斜滑断层的成因及其沉积响应——以渤海湾盆地济阳坳陷为例

李 理，赵 利，董大伟

(1.中国石油大学(华东) 地球科学与技术学院，山东 青岛 266580；2.海洋国家实验室 海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室，山东 青岛 266071；3.山东农业大学 资源与环境学院, 山东 泰安 271018； 4.中国石油大学(华东) 胜利学院，山东 东营 257061)

斜滑断层指同时具有走向滑距和倾斜滑距的断层，属于正断层/逆断层与平移断层之间的过渡型断层[1-3]。其形成与水平和垂直主应力的旋转以及岩石强度/弹性非均质有关[4]；先存断层的存在是斜滑断层广为发育的原因，即便在均质岩石中，当水平主应力与先存断层走向斜交便会发育斜滑断层[5]。HARLAND[6]首次提出斜向挤压和斜向伸展的概念。斜向冲断层由深部倾斜、斜滑的韧性断层带向上扩展产生，在地表主要由千米规模的走滑断层连接而成[7]。造山带、地块边界的大型断层，或基底中的高角度断层在后期活动时，地块的运动方向或应力矢量与边界断层常呈斜交而非直交关系[8-9]。斜向滑动是边界型断层或古断裂复活的一种常见型式[4-5，8]，并导致盆地发生斜向裂陷作用[10-13]。斜滑断层的形成机制包括扭张/扭压和张扭/压扭2种[10，14]。目前断陷盆地内斜滑断层的研究集中在基底断层后期的斜向活动，多强调正断层和平移断层的叠加[11-12，15-16]，尚未对形成斜滑断层的应力来源及其应变方式进行分析[10]。而实际上单纯的伸展、挤压、走滑、一般剪切都可以产生斜滑断层，且产生这些变形的应力来源在地质历史时期不断变化、增减[10-13]。

济阳坳陷中、新生代经历了多期裂陷，先存断层在后期构造运动中继承性发育[17-20]，但斜滑断层及其对沉积的控制作用研究相对薄弱[21-23]。本文在系统研究斜滑断层的变形机制和发育演化规律的基础上，以济阳坳陷为例，揭示斜向裂陷盆地、叠合盆地内斜滑断层的成因机制及其对沉积展布的控制。

1 地质背景

济阳坳陷位于渤海湾盆地东南部，西北与埕宁隆起相邻，东抵郯庐断裂带，南至鲁西隆起，西与临清坳陷相接，坳陷内发育4个凹陷、多个凸起及NW、NE和近 EW 走向的若干断层(图1)[24-27]。

济阳坳陷的构造层包括基底和盖层两部分。基底为古老的太古宇及元古宇变质岩和侵入岩，盖层为古生界—新生界。寒武系和奥陶系以碳酸盐岩为主，沉积于稳定克拉通阶段；石炭系和二叠系为海陆交互相碎屑岩，沉积于克拉通平稳升降阶段；侏罗系坊子组和三台组含煤碎屑岩沉积于挤压背景下小型坳陷盆地；上侏罗统—白垩系蒙阴组、西洼组、王氏组河湖相碎屑岩、火山沉积岩，沉积于 NW 向平移、伸展断陷盆地；古新系孔店组、始新统沙河街组四段湖相碎屑岩、盐岩，沉积于NWW向伸展断陷盆地；沙河街组三—一段、渐新统东营组河湖相碎屑岩，沉积于NE向伸展断陷盆地；中新统馆陶组、明化镇组和第四系平原组碎屑岩、未固结黄土沉积于拗陷盆地[21，28-29]。

2 斜滑断层的成因

应力场是形成斜滑断层的重要因素，不同的应力场和应力场的叠加，控制着斜滑断层的发育和演化(图2)。

2.1 同期剪切变形

图1 渤海湾盆地济阳坳陷及邻区构造格局和主要断层分布

图2 形成斜滑断层的应变方式

(1)纯剪切变形。在纯剪中，为调节正断层或逆断层伸展或挤压的差异活动，会产生斜滑断层。在生长正、逆断层发育过程中，断层两端走向一般会发生弯曲，整体呈弧状。当断层两端走向与区域伸展或挤压方向斜交时，弯曲段将斜向滑动并产生走向滑距，以斜断方式调节断块伸展或挤压(图2a)。此外，调节差异伸展或挤压机制还以另一种形式出现：当两段断层挤压量或伸展量差异(Δp或Δe)大于21%[30]时，变换断层将以平移断层的方式发育来侧断调节挤压或伸展差异(图 2b)。通常，此类变换断层还具有倾向滑距，且倾向挤压量或伸展量大的一侧。

(2)简单剪切变形。单剪情况下，平移断层主破裂带及周边次级断层常常发育成斜滑断层(图 2c)。在抑制型或松弛型断弯部位，主断层走向因与断块运动方向斜交，导致断层在平移的同时发生挤压或伸展。同理，平移断层的剪切活动所派生的同向平移断层(R)、反向平移断层(R')、局部张破裂(T)等都具有斜滑特征。在单剪应力场下形成的断层，其走向、倾向、垂向滑距之间的数值关系取决于断层走向与断块运动方向的夹角[31-32]。郯庐断裂带内部及其影响的周边盆地中发育大量此类斜滑断层，如郯庐断裂带中段沂沭断裂带内昌潍坳陷发育的古城—潍河口断层(F18)，断裂带西侧济阳坳陷的陈南断层(F2)、孤西断层(F7)等。邻区发育的相同性质断层，包括鲁西隆起区的泰山—铜冶店断层、新泰—垛庄断层等，郯庐断裂带东侧胶莱盆地的百尺河断层、五莲断层等，以及苏北盆地的真武断层、杨村断层等[33]。

(3)一般剪切变形。一般剪切变形对应张扭/压扭[10，34]，包含平移和挤压/伸展2种变形方式，且仍属于非共轴变形[13，35]。相应地，当区域存在一般剪切变形时，会在平面上形成一系列雁列或帚状分布的斜滑断层(图 2d)，变形区挤压/伸展轴也因简单剪切的加入而发生偏转，且与纯剪的挤压/伸展方向斜交[36]。一般剪切可以是基底斜向裂陷、先存断层斜滑形成的，也可由不同动力学机制产生的纯剪和单剪复合、叠加而成[15]。后者中产生纯剪的动力学机制包括热物质上涌、块体平面上的离散运动等，产生单剪的动力学机制主要指多成因的边界平移断层、斜滑断层活动，而这些动力学机制在不同地区可以有不同的组合。

2.2 多期剪切变形

由斜向伸展/挤压导致多期纯剪变形。存在先期发育的断层时，后期应力场中的断裂活动往往更容易沿着力学软弱面进行，且其产状、分布受前期断层影响显著[17]。此时，如果后期挤压或伸展方向与先存断层走向斜交，两盘将继承先存断面发生斜向滑动，且变形方式仍属于纯剪切。这就是前已述及的扭张/扭压。尽管在剖面上，主断层与两期次级断层都呈“马尾状”组合，无法体现应力场伸展方向的转变。但在平面上，后期应力场下发育的主断层、次级断层走向都会发生改变，且都与后期σ1或σ3方向近于垂直(图2e)；此时主断层与次级断层由平行变为亚平行或斜交，锐夹角指示主断层上盘相对斜滑方向[37]。中国东部中、新生代盆地经历过多幕次的伸展裂陷，每期发育的正断层走向都有明显变化，且继承性发育的断层具有明显的此类斜滑断层的特征[19，21]。

3 渤海湾盆地济阳坳陷中的斜滑断层

济阳坳陷中生代以来经历过多幕次的构造运动，挤压、伸展应力场多次反转、变化，加之紧临郯庐断裂带，该大型边界平移断裂带的活动为研究区应力场增加了强烈的简单剪切[16,18-20,29,33]，坳陷中发育了多类型、多期次的斜滑断层(图3)。本文按形成斜滑断层的应力场分类进行剖析。

图3 渤海湾盆地济阳坳陷发育的斜滑断层

表1渤海湾盆地济阳坳陷斜滑断层的走向滑距和倾向滑距

Table1Dip-slipandstrike-slipdisplacementoffaultsinJiyangDepression,BohaiBayBasin

断层地质时期的滑距/kmEd-Es1Es2-3Es4EkJ3-K1T3-J1-2剖面F3-0．3/-0．1-5．0/-0．5-1．4/-0．6-17．3/-7．7——483F4-0．4/-0．1-1．4/-0．2-3．7/-1．7-12．7/-5．6——523F2西段(NE段)-6．7/-4．3-5．4/-1．2-7．3/-6．8-14．3/-13．4——593F2中段(EW段)-3．6/0．6-8．2/4．7-5．8/0．1-12．5/0．1-10．6/-3．92．9/0616F2东段(NW段)-0．5/2．7-2．0/5．5-0．6/3．4-1．7/4．5-2．5/14．11．8/-2．3Ⅳ-Ⅳ’F8-0．3/0．2-0．5/0．6-1．3/0．5-1．8/0．7-0．98/02．6/-1．0593F10-0．5/-0．3-0．9/-0．2-5．0/-4．4———568F5-0．3/-0．1-0．1/0-0．2/-0．1——4．9/2．4593F6西段(NW段)-4．3/-0．9-1．8/-1．1———568F6东段(NE段)-2．6/1．4-3．0/3．3-2．1/0．7-1．2/0．4-5．5/0．23．1/-1．0616

注：断层代号和位置见图1。表内数据中分子表示倾向滑距，分母表示走向滑距，记为：倾向滑距/走向滑距，单位km。倾向滑距中，正值为缩短量，负值为伸展量；走向滑距中左行平移为正，右行平移为负。“—”表示断层未活动或无数据。

为表征断层的斜滑特征，选择7条剖面(图1)，计算了济阳坳陷主要一级控凹断层的倾向滑距和走向滑距(表1)。倾向滑距可通过平衡剖面计算得出，在横剖面上为断层的水平滑距，即断层的伸展量/缩短量。走向断距在已知断层位移方向和倾向滑距的前提下，根据矢量分解原理在平面上求得[31]。首先计算缩短量/伸展量；其次求断层位移方向，研究区内一级断层位移方向与济阳坳陷内区域压缩/伸展方向一致，即：T3-J1-2时期为SN向，J3-K1时期为NE20°，Ek-Es4时期为SN向，Es3-2时期为NW330°，Es1-Ed时期为NW350°[31]；最后经矢量运算得到走向滑距。

3.1 纯剪作用下发育的斜滑断层

印支期由于扬子板块的向北俯冲，受SN或 NNE方向挤压应力场作用，在济阳坳陷产生了7条大型逆冲构造带，并控制该时期盆地原型(图4a)[38]。这些逆冲构造带在平面上呈弧状展布，由NE、NW走向断层连接而成。根据“弓箭法则”，NE、NW走向断层在近南北向挤压过程中斜断调节块体的向北运动，使 NE、NW走向断层具有斜滑特征。从表1可以看出，印支期部分断层走向滑距大于倾向滑距，如陈南断层(F2)东段分别为2.3 km和1.8 km；部分断层走向滑距小于倾向滑距，如义南断层(F5)分别为2.4 km和4.9 km。上述运动学特征表明，断层发生了逆斜滑活动。

在逆冲过程中，以侧断方式调节逆冲所形成的撕裂断层同样具有斜滑特征，此类断层主要发育在惠民凹陷和东营凹陷北部断坡带，其走向近南北。新生代，济阳坳陷处于伸展应力场，内部发育众多二、三级生长断层。如前所述，弧形发育的断层都具有斜滑特征。同样，该时期亦发育由块体伸展差异产生的侧断调节断层，如白桥断层(F16)、磁村断层(F17)等(图 1)。平面上，F16和F17断层旋向不一，向南切断齐广断层(F1)后延伸进入鲁西隆起；剖面上，它们切穿中生界，常呈负花状或半花状构造，如白桥断层(图 3a)。

图4 渤海湾盆地济阳坳陷T3-Es3时期盆地原型

3.2 单剪作用下发育的斜滑断层

J3-K1时期郯庐断裂受太平洋板块斜向俯冲影响发生强烈的左旋平移活动[33]，使得济阳坳陷产生了简单剪切应力场，形成了石村断层、陈南断层、滋镇断层、阳信断层、罗西断层、孤西断层等一系列正斜滑断层(图3b)。其中，陈南断层中段走向滑距为3.9 km，倾向滑距为10.6 km；陈南断层东段走向、倾向滑距分别为14.1 km和2.5 km；埕南断层(F6)东段走向滑距为0.2 km，倾向滑距为5.5 km(表1)。这些正斜滑断层属于郯庐断裂的同向平移断层，其左行正断活动控制了济阳坳陷该时期NW 向平移伸展型断陷盆地的发育(图4b)。

3.3 一般剪切作用下发育的斜滑断层

基底断层的后期斜向滑动、凹陷斜向裂陷产生一般剪切变形。在惠民凹陷，NE走向的宁南—无南断层(F4、F5)和夏口断层(F11)晚中生代以来一直继承性活动，新生代由于伸展方向的变化产生了一般剪切变形和对应的扭张性应力场——临邑帚状断层(F12)组合(图3c)。在临南洼陷T6反射层(Es3底)断层分布图上，低级序断层近东西走向，指示该区古近纪早期伸展方向为近南北向。即近SN向伸展使NE向的临南洼陷斜向裂陷，并发育临邑帚状断层[39]。类似情况还出现在东营凹陷，古近纪早期近 SN 向的伸展使 NE 向滨南断层控制的利津洼陷发生斜向裂陷，形成的帚状断层组合为中央Ⅲ号断裂带(图3d，图4c)。新生代早期NE走向断层为右行平移—正断活动，如宁南断层Ek时期走向滑距为7.7 km，倾向滑距17.3 km。与NE走向断层不同，NW走向断层为左行正—平移活动，如陈南断层Ek时期走向滑距为4.5 km，倾向滑距1.7 km(表1)。

3.4 多期剪切作用下的斜滑断层

中生代以来，济阳坳陷主要经历了三叠纪的挤压、晚侏罗—早白垩世的NE向伸展平移、古新世—早始新世的NNE向伸展、中始新世—渐新世的NW向伸展[16,18-20]，其中继承性发育的断层在应力场转换过程中会发生斜滑活动，如NW走向的陈南断层东段。陈南断层东段经历了上述4个应力场的演化，新生代斜滑构造特征明显。平面上，胜永断层(F14)、中央 I 号断层(F15)等近 EW走向的次级断层与主断层斜交，锐夹角指示上盘相对运动方向(图 1，图4d)；剖面上，胜永断层和中央I号断层切穿至中生界，与主断层组合成“斜交马尾状”断层组合(图 3e)。断层在平面和剖面上的“斜交马尾状”特征属于前述应力场转换下发育的斜滑断层。其中，陈南断层(F2)东段在Es2-3时期走向滑距达5.5 km，倾向滑距为2.0 km； Es1-Ed时期的走向滑距为2.7 km，倾向滑距为0.5 km(表1)，充分体现了由于应力场的转换造成的断层斜向滑动特征。

4 斜滑断层对沉积的控制

4.1 斜滑断层对盆地边缘沉积扇体形成和分布的控制

斜滑断层的活动使物源区发生横向迁移，导致沿盆地边缘沉积的冲积扇在横向和垂向上出现成分差异，这种差异可以通过盆地基底的成分进行对比。在纯粹的走滑变形中，冲积扇进积作用不明显，表现为横向的等半径迁移，在剖面上出现叠瓦状沉积单元[40]。

当断层斜向滑动时，盆地边缘冲积扇或扇三角洲以偏斜的方式迁移和叠覆。如果是正—平移断层，当走向断距远大于倾斜断距时，边缘冲积扇或扇三角洲会以较小的偏斜方式进行迁移和叠覆，偏斜轨迹的侧伏角较小，且扇体迁移(变新)方向与断层走滑方向相反(图5a)。沿断层走向，剖面上右行正—平移断层控制的沉积砂体形成左列式沉积叠瓦，左行正—平移断层形成左列式沉积叠瓦。当偏斜超过45°时，断层成为平移—正断层(图5b)。随着偏斜轨迹侧伏角的加大，斜滑断层逐渐接近正断层，叠覆的扇体偏斜越来越小，最后变为垂向加积。

由于沉积叠瓦的倒向与所在盘滑动方向一致，可以用来指示断层的水平滑动方向。沉积叠瓦在地震剖面上与三角洲前缘进积砂体类似，具有明显的穿时性。因此，在斜滑断层发育的地区地层划分及格架建立时，要充分考虑沉积迁移的构造因素。

4.2 斜滑断层及其派生断层对沉积的控制

斜滑断层，特别是正—平移断层，在其活动过程中往往派生与其大角度相交的次级断层。这些次级断层为正断层，位于主断层的一侧，多平行排列，与主断层组成梳状。次级断层上盘的下降和下盘的上升，改变了盆地边缘的地貌，加上其倾向不固定，剖面上可能出现阶梯状或地堑—地垒。这些因素控制了碎屑体系的推进方向，进而控制沉积扇体的分布，往往一条次级断层就控制一个扇体，造成扇体沿主断层走向的梳状排列现象。

4.3 斜滑断层的沉积响应

图5 理想状态下斜滑断层对沉积砂体的控制图 c、d 位置见图 1。

在济阳坳陷以东的潍北凹陷，北边缘断层为古城—潍河口断层(F18)。断层受郯庐断裂新生代走滑活动形成，走向近东西，总体倾向北，由NE向和NWW向两组雁列断层组成，古新世孔三段—早始新世沙四段长期活动[42-43]，表现为左旋平移活动。孔二段中和孔一段下扇体沿断层带由东向西依次排列，呈叠瓦状，这种向西变新的沉积叠瓦现象正是断层左行正—平移活动造成的。盆地边缘扇体时代向西变新，即向西迁移，反证断层下盘向东运动，为左行走滑活动。

在济阳坳陷东北部，沙三段沉积时期受郯庐断裂带右行平移活动的影响，在桩海地区近SN向长堤断层(F19)开始活动，作为郯庐断裂的P破裂，亦为右行平移断层。断层倾角近于直立，剖面发育正花状构造。此时受区域NW-SE向伸展作用，长堤断层又有正断层的特征，断层倾向西，但断距较小，沙三早期仅72 m。因此，长堤断层为正—平移断层。长堤断层西侧为NE走向的埕东断层(F20)，作为郯庐断裂带的R破裂，同样为右行平移断层。由于与区域NW-SE向伸展方向近垂直，埕东断层又具有正断层的特征，断层倾向SE，沙三早期断距为256 m，因此埕东断层是平移—正断层。2条断层的斜滑活动控制了孤北洼陷的形成，并控制着湖底扇的平面走向和迁移。沿2条断层的走向，发育了一系列与其近于垂直的次级断层，它们控制了碎屑体系的推进方向，进而控制了湖底扇沉积沿断层走向分布。沙三期之后，长堤断层和埕东断层平移活动强弱的改变，导致这些湖底扇在横向和垂向上随之出现迁移和叠覆。

除济阳坳陷外，渤海湾盆地下辽河—辽东湾坳陷沿郯庐断裂带也有正—平移断层控制沉积砂体的实例。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，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[44]。在渤海海域辽东带，沙二期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砂体受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[23]。

当沉积扇体从冲沟越过断层进入盆地后，会在平行断层走向的剖面上形成扇背斜。扇背斜是指凹陷陡坡带砂砾岩体形成的一种底平顶凸的凸起，形状类似于背斜，地层具核部老、两翼新的特点[45]。对于平移—正断层，沉积体因断层的走向位移量相对较小而横向位移量少，沿断层走向所形成的背斜其轴迹斜歪，而背斜顶点迁移方向与上盘运动方向相反(图5b)[46]。平面上，沉积扇体的横向叠置还可以通过其形态在垂向上的变化、沉积中心的迁移来识别，如埕南断层(F6)NE段(图1)的沉积迁移现象(图5c)。沙四期以后，研究区以 NW 向伸展为主，NE走向埕南断层的斜滑活动为右行走滑(表1)。在2 050～1 500 ms水平切片上，车60井位置靠近断层的沉积扇体由早到晚向北东方向发生了迁移；大 81 沉积体也具有相同的沉积迁移现象(图5c)。沉积扇体向北东迁移变新，说明所在盘(下盘)向南西运动，反证了埕南断层为右行走滑活动。确定扇体的沉积中心，计算沉积迁移距离，还可以用来估算断层斜滑活动的走向滑距(走滑量)。在2 050～1 790 ms对应的沉积时期车60、大81沉积体分别沿断层走向迁移了 0.28 km和0.45 km，该时期断层走滑量为二者的平均值，即约0.36 km；在1 790～1 500 ms对应沉积期，车 60、大81沉积体分别沿断层走向迁移了0.81 km和0.65 km，走向位移量约0.73 km；2 050～1 500 ms地层沉积时期断层走滑量约为1.09 km。地震反射时间2 050～1 500 ms对应沙一段—东营组沉积时期，表1 计算得出的走向滑距为0.9 km，二者大致相同，说明用该方法来估算走滑量是可行的。

在埕南断层(F6)西北部，沉积体背斜在沿断层走向剖面上也发生了明显的顶点迁移现象(图5d)。车古25井对应的冲沟位置处，沉积体背斜的顶点从沙四段(Es4)一直发育到东营组；在车古20井对应的山梁位置处，沉积体背斜顶点从沙二—沙三段(Es2-3)开始向 NE 迁移、发育；同样，在车66井右侧对应的冲沟位置处，沉积体背斜顶点从沙二—沙三段(Es2-3)开始向NE迁移；最终，3处沉积体背斜都发育成轴迹向SW倾的斜歪背斜(图5d)。通过计算3个背斜顶点的迁移距离，可以推算埕南断层该段走滑量约0.5～0.8 km。这与表1中计算得到的埕南断层NE段在沙三期以来的走向滑距(约0.7 km)大致相当。

反过来，在利用沉积体展布来判断断层旋向时可能会出现一些假象。因为，断层下降盘的沉积体展布还会受其他因素影响，并非完全按图4所示。如，当断层上升盘的沉积物输送方向(冲沟走向)与断层走向斜交时，退积式沉积层序会使正断层或左行正断层表现出右行活动的假象(图6a，b)，而进积式沉积层序会使正断层或右行正断层表现出左行活动的假象(图6c，d)。即便沉积物输送方向与断层走向相互垂直，在同一层段内或当断层处于稳定期，沉积补偿原则会使扇体展布左右摆动，造成在层段内或短暂时期内利用扇体展布判断断层旋向时出现旋向反转或反复(图6e)。

图6 利用沉积砂体判断断层旋向时的几种假象

因此，在利用沉积体展布判断斜滑断层旋向，或利用斜滑断层旋向研究沉积体展布时要综合平面、剖面进行三维分析，同时结合断层的次级构造、区域构造演化史加以判断。如，在图2e中后期层间次级断层与主断层之间的锐夹角指示上盘相对错动方向，即主断层具有左行走滑性质。若所控制的扇体展布指示右行，则是受其他因素影响造成的假象。

5 结论

(1)通过系统分析斜滑断层形成的动力学机制，将斜滑断层的成因分成4类：纯剪切、简单剪切、一般剪切以及多期纯剪应变下的斜向伸展/挤压。

(2)济阳坳陷中生代以来经历了多期构造应力场，内部斜滑断层发育丰富。斜滑断层在印支期区域挤压应力场下逆斜滑活动，在燕山期区域简单剪切作用下为正斜滑活动，在喜马拉雅期区域伸展应力场下为正斜滑活动；同时，还包括在一般剪切作用下的正斜滑活动，以及在应力场转换过程中的继承性斜向伸展。

(3)斜滑断层的活动控制着盆地边缘扇体的横向迁移和叠置、碎屑体系的推进和展布，正—平移斜滑使沉积体沿断层走向发生横向叠置，在沿断层走向剖面上形成沉积叠瓦、斜歪扇背斜等地质现象。反之，利用沉积体展布来判断斜滑断层旋向时可能会出现一些假象，还需要结合断层的次级构造、区域构造演化史进行判别。

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