鲁西隆起北部磁村断层走滑特征及其控藏意义

赵 利 ,李 理 ,刘 卉

(1.中国石油大学 地球科学与技术学院,山东 青岛 266580;2.中国石油 东方物探研究院,河北 涿州 072751)

伸展环境下的走滑断层活动与同期正断层的系统分析同等重要。在伸展断裂系统中,这些走滑断层常以调节伸展的方式产生,不同学者冠以不同的名称,如横向构造、变换断层、传递断层、调整断层、撕裂断层等(马杏垣等,1983;Dahlstrom,1970;Morley et al.,1990;任文忠,1989;燕守勋等,1996)。如,鲁西隆起北部放射状断层就是华北板块东部中新生代伸展–走滑(张扭性)背景下产生的调节断层。前人对这些断层的研究多侧重于其形成机制方面,强调伸展调节成因或砥柱隆升产生放射状断层组合成因(金振奎等,1999;燕守勋等,1996;杜子图等,1999;任文忠,1989;牛树银等,2012),对断层带内部的地质现象及其对沉积的控制尚未开展深入研究。本研究通过露头区地质调查,详细解剖这类走滑断层的特征及其对沉积的控制,对比露头区与坳陷区之间断层发育的异同、类比断层性质及活动对沉积砂体的控制,将有助于探讨盆地内伸展与盆地周边走滑之间的关系,并最终为盆地内断层解析及其控沉积研究提供一定的参考。

1 地质背景

鲁西隆起北部放射状断层位于泰山-鲁山-沂山以北,济阳坳陷以南,东、西侧分别被郯庐断裂与兰聊断裂所夹持(图1a)。这些断层包括上五井断层(F8)、淄河断层(F9)、磁村断层(F10)、白泉-五色崖断层(F11)、文祖断层(F12)等,倾向东或西,倾角较陡,左旋或右旋,呈放射状向北撒开。其中,上五井断层向北东延伸进入青东凹陷,与郯庐断裂斜交;磁村断层向北西延伸进入东营凹陷与惠东断层相连;文祖断层向北西延伸进入惠民凹陷与白桥断层相连。

图1 鲁西隆起与济阳坳陷地质简图Fig.1 Simplified geologic map of the western Shandong Uplift and Jiyang Depression

研究区位于华北板块中、东部,出露地层总体北倾,倾角 10°～30°不等,由南向北主要有太古宙(Ar)花岗岩、闪长岩、辉长岩和泰山群,古–中元古代(Pt1-2)二长花岗岩、钾长花岗岩和辉长岩,早古生代(Є-O2)白云岩、灰岩、鲕粒灰岩等,晚古生代本溪组(C2b)、太原组(C2t)、山西组(P1s)、石盒子组(P2s)碎屑岩,三叠系凤凰山组(T1f),侏罗系坊子组(J1f)、三台组(J2s),以及第四系(Q)未固结的黄土层(图1b,山东省地质矿产局,1991;吕朋菊等,1990 )。区内存在 3个主要的不整合:寒武系与前寒武系之间的异岩不整合(Є/Ar(Pt)),加里东运动形成的本溪组与中奥陶统八陡组之间的平行不整合(C2b/O2b),印支运动形成的坊子组与凤凰山组之间的角度不整合(J1f/T1f)

2 磁村断层宏观特征

磁村断层(F10),又称金山–姚家峪断层,位于鲁西隆起北部放射状断层的中部,走向近南北,为一条东倾的右旋走滑断层。断层南起莱芜市苗山镇,向北延伸经淄博,错断齐广断层后隐伏进入东营凹陷的博兴洼陷。也有学者根据重力异常图(杨辉等,2005;王国芝,2006;李理,2013),认为磁村断层继

3 断裂带内构造特征

3.1 线性构造

露头观测点位于断层东盘石炭系太原组(图1b),岩性为泥岩、页岩、粉砂岩夹砂岩、灰岩、煤层等(图2a～f)。这种岩石组合埋藏压实之后,在再次经受构造应力作用后容易产生多种线性构造。观测点发现了两种线理构造:石香肠构造(图2e)和“菱形构造”(图2f)。这两种线理是受断层带内复杂的应力场和岩石组合的综合影响形成的。续向北延伸,与分割惠民凹陷和东营凹陷的惠东断层相连(图1a)。根据山东省1∶20万地质图显示(图1b),断层由多条次一级断层侧列连接组成,呈明显的右行右阶式,表明断层除右旋走滑性质之外还具有一定的正断层性质,存在一定的正断距(李理,2013)。对其进行了详细地野外地质调查,如,在淄博市蕉庄镇茜草村北部(36°33.847′N,117°49.500′E),断层倾向东,东、西两盘错断了太古宙花岗岩、南倾的下古生界、上古生界和中生界,地层具有明显的错断对应关系,且断层东盘下降,西盘上升,为一条东倾右旋正-走滑断层。断层带及两盘地质构造发育明显,如线理、擦痕、断层岩、牵引构造等,分述如下。

石香肠构造是岩层在经历埋藏压实之后,不同力学性质互层的岩石再次受到垂直或近垂直岩层的挤压造成的(马杏垣,1999),即两次应力作用过程中最大主应力方向始终与岩层垂直(图3a→b)。从图2e中可以看出,夹在土黄色泥岩、粉砂岩之间的强硬层受挤压而在平行层理方向发生张裂,使其在剖面上形成形态各异的“石香肠”。同时,强硬层在受力过程中还会在剖面上发育张节理和“X”型剪节理,这些节理如果受力继续发育,会有可能使石香肠断成两块。

对比石香肠构造的横断面形态可以发现,露头区有两种石香肠:矩形石香肠和藕节形石香肠。对于这种差异,其影响因素主要取决于两方面:一是互层岩层之间的黏度差(图3b);二是强硬层受挤压而发生张裂时的强弱(马杏垣,1999)。很明显,观测点处发现的这两种石香肠构造相邻不远,因此其差异主要是由岩层的黏度差不同造成的:矩形石香肠构造的上、下都为泥质含量较高的薄层粉砂岩,其黏度差大;而藕节形石香肠构造的上、下为中厚层粉砂岩,黏度差小。

观测点附近还发育另外一种线理——“菱形构造”。不同于石香肠构造,该构造产出于软弱-粉砂质泥岩中,横断面像一个个扁平的四棱锥(图2f),本文暂时称之为“菱形构造”。“菱形构造”是岩层在经历埋藏压实的基础上,相对软弱的岩层再次受到与岩层斜交的挤压而未发生破裂变形时形成,后期应力场中最大主应力与岩层斜交(图3a→c)。可以设想,这种应力过程如果作用于强硬层中,则容易产生菱形石香肠构造。

在经历埋藏压实基础上,如果当后期应力场中最大主应力与岩层平行时,岩层中还会产生另外两种线性构造:在强硬层中产出窗棂构造,在泥质或粉砂质软弱层中产生铅笔构造(图3a→d)。但在野外观测中未发现这两种构造。

通过上述分析可以看出,对于相同的岩石组合,线性构造的形态和类型取决于后期应力场特征。在原始水平沉积之后,地层埋藏压实,前期应力场环境如图3a所示。其后,地层遭受后期构造应力场影响:当最大主应力垂直于岩层时,所成线理为藕节形、矩形石香肠构造,因应力场与正断层的相对应,故其多与正断层伴生;当最大主应力与岩层斜交时,产生的线理为“菱形构造”、菱形石香肠构造,因应力场与斜滑断层的相对应,故其多与斜滑断层伴生,而磁村断层属于此类,既有走滑分量又有伸展分量;当最大主应力与岩层平行时,所成线理为铅笔构造、窗棂构造,因应力场与逆断层或走滑断层的相对应,故其多与这两类断层伴生(当 σ3直立时,与逆断层应力场对应,所成线理水平;当 σ3水平时,与走滑断层应力场对应,所成线理水平线理直立)。当然,断裂带内岩层破碎,应力场更复杂,可能使得多种线理共生。

藕节形、矩形石香肠构造,以及菱形构造几种线理的并存,进一步说明磁村断层为伸展-走滑断层。

图3 岩性、构造应力场对线性构造的影响Fig.3 Lithology and tectonic stress field effects on the linear structure

3.2 断面特征

在断裂带的第二个观测点(36°34.088′N,117°49.485′E),通过观察碎裂灰岩的发育、断层两盘地层的产状,判断断层为伸展-走滑断层(图2a～c)。断层倾向东,倾角近于直立,西盘为奥陶系北庵庄组(O2b)灰岩,地层产状为 25°∠10°;东盘为石炭系太原组(C2t)碎屑岩,地层产状为 80°∠27°;断层带内以碎裂灰岩为主,后期遭受一定的风化(图2b)。

磁村断层及附近还发现了指示断盘运动方向的牵引构造、擦痕和反阶步。露头特征表明,磁村断层倾向东,东盘发育的牵引构造弧形凸出方向指向南东(图2d),即磁村断层东盘向南运动,为右旋走滑断层。擦痕和反阶步在同一观测点产出。擦痕向南东方向变细,其侧伏角亦指向南东,结合反阶步的陡坎亦指向南东,得出磁村断层东盘同样向南运动,为右旋走滑断层(图2g)。而远观磁村断层西盘,即上升盘(图2h),可以看到山峰彼此相连呈直线向南延伸,每座山峰之间的岩石受风化剥蚀而被搬运到东侧下降盘,并形成冲沟。如果磁村断层发生走滑活动,那么从冲沟处搬运来的沉积物将会沿着断层走向发生迁移,形成沉积叠瓦(图4b)。

4 磁村断层运动学特征

4.1 磁村断层活动模式

根据磁村断层内的地质现象和断层宏观特征(图2),以及前人总结走滑断层的活动特征,建立了磁村断层的走滑活动及控沉积模式(图4)。

对于走滑断层而言,断层带内派生构造多样,局部应力场也多富于变化。沿断层走向上,断盘运动逃逸区处于伸展应力场,常发育R、R'、T等张性断层并演化成为断陷盆地;而在断盘运动指向区处于挤压应力场,常发育褶皱、逆断层等正向构造并抬升成为物源区(图4a)。此外,当走滑断层具有垂向分量时,上升盘同样也能成为物源区,且受断层倾角陡的缘故多发育冲沟(图2h、4a)。当沉积物通过河流或冲沟从抬升区或上升盘搬运到盆地区时,沉积中心会对主断层的走滑活动产生特有的响应。对于伸展-走滑断层而言,物源区提供的沉积物会穿过走滑断层沿冲沟搬运到盆地中。由于持续的走滑活动,导致盆地中的沉积扇体相对于冲沟发生错位,在剖面或平面上形成沉积叠瓦(图4b,①、②、③)。而对于走滑-伸展断层,由于断层的斜滑作用,沉积扇体会在空间内进行斜向叠加,形似“阶梯”,其迁移路径反映断层活动的旋向、走滑分量大小等断层运动学信息。从露头观察到的拖曳褶皱、擦痕、阶步、断层远观图等判断,磁村断层属于伸展-走滑断层的活动模式。

图4 磁村断层活动模式Fig.4 Model of the Cicun Fault activity

4.2 与盆地内沉积现象对比

磁村断层走滑活动对沉积的控制,可以用来对比研究盆地内具有走滑性质的断层及其与沉积的关系。在东营凹陷中,经过中、新生代叠合演化后,内部控洼断层都经历过后期构造应力场转变的影响(郑德顺,2006;于建国等,2009;薛雁等,2013),使得走滑相关断层以走滑-伸展断层为主。当凹陷内断层走向与区域主伸展方向不垂直时,这些正断层会发生斜向滑动。正是断层具有的这种走滑性质,控制着凹陷内沉积砂体的展布、沉积中心的迁移以及沉积模式,进而影响油气成藏和分布。

磁村断层向北延伸进入博兴洼陷后,与高青–平南断层共用平南段(杨辉等,2005;王国芝,2006;赵利,2012;李理,2013)。平南断层西侧是青城凸起,东侧为博兴洼陷,断层以走滑-伸展方式活动。通过高青凸起抬升史和博兴洼陷沉积中心迁移研究表明(王国芝,2006),平南断层的右旋走滑活动从沙四(E1-2s4)开始控制博兴洼陷内沉积中心的迁移。在沙四段–东营组沉积过程中,沉积中心不断向北侧向迁移。其中,沙三期和沙一期沉积迁移比较明显。此外,研究还通过砂层对比建立沙三段沉积砂体的空间展布关系,发现砂层组空间上的侧向叠置关系如图4c,显示控洼断层具有明显的右旋走滑性质。

通过三维地震水平时间切片的研究发现(毕义泉,2002),东营凹陷西北部王庄地区(图1中F15位置处)砂砾岩体从古新世–早始新世沙四下亚段(E1-2s4下)开始发育(地震双程走时 2.5 s),沉积砂体由北向南推进,其位置位于利 85井以南(图5a);随着断层的不断演化,当地层发育到早始新世沙三下亚段(E2s3下,1.7 s)时,滨南断层界限则发育到利371、利562以北,沉积砂体也相应地向东北部迁移;将不同时期的冲积扇体叠置发现,利37–利852–利85沉积砂体具有明显的向北东方向的侧向叠加、迁移现象,最终形成沉积叠瓦,并指示该段北东走向边缘断层在正断的同时具有一定的右旋走滑性质;而利 561砂体则向北西侧向加积,迁移微弱,指示断层北西走向的该段具有一定的左旋走滑性质。综合上述分析来看,滨南断层上、下两盘整体沿南北向伸展,当断层走向与主伸展方向斜交时,北东走向段产生右旋走滑分量,北西走向段产生左旋走滑分量,并相应控制了沉积砂体的迁移和展布。

图5 横张断层的走滑分量造成的沉积响应Fig.5 Sedimentation responses to the strike slip of trans-extensional faults

在陈南断层中段(图1中F14位置处)也发现同样的地质现象。断层整体走向近东西,断层活动以南北向伸展为主,其上升盘发育多个冲沟,沉积物从上升盘的冲沟进入洼陷内,形成沉积扇体。这些扇体在剖面构造背斜形态,称为扇背斜(钟建华等,2008)。当位于冲沟位置处正断层具有走滑性质时,沉积扇体在沿断层走向的剖面上(图5b)就会发生侧向迁移,导致扇背斜顶点向一侧发生偏移,从而使背斜轴面倾斜,最终形成斜歪背斜(图5c)。从图5b可以看出,坨120、坨124井对应陈南断层的北西走向段,该段在南北向伸展时会产生左旋走滑分量,使上述两井位置处对应的沉积砂体向北西迁移,导致剖面上的扇背斜顶点向左偏移(图5c)。同理,坨123、坨225井对应陈南断层的北东走向段,该段产生的右旋走滑分量导致在剖面上的扇背斜顶点向右偏移(图5c)。但对于盐16井而言,该位置处因陈南断层没有产生走滑分量或分量非常小,形成的扇背斜顶点无侧向偏移,最终对应形成直立背斜(图5c)。

上述扇背斜是由低位域时沉积扇的砂砾岩体形成主体、后被高位域时的细粒盖层覆盖而成的背斜。一旦有油气运移进来、聚集成藏,扇背斜将成为一种岩性油气藏,其内油气分布受控于砂砾岩体之间的连通性、细粒盖层的侧向封堵能力等因素(钟建华等,2008)。如果背斜发育成直立背斜,那么直井能够最大可能的穿过各层构造高点、贯穿油层多,打井效率高。如果背斜发育成斜歪背斜,背斜顶点发生侧向迁移,有必要沿背斜轴迹打一口斜井。此外,斜歪背斜内部砂体之间连通性更加复杂、盖层的侧向封堵强弱更加不确定,使其内油气分布复杂,必然增加开发的难度。

5 磁村断层形成机制

以磁村断层为代表的放射状断层有多种成因解释,且主要的几条大断层都延伸进入坳陷内部,成为坳陷与隆起耦合的纽带(王桂梁等,1992;燕守勋等,1996;李理和钟大赉,2006),因此,在其形成机制分析时要综合考虑区域动力学背景及周边地质构造特征。前人对其成因持有三个基本观点:一是强调鲁西地块发育砥柱构造的影响,认为砥柱在穹窿状拱升过程中产生了同心环状–放射状断层,同时砥柱的旋扭作用使放射状断层具有走滑性质(金振奎等,1999;刘冠德等,2007;于建国等,2009;牛树银等,2012);二是强调沂沭断裂带左旋活动的作用,即鲁西地块产生旋转构造应力场,放射状断层作为派生断层与沂沭断裂带形成帚状构造动力学模型(于建国等,2009;杜子图等,1999);三是受鲁西区域伸展构造应力场影响,放射状断层调节鲁西地区NW 向断层的活动,被称为调整断层(燕守勋等,1996;李理和钟大赉,2006)。虽然人们对晚中生代以来鲁西地区的成因演化存在不同的见解,但对这些断层的走滑调节作用有着一致的认识。那么,导致这些放射状断层初始形成的主控因素是鲁西砥柱隆升作用呢,还是走滑调节伸展作用呢？笔者倾向于后者,原因如下:

采用磷灰石裂变径迹的方法研究鲁西隆起的抬升史,得出鲁西隆起快速抬升且与济阳坳陷分隔发生在44 Ma之后(李理等,2006;唐智博,2010)。据此,鲁西砥柱穹窿状拱升成因的放射状–同心环状构造产生于44 Ma以后的可能性较大。然而,在对磁村断层活动时期定年分析时,采集到的断层泥的K-Ar全岩测年数据为104 Ma(李理等,2012),这与鲁西北部放射状断层产生、活动时代是不相符的。此外,从走滑断层一侧断盘构造升降的观点来看,当郯庐断裂左旋活动时,济阳坳陷作为块体位移的逃逸区产生伸展断陷,发育成盆地(李三忠等,2005);鲁西隆起作为块体运动的指向区发生挤压缓慢抬升,并遭受剥蚀成为物源区。在这个演化中,隆、坳实现耦合。与此同时在盆山连接过渡带上,为调节断陷沉降区的差异伸展或挤压抬升区的横推错断,研究区的放射状断层于是就以走滑断层的形式产生了。根据山东省 1∶20万区域地质图估算的放射状断层走滑量多在10～20 km之间,而郯庐断裂左旋走滑阶段济阳坳陷伸展量在15～30 km之间(燕守勋等,1996;姜慧超等,2008;赵利,2012),对比可以看出放射状断层走滑对盆地内的伸展是起匹配调节作用的。

在44 Ma隆坳分离之后,济阳坳陷转为NE向伸展且强度减弱,同时鲁西隆起上的构造形变以快速隆升为主。这些构造转变导致放射状断层在隆起上的调节作用减弱甚至停止,而断层在盆地内部分则继承性发育,如前述平南断层。因此,综合断层形成机制和区域构造演化,推测鲁西隆起上放射状断层的活动时期为 163～104 Ma和 67～43 Ma(李理等,2012)。

6 控藏意义

作为一个多期叠合盆地,渤海湾盆地内断层在经历应力场转变时常具有斜滑特性(李理和钟大赉,2006;郑德顺,2006;于建国等,2009 );此外受郯庐断裂、兰聊断裂和太行山山前断裂影响,其还有可能是一个伸展+走滑应力场背景下形成的盆地(漆家福等,1995;李鹏举等,1995),这使得盆地会产生走滑断层和斜滑断层。这些断层的走滑特征必然会对沉积有所影响。如,在下辽河坳陷金县地区,郯庐断裂的持续右旋走滑活动使得沙河街晚期至东营末期的沉积砂体不断被错开,使其向右横向迁移,在平面上出现明显的横向叠置现象,在剖面上形成“鱼跃式”砂体发育模式,与图4b模式一致(邓津辉等,2010)。在渤海海域辽东带,沙二段形成的扇三角洲沉积体被营–潍断裂带辽东段错开;进入东营期,东三段–东一段的辫状三角洲受砂体切入凹陷位置点迁移影响,砂体由北向南发生明显的迁移叠置,同样与图4b模式类似(徐长贵等,2008)。然而,在研究盆地内走滑活动对沉积的控制作用,抑或沉积对走滑构造的响应时存在一定的难度。这主要是因为盆内沉积过程不可观察、多沉积体的时序及空间叠置难以确定。因此,加强盆地周边地质调查以寻找沉积规律,通过沉积砂体的时序辨别及建模分析来确定砂体的时空演化,应该是渤海湾盆地内断层走滑控制沉积以及成藏研究的一个重要方面。

7 结 论

(1)磁村断层内构造和断层岩发育,发现有擦痕、阶步、碎裂灰岩、牵引褶皱、多种石香肠构造、“菱形构造”等。其中,石香肠构造和“菱形构造”受控于岩性及断裂带内复杂的应力场因素,与其他证据共同指示磁村断层为一条右旋伸展-走滑断层。

(2)断层走滑活动对沉积具有控制作用,在沉积盆地内表现为多处伸展-走滑型断层和走滑-伸展型断层控沉积的沉积迁移现象,并发现了走滑伸展作用产生的斜歪扇背斜现象。这种控制作用使沉积砂体沿断层走向展布,进而控制油气成藏和分布。

(3)磁村断层形成于晚中生代以来鲁西地块的张扭性应力场,其主要成因是鲁西隆起不同块体差异伸展所致,起调节不同块体应变的作用。

致谢:成文之后得到中国海洋大学李三忠教授、中国石油大学(华东)钟建华教授的细致审阅,并提出了宝贵的修改意见。在此一并致谢！

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