“下削上超”地层不整合的基本类型与地质意义

地层不整合是研究构造变形、海平面升降、气候变化等的重要窗口[1], 也是划分构造运动（或事件）期次[2]、建立区域构造运动年表的重要依据, 还是分析沉积盆地分层地质结构的基本依据[3]。由于流体常沿不整合面运移, 因此不整合面上、下常是油气、金属及非金属矿产的重要聚集部位[4, 5, 6]。不整合面研究在地球科学中具有重要地位。

学者们对不整合面的形成时间、空间与几何变量开展了长期研究[7, 8, 9, 10, 11], 对不整合面的结构及其控矿机制也开展了大量研究[12, 13, 14, 15], 识别出多种接触关系（角度、平行、非整合等）的不整合面、不同分布范围的不整合面（区间、区域、局部等）, 研究了不整合面上是否存在风化壳及其上、下地层的岩性组成, 剖析了不整合面的多种结构类型[12, 14]。在不整合面的多种类型中, 有一种称之为“ 下削上超” 的不整合[16], 即不整合面之下的地层被削截、其上地层向不整合面超覆（上超或下超, 上超较为常见）的组合结构（见图1）。图1a为塔里木盆地北部的英买力— 西秋地区的地质剖面图, 下白垩统舒善河组不整合于下伏不同时代地层之上, 在羊塔克以北, 舒善河组自北向南逐渐超覆, 在却勒1井一带, 还可见三叠系、侏罗系向南的超覆。目前在该不整合面之下发现了寒武系、奥陶系、志留系、二叠系等地层削截型油气藏, 之上发现了舒善河组上超型砂岩油气藏。图1b为鄂尔多斯盆地靖西地区石炭系本溪组之下的地层削截结构, 下奥陶统马家沟组五段— 四段自东向西被逐层削蚀, 陕39井处可见下切谷; 受燕山期构造影响, 该不整合面现今整体西倾, 石炭系气源岩侧向或向上方供烃, 出现多层系天然气聚集, 地层削截型油气藏占主导。图1c为四川盆地中部新近发现的巨型气田— — 安岳气田的地质剖面; 高石梯— 磨溪地区、威远— 资阳地区震旦系灯影组被削蚀, 在德阳— 安岳裂陷槽两翼, 寒武系麦地坪组、筇竹寺组逐渐向侵蚀面上超, 直至全部覆盖, 寒武系与震旦系之间为典型的“ 下削上超” 结构; 在二叠系底部不整合面之下, 在威远、高石梯、磨溪一带, 即在原“ 德阳— 安岳裂陷槽” 之上、现今称为“ 川中古隆起” 的两翼, 可见下寒武统龙王庙组— 志留系被逐层剥蚀, 在川中古隆起两翼, 在地震剖面上可识别出奥陶系、志留系的上超现象, 也表明川中古隆起的长期继承性发育特点, 目前在磨溪地区已经发现了龙王庙组台内滩相气田, 该气田具有明显的地层削截不整合特征（见图1c）。

除上述实例外, “ 下削上超” 不整合面在地表露头、地震剖面中常可见到, 出现于沉积盆地或造山带的翼部等多种构造、沉积环境。但目前对于这类不整合面的成因机制、基本类型、成藏（矿）模式等仍有待深入分析。这类不整合面在垂向上向高部位常常发生多个不整合面的叠加或聚合（如图1中的3个实例）, 形成叠合不整合面[17, 18], 对于叠合不整合面的类型与地质意义迄今也了解不多。笔者在长期野外地质露头观察与沉积盆地地震反射剖面的系统解释过程中[15, 16, 17, 19, 20, 21, 22, 23], 对这类不整合面进行了系统分析与总结, 即对不同构造环境下“ 下削上超” 不整合的常见类型进行了总结; 根据不整合面的叠加现象与成因机制, 识别出叠合不整合面的基本类型; 在对沉积盆地沉降中心迁移分析的基础上, 探讨了构造活动对叠合不整合面发育的影响因素。

在伸展、挤压与走滑等构造环境之下, 由于构造应力的作用, 可以形成削截不整合面。由于古地貌起伏变化、海平面升降变化以及气候因素的叠加, 上覆地层沉积时可以向古地貌高部位超覆, 或发生远端部位的进积与下超, 从而产生“ 下削上超” 不整合。不同构造环境之下它们的类型及上下地层堆叠方式不同。

伸展环境之下主要形成半地堑、地堑结构（通常称之为“ 断陷” ）, 它们主要受控于边界正断层的几何学形态以及幕式构造活动。随不同断陷期边界断层的迁移发展, 断陷结构主要有3种基本叠加方式。

2.1.1 平行向外叠加型

不同期的断陷呈现迁移性, 表现为向外扩展方式（breaking outward）。这种现象常见于松辽盆地、松南地区白垩纪断陷群, 以及大西洋两岸被动大陆边缘的下伏断陷之中。如在图2a①中, 断陷Ⅰ 幕形成的半地堑充填了地层1— 地层3。其后, 发生构造转换, 缺失地层4— 地层6。进入断陷Ⅱ 幕, 断层活动跃迁至右侧边界断层, 沉积充填了地层7— 地层10, 地层7— 地层9向左逐渐超覆于下伏不整合面上。地层10覆盖整个半地堑。在图2b①年代-地层格架剖面上, 地层7— 地层10底部的不整合面与地层1— 地层3顶部不整合面分布范围相当, 两者之间大致缺失3~9套地层, 上、下地层之间构成同向的“ 下削上超” 关系。

2.1.2 旋转叠加型

不同断陷期因边界断层方位的变化, 早、晚断陷的轴向发生旋转, 从而出现一种叠加不整合现象, 常见于北海、松辽等盆地。在图2a②中, 断陷Ⅰ 幕形成的半地堑充填了地层1— 地层4。其后, 发生构造转换, 缺失了地层5和地层6。进入断陷Ⅱ 幕, 断层活动跃迁至右侧边界断层, 但两条边界断层并不呈平行关系, 沉积充填了地层7— 地层10, 地层7— 地层9向左逐渐超覆于下伏不整合面之上。地层10覆盖整个半地堑。这种叠加关系与图2a①中平行向外叠加关系有一定相似性, 但主体沉降中心在平面上已发生旋转、偏离, 主要的沉积物分散方式也有所不同, 即源-汇系统已经变化。

在图2b②年代-地层格架剖面上, 地层7— 地层10底部的不整合面与地层1— 地层4顶部不整合面分布范围相当, 两者之间大致缺失2~8套地层。上、下地层之间构成同向的“ 下削上超” 关系。

2.1.3平行向内叠加型

不同期断陷的迁移发展呈现为向内扩展方式（breaking inward）, 在渤海湾、松辽、北海等盆地均可见到, 冀中坳陷北部的廊固凹陷与霸县凹陷之间, 表现为断陷向外迁移扩展特点[24, 25, 26]。在图2a③中, 断陷Ⅰ 幕形成的半地堑充填了地层1— 地层3。其后, 发生构造转换, 缺失了地层4— 地层6。进入断陷Ⅱ 幕, 断层活动跃迁至左侧同向断层, 沉积充填了地层7— 地层10, 地层7— 地层9向左逐渐超覆于下伏不整合面之上。地层10覆盖整个半地堑。在冀中坳陷北部, 大兴断层、牛东断层— 河西务断层等的活动均构成这种样式[24, 25, 26]。两条边界断层之间的早期断陷结构层, 可以成为晚期断陷的物源区。

在图2b③年代-地层格架剖面上, 地层7— 地层10底部的不整合面分布范围狭窄, 地层1— 地层4顶部不整合面分布范围较宽, 两者之间大致缺失3~9套地层。上、下地层之间构成同向的“ 下削上超” 关系。

挤压环境之下主要形成逆冲断层、挤压断层相关褶皱、前陆盆地等。该环境之下的不整合面变化较多（见图3）, 伴有生长不整合面出现。

2.2.1 褶皱超覆叠加型

这种类型在塔里木盆地玉北— 塘南地区, 准噶尔盆地中拐凸起、北三台凸起、阿巴拉契亚盆地、北非阿特拉斯山前等地常见。在挤压应力作用下, 常形成背斜, 其轴面相向倾斜。如图3a①, 地层1— 地层3沉积之后发生褶皱, 它们的顶部地层被剥蚀, 导致褶皱核部地层1之下的地层出露。在该不整合面上发生了沉积间断, 缺失了地层4、地层5。

进入另一旋回之后, 沉积了地层6— 地层9。因背斜核部较高, 地层逐层向高部位超覆。地层9上部地层最终覆盖背斜核部。在地层6— 地层9沉积期, 可能无构造活动, 形成简单的超覆, 在背斜翼部形成同向的“ 下削上超” 现象; 也可能持续挤压, 背斜幅度加大, 这时地层6— 地层9将会出现翼旋转现象, 即地层6到地层9地层倾角逐渐降低, 表现为“ 生长地层” （同构造沉积）, 地层倾角将随挤压作用的强弱而变化。图3a（1）所示的两套地层之间的角度不整合面被褶皱, 表明在地层6— 地层9沉积期发生了构造活动。

在图3b①的年代-地层格架中, 两套地层之间区域性缺失地层4、地层5。在褶皱翼部形成同向的“ 穿时不整合” , 而背斜核部仅最顶部地层存在。缺失的地层构成上、下对称的“ 钟型” 。

2.2.2 同沉积褶皱叠加型

主要见于前陆冲断带, 尤其是滑脱背斜发育部位。例如塔里木盆地库车坳陷的亚肯背斜带、准噶尔南缘安集海背斜带、四川盆地新场、九龙山、通南巴等背斜带。如图3a②沉积期先沉积了地层1— 地层3, 其后发生了沉积间断, 区域性缺失了地层4— 地层5。其后, 进入另一沉积阶段, 这时发生构造挤压, 形成了同沉积背斜。由于地貌高部位随时间而变化, 地层6— 地层8出现翼旋转特征, 自地层6到地层8地层倾角逐渐减小。在地层8沉积期末, 挤压作用停止。

在图3b②的年代-地层格架剖面上, 缺失地层形成典型的“ 钟” 型。在背斜核部不整合面之下的地层可能会出现剥蚀。在这种类型中, 上部的超覆现象更加明显, 下部的削截仅出现在褶皱核部。

2.2.3 背、向斜褶皱叠加型

出现在多期挤压构造背景中, 前期挤压形成背斜式褶皱及相应的侵蚀不整合面, 后期叠加褶皱样式发生变化, 表现为一种较为典型的叠加不整合现象。

如图3a③沉积期先沉积了地层1— 地层3, 沉积期末发生褶皱, 形成了不整合面。在地层4— 地层5沉积期, 褶皱作用再次发生, 地层4、地层5向不整合面超覆（可以形成下超）。地层5沉积之后构造活动停止, 地层6— 地层8充填构造活动形成的可容纳空间, 出现向斜部位加厚、背斜部位减薄的现象。

在图3b③年代-地层格架剖面上, 地层4、地层5底部不整合面与地层2、地层3顶部不整合面之间的缺失构成“ 透镜状“ 形态。在这种类型中, 下部的削截为低角度, 上部的超覆也多为低角度。

2.2.4 褶皱顶部侵蚀谷超覆充填叠加型

这种类型常见于威利斯顿、波斯湾、四川、鄂尔多斯、塔里木等盆地的古生界内部或顶部不整合面上[27, 28]。图1a、1c部分具有这种特点。下部的削截往往较为明显, 上部的超覆则多为低角度或水平状。

在图3a④中, 地层1— 地层4沉积之后, 发生挤压作用, 形成了背斜。其后, 在相当于地层5— 地层7沉积期内发生了沉积间断。受古地貌、水动力及气候因素影响, 背斜顶部侵蚀作用较大, 形成了典型的下切谷。其后, 沉积作用发生, 沉积了地层8— 地层11。沉积物先充填沟谷, 到地层11沉积期, 覆盖整个褶皱范围。

在图3b④年代-地层格架剖面上, 地层8— 地层11底部不整合面与地层1— 地层4顶部不整合面近于平行, 背斜核部的缺失构成“ 漏斗状” 形态。

对走滑沉积盆地的观察表明, 这类盆地如里奇（Ridge）、圣华金、洛杉矶、维也纳、潘诺尼亚、柴达木等盆地, 地质结构较为独特, 因边界断层较陡, 沉积相侧向变化快, 沉积充填侧向迁移明显, “ 下削上超” 不整合面的分布范围狭窄, 时限较短, 但也可在盆地边缘出现不整合面的叠合现象。

不同地质时期形成的“ 下削上超” 地层不整合面在三维空间上常常产生叠合（见图4）, 就其叠加的地质过程, 主要有3种基本类型。

在克拉通盆地中继承性隆起较为常见, 如塔中、川中等隆起, 美国二叠纪盆地（West Texas Basin）中央台地部位。在盆地发展的某一阶段, 沉积充填了一套地层层序, 如图4a①层序Ⅰ 中的地层1— 地层4。第4层沉积期或期末, 发生挤压构造事件或差异隆升活动, 图4a（1）中左侧隆升形成不整合, 地层1— 地层4自左向右依次被剥蚀, 剥蚀范围可达原沉积区中部, 最左端仅残存地层1。

在层序Ⅱ 沉积期, 左端的隆升仍在发生, 但沉积了地层5— 地层7, 因构造、地貌形态的变化, 沉积区中央4、5层之间连续沉积, 而向左端高部位地层5— 地层7逐层超覆, 形成了典型的“ 下削上超” 不整合。地层5、地层6依次超覆在地层4之上, 地层6可超覆在地层3之上, 地层7超覆在地层3之上; 地层1、地层2出露部位为剥蚀区, 地层3在地层5、地层6沉积期也为物源区。地层7沉积期末, 剥蚀范围再次扩大, 地层6、地层7被剥蚀。

在层序Ⅲ 沉积期, 沉积了地层8— 地层10, 它们依次向左上超, 地层8超覆在地层7、地层4之上; 地层9超覆在地层3之上; 地层10超覆在地层2, 甚至地层1之上。层序Ⅲ 沉积期末, 发生了区域性构造运动, 形成了全区范围的低角度不整合或间断（hiatus）, 地层10之下地层被剥蚀。

层序Ⅳ 沉积期, 地形较为平缓, 地层11或为年轻地层覆盖。

据此, 层序Ⅰ 、Ⅱ 之间的不整合, 层序Ⅱ 、Ⅲ 之间的不整合, 层序Ⅳ 底部的不整合面向图4a①左端发生叠加。在年代-地层格架剖面中（见图4b①）可以清楚地看到地层之间的时、空接触关系。地层5— 地层10底部的不整合面为穿时不整合, 其与下伏的层序Ⅰ 顶部的不整合面之间为剥蚀关系, 越向左端, 剥蚀时间越长。这类不整合面几何结构的产生是图4a①左端保持持续隆起状态的结果。

在沉积盆地的边缘隆起带常见, 如塔北、和田等古隆起, 鄂尔多斯、四川盆地的中央古隆起等。

层序Ⅰ 发育期稳定沉积了地层1— 地层2（见图4a②）。地层2沉积之后, 发生区域性构造事件, 形成区域性不整合。图4a②右端隆起较高, 为角度不整合, 左端地形较低。

层序Ⅱ 沉积了地层5— 地层7, 层序Ⅰ 、Ⅱ 之间缺

失了地层3、地层4沉积。地层7沉积之后的区域构造事件形成了区域性地层不整合面, 剥蚀范围扩大, 地层5— 地层7向右侧隆起高部位被剥蚀。

层序Ⅲ 发育了地层10— 地层13, 它们向右端依次超覆在层序Ⅱ 、Ⅰ 顶部的不整合面之上。层序Ⅱ 、Ⅲ 之间缺失了地层8、地层9沉积。层序Ⅲ 与层序Ⅰ 、Ⅱ 之间构成同向的下削上超不整合结构。

层序Ⅳ 沉积之前的区域构造事件造成层序Ⅳ 底部的不整合, 缺失了地层14— 地层16沉积。由于图4a②左侧隆升加快, 形成地形高地。层序Ⅳ 发育了地层17— 地层21, 逐层向左超覆在层序Ⅳ 底部不整合面之上。

在图4b②的年代-地层格架剖面上, 4套层序间隔分布, 两两之间都存在地层缺失。层序Ⅲ 、Ⅳ 的底部不整合面分别与下伏层序的顶部不整合面形成了叠加不整合。层序Ⅳ 与层序Ⅰ 之间构成了反向的“ 下削上超” 关系。

由图4a②可见, 因隆起高点迁移或差异隆升, 反向的“ 下削上超” 与同向的“ 下削上超” 形成了空间上的叠加关系。这种现象见于塔里木盆地东北部的孔雀河斜坡, 侏罗系底部不整合面为叠合不整合。奥陶系— 三叠系向盆地内部倾斜, 其间发育志留系底界、石炭系底界、三叠系底界等多个不整合面, 为同向的叠加关系, 而侏罗系向盆缘倾斜, 向盆地内部上超, 构成了反向的叠加关系。

盆地的沉降中心向一个方向一致迁移时, 出现不整合面向盆地外侧迁移且逐个叠加的现象。这在前陆盆地、伸展盆地或走滑盆地均可见到。

以图4a③所示的前陆盆地为例, 盆缘的逆冲构造活动, 前陆坳陷部位挠曲沉降, 前缘隆起部位翘升。

在层序Ⅰ 发育期, 沉积了地层1— 地层4, 逐层向右侧超覆。在层序Ⅱ 发育期, 沉积了地层6— 地层9, 也逐层向右侧超覆, 不整合面范围扩大。在层序Ⅲ 发育期, 沉积了地层12— 地层15, 逐层向右侧超覆, 并越过前缘隆起, 在隆后坳陷部位沉积了地层14、地层15。

在层序Ⅰ 、Ⅱ 之间缺失了地层5, 在层序Ⅱ 、Ⅲ 之间缺失了地层10、地层11。在前缘隆起最高部位, 仅发育最新地层15。前陆盆地底部的不整合面向右侧扩大, 形成了叠加的穿时不整合面。

沉积盆地沉降中心的迁移是一种常见的构造现象, 在走滑盆地中因走滑断层的运动, 盆地范围的扩大、沉降中心的迁移更为常见。在叠合盆地中, 因不同地质时期, 盆地边界条件、盆地沉降机制等的变化, 沉降中心的迁移广为出现。

盆地沉降中心发生迁移、转换是叠合盆地常见的一种现象。在图5a①中, 在盆地阶段1沉积了地层1— 地层4, 地层1、地层2的厚度较为一致, 地层3、地层4沉积时, 沉降中心偏于图5a①左端, 地层3、地层4向左加厚, 向右减薄。

在地层9沉积之前, 缺失了地层5— 地层8沉积, 可能是沉积间断, 也可能是某种构造活动, 导致图5a①右端抬升。

在盆地阶段2沉降中心偏于右端, 沉积了地层9— 地层12, 自右向左逐层超覆, 至地层12沉积时, 已覆盖整个不整合面。

在图5b①年代-地层格架剖面上, 地层9— 地层12底部的不整合面与地层1— 地层4顶部不整合面之间存在较大间断, 缺失5~8个时间段。上、下地层之间构成反向的“ 下削上超” 关系。

在断陷盆地发展历史中, 由于边界断层的差异性活动, 不同断陷结构层之间常形成区域性不整合面。在图5a②中, 断陷Ⅰ 幕右侧边界正断层活动, 控制了右端半地堑的形成, 充填了地层1— 地层5。其后, 进入构造转换期, 缺失了地层6— 地层7。

进入断陷Ⅱ 幕, 右侧边界断层停止活动, 左侧边界断层开始活动, 沉积充填了地层8— 地层12。沉积范围逐渐扩大, 至地层12沉积时期, 半地堑可容纳空间被充填满, 在上升盘上也有地层12覆盖。地层8— 地层12与地层1— 地层5之间反向倾斜, 构成类似“ 跷跷板式” 地层接触关系。

在图5b②年代-地层格架剖面上, 地层8— 地层12底部的不整合面分布广, 形成漏斗状, 地层1— 地层5顶部不整合面分布范围有限, 两者之间大致缺失7个时间段。上、下地层之间构成反向的“ 下削上超” 关系。

这类不整合面在阿拉善地块上潮水、雅布赖盆地等较为常见（见图6）。在图6所示剖面中, 在前侏罗系基底之上, 盆地南部萨尔台地区断陷沉积了下侏罗统笈笈沟组、中侏罗统青土井组、新河组、上侏罗统沙枣河组河流— 湖泊相沉积, 其后盆地北部黑茨湾凸起抬升遭受剥蚀, 形成不整合面。进入白垩纪, 盆地北部负反转, 沉积了下白垩统庙沟组、上白垩统金刚泉组河湖相沉积, 厚度较大[29]。白垩系底部不整合面发生翘倾变化。

在断陷盆地、被动大陆边缘盆地中常见。盆地的边界断层呈断坡-断坪构成的台阶状结构形态, 上盘沿着断面滑动时, 形成断坡背斜或断坡向斜, 向斜部位成为新的沉积区, 从而出现沉积区的转换。

在图5a③中, 断陷Ⅰ 幕右侧边界正断层活动, 控制了右端半地堑的形成, 充填了地层1— 地层7。其后进入构造转换期, 缺失了地层8— 地层10。

进入断陷Ⅱ 幕, 右侧边界断层停止活动, 左侧边界断层开始活动, 但该断层为坡-坪式大断层, 控制了较断陷Ⅰ 幕大得多的断陷活动, 沉积充填了地层11— 地层15。受控于边界正断层的几何形态, 在断坡部位形成了断坡背斜, 其右后方则发育断坡向斜。受控于断层的几何形态, 在左端半地堑主体部位, 沉积了地层11— 地层15, 地层11— 地层14逐层超覆于断陷Ⅰ 幕结束后形成的不整合面上。在断坡向斜部位, 地层12— 地层14向断坡背斜高部位逐层超覆, 其下缺失地层8— 地层11。而在断坡背斜部位, 断陷Ⅰ 幕顶部的不整合面被褶皱, 地层11— 地层14自两侧向断坡背斜高部位逐层超覆。至地层15沉积期覆盖整个断陷进入拗陷期。

在图5b③年代-地层格架剖面上, 地层11— 地层15底部的不整合面分布广, 形成上凸钟型; 地层1— 地层7顶部不整合面分布范围较窄, 两者之间大致缺失5~9个时间段。断坡背斜左侧上、下地层之间构成反向的“ 下削上超” 关系, 右侧上、下地层之间构成同向的“ 下削上超” 关系。

不同时间、不同性质、不同类型的地层不整合面在空间上可以发生叠合。无论是从伸展到聚敛, 还是从聚敛到伸展[30], 其间的转换面多为叠合不整合面。

准噶尔盆地玛湖凹陷探明+控制地层（岩性）油藏石油资源量逾12× 108 t, 其二叠、三叠系不整合面十分发育。玛湖凹陷西斜坡地层削截现象常见, 表现为多个地层削截不整合面的叠合[31]。而在东斜坡“ 下削上超” 不整合广泛发育（见图7）。下二叠统风城组超覆在陆梁岛弧隆起带的西段之上[31], 风城组内部可见4套上超地震反射波组, 范围逐渐扩大。中二叠统夏子街组有4~5套上超地震反射波组。夏子街组与风城组之间为削截不整合关系, 夏子街组再次从低部位向高部位超覆, 两者构成同向的“ 下削上超” 关系。向陆梁隆起西段高部位, 风城组、夏子街组与下乌尔禾组底部不整合面发生叠加, 最终与三叠系底界不整合面聚合。而下乌尔禾组较厚, 表现为4套向陆梁隆起西段翼部超覆的层序, 相互之间则为低角度的同向“ 下削上超” 关系。表明在这一时期构造活动频繁, 物源供给变化较大, 发育多个扇体, 侧向叠接与转换变化较快。在玛湖东斜坡缺失上乌尔禾组, 下三叠统百口泉组也从低部位向上超覆, 同样表现为沉积范围扩大的过程。而中三叠统克拉玛依组下段沉积厚度变化不大, 但上段向陆梁隆起西段方向减薄。上述地层不整合结构的形成也明显受到陆梁隆起西段多期、长期发育的影响, 陆梁隆起西段的形成演化与下伏断层的活动密切相关（见图7）, 自风城组到克拉玛依组的地层倾角减小。由于陆梁隆起西段的长期、多期隆升, 其翼部的地层表现为多期超覆、退覆与削截的旋回性, 从而构成多个“ 下削上超” 不整合结构, 自陆梁隆起西段剥蚀下来的产物就近堆积, 形成多个砂砾岩扇体。玛湖凹陷风城组、佳木河组生成的油气沿这些不整合面向陆梁隆起西段方向运移, 在夏子街组、下乌尔禾组、百口泉组、克拉玛依组等的多套砂砾岩储集层中聚集。迄今的勘探业已表明, 玛湖东斜坡为二叠系、三叠系等多层系油气聚集的大型地层不整合油气富集带, 勘探潜力巨大。

上述实例中, 风城组沉积期为伸展构造环境, 风城组底部不整合面之下仍可见佳木河组或石炭系向陆梁隆起西段翼部的上超。风城组沉积期末, 转为挤压构造环境, 夏子街组、下乌尔禾组为前陆盆地中的沉积, 下乌尔禾组、夏子街组底部不整合面与风城组底部不整合面相叠合, 表现为不同性质不整合面的叠加[32]。这种结构对油气聚集也有一定意义。

地层不整合面将随构造发展而发生变化。例如图1a中塔北隆起下白垩统舒善河组底部不整合面向北的掀斜程度逐渐增大; 图1b中鄂尔多斯盆地上石炭统底部不整合面在晚侏罗世以来向西逐渐掀斜; 图1c中二叠统底界、寒武系底界在燕山期以来向龙门山方向急剧掀斜; 图6中, 白垩系底部不整合面发生大角度掀斜, 这是沉降中心急剧迁移造成的; 图7中, 二叠系内部及底部不整合面逐渐旋转变陡, 与玛湖凹陷的沉降、陆西凸起的隆升及旋转有关。

珠江口盆地的开平凹陷（见图8）是一个在拆离断层上发育的盆地, 图8左端上凸的“ 背斜” , 位于上渐新统珠海组底界之下, 该背斜渐新统底界反射层（T80）、上文昌组上段底界反射层（T81）、上文昌组中段底界反射层（T82）均遭受削截, T80、T81与T82界面均为“ 下削上超” 型不整合面, 在凸起顶部, 与珠海组底界（T70）不整合面发生叠合。对该构造进行复原表明, 这是在其底部的拆离断层滑移过程中, 上覆断块向右大规模运动地层逐渐发生旋转而形成的, 即这些不整合面形成时并不在现今部位, 它们是运动过程中的产物。图8右端的KP11-1构造为断坡背斜, 珠海组底界（T70）、恩平组上段底界（T71）、恩平组中段底界（T72）不整合面发育, 上文昌组底界（T83）、上文昌组中段底界（T82）不整合面在背斜翼部旋转较大。图8右端的开平主洼内部, 自新生界底界（Tg）到珠海组底界, 发育多个不整合面, 均表现为“ 下削上超” 不整合, 它们不仅随下伏拆离断层而运动, 也随底部大断层几何形态的变化（断坡转折）而发生旋转, 地层不整合面的产状向上逐渐变缓。图8所示的这类断陷因其长距离运动, 地层不整合面极其发育, 不整合面的间断时间为0.5~1.0 Ma, 恩平组上段底界不整合面的间断时间达3.0 Ma。

“ 下削上超” 不整合面上、下是油气聚集的有利场所[4, 14, 16], 如北美的潘汉德— 胡果顿油气田、南美委内瑞拉的Orinoco重油带、北非的寒武系大气田等, 国内塔里木盆地的哈德逊油田[14], 塔中北坡的志留系油气藏; 准噶尔盆地陆梁隆起上的石南21、石南31油田, 玛湖西斜坡及中拐凸起上近年来发现的上乌尔禾组的地层不整合大型油田[15, 33, 34, 35]; 鄂尔多斯盆地中央古隆起南段东翼的奥陶系气藏与下二叠统气藏; 渤海湾盆地饶阳凹陷蠡县斜坡奥陶系与沙一段油藏; 松辽盆地西斜坡油藏等。以“ 下削上超” 不整合面为基础, 形成下部地层削截油气藏、上部地层超覆油气藏, 因风化壳的发育程度与封盖质量存有差异, 上、下油气藏的规模存在较大变化[14]。

图1所示3个实例较为典型。图1a中塔里木盆地下白垩统舒善河组底部不整合面之下油气来自南侧海相克拉通内坳陷的寒武系— 奥陶系, 油气自南而北运移聚集; 而其上层系的油气来源于拜城凹陷的三叠系— 侏罗系陆相烃源, 油气自北而南运移, 两者方向相反, 都经历了长距离的运移; 该不整合面为油气自北而南的长距离运移起到了重要作用, 形成了塔北复式油气聚集区（带）。图1b中鄂尔多斯盆地上石炭统本溪组— 二叠系山西组煤系烃源岩生气, 因上石炭统本溪组底部不整合面的西倾旋转, 形成本溪组与奥陶系风化壳之间的侧向供烃窗口, 增大了奥陶系削截型圈闭的成藏几率, 近年来在靖西地区的发现再次证明了这一点, 预测鄂尔多斯中央古隆起东翼为此类型的巨型天然气富集带。图1c中四川盆地的实例已有众多讨论[36, 37, 38, 39], 德阳— 安岳裂陷槽生烃[36], 震旦系台缘高能滩相带与下寒武统台内滩相带聚集[37, 38, 39], 同样是典型的侧向运聚类型。新生代由于威远背斜的形成, 天然气向西运移调整, 在威远背斜核部扩散散失严重, 致使威远气田的规模减小, 而安岳地区构造稳定, 大气田予以保存[39], 按此模式, 磨溪北部地区、资阳地区的震旦系、寒武系、二叠系、三叠系勘探潜力巨大, 多层系的地层削截、上超圈闭气藏构成复式油气田群。

地层不整合在油气成藏中的作用讨论甚多[4, 14, 40, 41], 地层不整合面上的砂岩、砂砾岩因“ 沟道效应” 可以形成长距离运移通道[42], 这在克拉通盆地、半地堑盆地的缓坡、前陆斜坡都常见到。目前对于地层不整合面在油气长距离输导中的作用机制已建立了相应模型[42, 43, 44]。

综合分析表明, 不整合面的油气地质意义在于：①不整合面之下常发育岩溶系统, 形成风化壳储集体, 多期岩溶系统可相互叠置, 形成垂向厚达200~300 m的岩溶缝洞带, 如塔河油田、靖边气田（见图1b）。②沿着地层不整合面, 多形成了一套圈闭组合, 如地层削截型、地层超覆型, 也可与背斜、断层等因素相联合, 形成构造-地层、构造-岩性等复合圈闭类型[14]。③由于不整合面的结构及其上“ 底砾岩” 的发育, 地层不整合面成为油气长距离运移的通道[19]。④增加了不同构造层之间流体交换的几率, 使得油气跨多个构造期可以成藏, 图1中的实例具有这种特点, 如靖边气田、靖西气田, 辽河断陷的兴隆台太古界片麻岩潜山油田更是源自第三系生成的油。⑤区域地层不整合面为盆地叠合界面, 在该界面上多出现了一套油气成藏组合, 这类界面常常是叠合盆地油气聚集的关键部位（见图1）, 并成为这类盆地的主要特色。

“ 下削上超” 不整合面上、下也是金属矿产的有利赋存部位[5, 6], 如铅锌矿、金矿、铀矿等, 如鄂尔多斯盆地东胜地区白垩系砂岩大型铀矿, 就与流体沿不整合面的优势运移通道有关。

“ 下削上超” 不整合面是一个构造事件的清楚反映, 无论是在沉积盆地还是在造山带, 对其进行追踪与解析是了解造山过程与成盆机制的关键, 尤其是认识陆内变形的重要窗口[32, 45, 46]。如准噶尔盆地玛湖凹陷[32], 西斜坡可见二叠系、三叠系不同地层的削截[47], 而在东斜坡可见这些地层的超覆（见图7）, 反映出西翼同沉积断裂的强烈活动, 而东翼靠近古隆起部位则翘倾上升。

“ 下削上超” 不整合是一种常见的地质现象, 在伸展构造环境中, 发育平行向外叠加、平行向内叠加与旋转叠加等不整合类型, 见于中国东部渤海湾、松辽等盆地, 国外见于北海盆地、大西洋两岸被动大陆边缘盆地等。在挤压构造环境中, 出现褶皱超覆型、同沉积褶皱型、背斜向斜叠加褶皱型与褶皱顶部侵蚀谷充填超覆型等类型, 常见于特提斯带、阿巴拉契亚、落基山带等前陆盆地内。

“ 下削上超” 不整合面在空间上常相互叠合, 形成叠合不整合面, 主要有持续隆升型、隆升迁移型与扩展迁移型等类型。

“ 下削上超” 不整合面随时间将会发生一些变化, 如掀斜、旋转、褶皱、迁移等, 沉积盆地沉降中心的迁移产生的“ 下削上超” 现象十分普遍, 有古地貌跃迁型（沉降中心转移型）、断陷迁移型与拆离滑脱型等类型。

“ 下削上超” 不整合面是流体运移的主要通道, 不整合面上、下形成多种圈闭类型, 是矿产资源赋存的重要场所, 沿这类不整合面的油气聚集构成了叠合盆地油气富集的主要特色。

The authors have declared that no competing interests exist.