0 引言

胶莱盆地位于山东省东部，是一个经历了多阶段构造演化历史和改造作用的白垩纪断陷盆地。该盆地位于郯庐断裂中段沂沭断裂带的东侧，东南部为胶南隆起，属于苏鲁造山带的北带，西北部为胶北隆起，属于华北块体的组成部分^[1]，五莲—青岛(即墨)—牟平断裂作为华北块体与苏鲁造山带的边界断裂，其西段的五莲—青岛断裂为胶莱盆地和胶南隆起的边界，东段的即墨—牟平断裂将盆地分割为东西两部分^[2](图 1)。胶莱盆地西部由数个近EW向的地堑和地垒构造组成，其边界受正断层控制，基底属于华北块体，广泛出露于胶北隆起区；东部为海阳凹陷，是一个单斜的构造单元，地表出露的下白垩统莱阳组河湖相沉积地层超覆在苏鲁变质岩之上，并被大量的早白垩世晚期花岗岩体侵入，凹陷的东北边界为NWW走向的正断层，而它的东缘边界在南黄海水域之下^[2]。

图 1 胶莱盆地构造位置图 Fig. 1 Tectonic location map of Jiaolai basin

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多年来众多学者提出胶莱盆地向东部南黄海有所延伸。姜在兴等^[3]较早提出胶莱盆地向东延伸入黄海，但由于缺乏明确的地球物理证据，其边界并不确定。李桂群等^[4]利用重力资料推断胶莱盆地海阳凹陷东南部淹没于南黄海中，面积约为2 500 km²；航磁资料解释表明其海中延伸部分的磁性基底埋深大于2 km。吴冲龙等^[5]根据胶莱盆地陆上部分的地球物理场特征，特别是莫霍面和沉积盆地底面之间的镜像关系，推测南黄海西北部千里岩－苏山岛重力高、磁力低的幔隆区很可能是胶莱盆地在海上的延伸部分，称为东部凹陷区。该凹陷区面积与陆上西部凹陷区相当，甚至更大，最大埋深近6 km，发育巨厚白垩系碎屑沉积物；然而限于没有确切的地震资料以及重磁资料解释的多解性，盆地的东部边界及地层发育问题仍然得不到确认。

胶莱盆地海阳凹陷向南黄海的延伸部分位于苏鲁造山带在南黄海地区的延伸即千里岩隆起带地区。由于隆起带变质岩基底之上沉积的第四系和新近系厚度普遍小于1 km，针对该地区开展的地震勘探测线较少。2010年，国土资源部青岛海洋地质研究所区调项目在南黄海西北部施工了1条地震长剖面，侯方辉等^[6]在多道地震剖面中首次识别出海阳凹陷的东侧断裂，揭示出胶莱盆地海阳凹陷在南黄海有大规模的延伸，认为该断裂控制了凹陷的形成演化及地层展布，为控盆断裂。为了在南黄海地区开展深部结构研究，2013年，中国地质调查局青岛海洋地质研究所、国家海洋局第一海洋研究所和中国科学院地质与地球物理研究所3家单位在南黄海布设了一条海陆联合深地震测线，这其中包括了穿越南黄海千里岩隆起和北部坳陷的OBS2013-SYS测线^[7]。本文通过识别千里岩隆起带上OBS(海底地震仪)的震相走时变化情况，在速度结构模型NW端观察到显著的沉积层加厚现象，推测其为一控盆断裂。通过与前人^[6]资料结合分析，利用两断点位置大体厘定出胶莱盆地海阳凹陷在南黄海地区的构造边界，认为该控盆断裂可能延伸至连云港—石岛断裂(千里岩北部断裂)一线。海阳凹陷在南黄海海区沉积层较为发育，可能具备良好的油气前景。

胶莱盆地主要是白垩纪的断陷和走滑拉分盆地^[8]，盆地的变质基底层系由太古宇胶东群、古元古界荆山群、粉子山群及新元古界蓬莱群组成，其上主要发育断陷盆地控制下的一套陆相火山-碎屑岩建造，沿着五莲—荣成断裂以北的凹陷中分布^[9]。盆地沉积层主要包括下白垩统莱阳群(K₁L)、青山群(K₁Q)和上白垩统王氏群(K₂W)，古近系、新近系分布局限，仅在平度地区出露。其中，莱阳群以河湖相碎屑岩沉积为主，夹有白云质页岩和少量火山碎屑岩；青山群为一套复杂的火山岩、火山碎屑岩和正常沉积岩系；王氏群为河湖相碎屑岩夹泥岩、火山碎屑岩。各套地层厚度均可达几千米，地层间呈平行不整合或角度不整合接触，局部地区发育了少量的古近系，盆地西北部分布有少量的第四系^[3]。根据吴志强等^[10]统计的胶东地区的岩石层地震波速度，白垩系速度普遍为3.4~4.8 km/s，而该地区前震旦系的基底地层速度则高达6.2 km/s之上，基底与上覆沉积层之间速度差异明显。

胶莱盆地的构造演化与中生代中晚期库拉—太平洋板块向东亚大陆边缘俯冲以及由此而导致的郯庐断裂带活动密切相关。早白垩世早期莱阳期，盆地在郯庐断裂中段沂沭断裂带左旋走滑运动的控制下经历了NW—SE向快速拉张，形成伸展断陷盆地；早白垩世晚期青山期，盆地主应力方向转为近EW向，伸展变形不明显，但裂谷作用显著，伴随强烈的火山喷发活动形成厚层的火山喷发岩带^[11]；晚白垩世王氏期，盆地伸展应力方向转为近NS向，形成宽广的伸展构造并控制了王氏群沉积，胶莱盆地现今轮廓基本形成^[11]，盆地构造趋于稳定。胶莱盆地陆区四周主要发育以下断裂：西部的沂沭断裂带、东部的即墨—牟平断裂带、南部的五莲—青岛—牟平断裂带以及北部的平度—莱西断裂带^[12]。

在跨越山东半岛和南黄海、渤海的海陆联合深部地震探测剖面中，南黄海地区布设了一条长度为320 km的NW—SE向OBS深地震测线(OBS2013-SYS测线)(图 2)，共投放39台OBS，采用大容量气枪阵列震源海上激发，枪阵总能量达6 000 in^3①。OBS2013-SYS测线在构造单元分区上穿越了千里岩隆起带、下扬子南黄海地区的北部坳陷和中部隆起区。其中，千里岩隆起带是苏鲁造山带在海区的延伸，海区出露于南黄海北部的千里岩岛，其主要由一套强烈韧性构造变形的花岗片麻岩类岩石组成^[13]。OBS2013-SYS测线在千里岩隆起带的位置临近胶莱盆地海阳凹陷。

① 英寸(in)为非法定计量单位，1 in=2.54 cm, 下同。

图 2 南黄海OBS2013-SYS测线位置图 Fig. 2 Location map of Line OBS 2013-SYS in South Yellow Sea

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震相是在地震剖面上显示的具有不同走时和振幅特征的地震波组，能够反映传播站位下方传播介质的主要结构特征。经过对原始数据进行解编、去噪等预处理，获得了OBS站位的共接收点地震剖面。在OBS2013-SYS测线中，OBS16站位NW方向为千里岩隆起区，受变质岩高速体的影响，该区域内OBS站位的地震剖面中自直达水波震相开始，其后均可识别出一组连续可追踪的折射震相Pb(图 3)，视速度高达6 km/s，折合走时约0.4 s。该震相穿过南黄海陆相盆地下高速推覆体，是千里岩隆起区内最为显著的折射波震相，延伸距离最远可达偏移距70 km左右。Pb震相相当于地壳内的折射波震相Pg，因其发育在海相地层之上的高速推覆体内，故将其单独定义。图 3中可以看到，Pb震相在距离OBS2013-SYS放炮测线NW端起始点约20 km处出现明显的走时增加现象，折合走时从0.4 s突变到0.8~1.0 s(图 3)，表明此处低速的沉积层明显变厚；到了位于SE方向的OBS16站位，Pb震相走时也出现了显著增加现象，折合走时由0.4 s增加至约1.5 s，这是北部坳陷内相对低速厚层陆相中—新生界的反映。走时突变处是千里岩隆起与北部坳陷的构造边界——千里岩断裂的位置，此断裂是由于千里岩推覆带发生重力垮塌尖灭而形成。另外，千里岩隆起带内相邻多个站位的地震剖面上均可以看到相同的走时增加现象(图 3)，反映了相似的深部结构特征。

折合速度6 km/s，OBS站位位置见图 2中方框位置。 图 3 千里岩隆起区OBS站位水听器分量综合地震记录剖面 Fig. 3 Comprehensive seismic record profile of hydrophone component data of OBS station in Qianliyan uplift area

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经过对OBS站位所记录到的震相进行走时拾取，并依据多道地震等浅部资料建立速度结构模型，利用正演模拟的方法开展射线追踪和走时拟合工作^[14-15]，最终得到了OBS2013-SYS测线下方的2D速度结构模型(图 4)。模型显示，北部坳陷区自上而下可以分为海水层、陆相沉积层、海相沉积层、上地壳、下地壳以及上地幔。千里岩隆起带地区最显著的特征是扬子和华北块体印支期的碰撞造山运动在南黄海北部地区形成了变质岩推覆体。推覆体之上大部分地区发育了陆相第四系和新近系(Q+N)，厚度均小于1 km，速度1.7~3.0 km/s；之下为高速的变质岩推覆体，速度可达6 km/s左右。模型自OBS06站位(模型30 km处)开始往NW方向，沉积层厚度显著增厚至约2.5 km，速度也由约2 km/s显著增加至4 km/s左右，结合前文地层胶东地区速度特征，推测是白垩系的速度反映，该处位于胶莱盆地东部海阳凹陷地区；OBS16站位(模型约90 km处)开始往SE方向，由于测线自千里岩南缘断裂进入北部坳陷区，厚度显著增加至约5 km，这是坳陷内陆相中—新生界的反映，速度也增加至最大5 km/s左右。模型中千里岩隆起带NW和SE向的两处显著变化对应了震相分析中两处显著的走时突变。

a图中方框内为本文研究区。c图中黑色实线为理论计算走时，彩色实线为实测走时，折合速度6 km/s。 图 4 南黄海OBS2013-SYS测线纵波速度结构模型图(a、b)与千里岩隆起带Pb震相拟合情况(c) Fig. 4 P-wave velocity structure model of OBS2013-SYS line in South Yellow Sea (a, b) and the seismic phase fitting of Pb (c)

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通常认为，郯庐断裂和五莲—即墨—牟平断裂带控制了胶莱盆地的形成和发育^[16-18]，其中盆地西侧受郯庐断裂中段的沂沭断裂带控制，东侧受即墨—牟平断裂的控制^[12]。对于即墨—牟平断裂东侧海阳凹陷的展布范围问题，前人^[19-20]用重磁资料开展了大量研究，均提出了胶莱盆地海阳凹陷的东段边界可延伸至南黄海水域范围内^[11]；但由于缺乏确切的地震资料且重磁资料存在多解性，胶莱盆地的东部边界的厘定以及海区的地层发育问题一直悬而未解^[6]。

侯方辉等^[6]在南黄海西北部的多道地震剖面中首次识别出了胶莱盆地海阳凹陷的东侧断裂(图 5)，认为该断裂控制了凹陷的形成演化及地层展布，是现今仍在活动的控盆断裂。海阳凹陷为一东断西超的不对称箕状断陷，凹陷内发育厚层的白垩系莱阳群、青山群和王氏群，沉降中心在南黄海海域30 m等深线附近，物源主要来自东南侧的千里岩隆起。从本文贯穿南黄海千里岩隆起(临近海阳凹陷)、北部坳陷和中部隆起的OBS2013-SYS测线速度结构模型中可以清楚地看到，位于千里岩隆起区的OBS06站位往NW方向，沉积层厚度显著增加至约2.5 km；这与前人用航磁资料获得的盆地基底埋深大体一致^[17]。因此，我们推测该处已进入了海阳凹陷的构造区划范围，折合走时突变处为凹陷的边界控盆(控凹)断裂，控制了凹陷内的沉积物发育，并且断层倾向与侯方辉等^[6]利用多道地震资料识别的边界断裂大体一致。通过将南黄海西北部多道地震剖面(图 5，图 6)以及OBS2013-SYS测线上的控盆断裂连接在一起，我们可以大体可圈定胶莱盆地海阳凹陷东部的构造边界(图 6)。可以看到，圈定的海阳凹陷边界断裂可以延伸至连云港—石岛断裂(千里岩北部断裂)一线，推测其为连云港—石岛断裂的一部分。在断裂深度上，OBS2013-SYS测线所显示的控盆断裂深约2.5 km，而通过地层速度计算得知，多道地震显示的切穿白垩系的控盆断裂深度大于10 km，说明沉积物厚度在海阳凹陷NE方向是显著增厚的，该处可能发育凹陷的沉积中心。徐贵忠等^[12]通过分析胶莱盆地的中生代地层等厚线图，提出盆地中最深的次级凹陷中心应位于连云港—石岛深断裂的北侧，进而认为连云港—石岛深断裂应该作为盆地的边界控制断裂，五莲—青岛(即墨)—牟平深断裂只是对胶莱盆地的沉积作用和现今盆地轮廓的展布起到重要的控制作用，而非边界控盆断裂。这也从地层展布方面印证了用地震探测方法确定的海阳凹陷东部断裂以及沉积中心所在区域的合理性。

据文献[6]。 图 5 南黄海DL10-9线地震剖面 Fig. 5 Seismic profile of DL10-9 in the South Yellow Sea

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图 6 胶莱盆地海阳凹陷海区构造边界示意图 Fig. 6 Schematic map of sea area tectonic boundary of Haiyang sag Jiaolai basin

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综上所述，五莲—青岛(即墨)—牟平断裂带、胶莱盆地东部断裂所属的连云港—石岛断裂、千里岩断裂一同构成了苏鲁造山带内自北向南、由陆向海的一套断裂体系：五莲—青岛(即墨)—牟平断裂和千里岩断裂分别作为华北块体与苏鲁造山带的边界断裂以及苏鲁造山带与下扬子南黄海中—新生代盆地的边界断裂而存在，主要由晚古生代至早中生代印支期华北和扬子块体发生的碰撞造山运动形成，是分隔华北、扬子块体与结合带的边界断裂。对于苏鲁造山带海区的千里岩隆起带而言，其南北边界断裂分别为连云港—石岛断裂(千里岩北缘断裂)和千里岩断裂，两条断裂带在重力异常图上均表现为密集梯度带，是深大断裂^[21]：南部的千里岩断裂是嘉山—响水断裂向海区的延伸，南侧为南黄海北部坳陷；北部的连云港—石岛断裂北侧为胶莱盆地东部海阳凹陷，是结合带内部的断裂。与块体和结合带之间的边界断裂不同，胶莱盆地东部断裂作为连云港—石岛断裂的一部分，主要形成于中生代晚期，是燕山运动导致盆地断陷拉张形成的控盆断裂。在断裂深度、规模上与前两者断裂存在显著差异，该断裂存在第四纪活动性^[22]，距离海岸线不足100 km，应重视潜在的地震灾害。海阳凹陷沉降中心可能位于南黄海海域NE方向，凹陷内沉积层较为发育，最深处埋深大于10 km，地层展布较广、生储盖组合配套好、较低的磁异常以及多道地震资料均显示地层未遭受大规模岩浆活动的破坏，可能有较好的油气前景^[6]。

本文基于深地震探测数据，通过对南黄海NW—SE向OBS2013-SYS测线速度结构模型海阳凹陷附近区域进行分析，得出如下结论：

1) 胶莱盆地海阳凹陷在南黄海海区有大规模延伸，构造边界断裂可能延伸至连云港—石岛断裂一线(千里岩北部断裂)。

2) 胶莱盆地东部边界断裂为中生代晚期盆地拉张断陷背景下的控盆断裂，位于苏鲁造山带内部，这与作为印支期块体和结合带边界断裂存在的千里岩断裂、五莲—青岛—牟平断裂无论是形成时间和构造规模均存在显著差异。

3) 海阳凹陷白垩系厚度自西向东逐渐增大，沉降中心可能位于南黄海海区于连云港—石岛断裂北侧，海阳凹陷的NE方向，沉积物厚度最大可至10 km左右，白垩系十分发育，可能存在较好的油气前景。