南堡凹陷高柳斷層活動特征及其對沉積的控制

王觀宏， 甘華軍， 趙忠新， 陳善斌， 趙迎冬， 廖佳妮， 李曉寧， 吳琳娜

( 1. 太原科技大學 晉城校區,山西 晉城 048011； 2. 中國地質大學(武漢) 資源學院,湖北 武漢 430074； 3. 中國石油天然氣集團公司 冀東油田分公司,河北 唐山 063004； 4. 中海石油(中國)有限公司天津分公司 渤海石油研究院,天津 300457 )

0 引言

陸相斷陷湖盆構造—沉積綜合研究是盆地分析領域的重要內容[1-2]，特別是斷層活動與沉積之間的控制—響應關系是含油氣盆地分析的重點。同沉積斷裂活動及空間組合樣式控制形成不同的古地貌形態[3-4]，制約物源碎屑的運移路徑和砂分散體系的空間展布[5-7]，控制沉積相類型及其空間疊置樣式[8-10]；同沉積斷裂活動的垂向演化控制盆地沉降—沉積中心的位置和遷移規律[11]。

中國東部盆地普遍受幕式構造活動的控制，盆地主干斷裂也基本為區域幕式構造活動的響應[9]，斷拗轉換期或拗陷期往往對應主干斷裂活動的減弱及區域拗陷作用的增強。王華等[12]認為南堡凹陷斷拗轉換期構造活動具有特殊性：主干斷裂活動強烈(如西南莊斷層的活動速率甚至超過古近紀早期的[13])、拗陷作用也強烈，是東營組巨厚堆積的關鍵控制因素。高柳斷層是西南莊斷層和柏各莊斷層活動過程中形成的大型調節性正斷層[14]，初始發育于沙河街組一段(Es1)沉積期，區域應力方向由NW-SE向轉變為近S-N向[15-16]，高柳斷層活動受控于區域應力場的變遷。筆者分析高柳斷層活動的垂向演化和平面特征及其對沉積的控制，確定南堡凹陷構造—沉積的控制—響應規律，為揭示南堡凹陷斷拗轉換期構造活動特殊性的形成原因提供參考。

1 區域地質概況

南堡凹陷位于渤海灣盆地黃驊坳陷東北隅，是中、新生代走滑伸展型斷陷，西北部以西南莊斷層為界并與老王莊—西南莊凸起相接，東北部以柏各莊斷層為界并與柏各莊—馬頭營凸起為鄰，南部與沙壘田凸起呈斷超關系[17](見圖1)，面積約為1 932 km2，總體為“北斷南超”的復式半地塹結構。該凹陷受多期應力場控制，斷裂異常發育[12]，以NE、NEE向延伸的張性、張扭性斷裂為主，控制形成高柳構造帶、老爺廟構造帶、南堡1～5號構造帶等次級正向構造單元，以及拾場次凹、柳南次凹、林雀次凹和曹妃甸次凹等次級負向構造單元。南堡凹陷的形成、演化經歷裂陷期和拗陷期兩個階段，裂陷期可劃分為4幕，每一幕具有各自獨特的構造發育特征和沉積充填特征[18](見圖2)。

圖1 南堡凹陷區域及測線位置Fig.1 Regional location of the Nanpu sag and the location of survey lines

高柳斷層是西南莊斷層和柏各莊斷層活動過程中形成的大型調節性正斷層[14]，夾持于兩個斷層之間，控制高柳地區的構造和沉積。高柳斷層初始發育于沙河街組一段(Es1)沉積期；到東營組二段(Ed2)和三段(Ed3)沉積期，取代西南莊斷層北段和柏各莊斷層北段，成為凹陷的控邊斷層[14]。

2 斷層活動特征

活動速率法[19]和古落差法[20]是目前廣泛采用的斷層活動性的研究方法，與古落差法相比，活動速率法可以反映地質時間的概念。文中以活動速率法為主、古落差法為輔研究高柳斷層的活動特征。

采用兩種研究方法需要恢復沉積期的原始地層厚度，采用EBM盆地模擬系統恢復原始地層厚度。利用控制高柳斷層發育的9條地震剖面(剖面位置見圖1)，進行各地層界面雙程旅行時的數據采集，根據時深關系轉換為深度數據；采用聲波時差法恢復高柳斷層上升盤剝蝕量。壓實系數、表面孔隙度、沉積物顆粒密度等巖石物性參數見表1；各地層界面的絕對年齡數據見圖2。將地層界面深度、剝蝕量、地層界面絕對年齡和巖石物性參數等輸入EBM盆地模擬系統，采用回剝法[21]獲得高柳斷層上升盤和下降盤各地層的原始厚度，計算高柳斷層各時期的活動速率和古落差。

表1 研究區盆地模擬參數取值

圖2 南堡凹陷地層綜合柱狀圖Fig.2 Comprehensive stratigraphic column of the Nanpu sag

2.1 垂向演化特征

由不同測線、不同時期的活動速率和古落差的計算結果(見圖3-4)，總結高柳斷層活動性的垂向演化特征。

沙河街組一段(Es1)沉積期，高柳斷層活動性相對較弱，斷層活動速率最高為174.7 m/Ma(9號測線)，位于高柳斷層與柏各莊斷層交匯點附近。曲線形態呈“V”狀，中間活動性最低(4、5、6號測線)。

東營組三段下亞段(Ed3x)沉積期，高柳斷層活動性略有增強，斷層活動速率最高為212.7 m/Ma(9號測線)，位于高柳斷層與柏各莊斷層交匯點附近。曲線形態呈近似“M”狀，中間活動性最低(5號測線)。

東營組三段上亞段(Ed3s)沉積期，高柳斷層活動性顯著增強，斷層活動速率最高為368.8 m/Ma(2號測線)。曲線形態呈“M”狀，中間活動性最低(4號測線)。

東營組二段(Ed2)沉積期，高柳斷層活動性較東營組三段上亞段(Ed3s)沉積期明顯減弱，斷層活動速率最高為168.7 m/Ma(4號測線)。曲線形態起伏不大，呈近“一”字狀，表明高柳斷層的活動具有較強的均一性。

圖3 高柳斷層不同時期活動速率及分段活動特征(測線位置見圖1)

圖4 高柳斷層不同時期古落差(測線位置見圖1)

東營組一段(Ed1)沉積期，高柳斷層活動性較東營組二段(Ed2)沉積期有所增強，斷層活動速率最高為229.4 m/Ma(3號測線)。曲線形態起伏不大，呈近“一”字狀，表明高柳斷層的活動具有較強的均一性。

館陶組(Ng)沉積期，南堡凹陷的構造演化進入拗陷階段，高柳斷層活動性弱，斷層活動速率很少超過20.0 m/Ma。

根據斷層古落差，東營組(Ed)沉積期最高，古落差約為1 100 m；其次為沙河街組一段(Es1)沉積期，古落差最高約為350 m；館陶組(Ng)沉積期，古落差最高約為100 m，表明高柳斷層活動性最弱。

高柳斷層活動性垂向上呈“弱—強—弱”的演化趨勢。初始活動期，高柳斷層活動性較弱，隨后逐漸增強， Ed3s沉積期達到最高；隨后高柳斷層活動性減弱，到館陶組(Ng)沉積期，南堡凹陷進入拗陷期，高柳斷層活動性非常弱。初始活動期，高柳斷層與區域應力方向由NW-SE向轉變為近S-N向的時期一致，其活動變化不僅受控于區域構造演化，而且其形成、活動與西南莊斷層、柏各莊斷層的活動規律，以及凹陷區域應力方向的變化也具有密切聯系。

2.2 空間特征

由圖4可以看出，高柳斷裂的活動性具有分段特征。根據高柳斷層的活動速率曲線，并結合高柳斷層的走向變化，可劃分為3段(見圖3)：NWW向延伸的西段、近EW向延伸的中段和NEE向延伸的東段。Es1沉積期，高柳斷層活動速率曲線呈“中段弱，東、西段強”的“V”狀，活動速率最高值測線位于斷層與西南莊斷層、柏各莊斷層相接處，斷層中部活動速率值幾乎為0。Ed3x和Ed3s沉積期，高柳斷層活動速率曲線呈“中段弱，東、西段強”的“M”狀或近似“M”狀，與Es1沉積期相比，高柳斷層活動速率最高位置，由與西南莊斷層、柏各莊斷層相接處向高柳斷層東段和西段的中部遷移，高柳斷層中段活動速率略有增強。Ed2和Ed1沉積期，高柳斷層中段活動速率顯著增強，西段、中段、東段的活動速率相差不大，活動速率曲線整體呈“一”字狀。Ng沉積期，高柳斷層各測線的活動速率很少超過20.0 m/Ma，活動速率曲線整體呈“一”字狀。綜上所述，高柳斷層活動速率曲線垂向上呈現 “V”狀—“M”狀—“一”字狀的演化規律，Es1、Ed3x、Ed3s沉積期，分段活動特征明顯，到Ed2、Ed1、Ng沉積期，分段活動特征消失，活動呈現較強的均一性。

Es1沉積期，南堡凹陷區域應力方向由NW-SE向轉變為近S-N向，西南莊斷層北段和柏各莊斷層中、北段走滑分量增強，正向伸展減弱，高柳斷層作為調節斷層開始活動。斷層活動速率曲線顯示，高柳斷層西段、東段最先活動，隨著西南莊斷層北段和柏各莊斷層中段、北段活動性逐漸減弱， Ed3x和Ed3s沉積期，高柳斷層中段開始活動，但與東段、西段相比活動速率比較弱。到Ed2沉積期，西南莊斷層北段和柏各莊斷層中段、北段停止活動，兩者所夾持地區近S-N向應力拉伸產生的伸展變形完全轉移到高柳斷層，高柳斷層西段、中段、東段表現強烈的活動性，活動均一性增強。

圖5 南堡凹陷北部地區地層厚度平面展布Fig.5 Thickness planar graph in the northern Nanpu sag

3 對沉積的控制

3.1 區域遷移控制

高柳斷層的活動引起南堡凹陷北部地區沉積中心的遷移。沙河街組三段三亞段(Es33)沉積期，南堡凹陷北部地區的沉積中心位于西南莊斷層北段和柏各莊斷層中段、北段夾持的拾場次凹，緊鄰西南莊斷層和柏各莊斷層展布，受兩個邊界斷層活動的控制(見圖5(a))。隨著高柳斷層開始活動，且活動速率逐漸增強，西南莊斷層北段和柏各莊斷層中段、北段夾持地區的沉積厚度逐漸減薄，南堡凹陷北部地區的沉積中心向南遷移到高柳斷層下降盤。如Ed3x沉積期，西南莊斷層北段和柏各莊斷層中段、北段夾持地區的沉積地層最厚約為100 m，而高柳斷層下降盤的沉積地層最厚超過250 m(見圖5(b))。到Ed2沉積期，西南莊斷層北段和柏各莊斷層中段、北段停止活動，兩者夾持地區由沉積區演變為剝蝕區，高柳斷層取代西南莊斷層北段和柏各莊斷層中段、北段，發育為南堡凹陷的邊界斷層(見圖5(c))。

3.2 沉積體系類型控制

Es1-Ed3x沉積期，高柳斷層作為南堡凹陷內次級調節斷層，僅對物源碎屑進入凹陷后的運移路徑具有一定的控制作用。Ed3s沉積期，西南莊斷層北段和柏各莊斷層中段、北段活動減弱，拾場次凹湖盆逐漸萎縮，部分地區演變為物源區；到Ed2-Ed1沉積期，高柳斷層成為控邊斷層，活動速率和活動均一性顯著增強，對高柳地區沉積體系類型及其空間展布具有重要的控制作用。

高柳斷層東營組沉積期活動速率最高可達360.0 m/Ma，古落差可達1 100 m，斷控陡坡帶地形坡度陡，水體深，為大規模扇三角洲沉積體系的發育提供合適的坡降條件和可容納空間，水下分流河道(見圖6)、河口壩(見圖7)、遠砂壩等砂體類型發育。該時期西南莊斷層[13]和柏各莊斷層[22]活動強烈，斷控陡坡帶以發育扇三角洲和前緣濁積體等沉積體系為主(見圖8)。東營組沉積期，渤海灣盆地進入斷拗轉換期，南堡凹陷的鄰近坳陷(凹陷)，如歧口凹陷[14]、渤中坳陷[23]、冀中坳陷[24]等主干斷層活動弱，地形坡度緩，水體淺，可容納空間相對較小，以發育辮狀河三角洲、辮狀河、濱淺湖等沉積體系為主，與同時期以發育扇三角洲沉積體系、前緣濁積體、深湖—半深湖泥巖為主的南堡凹陷不同。因此，東營組沉積期，高柳斷層等控邊斷裂強烈活動，南堡凹陷的沉積體系類型及其空間展布，具有不同于同時期鄰近坳陷(凹陷)的特殊性。這種現象的產生與區域應力場的遷移和方向轉變具有一定的關系[14]。

圖6 NP4-21井東營組一段水下分流河道砂體沉積特征Fig.6 Sedimentary characteristics of the underwater distributary channel sandstones in the Ed1, well NP4-21

圖7 Lin3井東營組三段下亞段河口壩砂體沉積特征

Fig.7 Sedimentary characteristics of the channel mouth bar sandstones in the Ed3x, well Lin3

館陶組沉積期，南堡凹陷進入拗陷期，以發育辮狀河三角洲沉積體系為主，高柳斷層活動速率微弱，對沉積無明顯控制作用。

3.3 沉積體系空間展布控制

具有分段活動特征的斷層的段與段之間的連接部位落差相對較小，往往構成物源進入盆地(凹陷)的入口[25]，在伸展盆地(凹陷)內，物源入口往往具有繼承性發育的特點。Es1-Ed3s沉積期，高柳斷層的活動具有明顯分段特征，以Ed3s為例，砂巖體積分數平面展布見圖9，高柳斷層東段和中段連接部位，以及高柳斷層與柏各莊斷層相接部位是物源碎屑進入南堡凹陷的通道部位。Ed2-Ed1沉積期，高柳斷層分段活動特征不明顯，早期形成的物源通道繼承性發育(見圖10)，物源碎屑繼續沿原通道或附近地區進入南堡凹陷。東營組輕礦物穩定因數等值線(見圖11)證明,高柳斷層與柏各莊斷層相接部位為物源入口位置，由于缺少輕礦物數據，穩定因數等值線圖缺少高柳斷層東段和中段鏈接部位作為物源入口的證據。物源碎屑進入南堡凹陷后，隨古地貌的形態變化在凹陷內重新分配，最終在高柳斷層下降盤發育大規模的扇三角洲沉積體系(見圖8)。

圖8 南堡凹陷東營組二段沉積體系平面展布Fig.8 Planar graph of the sedimentary system of the Ed2 in the Gaoliu area, Nanpu sag

圖9 南堡凹陷北部地區東營組三段上亞段砂巖體積分數平面展布Fig.9 Planar graph of the sand content of the Ed3s in the Gaoliu area, Nanpu sag

高柳斷層的活動對物源通道和沉積體系空間展布的控制總體可以劃分為兩種類型，即走向斜坡控砂型和斷角控砂型。

(1)走向斜坡控砂型。高柳斷層初始發育階段不是一條統一的大型斷層，而是由三條小型斷層單獨發育，隨后各小型斷層不斷擴展、相互影響，最終連接成為一條共同活動的大型斷層。高柳斷層西段和中段開始為兩條單獨發育的小型斷層，連接部位為兩條小型斷層疊覆區構成的走向斜坡，是一個長軸方向平行于斷層走向的斜坡地貌。由于疊覆地區代表古構造低部位，走向斜坡型構造調節帶是物源碎屑進入南堡凹陷的通道，并控制砂體的展布。物源碎屑進入凹陷后，在向凹陷內部推進的同時，沿高柳斷層西段和中段走向斜坡兩側低地勢區推進(見圖12(a))。

圖10 南堡凹陷北部地區東營組二段砂巖體積分數平面展布Fig.10 Planar graph of the sand content of the Ed2 in the Gaoliu area, Nanpu sag

圖11 南堡凹陷北部地區東營組輕礦物穩定因數等值線

(2)斷角控砂型。以斷層活動速率為依據，柏各莊斷層可劃分為三段：北段、中段、南段。高柳斷層東段與柏各莊斷層相接，形成叉行斷裂構造樣式。高柳斷層東段與柏各莊斷層相接處也是柏各莊斷層中段和南段連接部位，活動速率低，與周圍地區相比，柏各莊斷層上升盤是地勢相對低洼區，可捕獲周圍主要水系，成為物源碎屑進入南堡凹陷的通道。物源碎屑進入南堡凹陷后，向凹陷內部地勢低洼區不斷進積，最終堆積形成較厚的“斷角砂體”(見圖12(b))。

圖12 南堡凹陷高柳斷層控砂模型Fig.12 Models of the Gaoliu fault controls on sand bodies in the Nanpu sag

4 結論

(1)南堡凹陷高柳斷層初始發育于Es1沉積期，其活動性垂向上呈“弱—強—弱”的演化趨勢，Ed3s沉積期達到最高。Es1、Ed3x和Ed3s沉積期，高柳斷層分段活動特征明顯；到Ed2、Ed1和Ng沉積期，分段活動特征消失，活動均一性增強。

(2)高柳斷層的活動引起南堡凹陷北部地區沉積中心的遷移，由拾場次凹向南遷移到高柳斷層下降盤。東營組沉積期，高柳斷層等主干斷裂的強烈活動，為大規模扇三角洲沉積體系、前緣濁積體的發育提供合適的坡降條件和可容納空間，南堡凹陷的沉積體系類型及其空間展布具有不同于同期鄰近坳陷(凹陷)的特殊性。

(3)高柳斷層東段和中段連接部位、高柳斷層與柏各莊斷層相接部位是陸源碎屑進入凹陷的通道。高柳斷層控制沉積體系的空間展布，可劃分為走向斜坡控砂型和斷角控砂型。

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