盆地发育的区域构造背景

1.陆块和造山带

中国东部自北而南有松辽、华北、扬子、华夏4个陆块，这些陆块在晚古生代—印支期（或燕山早期）连成一体，其间被近东西向的大兴安岭造山带、秦岭-大别造山带、东南造山带和特提斯造山带分隔。本书涉及的中国东部陆相断陷含油气盆地发育于华北陆块、秦岭造山带和扬子陆块之上（图1-1）。

华北陆块最终固结于古元古代末期的吕梁运动，变质基底由太古宙—元古宙变质岩系组成，沉积盖层包括中新元古代浅海相碎屑岩及碳酸盐岩、寒武纪—中奥陶世广海碳酸盐岩、晚石炭世—二叠纪海陆交互相含煤碎屑岩系以及中新生代陆内裂谷盆地陆源碎屑岩和各种松散堆积物，中国东部区域的岩浆活动十分强烈。

扬子陆块最终固结于新元古代的晋宁运动，变质基底以中新元古界浅变质岩系为主，局部有新太古代—古元古代变质岩系。沉积盖层较厚，包括早震旦世磨拉石建造和冰碛岩，晚震旦世—志留纪广海碳酸盐岩和碎屑岩，泥盆纪—中三叠世海相碳酸盐岩、碎屑岩和海陆交互相含煤岩系。晚二叠世西南部有裂谷活动，在川滇东部有大面积的晚二叠世玄武岩流形成。晚三叠世—中新生代为陆内裂谷盆地含煤碎屑岩、红色碎屑岩和含膏盐岩系，中生代以来岩浆活动强烈。

三叠纪晚期开始的印支运动，使华北陆块与扬子陆块沿秦岭—大别一线对接碰撞，形成中国东部统一的大陆板块，并由此转入中、新生代陆相断陷盆地形成与演化为特征的构造阶段，板块之间的相互作用导致盆地内部明显的构造变格。

中生代是中国东部重要的构造变革时期，发生了多次构造变革运动。图1-2是基于最新古地磁研究（Gilder,1998）建立的华北和扬子陆块中生代构造动力学模式：早中三叠世，扬子陆块顺时针转向华北陆块，二者之间的古秦岭洋闭合，这个时期的郯庐断裂性质为转换断裂；晚三叠世—早侏罗世，华北和扬子陆块开始在大别山地区碰撞，大别山地区呈角状开始楔入到扬子陆块内部，导致华南盖层中褶皱和断裂作用产生，郯庐断层成为陆内剪切带；中侏罗世，陆-陆碰撞继续使扬子陆块变形，由于大别山的碰撞楔入作用，郯庐断裂继续加长；晚侏罗世，华北和扬子陆块碰撞结束，原始太平洋板块俯冲作用开始，大规模的岩浆侵入作用和火山作用发生；白垩世时期，与俯冲作用有关的火山作用继续在海岸地区发生，郯庐断裂继续左旋位移。新生代期间，随着太平洋板块俯冲方向由NNW向NWW的变化，郯庐断裂右旋位移。新近纪时期菲律宾海板块开始楔入到欧亚板块和太平洋板块之间，并在10Ma之后与太平洋板块一起向NWW俯冲。

图1-1 中国东部断陷盆地分布图

图1-2 华北及扬子陆块中新生代构造演化

（据Gilder,1997）

在上述动力学背景之下，华北地块内部盆地的分布和类型发生明显规律性的变化。三叠纪大鄂尔多斯盆地原型为近东西向展布的大型陆内坳陷型盆地；早中侏罗世，鄂尔多斯盆地的东界西移，华北地块的东部出现一系列小型的坳陷型盆地，显示出原始太平洋板块开始对盆地发育产生影响；晚侏罗世—早白垩世，鄂尔多斯盆地继续大规模向西退缩，华北地块东部发育NE或NNE向展布的断陷盆地；新生代，NE向渤海湾盆地形成，盆地内部的沉降带表现为从周边向中心迁移，由西向东、由南向北最后集中到渤海海域。

2.基底走滑断裂系统和褶皱逆冲断裂系统

NNE-NE向基底走滑断裂带在中国东部广泛分布，著名的郯城-庐江断裂带、兰考-聊城断裂、太行山山前断裂带和东南沿海断裂带等对中国东部盆地的发育有重要的控制和影响作用。这些大型的基底走滑断裂带在深部多表现为直立，具有逆冲或平移性质，而浅部多表现为正断层特征，且从上到下有3个发育程度不一的高导低阻、低速带，因而断裂发育区的地壳结构表现为鱼骨架状的结构（刘国栋，1984；袁学诚等，1990；张先康等，1999)，同时沿这些断裂带，新生代火山岩发育，并呈裂隙式喷发。

郯庐断裂带是一条纵贯我国东部的规模宏伟、具多期活动的NNE向深大断裂带。全长达3600km（朱光等，2001），南起安徽庐江南部，至山东郯城，向NE延伸穿过渤海，进入辽宁后，在沈阳地区附近分为2支，一支为依兰-舒兰断裂带，另一支为敦化-密山断裂带。一般认为郯庐断裂的走滑作用始于晚侏罗世-早白垩世(Xu等，1993)，⁴⁰Ar/³⁹Ar同位素年代测定(朱光等，2001)表明，在135～100Ma期间，郯庐断裂带主要表现为左行张扭特征，在古近纪—新近纪不同地段由南往北依次卷入伸展活动，广泛出现了伸展盆地(朱光等，2001)。新近纪(约23 Ma以来)，郯庐断裂带主要表现为右旋压扭，在辽东湾地区、莱州湾凹陷等盆地均可见逆冲断层和正花状构造。

兰考-聊城断裂（兰聊断裂）也是一条规模较大的NE向断裂带，总延伸方向30°～45°，全长大于600km，以聊城-兰考段较为清楚，在兰考地区继续向西南延伸，而向北东延伸至盐山，经大港滩海沿岸带或略偏东侧、秦皇岛、辽河油田西部凹陷西斜坡，并可能和辽河中央凸起西侧的台安-大洼断裂相连，至沈阳北凹陷与敦化-密山断裂带相接。

兰聊断裂的盐山-歧口-新港隐伏断裂带区段，为前古近纪产生的深大断裂带。三维深地震测深资料(张先康等，1999)显示，盐山-埕西断裂为一切割Moho面的断层，存在3.6～4.1km的落差，它分割了华北中央地块与渤鲁地块，是两种不同类型结晶基底的重大分界线。兰聊断裂带至少是在中生代中晚期就已开始形成(田克勤等，2000)，它自始至终控制着沉积和构造的发育，不仅控制了NNE走向的巨厚中生界(包括三叠系、中下侏罗统等)沉积，而且古近纪以来作为凹陷的东界断裂持续强烈活动。新近纪仍有活动，但垂直落差幅度变化不大。因此，基底走滑断裂体系经历过复杂的演化历史，包括左旋与右旋、张扭与压扭的转换，清楚地反映了中国东部中、新生代应力场曾发生过多次反转。郯庐断裂从渤海湾盆地的东部基底部分穿过，在古近纪运动的性质为右旋，对渤海湾盆地的演化有明显的影响。在东北延伸部分依兰-伊通断裂带中有以伊通地堑为代表的含油气盆地；沿抚顺-密山断陷带有抚顺、梅河口等断陷盆地。这些分布于现今走滑带中的盆地在演化过程中均表现出伸展与走滑的双重过程。

褶皱逆冲断裂系统在中国东部基底岩系内广泛发育，成为除了区域走滑断裂系统之外第二类重要的构造类型。这些先存逆冲断裂的负反转作用，对盆地的发育和演化产生了深刻的影响。一些大型的逆冲断层在新生代伸展断陷期间常常发生负反转作用而控制了新生代盆地的发育和演化。

区域研究表明，印支期华北陆块和华南陆块的碰撞及燕山期来自原始太平洋板块的俯冲作用是基底中生代褶皱逆冲构造系统发育的主要动力学背景。在华北陆块内，印支运动旋回可以分为早期和晚期两个阶段，早期发生在早-中三叠世末，晚期发生在晚三叠世末。早印支期构造主要表现为大型的NWW或近EW向分布的宽缓背向斜构造，而晚印支期构造则表现为强烈的逆冲推覆构造。燕山运动是中国东部古亚洲构造域向西太平洋构造域转变和调整的构造变革时期，济阳坳陷燕山期的构造叠加在印支期板块东西向构造之上，燕山期原始太平洋板块的俯冲作用占据主导地位，形成NE或NNE向褶皱逆冲断裂系统和同方向的盆地的发育（图1-3）。

图1-3 华北地区三叠纪（左）和早—中侏罗纪（右）构造纲要图

中扬子地区早燕山期最显著的构造变动是南部江南-雪峰造山带和北部秦岭-大别造山带的强烈造山作用。首先，南华造山带继加里东期、印支期由南往北逐步挤压推进至江南隆起北缘（中扬子南缘），早燕山期快速隆升并继续向北推进至整个中扬子区，其产生的强烈挤压，造成中扬子区发生板内层间拆离、滑脱、褶皱、断裂。随后，由于太平洋板块活动加剧，扬子与华北板块全面碰撞拼合，扬子板块向华北板块之下俯冲，秦岭-大别造山带全面隆升挤压，在南北对冲挤压作用影响下，同时受郯庐断裂转换及黄陵隆起等边界作用的控制，自侏罗纪末期开始，沉积盖层强烈变形变位，形成了南、北两大弧形盆山体系（构造带）相互叠加、影响的对冲挤压构造格局（图1-4）。北部大洪山弧形构造带是在早燕山期受控于东秦岭-大别造山带，在统一的NE向的挤压应力作用下形成的。由于南部弧形构造形成略早，因此大洪山弧形构造形成时受到了南部弧形构造和西部黄陵隆起的双重砥柱作用，弧形构造发育不完整，同时由于其形成的区域应力场是由NE指向SW，应力方向与南部弧形构造的弧顶呈角度很小的锐角，因此大洪山弧形构造形成时产生了沿南部弧形构造前缘断裂——问安寺-纪山寺-潜北-天门河断裂的左行滑动，向西逃逸，使得弧形构造在潜北-天门河断裂以北的荆门-京山地区发育较强烈，以发育叠瓦状断层和冲断褶皱为特征，构造及断裂走向以北西向为主，断裂倾向北东，如南荆断层、汉水断层等；在潜北-天门河断裂以南的荆州—潜江—沔阳地区弧形构造发育较弱，并改造了南部的弧形构造，该区以发育对冲、干涉构造为特征，构造及断裂走向以北东东向或近东西向为主。江汉盆地和苏北盆地的形成主要利用了印支-燕山期形成的逆冲断裂反转演化和发展。

图1-4 秦岭大别山和江南—雪峰古隆对冲作用示意图

3.岩石圈结构特征

渤海湾盆地作为中国最大的裂谷型含油气盆地，已进行了大量的研究，一些论文作了全面性综合介绍(Li D，S．，1980，胡见义；黄第藩，1991；Hu J．等，1989)，20世纪80年代后期以来，人们对岩石圈深部结构有了更深的了解，3条GGT大剖面分别穿过下辽河和华北部分(M．X；Y.等1989；卢勋等，1992；孙武城等，1992)，但是地震探测一般只达到了莫霍面界面，壳-幔速度结构基本特征如图1-5所示，上地壳在坳陷区和隆起区厚度分别为6～7km和14～17km，P波速度≤6.3km/s，但底部发育低速层，最低速度为5.9km/s，底界速度为6.3km/s；中地壳非常薄，厚约6～9km，总体上表现为低速层，最低速度为6.1km/s，底界速度为6.54～6.56km/s；下地壳厚度变化较大，厚约7.5～11km，顶部速度为6.75～6.8km/s，内部低速层最低速度仅为6.4km/s，底部速度为7.2～7.3km/s；上地幔顶面起伏不平，与地表沉积盆地底界面呈镜像对称，莫霍面界面速度为8.00～8.06km/s（图1-5）。岩石圈深部软流圈的特征通过天然地震数据所作的地震层析分析也在渤海湾盆地取得了成果(刘福田等，1986；宋仲和等，1992；孙若昧等，1993)，这些成果初步查明：①软流圈上隆的最高点在渤海湾区，②水平切面(75km深)表明低速区主要与盆地吻合，近南北向的低速带分别与盆地东侧的郯庐断裂带和西侧的太行山山前断裂带大体一致，这些低速区反映上隆软流圈的分布。总的看来，渤海湾盆地内其他负向构造单元的地壳和岩石圈厚度均非常小：地壳最小厚度仅28km，岩石圈最小厚度约为50km，软流圈顶面埋深约50～70km。渤海湾盆地的外围地区，如燕山、太行山、辽东和鲁西地区软流圈顶界面埋深达100～120km（陆克政等，1997；郭华等，2005）。从盆地内部到外围，莫霍面和软流圈的顶界面逐渐加深，盆地的沉降与莫霍面和软流圈的抬升呈明显的镜像对称关系，显示出软流圈地幔上涌与盆地形成之间的密切成生联系。

图1-5 渤海湾盆地地质及地球物理剖面图

（据国家地震局地球物理勘探中心,1995）

1—第四系；2—古近系和新近系；3—中生界；4—古生界；5—区域性正滑断裂及编号：F₁—齐广断裂，F₂—陵县断裂，F₃—沧东断裂；6—速度界面；7—速度等值线（km/s）

江汉盆地所在的中扬子地区的主体处于深部地幔隆起部位，属武汉-长沙幔隆，它东邻修水-萍乡幔陷，北面为大别山-桐柏幔陷，西为宜昌幔坡带。在隆起区，Moho面深度约为30～33km，并且幔隆、幔陷及宜昌幔坡带的走向呈北北东向。北北东向的隆坳相间的展布反映了燕山期以来深部地幔调整的总格局，它的形成与太平洋板块向欧亚板块东缘呈北西西向的俯冲有关。江汉盆地地壳大致可以分为3部分，上部13.3km厚，平均速度为6.2km/s，中部14.2～21.0km，由6.02km/s低速层和7.04km/s的高速薄层组成，下部21～34.5km，平均速度为6.73km/s，整个地壳平均波速为6.3km/s，上地幔顶部为8.02km/s，总体上呈现双层地壳结构，其中在20km深处存在低阻、低密度层。在江汉盆地，岩石圈厚度68～140km，东北部较薄，西南部相对较厚，中部隆起带上岩石圈厚度较小，在永隆河隆起最薄处约68km，而在盆地西部，岩石圈厚度达140km，在扬子板块与秦岭板块交界处，表现为扬子地台俯冲插入秦岭地槽之下，因而在其前缘形成岩石圈上拱。

苏北新生代盆地岩石圈厚度不超过100km，苏南地区为110～130km，岩石圈厚度变化与地表热流和地幔热流特征一致。根据深部综合地球物理勘探及综合解释认为，郯庐断裂带存在明显的热幔、热壳，软流圈顶面埋深约为50～70km，明显存在一个热异常影响带，热增温带宽度约100～150km。根据深部地球物理勘探，在郯庐断裂带南段存在两个异常增温带，其影响的区域发育新生代盆地，也具有软流圈顶面抬升现象，软流圈明显抬升区的范围约150km²，目前软流圈顶面最大埋深在苏北盆地东部，与目前该区域的苏北盆地主要沉降中心一致。居里热等温面抬升范围也在150km²，并在该区域的约15～20km深处普遍发育较厚的壳内低速高导层。

综合中国东部的伸展盆地，表1-1表示了这些盆地的基本的岩石圈结构、岩浆活动和基底构造特征。

表1-1 中国东部大陆裂谷构造层与地壳结构特征