沁水盆地南部构造负反转、应力机制及油气意义

尹 帅， 丁文龙， 王凤琴， 曹翔宇， 刘建军， 卢学军

(1.西安石油大学 地球科学与工程学院，西安 710065；2.中国地质大学 能源学院，北京 100083；3.中国石油华北油田分公司 勘探开发研究院，河北 任丘 062552)

沁水盆地南部构造负反转、应力机制及油气意义

尹 帅1， 丁文龙2， 王凤琴1， 曹翔宇2， 刘建军3， 卢学军3

(1.西安石油大学 地球科学与工程学院，西安 710065；2.中国地质大学 能源学院，北京 100083；3.中国石油华北油田分公司 勘探开发研究院，河北 任丘 062552)

沁水盆地南部地区古生界高角度张性断裂极为发育，但至今仍未能很好地解释其形成及演化机制。本文依据区域构造演化背景分析、二维地震资料解释、岩石物理力学实验测试、产能数据及应力数值模拟结果，研究其形成机制。结果表明，研究区经历了3期构造旋回、4个构造演化阶段，华北板块整体处于大的挤压背景下，走滑拉分是典型的局部构造特征。负反转作用形成的高角度正断层造成了基底块断差异升降，产生了盆地内垒-堑相间分布的结果，由于地垒块体上升作用造成了石炭-二叠系形成了等厚横弯褶皱。在主生烃期，地层岩石易于发生近垂直的张性破裂，为区域垂直断裂的形成创造了条件。在区域强挤压构造环境下，可形成高角度逆断层；在伸展构造环境下，为构造负反转创造了条件。同时，该破裂型式也表明盆地具有一定的走滑拉分性质。古生界经历了2次构造负反转，分别为燕山中晚期(K1-K2)及喜马拉雅期(E-N)。燕山中晚期负反转的原因为盆地的弱伸展环境、由生烃作用所引发的张性破裂及地层剥蚀所导致的应力降低，该时期构造负反转程度较小。喜马拉雅期负反转的原因为盆地的强伸展环境、强烈的隆升剥蚀所造成的地层应力降低、温度大幅度降低产生的额外应力张量及地层岩石产生的张性应变量，该时期构造负反转程度较大。该区构造负反转对致密气储层的控“圈”、控“运”、控“储”及控“藏”效应明显。

沁水盆地；构造负反转；应力机制；油气意义；张性断裂；走滑

沁水盆地拥有丰富的煤层气资源，所开发煤层主要为下二叠统山西组3号煤层及上石炭统太原组15号煤层[1]。经过多年发展，沁南地区已实现煤层气的商业规模开发[2]。沁南地区石炭-二叠系气测异常较为普遍，游离气主要分布在太原组、山西组及下石盒子组致密砂岩中，具备形成致密砂岩气田(藏)的基本条件[3]。同时，沁南地区与鄂尔多斯盆地具有类似的沉积地质特征[4-5]。该地区煤系地层致密砂岩气的成功开发，将成为煤层气的重要补充，为该地区天然气产业的发展提供一条新的思路，创造更高的经济效益。

沁水盆地石炭系-二叠系现今埋藏较浅，构造研究程度较低。该地区古生界发育区域性高角度近垂直张性断裂，断裂具有明显的走滑特征[6]，同时地垒、地堑相间分布。该类型断层的演化及形成机制一直未能得到很好的解释。深入研究这些区域性高角度张性走滑断裂的形成机制，对正确认识地下烃类流体运移及分布规律，进而指导致密气勘探具有重要意义[7]。本文结合区域构造演化背景分析、地震资料解释、岩石物理力学实验测试、产能数据及应力数值模拟结果，对这些断裂的形成机制进行深入研究，研究结果可以为该地区致密气勘探提供科学指导。

1 研究区概况

沁水盆地位于山西省南部，处于祁吕贺兰“山”字型构造的东侧(图1-A)。该“山”字型构造开始活动于古生代末期，成形于中生代，定形于新生代[8]。“山”字型构造是一种扭动构造，由李四光[8]提出，其形成演化往往与大型矿产及油气藏相关。从图1还可以看出，所示区域内的主干断裂及其伴生断裂主要沿着该“山”字型构造分布，主干断裂整体沿着NE向展布。该“山”字型构造正好穿过沁水盆地南部地区。

沁水盆地为走向近南北的大型复式向斜盆地，四周分别为：太行山隆起(东侧)、吕梁山隆起(西侧)、中条山隆起(南侧)、五台山隆起(北侧)，总面积约为36 000 km2。本文所研究地区位于沁水盆地南部地区(图1-B)，包括：沁南区块、夏店区块、马必区块、郑庄区块及樊庄区块，总面积约为 5 169 km2。研究区沉积地层单元及描述见图2，底部为奥陶系，其上石炭系-二叠系为连续沉积，三叠系仅在盆地北部部分地区有出露，其上被第四系直接覆盖。

图1 沁水盆地南部地理位置图Fig.1 Geographical location of southern Qinshui Basin

图2 沁水盆地南部地区沉积地层Fig.2 Stratigraphic column of sedimentary strata in the southern Qinshui Basin

2 区域构造演化背景

古生代以来，中国大陆构造发展主要受特提斯洋、古亚洲洋及古太平洋三大全球动力学体制所控制[9]。华北地块从早元古代的最终克拉通化到中生代裂解之前的1 700 Ma间，基本处于较为稳定的沉积阶段。印支期，华北地块南部主要形成了一些近EW向的褶皱与上冲断层[10]；华北地区新生代拗陷内部残留一些中生代NWW走向的宽缓褶皱[11]，表明印支期变形已波及华北地块内部[12]。

早侏罗世，沁水盆地东部太行山尚未开始隆起，华北克拉通整体处于西伯利亚板块和印度板块两向汇聚的作用下[13]。中侏罗世，中国东部地区的构造机制发生了重大的变化。此时，主要的板块运动机制为古太平洋板块向欧亚板块之下剧烈俯冲，华北陆块整体的挤压方向为NW-SE向[11-12]。燕山运动在中侏罗世末使中国东部地区发生了大面积隆升剥蚀[13]，在华北地区形成了大量NE向挤压褶皱和高角度走滑断层。沁水盆地两侧的太行山和吕梁山此时开始逐渐隆起，在两大隆起带之间形成了沁水盆地宽缓复向斜[14]。中晚侏罗世，即燕山运动早期，沁水盆地彻底与华北其他盆地分开而成为一个独立的构造盆地[14-15]。

华北地区在燕山中期(K1)逐渐转变为伸展环境，对应的时间约为136 Ma B.P.[16]。该地区变质核杂岩群的分布、盆地中的伸展构造、大火山岩省与岩浆岩带的分布均表明华北地区此时处于伸展环境[17]。受盆地伸展的影响，燕山中晚期(K1-K2)，华北地区盆地内部早期形成的高角度逆断层逐渐开始发生构造负反转[12-13]。

古近纪以来，华北地区开始发生裂解，汾渭地堑出现[17]。此时，该地区整体以NW-SE向伸展为主[18]，盆地发生强烈的构造负反转，浅部地层发育大量右行张扭性高角度断层[19]。新近纪以来，华北地区各盆地进入克拉通内拗陷发育阶段。上新世初，受印度大陆和欧亚大陆持续汇聚的影响，该挤压作用向东一直扩展并波及华北地区，引起该地区断裂的右行走滑再次复活[20]，在该阶段山西地堑系最终形成，一系列被切割成块体的山间盆地分布在各主要断裂带附近。

在区域构造演化条件下，形成沁水盆地现今构造格局。该盆地处于大的挤压背景下，走滑拉分是典型的局部构造特征[12]。沁水盆地周边地区如太行山及吕梁山地区也具有类似的构造演化历程，例如盆地东侧的太行山断裂带内浅部NE向张性断裂发育[6,21]。这些高陡正断裂叠加在早期(J2+3)的上冲断层之上，反映出后期区域的伸展应力场环境，断裂发生了强烈负反转(图3，底部为寒武系变质岩，顶部为三叠系砂岩及第四系黄土露头)。

图3 沁水盆地东侧太行山地区NE向断裂特征Fig.3 Characteristics of NE faults in the Taihang Mountain area, eastern of Qinshui Basin(据曹现志等[6])(A)泗家水村东断裂, GPS N40°5.785′, E115°57.421′; (B)赵各庄镇紫金关断裂, GPS N39°41.423′, E115°18.988′

图4 沁水盆地二叠系野外构造地质剖面Fig.4 The photograph showing the structural section of the Permian in Qinshui Basin泽州县南岭乡向东500 m,山西组，坐标:E112°42′40.75″、N35°23′5.82″

3 构造负反转

研究区上古生界主要发育高角度张性断裂，褶曲以与高角度正断层相伴生的断层相关等厚开阔褶皱为标志性特征(图4)。图4所示褶皱的轴向近EW向，与印支期构造应力场特征(SN向)较为一致，表明印支运动对研究区部分褶皱的形成具有一定程度的影响，进而发生一定程度的纵弯褶皱作用[12]。但该时期(印支期)沁水盆地为克拉通内宽缓挤压拗陷盆地雏形形成阶段，该阶段盆地内部主要形成一些近EW向褶皱和高角度逆断层[14]。研究区现今所观察到的断裂都是高角度的，且看不到有层间的滑动。因此推断研究区印支期褶皱为与逆断层相关的短轴宽缓的断展褶皱[17]。研究区断裂可划分为构造负反转断裂及新生张扭性断裂2种，燕山期断裂通常为基底断裂，规模大，主要为NE向和NEE向断裂；而新生张扭性断裂的规模较小，且多为NNE向及NNW向断裂[17]。

沁水盆地在燕山早期处于克拉通内压扭型拗陷盆地演化阶段，以发育压扭性走滑断层为主[12]；早白垩世沁水盆地处于克拉通内弱伸展裂陷盆地演化阶段，处于弱伸展应力环境下，盆地内断层开始发生负反转[15]；喜马拉雅期为克拉通内强伸展裂陷盆地演化阶段，在NNE-NE向的区域性挤压背景下，应力与断裂之间具有一定夹角，早期形成的断裂发生右行走滑，盆地持续隆升剥蚀，断层发生强烈负反转，早期逆断层最终被完全改造，形成高角度张性走滑断层的构造格局[6](图5)。

图5 沁水盆地南部QS08-211_8测线构造样式Fig.5 Tectonic style of QS08-211_8 line in the southern Qinshui Basin T’5.下石盒子组顶界; T5.山西组顶界; T6. 3号煤层; T7.太原组顶界; T8. 15号煤层; Tg.中奥陶统顶界

因此，研究区的地层主要发生了2期主要的构造负反转，分别对应于燕山中晚期(K1-K2)和喜马拉雅期(E-N)。这2次构造负反转对研究区上古生界构造演化产生了重要影响，在横弯褶皱作用下由于地垒块体上升形成了等厚褶皱，其形成的主要机制为走滑拉分作用下的基底块断差异升降[15-17](图5)。

结合研究区地震解释结果及区域构造演化背景分析[6-18]，可将沁水盆地南部地区构造演化划分为3期构造旋回(印支期构造旋回、燕山期构造旋回、喜马拉雅期构造旋回)，4个构造演化阶段(印支期、燕山早期、燕山中晚期、喜马拉雅期)，据此建立了沁水盆地构造演化模式(图6)。

4 构造负反转应力机制分析

在地层岩石处于连续沉积埋藏过程中，所经受的上覆应力不断增加，同时温度不断升高，当达到生烃门限并大量生排烃时，地层压力也会不断升高[22]。而在地层抬升或遭受剥蚀时，则大体相当于前述过程的一个逆过程。在这个逆过程中，受应力卸载、温度降低及水平方向应力等方面因素的影响，地层岩石易于形成张性正断层及区域裂缝系统[23]。

研究区主要生烃期有2次，分别为晚三叠世(第一生烃期)及晚侏罗-早白垩世(主生烃期)。这2个时期山西组埋深大，岩石已经致密化，地层大量生排烃，排烃量分别为35%和65%。此时，山西组处于相对闭塞的环境，地层压力高，易于发生生烃增压破裂。而对于剥蚀降温和张性应变量，主要由喜马拉雅期强烈的剥蚀隆升所引起(图7)。

研究区高角度正断层主要形成于张性环境，断层的延伸方向总与中间主应力方向平行，该地区高角度张性断层总是与水平方向最小主应力正交(图8)[24]。

图6 沁水盆地构造演化模式示意图Fig.6 Tectonic evolution model for the Qinshui Basin

对于各向异性岩石，断层的形成总是产生于与最小主应力垂向方向的位置，因为这些部位最容易发生破裂。地层岩石在垂向上产生张性正断裂时，满足以下条件[25]

(1)

通过上式可以看出，当地层压力增加时，地层岩石容易发生张性破裂。

对于线弹性岩石介质来说，估算岩石σh,min(总应力)的公式可以表示为[23]

图7 沁南地区沁12-7井埋藏史、生烃及构造演化阶段划分Fig.7 Burial history, hydrocarbon generation and tectonic evolution stage of Well Qin 12-7 in Qinnan area黄色表示早成熟阶段，Ro=0.5%～0.7%； 浅绿色表示中成熟阶段，Ro=0.7%～0.1%；深红色表示晚成熟阶段，Ro=1%～1.3%； 桃红色表示主生气阶段， Ro=1.3%～2.0%

图8 地应力类型划分及断层产状示意图Fig.8 Diagram showing stress classification and fault occurrenceσz表示垂直方向主应力, σx和σy表示水平方向主应力。 Ⅰa类的σx为压应力，形成正断层; Ⅰb类的σx为张应力，形成张断裂或张剪断裂; Ⅱ类形成逆断层; Ⅲ类形成走滑断层

(2)

式中：μ为泊松比；E为弹性模量；αp为Biot系数；Δt为温度变化量；εh,max和εh,min分别为水平方向2个主应力的应变量；σv为垂向主应力；αt为热膨胀系数。

当采用有效应力表示(2)式中σh,min时，为[26]

(3)

式(3)表明，由水平最小主应力所导致的地层破裂的主要因素为：孔隙压力的增加、温度的降低及张性水平应变的增加3方面因素。

4.1 生烃期地层压力的增加作用

埋藏期地层流体压力的增加是张性断裂形成的一种重要机制。这些断裂的形成与地层中先存断裂及区域裂缝有关[27]。地层岩石中由于生烃作用产生的流体主要分布在岩石基质、断裂及裂缝中。对于主要生烃期，持续产生的烃类流体会使地层压力增加。此时，地层压力能一定程度上减小水平方向主应力，同时减小岩石发生张性破裂的强度，从而易于产生张性断裂[28]。

通过公式(2)可知，由孔隙压力变化(Δpp)带来的地层岩石水平应力变化(Δσh)可以表示为

(4)

根据(4)式建立了不同泊松比(μ)地层岩石Biot系数与Δσh/Δpp间关系图(图9)。可以看出，当μ=0时，地层岩石Δσh/Δpp=Biot系数。对于实际地层岩石而言，0lt;μlt;0.5，因而岩石Δσh/Δpp不大于Biot系数。随着岩石泊松比的增加，地层岩石Δσh/Δpp整体下降，表明硬脆性砂岩相比塑性泥岩而言，其水平最小主应力受地层压力的影响程度更大，张性破裂更容易发生在砂岩地层中。

图9 目的层岩石Biot系数与Δσh/Δpp间关系图Fig.9 Relationship between Biot coefficient and Δσh/Δpp of the target layer

图10 沁水盆地南部地区Z1井山西组岩屑石英砂岩显微照片Fig.10 Microscopic image showing quartz sandstone of Shanxi Formation in Well Z1, Qinnan area

研究区石炭-二叠系砂泥岩地层具有高密度、低孔隙度及强胶结特征，岩石内部的充填矿物有石英、方解石、云母、黏土矿物及黄铁矿，致密砂岩通常发育石英次生加大边(图10)，颗粒间多为线接触，孔隙空间的连通性及有效性均较差。解释数据显示，目的层致密碎屑岩地层岩石的Biot系数值主要分布在0.2附近，文献[29]对此进行了详细描述。较小的Biot系数值反映地层致密，高强度特征，与薄片观察结果一致。三轴岩石力学测试显示(表1)，所研究目的层碎屑岩的μ值分布在0.2～0.3的范围。因此，根据图9所示结果，目的层岩石的Δσh/Δpp主要分布在0.1～0.15之间。

研究区石炭系太原组的最大古埋深gt;3 km。假设所研究地层埋深为3 km，水平方向最小主应力完全由垂向主应力诱导产生，地层岩石Biot系数取0.2，根据公式(4)建立了所研究地层生烃期地层压力梯度与水平最小主应力梯度间关系图版(图11)。

表1 石炭--二叠系目的层碎屑岩的岩石力学参数测试结果Table 1 Test results of rock mechanic parameters of the Carboniferous-Permian target clastic rock samples

图11 目的层生烃期地层压力梯度与水平最小主应力梯度间关系图Fig.11 Relationship between formation pressure gradient in hydrocarbon generation stage and minimum principal stress gradient of the target layer

图11中地层压力梯度最小值取10 kPa/m，为静水压力梯度，生烃期地层压力会明显大于该梯度值[27]；最大地层压力梯度取25 kPa/m，为静水压力梯度的2.5倍，略高于该地区历史时期超压的最大地层压力[30-31]。根据物性测试结果，地层平均密度取2.7 g/cm3。通过图11可以看出，随着地层压力梯度的增加，地层水平方向最小主应力梯度也增加。当位于图中所示张性破裂准则线以下时，岩石易于发生张性破裂；反之，岩石不发生破裂或发生剪性破裂。该张性破裂的依据为：水平最小主应力lt;地层压力。

通过图11还可以看出，具有低泊松比的硬脆性岩石更容易发生张性破裂，而具有高泊松比的岩石在生烃期超压条件下不容易发生张性破裂。图11中张性破裂所对应的地层岩石泊松比大约为0.25，研究区石炭-二叠系岩层在三叠纪时期已经达到高度致密化(图7)。岩石力学测试结果显示，目的层岩石泊松比基本小于该值。因此，在生烃期高地层压力条件下，目的层岩石易于发生张性破裂。

从野外地质剖面上也易于发现这些张性破裂(图12)。地层压力的方向与垂向应力相反，两者综合作用下容易在垂向产生高角度近垂直张性裂缝[32]。同时，图12中的裂缝为全充填缝，表明形成时期比较早，可能为早白垩世大量生烃期形成，因此推测这种裂缝是由高地层压力作用而形成的。

图12 沁水盆地二叠系野外地质剖面Fig.12 The field geological section of Permian in Qinshui Basin火焰状垂直张性破裂，被方解石充填；坐标: E112°42′40.75″,N35°23′5.82″

4.2 抬升剥蚀过程中温度降低的影响

当沉积盆地处于强烈剥蚀抬升过程中，深部地层温度不断降低，此时，地层容易发生构造负反转，主要机制为热收缩[33]。

根据公式(2)，在沉积盆地剥蚀抬升过程中，由温度变化所导致的地层岩石水平最小主应力的变化可以表示为

(5)

式中：αt为热膨胀系数，石英的αt为10-5℃-1，其他类型沉积岩体矿物αt通常为10-6℃-1[34]；E为弹性模量；Δt为温度变化量。

图13 沁参1井中生代晚期古地温Fig.13 Palaeo-geotherm of Well Qinshen 1 in late Mesozoic(据任战利等[35])

研究区在燕山期埋深较大，具有异常热事件，地温梯度较大，主要为0.25～0.6℃/km(图13)，在盆地南北两端地温梯度最高可达0.8℃/km[35]。

根据研究区石炭-二叠系目的层各类岩性岩石热学特征及岩石力学测试结果，对所研究目的层岩石属性进行赋值(表2)。

根据公式(5)原理，建立了区分砂岩、泥岩条件下研究区目的层剥蚀量与水平最小主应力变化量关系图版(图14)。该图版同时考虑了地层梯度分别为0.250、0.305、0.360、0.400、0.450、0.500、0.550及0.600℃/km的8种情况，分别代表从正常地温梯度到异常高地温梯度的变化。

随着地层温度梯度的升高，剥蚀或温度的变化对地层水平最小主应力的变化的影响程度逐渐增加，砂岩相比泥岩地层而言，受影响程度更大(图14)。随着地层剥蚀厚度的增加，地层温度逐渐降低，水平最小主应力相应降低。

表2 沁水盆地南部地区石炭——二叠系目的层砂、泥岩热学及力学参数赋值Table 2 Assignment of thermal and mechanical parameters value of Carboniferous-Permian sandstones and mudstones layer in Qinnan area

研究区二叠系顶部地层累计剥蚀厚度为1～3 km[35]，从图14中可以看出，对于砂岩地层，剥蚀过程中水平最小主应力可降低10～50 MPa；泥岩地层可降低5～40 MPa，降幅明显。在水平最小主应力减小过程中，部分强压实地层会逐渐转变为弱压实，而弱压实地层可能会向张性地层转化。在这种地应力环境下，一方面易于形成近垂直的张性断裂；另一方面，先期形成的断裂易于发生构造负反转。

根据测井资料、岩石物性及岩石力学测试结果获得了研究区致密砂岩沉积地层物性及力学参数取值简化模型(图15)。随着埋深的增加，研究区致密砂岩的孔隙度降低，弹性模量增加，而泊松比减小。在地层埋深较浅时，致密砂岩孔隙度(q)往往大于15%～20%；当地层埋深gt;1 km时，致密砂岩的孔隙度整体较小，变化不大。致密砂岩的弹性模量和泊松比与地层埋深为一种近似线性的变化关系，岩石动态弹性模量大于静态弹性模量[36]。

利用上述简化模型参数可以建立研究区地层沉积及剥蚀过程中岩石受温度影响下的水平最小主应力与埋深间关系图版(图16)。该计算未考虑构造应力的影响。由于强烈剥蚀期主要发生在喜马拉雅期，晚于生烃期，因此，地层压力梯度取常压值，地层压力的变化根据埋深进行计算。可以看出，沉积过程中，随着埋深的增加，受温度升高的影响，岩石中水平最小主应力变化量随埋深的增加而增加。地温梯度越高，该变化越为显著(图16-A)。

图14 砂岩、泥岩目的层剥蚀量与水平最小主应力变化量关系图版Fig.14 Relationship between denudation amount and minimum principal stress gradient of the target layer sandstone and shale

图15 研究区致密砂岩沉积地层物性及力学参数取值简化模型Fig.15 Simplified model showing physical mechanics parameter selection for tight sandstone sedimentary strata in the study area

图16 沉积及剥蚀过程中研究区地层岩石受温度影响下的水平最小主应力与埋深间关系图Fig.16 Relationship between minimum principal stress and buried depth under the effect of temperature in the process of sedimentation and uplift 剥蚀曲线起始点假设最大埋深为3 km

对于抬升剥蚀过程，则大致相当于前述沉积过程的逆过程；但与沉积过程存在显著不同的是，剥蚀过程中沉积地层的物性及力学参数不会发生逆向的变化或变化非常小[37]。因此，在地层剥蚀抬升过程中，随着温度的降低，地层岩石中水平最小主应力变化量不会沿着沉积时的原曲线演化路径进行变化，而是沿着最大埋深曲线处的切线方向发生变化(图16-B)[37]。从图16-B可以看出，当沉积地层最大古埋深为3 km，同时地温梯度为0.36℃/km时，对应的切线显示水平最小主应力变化量约为-8 MPa；当沉积地层最大古埋深为2 km时，对应的切线显示水平最小主应力变化量约为-4.5 MPa；当沉积地层最大古埋深为1 km时，对应的切线显示水平最小主应力变化量约为-2.0 MPa。说明在抬升剥蚀过程中，受温度降低的影响，沉积地层岩石中会在水平最小主应力方向产生一个额外的应力张量。古最大埋深越大，抬升剥蚀过程中由温度降低诱导所产生的额外应力张量越大。这些额外应力张量能进一步促进研究区高角度断裂发生负反转。

4.3 抬升剥蚀过程中水平方向张性应变量分析

地层在抬升剥蚀过程中，由于存在应力松弛或应力卸载，地层岩石会产生水平方向的张性应变[38]。因此，根据公式(2)可知，地层抬升剥蚀过程中，水平方向应变量对地层岩石水平最小主应力的影响可以表示为

(6)

通过上式可以看出，沉积过程中，水平方向应变量为压性。此时，随着岩石E的增大及μ的减小，应变量会使地层岩石水平方向最小主应力增加。但在隆升剥蚀过程中，由于地层岩石的E和μ的变化均非常小，但水平方向应力为张性，此时，地层岩石水平方向最小主应力会出现降低[26]。

上式还说明，沉积过程中，由于砂岩相比泥岩具有较大的E值和较小的μ值，因此其中应力有可能会高于邻层的泥岩。在剥蚀过程中，水平方向应变量相等条件下，砂岩地层的应力减小程度更大。

沉积岩体在沉积过程中不断被压缩，地壳表层的沉积岩体可以假想为沿着椭球状地球中的一小段圆弧[39]。因此，沉积岩体横向应变率(Δε)与地球的半径相关。由于地球的半径为 6 371 km，因此，假设沉积岩体水平最大应变量(ΔεH)和水平最小应变量(Δεh)相等[40]，则Δε=ΔεH=Δεh=1/6 371=0.000 16 km-1。根据该应变关系及公式(6)，得到剥蚀过程中研究区目的层砂泥岩地层受张性应变量影响条件下，地层岩石水平方向最小主应力的变化情况(图17)。

通过图17可以看出，随着剥蚀量的增加，受地层岩石水平方向应变量的影响，地层岩石水平方向最小主应力减小量逐渐增加，砂岩地层的减小程度高于泥岩地层。该因素对地层岩石水平最小主应力的影响程度相比前述温度因素来说要低一些，但也能产生一个应力张量环境，使地层易于发生构造负反转。

4.4 构造负反转程度

根据以上3个方面的详细分析，从应力角度分析了研究区现今高角度近垂直张性断层形成的应力环境。这3个方面主要跟生烃期异常地层压力、强烈隆升剥蚀所导致的温度降低及水平方向张性应变量相关。沁水盆地南部地区石炭-二叠系目的层在燕山中晚期(K1-K2)处于第二生烃期(主生烃期)。强烈的生烃作用能极大地减小地层岩石的破裂程度，使地层易于发生张性破裂，局部应力降低。结合东亚地区区域构造演化背景，在侏罗纪末期，沁南地区整体处于强烈的挤压环境[12]；而在早白垩世逐渐转变为弱伸展环境[15]。因此，燕山中晚期(K1-K2)由生烃作用所引发的张性破裂及剥蚀所导致的应力降低易于使研究区早期断层发生构造负反转，但该时期构造负反转程度较小。

在喜马拉雅期(E-N)，强烈的隆升造成地层大量剥蚀，应力显著降低[18]；同时，温度强烈降低，产生额外应力张量；地层产生较大程度的张性应变量。这3方面因素共同作用，使研究区目的层构造应力发生极大程度降低，类似于“应力松弛”效应，是克拉通内拗陷盆地形成的重要应力机制[32]，对目的层构造负反转产生了较大的影响，该时期构造负反转程度较大。同时，由于喜马拉雅期地层强烈剥蚀所导致的地层应力大幅度降低，易于形成一些新的近垂直张性正断层。这些断层属晚期断层，其走向受喜马拉雅期应力方向及先存构造的综合影响，规模相对较小。

图17 剥蚀过程中张性应变量对研究区目的层水平最小主应力影响Fig.17 Relationship between the effects of extensional strain variable and minimum principal stress in the uplift process of target layer

5 油气意义

5.1 负反转构造控“圈”作用

沁南地区石炭-二叠系断裂在早白垩世之后开始发生构造负反转，负反转作用形成的高角度正断层造成了基底块断差异升降，产生了盆地内垒-堑相间的结果。由于地垒块体上升作用导致石炭-二叠系形成了等厚横弯褶皱(图6)[32,41]，这些褶皱的规模都不大。负反转形成的垒-堑相间构造圈闭对天然气的不均匀分布产生了重要影响。在沁南地区构造格局转变过程中，中部区块形成了构造枢纽带。该枢纽带受构造运动影响较弱，一般位于沉降中心过渡地区，断裂发育程度中等，为致密砂岩气长期运移的有利场所。

5.2 负反转构造控“运”作用

沁南地区经历了多期次构造运动，特别是后期(燕山中晚期及喜马拉雅期)走滑-伸展构造活动强烈。这2个时期构造负反转形成的正断层(开启)、渗透性岩体及构造裂缝，均是良好的输导体系，这些输导体系也可以相互组合并形成复式运移通道[42-43]。研究区现有的天然气主要来源于石炭-二叠系的煤岩及泥岩[4]。大型断裂受燕山中晚期和喜马拉雅期构造活动影响而发生负反转，对早期断裂具有一定程度改造，最终被完全改造为现今高角度张性正断层。这些断裂开启程度越大，渗流空间相应越大，越有利于致密砂岩气向上运移。

5.3 负反转构造控“储”作用

从单井埋藏史(图7)可以看出，研究区的储层具有先期致密化的特征，后期构造变动，特别是喜马拉雅期持续的构造抬升使应力大幅度降低，断裂发生强烈负反转。虽然其加速了游离气的扩散损失，但也能在一定程度上改善储层的物性，使原本地层岩石中紧闭的孔缝系统重新张开，成为有效空间系统，使天然气可以赋存其中或发生运移。

5.4 负反转构造控“藏”作用

研究区高角度张性正断裂对致密砂岩气成藏的影响具有双重作用[44]。一方面，受构造运动影响而发生强烈活动的大型通天断裂对游离气的聚集不利。这些大规模断裂通常发生了最为强烈的负反转，地层泄压程度最高，但通天断裂造成了天然气的大量逸散。另一方面，受构造运动改造较小的先存构造、发育侧向封堵或规模较小的断裂及上覆良好封闭盖层相结合形成的圈闭，对致密砂岩气的聚集具有重要控制作用。这些规模较小的断层，其负反转程度较小，改善了周围储层的物性，天然气未严重逸散，从而得到有效保存。

从目前的地震解释资料及产能数据来看，由于沁南地区石炭-二叠系埋藏较浅，部分大断裂已断至地表，为通天断层，对油气保存不利。如图18中郑134井及郑试83井靠近通天断层，这2口井均为低产井。同时，还有部分断层只断开部分层位，在上覆区域性良好泥岩盖层的封盖条件下，可聚集大量天然气，如图18中郑试30井，该井附近无通天断层，产气量在 1 000～2 000 m3/d。总体来看，研究区经历了多期次的构造运动，其中负反转构造对保存条件的影响较大。喜马拉雅期强烈的伸展构造运动，断裂活动强烈，破坏了盖层的完整性；但在部分盖层发育程度较好的地区，断层未穿过盖层，往往利于天然气的富集。

图18 郑庄区块QS08-97测线及QS08-88测线地震构造解释剖面图Fig.18 Seismic tectonic interpretation section of QS08-97 line and QS08-88 line in Zhengzhuang Block

6 结 论

a.沁南地区经历了3期构造旋回、4个构造演化阶段，华北板块整体处于挤压背景条件下，走滑拉分是挤压构造背景下的局部构造特征。负反转作用形成的高角度正断层造成了基底块断差异升降，产生了盆地内垒-堑相间分布的结果；地垒块体上升作用导致石炭-二叠系形成了等厚褶皱。

b.在生烃期，地层岩石易于发生近乎垂直的张性破裂，为区域垂直断裂的形成创造了条件。在区域强挤压构造环境下，可形成高角度逆断层；在伸展构造环境下，为构造负反转创造了条件。同时，该破裂型式也表明盆地具有一定的走滑拉分性质。

c.研究区古生界经历了2次构造负反转，分别对应于燕山中晚期(K1-K2)及喜马拉雅期(E-N)。燕山中晚期负反转的原因为盆地的弱伸展环境、由生烃作用所引发的张性破裂及地层剥蚀所导致的应力卸载，该时期构造负反转程度较小。喜马拉雅期负反转的原因为盆地的强伸展环境、强烈的隆升剥蚀所造成的地层应力降低、温度强烈降低产生的额外应力张量及地层岩石产生的张性应变量，该时期构造负反转程度较大。

d.研究区构造负反转对致密气储层控“圈”、控“运”、控“储”、控“藏”效应明显。

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StressmechanismofnegativeinversionstructuresanditsimplicationforoilandgasinSouthernQinshuiBasin,China

YIN Shuai1, DING Wenlong2, WANG Fengqin1, CAO Xiangyu2, LIU Jianjun3, LU Xuejun3

1.SchoolofEarthScienceandEngineering,Xi’anPetroleumUniversity,Xi’an710065,China; 2.SchoolofEnergyResources,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China; 3.ResearchInstituteofPetroleumExplorationandDevelopmentofHuabeiOilfieldLtd.,PetroChina,Renqiu062552,China

Based on the analysis of regional tectonic background, interpretation of 2 dimensional seismic data, experimental testing of rock mechanics, data of production and numerical simulation of stress, the mechanism of nearly vertical faults developed in the Paleozoic strata in Southern Qinshui Basin are studied. It reveals that this area experienced 3 tectonic cycles and 4 stages of tectonic evolution. The North China plate was characteristic of compressive background, while strike-slip is the local structural features. The negative inversion of structures resulted from the formation of high angle normal fault caused lift and down of basement block, formed horst and graben in the basin. The uplift of horst resulted in the bending of Carboniferous and Permian strata. In hydrocarbon generation period, vertical tensile fractures occur easily in the rocks and provide condition for the formation of regional vertical normal faults and regional stretching environment provides conditions for the formation of negative inversion of structures. This area experienced 2 stages of structural negative inversion in the Palaeozoic strata, one is the early to mid Cretaceous, and the other is the Eogene to Neogene. The former is resulted from the weakly extensional environment. The effect of hydrocarbon formation leads to the occurrence of tensile fractures and the erosion of strata leads to the decease of stress. But the negative inversion of structures is weak in this period. Strong extension, occurrence of stress decease duo to extensive uplift of strata, occurrence of additional stress duo to temperature decrease and occurrence of tensile strain duo to strata and rocks in the Eogene to Neogene periods brings in the extensive negative inversion of structures. The negative inversion of structure affects obviously the trap, migration, accumulation and storage of oil and gas of the tight reservoir in the study area.

Qinshui Basin; structure negative inversion; stress mechanism; oil and gas significance; tensile fracture; strike-slip

TE121.2

A

10.3969/j.issn.1671-9727.2017.06.05

1671-9727(2017)06-0676-15

2016-05-04。

国家自然科学基金项目(41372139, 41072098, 41572130)。

尹帅(1989-),男,博士,讲师,主要从事石油构造及地质力学方面的教学与研究工作, E-mail:speedysys@163.com。