南堡凹陷高柳断层活动特征及其对沉积的控制

王观宏， 甘华军， 赵忠新， 陈善斌， 赵迎冬， 廖佳妮， 李晓宁， 吴琳娜

( 1. 太原科技大学 晋城校区,山西 晋城 048011； 2. 中国地质大学(武汉) 资源学院,湖北 武汉 430074； 3. 中国石油天然气集团公司 冀东油田分公司,河北 唐山 063004； 4. 中海石油(中国)有限公司天津分公司 渤海石油研究院,天津 300457 )

0 引言

陆相断陷湖盆构造—沉积综合研究是盆地分析领域的重要内容[1-2]，特别是断层活动与沉积之间的控制—响应关系是含油气盆地分析的重点。同沉积断裂活动及空间组合样式控制形成不同的古地貌形态[3-4]，制约物源碎屑的运移路径和砂分散体系的空间展布[5-7]，控制沉积相类型及其空间叠置样式[8-10]；同沉积断裂活动的垂向演化控制盆地沉降—沉积中心的位置和迁移规律[11]。

中国东部盆地普遍受幕式构造活动的控制，盆地主干断裂也基本为区域幕式构造活动的响应[9]，断拗转换期或拗陷期往往对应主干断裂活动的减弱及区域拗陷作用的增强。王华等[12]认为南堡凹陷断拗转换期构造活动具有特殊性：主干断裂活动强烈(如西南庄断层的活动速率甚至超过古近纪早期的[13])、拗陷作用也强烈，是东营组巨厚堆积的关键控制因素。高柳断层是西南庄断层和柏各庄断层活动过程中形成的大型调节性正断层[14]，初始发育于沙河街组一段(Es1)沉积期，区域应力方向由NW-SE向转变为近S-N向[15-16]，高柳断层活动受控于区域应力场的变迁。笔者分析高柳断层活动的垂向演化和平面特征及其对沉积的控制，确定南堡凹陷构造—沉积的控制—响应规律，为揭示南堡凹陷断拗转换期构造活动特殊性的形成原因提供参考。

1 区域地质概况

南堡凹陷位于渤海湾盆地黄骅坳陷东北隅，是中、新生代走滑伸展型断陷，西北部以西南庄断层为界并与老王庄—西南庄凸起相接，东北部以柏各庄断层为界并与柏各庄—马头营凸起为邻，南部与沙垒田凸起呈断超关系[17](见图1)，面积约为1 932 km2，总体为“北断南超”的复式半地堑结构。该凹陷受多期应力场控制，断裂异常发育[12]，以NE、NEE向延伸的张性、张扭性断裂为主，控制形成高柳构造带、老爷庙构造带、南堡1～5号构造带等次级正向构造单元，以及拾场次凹、柳南次凹、林雀次凹和曹妃甸次凹等次级负向构造单元。南堡凹陷的形成、演化经历裂陷期和拗陷期两个阶段，裂陷期可划分为4幕，每一幕具有各自独特的构造发育特征和沉积充填特征[18](见图2)。

图1 南堡凹陷区域及测线位置Fig.1 Regional location of the Nanpu sag and the location of survey lines

高柳断层是西南庄断层和柏各庄断层活动过程中形成的大型调节性正断层[14]，夹持于两个断层之间，控制高柳地区的构造和沉积。高柳断层初始发育于沙河街组一段(Es1)沉积期；到东营组二段(Ed2)和三段(Ed3)沉积期，取代西南庄断层北段和柏各庄断层北段，成为凹陷的控边断层[14]。

2 断层活动特征

活动速率法[19]和古落差法[20]是目前广泛采用的断层活动性的研究方法，与古落差法相比，活动速率法可以反映地质时间的概念。文中以活动速率法为主、古落差法为辅研究高柳断层的活动特征。

采用两种研究方法需要恢复沉积期的原始地层厚度，采用EBM盆地模拟系统恢复原始地层厚度。利用控制高柳断层发育的9条地震剖面(剖面位置见图1)，进行各地层界面双程旅行时的数据采集，根据时深关系转换为深度数据；采用声波时差法恢复高柳断层上升盘剥蚀量。压实系数、表面孔隙度、沉积物颗粒密度等岩石物性参数见表1；各地层界面的绝对年龄数据见图2。将地层界面深度、剥蚀量、地层界面绝对年龄和岩石物性参数等输入EBM盆地模拟系统，采用回剥法[21]获得高柳断层上升盘和下降盘各地层的原始厚度，计算高柳断层各时期的活动速率和古落差。

表1 研究区盆地模拟参数取值

图2 南堡凹陷地层综合柱状图Fig.2 Comprehensive stratigraphic column of the Nanpu sag

2.1 垂向演化特征

由不同测线、不同时期的活动速率和古落差的计算结果(见图3-4)，总结高柳断层活动性的垂向演化特征。

沙河街组一段(Es1)沉积期，高柳断层活动性相对较弱，断层活动速率最高为174.7 m/Ma(9号测线)，位于高柳断层与柏各庄断层交汇点附近。曲线形态呈“V”状，中间活动性最低(4、5、6号测线)。

东营组三段下亚段(Ed3x)沉积期，高柳断层活动性略有增强，断层活动速率最高为212.7 m/Ma(9号测线)，位于高柳断层与柏各庄断层交汇点附近。曲线形态呈近似“M”状，中间活动性最低(5号测线)。

东营组三段上亚段(Ed3s)沉积期，高柳断层活动性显著增强，断层活动速率最高为368.8 m/Ma(2号测线)。曲线形态呈“M”状，中间活动性最低(4号测线)。

东营组二段(Ed2)沉积期，高柳断层活动性较东营组三段上亚段(Ed3s)沉积期明显减弱，断层活动速率最高为168.7 m/Ma(4号测线)。曲线形态起伏不大，呈近“一”字状，表明高柳断层的活动具有较强的均一性。

图3 高柳断层不同时期活动速率及分段活动特征(测线位置见图1)

图4 高柳断层不同时期古落差(测线位置见图1)

东营组一段(Ed1)沉积期，高柳断层活动性较东营组二段(Ed2)沉积期有所增强，断层活动速率最高为229.4 m/Ma(3号测线)。曲线形态起伏不大，呈近“一”字状，表明高柳断层的活动具有较强的均一性。

馆陶组(Ng)沉积期，南堡凹陷的构造演化进入拗陷阶段，高柳断层活动性弱，断层活动速率很少超过20.0 m/Ma。

根据断层古落差，东营组(Ed)沉积期最高，古落差约为1 100 m；其次为沙河街组一段(Es1)沉积期，古落差最高约为350 m；馆陶组(Ng)沉积期，古落差最高约为100 m，表明高柳断层活动性最弱。

高柳断层活动性垂向上呈“弱—强—弱”的演化趋势。初始活动期，高柳断层活动性较弱，随后逐渐增强， Ed3s沉积期达到最高；随后高柳断层活动性减弱，到馆陶组(Ng)沉积期，南堡凹陷进入拗陷期，高柳断层活动性非常弱。初始活动期，高柳断层与区域应力方向由NW-SE向转变为近S-N向的时期一致，其活动变化不仅受控于区域构造演化，而且其形成、活动与西南庄断层、柏各庄断层的活动规律，以及凹陷区域应力方向的变化也具有密切联系。

2.2 空间特征

由图4可以看出，高柳断裂的活动性具有分段特征。根据高柳断层的活动速率曲线，并结合高柳断层的走向变化，可划分为3段(见图3)：NWW向延伸的西段、近EW向延伸的中段和NEE向延伸的东段。Es1沉积期，高柳断层活动速率曲线呈“中段弱，东、西段强”的“V”状，活动速率最高值测线位于断层与西南庄断层、柏各庄断层相接处，断层中部活动速率值几乎为0。Ed3x和Ed3s沉积期，高柳断层活动速率曲线呈“中段弱，东、西段强”的“M”状或近似“M”状，与Es1沉积期相比，高柳断层活动速率最高位置，由与西南庄断层、柏各庄断层相接处向高柳断层东段和西段的中部迁移，高柳断层中段活动速率略有增强。Ed2和Ed1沉积期，高柳断层中段活动速率显著增强，西段、中段、东段的活动速率相差不大，活动速率曲线整体呈“一”字状。Ng沉积期，高柳断层各测线的活动速率很少超过20.0 m/Ma，活动速率曲线整体呈“一”字状。综上所述，高柳断层活动速率曲线垂向上呈现 “V”状—“M”状—“一”字状的演化规律，Es1、Ed3x、Ed3s沉积期，分段活动特征明显，到Ed2、Ed1、Ng沉积期，分段活动特征消失，活动呈现较强的均一性。

Es1沉积期，南堡凹陷区域应力方向由NW-SE向转变为近S-N向，西南庄断层北段和柏各庄断层中、北段走滑分量增强，正向伸展减弱，高柳断层作为调节断层开始活动。断层活动速率曲线显示，高柳断层西段、东段最先活动，随着西南庄断层北段和柏各庄断层中段、北段活动性逐渐减弱， Ed3x和Ed3s沉积期，高柳断层中段开始活动，但与东段、西段相比活动速率比较弱。到Ed2沉积期，西南庄断层北段和柏各庄断层中段、北段停止活动，两者所夹持地区近S-N向应力拉伸产生的伸展变形完全转移到高柳断层，高柳断层西段、中段、东段表现强烈的活动性，活动均一性增强。

图5 南堡凹陷北部地区地层厚度平面展布Fig.5 Thickness planar graph in the northern Nanpu sag

3 对沉积的控制

3.1 区域迁移控制

高柳断层的活动引起南堡凹陷北部地区沉积中心的迁移。沙河街组三段三亚段(Es33)沉积期，南堡凹陷北部地区的沉积中心位于西南庄断层北段和柏各庄断层中段、北段夹持的拾场次凹，紧邻西南庄断层和柏各庄断层展布，受两个边界断层活动的控制(见图5(a))。随着高柳断层开始活动，且活动速率逐渐增强，西南庄断层北段和柏各庄断层中段、北段夹持地区的沉积厚度逐渐减薄，南堡凹陷北部地区的沉积中心向南迁移到高柳断层下降盘。如Ed3x沉积期，西南庄断层北段和柏各庄断层中段、北段夹持地区的沉积地层最厚约为100 m，而高柳断层下降盘的沉积地层最厚超过250 m(见图5(b))。到Ed2沉积期，西南庄断层北段和柏各庄断层中段、北段停止活动，两者夹持地区由沉积区演变为剥蚀区，高柳断层取代西南庄断层北段和柏各庄断层中段、北段，发育为南堡凹陷的边界断层(见图5(c))。

3.2 沉积体系类型控制

Es1-Ed3x沉积期，高柳断层作为南堡凹陷内次级调节断层，仅对物源碎屑进入凹陷后的运移路径具有一定的控制作用。Ed3s沉积期，西南庄断层北段和柏各庄断层中段、北段活动减弱，拾场次凹湖盆逐渐萎缩，部分地区演变为物源区；到Ed2-Ed1沉积期，高柳断层成为控边断层，活动速率和活动均一性显著增强，对高柳地区沉积体系类型及其空间展布具有重要的控制作用。

高柳断层东营组沉积期活动速率最高可达360.0 m/Ma，古落差可达1 100 m，断控陡坡带地形坡度陡，水体深，为大规模扇三角洲沉积体系的发育提供合适的坡降条件和可容纳空间，水下分流河道(见图6)、河口坝(见图7)、远砂坝等砂体类型发育。该时期西南庄断层[13]和柏各庄断层[22]活动强烈，断控陡坡带以发育扇三角洲和前缘浊积体等沉积体系为主(见图8)。东营组沉积期，渤海湾盆地进入断拗转换期，南堡凹陷的邻近坳陷(凹陷)，如歧口凹陷[14]、渤中坳陷[23]、冀中坳陷[24]等主干断层活动弱，地形坡度缓，水体浅，可容纳空间相对较小，以发育辫状河三角洲、辫状河、滨浅湖等沉积体系为主，与同时期以发育扇三角洲沉积体系、前缘浊积体、深湖—半深湖泥岩为主的南堡凹陷不同。因此，东营组沉积期，高柳断层等控边断裂强烈活动，南堡凹陷的沉积体系类型及其空间展布，具有不同于同时期邻近坳陷(凹陷)的特殊性。这种现象的产生与区域应力场的迁移和方向转变具有一定的关系[14]。

图6 NP4-21井东营组一段水下分流河道砂体沉积特征Fig.6 Sedimentary characteristics of the underwater distributary channel sandstones in the Ed1, well NP4-21

图7 Lin3井东营组三段下亚段河口坝砂体沉积特征

Fig.7 Sedimentary characteristics of the channel mouth bar sandstones in the Ed3x, well Lin3

馆陶组沉积期，南堡凹陷进入拗陷期，以发育辫状河三角洲沉积体系为主，高柳断层活动速率微弱，对沉积无明显控制作用。

3.3 沉积体系空间展布控制

具有分段活动特征的断层的段与段之间的连接部位落差相对较小，往往构成物源进入盆地(凹陷)的入口[25]，在伸展盆地(凹陷)内，物源入口往往具有继承性发育的特点。Es1-Ed3s沉积期，高柳断层的活动具有明显分段特征，以Ed3s为例，砂岩体积分数平面展布见图9，高柳断层东段和中段连接部位，以及高柳断层与柏各庄断层相接部位是物源碎屑进入南堡凹陷的通道部位。Ed2-Ed1沉积期，高柳断层分段活动特征不明显，早期形成的物源通道继承性发育(见图10)，物源碎屑继续沿原通道或附近地区进入南堡凹陷。东营组轻矿物稳定因数等值线(见图11)证明,高柳断层与柏各庄断层相接部位为物源入口位置，由于缺少轻矿物数据，稳定因数等值线图缺少高柳断层东段和中段链接部位作为物源入口的证据。物源碎屑进入南堡凹陷后，随古地貌的形态变化在凹陷内重新分配，最终在高柳断层下降盘发育大规模的扇三角洲沉积体系(见图8)。

图8 南堡凹陷东营组二段沉积体系平面展布Fig.8 Planar graph of the sedimentary system of the Ed2 in the Gaoliu area, Nanpu sag

图9 南堡凹陷北部地区东营组三段上亚段砂岩体积分数平面展布Fig.9 Planar graph of the sand content of the Ed3s in the Gaoliu area, Nanpu sag

高柳断层的活动对物源通道和沉积体系空间展布的控制总体可以划分为两种类型，即走向斜坡控砂型和断角控砂型。

(1)走向斜坡控砂型。高柳断层初始发育阶段不是一条统一的大型断层，而是由三条小型断层单独发育，随后各小型断层不断扩展、相互影响，最终连接成为一条共同活动的大型断层。高柳断层西段和中段开始为两条单独发育的小型断层，连接部位为两条小型断层叠覆区构成的走向斜坡，是一个长轴方向平行于断层走向的斜坡地貌。由于叠覆地区代表古构造低部位，走向斜坡型构造调节带是物源碎屑进入南堡凹陷的通道，并控制砂体的展布。物源碎屑进入凹陷后，在向凹陷内部推进的同时，沿高柳断层西段和中段走向斜坡两侧低地势区推进(见图12(a))。

图10 南堡凹陷北部地区东营组二段砂岩体积分数平面展布Fig.10 Planar graph of the sand content of the Ed2 in the Gaoliu area, Nanpu sag

图11 南堡凹陷北部地区东营组轻矿物稳定因数等值线

(2)断角控砂型。以断层活动速率为依据，柏各庄断层可划分为三段：北段、中段、南段。高柳断层东段与柏各庄断层相接，形成叉行断裂构造样式。高柳断层东段与柏各庄断层相接处也是柏各庄断层中段和南段连接部位，活动速率低，与周围地区相比，柏各庄断层上升盘是地势相对低洼区，可捕获周围主要水系，成为物源碎屑进入南堡凹陷的通道。物源碎屑进入南堡凹陷后，向凹陷内部地势低洼区不断进积，最终堆积形成较厚的“断角砂体”(见图12(b))。

图12 南堡凹陷高柳断层控砂模型Fig.12 Models of the Gaoliu fault controls on sand bodies in the Nanpu sag

4 结论

(1)南堡凹陷高柳断层初始发育于Es1沉积期，其活动性垂向上呈“弱—强—弱”的演化趋势，Ed3s沉积期达到最高。Es1、Ed3x和Ed3s沉积期，高柳断层分段活动特征明显；到Ed2、Ed1和Ng沉积期，分段活动特征消失，活动均一性增强。

(2)高柳断层的活动引起南堡凹陷北部地区沉积中心的迁移，由拾场次凹向南迁移到高柳断层下降盘。东营组沉积期，高柳断层等主干断裂的强烈活动，为大规模扇三角洲沉积体系、前缘浊积体的发育提供合适的坡降条件和可容纳空间，南堡凹陷的沉积体系类型及其空间展布具有不同于同期邻近坳陷(凹陷)的特殊性。

(3)高柳断层东段和中段连接部位、高柳断层与柏各庄断层相接部位是陆源碎屑进入凹陷的通道。高柳断层控制沉积体系的空间展布，可划分为走向斜坡控砂型和断角控砂型。

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