Question

同沉积构造与煤层的形成

Answer 1

盆地基底先存构造是指盆地形成之前基底岩系中已经存在的各种构造形迹。基底先存构造对盆地几何形态、水系样式和盆地早期的构造格架等有重要影响，某些基底先存构造形迹也可能发生再活动，而成为成盆期同沉积构造系的组成成分。成盆期同沉积构造泛指盆地充填过程中对盆地形成演化起控制作用的基底构造和影响岩性岩相和厚度分布的盆地内部低级别构造。成盆期同沉积基底构造活动是盆地形成、演化和构造格架的主要控制因素，它与基底先存构造可能属于不同的构造旋回，形成于完全不同的动力作用方式和方向。同沉积基底构造可以追踪先存构造形迹，其发育部位、延展方向受到先存构造的制约，也可以是新生的构造系穿切基底先存构造形迹，或迁就、利用、包容先存构造形迹，使其作为新生构造系的组成成分。

一、聚煤盆地基底先存构造

盆地基底和盆地充填岩系之间常常存在构造剥蚀面。盆地基底性质、界面特征和先存褶皱、断裂等构造形迹，对盆地的几何形态、构造格架、沉积环境单元配置和早期充填序列有重要影响，是盆地构造分析的重要内容。

1.基底先存褶皱

克拉通内聚煤盆地的基底界面常常是构造剥蚀界面，可能存在先存宽缓褶皱，这可以通过钻探和物探手段填绘基底界面古地质图加以圈定。但由于基底界面被上覆沉积岩系埋藏，因此基底界面的性质和褶皱形态不易精确确定。基底先存褶曲是聚煤盆地形成前的古构造形迹，可以借以推断古构造的动力作用方式和方向，追索区域构造演化史和聚煤盆地形成的构造背景。在长期风化剥蚀过程中，基底先存褶皱可能造成地貌差异，控制区域水系，在盆地形成的早期阶段对沉积环境产生显著的影响。在盆地演化过程中往往表现出一定的继承性，影响含煤沉积岩性岩相和聚煤带的展布。如我国四川盆地，晚三叠世含煤岩系与下伏基底岩系之间为微角度不整合(图9-4)。中三叠世末的印支运动形成北东向泸州开江宽缓背斜，经长期风化剥蚀后，核部出露中三叠统嘉陵江组，两翼残留中三叠统顶部的雷口坡组。晚三叠世含煤岩系形成过程中，这个大型宽缓背斜没有明显的显示，其两翼的古华蓥山断裂为沉积厚度梯度带和岩性岩相变化带，西部为稳定湖盆区，东部为河流冲积平原区。

2.基底断裂和断裂带

张文佑(1984)依据穿层深度和地质、地球物理标志将断裂和断裂带划分为岩石圈断裂、地壳断裂、基底断裂和盖层断裂。这里所说的聚煤盆地基底断裂包括了上述各种类型的断裂，且以地壳断裂和基底断裂两种类型为主。

图9-4 四川盆地晚三叠世前古地质构造略图(据成都地质学院地质力学研究室，1976)

基底先存断裂和断裂带是地壳的薄弱带，也常常是不同构造单元的分划性构造，具有长期和多次活动的特点。断裂和断裂带沿一定方位延伸，构成聚煤盆地的边缘或轴部控制性断裂;在地貌上表现为狭长的槽地，在聚煤盆地发展过程中，作为成盆期同沉积构造控制了盆地的演变和岩相带的分布。基底断裂和断裂带可根据下列标志加以识别:

1)基性或酸性岩浆岩带或呈串珠状分布的岩体连线;

2)裂谷型沉积盆地和地堑盆地的伸展方向或串珠状沉积盆地连线;

3)地热异常、热液矿化和煤的高变质带;

4)沉积盆地边界巨厚的冲积扇带，狭窄的特殊岩相和厚度梯度带;

5)温泉、湖泊等的线状分布。我国东北地区古近纪聚煤盆地明显地受到基底断裂带的控制，沿抚顺密山断裂带和依兰伊通断裂带发育两个煤盆地群(图9-5)。

单个煤盆地呈狭长几何形态，长轴方向与断裂带方向基本一致，岩相带和富煤带的展布与盆地长轴方向也大体相当。各盆地沿基底断裂带呈串珠状等距排列，十分醒目。以抚顺密山断裂带为例，北起黑龙江省的虎林，南至辽宁省的沈阳地区，延伸约700km，由北而南为虎林、平阳镇、敦化、桦甸、梅河、清原和抚顺煤盆地等。煤盆地的基底岩系主要为前震旦变质岩系，抚顺煤盆地的主煤层直接位于底部含煤玄武岩、凝灰岩组之上。抚顺密山、依兰伊通断裂带附近煤矿区的地温梯度较大，双鸭山尖山子矿为3.6℃/100m，辽源为3.4℃/100m，抚顺为3.0～4.6℃/100m。由于深断裂带中、新生代以来地温较高，所以煤的变质程度也比邻区同时代煤为高，抚顺和依兰煤盆地的古近纪煤变成具有粘结性的低变质烟煤，其镜质组反射率R^o_max值已达0.55%～0.67%。

图9-5 东北古近纪煤盆地群(据韩德馨等，1980，简化)

3.基底先存断裂网络

聚煤盆地的基底可能被不同方位的几组断裂所切割，构成基底先存断裂网络。这些断裂主要为基底断裂和盖层断裂类型，将盆地基底分割为三角形、菱形或四边形的楔状或柱状断块，深刻地影响着盆地的形成和演化。基底先存断裂网络具有以下主要识别特征:

1)煤盆地大多呈三角形、菱形、四边形几何形态，由不同方向的盆缘断裂构成边框;

2)盆地内相对抬升断块和陷落断块交错配置，形成次级断陷和断隆，因之存在一系列沉降、沉积中心，尤以盆地发育的早期阶段最为显著，可能形成相互分隔的亚盆地;

3)盆地外围基底岩系出露区发育不同方位的断裂系，其构造样式可与推测的盆地基底断裂网络相类比，邻近盆地的较大规模断裂可追踪至盆地内部;

4)主盆缘断裂一般呈锯齿状或波状，这是由于追踪其他方向断裂所形成的;

5)沿盆地轴向和倾向岩性岩相变化剧烈，各区段含煤性差异显著。

图9-6 昆明盆地构造格架(据黄发政，1984)

云南昆明盆地是一个经过较为详细研究的第四纪褐煤盆地(黄发政，1984)，盆地的基底界面为一古夷平面，并具有厚层风化壳。基底为震旦、寒武系构成的复式背斜，并被多组断层所切割(图96)。南北向延伸的西山断层为西侧盆缘断裂，具有走滑断层性质，并将区域北东向F₄和F₅及北西向F₆和F₇断层围限的菱形地块分割为两个三角形块体，西侧隆升为山，东侧陷落成盆，共同构成盆地的基本构造格架，并决定了冲积扇、三角洲和湖泊、沼泽沉积环境的配置。盆地的形成和演化受上述3个方向断层切割的基底断陷和断隆的控制。盆地形成的初期，沿先存断裂形成河谷，局部裂陷断块形成孤立的湖盆或洼地;而后超覆扩张，湖面加宽，由于河流淤浅作用而形成沼泽，在不同方向断层形成的断陷复合部位，出现断陷中心和聚煤中心。基底先存断裂的复活是因区域性走滑断层所产生的局部伸展构造环境所诱发的，因此盆地基底断块的相对运动常具有反向特征，即成盆期前为正向隆起单元，成盆期则表现为负向断陷单元。盆地外围的地貌和新构造运动形迹可以提供十分重要的盆地基底构造信息。

二、成盆期同沉积构造

成盆期同沉积构造是指在盆地形成演化过程中与含煤沉积同期的构造活动和构造形迹，又称聚煤期古构造。它包括同沉积褶皱和同沉积断裂两大类。

1.同沉积基底隆起和拗陷

同沉积隆起和拗陷，实际上是盆地基底不均衡沉降的表现，主要通过沉积厚度和岩性岩相的差异而反映出来。同沉积隆起和拗陷不能作为具有一定力学性质的结构面对待，因而也不能据以直接恢复构造应力场。有的同沉积隆起或拗陷一直延续至聚煤期后，并在后期构造过程中成型为背斜或向斜，这时便可确切地定名为同沉积背斜或向斜。

同沉积隆起和拗陷常相邻伴生，在补偿沉积盆地的条件下，沉积物厚度向同沉积隆起脊部显著变薄，向拗陷槽部增厚，这种变化反映了沉降幅度的差异。岩性岩相的变化规律必须联系整个聚煤盆地的古地理景观加以鉴别，例如在陆相环境下，当河流沿拗陷槽地发育时，较快的盆地沉降得到充分的陆源补偿，沿同沉积拗陷堆积了河流相粗碎屑沉积，而沉降速度较慢的同沉积隆起部位则为静水条件下的湖沼相细碎屑沉积;相反，在非补偿条件下，同沉积拗陷可能出现湖泊相细碎屑沉积，而同沉积隆起部位则为浅水粗碎屑沉积。在实际工作中，一般侧重于圈定同沉积隆起或同沉积背斜，其主要识别标志如下:

1)含煤岩系或层段厚度显著减薄;

2)沉积间断面频繁，代表浅水环境的层面流水构造和胶结硬化的风化壳发育，流水再搬运作用显著。有时隆起于沉积界面之上，导致某些层段的缺失，或成为局部陆源区;

3)沉积超覆现象明显，沉积剖面旋回结构不对称，海退部分沉积物由于遭受剥蚀和再搬运而显著减薄，因此旋回曲线显示快速海退;

4)岩性岩相发生明显变化，一般为粗碎屑岩分布区，有时则为黏土岩或泥炭沼泽沉积持续发育区，煤层向同沉积隆起或同沉积背斜合并，向拗陷带分岔，各分岔煤层与合并后的厚煤层的相应分层可以对比;

5)煤层底板根土岩比较发育，反映较长时间的暴露和较深的风化层。

我国华北石炭二叠纪聚煤盆地上石炭统与下二叠统太原组厚度大体由北西向南东方向加厚，呈向南东方向敞开的箕状盆地，盆地内部发育一系列次级同沉积隆起和拗陷(图97)。在盆地北部边缘，次级隆起和拗陷呈北东向相间排列，主要同沉积隆起自东而西为辽东、闾山、阜平、清水河隆起等。这些隆起的北东端与盆地北侧的东西向阴山构造带相连，处于沉积界面之上，为局部陆源区，沿隆起周缘有冲积粗碎屑边缘相带分布;向南西方向，则潜没于聚煤盆地之中，成为沉积界面之下的“隐伏隆起”，隆起带的含煤岩系厚度较薄。介于同沉积隆起之间的同沉积拗陷带是沉降—补偿较为均衡的地区，含煤岩系厚度较大，也是厚煤层分布区。

2.次级同沉积褶皱

煤盆地内有些后期构造形迹是伴随含煤岩系堆积过程而发育起来的，是一种同沉积向斜和背斜。同沉积背斜包括3种类型，即:滚动背斜，与同沉积正断层相伴生;继承背斜，与基底断隆相对应，分布在基底高的部位;挤压背斜，是区域挤压或扭动作用的产物。这种同沉积背斜可能影响水系样式、局部沉积过程和聚煤作用。澳大利亚悉尼盆地，煤层和其他地层单位的厚度在小型背斜脊部减薄，在向斜槽部增厚，显示同沉积背斜的特征(Cook，1969);同时，在背斜部位煤层底板根土岩比较发育，表明有较长时间的暴露和较厚的土壤层存在。我国辽宁阜新煤盆地内斜列的短轴状背斜构造可以作为同沉积背斜的典型实例，盆地内部的这种同沉积背斜是一种正花状构造，与北东走向的基底断裂有成因联系(李思田，1988)。背斜的规模较小，上部背形展宽仅1～2km，隆起幅度不超过500m。背形起伏向深部变缓，在接近元古宇—太古宇基底处消失，被切入基底岩系的直立断层所取代。花状构造主要发育于沙海组及海洲组下部层位，通常与各种铲状正断层共生。阜新东梁矿区花状构造之上海洲组中已证实存在雁列褶皱和辐射状正断层系，北部的东梁背斜具有顶薄特征，褶皱和断裂系统反映沉积盖层中核心部分逆时针旋转的扭动状态。聚煤期后仍保持了背斜形态，位于背斜脊部的大部分煤层已被剥蚀，雁列褶皱型式反映了基底断裂的左旋走滑运动(图9-8)。

3.同沉积基底断裂

同沉积基底断裂是指盆地形成演化过程中新生的或再活动的基底断裂及其延续断裂。同沉积基底断裂的动力作用方式、延伸方向、组合型式和活动性特征等，决定了断陷型聚煤盆地的几何形态、构造样式、盆地沉积构造结构、盆地的沉降性质和盆地群体配置等。

同沉积基底断裂是一种线性构造，因而具有明显的方向性，与区域构造有成生联系，并可作为一种构造结构面看待，而区分为张性、压性和走向滑动断裂及其过渡类型。沉积分析和剖面对比是确定同沉积基底断裂的主要方法，其主要识别标志如下:

图9-7 华北晚石炭世古构造略图(据韩德馨等，1980)

1)盆缘断裂内侧有粗碎屑冲积扇带，沉积层向盆缘断裂倾斜和增厚;

2)同沉积断裂两侧岩性岩相和层段厚度差异显著，沿断裂构成岩相变化带或厚度梯度带;

3)碎屑岩楔或煤层向同一方向变薄尖灭或分岔、合并，并且这种变化呈明显的带状展布;

4)同沉积断裂两侧的地层层序不对应，下降盘层序完整，底部层段可能存在早期堆积的粗碎屑岩楔，上升盘层序不完整，可能缺失下部层段，而上部层段超覆于剥蚀面上;

5)古流体流向和样式的急剧改变，古河流持续发育的拗陷带，导致煤系和煤层中河道冲蚀填充体的叠置;

6)断层两侧岩层、煤层厚度显著不同，各层段断距不等，自下而上断距逐渐减小，直至消失。邻近活动基底断裂带同沉积变形构造发育。

盆缘断裂是控制盆地形成、演化的主干断裂，往往是切割较深的基底断裂或地壳断裂，有时可能切穿整个岩石圈，并伴生岩浆或热液活动。盆缘断裂可以是挤压、伸张、走滑断层，也可以是张扭或压扭性过渡类型断层，以区域伸展作用产生的正断层和区域扭动作用产生的走滑断层最为常见。盆缘断裂往往是由多条断层组成的复杂断裂带，不同演化阶段可能处于盆地边缘的不同位置，沿剖面方向呈阶梯状由里向外增生扩展。盆缘断裂沿走向可能被横向或斜向断层所错移，或追踪基底先存断裂，以致在平面上呈锯齿状或折线状。伸展作用形成的盆缘断层向盆内倾斜，浅部倾角较陡，向深部变缓、变平而呈铲状。走滑断层的产状一般为陡倾斜或近于直立。盆缘断裂达于地表，是沉积盆地和剥蚀区的分划性构造。断裂的一侧不断上隆而遭受剥蚀，断裂的另一侧不断沉陷而接受沉积，邻近断层是盆地的最大沉陷带。与盆缘断裂近于直交的陡坡度山间河流携带大量粗碎屑沉积物，注入盆地，沿盆缘形成巨厚的冲积扇、扇三角洲叠覆体，构成断陷盆地典型的粗碎屑边缘相带。由于盆缘断裂外侧剥蚀区主要为外流水系，因而在强烈裂陷期，深湖区可直抵盆缘断裂，这时边缘相则主要来自断崖滑坡和崩塌岩屑、冲积扇和泥石流沉积，与湖泊沉积相共生。

我国辽宁阜新煤盆地四周被断层所限，其长轴方向为NE25°～30°。东缘闾山断层是控制盆地形成和演化的主干断裂，沿断裂内侧分布着巨厚的粗碎屑冲积扇，宽达数公里，在盆地演化的各个阶段持续发育，对整个盆地的层序更替和环境演化亦有重要影响(图9-9)。盆缘断裂具有间歇性活动特征，可区分为相对活动期和稳定期，含煤组中所夹的多层砂砾岩层可作为这种断裂活动态势的沉积标志。断裂活动期使盆缘地带沉陷加剧，冲积砂砾岩楔被限制叠积在盆缘地带，而盆地内部则广泛发育湖泊、沼泽相沉积，当盆缘断裂趋于稳定时，冲积相碎屑岩楔越过盆缘地带，延伸覆盖整个盆地，聚煤作用则暂时终止。随着断裂活动衰亡，整个盆地被冲积相粗碎屑沉积物所填充。阜新盆地东部盆缘断层呈显著的锯齿状，是追踪NE，NNE，NW，NNW向4组基底先存断裂所致。断面向盆内倾斜，倾角约45°～75°。在盆地演化的不同阶段，盆地东缘断裂可能处于不同的位置，其南段多处见到煤系上覆孙家湾组红色、杂色角砾岩直接不整合于元古宙、太古宙片麻岩之上(图9-9)。

图9-8 阜新盆地东梁—艾友纵向地震构造剖面解释图(据李思田，1988)

图9-9 阜新盆地横向沉积构造综合剖面图(据李思田等，1998)

盆地内部的同沉积基底断裂可以造成地层和充填层序的显著差异，在盆地发育的早期阶段，作为剥蚀单元和沉积单元的分划界线。随着盆地范围的扩展，演变为隐伏断裂，作为沉积分区的分划界线。湘中北纬27°30'左右，大致横过斗笠山矿区中部有一条区域性东西向构造带，二叠纪表现为沉积类型南北差异的突变“陡坎”(图9-10)。早二叠世茅口晚期，由于华南地区东吴运动的影响，构造带的北侧隆起，并遭受剥蚀;南侧则持续沉降，并堆积了茅口晚期含煤碎屑岩系。晚二叠世早期，伴随华南地区广泛的海侵，沉积盆地向北超覆扩张而形成统一的聚煤盆地，但南北沉积分异显著，形成湘中南型、北型两种沉积类型。其中，南型含煤沉积以碎屑岩为主，总厚200～1000m，自南而北逐渐变薄，含煤4～20余层，可采2～6层，平均可采厚度0.7～7m，煤层稳定性差;北型含煤沉积主要由石灰岩、泥质岩组成，超覆沉积于早二叠世茅口灰岩侵蚀溶蚀界面上，局部可见残积角砾岩，含煤岩系厚约70m，含煤1～3层，平均可采厚度0.4～4m，煤层较稳定，结构简单。这条狭窄的东西向突变带是一条具有长期发育历史的基底断裂带，对震旦系冰碛层、泥盆纪宁乡式铁矿和早石炭世测水组含煤性都有一定的分划作用。

4.生长断层

聚煤盆地内的生长断层主要是指分布于沉积盖层中的大量低级别同沉积断裂，是发育于未固结沉积物中的塑性变形。生长断层主要是由于沿软弱层的重力滑动作用或不同岩性沉积体的差异压实效应引起的，有的生长断层与基底地形或基底断裂有成因联系。盆地充填过程中，当沉积界面的原始倾角超过2°时，未固结沉积层在重力作用下易于产生滑塌。大型进积三角洲的前缘，河流搬运的大量砂质沉积物覆于深水泥质沉积物或有机软泥之上，由于下伏泥质沉积物的压缩和滑塌作用，沿砂体和泥质沉积物界面极易产生生长断层系。断层的规模一般不大，主断面向盆地方向倾斜，断面上部倾角60°～70°，向下变缓，约30°～40°(图9-11)。

图9-10 湖南斗笠山矿区二叠纪含煤岩系沉积剖面图(据杨起等，1979)

下伏松软层的滑脱作用所产生的生长断层系，其规模可达几公里至上百公里。断层带大致沿岸线延伸，滑脱体向盆地方向滑动。断层面浅部较陡，切截不同岩层，向深部变缓变平，而与层面近于平行。滑脱体的后方为一系列拉张正断层，而滑脱体的前方发育同沉积褶皱和冲断层。这类生长断层发育于一定的层位，具有层控特征。生长断层的主要识别标志如下:

1)断层面呈铲状，上陡下缓，向盆地方向倾斜，有时发育对偶断层，构成生长断层系;

2)断距随深度的加深而增加，两盘岩、煤层不等距错位;

3)断层两盘岩性、层厚、间距和煤层结构等显著不同，下降盘厚度突然增大，上、下盘层序难以对接;

4)生长断层是发生于未固结沉积物中的变形，一般不具断层破碎带，有时沿裂面有后期充填物;

5)常常集中发育于一定的充填层序，具有一定的层控特性;

6)断层或断层带延伸方向与沉积方向或岸线方向相平行。

图9-11 美国墨西哥湾海岸三角洲沉积体中生长断层形成机制图示(据Bruce，1972)