共轭走滑断裂形成演化的控制因素及物理模拟实验

2023-02-12代兰邬光辉陈鑫朱永峰陈思锜罗鑫胡明

新疆石油地质 2023年1期

代兰，邬光辉，陈鑫，朱永峰，陈思锜，罗鑫，胡明

(1.西南石油大学地球科学与技术学院，成都 610500；2.中国石油塔里木油田分公司，新疆库尔勒 841000；3.中国石油西南油气田分公司重庆气矿，重庆 400000)

走滑断裂两盘以相对的水平位移为主，具有平直的断线、陡立的断面、狭长的断裂带等基本特征[1]。走滑断裂在板块边缘与大洋中脊广泛分布[1-3]，很少出现在克拉通盆地中。近年来，塔里木克拉通盆地中部发现了大型走滑断裂断控油气系统[4-5]，已在奥陶系碳酸盐岩探明了地质储量达10×108t的走滑断裂断控油气田，开辟了克拉通盆地内超深(埋深大于6 000 m)走滑断裂断控油气藏的勘探开发领域。研究表明，走滑断裂对超深层奥陶系碳酸盐岩储集层具有重要的建设性作用，控制了油气的富集[6-11]。

根据力学机制，将走滑断裂分为单剪与纯剪2 种类型，纯剪机制下发育“X”型共轭断裂，难以调节断裂之间的应变与位移，通常难以形成大型的走滑断裂[1-3，12]。然而，塔里木盆地北部哈拉哈塘地区发现了长度达100 km、面积逾1×104km2的古生代“X”型共轭走滑断裂系统[5，13]。研究认为，哈拉哈塘地区共轭走滑断裂形成于中—晚奥陶世，在原特提斯洋闭合期间的远程挤压应力作用下，通过相继滑动机制与连接生长机制，形成了共轭走滑断裂[13-14]。哈拉哈塘地区共轭走滑断裂的特征与成因极为复杂[15-17]，造成复杂的油气分布与产出[15，17-19]。该区超深层地震资料品质差，走滑断裂的解释模式分歧较大，对走滑断裂的形成过程与机理缺少实验研究。

构造物理模拟是研究走滑断裂形成演化的重要方法，利用不同的材料与实验模型，再现构造变形的过程，揭示构造变形各要素之间的联系，分析不同变形机制和边界条件下的构造模式[20-23]。目前，对单剪机制下的雁列走滑构造模式、演化过程与成因机制进行了大量的模拟实验与深入探讨，并合理解释了很多地质现象。由于影响物理模拟的参数复杂多样，共轭走滑断裂机制要素难以实现，缺少纯剪共轭走滑断裂的砂箱物理模拟。

本文通过构造物理模拟实验，研究塔里木盆地北部哈拉哈塘地区共轭走滑断裂的形成演化过程，探讨其形成演化的控制因素，为共轭走滑断裂的地震解释与钻探目标评价提供借鉴。

1 地质背景

塔里木盆地是中国陆上最大的含油气盆地，是由古生代克拉通盆地与中—新生代前陆盆地组成的叠合盆地[24]。盆地内南华系—第四系发育齐全，经历10余期复杂的构造-沉积演变，形成“四隆五坳”的构造格局。塔里木盆地中部台盆区具有以奥陶系碳酸盐岩为主的多套含油气储盖组合[10]，已发现的油气主要分布于塔北隆起南斜坡与塔中隆起北斜坡[25]。近年在塔北南斜坡—塔中北斜坡发现分布面积达9×104km2的环阿满走滑断裂系统(图1)，并不断发现油气，形成塔北—塔中连片的走滑断裂断控碳酸盐岩大油气区。哈拉哈塘地区位于塔北隆起南斜坡[17-19]，整体为向西南倾伏的大型鼻状构造，面积超过10 000 km2。哈拉哈塘地区油气勘探开发主要目的层为中奥陶统一间房组和中—下奥陶统鹰山组，厚度大于500 m，埋深为6 000～7 500 m。2021 年底，三级油气地质储量达5×108t，是塔里木盆地石油勘探与开发的重点地区之一[17]。

图1 塔里木盆地环阿满走滑断裂系统（a)与寒武—奥陶系综合柱状剖面（b)（据文献［14］修改)Fig.1.（a)Strike-slip fault system around Amman and（b)stratigraphic column of Cambrian-Ordovician in the Tarim basin(modified from Ref.[14])

哈拉哈塘地区发育北西—南东向与北东—南西向“X”型共轭走滑断裂系统(图1)，东西方向上逐渐过渡为北东—南西向与北西—南东向走滑断裂优势发育区。走滑断裂主要分布于寒武—奥陶系碳酸盐岩中，部分主干断裂向上继承性发育至石炭系—二叠系，少量北东—南西向主干走滑断裂延伸至中生界—古近系，存在加里东运动晚期、海西运动晚期、燕山运动期等多期活动。地震剖面上走滑断裂断面陡立，向下断穿寒武系至基底，发育花状构造、雁列构造、拉分地堑、辫状构造等多种构造样式[14-15]。平面上北东—南西向与北西—南东向断裂相互切割，长度为40～100 km，近平行断裂间距为10～20 km，水平位移小于400 m，垂直断距可达数百米，横向上变化大。研究认为，该区共轭走滑断裂演化具有继承性与改造性，连接生长是形成小位移和超长陆内走滑断裂带的主要机制[14，16]。

生产数据表明，哈拉哈塘地区奥陶系碳酸盐岩中油气分布复杂，大多数高效井位于北东—南西向走滑断裂带，不同油气井产出差异明显，油气产出与走滑断裂特征及其机制关系密切，走滑断裂对碳酸盐岩储集层油气成藏具有重要意义[11，17-19]。

2 实验设计

构造物理模拟运用实验相似性原理，通过地质模型同比例缩小，在实验室条件下再现构造地质历史过程[22]。构造物理模拟平台由主控台、砂箱实验平台和工作区3部分构成。实验以模拟“X”型纯剪断裂组合为目标，结合哈拉哈塘地区“X”型共轭走滑断裂的构造背景，运用相似性原理，以石英砂和黏土为材料，模拟“X”型共轭走滑断裂约束条件(图2)。结合对走滑断裂样式的分析，针对共轭走滑断裂的形成演化过程，设置实验参数(表1)。设计2种驱动力，一种为电缸通过挡板将挤压应力传递给砂体；另一种为底板橡胶皮弹性收缩和单侧挡板推力共同提供的压力。

图2 砂箱物理模拟实验模型Fig.2.Model for the sandbox physical simulation experiment

表1 “X”型共轭走滑断裂实验参数Table 1.Experimental parameters of X-shaped conjugate strike-slip faults

根据相似性原理，以挤压背景下纯剪走滑断裂带长50～100 km 为实例参照，实验模型长度与宽度比例约为1∶100 000，设计模型厚度比例为1∶50 000～1∶100 000。采用松散石英砂模拟研究区沉积地层的脆性构造变形，由刚性不连续的木板代替基底，在电机工作下驱动基底2 块不连续的刚性底板做剪切运动，带动盖层发生走滑作用。此外，由于实际地层流体可能会影响断裂，实验中也有湿砂材料与不同规模模型的对比实验。以0.025 mm/s 运动速率进行实验，代表103～104年内断裂的形成过程。

3 实验结果

开展了双侧电缸推力作用下的砂箱实验，结果表明，在模型长度较大和水平推力作用下，无论使用何种盖层材料，在盖层厚度较小的砂体模型中，均出现推覆构造，没有形成共轭走滑断裂，且模型中部在早期无明显变形(图3a)。当盖层材料为湿砂时，推覆构造更为发育，并发生显著的断块抬升；随着推覆构造的进一步发展，在中部形成隆起，并伴随张性断裂发育。

在弹性收缩的橡胶皮底板和单侧挡板推力作用下的实验中，将弹性橡胶皮与电缸连接在一起，并将其拉伸至较大弹性处固定。实验开始时缓慢释放电缸，构成以底板橡胶皮弹性收缩为主要作用力的主压应力。盖层材料为石英砂和黏土按3∶1 混合物，分自由边界和光滑玻璃挡板2 种边界。实验3 和实验4 为自由边界，实验盖层厚度不同，当盖层较薄时，易于发育推覆构造。当厚度较大时，发育推覆构造的同时，也伴随发育一些压扭断裂，可形成近“X”型的断裂组合，但具有明显的不对称性(图3b)。实验5边界为光滑玻璃挡板，实验结果也出现推覆构造，未见大规模的走滑断裂。

图3 挡板推力传递型实验Fig.3.Experiment on baffle thrust transfer

实验6盖层较厚(120 mm)，主推应力方向长度较小(250 mm)。推覆构造发育程度明显减弱，中部形成隆起，局部产生剪切分量，出现“X”型共轭断裂，共轭断裂夹角一般小于50°，小于安德森模式下的60°(图4)。同时，共轭断裂具有不对称性，并出现一组较为发育的断裂，具有张扭特征。随着位移量的增大，以1 组优势断裂发育为主的特征更为显著，共轭断裂系统遭受破坏。

图4 实验6盖层厚度增大后出现共轭断裂雏形Fig.4.Initiation of conjugate faults after increasing the caprock thickness in Experiment#6

通过改进模型，实验7 纯剪物理模实验取得较好的结果(图5)。模型设置双侧向挤压100 mm，位移速度为0.04 mm/s。模型以塑料为基底，盖层材料以石英砂和黏土按3：2混合而成，厚度为300 mm。随着收缩量增大，模型表面“X”型走滑断裂逐渐增多(图5)。在挤压初期，当位移量为16.0 mm，相对位移量为4.00%时，模型表层开始出露断裂迹线，与挤压方向垂直或大角度相交；当位移量为32.0 mm，相对位移量为8.00%时，模型表层垂直压力方向断裂迹线基本成型，发育了2 条趋于对称的逆冲断裂迹线，并且在平行挤压力方向模型两侧出现一组与挤压力呈约45°夹角的走滑断裂；当位移量为50.0 mm，相对位移量为12.50%时，受持续的挤压作用，模型表面呈现以水平方向为长轴的一系列“X”型走滑断裂，中部形成压扭隆起区；当位移量为69.0 mm，相对位移量为17.30%时，随着位移量的增大，模型表面的“X”型共轭断裂继续增多，断裂交叉截切现象显著。其中左下—右上部位的走滑断裂呈现优势发育特征；当位移量为100.0 mm，相对位移量为25.00%时，模型表面趋于定型，“X”型共轭断裂数量增加很少，其中，北东—南西向的走滑断裂发育特征显著，模型中部压扭隆起区断裂错断。

图5 实验7中“X”型共轭走滑断裂演化过程Fig.5.Evolution process of X-shaped conjugate strike-slip fault in Experiment#7

实验7中，“X”型剪切断裂相互截切，多呈小角度的剪切关系，交会部位可形成较宽的破碎带。断裂在早期的纯剪作用下，通常规模较小，但可延伸较远，具有压扭特征。一般而言，“X”型共轭走滑断裂是在挤压应力下形成的脆性断裂平面组合，其中也有断裂的旋转与尾段扩张。但实验中断裂分段连接生长作用较弱，没有出现类似哈拉哈塘地区的大型压扭地垒与张扭地堑[16]，马尾断裂欠发育。在断裂的平面组合中，出现对称的“X”型剪切变形带是走滑断裂识别的重要标志[1-2，14-15]，这种特征通过断裂平面图能清晰反映出来。在实验中，因2 组断裂具有活动性差异，使局部出现了2组走滑断裂相互截切的现象。

4 讨论

4.1 共轭走滑断裂形成的条件

（1)盖层厚度实验1—5 的盖层较薄，均出现逆冲断裂。分析表明，地层较薄时，最小主应力集中在垂向方向，在最大主应力作用下，以逆冲断裂发育为特征。由于形成走滑断裂时，盖层产生的垂向压力需要大于最小水平主应力。而岩层较薄时，垂向应力可能最小，有利于形成逆冲断裂，使得实验中难以发育走滑断裂。因此，实验7 盖层厚度大于其他实验一倍以上，使地层压力大于最小水平主应力。该设计虽然可能超出了实际地层厚度，但走滑断裂发育时基底卷入走滑变形，考虑基底岩层厚度时与模型比较吻合。哈拉哈塘地区走滑断裂形成于中—晚奥陶世[13-14]，沉积地层厚度逾2 000 m，且有较大厚度的卷入走滑作用的基底，具有较大的垂向地层压力(图6)。在基底的挤压构造应力作用下，断裂作用自下而上的传递过程中，最大主应力与最小主应力集中在水平面上，有利于发育走滑断裂。因此，地震剖面上虽然在深部没有断裂的响应，但走滑断裂应该断至基底。

图6 哈拉哈塘地区共轭走滑断裂地震剖面Fig.6.Conjugate strike-slip faults shown in the Cambrian seismic section in Halahatang area

（2)先期断裂一旦有先期单剪断裂发育，后期构造变形往往集中在先期的断裂部位，形成应力与局部变形。因此，在有先期断裂发育的情况下，难以再发育共轭断裂，或出现共轭断裂后很快形成某一方向的断裂优先发育，并导致共轭断裂系统的破坏。此外，由于初期设计的砂箱宽度较小，产生了明显的边界效应(图3)，先存的结构与构造对断裂的发育具有重要的影响作用。将实验模型中砂层的宽度优化为大于挤压方向的长度，消除了边界效应的影响，实验效果较为理想(图4、图5)。

（3)岩石的均一性砂箱实验中，相似模型的实验出现相似特征的共轭断裂，但未出现完全相同的共轭走滑断裂系统，不同于岩石力学实验与露头的典型共轭断裂。实验1—5 中，砂层均在受力的起始部位先发生断裂，并逐步向远端传递，而且变形强度逐渐减弱，断裂密度渐趋减少。由于石英砂内部的非均一性与底板两侧接触面受力的差异，应力传递的时间与大小不同，实验过程中容易造成石英砂受力与运动不一致。实验7 共轭断裂发育过程中，中部也出现了隆起区，并造成断裂特征的差异，表明在松散石英砂层内部的应力传递具有非均一性。因此，共轭走滑断裂发育需要岩体高度均一。实验也表明，随着黏土矿物含量的增加，更容易形成共轭断裂(图5)，黏土矿物或水份增多后，石英砂黏性增强，内部受力更加均匀，可增强岩石的均一性，有利于共轭断裂的发育。共轭走滑断裂也往往发育在固结的含水较多的沉积岩中，哈拉哈塘地区的走滑断裂也发育在均一性与刚性较好的固结含水的碳酸盐岩中。

塔里木盆地走滑断裂系统以北东—南西向的单剪断裂为主，仅在哈拉哈塘地区出现共轭走滑断裂(图1)。分析表明，走滑断裂形成于中—晚奥陶世，受控于原特提斯洋闭合期间形成的远程挤压作用[14]。其他地区基底结构有差异、构造有起伏或岩相有差异，而哈拉哈塘地区基底为相对均一的变质岩[14]，寒武系—中奥陶统为相对均一的碳酸盐岩台地，地形平缓，岩石物理差异小，有利于形成共轭走滑断裂(图6)。同时，碳酸盐岩孔隙中含水，有利于共轭走滑断裂的形成。哈拉哈塘地区共轭走滑断裂并不完全对称发育(图6)，北西—南东向走滑断裂更为发育，很可能与岩石物理不均一性有关。其中，部分断裂北部出现顺时针偏转，可能受到北部古隆起边界效应的影响。

（4)较高的运动速率和双向挤压在较低的挤压速率下，容易形成一组走滑断裂的优势发育(图3、图4)，并形成应力与应变的局化。而快速的构造缩短过程中，应力很快遍及不同部位的石英砂，可能导致纯剪应力突破岩石的破裂极限，发生断裂，有利于形成安德森模式下的共轭走滑断裂。实验中的运动速率按照模型比率放大，且远大于地史时期大多克拉通内部的变形速率。因此，克拉通内较为缓慢的变形速率可能是导致共轭走滑断裂发育的因素之一。同时，在单向挤压作用下，实验中没有出现共轭走滑断裂系统。在单向挤压作用下，砂层应力传递发生迟滞，受力逐渐递减，砂层受力不均导致断裂难以对称发育。而在双向挤压作用下，尤其是砂体的长度较短时(图5)，共轭走滑断裂容易形成。因此，塔里木盆地哈拉哈塘地区在来自南部远程挤压作用下，也可能有来自北部的反向作用力，从而在北部地区发育共轭走滑断裂。

哈拉哈塘地区不仅位于岩石物理性质较均一的宽缓平台区，且处于南北双向挤压的应力背景下[13-14]。哈拉哈塘地区断裂向南以马尾构造尖灭，而南部阿满过渡带的走滑断裂向北形成马尾断裂消亡(图1)。由于马尾断裂具有指示走滑断裂发育方向的作用，揭示哈拉哈塘地区走滑断裂在自北向南的应力作用下向南发育。而阿满过渡带走滑断裂向北发育[14]，表明哈拉哈塘地区受到南北双向的应力作用，从而有利于形成共轭走滑断裂。

4.2 共轭走滑断裂的优势发育

在安德森断裂机制下，实验室简单均匀的应力形成的库伦破裂作用，岩石容易产生与最大主应力呈25°～30°夹角的共轭断裂[26]。实验及相关研究表明，砂箱实验难以形成对称性很好的共轭走滑断裂[23]，地下岩体的非均一性及先期与先存构造，都可能影响断裂的形成与分布，更容易形成不对称的共轭断裂。由于共轭断裂相互阻碍水平滑动，难以同时运动，一般认为相继滑动而非同时运动可能为共轭断裂发育的主要机制[12-14]。但是，这种理想状态在有一定位移的断裂中难以发育。实验表明，相继滑动难以实现，其间很可能优先发育某一方向的断裂，从而呈现不对称的断裂组合(图4、图5)。而且后期的改造作用增强，以优先发育的断裂发育为特征，而另一组受抑制。这种现象在其他相关物理模拟实验中也普遍存在[20-23]，揭示自然界中难以形成大规模的纯剪共轭走滑断裂。且实验也表明，相对位移量超过5.00%以后，断裂已不具有纯剪特征，以单剪作用为主，断裂垂向位移与变形增大(图5)。加里东运动期，哈拉哈塘地区北西—南东向的走滑断裂发育，在奥陶系碳酸盐岩上部断裂两盘高差大于100 m，北东—南西向走滑断裂高差多小于50 m，与近南北向的最大主应力方向夹角更小的北西—南东向走滑断裂规模更大[13-14]。这可能与北西—南东向走滑断裂早期优先发育有关，与实验揭示的断裂发育初期就出现的非对称特征相近。而晚期以北东—南西向走滑断裂继承性活动为主，而且向下并入主断裂。虽然北东—南西向断裂后期错开北西—南东向断裂[13]，但在奥陶系碳酸盐岩中共轭走滑断裂后期的位移量很小，对早期断裂的改造作用很小，并没有破坏早期的共轭走滑断裂系统。

哈拉哈塘地区共轭断裂形成后，断裂交叉部位水平滑动受阻(图7a)，此时通过相继滑动可能调节走滑断裂的相互错动(图7b、图7c)，从而发生持续的断裂变形。然而，相继滑动通常发生在断裂期相对较短的时间内，并在交叉部位形成菱形微小断裂调节构造变形[12](图7c)。但实验表明，相继滑动难以实现，随着位移量的增长，其间很可能优先发育某一方向的断裂，并没有出现菱形的断裂调节区(图4、图5)，哈拉哈塘地区走滑断裂交会部位也没有发现明显的菱形调节带。因为哈拉哈塘地区走滑断裂相继滑动后很快形成北西—南东向断裂的优先发育，以北西—南东向错动北东—南西向断裂为主[13-14](图1、图7d)，北西—南东向走滑断裂位移量大，变形强，断裂多，从而形成共轭断裂的不对称的分布。此外，多期相互截切和垂向运动形成花状构造[27]，断裂向下位移减小[28]，也可以调节共轭断裂位移平衡问题，已不属于纯剪变形，属于单剪作用的范畴。走滑断裂研究认为[13-14]，连接生长机制导致了“小位移”长走滑断裂带。实验也揭示了连接生长机制控制了断裂水平方向上的扩张与发育，但是实验中连接生长发育在相对位移量小于10.00%、时间很短的情况下(图4、图5)，且很难呈线性与对称发育，不同于纯剪变形机制。因此，相继滑动机制在哈拉哈塘地区共轭走滑断裂形成过程中的作用可能较弱，以一组方向走滑断裂优势发育的单剪作用为特征。尽管经历多期断裂活动，由于哈拉哈塘地区走滑断裂位移量较小和变形强度较弱，北西—南东向走滑断裂的优势发育并没有得到持续加强，从而保存了发育完好的古生代共轭走滑断裂系统。