2017, Vol. 37
济阳坳陷位于渤海湾盆地的西南部，西邻埕宁隆起，南接鲁西隆起，北接渤中坳陷，东为郯庐断裂带所隔[1]。济阳坳陷自北向南包括4个凹陷:车镇凹陷、沾化凹陷、惠民凹陷和东营凹陷。
中国地震局地球物理勘探中心于1995年布置了三角形观测系统(L1~L3)及沂源-乐陵-大城(L4)纵测线(图 1)，其中测线L2起于寿光县，经利津、沾化至河北文安县，测线L4南起山东沂源，经邹平、惠民、乐陵、河北沧州县至河北大城县，两条测线走向分别为NW、NNW，横跨济阳坳陷[2]。2011年，又在渤海湾地区布设了章丘-利津宽角反射/折射地震测深剖面(图 1中L5)，测线走向NE。将L2、L4、L5三条深地震测深剖面结果进行对比分析，对于揭示济阳坳陷深部地壳结构特征具有重要意义，同时也能够为该地区深部孕震构造环境的研究提供参考[3]。
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图 1 济阳坳陷深地震测深测线位置图(据《中国地质图集》) Fig. 1 Jiyang depression DSS survey location(From Chinese Geological Atlas) |
渤海湾盆地位于华北地区中北部，北部为燕山造山带，南部为鲁西隆起，西部为太行山隆起，东部是胶东、辽东隆起(图 2)。渤海湾盆地可分为东部走滑构造带、中部拉分构造带以及西部走滑构造带，济阳坳陷是渤海湾盆地中部拉分构造带中的次级构造单元，整体走向为NEE-EW，区内发育大量NEE-NE向断层和部分NW向断层，把整个坳陷切割成凹陷和凸起相间的构造形态。自南向北可分为三凹两凸构造单元，分别为东营凹陷、陈家庄凸起-滨县凸起-临邑背斜、沾化凹陷-惠民凹陷、无棣凸起-义和庄凸起以及车镇凹陷。凹陷区具有北断南超、北陡南倾的特点；凸起区主要由前中生界地层组成，其南侧常发育有较大的断裂，如无南断层、陈南断层等。
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图 2 济阳坳陷大地构造位置 Fig. 2 Geotectonic location of Jiyang depression |
惠民凹陷位于济阳坳陷西南部，是济阳坳陷勘探面积最大的一个次级凹陷。北为埕宁隆起，南至齐广断裂，整体呈北东东向展布。东营凹陷位于济阳坳陷的东南部，毗邻惠民凹陷，是一个从古新世发育起来的具有典型北断南超特点的箕状凹陷，北与沾化凹陷以陈家庄凸起相隔[4]。
2 地震测深成果 2.1 地震观测系统L4测线全长315 km，布置6个炮点，间距30~55 km，构成完整的相遇/追逐观测系统。布设观测点160个，点距约2 km。L2测线全长291 km，布设3个炮点，间距约150 km，构成相遇观测系统。布设观测点100个，点距约3 km。L5测线全长230 km，设2个炮点，间距约150 km，构成相遇观测系统。布设观测点位130个，点距约2 km。3条测线观测系统如图 3所示。
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图 3 地震测线观测系统 Fig. 3 Seismic survey observation system |
3条地震测深测线震相统一，主要识别的震相包括基底折射波Pg、莫霍面反射波Pm、上地幔顶部折射波Pn以及地壳内部反射波P2、P3、P4等(图 4)。
Pg波震相作为初至震相清晰可靠，可连续追踪对比，追踪距离70~110 km；Pm波震相是壳幔界面反射震相，震相清晰，能量较强，连续性较好，能够可靠地追踪对比，最远可追踪至距炮点190 km处；Pn波以初至波形式出现，从150 km附近可连续追踪至约200 km；P2、P3为地壳内部反射震相，能量相对较弱，可连续追踪数10 km；而P4震相则能量较强，大约在距炮点70 km出现，可连续追踪至约150 km。P4震相只在L4测线的记录截面上有反映，可能与惠民凹陷深部特殊的地壳结构有关。
2.3 二维速度建模方法二维速度模型以一维速度模型为基础。一维资料的处理采用X2-T2、WH(盖尔格罗茨-维歇尔特)、PLUCH等方法进行，求取炮点附近地壳平均速度、地壳厚度等，并利用TF建立各炮点的一维速度模型。
在一维速度模型基础上，建立初始的二维速度模型。利用Seis83正演软件包进行动力学射线追踪，采用试错法反复修改地壳速度模型，直至理论走时与实际观测走时拟合良好。
2.4 地震测深成果在二维速度结构基础上，结合坳陷内的石油地质资料、济阳坳陷519.1、616.0地震反射剖面等，对模型内的断层以及滑脱面等进行解释[5-6]。
L2剖面穿过东营凹陷，清楚地反映了其NW-SE向深部地壳结构。东营凹陷地壳结构以C2、C3、M面为界，分为上地壳、中地壳、下地壳3个部分。C2界面为上地壳底面，在东营凹陷下部上隆，埋深为16 km左右；C3界面为中地壳底面，变化趋势同C2界面，埋深为23 km左右；M界面为壳幔分界面，埋深在30 km左右，通过该界面地壳速度由6.90 km/s跳跃至7.98 km/s，表现出一级间断面的性质。东营凹陷深浅部结构呈明显的镜像关系。
东营凹陷内中、下地壳均存在低速体，其中中地壳低速体横向展布约为60 km，埋深16.0~21.0 km，厚度约5.0 km，最低速度为6.20 km/s；下地壳低速体横向展布约55 km，埋深23.0~28.0 km，厚度约5.0 km，最低速度为6.40 km/s。
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图 5 L2(沾化-利津-寿光)剖面地壳上地幔速度结构 Fig. 5 Crust-mantle velocity structure of L2 (Zhanhua-Lijin-Shouguang) survey |
L4剖面穿过惠民凹陷，清楚地揭示了惠民凹陷深部的地壳结构。惠民凹陷地壳结构也以C2、C3、M面为界，分为上、中、下地壳3个部分。惠民凹陷深部地壳结构与东营凹陷类似，均在凹陷下方存在界面的明显上隆。凹陷下方C2埋深约为16 km，C3埋深约为23 km，M界面埋深约为30 km。需要指出的是，惠民凹陷深部存在C4界面，为下地壳内反射波，表明本区存在壳幔过渡带；通过C4界面地壳速度由6.80 km/s跳跃至7.20 km/s，而通过壳幔过渡带底部，地壳速度由7.30 km/s跳跃至8.05 km/s，构成厚度2~4 km的壳幔过渡带。
惠民凹陷地壳低速体主要分布在中、上地壳，其中上地壳低速体位于上地壳底部，横向展布约为50 km，埋深为12~15 km，最低速度达5.9 km/s；中地壳低速体横向展布约为70.0 km，埋深为12.0~22.0 km，厚度为6.0~9.0 km，最低速度为6.10 km/s。
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图 6 L4(邹平-惠民-乐陵)剖面地壳上地幔速度结构 Fig. 6 Crust-mantle velocity structure of L4 (Zouping-Huimin-Laoling) survey |
L5剖面以NE-SW向穿过东营凹陷，清楚地揭示了东营凹陷NE向的构造形态。该剖面亦以C2、C3、M面为界将地壳结构分为上、中、下3个部分。界面解释同L2剖面一致，C2界面埋深约16 km，C3界面埋深约23 km，M界面埋深约31 km，各界面在东营凹陷下部均有不同程度的上隆。
L5剖面显示，东营凹陷深部中地壳存在低速体，横向展布约50 km，埋深17.0~22.0 km，厚度约5 km。从L5测线二维速度结构剖面可以看出，东营凹陷下方中下地壳明显减薄，而陈家庄凸起下方中下地壳明显加厚，厚度变化有5 km。
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图 7 L5(邹平-利津)剖面地壳上地幔速度结构 Fig. 7 Crust-mantle velocity structure of L5 (Zouping-Lijin) survey |
对比L4测线与L2、L5测线二维速度结构认为，济阳坳陷地壳结构可以分为上、中、下地壳3个部分，各界面深度在整个坳陷内变化不大，莫霍面埋深约为31 km。
济阳坳陷具有典型的华北地区地壳结构特征。王椿镛[7]依据深反射和人工地震测深资料指出，华北中地壳普遍存在低速体。据此本文认为，济阳坳陷中地壳以发育低速体为特征，与上下地壳存在明显差异；而且上地壳以脆性变形为主，中、下地壳则发生韧性剪切变形。C2界面与C3界面之间的中地壳，其速度结构与上下地壳存在明显差异，所以本文认为，济阳坳陷深部地壳结构应当以上、中、下地壳模型进行分层。
3.2 地壳厚度横向变化差异从二维速度结构可以看出，济阳坳陷深部地壳厚度横向变化明显，盆地下方地壳较薄，而鲁西隆起、埕宁隆起以及陈家庄凸起等下方地壳厚度较大。而且造山带与凸起下方地壳厚度增大主要发生在下地壳，中上地壳厚度与盆地下方地壳厚度相比则没有明显变化。
由于济阳坳陷内次级凸起(如陈家庄凸起等)的抬升过程与鲁西隆起的抬升过程基本同步[8]，故其地壳增厚机制一致，只是由于上涌地幔侧向流动的不对称或滑脱面倾向的不同造成其地壳增厚幅度的差异。由此可知，滑脱构造对于济阳坳陷地壳厚度的横向变化具有重要的影响。
滑脱构造在华北盆地内可能具有普遍性。李理[9]依据地球物理与钻井资料认为，济阳坳陷内普遍存在滑脱构造。从L2、L4、L5剖面可以看出，济阳坳陷内中地壳普遍发育低速体，而低速体的存在为上下地壳的解耦、滑脱面以及滑脱构造的形成提供了必要条件。
晚中生代以来，渤海湾盆地所在华北克拉通进入岩石圈减薄伸展裂陷时期，伸展方向为北东-南西向[10]。盆地深部地幔上涌，导致盆地下方的壳幔物质沿着向造山带缓倾的滑脱带向其深部侧向迁移，使深部相同圈层的物质缩短增厚[11]，以补充造山带地幔下坳和山系上隆的空间。由于壳幔耦合作用，地幔物质的侧向迁移带动下地壳物质也由盆地下方造山带与凸起下方迁移，从而导致下地壳厚度的横向差异；而中地壳普遍存在的滑脱构造，使得上下地壳运动解耦，下地壳物质的侧向运动并未对上地壳造成影响，使得上地壳厚度在横向上并未出现明显变化。
3.3 莫霍面性质差异惠民凹陷深部的C4反射界面表明，该凹陷下方存在壳幔过渡带；而东营凹陷深部莫霍面不存在这种特征，而是表现出一级间断面的性质，速度由6.90 km/s跳跃至8.00 km/s左右。
莫霍面性质的差异反映了不同凹陷经历地质作用的不同。坳陷内壳幔过渡型莫霍面的发育和较高的下地壳波速表明，下地壳在伸展过程中有玄武岩浆垫托和有关的岩床和岩墙侵入[12]。路凤香[13]指出，中国东部盆地下方地幔经历了多次小规模、多中心的底辟式上涌，为下地壳与地幔相互作用提供了有利条件，也为下地壳与岩石圈地幔的密度调整与小规模拆沉提供了有利场所。而且由于下地壳与地幔的密度差小，上涌的软流圈底辟规模小，下地壳拆沉时不会压迫整个巨厚的岩石圈地幔发生拆沉从而引发软流圈大规模上涌。
本文认为，该壳幔相互作用模型可以很好地解释济阳坳陷内惠民凹陷与东营凹陷莫霍面性质的差异。惠民凹陷深部由于小规模的软流圈底辟上涌，地壳拆沉进入弱化了的岩石圈地幔，二者发生作用，使得单一的一级间断莫霍面复杂化，表现为壳幔过渡带的性质；而东营凹陷深部莫霍面由于未经历壳幔相互作用，而保留了一级间断面的性质。
东营凹陷和惠民凹陷作为济阳坳陷内位置相近、构造相似的二级构造单元，石油地质特征具有相似之处，但是实际的油气富集程度却存在着明显差异[14]。东营凹陷与惠民凹陷深部壳幔作用的差异，如何对浅层油气成藏产生影响，还需要进一步研究。
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