林玉祥，趙承錦，朱傳真，吳玉琛，李　佳，李秀芹

(山東科技大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院，山東 青島 266590)

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濟(jì)陽坳陷惠民凹陷新生代沉積-沉降中心遷移規(guī)律及其機(jī)制

林玉祥，趙承錦，朱傳真，吳玉琛，李佳，李秀芹

(山東科技大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院，山東 青島 266590)

通過對區(qū)域地質(zhì)、地層厚度、沉積特征以及斷裂活動強度等資料進(jìn)行分析，研究了濟(jì)陽坳陷惠民凹陷不同時期的構(gòu)造活動特征與沉積中心遷移規(guī)律，闡明了其動力學(xué)機(jī)制，并對沉積中心進(jìn)行了重新厘定，提出了圈定沉積中心的具體方法。研究結(jié)果表明：惠民凹陷新生代存在東、西兩個動態(tài)變化的沉降中心和沉積中心，除Es4期外沉積中心與沉降中心基本吻合，Es4期沉積中心已遷移到臨邑西南，而沉降中心仍在滋鎮(zhèn)西；Es4—Es3期是沉降中心遷移的重要轉(zhuǎn)折期，主要發(fā)生南北向遷移，Ek—Es4和Es3—Ed時期以東西向遷移為主；西區(qū)沉積中心的遷移軌跡呈“S”形，東區(qū)為逆時針遷移?？匕紨嗔阎饕贓k和Es4期活躍，Es3—Ed期則是控洼斷層占據(jù)主導(dǎo)。無論是控凹斷裂還是控洼斷裂均受NNW向伸展構(gòu)造以及蘭聊、郯廬斷裂右行走滑作用控制，這與太平洋板塊向歐亞板塊俯沖速度和角度變化引起的地幔對流及印度板塊的遠(yuǎn)源效應(yīng)有關(guān)。

遷移機(jī)制；沉積中心；沉降中心；斷裂活動；新生代；惠民凹陷；渤海灣盆地

惠民凹陷位于渤海灣盆地濟(jì)陽坳陷西南部，西與臨清坳陷莘縣凹陷相鄰，東鄰濟(jì)陽坳陷東營凹陷，北與埕寧隆起以寧南斷裂、無南斷裂為界，南以齊廣斷裂與魯西隆起相隔，是濟(jì)陽坳陷中最大的一個凹陷(圖1)?；菝癜枷菰诠沤o(jì)是典型的斷陷湖盆，沉積了厚達(dá)數(shù)千米的古近紀(jì)地層?；菝癜枷莅ㄅR南、滋鎮(zhèn)、陽信和里則鎮(zhèn)4個洼陷以及中央隆起帶和南部斜坡帶[1]，形成了“四洼一隆一斜坡”的構(gòu)造格局。其中，中央隆起帶是主要的油氣富集區(qū)[2]。

沉積中心、堆積中心與沉降中心在成因上密切相關(guān)，在位置上互有聯(lián)系，但其概念、地質(zhì)意義和主控因素仍有區(qū)別，不能簡單替代[3]。目前對堆積中心和沉降中心的認(rèn)識比較一致。沉降中心是盆地內(nèi)沉積過程中下伏巖層或基底頂面沉陷最深的地區(qū),主要受沉降作用控制[4-5]。堆積中心是盆地中某一時期內(nèi)地層厚度最大的區(qū)域?；菝癜枷菔枪沤o(jì)的伸展斷陷(裂谷)[6]，具有“雙斷控凹”不對稱斷陷特點，沉降中心大致與堆積中心一致，地層最厚的區(qū)域既是凹陷的堆積中心，也是沉降中心。而沉積中心受構(gòu)造沉降、物源補給、水深、水動力條件等多因素影響，形成穩(wěn)定沉積的環(huán)境條件較為苛刻，沉積中心的分布范圍也較為局限且隨時空變化而不斷遷移。目前關(guān)于沉積中心的內(nèi)涵眾說紛紜。劉池洋從沉積相角度出發(fā)[4]，認(rèn)為沉積中心是盆地或坳陷細(xì)粒沉積物分布區(qū)，為中心相發(fā)育區(qū)；曹紅霞側(cè)重沉積速率和沉積厚度分析[7]，認(rèn)為沉積中心是沉積速率最大部位，表現(xiàn)為該處有最大的沉積厚度；朱筱敏綜合考慮沉積速率、沉積厚度和粒度3個因素給出如下的解釋[8]：一個沉積盆地中，沉積物最細(xì)、沉積厚度最大、沉積速率最慢的地區(qū)，也可指盆地中同一地層單元中沉積厚度最大的部分。

圖1　惠民凹陷新生界地質(zhì)特征簡圖Fig.1　Simplified geological map of the Cenozoic in Huimin saga.構(gòu)造綱要；b.地層沉積柱狀圖；c.構(gòu)造剖面

本文通過對惠民凹陷新生代地層及沉積特征進(jìn)行研究后，對沉積中心這一概念進(jìn)行了重新厘定，并提出了圈定沉積中心的具體方法。本文認(rèn)為沉積中心是一個相對概念，是相對于非中心區(qū)域而言的。沉積中心是在一定的沉積環(huán)境下發(fā)育的、由沉積速率和沉降速率所控制的、具有沉積粒度較細(xì)、水深較深、厚度相對較大、發(fā)育相對穩(wěn)定沉積相特點的沉積區(qū)。當(dāng)沉積速率大于沉降速率，此時的“飽盆”主要發(fā)育水上和淺水沉積，沉積中心位于厚度較大、粒度較細(xì)的淺水沉積相區(qū)；當(dāng)沉積速率小于沉降速率，此時的“饑盆”主要發(fā)育淺水和較深水沉積，沉積中心位于細(xì)粒、厚度較大的深水相區(qū)。本文通過編制地層厚度圖、沉積相展布圖并結(jié)合沉積環(huán)境綜合圈定沉積中心，較為合理地確定了惠民凹陷古近系沉積中心分布范圍，為分析總結(jié)沉積中心遷移規(guī)律奠定了基礎(chǔ)。

1　沉積-沉降中心及其展布

1.1古近系

1.1.1孔店組沉積期

孔店期(Ek期)主要沉降中心位于惠民以北(圖2a)，最大厚度可達(dá)5 000 m，沉降中心長軸的延伸方向為NEE向；另一較大沉降中心位于滋鎮(zhèn)東，沉降長軸為NE向延伸?？椎昶诘闹饕镌磥碜杂诒眰?cè)的埕寧隆起，其次為南側(cè)的魯西隆起。北部地層厚度變化較大，古地貌格局為北陡南緩。從南北兩側(cè)向凹陷中部分別發(fā)育了以混雜礫巖為主的扇根亞相、以砂礫巖為主的扇中亞相和以砂巖、粉砂巖為主的扇端亞相。沉積中心與沉降中心基本吻合，沉積中心主要發(fā)育在厚度大、粒度較細(xì)的扇末亞相區(qū)，面積較為局限。

1.1.2沙河街組沉積期

與孔店期相比，沙四亞期(Es4期)的沉積格局發(fā)生了明顯的變化(圖2b)。主要沉降中心在惠民西北的陽信洼陷中部，沉降長軸的方向呈NEE向延伸。另一規(guī)模較小的沉降中心在滋鎮(zhèn)—陵縣之間，其沉降長軸為NNE向。南側(cè)的魯西隆起和北側(cè)的埕寧隆起仍是主要物源，此時的林樊家低凸起開始發(fā)育，向其北的陽信洼陷貢獻(xiàn)了部分物源。以鄭店、商河、仁鳳一線為界可分為東、西兩區(qū)(圖1a)[9]。西區(qū)臨近物源的南北兩側(cè)主要發(fā)育三角洲相，中部洼陷帶以濱淺湖相占優(yōu)，臨邑附近發(fā)育了深湖-半深湖相沉積，是沙四亞期的沉積中心，與沉降中心位置相距甚遠(yuǎn)。東區(qū)控凹斷裂處發(fā)育扇三角洲，沉積物粒度向南呈現(xiàn)出粗—細(xì)—較粗—細(xì)的規(guī)律，依次發(fā)育了扇三角洲相、濱淺湖相、河控三角洲相、濱淺湖相，沉積厚度較大的細(xì)粒濱淺湖相是東區(qū)的沉積中心。

沙三亞期(Es3期)，主要沉降中心位于臨邑以南、夏口斷層以北(圖2c)，NEE向延伸，最大厚度大于1 000 m。次級沉積中心有兩個，位于惠民以北的陽信洼陷沉積中心形態(tài)似鞍狀，相比沙四亞期向北移動，最大厚度達(dá)800 m以上，東區(qū)和西區(qū)沉積中心長軸延伸方向分別為NEE向和EW向。與沙四亞期相比，西區(qū)的沉降中心向南遷移至臨邑以南地區(qū)，東區(qū)卻繼承了沙四亞期的遷移規(guī)律繼續(xù)向北遷移，更加靠近無南斷裂。該時期湖盆范圍較廣，主要發(fā)育了深湖-半深湖相和濱淺湖相，西區(qū)還發(fā)育了河控三角洲相和辮狀河三角洲相。

沙二亞期(Es2期)，西區(qū)沉降中心的最大沉積厚度400 m(圖2d)，分布在夏口斷裂中西段附近，其長軸方向呈NE-NEE向延伸。相比沙三亞期，西區(qū)湖盆整體萎縮，缺失深湖-半深湖相沉積，同時濱淺湖相沿夏口斷裂呈細(xì)條帶展布，滋鎮(zhèn)洼陷的河控三角洲向東擴(kuò)展至洼陷中心，成為西區(qū)的主要沉積相。東區(qū)最大沉積厚度達(dá)200 m，沉降中心長軸NE延伸，東區(qū)主要的沉積相是濱淺湖相。

沙一亞期(Es1期)，西區(qū)沉降中心位于夏口斷裂中西段一線(圖2e)，呈NEE向延伸，主要沉積區(qū)在臨南洼陷及南部斜坡帶，地層最大厚度達(dá)400 m。東區(qū)次要沉降中心在陽信以西，沉降中心長軸NEE向展布。該時期濱淺湖相占據(jù)主導(dǎo)地位，濱淺湖相的范圍比沙三亞期更廣，深湖-半深湖相僅在夏口斷裂南、北兩側(cè)發(fā)育。水體較淺，地層厚度普遍較小，滋鎮(zhèn)洼陷和里則鎮(zhèn)洼陷的廣大地區(qū)地層厚度普遍小于50 m。

1.1.3東營組沉積期

東營期(Ed期)，湖盆萎縮(圖2f)，水深進(jìn)一步變淺，主要沉積區(qū)域分布在臨南洼陷與南部緩坡帶，地層最大厚度在臨邑以南，夏口斷裂以北，沉降中心長軸仍呈NEE向延伸，與沙一亞期相比整體向北有所偏移。沖積平原相廣布，濱淺湖相主要分布在臨南洼陷，由埕寧隆起作為物源區(qū)局部發(fā)育了扇三角洲相。此時的滋鎮(zhèn)洼陷沉積薄，陽信洼陷稍厚，但也不過百米。

1.2新近紀(jì)

1.2.1館陶組沉積期

館陶期(Ng期)，湖盆繼續(xù)萎縮(圖3a)，全區(qū)遍布淺水沉積，地層厚度變化不大，沿凹陷NEE軸部近對稱分布。館陶期主要發(fā)育泛濫平原相，其次在南部斜坡帶發(fā)育湖成沼澤相。

圖2　惠民凹陷古近系沉積特征[10-11]Fig.2　Sedimentary characteristics of the Paleogene in Huimin Sag[10-11]a.孔店期；b.沙四期；c.沙三期；d.沙二期；e.沙一期；f.東營期

1.2.2明化鎮(zhèn)組沉積期

明化鎮(zhèn)期(Nm期)，湖盆趨于消亡(圖3b)，河道充填相和泛濫平原相交錯分布，滋鎮(zhèn)洼陷、陽信洼陷和里則鎮(zhèn)洼陷地層厚度在800 m左右，主要沉降中心在過臨邑及其南部鄰近地區(qū)，呈NEE向延伸。

圖3　惠民凹陷新近系沉積特征[10-11]Fig.3　Sedimentary characteristics of the Neogene in Huimin Sag[10-11]a.館陶期；b.明化鎮(zhèn)期

2　斷裂及其活動

惠民凹陷在古近紀(jì)構(gòu)造格局整體上表現(xiàn)出“東西分區(qū)，南北成帶”的特點，相鄰構(gòu)造帶之間均是以一級或者二級斷裂作為分界線?；菝癜枷莅l(fā)育了多期次、多方向的各類斷裂，主要走向為NW、NE(NEE)和近EW三個方向。 NW向和EW向斷層控制惠民凹陷中生代盆地[12]，大部分于古近紀(jì)沙四亞期停止了活動。NE(NEE)向斷裂于孔店期開始活動，控制了惠民凹陷新生代尤其是古近紀(jì)地層的展布及其沉積特征，是惠民凹陷新生代最主要的斷裂體系。其中NE(NEE)向的寧南斷裂、無南斷裂和齊廣斷裂等為重要的一級斷裂，控制了惠民凹陷新生代的基本沉積格局和宏觀構(gòu)造演化。

2.1主要控凹斷裂特征

寧南斷裂位于惠民凹陷的北部(圖1a，c)，總體形態(tài)呈一向南凹進(jìn)的弧形，依據(jù)斷裂走向大致可以分為東西兩段，其中西段走向為25°～30°，傾角為40°～60°；東段走向為75°～80°，斷裂傾角與西段相同。

無南斷裂亦為一弧形斷層，東、西兩段走向差別較大，西段走向為70°～75°，向南南東傾，東段走向115°～120°，向南南西傾。無南斷裂傾角較寧南斷裂小，一般在40°～50°。在主斷裂的下降盤派生出一系列的次級斷層，有些與主斷裂斜交，有些與主斷裂平行排列。東段派生斷層多，西段派生斷層少[13]。

齊廣斷裂是惠民凹陷南部的邊界斷裂(圖1a，c)，也是濟(jì)陽坳陷與魯西隆起的分界。齊廣斷裂西段走向為45°～50°，東段走向為80°～85°，傾角約為60°，總體北東傾，斷裂的剖面形態(tài)為板式斷裂。

上述3條控凹斷裂均在孔店期開始活動，寧南斷裂和無南斷裂在館陶期停止活動，齊廣斷裂一直延續(xù)到第四紀(jì)。南北向剖面上控凹斷裂凹陷一側(cè)為斷層的下降盤，南北兩側(cè)斷層同時活動使惠民凹陷成為濟(jì)陽坳陷內(nèi)唯一具有雙斷特征的凹陷[14]。

2.2斷裂活動強度分析

利用斷裂落差法[15-16]對惠民凹陷新生代控凹斷裂的活動性進(jìn)行了分析(圖4a)。寧南斷裂落差折線圖呈現(xiàn)出雙峰形態(tài)，落差主要形成期是在孔店期、沙四亞期、沙三亞期以及沙一亞期，其中沙四亞期為巔峰期，斷距可達(dá)850 m，次峰在沙一亞期形成，落差400多米。無南斷裂落差主要形成于孔店期、沙四亞期和沙三亞期，沙三亞期落差達(dá)到最大值，近600 m，到沙二亞期落差迅速減少，后期逐漸趨緩，直到明化鎮(zhèn)期徹底停止活動。南部齊廣斷裂主要活動期與寧南斷裂類似，但總體有逐漸減弱的趨勢。就落差規(guī)模來看，寧南最大，無南次之，齊廣最小。總體來看，邊界斷裂落差主要形成于古近紀(jì)，尤其是在孔店期和沙四亞期。

斷層活動速率[17-18]反映了控凹斷裂的平均活動強度(圖4b)。寧南斷裂主要活動時期是沙四亞期—沙一亞期，持續(xù)時間長，活動速率均在80 m/Ma以上，直到東營期活動速率逐漸減弱到30 m/Ma以下。雖然孔店期斷層落差大，但是由于其斷層活動時間最長，可達(dá)8.2 Ma，斷層活動速率明顯小于沙四亞期。雖然沙二亞期和沙一亞期斷距較孔店期小，但斷層活動時間僅分別為3.9 Ma和1.5 Ma，斷裂活動速率大于80 m/Ma。無南斷裂的主要活動時期在孔店期—沙二亞期，沙三亞期活動性最強，自沙一亞期開始斷層活動性與齊廣斷裂趨于一致。齊廣斷裂在古近系活動速率20 m/Ma上下波動，東營期開始逐漸減弱，至明化鎮(zhèn)期停止活動。對比寧南和無南斷裂的活動速率，在沙三亞期構(gòu)造活動中心有向東移動的趨勢，但沙一亞期又重新回到西部，且向南移動。

圖4　惠民凹陷控凹斷裂的落差和活動速率折線圖Fig.4　Line chart showing fault throw and creep rate of the sag-controlling faults in Huimin Saga.斷裂落差；b.斷裂活動速率

臨商斷裂自沙三亞期—東營期一直處于活躍狀態(tài)(圖5)，絕大部分時期內(nèi)活動速率大于100 m/Ma，是控制臨南洼陷沉積體發(fā)育的最重要斷裂。沙三亞期的早、中期，主要的控洼斷裂均較活躍，雖然沙二亞期晚期—沙一亞期和東營期晚期活動性稍有增強，但沙三亞期晚期以后，斷裂(除臨商斷裂之外)活動性相對較弱。

3　沉積-沉降中心遷移規(guī)律及其控制因素

3.1沉降中心的時空演化及其與斷裂的匹配關(guān)系

惠民凹陷西區(qū)寧南斷裂在孔店期—沙四亞期斷距大、持續(xù)活動時間長，在斷裂附近形成了較大的沉降空間，導(dǎo)致沉降中心靠近寧南斷裂(圖6)。自沙三亞期開始，寧南斷裂無論是斷距還是活動速率都有所減弱，而沙三亞期早期仁鳳斷裂活動速率最大，夏口斷裂次之，沉降中心由臨商斷裂以北大幅度遷移至夏口斷裂附近；沙三亞期中期，曲堤斷層活動加劇，仁鳳斷裂仍然活躍，此時的沉降中心位于曲堤斷層、仁鳳斷裂和夏口斷裂之間。沙三亞期晚期—沙二亞期早期臨商斷裂開始活躍，沉降中心相比沙三亞期中期，沿北西向遷移至夏口斷裂南側(cè)。由于沙二亞期晚期—沙一亞期臨商斷裂繼承性持續(xù)活躍，并達(dá)到最大活動速率，此時滋鎮(zhèn)洼陷和臨南洼陷已經(jīng)被分割成兩個洼陷帶。臨商斷裂和寧南斷裂雖然活動速率較大，但是由于先存的沉降中心距其較遠(yuǎn)，對于原來的沉降中心的改造較弱，因此沉降中心還是主要受夏口斷裂控制。該時期的夏口斷裂東段活動速率要大于西段，因此沉降中心向東移動。東營期，臨商斷裂、夏口斷裂和曲堤斷層活動速率增大，以臨商斷裂活動強度最大，控制著沉降中心轉(zhuǎn)移到夏口斷裂以北。在東部陽信洼陷沉降中心以NE-SW向移動為主，僅在沙四亞期—沙三亞期沉降中心向北移動，這與沙三亞期無南斷裂活動性增強，林北斷裂活動性減弱相吻合。林南斷裂從沙四亞期中晚期開始持續(xù)活動，隨著斷裂活動的加劇，林樊家及陽信南部地區(qū)地層全面暴露于地表，孔一段以上地層遭受風(fēng)化剝蝕，直接被館陶組覆蓋，形成了在基底古構(gòu)造背景上繼承性發(fā)育的孔店組—沙四段的禿頂背斜構(gòu)造[9]。

新近紀(jì)，依舊是臨商斷裂控制了沉降中心，沉降中心西向遷移反映了該斷裂活動性西強東弱。凹陷東部的沉降中心主要在陽信洼陷內(nèi)，沉降中心主要以東西向遷移為主，這可能與斷裂的不同位置在不同時代的活動性差異有關(guān)。

惠民凹陷新生代演化歷史可分為控凹斷陷期、控洼斷陷期和拗陷期3個沉降階段。依據(jù)不同級別斷裂活動的先后順序，惠民凹陷具有控凹斷裂活動早于控洼斷裂的特點，分別控制了不同時期沉降中心的遷移(圖6)。

圖5　惠民凹陷控洼斷裂的活動速率折線圖Fig.5　Line chart showing fault throw and creep rate of the subsag-controlling faults in Huimin Sag

圖6　惠民凹陷新生代沉降中心遷移規(guī)律Fig.6　Migration pattern of subsidence centers in Huimin Sag during the Cenozoic

1) 控凹斷陷期

孔店期早期受NW向逆斷裂的影響，沉積體由NNW和SN向逐漸向NNE向過渡?？椎昶谕砥?，北部寧南斷裂和無南斷裂等邊界斷裂活動逐漸加強，落差達(dá)到峰值，沉積體長軸方向開始轉(zhuǎn)向NNE向。沙四亞期雖然沉積厚度大，斷裂活動速率增大但是沉降幅度遠(yuǎn)不及孔店期，該期沉降中心主要在滋鎮(zhèn)洼陷內(nèi)發(fā)生小規(guī)模遷移。基底在較短的時間內(nèi)快速沉降，沉積厚度巨大，為凹陷的主發(fā)育期。

2) 控洼斷陷期

沙河街期是控洼斷裂的主要活躍期，夏口、仁鳳和臨商斷裂依次活躍，沉降中心受NEE向控洼斷裂控制。在沙三亞期早期沉降中心由滋鎮(zhèn)洼陷大幅度遷移至夏口斷裂附近，是沉降中心由控凹斷裂控制轉(zhuǎn)為控洼斷裂控制的主要標(biāo)志。自沙三亞期開始，不同的控洼斷裂此消彼長交替控制沉降中心的遷移，但沉降中心總在臨南洼陷內(nèi)，這主要歸因于惠民凹陷早期形成的“雙斷式”不對稱斷陷盆地構(gòu)造格局。

3) 拗陷期

東營期末，發(fā)生了區(qū)域升降運動，是整個渤海灣盆地由斷陷轉(zhuǎn)為拗陷的標(biāo)志[19]。新近系，構(gòu)造沉降史曲線斜率趨于平緩，其基底下降的速率也由快速逐漸趨緩[20]，全區(qū)整體下沉，地層厚度差異較小，盆緣和盆內(nèi)斷裂基本上停止了活動，只有少部分的斷層在活動。

研究發(fā)現(xiàn)，無論是東區(qū)還是西區(qū)，沉降中心的時空遷移有如下規(guī)律：沙四亞期—沙三亞期的南北遷移和其他時期的東西向遷移。沙四亞期—沙三亞期西區(qū)發(fā)生南西向遷移，東區(qū)向北遷移，這分別與寧南斷裂活動強度減弱，無南斷裂活動強度增強相匹配，同時也與蘭聊斷裂及郯廬斷裂的右行走滑的大地構(gòu)造背景有關(guān)。其他時期東西向與控凹(洼)斷裂大致平行的遷移主要與NEE向斷裂不同部位活動強度的差異以及伸展過程中伴隨的走滑拉分有關(guān)，其中可能發(fā)生走滑的主要斷層有寧南斷裂、無南斷裂、夏口斷裂和臨商斷裂等。

3.2沉積中心遷移規(guī)律

沉積中心主要位于穩(wěn)定沉積(與快速堆積相比)的區(qū)域，通常為細(xì)粒、深水的發(fā)育中心沉積相的區(qū)域。但是如何從沉積相的角度確定穩(wěn)定沉積的區(qū)域？就惠民凹陷來說，沉積中心一般發(fā)育了深湖-半深湖相，其次為濱淺湖相，僅在孔店期沉積中心為扇端亞相。但是往往中心沉積相的范圍較大(圖2c)，僅靠沉積相確定沉積中心范圍就失去了意義。本文采用地層厚度與沉積相相結(jié)合，并依據(jù)沉積速率和沉降速率的關(guān)系來圈定沉積中心，從而可以更好的找出沉積中心的遷移規(guī)律(圖7)?？椎昶诔练e速率大于沉降速率，發(fā)育水上和淺水沉積，沉積中心位于厚度最大、粒度較細(xì)的淺水沉積相區(qū)。隨后水位上漲，整個凹陷進(jìn)入湖盆演化階段。Es4—Ed期沉積速率小于沉降速率，主要發(fā)育淺水和較深水沉積，沉積中心位于細(xì)粒、厚度較大的深水相區(qū)。水深和粒度有時會遭受重力流和物源的干擾，進(jìn)而影響沉積中心的圈定。沉積中心一般遠(yuǎn)離物源區(qū)，經(jīng)歷了長距離的搬運，具有較高的成分成熟度和結(jié)構(gòu)成熟度。本區(qū)重力流沉積以風(fēng)暴成因為主，與半深湖-深湖相泥頁巖不同的是，其巖性以分選性較好、磨圓度較高的細(xì)-粉砂巖為主且分布范圍非常局限，僅從沉積物的粒度可排除風(fēng)暴重力流的干擾。同時，重力流屬于事件沉積，需要一定的觸發(fā)機(jī)制，不屬于穩(wěn)定沉積的范疇。

圖7　惠民凹陷新生代沉積中心遷移規(guī)律Fig.7　Migration pattern of depocenters in Huimin Sag during the Cenozoic

孔店期寧南斷裂和無南斷裂活動強烈，靠近斷裂一側(cè)沉降劇烈從而提供了充裕的沉積空間。沉積中心主要分布在粒度較細(xì)、堆積厚度最大的扇末亞相區(qū)。沙四亞期，水深逐漸變深，主要發(fā)育了濱淺湖相、大型河控三角洲相，西區(qū)沉積中心向南西220°(相對于前一時期的遷移角度)遷移至臨邑西南，東區(qū)沉積中心向北西345°遷移。沙三亞期，水深進(jìn)一步加深，主要發(fā)育了濱淺湖相、深湖-半深湖相和三角洲相，河控三角洲相不如沙四亞期發(fā)育。西區(qū)沉積中心向北東85°遷移，東部向北西290°遷移。沙二亞期，湖盆變淺，西區(qū)濱淺湖相萎縮，長條狀分布在夏口斷裂以北；東區(qū)濱淺湖相沉積廣布，林樊家低凸起沉積缺失。與沙三亞期相比，西區(qū)的沉積中心略向南東110°遷移，東區(qū)向南西220°遷移。沙一亞期，主要發(fā)育了濱淺湖相，在臨南洼陷湖盆中心發(fā)育了深部-半深湖相，沉積中心向北東45°遷移，遷移距離較短；東區(qū)沉積中心向北東55°遷移。東營期，湖盆水位整體下降，濱淺湖相局限在臨南洼陷，沉積中心也分布在洼陷中心，其余大部分地區(qū)以沖積平原相為主導(dǎo)。新近紀(jì)，渤海灣盆地的沉降中心已經(jīng)轉(zhuǎn)移到渤中凹陷，而惠民凹陷斷裂活動趨于平緩，以整體性沉降運動為主，水體深度普遍淺，沉積物粒度和厚度區(qū)域性差異較小?？傮w看來，沉降中心與沉積中心在不同時期具有較好的匹配性，沉積中心范圍較小。但是沙四亞期例外，沉積中心與沉降中心一個在臨邑西南、一個在滋鎮(zhèn)西，相距較遠(yuǎn)，說明沙四亞期是凹陷發(fā)育的重要轉(zhuǎn)折期，這一時期的沉降中心遷移滯后于沉積中心。

依據(jù)構(gòu)造在沉積上的響應(yīng)，惠民凹陷可以分為東、西兩個動態(tài)變化的沉積中心，其中西區(qū)沉積中心遷移頻繁而且遷移距離較東區(qū)大。西區(qū)孔店期—沙三亞期沉積中心逆時針遷移，沙三亞期—東營期沉積中心順時針遷移，整個遷移軌跡表現(xiàn)為一個“S”形。從遷移距離上看，除了孔店期—沙四亞期、沙一亞期—東營期遷移距離較大外，其余時期均為在臨南洼陷南部短距離遷移。古近紀(jì)，東區(qū)沉積中心遷移范圍較小，僅僅局限在林北斷裂和無南斷裂之間，遷移軌跡為逆時針，除了沙二亞期—沙一亞期遷移距離較大之外，其他時期遷移距離均較短。沉積中心的形成除了需要沉降中心提供必要的沉積空間條件外，一般還需經(jīng)歷遠(yuǎn)離物源的長距離的搬運，在相對穩(wěn)定的環(huán)境下沉積下來。

綜上所述，研究區(qū)主要有陽信洼陷和臨南洼陷兩個沉積中心，其中孔店期受邊界斷層控制，整體為“北斷南超”箕狀凹陷，魯西隆起和埕寧隆起為兩大物源區(qū)，但是北部斷裂引起的沉降較為劇烈，沉積厚度巨大，依次向南超覆于魯西隆起之上，在沉積剖面圖呈“北厚南薄”楔形沉積體(圖1c)。受物源和快速沉降等多因素影響，孔店期—沙四亞期西區(qū)沉積中心大幅南移，東區(qū)沉積中心向北小幅遷移。沙四亞期至東營期沉積格局發(fā)生了變化，湖盆水體沒過凹陷的大部分(林樊家低凸起除外)。西區(qū)由于南北控洼斷裂的活動，湖盆深水區(qū)位于臨南洼陷的中心位置，因而沉積中心轉(zhuǎn)移到沉降幅度最大的臨南洼陷，在洼陷內(nèi)平面上發(fā)生順時針遷移。沉積厚度在臨南洼陷最厚，向南北兩側(cè)依次減薄，在沉積剖面圖上為透鏡狀沉積體。東區(qū)沉積中心始終在陽信洼陷內(nèi)逆時針遷移，沉積體向南超覆于林樊家低凸起之上。新近紀(jì)館陶期和明化鎮(zhèn)期構(gòu)造活動趨于弱化，各地沉積厚度差異較小，沉積中心分布在臨南洼陷。

4　沉降中心遷移的動力學(xué)機(jī)制

惠民凹陷沉降體長軸的主導(dǎo)方向是NEE向，其次為NE向，偶有近EW和NW向(表1)。由于盆地總體的延伸方向也是NEE向，所以惠民凹陷在新生代總體受到NNW向的伸展作用的控制。通常當(dāng)區(qū)域應(yīng)力的方向與走滑斷層的夾角小于45°時，走滑斷層附近產(chǎn)生了與其大致垂直的拉伸作用，同時伴隨著平行于走滑斷層走向的正斷層。因此研究區(qū)存在走滑引起的拉伸，同時走滑作用促進(jìn)了區(qū)域性的伸展。盡管研究區(qū)為蘭聊-滄東斷裂和郯廬斷裂山東段所夾持，但是其走滑作用對沉降控制可能不占主導(dǎo)作用，僅無南斷裂中段(EW向)或東段(NW)在Es3期發(fā)生了較大程度的走滑拉分，沉降長軸(沉降長軸方位角100°)的方向大致與走滑運動的方向平行，由陽信洼陷東部沉降長軸呈EW向或者NW向可以推斷發(fā)生走滑的大致部位。

表1　惠民凹陷東、西區(qū)不同時代沉降長軸優(yōu)勢方位Table.1　Dominant direction of subsidence macroaxis in Huimin Sag in different periods

早期的寧南斷裂、無南斷裂和夏口斷裂是雁列式平行排列的斷層組成的，走滑與伸展的雙重影響使該區(qū)早先NE,NEE向延伸的雁列狀斷裂系在其近疊置部位相互連通，形成EW向或近EW向張性斷裂[21]。尤其在無南斷裂的東西向走滑作用持續(xù)發(fā)展影響了沙一亞期和沙三亞期沉降中心的發(fā)育與遷移。因此惠民凹陷古近系受到了伸展和走滑雙重因素的影響，以伸展作用為主導(dǎo)，同時在惠民凹陷東區(qū)沙河街期和東營期疊加了走滑作用的影響。

惠民凹陷古近系的伸展運動是在太平洋板塊向歐亞板塊俯沖的速度和方向發(fā)生變化以及印度板塊的遠(yuǎn)源效應(yīng)的大地構(gòu)造背景下產(chǎn)生的。太平洋板塊向歐亞板塊的俯沖方向及速度自68. 5 Ma 以來發(fā)生改變，孔二亞期沉降期間的匯聚速度由晚白堊世的130 mm/a 下降為78 mm/a，在孔一亞期—沙四亞期沉降期間進(jìn)一步下降為 38 mm/a[22]。同時太平洋板塊向歐亞板塊的俯沖方向也發(fā)生了變化，俯沖方向有原來的NNW向變?yōu)镹WW向[23-24]，俯沖角度由10°變?yōu)?0°，太平洋板塊轉(zhuǎn)為向歐亞板塊的正向俯沖[25-27]。進(jìn)入古近紀(jì)之后由于太平洋板塊的匯聚速度減緩，擠壓應(yīng)力松弛，引發(fā)地幔對流。凹陷內(nèi)部表現(xiàn)為與伸展作用有關(guān)的地塹、半地塹以及滾動背斜等構(gòu)造樣式。庫拉板塊的消失以及太平洋板塊俯沖方向的改變使得日本群島開始從東亞大陸裂離,使郯廬斷裂帶轉(zhuǎn)為右旋走滑運動[28]。同時由于印度板塊對歐亞板塊的俯沖，對華北板塊施加北東向的擠壓應(yīng)力，華北板塊向東逃逸[29-30]，惠民凹陷處于右旋剪切應(yīng)力場，主要受蘭聊斷裂走滑影響。

伸展運動的深部動力學(xué)來源，可以用地幔柱理論來解釋，這是因為深部地幔熱力作用是盆地構(gòu)造演化的動力[31]。Maruyama在地幔對流研究的基礎(chǔ)上[32]，認(rèn)為地幔柱只是俯沖板塊進(jìn)入地幔后地幔物質(zhì)調(diào)整所引發(fā)的上升流，引發(fā)物質(zhì)對流，地殼隆升，巖石圈受熱拉伸減薄發(fā)生巖石圈的拆沉作用，最終引發(fā)巖石圈的破裂。由于地幔流的上升，地殼表層拉張，在上升區(qū)域(如魯西隆起、埕寧隆起等)的兩側(cè)出現(xiàn)深大斷裂(如寧南斷裂、無南斷裂、齊廣斷裂)，惠民凹陷內(nèi)部發(fā)育正斷層，在地質(zhì)歷史上(如孔店期)會出現(xiàn)非常陡峭的地塹，引發(fā)沉積物的快速沉降[33]，孔店期靠近邊界斷層巨厚的山前沖積扇沉積體印證了這一認(rèn)識。而在凹陷內(nèi)，位于巖石圈內(nèi)的控洼張性斷裂是對深部對流的淺部響應(yīng)。

5　結(jié)論

1) 在Ek—Es4沉積期，惠民凹陷北部受邊界斷層控制，東西區(qū)的沉降中心分別位于滋鎮(zhèn)洼陷、陽信洼陷；Es3期寧南斷裂活動性減弱，西區(qū)沉降中心南移至臨南洼陷內(nèi)，無南斷裂活動加劇，東區(qū)沉降中心北移。其他時期沉降中心以東西向遷移主導(dǎo)。Ek—Es4期控凹斷層控制了沉降中心，斷層斷距大，因此沉積物厚度也較大；Es3—Ed期控洼斷層控制了沉降中心，而且沉降中心以東西向遷移為主。依據(jù)斷層活動的先后順序可劃分為控凹斷陷期、控洼斷陷期和拗陷期3個沉降階段。

2) 沉積中心是在一定的沉積環(huán)境下發(fā)育的，由沉積速率和沉降速率所控制的，具有深水、細(xì)粒、沉積厚度較大、發(fā)育相對穩(wěn)定相區(qū)特點的沉積區(qū)。當(dāng)沉積速率大于沉降速率，主要發(fā)育水上和淺水沉積，沉積中心(例如Ek期)位于厚度最大、粒度較細(xì)的淺水沉積相區(qū)；當(dāng)沉積速率小于沉降速率，發(fā)育了淺水和較深水沉積，沉積中心(例如Es4—Ed期)位于細(xì)粒、厚度較大的深水相區(qū)。

3) 惠民凹陷新生代沉積中心與沉降中心吻合度較高(沙四亞期除外)，但受沉積中心發(fā)育于中心相區(qū)的局限，其范圍要小于沉降中心。沙四亞期是沉積中心的重要轉(zhuǎn)折期，沉積中心和沉降中心相距甚遠(yuǎn)，此時沉降中心的遷移滯后于沉積中心。

4) 惠民凹陷處于蘭聊斷裂和郯廬斷裂所組成的右行走滑斷裂系統(tǒng)之間，同時受到地幔對流引起的NNW伸展作用的長期控制，伸展作用開始時間早于走滑開始的時間，伸展作用對于走滑拉分具有促進(jìn)作用，走滑斷裂系的拉張分量也反過來促進(jìn)了盆地的伸展，兩者相互作用共同造就了惠民凹陷現(xiàn)今構(gòu)造格局，進(jìn)一步控制了惠民凹陷沉積中心的遷移以及沉積體的展布。

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(編輯張玉銀)

Migration pattern and geodynamic mechanism of Cenozoic depocenter and subsidence center in Huimin Sag,Bohai Bay Basin

Lin Yuxiang,Zhao Chengjin,Zhu Chuanzhen,Wu Yuchen,Li Jia,Li Xiuqin

(CollegeofEarthScienceandEngineering,ShandongUniversityofScienceandTechnology,Qingdao,Shandong266590,China)

Based on analysis on regional geology,strata thickness,sedimentary characteristics and faulting intensity of Huimin sag,this paper studied the characteristics of structural activities and the depocenter migration patterns in different evolutionary periods of Huimin sag and explained their geodynamic mechanisms.New methods were proposed for delineation of depocenters.There were two dynamic depocenters or subsidence centers in Huimin sag in the Cenozoic era.The depocenters and subsidence centers basically coincided with each other except for Es4period.The depocenters had migrated to the southwest of Linyi,while the subsidence centers were still in the west of Zizhen during the Es4period.The Es4-Es3periodwas an important transition period for the migration of subsidence centers which migrated mainly along the N-S direction.In contrast,the migration was mainly along the E-W direction during Ek-Es4period and Es3-Edperiod.In the western part of the sag,the depocenters migrated in “S”-shaped trajectory,while in the eastern part,they migrated anticlockwise.Sag-controlling faults were mainly active during Ekand Es4period,while subsag-controlling faults were predominant in Es3-Edperiod.Both the sag-controlling and subsag-controlling faults were controlled by the NNW-trending extension structure and the right lateral strike-slip of Lanliao fault and Tanlu fault.And it was related to mantle convection caused by the velocity and angle changes of the Pacific plate subducting to the Eurasian plate and the collision of India-Eurasia plate.

migration mechanism，depocenter，subsidence center，fault activity，Cenozoic，Huimin Sag,Bohai Bay Basin

2014-11-23;

2016-07-05。

林玉祥(1963—),男,教授、博士，油氣地質(zhì)勘探。E-mail:sdkdlyx@126.com。

國家自然科學(xué)基金項目(41172108)；國家大型油氣田與煤層氣開發(fā)項目(2011ZX05033-04，2011ZX05004-01)。

0253-9985(2016)04-0509-11

10.11743/ogg20160407

TE121.2

A