作者：夏庆龙等
出版社：石油工业出版社
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渤海海域构造形成演化与变形机制试读：
前言
渤海海域是渤海湾盆地的重要组成部分，蕴藏着丰富的油气资源，是我国东部油气勘探的主战场之一。渤海海域新生代盆地的构造形成演化和变形机制与渤海湾盆地陆上部分既具有共同性，也有差异性和复杂性。本书在简要介绍目前有关渤海湾盆地区域地质特征研究的基础上，对渤海海域的构造单元划分、断裂变形、构造转换带、构造样式和圈闭发育特征等进行了详细论述。
通过确定渤海海域构造单元和二级构造带的划分与命名原则，将整个渤海海域划分出5个一级构造单元、35个二级构造单元及82个二级构造带。渤海海域不同地区的新生代盆地结构存在明显差异，其形成和演化主要受岩石圈底部热地幔底辟活动和东亚大陆与西太平洋板块相对运动两种岩石圈动力学过程控制。前者导致渤海海域地区的地壳沿垂直于地幔隆起轴线方向发生伸展变形。后者导致渤海海域遭受NEE—SWW方向的挤压作用，并引起NNE—NE向郯庐深断裂带发生右旋走滑位移，NWW向张家口—蓬莱断裂带发生左旋走滑位移。
渤海海域主要发育伸展断裂和走滑断裂，局部地区还发育反转断裂。断裂在剖面上主要表现为铲式、坡坪式、耙式、正花状、负花状、Y型和X型等。浅层断裂明显较深层发育，大多密集分布在基底断裂带附近。断裂的优势走向包括NE向、NW向和EW向。断裂活动期次可分为伸展Ⅰ期、反转Ⅰ期、伸展Ⅱ期、反转Ⅱ期、弱活动期和走滑期6个阶段。
渤海海域主要发育离散转换断层和局部构造转换带两种类型的构造转换带。离散转换断层由NW走向的张家口—蓬莱断裂带、秦皇岛—旅顺断裂带和NE走向的郯庐断裂带构成。局部构造转换带则主要发育在分段正断层的叠置区内，根据断层倾向及其组合特征，又可进一步分为转换斜坡、斜向背斜和地垒3种类型。局部构造转换带的发育主要经历了孤立正断层、转换带形成、转换带复杂化和转换带破裂4个阶段。构造转换带的发育对沉积、圈闭、油气运移、储层等都产生了重要影响，是有利的油气勘探部位。
渤海海域发育的构造样式以拉张构造样式和走滑构造样式为主，并具有分期、分层、分带的发育特点。圈闭类型既有构造型圈闭，也有地层型圈闭，主要包括潜山、背斜、断背斜、断鼻、断块、地层超覆等，在平面上主要沿主干断裂带分布。不同类型圈闭的发育主要受断面形态、变换构造和走滑作用控制。
本书主要由夏庆龙、田立新、周心怀、王应斌、余一欣和吕丁友执笔完成，汤良杰、刘春成、漆家福、周东红、杨明慧、徐长贵、陈书平、牛成民、魏刚、彭文绪、韦阿娟和王根照等参加了研究工作，万桂梅、孙永河、陈绪云、陈凯、郑晓凤、李春霞、孙萌思、刘乐、朱勇、屈冬萌和柳屿博等参加了部分基础研究工作及图件清绘、书稿校对等工作。
由于笔者水平有限，书中难免存在一些错误或不妥之处，敬请读者批评指正。
第一章 渤海海域区域地质特征
现今的渤海是一个位于我国华北地区东北部的半封闭的陆表海，4242总面积约7.3×10km，有效勘探面积为5.57×10km，大部分区域都属于中国海洋石油总公司的探区。本章简要讨论渤海及周边区域地质背景，为进一步分析渤海新生代盆地结构和构造变形特征奠定基础。
第一节 区域构造背景
在大地构造位置上，渤海位于华北新生代裂陷盆地内，东邻胶辽隆区，西为黄骅坳陷的延伸，北与下辽河坳陷相连，南与济阳坳陷相接，是渤海湾盆地的重要组成部分（图1-1）。
一、 周边新生代隆起区
渤海湾盆地是在中生代印支运动、燕山运动区域构造变形基础上发育的新生代沉积盆地，其周边山区为新生代隆起区，包括西北侧的燕山褶皱带、西侧的太行山隆起、东侧的胶辽隆起（辽东隆起和胶东隆起）和西南侧的鲁西隆起（图1-1）。图1-1 渤海湾盆地区域构造背景
1.燕山褶皱带
燕山褶皱带是一个位于华北克拉通内部的陆内造山带。燕山褶皱带从冀西北，经冀北、北京至辽西，总体为EW—NEE—NE向的弧形，略向SSE突出，长约700km。郯庐断裂带营潍段似乎限制了燕山褶皱带由西向东延伸，并成为褶皱走向转向的约束边界。这是因为郯庐断裂带营潍段是不同结晶基底拼接边界的缘故。燕山褶皱带的基底为太古宙及古元古代变质岩系，形成于1850Ma之前，其后经历了地台盖层发育阶段（1850—240Ma）。三叠纪的印支运动和侏罗纪—白垩纪的燕山运动使已经固结的岩石圈重新活化发生构造热活动，形成了燕山褶皱带。印支运动是中国东部由分离的大陆地块开始形成统一的大陆板块的一次重要的地壳运动，它使本区地壳运动性质和构造格局发生了根本的变化。印支运动在各地表现的明显程度、产生的变形样式和方向多有差异。在构造运动较强烈的地区，其性质是一次褶皱运动，并伴有逆冲作用，但并不总是如此。构造线有一定方向性，但不是单一的。要认识其分布和多样性表现需要结合周缘块体活动和地质动力条件来分析。燕山地区地处华北克拉通的北部边缘，克拉通北侧的内蒙—吉林海槽在二叠纪—三叠纪时期由西向东呈剪刀式聚敛闭合。这与华北克拉通南缘的秦岭—大别海槽在三叠纪时期自东向西渐次关闭遥相呼应。印支运动产生的南北向挤压使华北克拉通总体上形成近EW向宽缓褶皱变形，同时由于华北克拉通南北边缘海槽封闭方向的差异使华北克拉通东部边缘遭受左旋剪切作用。这或许是导致郯庐断裂带营潍段及其两侧区域构造变形差异的原因。
燕山褶皱带主要是受华北克拉通北部边缘板块作用的影响而导致的克拉通活动的结果。内蒙中部的古生代海槽于早二叠世末封闭，内蒙东部于晚二叠世末至三叠纪初封闭，而松辽盆地南缘至吉林则发生在三叠纪期间，再向东则发生在印支期末至燕山期。华北克拉通北缘长期的南北向挤压碰撞是西伯利亚板块和中朝板块相对聚敛运动的结果（陈发景，1996），导致在华北克拉通北缘形成了一系列近东西向的大型褶皱和逆冲断层，反映出较强的由北向南的挤压应力场。北部褶皱窄、排列紧密、产状较陡；南部褶皱宽、产状缓。燕山运动主要表现为燕山地区强烈的岩浆活动及诱导的褶皱变形作用。侏罗纪—白垩纪燕山地区有多期岩浆喷发和侵入活动。早侏罗世南大岭辉绿岩（玄武岩）喷发是华北中生代最早的幔源物质喷发。晚侏罗世至早白垩世有3期幔壳混源物质喷发，以钙碱系列和高钾钙碱系列为主。燕山已多处发现晚印支期（229—209Ma）岩浆侵入体，其中包括酸性、中性、基性、超基性等各种侵入体。燕山早、中、晚期都有同造山期的侵入活动，只是晚白垩世岩体分布不广，规模较小，以花岗岩为主，也有花岗闪长岩、闪长岩及正长岩。地形强烈分异成盆岭，形成陆内火山—沉积盆地。燕山期构造活动以挤压和拉张多次交替为特征，伴随挤压造山形成多套磨拉石或类磨拉石沉积。多期、多因素的构造变形作用产生了较强烈和复杂的构造图案。古老基底断裂在中生代复活，并对盖层构造型式有控制作用。中生代早期以东西向构造为主，至中晚期叠加了北北东向构造。燕山造山带散布着许多中生代薄皮或厚皮逆冲推覆构造。岩浆底辟、强制性侵位使围岩形成穹隆、环形褶皱和环形片理，使盖层构造复杂化。垂向隆升也使燕山地区基底表面十分崎岖不平，造成许多变质核杂岩构造出露于地表。
燕山陆内造山带历经多期造山，经历了始造山期（印支期）、主造山期（燕山期）和重造山期（喜马拉雅期）（崔盛芹，1999）。地球内部物质的垂向调整，幔源物质和热流的上升是形成板内造山带的主因。燕山造山带于中生代的多次伸缩交替的地壳变动，以及岩浆岩的多次周期性和渐进性的侵入和喷发就反映了这种幔源热流的到达和发散。此外，地球的水平力也是形成板内造山带表层构造的不可忽视的力量（宋鸿林，1999）。
2.鲁西隆起
鲁西隆起出露的地层主要是前中生代地层，是一个中、新生代时期的断块隆起。鲁西隆起与渤海湾盆地一般以弧形的聊城—广饶断裂为界，该断裂以南也可以看到侏罗系、白垩系零星出露，济阳坳陷南坡的新生代地层也主要是以尖灭形式超覆在聊城—广饶断裂附近。宏观上，鲁西隆起与渤海湾盆地在南北向似乎更像是一种渐变的过渡边界，但是在鲁西隆起东西两侧边缘却分别是以NNE向的郯庐断裂带和兰聊断裂带与相邻区域构造单元分隔开来。鲁西隆起的构造线方向以围绕泰山的弧形展布为特征，东部以NE—NNE向为主，北部和西部以NW向为主。主要发育断裂构造和由地台盖层构成的挤压褶皱。
3.胶辽隆起
胶辽隆起是一个中、新生代时期的断块隆起，大面积出露地台结晶基底。在辽东半岛可以看到部分地区出露地台盖层和零星分布的侏罗系—白垩系。构造线方向以NE向为主，向东延伸则受到郯庐断裂带营潍段的限制。
区域地层分布、构造变形型式、构造线方向展布特征等都表明，郯庐断裂带营潍段是一条重要的区域构造边界线，但是这并不意味着这条断裂在区域构造演化中一直在活动。因为现在看到的区域构造特征是多旋回构造演化的叠加结果。郯庐断裂带营潍段两侧的结晶基底性质不同，区域构造演化、特别是中生代构造演化有明显差异。由此推测郯庐断裂带营潍段可能是不同性质的地台结晶基底的拼贴带，并在后期，特别是中、新生代成为控制区域构造演化的重要地质边界。
二、 板块构造背景
罗志立（1975）较早论证了板块构造与油藏的关系，并用板块构造理论探讨了中国含油气盆地形成和分类。张恺（1996）认为在完整的全球性板块构造旋回发展的各个阶段，可形成6种不同类型的含油气区，这6种含油气区包括6种类型的沉降带和6种类型的含油气盆地，它们分别是：①大陆内部和陆缘裂谷扩张沉降带及裂谷型含油气盆地；②陆间裂谷扩张沉降带及陆间裂谷型含油气盆地；③窄大洋型扩张沉降带及北冰洋深海含油气盆地：④被动型大陆边缘扩张沉降带及被动型大陆边缘楔形体沉积盆地；⑤主动型大陆边缘弧后（岛弧或陆缘弧）前陆沉降带及弧后前陆型含油气盆地；⑥大陆间碰撞前陆沉降带及碰撞前陆型含油气盆地。这说明沉积盆地的形成与板块构造戚戚相关，因此研究一个盆地的构造必须先了解该盆地所处的板块构造背景及其在地质历史时期的演化过程。
渤海湾盆地现今的板块构造位置处于华北板块东缘，北接燕山造山带，南临秦岭—大别造山带，东侧与环太平洋现代俯冲带的日本岛弧和琉球岛弧相望（图1-2）。渤海湾盆地的形成演化与太平洋板块、菲律宾海板块、华南板块以及西伯利亚板块的活动密切相关。图1-2 渤海湾盆地及周边板块构造基本格架
1.太平洋板块
距今1.9亿年前后的印支期，太平洋板块在库拉、法拉隆和特提斯三联点处开始形成。此后不断增生扩张，至早白垩世演化为库拉、法拉隆、太平洋和菲尼克斯四大板块。中侏罗世时（180Ma），东亚大陆东部的伊泽纳崎（Izanagi）板块是以非常缓慢的低速（4.7cm/a）正向俯冲于东亚大陆之下（Engebretson等，1985；Maruyama等，1997）。
到早白垩世初期（140Ma），可能由于太平洋超地幔柱的活动，伊泽纳崎板块突然改变了运动方向和速度，以30cm/a的高速向正北斜向俯冲于东亚大陆之下（俯冲带走向北东）。在早白垩世中期（120Ma），还保持着高速俯冲（20.7cm/a），运动方向逐渐变为NNW（图1-3a），仍为高斜度斜向俯冲，使郯庐断裂带发生大规模左行平移。
在晚白垩世初期（90Ma），西太平洋板块活动又发生了重大的调整（图1-3b）。伊泽纳崎板块已运动到东亚东北部边缘（日本中部以北），并以23.8cm/a的高速向NNW方向俯冲。太平洋板块出现在中国东部大陆边缘，以13.1cm/a的速度向NWW向俯冲，并持续至整个古近纪（Mamyama等，1997）。
进入新近纪后，西太平洋板块活动开始出现了弧后扩张及弧后盆地（图1-3c、d）。日本海盆的强烈弧后扩张发生在中新世（25—15Ma）。这一弧后扩张在形成弧后盆地的同时（图1-3d），还向东推挤着日本列岛使其显著旋转。朱光等（2004）认为郯庐断裂带新近纪以来的挤压活动与中国东部近EW向的挤压应力场主要就归因于西太平洋板块弧后扩张而造成的向西的侧向推挤力。更新世以来持续至今的冲绳海槽弧后扩张（图1-3d，Park等，1998），同样也向西推挤着中国东部大陆。而这期间印度板块与欧亚板块碰撞所造成的向东构造挤出作用对中国东部应力状态也起着一定的辅助作用。图1-3 西太平洋白垩纪以来的板块活动演变示意图QDO—秦岭—大别造山带；SLO—苏鲁造山带；TLF—郯庐断裂带
2.华北板块
华北板块的核心为华北古板块，相当于黄汲清（1977）提出的中朝准地台。基底形成于早元古代的中条运动，古生代以后经南北侧俯冲挤压加积后形成（罗志立等，2005）。华北板块北部以“内蒙地轴”北缘深断裂到赤峰、开源深断裂为界，在“内蒙地轴”深断裂两侧分布着早古生代的双变质岩带。古生代华北板块北缘为聚合型边缘，南缘以祁连—秦岭北缘深断裂为界，加里东期也形成聚合型边缘。
华北板块内部从震旦系到中奥陶统以浅海碳酸盐岩为主，中奥陶世后上升为陆，直到中石炭世再度海侵，早二叠世晚期转为陆相沉积，从此结束海侵历史。中生代以后，板内以4条大的NE或NEE向深断裂把华北板块分成隆坳相间的5个次级构造单元，即阿拉善隆起、陕甘宁坳陷、山西隆起、华北坳陷和胶辽隆起。
三叠纪—中侏罗世，扬子板块向北推挤与华北板块碰撞并横向挤入，同时西伯利亚板块向南运动，造成郯庐断裂带大规模左行走滑。此时华北克拉通普遍处于压性环境，华北部分地区于早—中侏罗世在构造下陷地区发育了小型的河流—湖泊—沼泽体系，接受局部的含煤碎屑岩沉积。
3.华南板块
华南板块是扬子古板块在古生代至中、新生代向东南方向以西太平洋的边缘海、火山岛弧和海沟的板块构造运动形式，向太平洋板块增生而逐步形成的（罗志立，1979）。扬子古板块的岩石记录可以追溯到古元古代（罗志立等，2005），从太古宙到晚元古代的演化模式为“两弧夹一盆”。从震旦纪到中三叠世以地台型的碳酸盐岩为主，晚三叠世结束海侵转为陆相盆地。它在中国南方古生代以后的地壳发展中起到稳定作用。
华南板块的演化历史经历了以下几个阶段（罗志立，2000）：①早加里东期克拉通台地和南华小洋盆开启阶段；②晚加里东期，南华小洋盆关闭，扬子古板块大隆大坳构造背景形成阶段；③海西期，扬子古板块及其周边拉张阶段；④印支运动导致四川原型陆相盆地形成和华南华北板块拼接阶段；⑤燕山期华南板块东缘的碰撞和岩浆活动，造成地壳强烈的变动，其强度由东向西减弱；⑥喜马拉雅期，华南板块东部处于弧后拉张背景中，在古断裂复活基础上形成了许多中、小型红色断陷盆地。
4.西伯利亚板块
西伯利亚板块位于华北板块北部，中间以兴蒙造山带相接。在晚侏罗世晚期，西伯利亚板块向南相对运动（古纬度从晚侏罗世时期的60.7°变化到早白垩世时期的55.7°），蒙古—鄂霍茨克洋开始闭合，西伯利亚板块向南相对运动，在泛东北地区产生一个从西到东发散的地幔对流应力场，使地幔对流物质向东流动，产生了火山喷发和早白垩世的伸展断陷盆地群（张晓东等，2005）。北部的西伯利亚板块向南挤压华北板块，南部的扬子板块向北推挤华北板块，在渤海湾盆地侏罗系的沉积充填过程中起到主要的控制作用（徐振中等，2006）。
第二节 盆地类型及形成机制
盆地形成的动力学机制一方面受控于盆地所处的板块构造位置，另一方面也受控于盆地深部过程。盆地形成的动力学机制主要有3种，即伸展型（裂陷盆地）、挤压型（前陆盆地）和走滑型（走滑拉分盆地或走滑挤压挠曲盆地）。对于渤海湾盆地的形成机制主要有两种认识（表1-1）：一种为裂谷型，由NW向的地壳或岩石圈引张作用引起，即盆地属于伸展或裂陷盆地性质；另一种认识为走滑拉分型，强调郯庐深断裂带等大型断裂带在新生代时期右旋走滑作用对盆地形成和演化的控制，地壳或岩石圈块体沿NE向深断裂的右旋剪切作用或扭张作用，盆地性质属于扭动盆地或大型复合拉分盆地。表1-1 渤海湾盆地类型划分一览表
一、 裂谷盆地
1.根据裂谷盆地形成的动力学分类
虽然认为新生代的渤海湾盆地是伸展盆地，但对于裂陷伸展作用的动力学机制还有不同认识，有的认为是主动裂陷，有的认为是被动裂陷，有的认为是弧后扩张，有的认为是主动裂陷和被动裂陷“复合”的动力学机制。
1）主动裂谷
不少学者认为渤海湾盆地为主动裂谷盆地（李德生，1981；刘和甫等，2000；窦立荣等，2006）。上地幔内部物质的运动导致局部隆起，使该区岩石圈因受力而向两侧伸张，使地壳浅层产生断陷与坳陷。盆地基底面的起伏与莫霍面的起伏呈上凹下凸的镜像关系，意味着深部活动对浅层构造存在制约作用（图1-4）。罗志立等（2005）认为渤海湾盆地是华北地裂运动形成的，与地幔柱有关，与郯庐断裂扭动关系不大。肖龙等（2004）也认为渤海湾盆地古近纪开始发生地幔热柱上涌，地壳拉伸减薄，裂陷成盆。图1-4 渤海湾盆地地震地质和重力剖面，显示地壳减薄与裂陷盆地发展的关系
滕吉文等（1997）认为从辽河坳陷SW向有一条地幔隆起带，地幔隆起最高处埋深28km（位于渤中坳陷内），从渤中坳陷向西还有一条近EW向地幔隆起带，辽河向南在济阳坳陷有一条地幔隆起带，3条地幔隆起带汇于渤中坳陷下面的地幔上隆最高处。
2）被动裂谷
也有一部分学者认为渤海湾盆地属于被动裂谷盆地。张树林等（2006）认为是分层组合伸展的产物，即上层简单剪切，下层纯剪切。上地壳的伸展构造是大型拆离断裂控制下的简单剪切伸展，下地壳和岩石圈地幔为纯剪切延性伸展。陈发景（1996）认为由于菲律宾海板块向大陆高角度俯冲和俯冲后聚敛作用速率减小，大陆内部受到的俯冲作用影响很弱，主要发育区域性背离作用，导致形成大陆内裂谷盆地。
3）复合裂谷
何斌（2001）、漆家福（2004）将渤海湾盆地构造变形分为伸展构造和走滑构造两个相对独立、相互关联的新生代构造系统，新近纪的右旋走滑构造叠加在古近纪断陷盆地上，认为渤海湾盆地的裂陷作用机制实际上是主动裂陷和被动裂陷“复合”的动力学机制。大陆岩石圈伸展变形机制为上部以简单剪切伸展变形为主，下部以纯剪切伸展变形为主的“双层或多层分层伸展模式”（漆家福等，1995）。
2.根据裂谷发育演化阶段分类
从裂谷盆地的发育演化阶段来看，不同的人又认为它处于不同的发育演化阶段，裂谷的发展阶段有：大陆内初始裂谷、大陆内断陷—坳陷盆地、大陆间原洋裂谷、被动大陆边缘、弧后裂谷。渤海湾盆地处于哪一个阶段，不同的人有不同的看法，主要有以下几种认识。
1）大陆内断陷—坳陷盆地（大陆内裂谷）
持这种观点的人较多（陆克政等，1997；刘和甫，1993，1997；童崇光，1980；陈发景等，1996a）。大量的地壳测深资料表明盆地区的地壳明显薄于周边山区（或隆起区），且盆地内部的上地幔隆起与盆地基底面呈镜像反映。这些宏观的地质地球物理现象表明渤海湾新生代盆地是一个陆内的裂陷盆地（马杏垣等，1983）。胡圣标等（1999，2000）通过对渤海湾盆地构造—热演化的研究，认为渤海湾盆地具有较低的现今大地热流值和较高的古热流值，以及典型的裂谷型构造沉降样式，支持了渤海湾盆地属于板内裂谷盆地的认识，并且说明了地幔均衡可能是盆地演化后期（12Ma以来）的重要动力源。李继亮等（1980）对渤海的形成和演化作了深入的研究，认为渤海可作为大陆裂谷的一部分，渤海的形成和演化受大陆裂谷的控制。
2）弧后裂谷
黄汲清（1977）从西太平洋沟—弧—盆的角度，认为渤海湾盆地属弧后盆地。赵重远等（1984）认为渤海湾盆地的形成与欧亚大陆和太平洋板块的转动方向有关。
二、 走滑拉分盆地
不少学者认为渤海湾盆地是一个在始新世形成的右旋走滑拉分盆地（侯贵廷等，1998，许浚远等，2000，张功成，2001）。张功成（2001）根据渤海湾盆地发育的断层特征，即目前发现的古近纪断层都是正断层，其边界断层平面呈“两竖一横”格局，东边的“一竖”相当于郯庐断裂带的营潍段，西边的“一竖”相当于沧东断裂，每一竖都是由多个次级的斜列断层组成，认为这种构造特征只有拉分盆地才具备。
侯贵廷等（1998）认为中生代就已经存在的东西两个走滑构造带是新生代形成渤海湾拉分盆地的基本地质条件（图1-5）。从始新世开始，由于库拉板块消失，太平洋板块的运动方向从NNW向转为NWW向，导致郯庐断裂带由左行转为右行。又由于印度板块对亚欧板块的俯冲，对华北板块施加NE向挤压应力，华北板块向东逃逸，并沿着古生代就存在的燕辽—太行—中条断裂带发生右行张剪运动。沧县隆起从太行山隆起分离形成渤海湾盆地西部走滑构造带。新生代各板块间综合协调运动的结果，使渤海湾地区在东西走滑构造带右行走滑作用下形成拉分盆地。在两个走滑系统之间产生与其相交的近EW向展布的控盆犁式断层，从而在总的走滑拉分背景下，产生大规模的伸展作用。每个控盆犁式断层形成北断南超的半地堑，具有伸展构造特征。图1-5 渤海湾盆地构造演化模式①—太行山断裂；②—郯庐断裂
此外，还有一些学者认为渤海湾盆地为伸展走滑盆地或伸展拉分盆地。前者认为渤海湾盆地是在伸展作用的同时叠加了后期走滑作用，走滑构造叠加在伸展构造之上，两者保持相对独立性和统一性。后者认为渤海湾盆地是在早期伸展的背景之下叠加了后期的走滑拉分作用而形成的伸展—拉分型复合盆地（李鹏举等，1995）。
第三节 地球物理场特征及深部地质结构
沉积盆地的形成和演化与地壳深部构造有密切关系。渤海湾盆地既是我国重要的能源基地，也是天然地震多发地区之一。国家曾组织有关研究机构用不同方法对这一地区进行一系列深部地球物理探测研究，取得了大量有关区域地壳结构和深部构造特征的研究成果。这些研究成果为正确认识渤海海域的区域地质特征、构造演化过程和形成机制奠定了基础。
一、 地壳厚度与分层结构
国家地震局（1985）汇编的《中国地壳上地幔地球物理探测成果》中较详细地讨论了各种方法和资料所推断的华北地区及邻近区域的地壳和岩石圈厚度分布特征。不同方法得到的地壳和岩石圈厚度分布都表明渤海湾盆地区的地壳和岩石圈厚度较周边地区更薄一些，而渤海海域处于地壳和岩石圈减薄区，地幔隆起与地壳浅层发育的沉积坳陷呈镜像反映。
图1-6是张先康（2006）综合分析华北地区人工地震深部探测剖面、区域重力反演等多种资料编制的华北地区地壳厚度图。从图中可以看出，华北东部的地壳厚度明显小于西部地区，而且渤海湾盆地的地壳厚度相对更小一些。地壳厚度图显示渤海湾盆地深部构造形态总体上呈NNE向隆坳相间的构造格局。大致存在3条NNE向和一条NEE向的莫霍面隆起带，即东部的下辽河—辽东湾—渤中—昌潍NNE向隆起带、中部的北塘—临清—东濮NNE向隆起带、西部的冀中—汤阴NNE向隆起带和南部的临清—济阳NEE向隆起带。东部的下辽河—辽东湾—渤中—昌潍隆起带最为明显，莫霍面顶部埋深约26～28km，隆起脊线沿NNE方向向辽河平原倾伏。莫霍面隆起与渤海湾盆地区的坳陷的位置基本一致，渤海湾盆地内的坳陷与隆起对应的地壳厚度差异达到8～10km。渤海海域所对应地壳厚度为28～30km，且由中央向四周逐渐增厚。渤海周边隆起区的地壳厚度增大到36km左右。图1-6 渤海湾盆地及邻区地壳等厚图
值得注意的是，渤海海域中央（渤中坳陷）是NNE向走向的下辽河—辽东湾—渤中—昌潍莫霍面隆起带和北塘—临清—东濮莫霍面隆起带叠置的区域，构成近EW走向的地幔隆起。
渤海湾盆地区及周边地区的软流圈顶面的构造形态与莫霍面的构造形态相似，渤海湾盆地区内的盆地与隆起对应的软流圈顶面起伏达30km左右。渤海海域的岩石圈厚度约50～60km，渤海湾盆地区内部的沧县隆起、埕宁隆起、海中隆起等对应的岩石圈厚度则超过80km。渤海湾盆地区外围的燕山、太行山及辽东、鲁西地区岩石圈厚度达100～120km，与盆地区坳陷部分的差异明显。人工深地震测深研究表明，华北平原盆地区的地壳由高速和低速相间的成层介质组成，同时存在明显的横向非均匀性。地壳分上、中和下3层结构，在中地壳层中存在低速层，速度极小值分布深度为15～20km，层厚为5～10km，并有由平原盆地向周围山区低速层埋深和层厚逐渐增大的趋势（燕山地区壳内低速层厚为12～14km，山西高原的壳内低速层厚约20km）。大地电磁测深表明，盆地区的中层地壳内普遍发育高导低阻层，埋深为15～25km，与地震测深揭示的壳内低速层基本相当。华北平原区（京、津、唐地区及邢台地区）的大量天然地震震源多分布在10～18km深的中上层地壳（易震层）中，大致位于壳内低速层或高导层顶面及以上层次，表明壳内低速层或高导层是上部地壳（上地壳层及中地壳层上部）弹性应变积累和脆性破裂的下限，是壳内非能干层（软弱层或韧性层）的反映。
上述区域地球物理资料研究成果表明，渤海海域及邻近区域地壳结构具有水平成层性和横向不均匀性特征，包括渤海海域在内的整个渤海湾盆地区的地壳和岩石圈相对于周边隆起区都有明显的减薄现象。
二、 重力场特征
重力异常特征显示了盆地凹凸结构及深大断裂带的分布及走向。重力异常高的区域一般与凸起一致，重力异常低的区域则与凹陷对应，而重力异常场梯度大的条带与基底深大断裂的分布和走向比较吻合。渤海是在华北重力场背景下发育起来的重力高异常区。由图1-7可见重力异常在郯庐断裂带两侧差异特征明显。郯庐断裂带沿线及其以东地区以正重力异常为主，叠加局部负的重力异常，异常范围小、梯度大，呈NNE向延伸，郯庐断裂带以西为正、负布格重力异常相间出现，异常范围大、梯度小、走向和形态多变，以NWW向和NNE走向为主，主要受NW—NWW向张家口—蓬莱断裂带的影响，张家口—蓬莱断裂一线主要表现为NWW向重力异常，在两组断裂带夹持的渤中地区表现为NWW—近EW—NE向的正、负重力异常相间分布。在渤中坳陷南部的渤南凸起一带，郯庐断裂带被张家口—蓬莱断裂带错断。图1-7 渤海海域布格重力异常图蓝色为负异常区；粉红色为正异常区；等值线间隔为2mGal；F—郯庐断裂带；F—张家口—蓬莱12断裂带
三、 磁场特征
磁异常对结晶变质岩和火山岩均有反映。在区域磁力异常图中（图1-8），沿着下辽河坳陷—渤中坳陷—莱州湾地区存在一条NNE向走向的正磁异常带，呈串珠状分布，异常幅度为0～200nT，局部可达700nT，间夹-150～-50nT的局部负异常。该带以西为辽西、鲁西磁异常剧烈变化区和渤中NWW向正磁异常变化带，以东为辽东半岛—庙岛群岛平缓变化磁场区和胶东磁异常剧烈变化区。推测NNE向和NWW向这两个异常带是沿郯庐断裂带和张家口—蓬莱断裂带发生岩浆作用而形成火山岩的标志，而磁异常带以外的其他部位磁异常范围及其走向特征的差异说明其结晶基底的性质有所不同。图1-8 渤海海域磁力异常图
四、 大地电磁测深
大地电磁测深反演结果表明（图1-9），渤海地震区的上地幔高导层埋深相对于整个华北地区是最浅的，渤海中部地区上地幔高导层埋深只有30～50km（周斌等，2000）。这表明渤海地震区可能有地幔热能上涌，从而引起岩石物理性质变化，使其与周围地区有所差异。另外NNE向航磁异常带沿燕山—渤海断裂带出现扭曲畸变，表明NE向断裂系统与NW向断裂带之间相互切割的关系，地震的成带活动与航磁异常条带相吻合。图1-9 华北平原裂谷盆地区上地幔高导层深度分布1—大地电磁测深点，数字表示测值（单位：km）；2—上地幔高导层等深线（单位：km）；3—山区和平原分界线
五、 大地热流
王良书等（2002）、胡圣标等（1999，2000）计算了渤海湾盆2地热流值，结果表明，渤海湾盆地全区平均热流值为63.6mW/m，与2Hu等（2000）计算的中国大陆地区的平均热流值（61±15.5mW/m）相当。该热流值背景低于现代大陆裂谷（如贝加尔裂谷为97±22mW/22m）和新生代构造活动区（如美国盆地山脉省，约为83mW/m）（Morgan，1982），也低于大陆边缘扩张盆地（如南海盆地平均为278.3±22.7mW/m）（何丽娟等，1998），但高于前寒武纪地盾区（约241.8mW/m）和西侧太行山、燕山山区及鄂尔多斯等构造稳定区（陈墨香，1988）。因此，现今热状态特征表明渤海湾盆地并非是现代活动裂谷。
盆地的热史恢复研究（胡圣标等，1999；Hu等，2001）表明，渤海湾盆地在古近纪沙河街组和东营组沉积时（50—25Ma）前曾经2历了较高（70～90mW/m）的热流阶段。结合盆地构造演化史，可以认为渤海湾盆地在该时期经历了裂谷发育阶段。此后，盆地进入热衰减阶段，由于覆盖在上面的新近纪和第四纪松散沉积物的“隔热保温”作用，渤海湾盆地至今还保留着前期残留下来的较高热流值，从而体现了渤海湾盆地具有介于构造稳定区和构造活动区之间独特的热状态。
祖金华等（1996）对郯庐断裂带的地热研究表明，郯庐断裂带中段大地热流值较高，相邻两侧地区较低，总体呈中间高两侧低的态2势，其中以渤海中部的大地热流值最高，平均为85.6mW/m。说明大地热流值高的郯庐断裂带中段，至今仍存在活动着的巨型超壳深断裂，将地幔热流向上传递。
六、 居里等温面
在地壳中，当温度使岩石的铁磁性矿物转变为顺磁性时，该温度称为居里温度，地壳深部这一温度界面称为居里等温面。刘光夏等（1996）对渤海及其邻区的居里等温面进行了研究（图1-10），并结合壳幔电性高导层等方面的资料进行对比（表1-2），结果表明，渤中、渤海湾、辽东湾和垦利地区居里面深度浅、地表热流值较高、壳幔电性高导层的深度浅，是华北新生代台坳地幔上涌最为剧烈的地区。地壳厚度与居里面的起伏完全一致。图1-10 渤海海域及邻区居里面埋深图（单位：km）表1-2 居里面与地壳、上地幔电性结构对比
第四节 构造—地层层序
渤海湾盆地演化期主要有3期（刘和甫等，2000）：①前裂谷期，中生代晚期为区域穹曲，地幔上隆，伴随强烈火山活动，在太行山及燕山地区形成变质核杂岩上隆及发育伸展拆离断层带（89—72Ma）；②裂谷期（72—23Ma）呈现为铲式正断层发育及掀斜断块隆起和地堑沉降；③后裂谷期（23Ma以来）主要呈现为热衰减的坳陷幕。根据构造演化期次可将渤海湾盆地地层划分为三大构造—地层层序，即前裂谷期地层、同裂谷期地层和后裂谷期地层（图1-11）。
一、 前裂谷期地层
1.太古宇
渤海海域钻遇太古宇的探井较多，钻遇最大厚度为441.89m。岩性主要为变质较深的结晶基岩，花岗岩化作用较强烈，主要岩性有混合岩化角闪斜长片麻岩、混合花岗岩、碎裂混合岩、斜长花岗岩、混合花岗闪长岩、黑云母混合花岗岩等。石臼坨凸起、沙垒田凸起多属变质程度较轻的花岗岩、蚀变花岗岩、花岗片麻岩、蚀变角闪斜长片麻岩等。太古宇晚期发生了阜平运动，太古宇与古元古界为不整合接触。图1-11 渤海海域地层综合柱状图
2.古元古界
钻遇古元古界的井仅为庙西凸起的PL9-1-1井，岩性为石英黑云母片岩、碎裂花岗岩、花岗闪长岩。
3.青白口系
石臼坨凸起428构造渤中8井组，有3口井分别在寒武系和石炭系煤系地层之下，钻遇5.6～26m浅灰绿色、粉红色含海绿石石英砂岩，与下伏地层蚀变角闪斜长花岗岩不整合接触。
4.震旦系 （Z）
渤东低凸起的渤东2井，在3300m东营组下段以下钻遇56.3m（未穿）灰色、粉红色粉晶质叠层石藻灰岩。震旦纪末期发生蓟县运动，华北主体隆升剥蚀。
5.寒武系
上统为细晶白云岩夹泥晶灰岩、鲕粒白云质灰岩；中统为石灰岩、泥（页）岩夹白云岩、泥质灰岩；下统为石灰岩、粉晶白云岩夹棕红色、紫红色泥岩。
6.奥陶系
1）冶里组（Oy）1
石臼坨地区主要为黑灰、灰色泥质条带灰岩和竹叶状、藻团粒灰岩。渤南地区白云岩化作用强烈，以泥—粉晶白云岩为主，夹褐色、黄褐色灰岩及灰绿色泥质薄层或条带。自然伽马曲线上部为低值段，中、下部具两组中值峰段。
2）亮甲山组（Ol）1
石臼坨地区下部为深灰色团粒灰岩，中上部以白云岩为主夹灰质白云岩，以强烈的白云岩化为特征，完全由次生结晶白云石镶嵌组成，以细晶为主，含燧石团块，渤南地区则以强烈次生白云化的晶粒白云岩为主，夹少量浅黄褐色灰岩。自然伽马曲线上部为低值局部小锯齿状，底部为一组中高值丛状峰，与下伏冶里组分开。
3）下马家沟组（Ox）2
石臼坨地区底部为泥晶角砾屑白云岩，中上部为粉—泥晶白云岩、灰质白云岩，砂屑灰岩，生物屑灰岩，藻屑鲕粒灰岩、泥粉晶白云质灰岩等。以含燧石结核和云化豹斑为特征。渤南地区以黄褐色灰岩、白云质灰岩为主，间夹白云岩，近底部为褐灰色白云岩。自然伽马曲线中上部为低值夹单峰值段，底部为两组连续丛状峰中值段。底部白云岩在石臼坨具角砾屑，角砾屑具干裂纹，属潮上带准同生白云岩。
4）上马家沟组（Os）2
石臼坨地区以灰、深灰色含生物屑，团藻粒的泥晶灰岩为主，夹白云质灰岩及灰质白云岩，多具“豹斑”。下部粉晶层纹状泥质白云岩含藻粒团、粒屑，具泥裂、鸟眼构造、石膏假晶，为潮上带准同生白云岩化作用形成。渤南地区主要是深灰色含粒屑泥晶灰岩。具“豹斑”，底部为白云质灰岩。自然伽马曲线上部低值小锯齿状，下部为高值尖峰段。
5）峰峰组（Qf）2
仅见于石臼坨地区，BZ17井仅残留底部13m，岩性以褐色泥晶灰岩为主，下部夹白云岩，自然伽马曲线为高低值互层段。
7.石炭系
在埕北低凸起CFD22-1-1井2389～2469m井段以泥、砂岩为主，夹石灰岩。石灰岩主要为深灰色团藻灰岩，含泥质条带、燧石条带泥晶灰岩。海20井，井深3162～3400.68m，主要岩性为灰色砂岩、深灰色泥岩，夹生物灰岩及黑色灰质白云岩，下部为灰色安山质砂岩。
在BZ8和BZ8-1井，下部断缺，仅残余10m和23.5m，岩性以深灰色泥岩为主，夹灰岩及煤层和少量凝灰岩。
8.二叠系
二叠系在埕北低凸起按岩性可分为3段：浅灰色厚层状钙质长石砂岩，浅灰色厚层状钙质胶结砂岩夹煤层，以及深灰色泥岩夹生物碎屑灰岩及煤层。在石臼坨地区、渤中20及渤中8井组，有9口井钻遇一套红层，不整合于东营组下段之下，按岩性可分为4段：顶部为棕褐色白云质长石砂岩，上部为棕红色泥岩夹灰色铝土质泥岩及灰绿色含砾砂岩，中部深灰、灰黑色泥岩夹砂岩，碳质页岩及煤层，下部为深灰、黑灰色泥岩夹砂岩及煤层。
9.中—下侏罗统 （J）1+2
歧口凹陷QK17-9-2井下部为粗砂岩夹煤层，泥岩呈灰绿色及紫红色。上部以砂岩、含砾砂岩、砂砾岩、砾岩及部分砂岩为主，夹泥岩及薄煤层。海5井下部以杂色凝灰岩为主，夹深灰色泥岩、煤层及碳质页岩，含少量灰色泥岩及煤层，上部以灰白色、浅灰色砂砾岩、含砾砂岩为主夹灰绿色、浅灰色泥岩、凝灰质砂岩和11层煤层，厚448.5m。
侏罗系在沙垒田凸起东坡和埕北低凸起粗碎屑岩、煤层和火山岩较发育。与下伏地层呈不整合接触。
10.上侏罗统—下白垩统 （J—K）31
埕北凸起及歧南断裂带地区主要为紫红色、灰色泥岩、火山碎屑岩与凝灰岩，或玄武岩和安山岩互层，化石较少。莱北低凸起地区发育巨厚的中基性火山岩系，岩性为安山岩、粗面安山岩、安山质凝灰岩、角闪安山岩夹少量火山碎屑岩及泥岩薄层。
石臼坨和辽东湾地区中生界相当发育，下部为火山岩系，上部为河湖相暗色泥岩夹火山碎屑岩及薄层火山岩。下白垩统下部在石臼坨地区BZ5、BZ7、BZ13、BZ6井及QHD30-1-1井钻遇，岩性主要为一套中、基性火山岩，最大钻遇厚度为559m。下白垩统上部在BZ6井及BZ14井钻遇，岩性以深灰、灰黑色泥岩为主，夹薄层钙质泥岩、白云岩、砂质灰岩、凝灰质砂砾岩，夹有10层（1～2m）以上的火山岩层，这些火山岩层以凝灰岩、强烈碳酸盐化的凝灰岩为主，次之为安山岩及玄武岩，化石丰富。该套岩系为高盐度湖相沉积，有机质丰富，母质为偏腐泥的混合型，是渤海北部的又一生油岩。
渤东低凸起地区主要为一套火山岩及碎屑岩系，上部为灰绿色、灰褐色安山岩、安山质角砾岩、凝灰岩与灰色钙质泥岩及黄褐色钙质粉砂岩互层；中部以英安岩、凝灰岩为主，夹薄层褐色泥岩、粉砂岩；下部为深灰色橄榄玄武岩，未见化石。
二、 同裂谷期地层
1.孔店组 （Ek）1—2
上部为深灰色泥岩夹薄层石灰岩、白云岩。下部以紫红色泥岩为主，夹灰绿色、灰色、棕红色泥岩及灰白色砂岩、砂砾岩，见少量紫红色粉砂岩、砂岩，局部见凝灰岩、凝灰质砂岩。重矿物组合中以不稳定重矿物为主，如磁铁矿、绿帘石等，锆石含量较低。电阻率曲线为中高稀疏锯齿状，声波时差小，电位曲线低平，伽马曲线为中高密集小锯齿状。与下伏中生代地层呈角度不整合关系。
2.沙河街组 （Es）2—3
1）沙四段（Es）34
上部为石灰岩、白云岩与深灰褐色泥岩、薄层砂岩互层。下部为暗绿灰—暗褐灰色泥岩夹浅黄褐色、白色硬石膏。与下伏地层可能为超覆不整合。
2）沙三段（Es）23
上亚段为深灰、灰色泥岩与灰白色砂岩、粉砂岩互层。下部砂岩普遍含钙，偶夹油页岩。
中亚段以厚层深灰色泥岩、油页岩为主，夹厚薄不等的灰白色、浅灰色砂岩、粉砂岩。
下亚段上部为灰白色砂岩与深灰色泥岩不等厚互层，偶夹油页岩。下部为紫红色、灰绿、浅灰色泥岩夹灰白、浅灰色砂岩、杂色砂砾岩。
3）沙二段（Es）22
灰白、浅灰色砂岩、含砾砂岩、砂砾岩夹灰绿、灰、深灰色泥岩，底部常见紫红、灰紫色泥岩。局部发育石灰岩、白云岩、生物灰岩。
4）沙一段（Es）31
上部为深灰色泥岩夹油页岩，偶夹薄层石灰岩、白云岩。中部常发育中厚层灰白色砂岩或生物灰（云）岩，夹深灰色、灰色泥岩。下部以深石灰色泥岩为主夹薄层石灰岩、白云岩、油页岩和钙质页岩。
3.东营组 （Ed）3
1）东三段（Ed）33
巨厚层深灰色泥岩夹砂岩、粉砂岩。与下伏地层可能为超覆不整合。
2）东二段（Ed）32
上亚段为灰白、浅灰、黄灰色砂岩，粉砂岩，泥质粉砂岩与深灰、灰—灰绿色泥岩，粉砂质泥岩的不等厚互层。灰绿色泥岩主要见于上部，常见炭屑和紫红色泥块。
下亚段为厚层深灰色泥岩与灰白、浅灰色砂岩，粉砂岩的不等厚互层。
3）东一段（Ed）31
上部为块状砂岩、含砾砂岩、砂砾岩夹薄层绿灰色泥岩；下部为灰白色砂岩，灰—绿灰色粉砂岩，泥质粉砂岩与绿灰色、紫红色泥岩，粉沙质泥岩的互层。泥质岩不纯，常见碎屑、植物屑等。
三、 后裂谷期地层
1.馆陶组 （Ng）1
灰白色厚层块状含砾砂岩、砂砾岩夹棕红色泥岩。与下伏地层呈不整合接触。
2.明化镇组 （Nm）1—2
上段（Nm）为灰绿色、深红色泥岩与灰白色、棕黄色中细粒砂2岩不等厚互层；下段（Nm）为棕红色、紫红色、灰绿色泥岩夹灰绿1色、深灰色粉、细砂岩。
3.平原组 （Qp）
灰黄色黏土层与浅灰绿色粉砂岩互层。
第二章 新生代盆地结构及动力学特征
盆地构造几何学特征是盆地构造演化的结果，记录了盆地的构造变形及其演化历史。因此正确地描述和刻画盆地的构造几何学特征是分析盆地构造演化和动力学机制的前提。在渤海海域，辽东湾、渤中、渤南和渤西等不同组成部分的盆地结构、构造变形、演化过程及其控制因素均表现出一定的差异性。
第一节 构造单元划分
一、 构造单元划分标准
从目前已有的构造单元划分方案来看，对于渤海海域一级构造单元的划分基本是统一的，但对于渤海海域二、三级构造单元的确认和划分，存在明显的不规范和不统一，划分方案比较杂乱。其表现有四种：一是赋予构造单元的概念不清楚；二是照顾多年的习惯，如在边界确定上，有时取某一层位的某一等深线硬划之；三是将不同性质的凸起、低凸起混称为一个构造单元；四是低凸起与凹陷间的过渡类型很少有文献提及（张国良等，2001）。
张功成（2000）按古近纪断陷和凸起走向将渤海海域分为4个一级构造单元（表2-1）。西部坳陷位于沧东断裂以东，走向NEE；西部隆起上断陷和凸起的走向由NE转EW再转NW；郯庐西坳陷的断陷走向为NNE；郯庐东坳陷的断陷与郯庐断裂呈入字型，走向NE—NNE。该构造格局的形成与郯庐断裂的演化及渤海湾盆地的伸展作用密切相关。
张国良等（2001）认为对于新生代渤海海域内二级正向构造单元凸起的划分，必须要明确两个问题：①首先要明确被新生代地层覆盖的基岩部分，必须是由大型潜山或潜山群组成的高基岩块体，是一个独立的有一定规模的地质单元；②必须严格以潜山上覆盖层作为凸起类划分的首要条件。据此标准划分的渤海海域探区构造单元划分见图2-1，将张功成（2000）的辽西低凸起、渤东凸起和莱北凸起分别定义为辽西凸起、渤东低凸起和莱北次低凸起。
本次研究在划分渤海海域地区的构造单元时，主要遵循如下原则：①海域地区一级构造单元的划分主要综合考虑沙三段、沙四段和东营组的分布特征，以及断裂活动特征；②二级构造单元的划分主要还是沿用了目前的划分标准，在尊重历史习惯的基础上做了少许改动。
根据上述原则，确定渤海海域划分的一级构造单元是隆起和坳陷，其中隆起是指在盆地发育历史中，长期以相对上升占优势，起着分割或围限坳陷作用的区域性正向构造单元；坳陷是指沉积盆地内长期以相对下降占优势，为隆起所分割或围限的区域性负向构造单元。二级构造单元包括凸起和凹陷，凸起是指在坳陷或隆起内划分出来的，分隔凹陷的次一级区域性正向构造单元；凹陷是指在坳陷或隆起内划分出来的，为凸起所分割的次一级区域性负向构造单元，而且在凹陷内还划分出了次一级的洼陷（三级构造单元，但三级构造带未进行划分）。
凸起和凹陷的边界主要受断层、地层缺失线或较陡斜坡的构造折拐点控制。凸起进一步被划分为凸起（高凸起）和低凸起，高凸起范围内全部或局部缺失古近系，而低凸起范围内缺失古近系沙河街组或古近系总厚度小于1000m（图2-1）。图2-1 渤海海域二级构造单元划分标准
渤海海域凸起和凹陷的过渡类型较为复杂，从地震剖面来看，主要可分为断裂、断阶带和斜坡3类（图2-2）。分隔凸起和凹陷的大型边界断裂大多表现为上陡下缓的铲式正断层特征，有些在其浅部还发育有较多的分支断层，组合形成花状构造。有些凸起和凹陷并不是被单条断裂所分隔，而是多条断裂组成断阶带，起到了分隔凸起和凹陷的作用。根据断层倾向和地层倾向的对应关系，可将该类断阶带分为同向和反向两类。如果凸起和凹陷是以斜坡关系逐渐过渡的，则该类的凸起和凹陷边界最难于划分，本次研究时主要考虑地层缺失线或斜坡的构造折拐点进行划分。图2-2 渤海湾地区凸起和凹陷过渡类型
二、 构造单元划分
依据上述划分原则和标准，将渤海海域共划分出一级构造单元5个，包括隆起1个、坳陷4个；二级构造单元35个，包括凸起13个、低凸起4个、凹陷18个（图2-3、表2-1），并在凹陷内划分出48个次洼（表2-2）。
与前人划分方案相比，本次一级构造单元划分方案的最大差别是在秦南凹陷地区，由于该凹陷东洼的孔店组和沙四段地层的分布特征与辽东湾地区比较相似，其断层活动特征也具有一定相似性，所以将秦南凹陷东洼划入辽东湾坳陷。二级构造单元（凸起和凹陷）的划分采用了油田现场的最新研究结果和认识，在原辽西凸起的西侧划分出一个新的凸起，命名为辽西南凸起。同时，将原渤南低凸起被郯庐断裂带分隔的最东端单独划分出来，为与原来的庙西凸起对应，将原庙西凸起命名为庙西北凸起，而将渤南低凸起的东端命名为庙西南凸起。图2-3 渤海海域二级构造单元划分表2-1 渤海海域构造单元划分一览表表2-2 渤海海域次洼分布一览表
三、 构造单元特征
在渤海海域的一级构造单元中，只有渤中坳陷是海域所独有的一个构造单元，其余构造单元均包括陆地和海域两部分。下面对渤海海域内的各构造单元特征进行简单说明。
1.埕宁隆起 （海域）
埕宁隆起（海域）位于渤海西部地区，整体呈NE向展布，主要包括埕子口凸起、埕北低凸起、沙垒田凸起、石臼坨凸起、马头营凸起、秦南凸起、埕北凹陷、沙南凹陷、秦南凹陷、昌黎凹陷、乐亭凹陷等。
埕子口凸起位于渤海海域西南部，跨海域和陆地，其中在海域的2面积为2036km。其在海域部分的东北边缘主要是以地层超覆形式接触，并发育断阶带的斜坡。凸起顶部被东营组覆盖。
埕北低凸起位于渤海海域西部，北临沙南凹陷，南接埕北凹陷，2走向为SE向，条带状，长约50km，面积为418km。其西南部边界为EW走向的埕北断裂和沙中2号断裂，其他边界均为沙河街组超覆的斜坡带。埕北低凸起顶部被东营组覆盖。
沙垒田凸起位于渤海海域西部，东接渤中凹陷，西邻歧口凹陷，2它是渤海海域面积最大的凸起，面积为1978km，走向为近EW向。凸起被沙北断裂和沙中1号断裂切割成连续的东西两块，其中东块的面积较大，除东南端是以地层的超覆形式接触外，凸起的周围均以断裂为边界，北界和南界为沙北断裂，南界是沙南断裂；西块的面积较小，其东南界为沙中1号断裂，西北界为海河断裂，北端为地层超覆的斜坡，歧口1号断裂在其内部发育。沙垒田凸起顶部覆盖的地层有东营组和馆陶组，其中大部分区域被馆陶组覆盖，只是在凸起的边缘被东营组覆盖。2
石臼坨凸起位于渤海海域北部，南邻渤中凹陷，面积为1350km。凸起走向为EW向，其东西线长约100km。南侧边界为大断层，从西向东分别为柏各庄断裂、石南断裂、石臼坨3号，其中石南断裂南侧的石南斜坡带也属于石臼坨凸起，斜坡带的走向为SE向，其西边界断裂和南边界断裂分别是SE走向的石臼坨1号和EW走向的石臼坨2号，而凸起北侧被新生代地层超覆。石臼坨凸起东部的细长区域又称428构造带，它长30km、宽约4km，其北侧不是斜坡，而是EW走向的石北1号和石北2号断裂。凸起顶部被东营组和馆陶组覆盖，其中东营组的覆盖面较广，而馆陶组主要分布在中央部位。
秦南凸起位于渤海海域北部，南邻秦南凹陷，呈扁椭圆状，面积2为734km，走向为EW向。秦南凸起的大部分位于海域，小部分处于陆地位置。其东南边界断裂为秦南2号断裂，东南端被许多断层切割，形成断阶带，而北侧被新生代地层超覆。凸起顶部部分被东营组覆盖。
埕北凹陷位于渤西地区南部，条带状，走向为NW向，面积为2927km。凹陷受东北方的埕北低凸起和西南方的埕子口凸起夹持，具有东北断西南超的结构特征。控凹断裂是埕北断裂，控制两个次洼的形成，分别为东南次洼和西北次洼，基底埋深达4km，其中沙河街组厚度达1000m。2
沙南凹陷走向为NW向，面积为3298km。它东接渤中凹陷和黄河口凹陷，西接歧口凹陷，南临埕子口凸起和埕北低凸起，北临沙垒
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