金衢盆地位于浙江中西部(图 1), 它横跨扬子板块与华夏板块, 是在江绍断裂带的基础上经晚中生代的区域伸展作用而发育起来的一个晚白垩世— 古近纪裂谷盆地, 总体呈北北东向展布, 东西长为170 km, 南北宽10~20 km, 面积约3600 km², 呈狭长带状挟持于南北两侧江南山系和武夷山系之间。金衢盆地主要分布于浙江金华— 兰溪— 龙游— 衢江— 江山一带, 盆地中的金华、兰溪段比较开阔, 至两端收缩变窄, 向西延入江西玉山— 广丰等地(图2)。

图1

Fig.1

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	图1 浙江早白垩世晚期盆地形成与区域构造关系(据曾剑威等, 2014, 有修改)Fig.1 Relationship between regional tectonic and basinal formation during the later Early Cretaceous in Zhejiang Province (modified from Zeng et al., 2014)

图2

Fig.2

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	图2 金衢盆地中戴组沉积相分布图(据宋华颖等, 2012; 有修改)Fig.2 Sedimentary facies distribution of the Cretaceous Zhongdai Formation in Jinqu Basin(modified from Song et al., 2012)

金衢盆地的构造形态为“ 北断南超” , 即盆地北部以拉张成因的正断层为界, 南缘超覆于基底之上, 总体呈现半地堑式“ 箕状” 形态。大致以盆中心为轴部, 北部陡坡型背景, 由冲积扇— 扇三角洲— 湖泊沉积体系构成; 南部缓坡型背景, 由冲积扇— 辫状三角洲— 浅水湖泊沉积体系构成; 中部衢江、龙游地区属沉降、沉积中心地带, 发育滨浅湖、半深湖和深湖沉积类型(图2)。盆地的古地貌呈南边高山、北边低地, 沉积物源主要来源于南侧, 湖盆中心靠北侧。盆地中戴期处于盆地发育的早期, 广泛发育河流相沉积, 南北缘均发育山麓冲积扇相砾岩, 北部的砾岩分布较窄, 南部则宽广且厚度大(图 2, 表1)。金华期以湖泊沉积为主, 主要为半深— 深湖相沉积为主。衢县期的早期, 湖盆中心由北向东迁移, 主要以河流相沉积为主, 晚期湖盆消亡, 除湖盆中心有小规模河湖相沉积外, 绝大部分为平原型砂质河流相沉积。

表1

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表1(Table1)

表1 浙江上侏罗统— 白垩系地层划分对比方案 Table1 Stratigraphic division and correlation of the Upper Jurassic-Cretaceous in Zhejiang Province

表1 浙江上侏罗统— 白垩系地层划分对比方案 Table1 Stratigraphic division and correlation of the Upper Jurassic-Cretaceous in Zhejiang Province

永康盆地位于浙中地区, 隶属于华南褶皱系构造单元, 燕山运动时期, 太平洋板块俯冲入欧亚板块之下, 使得晚侏罗世末至早白垩世, 区域的地应力场为北西— 南东向挤压, 闽浙运动后, 区域应力场转变为北东— 南西向挤压和北西— 南东向的拉张。永康盆地便是在这种构造背景下, 早白垩世时期由北北东向— 北东向断裂与近东西向断裂联合作用形成的断坳型盆地(汪庆华和斯小君, 2000; 曾剑威等, 2014)(图 1)。

盆地的构造形态为“ 南断北超” , 即盆地的东南部以北西的张扭性断裂形成的东南向斜列式阶梯状断裂为界, 南缘超覆于基底之上, 总体与金衢盆地一样呈半地堑式“ 箕状” 形态。盆地主要有8种不同的沉积岩相(汪庆华和斯小君, 2000), 即:冲积扇相、辫状河相、冲积扇— 扇前辫状河相、湖泊三角洲相、滨浅湖相、浅湖相、深湖相、水下扇相。冲积扇相形成于有一定坡度的剥蚀山区前缘, 碎屑粒度范围很宽, 以砾岩为主, 分选性及磨圆度较差, 冲积扇相在方岩期最发育, 其次是早馆头期及朝川期。辫状河相以河道沉积为主, 越岸沉积和洪泛沉积不发育, 是朝川组的主要沉积类型。冲积扇— 扇前辫状河相的准层序下部为厚层状砾岩、砂砾岩, 发育大型板状交错层理、楔状层理, 中部为含砾粗砂岩; 上部为似层状中细粒砂岩、细砂粉砂岩, 常见平行层理。湖泊三角洲相地表未见出露, 为早馆头期产物。滨浅湖相为陆源物质供应充分的湖岸带碎屑沉积, 见于盆地的西南、西北边缘, 主要沉积于馆头期晚期到朝川期。浅湖相主要见于朝川组, 地表出露于永康城以北一带, 以砖红色— 紫红色粉砂质、黏土质沉积物为主, 发育水平层理、沙纹层理。深湖相见于馆头组上部到朝川组, 地表出露于盆地南侧。水下扇相, 主要为近岸水下扇沉积, 主要发现于馆头组中上部, 常与浅湖相沉积物相伴生。

浙江地区晚侏罗世到白垩纪的地层对比划分方案相当混乱, 在不同盆地的地层各有其特殊的沉积特征, 也有其共同的特征, 导致不同作者不仅地层划分、时代归属不同, 对同一地层单位也有不同的理解(蔡正全和俞云文, 2001)(表 1)。

浙江白垩系地层对比一直存在争议(表 1), 不同学者对地层的划分持不同的意见, 对同一地层的命名也不尽相同, 比如金华组与兰溪组, 对于不同盆地地层的对比也有不同的意见, 一般认为永康群为下白垩统, 衢江群为下白垩统上部到上白垩统下部(林怡然等, 1989; 浙江省地质矿产局, 1996; 丁保良等, 1999; 陈丕基, 2000)。近年来, 有学者对衢江群与永康群的对比提出了异议:蔡正全和俞云文(2001)通过对浙江代表性盆地的岩石地层层序、古生物、同位素年龄的资料分析, 认为永康群和曲江群为同时异相沉积, 中戴组与馆头组同时, 金华组与朝川组同时, 衢县组与方岩组同时; 汪迎平等(2007)用事件地层学的方法进行研究后, 认为永康群和天台群是同时异相, 并且用古生物资料对其解释进行了印证, 为晚白垩世晚期到晚白垩世早期。

中戴组上部产出恐龙Chilantaisaurus zhejiangensis形态较为原始, 时代为早白垩世晚期(蔡正全和俞云文, 2001), 浙江省地质矿产局(1996)对中戴组所夹的玄武岩进行同位素测年为105 Ma, 将中戴组沉积定为早白垩世晚期, 而将金华组和衢县组沉积定为晚白垩世早期。衢江群生物主要产于金华组, 包括有植物、双壳类、叶肢介、介形类和昆虫等化石, 研究介形类和植物化石的学者认为其时代属晚白垩世早期, 而孢粉工作者认为时代为早白垩世晚期至晚白垩世早期, 出现Euaclistochara mundula、Obtusochara cylindrica、Mesochara symmetrica等种群的轮藻化石对应的时代应为早白垩世晚期(顾知微等, 1980), 因而本次研究认为中戴期是跨过早白垩世与晚白垩世, 金华期为晚白垩世。

方岩组的定义比较复杂, 本次研究采用浙江省石油地质队于1959年(陈其奭, 1989)在永康盆地定义的“ 方岩砾岩” , 即朝川组之上的紫红色、紫灰色厚层块状砾岩, 浙江省区域地质测量队(1962)改称为方岩组。关于方岩组的所属时代, 一直以来争议比较大, 大多数学者认为其属于早白垩世晚期(林怡然等, 1989; 浙江省地质矿产局, 1996; 丁保良等, 1999; 陈丕基, 2000), 方岩组定年采用的化石都是从其他盆地与方岩组相对应的地层中采集的, 罗以达和俞云文(2004)及蔡正全和俞云廊坊(2001)认为永康群与衢江群应为同时异相地层。永康盆地方岩组的生物化石比较少, 无法进行古生物定年, 由于浙江小盆地的地层对比本身存在很多争议, 故本次研究采用方岩组沉积为早白垩世晚期。本次研究的重点剖面金衢盆地铜山岩剖面的中戴组和永康盆地方岩剖面的方岩组对比方式如表1和图3所示。

图3

Fig.3

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	图3 浙江中西部永康盆地及金衢盆地地层格架图Fig.3 Stratigraphic framework of Yongkang and Jinqu Basins, central and western Zhejiang Province

金衢盆地内早白垩世晚期到晚白垩世早期地层被定义为衢江群, 衢江群指一套河流— 湖相红色碎屑沉积地层, 从下至上由中戴组、金华组和衢县组组成(图 4), 与下伏地层呈不整合接触, 其上未见顶(浙江省地质矿产局, 1996)。

图4

Fig.4

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	图4 金衢盆地早白垩世晚期— 晚白垩世早期的地层序列Fig.4 Stratigraphic column of the later Early Cretaceous to earlier Late Cretaceous in Jinqu Basin

中戴组的岩性为紫红色厚层块状砾岩、砂砾岩、细砂岩、粉砂岩夹粉砂质泥岩, 下部偶夹火山岩; 北部以棕褐、棕红色块状砾岩为主夹粉砂岩、泥质粉砂岩或两者成互层与下伏地层呈不整合接触, 厚度210~300 m, 而南部出现2层块状砾岩夹泥质粉砂岩, 厚度500~700 m; 顶部则以紫红色细砂岩、粉砂岩与金华组灰紫色薄层状粉砂质泥岩呈整合接触, 厚度北部一般340~460 m, 其他地区为600~800 m。

金华组以棕褐色厚层块状泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩为主, 夹薄至中厚层状钙质粉砂岩和少量细砂岩, 局部地区的岩性较粗, 以粉砂岩为主夹较多的砂岩、含砾砂岩和少量砾岩的不等厚互层; 盆地北部顶部有时夹异常灰绿、灰黑色泥岩或粉砂质泥岩, 底部则常夹灰绿、灰黑色泥岩、泥灰岩(局部见白云质泥岩)层数不等; 在盆地的南部, 顶部和底部的暗色夹层则比较少见, 仅见薄层或一些条带。金华组与上覆的衢县组均呈整合接触, 底部以浅灰紫色薄层粉砂质泥岩与下伏中戴组的紫红色薄层状粉砂岩夹粉砂岩呈整合接触。

衢县组在盆地内总体呈东、西部粗和中部厚:盆地中部较细, 以棕褐色厚层块状泥质粉砂岩为主, 夹较多薄至厚状钙质粉砂岩、细砂岩; 东部及龙游— 衢江一带较粗, 以棕红色厚层、块状粉砂岩、粉细砂岩为主, 夹较多厚层状砂岩、砂砾岩, 灰白色具大型交错层理的含砾砂层; 粗、细二者在游埠镇西柴埠头— 余家垅一带呈明显的相变关系。衢县组以棕红色中厚层、厚层状砂岩、粉砂岩与下伏金华组呈整合渐变接触, 其上未见顶。

本区广泛出露的地层被定义为永康群, 为一套内陆河湖相沉积岩夹少量火山岩, 主要岩石类型有砾岩、砂砾岩、不同粒级的砂岩、粉砂岩、泥岩、页岩及火山碎屑岩, 自下而上划分为馆头组、朝川组和方岩组(图3)。

馆头期是盆地的形成阶段, 发育的地层岩性较为丰富, 包括紫红色、灰绿色粉砂质泥岩、粉砂岩夹灰黑色泥岩、页岩、玻屑凝灰岩和安山玄武岩, 底部为紫红色粉砂岩, 砂岩和砂砾岩, 地层厚度大于536.1 m。馆头组早期盆地基底断裂的活动导致南缘基底强烈剥蚀, 形成了大量的冲积扇— 扇前辫状河型沉积, 主要以砾岩为主; 总体盆地扩张, 湖面水域扩大, 盆地以深湖相的泥、页岩为主, 盆缘则以滨浅湖相、湖相三角洲为主, 以中砂岩到细砂岩为主; 晚期由于前期的过渡充填导致湖水较浅, 以浅湖、水下扇为主, 岩性较细, 以紫红色和灰绿色砂质泥岩、粉砂岩为主。

朝川组从下到上为河流三角洲和滨湖相、湖泊相和河流相, 以辫状河相沉积为主体, 由多个辫状河相准层序组成, 每个准层序下部为砾岩, 顶部为不稳定紫红色粉砂岩; 岩性较馆头组要细, 主要以紫红色砂岩、粉砂岩为主, 夹砂砾岩和砾岩, 局部夹少量流纹质凝灰岩, 在盆缘附近, 有冲积扇相砾岩、砂砾岩; 与下伏的馆头组呈整合接触, 厚度大约437 m。

方岩组的下部为厚层状砾岩、砂砾岩, 发育大型板状交错层理、楔状层理, 中部为含砾粗砂岩, 上部为似层状中细粒砂岩、细砂粉砂岩, 常见似层状层理, 砾石主要为火山岩(程裕淇, 2009)。

本次研究的重点剖面为永康盆地的方岩剖面, 方岩剖面是方岩丹霞地貌的组成部分之一, 丹霞地貌沉积于白垩纪方岩期(欧阳杰等, 2009), 地层的下部为厚层状砾岩、砂砾岩, 发育大型板状交错层理、楔状层理, 中部为含砾粗砂岩, 上部为似层状中细粒砂岩、细砂粉砂岩, 常见似层状层理, 砾石主要为火山岩。方岩期是盆地的衰退阶段, 盆地东南缘断裂的不断挤压逆冲, 盆外基底岩石遭受剧烈剥蚀, 积蓄了丰富的物源, 被暂时性洪水携带入盆, 在山前出现了快速泥石流沉积物堆积充填, 形成了方岩组的红层, 经历后期的风化改造而形成的现今富有特色的丹霞地貌景观。方岩组的岩性较为稳定, 厚度的变化比较大, 从100~1700 m。浙江省地质矿产局(1996)采用浙江省永康市石柱村剖面(E120.1° , N28.82° )为地层层型剖面, 露头特征如下:

11.紫红色至砖红色块状细— 中砾岩(未见底?) 305 m

10.第四系浮土覆盖 71.8 m

9.紫红色块状中粗砾岩 42.10 m

8.紫红色块状巨砾岩(胶结物中含沸石) 75.20 m

7.紫红色块状粗砾岩夹中细砾岩(胶结物中含方解石、沸石) 235.80 m

6.紫红色块状巨砾岩夹中细砾岩(胶结物中含方解石、沸石) 133.40 m

5.紫红色块状细砾岩加少量薄层细砾岩 447.40 m

4.紫红色厚层至块状粗至巨砾岩夹少量砂砾岩、粗砂岩薄层 226.70 m

3.紫红色块状中粗砾岩、中砾与粗砾相间大致呈层状排列 34.80 m

2.浅灰黑至紫红色厚层状砾岩夹复矿粗砂岩, 中部夹一层凝灰质中粗粒砂岩 158.60 m

1.紫灰色中厚层至厚层状砂砾岩 4.10 m

义乌市义亭镇铜山寺半山腰(天王阁下面)(N29.24833° , E119.9611° )观测点可以观察多期粗— 细变化的冲积扇沉积构造, 包括沉积冲刷面、大型交错层理等(图 5), 反映沉积环境为干旱冲积扇扇中, 存在砂岩层顶部的泥岩被剥蚀, 属于冲积扇的扇中辫流水道。单层厚度可达几十米, 扇中靠近扇根, 颜色发褐, 砾石成分主要为火山岩砾石。

图5

Fig.5

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	图5 金衢盆地白垩系大型交错层理(帽子为比例尺, 直径30 cm)Fig.5 Large-scale cross-bedding of the Cretaceous in Jinqu Basin(cap diameter is 30 cm)

此露头位于金华市以东, 位于金衢盆地的东北部。盆地底部断陷沉积了白垩系衢江群和第四系沉积物, 组成巨厚的盆地盖层。盆地盖层积存了盆地各个发育时期相的标志, 不同地层、不同沉积相有规律地体现出不同时期的沉积环境, 在空间上存在着一定的相变规律和地带性, 反映到时间上显现为沉积环境演变的阶段性。

义乌市义亭镇铜山禅寺门前可以观察扇中冲刷面, 扇中漫流沉积, 小型冲刷面。洪积期和漫流期。沉积序列存在3个加积期, 相邻2期的冲积扇叠加, 砂层底部被冲刷。扇中看到大型交错层理, 被冲刷的砂层有0.3 m厚, 延伸长度为3 m。寺庙内有典型的扇中沉积, 砂砾体的厚度、走向和砾石的排列具有规律性(图 6-2)。

图6

Fig.6

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	图6 浙江中西部永康盆地及金衢盆地的冲积扇的沉积特征Fig.6 Sedimentary features of alluvial fans in Yongkang and Jinqu Basins, central and western Zhejiang Province

此外, 在义乌市义亭镇铜山岩山顶可以观察扇中冲刷面和扇中漫流沉积的多期叠加关系, 注意观察砂砾岩体的厚度和走向。从沉积特征可以推测该地区属于冲积扇— 辫状河沉积(图 7), 铜山岩丘陵地貌特征的形成与这种沉积物有关。

图7

Fig.7

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	图7 浙江中西部永康盆地及金衢盆地白垩系沉积模式(红框为本次的研究微相)Fig.7 Sedimentary model of the Cretaceous in Yongkang and Jinqu Basins, central and western Zhejiang Province (red rectangle marks the studied microfacies)

永康盆地方岩组砾岩和砂砾岩沉积地层丹霞地貌发育(图6-4), 底部分界以断层为界。方岩组以方岩地区最为典型。露头显示厚层冲积扇砾岩和砂砾岩沉积与砂岩及薄层粉砂岩或粉砂质泥岩相交互, 总体上向上变细(图6-5)。可见明显的正粒序, 顶面常有泥质结核或团块, 硅质砂砾层3~4 m(图 6-5)。由于风化作用形成洞穴, 反映间歇式的冲积作用过程。

在方岩内部山脚下观察的杂基支撑砂砾岩, 构成向上粒度变细的沉积序列。砾石成分复杂, 以火山岩砾石为主, 磨圆差, 砾石大者直径可以达10~20 cm(图6-6), 具有近源沉积的特征, 为冲积扇相扇根亚相沉积, 代表间歇性的冲积扇洪水事件。

在永康盆地方岩内飞桥准层序组和准层序观察可以发现, 步云亭拐弯处的剖面为具典型向上变细结构的多旋回砂砾质沉积。向上粒度变细, 为辫状河流沉积, 下部为冲积扇(图 8)。从下向上构成3个准层序组, 每个准层序组显示从高可容空间向低可容空间的变化(吴因业等, 2008a)。每个准层序组可以由多个准层序组成。

图8

Fig.8

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	图8 永康盆地方岩地区内步云亭拐弯处准层序组和准层序Fig.8 Parasequences and parasequence sets around the corner of Buyun Pavilion in Fangyan area, Yongkang Basin

据前人研究, 冲积扇— 扇前辫状河相及基本沉积层序主要出露于公婆岩— 方岩— 西村一线, 为晚方岩期的产物, 具典型的“ 丹霞地貌” 。构成了方岩风景区主要的景观。该相的基本层序下部为厚层状砾岩、砂砾岩, 发育大型板状交错层理、楔状层理; 中部为含砾粗砂岩; 上部为似层状中细粒砂岩、细砂粉砂岩, 常见似层状层理。每个基本层序厚度2~5 m(汪庆华和斯小君, 2000)。

方岩内步云亭拐角处上面可以观看到砾石的定向、近似呈叠瓦状排列, 为扇中沉积。

永康盆地方岩内阶梯蛟龙泉扇根亚相的砂砾岩以粗粒沉积物为特征。冲积扇沉积类型主要为扇根内带、扇根外带、扇中和扇缘沉积(表 2), 其中以扇根内带槽流和扇根外带片流沉积为主, 中部以扇中辫流水道沉积为主, 顶部以扇缘径流水道沉积为主(图 9-1, 9-2)。

图9

Fig.9

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	图9 浙江中西部永康盆地及金衢盆地冲积扇砂砾岩的组分特征Fig.9 Componential features of sandy conglomerate in alluvial fan in Yongkang amd Jinqu Basins, central and western Zhejiang Province

表2

Table2

表2(Table2)

表2 永康盆地方岩地区冲积扇的相带分布(据吴胜和等, 2012, 有修改) Table2 Subfacies distribution of alluvial fans in Fangyan area of Yongkang Basin(modified from Wu et al., 2012)

表2 永康盆地方岩地区冲积扇的相带分布(据吴胜和等, 2012, 有修改) Table2 Subfacies distribution of alluvial fans in Fangyan area of Yongkang Basin(modified from Wu et al., 2012)

永康盆地方岩内步云亭扇中亚相以粗粒沉积物为特征。扇中多期辫流水道叠置, 侧向被漫流砂泥岩分隔, 垂向隔层较连续, 单一水道间具有不稳定夹层。扇缘主体为漫流细粒沉积, 径流水道规模小、厚度小, 侧向被漫流细粒沉积遮挡。方岩内步云亭扇中亚相的砾岩定向排列。

方岩组上部粗粒序沉积物明显最多, 为低可容空间体系域的产物(吴因业等, 2008b)。细粒沉积物增多的部位, 代表可容纳空间的增加(Catuneau, 2002; 吴因业等, 2010), 总体上沉积相从冲积扇扇根向扇中发育(图 10)。

图10

Fig.10

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	图10 浙江中西部永康盆地及金衢盆地白垩系沉积相带分布模式Fig.10 Sedimentary facies distribution model in Yongkang and Jinqu Basins, central and western Zhejiang Province

方岩组顶部可以构成丹霞地貌的砂砾岩, 砾石主要是火山岩(图 9)。颗粒组分主要为火山碎屑, 具砾石定向排列、粒度分异及粒序层理等冲积特征, 表明其形成过程中有水流的作用, 推测为远离火山的沉积。火山活动的复苏, 标志着一个重要的区域性地质事件, 对于区域地层的划分和对比具有重要意义。

多年来的油气勘探实践也表明, 浙江白垩系砂岩和泥质粉砂岩油气显示较好, 例如在永康K10井发现了6层白垩系砂岩具有孔隙型油侵级别的油气显示以及粉砂岩和细砂岩的裂隙型固体沥青。王勇等(2007)对柴达木盆地西缘冲积扇研究后认为, 辫流水道是良好的储集体, 结合本文的白垩系沉积特征和成因模式, 推测不仅扇中的辫流带辫流水道砂体是优质的油气储集体, 而漫流带漫流细粒沉积砂体也有可能发育为较有利的油气储集体, 特别是漫流成因的片状或席状砂岩, 如克拉玛依油田六区克下组漫流砂体的孔隙度达15%, 渗透率为6.8× 10^-3μ m²(郑占等, 2010)。所以, 就粗碎屑沉积的冲积扇砂砾岩储集体而言, 相对较细的组分对油气的聚集更加有利。