过100km（广东省地质矿产局，1988）。上述表明，该断裂带局 部地段已深切上地幔，并导致雷州半岛等地幔源分异型基性-超基性岩浆的喷溢。 ?
图2-3 吴川-四会断裂带地质简图
大量研究表明（袁正新等，1991 ；彭少梅等，1994；郑家仪，1996；水汀等， 19***），该断裂带为一变质程度较高的热变质带，沿断裂带发育有10～100km规模不等的 兰源—江屯、石狗、河台、圭冈、河邦、牛力头、大王山等变质带。断裂带内前泥盆纪地 层和岩体，发生了韧性变形和变质作用。花岗岩变为长英质糜棱岩、千糜岩、初糜岩和糜 棱岩化花岗岩，具眼球状、片麻状构造；砂岩、页岩变为构造片岩、片理化砂岩；石灰岩 变为方解石超糜岩、糜棱岩、初糜岩和方解石构造片岩，并见有宽1～10余米的超糜岩带（袁正新等，1991）。断裂带构造岩种类繁多，变形机制多变，断裂变质作用、动力变质 作用等形成的韧性变形以及构造角砾岩、硅化破碎带和石英脉等脆性变形在混合岩、花岗 岩体内和岩层中均可见到。水汀等（19***）通过对断裂带构造岩变形环境分析后，认为 该带存在中-高温超塑性变形系列和半韧性-半脆性糜棱岩两个系列构造岩。根据变质、 变形岩石中主要为绿泥石、十字石、红柱石、石榴子石等变质矿物组合的特点，其形成的 温压条件相当于低绿片岩相至低角闪岩相，可划分为低角闪岩相和绿片岩相两期退变质作 用，构造退变质作用明显。高村韧性剪切带中发育的玻状岩变形温度为200～250℃，形 成深度相当于9～12km、围压小于5×106Pa，差异应力为（5.6～8.2）×108Pa。该带糜 棱岩磁性组构研究表明，主磁化率变化范围为44.00～442.6（10-6SI），值为224.54（10-6SI），磁各向异性度P为1.0999～1.2381，均值为1.1593，变形路经为非共轴层流 纯剪变形（袁正新等，1991）。从片理化、糜棱岩化带的规模和空间分布来看，该断裂带 是一条完整的前泥盆纪韧性剪切带，晚期叠加了脆性变形，具有多期次构造活动的特征。
断裂带岩浆活动强烈，发育近百个中酸性及基性-超基性侵入体，过铝花岗岩也很发 育（汪洋等，2003）断裂带对两侧沉积地层的发育和沉积环境有明显控制作用。该带范围 内的早古生代至侏罗纪侵入的花岗岩和早古生代混合岩、混合花岗岩都经历了强烈的韧性 变形-变质作用，主要表现为糜棱岩化和片理化，形成了各种糜棱岩和片理化花岗岩。上 述各种构造岩，由变形碎裂花岗岩→片理化花岗岩→初糜岩→糜棱岩→千糜岩，随着变 形-变质作用的深化，其中石英不断变为糜棱质重结晶石英基质，部分成为碎斑；长石不 断被分解为绢云母、石英基质，未分解的形成碎斑：连一些副矿物如锆石等也发生了挤压 破碎。因此，花岗质原岩的矿物程度逐步由粗变细，糜棱质基质增加，碎斑减少。矿物成 分变化也越来越大，长石逐渐减少。石英、绢云母、绿泥石增多。岩石结构构造则由原来 的花岗结构、斑状结构、块状构造变为糜棱结构、千糜结构和条带状、溯流状、片麻状、 眼球状构造，原岩的面貌发生很大的变化。袁正新等（1991）在研究了这些岩体构造变 形特征后，认为这些岩体的变化是侵入的花岗岩经韧性剪切变形-变质的结果，其主要依 据为：(1)岩体与围岩呈侵入的突变接触关系，相带发育，围岩发生接触变质；(2)在空间 上，它们均分布在吴川-四会韧性剪切带内，与整个韧性剪切带的其他地层岩石一起发生 了韧性变形-变质作用，它们属于韧性剪切带的组成部分；(3)岩体都呈北东或北东东向条 带状、透镜状延伸，明显发生了压扁拉伸，其形态特征与该带内晚白垩世岩体和***未发 生韧性变形的岩体截然不同；(4)岩体与围岩的变形-变质作用是同时发生的，表现为岩体 的片麻理与围岩的片理产状一致，岩体的构造线方向与韧性剪切带区域构造线方向一致； (5)从构造方面来说，这些岩体都已变成了长英质的糜棱岩、千糜岩、初糜岩、片理化花岗 岩、变形碎裂花岗岩等构造岩。
该韧性剪切带变形岩石中广泛发育拉伸线理、S-C面理和小型剪切褶皱。拉伸线理 表现为砂砾岩砾石的拉伸、长英质矿物的拉长和动态重结晶矿物的拉长定向生长。S-C 面理在糜棱岩、干糜岩和初糜岩中最发育。S面理表现为透镜状碎斑或砾石的扁平面，小 型剪切拖拉褶皱的轴面；C面理为各种透镜体的旋尾的联合面。在强应变的糜棱岩中，两 组面理交角很小，或近于平行（袁正新等，1991）。S-C组构、S-L组构、旋转残斑等 宏观微观运动学标志研究表明（黄海玲等，2001），吴川-四会断裂带是一条陡倾角左旋 走滑切壳深断裂，带内几乎所有的主干断裂早期具左旋走滑逆冲推覆韧性剪切变形特征； 晚期则具右旋走滑拉张伸展脆（或韧-脆）性变形特征。
该断裂带带内受影响的最新地质体是晚侏罗世火山岩，白垩系和白垩纪花岗岩未受影 响表明，吴川-四会断裂带大规模左旋走滑韧性变形发生在侏罗纪末至白垩世初，其动力 学机制与晚中生代太平洋板块向欧亚板块俯冲碰撞有关。
构造属性：大陆内部左旋走滑型构造、晚中生代火山岩线、晚白垩世—古近纪陆相盆 地的主控断裂。
3.长乐-南澳断裂
长乐-南澳断裂带大体上沿平潭-东山褶皱带的西缘，北起福州川石岛，向南西经长 乐—福清、莆田、惠安、晋江、龙海、漳浦、东山等地至广东南澳岛西部，全长约 400km，宽2～12km，是一条大型左行走滑剪切带。该带由一组高角度或直立的走滑断裂 带组成，兴化湾以南走向北东，兴化湾以北走向北北东。断裂所过之处，韧性剪切变形或 蚀变十分普遍，表现为一狭窄但延伸长的糜棱岩带及片理化带。剪切带中的原岩以二长花 岗岩为主，次为火山岩，主要发育于南园组火山岩和二长花岗岩中，接近断裂带的平潭- 东山褶皱带基底变质岩亦被卷入，局部涉及上三叠统文宾山组、下侏罗统梨山组和下白垩 统石帽山群。岩石受强烈剪切作用而表现出显著的构造线理，剪切强度从西北向东南增 强，岩性由片理化或糜棱岩化火山岩和二长花岗岩逐渐变为变余糜棱岩，剪切最强部分出 现构造片岩（黄辉等，1993）。尤其是在沿海地区，凡强烈变质变形的岩石都只分布在长 乐-南澳断裂带附近，所有岩石均沿NE40°～50°方向呈狭带状展布，都已经历过可达角 闪岩相的变质和石英-长石矿物相的韧剪变形。在莆田和晋江，有少量超镁铁岩团块，但 未发现与之配套的蛇绿岩套中火山-沉积岩组合。非蛇绿岩型的镁铁、超镁铁质岩块在断 裂带上的分布，中-新生代裂谷型岩浆组合特征，断裂两侧相似的变质岩基底及对应显著 的地幔隆升地带，说明该断裂带为一条正在发育的中-新生代裂谷带（朱云鹤，1998）。 在台湾海峡打开之前，闽东南与台湾是相连一块的整体，生物地层特征相同（颜沧波等， 1951），均分布早白垩世高温变质带。花岗片麻岩和片麻状花岗闪长岩是该带的代表性岩 石，其同位素年龄集中分布在100～120Ma（舒良树等，2000）之间，与区域上古太平洋 岩石圈朝大陆斜向俯冲时间一致，属同构造-岩浆期产物。
鉴于高温矿物和强烈韧性变形多出现在花岗片麻岩、片麻状花岗闪长岩附近；远离走 滑断裂及岩体，变质和变形逐渐减弱，因而至少有一部分变质变形的热源是由断裂和岩浆 提供的（舒良树等，2002）。长乐-南澳带中心部位花岗片麻岩中的显微组构记录了一期 同岩浆期的走滑变形历史。据此，长乐-南澳带内的花岗岩是受走滑剪切热和岩浆热双重 制约的，是在走滑运动过程中实现的。因此，这是一个既控制变质变形又控制岩浆活动的 断裂带。100～120Ma花岗岩浆侵位与变质变形的动力学来源应该与太平洋板块沿北西方 向朝东亚陆缘的斜向俯冲有关、与长乐-南澳带左旋走滑作用有关。法国诺曼底的华力西 期走滑型花岗岩和围岩经历了相同的变质和韧剪变形，其运动学组构均为走滑（Charvet et al.，1990，1999；Berthe et al.，1***9）；长乐-南澳带钙碱性花岗片麻岩、花岗闪长岩 的形态和形成机制与它颇为相似。花岗片麻岩、片麻状花岗闪长岩和围岩的透入性组构完 全一致：剪切面理走向北东，朝南东陡倾斜；拉伸线理朝北东平缓倾伏，倾伏角10°～ 15°；各种非同轴不对称韧剪组构非常发育。从韧性剪切带中心或岩体向外，变质程度由 角闪岩相逐渐变为绿片岩相；特征矿物从矽线石变为石榴子石、云母以及绿泥石；韧性剪 切变形作用也从韧性剪切带或岩体中心向外侧不断减弱。岩石韧性组构和糜棱岩变形的微 构造等运动学研究表明，长乐-南澳带是一左旋走滑韧性剪切带（舒良树等，2000）。其 走滑特性严格受闽台微大陆与闽浙中生代火山弧碰撞过程中碰撞动力学的制约，因此，它 可能是在碰撞造山缝合带基础上发育的。在早白垩世晚期（100～120Ma）的主碰撞期和 以伸展作用为主的碰撞后期，该带以右行为主，这种右行走滑一直持续至今。发育韧性剪 切带的闽台微大陆原始位置可能比现今更靠南，这是属于几百千米的漂移位移而不是剪切 位移（王志洪等，1996）。
由于受强烈剪切的最新岩层和岩体分别是晚侏罗世地层和花岗岩，下白垩统和早白垩 世侵入岩基本不受剪切影响，因此，剪切发生的时代主要在晚侏罗世末和早白垩世初 之间。
构造属性：晚中生代大陆内部左旋走滑型构造-岩浆带。
4.上虞-政和-大埔-海丰断裂（大埔-海丰段）
上虞-政和-大埔-海丰断裂（广东省境内称莲花山断裂）北起杭州湾上虞，向南 经丽水、政和、南平东、龙溪、大田、漳平、龙岩东、大埔、海丰一带，于大亚湾、深圳 湾入南海，又复现于万山群岛、高栏列岛附近。有人从相关滤波分析认为该断裂没有经过 大埔，而是从梅县东穿过，因此称 “丽水-海丰断裂”（陶奎元等，1998）。但我们认为 该断裂并非由一条孤立的断裂组成，而是由一系列近于平行分布的陡倾角断裂组成的断裂 带。断裂带总体呈NNE向，连续性较差，多处被其他断裂错开，长度大于1000km，宽 20km左右，中段最宽处超过50km。该断裂带是重要地内生金属成矿带，沿断裂带分布有 数百个矿床（点），受断裂和晚中生代岩浆岩的双重控制。
该断裂带是一条长期活动的深大断裂，经历了多期复杂的构造变形变质作用，不同地 段时空演化特征有所差异。断裂带北东段地表构造相对较清晰，政和、后山等地由两条较 为连续的断裂束状组成，总体上北窄南宽，相距数千米到20km，南平、迪口等地有一系 列延续较好的单条断裂呈雁列状展布，宽一般大于20km，单条断裂一般长数十千米，沿 断裂带发育挤压片理、碎裂岩、构造透镜体、糜棱岩化带等，断裂带两侧岩层褶皱较强 烈、性质复杂多变。出路地层主要有震旦纪—下古生代云母石英片岩、斜长云母石英片 岩、千枚岩等变质岩以及早、晚侏罗世长石石英砂岩和晚中生代花岗岩和石英闪长岩体 等。该段韧性变形作用较强，龙北溪组韧性变形出现带状中压变质带和糜棱岩、片岩带， 主要特征为强烈的片理化，拉伸线理发育，薄片中可见大量的石英动态重结晶现象和压力 影、核幔构造等，此外还出现大量的多硅白云母，表明该断裂带形成于中部构造层次（水汀等，1993）。川石叶田-营勺剖面在糜棱岩上叠加有一套脆性-半脆性为主的碎裂 岩系列，并见100多米宽的破碎带，其西侧为晚侏罗纪火山岩块夹少量变质岩；东侧为龙 北溪组变质岩的碎裂糜棱岩。晚中生代该段则主要表现为伸展-拆离作用，控制了J33 - K1的火山岩分布，航磁资料表明延拓至地下2km，该断裂趋于消失，与梨式拆离断层相 吻合，沿断裂带展布有基性-超基性岩脉，王母山、长城—王山口、石城—洋后以及熊山 一带，断裂东侧还有中酸性岩墙、岩脉出现，此外沿断裂带还存在大量晚中生代中酸性侵 入岩和偏碱性侵入岩；中段南平、龙溪、大田、漳平、龙岩、大埔等地，由一系列走向 NE-NNE向斜列状断裂及韧性剪切带组成。长约140km，宽约20～50km，倾角陡立。断 裂带西侧推覆构造极为发育，东侧中生代火山盆地广泛发育，沿断裂带早古生代、早中生 代、晚中生代花岗岩体广泛分布。据对该带断层岩及地层、钻孔资料分析，该断裂带早期 活动为韧性剪切，中、晚期为逆冲推覆和伸展拆离；西南段广东莲花山一带，该断裂带是 一条强烈的挤压破碎带，由120多条断裂所组成。根据它们的产出部位可分为东、西两断 裂束：东断裂束分布于莲花山东南侧，由河婆-河田-汤湖、海陇等13条主干断裂组成， 走向40°～50°，倾向南东，倾角40°～70°，西断裂束分布于莲花山西侧，由白宫-羊石 脑、五华-深圳等14条主干断裂组成，走向30°～50°，倾向北西，倾角40°～85°在剖面 上，东西两束断裂倾向相反，倾角相近，是一种典型的对冲结构（广东省地质矿产局， 1988）；在构造组分上，断裂带所经地段，硅化、糜棱岩化、片理化、劈理、构造透镜体 发育。早期具有韧性变形的特征，变形变质效应与区域变质绿片岩相相当；晚期则以脆性 变形为主。
在地质上，它是一条明显的岩性分界线，以西多为中、新元古界、震旦系及古生代变 质岩系，以东则为大面积的火山岩（陶奎元等，1998）。该断裂原为早古生代末的大型韧 性剪切带（Charvet et al.，1999，2010），年龄390～420Ma（舒良树等，1999）。其SE侧 为东南沿海区，地壳薄，为晚中生代强烈的岩浆活动区，钙碱性火山-侵入杂岩广泛分 布。花岗岩类多属Ⅰ形，地球化学特征指示其为活动大陆边缘背景（Zhou et al.，2000）。 其NW侧为前泥盆纪基底隆起区，称华南加里东期褶皱带（郭令智等，1980；任纪舜等， 1990）；时代老，地壳厚，广泛出露元古宙混合岩、片麻岩和混合岩（杨树锋等。1995）。 此基底隆起区已遭受古太平洋动力学体系的改造，区内分布了一系列小规模的晚中生代火 山-沉积盆地和花岗岩体，它们多呈NE方向延伸，与西太平洋陆缘火山岩带展布方向一 致，表明二者同受太平洋动力学体系的制约（舒良树，2002）。在中生代构造-岩浆*** 中，这种富硅铝成分的基底，必然会影响到部分熔融花岗岩浆的成分，致其高铝或过铝（Harris et al.，1986）。事实上，在断裂NW侧的武夷山和赣江以西地区，地表分布的岩 体确有众多晚侏罗世强过铝质花岗岩类（Zhou et al.，2000），其物质源自古特提斯构造 域的地壳或沉积岩。
构造属性：基底隆升区与火山盆地区的分界带。
5.绍兴-江山-萍乡-桂林断裂（萍乡-溆浦-桂林段）
该断裂带东起浙江绍兴，向西经金华、江山、衢州、上饶、鹰潭、东乡、南城、宜春 等地到萍乡，总体呈NEE向走向，大致沿浙赣线分布，断裂带长约680km，为扬子板块 与华南板块的分界线。
沿断裂带断续发育数十米或数百米宽的硅化破碎带及一系列规模不等、平行排列的边 冲或斜冲断层，断裂附近萍乡何家冲、武功山、余江等地有基性或超基性岩侵入体，其东 段明显控制新元古代早期（神山群及相当时代地层沉积时期）及晚侏罗世火山岩的分布。 断裂两侧的新元古界下部、震旦系和下古生界的发育程度和沉积相或建造亦有明显差异， 异常和重力梯度反映清晰，尤其在东西两端出现一系列呈东西向串珠状排列的航磁异常， 并与重力梯度带基本吻合。爆破测震资料显示，沿断裂走向有一明显的深部构造变异带， 莫霍面不连续。浙江境内称江山-绍兴深断裂（浙江省地质矿产局，1988），由许多规模 不等的断裂组成，断层面倾向南东或西北，以北西倾向为主，倾角45°～88°。断裂构造 形迹十分明显，沿着断裂带岩层破碎、挤压牵引构造发育。金华大山南麓水口村等地的岩 石有变质的残留物出现，诸暨东南双溪坞群有宽3～6km的糜棱岩带，由石角至富盛沿着 断裂带断续出露混合石英闪长岩、混合花岗岩和糜棱岩。断裂带内有超基性、酸性的侵入 岩分布。
晚中生代，该断裂有自南东向北西的推覆，致使诸暨璜山至绍兴一带双溪坞群变质岩 逆掩到上侏罗统火山岩之上。布格重力场显示，自义乌往南至江山一段，为密集的梯度 带。航磁的正高磁异，呈串珠状东西向排列；磁场反映断裂的西北侧为平静的磁场区，东 南侧正负异常跳动剧烈，轴向杂乱。
廖群安等（1999）通过对江绍断裂带晚侏罗世S形酸性火山岩特征、岩石化学及地 球化学特征研究后，认为江绍断裂带赣东北段广丰—上饶地区的晚侏罗世酸性火山岩是中 地壳变质沉积源岩改造成因的S形火山岩。并与相山、东乡S形酸性火山岩盆地构成了一 条沿该断裂带展布的S形酸性火山岩带，这一特殊成因的火山岩及其空间分布规律表明， 该断裂带很可能是晚侏罗世华夏与扬子两板块陆内碰撞俯冲的结果。
由此可见，在华夏古陆新元古代末期解体之前，该断裂带是华夏与扬子地块的碰撞缝 合带（Shu et al.，1991；舒良树等，1999）。从震旦纪至泥盆纪，北侧一直是稳定的浅海 碳酸盐台地，岩浆活动微弱，无变质。南侧却为强烈活动区，为笔石碎屑岩沉积和火山 岩-火山碎屑岩组合，厚度大，普遍遭受了低绿片岩相变质。一直到晚三叠世，南北两侧 的沉积环境和构造形态才趋统一（任纪舜等，1990）。至晚中生代，岩浆活动已越过此古 老边界，纵深到NW侧较远的地方，形成若干晚侏罗世陆相火山盆地（Shu et al.， 1996）。从晚白垩世开始，沿断裂发生强烈的区域拉张作用，晚白垩世复合岩流多处分布， 流纹岩和橄榄玄武岩互层产出（Gilder et al.，1996），并沿断裂带形成一系列陆相断陷盆 地，如新余、东乡、信江、金华-衢州等盆地。盆地的形态、规模和产状均严格受该断裂 控制。
构造属性：晚白垩世—古近纪赣杭断陷盆地的主控断裂。
寒武纪—奥陶纪，塔里木板块经历了伸展-挤压的地球动力学旋回，构造活动对古地理格局有明显的控制作用。寒武纪—早奥陶世，在伸展背景下，克拉通主体具有东西分异的特点，呈现“两台夹一盆”的古地理格局。中西部大型碳酸盐台地在这一时期继承发育。自早奥陶世末期开始，区域地球动力学背景由伸展转向挤压，中西部大型台地在近南北向挤压作用下逐渐分割为两个孤立台地，南部的塘南台地可能也在这一时间形成。奥陶纪末，由于海平面上升和大量碎屑沉积物的注入，碳酸盐台地消亡，盆地主体转变为碎屑陆棚环境。
（一）寒武纪岩相古地理
寒武纪，塔里木克拉通处于稳定拉伸的构造环境，台地-盆地相间的古地理格局继承性发展。台地内部沉积环境在中寒武世发生较大变化，主要是出现大面积分布的膏盐潟湖，这与干旱古气候条件和台地内部古地形变化有关，晚寒武世随着海平面上升和气候条件变化，膏盐潟湖消失。在寒武纪，东西部碳酸盐台地之间则为稳定发育的欠补偿盆地。
1.早寒武世岩相古地理
塔里木克拉通早寒武世早期发生大规模海侵，沉积了一套大范围分布的黑色页岩、含磷硅质岩或磷块岩（玉尔吐斯组），这一点可与扬子板块对比。这套较深水沉积也是盆地内一套重要的烃源岩。随后持续性海退，塔里木克拉通进入碳酸盐台地发育阶段。塔里木克拉通建造了两个碳酸盐台地，中西部台地为一近椭圆形孤立台地，称为塔西台地，规模最大。其东部台缘相带位于轮南1井—塔中32井—塔中5井一线，西北部台缘带位于阿克苏附近的苏盖特布拉克剖面（宋金民，2009），因为该剖面下寒武统肖尔布拉克组有特征明显的台缘礁发育。目前尚没有确凿的证据指示塔西台地西南部台缘带的位置，根据地震资料推测位于叶城—和田一线西南。西南地区整体表现为碳酸盐缓坡，有别于东部和西北部的镶边型碳酸盐台地。台地内部以局限台地环境为主，但在东北部地区地层厚度较大，并且钻遇颗粒灰岩（塔深1井），说明该地区水体与外海交换频繁，能量较强，属于开阔-半局限台地环境。
东部罗西台地经历了碳酸盐缓坡（早-中寒武世）到镶边台地（晚寒武世）的演化过程，高能相带位于罗西1井地区；南部的塘南台地规模较小，与塔西台地之间水体深度相对较小，为斜坡环境。塔西台地与罗西台地之间，下寒武统为灰黑-黑色泥岩、硅质岩或灰质泥岩、含云灰泥岩等，说明在早寒武世是一个欠补偿性质的盆地。
2.中寒武世岩相古地理
早寒武世中期—中寒武世，碳酸盐台地以进积-加积的方式生长，台地边缘迅速向外迁移，最远距离可达80km（古城地区），台地面积进一步扩大。此时苏盖特布拉克地区已经由台地边缘礁滩转变为局限台地环境。中寒武世，由于古气候条件和水下隆起-台地内古地形差异-镶边型台地边缘导致的障壁作用与海平面波动、炎热干燥气候条件的联合影响，台地内中西部英买力-塔中2井—玛2井—同1井之间形成大面积稳定分布的膏岩潟湖。罗西台地依然为碳酸盐缓坡，塘南台地继承性发育（图3-2-2）。
3.晚寒武世岩相古地理
晚寒武世，随着海平面的上升和古气候回转，碳酸盐台地内部水体流动逐渐通畅，水体能量增强，逐渐过渡为局限台地和半局限-开阔台地环境，台内滩分布也明显增多。这一点在塔西台地的北部和东部表现最为明显。晚寒武世，塔西台地的边缘相带较早寒武世要窄，镶边程度更高。罗西台地在这一时期已经由碳酸盐岩缓坡过渡为镶边型台地（图3-2-3）。该时期喀什-叶城-和田隆起和塘南水下低隆仍然继承性发育，但规模已经小了很多。
（二）奥陶纪岩相古地理
奥陶纪古地理环境有三次明显的转变。一是早奥陶世末受塔里木克拉通南北两侧挤压应力的影响，塔西台地内部出现沉积环境分异，台内洼地开始形成；二是中奥陶世，塔西台地在进一步增强的挤压作用下，开始分裂为两个独立的碳酸盐台地；三是奥陶纪末，大量碎屑物质的涌入造成碳酸盐台地的消亡，盆地整体上转变为碎屑陆棚环境。
1.OSQ1（相当于蓬莱坝组沉积期）岩相古地理特征
早奥陶世蓬莱坝组沉积期古地理格局基本继承了晚寒武世的特点。塔西台地东部边缘相带沿库南1井—满参1井—塔中32井—古城4井—塔中5井一线分布，呈向西突出的马蹄形。塔中35井以北，台缘带宽度较大，表现为缓坡-弱镶边型碳酸盐台地；而塔中35井之南，台地边缘宽度较小，表现为镶边型碳酸盐台地。半局限-开阔台地环境沉积物有比较明显差异，可分为较深水部分和较浅水部分。较深水开阔台地主要分布于塔中1井—古城4井一带，其西南边缘位于塔中1井—塔中12井一线。
这一时期，台缘滩和台内滩大面积分布，多呈长条形沿台地边缘和台槽延伸方向分布，颗粒滩多与台缘带平行。塔北轮南1井地区，由于台缘滩和台内滩的障壁作用，形成了水体能量较弱的半局限台地；而和田地区可能位于地形的高部位，水深较浅，由于海底的摩擦力导致水体运动受到限制，造成水体循环不畅，形成半局限台地环境（图3-2-4）。
图3-2-l 塔里木盆地早寒武世岩相古地理图
图3-2-2 塔里木盆地中寒武世岩相古地理图
图3-2-3 塔里木盆地晚寒武世岩相古地理图
图3-2-4 塔里木盆地OSQl（奥陶纪蓬莱坝组沉积期）岩相古地理图
2.OSQ2（相当于鹰山组下段沉积期）岩相古地理特征
早奥陶世鹰山组下段沉积期，塔西台地的边缘相带没有明显的变化，主要差异是台缘带经过古城4井后开始向西延伸，再经过塘参1井后向南延伸，塔中5井—塔中3井一线为台缘斜坡发育的部位。开阔台地仍划分为较深水开阔台地和较浅水开阔台地，较深水发育位置与蓬莱坝组沉积期类似。这一时期，台地内部沉积环境开始出现分异，最明显的是塔北南部形成了台内洼地，台内洼地周围有颗粒滩和生物丘分布，通常在迎风面为滩体，在背风面为生物丘。从层序OSQ2古地理图上可以看到，台地边缘相带并非处处都发育高能礁滩体，海侵背景下较深水开阔台地边缘高能滩可能只局部发育（图3-2-5）。和田地区仍为局限台地环境，罗西台地与塔西台地之间的欠补偿盆地继承性发育。
早奥陶世末开始，塔里木板块由伸展环境转换为挤压环境。在近南北向挤压应力作用下，塔北和塔西南—塔中地区出现不同程度的隆升，同时形成了阿满过渡带之间的低地势区，这可能是台内洼地形成的原因。持续的挤压作用，最终导致塔西台地在一间房组沉积期沿台内洼地与台槽方向分裂为南北两个独立的碳酸盐台地。
3.OSQ3（相当于鹰山组上段沉积期）岩相古地理特征
相比于OSQ2，鹰山组上段沉积期碳酸盐台地边缘及斜坡的位置没有明显变化，但在塘参1井地区有向外迁移的现象。台内洼地继承性发展，并且向西扩展，其周缘主要为颗粒滩沉积，丘状反射特征的灰泥丘不发育。台地内部以开阔台地环境为主，仅在和4井地区有小范围的局限台地分布。台内颗粒滩大面积分布，11个滩体形态各异，多（近）平行于台地边缘分布（图3-2-6）。罗西台地和塘南台地继承性发育。
4.OSQ4（相当于一间房组沉积期）岩相古地理特征
中奥陶世，受板块活动影响，位于阿满过渡带的台内洼地继续向西扩展，并在柯坪至雅科瑞克地区与外海相连，形成向西开口的闭塞海湾。在一间房组沉积期晚期，持续的挤压应力最终导致前期统一的塔西台地分割为南北两个孤立台地。而位于盆地南端的塘南台地也于这一时间形成。库南1井—满参1井—古城4井—塘参1井一线的台地边缘，在鹰山组沉积期台地边缘的基础上继承性发展，在经过塘参1井后向玛参1井方向延伸。古隆1井和古城4井钻遇的一间房组，揭示了该地区一间房组沉积时期仍处于碳酸盐台地环境。轮南存在一个椭圆形的颗粒滩发育区，其内带主要为滩相沉积，外带为滩夹点礁。这可能是在南北向挤压作用下塔北隆起的沉积响应。英买力地区以中低能台地相沉积为特征，颗粒滩不发育。滩相的大面积分布也可能与碳酸盐缓坡背景下中缓坡上分布广泛的滩相沉积有关（图3-2-7）。
由于构造应力体制的转换，在一间房组沉积期后段，塔中—巴楚地区的吐木休克断裂和塔中I号断裂，以及盆地南部玛扎塔格断裂和塔中南缘断裂分别向北、向南发生逆冲活动，导致塔中—巴楚地区大范围隆升剥蚀。
5.OSQ5（相当于吐木休克组沉积期）岩相古地理特征
吐木休克组沉积期古地理主要受海平面变化和陆源碎屑供给两个因素的控制。晚奥陶世早期海平面快速上升，其上升的速度超过碳酸盐沉积速率，因而抑制了碳酸盐的生产，在盆地内形成广泛分布的紫红色泥灰岩、瘤状灰岩、泥灰岩、灰质泥岩等。需要注意的是一间房组沉积期形成的古地貌特征对吐木休克组沉积相带的展布可能有一定的控制作用。陆源物质的供给表现在两个方面，一是吐木休克组沉积中普遍含有泥质成分；二是紧邻物源的地区，可产生以碎屑岩为主，夹少量薄层灰岩沉积，例如雅科瑞克地区和吐木休克组沉积晚期的塔中低突起东侧和南侧。
露头区则表现为一北倾的混积缓坡型台地，雅科瑞克受其西北部物源的影响，主要沉积了一套碎屑岩。塔北地区为沿哈拉哈塘—羊屋—轮南环状分布的碳酸盐-粘土混积型缓坡台地，与塔中之间过渡为浅海盆地。塔中东部和南部为由碳酸盐沉积向碎屑岩沉积过渡的外缓坡环境。罗西台地在这一时期已经消亡，塘南地区仍然为陆地（图3-2-8）。
图3-2-5 塔里木盆地OSQ2（奥陶纪鹰山组下段沉积期）岩相古地理图
图3-2-6 塔里木盆地OSQ3（奥陶纪鹰山组上段沉积期）岩相古地理图
图3-2-7 塔里木盆地OSQ4（奥陶纪一问房组沉积期）岩相古地理图
图3-2-8 塔里木盐蚰.0SQs（奥陶纪吐术休克组沉积期）岩相古地理囝
图3-2-9 塔里木盆地OSQ6（奥陶纪良里塔格组沉积期）岩相古地理图
图3-2-10 塔里木盆地OSQT（奥陶纪桑塔木组沉积期）岩相古地理图
6.SQ6（相当于良里塔格组沉积期）岩相古地理特征
良里塔格组沉积期古地理格局表现出三方面特点。一是塔北和塔中—巴楚之间被浅海盆地分隔，南北为两个独立的碳酸盐台地，不同地区的碳酸盐台地类型存在差异性，台缘斜坡宽窄不一。二是塔北地区表现为缓坡型的碳酸盐台地。轮南48井以北水动力较强，障积-粘结生物礁较发育，甚至可能为弱镶边的碳酸盐台地；轮南48井以南主体为相对低能的瘤状灰岩，夹障积礁、滩沉积。塔中I号台缘带为镶边型碳酸盐台地，台缘斜坡带较窄，台缘礁滩发育。而塔中—巴楚南北两侧总体由镶边型碳酸盐台地过渡为缓坡型碳酸盐台地。巴楚露头区为相对低能的弱镶边或缓坡型碳酸盐台地，发育障积礁或灰泥丘、滩组合。三是塘南台地在该时期表现为弱镶边结构，以滩相沉积为主（图3-2-9）。
7.OSQ7（相当于桑塔木组沉积期）岩相古地理特征
晚奥陶世桑塔木组沉积期岩相古地理发生了较大变化，主要是早期的碳酸盐台地由于陆源碎屑的大量注入而消亡，塔里木盆地总体上以混积陆棚、碎屑陆棚相沉积为主，在阿满过渡带为浅水盆地相，塔东地区为盆地相（图3-2-10）。
塔北混积陆棚、巴楚—塔中混积陆棚及罗西混积陆棚主要为陆源碎屑岩（以粉细砂岩及泥岩为主）夹较多碳酸盐岩，而陆源碎屑陆棚相带则主要表现为以粉砂岩、细砂岩及粉砂质泥岩为主的沉积，在塔东却尔却克山地区发育了陆棚边缘滨岸相沉积，说明其北侧即为陆源碎屑物源区。塔东盆地相以群克1井所钻遇的深水盆地相深灰色钙质泥岩与绿灰色泥晶粉屑灰岩（钙质浊积岩）间互为代表，总体上仍属于浊流盆地。
一、概述
由结晶分异作用形成的岩浆矿床最为多见，也极为重要。这类矿床是内生铬的唯一来源，也是铂族金属的来源之一。特征的含钒钛铁矿床、富磷灰石铁矿床和一些稀有金属矿床在成因上也属这一类型。
岩浆冷却时，各种物质成分将随着条件的变化先后结晶形成固相，在这个过程中所结晶出来的固相矿物成分和仍处于液相状态的熔浆成分都将不断发生变化，从而造成不同阶段岩体不同部位物质组成的分异。岩石学研究表明岩浆岩中各种主要造岩硅酸盐矿物结晶形成存在一定的顺序，对岩浆中金属矿物的结晶来说，情况较复杂一些，除取决于金属含量多少及其氧化物、硫化物等矿物生成的温压条件外，还要受到矿物密度、晶形、重力流动作用以及矿物化学稳定性等因素的影响。但从根本性质来说，结晶分异成矿作用乃是因从相对均一的液相熔浆中发生不同的固相矿物结晶所引起的物质分异而开始和实现的。
在这类矿床研究工作中，人们起初注意到的是一些高熔点的金属矿物，如磁铁矿、铬铁矿等在岩浆岩中晶出较早的情况，在一些典型矿床中这类矿物多成为自形晶体被造岩硅酸盐矿物包裹，少数晶体边缘还受到熔融，***体较均匀地分散在岩石中构成在一定范围内的浸染体，并可显示在液态熔浆中移动、沉降而局部集中的趋势，形成某些矿物相对富集的所谓 “异离体”。对一些具有这类典型特征的矿床曾提出过分结矿床或分凝矿床等名称。对于这类矿床中金属矿物的形成早于大部分硅酸盐矿物，或至少在硅酸盐主体结晶同时形成，一般都没有异议。但对岩浆中的很多成矿金属组分来说，或者由于其含量少，或者由于其化合物熔点不很高，特别是当岩浆中含有较多挥发组分，使之形成易溶易挥发化合物的情况下，可以显著延缓金属矿物的结晶时间，以致在岩浆结晶的晚期残余岩浆中才出现相对富集并随后结晶出来。在许多岩浆矿床中可以见到岩石中造岩的辉石、长石类矿物晶体被金属矿物***体填隙、胶结并使之受到熔蚀，形成海绵陨铁结构。具有这些特征的矿石组成多种多样的形态，包括脉状矿体，所有这些表明岩浆矿床有很多是在岩浆结晶的晚期阶段，经过较完善的分异作用形成的。
这类岩浆矿床最重要的一个成因特点是矿床的产出与一定类型的超基性-基性岩浆岩有明显的关系，常见的含矿岩体岩石组合类型有以下几种情况:
1) 超基性岩类。由纯橄榄岩、斜方辉橄岩、单斜辉橄岩，有时还有辉石岩组成，最多见的是由纯橄榄岩与斜方辉橄岩组成的岩体。岩体多成透镜状，不规则层状或块状体，常成群成带分布，在纯橄榄岩与斜方辉橄岩组成的岩体中常见两种岩相成大体平行延伸带状并互相过渡，铬铁矿矿床常产于其中的纯橄榄岩相带中。
2) 超基性-基性杂岩。岩相组合可以很复杂，包括多种超基性岩、基性岩以至偏中酸性岩石，多种岩相构成层状或带状，基性程度较低的分布在较高的层位之上，显示出一定的分异特征。岩体规模差别大，有面积达几万平方千米的大岩体，不同岩相带中含矿情况不同，铬、铂族金属、铜镍和铁矿分别产在不同岩相类型中。
3) 基性岩类。有辉长岩、苏长岩、斜长岩组合及单独出现的斜长岩，是钒钛磁铁矿矿床的主要含矿岩石。苏长岩和辉长岩中则还产重要的铜镍矿床。
此外，世界上还有一些磷灰石矿床、磷灰石-磁铁矿矿床及稀有元素矿床主要产在正长岩等碱性岩浆岩中。
二、矿床类型及实例
超基性岩中的铬铁矿矿床都与富镁质超基性岩有关，重要铬矿床主要是两种类型，一种是分布于世界很多地方的古生代和中新生代造山带中富镁质超基性岩中的铬矿床，人们通常称之为豆荚状铬铁矿矿床或称之为阿尔卑斯型铬铁矿矿床。另一种是分布在几个地方的超基性基性层状杂岩体中的铬铁矿床，如南非最大的布什维尔德岩体中的矿床。
我国 20 世纪 50 年代从对已知少数铬铁矿地点进行普查评价开始，先后在甘肃、青海、内蒙古、新疆等地进行了较多工作，60 年代以来开展了在***、甘肃等几个铬铁矿产地的勘查。我国已知这些地区的铬铁矿矿床和周边国家如俄罗斯、土耳其、伊朗、越南、印度、菲律宾等均属前一种类型，即豆荚状铬铁矿床。罗布莎矿床是在藏南探明并在几年前投产的有代表性矿床之一。
1. 罗布莎铬铁矿矿床
含矿岩***于雅鲁藏布江超基性岩带东段，岩体侵入于晚三叠世和第三纪岩层中，形成于燕山晚期—喜马拉雅早期。罗布莎主要岩体长43 km，中段宽3. 7 km，向南陡倾，岩体属富镁类型，m/f 为 8. 8 ～11. 6。岩体内部分异程度较好，从北向南可分出三个平行的岩相带: 第一带即底部纯橄榄岩相带，宽 150 ～ 800 m，主要为纯橄榄岩，偶见斜方辉橄岩小异离体，并有零星分布的浸染状条带状小铬铁矿体; 第二带为中部含纯橄榄岩异离体的斜方辉橄岩，宽 200 ～1400 m，下部纯橄榄岩异离体较多，偶见少量二辉辉橄岩、单斜辉橄岩异离体，这一带的中下部是主要工业矿体产出的部位 ( 图 3-1) ; 第三带为斜方辉橄岩-橄榄岩相带，分布于岩体南部及顶部，以斜方辉橄岩为主，也有小型铬铁矿体产出。整个岩体内已发现百多个大小不等的含铬铁矿矿体，成群出现，成带集中，形态为脉状、扁豆状、囊状、条带状等，大矿体长百米以上。组成矿石的矿物以铬尖晶石、橄榄石、蛇纹石为主，其次有少量磁铁矿、辉石等。在浸染状条带状矿石组成的较小矿体中矿石具自形—半自形细粒结构，而在扁豆状、脉状、囊状矿体中矿石为致密块状和稠密浸染状。矿床大型规模，矿石中 Cr2O3含量 47. 68% ～59. 51%，Cr2O3/ FeO 为 3. 61 ～ 4. 76，伴生有铂族金属。
罗布莎矿床铬矿矿化表现出一些具典型成因意义的特征:
( 1) 在岩体下部的纯橄榄岩岩相带有与岩***生流动构造一致、长短不等的条带状矿体，由自形—半自形晶结构铬铁矿***体构成稀疏—中等稠密浸染状与纯橄榄岩成渐变过渡接触，这些特点显示铬矿是岩浆结晶作用就地分凝的产物。
图3-1 ***罗布莎含铬超基性岩体平面及剖面图
( 2) 在纯橄榄岩和较少的橄榄岩中是细—中粒结构、中等—稠密浸染状构造的矿石组成的透镜状矿体，与围岩为渐变或急速过渡关系或出现矿物粒度和含量都不均匀的所谓斑杂状构造以及铬铁矿***体围绕纯橄榄岩块体构成网环状等构造，表明铬铁矿形成条件发生着变化，并有含矿残余岩浆在已部分固结中的岩石间作短距离移动的迹象。
( 3) 在中部纯橄榄岩-斜方辉橄岩相带中，铬尖晶石类矿物主要呈半自形—它形晶***体构成块状矿石，矿体与岩石成渐变到突变关系，有时还见到铬尖晶石***体熔融成椭球状外形的豆状构造矿石，可说明曾有富矿熔浆出现。
( 4) 也是在纯橄岩、斜方辉橄岩相带内，由块状矿石构成透镜状、脉状矿体，具有清楚的边界，其产状受岩体内的一些构造界面控制，甚至切过某些原生流动构造。这种情况下，矿体旁侧围岩可能发生蚀变褪色，除有蛇纹石外还可能有少量含铬硅酸盐矿物如铬绿泥石、钙铬榴石、铬云母等，并伴有少量针镍矿、六方硫镍矿等硫化物。这些特点表明铬矿化具晚期残余岩浆富集的特征。
铬铁矿矿床的另一重要类型即层状杂岩体中的铬矿床，分布虽不如前一类型广，但拥有世界上最大的铬铁矿产地，南非布什维尔德岩体中的铬矿床是其典型代表。
2. 布什维尔德铬、铂矿床
位于南非约翰内斯堡东北的广大地区，杂岩体规模巨大，出露面积约为 67000 km2，总体为岩盆状，地表有大致成弓形出露在东北、东、东南和西面的 4 个岩带，有人认为是4 个基本同时形成的舌状岩体 ( 图 3-2) 。在 4 个岩体内具有相似的层状岩石序列，在岩体的近中心部分延深方向上超过 8 km。岩体中的层状序列包括边缘带、底部带、临界带、主带和顶部带等，边缘带包括辉石岩和辉长岩两种岩性，底部带和临界带主要为其旋回性的层序，包括纯橄榄岩→斜方辉橄岩→古铜辉岩，铬铁矿岩→斜方辉橄岩→古铜辉石岩，旋回底部纯橄榄岩和铬铁矿岩中橄榄石和铬铁矿均是主要堆晶矿物，重要的铬矿层产于临界带，尤其是其下部，厚度在 1 cm 以上的铬铁矿岩有几十层，其中主要矿体平均厚度为0. 8 ～ 1. 3 m，这些层状矿体延伸十分稳定，可以达几十千米，临界带上部也有少数几个重要层位。一个典型矿床矿石中 Cr2O3含量为 46. 0% ～47. 6%，Cr2O3/ FeO 为 1. 6。临界层顶部另一重要含矿层位叫麦林斯基层 ( Mcrensky onsite) 伟晶状斜方辉石岩、苏长岩、过渡到顶部斜长岩，这个层内的含铂族金属矿层厚几厘米到几米，以铂的硫化物、砷化物和铁铂矿为主，并伴有镍和铜硫化物。这个含铂层延长也极稳定，含铂层中含 Pt10 ×10－ 6。麦林斯基层以上为主带，岩石类型以苏长岩和辉长岩互层为特征，向上出现含磁铁矿达1. 5% ～ 10% 以上的磁铁矿辉长岩，即为顶部带，由分层良好的磁铁辉长岩、斜长岩和磁铁矿组成，含多层钒钛磁铁矿石。
图3-2 南非布什维尔德地质图( 据 Willemse，1969; Hunter，1***6)
对布什维尔德岩体作了非常详细的岩石学和地球化学研究工作，有些研究者认为布什维尔德岩体岩浆演化中曾有两种岩浆类型，一种是超镁铁质，另一种斜长岩质，两种岩浆基本化学组成和微量元素均存在差异。麦林斯基层以下为超镁铁质岩浆产物，以上为斜长岩质岩浆产物。在边缘带中已找到了可代表这两类岩浆物质的岩石。在这些研究基础上认为两类岩浆成岩过程中所发生的岩浆混合、不混熔、分离结晶作用以及局部的压力、温度、氧逸度、硫逸度的变化对杂岩体中岩浆矿石的形成均产生过影响。布什维尔德岩体的年龄为 1900 Ma。
除南非布什维尔德岩体最大外，在非洲其他地区、北美和苏格兰、格陵兰等地也有层状岩体，但其规模多数小得多，含矿情况差别也很大。
我国西南部攀西地区也有层状杂岩体型岩浆矿床的实例。
3. 四川攀枝花钒钛磁铁矿矿床
攀枝花位于四川原盐边县境内，目前已成为我国西南地区重要钢铁工业基地之一。矿区处于康滇克拉通中段，已知为扬子板块西缘南北向的川滇超基性、基性岩带的一个重要部分。
攀枝花岩体是一个北东—南西向延长的较大层状侵入体，走向上延长 19 km，宽约 2km，向西北倾斜 ( 图 3-3) 。岩体与两侧三叠系地层为断层接触，下盘局部出露的大理岩，时代和接触关系尚存在争议。层状岩体主体为辉长岩，具一定的岩相分带，岩石成分基性程度与铁富集程度有规律性变化，在岩体下部的辉长岩和层状铁矿体最集中，且以发育的韵律结构为特征。
岩体底部有 10 ～30 m 的暗色细粒辉长岩，原来认为是 “边缘带”，后来研究称为细粒条纹状紫苏辉长岩，有变质变形特点，推测是更早期的基性岩浆侵入产物 ( 冯本智，1990) 。这个带中有少量伟晶状含矿辉长岩脉穿切。其上含矿辉长岩体可以明显分为 4 部分: 下部含矿带、下部暗色辉长岩带、上部含矿带和上部浅色辉长岩带。①下部含矿带为中粗粒层状辉长岩含矿层，厚 60 ～520 m，包括底部数米橄榄岩或橄辉岩。有工业价值的矿体多集中于这一带中。矿体成层状，沿走向和倾向延伸都很稳定，根据品位圈定出的矿带有 6 个 ( Ⅸ、Ⅷ、Ⅶ、Ⅵ、Ⅴ和Ⅳ号) ，矿层产于下部含矿带内。②下部暗色辉长岩带，为中粗粒辉长岩，厚 160 ～600 m，与下部含矿带为过渡关系，辉长岩中夹含铁辉长岩薄层矿条，构成Ⅲ号含矿层，厚 2 ～ 3 m。③上部含矿带，浅色层状辉长岩，厚 10 ～120 m，以含铁辉长岩为主，夹稀疏浸染状矿层及矿条，形成Ⅱ和Ⅰ号两个矿层。④上部浅色辉长岩带，厚 500 ～1500 m，夹有暗色辉长岩条带及稀疏浸染状矿条，含矿性差 ( 图 3-4) 。
含矿岩体和矿床的韵律结构可分为不同的级次，首先，岩体下部和上部两部分就是最高一级的韵律性表现，根据其结晶作用发展的相似性及中间的不连续性推测是岩浆经深部分异后，不同期侵入的结果。其次，在下部含矿带和辉长岩内可分出 3 个韵律旋回，上部含矿带与辉岩内分出两个韵律旋回，每一旋回下部含矿性好而上部含矿性减弱，表现在组成矿物含量比例上发生变化，矿石组构类型与形成作用本质相同，只是具体形式有一定变化。每一韵律旋回厚几十米到几百米，认为代表一次岩浆脉动补给过程。更次一级的最为直观的韵律结构是韵律层，一个韵律旋回中可有一个或多个韵律层，其厚度一般为几米到几十米。一个韵律层一般自下而上由致密或稠密浸染状矿石渐变为稀硫浸染状矿石，再由稀疏浸染状矿石渐变为含矿辉长岩和不含矿辉长岩。这种韵律结构直接表明含矿熔浆与辉长岩浆发生了重力分异和结晶分异作用。韵律层内更次一级韵律结构即表现为重复叠置的黑白相间条带，黑色条带主要是铁矿物和暗色硅酸盐矿物组成，白色条带由铁矿物和斜长石显著增多的硅酸盐矿物组成。这类条带中还可以分出以辉石或以斜长石为主的小层，它们常成为自形半自形板状条状晶体，显示出定向排列的流层。
图3-3 攀枝花含矿岩体地质图( 引自冯本智，1990)
图3-4 攀枝花似层状钒钛磁铁矿矿床剖面图( 引自冯本智，1990)
矿石主要为钒钛磁铁矿型，有很富的矿石，主要金属矿物为磁铁矿和钛铁矿，它们成自形半自形或它形颗粒，紧密镶嵌，***体与脉石矿物之间呈海绵陨铁结构和填隙结构。部分钛铁矿具出溶结构，客晶为铬尖晶石和镁铝尖晶石。钒无独立矿物，含在磁铁矿中。少量出现的金属硫化物除磁黄铁矿外，有硫钴矿、硫镍钴矿等，并发现砷铂矿。
现在知道川滇超基性、基性岩带中还有数处层状基性 ( 包括超基性) 杂岩体中的重要钒钛磁铁矿矿床以及产于基性、超基性岩体中的铜镍矿和铂矿。很有意思的是攀枝花钛磁铁矿石中的斜长石流层与南非布什维尔德岩体中钛磁铁矿晚期聚集体中的线列斜长石晶体特点极为相似 ( 詹森和贝特曼，1***9) 。
还有另一种岩浆型钒钛磁铁矿矿床是产于斜长岩和辉长岩中的贯入式矿床，华北地区也有很典型的例子。
4. 大庙钒钛磁铁矿矿床
分布在河北承德大庙，含矿岩体产在前寒武纪片麻岩中，是冀东北地区延长 40km 的超基性-基性岩带中较大的岩体之一。岩体主体为斜长岩，其次为苏长辉长岩，矿体集中于斜长岩内破裂带及与辉长岩体的接触带中，成脉状或透镜体状，下延几百米在斜长岩中尖灭。主要由块状铁矿石构成的矿体与围岩边界清楚。一部分矿体也产于苏长辉长岩边部成浸染状矿石带。矿石中磁铁矿具粗粒结构，紧密镶嵌，磁铁矿颗粒内出溶的钛铁矿常呈叶片状及粒状，肉眼在磨光块上即可见两三组叶片组成格状的固溶体出溶结构。大庙矿床与前一类矿床不同的是在多方面表现出富矿熔浆晚期贯入作用的特点。
三、矿床成因和成矿模式
研究这类矿床成因主要是探讨成矿与岩浆结晶和分异作用间的关系，在岩浆结晶的哪个阶段有哪些组分可以出现富集，它们怎样富集，并在什么条件下可以造成有效的成矿意义的聚集。这些方面的研究首先是基于对矿床产状形态和矿化特征的观察和分析，特别是对矿石宏观与微观组构的观察具有重要的意义。另外，很早也已进行了有关岩浆岩和矿床形成环境条件的理论和实验研究，当然，因涉及到高温高压实验受到了一定限制。在这类矿床的长期研究中，对早期的结晶分异和晚期残余岩浆中的富集的认识都在不断充实和深入，由此而形成的堆晶作用和压滤与贯入作用两种成因模式反映了现今人们普遍接受的岩浆矿床成因概念。
图3-5 在含有富铬铁矿层的旋回单元中，根据堆积矿物的结晶关系和视沉降速度有关的富铬铁矿层成因模式( 图中 X 为侵入体顶与底之间的总间隔。引自袁见齐等，1985)
堆晶作用是根据矿床岩石类型具有堆晶结构提出的，堆晶结构指的是组成矿物表现出自形晶比例渐变特征，部分为嵌晶状基质的层。在一些层状镁铁质-超镁铁质岩体中的铬铁矿矿床和钒钛磁铁矿床中都有这种特征。例如在层状铬铁矿矿床岩体中出现底部或下部铬铁矿或铬铁矿 + 橄榄石组成的堆积岩，其上出现斜方辉石为主组成的岩石和以单斜辉石为主组成的岩石构成韵律层，铬铁矿层和铬铁矿橄榄石堆积岩主要是自形—半自形的晶体紧密堆积形成的。对加拿大 Maskox 层状超基性侵入体中富铬铁矿层的韵律单元作了详细研究，提出了一个解释富铬铁层形成的模式 ( 图 3-5) 。一个韵律单元的岩浆结晶作用的开始是橄榄石和铬铁矿的共同沉积，在液态熔浆中橄榄石晶体大，下沉快，铬铁矿密度大于橄榄石，但晶体颗粒细小，下沉较慢，以少量分散在橄榄岩中。只有在橄榄石晶体基本上都达到岩浆体底部，斜方辉石虽开始结晶但还未大量下沉的阶段铬铁矿继续下沉到达晶体堆积层顶面时，可以形成主要富集铬铁矿的层，其后，也可有少量铬铁矿形成在继续结晶的斜方辉岩中，最后形成斜方辉石与单斜辉石一起存在的二辉岩。研究者通过测出橄榄石、斜方辉石、铬铁矿颗粒的半径分别为 0. 07 mm、0. 035 mm 和 0. 005 mm，密度分别为3. 3 g / cm3、3. 3 g/cm3和4. 5 g/cm3，并设定岩浆的密度为 2. 7 g/cm3，粘稠度为 500 Pa·s，根据斯托克斯公式计算出三种矿物在岩浆中沉积的速度分别为 40 m/a、10 m/a、0. 6 m/a，验证了前面各种岩石类型顺序形成的合理性。压滤和贯入成矿模式是对成矿物质在晚期残余熔浆中聚积作出的解释 ( 图 3-6) 。铁镁质岩浆结晶时残余岩浆中变得富集 Fe、Ti和挥发分，一般情况下，磁铁矿会成为最后结晶的矿物充填在较早形成的钙质斜长石或暗色造岩矿物周围或它们的晶粒间，但当岩浆中含铁高于正常情况时，则残余液相中因先晶出部分铁矿物比重增大而趋于下沉，并可能把先前形成的钙斜长石挤出去使逐渐减少的液相形成富铁的晶粥，进一步的发展一种可能是富铁残留液相或者保留在已冷凝堆积起来的硅酸盐晶体空隙中成填隙型贫铁矿石，或者向下流动到达岩体已固结部分界面附近形成一层铁矿石分结体。这是一类主要因重力导致聚集的产物。另一种可能是在聚集起来的富铁残余液体固结之前，经受了一定的构造变动，由强有力的压滤作用或贯入作用形成矿床。压滤作用是指含铁残余液体从硅酸盐晶体间隙中挤压出来，同时引起硅酸盐矿物晶体的弯曲以至碎裂，形成沿着移动通道分布的不十分集中的小的铁矿团块。但如果挤压作用是发生在已因重力在较大范围聚集起来的富铁残余液体区时，则被整体地挤出转移到压力减低的地方，例如在已固结岩体及被侵入岩石的剪切裂隙带中聚集形成含矿富集程度很高的贯入式矿体。
基础矿床学
图 3-6 晚期重力堆积的理想图解( 引自袁见齐等，1985)|1—基性岩浆 ( a) 早期结晶阶段，( b) 冷凝带形成之后; 2—早期形成的铁镁晶体沉降形成的层 ( c) 位于冷凝带之上 ( b) ，而较晚的硅酸盐晶粥位于其上，其隙间为富含矿石氧化物的残余岩浆所占据; 3—流动的、富氧化物的残余液体流至 d 层，而较晚的硅酸盐晶体浮在上面; 4—整合的氧化物矿体的形成，其中少数晚期硅酸盐晶体作为活动的富集的重力堆积物被囚禁起来 ( d) ，或者挤出去或者倾注出来成为岩浆贯入体近期研究更多地注意到这类矿床形成作用的长期复杂过程以及成分控制因素的多样性和综合性。例如铬铁矿矿床中矿石组构详细研究表明，除了典型的堆晶结构和海绵陨铁结构外，铬铁矿与硅酸盐矿物颗粒及***体之间表现有多种复杂关系，有橄榄石或其***体被铬铁矿或铬铁矿斜方辉石***体包围的***斑状构造、***斑状嵌晶构造、网环状构造，也有铬铁矿***体被硅酸盐矿物胶结的球状、团状构造。同时对铬尖晶石类矿物成分研究表明浸染状铬铁矿和层状铬铁矿成分上常有显著区别，后者 Mg/ ( Mg + Fe) 值与 Cr2O3含量都高于前者，说明铬铁矿有不同的世代，形成条件有所不同。还有的研究认为早期结晶分异和重力下沉过程中形成的铬铁矿所占比例很小，有重要意义的铬铁矿通常是在岩体大部分结晶以后形成的，例如布什维尔德岩体中，底部带的铬铁矿层是在底部带岩浆 66%结晶后才形成的。
另外，一些实验研究对铬铁矿床形成机制也提出了新的认识，例如实验表明当岩浆中fO2小于0. 1 Pa 时，铬的90%以上是 Cr2 +，只有在 fO2升高时，才有形成铬铁矿的 Cr3 +的较大稳定范围，能增加晶出铬铁矿数量。也有实验表明，在相当玄武岩浆系统中 Mg-Fe-Al尖晶石的液相区随压力增高而扩大，因而在岩浆受构造变动移动或贯入时，压力的变化也可能是造成铬铁矿富集的因素。在岩浆结晶过程中，不同岩浆的混染也会对铬铁矿晶出条件与路线发生影响。
Irvine ( 1***7) 利用橄榄石-铬铁矿-SiO2三相图说明了一定初始成分的岩浆按正常的结晶路线将依次生成橄榄石、橄榄石 + 铬铁矿、斜方辉石的堆积序列。如果结晶作用演化到一定阶段，在橄榄石 + 铬铁矿共结点附近有较富硅铝质液相混染时，则在原来已形成的矿物组合基础上，形成橄榄石、橄榄石 + 铬铁矿、铬铁矿、斜方辉石 + 铬铁矿、斜方辉石等成分层的韵律序列。特别是当正常演化中的液相有岩浆房中原始岩浆相混合时，就可能使铬铁矿单独沉淀下来形成几乎为单矿物的铬铁矿层。
超基性岩中的铬铁矿矿床有的受岩相控制，有的也受构造控制。研究了豆荚状铬铁矿矿床的典型特征后，矿床学家对这类矿床形成的构造环境和控矿条件作出了一种特殊的成因解释。豆荚状铬铁矿矿床常沿巨大的区域性断裂带分布，含矿岩石类型是受到了显著构造变形的方辉橄榄岩、块状和浸染状铬铁矿组成的矿体成群成带产出，它们的***常有一个蛇纹石化纯橄榄岩外壳，岩石具有团块状、球粒状、片麻状、堆积状多种多样的结构，许多残余结构被在岩浆高温下的流动所改造或破坏。根据这些情况，现在认为豆荚状铬铁矿原来是扩张板块边界受到构造变形的地幔岩及其由部分熔融形成的岩浆房底部的层状堆积岩，后来作为洋壳蛇绿岩套的一部分被带到板块边界增生带中的。
四、矿床勘查评价要点
由结晶分异作用形成的岩浆矿床中作为主要勘查对象的是铬矿床、含 V、Ti 和含磷的铁矿床，有的铬矿床中还可以有 Cu-Ni 矿床和 PGE ( 铂族元素) 矿床伴生。这类矿床的勘查工作首先是找寻和研究有关的超基性-基性岩浆岩及某些碱性岩浆岩。
超基性-基性岩产在各时代地壳活动带发展早期的岩浆活动区内，古生代的、中生代的和新生代的活动带内都有重要的成矿区带; 其次，产生在古老克拉通区，最重要的是元古宙超大陆中的大型层状杂岩体。超基性-基性岩浆主要起源于地幔，豆荚状铬铁矿认为是产生在地幔经分熔出玄武岩质岩浆留下的方辉橄榄岩中。层状超基性-基性岩是地幔分出的玄武岩浆于岩浆房下部最先形成的岩石，是构成洋壳的最下部层位，各种超基性-基性岩浆岩都是通过深大断裂将岩浆带到地壳中发生岩浆分异作用的产物，这些认识是找寻超基性岩中岩浆矿床的一般理论根据。
超基性-基性岩分布区内常有不同岩石和岩石组合类型，一个岩体有的是较单一的岩相，较多的是与岩浆分异作用有关形成复杂多样的岩相，不同的岩相带中的含矿性不同，如纯橄岩中含铬矿、辉长苏长岩中含钛磁铁矿，表现出明显的专属性。但不少岩体又有主要金属和伴生金属的综合性特点。岩体的产状和规模是决定矿床的产状和大小的重要因素。层状岩体中的矿体常有较大的延续性。复杂的岩体中矿体的产状形态多种多样，需要更细致地研究其受岩相和岩体内部构造变化控制的情况。不少豆荚状铬铁矿矿床单个矿体规模不大，是以在一定范围内聚集的若干矿体群总计为矿床储量的。
对矿石组成和组构的研究既有理论意义也有实际意义，铬铁矿***体聚集稠密或稀疏，结晶颗粒的大小直接影响矿石加工的难易，而组成矿石的铬尖晶石类矿物的成分更直接决定着矿石的利用价值，以富镁和富铬的矿物种属为最好，因为评价铬矿石质量时对Cr2O3含量和 Cr2O3/ FeO 都有一定的要求。矿床勘查中也要对伴生组分进行工作。铬矿石中铂族元素经常是同时存在的，因此对它们的组成、存在形式要专门作详细的分析研究工作。
中亚造山带的古生代-中生代花岗岩普遍具有正εNd值，在世界上是十分独特(洪大卫等，2000)。内蒙古东部位于兴蒙造山带的东南部。美国西部加利福尼亚中生代-新生代花岗岩同样具有正εNd值，并且其地壳的速度分布特征与内蒙古东部十分相似。我们通过与美国加利福尼亚的地球物理研究成果进行对比，来研究内蒙古东部的地壳密度结构，特别是下地壳的组成，试图探讨产生正εNd值花岗岩的深部地质原因。
研究区范围为东经112°～120°，北纬41°20'～45°。
(一)地球物理特征与重、磁异常的数据处理
1.岩石的磁性、密度的特征
由前人的研究可知(内蒙古第一物探化探综合研究室，1990)，本区中新元古界各群为一套无—弱磁性的中—低级变质岩系，其平均密度值略低于古生界平均密度，主要沿华北太古代古陆核北缘分布。古生界沉积岩系，一般为无—弱磁性浅变质岩系，密度值变化范围较大(2.57～2.73×103kg/m3)。中生界主要磁性岩层是侏罗系(J3)火山岩，为一套巨厚的陆相火山-沉积岩层，以中酸性—中基性火山岩、火山碎屑岩为主，分布于大兴安岭地区及赤峰和锡林浩特地区。具有强-中等强度磁性，且磁性极不均匀，密度值偏低，平均为(2.56～2.58)×103kg/m3。新生界除第三系和第四系玄武岩具有较强磁性外，均属无磁性盖层。
从元古宙到中新生代，各期岩浆岩在研究区内均有分布，以华力西中-晚期和燕山期花岗岩、花岗闪长岩类规模最大，分布最广。按磁性特征，可分为磁性花岗岩类和无磁性花岗岩类。一般偏中性者(如闪长岩)具有弱-中等强度磁性，但低于(或接近)地壳平均密度值(2.67×103kg/m3)。偏酸性者(如花岗岩)无磁性或具弱磁性，密度值低于地壳平均密度。
蛇绿岩具有磁性强(κ=2000×10－6×4πSI，Jr=2300×10－3A/m)，密度大(2.90～3.30×103kg/m3)之特点，常形成强度大，范围小的局部正磁异常和局部重力高异常。
2.重、磁异常的数据处理
研究区的重、磁数据的线数为152，点数为280，网格距2.5km。
在研究区北部的二连浩特-锡林浩特-西乌珠穆沁旗以北出现向南凸的弧形分布的磁异常，异常值最大达到690nT;该磁异常与基性、超基性岩、花岗岩类等侵入岩，以及新生代的玄武岩有关。在研究区南部分布的磁异常带与华北地台北缘地花岗岩类有关。
众所周知，蛇绿岩带具有重要的地质意义，其特征为密度大、磁性强，但是规模较小。为了研究蛇绿岩带在空间如何展布，我们用小波变换对内蒙古东部的重、磁异常进行了处理。作者用多比契斯小波对重力异常进行了分离，计算1～5阶小波细节之和作为局部重力异常。由内蒙古东部局部重力异常图可以看出(图3-37)，沿二连浩特-贺根山存在一条正异常带;沿温都尔庙-西拉木伦河附近的巴林桥存在另一条正异常带。前者与华力西期蛇绿岩带相对应;后者与加里东期蛇绿岩带相对应，后者的中段穿过浑善达克沙地的南部。
图3-37 内蒙古东部局部布格重力异常图
同样，作者用多比契斯小波对航磁异常进行了分离，计算1～4阶小波细节之和作为局部磁异常。由内蒙古东部局部磁异常图(图3-38)可以看出，上述两条蛇绿岩带引起的磁异常的位置与局部重力异常带大致吻合。
为了证实厘定蛇绿岩带位置的可靠性，作者用梯形滤波窗提取了波长小于200km的重力异常和波长小于100km的磁异常。计算结果表明，用两种不同方法确定的上述两条蛇绿岩带引起的重、磁异常带的位置十分吻合。
图3-38 内蒙古东部局部航磁ΔT异常图
(二)内蒙古东部的地壳密度模型
1.内蒙古东部地震剖面的速度结构特征
Holbrook等通过对世界90多条深地震测深剖面的研究，建立了古生代造山带的速度柱状图。他们提出古生代造山带的中地壳的纵波速度为6.4km/s或者6.7km/s，平均厚度为11km;下地壳的纵波速度为6.7km/s，平均厚度为11km。地壳平均厚度为34km。例如，欧洲地学断面的研究结果表明(Ansorge et al.，1992)，在莱茵华力西造山带下地壳厚度为10～15km，下地壳的纵波速度为6.7～6.8km/s。地壳厚度为28～32km。
图3-39 内蒙古东乌珠穆沁旗-辽宁东沟地震剖面图(西北段)(据卢造勋等，1993)
内蒙古东部深地震测深的结果表明(卢造勋等，1992，1993)(图3-39)，西拉木伦河以东，中地壳的厚度为15～18km，速度为6.2～6.5km/s;下地壳的厚度为9～11km，速度为6.6～7.5km/s;地壳厚度为36～37km。而在西拉木伦河以西，中地壳上层的厚度为10～11km，速度为6.2km/s;中地壳下层的厚度为4～5km，速度为6.3～6.5km/s;下地壳的厚度为9～10km，速度为6.7～7.4km/s;地壳厚度为37～40km。即内蒙古东部下地壳的速度明显高于世界平均的速度值。
同样穿过兴蒙造山带西部的北冰洋-欧亚大陆-太平洋地学断面的研究表明(徐信忠等，1992;袁学城等，2000)，在二台以北一直延伸到俄罗斯境内的下地壳中均存在大量高速体，个别处的vP达到7.55km/s。
同世界其他地区地壳来源的显生宙花岗岩具有负εNd值成鲜明对比，中亚造山带的古生代—中生代花岗岩普遍具有正εNd值，说明这些花岗岩的源岩主要来自亏损地幔来源的新生物质。我们之所以关注下地壳的速度分布，是因为这些高速体可能是赋存于下地壳的残留的古洋壳，也就是正εNd花岗岩源岩的基性、超基性物质。
由于兴蒙造山带与美国西海岸具有同样的正εNd异常，因此反映在内蒙古东部下地壳可能存在类似的岩石类型。我们将二者进行对比研究，以深化对问题的认识。
美国地球物理工作者(Blumling et al.，1983;Colrurn et al.，1986;Holbrook et al.，1987;Ruppert et al.，1998)利用反射地震方法对美国西部加利福尼亚海岸山、大峡谷等地的研究表明，美国西部加利福尼亚海岸山、大峡谷等地的地壳厚度为26～34km，下地壳发现数公里厚的速度为7.2～7.6km/s的高速层。Ruppert等在加利福尼亚大峡谷发现在上地壳存在速度为6.8～7.0km/s的向西倾斜的高速块体。NanMacgregor-Scott等，在美国加利福尼亚Coalinga发现在下地壳存在13～14km厚的速度6.5～7.3km/s的速度渐变层。这一速度特征于内蒙古东部的速度特征十分相似。
2.内蒙东部的地壳密度结构
为了解释反射地震剖面，Christensen对美国西部加利福尼亚***集的蛇绿岩标本的物理性质进行研究，并在此基础上建立了岩石和速度的柱状模型。与内蒙古东部类似的速度分布的岩石柱状图，在中地壳主要为绿片岩相的英云闪长岩、闪长岩和辉绿辉长岩等，纵波波速为6.4km/s;下地壳主要为变辉长岩和在其下方的闪长石橄榄岩薄层，纵波波速为7.2km/s;薄层的波速为7.5km/s。相应的密度为(2.99～3.00)×103kg/m3。
Holbrook等对岩石物理性质的研究表明，古生代造山带中地壳可能的岩石类型为:花岗岩、花岗闪长岩、长石质角闪片麻岩、石英云母片岩、辉长岩和角闪岩。与内蒙古东部速度相近的岩石类型为长石质角闪片麻岩和石英云母片岩，其平均速度为6.18±0.07～6.26±0.11km/s，相应的密度为2.73±0.07～2.79±0.07×103kg/m3。古生代造山带下地壳可能的岩石类型为:斜长岩、角闪岩和铁镁质麻粒岩，其平均速度为6.81±0.31～7.03±0.24km/s，相应的密度为2.80±0.10×103～3.05±0.09×103kg/m3。
与上面的研究相对比，我们推测在内蒙古东部的下地壳可能由变辉长岩和在其下方的闪长石橄榄岩薄层，以及铁镁质麻粒岩组成。在内蒙古东部的下地壳，西拉木伦河以东的密度取为2.99×103kg/m3;西拉木伦河以西的密度取为2.88×103kg/m3。在内蒙古东部的中地壳可能由绿片岩相的英云闪长岩、闪长岩和辉绿辉长岩等岩石组成。在内蒙古东部的中地壳，西拉木伦河以东和达青牧场以西的密度取为2.89×103kg/m3;而西拉木伦河以西，以及达青牧场以东的密度为2.88×103kg/m3。在内蒙古东部的上地壳可能由花岗岩类以及各种沉积岩组成岩石的密度为(2.45～2.70)×103kg/m3。在达青牧场断裂带以西上地壳中存在元古代的岩块，其密度为2.63×103kg/m3。在达青牧场断裂带以西与林西断裂带之间的上地壳中存在花岗岩体，岩石的密度为2.62×103kg/m3。在贺根山附近密度为2.85×103kg/m3的块体表示蛇绿岩。
在林西附近的重力梯级带为大兴安岭-太行山重力梯级带的一部分。作者根据重力梯级带推测在林西附近存在断裂带。模拟计算表明，引起重力梯级带原因可能是岩石密度不均匀和上地壳存在断裂带。林西断裂带在地壳速度剖面上反映并不明显。
根据上述分析，作者以东沟-东乌珠穆沁旗深地震测深剖面之西北段为约束，用截面为多边形的二度体重力计算方法，经计算得到内蒙古东部密度结构剖面(图3-40)，建立了贺根山-林西-赤峰以北的地壳密度结构模型。该模型显示，除了在地表零星分布的蛇绿岩外，在兴蒙造山带下地壳中也存在古亚洲洋残留下来的洋壳物质。
图3-40 内蒙古东部地壳密度结构图
(三)结论
与美国西部加利福尼亚深反射地震剖面及对岩石物理性质的研究进行对比，以东沟-东乌珠穆沁旗深地震测深剖面为约束，建立了贺根山-林西-赤峰以北的地壳密度模型。该模型表明，我们可以建立同时满足地球物理和地球化学约束的模型，或者说在兴蒙造山带下地壳可能存在与美国西部加利福尼亚类似的洋壳物质。
从地球物理对深部的探测结果来看，在内蒙古东部西拉木伦河断裂带在反射地震的速度剖面上的显示最为明显，速度不连续一直延深到莫霍面。其他断裂带，例如，达青牧场断裂带、林西断裂带的速度不连续并不十分明显。在西拉木伦河-温都尔庙出现的蛇绿岩带却是较为古老的加里东期，也就是说，在西拉木伦河-温都尔庙附近的古俯冲带至今仍保留清晰的痕迹，因此沿温都尔庙-西拉木伦河可能是内蒙古东部最重要地质构造界线。
（一）沉积体系类型
沉积体系是指在沉积环境和沉积作用方面具有成因联系的三维岩相组合体（Fisher, 1***6），其基本组成单元是相和相组。沉积体系在纵向上存在于被不整合面所限定的地层系统中，构成一个完整的沉积盆地充填块体，因而是盆地形成、充填、演化的历史产物，它反映了盆地的构造背景及性质的演化，因此，沉积体系研究是层序地层研究的基础，对认识盆地演化有重要意义。沉积体系分析的理论基础是瓦尔特相律和相模式概念在整个盆地中的应用。有关百色盆地第三系沉积相的研究成果较丰富（沈源，1987；李光暄，1987；沈源，1990；胡炎坤，1990；方少仙，1991；陈焕疆，1991；麻建明，1991；高智，1995；蔡勋育，1996；陈元壮，19***等）。本书在前人研究的基础上，依据岩石组合、沉积组构、剖面序列、生物组合、沉积机理等特征，将百色盆地第三系划分为6大沉积体系（表2.2）。
表2.2 百色盆地第三系沉积体系划分简表
因为沉积体系是空间上相互关联的沉积相的组合，所以储层的分布和特征在宏观上受盆地沉积体系的控制，微观上受成岩作用的影响。因此，沉积体系的研究是储层综合评价中一项重要的内容。本书综合利用现有的地质、地震和测井等资料，对百色盆地下第三系进行了较全面系统的研究，共确定出以下5种主要沉积体系：①冲（洪）积扇－冲（洪）积平原沉积体系；②河流－泛滥平原沉积体系；③扇三角洲沉积体系；④河流三角洲沉积体系；⑤湖泊沉积体系。
（二）冲（洪）积扇－冲（洪）积平原沉积体系及其展布特征
该沉积体系纵向上主要发育于层序Ⅰ的低位体系域和水进体系域以及层序Ⅱ的低位体系域的早期，平面上主要分布在盆地东部坳陷北部的百武、仑圩—子寅—那养和南部斜坡带以及西部坳陷的西部，形状呈条带状，围绕盆地的边缘分布，与盆地的走向基本一致。岩性由红色粗砾岩、砾状砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩、含砾泥岩和泥岩等组成，砾石成分以砂岩和灰岩为主，大小混杂，分选和磨圆差。红色的成因主要是在无水氧化环境或短暂的水体浸泡。粗粒沉积物一般不显层理，为厚层块状，细粒沉积物中可见槽状交错层理、平行层理和波状层理。电性特征表现为自然电位曲线起伏变化不明显，通常呈光滑平直状，视电阻率曲线为中—高阻齿化钟形和微齿状的低阻特征（图2.11）。这种沉积类型主要是在干旱、半干旱的气候条件下，隆起区和沉降区的地势高差悬殊，植被稀少，隆起区遭受强烈的风化剥蚀作用，为沉降区提供了大量的碎屑物质，是盆地主要的物源区。间歇性爆发的洪水携带大量的泥砂混合物于山口处，由于地形坡度突然变缓而堆积下来，其平面形态似扇形，因而称为冲（洪）积扇，它与扇三角洲的最大区别是堆积在陆上，而未进入湖盆水体中。在南部斜坡带，由于地形平缓开阔，因而形成冲（洪）积平原。根据沉积特征，冲积扇可进一步划分为扇根、扇中和扇端3个亚相。
图2.11 百58井冲积扇电性特征
1.扇根
岩性主要以红色、分选差的厚层状粗砾岩，局部夹中、细砾岩透镜体，向上偶夹薄层细砂岩，局部地区见砾石定向排列。
2.扇中
由砾岩和砂岩互层组成，但砾石颗粒比扇根细，砂砾比例增加，分选变好，下部一般为厚层状砾岩夹砂岩，往上砾石含量减少，砾径变小，砂岩含量增多，为砂岩夹砾岩透镜体。扇中一般具正粒序特征。
3.扇端
主要以红色砂岩、含砾砂岩和泥岩组成，夹细砾岩透镜体，砂岩可见平行层理。
（三）河流—泛滥平原沉积体系及其展布特征
纵向上主要发育于低位体系域、水进体系域早期。在层序Ⅰ低位体系域沉积时期，该沉积体系平面上主要分布于盆地西部坳陷和东部坳陷的西部地区，到了水进体系域沉积时期，沉积体系范围进一步向东扩大，沿着东部坳陷的中央断凹带延伸，并波及东部坳陷南部斜坡带的林蓬地区，水进体系域中后期，湖盆水体范围不断扩大加深，至高位体系域沉积时期，该沉积体系逐渐向西退去，沉积范围明显缩小，主要沉积于盆地四塘以西地区，而盆地东部地区则主要为浅湖至深湖相沉积。岩性主要以灰色砂岩、粉砂岩、钙质粉砂岩与灰紫色、灰褐色泥岩、粉砂质泥岩为主，夹炭质泥岩和煤层，电性特征主要表现为退积式正粒序钟形，砂岩中常见槽状交错层理、平行层理、波状层理、微波状层理和正粒序，局部见小型冲刷构造和变形构造。泥质粉砂岩中生物潜穴普遍较发育，砂岩中偶见板状交错层理，泥岩中可见到植物根系。在百东河剖面百岗组泥岩、粉砂岩层面上可见到变向水流波痕。根据岩性、电性等特征，该沉积体系可划分出4个亚相：河道、河道间、泛滥盆地、决口扇等亚相。由于河道频繁迁移改道，纵向上，河道与河道间、泛滥盆地等亚相交替出现，呈现多旋回正韵律。平面上，河流－泛滥平原主河道主要沿着盆地低洼地带发育。在层序Ⅰ水进体系域时期，盆地西部坳陷古地貌可能比东部平缓，砂体分布范围较东部宽，而到了层序Ⅱ低水位体系域时期，西部坳陷大部分为剥蚀区，仅在坳陷中央有砂体分布，这个时期砂体主要分布在盆地东部坳陷。物源主要来自盆地的西部，可能为古右江，在盆地东边可能存在一个泄水口，古水流自西向东流动，河道砂体分布贯穿全盆地，其沉积模式如图2.12所示。泛滥平原主河道部位的砂岩厚度较大，一般为40m～120m，最大厚度位于西部坳陷的六塘凹陷，推测厚度可达180m。
图2.12 河流－泛滥平原沉积模式图（据赵澄林、吴崇筠，1987)
下面重点叙述砂体主要发育相带——河道亚相沉积特征。
河道亚相：岩性由细砾岩、含细砾砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩组成正韵律，底部常见冲刷面，与下伏地层呈冲刷侵蚀接触。常见小型槽状交错层理、平行层理和波状层理，局部可见砾石呈叠瓦状排列。砂岩分选中等至好，棱角至次圆状，孔隙式胶结为主。
粒度概率曲线为两段式，斜度大，缺少滚动组分。剖面上常与河道间、泛滥盆地等亚相交替出现，说明河道不稳定，摆动频繁。电测曲线特征上表现为自然电位呈钟形或钟形与箱形复合，自然伽马为低值，电阻率为中至高值，储层物性好。
（四）扇三角洲沉积体系及其展布特征
该沉积体系主要发育于层序Ⅰ的水进体系域和高位体系域的后期，平面上主要分布在盆地东部坳陷北部陡坡带的仑圩—子寅—六吜—那样一带，相带范围较窄，多个扇体部分叠置呈裙边状分布，其构造位置为盆地断裂活动比较强的北部陡坡带，一般发育在盆地的断陷期和收缩期。单个扇体呈短而厚的粗碎屑楔状体，从山麓直接延伸至浅湖中，很快尖灭，与湖泊浅水沉积呈指状交叉接触（图2.13）。
图2.13 扇三角洲沉积模式图（据赵澄林等，1992，略修改）
由于形成扇三角洲的山区河流流程短，河流所携带的大量碎屑物质得不到充分的分选，很快就堆积下来，使得扇三角洲沉积物较粗，成分成熟度和结构成熟度均较低，其沉积的岩性特征反映浅水沉积环境，岩性主要为细砾岩、砂岩、粉砂岩以及粉砂质泥岩、泥岩等组成，砾岩一般不显层理，为厚层块状。常见冲刷面和生物扰动构造，发育小型交错层理、平行层理、波状层理和透镜状层理等牵引流形成的沉积构造。下面以子寅油田仑16块扇三角洲为例，叙述其微相（表2.3）沉积特征。
表2.3 仑16块扇三角洲沉积微相划分表
子寅油田仑16块位于子寅村的西部，构造位置为东部坳陷北部陡坡带，西起仑16-2井，东至仑16-18井，北起仑16-15井，南至百61-1井，面积约2km 2（图2.14），为构造－岩性油藏。仑16块含油层段沉积相以发育扇三角洲前缘亚相为主，成分成熟度为中等至高，一般为5.45～9.04。
1.扇三角洲前缘亚相
扇三角洲前缘亚相是扇三角洲向湖盆方向延伸的水下部分，是砂体最发育的相带，可细分为水下分流河道、水下分流河道间、河口坝、远砂坝和前缘席状砂5种微相（表2.3）。
（1）水下分流河道微相
水下分流河道是指河流入湖后沿湖底水道继续向前流动和延伸的部分。由于水下分流河道频繁迁移改道，位置不稳定，平面上常呈宽带状和网状分布，可对比性较差。纵向上水下分流河道与河口坝常交替出现，时有席状砂夹于其中，或者由几个期次的分流河道依次截切叠置，形成多个砂体连续沉积。底部常与河口坝或细粒的水下分流河道间沉积呈侵蚀冲刷关系，顶部与水下分流河道间沉积呈渐变关系。
岩性为灰色、灰褐色、浅绿灰色、棕褐色粉砂岩、细砂岩，砂体常具不完整的正韵律，由砂岩向上变为粉砂岩或含泥质、钙质粉砂岩，砂体单层厚度一般为0.5m ～2m，该微相是构成扇三角洲前缘的主要砂体之一。
底部常见冲刷面，沉积构造不发育，常为块状层理，化石少见。粒度概率曲线以两段式为主，滚动组分不发育，主要为跳跃和悬浮组分，曲线较陡，分选较好。
单个水下分流河道自然电位砂体呈钟形、箱形组合。声波时差反映出砂层较均质，微电极曲线反映出物性较好，为仑16块的油气最富集相带。
图2.14 子寅油田仑16块那读组含油层段沉积相图
（2）水下分流河道间微相
位于水下分流河道之间，向湖盆方向开口的相对低能环境。一般以洪水期溢出水道和相当远源的悬浮泥砂沉积为主，其沉积特征有如下5点。
岩性为深灰色泥岩和粉砂质泥岩韵律性薄层，厚度变化大。
沉积构造主要为水平层理、微波状层理和纹层状层理。
生物化石较丰富，以炭化植物为主，多见茎叶分离的碎片。
纵向上多与水下分流河道、河口坝或前缘席状砂相邻发育，组成向上变细的沉积组合，顶部一般连续过渡为浅湖或前扇三角洲沉积，或被水下分流河道截切。
测井曲线特征为低幅微齿或齿化平直形。
（3）河口坝微相
位于水下分流河道砂体向湖盆方向延伸消失的河口地带，其沉积特征有如下5点。
岩性自下而上由深灰色粉砂质泥岩、泥质粉砂岩和粉砂岩组成向上变粗的逆粒序。
粉砂岩成分成熟度和结构成熟度均较低，粒度概率曲线为两段式，以跳跃总体为主，次为悬浮组分。
化石稀少，沉积构造较发育，以波状层理、水平层理、纹层状层理为主，局部出现变形纹层状构造和砂球、砂枕构造以及泄水构造。常见生物潜穴和生物扰动构造。
剖面上位于扇三角洲旋回的下部，其顶部常被水下分流河道截切，平面上位于水下分流河道的末端，常呈扇形伸向湖盆。
电性特征上，自然电位曲线通常呈中至高幅漏斗状或箱形，微齿至光滑。
（4）远砂坝微相
远砂坝位于河口坝向前扇三角洲方向过渡的末端，由溢出河口的细粒沉积物组成，其沉积特征有如下3点。
岩性以深灰色泥岩、含碳屑的粉砂质泥岩、泥质粉砂岩薄互层为主，略具向上变粗的逆粒序。
沉积构造较发育，以水平层理、水平至微波状层理为主，变形纹层状构造也较发育。化石以炭化的植物碎片为主。
纵向上与河口坝共同组成连续向上变粗序列的下部，并直接覆盖在前扇三角洲深灰色泥岩之上。单个远砂坝在测井曲线上表现为中—低幅的漏斗形或粗齿形。
（5）前缘席状砂微相
前缘席状砂是由于河口坝或远砂坝砂体在湖浪或沿岸流的作用下，沉积物再度发生向河口两侧的湖岸迁移而形成的席状砂体，通常呈平行湖岸线的宽带状分布。其沉积特征主要有如下3点。
岩性由浅灰色、绿灰色粉砂岩、粉砂质泥岩和泥质粉砂岩互层组成韵律层。由于砂体经过湖浪和沿岸流的改造，其成分成熟度为中等偏高，结构成熟度中等，粒度概率曲线为两段式，牵引流段不发育。
沉积构造不发育，主要为块状构造，少见波状纹层状构造和水平层理。生物化石稀少，主要见少量炭化植物碎片。
测井曲线特征为高至中幅漏斗形、钟形和指形组合，其幅度高明显高与河口坝和远砂坝，反映砂体经过改造，砂体较干净，泥质含量少，储集性能变好。
2.前扇三角洲微相
前扇三角洲是指完全进入湖盆并被湖水全部淹没的扇端较深水细粒沉积部分，该部位河流、湖浪和底流作用已明显减弱，以季节性洪水悬移沉积为主，岩性由薄互层的深灰色泥岩和粉砂质泥岩组成，夹少量泥质粉砂岩，常具水平层理，测井曲线主要为光滑或低阻微齿平直状，该微相难以与湖相泥质沉积相区分。
（五）三角洲沉积体系及其展布特征
纵向上发育于层序Ⅰ的水进体系域及高水位体系域沉积时期和层序Ⅱ的低位体系域，并具有纵向继承性特点。平面上主要分布在盆地西部坳陷的八东至墙红一带，向物源区一侧为泛滥平原沉积区，其前端指向湖盆浅湖区，高水位时期的沉积范围较水进时期大，明显向湖盆东部推进，其沉积物比扇三角洲细。岩性以细砾岩、粗砂岩、粉细砂岩、粉砂质泥岩和泥岩夹煤层为主。一般发育交错层理、平行层理、波状层理和平行至微波状层理，局部可见冲刷面，电性特征（图2.15）与扇三角洲相似。剖面上由多个叶体叠置形成复合旋回。
图2.15 八东1井三角洲相电性特征
粒度概率曲线为两段式，主要由跳跃和悬浮两个总体组成，三角洲平原分选一般较差，而三角洲前缘的砂岩分选为中等至好，质较纯，是盆地的主要储集岩之一。
（六）湖泊沉积体系及其展布特征
该沉积体系主要发育于层序I以及层序II的低水位体系域沉积时期，平面上分布于盆地东部坳陷的中央地带，其发育特征受盆地主控断层的控制，以层序Ⅰ的高水位体系域分布范围为最广和厚度最大。沉积类型主要有：①滨浅湖滩坝砂岩沉积；②半深湖－深湖相泥岩沉积；③湖泊碳酸盐岩沉积。
1.滨浅湖滩坝砂沉积
主要发育于盆地断陷活动的那读组早期和盆地收缩回返的百岗组中后期，由于水体浅，水动力相对较强，氧气充足，各种生物繁盛。岩性主要为灰白色、浅灰色、灰绿色细砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩，局部夹砾岩或含砾砂岩。分选、磨圆较好，发育交错层理、波状交错层理、砂纹交错层理、变形层理、水平层理和生物扰动构造等，有时可见到泥裂、植物根系。
2.半深湖－深湖相泥岩沉积
半深湖－深湖相主要分布于盆地的东部坳陷中央断凹带，水体较深，无明显波浪作用。沉积物主要为悬浮粘土质、少量粉砂，岩性主要由褐灰色、灰色、深灰色、灰黑色的泥岩、钙质泥岩、含粉砂泥岩所组成，发育水平层理和块状层理，缺少植物化石，含介形类及少量小个体螺化石，有机质含量丰富，是盆地的主要烃源岩。在电性特征上表现为自然电位曲线光滑平直，视电阻率曲线呈低阻微齿形。
图2.16 百色盆地湖泊淡水碳酸盐岩沉积模式图
3.湖泊碳酸盐岩沉积
该沉积体系只出现在层序Ⅰ的低水位体系域沉积后期，在盆地的一些比较开阔而低洼的积水区或湖湾（图2.16），发育滨湖相的泥坪－藻坪亚相、岸礁亚相，形成浅水生物礁或介壳富集层。主要分布在盆地东部坳陷的那坤—那满以及林蓬一带，分布面积约40km 2。那坤—那满地区沉积中心位于坤4井，最大厚度达47.5m。岩性主要为颗粒灰岩和泥微晶灰岩。
