合肥东厚
1、合肥土特产有哪些？
1，桂花酥糖
桂花酥糖是合肥三大特产之一。屑子是酥糖的基本原料，用面粉、棉白糖、熟纯芝麻仁、桂花等合制而成。
2，长丰草莓
长丰草莓是安徽省特产之一。长丰县位于合肥市北部，是国家无公害草莓生产示范基地，所产草莓果实色泽鲜艳，体大多汁。
3，烘糕
合肥生产烘糕有八百多年的历史，传说始于北宋末年。它的主要特点是香、甜、酥。主要有寸金和白切2种。
4，羽毛扇
羽毛扇是合肥所辖肥西县水乡古镇三河的传统手工艺品。三河周边地区有许多“换毛”的人，挑着货郎担，摇着拨浪鼓，走村串户，用糖果百货、针头线脑换购鹅毛。鹅毛分白鹅毛、雁鹅毛两种。
5，火笔画
火笔画又称烙画、烫画。古代烙画起源于西汉，兴盛于东汉宫廷。明末清初，火笔画真正走进民间并流传开来。其主要是用特制高温铁笔，借鉴国画技法，运用远近虚实、浓淡相间的方法，烙灼而成。
6，发绣
发绣是合肥的特色产品。以人发或动物长毛代线，具有坚韧光滑，色泽经久不褪的特殊性能。适宜绣制摹线人物，山水和建筑物等，人物一般背景较少。
7，竹簧雕刻
竹簧雕刻，系在竹簧上刻画花鸟、人物、山水而成。表面光滑细腻，呈象牙色，自有风格。
2、早白垩世合肥盆地原型
合肥盆地早白垩世沉积区主要分布于盆地东部和南部，下白垩统称朱巷组。在盆地东北部，最大厚度大于900 m，沉降中心靠近郯庐断裂，总体上呈东厚西薄的特点，其东侧边界为郯庐断裂带，西侧边界剥失尖灭于霍邱凸起（图5-4）。
舒城凹陷东部没有钻孔揭露朱巷组，但估计也存在受郯庐断裂控制呈NNE向延伸的下白垩统。大桥凹陷与肥东凹陷东侧都以郯庐断裂带为界，仅局部上超向东越过郯庐断裂带（如定远县章广一带）。在大桥向斜东南部古城一带朱巷组中发现了含暗色泥岩的深湖相沉积，合浅8、合浅9朱巷组主要由暗色泥灰岩组成，反映出沉积中心位于断裂附近。该沉积区的沉积中心总体上位于东部，靠近郯庐断裂（图5-5）。
前已证明，早白垩世郯庐断裂带呈大规模的平移运动。因而，合肥盆地东部下白垩统沉积时的盆地原型为郯庐断裂带平移中旁侧形成的走滑挠曲盆地。由于郯庐断裂带的走滑隆升形成了张八岭隆起带。郯庐断裂带大规模平移活动还诱发了中酸性为主的岩浆活动，除了当时张八岭隆起带上有早白垩世花岗岩体侵位和火山喷发（现多已被剥蚀掉）外，在盆地内东侧朱巷组沉积过程中局部也有火山喷发，如肥东县龙山地区安山岩、合浅9井水下喷发的玄武岩，反映了较为活动的构造背景。
图5-4 合肥盆地下白垩统朱巷组沉积相图
图5-5 合肥盆地早白垩世走滑盆地原型示意图
综上所述，此时的合肥盆地仍以前陆盆地为主，早白垩世盆地东部为一挠曲盆地（图5-6）。
图5-6 合肥盆地东部构造演化剖面
3、合肥厚德中学怎么样？有五险吗？工作累吗
学生打饭8元，老师打饭4块，美其名曰补贴200元。学校提供宿舍，4人左右一间，美其名曰补贴住宿费500。基本工资1000元，保险500多，不买保险补贴200元，对外宣传基本工资1200，其实是1000。监考2个小时，15元，语文2个半小时。如果学校有活动，或者值班，就是义务劳动。如果你教语文或者英语，天天6点起床，20:30下班。你想想，你说说，是否划的着。
基本上合肥的大学都在蜀山区，安大，安大新区，农大，农大新区，科大，工大新区，安医大，安中医，新华，警官学院等等
5、盆地地层残留厚度分布规律
为了解研究区中新生界地层残留厚度的变化规律,工作中编制了研究区侏罗系、下白垩统、上白垩统、古新系各组及新近系残留等厚图,揭示了它们在空间上的变化规律。
1.侏罗系
侏罗系主要分布在扬子板块北缘、渤海湾盆地区、周口盆地和合肥盆地(附图20)。渤海湾地区黄骅坳陷内侏罗系主要分布于沧州隆起东侧,最大残留厚度可达1000m以上;临清坳陷内侏罗系主要分布于邯郸凹陷及其东北侧,最大厚度可达1000m以上;济阳坳陷中侏罗系主要分布在东营凹陷、惠民凹陷和博兴凹陷,其中东营凹陷残留厚度最大可达2000m以上。渤海海域的侏罗系主要分布于石臼砣凸起和埕北低凸起,残留厚度多为500~1000m。
苏北盆地侏罗系遍及全盆地,沉积中心位于盐阜凹陷,其东侧最大残留厚度可达2000m以上。
合肥盆地侏罗系遍及全盆地,但沉积中心主要分布于盆地的中部、南部和东部地区。下侏罗统地层厚度由南向北、由东向西渐薄,向北沉积尖灭于耿集断裂-合深3井-霍邱一线。全盆地下侏罗统一般厚度500~1500m,最厚处位于盆地南部肥西县花岗一带,厚度达2500m,而在盆地东部肥东一带也出现了沉降中心,地层厚达1600m。合肥盆地在中侏罗世表现为发展的全盛期,盆地整体拗陷,沉积范围最广,中侏罗统遍及全盆地。
周口盆地内侏罗系主要分布于沈丘凹陷和倪丘集凹陷,最大残留厚度超过150m。
2.下白垩统
下白垩统的分布范围最大,主要分布在下扬子地区、渤海湾地区、济阳坳陷、胶莱盆地、周口盆地和合肥盆地(附图21)。
渤海湾盆地冀中坳陷下白垩统主要残留在保定、石家庄一带;黄骅坳陷中下白垩统主要保留在盆地两端;临清坳陷中下白垩统主要保留在德州凹陷和临清地区,最大厚度可达1000m以上;下白垩统几乎遍及整个渤海海域,最大沉积中心位于渤南凸起和垦东凸起之间、渤东凸起西侧和石臼砣凸起南侧,最大厚度可达4000m以上;辽河坳陷中辽西凹陷和辽中凹陷中都有下白垩统沉积存在,最大残留厚度可达1500m以上。济阳坳陷下白垩统主要分布在惠民凹陷和东营凹陷,并在东营凹陷保留最大残留厚度2000m以上。
胶莱盆地下白垩统沉积地层遍及全盆地,沉积中心主要位于高密-诸城地区、柴沟地垒地区、海阳地区、平度-夏格庄地区,最大残留厚度可达2000m。
合肥盆地的下白垩统包括响导铺组与朱巷组,其主要沉积区位于盆地东部与西部。钻孔资料表明下白垩统最大残留厚度超过2000m,而据地震资料解释其最大残余厚度可达3000m。合肥盆地内东部的下白垩统总体上呈现东厚西薄的状况。
苏北盆地下白垩统主要分而于盆地的北部和南部,盆地外的扬子地区也有广泛分而。周口盆地内下白垩统遍及全盆地,但由于没有详细的残留厚度资料,因而不能确定其最大残留厚度及残留厚度中心位置。
此外,华北板块内部其他地区的一系列盆地(固城盆地、蒿沟盆地、黄口盆地、莱芜盆地、张家口盆地等)中同样残留了大规模的下白垩统。
3.上白垩统
上白垩统的分布范围相对于下白垩统来说明显减小,主要分布在下扬子地区、济阳坳陷、胶莱盆地、合肥盆地和渤海湾地区的局部(附图22)。
苏北盆地在晚白垩世以来的区域拉张应力场及早白垩世岩浆活动渐趋停止后的热沉降作用的双重控制下,盆地进入整体沉降形成大型陆相盆地。在晚白垩世区域拉张应力作用下,中国东部以浦口组、赤山组为代表的大面积、大规模的陆相红层发育。此时,苏北盆地成为苏浙-皖南地区的沉降、沉积中心,整个浦口组盆地红层的陆源碎屑粒度自南向北变细,由砾岩、含砾砂岩过渡为泥岩。淮安、车桥一带为盆地中心盐湖区。东台凹陷和盐阜凹陷中最大残留厚度为2000m以上。
济阳坳陷中上白垩统主要分布在诸城凹陷、高密凹陷、莱阳地区及平度凹陷,主要沿东西向断裂分布,最大残留厚度可达3000m以上。
渤海湾地区只在石家庄、邯郸等局部地区有零星分布。
济阳坳陷中上白垩统主要分布在惠民凹陷和博兴凹陷中,分布厚度不大。
合肥盆地内上白垩统张桥组沉积受郯庐断裂带、寿县-定远断裂、肥中断裂、肥西-韩摆渡断裂及吴集断裂的伸展断陷控制。最大沉降中心出现在肥西-韩摆渡断裂所控制的舒城凹陷及肥中断裂所控制的丁集凹陷。盆地东部受寿县-定远断裂、肥中断裂、肥西-韩摆渡断裂东段及郯庐断裂带的共同控制,也是沉降幅度较大的地带。吴集断裂东侧也出现了北北东向的沉积中心带。
4.古近系孔店组
古近系孔店组的分布范围再次变大,主要分布在渤海湾地区、苏北盆地、济阳坳陷、周口盆地、合肥盆地(附图23)。
渤海湾地区每一个坳陷中都有孔店组存在。冀中坳陷中孔店组主要分布在保定、任丘地区,最大残留厚度可达3000m以上;临清坳陷中孔店组主要分布在临清地区,最大残留厚度在1500m以上;黄骅坳陷主要分布于黄骅以北地区,最大残留厚度为2000m以上;渤中坳陷残留了大规模的孔店组沉积,最大厚度2000m以上;辽河坳陷辽西凹陷、辽中凹陷北部都残留了超过1000m的孔店组。
济阳坳陷中古近系主要分布在惠民凹陷、博兴凹陷,东营凹陷中也有分布,并在惠民凹陷西部形成最大残留厚度中心,厚度可达3000m以上。
合肥盆地古近系定远组的沉积格局基本类似张桥组,同样受郯庐断裂带、寿县-定远断裂、肥中断裂及吴集断裂的伸展断陷控制。近东西向肥西-韩摆渡断裂、肥中断裂与寿县-定远断裂所控制的沉降幅度最大,总体沉积格局呈东向西分布。在具体沉积区,伸展断层旁侧明显沉积变厚,指示为北断南超的半地堑盆地现象,反映了典型的同沉积断裂的控制特征。
苏北盆地自古新世以来,中国东部的岩石圈范围的伸展活动导致苏北盆地形成大型裂陷盆地,并伴随有玄武岩多期次喷发及辉绿岩的顺层贯入。古新世早期盆地受到中等强度的拉张构造作用的影响,广泛接受一套红色、杂色砂-泥岩频繁互层建造,厚度500~700m。古新世晚期,拉张构造作用进入鼎盛时期,盆地沉降速率进一步提高,伴随着温湿气候,接受了阜二段、阜四段深湖-半深湖相、半咸水相暗色泥岩夹泥灰岩、生物灰岩、油页岩建造及阜三段河流-三角洲-滨浅湖相暗色泥岩、砂岩互层沉积建造,厚度可达600~1000m。
周口盆地内几乎每个次级凹陷中都有相当于古近系孔店组的沉积存在。在倪丘集凹陷中残留厚度最大,可达1000m以上。
5.古近系沙河街组
古近系沙河街组主要分布于渤海湾地区(附图24)。沙河街组在冀中坳陷、临清坳陷、东濮坳陷、黄骅坳陷、渤海海域、辽河坳陷中均有大规模分布,并且在各个坳陷中都有残留厚度最大区域存在,最大厚度在2000m以上。
6.古近系东营组
古近系东营组同样只分布于渤海湾地区,并且主要分布于渤海海域(附图25),最大残留厚度可达3500m以上。
7.新近系沉积
郯庐断裂带中-南段周边,新近系的沉积出现在断陷盆地后期的坳陷型盆地内,为披盖式沉积。由附图26可见,新近系沉积主要分布于渤海湾盆地、苏北盆地与周口盆地,其中在渤海海域内沉积最厚,可达4000m以上。
6、盆地沉积迁移规律
郯庐断裂带旁侧发育的一系列中—生代断陷盆地,其中沉积中心并不是固定不变的,而是随着时间的变迁不断移动的。研究断陷盆地内沉积中心的迁移规律对于寻找油气有利区具有重要意义。
1.合肥盆地
根据明显的、可全盆地追踪的反射界面,下、中、上侏罗统分别划分为一段、三段、两段并,进行了厚度恢复,由此揭示了盆地侏罗系较详细的沉积格局特征。由侏罗系各段残留等厚图(图2-3)可见,下侏罗统主要分布于盆地的中部、南部和东部地区。地层厚度由南向北、由东向西渐薄,向北沉积尖灭于耿集断裂—合深3井—霍邱一线。全盆地下侏罗统一般厚度500~1500m,最厚处位于盆地南部肥西县花岗一带,达2500m;而在盆地东部肥东一带也出现了沉降中心,地层厚达1600m。
图2-3 合肥盆地侏罗系残留等厚图
中侏罗统下段继承早侏罗世的沉积格局(图2-3),沉降中心仍出现在盆地南部与东部,但是最大沉降中心已转为郯庐断裂带旁侧,呈北东向展布。比较下侏罗统沉积,此时盆地南部的沉降中心呈现出向北的迁移。至中侏罗统中段沉积时,虽然盆地南部仍保留着沉降中心,但是盆地东部郯庐断裂带旁侧的沉降中心更加突出。由图2-3可见,合肥盆地在中侏罗世表现为发展的全盛期,盆地整体拗陷,沉积范围最广,中侏罗统遍及全盆地。中侏罗统上段、上侏罗统下段、上段基本上继续着中侏罗统中段所表现的沉积格局,但是上侏罗统沉积范围出现了萎缩,盆地西北部大面积缺失上侏罗统。
合肥盆地的下白垩统包括响导铺组与朱巷组,其主要沉积区位于盆地东部与西部(图2-4)。而响导铺组只出现在大桥凹陷中。钻孔资料表明下白垩统最大残留厚度超过2000m,而据地震资料解释其最大残余厚度可达3000m。合肥盆地内东部的下白垩统总体上呈现东厚西薄的状况,其东侧边界为郯庐断裂带,西侧边界是渐薄超覆的边界。合肥盆地下白垩统的沉积中心总体上位于盆地东部郯庐断裂带旁侧,呈平行该断裂带的北东向展布,明显受郯庐断裂带的控制。在颖上凹陷,由于吴集断裂活动所控制的长山隆起出现,也出现了北北东向的沉积中心带。而这一时期肥中断裂南侧也连续出现了朱巷组沉积,但厚度一般不大。
图2-4 合肥盆地下白垩统残留等厚图
合肥盆地内上白垩统张桥组沉积受郯庐断裂带、寿县-定远断裂、肥中断裂、肥西-韩摆渡断裂及吴集断裂的伸展断陷控制(图2-5)。最大沉降中心出现在肥西-韩摆渡断裂所控制的舒城凹陷及肥中断裂所控制的丁集凹陷。盆地东部受寿县-定远断裂、肥中断裂、肥西-韩摆渡断裂东段及郯庐断裂带的共同控制,也是沉降幅度较大的地带。吴集断裂东侧也出现了北北东向的沉积中心带。
古近系定远组的沉积格局基本类似张桥组,同样受郯庐断裂带、寿县-定远断裂、肥中断裂、及吴集断裂的伸展断陷控制(图2-6)。近东西向肥西-韩摆渡断裂、肥中断裂与寿县-定远断裂所控制的沉降幅度最大,总体沉积格局呈东西向分布。在具体沉积区,伸展断层旁侧明显沉积变厚,指示为北断南超的半地堑盆地现象,反映了典型的同沉积断裂的控制特征。
图2-5 合肥盆地上白垩统张桥组残留等厚图
图2-6 合肥盆地古近系定远组残留等厚图
综上所述,合肥盆地在侏罗纪时期主要作为大别造山带的前陆盆地,其中早侏罗世沉积中发现有榴辉岩砾石的存在。然而,在侏罗纪时,合肥盆地同时受到郯庐断裂带所在张八岭隆起带隆升的控制,在盆地东部出现了沉降中心。在早白垩世时期,合肥盆地主要受郯庐断裂带控制,沉降中心位于盆地的东部,表现为断陷盆地。晚白垩世至古近纪,合肥盆地主要受东西向正断层活动控制,郯庐断裂带的断陷活动相对较弱。侏罗系-古近系,合肥盆地经历了W-E向、NE向、W-E向断层控制的演化历史。
2.胶莱盆地
胶莱盆地莱阳组沉积可以分为早期和晚期两个大的阶段,湖盆中心经历了重大的迁移。
莱阳组沉积早期阶段,湖盆沉积中心在莱阳-海阳一带,马耳山段和水南段发育暗色泥岩段。据莱参1井资料,水南段主要由深灰、灰、褐灰、浅褐灰、浅灰、灰黑、灰紫等色泥岩、白云岩、泥灰岩和灰、深灰、绿灰等色浅灰紫砂岩组成,为半深湖相沉积。诸城地区与水南段对应的是杨家庄段,为浅灰色厚层状-块状含砾中-粗砂岩与中-细粒砂岩,夹有粉砂岩、页岩组成的旋回,说明该地区此时期沉积仍以河流相为主。在中楼-石场地区,只发育边缘相的沉积,林寺山组砾岩层,厚度不大,只有几十米,说明当时的沉积环境是河流经过的低洼地区。
莱阳组沉积晚期,沉积中心向诸城、莒县一带迁移,中楼-石场凹陷成为沉积-沉降中心,而莱阳-海阳地区湖盆基本消失,整个地区演变为河流相环境,仅在湖盆中心残留局部浅湖相。这可以曲格庄段沉积为代表,以河流相为主,说明当时该区湖水已退出。相对应地,在诸城地区,对应的沉积层段为曲格庄段和法家茔段,沉积物以粉细砂岩和页岩为主,为浅湖或河流相沉积;到五莲、莒县一带的中楼-石场凹陷,湖水加深,其中堆积了一套厚度巨大的浊积岩夹薄层碳酸盐岩,生物地层资料显示当时处于局限海湾或湖湾沉积环境。
莱阳组沉积经历两个大的旋回:下部逍仙庄段沉积时期为一个旋回,代表一次快速水进-水退事件;上部地层代表了另一沉积旋回,由止凤庄、马耳山、水南、龙旺庄、曲格庄等6个阶段组成。
(1)逍仙庄段沉积
逍仙庄段沉积时期的沉积范围在胶莱盆地中不是很清楚(图2-7)。该沉积阶段属于胶莱断陷盆地发育的初始活动阶段,可能有几个相互独立的湖盆组成,且湖盆规模较小,相互不连通,沉积厚度也不大。推测在诸城凹陷残留厚度较大,湖盆可能初具规模;沿牟即断裂带也发育几个串珠状小湖盆,且往往呈斜列分布。
(2)止凤庄段和马耳山段沉积
止凤庄段和马耳山段沉积时期,有两个沉降中心(图2-8):一个位于诸城-柴沟一带,呈北东向展布;另一个残留厚度中心位于朱吴附近,残留厚度最大达2000m,呈北东向延伸的条带状或槽状,显示继承了前一阶段的条带或槽状沉积特点,受牟即断裂带控制,向北扬起,坡度很陡,可能受断层控制。海阳地区残留地层厚度不大,最厚400m,可能是在槽状深湖盆的旁侧还发育有一个较浅但面积较大的湖盆。显示具有小湖盆的特点,较前一阶段的槽状有明显不同,此时期是胶莱断陷盆地发育的早期阶段,周缘断裂活动加强,尤其沿东南缘和东北缘断裂活动的影响,地形高差较大,盆地边缘相(冲洪积扇和扇砾岩)极其发育,而岩盆地西北缘,则发育稀泥石流等沉积为主;沿盆地中心地带,以发育河流相砂岩相沉积为主。
(3)水南段和龙旺庄段沉积
水南段沉积时期是胶莱盆地最大湖侵时期,湖盆面积达到最大。此阶段构造活动相对较弱,深湖相、水下扇等发育。龙旺庄段沉积时期,湖水开始撤退,以滨湖相、三角洲相沉积为主。这个时期盆地的沉积中心位于莒县-诸城和朱吴-即墨两个断陷槽,最大沉积厚度1200m,一般为200~800m。这个时期,胶莱盆地的沉积中心似乎仅发育在盆地沉降轴的两头,形成两个分异的沉积中心(图2-9),但这种格局可能受到资料不足的限制。
(4)曲格庄段沉积
与前阶段相比,曲格庄段沉积时期岩相古地理环境发生了重要的变化(图2-10)。一方面,莱阳-海阳地区开始发生抬升,湖水退出,以发育河流相沉积为主;另一方面,靠近沂沭裂谷带的莒县地区,盆地沉降加速,形成中楼-石场凹陷,凹陷中发育巨厚的湖相火山碎屑浊积岩沉积(马连坡组),且在所夹的碳酸盐岩层中发现海相起源的藻类化石,指示该区当时受到海水侵入,可能为局部海湾沉积环境。胶莱盆地大部分地区处于河流相沉积,局部地区有冲积扇相沉积发育,莒县、诸城、五莲地区成为了该阶段盆地汇水的中心。相应地,沉降中心向盆地西南地区迁移,沉积厚度变化较大,在莱阳地区一般为200~400m,在诸城-柴沟地区最厚可达3000m,在莒县地区大于6000m。
图2-7 胶莱盆地莱阳组逍仙庄段残留厚度图
图2-8 胶莱盆地莱阳组止凤庄和马耳山段残留厚度图
图2-9 胶莱盆地莱阳组水南段和龙旺庄段残留厚度图
图2-10 胶莱盆地莱阳组曲格庄段残留厚度图
曲格庄段沉积阶段的沉积环境和古地理格局的重要变化反映这个阶段控盆构造格局的改变。盆地沉降中心由北东向西南迁移,表明郯庐断裂带的活动性增强。同时,中楼-石场凹陷在莱阳组沉积晚期大规模的火山喷发活动,也指示地表伸展作用影响到了上地幔。
(5)青山期沉积
与莱阳组沉积时期相比,青山组沉积时期古地理、古地貌格局发生了重大的变化(图2-11)。这种变化主要体现在下列两个方面。一方面,胶莱断陷盆地演化成为火山盆地,发育多个火山喷发中心,强烈的火山喷发主要岩盆地南部莒县-诸城一带和盆地东部朱吴-即墨一带,它们分别继承了在莱阳沉积时期形成的两个断陷槽;高密地区火山作用不强烈。另一方面,受郯庐断裂带控制的沂沭裂谷系形成,沿裂谷带发育湖盆,在裂谷盆地中堆积了磨圆、分选都很差的河湖相砂砾岩层——大盛组。
图2-11 胶莱盆地及邻区青山组和大盛组下段等厚图
对于胶莱盆地而言,盆地古地理格局出现重要的分异。位于牟即断裂带以东的海阳凹陷发生整体隆升而处于剥蚀状态,同时该区受到花岗岩体侵入的影响,发生强烈的热力改造;即墨地区成为火山喷发中心,火山岩厚度大于3000m。中楼-石场凹陷在这个时期也发生整体隆升而与诸城凹陷分离,但受到沂沭裂陷的叠加改造,部分凹陷沉积已深埋在莒县盆地之下。
(6)晚白垩世王氏组沉积
王氏组是一套河湖相砂泥岩沉积地层,以紫红色、砖红色为特征颜色,表明当时气候干旱,氧化作用强烈。该时期沉积范围主要限于郯庐断裂和牟即断裂之间的地区,平面上呈菱形。王氏组有三个沉积中心,分别位于诸城凹陷、高密凹陷和莱阳凹陷(图2-12)。根据地层序列,又可进一步自下而上分为林家庄段、辛格庄段和红土崖段。
图2-12 胶莱盆地晚白垩世王氏组地层残留等厚图
林家庄段和辛格庄段沉积具有相同的古地理环境,盆地沉降平稳,没有强烈的差异性升降运动;而红土崖段沉积时期,差异升降运动加强,沉积速率增大,沉积范围超越了胶莱盆地,向西穿过沂沭裂谷系,进入华北盆地区,沿沂沭裂谷带,形成独立的断陷盆地,如潍北盆地。这种变化标志了郯庐断裂带右旋走滑活动的增强。
3.渤海湾盆地
渤海湾盆地在区域性拉张背景下,受郯庐断裂带、太行山东麓断裂带等深大断裂带的伸展走滑活动的影响,古近纪断陷盆地经历了四个裂陷幕,即裂陷Ⅰ幕(Ek期)、Ⅱ幕(Es4期)、Ⅲ幕( 下期)和Ⅳ幕( 期),总体上四个裂陷幕控制的盆地沉积呈现有规律的迁移。古新世—始新世早期(裂陷Ⅰ幕、Ⅱ幕),渤海湾盆地断裂活动加剧,局部张裂沉降,气候干热,物源丰富,发育了一套干旱气候条件下的河流-滨浅湖相或湖相、湖沼相沉积,沉积主要发生在黄骅坳陷中-南部、冀中坳陷、济阳坳陷及临清坳陷东部等地,为一些大小不完整的沉积旋回,火山岩以发育石英拉班玄武岩为主;始新世中晚期(裂陷Ⅲ幕)渤海湾盆地强烈断陷伸展,该期拉张应力增强,断裂活动进入高峰期,断陷快速沉降,水体扩展,沉积向凸起方向超覆,气候由干热转为温湿,生物繁茂,沉积物中有机质丰富,沿断裂发生多期次玄武岩喷溢,有海水向湖盆短暂浸漫,沉积物以巨厚的灰黑、深灰色泥岩、油页岩夹浊积砂岩为主,厚度大,是断陷湖盆的主要发育期。该期湖盆范围广,水体深,沉积几乎遍及全盆地,暗色泥岩有机质丰度高,分布广,是渤海湾盆地的主力烃源岩;始新世晚期—渐新世(裂陷Ⅳ幕)为断陷盆地收敛阶段,该期控盆主断裂活动性减弱,断陷沉降速度小于沉积速度,湖盆淤塞,水体变浅,范围缩小,气候也变得干燥,盆地分异性增强。由于受郯庐断裂带右行伸展活动及构造运动差异升降的控制,古近纪时期沉积中心发生明显迁移,南部沉积中心南迁至孟岗集;西部沉积中心迁移至霸县;东部沉积中心迁移至南堡(附图28)。渐新世末,区域抬升,湖盆萎缩消亡,断陷沉积结束。
如附图28所示,渤海湾盆地古近系孔店组的沉积中心主要位于盆地边缘;沙三段沉积虽然也是以盆地边缘为主,但已开始出现向盆地中心迁移的趋势;东营组沉积已主要位于现今渤海湾的中心部位,少部分位于辽东湾地区;馆陶组沉积中心完全位于现今渤海湾的中心部位,其他位置没有沉积。剖面图上(图2-13),孔店组沉降中心位于昌潍坳陷,且沉积厚度相对较小;沙四段沉积中心已迁移至昌潍与东营之间,沉积厚度明显加大,最厚可达3500m;沙三段-沙一段的沉积中心已迁移至东营以东,沉积厚度较大;东营组沉积中心已迁移至渤中地区,沉积厚度最大可达2400m,这与平面图上东营组沉积中心位于现今渤海湾中心部位相对应;新近系及以来的沉积中心基本保持在渤中地区,并不再发生迁移,这指示该时期内盆地格局并没有发生变化。
图2-13 海域南北向沉积沉降中心迁移演化剖面
4.济阳坳陷
济阳坳陷内地层沉积中心的迁移同样遵循上述规律(图2-14):孔店组沉积中心位于盆地边缘,沙河街组、东营组沉积中心逐渐向渤海湾中心部位迁移,新近系以来的沉积中心位于渤海湾中心部位。这种迁移规律清楚地指示了渤海湾盆地的演化。前文已述,渤海湾盆地在古近系表现为右旋走滑拉分加近南北向伸展。孔店组沉积发育时,其沉积中心主要受走滑拉分控制,随着盆地的不断扩大,沉积中心不断向现今渤海湾中心位置迁移。东营组沉积位于现今渤海湾中心部位,指示东营组沉积时,渤海湾可能已经具有了现今的格局,这也可以从新近系以来的沉积中心没有明显迁移的现象得到证明。
5.苏北盆地
郯庐断裂带苏皖段东侧的苏北盆地,在继承印支-早燕山期前陆盆地的基础上,在晚白垩世中国东部北西-南东向区域性拉张作用下,叠加郯庐断裂带右旋伸展走滑作用,发育了晚白垩世-古近纪张性断陷盆地,其主要成盆期为古新世晚期。苏北盆地在晚白垩世-新生代发育了3个完整的拉张构造旋回(图15,16),其间出现了短暂的仪征、吴堡、三垛3次挤压构造。苏北盆地晚白垩世的演化具有承前启后的特征,在晚白垩世以来的区域拉张应力场及早白垩世岩浆活动渐趋停止后的热沉降作用的双重控制下,盆地进入整体沉降形成大型陆相盆地。
图2-14 济阳坳陷新生代不同时期沉降沉积中心迁移示意图
郯庐断裂带对苏北盆地湖盆咸化分区具有明显的控制作用。各种咸化指标揭示,苏北盆地紧邻郯庐断裂带的西部凹陷如金湖、洪泽、高邮等凹陷是阜二、四段咸化程度较高的区块。从藻类化石的面貌和分布来看(周翥虹等,1998),金湖、洪泽、高邮凹陷为具较咸较深的水域环境。电性曲线反映阜二段泥灰岩最大厚度达50m,主要分布在金湖、高邮凹陷的深凹部位,约占地层厚度的25%~35%;阜四段泥灰岩平面分布不稳定,最大厚度35m,分布在金湖凹陷,占该段总厚的10%~15%,主要分布在阜四段中上部。从咸化湖泊中成盐元素的物质来源看,主要包括海源、陆源碎屑、火山或岩浆活动、天然水热溶液循环、深层卤水等。由于郯庐断裂带的活动,在金湖与高邮凹陷之间发育的阜宁组沉积期长期继承性火山活动为盆地带来了大量无机物质,提高了水温,改变了水介质环境。同时,火山活动带及介于凹陷之间低凸起的障碍作用,阻止了火山作用形成的矿物质、热水的散失,形成了局部高矿化度区,特别有利于半咸水藻类及各种低等水生生物的生存与富集,有利于咸化烃源岩的发育。
同时,郯庐断裂带对苏北盆地沉积体系的展布也具有较为明显的控制作用。在晚白垩世区域拉张应力作用下,苏北盆地以浦口组、赤山组为代表的大面积、大规模的陆相红层发育。此时,苏北盆地成为苏浙-皖南地区的沉降、沉积中心,整个浦口组盆地红层的陆源碎屑粒度自南向北变细,由砾岩、含砾砂岩过渡为泥岩。淮安、车桥一带为盆地中心盐湖区。泰州组—阜宁组沉积时期,在盆地西部郯庐断裂带的控制作用下,形成西高东低地貌,受此影响,发育自西向东的大型轴向水流,河流、三角洲相等最有利储集相带分布在西部凹陷区,并在阜二、四段沉积期的浅水部分形成了生物灰岩储集层(图15),此外,古新世早期盆地受到中等强度的拉张构造作用的影响,具有中等沉降速度,伴随着温湿气候,发育河流-滨浅湖沉积体系,广泛接受一套红色、杂色砂-泥岩频繁互层建造,盆地东部地区为滨浅湖-半深湖相暗色泥岩、杂色泥岩加砂岩建造(图15)。古新世晚期,拉张构造作用进入鼎盛时期,盆地沉降速率进一步提高,伴随着温湿气候,接受了阜二段、阜四段深湖-半深湖相、半咸水相暗色泥岩夹泥灰岩、生物灰岩、油页岩建造及阜三段河流-三角洲-滨浅湖相暗色泥岩、砂岩互层沉积建造。古新世末,在吴堡运动压扭性应力作用下,盆地大部分区块遭受强烈隆升剥蚀,部分残留坳陷区发生近地的早始新世戴南组充填超覆沉积(图16)。
图2-15 苏北盆地泰州组至阜宁组四段沉积相与地层厚度演化图
图2-16 苏北盆地戴南组至三垛组二四段沉积相与地层厚度演化图
7、盆内主要断裂及一批新断裂
通过大量的地球物理勘探及其资料的解释，详细查明了盆内主要断裂的展布特征，并且发现了一批新断层。
肥中断裂将合肥盆地分割为南、北两大块，走向近东西、断面南倾，呈正断性质，倾角60°～80°，断距达4000 m以上，全长约180 km。它向西延伸进入河南境内。在合肥盆地的肥中断裂，西起霍邱县四十里长山南麓，往东经寿县隐贤集南，过肥东县梁园镇后向东交于郯庐断裂带。地震剖面上指示断裂形态为上陡下缓的铲形，控制发育了南侧古近系楔形体沉积体。它的重力场特征非常明显，布格重力异常图上为一个明显的梯度带，布格场值在断裂南侧小，北侧大，两侧异常形态、幅值差异明显。断裂北侧重力场值明显高于其他地区，水平梯度约9×10-5 m/s2 的梯级带。水平总梯度，0°、45°、135°方向梯度及90°方向褶积滤波图上为正（负）极（峰）值连线，垂向二阶导数及剩余异常图上为正负异常的分界。重力异常阴影图揭示，肥中断裂呈异常清晰的密集线性异常横贯盆地东西。该断裂在磁场图中主要表现为不同磁场分区界线，同时它也是明显的磁异常梯度带，在化极磁异常图中陡梯度带场值变化达100nT/km，断裂北侧为大面积块状升高磁场，其场值高达约400nT，由太古界强磁性岩石构成；而断裂南侧在磁场中主要表现为大面积负背景磁场，指示了盆地凹陷带。断裂带在剩余异常图及垂向一次导数图中也反映清楚，表明对南侧对沉积层的控制。在重、磁异常平面图上，肥中断裂东段、西段都表现为东西走向，而中部为北西西走向，总体呈反“S”形。靠近郯庐断裂带处，即肥东凹陷内，重、磁异常又指示肥中断裂被牵引弯曲成北东东向，并且发散、不连续，指示了郯庐断裂带的左行平移结果。肥中断裂在印支期向北逆冲形成大型的逆冲构造，安参1井揭示石炭—二叠系褶皱及地震剖面上印支面以下的逆冲现象都说明了这一点。该断裂南侧控制沉积了古近系楔形沉积体，表明其于晚白垩世晚期—古近纪转变成正断层。
蜀山断裂位于肥中断裂之南，宏观走向亦近东西，东起郯庐断裂带附近，经肥东、合肥、金桥、六安、姚李南后向西出测区；在六安以东段呈近东西向，六安向西至测区边缘呈波状弯曲，盆地内延伸长度约170 km。在地震剖面上，该断面南倾，控制沉积了南侧下降盘的古近系。该断裂的布格重力场及其转换参数特征与肥中断裂所反映的相似。布格重力异常图上为梯级带，水平总梯度图上最大梯度值为6.6×10-5 m/s2，影像图与二次导数图上都有显示。重力上延3 km梯级带仍然存在。重力异常阴影图揭示，蜀山断裂为北东和北西向次级断裂所切割，组合关系十分复杂。该断裂在磁场图中主要表现为线性异常带，沿断裂有一系列局部异常分布，特别在断裂西段对中生代火山岩有一定的控制作用。该断裂性质与肥中断裂类似，印支期表现为挤压冲断，之后处于松弛，于早白垩晚期再次逆掩活动，燕山后期—喜马拉雅期转变成正断性质。
六安断裂位于合肥盆地中南部，西起霍山县叶集南，向东经六安市南，东部止于郯庐断裂，并且被后者牵引弯曲成北东东向，总体走向近东西向，略呈向南突出的弧形，盆地内长约150 km。在地震剖面上也表现为断面南倾。布格重力异常图上为一梯级带，断裂两侧异常形态、幅值明显不同。重力影像图上显示非常清楚，于防虎山西侧为北西向断裂左行错开，从而分为两部分。在磁场图中该断裂主要显示为一磁异常梯度带，断裂北盘为宽缓的正磁场区，由盆地基底引起；南盘为负异常区，指示低磁性的盆地沉积物。该断裂控制了舒城凹陷中、新生代地层的沉积。
上述三条近东西向的大型断裂，在南北向的视电阻率剖面展开图上，皆电性界限明显，并且呈现为向南倾斜特征。
肥中断裂是合肥盆地内一条十分重要的分界性断裂，其南、北两侧具有很大的差异。肥中断裂以北地区，中、新生界比较稳定，断裂构造较南部明显减少；中生界总体东厚西薄，印支面由东向西抬高，上元古界—古生界东部发育齐全而西部遭受剥蚀甚至缺失。肥中断裂与六安断裂之间，印支面表现为中部相对隆起，而东、西部坳陷；中、新生界遭受断裂改造十分强烈，发育一系列古生界、中生界内幕的断鼻构造。六安断裂以南地区，中、新生界沉积巨厚，印支面埋藏深达万米，侏罗系表现出典型的前陆盆地沉积特征及构造样式，印支面以下构造层表现为结晶基底卷入型的厚皮构造特点，印支期逆冲断层十分发育，盆地被断层切割成多块。
重、磁、电、地震及其联合反演资料，新揭示出霍邱凸起北部和中部存在两条近北西向延伸的大型断裂，为印支期逆冲活动的产物。另外该凸起上还被揭示存在一些北东东、北北西和近南北向的小型断裂。新资料反映，耿集断裂呈北西至北西西向的弧形，控制了大桥凹陷中、新生代地层沉积。定远-大桥凹陷中、南部新发现了若干条北东、北西、近东西向断裂，推测为郯庐断裂带的旁侧断裂，具有晚期活动特征。在丁集-肥东凹陷东部也发现了多条北北东、北东东、近东西向断层，将该凹陷割成多个块体。在其他次级构造单元内，也新发现了多条次级断裂。总之，经过新一轮的勘探工作，合肥盆地的构造面貌与构造格局更加清晰，盆地内的局部构造得到细化。
8、郯庐断裂带早白垩世的走滑运动与合肥盆地
（一）张八岭隆起带
张八岭隆起位于合肥盆地东部，两者的边界为郯庐断裂带。该隆起呈NNE向延伸，其南部主要出露太古宇—古元古代肥东群和新元古代张八岭群；北部仅出露新元古代张八岭群。
肥东群变质杂岩变质程度为高角闪岩相，并受到不同程度的混合岩化。其原岩为一套侵入岩-火山岩-沉积岩系，可与胶南造山带中胶南群/东海群及大别造山带内的大别群对比。其底部的黑云斜长片麻岩的同生锆石U-Pb年龄为
Ma（葛宁浩，周导之，1993），反映出源岩年龄为古元古代。
张八岭群是一套绿片岩相的浅变质岩，属于扬子板块北缘的变质基底，在印支期华北与扬子板块的陆-陆碰撞过程中卷入了造山变形，并产生高压变质的蓝片岩。张八岭群锆石的U-Pb年龄为1026Ma，细碧岩全岩U-Pb年龄为1031Ma（据《安徽省区域地质志》，1987）。安徽省明光市三界张八岭群蓝片岩中多硅白云母40Ar/39Ar年龄为245.1±0.5Ma（李曙光等，1992），指示了同造山期高压变质的时间。
（二）合肥盆地东缘郯庐断裂带的走滑构造特征
郯庐断裂带在张八岭隆起带南段出露于肥东群中，断裂带宽约8km，其走滑构造表现为若干条NNE走向，由糜棱岩和超糜棱岩组成的左行平移韧性剪切带，该剪切带一般由4条组成，分别位于隆起带西侧、中部和东侧。隆起带上西侧和中部的韧性剪切带多倾向西，倾角60°～80°左右。而隆起带东侧的韧性剪带主要位于肥东群与张八岭群之间，多倾向东，倾角一般为60°～75°。剪切带之间原先近EW向的老变质面理被牵引弯曲成NE—NEE向。
张八岭隆起带北段的张八岭群中，郯庐断裂带主要表现为脆性至脆-韧性左行平移断层，出现在隆起带的中部和两侧。中部较大的一条断层为NNE-SN向的管店-龙王尖左行平移断层，主要倾向西，局部东倾，倾角约70°。该断层主要呈现为构造角砾岩和局部的脆-韧性剪切带，断层傍侧伴生构造皆指示该断裂为左行平移断层。
张八岭隆起带北段西缘自北向南依次出现了三个NNE向延伸的燕山期花岗岩体，分别为管店岩体、瓦屋刘岩体和瓦屋前岩体，其中的瓦屋刘岩体发育NE向的左行脆-韧性剪切带。
在合肥盆地东部的肥东县龙山，地表出露了早白垩世的毛坦厂组安山岩和黑石渡组安山质熔岩，在黑石渡组火山岩中发现有一系列产状为290°∠80°的左行平移断层，断层面有水平擦痕，并形成了火山岩中的一系列角砾岩。
（三）郯庐断裂带的平移时代
郯庐断裂带的平移时代关系到郯庐断裂什么时候开始介入合肥盆地的，盆地东部什么时候开始出现张八岭隆起，盆地内什么时代沉积与平移运动有关等重要问题。
为了准确地确定郯庐断裂带的平移时代，首次对盆缘的走滑糜棱岩、超糜棱岩和同走滑期火成岩体进行了40Ar/39Ar同位素测年，同时对盆地东部龙山同走滑期火山岩进行了K-Ar同位素测年。
1.糜棱岩、超糜棱岩40Ar/39Ar同位素测年
在合肥盆地东缘张八岭隆起带南段（图4-29）采集糜棱岩类、超糜棱岩类及千枚岩全岩样品13块进行了40Ar/39Ar同位素年龄测试工作（表4-3）。
图4-29 郯庐断裂带安徽段同位素年龄及采样地点平面分布图（据鲁国明，2002）
1—盆地；2—变质基底；3—中生代火山岩；4—中生代岩体；5—断层；6—韧性剪切带；7—采样点；Ar—表示40Ar/39Ar年龄；K—K-Ar年龄；U—U—Pb锆石年龄
表4-3 郯庐断裂带安徽段走滑糜棱岩样品40Ar/39Ar坪年龄统计表
注：括号内为质量分数。
郯庐断裂带走滑糜棱岩全岩样品D-1的40Ar/39Ar坪年龄为120.48±0.75Ma；样品No.4-2的40Ar/39Ar坪年龄为118.75±0.45Ma，这两个坪年龄在误差范围内相吻合，一致指示为早白垩世（图4-31）。千枚岩全岩（No.13-2）的40Ar/39Ar坪年龄为120.96±0.66Ma，也属于早白垩世。糜棱岩类全岩40Ar/39Ar坪年龄分别为128.35±0.64Ma（No.8-12）、130.61±0.88Ma,（No.8-3-2）、124.67±0.73Ma（No.3-2）和132.1±0.53Ma（No.12-1），皆属于早白垩世。特别值得指出的是，同一采样点的超糜棱岩（No.8-12）和糜棱岩（No.8-3-2），两个样品给出了误差范围内相吻合的年龄值（128.35±0.64Ma和130.61±0.88Ma），反映测试结果可以相互验证，是可靠的。
全岩样品40Ar/39Ar在70%～80%的中间释放区域给出了基本一致的坪年龄（表4-3）。样品的高、低温释放区域（一般小于10%）都出现了较老的视年龄，反映可能有过剩氩的部分影响，为了检查过剩氩对测试结果的影响，进行了40Ar/36Ar-39Ar/36Ar等时线处理（表4-4）,7个样品各自的数据点皆拟合成相关性较好的等时域，相关系数r=0.99973～1.00000，并且等时线年龄与坪年龄相差都不超过3Ma。40Ar/36Ar初始值介于300.9±4.67至308.0±6.44之间，与大气值（295.5）相差不大。由此可见，中间区域坪年龄所受到的过剩氩影响可以忽略不计，其值是可信的。这也反映了在郯庐断裂带安徽段深层次走滑韧性剪切带形成糜棱岩类的过程中，40Ar/39Ar同位素体系发生了重新平衡，未受到其他构造热事件的干扰，从而记录了断裂带走滑变形的冷却年龄。
表4-4 糜棱岩类样品坪年龄、等时线年龄、相关系数（r）及40Ar/39Ar初始值
测试结果表明，郯庐断裂带安徽段韧性走滑变形的冷却年龄为120～132Ma，属早白垩世早期，反映郯庐断裂带大规模左行走滑应发生在早白垒世早期。
2.走滑期侵入岩40Ar/39Ar同位素测年
沿郯庐断裂带侵入的管店岩体、瓦屋刘岩体和瓦屋薛岩体（图4-29），长轴皆沿郯庐断裂带延伸，是郯庐断裂带走滑过程中的同构造期侵入花岗岩。
前人测出管店花岗岩体的锆石U-Pb年龄为128±1Ma（李学明等，1985）。为了进一步确定郯庐断裂带的走滑时间及瓦屋刘岩体和瓦屋薛岩体的侵位时代，对这两个岩体进行了黑云母40Ar/39Ar同位素测年。瓦屋刘和瓦屋薛两个岩体中的黑云母40Ar/39Ar坪年龄分别为127.87±0.46Ma和120.00±0.50Ma（表4-5，图4-31），皆属于早白垩世。这两个样品均给出了理想的坪谱，样品40Ar/39Ar在80%的中间释放区域皆给出了一致的坪年龄、等时线年龄、相关系数及40Ar/39Ar初始值（图4-30，表4-5），显示这两个样品没有过剩氩的影响，坪年龄是可靠的。因而，两个坪年龄指示两个岩体侵位时间为早白垩世，验证了郯庐断裂带的走滑时代为早白垩世。同时也表明管店岩体和瓦屋刘岩体侵位时间（128Ma）比瓦屋薛岩体（120Ma）略早，即岩体的侵位具有由北向南迁移的规律。
图4-30 郯庐断裂带安徽段走滑糜棱岩全岩样品40Ar/39Ar年龄谱图
表4-5 瓦屋刘岩体和瓦屋薛岩体黑云母40Ar/39Ar同位素测年结果
图4-31 郯庐断裂带张八岭隆起带段走滑花岗岩黑云母40Ar/39Ar年龄谱图
3.走滑期火山岩K-Ar同位素测年
盆地东缘肥东县龙山惟一出露了毛坦厂组安山岩（图4-29），与大别山北缘的毛坦厂组可以对比。该火山岩全岩K-Ar同位素年龄为119.2±23Ma，因而确定该火山岩的喷发时间属于早白垩世，而不是过去认为的晚侏罗世。这套火山岩的喷发年龄与郯庐断裂带走滑糜棱岩的变形时代（120Ma）是一致的，显然是郯庐断裂带的走滑运动诱发了火山活动，同时该岩体又受到断裂带左行平移断层的切割，因而是同走滑期的火山喷发。
郯庐断裂带上走滑糜棱岩全岩、走滑期花岗岩中黑云母40Ar/39Ar同位素年龄及走滑期火山岩全岩K-Ar年龄测试结果基本一致，指示为早白垩世早期。这无疑表明郯庐断裂带的大规模平移发生在早白垩世早期。因而，郯庐断裂带是从早白垩世开始介入合肥盆地而成为盆地的东界，其大规模平移所形成的张八岭隆起也是在早白垩世开始出现在合肥盆地的东部。在晚侏罗世之前不存在郯庐断裂带，因而侏罗纪的合肥盆地向东延伸，可能与被郯庐断裂带左行错开的莱阳盆地相连。早白垩世之后成为两个独立的盆地，经历了不同的构造和沉积演化。
（四）早白垩世—晚白垩世早期合肥盆地原型
合肥盆地早白垩世—晚白垩世早期沉积区主要残存于盆地东部的大桥、肥东地区及舒城地区。大桥断坳朱巷组（K1z）和响导铺组（K2x）最厚处位于断坳东部，沿郯庐断裂呈NNE向展布，钻井揭示最大视厚度超过1000m，地震资料解释最大厚度可达4000m，总体上呈东厚西薄的特点。
郯庐断裂带在早白垩世成为合肥盆地的东界，仅在定远县章广一带向东越过郯庐断裂带。在大桥断坳东南部古城一带朱巷组（K1z）中发现了含暗色泥岩的深湖相沉积，合浅8、合浅9井朱巷组（K1z）主要由暗色泥灰岩组成，没有出现边缘相，反映出沉积中心位于断裂带附近。地震剖面显示朱巷组（K1z）在郯庐断裂带附近也没有显著加厚的现象。
舒城断坳东部没有钻孔揭露朱巷组（K1z）和响导铺组（K2x），地震解释其残余厚度亦在2000m左右。估计原先也存在着类似肥东地区的朱巷组（K1z）和响导铺组（K2x）充填，即受郯庐断裂控制而呈现NNE向延伸。
综上所述，在朱巷组（K1z）沉积期，受郯庐断裂带平移影响，合肥盆地东部为断裂旁侧形成的走滑挠曲盆地（图4-32）。
图4-32 合肥盆地东部早白垩世走滑挠曲盆地模式图
据地震资料解释，霍邱断隆朱巷组（K1z）保存较薄，但据HF2000-384地震测线显示，朱巷组（K1z）具有向西增厚的趋势，目前的下白垩统在大桥断坳西部地区具有剥失缺失的特征，由此推测早白垩世时的合肥盆地具有广盆沉积的特点，其沉降中心可能位于盆地的西部，具有沉积中心与沉降中心不吻合的特点。
晚白垩世响导铺组（K2x）沉积期，郯庐断裂已具有走滑正断层的特点。根据合浅9、合浅10井及地表露头资料，郯庐断裂西侧出现了冲积扇沉积，并沿郯庐断裂带西侧形成冲积扇群。因此响导铺组（K2x）沉积期的张八岭隆起已成为合肥盆地的物源区之一。此时的合肥盆地仍是广盆沉积，由于郯庐断裂走滑隆升作用形成了张八隆岭起，盆地东部响导铺组（K2x）沉积时该区为断陷盆地。现在的保存状况是燕山运动晚期构造运动的结果。
郯庐断裂带大规模平移活动诱发了中酸性为主的岩浆活动，除张八岭隆起上有早白垩世花岗岩体侵位和火山喷发外，盆地内朱巷组（K1z）局部也有火山喷发，如肥东县龙山地区的安山岩、合浅9井水下喷发的玄武岩等，反映了当时较为活动的构造背景。
总之，早白垩世时合肥盆地仍以前陆性盆地为主，盆地东部叠加了挠曲盆地的特点；晚白垩世早期盆地东部为一个断陷盆地。
9、合肥盆地
1.郯庐断裂带与合肥盆地热演化的关系
大型断裂带对有机质演化的热影响是不可忽视的因素。郯庐断裂带是深达地幔的岩石圈断裂,其不但是深部热流上升的通道,也会在断裂活动中由于剪切加热、岩浆活动而对周围岩石产生热影响。郯庐断裂带体现深部热流上升的主要形式是岩浆活动与热传导。
根据本次同位素测年结果,郯庐断裂带岩浆活动主要发生在早白垩世,表现为中酸性岩浆侵入与喷发,具体有合肥盆地东缘张八岭隆起上的多个侵入岩(107~128Ma)及盆地东缘肥东龙山火山岩喷发(119Ma)。另外,盆地内及东侧新生代时也有局部的玄武岩喷发。根据本次工作中对朱巷组、响导铺组沉积物的镜下鉴定,合肥盆地东缘早白垩世的岩浆活动发生在朱巷组、响导铺组沉积之前,这些地层中出现了火山岩岩屑。因而,这期岩浆活动不会对朱巷组烃源岩发生热烘烤影响。由于热传导范围有限,一般火山岩或侵入岩明显的热影响范围只有1~2km,但可以使周围地区热流值有所提高。而大型走滑断裂带的剪切加热,也可以使1~2km范围内出现升温。据过去的计算,在韧性剪切带的中心可造成100~200℃升温,但向外很快消减。合肥盆地东缘朱巷组及下伏地层可能会受此影响。盆地东缘古城合浅8井中较高的Ro值(1.13%~1.57%)可能与此有关。郯庐断裂带新生代的玄武岩喷发,出现局部,发生时间短,其热烘烤影响局部而短暂。合肥盆地东缘,无论是岩体侵入(出现在盆外边缘)、火山岩喷发还是断裂剪切加热,其影响范围都是1~2km范围内,也就是盆缘1~2km范围内才受到郯庐断裂带活动带来的明显热影响。由于郯庐断裂带向深部的沟通及早白垩世与新生代所发生的岩浆活动,必定使断裂带周围古地温增高,促进有机质的热演化。但是,对于陡立的断裂带,其对古地温场的影响多限于断裂带内,向外影响很快减弱。因而,这方面的影响会主要限于盆地东缘断裂带内与旁侧。
郯庐断裂带对合肥盆地热演化的影响还表现在其控制了盆地东部较厚的中、新生界沉积,从而使下伏地层埋藏深度加大,增加了古地温,进而促进了下伏地层有机质的热演化。由于郯庐断裂带的控制,合肥盆地东部出现了较厚的侏罗系与白垩系沉积,使盆地东部石炭-二叠系烃源会有7000m以上的埋藏深度,从而使有机质过成熟。由于郯庐断裂带在合肥盆地东部造成了较厚的响导铺组、张桥组及局部的定远组沉积,使下白垩统朱巷组烃源岩成熟度增加,有利于油气的形成,局部地区而出现过成熟。由于郯庐断裂的影响,合肥盆地东部所沉积的古近系定远组厚度明显较大,这对烃源岩热成熟较为有利。
2.郯庐断裂带对合肥盆地生油层的控制和影响
从目前的资料分析,合肥盆地可能存在五套烃源岩,但对于前中生界寒武-奥陶系、石炭-二叠系烃源岩来说,由于埋藏深度大,热演化程度高(大部分Ro>3.0%),同时钻井资料较少,地震资料难以有效识别。因此,这里仅中、新生界三套烃源岩进行分析。
(1)下侏罗统烃源岩
合肥盆地内下侏罗统防虎山组烃源岩主要分布在盆地的南部,且靠近盆地东侧。这套烃源岩的发育受控制于前陆盆地的格局,主体受大别造山带隆起的控制。但这一时期盆地东缘郯庐断裂带所造成的张八岭隆起已出现,其西侧也形成了半深湖-深湖相环境,显示郯庐断裂带对该套烃源岩的发育和分布也造成了一定的影响,但不是主控因素。
(2)下白垩统烃源岩
合肥盆地下白垩统朱巷组烃源岩分布于盆地东部,从所恢复的沉积环境上看,盆地内朱巷组烃源岩分布于盆地东部的半深湖相环境,早白垩世盆地东部的深水还原环境与烃源岩的发育具有较好的对应关系。该套烃源岩呈NNE向展布,其形成明显受郯庐断裂带的控制。该烃源岩出现在早白垩世郯庐断裂带(断面西倾)控制的断陷中。因而,合肥盆地下白垩统烃源岩是郯庐断裂带断陷活动的直接产物。
自下白垩统烃源岩形成后,由于郯庐断裂带的断陷活动,普遍覆盖了上白垩统沉积。随后定远凹陷、肥东凹陷与舒城凹陷东部又有定远组的沉积。这样郯庐断裂带后期的断陷活动,对下白垩统烃源岩的保存是有利的。因而,无论从下白垩统烃源发育情况与保存情况看,盆地东部由于郯庐断裂带的影响都是有利地区。因而,合肥盆地东部是寻找下白垩统油气的有利地区。值得注意的是,郯庐断裂带新近纪以来的逆冲活动及合肥盆地同时遭受的近东西向挤压,对合肥盆地主要起着改造作用。这期构造作用最终使合肥盆地抬升、消亡,仅在颍上凹陷残留了新近纪拗陷。合肥盆地的东缘,由于郯庐断裂带的逆冲,出现了明显的剥蚀。大桥凹陷东缘主要出露下白垩系朱巷组,上白垩统基本上剥蚀殆尽。向西依次出露响导铺组、张桥组。凹陷北部剥蚀最显著,朱巷组大面积出露。肥东凹陷东缘出露张桥组,定远组受到剥蚀,但凹陷内部地层保存完整。上述盆缘地层在受剥蚀的同时,也使其受到逆冲构造的影响。据野外观察,盆内地层受其影响的范围一般是距主边界断裂1km范围内。因而,这一边缘地带受改造、破坏较强。
(3)古近系烃源岩
晚白垩世—古近纪的伸展运动在合肥盆地内形成了由张桥组、定远组充填的断陷盆地。其中定远组发育有烃源岩,舒城凹陷最大厚度为400m左右。从烃源岩的品质看,合肥盆地内古近系定远组烃源岩品质最好。这一时期合肥盆地内的断陷活动以近东西向断裂占优势,主要控制了盆地内的沉积。从这套烃源岩的分布看,定远凹陷出现在寿县-定远断裂南侧,明显受此断裂控制;肥东凹陷内出现在肥中断裂与郯庐断裂共内控制的沉积区内;舒城凹陷出现肥西-韩摆渡断裂的南侧,显示受此断裂控制。但是,寿县-定远断裂和肥西-韩摆渡断裂所控制出现的定远组烃源岩,都是出现在断裂东段的郯庐断裂带旁,显示在一定程度上还是受到了郯庐断裂带的影响。
合肥盆地东部古近系烃源岩出现在盆地东部,其发育主要是受控于近EW向的寿县-定远断裂、肥中断裂、肥西-韩摆渡断裂的断陷控制,而郯庐断裂带的活动只是起着辅助影响。由于新近纪以来郯庐断裂带的逆冲活动及由此造成的盆地东部较大的抬升、剥蚀,这样对于古近系烃源岩的保存与随后的热演化是不利的。由于这期郯庐逆冲活动强度不大,其影响范围也有限,从而对盆地东部古近系烃源岩的破坏是有限的。
3.郯庐断裂带对合肥盆地储层的控制和影响
(1)侏罗系储层
从已有钻井(安参1井及合深3井等)和防虎山露头剖面看,主要储集岩为长石石英砂岩和岩屑长石石英砂岩,成岩程度高,储集空间为粒间微孔和粒间次生溶孔。岩心实测孔隙度为3.04%~7.65%,最高12.04%,渗透率为(0.004~0.029)×10-3μm2,最大1.59×10-3μm2,测井解释孔隙度2.19%~9.49%,渗透率(0.1~0.3)×10-3μm2,总体表现为低孔低渗特征,属差储层。
(2)白垩系储层
白垩系储层主要包括下白垩统朱巷组上段、上白垩统响导铺组和张桥组。
下白垩统朱巷组上段:以细—中粒砂岩为主,属河流、三角洲相沉积,在大桥凹陷的响导铺一带,砂岩一般单层厚2m,最大厚度65m,累计厚约200m。孔隙度12%~16%,渗透率小于1×10-3μm2。
上白垩统响导铺组:以粉、细砂岩为主,砂岩单层厚一般为2~4m,最大单层厚度5~10m,累计厚约500m,其中下部砂岩渗透率平均6.6×10-3μm2,最高达72.27×10-3μm2;上部砂岩渗透率平均65.2×10-3μm2,最高69.17×10-3μm2。本组砂岩平均孔隙度13.64%,最大为19.55%,属中-低渗透储集层。
上白垩统张桥组:主要为粉、细砂岩,其次为中、粗砂岩,砂岩累计厚度300~600m,占该组厚度的86.5%~94%。平均孔隙度16.9%,最高达25%,渗透率一般大于50×10-3μm2,最高达200×10-3μm2,为中孔高渗透储集层。
(3)古近系储层
古近系砂层发育,储层岩性主要为红灰色、浅棕色中细粒砂岩,含砾砂岩、粉砂岩,孔隙度为3.07%~22.3%,平均10%,渗透率一般为(0.20~5.09)×10-3μm2,平均1.88×10-3μm2。在合深5井中,64~1362m井段,砂岩累计厚度628m,占该段总厚度的48%。砂岩分选中等,孔隙-接触式胶结,以原生孔隙为主。孔隙度最大值可达21%,一般10%左右,渗透率一般为(11~20)×10-3μm2,属中等储层。
白垩系朱巷组、响导铺组和张桥组、古近系地层明显受到郯庐断裂带控制,这些地层主要分布在合肥盆地东侧。
4.郯庐断裂带对合肥盆地盖层的控制和影响
(1)防虎山组上部
据安参1井钻井揭露,下侏罗统防虎山组上部2780~3015m井段以浅-半深湖相泥岩及粉砂质泥岩为主,夹三角洲前缘砂体及浊积砂体。这套以暗色泥岩及粉砂质泥岩为主的细碎屑沉积既是一套潜在的烃源岩,也是较好的区域盖层。沉积相及地震相研究表明,其分布面积达1352km2;滨-浅湖相粉砂岩及粉砂质泥岩的分布面积更大,可达6213km2,也具有一定的油气封盖能力。从现有地震资料看,至少肥中断裂以北地区的该套地层中的断层较少,但其成岩及演化程度较高。综合分析,认为该套地层对油气具备了一般-较好封盖能力,是合肥盆地的主要区域盖层。
(2)朱巷组中上部与响导铺组中上部
朱巷组中上部浅-半深湖相主要残存分布于大桥凹陷。据合深1、合浅8、9井资料,泥岩厚度可达600m以上,其残存分布面积达1400km2,是一套较好的区域盖层。
响导铺组中上部湖相沉积亦分布于大桥凹陷。从合深1、6、合浅5等井钻井揭露情况看,湖相泥岩及粉砂质泥岩厚达1000m以上,且含大量石膏。沉积相及地震相研究表明,浅-半深湖相面积达400km2,滨-浅湖相面积可达1000km2,其埋深适中,因此,也是一套较好的盖层。
(3)张桥组
上白垩统张桥组浅-半深湖相膏泥岩分布于定远及肥东北凹陷。据定远凹陷合浅13、14井资料,浅-半深湖相含膏泥岩厚达800m以上,分布面积达600km2,埋深浅,可作为较好的盖层。肥东北凹陷合深5井钻遇上白垩统浅湖相泥岩及粉砂质泥岩、粉砂岩厚达200m,分布面积推测可达600km2,这些湖相泥岩特别是定远凹陷的含膏泥岩可作为良好区域盖层。
(4)定远组中上部
定远组中上部浅-半深湖相膏泥岩分布于舒城、定远及肥东北凹陷。舒城凹陷合深2井揭露了古近系浅湖相泥岩及粉砂岩厚达900m,地震相研究表明其分布面积可达900km2;据合深4井资料,井深26~1140m主要为浅-半深湖相泥岩及粉砂质泥岩,含大量石膏;合深5井揭露古近系浅湖相泥岩及粉砂岩,也含石膏,均可作为较好盖层。
同样的,白垩系朱巷组和张桥组、古近系定远组明显受到郯庐断裂带控制,这些地层主要分布在合肥盆地东侧。而防虎山组则主要是受到近EW向断裂控制,郯庐断裂带仅起辅助作用。
5.郯庐断裂带与合肥盆地生-储-盖组合的关系
根据合肥盆地的生、储、盖层的发育状况,主要的生储盖组合类型以下生上储上盖为主,同时,在印支面附近可能还存在上生下储上盖型生储盖组合。
下生上储上盖型组合主要有:J1(烃源岩)-J2+3、K1(储盖层)组合,主要分布于舒城凹陷、丁集-肥东凹陷及大桥凹陷;K1(烃源岩)-K1、K2(储盖层)组合,主要分布于大桥凹陷;E(烃源岩)-E(储盖层)及J1、K1(烃源岩)-E(储盖层)组合,主要分布于舒城凹陷、定远及肥东凹陷等。
其中,盆地下白垩统烃源岩的发育受控于郯庐断裂带的伸展活动,并且分布在盆地东部靠近郯庐断裂带旁。同样由于郯庐断裂带的控制,盆地东部也是白垩系地层最发育、最厚的地带。因而,合肥盆地K1(烃源岩)-K1、K2(储盖层)组合,明显受着郯庐断裂带的控制,发育于盆地东部。E(烃源岩)-E(储盖层)组合虽然也是出现在盆地东部,但是其形成主要是受近东西向断裂伸展活动的控制,同时期郯庐断裂带的活动只起着辅助作用。但是,在肥中凹陷中,这套组合受郯庐断裂带伸展活动的影响较为明显。
合肥盆地下侏罗统烃源岩分布于盆地的中东部,该组合主要受大别造山带的控制,郯庐断裂带对其也具有一定影响,但不是主控因素。