松辽盆地北部断裂演化序列与反转构造带形成机制

孙永河，陈艺博，孙继刚，付晓飞，胡明

（1.东北石油大学地球科学学院；2.大庆油田有限责任公司第四采油厂地质大队）

1 研究区概况

松辽盆地是中新生代陆相含油气盆地，盆地呈北东向展布[1]，垂向上具有“下断上坳”的双层结构[2]。松辽盆地北部构造演化经历了断陷、拗陷和反转 3个阶段[3-4]，形成了3大构造层，自下而上分别为：断陷构造层，由下白垩统火石岭组（K1h）、沙河子组（K1sh）、营城组（K1y）构成；坳陷构造层，由下白垩统登娄库组（K1d）、泉头组（K1q）和上白垩统青山口组（K2qn）、姚家组（K2y）、嫩江组一段+二段（K2n1+2）构成；反转构造层，由上白垩统嫩江组三段+四段+五段（K2n3+4+5）、四方台组（K2s）、明水组（K2m）及新生界构成[5-6]。前人研究及油气勘探实践表明，松辽盆地构造定型于晚期构造反转变形阶段[7]，此时也是中浅层油气大规模生、运、聚的主要时期，而深层天然气因其主要成藏时期在泉头组沉积晚期—青山口组沉积早期[8]，故晚期的反转变形对深层天然气主要起到调整再运移的作用[9-10]，同时也为浅层次生油气藏的形成提供了条件[11]。由此可见，松辽盆地北部晚期构造反转变形对油气的生成、运移、聚集和圈闭的形成（如松辽盆地北部的大庆长垣）起到了关键作用，因此，研究盆地晚期反转变形机制对不同层系的油气勘探均具有重要指导意义。本文在三维地震资料拼接连片解释基础上，以断裂演化序列为主线，以构造解析思想为指导，深入剖析断裂变形序列与反转构造带形成机制的关系，继而通过厘定盆地构造反转的控制因素确定大庆长垣反转构造带的形成机制，这对进一步提高大庆长垣勘探开发潜力及丰富断裂控烃理论[12]具有重要实际价值和理论意义。受三维地震资料解释范围限制，本文研究区位于松辽盆地北部的中北区（见图1），面积4 951.7 km2，构造上自西向东包括中浅层的龙虎泡大安阶地、齐家古龙凹陷、大庆长垣、三肇凹陷和明水阶地等构造单元的部分地区。

图1 松辽盆地北部工区位置及深部断陷结构、基底断裂与深大断裂叠合图

2 断裂几何学特征及演化序列

2.1 断裂几何学特征

图2 松辽盆地北部断裂几何学特征、断陷结构特征及断裂类型划分图

同一盆地内发育的断裂通常经历了多期叠加变形演化，受多期变形影响现今不同层系断裂的几何学特征往往存在一定差异，这种差异亦反映了断裂各期变形性质的差异。选取T4（营城组顶界）、T2（泉头组顶界）与T11（姚一段顶界）、T06（嫩二段顶界）分别代表断陷、坳陷、反转3大构造层（见图2a），统计断裂的典型几何学要素（见图2b）。从统计结果来看，断裂走向自下而上呈规律性演变，其在断陷构造层受先存基底断裂构造影响呈多方位展布，但总体以北东向占优；坳陷构造层断裂走向以北西—北北西向和近南北向占优，反转构造层集中为北北西向。断裂规模自下而上逐渐变小，其中断陷构造层断距一般为10～90 m，延伸长度一般为1～7 km；坳陷构造层断距一般为0～30 m，延伸长度一般为0～3 km；反转构造层断距一般为0～20 m，延伸长度一般为0～2 km。断裂密度方面，坳陷构造层断裂密度最大，其中T2断裂密度达到0.68条/km2，T11断裂密度明显减小，为0.14条/km2，反转构造层断裂密度次之，为 0.11条/km2，断陷构造层断裂密度最小，为0.03条/km2。

以上几何要素的变化规律表明，断陷构造层、坳陷构造层和反转构造层均有断裂的强烈活动，而且断裂的活动规律和变形性质也明显不同（见图2a）。其中，断陷构造层发育的地层呈楔状充填于箕状半地堑内，控陷断层控制沉积充填，成为地层的主要边界；坳陷构造层充填的地层厚度大、厚度变化小，其中发育的断层集中分布在T2反射层，断裂规模小、数量大；反转构造层断裂的变形机制体现为背斜构造的产生，背斜区域断裂相对集中发育。因此这种断裂几何学特征的差异也间接反映了断裂的多期变形且各期变形性质是不同的。

2.2 断裂强变形期次与变形序列

断裂在正断过程中两盘断块相对纵向位移造成地层的落差而形成垂直断距，与此同时横向上地层的水平错断即形成水平断距而使盆地发生水平伸展位移。因此，活动断层的垂直活动速率与典型剖面的伸展率参数可用来综合判定断裂的强变形时期[13]，再结合强活动时期的变形性质便可恢复断裂的变形演化序列。从断裂垂直活动速率和典型剖面水平伸展率分布可知（见图3），断裂在火石岭组、沙河子组、营城组、青山口组—姚家组沉积期以及嫩三段沉积期至今活动最为强烈。与盆地的演化过程对应来看，断裂在盆地断陷演化过程中（火石岭组、沙河子组、营城组沉积期）是持续活动的；在盆地拗陷演化过程的青山口组、姚家组沉积期是持续活动的；盆地反转演化过程的嫩江组沉积末期、明水组沉积末期和古近纪末期断裂持续活动[5,14-15]，其中明水组沉积末期的反转变形最为强烈，为反转构造带形成和定型的主要时期[7,16-17]。

图3 松辽盆地北部断裂活动强度分布直方图

基于以上可知，松辽盆地北部断裂的变形序列可归结为3个阶段，即断陷构造层火石岭组、沙河子组、营城组沉积时期的持续伸展变形，坳陷构造层青山口组、姚家组沉积时期的持续拉张变形和反转构造层嫩江组沉积末期、明水组沉积末期及古近纪末期的连续反转变形。基于断裂的“三阶段、三性质”变形，可将研究区发育的断裂划分为6种类型（见图2a、图4、图5），分别为仅断陷期活动的断裂（Ⅰ型）、仅拗陷期活动的断裂（Ⅱ型）、仅反转期活动的断裂（Ⅲ型）、断陷—拗陷期持续活动的断裂（Ⅰ—Ⅱ型）、拗陷—反转期持续活动的断裂（Ⅱ—Ⅲ型）和断陷—拗陷—反转期持续活动的断裂（Ⅰ—Ⅱ—Ⅲ型）。这些不同类型的断裂对油气的运聚成藏均起到了相应的控制作用。

图4 松辽盆地北部T2反射层断裂密集带与T4反射层不同类型断裂叠合图

图5 松辽盆地北部T06反射层反转构造带与不同类型断裂分布叠合图

3 断裂变形机制与反转构造带的形成

松辽盆地北部断裂演化经历了断陷、拗陷和反转3个阶段不同性质的变形，晚期的构造反转变形是继断陷和拗陷演化之后发生的，因此，揭示不同阶段断裂的变形机制是认识晚期构造反转变形的基础。研究表明，断裂在不同阶段发生的不同性质变形均产生了独特的地质构造现象。

3.1 断陷期断裂伸展变形与构造格局展布规律

火石岭组、沙河子组、营城组沉积时期为盆地的断陷演化阶段[18]，盆地结构为一系列箕状半地堑（见图1、图2a），半地堑展布方向主要为北东—北北东走向，如大庆长垣和龙虎泡大安阶地对应的断陷 3和断陷1、断陷2，而三肇凹陷对应的断陷4主要为北西—北北西走向。从断陷构造走向与区域深大断裂叠合关系可知，深大断裂作为盆地断陷充填的先存构造，对盆地的格局具有明显的控制作用。北北东向的断陷 3明显受控于北北东向的克山—大安断裂，北北西向断陷 4主要受控于工区东南部的北北西向滨州断裂（见图 1），而且受北北西向滨州断裂与北东向海伦—任民断裂交叉影响，断陷 4的控陷断层自南向北也表现为由北北西走向转变为北东走向。

无论是断陷展布还是断裂走向，只有在不受先存构造影响下的展布方位才能反映当时的区域应力场方向。断陷 1深部不发育深大断裂，其形成演化不受深大断裂影响，形成北北东向的半地堑，另外，次级基底断裂的走向也为北东—北北东向且平面上呈平行式组合（见图 1），因此，推测此时期区域张应力场为北西—南东方向（见图2b）。该应力场主要受控于太平洋板块与欧亚大陆板块俯冲造成的深部地幔物质上拱作用[19]，该应力场作用下地壳浅表发生张裂、伸展形成以北东—北北东向为主体方位的大陆内裂陷盆地，但是受北西—北北西向区域深大断裂影响，形成了北东—北北东向与北北西向断陷共存的构造格局。这种构造格局对之后的盆地演化尤其对盆地晚期构造反转变形具有重要影响。

3.2 拗陷期断裂张扭变形与断裂密集带的形成

自登娄库组沉积开始，盆地进入拗陷演化阶段，该阶段一直持续到嫩江组沉积晚期[20]。其中在青山口组—姚家组沉积期发生了强烈的断裂活动，形成了高密度分布的 T2和 T11断裂（见图 2a），其中 T2断裂密度最大。这些断层最大的特征是剖面上由“V字型”断裂或“嵌套V字型”断裂构成小型地堑或地堑系统（见图2a），而构成这些小型地堑（地堑系统）的断裂在平面上呈条带状分布[21]（称之为“断裂密集带”）。研究区范围内T2反射层共发育118条断裂密集带（见图4），其中南北走向37条、北西—北北西走向65条、北东—北北东走向10条、东西走向6条。大庆长垣与齐家古龙凹陷东部地区的断裂密集带最为发育，主要为北西—北北西走向，其内零星分布近南北走向、近东西走向和北东走向的密集带；三肇凹陷、明水阶地和龙虎泡大安阶地南部地区断裂密集带也较多，主要为近南北走向，其内零星分布北西走向、北东走向和近东西走向的密集带。从剖面上看，受泉头组下部塑性泥岩层水平拆离影响，大部分密集带与深部断陷层断裂并不直接相连，但断陷层断裂作为先存构造可以对密集带起到控制作用，即断陷层断裂作为薄弱带控制坳陷层断裂密集带的形成及密集带的组合模式。从密集带与T4反射层不同类型断裂对应关系来看（见图4），大庆长垣地区Ⅰ—Ⅱ型断裂、Ⅰ—Ⅱ—Ⅲ型断裂较为发育，因断裂的持续活动，其控制的密集带发育程度最高；其他地区只是零星发育Ⅰ—Ⅱ型持续活动的断裂，大多断裂为Ⅰ型断裂，其在之后的拗陷期未持续活动，对密集带的形成影响较小，使得密集带的发育程度相对较低。

上述多方位密集带的形成除了受控于先存断陷期构造和泉头组下部塑性泥岩层以外，还与特定的应力机制有直接关系。在盆地拗陷演化阶段，断陷期的地幔柱及火山作用均已经处于强烈热衰减阶段，其上拱的引张应力明显减弱，主要发生区域热沉降作用。该时期太平洋板块与欧亚板块相互作用并远程传递水平应力，受其影响，断裂发生多期强烈活动，形成了高密度的T2断裂密集带。三肇凹陷拗陷期发育的各走向密集带内的次级断裂主要为近南北走向，该地区在盆地晚期反转时未发生明显的构造反转变形（见图 2a、图 5），即对拗陷期形成的断裂密集带没有进行强烈的改造，因此，推测拗陷期的区域应力场方向为近东西向的拉张应力场（见图2b），这种应力场与不同走向先存断陷期构造配置，使断裂发生张扭变形。大庆长垣和齐家古龙凹陷东部地区地处松辽盆地北部腹地，其内发育的大量断裂理应也为近东西向拉张应力场下的统一变形产物，即断裂密集带和带内次级断裂也应为近南北走向为主。但这两个地区发育的断裂密集带和带内的次级断裂主要为北西—北北西走向，从这两个地区现今所处的位置主要位于大型反转构造带（大庆长垣）内可知（见图5），这些北西—北北西走向断裂密集带在形成之后至少在盆地反转时期发生了强烈的反转改造作用。因此，该地区的北西—北北西向密集带在拗陷期形成时也为近南北走向，其内零星发育的近南北向、近东西向和北东向密集带在拗陷期分别为北东向、北西向和近东西向，之后在盆地反转变形过程中受左旋压扭作用逆时针旋转改造而定型。

综上所述，断裂密集带及带内次级断裂走向与应力场方向的夹角不同，其变形机制特征也不同。在近东西向拉张应力场作用下，三肇凹陷、明水阶地和龙虎泡大安阶地现今发育的近南北向密集带为拉张机制下的伸展型密集带，北东向和北西向密集带为斜拉机制下的张扭型密集带，近东西向密集带为走滑机制下的调节型密集带；大庆长垣和齐家古龙凹陷现今发育的北西—北北西向密集带为拗陷期拉张伸展形成、反转期逆时针旋转改造型密集带，近南北向和近东西向密集带为拗陷期斜拉张扭形成、反转期逆时针旋转改造型密集带，北东向密集带为拗陷期走滑调节形成、反转期逆时针旋转改造型密集带。

3.3 反转期断裂左旋压扭变形与反转构造带的形成

嫩三段沉积期开始，盆地进入反转变形阶段，其中明水组沉积末期的构造反转最为强烈，最终形成了几乎接近现今的构造格局，典型特征是形成了北东、北北东走向为主体的诸多反转背斜带或反转构造带。研究区的反转构造带主要有4个（见图5），西部龙虎泡大安阶地发育两个北东走向、左阶斜列分布反转构造带，对应龙虎泡反转背斜带的北段[22]；中部为一个北北东走向的反转构造带，对应大庆长垣反转背斜带的北段；东部明水阶地发育一个北东走向的反转构造带，对应安达背斜带的南段。齐家古龙凹陷和三肇凹陷未发生明显的反转变形。从反转构造带的分布规律与断陷期半地堑、基底深大断裂对应关系来看（见图1、图5），除了断陷4对应的三肇凹陷没有发生反转外，其他发育断陷半地堑和深大断裂的地区均在盆地的浅层对应发育反转构造带[23-24]，而且反转构造带的长轴走向与断陷半地堑走向及深大断裂走向一致。其中，西部龙虎泡大安阶地侧列的两个反转构造带仅受断陷1和断陷2控制形成，东部明水阶地发育的反转构造带仅受基底深大断裂控制形成，这 3个反转构造带反转程度相对较小（见图2a），大庆长垣反转构造带是在断陷 3和克山—大安断裂双重控制下形成的，其反转程度最大。以上研究表明，在盆地晚期回返挤压变形过程中，断陷半地堑和深大断裂作为先存构造是控制反转构造带形成的主导因素。

反转构造带的形成除了与上述断陷半地堑和基底深大断裂有关外，区域应力场下的盆地变形特征是控制其形成演化的另一个因素。从盆地反转变形伴生的构造要素特征来看，新生的断裂（Ⅲ型断裂）主要为北西走向，次级背斜长轴主要为北东走向（见图 5），次级背斜间呈左阶斜列关系，如龙虎泡大安阶地发育的两个反转构造带，因此，推测松辽盆地北部晚期构造反转变形是在左旋压扭变形场下形成的（见图2b），这种变形场源自北北西—南南东方向的区域挤压应力场[16]，其非共线的简单剪切应力派生的北西—南东向次级挤压应力与先存构造配置，直接控制北东走向反转构造带的形成和演化，如与北东走向断陷1、断陷2和北东走向海伦—任民断裂配置形成的北东走向的龙虎泡背斜带和安达背斜带。对于大庆长垣而言，在统一应力场作用下开始也主要形成北东走向的次级背斜带，受北北东走向断陷 3和克山—大安断裂影响，次级背斜带沿着断陷 3和克山—大安断裂呈左阶斜列分布模式（见图5），随着左旋压扭变形的增强，最终连接成与断陷 3和克山—大安断裂走向一致的北北东走向的大庆长垣（见图6），而现今可见的痕迹便是大庆长垣深入西部齐家古龙凹陷的鼻状构造带，如研究区长垣西侧发育的萨尔图西鼻状构造带和杏树岗西鼻状构造带，在研究区南部的大庆长垣内还发育高台子西鼻状构造带和葡萄花西鼻状构造带。齐家古龙凹陷和三肇凹陷没有发生明显的构造反转，齐家古龙凹陷没有反转主要是因为没有可形成反转构造的断陷或基底深大断裂等先存构造，而三肇凹陷没有反转主要是因为其对应的断陷4半地堑的展布方位为北西—北北西，与挤压应力场方向接近一致，这种先存断陷半地堑展布方位与区域应力场的配置关系是影响盆地是否发生反转的主要因素之一。即先存断陷构造展布方向与区域挤压应力场方向的夹角是影响反转变形程度强弱的关键，其夹角越大，挤压分量越大，反转变形程度越高，反之，其夹角越小，相对先存断陷的展布方向而言，促使其发生走滑位移的应力分量越大，从而反转变形程度越低。

图6 先存构造走滑递进位移引起的浅部地层变形过程[25-26]

松辽盆地北部晚期构造反转除了形成反转背斜外，活动的断裂也受反转变形影响而发生旋转变形。从反转构造带内断裂展布来看，主要为北西—北北西走向（见图 5），其中新生的Ⅲ型断裂主要受左旋压扭变形场下次级北东—南西向伸展应力分量控制形成，Ⅱ—Ⅲ型断裂在拗陷期活动时为近南北走向，为T2断裂密集带的边部断裂，其在盆地晚期左旋压扭变形中形成次级反转背斜的同时复活并发生逆时针旋转，与此同时在次级北东—南北向伸展应力分量作用下进一步活动形成北西—北北西走向的正断层。由于大庆长垣反转程度大，其反转变形波及的层位较深，故导致T2断裂密集带均被改造成北西—北北西走向（见图4）。

4 结论

松辽盆地北部经历断陷、拗陷、反转 3个演化阶段，不同演化阶段受不同性质构造运动力作用和先存构造要素影响。反转构造带是在断裂多期、多性质变形控制的断陷、拗陷相互制约演化基础上，受北北西—南南东向挤压应力作用，同时在断陷构造格局和基底深大断裂展布影响下发生左旋压扭变形逐渐演化形成的。断陷构造格局和基底深大断裂展布直接影响反转构造带的发育部位和反转变形程度，盆地的晚期构造反转变形反过来又制约和改造坳陷构造层的原有构造格局，同时反转构造作用为油气聚集提供了圈闭条件、促进了油气的大规模运聚成藏并促使地层拱张产生裂缝而改善储集层物性[9]。所以明确反转变形机制对整体认识松辽盆地不同走向反转构造带的分布规律至关重要，同时对明确松辽盆地中浅层油气运聚成藏规律和深层天然气调整再运移规律以及有效指导油气勘探具有实际意义。

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