松辽盆地中部青山口组沉积时期有机碳稳定同位素研究.doc

西安石油大学本科毕业设计（论文）松辽盆地中部青山口组沉积时期有机碳稳定同位素研究摘 要：本次研究是以松辽盆地中部青山口组古12井的86件泥岩岩心样品为对象，对它们进行有机碳稳定同位素测定。测定结果为：青二三段上部，13C值在-25.3-29.77之间，平均值为-27.7，青二三段下部，13C值在-26.2-30.8之间，平均值为-28.9；青一段13C值在-27.8-32.25之间，平均值为-29.5。通过这些测定的数据，进行了青山口组顶底界线的确定、有机质来源分析、以及古气候研究。得出以下结论：（1）青山口组的底界以13C=-32.2的负异常为标志；顶界以13C=-23.1的明显正向偏移为标志；（2）青二三段上部泥岩中有机质类型主要为1型，泥岩有机质来源为混合源，以湖相浮游藻类为主；青二三段下部至青一段泥岩中有机质类型主要为型，该有机质来源于湖相浮游藻类。关键词：松辽盆地；古龙凹陷；青山口组；有机碳稳定同位素36Research of stable organic carbon isotopes during the deposition of central Qingshankou group in Songliao Basin Abstract the samples of this survey are based on 82 mudstones collected from Well 12 of Qinshankou Formation in the Songliao Basin, for which stable organic carbon isotopes are carried on .the result of research is given, The value of 13C of the under Qs2+3 is -25.3-29.77, and the average of the under Qs2+3 is -27.7; The value of the upperQs2+3 is -26.2-30.8, and the average of the upperQs2+3 is -28.9; The value of the Qs1 is -27.8-32.25, and the average of the Qs1 is -29.5. Based on these data, I study the top and bottom boundary of Qingshankou Formation, organic matter originates, and palaeoproductivity and paleoclimate of Qinshankou Formation. Preliminary analysis shows that The lowest value appears at the base of Qingshankou Formation, and The most important is the uppermost peak that is the maximum of the profile and occurs at the boundary of Qingshankou /Yaojia Formations.The type of organic matter of the mudstones collected from the under Qs2+3 mainly is 1, and the organic matter originates is from combined sources,mainly from planktonic algae of lacustrine facies. The type of organic matter of the mudstones collected from upperQs2+3 to Qs1 mainly is , and the organic matter originates is from planktonic algae of lacustrine facies.Key words Songliao basin Qingshankou Formation Organic carbon isotopes目录1 前言11.1 选题背景11.1.1 选题依据11.1.2 研究意义21.2 研究现状21.2.1 国内外有机碳稳定同位素研究现状21.2.2 青山口组研究现状41.3 研究内容与技术路线51.3.1 研究内容51.3.2 技术路线与方法51.4 实际工作量52 区域地质概况72.1 地理地质背景72.2 区域构造特征82.2.1 盆地的基底构造特征82.2.2 盆地构造演化史122.2.3 坳陷层构造特征132.3 古龙凹陷地质概况152.3.1 古龙凹陷的地质特征152.3.2 青山口组沉积环境特征162.4 青山口组沉积地层特征183 样品与实验193.1 样品信息193.2 有机碳稳定同位素实验原理与方法204 松辽盆地中部青山口沉积时期有机碳稳定同位素研究214.1 青山口组顶底界限确定214.1.1 有机碳稳定同位素确定青山口组顶底界线214.1.2 白垩纪Cenomanian-Turonian界线时期全球碳稳定同位素的地层表现234.1.3 青山口组与海相地层的对比254.2 有机质来源分析254.3 古气候分析274.3.1 有机碳稳定同位素与古气候之间的关系275结论30致谢31参考文献321 前言1.1 选题背景1.1.1 选题依据松辽盆地位于中国东北部,是我国中、新生代大型内陆湖盆之一，地跨黑龙江省、吉林省、辽宁省和内蒙古自治区，呈北北东向展布,长轴约750km,短轴330370km,总面积超过287000(图1-1)。盆地北部主要充填中、新生代碎屑岩，其中白垩纪地层为主要的沉积岩系，也是松辽盆地的主要产油层1。松辽盆地北部晚白垩世底部地层为青山口组(K2qn)和姚家组(K2y)，它们形成于松辽盆地演化的坳陷期,此时是盆地发育的全盛时期1。青一段 (K2)经历了一次大的湖侵2,该时期湖盆面积较大，沉积了一套富有机质的半深湖深湖亚相黑色泥岩。青二、三段(K2qn2+3)到姚二、三段 (K2y2+3)沉积时期,总体上为水退，湖盆收缩，沉积物富砂。图1-1 松辽盆地地理位置及构造分区对于松辽盆地北部青山口组和姚家组，前人在生物地层、地质年龄划分、构造演化、层序地层等研究方面取得了有意义的成果3-5。松辽盆地作为我国最大的陆相含油气盆地，保存着一套完整的白垩纪湖泊沉积地层6，并且于晚白垩世的青山口组一段和嫩江组一、二段沉积时期，发生了盆地演化史上三次最大规模的湖侵和缺氧事件7，并在全盆地广布着三套暗色沉积产物，这些暗色沉积产物为黑色泥岩、页岩和棕褐色油页岩。青山口组一段时期湖侵达到高峰期，湖泊面积为160000km2；嫩江组第一、二段时期，发生了特大湖侵，湖泊沉积物远远超出现有盆地边界，深湖面积达96000km2，浅湖面积为84000km28。本次主要依据松辽盆地中部青山口组对地层沉积时期的有机碳稳定同位素展开研究。1.1.2 研究意义 有机碳是沉积物(岩)中总有机质(TOC)中的碳。对有机碳稳定同位素的研究已在全球碳循环、古气候变化、生物演化、地层对比研究等领域得到了应用。从最古老的地层(38亿年)到近代沉积物,其有机碳碳同位素的分布特征已为地球早期生命演化、地质历史时期突变事件的发生、近百万年来全球及局部地区古气候变化及沉积物中有机质的生物先质来源提供了良好依据。本研究利用大庆油田在松辽盆地中部的岩心样品进行了青山口组有机碳稳定同位素的测试,通过化学地层和生物地层研究提出了青山口阶的顶底标志。青山口阶的有机碳稳定同位素值具有全球一致的意义,与我国西藏南部海相地层,乃至全球重要地区Cenomanian-Turonian阶稳定同位素界线均具有可比性。 通过对松辽盆地中部青山口组的沉积有机质进行有机碳稳定同位素研究从而对有机质来源进行分析。本次研究的意义也在于通过松辽盆地中部青山口组沉积时期有机碳稳定同位素研究来确定有机质的来源和分布规律及探讨古气候变化的特征。1.2 研究现状松辽盆地作为我国最大的陆相含油气盆地，保存着一套完整的沉积地层，研究程度较高。前人对松辽盆地的研究着重于地球动力学、构造学、地层学、沉积学、古生物学、古气候学以及石油地质学等方面249，而利用有机碳稳定同位素等多个有机地球化学指标来研究松辽盆地青山口组地层的划分、古湖泊的生产力演化特征，进而探讨古湖盆的气候响应，还少见报道。1.2.1 国内外有机碳稳定同位素研究现状自20世纪40年代Nier（1947）发明Nier型质谱10和Urey（1947）提出“同位素物质的热力学性质”的经典论文以来，稳定同位素地球化学已经历了半个世纪的发展历程。50余年来，稳定同位素地球化学逐步发展和壮大，已经成为一门成熟的学科。它不但成了研究各种基础地球科学问题的重要手段，而且在解决人类社会面临的重大资源、环境、生态问题方面开始发挥关键作用。当前，人类社会正在发生急剧的变化，科学技术的突飞猛进带动着经济的迅速发展。在这种背景下，进入壮年的稳定同位素地球化学也迎来了发展的大好时机。我国的稳定同位素地球化学研究已开展了40年。在此期间，特别是近20多年来，经过学习、引进、改进到开拓创新，我国已建立起自己的研究体系，开始了全方位的研究和探索。研究的成果为解决国内重大地质问题和资源、环境问题提供了关键性依据。有些成果还达到了国际先进、乃至国际领先水平，为科学发展做出了贡献。在新世纪之初，面对国际上稳定同位素地球化学急速发展的局面，我们需认清形势、明确方向。要在竞争中争取主动，走到稳定同位素地球化学研究的前列，并为我国社会和经济的健康发展继续做出贡献。同位素测试技术是同位素研究的基础。新的测试技术的创立，新的测试仪器的研制，原有仪器设备和测试方法的改进是稳定同位素地球化学研究发展的依托。因此发展同位素测试技术始终是同位素地球化学研究的一个主要方面，技术上的每一项突破往往会为同位素地球化学研究开辟新的领域。过去的20年同位素地球化学发展的重要阶段。为满足研究工作日益增涨的需要，新技术和新方法不断涌现，成为研究工作不断发展的推动力。同位素测试技术的进步涉及到很多方面，但概括起来，总的趋势不外是：快速化、精确化、微量化、微区化、多样化和标准化。不同大陆间沉积物碳稳定同位素明显的正向或负向的偏移具有内在关联。因此，同位素测试曲线的明显峰值对高精度的地层对比具有潜在的作用。生物壳体是稳定同位素测试的良好材料，但是，不同的生命效应有可能造成测试的结果相对混乱。目前，国际上常用全岩样品来进行白垩纪的稳定同位素测试，并对海相环境取得了大量成果。1.2.1.1 地层划分与对比研究表明，在许多大的地层界面上，如前寒武系/寒武系、二叠系/三叠系、白垩系/第三系，不仅生物化石在类群上有大的改观，而且沉积有机碳和无机碳(碳酸盐岩)的碳同位素组成也发生了明显波动。这可能是由于:全球气候变化;外来体对地球的撞击或大量的火山活动，使生物出现空前繁盛(前寒武纪-寒武纪)或极度繁盛后突然大量绝灭(二叠纪-三叠纪，白垩纪-第三纪)，造成大气CO2浓度及碳同位素组成、海水中溶解重碳酸根离子的碳同位素组成的改变，从而使沉积有机质和沉积碳酸盐岩的碳同位素组成发生变化，这些变化就记录在当时的沉积地层中。因此，沉积有机碳和无机碳的碳同位素层序演化特征，是进行地层划分和对比的有效地球化学手段17。1.2.1.2 有机质来源追索由于不同的生物体具有不同的碳同位素组成特征，如C3植物的13C值在-22 -31之间，C4植物的13C值在-10 -16之间;温暖海水中浮游植物的碳同位素组成接近-20，而寒冷海水中浮游植物的碳同位素组成则在-30左右，海草的13C值在-10-16，海相藻类的13C值在-18左右;非海相水生植物和藻类的碳同位素组成一般在-12-2618。因此，沉积有机质的碳同位素组成可以提供沉积物(岩)中有机质来源的信息。1.2.1.3 古气候指示由于全球或局部地区气候变化周期中，温暖潮湿与寒冷干燥交替出现,沉积水体分布范围相应扩张与缩小,沉积物中有机质的来源也随之发生变化。如以陆生植物为主要有机质输入源的湖相沉积,在温暖潮湿期,碳同位素组成较轻的C3植物发育，因此沉积物中有机质的碳同位素组成就相对偏轻;在寒冷干燥期，碳同位素组成较重的C4植物输入相对较多,使沉积物中有机质的碳同位素组成相对偏重。以水生植物和藻类为主要有机质输入的湖相沉积,在温暖潮湿期,水体扩大，沉积物中的有机质以水生植物和藻类为主,碳同位素组成相对较重。在寒冷干燥期,水体缩小，沉积物中的有机质有部分C3植物输入，使沉积有机质碳同位素组成相对变轻。由此可见，沉积物中有机质碳同位素组成的变化,在不同的沉积环境中反映了不同的古气候信息。1.2.2 青山口组研究现状 中国拥有众多白垩纪陆相沉积湖盆,尤其是东北地区发育了以松辽盆地为主的大型白垩纪沉积盆地。该盆地是亚洲古陆上最大的白垩纪湖盆之一,是我国陆相白垩系发育最完整的地区。连续沉积的以富有机碳黑色页岩为主的砂泥碎屑岩建造19,不仅使该区成为重要的含油气盆地,而且成为建立我国陆相地层阶的理想地区。全国地层委员会20依据松辽盆地白垩系中上部地层的发育情况,提出了建阶方案,自下而上为:泉头阶、青山口阶、姚家阶、嫩江阶、四方台阶、明水阶和富饶阶。然而,要完善这一方案,明确各阶的地层标记是建阶的进一步工作。单一依靠陆相生物地层的研究方法来建阶,并使其能达到与海相阶对比的要求,是相当困难的。应当从不同的角度来确定阶的年代意义,包括同位素年代测定9。地层中的特殊化学记录不仅是古环境变化的重要显示,而且作为地层学研究的替代指标已应用较广。这些替代指标主要是粘土沉积物中碳酸钙和有机碳的碳稳定同位素比率,生物壳体的氧同位素比率,有机碳的氮同位素比率,碳酸盐相的硫同位素比率,化石骨架的锶同位素比率,富有机质沉积物的锇同位素比率,以及总有机碳(TOC)、碳酸盐相中镁、锰和锶的含量。根据松辽盆地白垩系的发育特征,本次工作选择对有机碳的碳稳定同位素进行初步研究。1.3 研究内容与技术路线1.3.1 研究内容 在充分了解了有机碳稳定同位素研究的基本原理、适用范围、使用方法的基础上，根据松辽盆地属于断陷湖盆、青山口组沉积时期湖底为弱氧化缺氧环境、岩性主要为暗色泥岩等特征，选择位于盆地中央凹陷区的古龙凹陷的古12钻孔中的青山口组岩芯样品为研究对象，进行有机碳稳定同位素的定量分析，总结有机碳稳定同位素的分布特征，进而探讨青山口顶底界划分、有机质来源及古气候特征。具体研究内容如下：1松辽盆地中部及古龙凹陷区域地质概况：了解盆地的古地理位置、基底性质、区域构造运动、盆地演化史；熟悉古龙凹陷的地质概况、盆地内青山口组沉积地层特征及古湖泊发育特征；2.利用有机碳稳定同位素在青山口组顶底的特征来确定青山口组顶底界线；3.根据青山口组一段有机碳稳定同位素特征来分析有机质类型，进而推断有机质来源；4.利用有机碳稳定同位素特征来分析青山口组古气候特征。1.3.2 技术路线与方法在查阅、收集、整理前人有关研究有机碳稳定同位素资料及松辽盆地实际资料的基础上，针对本文研究计划，采用宏观与微观相结合、多种测试手段相结合，理论与实验相结合的方法，以古12钻孔中青山口组沉积时期的暗色泥岩为切入点，围绕主要研究内容，设计如下技术路线（图1-2）。依据技术路线，对青山口组82个、姚家组4个、泉头组4个岩芯样品进行了实验分析，分析测试的项目主要为有机碳稳定同位素测试。1.4 实际工作量针对研究内容，展开了国内外相关文献的系统查阅、整理；在上述基础上，围绕论文研究内容，设计技术路线、拟定观察内容、搜集相关资料文献，根据实验数据绘制图件，制作表格，最终进行分析对比得出结论。通过查阅资料，对松辽盆地的义县、北票、朝阳、凌源、承德等地的白垩世的金刚山-白台沟剖面、四合屯-陆家屯、大王杖子剖面进行了详细的认识和观察。并对钻孔岩芯进行详细观察和描述，采集样品，在室内把采集的样品放入静态氧化实验装置进行实验分析，实验完成后认真记录实验数据，建立表格。根据各个阶段的工作量及安排时间完成论文（表1-3）。图1-2 技术路线框线图青山口组顶底界线确定有机质来源分析古气候分析查阅资料，了解区域概况选择样品，测试有机碳稳定同位素进行有机碳稳定同位素分析得出结论表1-3 实际工作量时间安排工作内容完成数量工作目的201112-2012.2查阅资料10篇，进行外文翻译1了解国内外研究现状，完成文献综述2012.2-2012.3根据任务书，编写开题报告1建立完成论文的框架，明确论文目的。2012.3-2012.4查阅文献资料，完成论文的区域地质概况2了解论文的研究意义，选题背景2012.4-2012.5分析数据，绘制图件，建立表格12完成论文的核心部分2012.5-2012.6递交论文，制作答辩多媒体3论文的后期总结性工作2 区域地质概况2.1 地理地质背景松辽盆地是中国东北部以中生代为主的大型陆相沉积盆地，地跨黑龙江、吉林、辽宁、内蒙古三省一区，总面积28.7104km2。地理位置在北纬4225-4923，东经11940-12824之间，长750km，宽330-370km，是一个大型的、呈北北东向展布的菱形沉积盆地（图2-1）。盆地周围为山脉和丘陵所环绕，东部为张广才岭，西邻大兴安岭，南接康平法库丘陵地带，北与小兴安岭为界为界。盆地内部是嫩江松花江和辽河两大水系的大片平原和沼泽。盆地内部几乎全被现代沉积所覆盖，仅边缘和松花江沿岸见有古生代和前古生代的变质岩和火山岩。盆地内部的新生代地层下面，广泛分布着白垩纪地层，中新生代沉积岩总厚度超出10000m，其中白垩纪最为发育，总厚度大于7000m。图2-1 松辽盆地区域地理位置及白垩纪地层分布范围图21按照板块构造的特点，中国东北部及其邻区包括四个构造单元（图2-2）：北部是北亚大陆区，由西西伯利亚地块和中西伯利亚地块组成；南部是中朝大陆区，由塔里木中朝地块组成；中部是北亚陆间区，东部为环太平洋区。松辽盆地位于陆间区的东部和环太平洋区北段的内带。图2-2 中国东北部及邻区板块构略图222.2 区域构造特征松辽盆地具有断、坳双层结构，晚侏罗世到早白垩世早期，在晚古生代基底上形成了克拉通内裂谷盆地，产生了北东向和近南北向展布的断陷盆地群，早白垩世晚期到新生代发育了大型坳陷盆地。2.2.1 盆地的基底构造特征古生代西伯利亚板块与华北板块之间为宽阔的大洋，洋中散布着一系列孤立地块。晚古生代陆间洋壳的俯冲消减，陆间块体的拼贴增生和大陆的对接缝合，形成了松辽盆地基底。基底的演化控制了中、新生代盆地的形成和发展。2.2.1.1 莫霍面性质根据地震和重力资料综合解释，松辽盆地的地壳厚度很薄：下地壳厚7km，中地壳1015km，上地壳1013km；盆地中部下地壳和上地壳明显薄于盆地两侧，中地壳厚度在全盆地范围内变化不大23。松辽盆地位于亚洲东部巨型上地幔隆起带的中段，盆地基底与莫霍面隆起呈镜像关系，整个盆地为莫霍面33km等深线所圈定，显然属于陆壳结构上的盆地（图2-3）。依据板块构造的理论，陆内地壳减薄，与熔融的地幔物质上涌有关，热构造成穹作用导致盆地在张应力场的背景下，发生早期张烈，盆地开始下沉。典型的克拉通内部盆地都有这样的特点。从松辽盆地莫霍面等深图上可以看出：隆起中心在北安、大庆、长岭一线，被32km等深线圈闭；31km等深线所圈定的范围相当于中央凹陷区，反映了深部构造与盖层构造的一致性和对浅部构造的控制作用；29km的两个隆起，与盆地深部的古龙凹陷和长岭凹陷相当；北北东向构造线最为清晰、完整，北西向和北东向构造线呈现断续的特点，这与盖层构造北北东向构造发育，北东向和北西向居次的特点一致。松辽盆地中新生代沉积最厚地区在大安、黑帝庙一带，厚度达6000-10000m，沉积盖层与莫霍面隆起区也映。图2-3 松辽盆地莫霍面等值线图24 2.2.1.2 基底断裂根据地球物理、地质、卫星图片及钻井资料分析，松辽盆地基底和深层的断裂十分发育，有四组基底断裂系统：北北东北东向、北北西北西向、近东西向和近南北向、，以北北东北东向和北西向为主（图2-4）。北北东北东向断裂一般为高角度正断层。大兴安岭东缘断裂和依兰伊通断裂带控制着盆地西、东边界；嫩江断裂带、孙吴双辽断裂带和哈尔滨四平断裂带是盆地内三条规模较大的断裂带；每条断裂带又由多条北北东向、北东向次级断裂组成。其中沿盆地延伸方向的孙吴双辽断裂带切过盆地中部，延伸达2040km以上，断距达2000-2900m，活动时间较长，对盆地的发生、发展起着十分重要的作用，使盆地基底形成两堑夹一垒的构造格局，造成盆地内沉积物东西分带的特点。图2-4 松辽盆地基底断裂分布图24嫩江断裂带；孙吴双辽断裂带；哈尔滨四平断裂带；加格达奇鸡西断裂；讷河绥化断裂；滨州断裂；扎赉特吉林断裂；科右前旗伊通断裂；突泉四平断裂；扎鲁特开原断裂；讷莫尔河断裂；哈拉图断裂；西拉木伦断裂；康平通榆断裂北北西北西向断裂带从北往南包括加格达奇鸡西断裂、讷河绥化断裂、滨州断裂（龙江哈尔滨断裂）、扎赉特吉林断裂、科右前旗伊通断裂等；近东西向的断裂为讷莫尔河断裂、哈拉木图断裂、西拉木伦断裂和赤峰开源断裂；近南北向断裂有通榆康平等断裂。盆地的基底断裂是在古生代板块或地块演化过程中形成的缝合带或逆掩推覆断裂系的基础上，经过多次挤压、走滑、伸展等不同方式的构造活动改造而形成，主要断裂多为长期活动的继承性断陷，构造性质极为复杂。根据基底断裂的地球物理特征、相互切割关系、形成机制和区域应力场分析，在时间上，近东西向和近南北向断裂形成最早，可能是晚元古代至古生代。其次是北北东向和北东向断裂，形成于晚古生代至中生代早期，具有双重和多重继承性，与基底早期左行走滑剪切或逆掩推覆、后期伸展拆离作用有关。北西向断裂略晚于北东向断裂，形成于左行剪切作用和伸展拆离过程中，多为走滑性质。平面上北北东北东向断裂常被北西向断裂错开，两者呈“X”形网状相交，切割盆地呈东西分带、南北分块。2.2.1.3 基岩性质和基底形成过程根据盆地内钻遇基岩的探井和周边露头岩性标定的重磁资料预测的结果，基岩岩性以泥质板岩、千枚岩、结晶灰岩等浅变质岩为主，其次为片岩、片麻岩和中酸性花岗岩、闪长岩等侵入岩。依据晚古生代的浅变质岩以黑色泥质板岩25、碳质板岩、硅质板岩、千枚岩和灰岩为主夹有少量变质火山岩、保6井中石炭二叠纪蜓科化石、杜101井中腕足类化石，判断原岩沉积属于深海半深海复理石建造。说明石炭纪早二叠纪松辽地区的大洋还没有完全闭合，仍存在残余海槽。根据侵入岩同位素资料分析，基底侵入岩分为三期：加里东期、海西期和印支末期燕山早期，以海西期(晚古生代)和印支末期燕山早期为主。海西期的肉红色花岗岩大部分落在同碰撞造山期深熔花岗岩（S型）和碰撞前破坏性活动板块边缘花岗岩（型）范围，反映了松辽盆地基底岩浆活动与板块或者地块俯冲、碰撞造山机制有关；印支末期燕山早期的闪长岩、花岗岩和辉长岩可能与沿构造薄弱带岩浆侵入有关25。在嫩江白城断裂带发现了板块碰撞的证据嫩江县城北蓝闪石片岩和白城附近索伦组陆相磨拉石建造中的大量硅质岩26，以此证明嫩江白城断裂带可能是一条重要的缝合线。盆地内还存在三条重要的地质界线：西拉木伦断裂是华北板块与兴蒙海西褶皱系的分界线；孙吴双辽断裂带和哈尔滨扶余断裂带可能是松辽盆地基底的两条地体拼贴带。根据基岩的性质和年龄，基底的形成过程大致如下所述：古生代期间，西伯利亚板块与华北板块之间存在着宽阔的海洋，其间分布着许多独立的中小板块块体（地体）；早古生代晚期至晚古生代随着两大板块的接近和对接，那些小的块体相互合并并向大陆板块边缘拼贴，志留纪佳木斯地体与松嫩东部地体沿牡丹江断裂首先拼贴27；晚古生代早期（泥盆纪早石炭纪）西部贺根山附近首先对接闭合，呈喇叭形向东张开，松辽地区尚未关闭，仍有石炭二叠纪的海相沉积；晚二叠纪早三叠纪早期（印支末期燕山早期），首先，沿克山大庆乾安一线（孙吴双辽断裂带），盆地东部基底与西部基底对接，发生韧性变形变质，之后，沿哈尔滨前郭乾安一线，盆地的南部块体与北部块体对接闭合，发生强烈的推覆滑脱，发育了一系列北东北东东向低角度推覆断层；至此，松辽盆地基底最终形成。2.2.2 盆地构造演化史松辽盆地属于克拉通内转化型盆地。它的形成受深大断裂和大陆块初始张裂的控制，在盆地性质上具有克拉通内盆地向边缘盆地转化的特点。按板块构造观点可将松辽盆地的形成、发展、结束分为5个演化阶段，即成盆先期褶皱阶段、初始张裂阶段、裂陷阶段、沉陷阶段和萎缩平衡阶段23。成盆先期褶皱阶段：古生代末期欧亚板块向南东方向运动，与古太平洋板块碰撞，使大陆向海洋方向倾斜，受到强烈挤压，中国东北和日本诸岛发生大规模褶皱；同时，松辽板块大范围抬升，伴随强烈岩浆活动，有大规模的花岗岩浆侵入，深部莫霍面可能发生起伏。三叠纪早期经过侵蚀夷平，略具准平原化。初始张裂阶段：中、晚侏罗世，地表经前期剥蚀，岩石圈较薄，深部莫霍面拱起已达较高程度，上地幔造成局部异常，产生热点，导致盆地早期的初始张裂，形成规模不等的裂陷，沿断裂发生强烈的岩浆活动；此时盆地西部地壳破裂较强，火山活动强烈，而东部地壳破裂不完全，以产生裂陷为主，充填了巨厚的裂谷式补偿沉积。裂陷阶段：早白垩世早期，盆地中部莫霍面拱起异常使地幔作用明显，造成持续拉张；此时，孙吴双辽地壳断裂活跃，中央断裂带隆起上升，两侧形成拉张裂陷，裂陷陷沉降速度快、物源多、水动力强，沉积补偿作用好，因而沉积物以较粗屑类复理石建造为主，并形成目前盆地的雏形；沙河子组形成时期盆地以伸展作用为主，伴随大规模的火山活动，形成一系列新的北东、北北东向展布的断陷盆地；营城组形成时期，松辽盆地受到古太平洋板块向西挤压，使初始张裂的早期裂谷未能继续大规模裂开，而呈现出封闭趋势，导致断陷趋于萎缩，构造沉降幅度降低，盆地周缘开始隆起。沉陷阶段：早白垩世晚期，岩石圈逐渐冷却，产生热收缩，在全球板块控制作用下，地壳呈不均一地整体下沉，进入在裂陷基础上的叠覆沉陷；上地幔拱起最高地带，形成中央坳陷；由于地壳沉陷的不均一性，前期，在盆地发育东部和中部两个沉降中心，中、后期东部沉降中心逐渐消失，造成东部发育早期断陷，中部多数发育中期坳陷，西部为长期斜坡带；早白垩世末，由于蒙古鄂霍茨克洋的关闭，中国东北拼贴板块（包括松辽地块）与西伯利亚板块碰撞，产生强烈挤压，同时日本海开始扩张，向西的推挤力波及盆地，即所谓的“嫩江运动”，产生压扭应力场，地壳普遍抬升，东部地区更为明显，局部构造及二级构造带形成，结束了沉陷阶段。萎缩平衡阶段：嫩江运动以后，盆地深部地质结构逐渐趋于均衡，盆地全面上升，湖盆收缩，仅为前期的四分之一；在总体上升的背景下，沉积中心再次西移，沉降速度缓慢，盆地东、中部构造幅度进一步加大，西部形成一批浅层构造；在挤压应力作用下，形成一种特殊类型的叠加构造反转构造，反转构造分为断裂型正反转构造（例如任民镇断层）和背斜型反转构造（大庆长垣）；第三系和第四系是在侵蚀夷平的基础上沉积的一套磨拉石建造，此时盆地活动性很弱，呈现出渐趋消亡的特征。2.2.3 坳陷层构造特征松辽盆地白垩纪地层自下而上发育有火石岭组、沙河子组、营城组、登娄库组、泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组及明水组。火石岭营城组地层沉积时期为典型的断陷期，泉头明水组地层沉积时期为坳陷期，而登娄库组沉积时期处于盆地断坳转化时期，坳陷期为盆地发育的全盛时期28。针对本文研究的层位，主要分析坳陷层的构造特征。坳陷层地层构造特征是盆地坳陷期沉降沉积作用和反转期构造运动变形发生的综合表现。依据基底的区域构造特征、区域地质发展史、区域地层特征和盖层构造特征，将坳陷层划分为6个一级构造单元和32个二级构造单元（图25）。从构造单元区划图上可以看出坳陷层具有隆凹相间的格局。2.2.3.1 一级构造单元特征坳陷层的一级构造单元主要包括：北部倾没区、中央坳陷区、东北隆起区、东南隆起区、西南隆起区、西部斜坡区。中央坳陷区，位于盆地中部，是盆地发展过程中沉降相对占优势的大型负向构造单元，长期为盆地的沉降、沉积中心。地层发育齐全，侏罗系至第三系沉积岩厚度达700010000 m，发育有多套生储盖组合，成藏条件好，是盆地中最重要的油气源区和油气田分布区。北部倾没区，位于盆地北端，基岩埋藏深度为1003500m。地层发育不全，缺失登娄库组，嫩江组上部、四方台组和明水组基本被剥蚀。白垩系厚度变化较大，可由数百米至2500m。盖层构造呈北北东北东向，二级构造隆凹相间，向西南延伸，倾没于中央凹陷区。东北隆起区，位于盆地东北部，基岩起伏大，埋藏深度为5003000m。地层发育不全，上白垩统基本缺失，在隆起西侧缺失泉头组一段及二段的一部分。北边的绥棱、海伦一带，青山口组或者姚家组直接超覆于基岩之上，地层厚度显著变薄。东南隆起区，位于盆地东南部，基岩起伏较大，埋藏深度在5003000m之间。基岩性质主要为海西期花岗岩。白垩系下部发育较好，登娄库组及其以下地层较全；泉头组至姚家组除该区东南边缘被剥蚀而缺失外，其余地区均有分布，且多以红色岩层为主；嫩江组至明水组则仅见于本区西北部和怀德梨树凹陷的局部地区。图2-5 松辽盆地坳陷层构造单元区划图15西部斜坡区；北部斜坡；嫩江阶地； 依安凹陷；三兴背斜带；克山依龙背斜；乾元背斜；乌裕尔凹陷；中央凹陷；黑鱼泡凹陷；明水阶地；龙虎泡红岗阶地；齐家古龙阶凹陷；大庆长垣；三肇凹陷；朝阳沟阶地；长岭凹陷；扶余隆起带；双坨子阶地；东北隆起带；海伦隆起带；绥棱背斜带；绥化凹陷；安庆隆起带；呼兰隆起带；东南隆起带；长春岭背斜带；宾县王府凹陷；青山口隆起带；登娄库背斜带；钓鱼台隆起带；杨大城子背斜带；榆树德惠凹陷；九台阶地；怀德梨树凹陷；西南隆起；伽玛吐隆起带；开鲁凹陷。西南隆起区，位于盆地西南部，基岩深度在2501000m。缺失登娄库组沉积，泉头组、青山口组分布范围较小，姚家组超覆在基岩之上。 西部斜坡区，位于盆地西部，基岩以海西期花岗岩为主，局部地区有古生界和前古生界变质岩，埋藏深度为20002500m。地层厚度西薄东厚，白垩系总厚度约10001500m，登娄库组和泉头组一、二段缺失。构造平缓，断层不发育，在斜坡区中部临近深坳陷部位，具有较好的生储油条件。2.2.3.2 二级构造单元特征坳陷层的二级构造单元划分为正向和负向两种类型。正向构造带包括大庆长垣、长春岭背斜带、青山口隆起带、朝阳沟阶地等；负向构造带有齐家-古龙凹陷、三肇凹陷等。盆地内共划分了1个长垣、7个背斜带、7个隆起带、6个阶地和11个凹陷，共计32个二级构造单元。2.3 古龙凹陷地质概况2.3.1 古龙凹陷的地质特征图2-6 古龙凹陷类型及地理位置图23齐家古龙凹陷位于松辽盆地北部中央坳陷区的西部，呈南北条带状分布，面积约为5270km2，齐家凹陷在北部，古龙凹陷在南部（图2-6）。古龙凹陷的基底受北北东向嫩江断裂带、孙吴双辽断裂带和北北西向北西向的滨州断裂带、扎赉特吉林断裂带的控制。基岩岩性以花岗岩、片麻岩和片岩为主。古龙凹陷的构造演化经历了嫩江组末初具雏形，明水组末完善，老第三纪定型的发展过程28。嫩江组末期构造运动以褶皱作用为特征，古龙凹陷东侧的大庆长垣开始形成；白垩纪末期盆地受到南东东向挤压，凹陷内断裂发育，周边形成一系列背斜和鼻状构造；老第三纪末的构造运动使凹陷内构造带定型，断裂进一步活动。古龙凹陷是一个长期稳定下沉的继承性凹陷，泉四段至姚家组沉积时期盆地的坳陷、沉降中心一直围绕着古龙凹陷29。它始于早白垩世的登娄库组，该时期主要为断陷式沉积，沉积厚度约为1600m。进入泉头组沉积时期，盆地主要表现坳陷式沉积，古龙凹陷大幅度下降，沉积厚度约为1000m；青山口组姚家组沉积时期，盆地进入快速沉降阶段，沉积厚度约为900m；在嫩江组沉积时期，古龙凹陷继续发育，沉降幅度较大，最厚可达1100m，晚白垩世时期，凹陷又继续有较大的沉降，沉积厚度可达500m。2.3.2 青山口组沉积环境特征松辽盆地中部青山口组一段可以划分出6个沉积层序，反映出6个湖平面升降旋回，沉积相主要为三角洲相和湖泊相30。从盆地边缘到盆地中心,沉积相由三角洲相逐渐变为湖泊相。三角洲相表现为伸展范围较大的浅水湖泊三角洲,发育三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲亚相；湖泊相发育滨湖、浅湖、半深湖深湖亚相（图2-7）。发源于盆地边缘的河流由北向南、由东向西依次为讷河依安水系、拜泉青冈水系、长春怀德水系、保康水系、白城英台水系和齐齐哈尔水系，其中，沿盆地长轴发育的讷河依安水系、拜泉青冈水系和长春怀德水系控制着盆地的沉积作用。该时期，古龙凹陷以滨浅湖和三角洲相为主，并且受讷河-依安水系影响较大。青一段时期，湖盆进入快速沉降阶段，湖侵使湖泊面积突然扩大，湖泊范围至少接近现今盆地边界，面积达到10104km2。相带呈不规则半环带状展布，由外向里依次为冲积平原相三角洲平原相滨浅湖半深湖深湖相。该时期，嫩江讷河水系是盆地内规模最大、最重要的一条水系，其形成的三角洲前缘相带向南最远可延至泰康喇叭甸地区；其次为保康水系形成的三角洲前缘向北可延伸至乾安区。古龙凹陷地区主要为滨浅湖和半深深湖相。图 2-7 松辽盆地及古龙青一段沉积相图31图2-8 松辽盆地及古龙青二段沉积相图31青二三段至姚一段沉积时期，盆地整体处于水退过程，是坳陷过程中的一个显著充填时期32。青二、三段沉积时期，湖盆面积减少到6104km2，相带呈环带状展布，自边缘向盆地中心依次为冲积扇相河流相三角洲相滨浅湖相半深、深湖相。嫩江-讷河水系和北安克东水系在滨北地区形成了广阔的辫状河平原，保康水系、白城泰来水系和齐齐哈尔水系也发育辫状河沉积。古龙地区湖泊依然发育，沉积相以滨浅湖半深、深湖相为主，南缘发育三角洲前缘相（图2-8）。青三段沉积末期，湖盆范围继续缩小，至姚一段时期，湖盆面积缩至最小5104km2。该时期沉积范围局限于中央坳陷区，沉积相由北向南表现为河流相三角洲相滨浅湖相（图2-9）。北部水系作用强盛，长距离向湖泊推进，形成大面积的冲积平原相；其次为齐齐哈尔水系，西部和南部水系相比之下作用较弱。古龙地区发育三角洲平原相，湖泊水位较浅。图2-9 松辽盆地及古龙地区青三段沉积相图312.4 青山口组沉积地层特征青山口阶一名来自青山口组,该组最早由地质部第二普查大队1958年在吉林省农安县青山口根据地表露头创建的,在盆地中部与下伏泉头组和上覆姚家组为整合接触。该组厚度和岩性在盆地中部和周边地区不同,总体以黑色页岩夹泥质粉砂岩为主,含黄铁矿和菱铁矿。根据岩性组合特征,可将青山口组自下而上划分为三段:一段以深湖相、半深湖相的黑色泥岩和页岩为主;二、三段则以黑色泥岩与灰、绿色薄层粉砂岩呈不等厚互层为特点,东部可相变为红色泥岩、砂质泥岩,岩性、岩相变化较大。青山口组岩性主要为一套黑色、绿色泥岩和砂岩,下部以泥岩为主,上部泥岩夹砂岩。除研究区西部边缘被剥蚀外,青山口组在研究区内比较发育,但岩相、岩性变化大,从盆地边缘到盆地中心,依次发育三角洲和滨湖相砂泥岩互层、浅湖相砂泥岩不等厚互层、半深湖深湖相黑色泥岩和页岩。青一段在研究区的中部、东部和南部为暗色泥岩、页岩和油页岩,在西部和北部为灰黑、灰绿色泥岩和灰白色粉砂岩。泥岩和油页岩比较发育是本段的重要特征之一,本段底部黑色泥岩夹劣质油页岩是地层对比的主要标志之一。青二、三段在研究区中部、南部和东部为灰黑、灰绿色泥岩夹薄层灰色钙质粉砂岩和介形虫层,局部见生物灰岩;在西部和北部砂岩较为发育,主要是灰色、灰绿色粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩。3 样品与实验3.1 样品信息本次研究共采集古12井青山口组样品82件：青一段28件，2360.02458米，厚97.5米；岩性以黑色泥岩为主，含少量介形虫，样品集中于下部和上部地层，采样间隔平均为1米；青二、三段54件，采集位置集中于1929.80m1935.00m和2319.00m2359.00m之间，其中，1940.00m2226m之间没有收集到地层柱状图，但采集了20件样品，地层柱状图如图3-1所示。图3-1 青山口组地层柱状图 3.2 有机碳稳定同位素实验原理与方法3.2.1 基本原理在实验装置上将干酪根燃烧，释放出自身全部的碳和氢，燃烧之后转化为CO2和H2O，CO2用来测定碳同位素。3.2.2 制样过程称重取样25mg置于石英舟内，送入石英燃烧管；加热加热燃烧管，使前炉温度达80020，后炉（CuOPt）达40020，氧化铜后的银丝由余热加热到400450；载气用氦气作载气并带入少量氧气（氧气含量约10）；冷冻样品在载气中燃烧，燃烧气流经过氧化铜时完全氧化成二氧化碳和水，被载气带出燃烧管，依次流经酒精即液氮冷阱（-80-70）和液氮冷阱，水和二氧化碳分别被冷冻在这两个冷阱内；上机测试抽真空除去杂气，将二氧化碳转移到带真空活塞的样品管中，在同位素质谱仪上进行分析测试，装置如图3-2 20 。图3-2 静态氧化实验装置4 松辽盆地中部青山口沉积时期有机碳稳定同位素研究4.1 青山口组顶底界限确定4.1.1 有机碳稳定同位素确定青山口组顶底界线在所采集的岩心样品中选择青山口组82件、姚家组4件、泉头组4件进行有机碳稳定同位素的测试(表4-1)。测试结果显示，泉头组和青山口组之间出现明显的负向偏移。该地层有机碳稳定同位素测试的平均值为-26，同位素值由生物界线之下1.5m处的-28.7急剧降为生物界线处的-30.2，在界线之上回升，形成一个明显的负0向峰值，并与生物界线吻合。碳稳定同位素在青山口组出现了六个明显的峰值。青山口组底部同位素值最低，为-30.2，随后迅速上升至为-28.1，形成底部的第一个峰值;在青山口组下中部自下而上的四个峰值分别是-28、-27.8、-27.3和-26.6，最低值一般位于-30-29左右。最为重要的是，本次工作在有机碳稳定同位素测试中发现，有机碳稳定同位素值在青山口阶顶部介形类Cypridea panda和Triangulicypris fusiformis的消失界面之上4m的位置出现一个明显的异常，由-29.5急剧升为-23.1，随后又迅速降为-30.12，形成一个明显的正向峰值。青山口期是松辽盆地白垩纪的重要生物繁盛期,生物多样化特点鲜明,化石门类及属种繁多,计有介形类、叶肢介、双壳类、腹足类、鱼类、轮藻、藻类、植物等十余个门类。第一段产Triangulicypristorsuosus-T.torsuosusvar.nota jiexing介形类组合;第二段含Cypridea dekhoinensis-Limnocyprideacopiosa和Limnocypridea inflata-Sunliavia tumida-Triangulicypris symmetrica组合;第三段产Cypridea panda-Triangulicypris fusiformis组合18。孢粉化石在第一段产Cicatricosisporites-Cyathidites-Pinuspollentites组合;在第二、三段以Balm