东部盆地

位于我国东部,主要受太平洋板块和印度洋板块的作用,产生以NE,NNE,EW 向为主的张性断裂。地幔物质的上涌,加速了水平拉张的发展,从而形成了巨大的沉陷区,沉陷区内发育有许多大小不等的拉张型沉积盆地。特征如下:

1)盆地经历了印支期、燕山期和喜马拉雅期的构造演化过程,边界基本以正断层为主,盆地的发育和发展都受深大断裂控制。

2)盆地基底为古生界及元古宇,基底断裂比较发育,主要为NE,NNE向和近EW 向两组活动断裂,断裂经历了正、逆、正演变过程,但最终多表现为正断层性质。多具有明显的断陷-坳陷双层结构。

3)受断裂控制,盆地内岩体断块东西成带,南北分块。构成了凸起和凹陷相间的构造格局。

1.松辽盆地

(1)基本概况

松辽盆地位于东经119°84'～128°24'与北纬42°25'～49°23'之间,横跨黑龙江、吉林、辽宁和内蒙古地区,面积约26×10⁴km²,是我国东北部大型的中、新生代陆相盆地。盆地西侧为大兴安岭,北部和东部是小兴安岭、张广才岭和老爷岭。盆地内部低平,为第四系松散沉积物所覆盖,海拔100～200m。

松辽盆地基于松辽地块,后者介于西伯利亚板块与华北陆块之间,作为古亚洲洋中的古陆块,发育有中新元古界-古生界沉积岩系,属于克拉通盆地海相沉积,后经构造变动、深埋,成为中、新生代盆地基底。

松辽盆地可分为中央坳陷、北部倾没、东北隆起、东南隆起、西南隆起及西部斜坡区,见图1-3。盆地基底主要由古生界及前古生界变质砂岩、大理岩、板岩和千枚岩等组成,并有大面积印支-早燕山期、华力西期和加里东期花岗岩侵入。沉积盖层主要是中新生代沉积岩,累计最大厚度达万米。沉积盖层自下而上为上侏罗统、白垩系、古近系、新近系和第四系。

图1-3 松辽盆地构造分区图(据田廷山,2008,有修改)

①嫩江-白城断裂;②孙吴-长岭断裂;③伊兰-伊通断裂;④嫩江-铁力-伊兰断裂;⑤赤峰-开原断裂

图1-4 松辽盆地及其邻区莫霍面深度图(据杨继良,1983)

(2)成盆机制(动力学)

依据重力资料计算松辽盆地及周围地区的地壳厚度的结果表明,松辽盆地深部莫霍面呈上隆状态,与中新生代沉积盆地的宏观构造形态成镜像关系。由莫霍面33km等深线所圈闭的上地幔隆起区相当于松辽盆地的范围。莫霍面深度小于29km的两个隆起部位与中新生代沉积盆地中最深的两个凹陷:古龙凹陷和长岭凹陷(属中央坳陷区)的位置相当(图1-4)。大庆物探公司所做的大地电磁测深剖面研究结果表明,绥化凹陷与深部的上地幔隆起恰好也构成镜像关系。这种镜像对应关系反映上地幔物质的热隆起与中新生代沉积盆地的形成和发展在成因上有密切联系。

松辽盆地经历了中生代的地幔上隆、陆壳坳陷;岩浆上涌、引张裂陷;盆地挤压、构造反转和新生代较小幅度伸展断陷4个阶段的构造演化(图1-5)。

图1-5 松辽盆地形成的地球动力学演化示意图(据李娟等,2002)

第一阶段以晚侏罗世穹隆与火山活动为特征。松辽地区上地幔的大范围隆起,伊泽奈崎大洋岩石圈朝NNW方向快速俯冲,致东亚大陆地壳的局部熔融和岩浆上涌,出现线状排列的穹隆构造。

第二阶段早白垩世岩浆活动高峰阶段。动力来源于伊泽奈崎大洋岩石圈朝NW方向快速俯冲,此过程持续到早白垩世末俯冲作用的基本停止,伊泽奈崎大洋岩石圈的消亡为止。形成大规模火山-侵入杂岩带和弧后盆地群,伴有强烈构造变形。大洋朝NW方向低角度高速率的俯冲,是形成NE向宽广火山岩带的重要动力学原因。

第三阶段发生在早白垩世嫩江期末到晚白垩世明水期末,伊泽奈崎大洋板块俯冲消亡,发生强烈挤压碰撞,为构造反转作用期,造成断陷历程的终结。松辽盆地在强烈挤压作用下发生构造反转,由断陷盆地向挤压盆地转变,原先的大型正断层变为逆冲断层,并形成一系列浅层褶皱。

第四阶段为新生代伸展断陷作用。新近纪以来,太平洋沿新海沟朝正西方向俯冲,但倾角陡,俯冲速率小,沟弧之间处于拉张应力状态。新近系和第四系在全区广泛分布,多超覆在中生界之上,为热冷却坳陷作用的表现。

总之,松辽盆地发育在大陆内部古生界—元古宇基底之上,中生代盆地是叠置在断陷之上的大型拗陷,全盛发展时期为白垩纪。沉积特征中生代沉积以火成岩为主,上侏罗统—白垩系呈粗-细-粗旋回,一个沉积体系可由几个上源从不同方向汇合而成。其构造性质属引张断陷盆地,兼具构造反转特征(李娟,2002)。整体具有镜像反映、下裂上坳、高热流、盆地剖面接近对称状以及造山作用不强烈的特点。

(3)构造特征及主要热储层分布

松辽盆地控制性断裂主要有西缘嫩江-白城断裂,中部的孙吴 长岭断裂,东缘依兰-伊通断裂,北部嫩江-铁力-依兰断裂和南缘赤峰-开原断裂(断裂位置见图1-3),特征如下。

1)嫩江-白城断裂:属于NE向和NNE向的经向断裂,具有张性断裂的性质,见图1-6。自中生代开始就有活动,两侧重力异常梯度特征明显。即其西部是重力异常高密区,东部为重力异常宽缓区;地壳厚度在断裂以东厚35～36km,以西急剧增厚达39km,断裂为震级多小于4级的浅源地震带,为西部掀斜隆起山地和东部断陷盆地构造地貌形态的界线。根据现有资料分析,发现其活动强度、幅度和延续时间,在不同地质时期存在差异性,自古新世—晚更新世可划分出比较强烈的5个构造活动期。

图1-6 满洲里 绥芬河地壳结构构造大剖面(据王瑜,1999,有改动)

2)孙吴-长岭断裂:该断裂位于松辽盆地中部北安-安选-长岭延伸线,贯穿盆地中部,向南延与下辽河断裂相连,向北延与俄罗斯结雅河断裂相接。为松辽-结雅地堑系发育前期裂谷期的断裂构造,是大致与嫩江-白城断裂平行展布的主干断裂和具有顺时针平移的张裂性质。该断裂位于中央坳陷区的松辽-结雅地堑深陷区,将松辽盆地和山地分为构造性质不同的东西两部分,即断裂以东的隆起区和以西小兴安岭北西段掀斜翘起。同时,其对盆地北端五大连池等地区中心式火山喷发活动也起着重要的控制作用。

3)依兰-伊通断裂:该断裂是松辽盆地东邻的一条著名大断裂,是郯庐断裂的北段分支,为超岩石圈深断裂,深达上地幔,沿断裂分布有富含深源橄榄岩包体的玄武岩,主要发育时期为晚印支期。在其控制下,长白山地褶皱隆起过程中,也牵动盆地东部隆起,故盆地与东部长白山地间是以隆起丘陵或台地相接,发育一系列与构造断裂平行的河谷、盆地等构造地貌形态。上新世晚期以后经历了反复的拉分过程,出现了多期的玄武岩喷溢。该断裂的伊兰-依通-沈阳断裂带是松辽盆地深部的东部边界;伊兰-依通-营口断陷带是认识松辽盆地滨西太平洋构造系统的一把钥匙。松辽地区北北东向大断裂皆具有左行走滑性质。

4)嫩江-铁力-依兰断裂:走向NWW(NW),断裂呈现统一的左旋运动,与许多先存的构造也发生有限的左行平移。据交切构造关系,其形成年代为新构造运动时期(N—Q),与NNE向断裂系统呈共轭关系。沿共轭断裂不仅火山作用、地震作用活跃,而且亦是CO₂,天然气脱排成藏最有利构造。

5)赤峰-开原断裂:与西拉木伦河断裂为松辽盆地南部的一组东西向、近于平行的超岩石圈深断裂,主期为逆掩断层,中后期转化为走滑断层,沿断裂带发育有蛇绿混杂岩和以蓝闪片岩为代表的动力变质岩。地壳厚度和岩石圈厚度比值分布揭示了开原-赤峰断裂为东北块体和华北块体的构造分界线,两侧地震序列活动的差异性,也间接证明了开原-赤峰断裂为东北和华北块体的分界线。

6)松辽盆地主要热储层为白垩系。上白垩统(K₃)在盆地中央坳陷地区形成低温热储系统。中白垩统上段包括青山组(

火山岩是松辽盆地最重要的储层,已发现的火成岩储层有营城组和火石岭组火山岩。火山岩分布与断裂活动有关,只有搞清主要断裂的分布规律,才能较好地把握火山岩的分布规律。中、新生代火山活动的高峰期在早白垩世,为裂隙式喷发的高钾钙碱系列中酸性火山熔岩和火山碎屑岩,并具多火山口带状喷发特征,广泛分布在盆区以东和以北地区。火山活动总的趋势是从西向东迁移。晚白垩世—古近纪,大规模的火山活动基本停止。从渐新世开始,断断续续一直到第四纪时有小规模的碱性玄武岩喷发。玄武岩中见有地幔岩浆包体,并有少量碱性碧玄岩和响岩质粗玄岩喷出(李娟等,2002)。

2.渤海湾盆地(华北)

(1)基本概况

渤海湾盆地是位于中国东部的新生代断陷盆地,包括华北平原北部,渤海海域和下辽河平原,是我国东部油气、煤以及地热等重要矿产资源的赋藏区。渤海湾盆地的基底是华北地台,众多研究资料和众多学者认识一致的是其中生代发育为断陷盆地,至新近纪又转化为坳陷盆地。渤海湾盆地四周为隆起区所围限,东临胶辽隆起区,西接山西隆起区,南北分别为秦岭和燕山褶皱带。盆地与四周隆起均被深大断裂带所切割,东有郯庐断裂带,西有紫荆关及太行山东麓断裂带,南为广饶-齐河断裂带,北为昌黎-宝坻断裂带。在平面上总的构造格局是由7个Ⅱ级断陷盆地(下辽河、渤中、济阳、昌潍、黄骅、临清、冀中)和4个Ⅱ级隆起(沧县、埕宁、内黄、邢衡)相间排列,呈现出似N形的轮廓,见图1-7和图1-8。

图1-7 渤海湾盆地构造区划示意图

图1-8 渤海湾新生代盆地剖面图(据漆家福,2004)

(a)横穿冀中坳陷中部剖面;(b)横穿黄二段、三段;(c)横穿渤中坳陷北部的剖面。1—第四系、新近系;2—东营组;3—沙河街组一段;4—沙河街组二、三段;5—沙河街组四段;6—孔店组;7—新生代盆地基底;8—伸展断层;9—右旋走滑构造系统的主位移带。剖面(a),(b),(c)的原始地震资料分别来自东方地球物理公司、大港油田和渤海石油公司,剖面(c)的解释方案据承娟英1983年的资料修改

(2)成盆机制(动力学)

本书按照黄汲清教授将阿尔卑斯运动划分为印支、燕山和喜马拉雅3个运动旋回的观点来分析渤海湾盆地形成的几个主要阶段及原因。

A.印支期盆地构造阶段

中下三叠统与下伏上古生界呈整合接触,实质上与古生界为一套构造层。该期沉积盆地继承了晚古生代构造格局,本区受到北西-南东向的挤压,陆内压陷作用成盆。主要沉积层自上而下为暗紫红色、棕红、黄绿色砂泥岩建造。

印度期相当于三叠纪中期至侏罗纪早期。由印度支那半岛(中南半岛)得名的印支运动属地壳运动,它是渤海湾盆地发育史上一个重要的转折阶段。起始于中三叠世的印支运动使渤海湾盆地的应力场发生了转变,构造线由近东西向开始转为北东、北北东向,地台随之解体。本区受到近南北向挤压应力场远端效应的影响,构造变形相对较弱,华北盆地与松辽盆地一起整体褶皱成陆(与华南陆块连接成统一的欧亚大陆)。在盆地内部的地震剖面上,常见印支侵蚀面以下反射层近乎平行出现,突出反映了印支运动使地台沉积层全部轻缓的褶皱,形成了一系列大型的由背斜和向斜组成的隆坳相间的构造格局。印支运动使渤海湾盆地普遍缺失上三叠统的沉积,见表1-8。

表1-8 渤海湾地区中西部中生代地层系统及建造类型

总之,印支运动使欧亚大陆板块初始形成,渤海湾盆地内的主构造线由近东西向转变为北东、北东东向,在区域隆起背景上形成了北东向展布的、宽缓的大型复背斜与复向斜,整体表现为一种陆内准造山作用,是本区新的构造骨架形成的开始。

B.燕山期早期盆地构造阶段

由华北北部燕山得名的燕山运动对中国大地构造的发展和地貌轮廓的奠定,具有非常重要的意义。由于构造背景不同,燕山运动的强度和表现形式有明显的东、西差异。在大兴安岭、太行山、雪峰山连线以西,为相对稳定的一些大型内陆盆地,如鄂尔多斯、四川、准噶尔、塔里木盆地等,它们在中生代期间几乎连续地接受河、湖相沉积;连线以东属渤海湾盆地,构造活动较强烈,造成许多走向NNE向或NE向、平行斜列的褶皱断裂山地和大量小型的断陷盆地,并伴以岩浆活动,显示了太平洋沿岸地带构造活动的加强。燕山运动使得中国地貌及构造格局清晰地显现出来。

在渤海湾盆地,构造变形主要是中侏罗世末燕山运动作用的结果。NNE向展布的挤压褶皱及逆冲构造大量发育,已发现的有对冲构造、单冲型逆冲构造、断展褶皱、断弯褶皱等,如沧西逆冲断裂系、青县褶皱及逆冲断裂系和黄骅坳陷南部深层逆冲构造等。同时,NWW向横向调节断裂也发育。因此,本期主应力场为NWW-SEE向不对称挤压,表现为强烈的陆内造山作用。燕山运动早期构造层与下伏构造层呈假整合或微角度不整合接触,反映燕山期早期运动在本区表现为强烈挤压特征,而印支运动为面式隆升或微褶特征。燕山期早期运动形成盆地类型为河湖沼相中小型坳陷盆地,空间分布受印支期古构造控制,呈NE向斜列型展布,包括北京盆地、葛渔城盆地、黄骅南盆地及临清盆地等。

本期为渤海湾盆地中生代重要成煤期,见表1-8。

C.燕山期中期盆地构造阶段

燕山期中期构造层包括上侏罗统与下白垩统,与下伏不同时代的地层呈角度不整合接触,说明燕山期早期末的构造运动最强烈。燕山期中期因受SWW-NEE方向的拉张作用,表现为强烈的张性正断裂发育及岩浆喷出活动,中、小型张性正断裂起着控盆作用。因此,该期以成盆作用为主,为中生代重要成盆期,形成了NNE向展布的裂陷型盆地,如北京盆地、石家庄盆地、武清盆地、黄骅盆地及临清盆地等。本期在燕山运动早白垩世末活动减弱,结束了盆地的发育,进入了盆地萎缩期。

D.燕山期晚期盆地构造阶段

燕山期晚期构造层主要为晚白垩统,与下伏地层为角度不整合接触。晚白垩世为中生代盆地萎缩期,仅在隆起背景上发育了小型坳陷型盆地,包括石家庄盆地、临清盆地及武清盆地等。燕山期晚期表现为弱成盆与准造山作用同步进行。燕山期晚期运动临近结束时,郯庐断裂受到压扭性质的走滑,其作用造成本区继续隆升剥蚀,进入新的构造演化阶段。

总之,晚三叠世至晚白垩世为燕山运动主要活动期,共分早、中、晚三幕,见表1-9。SWW NEE向挤压-拉张-挤压交替进行,中期以张性断裂和岩浆活动为主,晚期因断块差异沉降,弱成盆与准造山作用同步进行为主。例如处在渤海湾盆地的天津地区,燕山运动是该区主要的造山运动,北部地区隆起,形成了燕山山脉,南部地区下沉,形成华北断陷盆地,并伴有岩浆活动。

表1-9 燕山运动三幕构造特征

E.喜马拉雅期盆地构造阶段

渤海湾盆地在喜马拉雅期演化通常划分为裂陷(同裂谷)和后裂陷(后裂谷、坳陷)两个构造阶段。按照自然界三元论认识事物存在状态的哲学方法,盆地每一阶段自下而上沉积的地层分别划分为3组,裂陷阶段分别是孔店组、沙河街组和东营组;后裂陷阶段划分为馆陶组、明化镇组和平原组,每一组划分为2～4个段。由于沉积建造都要受到断裂体系及其构造应力分布的影响和控制(王鸿祯,1983;张渝昌,1997),沉积和构造具有密切的成因联系。对于构造相对稳定、剥蚀厚度相对较小的层段,其残留地层厚度基本代表了其原始地层厚度。渤海湾盆地新生界各组段之间尽管存在着多个不整合界面,但多属平行不整合或假整合,一般剥蚀厚度不大(邱楠生等,2006;Huetal,2001;吴智平等,2000;于永生等, 2000)。因此,对该盆地残留地层分布的差异、沉积中心的变迁以及沉积长轴的走向开展横向和纵向上的综合分析和对比,就可用以揭示有关盆地整体及局部构造应力场分布、断裂发育、盆地沉降与演化等重要地质信息。例如,新近纪馆陶组在全盆地内具有较均一的分布,但渤中凹陷的沉积厚度较其他坳陷为最大(达2000m),这与渤中坳陷进入热沉降阶段相对较晚有关。对比明化镇组发现自冀中坳陷北部(1000m)到黄骅坳陷北部(1500m),再至渤中凹陷(1500m)近EW向的且有一定宽度的条带上,沉积厚度明显大于盆地其他地区,说明这一条带明化镇期具有明显加快沉降的现象。故此推断,渤海湾盆地在进入热沉降演化阶段之后,仍叠加有其他构造作用的影响(丁增勇,2008)。

F.动力机制成因分析

渤海湾盆地受印支运动、燕山运动和喜马拉雅运动的影响,发育了大量的次级断陷盆地、张性断裂、强烈的中酸性火山喷发和基性岩浆溢出,整个过程中除有几次短暂的海侵外,全部由海相转为陆相沉积。那么,造成如此大规模构造格局改变的动力机制是什么呢?

根据板块构造学说的观点,渤海湾盆地是在伸展作用的同时叠加了后期走滑构造作用而形成的。中三叠世末印支运动继承了华力运动的特点,渤海湾盆地受到印度板块、蒙古板块近南北向挤压应力场远端效应的影响,构造变形相对较弱,晚三叠世末的印支运动加剧,发育了大型宽缓的复背斜与复向斜。

进入燕山期早期,伊佐奈崎板块朝NWW方向低角度俯冲挤压,华北地区以NWW-SEE最大主应力方向为特征的应力场。使本区为强烈的造山作用阶段,发育了大量的挤压褶皱及逆冲构造。燕山期中期,伊佐奈崎板块由SEE-NWW向高角度强烈俯冲于中国东部,因而造成该区构造线为NNE向。使本区为陆内裂陷作用成盆期,同时断裂与岩浆活动强烈。燕山期晚期,伊佐奈崎板块俯冲消失,华北东部与太平洋板块接触,太平洋板块主要向N或向NNW向俯冲,与欧亚板块以走滑边界或弱活动边界接触,因而使得华北地区在该期构造活动减弱,并以隆起为主。而后进入喜马拉雅期的伸展强烈成盆演化阶段。

纵观渤海湾盆地中生代前后构造演化过程,大致经历了断-坳-隆3个旋回的演化期,即中晚元古代到中生代三叠纪为第一旋回,中生代侏罗纪至白垩纪为第二旋回,新生代为第三旋回。而中生代则处于中间旋回并分为印支运动和三幕燕山运动,在该构造演化阶段中,成盆作用与造山作用既交替进行,又相互统一,体现了渤海湾盆地构造具有多层次、多成因、多类型、多旋回的复杂特征。

(3)构造特征及主要热储层分布

1)渤海湾盆地内断裂特别发育,这些深大断裂带把整个渤海湾盆地分割成许多大小不等的断块,而每一断块又被次一级断裂带分割成许多小断块,且由于掀斜活动而大多呈翘倾状态。这些深大断裂带对盆地的形成和发育,以及盆地的分布和古近系、新近系沉积相带等都起着重要的控制作用(图1-8)。

2)根据资料显示主要有4组断裂系统。其中占主体的是呈NE向和NNE向延伸,具有左行雁列展布形式的基底断裂带;各段断裂组成的太行山东麓断裂带,沧东断裂带和聊城-兰考断裂带为最大一级的雁列断层。

3)渤海湾盆地构造演化表现为先“断陷”后“坳陷”结构。既在7个相对独立的古近系断陷盆地之上叠覆新近系至第四系坳陷盆地,每一个古近系断陷盆地又包括若干由基底正断层控制的凹陷和凸起,盆地的主边界断层常只在一侧发育,致使盆地在结构上表现为不对称的箕状或半地堑结构。

渤海湾盆地岩溶裂隙热储层主要有奥陶系马家沟组及其顶部风化壳,寒武系昌平组、中元古界铁岭组、雾迷山组及高于庄组的碳酸盐岩。岩溶发育受构造影响,在古潜山中普遍受二次淋滤,形成热水富集区。下古生界碳酸盐岩厚700～1200m,隆起区残留厚度较薄甚至缺失,裂隙率一般为0.4%～0.8%,总孔隙度一般小于5%,渗透系数具有明显的各向异性,变化在0.01～12m/d之间。中新元古界保留较好,裂隙率一般为0.91%,平均孔隙度一般为2.32%,渗透系数变化在1～9.6m/d之间。

新近系馆陶组除在隆起区大部分缺失外,昌潍坳陷和济阳坳陷南部局部地区也缺失该套地层。但渤中坳陷具有异常达2000m厚的沉积,其他坳陷区大多介于400～600m之间。馆陶组热储层以砂砾岩为主,渗透率一般在150～2500×10^-3μm²,孔隙度多在20%～35%,是渤海湾盆地最主要的热水储层。明化镇组除昌潍坳陷基本缺失,济阳和临清坳陷部分地区也有缺失外,自盆地西部向东逐渐增厚,由冀中坳陷的1000m,增大到黄骅坳陷的1200m,再向东到渤中坳陷增大到1500m,渗透率一般在100～2000×10^-3μm²,孔隙度多在25%～38%,是渤海湾盆地最主要的低温热水储层。

众多的钻井资料及沉积盆地成盆机制分析,渤海湾盆地中北华北盆地(包括松辽盆地华北地台部分)与南华北盆地(焦作-商丘断裂以南,主体在河南省境内)相比,经历了数次抬升、淋滤,而且火成岩零星分布,没有产生大面积的变质岩石,是基岩热储层发育,地热资源广泛分布的一个主要原因。