燕山晚期—喜马拉雅期裂陷构造演化及其对岩石建造和铀矿化的控制作用

1. 　燕山晚期—喜马拉雅期裂陷构造演化及其对岩石建造和铀矿化的控制作用

本区进入白垩纪后，由于区域应力场的变化，由挤压环境开始向拉张环境转化，这就导致地慢的开始上拱和小型断陷盆地的广泛发育，并伴随着中基性火山活动，从而形成了规模不大的，充填着中基性火山岩夹暗色含煤碎屑岩建造的断陷盆地。在第一个火山活动高峰，即建昌期或花吉营期火山喷发的后期，又发生了一期广泛的亚碱性中基性次火山岩侵入活动。本区进入喜马拉雅期后，由于太平洋板块对欧亚大陆板块俯冲作用的停息，以及印度板块与欧亚板块的碰撞，导致华北裂谷系的发育，本区处于强烈的拉张环境，地壳减薄，地慢上拱，沿深断裂有强烈的幔源基性火山活动发生，在研究区西部和东部的中新世汉诺坝玄武岩即是该期的产物，这是区内一次重要的热事件，导致本区发生一次重要的热叠造型铀－多金属矿化作用，这是本区第二次重要的成矿作用，以脉状充填型高品位铀－多金属矿化为特征，根据本区已知矿床、矿点的矿石同位素年龄测定资料，该期矿化在本区具有普遍性。这也充分显示深部幔源热流体在形成本区富矿过程中的重要作用。如果说晚侏罗世断裂－喷发带主要为NE向展布的话，早白垩世的断裂－喷发带，除继承NE向之外，则出现NNE向、NW向和SN向的展布特征。

2. 喜马拉雅期差异活动增强阶段

喜马拉雅构造运动远不如燕山期强烈，基本保持了燕山期构造格局。该期拉张作用仍处于主导位置，差异升降更加明显，最大特点是鲁西北地区强烈裂陷，发育了巨厚的古近-新近纪沉积。古近纪，太平洋板块以北西方向向中国大陆俯冲，菲律宾板块由太平洋板块向北西西方向运动，印度板块与欧亚大陆碰撞造成强大影响，我国东部主压应力为北西、南东方向。鲁西北成为华北坳陷的一部分；郯庐断裂带左行压扭，裂谷消亡，仅北部与鲁西北坳陷区相邻处接收沉积，受郯庐断裂带影响，其他组断层仍有活动。
新近纪，太平洋板块向西俯冲，青藏高原隆起，华北受到来自南西方向的挤压，这时本区主压应力方向为东西向，郯庐断裂带由长期以来的左行扭动转为右行压扭，活动强度明显减弱。鲁西北及与之相邻的地带继续沉降，鲁中、鲁东各区继续隆升。
第四纪以来，区内应力场无大变化，郯庐断裂带、聊考断层等断层仍有一定程度的活动。

3. 特提斯域拼合大陆新生代裂陷盆地总体分析

青藏高原新生代小盆很多，尚未见系统分类研究报道。此处讨论的是由深部控制拉张裂陷盆地，具有深水湖相沉积和较高地温梯度两大特征。大量的山间小盆要剔除，属于晚期强烈挤压配套拉张小盆地和扭动走滑的拉分盆地都暂不考虑。主要研究新特提斯洋壳俯冲消失后，印度陆块对大陆强力挤插拱抬积累的张应力，导致薄弱地区发生的破裂，以E2—N1地层沉积为主。此后由于继续挤插叠接超过极限，爆发波及亚洲广大地区的喜马拉雅晚期运动，也就是裂陷盆地被 “封杀”之时。
这类盆地多发生在早期缝合带附近，如班公湖-怒江缝合带近东西向就有22个长条型小盆［418］（图170），金沙江-拉竹笼缝合带也有较多的新生代裂陷盆地，有些被N、Q地层所掩盖。
新生代陆相裂陷盆地，在我国石油地质中占有重要位置，油气成藏具有多方面的优势：第一，由深部控制的裂陷盆地，下陷速度往往比充填速快，多期出现深水、半深水湖相沉积。烃源岩厚度大、品质好，单位生烃率高。第二，物源近、河流短，间断期碎屑特别丰富，成岩压实时间短，一般后期构造干扰少。储层物性大多良好，有利于油气快速运移、常规聚集，生聚系数很高。第三，深部控制的裂陷盆地的地温梯度高（伦坡拉比我国东部还高），烃源岩容易成熟、排烃，不像塔里木等大盆新生界多未成熟。第四，裂陷小盆地厚度变化大、相变频繁，地层、岩性、构造转换等同生圈闭发育，有利于油气适时成藏。第五，深部影响减弱后，断裂作用消失，转为区域性坳陷沉积，有利于裂陷内油气成藏和保存。
上述优势，按其自然发展，可能形成一大批一次性成藏的富油小盆地。但本区新生代裂陷盆地沉积后期，强烈的喜马拉雅晚期运动爆发，伦坡拉盆地明显受其影响，盆地基底J＋K地层在紧邻地区都压成直立、倒转、逆冲等剧烈形变（图171c）。但构造运动是不均衡的，如果裂陷盆地位于构造作用稍为宽松的背景，既不至于影响上覆坳陷的沉积，储层也不受区域挤压而严重致密化。也有可能出现比伦坡拉更有利的盆地，所以要对众多盆地进行筛选。客观环境的艰难，不能广泛进行地震钻探等重型工程，主要以地面调查配合轻型物化探，并充分利用航磁和遥感资料。在综合分析后，再选择进行地震、钻井勘探。
羌塘陆块、拉萨陆块和藏南地区，在中生代都曾发育被动大陆边缘，弧后和前陆海相沉积，在拼合中还发育一系列深水湖相沉积。都具备非常良好的烃源条件，以及储层、圈闭等油气成藏的各种有利因素。但在相继的陆、陆碰撞缝合中，特别是缝合后印度陆块强力挤插而爆发的喜马拉雅晚期运动，影响亚洲广大地区的地质结构，对西藏各拼合陆块，则有很大的破坏性，多成为世界屋脊上的暴露盆地，给油气远景评价抹成 “灰色”。
但是挤褶、断裂、抬升暴露都是相对的。既然盆地原型都很有利，在那些仍被不同程度埋藏的领域，发现油气田还是有可能的。笔者根据对资料的认知，作如下概要分析：
最有利条件配套形成并能保存下来的特大型富集油气田的机遇已经很小。除了构造破坏外，由于区域挤压背景导致储层普遍致密化，油气不能适应喜马拉雅晚期构造大改造后重新运移、聚集的趋势，已不可能将大范围的油气向新的大型圈闭富集。但在各种次生缝洞作用下，可形成一些分散的烃藏，或保留早期油气未被强烈改造的部分。
主要含油气层系埋藏在地腹相对稳定区，估计仍在10万km2以上。西藏虽属高原，但地表溶蚀深度不很大，推测只要有一定盖层，千米以下可能保存一般油气藏。
由于晚期构造破坏性较大，所以应注意地腹的三种圈闭：第一，是继承性的古、今构造复合圈闭，表现为地腹构造轴部地层薄、周边加厚，说明早期聚集晚期还得到加强。第二，地层、岩性圈闭仍保持上倾封隔状态，如地震剖面中低速带上倾消失现象，说明没有被后期运动反转为下倾封隔。第三，三个陆块都曾经发育面向深海的礁、滩相带，其隐伏圈闭是很理想的勘查对象。
进一步试探和加强以下几个领域的工作：一是在构造较为稳定的北羌塘中部复向斜带，探寻深部圈闭，并在南羌塘古油藏附近寻找相应较深层位的圈闭；二是措勤等盆地K地层覆盖区探寻J＋K1发育礁滩和入海扇体等储集体；三是伦坡拉盆内地层，岩性和沉积同生的大型构造圈闭。这三个目标各代表一定的油气领域，突破后有很大的延伸意义。
由于客观条件复杂、艰难，地质研究认识程度很低，不主张急于上很多重型工作量。首先仍应加强地质调查和综合研究工程，选择进行地震直至三维勘查。在有公路的地区，可利用可控震源车，先做一些路线测量。目标明确了再上深钻，步步为营。

4. 中新生代构造运动特征

根据构造层的划分，结合区域地质资料，将中新生代构造运动划分为印支运动、燕山运动及喜马拉雅运动。
一、印支运动的表现及特征
印支运动发生在三叠纪的中晚期。根据印支运动的特征及区域地质资料，将印支运动旋回进一步划分为早期（T1-2）和晚期（T3）两个阶段，或称为印支Ⅰ幕和印支Ⅱ幕。印支运动在华北地区的影响主要表现在以下几个方面。
1.由于印支运动的影响，华北克拉通盆地南缘和北缘变形强烈，盆地内表现为大型坳陷和隆起，古构造发育（图2-5-6）。
（1）在华北克拉通盆地北缘受海西期西伯利亚板块与华北板块碰撞拼接产生的后效应的影响，印支期该区仍处于南北向挤压隆升状态，并形成逆冲断裂带（如康保-围场断裂、张北-承德断裂等），造成该区三叠系的大面积缺失。
（2）华北克拉通盆地南缘由于晚海西—印支早期古秦岭洋在桐柏—商城—舒城一线俯冲关闭，导致扬子板块与华北板块的碰撞拼接，进而形成秦岭褶皱造山带、华北克拉通盆地南缘隆起及济源-太康前陆坳陷。
2.受库拉板块北北西向向欧亚板块俯冲及南北向挤压应力的综合影响，造成印支晚期郯庐断裂左旋扭动，在华北克拉通盆地内部形成了挤压型坳陷，出现了近北东向展布的沁水坳陷、临清坳陷、武清及黄骅坳陷等构造单元。
3.印支期的挤压褶皱构造
（1）在河北承德东山村露头剖面（图2-5-6）可见上三叠统杏石口组以下地层褶皱变形，并被其不整合覆盖。
（2）黄骅地区孔西构造带孔古3井区经钻探揭示逆冲断裂存在，地震资料解释为一由西向东逆冲形成的压扭构造，且上覆层上侏罗统—下白垩统未变形，推测该构造形成于印支期或早燕山期（图2-5-6）。
（3）济阳地区桩西倒转褶皱，高部位被剥蚀夷平，并被中下侏罗统煤系地层覆盖（图2-5-6），为印支期产物。
4.印支期的逆冲断裂
勘探证实，三叠纪济阳地区明显的逆冲构造带有三条，它们是埕北-五号桩逆冲构造带，总长度约60km；呈南-孤西逆冲构造带，长度约90km；车西-罗西-陈南逆冲构造带，长度为170km。另推测向西南还有两条（无棣南-西村逆冲构造带，区内长度为130km，向东南延入鲁西隆起区；宁津南-曲堤逆冲构造带，长约70km）。上述五条逆冲构造带倾向均为西南方向，表明三叠纪济阳地区受到北东—南西方向的强烈挤压（图2-5-7）。
5.印支期的区域性不整合面
地层间角度不整合是构造运动的产物。正确判定不整合面上、下两地层的时代是确定不整合形成时间及构造运动发生时代的基础。

图2-5-6 华北地区印支运动构造形迹图


图2-5-7 济阳地区印支期构造纲要图

上三叠统杏石口组与中三叠统二马营组及前二马营组之间的角度不整合。反映印支运动Ⅰ幕的存在。例如平泉县下板城盆地边缘榆树沟，上三叠统杏石口组与中三叠统二马营组间有5°～10°的交角，接触面呈凹凸不平状，局部形成小漏斗，且上覆地层具有下伏地层组分的砾岩（图2-5-1）。北京西山的杏石口组与双泉群，辽西地区老虎沟组与后富隆山组之间的角度不整合或平行不整合接触关系等，说明印支运动较广泛的存在。
6.印支运动的区域应力场
早期以南北向挤压，晚期向左旋挤压扭动应力场转换，变形场表现为逆冲褶皱并大面积隆起。
二、燕山运动的表现及特征
燕山运动是华北地区重要的构造运动，经历约143Ma（208～65Ma），具有性质复杂多变、多幕式活动的特征，同时具有广泛且强烈的多期次的岩浆侵入与喷发活动。根据该运动时期形成的地层角度不整合、岩浆活动旋回及构造变动等特征将燕山运动大致分为早期（J1-2）、中期（J3—K1）和晚期（K2）及相应的三个构造幕（中侏罗世末为燕山运动Ⅰ幕、早白垩世末为燕山运动Ⅱ幕、晚白垩世末为燕山运动Ⅲ幕）。燕山运动在华北地区主要表现在以下几个方面。
1.华北地区南缘形成周口-合肥前陆盆地
由于扬子板块与华北板块碰撞拼接，北淮阳褶皱造山的同时，向华北地区逆冲形成燕山期周口-合肥前陆盆地（图2-5-3、图2-5-8）。

图2-5-8 合肥前陆盆地形成模式图

2.华北北部燕山地区大量中酸性火山岩喷发，形成火山岩覆盖区。据区域地质资料，燕山期火山岩可分为南大岭期、髫髻山期及张家口-大北沟期。
（1）南大岭期
时代为早侏罗世，包括北京地区的下侏罗统南大岭组和蔡家岭组及辽西地区下侏罗统的兴隆沟组。南大岭组以玄武岩和安山岩的溢流为主，兴隆沟组主要岩性为玄武安山岩和玄武岩，厚度约为130～637m，同位素年龄约（195±5）Ma。
（2）髫髻山期
该期时代为中侏罗世，以冀北地区的九龙山组、髫髻山组、后城组及辽西地区蓝旗组为代表。髫髻山组以玄武安山岩、粗安岩、英安岩、流纹岩的溢流-爆发为主，夹沉积层。侵入活动以中酸性中深成侵入为主，同位素年龄为155～165Ma，早期（九龙山组）以沉积为主，夹有酸性火山喷发；中期（髫髻山组）以玄武安山岩、安山岩、粗安岩、英安岩、流纹岩的溢流-爆发为主；晚期（后城组）仅间夹零星的酸性火山喷发。
（3）张家口-大北沟期
该期时代为晚侏罗世。以冀北地区的张家口组、大北沟组及辽西地区的义县组为代表，张家口组同位素年龄143.8～148.6Ma，是该区中生代规模最大的一次岩浆活动。主要喷发了一套中酸性火山岩，与之有关的侵入活动主要表现为潜火山和浅成侵入活动，形成火山-沉积岩相组合。
研究表明，燕山地区中生代火山作用的规模，有由弱裂隙式溢出—强烈的中心式喷发—活动减弱的变化。火山喷发岩的性质，有由基性（早侏罗世南大岭组）—中性和酸性（中侏罗世髫髻山组、后城组）—中性基性（晚侏罗世东岭台组、东狼沟组）变化的趋势。火山岩化学成分明显的特征是Ca、Mg组分较低，全碱含量，尤其是K的含量较高。由玄武岩、安山岩、粗安岩、粗面岩及流纹岩等构成多旋回火山喷发岩系。冀北地区中生代火山岩钙碱指数53.25左右，为皮科克（M.A.Peacock，1931）所划分的碱钙性岩石，从而反映了中生代火山岩总的碱度特征。在大量地震剖面的解释中，也明显可见存在着燕山期侵入的火成岩。
总之，华北地区中生代火山岩以中—中酸性安山岩、流纹岩等岩浆的剧烈喷发为特征，以亚碱性玄武岩系列居多，根据岩浆岩的共生组合，推测以同熔型及陆壳改造型为主。
3.在燕山运动期间，华北地区内部形成了北北东向展布的隆起与坳陷。
4.由于燕山运动的影响华北地区形成了多种类型的沉积盆地，除南华北的前陆盆地外，北面则还形成了为数不少的断陷型及断坳复合型沉积盆地。
5.燕山期不整合面的存在
（1）在承德市南侧，普遍存在上侏罗统与中侏罗统呈角度不整合接触。
（2）秦岭褶皱带潢川坳陷内，上侏罗统段集组下部巨厚砾岩不整合于中侏罗统朱集组砂岩之上。
（3）济阳地区埕北凹陷内存在上侏罗统与中下侏罗统之间的角度不整合（图2-5-9、图2-5-10）。

图2-5-9 华北地区燕山运动构造形迹图

6.燕山期断裂活动强烈
1）燕山早期
早中侏罗世，燕山地区以伸展作用为主，早侏罗世早期发育了以玄武岩岩浆喷溢为特征的南大岭组及兴隆沟组，燕山地区还形成了小型断陷盆地，如近南北走向的金厂梁盆地。中侏罗世末，由于郯庐断裂左旋挤压的加剧，产生北西—南东方向的挤压应力，使早中侏罗世沉积盆地褶皱变形。燕山地区褶皱轴走向为北东东向，华北北部褶皱轴走向以北北东向为主，南华北受秦岭造山带的影响以北西西向为主，同时发生强烈的逆冲作用。盆地内部产生了大型复背斜与大型复向斜（冀中复背斜、武清-文安复向斜、大城褶皱、里坦向斜、青县褶皱-逆冲断裂系、阜城-南皮复向斜、埕宁复背斜等），和逆冲断裂系（宁武盆地西断裂、沧西逆冲断裂系、埕西逆冲断裂系、大城西逆冲断裂、青县逆冲断裂等），华北北部北东向构造格局基本定型。
2）燕山中期

图2-5-10 燕山期中下侏罗统与上侏罗统角度不整合

晚侏罗世—早白垩世，曾经发生过短期拉伸作用，在冀北地区则表现为大量中酸性火山岩的喷发，并形成正断层和断陷盆地。早白垩世末，发生燕山运动Ⅱ幕，主要表现为挤压褶皱隆升作用。华北地区北部以整体隆升作用为主，褶皱变形微弱；华北南部地区则伴随着秦岭造山带的隆升，发生了向盆地方向的逆冲作用。
3）燕山晚期
晚白垩世，燕山运动进入尾声，华北地区普遍上升，很少接受沉积。晚白垩世未发生燕山运动Ⅲ幕，表现为差异隆升作用。燕山地区与华北盆地开始分异。
4）断裂特征
（1）太行东断裂北京段
该段从怀柔至涿县、全长约为100km，走向为北北东向，倾向东南，为一条侏罗-白垩纪发育的正断裂，控制北京坳陷侏罗-白垩纪地层的沉积。
（2）太行东断裂石家庄段
该段全长为110km，北东向，为一东倾正断层，控制石家庄坳陷侏罗-白垩纪地层的沉积。
（3）太行东断裂邯郸-汤阴段
该段全长约为150km，北北东向，为一东倾正断层。邯郸段断距较小，对侏罗-白垩系控制不明显。汤阴段断距较大，对中生界起明显的控制作用。
（4）聊城断裂
断裂全长约为120km，北东向，为侏罗-白垩纪发育的西倾正断层，对侏罗-白垩系控制作用明显，同时也控制着临清坳陷中生代的构造演化，断距较大，断面倾角为24°～77°。
（5）陈南断裂
断裂位于济阳坳陷中部，全长约140km，近东西向，断距较大，为一南倾正断层，分割陈家庄凸起与东营凹陷，控制晚侏罗世—早白垩世地层的沉积及盆地的演化。
（6）汶泗断裂
断裂为鲁西隆起区汶泗断陷的北界，全长约为140km，近东西向，为一南倾高角度正断层，控制着汶泗盆地晚侏罗世—早白垩世地层的沉积及盆地演化。
（7）曹县断裂
断裂为鲁西隆起区成武断陷的西界，全长约为90km，近南北向，为一东倾高角度正断层，控制着成武盆地晚侏罗世—早白垩世地层的沉积及盆地演化。
（8）焦商断裂
断裂为南华北盆地的北界，沿济源、焦作、新乡、商丘至黄口一带展布，全长约500km，总体呈北西西向，断面大部分向南陡倾、垂直落差约1000～2000m。控制着济源-开封断陷的侏罗纪-早白垩世地层的沉积。该断裂为华北地区两种不同构造线的分界，断裂以北构造线方向北北东向，断裂以南则为近东西向或北西西向。
（9）确山-固始-合肥逆冲断裂带
断裂位于周口坳陷南缘及合肥盆地中部。是栾川-固始-肥中大断裂的重要组成部分。全长约为350km，走向近北西西向，断面倾向南南西。控制着周口-合肥前陆盆地的演化。沿断裂形成了条带状的火山岩及中生界粗碎屑岩沉积。
除上述断裂外，还有辽河断陷区的西八千-高升-坨西-大民屯断裂、二界沟西-驾掌寺西-榆坨东断裂，黄骅地区的滦河断裂，济阳地区的埕南断裂、齐广断裂，冀中地区的衡水断裂，临清地区的马陵断裂，鲁西地区的单县断裂、凫山断裂、嘉祥断裂及孙氏店断裂等。
综上所述，燕山运动的主要特征表现为以下几个方面：
（1）区域应力场及变形场分期次明显，早期以挤压为主，形成大量逆冲裂及褶皱构造；中期以拉张应力为主，形成正断裂等伸展构造及断陷盆地（图2-5-11）；晚期又以区域挤压隆升为主。
（2）形成盆地类型复杂多样，在以断陷盆地为主的同时还分布有断-坳合型盆地、坳陷型盆地、前陆盆地等。
（3）火山活动强烈，北部地区形成了规模宏大的火山岩覆盖区，盆地内形成了火山岩与沉积岩兼而有之的沉积组合。
（4）断裂活动强烈，形成了大量的正断层、逆冲断裂系等。
三、喜马拉雅运动的表现及特征
根据喜马拉雅期构造演化的不同阶段，将喜马拉雅运动旋回分为早期老第三纪沙4段末、中期老第三纪末和晚期新第三纪末及相应的三个构造幕（喜马拉雅Ⅰ幕、喜马拉雅Ⅱ幕、喜马拉雅Ⅲ幕）。华北地区喜马拉雅运动尤其是早中期表现强烈，对古生界构造的改造起了重大作用。

图2-5-11 晚侏罗世—早白垩世断陷盆地

（一）喜马拉雅早中期
该期为华北裂谷盆地形成的拱张-裂陷期，主要表现在以下几方面：
（1）新第三系与老第三系间区域性角度不整合的存在。老第三纪末发生喜马拉雅运动Ⅱ幕，造成短暂的区域性挤压抬升，使老第三纪断陷盆地内地层褶皱剥蚀，形成区域性角度不整合，而后进入新第三纪坳陷盆地演化阶段。
（2）具有掀斜性质的老第三纪裂陷的大量发育，形成了盆岭相间的构造格局，这是喜马拉雅运动早中期影响的结果。
（3）大量同生正断裂的发育，控制了老第三纪裂陷盆地的形成及演化。
（二）喜马拉雅晚期
为华北裂谷盆地区域坳陷期，断裂不发育，构造活动微弱。
（三）断裂特征
1.太行东断裂
断裂为山西隆起区与渤海湾盆地的分界线，全长约为620km。石家庄以北为近北北东向，石家庄以南为近南北向，倾向为东南或东倾。该断裂是在燕山期不同发育阶段的基础上，又在喜马拉雅期由于块断强烈活动而发育成为一级大断裂，其南北分段性强。石家庄以北多为新生性的喜马拉雅期发育，水平断距与垂直断距都很大，水平距断最大超过10km，控制着老第三纪凹陷的发展演化。石家庄段以南多为燕山期继承性发育，控制着凹陷内老第三纪的沉积。其性质为大型拆离正断层。
2.宝坻-滦河断裂
断裂为燕山隆起区与渤海湾盆地的分界线，控制着冀中坳陷与黄骅坳陷北部的演化，部分区段形成于燕山期，喜马拉雅期活动性较强。全长为180km，走向为北西西向，为一南倾正断层，断距较大。展布在北京北部、宝坻、昌黎等一线，东西分段性较强。该断裂西段宝坻断裂为老第三纪形成发育，至新第三纪的长期活动的大断裂，垂直断距在6000m以上，最大水平断距为10km左右；东段（滦河断裂）向东，由东西向逐渐转为北东向，断面平直倾角为50°左右，为中生代形成，控制着该区中生界、新生界沉积厚度及展布。
3.沧东断裂
断裂为沧县隆起与黄骅坳陷共有的边界断裂。它的活动发展直接控制着相邻构造单元的形成和发展，此断裂北抵宁河以西，向南过吴桥进入临清地区而逐渐分化，全长超过230km，平面上追踪为北北东和北西西向两组断裂，呈锯齿状展布，总体走向为北北东向。据断面特征、产状和断层地质作用的不同将现今沧东断裂分为南、中、北三段。
（1）北段
该段位于沈青庄—增福台之北，此段断层产状变化颇大，在不同地段隆坳接触关系截然不同。推测该段形成于沙3期后。
（2）中段
该段位于沈青庄之南、泊头之北。总体走向为北北东。该区段断层断距大，控制着老第三纪沉积。
（3）南段
该段位于泊头之南，主体为吴桥凹陷的西界断层，该段主断面不清，整个断裂带似为一组规模不大的由一系列东倾断层组成的断阶构造带，与沧县隆起为逐渐过渡关系。
4.羊二庄断裂
断裂位于黄骅坳陷东缘，由盐山和羊二庄等断层组成，是一个北东向展布，不能连续追踪的断裂带，长约90km，规模较小。上古生界底断距为160～400m。它对黄骅坳陷的控制作用小，该断层的发育期为渐新世。
5.沧西断裂
断裂为沧县隆起南部与冀中坳陷南部的边界断层。对冀中坳陷南部老第三纪沉积起着明显的控制作用，是在燕山期沧西逆冲断裂系的基础上发生反转同向拆离滑脱而形成的。全长约为130km，总体走向为北北东向，断面西倾，上陡下缓，断距较大。
6.陈南断裂
断裂位于济阳坳陷中部，与燕山中期形成的陈南断裂呈继承性发育，控制着老第三纪地层的沉积及盆地演化。
7.兰聊断裂
断裂为渤海湾盆地的东部边界断裂，南起河南兰考，北至山东聊城以北，全长达480km，走向为北北东，倾向北西，倾角为50°～60°，具有上陡下缓犁式正断层特征。断距向深部加大。从新第三系至奥陶系顶面，断距由100～200m加大到8350m。断裂的发育期和断距大小其分段性明显，北部莘县附近形成于燕山期，南部东濮地区形成较晚，到喜马拉雅期则南北统一发育成一条大的边界断裂。
8.焦商断裂
断裂与燕山期焦商断裂呈继承性发育，控制着济源-开封坳陷老第三纪的沉积及盆地演化，具有上陡下缓犁式正断层的特征。
9.郸亳断裂
断裂为周口坳陷鹿邑凹陷的南界，全长为90km，为北西西—北东向，倾向为北北东向，最大断距为7000m，控制鹿邑凹陷老第三纪的沉积。
10.商水断裂
断裂为周口坳陷谭庄凹陷的北界，全长约200km，为北西西向，最大断距约7000m，控制着谭庄-沈丘凹陷老第三纪的沉积。
（四）岩浆活动
新生代早期为裂陷发育期，因此裂陷区内岩浆活动十分强烈，它具有多期多次性，并沿边界主干断裂以喷溢式为主的特征。以渤海湾盆地为例喜马拉雅期岩浆活动大致可分为四个时期。
1.沙四-孔店期
相当于老第三纪早期，从火山厚度及分布范围看，这是区内最强烈的一次火山活动，以沿断裂大面积溢出式喷发为主。
2.沙一-沙三期
与早期相比，火山活动明显减弱，分布范围小，多处于沉积岩夹层。
3.东营-馆陶期
渤海湾盆地西部火山活动微弱，而东部有增强的趋势，可能与郯庐断裂的晚期活动有关。据黄骅坳陷南堡凹陷庙10、庙7井等在馆陶组钻遇玄武岩最厚达10层200m。
4.新第三纪—第四纪
构造活动微弱，仅在山边可见到褶皱及逆冲断层（图2-5-12）。同时大量资料证实断裂和岩浆活动仍在进行：下辽河、南堡、济阳等断陷的新第三系夹多层火山岩；南堡凹陷井下新第三系夹12层玄武岩，单层最厚86m；第四系在太行东麓、黄骅均见到火山喷发岩。
通过大量地化分析，第三纪火山岩大部分属于碱性玄武岩系列，个别的为钙碱性玄武岩系列和拉斑玄武系列。其里特曼指数[σ=（K2O+Na2O）2/（SiO2-43）]以大于4为主，说明以碱性为主，钙碱性系列为辅。碱性系列中又以钠质型为主，反映了华北盆地第三纪为大陆裂谷环境，具有共同上地幔岩浆来源，并且裂陷盆地的形成与上地幔热隆起有关。

图2-5-12 新第三纪逆冲断裂

表2-5-3 华北地区新生代构造运动特征表


四、中新生代区域构造演化及地球动力学背景探讨
由前所述，古生代华北克拉通盆地的形成及演化与克拉通南北两侧海槽的活动而产生的应力场及时空上的差异关系密切。进入中新生代，受周围板块活动的影响日趋明显，导致了板内变形。
印支运动时期的区域动力学背景，主要与北部的西伯利亚板块向南及南部的扬子板块向北的相对运动及华北板块东侧库拉板块向北北西方向运移有关。据古地磁资料，按照古地磁场复原获得的结果表明，三叠纪华北与扬子板块在古地磁方位的北东—南西方向上碰撞，扬子板块与华北板块都在朝东北方向运移，只是扬子板块向东北方向运移速度更快些，为3.68cm／a，而华北板块仅为1.75cm／a（朱鸿等，1991；万天丰等，1990）。这样在华北克拉通南部由于晚海西期古秦岭洋在桐柏—商城—舒城一线的俯冲关闭，使得印支早期扬子板块与华北板块碰撞拼接形成秦岭褶皱造山带，华北克拉通盆地南缘隆起及逆冲断裂系等。在华北克拉通盆地北缘由于海西期西伯利亚板块向南俯冲及古蒙兴洋的关闭，形成海西期褶皱造山带，在印支期这种碰撞后效应依然存在，产生华北地区北缘由北向南的逆冲作用。因此，三叠纪早期构造线方向仍以近东西向为主。三叠纪末期由于华北板块东缘库拉板块向北北西方向运移，在这三个不同方向应力场的综合作用下，引起郯庐断裂左旋平移，造成盆地内构造线方向逐渐向北东方向偏移，使华北地区处于左旋剪切应力状态。
燕山运动时期，这种左旋应力场继续作用。
喜马拉雅运动期间，太平洋板块由朝北北西运动转为向北西西向运动和俯冲。由于太平洋板块向欧亚板块的斜向俯冲，引起软流圈热隆起的形成，在软流圈热隆起的底辟作用及岩石圈在隆起过程中使整个岩石圈被拉伸减薄，从而发生破裂、下沉以致形成裂陷盆地和伸展构造（表2-5-3）。同时，位于西侧的印度板块也以北北东向与欧亚板块发生碰撞。由于太平洋板块与印度板块运动产生不同应力场的综合效应，形成华北地区向东蠕散的引张力，造成太行山以东地区的盆岭结构，导致郯庐断裂右旋平移及盆地南北边界断裂的走滑。再者，日本海的弧后扩张也可能加剧了这种右旋剪切活动。
喜马拉雅晚期，在老第三纪末的喜马拉雅中期构造运动造成区域上升，经过短暂侵蚀的基础上进入了新的构造发展时期，此期随着印度板块向欧亚板块北北东方向的挤压应力的增强和太平洋俯冲带的东移，太行山以东的渤海湾盆地由裂谷沉降向大型坳陷转化形成大型坳陷盆地。山西地区在持续隆起的基础上，因右旋剪切拉张应力而被撕裂，自南而北形成了新第三纪至第四纪数个沉积断陷。
由上述可知，任何一次构造运动的发生都有其板块活动的背景，只是由于横向边界条件及地壳深部边界条件的不同，其表现形式可以是多样的。

5. 燕山-喜马拉雅期构造演化与成矿

印支运动以后，中国的地质构造格局发生显著变化，以贺兰山-康滇隆起一线为界，可将中国分为差异明显的东西两大部分。东部地区，由于东亚大陆与西太平洋板块间的相互作用不断加强，导致滨太平洋构造带发生强烈的火山-侵入活动（任纪舜，1998），而在大陆内部则发育各类沉积盆地。在大陆的西部地区，从冈瓦纳大陆母体移离的青藏诸地块则逐次向北运移，最终与属于欧亚板块的中国北方大陆碰撞结合为一个整体。
中国东部构造域的西带，中生代时发育有内陆断陷盆地，如鄂尔多斯盆地和四川盆地，其中蕴藏了丰富的煤层、石油和天然气。在大陆的中带和东带，发育有近海盆地，如松辽、华北和江汉等，其中松辽盆地以白垩系深水湖相沉积物为主，形成大型的大庆、辽河等油田。
中国东部构造域的东带，以发育大量火山岩为特征，伴有丰富的斑岩型、矽卡岩型和浅成低温热液型矿床，有三条火山岩带呈北北东-南南西向作雁行状排列。其西北带为大兴安岭富碱火山岩带，伴有金-铅-锌-锡-铁矿成矿系统；中带是基本沿郯-庐断裂延伸的偏碱性安山质火山岩，它从胶辽东部经山东、苏北一直延伸到下扬子地区，燕山期花岗岩类包括钾玄岩（Shoshonite）在此带内广泛出露，以发育铜-铁-金-硫矿床为特征，如著名的长江中下游成矿带。东南边的闽、浙陆缘火山岩带北延与朝鲜半岛南部地区相接，以安山岩和流纹岩类为主，广泛形成中低温热液型铅-锌-银-铜-金矿床，代表性的有紫金山金-铜矿床，以及偏西北侧的元古宙浅变质基底中的铜厂-银山的铜-金-银矿集区。
中国东部地区，由于华北地块和扬子地块的演化历史和物质组成的明显差异，因而形成印支期后不同的区域地球化学块体和成矿带。在华北地区，以华北地块边缘的大规模金-钼成矿为特征，如地块北缘的杨家杖子、涞源等钼矿和冀北金矿（东坪、金厂峪等），地块南缘的小秦岭金矿和钼矿（文峪、金堆城等）和胶东金矿。而在华南地区，由于受到印度板块和西太平洋板块的双重推挤，原先的华南加里东增生褶皱带发育强烈的构造热事件，软流圈和下地壳的深源物质上涌，中深部的硅铝质地壳部分熔融，形成大规模的重熔花岗岩，它们沿深断裂和热穹窿广泛分布，伴有一系列重要的钨-锡-铋-稀土矿床，如柿竹园和西华山矿床。
就铜矿而言，华北和扬子地块上均有大型矿床分布，但在秦岭区则相对缺少。
中国金矿主要形成在燕山期，多分布在前寒武纪花岗-绿岩带。太古宙和元古宙地层中的变基性火山岩为含金矿源层，经历多次改造富集，主要是受到燕山期花岗岩浆活动的影响而高度富集成矿，这与世界上其他古老变质岩区金成矿时代集中在前寒武纪是明显不同的。
中国西部的巨大盆岭系统由断块山脉与大型山间盆地相间排列构成，可以阿尔金巨型走滑断裂分为西北部的塔里木-天山区和东南部的昆仑山-祁连山区。其中，塔里木盆地经历复杂的历史，盆地边缘及其内部蕴藏了丰富的石油和天然气资源。在柴达木盆地则有大量的石油、石盐、钾、锂和硼矿资源。
喜马拉雅运动期，大约在60～65Ma，印度板块与欧亚板块开始碰撞对接，青藏地区大部隆升。在喜马拉雅褶皱带，发育有蛇绿岩套中的铬铁矿床（如罗布莎）；在冈底斯构造带，发育了巨型斑岩型铜-钼-金成矿带，已发现多个大型铜矿床，如驱龙，其金属储量已近千万吨。在三江地区的对接消减带中，发育了与钙碱性花岗岩有关的斑岩铜矿带（如玉龙铜矿）、与构造混杂岩带有关的金矿带（如老王寨金矿），以及陆相断陷盆地碎屑岩中的铅-锌矿床（如兰坪金顶矿）。在中国台湾北部，受西太平洋板块俯冲带直接影响，产出有著名的火山岩系中的浅成低温热液型金矿（金瓜石矿床）。
中国的东北和华北地区有陆内裂谷型的第三纪（古近纪、新近纪）玄武岩发育，伴有刚玉（蓝宝石）等矿产。
1.燕山期构造与成矿特点
燕山期成矿在中国大陆上尤其是东部地区广泛发育，成矿强度大，是中国多数金属矿产的主要形成时代。其特征是：
1）矿床种类多。金属矿有金、银、铜、铁、钨、锡、钼、铋、铅、锌、汞、锑、铍、铌、钽等；非金属矿有萤石、明矾石、叶蜡石、重晶石、水晶、石棉等；能源有石油、天然气、煤、铀等。
2）矿床类型多。有蚀变花岗岩型、云英岩型、矽卡岩型、斑岩型、热液脉型、浅成低温热液型、蚀变-剪切带型、次火山-矿浆贯入型、沉积和生物沉积型等。
3）成矿环境以大陆板内构造活化带为主，有大陆边缘及内部的构造-岩浆带、火山-次火山岩带、陆内断褶带、俯冲带、陆缘剪切带、陆内坳陷带、陆内深断裂带，以及陆内断陷盆地等。
4）成矿带主要集中在中国东部构造域，包括下列的成矿区带：
①大兴安岭-太行山铁-铜-钼-金-铅-锌成矿带；②郯-庐断裂铜-金-金刚石成矿带；③华北陆块北缘铁-稀土-铅-锌-金-银-铜成矿带；④小秦岭金成矿带；⑤豫西金-钼-钨-铁-铜-锑成矿带；⑥长江中下游铁-铜-金-硫成矿带；⑦东南沿海火山岩铅-锌-金-银成矿带；⑧湘中钨-锡-铅-锌成矿带；⑨南岭钨-锡-铋-铌-钽-稀土成矿带；⑩扬子陆块西南缘汞-锑-砷-金成矿带。
燕山期成矿带或是发育在前寒武纪变质结晶基底中，或是叠加在古生代构造层之上，或是叠加在早中生代—三叠纪地层之上，总体上是受中国大陆东部岩石圈-软流圈的强烈扰动而发生的岩浆、流体、盆地沉积作用控制的。
2.喜马拉雅期构造与成矿特点
喜马拉雅构造运动主要发育在中国西南地区，由于印度板块向喜马拉雅-特提斯地体的推挤，造成青藏高原及三江区域的多个构造-岩浆-成矿带，矿产资源丰富，潜力巨大。此外，近年来在川西地区也发现喜马拉雅期的岩浆活动与金属矿床。
喜马拉雅期成矿主要表现出壳-幔成矿系统的特色：
1）矿床种类包括金、铜、铅、锌、银、铬等，喜马拉雅期碱性玄武岩中有橄榄石、红宝石、蓝宝石等。
2）矿床类型有斑岩铜-钼矿、矽卡岩型铁铜矿、岩浆型铬矿、剪切带型金矿、火山-次火山岩型金矿、热泉型金矿，以及广泛分布的红土风化壳矿床及各类河海砂矿。
3）成矿环境有造山带、裂谷、地堑及裂陷盆地、内陆湖盆及滨海岸带等。
喜马拉雅期的主要成矿区带有：
①雅鲁藏布江超镁铁质岩铬铁矿成矿带；②冈底斯中酸性岩铜-钼-金成矿带；③三江特提斯铜-金-钨-锡多金属成矿带；④川西构造-岩浆铜多金属成矿带；⑤东北-华北碱性玄武岩类宝石成矿带；⑥台湾金瓜石金-铜成矿带。
以往对喜马拉雅期成矿作用研究不够，近年来有关喜马拉雅期矿床的多处发现，说明中国喜马拉雅期成矿可能具有较大的强度，尤其在西南区、西北区和东南沿海区，应引起重视。全面研究区域地貌景观和岩石被剥蚀程度对找寻喜马拉雅期矿床很有意义。

6. 区域构造特征

2.2.2.1 构造基本特征
在洋壳板块俯冲和碰撞造山作用下, 区内断裂、褶皱发育, 由一系列北北西向紧密线性褶皱和同向断裂组成, 是控制沉积建造、变质作用、岩浆活动及其有关矿产的主要构造, 而次级同向断裂及近东西向断层则为容岩 (矿) 构造, 晚期发育规模较小的北东向断层, 切错了早期断裂及褶皱。
2.2.2.1.1 褶皱
区域内褶皱均为红山复式背斜的次级褶皱, 规模较大的主要有: 小雪山背斜、上村倒转向斜、促钠卡背斜、亚拉夏向斜、诺布伊向斜、亚杂向斜、力通永倒转向斜、则曼宗向斜、王洛向斜、冈错向斜、普朗向斜、热绒背斜。现将主要的红山复式背斜简述如下。
红山复式背斜: 位于研究区中部, 褶皱产生于T3q、T3t地层中, 形态不对称, 西翼倾角61°, 东翼倾角38°, 次级褶曲发育, 形成明显的背斜山、向斜谷, 构成一个不对称的复式背斜。其余次级褶皱特征见表2.1。
表2.1 区内褶皱特征简表


2.2.2.1.2 断裂
区域上以北北西向格咱断裂为主要断裂, 次一级北西向及东西向断裂发育 (图2.4)。区域性断裂具长期性、继承性活动的特征, 属导岩、容矿构造; 其余均属切穿中生界地层的印支-喜马拉雅期浅表脆性断层, 属容矿或破矿断裂。 以逆冲-平移断层为主, 规模大, 互相交切, 有前冲后落、背冲和叠瓦状、先冲后平移组合特点。 现将有代表性的格咱断裂 (F1)、娘央-夏隆瓦断裂 (F2)、红山断裂 (F3)、黑水潭断裂 (F4) 叙述如下。
(1) 格咱断裂 (F1): 位于图幅西部边缘, 呈NNW向延伸, 南、北均延出图, 区内长57km, 中段被第四系掩盖。属德格-乡城断裂带之南延部分, 为中甸弧后盆地和格咱岩浆弧分界断裂。在漫长的地质发展过程中, 对区内沉积建造、岩浆岩活动、构造变动有着重要的控制作用。 沿断裂带上岩石破碎, 断面东倾, 倾角41°左右, 发育5～60cm宽的破碎带、构造挤压透镜体、断层泥、牵引褶曲、叠瓦状构造、线性断层三角面及倾竖褶皱。 断裂东盘为图姆沟组, 西盘为哈工组, 为一多期活动的逆断层。 从倾竖褶皱特征看,显示该断裂后期叠加具左行走滑特征。据断裂切错地层和对两侧的沉积、岩浆活动的控制作用, 结合区域构造分析, 该断裂为形成于印支期以前, 直至现代仍活动之断裂。
(2) 娘央-夏隆瓦断裂 (F2): NW向延伸, 长约40km。 切穿曲嘎寺组地层, 东盘为灰岩、板岩, 西盘为变质砂岩、板岩。 沿断裂带发育宽5～8m的破碎带, 见构造角砾岩和挤压透镜体 (角砾为灰岩、砂岩, 次棱角状, 其扁平面东倾)、断层泥、牵引褶曲, 后期石英脉沿断裂贯入, 岩石片理化强烈, 见线状分布的温泉和钙华, 地貌特征明显。 断面东倾, 倾角42°, 为一逆断层。
(3) 红山断裂 (F3): NW向延伸, 长约25km。 东西两盘分别为T3t和T3q地层, 旁侧次级小断层发育, 常使主断裂线产生水平错移, 主断面倾向南西, 倾角65°, 沿断层有角砾岩带存在, 为一张扭性正断层。
(4) 黑水潭断裂 (F4): NW向延伸, 南延出图, 图内长39km。 断裂切错了δμ、δοπ等。 断裂带上岩石破碎, 破碎带宽5～6m, 构造角砾岩和构造挤压透镜体断续分布, 角砾为变质砂岩、灰岩, 砾径5～10mm, 铁泥质胶结。 岩石片理化、碳酸盐化、硅化, 石英脉和石英闪长玢岩脉顺断裂侵入。 断裂造成地层缺失, 具线性排列断层三角面和冰湖。 断面东倾, 倾角41°, 为一逆断层。 其余断层特征见表2.2。
表2.2 区内断层特征简表


续表


2.2.2.2 构造演化与成岩成矿
在晚二叠世, 甘孜-理塘带扩张形成洋盆的基础上, 洋盆主体于中三叠世-晚三叠世早期开始向西俯冲消减于中咱微陆块之下, 伴随甘孜-理塘大洋板块的向西俯冲, 义敦地区在前岛弧期堑-垒构造格局的基础上, 进入了一个新的发展时期, 开始义敦弧盆系的生成、发展和演化, 大体经历了俯冲造山、碰撞造山、后造山伸展及内陆汇聚走滑剪切四个演化阶段 (图2.5)。
对区内构造格局有重大影响的构造运动主要有三期: 中三叠世-晚三叠世早期, 甘孜-理塘小洋盆停止扩张并开始向西俯冲消减, 在格咱形成不成熟岛弧, 发育了曲嘎寺组以安山玄武岩为主的中基性火山-沉积岩系, 中晚期洋盆继续向西俯冲, 使格咱岩浆弧进一步发展为成熟岛弧, 发育了图姆沟组以安山岩、英安岩为主的中酸性火山-沉积岩系;晚三叠世晚期洋盆封闭, 在格咱一带发生同熔型中酸性岩浆活动, 伴随有斑岩型、斑岩-矽卡岩复合型及矽卡岩型等重要的铜金多金属矿化。侏罗-白垩纪为碰撞造山阶段, 晚期发育碰撞 (S) 型酸性岩浆侵入, 伴有铜、钼、钨矿化, 在构造活动强烈区伴有较强的变质作用和矿化。喜马拉雅早期本区主要表现为陆内伸展裂陷, 发育正长 (斑) 岩-二长(斑) 岩类, 伴有斑岩型金、铜矿化。相应出现三期岩浆侵入及与之有关的矿产, 印支期岛弧型中-中酸性浅成-超浅成侵入岩是区内最重要的岩浆岩类, 以闪长斑岩、石英闪长玢岩为主, 石英二长斑岩、花岗闪长斑岩次之。其中晚末期的石英二长斑岩、花岗闪长斑岩与矿化关系密切, 其热液蚀变强烈, 典型的斑岩型铜矿床系列, 产有雪鸡坪、普朗等三十多个矿床 (点), 部分岩体与碳酸盐岩接触带在背斜核部、穹隆、断裂等构造有利部位形成矽卡岩型铜多金属矿床, 如红山等。燕山期滞后型花岗闪长岩系列位于北部休瓦促、热林, 主要岩类有二长花岗岩、二长花岗斑岩、花岗岩等, 形成钨、钼矿化。喜马拉雅早期二长 (斑) 岩-正长 (斑) 岩分布于甭哥、诺东、东炉房等地, 岩体蚀变强烈, 是金矿化母岩, 产有甭哥等斑岩型金矿。

图2.5 义敦弧盆系构造演化(据潘桂棠等, 2003)

7. 主要构造运动

地质事件是所在地块地质演化历史的重要记载，柴达木地块所经历的地质事件主要有吕梁期、晋宁期、加里东期、印支期、燕山期和喜马拉雅期5次强烈的构造运动。
1.吕梁运动
吕梁运动（约1950～1850Ma）表现为热—构造事件，使古元古代活动带固结、变形，形成早期硅铝质大陆地壳，即区内岩石遭受区域动力热流变质作用，形成高绿片岩相→低角闪岩相→高角闪岩相的变质以及递增变质带，有混合岩、混合花岗岩与中高级变质岩系相伴出现，即形成了区内古元古代结晶基底。使中元古界长城系不整合于其上，在祁连山区、阿尔金山等地均可见及。
2.晋宁运动
中元古代（1850～1000Ma）早期为活动型沉积，碎屑岩、火山碎屑岩及偏碱性的洋岛玄武岩、蛇绿混杂岩，后期为过渡型（次活动型—次稳定型）碳酸盐岩相为主夹碎屑岩相、伴有中酸性岩浆浸入活动，晋宁运动（约1000Ma）遭受区域变形、变质（绿片岩相），在柴达木地区，形成中元古代褶皱基底。因后期盖层的覆盖和多次的构造改造，出露较为零星，故晋宁运动形成的古构造型式尚难确定。但它被新元古代全吉群（应包含南华系枯柏木组及以下层位）及震旦系冰碛层和碳酸盐建造典型盖层沉积所不整合覆盖，在欧龙布鲁克、全吉山、阿尔金山等地均可见及，且南华系和震旦系之间为平行不整合接触，被称为徽江运动或塔里木运动，视为晋宁运动尾幕（约800Ma）。
3.加里东运动
这是一次强烈的造山运动。也是柴达木地区发生的第二次区域构造变形变质作用，形成区内第二个褶皱基底。这次地质事件在甘肃、青海称为祁连运动。即指晚泥盆世“老君山砾岩”与早古生代浅变质碎屑岩相之间的角度不整合接触，在祁连山区、柴达木盆地周缘广泛见及，这次构造运动形成了柴达木地块内NW—NWW向隆坳相间的构造格架，并有几条NWW向大型断裂带相伴出现，即北祁连俯冲带、柴北缘俯冲带和祁漫塔格北缘—东昆仑俯冲带。其南部可能还存在一条博卡雷克塔格—阿尼玛卿北缘冲断带。在这个区域内不仅广泛存在震旦纪冰碛岩系，且志留系、泥盆系较为发育，这些沉积建造在华北地块上是无踪迹可寻的，而在中天山—北秦岭带和乌兰乌拉湖（或西金乌兰湖）—金沙江—哀牢山构造带之间普遍存在的，由此可见新元古代—早古生代柴达木地块与塔里木、扬子地块之间的渊源关系较深，而与华北地块无缘。这种关系可能延续到晚泥盆世—早石炭世。
4.海西—印支运动
柴达木地区自晚石炭世以来区域应力场由NNE—SSW挤压渐转变为近SN向拉张，柴达木地块以南及中部宗务隆山地带出现近EW向海槽或称拉张裂陷带，部分地段迁就早期NWW构造带而略显S形，但主体呈EW向海槽，主要沉积了上石炭统、二叠系和中、下三叠统，这些系、统之间皆为连续沉积，所谓海西运动在中国境内并无明显变形与间断，自中三叠世或晚三叠世中期之后印支运动，席卷了整个中国陆壳，在南北向挤压应力作用下，中国中部两条地质长城，即天山—阴山纬向构造带和昆仑—秦岭纬向构造带强烈变形隆升、上三叠统或下侏罗统与下伏中三叠统及以下地质体普遍呈角度不整合接触，印支期造山运动—两个巨型纬向带的成型和定型，改变了中国陆壳的海陆格局。特提斯洋退至唐古拉山及其以南地区，中国陆壳主体进入陆内盆地演化阶段。印支运动在柴达木地块上有明显表现，如鄂拉山、都兰地区、布尔汗布达山南坡及西段巴音果勒一带上三叠统不整合于中三叠统之上。而巴颜喀拉山褶皱隆升则是晚印支期造山运动所致。陆相侏罗系不整合于三叠系之上。
5.燕山期运动
燕山期区内主要为内陆断陷盆地和挤压坳陷盆地，接受了湖泊—沼泽相的含煤碎屑沉积到红色山间山麓河流沉积，中、下侏罗统与上侏罗统和白垩系不整合或假整合接触，白垩纪末燕山运动表现较强烈，是区内中生代重要地质事件，古近系路乐河组与中生界之间普遍而明显的不整合接触，这一时期在已崛起的山区，主要为一些小型山间走滑盆地成反“多”字形或“多”字形展布，在柴达木盆地内有较广泛断坳盆地分布，它们主要受控于祁连山构造带顺钟向及其伴生的NEE向扭断裂逆钟向扭动作用和EW向构造隆坳的共同控制，侏罗系—白垩系在柴北缘和柴西地区可能广泛存在，且在柴达木盆地中部EW向断裂带附近可能有较厚的沉积。
6.喜马拉雅运动
这一时期主要受印度板块由南向北、欧亚板块由北向南的挤压，青藏高原北部伴以强烈隆升，并有大型的上叠复合盆地形成发展，如柴达木盆地。自始新世以来盆内有三次明显的构造运动，第四纪新构造运动特别强烈。总之自新生代以来，周缘山系挤压隆升，盆地下沉，盆山结合部强烈推覆、逆冲，盆内古近系—新近系褶皱发育，第四纪以来才逐渐减弱为微弱变形和水平沉积层，由此观之，青藏高原北部属新生代以来青藏反“S”形构造体系的外围褶带，它受到加里东期定型的NWW构造带及其两组伴生扭断裂NNW、NEE向构造的共同控制作用，因而形成了柴达木盆地内一系列反“S”形或反“多”字形斜列构造带，柴达木盆地中部还受到印支期出现的甘森—小柴旦—宗务隆山南缘EW向断裂带控制，新生代反“S”形构造带主要展现在该断裂带以北，因而呈现柴达木盆地东部地区与柴西新生代沉积展布及变形差异。

8. 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(  )、姚家组(  )及嫩江组(  ),下段为泉头组(  )。总厚度3000～3500m,为一套河湖相砂泥岩沉积,热储层主要分布在北部、西部和西南部。下白垩统(K1)为一套近源快速碎屑岩沉积,底部为砂砾岩,中部为厚层砂岩,上部为砂泥岩互层。厚约1500m,在中央坳陷因快速堆积,发育地压型热储。
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。