Characteristics of weathering of the loess-paleosol sequences in the Late Glacial Period to Middle Holocene in Linfen Basin and implication for climatic significance
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摘要: 了解中国北方晚冰期和全新世时期的气候环境变化及其驱动机制，有助于预测未来气候变化的可能情景。基于黄土高原东南缘临汾盆地的黄土-古土壤剖面，在3个AMS14C年代的支持下，通过粒度、磁化率、土壤有机碳以及地球化学元素等指标，重建了临汾盆地晚冰期至中全新世晚期的气候变化历史。结果表明：宋村沟剖面的黄土和古土壤分别处于初等和中等化学风化阶段，而不同地区风成堆积物的化学风化强度存在明显差异，主要受控于东亚夏季风的区域变化。多指标综合分析表明，晚冰期以来临汾盆地的气候演变经历了4个阶段：晚冰期东亚冬季风较强，气候干冷；早全新世东亚夏季风强化，气候向暖湿转变；早中全新世东亚夏季风达到峰值，为最暖湿的适宜期；中全新世晚期东亚夏季风减弱，气候再次转向干冷；临汾盆地的气候变化主要受控于北半球太阳辐射强度和冰量的变化。Abstract: Exploring the climate and environmental changes and the driving mechanisms during the Late Glacial and Holocene in the northern China is vital to predicting the possible scenarios of future climate change. Based on the loess-paleosol profile of Linfen Basin in the southeastern margin of the Loess Plateau, we analyzed three AMS14C dates, grain size, magnetic susceptibility, soil organic carbon, and geochemical elements, and reconstructed the climate change history of Linfen Basin from the Late Glacial Period to the middle and late Holocene. Results show that the loess and paleosol of the Songcungou section are in the early and middle chemical weathering stages, respectively. The chemical weathering intensity of aeolian deposits in different areas was obviously different, which is mainly controlled by regional variation of the East Asian Summer Monsoon (EASM) intensity. Comprehensive analysis of multiple indicators shows that climate evolution of the Linfen Basin has experienced four stages since the Late Glacial Period. (Ⅰ) In the Late Glacial Period, the East Asian Winter Monsoon (EAWM) was strong, and the climate was dry and cold. (Ⅱ) In the early Holocene, EASM was intensified and the climate became warm and humid. (Ⅲ) In the early Middle Holocene, EASM reached its peak, and the climate was warmest and wettest. (Ⅳ) In the late Middle Holocene, EASM weakened and the climate turned dry and cold again. The climate change in the Linfen Basin was mainly controlled by the changes of solar radiation intensity and ice volume in the Northern Hemisphere.
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Keywords:
- loess /
- Late Glacial Period /
- Holocene /
- East Asian monsoon /
- climate change
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近年来，随着油气勘探程度的提高，火山岩油气藏的勘探也不断取得突破。目前，在全球20多个国家的336个盆地或区块内发现了火山岩油气藏或油气显示[1]。渤海湾盆地火山岩广泛分布，中生界火山岩以中基性-酸性岩为主，主要发育在渤海海域、辽河坳陷、黄骅坳陷（图1a）等，岩性主要为玄武岩、安山岩、粗面岩[2-3] 。除渤海湾盆地外，我国在准噶尔、三塘湖、四川、松辽、海拉尔、二连等盆地的多个构造区相继发现火山岩油气藏，并获得显著的油气探勘成果，火山岩油气藏已经成为我国重要的勘探研究方向[4-9]。
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油气成藏需要充足的油源供给，渤中凹陷是渤海湾盆地东部重要的富烃中心，中生界火山岩层系与沉积层系交互形成的火山-沉积层序成藏组合，利于形成油气藏，中生界火山岩分布区是渤海海域油气勘探的有利区带[10-11]。渤中凹陷自20世纪70年代开始勘探至今，24口钻遇中生界火山岩探井和评价井中，有10口井在火山岩测试中获得油气流，渤中地区火山岩具有良好的勘探前景[12]。但研究区深层潜山地质情况复杂、针对火山岩潜山储层的相关研究还局限于宏观尺度，缺少孔隙微观表征方面的研究，以至于对火山岩储层的形成及改造作用认识不清，优质储层分布规律尚不清楚，制约了研究区火山岩油气藏勘探的深入开展。
潜山储层裂缝发育程度的实验研究可用于评价储层优劣。庞彦明等[13] 和孙先达等[14]利用扫描电镜、X-CT扫描和激光共聚焦扫描技术对松辽盆地北部营城组酸性火山岩储层微观结构进行了定量化描述，发现酸性火山岩微观孔隙结构具有孔喉比超大的特征；姜振学等[15]利用二氧化碳吸附、甲烷吸附、氮气吸附和高压压汞对川东南地区龙马溪组页岩孔隙结构进行了研究，证实了孔隙结构对页岩含气性具有控制作用；刘翰林[16]使用恒速压汞、扫描电镜、铸体薄片等方法对比分析了陇东地区不同构造段砂岩储层微观结构差异，建立了不同储层类型的成因模式及孔隙演化。陶圩等[17]使用声发射检测技术研究了渤中凹陷深层多种潜山储层岩性在压性环境及张性环境下微裂隙发育特征。声发射技术能够实时、不间断地反馈岩石样品在受力状况下其内部微裂缝的产生以及扩展过程，并且能够对微裂隙位置进行准确定位[18-20]。作为一种便捷且经济的实验技术, 在储层裂隙发育特征研究中拥有良好的应用前景。
本文以中生界安山岩为例，研究渤中凹陷中生界火山岩潜山储层的裂隙发育特征，结合渤中区域安山岩潜山经历的挤压和拉张构造应力场，开展了压性构造环境和张性构造环境下裂隙发育程度实验。使用声发射技术记录实验过程中出现的微裂隙，分析不同应力条件下微裂隙发育特征和空间分布规律，结合岩石光薄片鉴定，识别微裂隙发育形态和规模；结合渤中地区构造演化历史，探讨张性和压性构造应力环境下中生界火山岩微裂隙发育能力及储集能力优劣。
1. 区域地质背景
渤海湾盆地是华北克拉通东部地块上的一个中、新生代盆地[21]，位于华北地区中北部，是我国重要的含油气盆地。渤海湾盆地在印支期受到华北板块在南部与华南板块碰撞、北部与东北地块群碰撞的控制，燕山期主要被古太平洋板块向欧亚大陆东缘俯冲作用所约束，喜山期受到太平洋板块俯冲和印度-欧亚大陆碰撞远程效应的叠加影响[22-23]。燕山中—晚期，尤其是晚侏罗世以后，渤海湾盆地地质构造最为活跃，受古太平洋板块俯冲作用影响，渤海湾盆地东部形成了NNE向的走滑断裂带[24]，盆地表现为东部拉张和西部挤压，同时深部软流圈岩浆上涌，火山活动在中生代十分强烈，渤海湾盆地也是中国东部岩石圈最薄的地区[2]。
渤中凹陷位于渤海湾盆地东部海域，其四周主要与凸起相邻，东、南、西、北依次是渤东低凸起、渤南低凸起、沙田凸起和石臼坨凸起（图1b），凹陷面积8634 km2。凹陷呈NE走向，东北部较窄，向西南部逐渐变宽，是渤海湾盆地的沉积中心，沉积厚度大，生烃物质基础雄厚，是重要的富烃凹陷[25-26]。中生代以来，华南板块和华北板块挤压碰撞，使渤中凹陷局部抬升遭受剥蚀，三叠系几乎被剥蚀殆尽，仅局部留有余存。侏罗纪以后，太平洋板块对华北板块的高角度俯冲，郯庐断裂带相应发生大规模的左旋走滑，同时深部软流圈大规模上涌活动，幔源岩浆增生到地壳底部发生侵入作用，在这两种机制的联合作用下，渤海湾盆地发生了大规模的裂陷作用，并伴有大规模的火山活动，在研究区形成了巨厚的中生界火山岩地层[27]。
研究区中生界火山岩的空间展布具有差异性，平面上东部主要呈NE向展布，沿郯庐断裂带发育，其发育重点区为渤东低凸起、渤南低凸起以及石臼坨凸起等，而在渤海中、西部海域分布范围相对零星（图1b）。据渤中凹陷钻井资料，中生界发育侏罗系和白垩系火山岩，而缺失下三叠统。 侏罗系自下而上发育兴隆沟组、北票组、海房沟组、髫髻山组和土城子组，海房沟组主要为粗碎屑砂砾岩，局部夹杂煤层，髫髻山组火山岩范围较小，局部地区存在中酸性侵入岩体。白垩系自下而上发育义县组、九佛堂组、沙海祖、阜新组以及孙家湾组，其中，九佛堂组至孙家湾组以河湖相沉积为主，主要为泥岩，局部夹杂薄层砂岩，火山岩不发育；义县组火山岩最为发育，且发育基性-中性-酸性的岩浆演化序列，可划分3个喷发旋回（图2） [28]。旋回一发育基性-中基性火山岩，岩性以玄武岩、玄武质安山岩为主；旋回二发育安山岩、玄武安山岩和凝灰岩，其中下部为中性肉红色安山岩和凝灰岩，中部为灰绿色安山岩、安山质角砾岩和凝灰岩，上部为灰色英安岩和灰绿色的英安质角砾岩；旋回三发育酸性火山岩，下部以英安岩为主，中部为英安岩和英安质角砾岩互层，上部岩性复杂，岩相呈多样化，以流纹岩、流纹质角砾岩、粗面岩、粗面质角砾岩及凝灰岩夹层为主[29-31]。
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2. 实验方法和数据分析
2.1 样品制备
根据钻井资料，安山岩为渤中地区火山岩油气藏重要储层之一，其中石臼坨凸起、渤东低凸起等构造的安山岩储层都有明显裂缝发育[2,32]。本文样品采自于渤中地区深部中生界安山岩地层延伸至山东鲁西地区的中生界安山岩野外露头（采样点坐标：35°42′26.9″N、118°58′47.5″E），鲁西地区与渤中凹陷具有相同的大地构造环境和演化历史，且两地安山岩岩石学特征相似[33-34]，是类比的好材料，采样位置如图1a所示。结合渤中凹陷构造演化过程，安山岩裂隙发育实验按加载条件可分为压性和张性两类。样品尺寸及实验参数如表1所示，压性环境的安山岩样品为高80 mm、直径40 mm的圆柱样；张性环境的安山岩样品为高30 mm、直径60 mm的圆盘样（表1）。
表 1 样品尺寸及实验参数Table 1. Sample size and experimental parameters实验编号 加载条件 样品尺寸 声发射探头数量 加载速度 峰值应力 Exp.1 压性 Φ40 mm×80 mm 13 0.1 kN/s 100% Exp.2 压性 Φ40 mm×80 mm 13 0.1 kN/s 70% Exp.3 张性 Φ60 mm×30 mm 14 0.02 kN/s 100% 2.2 实验加载和数据分析
本实验加载在CTM微机伺服控制液压试验机上开展，使用16通道声发射全波形采集与分析系统记录实验过程的声发射信号，声发射探头分布位置如图3所示。压性环境下的裂隙发育实验分两组进行（Exp.1和Exp.2），以0.1 kN/s的速度进行载荷加载，Exp.1对安山岩柱样进行连续加载，直至样品发生脆性破裂；Exp.2对安山岩样品进行分段加载，以Exp.1安山岩样品的破坏时峰值应力基准，分段加载至峰值应力的20%、40%、60%、70%，对比分析不同应力阶段的裂隙发育规模。本文定义0～20%峰值应力为低应力阶段，20%～70%峰值应力为中等应力阶段，大于70%峰值应力为高应力阶段。张性环境下的裂隙发育实验为Exp.3，保持0.02 kN/s的速度进行载荷加载，直至样品发生脆性破裂（表1）。
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图 3 实验样品尺寸及声发射探头排布a：压性条件样品布局，b：张性条件样品布局。Figure 3. Test sample size and layout of acoustic emission probea: Layout of compressive condition samples, b: layout of tensile condition samples.实验加载完成，将安山岩样品沿横截面每隔5 mm制作一个岩石光薄片，分析岩石受力变形后微裂隙的发育类型、充填情况以及各应力阶段内微裂隙发育特征。本文使用的声发射定位分析软件为中国地震局地质研究所研发的“AE007”，声发射定位原理基于时差定位法，并通过提高传感器下限及控制波速范围实现了平抑波速场不均对定位结果的误差[35-36]。定位结果可直观反映岩石内部声发射源位置、裂纹初始位置、岩石损伤状况和不同加载阶段裂隙的发展程度。
3. 微裂隙发育实验结果
3.1 压性环境下安山岩微裂隙发育特征
Exp.1为安山岩样品连续加载至破裂，整个加载过程中均有微裂隙产生，但不同应力状态下微裂隙发育的规模和空间分布差异较大（图4a），在低应力状态阶段（0～20%峰值应力）和高应力状态阶段（＞70%峰值应力），样品所产生的微裂隙比中等应力状态阶段（20%～70%峰值应力）更多（表2）。低应力状态阶段，样品的声发射数量维持在较高水平，较短时间内样品产生了大量微裂隙。微裂隙定位结果显示，此阶段产生的微裂隙主要集中在样品中心的局部区域，另有一些微裂隙零星分布于样品两端。在中应力状态阶段，随着应力增加，声发射数量较少，微裂隙规模很小，主要分布在样品两端，说明样品中部先存裂隙被逐步压实，没有形成新的微裂隙。期间出现了一次较为明显的声发射事件丛集，定位结果显示微裂隙位于样品中下部，说明早期形成于样品中部的微裂隙在中等压应力阶段向下扩展。高应力状态阶段，样品进入塑性变形并最终破裂，声发射事件率快速上升，峰值应力前声发射事件率出现回落几乎消失，随后突增至最高，表明样品内部微裂隙贯通形成宏观裂缝（图4b）。
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图 4 压性环境下声发射事件率及空间分布演化a：Exp.1声发射事件率，b：Exp.1微裂隙空间分布及演化，c：Exp.2声发射事件率，d：Exp.2微裂隙空间分布及演化。Figure 4. The acoustic emission event rate and the evolution of spatial distribution in compressive environmenta: Exp.1 acoustic emission event rate, b: Exp.1 spatial distribution and evolution of microcracks, c: Exp.2 acoustic emission event rate, d: Exp.2 spatial distribution and evolution of microcracks.表 2 实验结果统计Table 2. Statistics of experimental results实验编号 最大应力/MPa 声发射数量 累计数量 低应力阶段0～20% 中应力阶段20%～70% 高应力阶段70%～100% Exp.1 166.4 444 154 734 1332 Exp.2 116.4 630 75 705 Exp.3 6.3 114 462 644 1220 Exp.2为安山岩样品分段加载实验，安山岩样品在各加载阶段产生的微裂隙如图4c和图4d，微裂隙主要产生于低应力状态阶段，其微裂隙数量占比为90%。低应力状态阶段，样品内部形成了一定规模的微裂隙，声发射事件率较高。该阶段微裂隙主要分布在两端，中部为微裂隙空白区域。说明样品上下部的先存裂隙相对发育，先存裂隙在较低应力状态下再活化并扩展。随着应力加载，安山岩样品在中等应力状态阶段仅产生了少量微裂隙，声发射事件率较低。根据微裂隙定位结果，该阶段产生的微裂隙主要出现在样品的上部和下部（图4d）。
3.2 张性环境下安山岩微裂隙发育特征
Exp.3为安山岩样品的张性环境微裂隙发育实验，在低应力状态阶段持续有微裂隙形成，但整体声发射事件率不高（图5a），该阶段产生的微裂隙规模除了小规模出现在样品下部外，绝大多数集中于临近加载端的样品上部。随着应力的增加，在中应力状态阶段样品内部微裂隙持续产生，并形成明显的声发射集中区（图5b）。说明样品上半部分微裂隙开始稳定地扩展汇聚。在高应力状态阶段，声发射事件率水平随应力增大而逐渐上升，这个阶段样品产生了大量微裂隙。该阶段样品产生的微裂隙主要位于中上部，此时样品上部的裂隙进入非稳定扩展阶段，开始向下延伸，最终与样品下部裂隙贯通形成主破裂面。
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图 5 张性环境下声发射事件率及空间分布演化a：Exp.3声发射事件率，b：Exp.3微裂隙空间分布及演化。Figure 5. Acoustic emission event rate and evolution of spatial distribution in tensional environmenta: Exp.3 acoustic emission event rate, b: Exp.3 spatial distribution and evolution of microcracks.不同的应力环境下，安山岩微裂隙发育特征有所不同。压性环境中，安山岩在低应力状态下就有较大规模微裂隙产生，而随着应力升高，微裂隙发育规模扩大的幅度很小；而张性环境下，安山岩在高应力状态阶段微裂隙最为发育，在其余阶段也有多次的声发射脉冲，规模不大。
3.3 微裂隙发育形态
通过实验后岩石光薄片显微分析，安山岩样品内部多具有斑状、交织结构，偶见玻晶交织结构，其中斑晶为中性斜长石、角闪石，偶见辉石，与渤中凹陷深层安山岩对比，其矿物组合、结构、构造等特征相似[33-34]。此外，构造缝、溶蚀孔和溶蚀缝非常发育（图6-8）。图6和图7分别为分段加载实验Exp.2中z=15 mm处和z=10 mm处的岩石光薄片的显微分析，声发射定位处的微裂隙较多，如图6b和7b中圆点所示。图8为Exp.1中z=70 mm处的岩石光薄片的显微分析。从发育形态看，构造缝较为平直，延伸较长（图6f），可见切穿长石、切割溶蚀缝（图6d，图7e），先存构造缝存在被溶蚀填充的现象（图7f）；溶蚀缝多呈不规则脉状，缝宽不一致，内边缘较平滑，部分也被填充物填充不能作为有效储层空间（图7c）；长石中发育了大量溶蚀孔（图7d）；一部分原生气孔被充填为杏仁（图6d，图8f）。
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图 6 Exp.2样品高度为15 mm微裂隙分布及发育特征a：Exp.2样品微裂隙空间分布，b：z=15mm岩石薄片及微裂隙投影分布，c：溶蚀缝，d：构造缝切穿长石，e：杏仁体，f：构造缝。Figure 6. Exp.2 distribution and development of microcracks in sample height of 15mma: Spatial distribution of microcracks in Exp.2 sample, b: z=15 mm rock slice and microcracks projection distribution, c: corrosion joint, d: structural joints cut through feldspar, e: amygdala, f: structural joint.![]()
图 7 Exp.2样品高度为10 mm微裂隙分布及发育特征a：Exp.2样品微裂隙空间分布，b：z=10 mm岩石薄片微裂隙投影分布，c：溶蚀缝，d：溶蚀孔，e：构造缝（切割溶蚀缝），f：构造缝（部分被溶蚀填充）。Figure 7. Exp.2 distribution and development characteristics of microcracks with a sample height of 10mma: Spatial distribution of microcracks in Exp.2 sample, b: projection distribution of microcracks in z=10 mm rock slice, c: corrosion joint, d: corrosion hole, e: structural fracture (cutting corrosion fracture), f: structural fracture (partially filled by corrosion).![]()
图 8 Exp.1样品高度为70 mm微裂隙分布及发育特征a：Exp.1样品微裂隙空间分布，b：z=70mm岩石薄片及微裂隙投影分布，c：构造缝（裂缝边缘裂缝），d：构造缝（裂缝内裂缝），e：溶蚀缝，f：杏仁体。Figure 8. Exp.1 distribution and development of microcracks with a sample height of 70 mma: Spatial distribution of acoustic emission of Exp.1 sample, b: projection distribution of rock slice and acoustic emission at z=70 mm, c: structural crack (crack edge crack), d: structural fractures (fractures within fractures), e: corrosion joint, f: amygdala.压性环境下，声发射定位的微裂隙分布位置与安山岩先存裂隙比较吻合，表明实验中安山岩产生的微裂隙主要来源于先存构造缝、溶蚀缝和溶蚀孔的“再活化”。这些“再活化”的裂缝分为“边缘型裂缝”（图8c）和“缝内型裂缝”（图8d），新产生的构造缝形成于先存裂隙周围或内部。在一定的构造应力下，裂缝优先发育在“较弱”的低强度区域，如先存的裂缝。叠加不同应力阶段的声发射定位（图6-7），在中、高应力阶段所产生的微裂隙分布于在低应力阶段产生的微裂隙区域内，且位置更加集中，表明安山岩在高应力状态产生的微裂隙是对低应力状态下产生的微裂隙的进一步加宽和扩展。张性环境下声发射定位和安山岩裂缝的相对位置一致，主断裂与声发射定位比较吻合；在主断裂两侧还产生了多条次断裂（图9）。
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图 9 Exp.3样品高度为10 mm微裂隙分布及微裂隙发育特征a：Exp.3样品微裂隙空间分布，b：z=10 mm岩石薄片及微裂隙投影分布，c-f：主破裂带。Figure 9. Exp.3 distribution and development of microcracks with a sample height of 10 mma: Spatial distribution of microcracks in Exp.3 sample, b: z=10 mm rock slice and microcracks projection distribution, c-f: main fracture zone.4. 讨论
4.1 渤海湾盆地火山岩裂缝特征
山东省鲁西地区北部紧邻渤海湾盆地，位于郯庐断裂带以西，与渤中凹陷具有相同的大地构造环境和演化历史[37-38]，可用于野外对比，来分析渤海湾盆地深部潜山构造储层的发育情况。据鲁西地区30多个野外露头观察研究，主要发育火山熔岩和火山碎屑岩两大类。火山熔岩含有安山岩，普遍发育气孔构造；火山碎屑岩主要为安山质碎屑岩和凝灰质碎屑岩，表层构造缝和内部裂缝均比较发育。该区火山岩地层不仅受到多期强烈构造作用的叠加改造，更经历长时间的风化作用影响，大尺度上发育断层，甚至多期断层（图10a、b），小尺度上发育构造裂缝、风化裂缝（图10c、d）。
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图 10 鲁西地区火山岩裂缝发育特征a：断层；b：两期断层(左行为早期，右行为晚期)；c：构造裂缝；d：风化裂缝。Figure 10. Development of typical fractures in volcanic rocks in western Shandong Provincea: Fault; b: two-stage fault (early left behavior and late right behavior); c: structural cracks; d: weathering cracks.渤中凹陷火山岩储层成因类型多，物性差异大，有效储层形成机理与分布规律制约着深层勘探的进一步发展。为此，众多学者针对渤中部地区中生界火山岩储层特征及主控因素进行了大量研究。研究者通过岩芯和岩石薄片分析，将火山岩储层储集空间类型按成因划分为裂缝、原生孔隙和次生孔隙三大类，其中主要的储集空间以次生孔隙与裂缝为主[2, 39]。渤中地区中生界火山岩地层遭受了多期旋回的构造作用，长期暴露于地表，受到强烈的风化淋滤作用，形成了规模大且复杂的裂缝系统。构造缝主要为高角度裂缝、直立缝和斜交缝，切割形态平直且延伸较远，充填程度一般为半充填或全充填（图11b）；溶蚀缝常与溶蚀孔和构造缝交错相连，缝面呈不规则长条状，多为未充填或半充填状（图11a）。 从野外勘查结果和钻井岩石光薄片分析，渤海湾盆地发育的中生界火山岩裂隙较为发育，与实验结果一致，具备形成优质储层的能力。
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图 11 渤中凹陷中生界火山岩裂缝发育特征火山角砾岩，渤中凹陷西南部，4218 m，正交光，×25。Figure 11. Fracture development of the Mesozoic volcanic rocks in Bozhong SagVolcanic breccia in 4218m in the southwest of Bozhong Sag, orthogonal light, ×25.4.2 构造运动对火山岩储层的影响
渤中凹陷构造演化过程及构造格局对于研究火山岩储层优劣有着关键作用。渤中凹陷中生界火山岩潜山经历了中生代燕山期及新生代喜山期构造运动。燕山期，华北板块受到太平洋板块俯冲作用，郯庐断裂经历了左旋走滑断裂作用，渤中凹陷处于左旋压扭的构造应力场中[40-41]（图12）。太平洋板块的俯冲作用为火山岩潜山储层形成初始断裂提供了必要的动力条件。通过实验分析，火山岩在低压应力时期即可在先存的裂缝周围形成大量微裂隙，随着压应力的不断增大，大量挤压裂隙产生并形成大规模断裂系统，断裂带贯穿始终。然而，薄片和岩芯资料表明，先存裂隙部分已被溶蚀充填，不能作为有效的储集空间。即使部分先存裂隙被充填，也有利于在后期构造作用下裂缝的重新活化。
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由于印度板块与华北板块的碰撞，新生代渤中凹陷处于喜山期南北向伸展构造应力场[42-43]。在北南向伸展作用下，断层重新活动为伸展断层，形成一系列北东向正断层[44]。喜山期构造作用不足以形成新的大尺度裂缝。然而，该构造作用阶段对先存裂隙的“再活化”至关重要，这一时期是有效裂缝形成的关键时期。前期挤压形成了大规模的断裂系统，在喜山期构造作用下重新被激活[45-46]。
综上，渤中凹陷中生界火山岩自中生代以来遭受了强烈压扭作用，同时经历了多期深部岩浆-热液作用和火山活动，在火山岩地层内部广泛发育构造缝、溶蚀孔和溶蚀缝。后期又受喜山期伸展改造作用，内部溶蚀孔、缝及构造缝也得到了进一步的改造扩展，渤中凹陷烃源层产生油气物质随大型断裂及不整合面进入火山岩岩层，储油气潜山逐渐形成，运储能力得以提升，具备成为优质储层的基本条件。此外，构造作用和风化作用对火山岩潜山储层的影响是相互关联的。构造应力不仅影响裂缝类型和密度，还控制着风化程度。裂缝越发育内部裂缝更容易受到强烈溶蚀扩展，导致形成更厚的风化壳和裂缝周围更宽的风化带，这对油气储运空间的形成至关重要。
5. 结论
（1）根据野外观察和实验对比分析，渤中凹陷安山岩储层内部广泛发育裂隙，其主要类型为构造缝、溶蚀孔和溶蚀缝。
（2）安山岩在张性和压性环境下均具备微裂隙发育能力，但不同的应力环境下微裂隙发育特征有所不同。在压性环境下，安山岩在低应力状态阶段就有较大规模微裂隙产生，而张性环境下安山岩在高应力状态阶段微裂隙最为发育，其原因可能是安山岩本身含有大量先存构造缝、溶蚀缝和溶蚀孔，受较小的应力后“再活化”产生微裂隙。
（3）渤中凹陷中生界安山岩储层经历了多期构造运动的叠加改造，尤其是喜山期对先存裂隙的“再活化”至关重要，前期挤压形成了大规模的断裂系统，在喜山期构造作用下重新被激活，是有效裂缝形成的关键时期。
致谢：在实验和数据处理过程中受到了中国地震局地质研究所刘培洵副研究员、郭彦双副研究员和齐文博副研究员的指导和帮助，在此表示衷心的感谢!
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图 1 研究区概况图
a. ①宋村沟剖面(即SCG)，②武威剖面，③西峰剖面，④洛川剖面，⑤下蜀剖面，⑥宣城剖面； b. 临汾盆地地形图； c. 野外剖面图(左)、地层单元图(右)。
Figure 1. Overview and field section distribution of the study area
a: ① Songcungou (SCG) section, ② Wuwei section, ③ Xifeng section, ④ Luochuan section, ⑤ Xiashu section, ⑥ Xuancheng section; b:topographic in Linfen Basin; c: a representitive field section (left) and the stratigraphic division (right).
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图 3 宋村沟剖面粒度频率分布曲线
Figure 3. Grain-size frequency distribution curves of the Songcungou section
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图 4 宋村沟剖面磁化率、OC (土壤有机碳含量) 及Kd (粗粉砂与黏土比值) 曲线
Figure 4. Profiles of magnetic susceptibility, OC (soil organic carbon content), and Kd (coarse silt/clay) of the Songcungou section
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图 5 宋村沟剖面常量元素含量和磁化率曲线
Figure 5. Profiles of constant element content and magnetic susceptibility of the Songcungou section
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图 6 宋村沟剖面与其他风成沉积物剖面化学风化参数CIA与Na/K关系散点图
Figure 6. Relationship between chemical weathering parameters CIA and Na/K of the Songcungou section and other aeolian deposits
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图 7 宋村沟剖面与其他风成沉积物剖面的A-CN-K图
A为Al2O3，CN为CaO*+Na2O，K为K2O，PI为斜长石，Ks为钾长石，Sm为蒙脱石，IL为伊利石，Ka为高岭石。
Figure 7. A-CN-K diagram of the Songcungou section and other aeolian deposits
A:Al2O3,CN: CaO*+Na2O, K: K2O, PI: plagioclase,Ks: potassium feldspar, Sm: smectite, IL:illite, Ka: kaolinite.
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图 8 宋村沟剖面的环境指标与其他古气候记录对比
A.宋村沟剖面化学蚀变系数(CIA)，B.由靖远黄土无机碳酸盐δ13C推断的湿度记录[30]，C.黄土高原白草塬黄土-古土壤磁化率的变化[31]，D.由巴彦查干湖孢粉推测的年降水量记录[32]，E.由巴彦淖尔湖总有机碳(TOC)含量推断的湿度记录[33]，F.根据猪野泽湖云杉属和松花粉含量推断的湿度记录[37]，G.山西莲花洞石笋δ18O记录[32]。
Figure 8. Comparison of environmental indices between the Songcungou section and other paleoclimate records
A: Chemical alteration coefficient (CIA) of the Songcungou section, B: humidity record inferred from δ13C of inorganic carbonate in Jingyuan loess[30]; C: magnetic susceptibility variation of the Baicaoyuan loess-paleosol[31], D: annual precipitation record inferred from pollen-spore spectra from Bayan Chagan Lake[34], E: moisture record inferred from total organic carbon (TOC) content of Bayan Nuur Lake[33], F: humidity record inferred from pollen content of Picea spp. and Pinus spp. in Zhuyeze Lake [37], G: δ18O records of stalagmites in the Lianhua Cave[32].
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图 9 CIA、SiO2/Al2O3、Rb/Sr、Zr/Rb与与其他古气候记录对比
Figure 9. Comparison in CIA, SiO2/Al2O3, Rb/Sr, Zr/Rb between Songcungou section and other paleoclimate records
表 1 宋村沟剖面年代记录
Table 1 Age dating records of the Songcungou section
序号 实验室编号 深度/cm 材料 14C年龄/ aBP 校正年龄中值/cal.aBP 1 Beta-625760 260 有机沉积物 5960 ±30 6785 2 Beta-625761 350 有机沉积物 9350±30 10550 3 Beta-625762 490 有机沉积物 12500±40 14503 
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表 2 宋村沟剖面及其他风成沉积物常量化学元素平均含量
Table 2 Average content of major chemical elements of the Songcungou section and other aeolian deposits
土壤剖面 参数 SiO2/% Al2O3/% Fe2O3/% MgO/% CaO/% Na2O/% K2O/% TiO2/% CIA 宋村沟黄土(n=257) 平均值 61.16 11.93 4.30 1.94 7.71 1.39 2.34 0.41 62.66 变异系数 0.05 0.03 0.06 0.08 0.29 0.08 0.04 0.02 宋村沟古土壤(n=98) 平均值 65.20 14.23 5.25 2.10 2.41 1.28 2.88 0.48 65.91 变异系数 0.02 0.04 0.05 0.04 0.62 0.03 0.04 0.02 西峰红黏土[19](n=5) 平均值 63.75 15.05 5.28 2.89 0.90 1.16 3.00 0.76 70.01 武威黄土[20] (n=18) 平均值 58.77 11.37 2.70 2.86 7.91 1.77 2.16 0.70 58.21 下蜀黄土[21] (n=20) 平均值 68.07 13.32 5.30 1.61 1.00 0.92 2.35 0.81 71.04 洛川黄土[22] (n=13) 平均值 67.10 13.99 4.39 2.22 0.96 1.73 2.99 0.72 64.80 洛川古土壤[22] (n=12) 平均值 64.85 14.93 5.16 2.21 0.82 1.39 3.18 0.76 68.18 宣城红土[23] (n=21) 平均值 66.46 13.44 6.16 0.52 0.11 0.14 1.34 1.06 88.32 上陆壳[24] (UCC) 平均值 66.00 15.20 5.00 2.20 4.20 3.90 3.40 0.50 47.92 陆源页岩[24] (PASS) 平均值 62.80 18.90 7.22 2.20 1.30 1.20 3.70 0.16 70.36
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