一种恢复走滑改造盆地原始沉积面貌的方法

摘要

一种恢复走滑改造盆地原始沉积面貌的方法，包括以下步骤：（1）厘定走滑改造盆地，明确现今与走滑断裂伴生的沉积体，是否经历过走滑断层错段改造，进一步可从3个方面加以厘定和判识。对于经历过走滑改造的盆地，要依次进行（2）同期地层沉积关系和（3）物源关系分析。其中古水流的分布型式和高精度碎屑锆石物源示踪，可指示各残留盆地是否具有共同的物源区及可能的源区位置。在上述3步分析基础上，（4）对走滑断层两侧同时期地层进行错位距离估算和原始沉积面貌恢复。对其原始沉积面貌的客观恢复，是客观认识地史时期古地理面貌和盆‑山古构造格局的基础，也是科学评价油气资源，高效勘探部署的基础，故其研究意义十分重要。

权利要求

1.一种恢复走滑改造盆地原始沉积面貌的方法，其特征在于，包括以下步骤：

步骤1、走滑改造盆地的厘定：

形成于走滑断裂活动之前的盆地，被后期走滑断裂活动改造错位、破坏的盆地，属于走滑改造盆地，从以下三个方面加以厘定和判识该类盆地：

1）沿走滑断裂带分布的同一沉积时代的地层具有同时性，同时代地层有对比其原始沉积的关联性，等时对比是原盆地恢复的基础，通过古生物化石组合、同位素年代学方法用于确定其是否属于同一时代的地层；

2）地层体边界为削截型，先期地层沉积体遭受后期走滑断裂错动而发生位移或变形，在地震剖面或野外露头与周围地层或岩石表现为削截不整合接触，厚度呈突变减薄尖灭，形成地层体边界为削截型；

3）作为未遭受或遭受轻微改造的盆地，地层体的沉积相带具有连续性和完整性，即由盆地边缘向内部依次出现冲积扇、河流、三角洲、湖泊的相带变化规律，而作为走滑改造盆地，沉积实体发生错位，造成地层体相带在空间上的不完整、不连续；

步骤2、同期地层沉积关系分析；

采用沉积学和高精度物源分析相结合的方法，进行原始沉积关系和面貌的恢复，从周邻残留实体各自的沉积特征判识沉积特征及相带展布，剖析各残留地层实体之间原始沉积的关联性，在进行同期地层沉积关系对比时，应注意从沉积相带的剖面配置关系和垂向的沉积相序演变规律进行考量，具体如下：首先从走滑断裂两侧及内部各残留实体的沉积特征出发，分析沉积相带的空间展布及演化特征，从而揭示各残留沉积实体的原始沉积联系，利用露头和钻测井资料，分析岩相特征，并结合岩电组合特征、古生物化石、沉积厚度，对各残留盆地同期地层的沉积相类型进行解释，在此基础上，编制地层厚度、砂岩厚度、砂岩百分含量基础性图件，结合区域连井剖面，编制沉积相平面分布图，查明沉积岩体在时间和空间上的分布特点和关联性；

其次，在野外剖面观测、沉积相标志识别的基础上，进行代表性剖面的沉积相分析或区域制图，搞清各分布区同期地层的垂向演化规律；

步骤3、同期地层物源关系分析；

主要采用野外古水流分析和近年来发展起来的高精度碎屑锆石测年相结合的分析方法，步骤如下：

1）古水流分析；

根据古水流的分布型式，判别各残留盆地是否具有共同的物源区；进而推测盆地的原始形态和边界，古水流分析是根据存在于沉积岩中的能够推断水流方向的特性进行，借助岩石露头、地层倾角测井资料、定向岩心方法获得，古水流分析以交错层理、波痕、水道和冲蚀、砾石组构、底面印痕以及斜坡地区的滑塌构造的标志，需对倾斜地层进行倾向、倾角校正；

2）高精度碎屑锆石测年；

①同位素地质年龄测定，锆石 U‑Pb 体系基本原理在封闭体系中，按照放射性衰变的定律，母体衰减，子体积累，不断地记录下时间参数，同位素地质年龄测定的基本公式为：  （1）

式中 λ 为衰变常数；D 为累积的子体量；N 为现在的母体量；t 为至今的时间；

②测试步骤：

锆石 LA‑ICP‑MS 定年实验流程为：首先将样品置于封闭的样品室内，通过激光聚焦于样品微区，使样品局部熔蚀气化，然后一定流速的载气吹过样品室，将气化的样品通过样品管带到 ICP‑MS 中，然后用质谱仪对被带进的物质进行同位素比值的测量，根据被测矿物与相应标准矿物的同位素比值测量结果，进行有关元素含量及被测矿物同位素年龄的计算；

③样品采集与测试结果的应用

对走滑改造盆地而言，对走滑断裂两侧及内部同时期的地层进行代表性采样，设置对比参照点，不同采样点的采样层段在岩性、沉积相类型具有一致性，空间上能够具有控制性和可对比性，利于物源示踪；

来源于不同源区的碎屑物沉积于盆地内的某一层位后，该层位的岩石中就包含了多个源区的综合信息，由于不同来源的碎屑物具有不同的年龄组成，那么该层位中的颗粒锆石必然具有多个频率峰值，碎屑锆石U‑Pb测试年龄分布数据在用于物源分析时，根据各个峰值的分布情况，去对比匹配相应的潜在物源区，并结合其他区域地质资料来判断碎屑物质的潜在源区和搬运路径，所有的碎屑锆石均直接来自造山带物源区；

对于多个上游物源区的碎屑锆石年龄组成进行不同比例的混合，产生不同的下游沉积区的碎屑锆石年龄组成： （2）       （3）

其中Pi为上游某一个物源区或支流的碎屑锆石年龄谱，φi是其对应的沉积物贡献率，Dm 是上游多个物源区或多条支流混合产生的最终碎屑锆石年龄谱，φi相加要等于1，即公式2所示；

步骤4、走滑改造盆地原始沉积面貌的恢复:

基于步骤1、2对地层时代、分布状态、地层边界接触关系、沉积相带的判断，确定一个盆地是否为走滑改造盆地，在步骤3所述古水流分析和高精度碎屑锆石物源分析基础上，能够判断走滑断裂邻近同期地层的原始沉积关系，若不同位置同时代地层的相带是有机相连关系，且古水流方向具同向性或向心式分布特点，碎屑锆石年龄谱指示其具有同源性，则认为是一个原始盆地，进而可知，现今二者相隔的距离即为地层沉积之后被走滑改造错位的距离，沿走滑断裂将其平移归位，即实现了走滑改造盆地的恢复。

2.根据权利要求1所述的一种恢复走滑改造盆地原始沉积面貌的方法，其特征在于，所述的步骤3第2）步中LA‑ICP‑MS需要测定标准样品，锆石年龄采用标样 91500、GJ1 或 TEM 作为外标，元素含量采用 NIST612、NIST610 或 M127 作为外标，每测定5个样品点测定一次标样，每个分析点的气体背景采集时间为 30s，信号采集时间为 40s，数据处理采用 GLITTER Ver 4.0程序，年龄计算及谐和图的绘制采用 Isoplot 3.0 完成。

3.根据权利要求1所述的一种恢复走滑改造盆地原始沉积面貌的方法，其特征在于，所述的步骤3第2）步中碎屑锆石 U‑Pb 年龄数据分布有多种展示方法：（1）直方图：展示落入一定年龄范围的锆石个数；

（2）概率密度分布函数：通过每颗锆石的年龄及偏差展示的正态曲线，形态受锆石颗粒数及绝对年龄的影响；

（3）累计分布函数：是在概率密度分布函数基础上发展起来，随年龄的增加概率累积曲线，展示了锆石小于某特定年龄的概率。

说明书

一种恢复走滑改造盆地原始沉积面貌的方法

技术领域

[0001] 本发明属于原始盆地恢复技术领域，具体涉及一种恢复走滑改造盆地原始沉积面貌的方法。

背景技术

[0002] 沉积盆地(简称“盆地”)是地球表面发生构造沉降、形成沉积充填的地区。盆地是油气、煤等能源矿产聚集的场所。盆地作为地史时期形成的具有特定空间分布的沉积实体，形成后往往要遭受不同程度的改造破坏，时代愈老，改造愈强。中‑新生代以来，受到滨太平洋、西伯利亚和喜马拉雅多个构造域活动相互影响，中国沉积盆地具有活动性强，后期改造强烈的显著特点。对于后期改造强烈的盆地，恢复其盆地原型，是客观认识地史时期古地理面貌和盆‑山古构造格局的基础，也是科学评价油气资源，高效勘探部署的基础，故其研究意义十分重要。根据盆地后期改造的主要动力作用及改造形式的差异，可将改造盆地划分为抬升剥蚀型、叠合深埋型、热力改造型、构造变形型、肢解残存型、反转改造型、流体改造型和复合改造型8种类型(据刘池洋等，1999)。走滑改造属于肢解残存型的一种改造类型。

[0003] 走滑改造盆地是指被地质历史时期走滑断层活动所改造的盆地，该类盆地的改造结果往往表现为空间上的错位位移、残存不全，对认识盆地原型、客观评价其资源潜力和规模等造成严重阻碍。典型的例子包括，受郯庐断裂带控制的新生代渤海海域盆地以及松辽盆地南部凹陷，受红河断裂活动控制的中‑新生代楚雄盆地和兰坪‑思茅盆地，受阿尔金断裂活动控制的中‑新生代柴达木、塔里木等盆地，受中非剪切带活动控制的中生代多赛奥盆地、穆格莱德等盆地，等等。走滑改造型盆地的改造作用受控于大型走滑断层的活动。因此，理解该类盆地的改造过程，核心是对走滑断层的活动期次和过程进行厘定。以往主要通过断层脉体定年和野外构造地质解析等手段获取。由于走滑活动的复杂性和断层脉体定年的局限性，这些方法所得解释往往具有间接性和多解性。需要其他方面的证据加以约束。沉积地层蕴含着丰富的沉积学和物源信息，结合碎屑锆石高精度定年技术，为解决上述问题提供了新途径。

发明内容

[0004] 为了克服上述现有技术的不足，本发明的目的是提供一种恢复走滑改造盆地原始沉积面貌的方法，将沉积学分析与高精度碎屑锆石定年相结合的方法，为限定走滑断层的活动以及走滑改造型盆地的原始沉积面貌恢复提供了新的有效途径。

[0005] 为了实现上述目的，本发明采用的技术方案是：

[0006] 一种恢复走滑改造盆地原始沉积面貌的方法，其特征在于，包括以下步骤：

[0007] 步骤1、走滑改造盆地的厘定：

[0008] 形成于走滑断裂活动之前的盆地，被后期走滑断裂活动改造错位、破坏的盆地，属于走滑改造盆地，从以下三个方面加以厘定和判识该类盆地：

[0009] 1)沿走滑断裂带分布的同一沉积时代的地层具有同时性，等时对比是原盆恢复的基础，只有同时代地层才有对比其原始沉积关联性的可能，通过古生物化石组合、同位素年代学方法用于确定其是否属于同一时代的地层；

[0010] 2)地层体边界为削截型，先期地层沉积体遭受后期走滑断裂错动而发生位移或变形，在地震剖面或野外露头与周围地层或岩石表现为削截不整合接触，厚度呈突变减薄尖灭，形成地层体边界为削截型；

[0011] 3)作为未遭受或遭受轻微改造的盆地，地层体的沉积相带具有连续性和完整性，即由盆地边缘向内部依次可出现冲积扇、河流、三角洲、湖泊的相带变化规律，而作为走滑改造盆地，沉积实体发生错位，造成地层体相带在空间上的不完整、不连续；

[0012] 步骤2、同期地层沉积关系分析；

[0013] 采用沉积学和高精度物源分析相结合的方法，进行原始沉积关系和面貌的恢复，从周邻残留实体各自的沉积特征判识沉积特征及相带展布，剖析各残留地层实体之间原始沉积的关联性，在进行同期地层沉积关系对比时，应注意从沉积相带的剖面配置关系和垂向的沉积相序演变规律进行考量，具体如下：

[0014] 首先从走滑断裂两侧及内部各残留实体的沉积特征出发，分析沉积相带的空间展布及演化特征，从而揭示各残留沉积实体的原始沉积联系，利用露头和钻测井资料，分析岩相特征，并结合岩电组合特征、古生物化石、沉积厚度，对各残留地层实体沉积相类型进行解释，在此基础上，编制各残留地层区的地层厚度、砂岩厚度、砂岩百分含量等基础性图件，结合区域连井剖面，编制沉积相平面分布图，查明沉积岩体在时间和空间上的分布特点和关联性；

[0015] 其次，在野外剖面观测、沉积相标志识别等的基础上，进行代表性剖面的沉积相分析或区域制图，搞清各分布区同期地层的垂向演化规律；

[0016] 步骤3、同期地层物源关系分析；

[0017] 采用了野外古水流分析和近年来发展起来的高精度碎屑锆石测年相结合的分析方法，步骤如下：

[0018] 1)古水流分析；

[0019] 根据古水流的分布型式，可以判别各残留盆地是否具有共同的物源区；进而推测盆地的原始形态和边界，古水流分析是根据存在于沉积岩中的能够推断水流方向的特性进行，借助岩石露头、地层倾角测井资料、定向岩心方法获得，古水流分析以交错层理、波痕、水道和冲蚀、砾石组构、底面印痕以及斜坡地区的滑塌构造等的标志，但上述标志都具有较大的局部性和分散性，需对倾斜地层进行倾向、倾角校正；

[0020] 2)高精度碎屑锆石测年；

[0021] ①同位素地质年龄测定，锆石以其在自然界中存在的普遍性、化学成分的多样性以及经受各种物理化学作用而基本不变的耐久性等特点而成为最适合进行U‑Pb同位素定年的矿物之一，成为物源分析的理想研究对象，锆石U‑Pb体系基本原理在封闭体系中，岩石、矿物就像一座天然的时钟一样，按照放射性衰变的定律，母体衰减，子体积累，不断地记录下时间参数，同位素地质年龄测定的基本公式为：

[0022]

[0023] 式中λ为衰变常数；D为累积的子体量；N为现在的母体量；t为至今的时间；

[0024] ②测试步骤：

[0025] 锆石LA‑ICP‑MS定年实验流程为：首先将样品置于封闭的样品室内，通过激光聚焦于样品微区，使样品局部熔蚀气化，然后一定流速的载气(如氦气)吹过样品室，将气化的样品通过样品管带到ICP‑MS中，然后用质谱仪对被带进的物质进行同位素比值的测量，根据被测矿物与相应标准矿物的同位素比值测量结果，进行有关元素含量及被测矿物同位素年龄的计算；

[0026] ③样品采集与测试结果的应用

[0027] 对走滑改造盆地而言，对走滑断裂两侧及内部同时期的地层进行代表性采样，设置对比参照点，不同采样点的采样层段应该在岩性、沉积相类型具有一致性，空间上能够具有控制性和可对比性，利于物源示踪；

[0028] 来源于不同源区的碎屑物沉积于盆地内的某一层位后，该层位的岩石中就包含了多个源区的综合信息，由于不同来源的碎屑物具有不同的年龄组成，那么该层位中的颗粒锆石必然具有多个频率峰值，碎屑锆石U‑Pb测试年龄分布数据在用于物源分析时，可以根据各个峰值的分布情况，去对比匹配相应的潜在物源区，并结合其他区域地质资料来判断碎屑物质的潜在源区和搬运路径，所有的碎屑锆石均直接来自造山带物源区；

[0029] 对于多个上游物源区的碎屑锆石年龄组成进行不同比例的混合，可以产生不同的下游沉积区的碎屑锆石年龄组成：

[0030]

[0031]

[0032] 其中Pi为上游某一个物源区或支流的碎屑锆石年龄谱，φi是其对应的沉积物贡献率，Dm是上游多个物源区(或多条支流)混合产生的最终碎屑锆石年龄谱，φi相加要等于1，即公式2所示；

[0033] 步骤3、走滑改造盆地原始沉积面貌的恢复

[0034] 基于步骤1、2对地层时代、分布状态、地层边界接触关系、沉积相带的判断，可以确定一个盆地是否为走滑改造盆地，在步骤3所述古水流分析和高精度碎屑锆石物源分析基础上，能够判断走滑断裂邻近同期地层的原始沉积关系，若不同位置同时代地层的相带是有机相连关系，且古水流方向具同向性或向心式分布特点，碎屑锆石年龄谱指示其具有同源性，则可认为是一个原始盆地，进而可知，现今二者相隔的距离即为地层沉积之后被走滑改造错位的距离，可沿走滑断裂将其平移归位，即实现了走滑改造盆地的恢复。

[0035] 所述的步骤3第2)步中LA‑ICP‑MS常需要测定标准样品，锆石年龄常采用标样91500、GJ1或TEM作为外标，元素含量采用NIST612、NIST610或M127作为外标，一般每测定5个样品点测定一次标样，每个分析点的气体背景采集时间为30s，信号采集时间为40s，数据处理采用GLITTER(Ver 4.0)程序，年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot 3.0完成。

[0036] 所述的步骤3第2)步中碎屑锆石U‑Pb年龄数据分布有多种展示方法：

[0037] (1)直方图：展示落入一定年龄范围的锆石个数，较为直观，但图的面貌受如起始点和柱宽等因素的影响较大；

[0038] (2)概率密度分布函数：通过每颗锆石的年龄及偏差展示的正态曲线，这是较为常见的展示方法，形态受锆石颗粒数及绝对年龄的影响；

[0039] (3)累计分布函数：是在概率密度分布函数基础上发展起来，随年龄的增加概率累积曲线，较明显地展示了锆石小于某特定年龄的概率。

[0040] 本发明的有益效果是：

[0041] 改造盆地构造复杂、特征多样，对其研究、认识和评价是个循序渐进的过程。其认识程度和研究深度也明显受勘探程度的限制。上述研究和评价须结合实际、综合分析，才可能取得科学、客观的认识，从而提高走滑改造盆地的研究水平和油气勘探成效。本专利提出的方法，将沉积学分析与高精度碎屑锆石定年相结合的方法，为限定走滑断层的活动以及走滑改造型盆地的原始沉积面貌恢复提供了新的有效途径。

附图说明

[0042] 图1为改造盆地类型划分示意图；

[0043] 图2为沉积盆地走滑改造过程示意图，其中a为走滑断裂活动之前形成的沉积盆地；b为遭受走滑断裂改造的盆地，其原始地层和沉积体系分布样式明显被走滑断层错断、改造；c为走滑断裂活动期形成的同沉积盆地，可看出该类盆地的地层分布和沉积体系分布样式不受走滑断裂所控制；

[0044] 图3为恢复走滑改造盆地原始沉积面貌流程图；

[0045] 图4为碎屑锆石U‑Pb测年恢复物源方法示意图(据Romans等，2015)；

[0046] 图5为碎屑锆石年龄归一化分布图(据Gehrels,2012)；

[0047] 图6为锆石年龄累积概率图(据Gehrels,2012)；

[0048] 图7为研究区地质简图，其中(a)柴达木盆地西部地区在青藏高原的位置；(b)柴达木盆地西部及邻区地质简图、(c)柴达木盆地西部地区南段‑中段地质简图；(d)柴达木盆地西部地区南段‑中段地质简图；

[0049] 图8为地震剖面指示的侏罗系后期改造现象(剖面位置见图7b)，其中J1‑下侏罗1 2
统；J2‑中侏罗统；J3‑上侏罗统；E‑古近系；N1‑中新统；N2+N2‑上新统；Q‑第四系；

[0050] 图9为柴达木西部地区中部‑塔东南其格勒克下‑中侏罗统沉积相对比剖面图；

[0051] 图10为柴达木西部下‑中侏罗统碎屑锆石U‑Pb年龄谐和图；

[0052] 图11为柴达木西部下‑中侏罗统样品碎屑锆石年龄谱与源区年龄谱对比；

[0053] 图12为柴达木西部下‑中侏罗统碎屑锆石多维判别(MDS)图解；

[0054] 图13为柴达木盆地西部‑阿尔金地区早‑中侏罗世古地理面貌恢复图；

[0055] 图14为阿尔金断裂带侏罗纪以来左行走滑位移距离示意图。

具体实施方式

[0056] 以下结合附图及实施例对本发明进一步叙述，但本发明不局限于以下实施例。

[0057] 根据盆地后期改造的主要动力作用及改造形式的差异，可将改造盆地划分为抬升剥蚀型、叠合深埋型、热力改造型、构造变形型、肢解残存型、反转改造型、流体改造型和复合改造型8种类型(图1；据刘池洋等，1999)走滑改造属于肢解残存型的一种改造类型(图1c)。走滑改造盆地是指被地质历史时期走滑断层活动所改造的盆地，该类盆地的改造结果往往表现为空间上的错位位移、残存不全(图2a，2b)，对认识盆地原型、客观评价其资源潜力和规模等造成严重阻碍。

[0058] 如图3所示，一种恢复走滑改造盆地原始沉积面貌的方法，包括以下步骤：

[0059] 步骤1、走滑改造盆地的厘定；

[0060] 走滑改造型盆地与大型走滑断层相伴，位于走滑断裂带两侧或断裂内，地层呈零星分布。并非所有沿走滑断裂带分布的地层都是被其改造的结果(图2)。若某套地层是走滑断裂活动同期所形成的走滑拉分盆地沉积，则不属于被走滑改造的盆地，只有那些形成于走滑断裂活动之前的盆地，被后期走滑断裂活动改造错位、破坏的盆地，才属于走滑改造盆地。可从以下三个方面加以厘定和判识该类盆地：

[0061] (1)沿走滑断裂带分布的同一沉积时代的地层具有同时性。等时对比是原盆恢复的基础，只有同时代地层才有对比其原始沉积关联性的可能。可通过古生物化石组合、同位素年代学等方法均可用于确定其是否属于同一时代的地层。

[0062] (2)地层体边界为削截型。先期地层沉积体遭受后期走滑断裂错动而发生位移或变形，在地震剖面或野外露头与周围地层或岩石表现为削截不整合接触，厚度呈突变减薄尖灭。

[0063] (3)地层体的沉积相带分布不完整、不连续。作为未遭受或遭受轻微改造的盆地，其地层体的沉积相带具有连续性和完整性，即由盆地边缘向内部依次可出现冲积扇、河流、三角洲、湖泊的相带变化规律，而作为走滑改造盆地，沉积实体发生错位，造成地层体相带在空间上的不完整、不连续。

[0064] 步骤2、同期地层沉积关系分析；

[0065] 对于走滑改造盆地，可采用沉积学和高精度物源分析相结合的方法，进行原始沉积关系和面貌的恢复。具体包括两方面：

[0066] 现今分隔开来的同时期残留地层是各自独立的原始盆地，还是地质历史时期有机相联的统一盆地，并不能仅依据现今的空间距离作简单推论。需首先从周邻残留实体各自的沉积特征出发，判识沉积特征及相带展布，剖析各残留地层实体之间原始沉积的关联性。在进行同期地层沉积关系对比时，应注意从沉积相带的剖面配置关系和垂向的沉积相序演变规律进行考量。

[0067] 首先从走滑断裂两侧及内部各残留实体的沉积特征出发，分析沉积相带的空间展布及演化特征，从而揭示各残留沉积实体的原始沉积联系。冲积扇沉积代表陆上沉积体系中最粗、分选最差的近源单元，通常在下倾方向上变成细粒、坡度较小的河流体系，然后过渡到三角洲或湖沼体系，最后演变为湖泊沉积体系。因此冲积扇是最可靠的边缘相沉积。利用露头和钻测井资料，分析岩相特征，并结合岩电组合特征、古生物化石、沉积厚度等，对同期地层沉积相类型进行解释。在此基础上，编制各残留地层区的地层厚度、砂岩厚度、砂岩百分含量等基础性图件，结合区域连井剖面，编制沉积相平面分布图，查明沉积岩体在时间和空间上的分布特点和关联性。其次，在野外剖面观测、沉积相标志识别等的基础上，进行代表性剖面的沉积相分析或区域制图，搞清各分布区同期地层的垂向演化规律。

[0068] 沉积体系分析须将野外、室内与钻井、地球物理测井资料紧密结合。自然电位、自然伽玛和电阻率曲线在碎屑岩沉积相分析中的效果最为理想。在研究中，主要利用曲线的幅度、形态、组合形态，适当参照接触关系和沉积关系等参数，并与取心和岩屑录井资料相结合。

[0069] 同一原始盆地是在单一动力学机制作用下产生的，其经历的构造沉降、气候变化、基准面升降变化及沉积‑充填过程应具有一致性，因而层序地层学的思路和方法可供原盆恢复借鉴。可利用同期地层的旋回结构对比、分段性、特殊岩性夹层(海相灰岩夹层、煤层等)的发育特征等提取原始沉积相关联的信息。

[0070] 步骤3、同期地层物源关系分析；

[0071] 沉积物是连接盆地与蚀源区的纽带，是盆地和造山带相互作用的产物和记录者。物源分析在示踪造山带隆升剥露过程和盆山系统间的物质交换过程、重塑沉积盆地古地貌及古河流体系、判识母岩性质和源区构造背景等方面得到广泛应用并取得良好效果。物源分析的目的是对比剖析各残存地层之间的关联性，揭示原始盆地沉积时的主要物源供给方向、推测可能的源区位置与源岩主要岩石类型及源区的大地构造环境等，为原始盆地沉积范围及其剥蚀区的确定提供依据。物源分析涉及的技术方法很多，既有传统的岩石学、矿物学和沉积学方面的方法，也有借助现代分析仪器开发的地球化学和矿物测年等新方法。针对走滑改造型盆地，本发明专利重点采用了野外古水流分析和近年来发展起来的高精度碎屑锆石测年相结合的分析方法。

[0072] 3.1古水流分析

[0073] 古水流分析可以解决现今被改造过的盆地与原始盆地之间的关系，为相分析和古地理恢复提供重要依据。根据古水流的分布型式，可以判别各残留盆地是否具有共同的物源区；进而推测盆地的原始形态和边界。古水流分析是根据存在于沉积岩中的能够推断水流方向的特性进行，主要借助岩石露头、地层倾角测井资料、定向岩心等方法获得。野外古水流分析主要以交错层理、波痕、砾石组构、底面印痕以及斜坡地区的滑塌构造等的标志，最有用的古流向标志是交错层理、砾石最大扁平面的排列方向及底面构造(槽模及沟模)。但上述标志都具有较大的局部性和分散性，如果要判定古流向，必须做大量的野外观察和室内资料统计才能提高准确度。对于倾斜地层要进行倾向、倾角校正。

[0074] 3.2高精度碎屑锆石测年

[0075] 3.2.1随着激光剥蚀等离子质谱仪(LA‑ICP‑MS)技术方法的成熟发展，锆石单矿物原位同位素测试技术已广泛地应用于沉积盆地物源分析。锆石作为一种抗物理风化和化学风化能力较强的矿物,可以在不同的风化和水动力搬运条件下仍然保持着最初的物源信息，故成为物源分析的理想研究对象。锆石在结晶时候的封闭温度可以高达800℃以上，且其中含有长周期的放射性元素U和Th，因而锆石的U/Pb年龄可以很好地记录锆石从岩浆中析出的结晶年龄。此外，锆石以其在自然界中存在的普遍性、化学成分的多样性以及经受各种物理化学作用而基本不变的耐久性等特点而成为最适合进行U‑Pb同位素定年的矿物之一。

[0076] 锆石U‑Pb体系基本原理在封闭体系中，岩石、矿物就像一座天然的时钟一样，按照放射性衰变的定律，母体衰减，子体积累，不断地记录下时间参数，这就是同位素地质年龄测定的基本原理。同位素地质年龄测定的基本公式为：

[0077]

[0078] 式中λ为衰变常数；D为累积的子体量；N为现在的母体量；t为至今的时间。

[0079] 3.2.2测试方法与流程

[0080] 激光剥蚀微探针‑感应耦合等离子体质谱分析法(LA‑ICP‑MS)可实现对固体样品微区同位素成分的原位测定。近年来，LA‑ICP‑MS定年方法广泛应用于各种锆石U‑Pb同位素定年。该技术具有原位、实时、快速的分析优势和灵敏度高、空间分辨率较好的特点，可以以最低的费用产出最大量的数据。

[0081] 锆石LA‑ICP‑MS定年实验流程为：首先将样品置于封闭的样品室内，通过激光聚焦于样品微区，使样品局部熔蚀气化，然后一定流速的载气(如氦气)吹过样品室，将气化的样品通过样品管带到ICP‑MS中，然后用质谱仪对被带进的物质进行同位素比值的测量，根据被测矿物与相应标准矿物的同位素比值测量结果，进行有关元素含量及被测矿物同位素年龄的计算。

[0082] LA‑ICP‑MS常需要测定标准样品。锆石年龄常采用标样91500、GJ1或TEM等作为外标，元素含量采用NIST612、NIST610或M127作为外标。一般每测定5个样品点测定一次标样，每个分析点的气体背景采集时间为30s，信号采集时间为40s。数据处理采用GLITTER(Ver 4.0)程序，年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot 3.0完成。

[0083] 3.2.3样品采集与测试结果的应用

[0084] 判断走滑断裂是否对所研究盆地的沉积起到控制作用，或者说走滑断裂是否为盆地同沉积断层，并非易事。科学的采样策略有利于最终数据的地质解释。对于走滑改造盆地而言，应该对走滑断裂两侧及内部同时期的地层进行代表性采样。设置对比参照点，不同采样点的采样层段应该在岩性、沉积相类型具有一致性，空间上能够具有控制性和可对比性，利于物源示踪。

[0085] 来源于不同源区的碎屑物沉积于盆地内的某一层位后，该层位的岩石中就包含了多个源区的综合信息，由于不同来源的碎屑物具有不同的年龄组成，那么该层位中的颗粒锆石必然具有多个频率峰值。碎屑锆石U‑Pb测试年龄分布数据在用于物源分析时，可以根据各个峰值的分布情况，去对比匹配相应的潜在物源区，并结合其他区域地质资料来判断碎屑物质的潜在源区和搬运路径(图4)。这种分析方法其中一个重要的前提是所有的碎屑锆石均直接来自造山带物源区。

[0086] 碎屑锆石U‑Pb年龄数据分布有多种展示方法：

[0087] (1)直方图：展示落入一定年龄范围的锆石个数，较为直观，但图的面貌受如起始点和柱宽等因素的影响较大。

[0088] (2)概率密度分布函数：通过每颗锆石的年龄及偏差展示的正态曲线，这是较为常见的展示方法，形态受锆石颗粒数及绝对年龄的影响(图5)。

[0089] (3)累计分布函数：是在概率密度分布函数基础上发展起来，随年龄的增加概率累积曲线，较明显地展示了锆石小于某特定年龄的概率(图6)。

[0090] Vermeesch(2013)基于K‑S测试，提出一种更为便捷和视觉上更为友好的方法—Multidimensional Scaling(简称MDS)。该种方法可以快速地比较多个样品之间的异同。如果2个样品的碎屑锆石U/Pb年龄谱高度相似，则2个样品会在成图中投在相邻区域；反之2个样品的碎屑锆石U/Pb年龄谱存在较大差异，则2个样品在成图中会被远远分开(图6)。通过MDS方法可以快速地以图形化的方式展示样品之间的差异性。

[0091] 对于大型的源－汇系统，例如美国的密西西比河和中国的长江流域，其物源区往往横跨多个造山带、地貌单元及气候单元，存在着多源多次混合的情况，使用传统的物源分析方法难以判断不同源区对其沉积物供应量的贡献率。对于多个上游物源区的碎屑锆石年龄组成进行不同比例的混合，可以产生不同的下游沉积区的碎屑锆石年龄组成(Amidon等，2005a,2005b；Mason等，2017；Sharman和Johnstone，2017)。

[0092]

[0093]

[0094] 其中Pi为上游某一个物源区或支流的碎屑锆石年龄谱，φi是其对应的沉积物贡献率，Dm是上游多个物源区(或多条支流)混合产生的最终碎屑锆石年龄谱。要注意的一点就是，φi相加要等于1，即公式3所示。

[0095] 利用碎屑锆石U‑Pb年代学分析物源的常规做法是将沉积岩的碎屑锆石年龄谱与周缘造山带结晶岩体(包括岩浆岩和变质岩)的年龄进行对比，若年龄匹配，则该造山带可解释成潜在物源之一。但是，物源分析远比上述做法复杂，在实际应用时，应该充分考虑以下因素的影响：(1)同一个造山带可能经历多期岩浆活动；(2)构造作用可导致不同时代岩体碰撞形成同一物源区；(3)来自不同物源区的河流系统在沉积区汇合；(4)沉积物再旋回造成与年轻岩体的混合。

[0096] 步骤4、走滑改造盆地原始沉积面貌的恢复

[0097] 基于上述1、2对地层时代、分布状态、地层边界接触关系、沉积相带的判断，可以确定一个盆地是否为走滑改造盆地。在第3部分古水流分析和高精度碎屑锆石物源分析基础上，能够判断走滑断裂邻近同期地层的原始沉积关系。若不同位置同时代地层的相带是有机相连关系，且古水流方向具同向性或向心式分布特点，碎屑锆石年龄谱指示其具有同源性，则可认为是一个原始盆地。进而可知，现今二者相隔的距离即为地层沉积之后被走滑改造错位的距离，可沿走滑断裂将其平移归位，即实现了走滑改造盆地的恢复。改造盆地构造复杂、特征多样，对其研究、认识和评价不可能一次完成。其认识程度和研究深度也明显受勘探程度的限制。上述研究和评价须结合实际、综合分析，才可能取得科学、客观的认识，从而提高走滑改造盆地的研究水平和油气勘探成效。

[0098] 实施例、柴达木盆地西部‑阿尔金地区侏罗纪盆地恢复

[0099] 地质概况

[0100] 柴达木盆地位于青藏高原东北部，南连东昆仑山，北接南祁连山，西以阿尔金山为4 2
界与塔里木盆地相邻(图7)，面积约12.1×10km。盆地基底构成复杂，具有前震旦纪结晶岩和震旦纪‑三叠纪未变质‑浅变质岩双重基底，中西部局部地区基底受到加里东期、海西期岩浆岩的侵入和改造。

[0101] 阿尔金构造带夹持于柴达木盆地和塔里木盆地之间，由多个形成于不同时期的构造单元组成。阿北地块广泛出露由米兰群、TTG片麻岩和古元古代侵入岩等构成的阿克塔什塔格杂岩，代表太古宙‑古元古代陆核和结晶基底。阿中地块主要由中元古界阿尔金岩群及中‑上元古界浅变质沉积岩系组成，反映中元古代稳定大陆边缘的沉积环境。另外，在阿尔金地区南北各分布着一条代表“古阿尔金洋”洋壳的新元古代末‑早古生代蛇绿混杂岩带。因此，南阿尔金高压‑超高压变质带也被认为是古洋闭合后，陆壳俯冲碰撞造山的产物。侏罗纪以来，阿尔金构造带具有脉冲性的多期活动特点，特别是阿尔金断裂带在新生代的大规模左旋走滑和逆冲活动，在控制柴西地区新生代沉积的同时，也破坏了侏罗‑白垩系的原始沉积面貌(图8)。

[0102] 大量研究认为，阿尔金断裂带在新生代以来发生大规模的左旋走滑活动。但是，阿尔金断裂在侏罗纪是否已经存在，与柴达木盆地有何种联系，尚存很大争议。前人依据同位素热年代学、沉积学及物源分析、古地磁等多种研究方法，提出阿尔金断裂走滑起始于晚三叠纪、侏罗‑白垩纪、新生代等不同观点，对走滑距离的认识也不尽一致，从60‑1200km不等。

[0103] 柴达木盆地西部地处青藏高原东北缘，其西毗邻阿尔金山，南、北两侧分别被东昆仑和南祁连山围限。该地区从北到南可见零星侏罗系出露，钻井揭示侏罗系在盆地内也有发育，但分布不详。下‑中侏罗统被油气勘探证实为该地区重要的烃源岩。但目前对该套地层的原始沉积范围、沉积体系展布和盆地属性等认识薄弱。本研究利用钻井、野外露头、地震剖面等地质资料，采用沉积学和碎屑锆石U‑Pb年代学相结合的分析方法，恢复了柴达木盆地西部地区早‑中侏罗世物源和古地理面貌。

[0104] 走滑改造盆地判识：

[0105] 柴达木盆地西部地区侏罗系主要出露于阿尔金山前，各处保存的具体层段和厚度差别较大。该地区侏罗系研究薄弱，本实例参考青海油田地层划分方案，进一步依据孢粉组合、植物化石以及岩性组合，将其自下向上划分为下侏罗统大煤沟组a段、中侏罗统大煤沟组b段和c段，以及上侏罗统采石岭组和红水沟组。

[0106] 地震及露头地质观察显示，柴西地区侏罗纪地层变形复杂，构造样式多变，指示侏罗纪以来该区经历了多期构造改造。具体表现为：发生于中生代末的构造事件造成侏罗系顶部遭受强烈剥蚀，而新生代以来的构造事件则直接控制了现今侏罗系的埋藏深度和平面分布特征。区内可识别出晚侏罗世末、晚白垩世、中新世‑上新世初、上新世末‑第四纪初4期主要构造运动(图8)。柴西地区南段侏罗系向盆内方向逐渐减薄，而柴西地区北段向盆内则逐渐变厚(图8)，因此盆内侏罗系赋存与分布为后期改造结果，并不受控于现今的盆山构造格局。

[0107] 同期地层原始沉积关系判识：

[0108] 在阿尔金断裂带西侧塔里木盆地东南部以及阿北地块也零星分布侏罗纪地层(图9)。本实例重点对比了塔里木盆地东南部其格勒克剖面与柴达木盆地西部地区侏罗系的沉积关系。

[0109] 下侏罗统大煤沟组a段多出露于柴达木盆地西部地区中南段，但残存范围整体较小，北部主要分布在牛东‑鄂博梁等盆内覆盖区。在柴达木盆地西部地区南段，大煤沟组a段横向厚度变化大，介于80‑850m，向盆内快速减薄(图8、9)。其整体以一套粗碎屑沉积为特征。下部以灰色、灰绿色复成分砾岩为主，砾石分选、磨圆较差，杂基支撑，含少量交错层理等沉积构造，呈巨厚层状，为冲积扇‑砾质辫状河沉积。上部岩性变细，为一套灰色、深灰色中‑细粒长石石英质岩屑砂岩、碳质板岩，夹复成分砂砾岩的岩性组合，砂岩底部常见冲刷面和叠瓦排列砾石，为河道滞留沉积。砂岩内部常见规模不等的交错层理，砂体形态呈透镜状，泥岩多呈深灰、灰绿色，总体表现出近物源的辫状河、扇三角洲及湖泊沉积特征(图9)[0110] 中侏罗统在柴达木盆地西部地区北部整体缺失，但在柴达木盆地西部地区中南部有大范围含煤地层的出露，残存范围和厚度较下侏罗统明显增大。在柴达木盆地西部地区南部，大煤沟组b段厚度70‑1400m以上，下伏整合于大煤沟组a段，局部不整合于奥陶系滩间山群或早古生代侵入岩之上。产出具中侏罗世时代特征Cladophlebits sp.、Nilssonia sp.、Coniopteris hymenophylloides等植物化石。整体以深灰色‑灰色砂岩、砂砾岩、粉砂岩、板岩为主，夹碳质泥页岩和煤层(图9)，砂岩中普遍发育大‑中型板状、槽状交错层理，旋回底部可见河道冲刷构造，自下向上为辫状河三角洲‑滨浅湖亚相‑辫状河沉积。

[0111] 北侧月牙山北‑煤窑沟一带大煤沟b段出露厚度在82‑700m以上，砂岩粒度整体较a段细。产Phoenicopsis sp.、Palaeoconiferus.sp.、Protopinus.sp.、Podocarpus.sp.、Cedrus sp.、Podozamites lanceolatu等中国西北地区中侏罗统常见的植物化石。其底部以灰色、深灰色砂岩、粉砂岩为主，中部主要为黑色碳质页岩、湖相页岩，夹少量深灰色粉细砂岩，顶部岩性整体变粗，为黄绿色砂岩、砾岩和碳质页岩的互层，夹薄煤层，砂岩中可见交错层理和平行层理。总体显示为辫状河‑湖泊相、辫状河三角洲‑辫状河的沉积旋回，与南部基本一致。

[0112] 大煤沟组c段分布十分局限，仅在清水沟西、沙柳沟东一带有少量出露，以湖相泥页岩、深灰色千枚状粉砂质板岩为主，代表深湖、半深湖亚等深水环境，反映湖水加深的过程(图9)。

[0113] 与柴西地区相邻的塔里木盆地东南，其格勒克剖面中侏罗统下部主要为灰色‑浅灰绿色砂岩、含砾砂岩及煤层构成的韵律层，砂岩中可见各种交错层理，显示为河流‑三角洲沉积；中部以暗色泥页岩、碳质页岩为主，间夹深灰色粉砂岩、粉砂质泥岩，代表深湖‑半深湖亚相，顶部出现40m左右的河流相砂岩‑粉砂岩互层。总体来看，其岩性组合与沉积体系配置与柴达木盆地西部地区同期地层十分相似(图9)。

[0114] 同期地层物源关系分析：

[0115] 对究区11个砂岩样品进行了高精度碎屑锆石U‑Pb测年，共获得1168个单颗粒锆石谐和年龄。清水沟剖面CX17‑12、阿克提大沟剖面CX17‑31和红沟子西南剖面CX17‑11三个中侏罗统碎屑锆石样品具有相似的年龄范围和年龄频率分布(图10、11)。其中，CX17‑12和CX17‑31锆石年龄分布基本一致，呈现早古生代(425‑483Ma)和二叠纪‑三叠纪(223‑275Ma)两个强烈峰值区间，指示物源仍主要来自东昆仑造山带。样品CX17‑11相对以上两个样品二叠纪锆石锐减，意味着东昆仑造山带物源对其影响得到限制，加之该样品存在与阿尔金造山带‑塔里木地块新太古代大陆地壳增生、Columbia超大陆汇聚、Rodinia超大陆汇聚三期构造事件时间基本一致的重要峰值(2532Ma、1772Ma、959Ma)，说明红沟子西南剖面主要物源区可能转换为阿尔金山西南部(不能确定是否有阿尔金山东南部物源的加入),MDS图解以及少数南、南东向的古流向也印证了这点(图12)。

[0116] 煤窑沟剖面样品CX17‑2缺失石炭纪‑二叠纪锆石年龄记录(图11)，暗示南侧沉积区可能阻隔了来自东昆仑造山带和盆内古隆起的物源，较高含量的中‑新元古代锆石则表明沉积物可能来自阿尔金山西南部。塔东南其格勒克剖面样品16A‑67‑2的U‑Pb年龄组构比较简单，近80％的锆石集中在早古生代(图10i)，指示物源搬运距离较近，仅两颗二叠纪锆石说明物源也来自阿尔金山西南部，这一解释与北西向古水流及多维度判别(MDS)图解相一致(图12)。

[0117] 原始沉积面貌恢复，侏罗纪柴达木盆地西部‑阿尔金地区古地理重建：

[0118] 对沉积学、古水流和碎屑锆石高精度定年分析认为，早侏罗世柴达木盆地西部发育多个相互分隔的小型断陷湖盆，不存在统一大湖盆，总体表现为多物源区的近源沉积。南部物源主要来自东昆仑造山带，局部地区受南阿尔金物源和盆内古隆起控制。月牙山北剖面物源体系复杂，受多个方向物源的共同影响。牛东‑鄂博梁地区物源来自盆地西侧的古生代‑三叠纪侵入岩体，阿北地块拉配泉剖面以周缘古老地层作为主要物源。

[0119] 中侏罗世时期，柴达木盆地西部地区北部、拉配泉一带可能未接受沉积，而柴达木盆地西部地区中南部经过早期的填平补齐，盆地范围较早侏罗世明显扩张。具体而言，柴达木盆地西部地区中南部的清水沟、月牙山北剖面主要发育深湖‑半深湖等深水相，暗示沉积中心未变化。其它剖面沉积体系也以湖泊相、辫状河三角洲、砂质辫状河等相对细碎屑沉积为主，很难见到冲积扇等边缘相，此时各个沉积凹陷相互连通，形成一个较早侏罗世范围更为广阔、多沉积中心、多物源供给的沉积坳陷(图13)。样品CX17‑22、CX17‑11和CX17‑31锆石年龄构成揭示柴达木盆地西部地区南部物源主要来自东昆仑造山带、阿尔金造山带西南‑东南部，表明早‑中侏罗世柴达木盆地西部地区南部物源体系是比较稳定的。但较之下侏罗统，中侏罗统样品有年龄复杂化或峰值宽泛化趋势，如清水沟剖面CX17‑12比下伏地层中的CX17‑22明显多出659 Ma、942 Ma、1767 Ma等次峰值，反映湖盆范围和物源供给范围扩大的过程。

[0120] 阿尔金断裂走滑位移量探讨：

[0121] 阿尔金断裂带的走滑时间和走滑距离是近些年来地学研究的热点问题，长期以来争议较大。柴西和塔东南地区分别位于阿尔金断裂带东、西两侧，通过对比两地侏罗系的沉积和物源关系，可进一步约束阿尔金断裂带的左行走滑起始时间和走滑距离。

[0122] 前述物源分析表明，柴达木盆地西部地区中部煤窑沟和塔东南且末地区其格勒克剖面物源均主要来自阿尔金山西南部。此外，两处沉积类型和演化规律、砂岩碎屑组分、古生物孢粉组合存在有很好的一致性，沉积相带在空间上有明显的渐变关系和可对比性。前人大量研究揭示，阿尔金山南段主体隆升于新生代。因此塔东南和柴达木盆地西部地区中南部在中侏罗世可能为同一或相邻的沉积凹陷；进而指示阿尔金断裂带在当时可能未发生大规模走滑位移。因此，现今其格勒克与煤窑沟剖面沿阿尔金断裂带400km左右的距离(图14)，可视为其侏罗纪后期的走滑量，这与前人得到的结果也是基本一致的。当然，这种绵延约1600km巨型走滑断裂系在短期内很难形成，断裂各段的结构特征、破裂强度、活动时间甚至构造背景都可能存在差异，换言之，阿尔金断裂的走滑起始时间和走滑距离并非一致的，
400km左右的距离可能仅代表柴达木地块和塔里木地块在中侏罗世以来的相对位移量。

[0123] 对区域地质、油气勘探的指示意义：

[0124] 本专利所建立的方法，不仅能够有效实现走滑改造盆地的归位与恢复，也从沉积学和物源角度，限定了走滑断裂的活动历史和过程。因此，本专利提出的方法不仅在沉积盆地分析、油气勘探领域具有重要价值，也是区域构造研究方面新的切入点和途径。

[0125] 基于以上早‑中侏罗世古地理恢复研究，结合近年来柴西地区侏罗系的油气勘探进展，分析认为：柴达木盆地西部地区中南部下‑中侏罗统沉积中心位于阿尔金山内，地层向盆内呈减薄趋势，大部分具备生烃能力的深湖‑半深湖相泥页岩遭受抬升剥蚀；柴达木盆地内部下‑中侏罗统多为河流‑三角洲沉积，推测烃源岩不发育，勘探意义较小。而柴达木盆地西部地区北段牛东‑鄂博梁‑冷湖一带，下侏罗统沉积物源主要来自西部，沉积中心位于现今盆地内部，湖泊沉积体系发育，向盆内有一定厚度的延伸和展布；且后期经历埋藏，成藏和保存条件较好，应是柴达木盆地西部地区侏罗系油气勘探部署的重点地区。

[0126] 沉积学与碎屑锆石物源分析揭示，塔东南其格勒克和柴西南地区中侏罗世沉积可能相互连通或邻近，进而暗示早‑中侏罗世阿尔金断裂带未发生大规模走滑。前人大量研究揭示，阿尔金山南段主体隆升于新生代。因此塔里木盆地东南和柴达木盆地西部在中侏罗世可能为同一或相邻的沉积凹陷，进而指示阿尔金断裂带在当时可能未发生大规模走滑位移。现今其格勒克与煤窑沟剖面沿阿尔金断裂带400km左右的距离，可视为其侏罗纪后期的走滑位移量(图14)。