辽河东部凹陷走滑构造及其与火山岩分布的关系

李思伟,王璞珺,丁秀春,方炳钟,冯玉辉,孙晓猛

1) 吉林大学地球科学学院,长春,130000; 2)中国石油辽河油田公司勘探开发研究院,辽宁盘锦,124010

内容提要： 走滑构造可分为压扭和张扭两类,平面上主干走滑断裂都表现为一条贯通性的走滑构造带,剖面上前者表现为正花状构造(向上撒开的逆断层组),后者表现为负花状构造(向上散开的正断层组)。它们的伴生构造在平面上分别表现为与主干走滑断裂共生的雁列褶皱、雁列逆断层(压扭)和雁列正断层(张扭)。在实际剖面中由于构造应力场的变化还常见由正—负花状构造组合的复合花状构造。在平行于走滑构造带方向,有时断层面倾角会变化, 直至倾向相反(丝带效应)；走滑断裂带各点所受的应力可从挤压(褶皱)—逆断变为伸展—正断(海豚效应)。走滑断裂在火山岩盆地中普遍发育,是构造—火山作用关系研究的重要方面。研究区走滑断裂系统由贯通性主干走滑断裂和伴生构造两部分组成。主干走滑断裂平面上侧向延伸长,其附近多为与之成锐角相交的雁列正断层组；剖面上同时出现负花状构造和正花状构造,断层面陡倾且有时两侧地层厚度不等。根据雁列构造与主干断层间锐角指示方向和断层切割层位可判别,该区于古近纪主要发育右旋走滑断裂系。火山岩分布明显受走滑断裂带控制,火山喷发中心沿主干断裂呈串珠状分布；火山岩厚度于主干断裂附近最大,向两侧减薄,多终止于次级断裂附近；厚度大于1 km的火山岩距主干断裂通常在2 km范围内。

走滑构造是指地壳或岩石圈在走滑应力或水平剪切应力作用下产生的变形,呈现多种构造型式的组合(陆克政等,1997),主要表现为主干走滑构造带及其相关伴生构造。火山岩盆地是指火山物质作为盆地充填重要组成部分的盆地(Godoy et al., 1999；Gernigon et al., 2004)。辽河盆地位于渤海湾盆地北部(辽河油田石油地质志编辑委员会, 1987),其构造演化受郯庐断裂晚中生代左旋走滑和新生代右旋走滑作用的控制(Chen et al., 2005,孙晓猛等,2006),于古近纪充填了数千米的火山—沉积序列,属典型的受控于走滑构造的火山岩裂谷盆地(Hsiao et al., 2010；Corti, 2012)。

前人对辽河盆地走滑构造带特征和火山岩分别进行了长期深入研究。多数学者认为辽河盆地拉伸构造系统和走滑构造系统并存,二者既相互分离又相互联系,形成了辽河盆地复杂的新生界构造系统(漆家福,2004)。辽河盆地位于郯庐断裂带上,盆地内发育的走滑构造受郯庐断裂的控制(徐家炜等,1992; 王书琴等,2012; 万桂梅等,2009)。郯庐断裂活动的多期性致使该盆地的构造样式多变,构造演化复杂。走滑构造活动与盆地演化主要分为以下几个时期：始新统沙河街组三段沉积时期(以下简称沙三期,类似的有沙二期和沙一期),强烈断陷期,该时期坳陷主要受伸展断层控制,形成了许多箕状断陷(漆家福等,2008；龚再升,2007)。沙三期处于盆地演化的早期阶段,是即拉张断陷和区域断拗阶段,具有最大的沉降幅度和最快的沉积速度,累积了大量的火山岩,是盆地形成的最主要时期,即主成盆期(陈振岩等,2011)。沙三期末期,区域应力场有所变化,全区抬升,部分地区遭受剥蚀(季东民等,2008)。沙一期,断坳过渡期,该时期坳陷受伸展和右旋走滑联合作用(刘立,2002),典型花状构造等走滑构造样式于该时期开始形成。进入沙二期、沙一期,火山活动伴随着构造沉降作用的衰减而迅速减弱,火山活动强度及火山岩分布规模急剧减小(陈振岩等,2011)。从区域构造应力场上,沙一期、沙二期是由引张伸展期向张扭走滑期的过渡阶段,该时期是走滑作用开始的时期(童亨茂等,2008),在东部凹陷表现为较弱的右旋张扭应力场,各主要断层活动相对较弱,对沉积的控制作用不如沙三期明显,全区以稳定的盆地沉降为主。馆陶组沉积前主要分为两个阶段： 受伸展和右旋走滑作用的时期； 受挤压和右旋走滑作用的时期。渐新统东营组沉积时期：伸展走滑期,东营早期主要继承了沙一期的构造背景,断裂以走滑活动为主,盆地在原伸展断陷的背景下形成了走滑拉分盆地(东部凹陷的火山活动则因郯庐断裂的活动而重新进入强烈的复活作用阶段,其火山作用强度远远超过了沙二期、沙一期(陈振岩,2011)。东营组沉积末期：挤压走滑期,日本海和冲绳海槽的张开对本区产生一定的挤压场,使全盆地表现为整体的坳陷下沉,而没有继续或重新产生裂陷。许多先前发生的张扭系构造在这一时期发生了构造反转(王国纯,1998),东营末期的压扭应力还使地层发生强烈褶皱。另外,东营组沉积末期还发育有披覆背斜构造,被后期断层改造的披覆背斜构造位于构造高部位,两侧见超覆沉积(邓运华,2001)。同时在该区还发生了一次区域性的隆升,并形成了一个区域不整合面。辽河盆地东部凹陷走滑构造的频繁活动使盆地内部充填了大量的火山岩,纵向上,火山岩在上白垩统,古近系房身泡组、沙河街组和东营组及新近系馆陶组都有分布。横向上,在辽河盆地东部凹陷呈“串珠状”分布于断层两侧,在热河台、欧利坨子、黄沙坨地区形成了三个椭圆型的火山岩体(蔡国刚等,2003)。走滑构造和多期火山岩充填,是辽河盆地构造—沉积演化的两个标志性特征。本文在走滑构造平面和剖面识别基础上,探讨火山岩空间分布与走滑断裂展布之间的关系,以期为本区构造—火山作用的内在关系研究起到抛砖引玉的作用。

1 主干走滑断裂及其伴生构造类型和特征

由于两侧地层在受到外力作用下,在经过一定的弹性、塑性变形调节过程后仍无法完成适应和消除外力以致于达到地层的破裂强度,从而形成主干走滑断裂及其伴生构造。走滑构造主要包括主干走滑断裂及其伴生构造两部分。主干走滑断裂是走滑构造的最主要表现形式,起到直接调节断裂两侧地层位移差的作用。与主干走滑断裂相伴生的构造包括：雁列褶皱、雁列逆断层、雁列正断层等。一般地,前两者为挤压—走滑构造的伴生构造(压扭系),后者为伸展—走滑构造的伴生构造(张扭系)。

1.1 走滑构造的平面特征

在走滑断裂分布平面图上,走滑构造表现为主干断裂与伴生断裂的共生组合关系。前者表现为纵向上贯通性好且较平直的走滑构造带。后者主要表现为雁列构造,包括雁列褶皱、雁列逆断层(压扭系)和雁列正断层(张扭系)。下面分别加以叙述。

1.1.1主干走滑断裂

主干走滑断裂是指走滑构造系统中致使两侧地层发生明显错动或相对位移的大型中央断层或断层带。它平面上通常是横向分布较窄、纵向延伸较长且平直,并切穿其它构造的单一主干断层或断层带。另外,走滑断裂是一种调节两侧地层应力场差异的构造,主要位移量分配在主干断裂上,由于主干断裂不同部位的岩性、应力场等因素的差异,沿主干断裂不同位置的位移量也有所不同。

1.1.2雁列构造

雁列构造是走滑构造平面上最基本的特征。走滑构造断裂的一侧或两侧发育有雁列褶皱或断裂,它们与主干走滑断裂是同一时期形成的,并局限于一个窄的线性构造带内(Harding,1990)。伸展—走滑构造作用在平面上形成雁列正断层组,其与主干走滑断裂之间所夹锐角所指示的方向是本盘的走滑运动方向(图1a)。挤压—走滑构造作用在平面上形成雁列褶皱或雁列逆断层组,其与主干走滑断裂之间所夹锐角所指示的方向为对盘的运动方向(图1b)。

图1 走滑构造平面特征示意图(据Harding, 1990修改)Fig. 1 Sketch map of strike-slip tectonic planar features (after Harding, 1990)

1.2 走滑构造的剖面特征1.2.1 花状构造

花状构造是走滑构造剖面上最基本的特征,可分为正花状构造、负花状构造和半花状构造。其共同点是它们走向都平行于走滑断裂带,且都是由一组或多组断层复合而成。其中负花状构造是由张扭性应力形成的,剖面上显示为向上撒开的正断层组(图2a)。正花状构造是由压扭性应力形成的,剖面上显示为向上撒开的逆断层组(图2b)。当断层组只向一侧撒开时为半花状构造。但剖面上有时是很复杂的,在一个剖面上,不同时期,由于区域应力场的改变而造成早期先形成的花状构造受到后期构造应力影响而发生性质的改变,表现为复合花状构造,即,花状构造的一部分呈现正断层组合而另一部分则表现为逆断层组合(图2c)。

1.2.2主干走滑断裂剖面特征

首先,一条孤立的主干断层陡直且深插基底(图2a、2b)。位于相对上部的分支断层绝大多数汇聚于主干断层。第二,断块两侧地层厚度和岩相多数有显著差异。走滑构造作用容易造成地层厚度突变和沉积相不连续(图2a和图2b中的h1与h2分别代表两盘的地层厚度)。第三,不完整的褶皱块体,即,同层位地层相继错断、构成顶部貌似褶皱的断块群。负花状构造外观上是一个由主干断裂向上撒开的正断层所围限的向形。正花状构造外观上是一个由主干断裂向上撒开的逆断层所围限的背形。在一个剖面上花状构造是比较复杂的,比如负花状构造在相对下沉的地堑体下部会有局部向上逆冲的断块出现,这是在整体拉张环境下,由于上部地堑体下沉,局部应力挤压造成的断块上冲。

图2 正、负和复合花状构造特征示意图[(a)、(b) 据Harding, 1985修改, (c) 据Christie-Blick and Biddle, 1985修改]Fig. 2 Positive flower structure, negative flower structure and Complex flower structure schematic diagram [(a), (b) after Harding, 1985, (c) after Christie-Blick and Biddle, 1985]

图3 海豚效应与丝带效应(据Zolnai, 1991修改)Fig. 3 Dolphin effects and ribbon effect (after Zolnai, 1991)

1.3 走滑断裂的侧向迁移：“海豚效应”与“丝带效应”

在平行于走滑构造带方向上主干走滑断裂带各点所受的应力不尽相同,有的部位为挤压应力,有的部位为伸展应力,这就造成在一条走滑断层的断层面倾斜方向相同的情况下,受挤压应力的部位形成褶皱或逆断层,而受到伸展应力的部位形成正断层,即“海豚效应(Dolphin Effect)” (Zolnai, 1991)。并且同一条走滑断层在其延展方向上的倾向也不是一成不变的,根据不同部位所受的应力方向的差异表现出倾向左右摇摆的现象,称为“丝带效应(Ribbon Effect)”(图3)。在空间上,丝带效应强调的是走滑构造沿走向方向上倾向的变化(倾向相反),海豚效应则强调的是走滑构造在倾向不变的前提下沿走向方向上断层性质的变化(挤压与伸展间互)。

综上,对于走滑构造的识别标志主要有以下几点：首先平面上,贯通性主干断裂侧向延伸长且较平直；雁列式伴生构造(包括雁列式正、逆断层和雁列褶皱)分布,根据其构造样式及其与主干断裂的关系可以判别走滑性质。然后剖面上,花状构造(正、负、半花状构造)为走滑构造最主要的识别标志,但要与一些相似构造相区别；主干走滑断裂孤立且高角度深插基底,断裂两侧地层厚度与岩相多是不协调的。最后走滑构造在纵向上存在“海豚效应”和“丝带效应”。

2 下辽河盆地走滑构造的表现形式和识别

2.1 下辽河盆地走滑构造带的区域地质背景

郯庐断裂带南起长江北岸湖北广济,经安徽庐江、江苏宿迁、山东郯城、渤海,过沈阳后分为西支的依兰—伊通断裂带和东支的密山—抚顺断裂带,辽河盆地就处于郯庐断裂带上(邱楠生,2007),其盆地本身及其内部走滑断裂都受到郯庐断裂带的控制。郯庐断裂主要有两次大规模活动,第一次是在白垩纪—早始新世(135～52Ma)时期,在印度—澳大利亚板块向北运移作用的影响下,郯庐断裂带北段总体上呈现为左行平移—正断层活动特征。第二次是在中更新世以来(0.73Ma～),欧亚大陆板块与太平洋板块、菲律宾海板块、印度—澳大利亚板块互相挤压,处于相对均衡的状态,而郯庐断裂带主要受太平洋板块朝WSW方向挤压作用的影响,呈压剪性(右行平移—逆断层)(万天丰,1996)。

图4 辽河盆地东部凹陷主干走滑断裂分布图Fig. 4 Main fault distribution map in Eastern Depression of Liaohe Basin

2.2 走滑构造及其伴生构造的平面特征

辽河盆地东部凹陷轴向为北东43°。凹陷内主要发育三条主要断裂,自西向东分别为二界沟断裂、驾掌寺断裂和驾东断裂。这三条走滑断裂顺盆地长轴方向彼此间近平行排列,其中驾掌寺断裂位于盆地中央,同时也是盆地中最长、贯穿整个盆地的最主要的走滑断裂。这三条断裂中两条较长者均具有分段性,二界沟断裂大致分为南北两段,驾掌寺断裂南部可细分出荣西—大平房断裂。驾东断裂位于凹陷东侧,是靠近盆地边界的切穿基底断裂,在东部凹陷分布范围较前两者小。主干走滑断裂两侧发育较多次一级的伴生断裂(图4)。部分伴生断裂呈雁列式排列,如在凹陷南部的荣西—大平房断裂附近,这些雁列式正断层与较平直且贯穿于整个坳陷的驾掌寺断裂本身就表示了其具有走滑性质。根据2.1走滑断裂的平面特征,雁列正断层组与主干走滑断裂的夹角指示本盘的运动方向,因而研究区主要表现为右旋伸展—走滑。

研究区平面上发育有多条伸展断层,深断裂的走滑或斜向走滑确实可能形成不同方向的伸展断层(Itoh,2002),但未必不同位置的伸展断裂全部都是走滑构造作用所形成的。这些伸展断层在成因上主要分为两种：① 在主干走滑断裂两侧以NE—NNE向伸展断层为主,为主干走滑断裂所伴生的雁列正断层。② 距主干走滑断裂一定距离且无固定走向的伸展断层,为盆地伸展拉张过程中伴随产生的正断层。这种断层带结构实际上是不同时期、不同类型构造变形的叠加,早期盆地拉张过程中形成的伸展断裂构造被后期郯庐断裂的走滑构造作用利用和改造,显示出由伸展构造系统和走滑构造系统叠加构成的复杂变形现象(漆家福,2008)。

2.3 走滑构造及其伴生构造的剖面特征

辽河盆地演化经历过多期构造作用,古近系沙河街组总体上为走滑构造和反转构造的叠加。在地震剖面上既有伸展应力形成的负花状构造(图5),也有挤压应力形成的正花状构造(图6)。但根据平面上雁列式正断层居多,并且剖面上以负花状构造为主,局部见有正花状构造的事实来看,该区域构造演化总体上表现为古近纪的右旋走滑与伸展作用叠加为主(张扭系)。

图5为负花状构造典型剖面,从左至右分别为铁匠炉断裂和驾掌寺断裂,其中驾掌寺断裂表现为负花状构造,在剖面上切穿了基底、古近系沙河街组和东营组地层,主干断层倾角较陡,倾向北西,铁匠炉断裂则主要切穿了基底与沙河街组地层,倾向北西。断裂西侧地层厚度(h1)明显大于东侧地层厚度(h2),表现了走滑构造运动使两侧地层厚度不一致的特征。从地震剖面上可以明显看出沙河街组沉积时期靠近断层一侧地层厚度偏大,表现为断陷期东断西超的盆地充填特点,而东营组沉积时期地层沉积厚度不再受断层控制,表现为凹陷期盆地中心沉积厚度大、并向两侧减薄的盆地充填特点。剖面上西侧边界断裂附近可观察到较明显的反转构造,代表了东营末期的一次强烈挤压构造反转,馆陶组与东营组之间由于这次构造反转而存在风化剥蚀不整合。

图6为正花状构造典型剖面,图中主干断裂为驾掌寺断裂,表现为正花状构造,在剖面上切穿基底、古近系沙河街组和东营组地层,主干断裂倾角较陡,倾向北西,虽然两侧地层厚度大致相当,但这并不能说明断裂两侧地层没有发生相对位移。同样沙河街组沉积时期靠近断裂一侧地层厚度偏大,表现为由中央驾掌寺断裂向两侧超覆的盆地充填特点。而东营组沉积时期地层沉积厚度同样不再受断层控制,表现为凹陷期盆地中心沉积厚度大、并向两侧减薄的盆地充填特点。另外,在中央驾掌寺断裂中上部,即沙河街组顶部和东营组地层中可以明显看出挤压褶皱,代表了东营末期的一次强烈挤压构造反转,馆陶组与东营组之间由于这次构造反转而存在风化剥蚀不整合。

事实上,辽河盆地东部凹陷剖面总体上的构造样式还是以张扭系的负花状构造为主,之所以局部出现压扭系的正花状构造,究其来源则是与东营末期的一次区域右旋走滑挤压构造运动有关,这次构造运动致使该区大部分早先形成的张扭系构造,即负花状构造发生构造反转,并且其强烈程度所造成的影响已经反映在了平面上,即平面上由左旋走滑转变为右旋走滑(图4)。另外,驾掌寺断裂在剖面上同时具有高角度深插基底的走滑断层特征和控制坳陷沉积的伸展坳陷边界断层的双重特征。

3 火山活动与走滑构造关系

图5 辽河盆地东部凹陷负花状构造(半花状)：(a)过井地震剖面；(b)负花状构造要素(Line-5525)Fig. 5 Negative flower structure in the Eastern Depression of Liaohe basin: (a) cross-hole seismic section; (b) structural elements of negative flower structure (Line-5525)

图6 辽河盆地东部凹陷正花状构造：(a) 过井地震剖面；(b) 正花状构造要素(Line-4480)Fig. 6 Positive flower structure in the Eastern Depression of Liaohe basin: (a) cross-hole seismic section; (b) structural elements of positive flower structure (Line-4480)

图7 (a) 沙河街组火山岩分布范围与火山喷发中心分布图及其与走滑断裂系的关系； (b) 沙河街组火山地层序列和喷发旋回Fig. 7 (a) the Shahejie Formation volcanic rocks range and volcanic eruption center distribution and its relationship with strike-slip fault system; (b) the Shahejie Formation volcanic eruption sequences and cycles

图8 辽河盆地东部凹陷火山岩厚度与距断裂距离关系Fig. 8 The relationship between thickness of volcanic rock and distance away from the main fault

辽河盆地具有多期构造岩浆活动,其中以沙河街组时期最为强烈、最具代表性,造成凹陷内火山岩分布广泛。纵向上沙三段火山岩有五期,分别为① 玄武质火山碎屑岩和火山沉积岩,爆发相为主；② 玄武质熔岩,溢流相为主；③ 粗面岩,侵出相为主；④ 玄武质熔岩,溢流相为主；⑤ 玄武质火山碎屑岩,爆发相为主。该火山岩系列累积厚度大分布广,是辽河盆地同裂陷期产物(陈振岩等,2011),在反映盆地构造—火山活动方面具有典型性。因此笔者填制该套火山岩系列分布与断裂的叠置图(图7),以期探索走滑断裂与火山岩发育的关系。火山岩分布在东部凹陷与走滑断裂系吻合程度很高,表现为以下特点。第一,火山喷发中心主要沿主干走滑断裂及其附近的两侧呈串珠状分布,多见于主干断裂与共生断裂的交汇部位。第二,火山岩分布范围明显受控于走滑断裂,被走滑断裂系统所围限。即,在主干走滑断裂两侧集中分布,延伸到次级走滑断裂处多半终止。第三,主干走滑断裂(中部的驾掌寺断裂)附近厚度最大,向两侧逐渐减薄,厚度超过1km的火山岩距主干断裂的距离通常小于2km(图8)。第四,在远离主干断裂处亦发育有少量火山喷发中心,它们多位于几组次级断裂或共生断裂的交汇部位。

4 结论

(1)走滑断裂识别。走滑断裂平面识别主要是对主干走滑断裂及其相关伴生构造组合的识别。伴生构造的形成机制与主干断裂关系紧密,通常二者呈小角度相交,这是由于伴生构造成因上是分担走滑位移量而产生的。剖面识别主要是对正、负花状构造和插入基底的高角度主干断层的识别。主干走滑断裂较一般的断裂倾角上明显更陡,纵向延伸较长,通常深插基底,这与其受剪切应力形成有关。另外,也可以根据走滑断裂两侧地层沉积相和厚度的差异以及断裂所围限的断块性质加以辅助识别。

(2)走滑断裂发育规律。辽河盆地驾掌寺和驾东断裂具有走滑和伸展双重特征,在渐新统东营组沉积前为控陷正断层,靠近断层一侧地层厚度较大,反映了断陷期的特征；在东营组沉积时期发生最强烈的走滑,走滑切割深度较大,深插基底形成火山岩运移通道,顶部形成花状构造,这是剖面上主干走滑断裂的最典型特征。由于走滑构造主干断裂在不同部位所受应力状态不同,在驾掌寺断裂中挤压部位出现正花状构造,在拉张部位出现负花状构造,局部造成地层两侧厚度不协调。

(3)火山岩—走滑断裂关系。研究区火山岩与走滑断裂密切共生,纵向上自古近系底部房身泡组到新近系馆陶组均有发育,呈现多期喷发的特点。其中始新统沙河街组火山岩厚度最大,对应于盆地快速伸展裂陷、水体变深和烃源岩沉积期。本区火山岩喷发中心主要沿主干断裂呈串珠状分布,多见于主干与次级断裂交叉处或几组次级断裂交汇部位。走滑断裂深切割地层,通常可构成岩浆向上运移的优势通道,因而表现为主干断裂附近火山岩厚度明显增大。统计结果表明,厚度大于1000m的火山岩大多数位于距主干断裂2km以内,表现出火山岩分布明显受主干走滑断裂控制的特点。