四川盆地高石梯—磨溪地区走滑断层构造特征与天然气成藏意义

马德波 ，汪泽成，段书府，高建荣，江青春，姜华，曾富英，鲁卫华

（1. 中国地质大学（北京），北京 100083；2. 中国石油勘探开发研究院，北京 100083）

0 引言

近年来，中国克拉通盆地腹部发现了大量延伸远、规模大的走滑断层[1]，比如塔里木盆地塔中—塔北奥陶系走滑断层[2-4]、鄂尔多斯盆地三叠系延长组走滑断层[5]，这些走滑断层具有明显的控储控藏作用。随着四川盆地深层油气勘探的不断深入，发现盆地内部稳定区尤其是四川盆地中部（简称“川中”）高石梯—磨溪（简称“高磨”）地区也发育大量高角度断层，表现出走滑断层的特征。

前人对此开展了一定的研究工作，李文科、丁博钊等认为川中地区发育古岩溶塌陷体，且塌陷体的分布主要受持续活动走滑断层控制[6-7]。杨平等[8]认为川中地区地震剖面上震旦系—二叠系的柱状下拉异常为走滑拉分地堑基础上形成的热液通道。殷积峰等[9]刻画了川中地区深大走滑断层的分布。Li等[10]分析了川中高磨地区震旦系—二叠系断层的特征、演化及对碳酸盐岩储集层形成的控制作用。前人的研究肯定了高石梯—磨溪地区发育走滑断层，但该区走滑断层的几何学、运动学特征、形成演化过程及对油气成藏的意义有待深入研究。开展川中高磨地区深层走滑断层构造解析不仅对于该区震旦系—寒武系安岳大气田的开发和二叠系栖霞组—茅口组天然气的勘探生产具有重要的指导意义，还对完善克拉通盆地稳定区走滑断层发育特征及其控藏作用具有重要的科学意义。

本文基于川中高磨地区最新连片处理的高精度三维地震资料、钻井资料，利用走滑断层构造解析的思路，通过高精度相干提取、断层精细解释，系统分析研究区走滑断层的几何学、运动学特征，恢复其形成演化过程，并揭示走滑断层对天然气成藏的意义。

1 地质背景

川中地区位于四川盆地中部盐亭—南充—合川一带，构造上属于川中平缓构造带，为上扬子地区残留的最稳定地块[11]（见图1）。高石梯—磨溪地区位于川中南部，区内三维地震资料为近年连片处理的叠前时间偏移资料，覆盖面积达6 600 km2，面元长宽各20 m，深层地震主频为28 Hz，能够满足断层精细刻画的需要。

图1 研究区位置及地层综合柱状图（研究区外克拉通内裂陷分布范围据文献[13]修改）

高石梯—磨溪地区深层主要发育震旦系、寒武系、奥陶系、志留系、石炭系、二叠系，全区普遍缺失泥盆系，奥陶系—石炭系只在研究区边缘有所残留，主体部位二叠系直接覆盖在寒武系之上。寒武系为一套相对稳定的海相碳酸盐岩夹碎屑岩沉积，底部为筇竹寺组黑色页岩，中上部发育沧浪铺组、高台组2套红色碎屑岩与龙王庙组、洗象池组2套厚层白云岩。二叠系上统包括龙潭组、长兴组，下统包括梁山组、栖霞组、茅口组（见图1）[11]。

研究区经历多期构造运动，震旦纪—寒武纪受兴凯地裂运动的控制，形成德阳—安岳克拉通内裂陷[12-13]。晚加里东期，强烈挤压作用下形成乐山—龙女寺古隆起，为目前川中深层主要构造形态奠定了基础。海西、印支、燕山期古隆起整体继承发育，轴线稍有迁移，最终在喜马拉雅运动后定型[14]。

2 走滑断层构造特征

2.1 几何学特征

2.1.1 剖面特征

根据断层剖面组合样式的差异，识别出研究区主要发育3种构造样式：高陡直立断层、花状构造、“Y”字形与反“Y”字形断层（见图2）。

①高陡直立断层是研究区内走滑断层最普遍的特征。断层大多为张扭性断层[10]，剖面上近于直立，断面倾角大于80°，往上断至寒武系或二叠系内部，向下断穿震旦系直至前震旦系，断面形态具有越往深层越陡的特点（见图2a）。

②花状构造是走滑断层主干断层和分支断层的剖面组合形态，是鉴别走滑断层的重要标志之一[15-16]。高磨地区走滑断层主要发育负花状构造（见图2b）和半花状构造（见图2c），分布在震旦系—二叠系中，由一系列凹面向上的正断层组成由深部往浅层撒开的“花状”或“半花状”结构。由于多期构造变形叠加，局部地区发育多层花状构造，剖面上形成“花上花”的结构。负花状构造的广泛发育反映了研究区走滑断层发育于张扭性构造环境中。

③“Y”字形与反“Y”字形是研究区内较为发育的两种断层样式，剖面上表现为 2条倾向相反的正断层（主干断层、分支断层）组成的小型地堑。根据分支断层与主干断层相对位置的差异，划分为“Y”字形（见图2d）和反“Y”字形断层（见图2e）。

图2 研究区走滑断层典型剖面构造样式（剖面位置见图3b）

2.1.2 平面特征

本文选取高磨地区地震资料的寒武系底（见图3）、二叠系龙潭组底（见图4）高精度相干切片及对应的断层分布图来说明研究区走滑断层的平面分布特征。图3中近南北向断层F0为德阳—安岳克拉通内裂陷的边界断层，根据前人对德阳—安岳克拉通内裂陷形成演化的研究，F0断层形成于晚震旦世灯影组沉积期，消亡于早寒武世筇竹寺组沉积晚期[12-13]。研究区内走滑断层向上大多断穿寒武系，同时对F0断层有明显的切割；因此，该区走滑断层的形成晚于F0断层的形成。本文将F0断层作为区域分界的标志和分析走滑断层位移的参照物，不对其做详细分析。

寒武系主要发育近东西向、北东向、北西向 3组走滑断层（见图 3），断层呈线性展布。近东西向断层（如F3、F4、F6）主要分布在北部磨溪—龙女寺地区，延伸长度可达110 km，整条断层由多段次级断层组成，不同段次级断层之间多有叠覆现象，由西往东断层呈发散的特点。北东向断层（如 F8、F9、F10）主要分布在研究区西南部，连续性较差，断层向下断穿震旦系，往上一般只断至寒武系龙王庙组底。北西向断层（如F5、F15、F17）在研究区分布较广，单条断层长度短，多条雁列式分布的断层组成一条大的断层带（见图3）。研究区中部发育的 F1、F2断层为高石梯—磨溪构造的边界断层，F1断层为磨溪构造的南边界，F2断层为高石梯构造的北边界。F1、F2断层由震旦系一直断至二叠系—三叠系内部，为多期活动断层。剖面上可以看到F1、F2断层随地层整体褶皱隆升表现为逆断层，为高石梯—磨溪构造挤压隆升过程中的构造反转所致（见图5）。

图3 高石梯—磨溪地区寒武系底高精度相干切片及断层平面分布图

图4 高石梯—磨溪地区二叠系龙潭组底高精度相干切片及断层平面分布图

二叠系断层发育较少，主要沿下覆寒武系主干断层分布，反映出主干断层发育具有一定的继承性。平面上二叠系断层主要分布在研究区中东部，且具有北多南少的特点。北部以近东西向、北西向断层为主，断续分布，整体延伸较远；南部以北西向断层为主，延伸较短（见图 4）。北部磨溪—龙女寺地区断层发育密度明显高于南部高石梯地区。研究区东南部发育 2条由雁列式正断层组成的北西向断层带，整体沿深层寒武系断层分布，体现了该区张扭应力场的存在。

几何学特征分析表明，研究区古生界发育张扭性走滑断层，剖面上表现为高陡直立、负花状或半花状构造、“Y”字形与反“Y”字形。平面上发育近东西向、北西向、北东向 3组断层，呈线性延伸，断层内部由多条雁列状或斜列状分布的次级断层组成。

2.2 运动学特征

2.2.1 运动方向的确定

研究区断层走向滑距小，运动方向的判定比较难。本文主要根据走滑断层对F0断层和褶皱构造的错断以及主干断层内部次级断层雁列状排列的方式进行运动方向的确定[17-18]。

图5 研究区南北向FF′地震解释剖面（剖面位置见图3b）

图6 研究区三维地震数据体振幅等时切片（切片位置见图3a）

前面已经论述F0断层的形成早于研究区内走滑断层的形成，因此可以根据F0断层被走滑断层错断的方向判断走滑断层的运动方向。近东西向 F3、F4断层2 360 ms等时切片显示（见图 6a），F0断层被 F3、F4断层右行错断，因此F3、F4断层为右行走滑断层。精细相干图显示北西向、近东西向断层内部次级断层呈左阶式斜列展布（见图7a），进一步证实北西向、近东西向断层为右行走滑断层。F1断层2 290 ms等时切片显示，F0断层被F1右行错断，表明F1断层为右行走滑断层（见图6b）。F1断层内部次级断层呈左阶式雁列状分布（见图 7b），也证实 F1断层为右行走滑断层。由北东向 F7断层2 498 ms、F9断层2 412 ms等时切片（见图6c—图 6d）可以看出北东向断层为左行走滑断层，其内部雁列式分布的次级断层呈右阶式雁列状展布（见图7c），也指示北东向断层为左行走滑断层。

图7 近东西向、北东向断层精细相干图（切片位置见图3a）

通过上述分析，可以判断出高石梯—磨溪地区近东西向、北西向走滑断层为右行张扭性走滑断层，北东向断层为左行张扭性走滑断层（见图3）。

2.2.2 位移量分析

断层位移量分析可以定量反映断层的活动强弱。本文通过统计断层的水平位移、垂向断距对研究区古生界走滑断层的位移量进行分析，其中水平位移用来分析走滑作用的强弱，垂向断距用来反映断层的活动强度。

断层两盘地质参照物对比法是进行走滑断层水平位移测量最有效的方法[19]。本文选取断层F0和南部的褶皱构造作为参照物，测量二者被走滑断层错断的距离来计算张扭性走滑断层的水平位移量。国内外学者认为走滑断层的水平位移与断层长度呈正相关关系[20-21]，因此选取研究区内规模较大且与参照物有切割关系的5条断层来计算其水平位移，代表研究区内走滑断层水平位移的上限。经测量，F0断层分别被F1、F3、F4断层右行错断了490，335，550 m，因此F1、F3、F4断层水平位移量分别为490，335，550 m（见图6a—图6b）。图6c、图6d显示北东向断层F7、F9的水平位移量分别为110，290 m。对比 5条断层的水平位移，近东西向断层 F4规模最大，水平位移也最大，为550 m，北东向断层F7规模最小，水平位移量也小，最小为110 m。

垂向断距是断层活动强弱定量分析的一个重要指标[22]。地震剖面上可以看出寒武系的断距大，同相轴错断明显；二叠系断距小，没有明显的错断，有时仅表现为同相轴的扭动，如F6断层（见图5）。通过测量同一条断层不同层位垂向断距的变化，发现寒武系底的垂向断距最大，龙王庙组底的垂向断距次之，二叠系龙潭组底的垂向断距明显小于前两者（见图8a—图8b）。其中，二叠系垂向断距较寒武系垂向断距呈断崖式减小，而非渐变，如F1断层即为如此（见图8c）。说明研究区内古生界断层垂向断距的变化是由断层不同期次活动强度差异造成，而非晚期发育断层导致的垂向断距往上逐渐减小。

图8 断层垂向断距（时间域）统计图

综上所述，近东西向断层的走滑作用最强，北东向断层的走滑作用最弱，走滑断层最大水平位移量为550 m，早期断层的活动强度明显强于晚期断层。

3 走滑断层的形成演化

四川盆地是经历多期构造变动的复合叠合克拉通盆地[23]，经历多期拉张—挤压构造旋回，形成多期活动的断层。为了研究川中地区走滑断层的形成演化过程，本文首先厘定断层期次，然后结合区域构造背景，阐述研究区走滑断层的形成演化过程。

3.1 走滑断层活动期次

断层活动期次厘定一直是构造地质学领域的难题[17]。本文在调研川中地区构造演化背景的基础上，综合利用上下构造样式差异、断层断穿层位来判定研究区走滑断层的活动期次。

3.1.1 上下构造样式差异

多期活动断层在不同期次活动时形成具有一定差异的构造样式[2-3]。对于走滑断层来说，一次活动就是一次构造应力释放的过程，形成一期花状或半花状构造。多期活动的走滑断层就会形成花状构造的纵向叠置，形成“花上花”的构造样式，据此可以判断走滑断层的活动期次[24]。如F14断层剖面上为2期半花状构造叠置（见图9a），下面一期发育在二叠系底以下，上面一期主要发育在二叠系龙潭组底以下，据此初步判断研究区内断层经历二叠纪之前、上二叠统龙潭组沉积以前两期演化。

图9 典型地震剖面（位置见图3b）

3.1.2 断层断穿层位

研究区深层走滑断层主要断穿二叠系底、龙潭组底2个重要不整合面。

二叠系底为高石梯—磨溪构造褶皱隆升之后遭受剥蚀形成的削截不整合，二叠系直接覆盖在寒武系之上。研究区内部分走滑断层（如 F15、F18、F20）往上断穿寒武系在二叠系底之下终止（见图9a），据此推断走滑断层发育在二叠系沉积之前。为了确定断层发育的准确时期，本文对多期活动的磨溪构造边界断层F1进行分析。F1断层西段为张扭性走滑断层，东段为磨溪构造的南边界，地震上为高陡直立的逆断层（见图9b），但在东段F1断层上部发育与西段特征类似的张性断层，表明F1断层东段早期也是张性断层，后期高石梯—磨溪构造挤压隆升过程中发生整体褶皱形成逆断层。高石梯构造北部边界断层F2也有类似的特征（见图5）。这就限定了研究区走滑断层形成时期早于高石梯—磨溪构造的褶皱隆升期。前人研究表明高石梯—磨溪构造形成于晚加里东期[11,14]，因此研究区张扭性走滑断层形成于晚加里东期之前，寒武系沉积之后，结合区域构造演化背景，本文认为研究区走滑断层形成于早加里东期。

上二叠统龙潭组底为东吴运动形成的不整合面，地震剖面上看不到明显的削截现象，但能够看到茅口组顶面发育侵蚀沟谷或河道。研究区部分走滑断层（如F2、F19）断穿震旦系—寒武系（见图9a），在龙潭组底之下终止，表明走滑断层发育在上二叠统沉积之前，即晚海西期。

综合以上两种方法，判定高磨地区走滑断层主要发育两期，即早加里东期、晚海西期。

3.2 走滑断层形成演化过程

高磨地区深层走滑断层为兴凯和峨眉两次地裂运动背景下先存构造薄弱带受到斜向拉张产生的张扭性走滑断层。具体过程如下：

早加里东期，受兴凯地裂运动拉张的影响，高磨地区处于强烈伸展的动力学背景[25-26]，即主压应力（σ1）近于直立，中间主应力（σ2）和最小主应力（σ3）是水平的。根据早寒武世德阳—安岳克拉通内裂陷呈近南北向展布的特点[12-13]，判断早加里东期四川盆地处于北东东—南西西向拉张的应力环境，即最小主应力σ3沿北东东—南西西方向。研究区存在早期的基底构造薄弱带，例如前震旦纪裂谷[27-28]、基底断裂[10,29-30]，根据前人研究认为，早期的基底构造薄弱带在研究区南部沿北东向展布，在研究区北部主要为近东西向、北西向展布[27-30]（见图 10a）。这些基底构造薄弱带在北东东—南西西向斜向拉张作用下在上覆震旦系—寒武系中产生斜列状展布的张扭性走滑断层，沿近东西向、北西向、北东向展布（见图 10b—图 10c），类似于国外学者文献中的Reykjanes裂谷及Gulf裂谷后期产生的走滑断层[31-32]。

图10 不同时期走滑断层形成与分布图（前震旦系裂谷据文献[27-28]修改；基底断裂据文献[29]修改）

晚海西期，受峨眉地裂运动的影响，川中地区再次处于拉张应力环境[33-34]，根据川中周缘晚二叠世盐亭—潼南海槽呈北西—南东向展布的特征[35]，推测川中地区在晚海西期时处于北东—南西向伸展的应力环境，即最小主应力沿北东—南西方向（见图 10d）。在斜向拉张作用下，先存走滑断层（早加里东期主干断层）活化，在二叠系中形成正断层并带有一定的走滑分量（见图 10e），主要为近东西向、北西向断层，北东向断层不发育（见图10f）。此外，研究区北部新生3对北西—南东向正断层，剖面上呈 2条正断层夹持的地堑样式。这些新生断层为晚海西期北东—南西向拉张应力的直接结果。

4 天然气成藏意义

川中高磨地区走滑断层的发育对于该区天然气成藏具有重要的意义，主要体现在以下2个方面：

①断层发育有助于改善储集层物性，断层作用产生的裂缝不仅有利于提高储集层渗透性，而且有利于大气淡水向下淋滤形成溶蚀孔洞。前人研究揭示高磨地区龙王庙组溶蚀孔洞型储集层形成于石炭纪—早二叠世古隆起大规模隆升暴露期[36]，此时龙王庙组之上覆盖有20～30 m厚的洗象池组，早加里东期发育的走滑断层有助于大气淡水沿断层下渗到龙王庙组形成溶蚀孔洞。另外，龙王庙组高角度裂缝发育，特别是走滑断层周缘北西向、近东西向高角度构造裂缝广泛发育。这些高角度裂缝改善了储集层整体渗流能力，提升了孔渗性[37]。靠近走滑断裂发育区的龙王庙组滩体渗透率为（3.246～13.000）×10-3μm2，远离断裂发育区的滩体渗透率一般低于1×10-3μm2。

高磨地区二叠系茅口组岩溶储集层的发育也体现了走滑断层对储集层发育的控制作用。研究区茅口组岩溶储集层地震反射表现为低振幅、低频率的特征，通过均方根振幅属性可以很好的预测茅口组岩溶储集层的分布[38]。茅口组储集层分布与走滑断层分布具有一致性（见图11），储集层主要分布在北部磨溪地区，且断层周围更为发育，南部高石梯地区岩溶储集层不发育。

图11 茅口组走滑断层与均方根振幅属性叠合图

②断层是油气运移的主要通道，研究区走滑断层的多期活动形成了该区多层系含气的局面。川中地区发育震旦系灯影组三段泥岩、下寒武统筇竹寺组泥页岩 2套优质烃源岩[39]，区内广泛发育的走滑断层连接了烃源岩与震旦系灯影组、寒武系龙王庙组、二叠系栖霞组—茅口组等多套储盖组合，形成高磨地区震旦系—古生界多层系含气的局面。目前的钻井也证实了这一点，高磨地区大量钻井在震旦系—寒武系获得高产工业气流的同时，在二叠系栖霞组—茅口组气测显示良好甚至获得高产气流，这些产气井的分布与走滑断裂关系密切。研究区共有6口井（见图11）在栖霞—茅口组获得高产气流，其中5口井分布在断层周围。8口井（见图11）在栖霞组—茅口组测井解释为气层，除了南部G23井周围断裂不发育，其余都分布在断层周围2 km以内。这些都证实川中高磨地区古生界张扭性走滑断层的发育促使该区具有多层系含气的特征。

综上所述，高石梯—磨溪地区纵向发育震旦系—二叠系多套含气层系，具备多层系立体勘探的地质条件。磨溪以北地区发育大量走滑断层，源储配置优越，是下步勘探的有利地区，将高磨震旦系—寒武系继续往北拓展，可能会发现更多的油气资源。

5 结论

高石梯—磨溪地区古生界发育张扭性走滑断层，具有以下几何学特征：①剖面上主要为张扭断层，发育高陡直立、花状构造、“Y”字形与反“Y”字形 3种构造样式。②平面上寒武系发育近东西向、北西向、北东向 3组走滑断层，呈线状延伸，整条断层由多条呈斜列状分布的次级断层组成；二叠系以近东西、北西向断层为主，主要分布在研究区中东部，沿下伏寒武系断层分布。

研究区走滑断层具有以下运动学特点：①近东西向、北西向断层为右行走滑断层，北东向断层为左行走滑断层。②从走滑作用的强度看，近东西向断层的走滑作用最强，北东向断层的走滑作用最弱，最大水平位移为550 m。③从断层的活动强度看，寒武系断层的活动强度明显高于二叠系断层。

研究区断层为两期地裂背景下先存构造薄弱带受到斜向拉张产生的张扭性走滑断层，主要经历早加里东期、晚海西期两期活动。早加里东期，在兴凯地裂运动伸展背景下，基底构造薄弱带受到北东东—南西西向斜向拉张在震旦系—寒武系中产生张扭性走滑断层。晚海西期，在峨眉地裂运动伸展背景下，早加里东期部分主干断层再次活动，在二叠系产生走滑断层，断层沿下伏寒武系断层分布。

高磨地区走滑断层提升了寒武系龙王庙组储集层的孔渗性，控制二叠系茅口组岩溶储集层的分布。走滑断层作为油气运移的主要通道，多期活动形成了该区多层系含气的局面。

致谢：感谢中国石油勘探开发研究院李文科博士、戴晓峰博士在本文研究过程中给予的建议和帮助。