盆地发育的区域构造背景

区域构造背景~

华北东部盆地是发育在太古宇—古元古界结晶基底之上的“克拉通盆地”，北邻西伯利亚板块，南临扬子板块，其区域构造背景既包括华北大陆板块本身的特性，也反映了华北板块所处的大地构造位置及其动力学过程。与世界典型克拉通盆地相对比，既有其共性，也有其特殊性。
华北克拉通盆地具有全球克拉通盆地的共性，沉积层具有分布范围广、沉积速率低、相岩明显的特征。但其结晶基底并非由统一的陆核组成，而是由辽吉、赤峰、渤海和济宁等陆核经过五台和吕梁运动最终拼贴而成，其古老缝合带在燕山南部、太行山、华北板块东部和济南—青岛一线。这一特性决定了华北克拉通盆地在其演化历程中不同构造单元活动性的差异，陆核所在区域主要作为相对的稳定区而存在，古老的缝合带作为相对的活动区而存在，使得华北东部盆地在不同地区沉积地层的序列、沉积厚度和沉积相存在差异。此外，华北克拉通相对于世界典型克拉通，面积较小，也决定了华北克拉通盆地易受边缘活动带的影响，而使不同阶段盆地基底形态、沉积相类型和展布产生多次变化，并易使克拉通盆地受到改造。
华北东部盆地受到多重全球性动力体系的影响，前中生代主要受到劳亚洋和特提斯洋的动力体系控制，伴随南北两侧大洋盆地的开合旋回，华北克拉通盆地在不同阶段表现出不同的构造属性、陆表海性质、沉降机制和结构形式，进而控制了华北克拉通盆地的基底升降、沉积建造类型、沉积和沉降中心的位置，以及不整合面的形成。在此期间，华北克拉通作为一个独立的大陆板块，伴随着全球超大陆的形成和离散过程，形成了现今华北盆地所具有的相似于其他典型克拉通盆地的演化历程和沉积序列。
中生代以来，华北板块与南北两侧的大陆板块拼贴焊合，成为统一的中国板块，并作为欧亚板块的一部分，太平洋动力体系成为华北东部盆地的主要控制因素，从而使华北东部盆地开始了陆内演化阶段。伴随太平洋板块的俯冲作用，华北东部盆地发生了强烈的改造，使前期克拉通盆地支离破碎，差异沉降明显，在前期克拉通盆地的基础上，产生分割性显著、演化迅速、岩相多变的陆相盆地。在这一演化阶段，华北克拉通已非独立的板块，虽然受到全球超大陆聚散的影响，但并不显著，从而使华北盆地相异于其他典型克拉通盆地，形成了具有中国特色的“中国式盆地”。

一、区域地质背景
Bongor盆地位于乍得西南部、西非裂谷系和中非裂谷系交汇部位(见图2－1)，是在冈瓦纳大陆解体过程中产生的陆内裂谷盆地，面积约1.8×104km2(图3－1)。盆地基底为前寒武纪结晶基底，与苏丹裂谷盆地的基底性质类似，之上沉积了上万米的中新生界陆相碎屑岩地层，包括下白垩统、古近系、新近系和第四系，其中下白垩统地层中火山岩发育;盆内缺失上白垩统和下白垩统顶部地层，古近系地层不发育，厚度一般小于300m。这与乍得南部Doba等裂谷盆地以及苏丹Muglad盆地发育较厚的上白垩统地层明显不同;也与乍得北部乍得湖盆地和苏丹东南部Melut盆地发育巨厚的古近系和新近系沉积差异巨大。盆地沉积盖层中存在基底顶和白垩系顶两个明显的区域不整合面(图3－2)，分别反映了大西洋开启、欧洲与非洲大陆的碰撞对盆地的影响。根据区域构造演化、不整合分布和断层活动期次，将Bongor盆地的构造演化划分为早白垩世断陷、晚白垩世强烈反转和新生代统一成盆三大阶段。其中反转和走滑作用是盆地最显著的构造特征。

图3－1 Bongor盆地构造纲要图

根据基底结构、地层残余厚度、区域大断层的展布等，自北向南将盆地划分为北部斜坡带、中央坳陷、南部隆起和西南坳陷;中央坳陷进一步划分为东部、西部、南部3个箕状凹陷，互相以构造调节带相隔。所有凹陷均呈半地堑形态，其中，南断北超的中部凹陷为最主要的构造单元(图3－1)。由于边界断层产状相对较陡，因此，盆地总体伸展量较小，一般小于20%。

图3－2 Bongor盆地地层综合柱状图

Bongor盆地不是一个简单的箕状断陷，在南断北超的构造背景上，还存在着北断南超的局部构造变化，这种变化使盆地在东西方向上发生了结构样式的变化，并在南北方向上出现不同的构造样式。自东向西，断陷的构造极性发生变化，盆地东端的东部凹陷以北断南超为特征，沉降和沉积中心在北部，南部斜坡剥蚀严重;向西这一北断南超的结构过渡为南断北超的箕状断陷结构，这是盆地主体结构样式，剖面上沉积厚度最大，平面上南北宽度最大，沿盆地轴向延伸长度也最大。受南部控盆断层控制，盆地沉降和沉积中心分布在南部，其以基底发育堑－垒构造、反向断块构造以及斜坡带盖层发育挤压反转背斜为主要构造特征。到盆地西端，西部凹陷又转为正常的南断北超结构，此处控制主要沉积凹陷的不是控盆断层，而是次级控凹断层。西次凹北部的斜坡带构造抬升强烈，地层剥蚀严重，以斜坡带盖层发育与背斜构造相伴生的倾向相向多级次正断层组合及反向掀斜断块为主要构造特征。南部坳陷以隆起与中央坳陷相隔，由于勘探程度低，还有待进一步研究。
二、石油地质基本特征
(一)早白垩世强烈断陷阶段发育优质烃源岩
多井烃源岩地球化学分析资料揭示，Bongor盆地在早白垩世强烈断陷阶段发育优质湖相泥质烃源岩，包括上、中、下三段。最好的烃源岩发育于上段B组(下白垩统晚Aptian或Albian阶)，以Ⅰ型干酪根为主，但普遍不成熟;成熟烃源岩主要发育于中、下段K－P组(下白垩统早Aptian或Barremian阶)，有机质类型以Ⅱ1型为主，烃源岩累计厚度可达1000m以上，生烃潜力大(图3－3)。有机岩石学分析也表明下白垩统中、下段烃源岩富含层状藻(藻页岩)，紫外光下具有较强的黄色荧光，具有极好的生烃潜力;一些样品中可见丰富的油包裹体和油滴，一些较大的油滴中还含气泡，表明已有油气生成作用发生。由于较强的后期剥蚀，盆地不同部位现今的成熟门限不同，剥蚀量大的地区，现今成熟深度较浅，如北部的Ronier-Mimosa地区，镜质体反射率Ro=0.6%所对应的深度只有1000m。

图3－3 Bongor盆地典型井(Mimosa－2)地球化学剖面

盆地模拟显示Bongor盆地主力烃源岩M组自早白垩世末期开始生烃，在晚白垩世进入生烃高峰，晚白垩世后期受构造反转影响生烃作用停滞。新生代沉积地层的厚度远小于晚白垩世被剥蚀的地层厚度，二次生烃能力有限，盆地以早期成藏为主。有机包裹体的均一化温度显示，大量排烃对应的温度为120～130℃，对应于晚白垩世;其成藏模式既不同于以晚期成藏为主的Melut盆地，也与以早期成藏为主的Muglad盆地有区别。
(二)扇三角洲和湖相浊积砂体形成有利储层
Bongor盆地自上而下共钻遇B、R、K、M和P组5套储层，砂岩类型以长石砂岩和岩屑质长石砂岩为主，杂基含量较高，成分成熟度和结构成熟度较低。储集空间类型以原生粒间孔为主，次生溶蚀孔和晶间微孔次之。B组和R组储层属于河道、三角洲水下分流河道砂体，横向连续性好;K组和M组储层属于扇三角洲和湖相浊积砂体，横向连续性较差;P组储层以近岸水下扇和扇三角洲砂体为主，前者主要发育于陡坡，后者主要发育于断陷缓坡，单层砂体最厚可达50m，但平面延伸范围相对有限。
储层物性具有随埋深加大而变差的趋势，由于反转抬升，区域上有效储层的埋深下限约为2500m。纵向上B组储层物性最好，向下逐渐变差。B组储层孔隙度为20%～30%，渗透率为500～3000mD，属中、高孔－中、高渗储层;R组储层孔隙度为16%～28%，渗透率为30～340mD，属中、高孔－中渗储层;K组和M组储层横向变化大，通常为中孔－中渗储层;P组储层仅在盆地北部斜坡区钻遇，孔隙度一般为15%～27%，渗透率变化大(10～1000mD)，属中孔－中渗储层，局部发育高孔－高渗储层。在盆地内部的深凹陷处，由于砂岩的分选性较差，抗压实程度较低，储层物性递减快。
(三)“桑顿阶挤压事件”控制了油气运聚成藏
在距今约85～80Ma时，受非洲板块与欧洲板块开始碰撞的影响，以及这一时期非洲板块和欧亚/特提斯板块之间的运动方向改变，发生了“桑顿阶挤压事件”。这一南北向挤压事件使Bongor盆地发生强烈的构造反转，一方面改造或强化了先期成型的断块或断背斜圈闭，形成了大量的反转背斜构造，成排成带分布，并使得主力勘探层系变浅。另一方面，由于Bongor盆地下白垩统R组泥岩段以下地层整体上以泥岩为主，内部缺乏良好的横向输导层，受“桑顿阶挤压事件”影响而形成的基底卷入型断层，沟通了烃源岩和储层，为油气的一次运移和二次运移提供了广泛的输导体系。目前的勘探实践表明储量发现均来自于和断层有关的圈闭中。
Bongor盆地中已发现油气藏类型以层状边水油气藏和构造背景下的岩性油气藏为主，具有含油气层系多、储层横向变化快及油水关系复杂等特点。纵向上已发现五套含油气层系，分别是顶部B组、上部R组、中部K组、下部M组和底部P组，其中上部成藏组合富集稠油或正常偏稠油藏，油气分布主要受构造控制;下部成藏组合富集轻质油藏、凝析油气藏或气藏，油气分布受反转构造带与有利岩相带双重控制。
由于Bongor盆地沉积地层主要是下白垩统，岩性总体上R组及其以上地层以砂岩为主，砂/地比一般在60%以上;K组及其下伏地层以泥岩为主，砂/地比一般在40%以下，最低可达12%。区域性盖层以下缺乏大的不整合面或大面积连续展布的砂层作为输导层，因此，油气运聚方式以近源垂向运聚为主，盆内广泛发育的断裂系统是油气运移的最主要通道。晚白垩世构造反转导致的断层活化一方面有助于油气从烃源岩运聚到储层或圈闭中，另一方面也对先期形成的油气藏进行调整、改造或破坏，特别是对反转导致断层通天的圈闭或顶盖层被剥蚀的圈闭影响很大。最有利于油气富集的目标是受二级断层控制且上部成藏组合顶盖层保存较完整的反转背斜构造。

1.陆块和造山带

中国东部自北而南有松辽、华北、扬子、华夏4个陆块，这些陆块在晚古生代—印支期（或燕山早期）连成一体，其间被近东西向的大兴安岭造山带、秦岭-大别造山带、东南造山带和特提斯造山带分隔。本书涉及的中国东部陆相断陷含油气盆地发育于华北陆块、秦岭造山带和扬子陆块之上（图1-1）。

华北陆块最终固结于古元古代末期的吕梁运动，变质基底由太古宙—元古宙变质岩系组成，沉积盖层包括中新元古代浅海相碎屑岩及碳酸盐岩、寒武纪—中奥陶世广海碳酸盐岩、晚石炭世—二叠纪海陆交互相含煤碎屑岩系以及中新生代陆内裂谷盆地陆源碎屑岩和各种松散堆积物，中国东部区域的岩浆活动十分强烈。

扬子陆块最终固结于新元古代的晋宁运动，变质基底以中新元古界浅变质岩系为主，局部有新太古代—古元古代变质岩系。沉积盖层较厚，包括早震旦世磨拉石建造和冰碛岩，晚震旦世—志留纪广海碳酸盐岩和碎屑岩，泥盆纪—中三叠世海相碳酸盐岩、碎屑岩和海陆交互相含煤岩系。晚二叠世西南部有裂谷活动，在川滇东部有大面积的晚二叠世玄武岩流形成。晚三叠世—中新生代为陆内裂谷盆地含煤碎屑岩、红色碎屑岩和含膏盐岩系，中生代以来岩浆活动强烈。

三叠纪晚期开始的印支运动，使华北陆块与扬子陆块沿秦岭—大别一线对接碰撞，形成中国东部统一的大陆板块，并由此转入中、新生代陆相断陷盆地形成与演化为特征的构造阶段，板块之间的相互作用导致盆地内部明显的构造变格。

中生代是中国东部重要的构造变革时期，发生了多次构造变革运动。图1-2是基于最新古地磁研究（Gilder,1998）建立的华北和扬子陆块中生代构造动力学模式：早中三叠世，扬子陆块顺时针转向华北陆块，二者之间的古秦岭洋闭合，这个时期的郯庐断裂性质为转换断裂；晚三叠世—早侏罗世，华北和扬子陆块开始在大别山地区碰撞，大别山地区呈角状开始楔入到扬子陆块内部，导致华南盖层中褶皱和断裂作用产生，郯庐断层成为陆内剪切带；中侏罗世，陆-陆碰撞继续使扬子陆块变形，由于大别山的碰撞楔入作用，郯庐断裂继续加长；晚侏罗世，华北和扬子陆块碰撞结束，原始太平洋板块俯冲作用开始，大规模的岩浆侵入作用和火山作用发生；白垩世时期，与俯冲作用有关的火山作用继续在海岸地区发生，郯庐断裂继续左旋位移。新生代期间，随着太平洋板块俯冲方向由NNW向NWW的变化，郯庐断裂右旋位移。新近纪时期菲律宾海板块开始楔入到欧亚板块和太平洋板块之间，并在10Ma之后与太平洋板块一起向NWW俯冲。

图1-1 中国东部断陷盆地分布图

图1-2 华北及扬子陆块中新生代构造演化

（据Gilder,1997）

在上述动力学背景之下，华北地块内部盆地的分布和类型发生明显规律性的变化。三叠纪大鄂尔多斯盆地原型为近东西向展布的大型陆内坳陷型盆地；早中侏罗世，鄂尔多斯盆地的东界西移，华北地块的东部出现一系列小型的坳陷型盆地，显示出原始太平洋板块开始对盆地发育产生影响；晚侏罗世—早白垩世，鄂尔多斯盆地继续大规模向西退缩，华北地块东部发育NE或NNE向展布的断陷盆地；新生代，NE向渤海湾盆地形成，盆地内部的沉降带表现为从周边向中心迁移，由西向东、由南向北最后集中到渤海海域。

2.基底走滑断裂系统和褶皱逆冲断裂系统

NNE-NE向基底走滑断裂带在中国东部广泛分布，著名的郯城-庐江断裂带、兰考-聊城断裂、太行山山前断裂带和东南沿海断裂带等对中国东部盆地的发育有重要的控制和影响作用。这些大型的基底走滑断裂带在深部多表现为直立，具有逆冲或平移性质，而浅部多表现为正断层特征，且从上到下有3个发育程度不一的高导低阻、低速带，因而断裂发育区的地壳结构表现为鱼骨架状的结构（刘国栋，1984；袁学诚等，1990；张先康等，1999)，同时沿这些断裂带，新生代火山岩发育，并呈裂隙式喷发。

郯庐断裂带是一条纵贯我国东部的规模宏伟、具多期活动的NNE向深大断裂带。全长达3600km（朱光等，2001），南起安徽庐江南部，至山东郯城，向NE延伸穿过渤海，进入辽宁后，在沈阳地区附近分为2支，一支为依兰-舒兰断裂带，另一支为敦化-密山断裂带。一般认为郯庐断裂的走滑作用始于晚侏罗世-早白垩世(Xu等，1993)，⁴⁰Ar/³⁹Ar同位素年代测定(朱光等，2001)表明，在135～100Ma期间，郯庐断裂带主要表现为左行张扭特征，在古近纪—新近纪不同地段由南往北依次卷入伸展活动，广泛出现了伸展盆地(朱光等，2001)。新近纪(约23 Ma以来)，郯庐断裂带主要表现为右旋压扭，在辽东湾地区、莱州湾凹陷等盆地均可见逆冲断层和正花状构造。

兰考-聊城断裂（兰聊断裂）也是一条规模较大的NE向断裂带，总延伸方向30°～45°，全长大于600km，以聊城-兰考段较为清楚，在兰考地区继续向西南延伸，而向北东延伸至盐山，经大港滩海沿岸带或略偏东侧、秦皇岛、辽河油田西部凹陷西斜坡，并可能和辽河中央凸起西侧的台安-大洼断裂相连，至沈阳北凹陷与敦化-密山断裂带相接。

兰聊断裂的盐山-歧口-新港隐伏断裂带区段，为前古近纪产生的深大断裂带。三维深地震测深资料(张先康等，1999)显示，盐山-埕西断裂为一切割Moho面的断层，存在3.6～4.1km的落差，它分割了华北中央地块与渤鲁地块，是两种不同类型结晶基底的重大分界线。兰聊断裂带至少是在中生代中晚期就已开始形成(田克勤等，2000)，它自始至终控制着沉积和构造的发育，不仅控制了NNE走向的巨厚中生界(包括三叠系、中下侏罗统等)沉积，而且古近纪以来作为凹陷的东界断裂持续强烈活动。新近纪仍有活动，但垂直落差幅度变化不大。因此，基底走滑断裂体系经历过复杂的演化历史，包括左旋与右旋、张扭与压扭的转换，清楚地反映了中国东部中、新生代应力场曾发生过多次反转。郯庐断裂从渤海湾盆地的东部基底部分穿过，在古近纪运动的性质为右旋，对渤海湾盆地的演化有明显的影响。在东北延伸部分依兰-伊通断裂带中有以伊通地堑为代表的含油气盆地；沿抚顺-密山断陷带有抚顺、梅河口等断陷盆地。这些分布于现今走滑带中的盆地在演化过程中均表现出伸展与走滑的双重过程。

褶皱逆冲断裂系统在中国东部基底岩系内广泛发育，成为除了区域走滑断裂系统之外第二类重要的构造类型。这些先存逆冲断裂的负反转作用，对盆地的发育和演化产生了深刻的影响。一些大型的逆冲断层在新生代伸展断陷期间常常发生负反转作用而控制了新生代盆地的发育和演化。

区域研究表明，印支期华北陆块和华南陆块的碰撞及燕山期来自原始太平洋板块的俯冲作用是基底中生代褶皱逆冲构造系统发育的主要动力学背景。在华北陆块内，印支运动旋回可以分为早期和晚期两个阶段，早期发生在早-中三叠世末，晚期发生在晚三叠世末。早印支期构造主要表现为大型的NWW或近EW向分布的宽缓背向斜构造，而晚印支期构造则表现为强烈的逆冲推覆构造。燕山运动是中国东部古亚洲构造域向西太平洋构造域转变和调整的构造变革时期，济阳坳陷燕山期的构造叠加在印支期板块东西向构造之上，燕山期原始太平洋板块的俯冲作用占据主导地位，形成NE或NNE向褶皱逆冲断裂系统和同方向的盆地的发育（图1-3）。

图1-3 华北地区三叠纪（左）和早—中侏罗纪（右）构造纲要图

中扬子地区早燕山期最显著的构造变动是南部江南-雪峰造山带和北部秦岭-大别造山带的强烈造山作用。首先，南华造山带继加里东期、印支期由南往北逐步挤压推进至江南隆起北缘（中扬子南缘），早燕山期快速隆升并继续向北推进至整个中扬子区，其产生的强烈挤压，造成中扬子区发生板内层间拆离、滑脱、褶皱、断裂。随后，由于太平洋板块活动加剧，扬子与华北板块全面碰撞拼合，扬子板块向华北板块之下俯冲，秦岭-大别造山带全面隆升挤压，在南北对冲挤压作用影响下，同时受郯庐断裂转换及黄陵隆起等边界作用的控制，自侏罗纪末期开始，沉积盖层强烈变形变位，形成了南、北两大弧形盆山体系（构造带）相互叠加、影响的对冲挤压构造格局（图1-4）。北部大洪山弧形构造带是在早燕山期受控于东秦岭-大别造山带，在统一的NE向的挤压应力作用下形成的。由于南部弧形构造形成略早，因此大洪山弧形构造形成时受到了南部弧形构造和西部黄陵隆起的双重砥柱作用，弧形构造发育不完整，同时由于其形成的区域应力场是由NE指向SW，应力方向与南部弧形构造的弧顶呈角度很小的锐角，因此大洪山弧形构造形成时产生了沿南部弧形构造前缘断裂——问安寺-纪山寺-潜北-天门河断裂的左行滑动，向西逃逸，使得弧形构造在潜北-天门河断裂以北的荆门-京山地区发育较强烈，以发育叠瓦状断层和冲断褶皱为特征，构造及断裂走向以北西向为主，断裂倾向北东，如南荆断层、汉水断层等；在潜北-天门河断裂以南的荆州—潜江—沔阳地区弧形构造发育较弱，并改造了南部的弧形构造，该区以发育对冲、干涉构造为特征，构造及断裂走向以北东东向或近东西向为主。江汉盆地和苏北盆地的形成主要利用了印支-燕山期形成的逆冲断裂反转演化和发展。

图1-4 秦岭大别山和江南—雪峰古隆对冲作用示意图

3.岩石圈结构特征

渤海湾盆地作为中国最大的裂谷型含油气盆地，已进行了大量的研究，一些论文作了全面性综合介绍(Li D，S．，1980，胡见义；黄第藩，1991；Hu J．等，1989)，20世纪80年代后期以来，人们对岩石圈深部结构有了更深的了解，3条GGT大剖面分别穿过下辽河和华北部分(M．X；Y.等1989；卢勋等，1992；孙武城等，1992)，但是地震探测一般只达到了莫霍面界面，壳-幔速度结构基本特征如图1-5所示，上地壳在坳陷区和隆起区厚度分别为6～7km和14～17km，P波速度≤6.3km/s，但底部发育低速层，最低速度为5.9km/s，底界速度为6.3km/s；中地壳非常薄，厚约6～9km，总体上表现为低速层，最低速度为6.1km/s，底界速度为6.54～6.56km/s；下地壳厚度变化较大，厚约7.5～11km，顶部速度为6.75～6.8km/s，内部低速层最低速度仅为6.4km/s，底部速度为7.2～7.3km/s；上地幔顶面起伏不平，与地表沉积盆地底界面呈镜像对称，莫霍面界面速度为8.00～8.06km/s（图1-5）。岩石圈深部软流圈的特征通过天然地震数据所作的地震层析分析也在渤海湾盆地取得了成果(刘福田等，1986；宋仲和等，1992；孙若昧等，1993)，这些成果初步查明：①软流圈上隆的最高点在渤海湾区，②水平切面(75km深)表明低速区主要与盆地吻合，近南北向的低速带分别与盆地东侧的郯庐断裂带和西侧的太行山山前断裂带大体一致，这些低速区反映上隆软流圈的分布。总的看来，渤海湾盆地内其他负向构造单元的地壳和岩石圈厚度均非常小：地壳最小厚度仅28km，岩石圈最小厚度约为50km，软流圈顶面埋深约50～70km。渤海湾盆地的外围地区，如燕山、太行山、辽东和鲁西地区软流圈顶界面埋深达100～120km（陆克政等，1997；郭华等，2005）。从盆地内部到外围，莫霍面和软流圈的顶界面逐渐加深，盆地的沉降与莫霍面和软流圈的抬升呈明显的镜像对称关系，显示出软流圈地幔上涌与盆地形成之间的密切成生联系。

图1-5 渤海湾盆地地质及地球物理剖面图

（据国家地震局地球物理勘探中心,1995）

1—第四系；2—古近系和新近系；3—中生界；4—古生界；5—区域性正滑断裂及编号：F₁—齐广断裂，F₂—陵县断裂，F₃—沧东断裂；6—速度界面；7—速度等值线（km/s）

江汉盆地所在的中扬子地区的主体处于深部地幔隆起部位，属武汉-长沙幔隆，它东邻修水-萍乡幔陷，北面为大别山-桐柏幔陷，西为宜昌幔坡带。在隆起区，Moho面深度约为30～33km，并且幔隆、幔陷及宜昌幔坡带的走向呈北北东向。北北东向的隆坳相间的展布反映了燕山期以来深部地幔调整的总格局，它的形成与太平洋板块向欧亚板块东缘呈北西西向的俯冲有关。江汉盆地地壳大致可以分为3部分，上部13.3km厚，平均速度为6.2km/s，中部14.2～21.0km，由6.02km/s低速层和7.04km/s的高速薄层组成，下部21～34.5km，平均速度为6.73km/s，整个地壳平均波速为6.3km/s，上地幔顶部为8.02km/s，总体上呈现双层地壳结构，其中在20km深处存在低阻、低密度层。在江汉盆地，岩石圈厚度68～140km，东北部较薄，西南部相对较厚，中部隆起带上岩石圈厚度较小，在永隆河隆起最薄处约68km，而在盆地西部，岩石圈厚度达140km，在扬子板块与秦岭板块交界处，表现为扬子地台俯冲插入秦岭地槽之下，因而在其前缘形成岩石圈上拱。

苏北新生代盆地岩石圈厚度不超过100km，苏南地区为110～130km，岩石圈厚度变化与地表热流和地幔热流特征一致。根据深部综合地球物理勘探及综合解释认为，郯庐断裂带存在明显的热幔、热壳，软流圈顶面埋深约为50～70km，明显存在一个热异常影响带，热增温带宽度约100～150km。根据深部地球物理勘探，在郯庐断裂带南段存在两个异常增温带，其影响的区域发育新生代盆地，也具有软流圈顶面抬升现象，软流圈明显抬升区的范围约150km²，目前软流圈顶面最大埋深在苏北盆地东部，与目前该区域的苏北盆地主要沉降中心一致。居里热等温面抬升范围也在150km²，并在该区域的约15～20km深处普遍发育较厚的壳内低速高导层。

综合中国东部的伸展盆地，表1-1表示了这些盆地的基本的岩石圈结构、岩浆活动和基底构造特征。

表1-1 中国东部大陆裂谷构造层与地壳结构特征

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枕月茵栀： 盆地主要是由于地壳运动造成的.在地壳运动中,地下的岩层受到力的作用变得弯曲产生断裂.这时有些岩层上升隆起,有些部分就下降凹陷.如果下降凹陷地区被隆起的部分所包围,就形成了盆地的雏形.这些突起的部分往往是地壳中比较软且并不稳定的部分,受到地壳运动的挤压而剧烈褶皱,继续升起而成为环绕盆地的山脉.至于盆地中间的地壳,通常是地壳中比较坚实稳定的部分,发生运动时,往往是整体大面积地下降,这就进一步加剧了盆地地质构造的形成.地壳运动造成盆地这种地质构造以后,再经过风、水、阳光、生物等自然力的改造,就成了我们今天所看到的盆地风貌了.

荷塘区19878654034： 金衢盆地的形成 - ？
枕月茵栀： 金衢盆地发育在古生代变质褶皱基底之上,前中生代的构造格架和地质特征对金衢盆地的形成与演化具有很大的影响.通过对金衢盆地的古地理环境、沉积构造、沉积中心以及岩相变化的研究;分析了金衢盆地的形成与演化历史,讨论了晚中生代—新生代的构造环境演化.研究表明:①金衢盆地是由挤压到拉张形成的断陷盆地,盆地边界大多为正断层;②地层序列在盆内不同位置变化较大;③沉积相:金衢盆地各时段沉积相的展布各具特色,并且演化序列比较清晰;冲积扇相以冲积扇裙的形式分布于盆地南北两缘,且有一定差异;河流及沙洲相分布于盆地中部,即衢州和龙游之间的区段;三角洲相主要有扇三角洲、辫状三角洲及正常三角洲;研究区发育湖泊相,其中滨浅湖和半深湖占绝对优势.

荷塘区19878654034： 盆地是怎样形成的? - ？
枕月茵栀： 盆地主要有两种类型:一种是地壳构造运动形成的盆地,称为构造盆地,如我国新疆的吐鲁番盆地、江汉平原盆地;另一种是冰川、流水、风和岩溶侵蚀形成的盆地,称为侵蚀盆地, 如我国云南西双版纳的景洪盆地,主要由澜沧江及其支流侵蚀扩展而成.

荷塘区19878654034： 盆地的特点是什么? - ？
枕月茵栀： 1.地形特点: 盆地多分布在多山的地表上,在丘陵、山地、高原都有相应的不同构造的盆地.盆地基本呈中间低,四周高的盆状形态.盆地内部相对盆地外部地形平缓,多平原和丘陵,适合人类居住和农业生产.盆地外部多为高山,适合山地农...

荷塘区19878654034： 盆地的地形特点 - ？
枕月茵栀： 盆地的特点一是盆地纵向含油层系多,油藏埋深跨度大.从太古界、中上元古界、古生界、中生界到新生界辽河盆地共发现19套含油层系,油藏埋深从550米到4050米,是典型的小而肥的复式油气区.二是盆地经历多期构造运动,断裂发育,...

荷塘区19878654034： 盆地是怎么形成的 - ？
枕月茵栀： 盆地四周高、中间低,整个地形像一个大盆.盆地的四周一般有高原或山地围绕, 中部是平原或丘陵. 盆地主要有两种类型:一种是地壳构造运动形成的盆地,称为构造盆地,如我国新疆的吐鲁番盆地、江汉平原盆地;另一种是冰川、流水、风和岩溶侵蚀形成的盆地,称为侵蚀盆地, 如我国云南西双版纳的景洪盆地,主要由澜沧江及其支流侵蚀扩展而成.盆地面积大小不一,中国的四川、塔里木、准噶尔、柴达木等盆地,面积都在10万平方千米以上.小的盆地只有方圆几千米, 在贵州叫 “坝子” .在些盆地内的自然条件优越, 资源丰富, 被人们称为“聚宝盆” .

荷塘区19878654034： 四川盆地形成的原因是什么? - ？
枕月茵栀：[答案] 四川盆地属扬子陆台一部分,称为四川陆台,属较稳定的地区,但仍经过两次大规模的海浸.第一次从5亿多年前的寒武纪开始,延续到3.7亿多年的志留纪,不断下陷成了海洋盆地,志留纪时发生加里东运动,除了西部的龙门山地槽继续下陷外,其余...

荷塘区19878654034： 四川盆地如何形成? - ？
枕月茵栀：[答案] 四川盆地属扬子陆台一部分,称为四川陆台,属较稳定的地区,但仍经过两次大规模的海浸.第一次从5亿多年前的寒武纪开始,延续到3.7亿多年的志留纪,不断下陷成了海洋盆地,志留纪时发生加里东运动,除了西部的龙门山地槽继续下陷外,其余...