什么是盆山耦合 局部均衡分析例题
晚中生代早期盆山耦合及双向构造迁移，盆-山耦合特征， 盆－山耦合分析。
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从圈层作用看土壤与地貌导图
晚中生代早期在依兰-依通断裂以西地区存在盆山耦合和双向构造迁移。
大兴安岭东侧有NNE向分布的山岭隆起，可称为林西-大石寨-加格达奇隆起；在此隆起带的西侧延伸有三条沿蒙古弧方向分布的山岭隆起带，自北向南为：①额尔古纳隆起；②阿尔山-东乌珠穆沁旗-苏尼特左旗隆起；③多伦-固阳隆起。
在隆起带之间的坳陷自南向北西方向有：①二连盆地；②海拉尔和准巴音盆地。
在隆起带上有许多中小型火山盆地。隆起带两侧对称分布的断坳型盆地为：①西侧的二连盆地和东侧的辽西-开鲁盆地；②西侧海拉尔盆地、准巴音盆地和东侧的松辽本部盆地。
这种对称分布是盆山耦合的表现。关于盆山耦合的对称分布及其成因，邵济安等（1999）指出了晚中生代大兴安岭及两侧火山堑垒的对称分布与大兴安岭的底侵活动有关（图3-7-1）。
朱夏（1986）也曾认为中新生代时，地幔垫形成，进一步断陷，然后地幔上隆并形成倒影关系的大面积坳陷，是中国东部普遍存在的；同时强调断陷是在大面积隆起背景上发生的，产生一系列半地堑和半地垒。断陷大致与地幔垫的轴线成对称分布（图3-7-2）。
从圈层结构看地貌土壤
南岭东段及邻区中-新生代盆-山体系主要由一系列晚三叠世—早侏罗世挤压前陆盆 地、中侏罗世裂谷盆地、晚侏罗世—早白垩世火山-沉积断陷盆地、晚白垩世—古近纪伸 展断陷盆地及陆内岩浆作用形成的断块伸展山岭和古生代地层褶皱系所组成，前侏罗纪时 期的构造格架对中-新生代的沉积有一定的控制作用。早中生代构造事件以来，受特提斯 和滨太平洋两大构造域及华北陆块南挤的叠合影响，在区内形成了一系列大型前陆褶皱冲 断带和前陆盆地。本区晚三叠世—早侏罗世前陆盆地与古生代挤压造山带具有明显的耦合 特征，其盆山边界多为逆冲推覆断裂。至中侏罗世，尤其是晚白垩世—古近纪，区内盆地 大多为裂谷或伸展断陷盆地（图6-5），并在空间上与陆内岩浆作用形成的断块伸展山岭 紧密相伴，盆山边界发育一系列伸展构造或大型拆离断层。上述特征表明，区内盆地-山 脉系统存在明显的耦合现象。
图6-5 广东仁差盆地剖面图
在构造上，本区中-新生代盆地-山脉系统的形成和演化太平洋构造体系关系非常密 切，断裂构造控盆作用十分明显，其成因机制与太平洋动力体系下的深部地球动力学背景 有关，盆山耦合系统多形成于拉张的大地构造环境，并在后期演化过程中，受断裂构造的 控制和改造。本区位于EW向特提斯构造域与NE向太平洋构造域的交替部位，发生于早 中生代的造山运动EW向构造域向NE -NNE向构造域的转换，使晚侏罗世以来盆地及其 周缘山岭开始受NE向太平洋构造域的控制，大部分盆地和山脉系统呈NE向展布，并向 东迁移，到晚白垩世时，赣江、吴川-四会断裂带以东盆地-山脉系统几乎全部转呈NE 向展布，仅该断裂带以西部分山岭呈近EW向展布。野外调研表明，区内中-晚侏罗世不 仅盆地方向近EW-NEE向，而且地层走向也以该方向为主。这一时期之后，覆盖其上的 红层开始逐渐向NE向偏转，在一定程度上表明，发生在中侏罗世或中侏罗世末期或晚侏 罗世初期的应力场转折在盆地和山岭系统均得到体现，盆山耦合表现为构造应力场的统一 性；在构造旋回上，南岭中-新生代盆地-山脉系统具有明显的反转性，盆地中普遍存在 的双峰式火山岩和拉斑质玄武岩（闽西潘坑、赣南里仁、东坑、临江）以及盆地边缘发 育A形花岗岩，均反映出本区中-新生代盆地在成因上与壳幔作用——玄武岩浆底侵作 用有关，中-晚侏罗世以来，南岭地区处在一种后造山的大陆裂解地球动力学背景，随着 裂解作用的进一步加强，早期山岭裂解反转成为裂陷盆地和伸展山岭，盆地-山脉系统在 时间上具有开合性；在盆地沉积特征上，盆山耦合关系表现为盆地与山岭的互补性，盆地 沉积物均来源于周缘山岭的隆升剥蚀。
如前所述，本区区域布格重力异常总的趋势是由南东向北西减小，莫霍面深度自东南 沿海向北西方向逐渐加深（地质矿产部南岭项目构造专题组，1989），并以NE向的重力 异常带为主，由南至北逐渐由NEE向转为NE向（东部）或NNE向（西部）；区内规模 巨大的花岗岩构造隆起区，都呈现明显的重力负异常，有的还处于重力梯度带上；规模较 大的中-新生代断陷盆地则出现明显重力高，比周围高出20～30mGal；而碳酸盐岩地层 广泛发育的古生代沉积盆地重力场变化平缓；岩浆岩发育地区磁场强、变化乱，沉积岩地 区磁场变化则相对稳定。区域磁场特征和重力场特征与区内岩浆活动在空间分布上有着很 好的对应关系，这在一定程度上表明，该区盆山耦合体系在成因机制上与板块俯冲和深部 软流圈隆升有密切关系。
局部均衡分析例题
一、构造沉降史与沉积速率
构造沉降史分析是盆地分析的一项很重要的内容。根据现今的地层剖面，恢复地质历史时期的构造沉降对研究盆地形成的动力学机制和演化具有重要意义。在油气勘探过程中，了解生油层、储集层和盖层在压实作用前和之后任一时间、深度处的厚度对于正确评价一个地区、一个层位的油气远景是必需的。
构造沉降反演方法一般采用回剥法（back stripping），其具体步骤包括：①建立压实趋势方程，即孔隙度与深度的关系；②恢复地层原始沉积厚度（在有地层剥蚀情况下，需求取地层剥蚀量）；③求取沉积物岩石密度；④校正水深和海平面变化；⑤根据下列公式求取构造沉降幅度。
四川盆地构造层序与天然气勘探
式中：H——构造沉降值；
A——与基底挠曲作用有关的基底函数；
S——经压实恢复后的地层原始沉积厚度；
ρw——水密度；
ρm——地幔的平均密度；
ΔsL——海平面变化值；
Wd——古水深校正值。
本书在实际计算过程中，忽略古水深校正和海平面变化值。
从上式中，可以看出地层沉积厚度是重要的参数，尤其对地层遭受剥蚀的地区，剥蚀厚度恢复是很重要的环节。
1.压实趋势方程的建立与剥蚀厚度的推算
国内外有关泥质岩类沉积压实与油气关系研究的文献中，无一不把泥质岩的声波速度换算成孔隙度，作为与深度有关的研究对象而列为首位。孔隙度的换算公式是由众多（全井泥质岩）实测值与对应的声波时差回归得出的。统计资料表明，川西区孔隙度和声波时差有很好的对应关系，表示如下：
四川盆地构造层序与天然气勘探
式中：△t——任一深度点泥质岩实测声波时差值（μs/ft）；
n——计算孔隙度（%）。
利用测井曲线中的自然伽马、自然电位、井径等确定出泥质岩层段，读取相应的泥质岩声波时差值，进行孔隙度的换算，建立压实趋势方程：
四川盆地构造层序与天然气勘探
式中：n——深度H处的孔隙度（%）；
n0——地表（H=0）的孔隙度（%）；
e——自然对数的底；
c——压实趋势的斜率。
平落坝气田资料较全的几口井的压实趋势方程如下。这是推算地层剥蚀厚度，进行构造沉降史分析等所必须的。
四川盆地构造层序与天然气勘探
剥蚀厚度的确定，对沉积演化，构造作用，油气生、运、聚等的研究是很有用的。压实研究中确定或推算地层剥蚀厚度，首先要确定的是原始地表岩石的孔隙度或声波时差。岩石原始地表声波时差大都定为185μs/ft或189μs/ft，将其代入式（1）得泥质岩地表孔隙度为50%。由上式可知，平落坝地区现今在地表的泥质岩孔隙度仅为20%左右，表明该孔隙度是在地层先埋藏后抬升遭受剥蚀后的孔隙度。该值代入压实趋势方程即可得到剥蚀厚度。推算剥蚀厚度为1255～1664m，平均在1500m上下。这个数字与区域上残留地层厚度分析以及新场上沙溪庙组粘土矿分析的结果是吻合的（周文英等，1999）。
按上述公式推算，白马庙地层剥蚀厚度为2100～2300m，老关庙—梓潼地区剥蚀厚度为2500～3500m。由此可见，地层剥蚀厚度由南向北有明显增大趋势。
前面推算的地层剥蚀厚度是白垩纪以后所剥蚀的地层厚度。但区域资料表明侏罗系末，本区经历了一次抬升剥蚀，从白马庙地区的测井资料来看，侏罗系和白垩系之间在测井曲线上存在明显的沉积间断。统计上侏罗统蓬莱镇组上部纯泥岩段的孔隙度值，平均为8%左右，埋深700～800m（取平均值750m），按前面公式推算地表孔隙度为33%。33%孔隙度值所对应的深度和地表孔隙度理论值（50%）之间的埋深差值即为白垩纪前地层剥蚀厚度，为700～750m。
2.构造沉降史分析
依据构造位置和钻井揭示的地层情况，选取盆地不同构造单元深井作沉降史分析，包括川西的平落3井、油1井、川合100井，川西北的关基井、鱼1井、龙4井，川北的川64井，川中的角13井、女基井（图4-9），各井的沉降速率详见表4-1。
图4-9 川西前陆盆地鱼1井、龙4井、川64井沉降速率对比图
表4-1 四川盆地中西部T3—K沉积速率表
注：①角13和鱼1井沉降速率为T3x1-4的值。②“-”表示地层缺失。
从表4-1可以得出以下结论。①晚三叠世沉积速率最大，可达300～600m/Ma，且从西到东逐渐减小，反映沉降中心位于盆地西部。平面上，川西坳陷南部比北部沉降快，表明晚三叠世时，龙门山造山带对盆地沉降起明显控制作用；相反，盆地北侧米苍山—大巴山该时期对盆地影响较小。②侏罗纪沉降速率明显较晚三叠世低，表明整个侏罗纪盆地沉降受周缘造山带影响较小。③早侏罗世沉降速率最低，一般为5～18m/Ma，且沉降速率最快在川北。中晚侏罗世沉降速率相对较快，且从西向东、从北向南有增大趋势。④白垩系因地层缺失较多，依据钻井地层计算出的沉降速率较小。如果考虑到剥蚀厚度，川西南部剥蚀2100～2300m，北部2500～3500m，白垩系沉积厚度在川西南部大约为2400～2800m，北部为3000～4000m。依此计算沉降速率南部为30～35m/Ma，北部为37～50m/Ma。由此可见，白垩纪时，川西坳陷北部沉降速率比南部快。
二、不整合分析
不整合作为等时地质界面是构造地质学、层序地层学、油气地质学等所关注的很重要的地质现象。从构造地质学角度，它代表了一次构造运动；从层序地层学角度，它代表了层序等时界面；从油气地质角度考虑，不整合面是油气运移的通道之一，不整合面上下是油气聚集的有利场所。
根据野外露头剖面、钻井地层岩性资料以及地震资料，可将川西坳陷中新生界划分出9个不整合面（图4-10）。按不整合性质可分为三类，即抬升隆起侵蚀不整合、同构造期渐进不整合、造山隆升剥蚀不整合。
1.抬升隆起侵蚀不整合（简写为Leu）
抬升隆起侵蚀不整合是指盆地因构造隆升和海平面下降所形成的不整合界面，代表一次构造旋回的终点和盆地的消亡，以及新的构造旋回的开始和盆地的新生。其不整合面常常表现为平行不整合，其识别标志主要有古风化壳、古土壤层或河流回春作用造成的低水位残积近物源堆积等。川西坳陷的抬升隆起侵蚀不整合有中三叠统与上三叠统间不整合、白垩系与侏罗系之间不整合。
（1）中三叠统和上三叠统抬升侵蚀不整合
该不整合是四川盆地乃至上扬子克拉通很重要的不整合，区域分布稳定，其不整合面为拉丁期与卡尼期的层序界面，其上覆马鞍塘组碳酸盐楔，底部有冲刷侵蚀陆源屑充填，与中三叠统天井山组顶部（往盆地方向过渡到雷口坡组）造山隆升剥蚀不整合面接触。从不整合面下伏地层剥蚀层位看，存在龙门山北段的天井山古隆起（剥蚀最底层位为T1f）和泸州－开江古隆起（剥蚀最底层位为T1j3-5）。两个古隆起构呈NE向延伸，与龙门山走向一致（图4-3）。古隆起形成是由于上扬子陆块和北方陆块碰撞导致岩石圈板块发生挠曲，使得克拉通边缘上升变浅或暴露，形成以泸州为中心的前陆隆起（许效松等，1997），中心被暴露并被剥蚀到早三叠世的上部，标志着盆山转换的开始。
（2）侏罗系与白垩系抬升隆起剥蚀不整合
侏罗纪末的燕山运动中幕，受区域构造作用影响，全区以区域性抬升剥蚀作用为主，从侏罗系剥蚀程度分析，川西坳陷侏罗系剥蚀厚度变化不大，为700～1000m左右。在侏罗系剥蚀与地貌基础上，白垩系早期以填平补齐作用为主。由此可见，侏罗纪末的燕山早期运动没有表现出明显的造山性质，总体上构造相对稳定。
2.同构造期渐进不整合（简写为SPeu）
同构造期渐进不整合由Riba（1976）提出，是指造山带冲断过程中沉积地层不断旋转造成的不整合，或者由于前陆隆起的隆升造成的地层超覆不整合。它能直观反映冲断构造作用过程，是前陆盆地分析很重要的地质现象。
图4-10 川西前陆盆地构造运动期次与不整合类型
（1）川西坳陷下侏罗统大安寨段与凉高山段之间以及凉高山段与中侏罗统沙溪庙组之间的两个不整合为同构造期渐进不整合，即在冲断作用过程中沉积地层不断旋转造成的不整合
早侏罗世自流井群大安寨段是一套以湖相泥质岩和介壳灰岩沉积为主的细粒沉积，仅在川西北和川西南地区边缘部位相变为河流相沉积。该段与上覆的凉高山组碎屑岩之间在盆地南部往往表现为假整合接触，如威远地区大安寨段厚度变化较大，部分地方顶部缺层较多，具侵蚀特征。凉高山组底部为典型河流相沉积，底部砾石成分绝大部分是大安寨段的碳酸盐岩。此现象向东最远可达邻水、合川一带，向东北至乐高附近，再向东北方向，大安寨段与凉高山段之间基本上是连续沉积。
凉高山组在盆地西南部缺失，沙溪庙组（上、下沙溪庙组不分）直接超覆在大安寨段或马鞍山段之上。凉高山组地层缺失地区东界大致在彭县—青神—五通桥—南溪—叙永—华节一线。向东、东北方，凉高山组由河流、冲积平原相渐变为滨、浅湖至半深水湖相，并显示明显的退覆沉积特征。经区域地层对比，该组地层自西向东保存趋全。在大足—安岳—中江以西仅保存有下杂色段，在东部发育全，向西上部地层愈来愈少，下沙溪庙组超覆在凉高山组不同地层之上，具清楚的削蚀现象。重庆以东以及川中东部地区凉高山组保存完整，其与上覆下沙溪庙组不论从岩性岩相特征等方面，皆无明显的分层标志，表明为整合过渡关系。
顶超在凉高山组之上的下沙溪庙组，由东向西厚度渐薄。盆地西部的“关口砂岩”在大区域背景上并非同时沉积层，其层位由东向西逐渐抬高，不同时期层位的沙体由东向西上超在凉高山组削蚀面之上（图4-11）。这样，下沙溪庙组与其下伏层之间的不整合面，实际上是一个复合的同构造渐进不整合面，它与龙门山南段自流井组沉积晚期的强烈隆升直接有关。
图4-11 美姑－万源燕山早期构造横剖面（据陈国昭，1994）
J2x—下沙溪庙组；J2l—凉高山组（分四段）；J1z4—自流井组大安寨段；J1z3—自流井组马鞍山段
龙门山南段的隆升过程，始于早侏罗世初期，并从北向南逐步扩展。至中、晚期逐渐影响到盆地西南部，使自流井组遭受不同程度的剥蚀，并在隆起边缘形成以河流相为主的凉高山组沉积层。凉高山组沉积晚期，隆起作用逐渐减弱并趋于平静，由于剥蚀－沉积作用使各地高差变小，从而造成下沙溪庙组的反向渐进上超。自流井组与凉高山组、凉高山组与下沙溪庙组间的两个不整合面实质上是次构造运动发展的不同结果，它所代表的是一个隆起过程中不同的阶段在不同地区的不同表现。
上述地层关系表明在燕山旋回早期川西坳陷乃至四川盆地没有明显的隆升作用，更没有造山作用，四川盆地东部、东北部边界是一个被动边界，其沉积反映了晚三叠世以来边缘被逐渐削平，被动块体渐进上超的特点。
（2）发生在晚三叠世卡尼期—诺利早期的须家河组下部须一段、须二段、须三段不整合为前陆隆起隆升造成的不整合
地震资料研究表明，在川西—川中过渡带须一段到须三段地层（对应地质年代为诺利期）与上覆须四段—须六段（对应地层年代为瑞替期）存在不整合。沉积相研究表明该不整合应属于同构造期不整合，是由于诺利期川西前陆盆地前陆隆起不断上升，造成须三段—须一段地层被剥蚀而形成的不整合（图4-12，图4-13），反映了龙门山造山带在诺利期从西向东不断侵蚀、隆升以及前陆隆起的不断隆升，导致了须一段到须三段沉积时坳陷沉积范围不断缩小，沉积体不断由川中古隆起向川西坳陷退缩，沉积体系由边缘海沉积向三角洲沉积的转换。到瑞替期，龙门山造山带已侵位到现今龙门山位置，并成为盆地的主要物源区。
图4-12 大参井—汉3井—荥经花滩（NE—SE向）上三叠统下部地层对比图
图4-13 上三叠统须家河组T3x1—T3x3段地层超覆灭线位置图
3.造山隆升剥蚀不整合
造山隆升剥蚀不整合（简写为Oeu），是指在造山作用背景下形成的不整合，构造隆升作用对不整合面的形成贡献极大，远远大于对海平面下降的贡献。其物质响应一方面是隆升剥蚀，另一方面则为盆外物源的大量注入。由此可说明构造活动性质发生了重大的转变。
发生在瑞替期末的上三叠统与侏罗系间的不整合均为造山隆升剥蚀不整合，同时发生在白垩纪末、喜马拉雅期的不整合也为造山隆升剥蚀不整合。
（1）上三叠统须家河组与侏罗系之间的造山隆升剥蚀不整合
该不整合主要分布在龙门山中北段和川西北地区。龙门山北段安县—江油—广元一带表现为角度不整合，安县以南地区表现为平行不整合。从须家河地层剥蚀层位看，川西北地区普遍缺失须五段、须六段，部分地区缺失须四段，而川西南部地区，须家河组剥蚀程度相对较低，一般只剥蚀到须六段、须五段，且从西向东地层剥蚀逐渐减弱。也就是说晚三叠世末印支运动在北部（安县以北）表现明显，南部则不明显。从沉积上看，上三叠统沉降中心位于川西南部的大邑—宝兴一带。因此可以推断，晚三叠世诺利期应力主要来自北部挤压造山作用，从区域构造分析，这种挤压应力可能是北部武都－平武－阿坝弧形推覆体由北向南推进过程中产生向龙门山北段的NW—SE向挤压分力有关，从而可以将龙门山中北段看成武都－平武－阿坝弧形推覆体的东翼，龙门山中北段江油一段属于前陆隆起，宝兴—大邑—灌县一带为前渊。晚三叠世末的印支运动，使上述构造格局得到进一步发展，这就能很好解释为什么印支运动在龙门山中北段的表现比南段明显。
（2）白垩系—第四系造山隆升剥蚀不整合
白垩系到第四系间可能存在多个不整合，因川西坳陷内地表普遍存在侏罗系—白垩系，仅在局部地区发育新生界，不整合关系不清楚。仅在川西南部灌口地区可见老第三系与白垩系间的微角度不整合，新、老第三系间的微角度不整合，以及第四系与第三系间的角度不整合。白垩纪末期以来，由于受青藏高原向东的挤压力作用，龙门山地区造山变形作用强烈，川西坳陷普遍抬升，白垩系普遭剥蚀，剥蚀厚度可达2000～4000m，同时该时期冲断－褶皱活动强烈，形成现今构造面貌。
三、碎屑岩成分分析
碎屑岩成分可用来反映物源区的构造背景，即依据不同成因的物源区与砂岩碎屑成分之间所建立的关系，来识别物源区所在的主要构造单元。最常用的方法是Dickinson图解（1984）。
通过对四川盆地不同层位、不同地区的碎屑成分进行统计，得出如下认识。
图4-14 四川前陆盆地T3—J3碎屑矿物组分三角图
（1）四川盆地的上三叠统—侏罗系碎屑岩均来自于再旋回造山带物源区（图4-14）。碎屑物质中以具有高—中等石英含量（50%～80%）和显著低的长石含量（5%～20%）以及丰富的沉积－变质沉积岩岩屑（5%～70%）为特征。这与对再旋回造山带物源区的碎屑物质的特征分析是相符合的，其砂质均为二次或多次旋回的沉积物。
（2）川西北须四段的样品点落入岩屑再旋回区域。表明龙门山北段有一个抬升的历程，川西、川西北、川东北明显接受了多物源的沉积物，即从须四段沉积开始盆地接受多物源供应，但主要以龙门山推覆构造带为主。而须一段—须二段物源主要来自茂汶－汶川断裂以西的古隆起。
（3）川西、川西北蓬莱镇组砂岩样品点与川北、川东北不一样，明显反映了两个主要物源区，即龙门山和米苍山—大巴山。
（4）盆地周边造山带的升降在碎屑成分上的变化主要表现在岩屑含量的变化上。如须二段岩屑含量相对较低，为5%～20%，须四段岩屑含量明显增高，为10%～70%，且由西北向东南降低，在广元、江油、绵阳一带岩屑含量高达50%～70%。
（5）盆地中部砂岩物源多。
