渤海湾盆地位于华北东部, 为中— 新生代裂陷盆地, 在地理上包括华北平原、渤海海域和下辽河平原3个区域, 其西部和北部边界分别为太行山和燕山山脉, 南邻鲁西南隆起, 东侧为郯庐断裂带所限。总体上呈长轴1000 km左右的北北东向近菱形展布, 其南、北两端较窄, 介于50~100 km之间, 中部最宽, 可达400 km以上, 总面积约2× 10⁵ km²。盆地内新生代沉积厚度几百至几千米, 最厚可达12 000 m, 油气资源丰富, 是中国东部重要的油气产区(刘鸿允, 1959; 陈世悦等, 2016)。

根据渤海湾盆地古近系的纵向和横向分布, 通常把渤海湾盆地划分为冀中、黄骅、临清、济阳、渤中和下辽河— 辽东湾6个坳陷, 沧县、邢(台-)衡(水)、埕宁和内黄4个隆起, 共10个次级构造单元。坳陷和隆起由更次一级的凸起和凹陷构成(陈凯等, 2012)(图1)。

图1

Fig.1

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	图1 渤海湾盆地新生代沉积区构造轮廓简图Fig.1 Sketch map of tectonic outline of the Cenozoic sedimentary area in Bohai Bay Basin

新生界是渤海湾盆地沉积地层的主体, 其沉积特征反映了裂谷盆地张裂— 深陷— 消亡的完整过程。 渤海湾盆地新生代构造演化经历了古近纪裂陷沉降阶段和新近纪至第四纪后裂陷阶段, 基本完成了一个完整的裂陷作用旋回。裂陷期发生了多幕裂陷和多幕沉降充填, 可大致划分为孔店组— 沙四段、沙三段、沙二段— 东营组沉积时期的3个裂陷伸展幕, 不同坳陷裂陷伸展幕的划分略有差异, 渐新世末, 盆地裂陷作用基本结束, 进入裂后热沉降阶段直至现今(任风楼等, 2008; 黄雷等, 2009; 冯有良, 2005; 冯有良等, 2010; 李三忠等, 2010)。

1.2.1 孔店组

孔店组的命名始于黄骅坳陷孔店凸起处, 该处孔店组直接覆盖在上古生界之上。现已查明渤海湾盆地内孔店组的分布并不均匀, 其中以黄骅坳陷最为发育, 但分布也不连续, 多集中于孔店、沧东、南皮3个凹陷中。

黄骅坳陷的孔店组从岩性上看, 大体可分3段, 自下而上为: 孔三段以红色泥岩为主, 夹灰绿色砂岩, 尚未发现化石; 孔二段一般为灰色砂泥岩, 含五图真星介化石, 局部地带夹基性喷发岩; 孔一段是1套红色碎屑岩, 其中含有火红美星介化石组合及大量的麻黄粉属化石。临清坳陷孔店组分布于东部地区, 西部大部分地区缺失(仅残存于丘县凹陷与南宫凹陷中), 沙三段不整合于白垩系之上; 辽河坳陷内与孔店组对应的是以玄武岩为主、夹暗紫红色泥岩的房身泡组; 渤海海域内孔店组钻遇井少, 与陆上坳陷对比后也分为3段; 济阳和冀中坳陷孔店组分布较为普遍(孙永传等, 1989; 姚益民, 1995; 纪友亮和张世奇, 1996, 1998)。

1.2.2 沙四段

沙四段在渤海湾盆地各坳陷普遍发育, 岩性为1套深灰色泥岩与砂岩、砾岩、盐岩互层, 沉积环境为深湖、半深湖、三角洲、扇三角洲、滩坝和生物碎屑滩。

渤海湾盆地中, 沙河街组四段在济阳坳陷、冀中坳陷内发育较全, 可分为上、中、下3个亚段。辽河坳陷在沙四段中、下亚段沉积时期处于隆起状态, 缺失该套地层, 仅在西部凹陷和大民屯凹陷中发育沙四段上亚段; 根据沉积旋回变化, 黄骅坳陷原沙四段相当于其他坳陷沙四中、下亚段, 而其沙三⁵岩性段分别与其他坳陷的沙四上亚段相当; 渤海海域渤中10井钻遇的沙四段3个岩性段对应于其他坳陷的沙四段上、中、下3个亚段。临清坳陷沙四上亚段对应于其他坳陷的沙四中、上亚段(姚益民, 1995; 高红灿等, 2011)。

1.2.3 沙三段

沙三段在渤海湾盆地各坳陷普遍发育, 岩性为1套黑色泥岩、页岩与砂岩、砾岩、盐岩互层, 沉积环境为深湖、半深湖、三角洲、扇三角洲、湖底扇和盐湖。济阳坳陷、渤海海域(图2)、辽河坳陷中将沙三段划分为沙三上、沙三中、沙三下3个亚段, 而中原油田将临清坳陷及其内部主要含油气凹陷东濮凹陷沙三段划分为沙三¹、沙三²、沙三³、沙三⁴4个亚段。冀中坳陷沙三段被划分为沙三¹、沙三²、沙三³、沙三⁴、沙三⁵、沙三⁶6个亚段, 黄骅坳陷的沙三段也被划分为沙三¹、沙三²、沙三³、沙三⁴、沙三⁵5个亚段。通过综合对比分析, 本次研究将临清坳陷和黄骅坳陷的沙三¹、冀中坳陷的沙三¹和沙三²划归沙三上亚段; 将临清坳陷沙三²、沙三³, 黄骅坳陷沙三²、沙三³和冀中坳陷沙三³、沙三⁴划归沙三中亚段; 将临清坳陷、黄骅坳陷沙三⁴和冀中坳陷沙三⁵、沙三⁶划归沙三下亚段(姚益民, 1995)(表1)。

图2

Fig.2

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	图2 渤海湾盆地渤中凹陷古近系地层柱状图(据徐长贵等, 2005; 有修改)Fig.2 Histogram of the Paleogene stratigraphy in Bozhong sag, Bohai Bay Basin(modified from Xu et al., 2005)

表1

Table1

表1(Table1)

表1 渤海湾盆地地层划分对比表 Table1 Stratigraphic division and correlation in Bohai Bay Basin

表1 渤海湾盆地地层划分对比表 Table1 Stratigraphic division and correlation in Bohai Bay Basin

1.2.4 沙二段

沙二段在渤海湾盆地各坳陷普遍发育, 地层划分也比较一致, 划分为沙二上亚段和沙二下亚段。岩性主要为一套红色砂泥岩互层, 沉积环境为干旱湖盆(姚益民, 1995)。

1.2.5 沙一段

沙一段在渤海湾盆地各坳陷普遍发育, 地层划分也比较一致, 划分为沙一上亚段和沙一下亚段。岩性主要为暗色泥岩、砂岩、碳酸盐岩、盐膏岩, 沉积环境以深湖和半深湖、滩坝、生物碎屑滩坝为主, 沉积面积广(姚益民, 1995)。

1.2.6 东营组

东营组在渤海湾盆地各坳陷普遍发育, 地层划分也比较一致, 划分为东营组一段、二段和三段。岩性为棕红、灰绿色泥岩与灰白色、紫红色粉砂岩、细砂岩、砾状砂岩互层, 为河流、泛滥平原相和滨浅湖沉积。由于受华北运动Ⅱ 幕的影响, 其顶部遭受剥蚀, 有些地区东一段几乎剥蚀殆尽。

孔店组是盆地发展早期的沉积。当时盆地地势高差大, 断裂控制的各凹陷彼此分隔独立, 气候干热, 沉积速率大于沉降速率, 粗碎屑及红色沉积分布普遍, 盐湖沉积发育, 湖相沉积范围小。冲积扇— 河流冲积平原、冲积扇— 盐湖是最重要的2种沉积体系, 仅局部地区发育近岸水下扇— 湖泊体系。

2.1.1 辽河坳陷古地理展布特征

以厚层的玄武岩为主, 夹碎屑岩沉积, 在西部凹陷东侧、大民屯凹陷东侧靠台安— 大洼断裂一带发育较局限的湖泊相沉积, 在西部凹陷和大民屯凹陷西侧发育有冲积扇— 河流冲积平原沉积体系(图3)。

图3

Fig.3

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	图3 渤海湾盆地古近纪孔店组沉积时期古地理Fig.3 Palaeogeography of the Paleogene Kongdian Formation sedimentary age in Bohai Bay Basin

2.1.2 渤海海域古地理展布特征

孔店组沉积范围较小, 为彼此分隔的单断沉积凹陷。各凹陷以滨浅湖亚相沉积为主。孔店组仅有少数井钻遇, 钻井位置在凸起区, 揭示主要为冲积扇和洪泛平原、滨浅湖沉积, 如在渤中34-2-1井等井区发育有冲积扇— 冲积平原体系。推测存在膏盐岩和泥质岩发育的半深湖区, 位于沙垒田与石臼坨凸起之间及渤南凸起与渤东低凸起之间的区域(董艳蕾等, 2007)。

2.1.3 黄骅坳陷古地理展布特征

黄骅坳陷孔店组沉积相的宏观展布具以下5个特点: (1)孔店组沉积主要分布于坳陷的南部地区, 表现为一自成系统的内陆闭流凹陷沉积, 以冲积扇— 河流冲积平原— 湖泊体系为主; (2)沧东凹陷为主要沉积、沉降中心, 以油页岩、暗色膏泥岩为主, 向外侧变为红色砂泥岩沉积。各类砂岩、砾岩岩相以沧东凹陷为中心呈近半环带状展布。(3)冲积扇相呈舌状沿盆地边坡分布。冲积扇体一般在凹陷的东侧规模大, 分布连续, 沉积物粒度较粗; 南北侧冲积扇体规模相对较小, 分布亦不连续, 沉积物粒度较细。(4)膏泥岩和泥膏盐沉积区, 早期零星分布, 晚期集中分布于沧东凹陷和徐杨桥西南侧。它们和冲积扇相之间为广阔的冲积平原相沉积。(5)在灯明寺和望海寺发育有火山岩(冯文杰等, 2018)。

2.1.4 冀中坳陷古地理展布特征

北部受太行山东麓深断裂带北段的大兴断裂控制而发育有近岸水下扇和湖泊沉积体系。湖区面积有1200 km², 较深湖区位于西部深断裂一侧, 滨浅湖区位于东部缓坡带, 岩性由红色、绿色及灰色泥岩夹细砂岩组成, 局部地区发育砾石滩。近岸水下扇主要分布于大兴断层下降盘, 平行于断层呈带状分布(图3, 图4), 水下扇的砾石成分为古生代灰岩及中生代喷出岩。

图4

Fig.4

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	图4 冀中坳陷廊固凹陷古近系层序及沉积相剖面图(剖面位置见图1)Fig.4 Sequence and sedimentary facies profile of the Paleogene in Langgu sag, Jizhong Depression(See Fig.1 for the profile’ s location)

由于受太行山东麓断裂带中、南段及坳陷周边老山、坳陷内部剥蚀山地的控制, 冀中坳陷中部、南部广泛分布有冲积扇— 河流冲积平原体系。岩性由杂色砂砾岩和红色泥岩组成。砂砾岩厚度占剖面厚度的40%~90%, 成分成熟度及结构成熟度极低。平面形态呈扇状或扇裙状。近断裂带或山前的扇根部分, 砂砾岩占地层厚度的90%以上, 砾石大小悬殊, 杂乱堆积, 略显正韵律。冲积平原部分由砂砾岩与红色泥岩, 或红色泥岩夹砂砾岩组成(杜威等, 2020)。

坳陷南部发育有冲(坡)积扇— 盐湖沉积体系, 与黄骅坳陷孔店组相似, 砾岩一般不具层理, 砾石直径3~6 cm, 成分为燧石、石英岩、灰岩及火山岩等。

2.1.5 济阳坳陷古地理展布特征

孔店组沉积时期, 在东营凹陷和惠民凹陷中部发育有较局限的滨浅湖亚相沉积, 在东营凹陷和沾化凹陷中分布有零星的盐岩、膏岩相沉积。其余部分沉积有广泛发育的冲积扇— 河流— 冲积平原(或洪水— 漫湖)沉积体系(年涛, 2019; 年涛等, 2021)(图3)。

2.1.6 临清坳陷古地理展布特征

东濮凹陷、冠县凹陷以及德川凹陷、莘县凹陷边缘地区主要发育有冲积扇— 河流冲积平原沉积体系, 而德川凹陷和莘县凹陷中部则发育有滨浅湖亚相沉积, 莘县凹陷西南部发育有近岸水下扇沉积(纪友亮等, 2005)。

沙四段沉积早期地势高差较大, 气候干燥, 渤海湾盆地湖区范围仍逐渐扩大, 水体由浅变深, 且逐渐稳定, 早期普遍形成红色砂泥质沉积, 因此主要发育与孔店组一致的冲积扇— 河流冲积平原— 湖泊沉积体系(图5); 沙四段沉积中晚期, 由于断裂活动有所增强, 湖泊面积扩大, 水体加深, 主要为近岸水下扇— 扇三角洲— 滩坝— 湖泊体系和冲积扇— 盐湖沉积体系, 在浅水地带发育广泛的碳酸盐岩沉积和生物礁。后期湖盆萎缩, 形成以冲积扇— 河流冲积平原为主的沉积体系, 并在顶部遭受剥蚀, 形成层序边界。盆地北部的辽河坳陷由于处于相对隆起状态, 故缺失了沙四段下部的沉积。

图5

Fig.5

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	图5 渤海湾盆地古近纪沙四段沉积时期古地理Fig.5 Palaeogeography of the Member 4 of Paleogene Shahejie Formation sedimentary age in Bohai Bay Basin

2.2.1 辽河坳陷古地理展布特征

该阶段的构造运动在辽河坳陷很不均衡, 大民屯凹陷和西部凹陷断裂及扩张较为明显, 而东部凹陷断裂活动微弱, 基本上没有接受沉积。

1)大民屯凹陷。沙四段上部沉积时期凹陷古地貌形态呈西高东低、南高北低的特征。在凹陷北部和东部的大部分地区发育湖泊相沉积, 以暗色泥岩沉积为主, 局部发育有浊积岩(静74井), 该浊积岩面积不大, 呈孤立的透镜体, 夹持在暗色泥岩中。凹陷西部南端局部发育有粗碎屑的砾岩、砂砾岩及红色、杂色泥岩顺斜坡而下堆集而成的冲积扇沉积体系。

2)西部凹陷。由于构造活动和古地貌形态的分割, 凹陷的沉积环境南北差异很大, 大致以凹陷中部的曙光潜山和兴隆台古隆起一线为界, 形成南北2种环境。北部地区为无明显水流注入的半封闭湖湾区, 发育了滨浅湖亚相沉积。封闭的环境造成该区的水体具有高矿化度的特征, 碳酸盐岩沉积物相对发育, 主要为云质灰岩、钙质页岩和鲕粒灰岩, 此外还有暗色泥岩夹薄层粉砂岩。总厚度一般为100~150 m, 其中鲕粒灰岩局部集中, 成为储集层。该区域以湖相沉积为主, 仅在北端的牛心坨形成小范围扇三角洲沉积。南部地区物源来自西部山地, 因此, 沿西侧一带砂岩偏多, 为扇三角洲沉积。由北至南分别发育了曙光、齐家— 欢喜岭扇三角洲, 横向上连为一体呈带状。东侧主要为滨浅湖相沉积, 局部发育有滩坝相砂体。

2.2.2 渤海海域古地理展布特征

渤海海域钻遇沙四段的井较少。根据已有钻井资料分析, 本段地层分布较为局限。在渤中坳陷中北部的渤中10井— 渤中6井— 渤中3井区域发育近岸水下扇— 湖泊沉积体系; 在渤中坳陷南部发育有冲积扇— 河流冲积平原— 湖泊沉积体系; 在沙垒田凸起南北两侧发育有冲积扇— 扇三角洲沉积(何仕斌等, 2001; 刘强虎等, 2017)。

2.2.3 黄骅坳陷古地理展布特征

与孔店期的沉积范围相比有了明显的向北扩大。在坳陷中部发育有范围较大的滨浅湖亚相沉积。沉积区主要分布于坳陷中南区, 靠近沧县隆起的坳陷西部边缘和靠近埕宁隆起的中南部边缘有河流的注入, 发育有带状的冲积扇— 河流冲积平原沉积体系; 在舍女寺— 齐家务— 天津市新港一带和齐家务— 王徐庄— 赵家堡以及以东一带发育有环带状的滨湖亚相沉积; 在坳陷中部的太平村— 唐家河— 歧口及以东地区发育有浅湖— 半深湖亚相沉积, 局部夹含小面积的湖底扇沉积(姜华等, 2009; 祁鹏等, 2010)。

2.2.4 冀中坳陷古地理展布特征

沙四段沉积时期的古地形承袭了孔店期的地形特征, 但其高差明显减小, 湖泊面积向南有了很大的扩展, 孔店组沉积时期的南北分区面貌基本上已不存在。坳陷北端靠燕山褶皱带的地区和南端发育冲积扇— 河流冲积平原— 沼泽沉积体系(图5); 坳陷西侧靠太行山隆起的中南段和东部地区发育冲积扇— 河流冲积平原沉积体系; 坳陷东南端发育冲积扇— 干盐湖沉积体系。坳陷中部地区发育广泛的湖泊相沉积, 坳陷北部宝坻凸起附近以及坳陷靠沧县隆起的东部地区发育有冲积扇— 河流冲积平原沉积体系, 岩性以红色泥岩夹砂岩为代表。坳陷中北部的廊坊— 固安— 霸县一带发育水下扇— 湖泊沉积体系。西部大兴断层的强烈活动, 促使西部发展为沉积中心, 形成较深— 深湖区, 西侧山高岸陡, 河流带来的碎屑物直接注入湖区形成近岸水下扇; 而东岸地势平缓, 形成以滩坝为主的沉积。坳陷中南部和南部分别发育有冲积扇— 河流冲积平原— 滨湖沼泽沉积体系和冲积扇— 河流冲积平原— 干盐湖(潟湖)沉积体系。

2.2.5 济阳坳陷古地理展布特征

沙四段沉积时期, 气候开始由原来的孔店组沉积时期的干旱气候向温暖潮湿气候的转变, 其沉积范围和湖泊范围较孔店组有较大的扩大, 湖域面积广, 湖水深度增大, 主要为深湖— 半深湖沉积。在各凹陷的周边地区有物源注入, 陡坡带形成近岸水下扇或扇三角洲, 斜坡带的浅湖区发育滩坝和碳酸盐岩滩, 深湖区发育湖底扇(图5)。3个主要凹陷的古地理特征如下:

1)沾化— 车镇凹陷。沙四段沉积中心转移明显, 主要在渤南洼陷, 湖水深度大, 最大沉积厚度达700余米, 而孤北洼陷、郭局子洼陷及套儿河洼陷平均厚度在100 m左右。沙四段岩性主要为灰质泥岩夹油页岩、石灰岩、生物灰岩和薄层砂岩, 沾化凹陷义东、孤南地区发育生物礁。另外, 从地球化学特征来看, B/Sr值平均为0.004, B/K值为0.2, 用硼测得古盐度为18‰ ~32‰ , 基本上属于咸化湖泊范畴。从沾化— 车镇凹陷沙四段砂岩百分比趋势来看, 砂岩百分比含量较高的部分多属于陡坡带和缓坡带的扇形砂体。沉积环境主要以咸化湖泊为背景, 在沾化凹陷南斜坡及车镇凹陷大部分地区属滨浅湖沉积, 在套儿河洼陷及郭局子洼陷北部陡坡发育冲积扇沉积, 陈家庄隆起北部及孤北洼南部发育三角洲沉积, 渤南洼陷北坡以扇三角洲裙为特征。较深湖沉积主要发育在渤南洼陷及孤北洼陷, 并零星见有深水浊积岩分布。

2)东营凹陷。沙四段沉积时期, 水深较大, 主要为深湖— 半深湖环境, 沉积中心较为分散, 地层最大厚度为400多米, 平均为200~300 m, 横向变化较小。砂体主要分布于陈家庄凸起下降盘, 砂体分布较为集中, 厚度较大, 为沿陡坡带形成的近岸水下扇及断槽重力流沉积碎屑岩, 在坡折带的浅湖区发育碳酸盐岩滩坝沉积。在沉降中心及附近的深湖环境形成了呈环状分布的浊积岩、风暴岩。

3)惠民凹陷。沙四段沉积以深灰、褐色泥岩、油页岩、泥灰岩和灰岩互层为特征, 主要为深湖— 半深湖环境。沉积中心相对于孔店组有所转移, 主要的沉积中心在阳信洼陷, 最大沉积厚度达700余米。砂体分布趋势主要在陡坡带, 滋镇洼陷、阳信洼陷及里则镇北部陡坡带均有砂体分布。北镇洼陷的物源主要来自埕宁隆起, 碎屑物质直接注入湖泊水体, 形成扇三角洲— 湖泊沉积体系, 在扇三角洲前缘形成了湖底扇沉积。在滋镇洼陷、阳信洼陷的较深湖区, 均可见浊积岩分布, 在缓坡带则发育三角洲砂体及滩坝砂体。

2.2.6 临清坳陷古地理展布特征

临清坳陷沙四段沉积时期, 除东濮凹陷外, 其余地区沉降弱, 水体浅, 主要发育有冲积扇相、河流相、滨浅湖相和三角洲相等。

1)德州凹陷。为沙四段临清坳陷的主要沉积中心之一, 以滨浅湖亚相沉积为主。在西侧靠近武城凸起的边缘地区发育冲积扇— 河流冲积平原沉积体系; 在北部靠埕宁隆起区零星发育近岸水下扇沉积; 在凹陷中部发育有小范围的半深湖相沉积。

2)冠县凹陷。在凹陷南靠近馆陶凸起和武城凸起的西部边缘区、靠近堂邑凸起的东部边缘区均发育冲积扇— 河流冲积平原沉积体系; 凹陷中心区发育有半深湖相— 湖底扇沉积体系, 其余地区皆为滨浅湖相沉积。

3)莘县凹陷。其沉积特征与冠县凹陷相似, 靠近凸起(或隆起)的边缘地区发育冲积扇— 河流冲积平原沉积, 凹陷中部地区为滨浅湖亚相沉积, 局部发育分布范围较小的半深湖相沉积。

4)东濮凹陷。东濮凹陷是临清坳陷中沉降幅度和沉积厚度最大的凹陷。本段沉积时期, 沉积环境为深湖— 半深湖相。由于兰聊断层活动强烈, 造成水体东深西浅的特点。凹陷东部兰聊断层下降盘形成一系列近岸水下扇沉积; 凹陷北部的观城地区和南端的黄陵集— 马厂地区发育有三角洲相沉积; 凹陷西部发育冲积扇— 浅湖相沉积。中部和东部大部分地区为湖泊相沉积, 且半深湖亚相分布范围较广, 其中湖底扇沉积较发育。

沙三段沉积时期, 是渤海湾盆地的强裂陷期, 此时期控制各坳陷的主干断裂活动强烈, 地形高差较大, 湖盆大幅度沉降, 沉降大于沉积, 加上气候潮湿, 非补偿深水环境分布范围广阔, 湖区范围和水体深度达到最大, 可达200 m, 普遍发育黑色、深灰色泥岩和油页岩, 凹陷边缘发育深灰色泥岩和砂、砾岩互层, 沉积厚度达到2000 m。整体以近岸水下扇— 半深湖— 深湖— 湖底扇沉积体系和(扇)三角洲— 半深湖— 深湖— 湖底扇沉积体系为主(冯增昭, 1993)(图6)。常见和最具特色的沉积相类型是大型长轴三角洲及各种类型的浊流沉积、近岸水下扇、远岸湖底扇和三角洲前方的滑塌湖底扇等, 在盆地的各个坳陷的不同沉积背景中都能够找到, 类型多样, 特点各异。

图6

Fig.6

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	图6 渤海湾盆地古近纪沙三段沉积时期古地理Fig.6 Paleogeography of the Member 3 of Paleogene Shahejie Formation in Bohai Bay Basin

辽河坳陷和济阳坳陷沙三段是在沙四段沉积基础上的继续发展, 坳陷内的构造格局没有发生大的变化。冀中坳陷中央隆起带的形成将坳陷分隔为东西2个凹陷带, 东部凹陷带从饶阳经霸县到廊坊— 固安等凹陷, 是深湖和浅湖分布区; 西部凹陷带沉积速率大于沉降速率, 形成超补偿沉积的河流环境。黄骅坳陷在沙三段沉积之前, 沉积范围较小, 主要位于坳陷中南区, 沉积较薄。从沙三段沉积时期开始, 坳陷大范围沉降, 沉积中心向北转移, 沧东、歧口、南堡等凹陷成为主要沉积发育区。

2.3.1 辽河坳陷古地理展布特征

沙三段沉积时期, 西部凹陷、东部凹陷和大民屯凹陷虽都经历深陷期, 但裂陷强度不同, 西部凹陷最为强烈, 大民屯凹陷相对最弱。因此沉积物的表现形式不同, 西部凹陷以深湖— 半深湖和湖底扇为主; 东部凹陷由于断裂分割明显, 具有多沉积中心, 沉积相类型主要为湖泊、湖底扇、扇三角洲和冲积扇, 局部夹含伴随断裂活动而形成的火山岩; 大民屯凹陷以河流— 三角洲— 湖泊沉积体系为主(图6)。

1)大民屯凹陷。沙四段沉积时期的水进达到最大程度并维持一段时间后, 沙三段沉积早期开始水退。这次水退受凹陷沉降中心转移控制, 凹陷东界南段断层活动强烈, 南部沉陷, 北部相对抬升, 水体由北向南逐渐退缩, 范围较沙河街组四段沉积时期缩小, 且呈现了凹陷北端为陆上环境、南部为湖盆环境的局面。在湖盆内部, 湖底形态北高南低, 并有水下隆起, 水体较沙河街组四段沉积时期为浅, 水介质性质为淡水。物源供给区也随之改变, 此阶段的大民屯凹陷有3处4个陆源碎屑供给区。对凹陷沉积具有举足轻重作用的是北端三台子物源区。与凹陷长轴方向大致平行的河流贯穿南北, 携带陆源碎屑由北至南依次发育了如泛滥平原、三角洲平原和三角洲前缘亚相。地震资料显示, 沙三段具有清晰的前积结构。该物源区供给的碎屑覆盖面积约占整个凹陷的一半以上。与前阶段相比, 该物源是新生的物源, 它既是水退的结果, 同时由于碎屑大量供给, 又促进了水退。其次是凹陷东界南端法哈牛以东物源区, 该物源区的形成与南段断裂有直接关系。由断裂形成的断阶, 造成凹陷内外高差加大, 外侧物源注入凹陷, 在断层下降盘一侧形成冲积扇, 进入水体后向凹陷中心延伸的部分形成了扇三角洲。凹陷南端物源实际上是继承前阶段的物源, 但具有明显衰退的特征, 因而由其控制下发育的冲积扇, 特别是扇三角洲覆盖范围较前期大幅度减小。

2)西部凹陷。本段沉积时期西部凹陷急剧沉陷, 水进加剧, 形成了面积较广的深湖环境, 两侧高地提供物源, 凹陷中央发育深湖— 半深湖— 湖底扇沉积, 凹陷西侧发育近岸水下扇、扇三角洲和滨浅湖沉积体系^①。

3)东部凹陷。除西侧边部和茨榆坨、三界泡潜山外, 整个凹陷为湖水淹没。在西侧斜坡上, 自新开至大湾一线沉积了以砂砾岩为主夹有杂色泥岩的小型冲积扇— 扇三角洲沉积体系, 呈带状展布沿凹陷走向分布, 其物源方向来自中央凸起; 东侧断崖下的青龙台地区, 来自东部的物源形成了扇三角洲— 湖底扇沉积体系; 此外, 彰驿站外侧也有物源进入茨东断槽, 从外向里发育了冲积扇、扇三角洲及湖底扇体系组合。在驾掌寺洼陷、二界沟洼陷内亦应有此类沉积^①。

2.3.2 渤海海域古地理展布特征

沙三段沉积时期, 渤海海域地壳的拉张— 走滑断陷加剧, 改变了始新世时那种分割的局面, 彼此沟通, 形成一个完整的坳陷, 然而坳陷中仍发育众多的凸起。这一时期由于湖盆深、水域面积大以及长时间的沉陷, 形成了各凹陷以黑色、深灰色泥岩和页岩沉积为主, 仅在凹陷边缘和凸起周边有物源注入。该时期发育的沉积相主要有近岸水下扇、扇三角洲、半深湖— 深湖泥质沉积, 滨浅湖亚相, 局部见湖底扇沉积。

石臼坨凸起规模大, 在下降盘中形成多个近岸水下扇, 扇体规模一般较大。沙垒田凸起在东北、西南2个方向以断裂与渤中、沙南2个凹陷相接, 各形成一规模较大的近岸水下扇和扇三角洲沉积。庙西凸起与渤东凹陷为断层接触, 在断层下降盘发育了2个较大的近岸水下扇群。在庙西凸起与渤南凸起之间也发育有较大规模的近岸水下扇。渤东低凸起西北、东南两侧分别为渤中凹陷和渤东凹陷, 也形成了一些近岸水下扇, 但规模不大。埕北低凸起、渤南凸起与沙南凹陷、渤中凹陷均以缓坡过渡, 主要发育扇三角洲沉积。渤南凸起与埕北低凸起之间, 发育有湖底扇和小规模的近岸水下扇。

沙三段总的沉积特点是以近源、内源沉积为主, 深湖— 半深湖区面积大, 而滨浅湖仅在缓坡边缘发育; 粗碎屑沉积为陡坡发育近岸水下扇, 缓坡发育扇三角洲, 局部较大规模砂体前端可发育湖底扇(徐长贵等, 2005; 吴磊等, 2006; 杨波等, 2010)。

2.3.3 黄骅坳陷古地理展布特征

黄骅坳陷沙三段以湖泊相为主, 占90%以上, 岩性为深湖— 半深湖相的灰黑色、深灰色泥岩, 仅在靠埕宁隆起的东南缘和靠沧县隆起的中段发育有小范围的河流冲积平原沉积, 在坳陷中部零星分布有火山岩相(图6)。

沙三段沉积时期沉积中心位于坳陷中北部, 该区紧邻燕山物源区, 边界断层活动强烈, 在陡坡带发育近岸水下扇, 在北大港地区发育湖底扇。

黄骅坳陷南堡凹陷的高尚堡地区近岸水下扇分布于边界断层下降侧, 沉积厚度1000 m。平面可分为扇根、扇中、扇缘3个亚相。扇根主要由混杂堆积的砾岩、砂岩等组成, 具块状构造; 扇中由互层状砂砾岩或含砾砂岩组成; 扇缘为暗色泥岩或粉砂岩夹薄层砾岩或砂岩构成。

黄骅坳陷中区的北大港区, 湖底扇基本成一扇形, 其分布面积约600 km², 其延伸方向为北东— 南西, 横剖面上呈楔形体, 是近岸砂体滑塌搬运再沉积的产物, 鲍马序列各段均可见到^②。

2.3.4 冀中坳陷古地理展布特征

沙三段沉积时期, 受北东向构造的影响, 冀中坳陷东西分带清楚, 整个坳陷分成3个带: 西部凹陷带、中央隆起带和东部凹陷带。西部凹陷带的凹陷小而浅, 东部凹陷带大而深, 连成一体。以保定— 雄县— 永清— 武清一线为界, 将坳陷分成南北两区, 北区西陡东缓, 南区东陡西缓。

在北区廊固凹陷大兴断层下降盘发育近岸水下扇沉积, 砾岩占地层厚度的50%以上, 分布范围达300 km², 是一套巨厚的成分单一、分选差、颗粒— 基质支撑、快速堆积的砂砾岩体沉积。其横向变化迅速, 在近岸处呈裙带状分布^③。

北区廊固凹陷较深湖区发育有深水浊流沉积, 其显著特点是频繁出现正韵律序列, 递变层理清楚, 粒度概率图以宽粒度区间、低百分含量为特征, 陆源成分多且成熟度低, 其岩屑含量可高达60%~70%, 该套粗粒沉积剖面上夹于湖相泥中、平面上位于深水湖心部位(杨德相等, 2016)。

冀中坳陷北区的其余大部分地区为滨浅湖、半深湖亚相沉积, 只在靠沧县隆起的边缘发育沼泽相和滨湖滩坝相沉积^①。

冀中坳陷西南部的清苑— 赵兰庄地区和沧县隆起西侧发育有河流冲积平原沉积。前者处于西侧太行山主要物源控制下, 持续处于补偿和超补偿状态, 由红色泥岩和砂岩组成, 砂岩段一般为从含砾砂岩到中细砂岩和粉砂组成的正韵律层。后者向坳陷中部过渡为三角洲相沉积。冀中坳陷南区的南部也发育小型三角洲沉积, 其余地区分布有广泛的滨浅湖— 深湖— 半深湖亚相沉积(张大智等, 2008; 曾洪流等, 2015; 罗妮娜等, 2020; 张宸赫等, 2020)。

2.3.5 济阳坳陷古地理展布特征

济阳坳陷沙三段深湖亚相泥岩广泛分布, 约占坳陷总面积的90%, 暗色泥岩累计厚度可达千米以上。砂砾岩在剖面中的含量仅10%~15%。沙三段沉积时期是济阳坳陷最重要的生油岩发育阶段。

1)东营凹陷。沙三段沉积时期, 水体普遍较深, 范围较大, 以湖泊相沉积为主, 发育来自东部的长轴大型三角洲和湖底扇沉积。沉积中心较分散, 地层最大厚度达600 m, 平均厚度为300~400 m。砂体分布可分为2种类型: 一种是在缓坡带形成的具一定规模的三角洲沉积, 在其附近可发育有滩坝及风暴岩沉积, 主要发育于凹陷南部地区。另一种类型是浊流沉积物, 又可细分成3种: 陡坡近岸水下扇、斜坡具供给水道的远岸湖底扇和三角洲滑塌湖底扇, 分别以发育于凹陷北部的陈家庄南侧近岸水下扇、凹陷南部的梁家楼湖底扇和凹陷中部的牛庄三角洲前缘浊积岩透镜体为代表(刘鑫金等, 2017; Liu et al., 2021)。

2)沾化— 车镇凹陷。沙三段沉积时期沾化— 车镇凹陷湖盆发育最兴盛, 巨厚的深湖泥岩占79%, 埕子口、陈家庄及义和庄凸起为湖盆沉积的主要物源区, 在其附近形成近岸水下扇和深水湖底扇等浊积流沉积。沉积中心变得较为复杂, 渤南、郭局子及套儿河洼陷为新的沉积中心, 最大沉积厚度可达500 m, 孤北洼陷、富林洼陷的沉积平均厚度也可达250~300 m。砂岩百分比等值线趋势表明, 砂岩含量较高的部位基本上沿陡坡带发育扇三角洲及扇三角洲裙, 缓坡带主要发育三角洲及碎屑滩坝沉积^②。

3)惠民凹陷。沙三沉积时期湖盆面积较大, 水体较深, 以大套暗色泥岩、油页岩夹浊积岩体为特色。由于古地理环境的变迁, 惠民凹陷主要的沉积中心在临南洼陷及阳信洼陷, 最大沉积厚度可达500 m。见有较多适应深水环境的古生物化石, 如脊刺华北介、稳瘤华北介、惠民华北介、扁平高盘螺及渤海藻等, 有机质含量丰富, 有机碳含量1.5%~2%, 总烃含量在600× 10^-6以上, 为极好的生油岩。惠民凹陷砂体含量较高部位主要在凹陷西部临盘地区及阳信洼陷北部陡坡带, 主要发育推进式三角洲及扇三角洲的砂体沉积。惠民凹陷沙三段沉积时期, 较深湖沉积主要分布在临南洼陷及滋镇洼陷, 临南地区沿湖盆长轴方向发育长轴三角洲体系, 三角洲体系由一系列朵状体呈裙状分布, 为来自南西西方向物源的主要河流多期改道、分叉的结果。在三角洲朵体前缘的深水区(主要为临南洼陷、宿安)发育深水浊积岩。临南斜坡发育了短轴三角洲, 从地震测线上可明显看出典型S型前积, 物源来自南侧, 可能有较大河流注入。滋镇洼陷陡岸带陵县— 基山断裂下降盘主要分布了扇三角洲裙, 物源来自凹陷北侧。阳信洼陷北坡发育冲积扇沉积, 物源来自埕宁隆起。

2.3.6 临清坳陷古地理展布特征

沙三段沉积时期是临清坳陷的深陷期, 水体扩大, 深湖亚相和半深湖亚相沉积范围是整个沙河街组最大的。

临清坳陷北部地区有多个沉积中心发育, 其中德州凹陷的沉积中心是德南, 冠县凹陷的最大沉积中心是中部的白马湖次凹和冠县东次凹; 莘县凹陷的沉积中心是中部的堂邑次凹。这些沉积中心发育深湖— 半深湖亚相, 此时围绕它们的滨浅湖相区大部分已连通, 组成坳陷北部的沉积主体。在堂邑凸起的西侧、武城凸起的东侧和姜店次凹东缘发育近岸水下扇沉积; 在内黄隆起北侧、莘县凹陷东缘发育有三角洲相沉积; 在德南洼陷、白马湖次凹和堂邑次凹的半深湖暗色泥岩中, 局部夹含零星分布的湖底扇沉积。

临清坳陷南部地区的东濮凹陷仍然呈现东深西浅的特征。东部沿兰聊断层的濮城、前梨园、白庙、新庄出现串珠状分布的近岸水下扇。西南部的大部分地区为河流冲积平原沉积。凹陷北端、南端和中部的海通集附近发育有大型的三角洲相沉积, 凹陷沉积中心部位为深湖— 半深湖相泥岩和页岩。北部以文留为中心发育小范围的盐湖相盐岩、盐膏岩沉积(赵澄林等, 1992; Wang et al., 2021)。

渤海湾盆地各凹陷沙二段以浅灰色泥岩、灰绿色、棕红色泥岩夹砂岩和砾岩沉积, 地层厚度较沙三段小很多, 仅有50~300 m。反映了沙二沉积时期, 边界断裂活动减弱, 盆地扩张和裂陷大为减弱, 气候干旱, 加上大量碎屑物质的不断进积、充填, 致使盆地水体变浅、水域变小, 半深湖亚相明显缩小, 而三角洲沉积和河流冲积平原沉积较为发育(图7)。

图7

Fig.7

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	图7 渤海湾盆地古近纪沙二段沉积时期古地理Fig.7 Palaeogeography of the Member 2 of Paleogene Shahejie Formation sedimentary age in Bohai Bay Basin

2.4.1 辽河坳陷古地理展布特征

由于受区域大背景上断裂活动减弱的影响, 大民屯凹陷和东部凹陷湖盆萎缩、消失, 主要发育冲积扇— 河流冲积平原和河流沼泽等陆上沉积类型, 仅在西部凹陷发育湖泊相沉积。东部凹陷中区零星分布有火山岩体。

1)大民屯凹陷。沙二段沉积时期, 大民屯凹陷迅速回返, 沉积环境发生了很大变化, 水域面积明显收缩, 除局部地区保持了零星的、小面积水域外, 其他广大地区皆为陆上环境。泛滥平原相发育范围较大。由于是河流冲积沉积物, 其各亚相、微相配置关系错综复杂。大民屯凹陷以红色泥岩发育为其显著特征, 红层厚度达200 m以上。凹陷南部西侧和北部西侧局部地区粗碎屑从边缘高地向低处推进, 发育了冲积扇体系。

2)西部凹陷。该阶段由于断裂活动减弱和北端的隆起, 湖盆扩张作用趋于停止, 致使湖盆水体收缩, 沉积环境较早期阶段有较大不同。浊积沉积区向南偏转。在东侧, 由早期的高升地区转移到兴隆台地区, 并受冷家堡断崖的影响成为一个新的浊积发育区。碎屑物由冷东断崖进入湖盆, 一部分就近沉积在断崖深槽内; 一部分向南北两侧(主要向南)流动一定距离后沉积下来, 兴隆台地区为一水下高地, 沉积物重力流在流动过程中, 受地形影响, 浊积体在不同部位厚度变化很大。在西侧, 同样受北端隆起的影响。早期阶段4条峡谷中北部的2条消失; 南部峡谷虽依然保留, 但浊积岩的沉积规模和范围较早期大为缩小。

与前一阶段相比, 该阶段的沉积物重力流能量明显降低, 表现在浊积砂体颗粒较细、厚度较薄、分布面积较小、多呈透镜状分布。

3)东部凹陷。裂陷及扩张活动减弱, 早期沉积物充填了凹陷, 地势较平坦, 略呈北高南低状, 同时两侧山地高差变小, 湖水由北向南逐渐退出。除牛居至青龙台地区和东坡边缘地区发育冲积扇外, 其余为泛滥平原相, 在泛滥平原内, 河流往复改道, 河道间的洪泛区内植物繁盛, 在地层中见到碳质泥岩由北向南增多的现象。

2.4.2 渤海海域古地理展布特征

渤海海域沙二段沉积时期, 基本上继承了沙三段沉积时期的特点, 以湖相沉积为主, 但湖盆范围变小, 半深湖相分布区域明显缩小。在坳陷边缘和凸起周边发育有近岸水下扇或扇三角相沉积(图7)。水下隆起和凸起边缘发育碎屑滩坝和生屑滩坝。

石臼坨凸起北侧、沙垒田凸起南侧及庙西凸起、埕北低凸起的西北侧, 均以较大的边界断裂与洼陷接触, 在断层下降盘形成多个近岸水下扇, 局部断层活动不强地区可形成扇三角洲。在渤南凸起, 埕北低凸起北侧, 整体为缓坡与洼陷接触, 局部发育有断层, 主要发育为扇三角洲, 边部为滨浅湖泥质沉积。沙垒田凸起东北侧虽有断层活动, 但活动幅度小, 主要形成扇三角洲。在沙垒田凸起东侧及庙西与渤南凸起之间的斜坡下部, 由于受局部断层影响, 发育有水下扇。沙垒田凸起的东南端斜坡部位及石臼坨凸起东部的低隆起, 发育有碳酸盐岩台地及滨浅湖滩坝沉积(赵国连和赵澄林, 2002; 朱筱敏等, 2008, 2019)。

2.4.3 黄骅坳陷古地理展布特征

沙二段沉积早期, 黄骅坳陷湖泊分布范围仍较广, 以北大港和沧州南部地区为沉积中心, 发育有较丰富的深水湖底扇沉积。后期随边界断裂活动的减弱, 湖盆开始收缩, 陆源碎屑沉积向湖推进, 在坳陷西部边缘北段发育河流冲积平原— 三角洲沉积体系, 物源来自沧县隆起; 坳陷中南部边缘发育冲积扇— 河流冲积平原和扇三角洲沉积体系; 在坳陷北缘的高尚堡地区发育有近岸水下扇或扇三角洲沉积体系, 坳陷中部为滨浅湖亚相沉积。

2.4.4 冀中坳陷古地理展布特征

沙二段沉积时期, 冀中坳陷湖域面积缩小, 坳陷南区的中西部区域、东部边缘地带等大部分地区发育有河流冲积平原— 沼泽亚相或滨湖— 沼泽亚相沉积; 中间夹含呈北北东向带状分布的滨浅湖亚相沉积, 仅占坳陷南区沉积的25%左右。在霸县凹陷、任丘凹陷和献县凹陷北侧分别发育有三角洲相沉积, 是本段沉积时期南区最有利的沉积相带。

坳陷北区和沙三段沉积时的格局比较相似, 在靠近宝坻凸起、大兴凸起和太行山隆起的坳陷西北边缘区零星分布近岸水下扇, 在靠近大兴断裂带的沉积中心的半深湖亚相沉积区夹含有远岸水下扇沉积(图7), 组成本区主要的储集体类型; 坳陷东南边缘区发育湖漫沼泽亚相沉积; 其余区域皆为湖相沉积。

2.4.5 济阳坳陷古地理展布特征

沙三段沉积时期晚期, 济阳坳陷尽管湖盆范围扩大, 使惠民凹陷、东营凹陷、沾化凹陷和车镇凹陷连为一体。坳陷仅有林樊家— 滨县东家庄— 孤岛和义和庄等孤立凸起发育, 但因沙二段沉积时期, 盆地基底断陷作用减弱及大量碎屑物质的不断进积、充填、致使盆地水体变浅, 总体发育滨浅湖亚相, 但以滨湖亚相为主。坳陷周缘地区发育冲积扇、扇三角洲和三角洲相沉积。岩性主要为灰色含砾砂岩、砾岩、砂岩、砂质泥岩及少量碳质泥岩, 地层厚度50~500 m, 在凹陷中心地层厚度较大。

1)东营凹陷。主要发育滨浅湖相沉积(缓坡发育三角洲), 浅湖区分布于凹陷西部博兴— 梁家— 利津— 盐窝一线, 其外围地区主要发育滨湖亚相沉积。在牛25井— 王79井之间发育滩坝沉积, 同时在高青— 金家庄地区, 由于来自青城凸起和广饶凸起碎屑物质的影响, 形成了范围较大的三角洲体系沉积。在草桥— 羊角沟一线则发育了较长的冲积扇裙。在滨南洼陷因受滨县凸起碎屑物质的影响, 分别在滨54井— 滨43井和滨34井— 单107井等地发育了规模不大的扇三角洲体系沉积, 而在坨— 胜— 永地区, 由于碎屑物质供给充分, 形成了大范围的三角洲体系(王永诗等, 2016)。

2)沾化— 车镇凹陷。主要发育了滨湖亚相、冲积扇和扇三角洲体系沉积。其中冲积扇相主要发育在埕东凸起南侧及垦东— 青坨子凸起西侧; 扇三角洲体系主要发育在军马场、孤岛凸起东侧及五号桩低凸起南侧、河流体系沉积发育于孤南洼陷。东部向盆地方向于垦20井— 垦4井之间发育了三角洲体系沉积。车镇凹陷沉积体系展布相对较简单, 在凹陷北部主要发育了冲积扇体系和三角体系沉积、而洼陷中南部均为滨湖亚相沉积。

3)惠民凹陷。沙二段沉积时期, 惠民凹陷砂岩厚度较大, 一般50~200 m, 呈围绕凹陷中心的环带状分布, 凹陷中心厚度最大, 可达250 m以上。另外在临南洼陷夏33井— 夏30井之间及夏37井等地有2个砂岩厚度相对较大的地区分别大于100 m和200 m。砂岩百分含量等值线图也显示在滋镇洼陷和临南洼陷内砂岩百分含量较高, 达60%~80%, 而凹陷内的大部分地区砂岩百分含量为20%~40%之间。据此认为, 惠民凹陷在沙二段沉积期主要发育滨浅湖亚相沉积, 且该湖泊范围较小, 主要发育在临南— 商河一带, 在凹陷的北部广泛发育了三角洲体系沉积, 而南斜坡夏37井— 夏103井一线发育了扇三角洲体系沉积。

2.4.6 临清坳陷古地理展布特征

沙二段沉积时期, 临清坳陷由深陷向收缩转变, 湖盆相对抬升, 水体变浅, 反映陆上沉积的河流冲积平原和冲积扇相等沉积相占很大比例。

临清坳陷北区仅在德州凹陷北部, 冠县凹陷白马湖次凹和莘县凹陷堂邑次凹发育有局限的滨浅湖亚相沉积, 其余广大区域发育有冲积扇和河流冲积平原沉积体系。

临清坳陷南区的东濮凹陷按沉积特征的差异可分成4个区块: 凹陷北部发育三角洲沉积体系; 凹陷西南部和东部地区发育冲积扇— 河流冲积平原沉积体系; 凹陷中部发育滨浅湖— 滩坝沉积体系。

沙一段沉积时期, 边界断裂活动又开始加强, 盆地又开始扩张, 再加上气候潮湿与海水的入侵, 致使盆地水体又变深、水域变广。致使本期沉积时, 湖泊范围又进一步扩大, 深湖— 半深湖亚相进一步增加, 各凹陷的连通面积扩大, 凸起的范围变小, 在凸起的周围发育扇三角洲、滩坝、三角洲等沉积, 生物碎屑滩坝、生物礁、泥灰岩段也是这个时期的沉积的特色(图8)。

图8

Fig.8

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	图8 渤海湾盆地古近纪沙一段沉积时期古地理Fig.8 Palaeogeography of the Member 1 of Paleogene Shahejie Formation sedimentaty age in Bohai Bay Basin

东营组沉积时期, 边界断裂活动又开始减弱, 盆地扩张和裂陷大为减弱, 东营组晚期气候逐渐干旱, 再加上大量碎屑物质的不断进积、充填, 致使盆地水体又变浅、水域面积大幅度变小。此时期主要发育了三角洲相沉积和河流冲积平原, 东营组晚期, 挤压抬升, 使得东营组遭到不同程度的剥蚀, 在多数凹陷东营组地层保存不全(胡孝林等, 2000; 黄众等, 2012; 李建平等, 2012)(图9)。

图9

Fig.9

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	图9 渤海湾盆地古近纪东营组沉积时期古地理Fig.9 Palaeogeography of the Paleogene Dongying Formation sedimentary age in Bohai Bay Basin