渤海湾盆地冀中坳陷高阳低凸起构造特征及成因机制

2022-12-07单帅强何登发方成名张煜颖胡美玲

石油实验地质 2022年6期

单帅强，何登发，方成名，张煜颖，胡美玲

1.中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所，江苏无锡 214126；2.中国地质大学(北京)，北京 100083；3.中国石化勘探分公司，成都 610041；4.中国石油华北油田分公司勘探开发研究院，河北任丘 062552

高阳低凸起位于渤海湾盆地冀中坳陷中部，介于保定凹陷和饶阳凹陷之间，属于冀中坳陷中—新生代伸展变形系统的一部分[1-4]。横穿冀中坳陷的地学断面、深地震测深剖面和地震反射剖面均反映，高阳低凸起的形成与两侧凹陷的发育有着密切的关系[5-8]。何登发等[7,9]对冀中坳陷古潜山的地质结构及其构造成因类型进行了研究，并把高阳低凸起作为一种特殊类型的潜山，对其成因进行了初步探讨。目前，有关冀中坳陷中部伸展变形系统的研究大多针对坳陷内发育的大型断层本身[3-4]，而从高阳低凸起成因角度探讨冀中坳陷中部伸展变形系统演化过程的研究还未有报道。研究高阳低凸起的构造发育特征和成因机制，不仅有助于全面认识该凸起的形成、演化及其与相邻凹陷发育过程之间的关系，更好地服务于区内潜山领域的油气勘探，还将为冀中坳陷中区中—新生代伸展变形系统的分析和区域地质结构的研究提供借鉴。

本文利用覆盖冀中坳陷中部的二维和三维地震资料，建立了横穿坳陷的北西—南东向大剖面；在层位标定和精细解释的基础上，对比分析了高阳低凸起不同位置的构造特征及其开始发育的时间；通过区内地震资料的系统解释与成图，揭示了高阳低凸起的三维构造几何学特征。基于上述工作，从冀中坳陷中部伸展变形系统整体出发，探讨了高阳低凸起的成因机制与演化过程。

1 区域地质概况

1.1 构造位置与构造演化

根据“东西分带、南北分区”的构造特征，冀中坳陷自西向东可分为西部凹陷带、中央凸起带和东部凹陷带，由南向北分为南、中、北3个区[10-12]。高阳低凸起位于冀中坳陷中区、中央凸起带的中部，西连保定凹陷，东接饶阳凹陷，东南部与刘村—深泽低凸起相邻，南侧以衡水断层为界与无极—藁城低凸起和晋县凹陷相隔，北部与霸县凹陷相邻(图1)。从构造位置上来看，高阳低凸起及冀中坳陷中区整体处于太行山山前大型拆离断层的上盘，断层滑脱面深度在15～20 km之间[5,8]。

晚中生代，华北克拉通构造体制由近南北向收缩变为北西西—南东东向伸展[13-14]。在该背景下，克拉通东部岩石圈发生大规模减薄[15-18]，渤海湾盆地开始发育。晚中生代至古近纪，盆地西部的冀中坳陷在太行山山前断层及多条规模较大的次级断层控制下，经历了长期的断陷活动[7-9,19]，发育了大型伸展变形系统[3-4,8,20]，使得冀中坳陷与太行山隆起过渡地带上地壳厚度发生较明显的变化(图1a)。新近纪以来，随着冀中坳陷整体进入热沉降阶段，区内构造活动微弱[1,3-4,19]。

图1 渤海湾盆地冀中坳陷高阳低凸起构造位置(a)及冀中坳陷中南部前新生界分布(b)上地壳厚度据文献[21]。

1.2 地层发育特征

本文基于钻井资料分析和地震解释结果，建立了高阳低凸起及邻区地层综合柱状图(图2)。根据高阳低凸起地层发育特征及识别出的区域性不整合面，将其在纵向上划分为5个构造层，分别为太古宇—古元古界构造层、中元古界构造层、古生界构造层、古近系构造层和新近系—第四系构造层(图2)。高阳低凸起上普遍缺失在保定凹陷南部和饶阳凹陷南部发育的中生界以及饶阳凹陷北部发育的新元古界青白口系(图1b)。

图2 渤海湾盆地冀中坳陷高阳低凸起及邻区地层综合柱状图

太古宇—古元古界构造层在凸起上未被钻井揭示，主要依据区域地层对比和地震解释来识别。该套地层岩性为变质岩[22]，在研究区内广泛分布(图1b)。中元古界构造层包括长城系(Ch)和蓟县系(Jx)，在凸起范围内全区分布，并遭受断层切割、改造作用(图1b)。长城系为高深1井(井位见图1)所揭示，钻遇厚度1 750.5 m，岩性包括石英砂岩、粉砂质页岩和白云岩[23]；蓟县系亦被多口钻井(高5、高6、高8、高深1等，井位见图1)钻遇，厚度为19.6～396 m，岩性以白云岩为主，也发育有石英砂岩。古生界构造层包括寒武系(-C)和奥陶系(O)，主要分布在凸起东南部(图1b)，在凸起上未被钻井钻遇，其岩性和厚度的确定主要根据深县、饶阳等凹陷内钻井资料及区域性剖面的解释结果(图3)。古生界与下伏中元古界为平行不整合接触。

研究区内古近系构造层发育于强烈伸展断陷背景下[7-9]，地层受断层控制作用明显。岩性上，孔店组—沙四段主要为砂岩和泥岩，底部发育砾岩，地层厚度0～762 m，与下伏地层呈角度不整合接触(图3，图4)；沙三段—沙二段为砂、泥岩互层，厚度61～660 m；沙一段发育泥岩、油页岩和砂岩，厚度142～491 m；东营组主要为砂岩和泥岩，厚度151～571 m。新近系—第四系构造层作为拗陷阶段产物，断层数量和活动强度均明显减小。馆陶组底部发育砾岩，向上为泥岩和砂岩，厚度332～633 m，与下伏古近系为角度不整合接触(图3，图4)；明化镇组以砂岩为主，夹有泥岩，厚度662～1 066.5 m；第四系平原组主要为砾石、砂和砂质黏土，厚度为220～433.5 m。

图3 过渤海湾盆地冀中坳陷高阳低凸起南部的区域性剖面(a)及解释结果(b)剖面位置见图1b中AA′。

图4 过渤海湾盆地冀中坳陷高阳低凸起北部的区域性剖面(a)及解释结果(b)剖面位置见图1b中BB′。

2 高阳低凸起构造特征

研究发现，高阳低凸起的构造特征沿走向发生明显变化。本文选取横穿保定凹陷至饶阳凹陷的区域性剖面(图3，图4)，对比分析高阳低凸起不同部位的构造特征，并结合二维和三维地震资料的系统解释结果，建立高阳低凸起的三维构造几何学模型，揭示其空间构造特征。

2.1 高阳低凸起南部剖面构造特征

冀中坳陷中区南部最重要的构造为西侧的太行山山前断层和东侧的献县断层(图3),在二者的控制下，冀中坳陷中部整体表现出“双断式”的特征。作为两侧边界断层的共同上盘，高阳低凸起呈宽缓的背斜形态，且西翼相对东翼较陡(图3)。在太行山山前断层的直接影响下，背斜西翼延伸至保定凹陷内部并构成该凹陷的前中生界基底，而背斜东翼则通过蠡县斜坡进入饶阳凹陷(图3)。

层位解释结果表明，在高阳低凸起的南部，构成凸起的地层包括太古宇—古元古界，中元古界长城系、蓟县系，古生界寒武系和奥陶系。地震剖面显示，凸起西翼的地层时代要老于东翼(图3)。在凸起顶部区域性不整合面之下，奥陶系厚度自东向西逐渐减薄，于凸起高部位发生尖灭，导致下伏寒武系和蓟县系向西依次出露。两侧相邻凹陷内在断陷早期均发育有中生代地层，并且不同时代的断陷期地层均由凹陷向凸起方向发生超覆(图3)。

凸起内部断层不发育。上覆新生界内存在数量不多的次级断层，但对地层厚度没有明显的控制作用。凸起西翼向保定凹陷过渡位置发育一系列倾向SE的控沉积断层，向下终止于蓟县系内部(图3)。

2.2 高阳低凸起北部剖面构造特征

冀中坳陷中区北部同样为“双断式”的构造格局，但东侧的边界断层由南部的献县断层变为马西断层，二者的几何学特征有着明显的差别，并且马西断层上盘次级断层的数量增多、规模变大(图3，图4)。同时，太行山山前断层的几何学特征也发生一定程度的变化。位于两侧边界断层之间的高阳低凸起仍然表现出背斜的特征，西翼陡而东翼较缓(图4)。与凸起南部相比，北部的宽度变窄(图3，图4)。

高阳低凸起北部地层由太古宇—古元古界、中元古界长城系和蓟县系组成。蓟县系顶部为区域性不整合面，其上直接覆盖孔店组—沙四段(图4)。两侧相邻凹陷内断陷早期发育的地层在时代上具有明显差异，保定凹陷内断陷期最老地层为孔店组—沙四段，而饶阳凹陷内则为沙三段—沙二段(图4)。

高阳低凸起北部最显著的构造特征是凸起上发育一系列规模不等的次级断层。其中，规模较大的甚至切穿长城系，并对孔店组—沙二段的地层厚度有着不同程度的影响(图4)。此外，凸起上覆的新生界内也存在多条不同倾向的断层，少数向下终止于凸起内部(图4)。

保定凹陷内发育与构造反转有关的“蛇头状”背斜，背斜核部的断陷期地层遭受不同程度的剥蚀；饶阳凹陷内至蠡县斜坡上存在一些规模较大的次级断层，这些断层垂向断距大，并控制断陷期地层厚度(图4)。

2.3 高阳低凸起三维构造特征

在对覆盖冀中坳陷中区的地震资料进行系统解释的基础上，利用断层数据和中—新生界底部区域性不整合面(研究区南部为中生界底界面，北部为新生界底界面)的层面数据，建立了高阳低凸起及邻区的三维构造几何学模型(图5)。

太行山山前断层构成了冀中坳陷西侧的边界断层，而东侧的边界断层则由献县断层、马西断层等组成(图5)。在两侧边界断层的控制下，冀中坳陷中区前中—新生界底面整体呈宽缓的背斜形态，背斜的两翼分别终止于两侧的边界断层。高阳低凸起位于背斜的高部位，凸起的宽度由南向北逐渐变窄(图5)。

图5 渤海湾盆地冀中坳陷高阳低凸起三维构造几何学模型

高阳低凸起东侧的饶阳凹陷内发育有多条规模较大的次级断层，这些断层多为NW—SE走向，空间延伸距离远，并逐渐向太行山山前断层逼近；而西侧的保定凹陷内几乎不发育大规模次级断层(图5)。凸起上存在一系列规模较小的断层，在凸起北部，断层数量多且规模相对较大(图5)。

3 讨论

3.1 冀中坳陷中区伸展变形系统特征

变形系统是指分布在一定区域范围内的、在同一地球动力学环境下同时形成的、具有不同几何学和运动学特征的各种构造变形的组合[24]。冀中坳陷中区的伸展变形系统由晚中生代以来发育于区内的太行山山前断层、献县断层、马西断层等大型边界断层和一系列次级断层及断层伴生构造组合而成[1,3-4,8]，这一变形系统主导了冀中坳陷中区现今的构造格局。在该变形系统的影响下，冀中坳陷中区与北区、南区表现出显著不同的构造特征[7-9,20]。

大型铲式正断层是冀中坳陷中区伸展变形系统的主体。大量实例和物理模拟实验均表明，铲式正断层在伸展过程中会导致其上盘老地层发生旋转而形成滚动背斜[25-26]。滚动背斜通常表现出明显的不对称性，一翼产状较陡而另一翼较缓，且陡倾翼地层发生旋转的程度与断层的位移量有关。倾向相反的两条铲式正断层相向发生位移时，会导致共同上盘的两侧均发生旋转，形成“双向旋转型”滚动背斜。断层位移量大的一侧，地层旋转程度大，产状较陡。

冀中坳陷中区两侧发育的太行山山前断层、献县断层、马西断层等具有典型的铲式正断层的特征(图3，图4)。晚中生代以来，上述断层先后开始活动，在其共同上盘发育了“双向旋转型”滚动背斜，高阳低凸起即为该背斜的主体部分。凸起形成之后，随着断层的持续活动，两翼地层的旋转程度不断增大，同时，两侧凹陷内发育的断陷期地层逐渐超覆于凸起之上(图3，图4)。这一现象也表明，凸起的形成与相邻凹陷的发育是统一的过程，均受控于区内伸展变形系统的演化。

沿走向上，高阳低凸起由南向北逐渐变窄，这也与冀中坳陷中区伸展变形系统的空间发育特征有关。由南向北，冀中坳陷东侧边界断层的走向朝NW方向发生偏转，导致其与西侧边界断层之间的距离减小，同时，饶阳凹陷内一些规模较大的次级断层也逐渐向太行山山前断层逼近(图5)，从而使得共同上盘的“双向旋转型”背斜向北变窄。

3.2 高阳低凸起的成因模式

高阳低凸起现今构造特征的形成，是冀中坳陷中区伸展变形系统长期演化的结果。前文分析表明，凸起的构造特征从南向北发生了显著的变化，不同地区在形成时间、次级断层发育特征等方面有着较大的差异(图3，图4)。在对高阳低凸起的二维和三维特征进行剖析的基础上，分别建立了凸起南部(图6)和北部(图7)的成因演化模式。

研究表明，太行山山前断层在燕山期为逆断层[2,27-28]。在其控制下，冀中坳陷西部前中生界发生大规模抬升(图6a，图7a)，并遭受剥蚀[29]。随后，该断层发生构造反转进入伸展阶段，剥蚀形成的区域性不整合面随着地层的沉积得以保留(图3，图4)。同时，冀中坳陷中区东侧的边界断层也相继开始活动，在两侧断层的共同作用下，其上盘发生双向旋转形成宽缓背斜。根据相邻凹陷内断陷期最老地层的时代判断，冀中坳陷中区南部要先于北部发生断陷活动，从而确定高阳低凸起南部开始形成的时间早于北部。

保定凹陷南部和饶阳凹陷南部发育的中生代地层表明，区内太行山山前断层南段和献县断层南段均于晚中生代开始伸展活动，二者的共同上盘初步形成了宽缓的背斜形态，并且西翼产状相对较陡(图6b)。孔店组—沙四段沉积时期，两侧边界断层持续活动，上盘进一步发生旋转，同样是西侧旋转程度大，两侧凹陷内分别发育的次级断层对背斜的翼部进行切割改造(图6c)。沙三段—沙二段沉积时期，两翼旋转程度相近，背斜进一步发育；两侧凹陷内次级断层持续对背斜翼部进行改造，东侧次级断层的规模和断距相对较大(图6d)。沙一段—东营组沉积时期，献县断层活动强度大于太行山山前断层，导致背斜东翼旋转程度大，同时，东侧发育的次级断层仍对背斜形态进行改造(图6e)。东营组沉积末期，太行山山前断层发生一定程度的正反转，造成其上盘断陷期地层遭受剥蚀，随后，高阳低凸起基本定型(图6f)。新近纪—第四纪，区域性沉降使得凸起埋深加大，并形成现今形态(图6g)。

图6 渤海湾盆地冀中坳陷高阳低凸起南部成因演化模式

冀中坳陷中区北部，西侧保定凹陷内断陷期最老地层为古近系孔店组—沙四段，而东侧饶阳凹陷内最老的断陷期地层为沙三段—沙二段(图4)。这一现象表明，区内太行山山前断层北段和马西断层开始伸展的时间分别为孔店组—沙四段沉积时期和沙三段—沙二段沉积时期。

孔店组—沙四段沉积时期，太行山山前断层北段的强烈活动，使得其上盘前新生界发生旋转形成滚动背斜，并造成冀中坳陷中区东部发育一系列逆断层(图7b)，导致地层因遭受剥蚀而减薄(图4)。沙三段—沙二段沉积时期，两侧的边界断层均发生强烈伸展，“双向旋转型”滚动背斜于此时开始形成，背斜两翼的旋转程度大体相当；东侧除马西断层外，饶阳凹陷内还发育其他规模较大的断层，对背斜的东翼产生明显的改造作用(图7c)。沙一段—东营组沉积时期，东侧断陷活动强度大于西侧，造成背斜东翼的旋转程度大于西翼(图7d)。东营组沉积末期，沿太行山山前断层的构造反转也使得其上盘地层遭受一定程度的剥蚀(图7e)，同时，高阳低凸起北部形态调整完成。新近纪—第四纪，凸起整体发生沉降，形成最终形态(图7f)。