高等構(gòu)造地質(zhì)作業(yè)匯編

1、成績中國礦業(yè)大學(xué)2013級碩十研究生課程考試試卷考試科目高等構(gòu)造地質(zhì)學(xué)考試時間2014-09學(xué)生姓名全方凱學(xué) 號ZS13010048所在院系 資源與地球科學(xué)學(xué)院任課教師任波教授中國礦業(yè)大學(xué)研究生院培養(yǎng)管理處印制松遼盆地構(gòu)造演化及對煤層氣控制作用區(qū)域地質(zhì)背景松遼地區(qū)位于我國東北部， 東臨俄羅斯及朝鮮并以烏蘇里江為界， 黑龍江為與俄羅斯分隔的北界線，西界為額爾古納河，主要由黑龍江、吉林、遼寧等省及內(nèi)蒙古東部地區(qū)。 松遼地區(qū)地形地貌上由三盆夾兩帶組成： 東部小興安嶺及張廣才嶺一線為分界， 東為三江 穆棱盆地， 西為松遼盆地及孫吳盆地等； 中西部大興安嶺為線， 東為海拉爾、 二連盆地等， 西為與張廣才

2、嶺條帶所夾持的松遼等盆地。松遼地區(qū)區(qū)域背景盆地及山型條帶等構(gòu)造的出現(xiàn)反映了一定區(qū)域背景下的動力條件、板塊運動、 巖漿活動等。 松遼地區(qū)位于西伯利亞板塊、 華北板塊及太平洋板塊所夾持區(qū)域， 在不同的時代， 往往受到不同的構(gòu)造域的影響。 板塊運動引起區(qū)塊內(nèi)擠壓或拉張， 俯沖帶經(jīng)常又伴隨著劇烈德巖漿活動， 在這種復(fù)雜的板塊構(gòu)造背景下， 松 遼地區(qū)由散布的地塊或微板塊最終呈現(xiàn)現(xiàn)今的構(gòu)造格局。區(qū)域構(gòu)造背景1）古生代區(qū)域構(gòu)造背景松遼地區(qū)位于古亞洲洋構(gòu)造域及太平洋構(gòu)造域疊合部位， 受到極為復(fù)雜的構(gòu)造變動。上世紀(jì)80 年代以前，學(xué)者都利用多旋回褶皺理論解釋松遼地區(qū)構(gòu)造，認(rèn)為松遼地區(qū)為西北的西伯利亞板塊、 華北

3、板塊及太平洋板塊的互相擠壓形成的褶皺增生帶。 其中， 額爾古納河至喜桂圖旗一帶為加里東褶皺帶， 西桂圖旗一帶至賀根山縫合帶為海西褶皺帶； 東部那丹哈達地區(qū)為加里東褶皺帶， 三江 穆棱地區(qū)為海西褶皺帶；松遼地區(qū)中間為松遼盆地，為褶皺增生帶之間的交接部分。但是，隨著80 年代后，學(xué)者們開始利用微板塊學(xué)說解釋松遼地區(qū)構(gòu)造?，F(xiàn)今普遍認(rèn)為，松遼地區(qū)由額爾古納地塊、興安地塊、松嫩地塊、佳木斯微板塊以及興凱地塊等拼接、 貼合而成。 額爾古納地塊為西桂圖旗縫合帶以西區(qū)域； 興安地塊為大興安嶺地區(qū)基底， 與松嫩地塊于賀根山斷裂毗鄰； 佳木斯微板塊為依蘭 伊通斷裂以東、 牡丹江斷裂以西地區(qū)； 松嫩地塊最終發(fā)育中間

4、的松遼盆地。 分離這些地塊的深大斷裂，都具有蛇綠巖套，是地塊間的縫合帶，具體地塊分布如圖 1所示 :2）中新生代構(gòu)造背景松遼地區(qū)中生代構(gòu)造背景，主要是指東側(cè)伊澤奈崎板塊沿NW NNW 方向向歐亞大陸的俯沖擠壓和歐亞大陸沿SESEE 方向裂解拉伸的交替作用，以及大陸邊緣內(nèi)側(cè)軟流圈上涌和巖石圈拉伸減薄對上部地殼的改造所造成的構(gòu)造巖漿作用。侏羅紀(jì)以后中國大陸的東部廣大地域一直受環(huán)太平洋構(gòu)造域的影響和控制。伊澤奈崎板塊對中國板塊（實際上是歐亞板塊，下同）沿 NW向俯沖、擠壓及 稍后的沿NNW方向的斜向俯沖、壓剪造就了中國東部 NE向和NNE向左旋壓剪性質(zhì)的構(gòu)造變形。后來，根據(jù)火山巖資料證明中國東部存在

5、陸緣增生和俯沖帶 后退，提出了東北區(qū)域中生代存在著雙重俯沖帶的認(rèn)識（劉德來等，1996）,即中國板塊由于伊澤奈崎板塊的俯沖引起陸緣增生。由于增生體中存在著由西向東逐漸變新的地體，謝鳴謙（2000）稱之為微板塊，說明俯沖帶向SE方向后退， 形成前后兩次俯沖帶。由俯沖引起的弧后擴張伸展也具有雙弧后斷陷的特點。圖1中國東北區(qū)域構(gòu)造單元劃分圖（程三友，2006修改）SFi喜桂圖旗縫合帶SF2賀根山（黑河一二連）縫合帶 SF3西拉木倫縫合帶SF4牡丹江縫合帶SF5那丹哈達西緣縫合帶Fi得爾布干斷裂 F2烏奴爾一鄂倫春斷裂 F3嫩江斷裂 F4索倫一林西斷裂F5赤峰一開源斷裂 F6遜克一鐵力斷裂 F7依蘭一

6、伊通斷裂F8敦化一密山斷裂新生代后期東北大陸板塊進入新階段，這時伊澤奈崎板塊已全部消亡，太平洋板塊向NW方向俯沖，發(fā)展為島弧邊緣海構(gòu)造格局。這時松遼盆地群以西的 廣大地區(qū)處于相對上升狀態(tài)。由于東北亞大陸邊緣弧后擴張的底辟作用，僅在中 部條帶東緣和東部條帶形成佳伊、敦密、三江一虎林等幾條新生代早期陸緣裂谷, 而且松遼地區(qū)中生代形成的 NE向和NNE向斷裂也由左旋壓剪作用轉(zhuǎn)化為右旋拉剪作用。松遼盆地構(gòu)造演化及成盆動力學(xué)機制松遼盆地在周圍三大板塊的共同作用下經(jīng)歷了裂解分離、 碰撞拼接以及后期相對穩(wěn)定的拉伸擠壓等過程， 三大板塊、 兩大構(gòu)造體系在不同時期對盆地的演化起著不同的控制作用。松遼盆地構(gòu)造演化

7、盆地的演化應(yīng)分為基底演化及后期成盆演化， 盆地基于基底在拉伸狀態(tài)下斷陷或下坳， 接受沉積形成盆地。 松遼盆地整體位于松嫩基底地塊之上， 成盆前的演化應(yīng)為其基底 松嫩地塊的演變過程。松嫩地塊的形成與演化周建波等 （ 2012） 通過采自東北各地塊的樣品進行鋯石 U-Pb 測年分析指出，松嫩地塊北側(cè)在寒武紀(jì)之前位于西伯利亞南緣造山帶，后分裂解體，向南移動。它與松遼地區(qū)各地塊的拼接時間現(xiàn)今并沒有統(tǒng)一的認(rèn)識。 劉永紅等（ 2010） 認(rèn)為松嫩地塊與興安地塊屬于同一地塊， 在晚古生代分裂， 最后形成大興安嶺。 松嫩地塊在晚古生代之前就先后與佳木斯地塊及額爾古納地塊完成了拼接。晚石炭世開始，松遼盆地受區(qū)域

8、性的伸展拉張作用，形成大量拉張斷裂。隨著大量斷陷的形成， 上地幔物質(zhì)上涌， 整個地塊發(fā)育陸相中性火山巖及湖相沉積。早二疊世時期， 斷陷進一步發(fā)展， 斷塊出現(xiàn)中基性火山巖大量噴發(fā)。 由于海平面的進一步下降， 導(dǎo)致海侵的發(fā)生。 此時， 松嫩地塊兩側(cè)沉積的青龍屯組和大石寨組特征基本相同， 主要為一套海相中性、 基性及中酸性火山巖為主夾凝灰砂巖和凝灰質(zhì)板巖。之后的早二疊世晚期 晚二疊世中期松嫩地塊主要處于淺海環(huán)境下，廣泛發(fā)育淺海碎屑巖，形成典型的碳酸鹽巖建造（余和中等， 2001） 。周建波等（2009）及任戰(zhàn)利等（2010）進行的最新研究也確認(rèn)了二疊世的海相沉積，并且提出了石炭 二疊系地層的油氣勘探

9、前景。晚二疊世晚期開始，地塊受到擠壓并逐漸抬升，造成海退，在地塊的東西區(qū)域也出現(xiàn)了沉積差異。 這個時期東部構(gòu)造活動強烈， 西部穩(wěn)定接受沉積。 接著至早三疊世早中期， 地塊不斷抬升隆起。 早三疊世末 中三疊世在強烈的印支運動作用下， 形成了不同程度的褶皺帶， 同時發(fā)生了大規(guī)模的巖漿活動。 褶皺帶上隆剝蝕造成地塊內(nèi)部分地區(qū)缺失中三疊統(tǒng)地層， 局部地區(qū)被晚三疊統(tǒng)火山巖不整合接觸。早侏羅世 中侏羅世期間， 松嫩地塊絕大部分處于造山期之后的上隆剝蝕夷平階段。 但是由于區(qū)域構(gòu)造活動的影響， 地塊東部和西部產(chǎn)生了極少數(shù)盆地， 這些盆地在早燕山運動的影響下發(fā)生了強烈的改造。 東南部的盆地主要經(jīng)歷了拉張 斷陷以

10、及斷陷萎縮兩個階段， 最后形成了斷陷盆地。 西部的盆地受到擠壓， 在盆地的邊緣和內(nèi)部形成了一系列的逆沖斷層和擠壓褶皺。這樣的構(gòu)造格局的發(fā)生，可能由于在中侏羅世（210-180Ma）燕山運動期間，太平洋板塊的俯沖導(dǎo)致佳木斯 興凱地塊最終與松嫩地塊和華北板塊對接， 對接時產(chǎn)生強大擠壓作用造成的。松遼盆地的形成及后期演化晚侏羅世以后，松嫩地塊進入了全新的構(gòu)造演化階段，這也是松遼盆地斷陷 一坳陷構(gòu)造格局形成的階段。張裂型克拉通內(nèi)盆地的發(fā)育過程一般都經(jīng)歷初始熱穹張裂、裂陷、坳陷和萎 縮褶皺等階段。馬力等（ 1990）將盆地發(fā)展劃分為四個階段：熱穹隆張裂階段、裂陷階段、陸內(nèi)復(fù)合坳陷階段、萎縮和褶皺上升階段

11、。根據(jù)松遼盆地幾何學(xué)、運 動學(xué)特征，盆地演化可劃分如下五個階段：裂陷期前火山與熱隆階段、裂陷期上 地殼伸展與裂陷階段、裂陷期后熱沉降與坳陷階段、坳陷期后盆地反轉(zhuǎn)階段和熱 沉降與萎縮階段（圖2、3）。他降與坳陪階段伸展與裂陷防段上地慢2 松遼盆地構(gòu)造演化模式圖（劉德來等2 松遼盆地構(gòu)造演化模式圖（劉德來等,1996 ，修改）1）裂陷期前火山與熱隆階段松遼盆地裂陷發(fā)生前為大規(guī)?；鹕絿姲l(fā)期，野外露頭、鉆井和地震剖面均揭示出該期火山巖的存在。 它們呈大面積分布于盆地基底之上、 裂陷期沉積巖層之下， 或直接下伏于坳陷地層之下并構(gòu)成一個獨立的構(gòu)造層。 據(jù)鉆井資料顯示， 火山巖剖面均以安山巖為主體， 在剖面

12、上構(gòu)成中 酸性噴發(fā)單旋回或多旋回。 松遼 盆地上侏羅統(tǒng)幾乎全部為火山巖，且以安山巖居多。2）裂陷期上地殼伸展與裂陷盆地階段大慶油田過去將坳陷期以下（基底以上）地層統(tǒng)稱為侏羅系（即營城子組、沙河子組和火石嶺組） 。實際上，以火山巖為主的上侏羅統(tǒng)與其上沉積（現(xiàn)為稱下白堊統(tǒng)的裂谷期沉積） 是盆地發(fā)育初期不同階段的產(chǎn)物， 裂陷盆地直接疊加在火山巖之上。 火山作用之后上地殼發(fā)生脆性伸展， 裂陷盆地形成。 上地殼伸展是以犁式斷層的水平位移而實現(xiàn)空間伸展的。 斷層上盤由于發(fā)生掀斜和塌陷而發(fā)育半地塹盆地。 裂陷盆地內(nèi)箕狀半地塹大小各異， 寬者可達 2 000 m， 深近 3 000 m，大慶油田將火石嶺組考慮

13、在內(nèi)解釋最大深度為 5.5 km； 窄者只有幾千米、 深數(shù)百米。半地塹以西斷東超式為主，也有東斷西超式。半地塹控坳斷層傾角、伸展量變化都較大，傾角大者60。70。，小者小于30。; 伸展量大者67 km,小者幾百米。伸展量越大，半地塹越發(fā)育，伸展斷層傾角 越小。松遼盆地上地殼絕對伸展量并不大，據(jù)劉德來等（1996）統(tǒng)計，松遼盆地北部從東到西幾個地震剖面累計絕對伸展量為1213 km。當(dāng)然,這一數(shù)字小于實際伸展量，因為可能有30%40%的伸展量集中于小斷層中而不能在地震剖面 反映出來。松遼盆地半地塹呈側(cè)列式排列，整體呈 NNE 走向，并且大都發(fā)育于NNE 向基底斷裂附近。從整體延伸方向可以看出當(dāng)

14、時的區(qū)域引張方向為NWW SEE 向。3）裂陷期后熱降坳陷盆地階段裂陷期后盆地由伸展轉(zhuǎn)化為坳陷， 巖石圈熱體制與應(yīng)力狀態(tài)發(fā)生了根本性轉(zhuǎn)變。 裂陷期前和裂陷期是熱平衡向高熱異常方向發(fā)展， 坳陷期則是由熱異常向熱平衡轉(zhuǎn)化。 裂陷期應(yīng)力表現(xiàn)為水平方向引張兼有垂向隆起； 坳陷期整體為水平方向應(yīng)力的基本平靜期，伸展消失。進入坳陷期后，盆地整體構(gòu)造運動并不強烈，但由于地層沉降、壓實而被拉伸， 在沉降階段同時還發(fā)生弱拉伸作用。 這種弱拉伸作用發(fā)生在熱沉降階段的整個過程， 這也是在盆地內(nèi)部晚白堊世泉頭組、 青山口組、 嫩江組沉積時出現(xiàn)一些拉伸斷層的原因， 其中泉頭組沉積時期的拉伸作用最為劇烈。 晚白堊世產(chǎn)生的

15、拉伸斷裂大部分具有前期斷裂的繼承性，少部分為后生斷裂。松遼盆地由伸展轉(zhuǎn)化為坳陷后，坳陷沉降首先在半地塹部位發(fā)生。隨后沉降范圍逐漸擴大， 沉積層系逐漸向外超覆， 發(fā)育成一個大范圍、 緩傾斜的向形湖盆。湖盆由中央向外圍逐漸變淺， 沉積相帶呈環(huán)帶狀分布。 盆地坳陷疊加在早期裂谷之上。松遼盆地坳陷幅度遠大于裂谷期盆地沉降幅度，坳陷最深超過600 m。坳 陷期沉降速率以初期為最大，隨著時間發(fā)展沉降速率逐漸減小。4）坳陷期后盆地反轉(zhuǎn)與萎縮階段晚白堊世末期，盆地應(yīng)力體制再次發(fā)生轉(zhuǎn)變。該時期東亞陸緣地區(qū)曾發(fā)生過 一期強烈的碰撞造山事件，在日本西南地區(qū)被稱為佐川事件 （韓娟等，2002）。在 這種區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力作

16、用下，松嫩地塊受到 NE-SW或EW向的強烈擠壓，造成 熱沉降期后的構(gòu)造大規(guī)模反轉(zhuǎn)。這結(jié)束了盆地?zé)崂鋮s坳陷過程，導(dǎo)致松遼盆地產(chǎn) 生了新的構(gòu)造格局，亦標(biāo)志一個盆地發(fā)展旋回的結(jié)束（陳昭年等，1996;王桂梁等，1997）。根據(jù)地震剖面揭示的地層變形特征可知，盆地反轉(zhuǎn)始于嫩江期末期，發(fā)展于明水組末期。松遼盆地部分已形成的正斷層擠壓反轉(zhuǎn)為逆斷層，拉張性斷 陷盆地轉(zhuǎn)變?yōu)閿D壓性斷陷盆地，同時在后期沉積地層上部分地區(qū)發(fā)育淺層褶皺。其后，松遼盆地進入沉降萎縮階段：古近紀(jì)和新近紀(jì)時期，盆地大部分較為 穩(wěn)定沉積。盆地東緣依蘭一伊通斷裂帶發(fā)生了伸展裂陷以及熱沉降作用，形成了依蘭一伊通裂谷盆地。汪新文（2007）認(rèn)為

17、，新生代盆地與遠離太平洋高角度俯 沖帶的大陸內(nèi)區(qū)域伸展作用有關(guān)。旋回時代地層沉積特征火山活動構(gòu)造演 化階段熱流演化示意圖構(gòu)造演化示意圖第四紀(jì)第四摹仝前地分布， 以河流相相 砰陽巖為主場r=414太康組 大安組火山活動 平靜呢新近紀(jì)曲陷旋回占近紀(jì) 始新世依安組期古近紀(jì)古新世鳥云組見于孫昊地望火山活動期斷層期反轉(zhuǎn)期旋回ft門明小組四方臺蛆分布手施皺 內(nèi)1為河湖 相砂很巖火山活動 平短期反打期/F卜部裂至世嫌江蛆 姚宓組 青山口組分布廣泛，建 覆于變質(zhì)基底 之上，主要為平靜期.偶見火山 活動坳早白泉頭組湖泊相泥巖， 次為河流栩砂龍巖陷期/陷旋軍.lit登婁庫組 營城子組 沙河子弟展布于斷陷內(nèi) 為幫渾

18、，湖泊、 河流相裂陷期小 現(xiàn)?；鹕?活動到臨期/- /裂陷期前裂陷期 前區(qū)域 降起回晚侏羅世興安嶺群大面積分布 火山巖大規(guī)模火 山噴發(fā)酒 瑜寧加7圖3松遼盆地演化時期圖（李志安，1995）松遼盆地演化動力學(xué)機制松遼盆地自中生代以來經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造演化歷程， 其驅(qū)動力的復(fù)雜性源于 松遼盆地獨特的地理及板塊位置一一華北板塊（中朝板塊）、西伯利亞板塊及太 平洋板塊的之間的三角地區(qū)。止匕外，松遼盆地構(gòu)造格局既受古亞洲構(gòu)造域影響，也受太平洋構(gòu)造域控制。侏羅世之前，松遼盆地主要受古亞洲構(gòu)造域影響。印支期華北板塊向北運動， 西伯利亞板塊向南運動，致使位于華北板塊以北、松遼盆地以南的古亞洲洋逐漸 閉合，最終在

19、中三疊世（230Ma）左右完全閉合與西拉木倫河縫合線（周建波等， 2012）。與華北板塊的碰撞及受到華北板塊向北擠壓， 松遼盆地上升隆起。同時, 松遼地區(qū)西北方的西伯利亞板塊向南移動，使松遼盆地受到主應(yīng)力方向為NW、NNW的左旋扭轉(zhuǎn)應(yīng)力（萬天豐，2004）,產(chǎn)生以NE向為主的基底逆沖斷層及褶 皺。早侏羅世后，松遼盆地由古亞洲構(gòu)造域轉(zhuǎn)為太平洋構(gòu)造域，其演化的主控因 素發(fā)生轉(zhuǎn)變。從早、中侏羅世開始，位于松遼地區(qū)東部的伊澤奈崎（古太平洋的 一部分）板塊向松遼地區(qū)低角度俯沖，使佳木斯微板塊與松遼盆地最終于牡丹江 縫合線對接。晚侏羅世之前，伊澤奈崎板塊向下俯沖較慢，造成早、中侏羅世部 分地區(qū)基性、中性巖

20、漿噴發(fā)，盆地整體處于擠壓隆升。晚侏羅 一早白堊世，伊澤 奈崎板塊強烈快速俯沖，速度達到 25-30cm/a。這樣低角度高速的俯沖使伊澤奈 崎地殼根在軟流層擠壓上部巖漿，巖漿劇烈上涌并沿著斷裂向盆地內(nèi)劇烈噴溢， 造成盆地內(nèi)火石嶺組及大面積中酸性火山巖沉積。劇烈的巖漿噴溢后，上隆地殼應(yīng)力得到釋放，整體下沉伸展，形成大量具有拆離面的收斂正斷裂。 裂陷期及坳 陷期的松遼盆地繼續(xù)進行熱沉降，但由于熱沉降地層拉伸，盆地拉張應(yīng)力累積， 在青山口組沉積時期大量釋放，形成較多后生改造斷裂，部分地區(qū)巖漿噴發(fā)。同 時，伊澤奈崎板塊俯沖帶向東遷移，導(dǎo)致三江穆棱地區(qū)隆升、裂陷。晚白堊世四方臺、明水組沉積時期，伊澤奈崎板

21、塊 NW向的俯沖使東亞陸 緣地區(qū)發(fā)生強烈的碰撞造山事件 一佐川事件（Charvet J等），強烈的擠壓作用使 松遼盆地發(fā)生大規(guī)模的構(gòu)造反轉(zhuǎn)。第三紀(jì)后，伊澤奈崎板塊俯沖帶逐漸遠離松遼 地區(qū)，東部日本海成為新時期弧后盆地（如圖 4）。4.新生代小制度伸展斷峭期4.新生代小制度伸展斷峭期圖4松遼盆地形成的地球動力學(xué)，M化示意圖（韓娟等， 2002）3構(gòu)造對煤層氣的控制作用松遼盆地內(nèi)煤層氣的勘探開發(fā)主要集中在鐵法盆地（昌圖一鐵法盆地），鐵 法盆地煤層氣含氣量為11.416.5m3/t,煤層氣儲量為187.22 108m3,可供地面鉆 井開發(fā)的煤層氣資源為100X108m3 （姜文利，2009）。鐵法盆

22、地位于松遼盆地東南隅，呈 NNE向展布，與松遼盆地大部分?jǐn)嘞菖?地一樣，晚侏羅世裂陷、巖漿噴發(fā)及侵入，白堊世后接受沉積形成斷陷盆地。盆 地為西陡東緩的不對稱向斜，東翼地層傾角為 35、西翼為1015,西緣為江 屯斷裂，控制著盆地沉降中心。盆地煤層主要為阜新組（營城組），具有上下兩段煤層共20層，煤層頂?shù)装鍨樯皫r、粉砂巖、泥巖等。盆地內(nèi)煤層厚度差異較 大，向斜軸部附近向兩邊翼部逐漸減小，直至尖滅，但由于西翼斷裂的控制，煤 層迅速尖滅，葉建平等（2002）按照煤層厚度和結(jié)構(gòu)井煤層分為：煤層分叉尖滅 帶、厚煤帶及薄煤帶（如圖5）0圖5鐵法盆地煤層幾何形態(tài)略圖（葉建平等，2002）基于以上地質(zhì)及煤層狀

23、況，鐵法盆地構(gòu)造對煤層氣富集的控制作用主要體現(xiàn) 以下四個方面：（1）斷裂控氣鐵法盆地的主要斷裂為西緣的江屯斷裂，江屯斷裂為裂 陷期拉張形成的大角度正斷裂，但由于泥質(zhì)、粉砂質(zhì)巖重新充填固結(jié)，具有很好 封封閉性，煤層氣難以沿斷裂逸散，這位煤層氣的成藏提供了有利條件。同時， 斷裂附近煤層應(yīng)力集中，破碎程度高，多為糜棱煤、碎裂煤，孔隙度大，含氣量 高。所以，斷裂附近地區(qū)是煤層氣富集地區(qū)，具有較高的開發(fā)價值。（2）巖漿控氣一一鐵法盆地經(jīng)歷了較為強烈的巖漿侵入，形成不同規(guī)模的 巖墻、巖床及巖株，對煤層的影響較大。巖漿侵入煤層中，侵入體附近煤通常變 為焦炭，靠近侵入體煤體變質(zhì)程度增高，煤層氣含量也越高。高變

24、質(zhì)煤體或天然 焦的滲透性差，煤層氣不易逸散，可作為很好的成藏邊界。大興礦區(qū)15號煤層侵入體附近，煤層氣含量高達 24.8m3/t,比普通煤體增加了 23倍。盆地西南部 分地區(qū)煤層雖未受到巖漿侵入，但處于大范圍的巖床之上，受到巖漿烘烤，變質(zhì) 程度有所提高，含氣量增大，其機理與山西沁水盆地相同。如大興礦區(qū)920孔15煤層含氣量達21.89 m3/t,比未受到巖床影響的煤層含氣量有顯著提高（彭金寧等，2006）。（3）向斜控氣盆地向斜軸部厚度最大（如圖 6）,相比其他薄煤層，含 氣量相應(yīng)增大。由兩翼向向斜軸部，煤層埋深逐漸增大，含氣量隨埋藏深度增大 而增高。大興礦區(qū)內(nèi)煤層埋藏深度最大，最大可達 -9

25、00m,含氣量最高可達到 13.91m3/t,這是盆地內(nèi)含氣量最高區(qū)域，為煤層氣富集提供了豐富的氣源（如圖 33）。圖6鐵法盆地7#煤層底板等高線及含氣量圖（饒孟余等， 2003）其次，向斜構(gòu)造使地下水沿著兩翼向核部匯集，煤層兩翼地下水對煤層氣形 成水利封堵，煤層氣在向斜附近富集。在煤層上覆砂巖段，地下水沿兩翼徑流， 在向斜核部附近滯留，對下伏煤層中煤層氣形成水力封閉，進一步封蓋了煤層氣, 在大興井田形成極其有利的煤層氣藏（如圖 7）0煤層尖滅地帶，在封蓋條件較 好的條件下，煤層氣不易逸散，容易形成巖性邊界，有利于煤層氣的富集。r大興井nri 小南井川I 南需井*地下水徑流方向圖7鐵法盆地向斜

26、控氣作用示意圖（饒孟余，2003修改）在鐵法盆地大興礦區(qū)內(nèi)，煤層孔隙度為 8.414.0%,滲透率為0.511.51md, 煤層氣的滲流運移能力較大，為煤層氣的富集及開發(fā)提供了有利條件。 礦區(qū)內(nèi)煤 層厚度大，沿側(cè)向分叉尖滅，在巖性改變的區(qū)域，形成側(cè)向巖性邊界，將煤層氣 封堵與煤層中。煤層頂板蓋層封蓋性良好，位于2號煤頂板之上的泥巖平均厚度 14m,全區(qū)發(fā)育穩(wěn)定，致密；另一層位于下煤組17號煤層底板下部的泥巖，一般 厚13m。這兩層區(qū)域泥巖蓋層在垂向上起到了封閉。同時，煤層受到潛水斜向下煤層滲流，形成水力邊界，將煤層氣封堵。這些因素組合在一起，形成了大興礦 區(qū)巖性一水動力型煤層氣藏，據(jù)實地資料煤

27、層氣井產(chǎn)量高達3500800m3,最高可達13555m3/d （傅小康等，2006）。綜上所述，鐵法盆地江屯斷裂對煤層氣具有很好的封閉性，向斜構(gòu)造有利于 煤層氣的水利封堵與封閉，埋深及巖漿作用提高了煤層氣含量，這些因素共同構(gòu) 成了大興礦區(qū)內(nèi)的斷層一水動力封堵型煤層氣藏。參考文獻：沈萍 . 吉林營城盆地構(gòu)造演化與聚煤規(guī)律 J. 中國煤炭地質(zhì), 2010, 22（5）: 14-17.王桂梁 , 琚宜文 , 鄭孟林等 , 中國北部能源盆地構(gòu)造M. 徐州 : 中國礦業(yè)大學(xué)出版社2007汪新文 . 中國東北地區(qū)中-新生代盆地構(gòu)造演化與油氣關(guān)系M. 北京 : 地質(zhì)出版社,2007J. 地層學(xué)雜志,王成文

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