渤海灣盆地旅大隆起區多期疊加構造及其對潛山的控制作用

趙淑娟，李三忠，牛成民，張江濤，張 震，戴黎明，楊 宇，李金月

［1. 深海圈層與地球系統教育部前沿科學中心， 海底科學與探測技術教育部重點實驗室， 中國海洋大學 海洋地球科學學院， 山東青島 266100；2. 嶗山實驗室 海洋礦產資源評價與探測技術功能實驗室， 山東 青島 266100；3. 中海石油（中國）有限公司 天津分公司，天津 300452］

渤海灣盆地是位于華北克拉通東部地塊上的一個中生代—新生代疊合盆地，是華北克拉通破壞的中心區域，也是中國東部巖石圈最薄的地區［1-2］。盆地內油氣資源豐富，是中國東部重要的石油和天然氣工業基地之一［3］。渤海灣盆地經歷了中生代印支運動、燕山運動和新生代喜馬拉雅運動的多期擠壓、伸展、走滑作用的改造，發生了復雜的構造格局轉型和構造機制轉換，記錄了中國東部中生代高原隆升和垮塌的過程［2，4-7］。

渤海灣盆地印支期變形主要與華北板塊和揚子板塊的碰撞有關，形成了一系列北西西向—近東西向的寬緩褶皺及逆沖推覆斷層，奠定了渤海灣盆地隆-凹格局的雛形［8-10］。古生界保存較好的黃驊坳陷和濟陽坳陷印支期北西西向—近東西向的構造特征最為典型［6，11］。渤海灣盆地燕山期構造是在古太平洋板塊的俯沖角度和俯沖方向變化、陸內殼下拆沉和殼內擠出-逃逸構造的綜合動力作用下形成的，變形復雜［2，12-14］。前人將華北地區的燕山運動劃分為3 期短暫的擠壓構造變形幕［14-15］，但不同幕次對渤海灣盆地演化的影響程度仍存在不同觀點。有學者認為，燕山運動A 幕（中侏羅世末）在渤海灣盆地表現微弱，未造成中、上侏羅統之間明顯的角度不整合，而燕山運動B幕（早白堊世初）則產生了強烈的影響［16］。但也有觀點認為，早燕山運動（早-中侏羅世）繼承了印支運動的區域應力場格局，在該次運動后，渤海灣地區的構造格局才發生根本變革，進入以伸展、裂陷盆地為主的構造演化時期，形成北東向的構造變形帶，而后的中燕山運動（晚侏羅世—早白堊世）、晚燕山運動（晚白堊世）在渤海灣地區影響不大［8］。新生代，由于西太平洋板塊俯沖回卷及郯廬斷裂帶的強烈活動，渤海灣盆地主要表現為受控于強烈伸展和走滑的北東向構造樣式［2，17-19］。在這個過程中，中生代的先存斷裂活化，并對后期新斷裂的形成起到了重要的影響［20］。

渤海灣盆地經歷的構造運動期次多，古生界和中生界變形強且改造嚴重，前人已針對地層保存較為完整的陸上部分的黃驊坳陷和濟陽坳陷等區域進行了大量研究［6-9］。而渤海海域由于中生界所處深度較大，古生界缺失嚴重，因此對其構造變形和演化過程研究難度較大。近年來，隨著渤海海域地震、鉆井資料的不斷改善，潛山研究有了重大突破，對海域地區中生代變形的認識也更為深入，目前已經在渤海海域識別出了印支期主體自南南西向北北東方向的逆沖推覆構造體系和燕山期的擠壓、伸展構造變形［21-25］，對中生代—新生代多期次變形的疊加改造過程也有了進一步認識，在潛山內部發現了多個油氣藏［3，26］。其中，位于渤海海域西北部的旅大隆起區處于印支運動、燕山運動和早喜馬拉雅運動的疊合區［27］，內幕斷裂發育，類型多樣，變形復雜，較好地保留了中、新生代的構造變形信息，其與南部的渤中19-6區和北部的遼東灣地區相比，地層更豐富，且橫向變化大，指示該區域經歷了更為復雜的疊加改造。因此 ，旅大隆起區是研究渤海灣盆地中生代—新生代多期次構造運動疊加改造的典型區域之一。

近年來，渤海海域的地震、鉆井資料為研究盆地的深層構造提供了更詳細的數據，也為華北克拉通破壞、板內變形等研究打開了一個新窗口。因此，本文選擇旅大隆起地區作為研究區，基于全區的三維地震數據及鉆井數據，對中生代地層進行了厘定，對中新生代構造進行了精細的解析，識別出印支期逆沖推覆構造、燕山期擠壓構造和局部伸展構造及新生代伸展和走滑構造，進而恢復研究區中生代—新生代早期不同階段的構造變形特征、疊加改造過程，探討其動力學機制，為環渤海海域乃至整個渤海灣盆地中生代的構造研究和深層油氣勘探提供理論依據。

1 區域地質背景

渤海灣盆地位于華北克拉通東部，北靠陰山-燕山造山帶，西鄰太行山隆起，南為魯西隆起，東部與遼東、魯東隆起相鄰，發育于太古宇和古生界基底之上［2，17，28］。渤海海域是渤海灣盆地巖石圈最薄的地區，也是渤海灣盆地的沉積-沉降中心，郯廬斷裂帶也從該海域穿過［1，29-30］。位于郯廬斷裂帶以西的渤海海域，自北向南依次發育秦南凹陷、石臼坨凸起、石南凹陷、沙壘田凸起、沙南凹陷、埕北低凸起［31］。本文將位于渤海海域西北部秦南凹陷與遼中-渤中凹陷之間所夾持的基底隆起區域稱為旅大隆起區（圖1）。該區南部和北部分別與石臼坨凸起東延的428 構造和遼西凸起相臨，東部以郯廬斷裂帶與渤中凹陷和遼中凹陷相接，西部以秦南1號斷裂與秦南凹陷相臨，整體上表現為東、西凹陷所夾持的局部隆起區，其中秦皇島30-1構造和旅大25-1 構造是研究區內的兩個重要構造隆起區（圖1）。

圖1 渤海灣盆地旅大隆起區地質圖及地震剖面位置Fig.1 Geologic map and seismic profile positions of the Lyuda uplift zone in the Bohai Bay Basin

渤海灣盆地在太古宇基底之上保留了古生界—新生界。其中，前新生界可通過角度不整合劃分為4 個構造層，即印支期構造層（寒武系—二疊系）、燕山早期構造層（中-下侏羅統）、燕山中期構造層（上侏羅統-下白堊統）和燕山晚期構造層（上白堊統）［2］。寒武系-奧陶系與石炭系-二疊系之間還存在一次擠壓構造運動［32］。上部的新生界自下而上發育有孔店組、沙河街組、東營組、館陶組、明化鎮組和平原組［20］。在旅大隆起區及其周緣，除428 構造仍局部殘留上古生界，其他地區缺失或僅保留較薄的下古生界［33-34］。

渤海海域西南部歷經中、新生代的多期構造運動，形成了北西—北西西—近東西向、北東、北北東3 組斷裂體系。其中北西—北西西—近東西向斷層多為印支運動所形成的逆沖斷層，其伴隨著褶皺抬升作用，常發育古生界薄底構造和禿底構造，并與上覆的中生界之間呈角度不整合接觸［31］。位于旅大隆起區西南部的石臼坨凸起及其向東延伸的428 構造共同構成了一個近東西向的隆起，并在隆起南側形成大型的近東西向的逆沖斷層（圖1）［33］。這些早期的逆沖斷層在晚中生代反轉為正斷層，控制了渤海海域下白堊統的箕狀斷陷沉積［31，33］。北東向斷層在中生代和新生代表現為多期次活動的正斷層［17］，其與古太平洋板塊的俯沖回卷有關［12，19，35］。北北東向走滑斷層以郯廬斷裂為代表，其在晚中生代表現為強烈伸展和左行走滑活動，新生代晚期轉變為右行走滑活動［36］。

2 古生界-中生界地層展布

旅大隆起區整體自下而上發育太古宇混合花崗巖、古生界碳酸鹽巖、中生界碎屑巖和火山巖以及新生界沉積巖（圖2）。鉆井資料揭示，研究區前新生界地層組合差異明顯，古生界和中生界厚度橫向變化較大（圖2，圖3）。

圖2 旅大隆起區連井剖面（鉆井位置見圖3）Fig.2 Well-tie cross section in the Lyuda uplift zone （see Fig. 3 for well positions）

圖3 旅大隆起區古生界（a）和中生界（b）地層厚度Fig.3 Isopach maps of the Paleozoic （a） and Mesozoic （b） strata in the Lyuda uplift zone

秦皇島30-1 構造和旅大25-1 構造作為研究區內的基底隆起區，普遍缺失或僅局部殘留較薄的古生界，整體呈北西向展布。在該隆起區南、北兩側則普遍保留一定厚度的古生界，最厚處大于700 m（圖3a）。整體上，古生界顯示出自中部向南、北兩側逐漸增厚的趨勢，且北部地層厚度大于南部。其中北部區域受構造因素影響，局部存在北東向和北北東向展布的條帶狀地層缺失區（圖2，圖3a）。

與古生界相比，中生界在研究區內普遍出露，且厚度顯著增加，最厚處將近1 700 m（圖3b）。受構造因素影響，中生界厚度在橫向上也存在較大差異，例如古生界均缺失的秦皇島30-1 構造和旅大25-1 構造相比，前者中生界為研究區內厚度最大處，而后者中生界則較薄甚至缺失（圖3b）。整體上，中生界厚度具有自南向北和自西向東減薄的趨勢，且北部區域局部存在北東向展布的條帶狀地層缺失區（圖2，圖3b）。

古近紀早期沉積的孔店組在研究區西部缺失，在東部出露，鉆井揭示其整體沉積厚度不大，最厚處小于200 m（圖2）。該地層之上的沙河街組、東營組、館陶組和明化鎮組均穩定沉積。研究區古生界、中生界和古近系孔店組的平面橫向變化指示了其在中生代和新生代早期經歷了多期構造的疊加改造作用。

3 中生代—新生代早期構造變形特征及疊加改造

旅大隆起及其周緣地區受到印支期擠壓作用、燕山期多幕擠壓和局部伸展作用及喜馬拉雅期伸展、走滑作用的影響，變形樣式非常復雜，并發生了構造格局的轉變。以下將按構造變形期次分別進行論述。

3.1 印支期逆沖推覆構造

角度不整合和薄底構造是識別逆沖斷層的重要地層標志。在古生界發育良好且研究較為深入的濟陽坳陷和黃驊坳陷等區域，已經據此標志識別出印支期逆沖構造，中-下侏羅統與下伏古生界之間的明顯角度不整合接觸是印支運動在渤海灣盆地存在的有力證據［6］。

旅大隆起區作為多期構造的疊加作用區，其古生界最早經歷了印支運動。研究區南部的428 構造整體近東西走向，其南、北兩側為沿凸起邊界延伸的控盆斷層（圖1）。從NE-SW 向地震剖面上可見，兩側古生界均表現出向428 構造減薄的趨勢，為典型的薄底構造特征，而在428 構造高位處仍保留有較大的厚度（圖4）。這種特征指示印支期存在逆沖斷層活動，428構造兩側為對沖的逆斷層，其中主干斷層主體為自南向北逆沖，428 構造北側則為自北向南逆沖的反沖斷層。斷層上盤的古生界遭受剝蝕減薄，而下盤的428構造是兩側對沖斷層和深部主逆沖斷層所圍限的斷層三角帶，遭受強烈的擠壓，其內部古生界變形復雜，形成小褶皺和逆斷層（圖4）。印支期的這些逆沖斷層和反沖斷層走向均為近東西向，控制了428 構造及鄰區的基本隆-凹格局（圖1）。

圖4 旅大隆起區地震剖面A—A′及其構造解釋（剖面位置見圖1b）Fig.4 Seismic profile A-A′ in the Lyuda uplift zone and its structural interpretation （see Fig. 1b for the profile location）

在428 構造以北、秦南1 號斷層以東的區域，因受后期燕山運動和喜馬拉雅運動的改造，印支運動的構造形跡遭受了強烈破壞，但在NE-SW 向地震剖面上仍可識別出印支期疊瓦扇式的逆沖推覆斷層，其平面展布為北西向和近東西向（圖1，圖5）。在逆沖推覆強烈的秦皇島30-1 構造和旅大25-1 構造處，古生界被剝蝕殆盡，中生界或新生界直接覆蓋在太古宇之上，導致這兩處潛山的初始形成（圖3，圖5）。在秦皇島30-1 和旅大25-1 構造以北，靠近遼西凸起的區域，逆沖作用相對減弱，表現為低角度的盲沖斷層，剝蝕作用也較弱，仍保留有部分古生界（圖3，圖5）。在NW-SE 向地震剖面上，印支期逆斷層因燕山期正斷層的改造作用，僅局部保留，并在主隆起區以東控制了部分古生界的殘留（圖6）。在更北部的區域，印支期逆斷層已經難以識別，但由于該區域處于逆沖推覆斷層下盤，剝蝕量較小，仍保留了厚度較為穩定的一套古生界（圖3，圖7）。

圖5 旅大隆起區地震剖面B—B′及其構造解釋（剖面位置見圖1c）Fig.5 Seismic profile B-B′ in the Lyuda uplift zone and its structural interpretation （see Fig. 1c for the profile location）

圖6 旅大隆起區地震剖面C—C′及其構造解釋（剖面位置見圖1c）Fig.6 Seismic profile C-C′ in the Lyuda uplift zone and its structural interpretation （see Fig. 1c for the profile location）

圖7 旅大隆起區地震剖面D—D′及其構造解釋（剖面位置見圖1c）Fig.7 Seismic profile D-D′ in the Lyuda uplift zone and its tectonic interpretation （see Fig. 1c for the profile location）

盡管古生界的薄底構造和禿底構造指示存在印支期逆沖推覆，但在旅大隆起區地震剖面中未見有古生界與上覆中生界之間的角度不整合，尤其在隆起區北部的NW-SE向地震剖面中，古生界與中生界的地震同相軸互相平行（圖7），指示研究區北部印支運動的影響較南部更弱。局部區域，古生界與中生界之間表現為斷層接觸關系，這是后期燕山運動的伸展作用所致（圖5，圖6）。

3.2 燕山期擠壓構造及局部伸展構造

研究區普遍保留中生界，但下白堊統與中-下侏羅統之間未見明顯的角度不整合，無法精確劃分內幕層序，因此本文將可能存在的侏羅系—下白堊統統一劃分為中生界構造層。在NW-SE 向地震剖面中可清晰地識別出中生界，其內部整體特征為反射軸連續性較好，相互平行，未見明顯的角度不整合和逆沖斷層，指示內部均為整合接觸或平行不整合接觸（圖6，圖7）。

中生界沉積期間，以秦南3 號斷裂為界，東、西兩側構造格局存在顯著差異。該界線以西區域，在NESW 向地震剖面中可見428 構造南北兩側存在反向的多米諾式正斷層，這些正斷層在428 構造以南區域均傾向南，而在428 構造以北區域則均傾向北，且主斷裂是秦南凹陷的南部控盆斷層，即秦南1 號斷裂的近東西走向段，此時，428 構造是地壘構造（圖4）。這些正斷層均是印支期逆斷層的負反轉活動，因而繼承了印支期近東西向構造格局（圖1）。在秦南3 號斷裂以東區域，則沒有這種傾向相反的正斷層組合特征。該區域的NE-SW 向剖面中可見，大部分印支期逆斷層在中生代不具有活動性，只有少數印支期逆斷層控制了中生界沉積，表明其在燕山期發生了微弱的負反轉作用（圖5）。在NW-SE 向剖面上可見多米諾式的正斷層，但中生界厚度大致保持穩定，并沒有表現出箕狀斷陷沉積特征，因此，這些傾向北西的正斷層于中生代之后才開始活動（圖6，圖7）。此外，在NE-SW 向剖面上，局部可見中生界地震同相軸與古生界或太古宇頂面為截切關系，這指示二者之間為斷層接觸（圖5）。該斷層整體表現為近水平波狀起伏，兩側被晚期走滑斷層截切（圖5），其對應了NW-SE 向剖面上的多米諾式正斷層。綜上所述，旅大隆起區在中生界沉積期間并沒有明顯的NW-SE向控盆斷層，僅部分印支期逆斷層發生了較弱的負反轉作用，表明該時期的伸展作用仍繼承了印支期的構造格局。

在旅大隆起區的秦后島30-1 構造和旅大25-1 構造區域，NW-SE 向剖面上可見中生界與新生界孔店組底面之間存在明顯的角度不整合（圖6），指示該區域在中生代末發生了一次擠壓運動。而更北部區域則未見中生界與孔店組之間的角度不整合，指示該期擠壓事件在北部影響較弱（圖7）。在NE-SW 向剖面上難以識別這次角度不整合，因而推測這次事件形成于近NW-SE向的擠壓應力下。

3.3 新生代伸展構造及走滑構造

研究區上覆巨厚的新生代沉積，從NW-SE向地震剖面上可以識別出新生代早期為典型的箕狀斷陷沉積（圖6，圖7），其控盆斷層為走向北東、傾向北西的多米諾式正斷層。箕狀斷陷沉積樣式指示新生代早期斷層活動性比中生代強。伴隨著正斷層的強烈活動，早期沉積的古生界和中生界發生塊體旋轉，斷層下盤高位處遭受剝蝕，與后期的新生代沉積之間表現為明顯的角度不整合接觸，在斷層上盤低位處則繼續沉積新生界孔店組，孔店組地震軸表現出明顯的超覆特征（圖6，圖7）。在NE-SW 向地震剖面上，局部可見中生界與新生界孔店組之間也為斷層接觸，該斷層與中生界和太古宇、古生界之間的斷層特征相似，也近水平展布，向兩側延伸與后者交會（圖5），指示多米諾式的正斷層在深部形成統一的伸展斷層系統，這與NW-SE向地震剖面上的特征吻合。在旅大25-1 構造及其鄰域甚至表現為伸展作用強烈的拆離斷層構造樣式（圖6），導致局部地區新生界直接覆蓋在太古宇之上，形成平面上呈北東向展布的中生界缺失區（圖3）。但旅大隆起區西南部在新生代早期仍表現為走向近東西、傾向南的正斷層，控制著孔店組的箕狀斷陷沉積（圖4）［32］。這指示研究區在新生代的構造格局仍然以秦南1 號斷裂北東走向段及其南延為界，其西部繼承了中生代的近東西向構造格局，而東部則轉換為北東向的構造格局。

新生代中后期，北東向走滑斷層的活動占主導，在控制新生代整體沉積樣式的同時，導致古生界、中生界及先存斷層的不連續性（圖5—圖7）。其中秦南凹陷東側邊界，即秦南1 號斷裂的北東走向段轉變為走滑斷層，其為遼西南凸起西界走滑斷層的向南延伸，在新生代晚期表現為強烈的右行走滑（圖1）。旅大隆起區東側為郯廬斷裂帶，其在平面上由一系列北東走向的分支走滑斷層組成（圖1）。從NW-SE 向地震剖面上可以看出，研究區走滑斷裂以秦南1 號斷裂和郯廬斷裂帶最為明顯，除此之外，區域上其他位置也均存在走滑斷層活動（圖6，圖7）。走滑斷層在剖面上表現為明顯的花狀構造，向深部逐漸收斂，切穿中生界、古生界及基底，且將先存斷層錯斷。在平面圖中，可見秦南1號斷裂及其分支走滑斷裂形成一系列次級斷層，這些次級斷層均與主走滑斷層斜交，其銳夾角指示主走滑斷層為右行走滑，與晚新生代郯廬斷裂的活動一致（圖1）。

3.4 中生代—新生代早期斷裂體系

研究區中生代—新生代早期主要發育兩組斷裂，即北西—近東西向和北東—北北東向，這兩組斷裂均具有多期活動性，且大多持續至新生代早期（圖8）。

圖8 旅大隆起區不同時期斷裂分布Fig.8 Map showing the distribution of faults formed in different geologic periods in the Lyuda uplift zone

近東西向或北西-南東向斷裂主要分布于研究區中南部，平面上以近東西向為主，并被晚期斷裂截切。據前文可知，該方向斷裂最早于印支期開始活動，主要表現為自南向北的逆沖斷層，428 構造以北為傾向北的反沖斷層。其中秦皇島30-1構造南、北兩側的近東西向逆沖斷層指示該潛山初始形成于印支期。在旅大25-1 構造以北，印支期逆斷層則轉為北西-南東向，控制著該潛山的形成。燕山早-中期，在NW-SE 向區域擠壓力的作用下，該組斷裂處于NE-SW向的局部伸展環境下，沿原逆沖斷層面發生弱的負反轉活動，控制了中生界沉積，在428構造兩側，近東西向斷裂的伸展活動一直持續到新生代早期，控制了孔店組沉積（圖4，圖8）。

北東—北北東向斷裂主要位于研究區中北部，平面上近平行展布，以北東向為主，局部走向偏轉為北北東向。該組斷裂于燕山晚期開始活動，主體表現為自南西往北東的逆沖斷層和自北東往南西的反沖斷層，郯廬斷裂帶也開始發生左行走滑運動。早喜馬拉雅期，該組斷裂發生明顯的負反轉活動，控制了孔店組的箕狀斷陷沉積。局部的強烈伸展作用在秦南3 號斷裂以東區域形成了一系列新的北東-南西向正斷層，其與燕山期負反轉斷層共同形成拆離斷層體系，從而導致旅大25-1 處的潛山進一步抬升（圖6—圖8）。之后，位于研究區中部的北東向正斷層停止活動，而秦南1 號斷裂、秦南3 號斷裂和郯廬斷裂帶則持續活動，并主要表現為右行走滑性質。

4 中生代—新生代構造演化過程及形成機制

本文前述地震剖面的地層和斷層信息指示，旅大隆起區在中生代經歷了印支期的擠壓作用、燕山期的擠壓和局部伸展作用以及新生代的持續伸展和走滑作用。本文選擇北東-南西向和北西-南東向各一條典型地震剖面，通過時-深轉換、去壓實、熱沉降、斷層恢復和層拉平過程進行平衡恢復，并計算了不同時期主干斷層的位移（滑距）。此外，根據平衡恢復所得到的不同時期的剖面長度，計算關鍵時期主干剖面橫向上的收縮率或伸展率（即前、后兩個演化階段剖面長度之差與前者剖面長度的比值），以大致反映印支期、燕山晚期及早喜馬拉雅期北東-南西向和北西-南東向的收縮強度或伸展強度，揭示不同時期的主變形方向。通過以上研究，進一步探討研究區中生代—新生代的演化過程其不同階段的動力機制。

4.1 印支期基底構造格局的奠基性

中生代之前，華北克拉通整體處于穩定沉積或垂向隆升階段，接受了寒武紀—三疊紀的臺地沉積［37-38］。旅大隆起區在這種區域背景下同樣接受了較為平緩的古生界沉積，變形微弱（圖9a1，a2）。

圖9 旅大隆起區地震剖面B—B′（左列）和C—C′（右列）的平衡剖面（剖面位置見圖1c）Fig.9 Balanced sections of seismic profiles B-B′ （left column）and C-C′ （right column） in the Lyuda uplift zone （see Fig. 1c for the profile location）

印支運動對渤海灣盆地古生界的演化至關重要。該時期，研究區主體表現為自南向北的逆沖推覆，圖9b1中所示的逆沖斷層的滑距在180 ～ 460 m，導致區域上整體抬升，遭受剝蝕，逆沖推覆強烈處古生界被剝蝕殆盡，東部和北部逆沖作用較弱處則仍殘留部分古生界（圖9b1， 圖9b2， 圖10a）。這些逆沖斷層在平面上呈近東西向展布，指示其形成于近南北向的擠壓應力背景下，該方向的收縮率達15.7 %（圖9a2）。前人在渤海灣盆地其他區域也識別出了相似的印支期變形。位于渤海灣盆地陸上區域的黃驊坳陷和濟陽坳陷在印支末期，形成了一系列北西向、北西西向—近東西向的寬緩褶皺和逆沖推覆斷層，控制著中生代的宏觀構造樣式［6-7，9，38-39］。渤海海域西南部和渤南地區在晚三疊世也因強烈的擠壓作用而形成北西向、北西西向逆沖斷層，并導致隆起處古生界的剝蝕［23，31］。因此，在中生界沉積前，渤海灣盆地的主要隆起和凸起已具雛形，整體表現為北西向—北北西向—近東西向的寬緩褶皺，控制了整個渤海灣盆地的基底構造格局［2，6］。這幕構造變形可能是三疊世華北塊體與揚子塊體之間自東向西的剪刀式閉合所導致的，閉合過程所產生的近南北向擠壓作用波及華北板塊內部，使渤海灣盆地整體也處于相似的擠壓背景之下［2，5-6，10，40-42］。

圖10 旅大隆起區構造演化模式Fig.10 Tectonic evolutionary pattern of the Lyuda uplift zone

4.2 燕山期—早喜馬拉雅期構造體制和構造格局的轉換性

渤海灣盆地在燕山早期（J1-2）接受穩定沉積，并在中侏羅世末發生一次廣泛的擠壓構造事件。黃驊坳陷上侏羅統-下白堊統與中-下侏羅統之間存在明顯的角度不整合［9，37］，沾化坳陷北西向逆斷層在侏羅紀仍然具有活動性［38］。Liu 等認為，早-中侏羅世，渤海灣盆地仍經歷收縮變形，北西向斷層仍具有逆斷層特征，區域上形成褶皺-逆沖帶，高位處受到侵蝕，低位處接受沉積［23］。因此，渤海灣地區的中-下侏羅統是印支期北西西向或近東西向寬緩褶皺的向斜低洼地區沉積或擠壓撓曲盆地沉積［5，8，37］。區域上，研究區在燕山早期仍繼承了印支運動的應力和構造格局，這可能是早-中侏羅世古太平洋板塊以較緩的角度向西俯沖、華北和華南塊體近南北向碰撞以及鄂霍斯克洋的向北俯沖等過程使華北克拉通整體處于會聚體制下所導致的［41，43］。

渤海灣盆地在燕山中期（J3—K1）整體處于伸展背景下［35］。黃驊坳陷在該時期存在強烈的巖漿活動并發育控盆的張性正斷層［9］，渤海海域南部及濟陽坳陷，北西向逆斷層在白堊紀反轉為正斷層，指示區域上為伸展應力背景［23，38］。旅大隆起區南部的428 構造在燕山中期也處于近南北向的水平拉張環境中，先存的近東西向逆斷層在局部伸展環境下反轉為正斷層［33］。在旅大隆起區，中-下侏羅統與上侏羅統-下白堊統地震軸之間互相平行，二者之間未見明顯的角度不整合，北西-南東向地震剖面中，未發現明顯的中生代控盆斷層，因此，渤海海域在燕山中期仍然繼承了印支期的構造格局，但局部地區應力由擠壓轉換為伸展，沉積了上侏羅統-下白堊統（圖9c1， 圖c2， 圖10b）。前人研究認為，晚侏羅世—早白堊世，古太平洋板塊俯沖后撤導致華北克拉通巖石圈發生大尺度減薄和破壞，在東亞陸緣形成斷陷盆地、變質核雜巖等一系列伸展變形，并伴隨有大量巖漿活動［14-15，44-45］。而李三忠等則認為，古太平洋板塊的斜向俯沖形成以郯廬斷裂為代表的北北東向大型走滑斷層［2，29，36，42］，這些走滑斷層的調節作用導致區域擠壓背景下不同塊體發生擠出、逃逸，從而使得研究區仍處于近南北向的伸展作用下。

燕山晚期（K2），研究區經歷主體自南東往北西方向的逆沖作用，主干逆斷層的滑距約為360 m，同時發育自北西向南東方向的反沖作用，秦南1 號斷裂和秦南3號斷裂開始形成，逆沖滑距分別為180 m和170 m，北西-南東方向的收縮率達7.0 %，擠壓強度小于印支期（圖9d1， 圖 9d2， 圖10c）。研究區整體缺失上白堊統，在擠壓變形較強的隆起區，中生界頂部遭受剝蝕，局部與上覆的新生界之間表現為角度不整合接觸（圖9d2）。這個角度不整合在渤海海域西南部、南部甚至整個渤海灣盆地都普遍存在，標志了一次顯著的擠壓、收縮事件，同時在該區域形成一系列北東-南西走向的褶皺［21，23，35］。漆家福等認為渤海海域的晚侏羅世—早白堊世盆地和晚白堊世盆地均經歷了這次區域性的反轉隆升［8］，吳智平等認為郯廬斷裂以西的華北廣大地區在該時期整體均處于隆升剝蝕狀態［5］。前人研究認為，晚白堊世，隨著較年輕的古太平洋洋殼俯沖至東亞陸緣之下，俯沖傾角變緩，對東亞陸緣產生區域性的擠壓［15］。這種區域應力場的轉變可能導致研究區在北西-南東向的擠壓作用下形成北東-南西走向的構造格局。

早喜馬拉雅期（E1），研究區在北西-南東向區域伸展背景下，形成一系列向北西方向拆離的多米諾式的正斷層，拆離的范圍向東截止于郯廬斷裂帶（圖6，圖7，圖9e1， 圖9e2， 圖10d）。早期的逆沖斷層，即秦南1號斷裂和秦南3號斷裂，也在區域伸展背景下重新活動，反轉為正斷層，滑距分別約為3 830 m 和1 710 m，其東部多條次級正斷層的滑距則在1 550 ～ 3 040 m，導致北西-南東方向的伸展率達19.0 %（圖9e2）。因此，相對于燕山早期和中期，該時期的伸展作用顯然更為強烈。伸展過程還伴隨著早期地層的塊體旋轉，秦南1 號斷裂西側的秦南凹陷和東側的旅大隆起區均發生了約20°的順時針旋轉（圖9e2）。塊體旋轉作用導致高位處遭受剝蝕，使中生界與孔店組之上的新生代沉積層之間表現為角度不整合接觸（圖6），在低位處則控制了孔店組的箕狀斷陷沉積。伸展強烈處表現為拆離斷層樣式，導致下部的中生界進一步減薄、碎塊化（圖9e2）。此時，隆起區東側的郯廬斷裂帶和渤海海域南部也表現為強烈的伸展活動［23，36］。濟陽坳陷在古近紀也進入強烈裂谷階段，在孔店組沉積的同時形成了大量北東向正斷層，強烈的的控盆斷層活動指示區域上為北西-南東向的伸展［38］。這次構造伸展作用也得到了構造-熱模擬結果的證實，其是除白堊紀外，華北克拉通東部發生的又一次強烈的巖石圈減薄［30，46］。該時期，古太平洋板塊洋中脊和更年輕的洋殼俯沖至東亞陸緣之下，導致上覆地殼的水平伸展和巖漿活動的出現［15］。而郯廬斷裂等北北東向走滑斷裂由左行走滑轉變為右行走滑，與蘭聊斷裂等形成渤海灣盆地新生代早期右行右階的走滑拉分盆地［13，18］。

研究區在新近紀發生區域熱沉降作用，形成現今的盆地格局［32］（圖9f1，f2）。在此期間，北東-南西走向的秦南1 號斷裂轉變為右行走滑斷層，與郯廬斷裂帶共同影響旅大隆起區的演化，改造了早期的構造格局。

前人普遍認為，晚侏羅世—早白堊世是渤海灣盆地乃至中國東部構造格局轉折的關鍵階段，整體由近南北向的擠壓構造體制轉變為北西-南東向的伸展構造體制［2，8，18-19，31，47］。巖石圈熱結構研究也指示，白堊紀是渤海灣盆地構造演化的重要時期，其從白堊紀之前的“冷地幔熱地殼”轉變成白堊紀及之后的“熱地幔冷地殼”［30］。同時，華北克拉通東部也記錄了大量晚中生代的伸展構造，這些伸展構造在區域尺度上均具有北西-南東向的伸展方向，指示了白堊紀強地殼伸展作用［48-51］。但旅大隆起區在晚白堊世之前，構造格局仍為近東西向，直至晚白堊世才轉變為北東-南西向。這可能是在西太平洋俯沖的區域背景下，郯廬斷裂左行走滑和蘭聊斷裂右行走滑所夾持的三角形區域向南擠出、逃逸所致［13，36］。早喜馬拉雅期強烈的伸展作用則繼承了燕山晚期的北東-南西向構造格局。因此，盡管渤海灣盆地的構造機制可能自晚中生代就已經發生了轉變，但旅大隆起區的構造格局卻是自晚白堊世才開始發生變革的。

4.3 中、新生代斷層活動和基底滑脫層的繼承性

呂丁友等基于地震資料的解釋，在渤海海域基底內識別出印支期滑脫層構造，其主體表現為坡坪式逆沖，在區域上呈三級臺階構造樣式，并認為魯西基底沿印支期沿滑脫層逆沖至燕遼基底之上（圖11）［51］。王迪等也通過數值模擬研究認為，渤海海域基底內部存在階梯狀的滑脫層，該滑脫層導致的印支期大規模逆沖斷層與褶皺變形與地震剖面具有較好的一致性［52］。而李理等則在魯西地區識別出廣泛存在的燕山晚期滑脫面構造，認為其是重力滑覆的結果［53］。那么燕山晚期滑脫面是否是印支期滑脫層的繼承性活動？下面以旅大隆起區為例，探討其可能性。

圖11 渤海海域三級臺階式逆沖推覆體系（據文獻［51］修改）Fig.11 Three-step-like thrust nappe system in the Bohai Sea area （modified after reference ［51］）

如前文所述，旅大隆起區在印支期也存在自南向北的逆沖推覆作用，這些逆沖斷層向深部可能歸并至渤海海域的逆沖推覆體系中。研究區位于遼西凸起南側，屬于逆沖推覆第二臺階，基底滑脫層時間深度為6 ～ 7 s（圖11）。在深部的主逆沖滑脫層之上形成分支次級逆斷層，其在淺部表現為高角度的疊瓦式逆斷層（圖10a，圖11）。燕山早-中期擠壓背景下的局部伸展作用導致印支期的逆沖推覆面發生較弱的負反轉活動，區域上沉積了中生界（圖10b）。燕山晚期在北西-南東向擠壓作用下，新形成了自南東往北西方向逆沖的斷層，逆沖斷層面也表現為坡坪式構造，其在深部可能為燕山期主逆沖斷層的斷坪沿印支期基底滑脫層活動，在較淺部可能沿太古宇和古生界內部的薄弱面發育新的滑脫層，再向上斷層面變陡，突破中生界，形成新的逆沖斷層面（圖9d2， 圖10c）。早喜馬拉雅期，在北西-南東向伸展作用下，燕山晚期形成的淺部滑脫層作為區域上的主伸展斷層面重新活動，并形成多米諾式的次級正斷層，控制了孔店組的箕狀斷陷沉積（圖10d）。由此可見，滑脫層在不同時期并非是統一的，深部的基底滑脫層控制了后期拆離的基本格局，而淺部也可能形成新的滑脫層，滑脫層共用區域大致位于旅大25-1 構造及其周邊地區（圖8）。新生代晚期，區域上以北北東向走滑斷層占主導，如秦南1 號斷裂、秦南3 號斷裂和郯廬斷裂帶，這些主走滑斷層多為早期滑脫層的邊界約束斷層，此外，也有次級走滑斷層切穿早期斷層，但位移較小。這種多期疊加構造導致研究區早期變形被強烈改造，地震剖面尺度也難以識別滑脫層繼承性活動的詳細特征，后續需要數值模擬等工作的進一步驗證。

5 構造疊加改造差異性及潛山勘探意義

近年來，前人已經在渤海海域發現了豐富的潛山油氣藏，其中渤中19-6/13-2 構造和渤中21/22 構造處分別為太古宇和古生界儲油［3］。因此，太古宇和古生界潛山油氣勘探是未來發展的潛力區和重點區。通過對旅大隆起區潛山的大量鉆井勘探和詳細研究，目前已經在旅大25-1 構造獲得了LD25-A 高產油氣田，實現了該區域油氣勘探的戰略性突破，但其西部的秦皇島30-1 構造評價一直未有進展［54］。這主要是由于研究區在中、新生代經歷多期次、多方向、不同性質的構造運動疊加改造，導致不同潛山的形成機制存在顯著差異，增加了油氣勘探的難度。

前人認為，對渤海海域而言，印支運動主要影響其西部地區，而燕山運動主要影響其北部和東部地區［55］。旅大隆起區恰好位于渤海海域西部和北部的交界處，受印支運動和燕山運動的共同作用，是印支期北西—近東西向構造格局向燕山期北東向構造格局轉變的關鍵區域，區內不同位置的潛山受控于不同的構造疊加改造，演化過程存在差異。例如428 構造潛山初始格架形成于印支期，是主體自南向北的逆沖推覆系統中局部對沖構造的下盤，其在燕山期和早喜馬拉雅期的多次負反轉作用下作為地壘構造相對抬升，導致428構造潛山進一步成型。因此，428構造受控于近東西向的早期逆沖、晚期伸展斷裂體系。秦皇島30-1和旅大25-1 構造潛山則是在印支期自南向北的逆沖推覆、燕山期主體自南東向北西的逆沖推覆及其在早喜馬拉雅期的負反轉作用下形成，恰好位于北西—近東西向構造與北東向構造疊加改造的區域。旅大25-1構造潛山相對于秦皇島30-1構造潛山，在早喜馬拉雅期遭受了更為強烈的伸展拆離作用，潛山進一步被動隆升，部分中生界缺失，導致局部地區新生界直接覆蓋在太古宇之上。3 個潛山形成機制的不同進而導致古生界和中生界橫向變化大，而后期秦南1號斷裂、秦南3 號斷裂和郯廬斷裂帶等北東向斷裂右行走滑活動的疊加改造使得構造變形更為復雜。

旅大隆起區在中生代—新生代早期經歷的多期次構造運動導致研究區裂縫發育，且早期形成的裂縫在后期斷裂活動下再次活化，這為油氣的運移和儲集提供了有利條件。因此，探討研究區內各個潛山的形成機制和演化過程對太古宇、古生界和中生界油氣勘探具有重要意義，也為渤海海域潛山油氣勘探提供一定的理論依據。

6 結論

1） 旅大隆起區經歷了印支期、燕山期和早喜馬拉雅期多幕構造運動的疊加改造，在印支期表現為自南向北的逆沖推覆，燕山早期和中期為擠壓背景下的局部伸展，燕山晚期為北西-南東向的擠壓，早喜馬拉雅期轉變為北西-南東向的伸展。研究區構造格局的轉變發生在晚白堊世，由侏羅紀—早白堊世的北西—近東西向構造格局轉變為晚白堊世及之后的北東-南西向構造格局。

2） 印支期北西—近東西向的逆沖推覆斷裂是控制研究區晚中生代—新生代演化過程的先存構造。燕山期—早喜馬拉雅期的斷層活動繼承或改造印支期的逆沖推覆面，其在深部可能形成統一的滑脫系統。

3） 印支期近東西走向的對沖斷裂及其在燕山期和早喜馬拉雅期的負反轉活動的疊加效應形成了428構造潛山，秦皇島30-1 和旅大25-1 構造潛山則是印支期近南北向擠壓、燕山晚期北西-南東向擠壓和早喜馬拉雅期北西-南東向伸展疊加改造的結果。

致謝：本研究使用的地震和鉆井數據由中海石油天津分公司渤海石油研究院提供，兩位審稿專家對本文提出了寶貴的修改意見，在此一并致謝。