蘇北盆地高郵凹陷古近系阜寧組斷層形成過程及其砂箱物理模擬

唐 旭，孫永河，胡慧婷，于雯泉，唐海氫

[1. 東北石油大學 地球科學學院，黑龍江 大慶 163318; 2. 中國石油大學(北京) 地球科學學院，北京 102249; 3. 東北石油大學 “斷裂控藏”CNPC重點實驗室，黑龍江 大慶 163318; 4. 中國石化 江蘇油田分公司 勘探開發研究院，江蘇 揚州 225009; 5. 中國石油 華北油田分公司 第三采油廠，河北 河間 062450]

高郵凹陷作為蘇北盆地探明程度最高的凹陷，其構造演化特征一直是研究焦點[1-5]。高郵凹陷阜寧組為重要的油氣富集層位，其發育的大量斷層對油氣的運移及圈閉的形成起到了重要作用。前人對于阜寧組斷層的研究側重于斷層的幾何學特征，然而對于該時期凹陷結構及斷層成因機制上，不同觀點尚未統一。陳安定[6]認為高郵凹陷在泰州組-阜寧組沉積期為拗陷結構，吳堡運動使凹陷局部發生剝蝕；能源等[7]認為高郵凹陷在泰州組-阜寧組沉積期經歷拗斷-斷拗兩個階段；朱光等[8]、姜芹芹等[9]認為泰州組-阜寧組沉積期為分散斷陷階段。在阜寧組斷裂成因上，朱光等[8]認為真①、吳①兩條邊界斷裂為兩組不同走向的基底斷裂復活形成，凹陷內大量斷裂也為基底復活產生；吳林和陳清華[10]認為高郵凹陷基底斷裂發育密度低，并將真①、吳①斷層合并考慮，認為吳①斷層為真①斷層的派生斷層，活動時期晚于真①斷層。對于阜寧組發育的不同組合樣式的次級斷層成因，前人研究中暫未給出合理解釋。本文在高精度三維地震解釋資料的基礎上，通過對不整合面及殘余地層識別，明確了主干邊界斷層在阜寧組沉積期的活動特征，確定邊界斷層與次級斷層相互作用關系，同時總結了阜寧組斷層的幾何學特征，并通過斷層位移-埋深曲線及生長指數對斷層活動規律進行定量表征，厘定斷層形成時期，結合物理模擬實驗對阜寧組斷層的初次活動成因進行驗證。

1 區域地質概況

蘇北盆地位于揚子板塊北緣，自三疊紀開始經歷多期次擠壓、伸展等構造作用，最終形成中-新生代伸展型盆地[1-5]。成盆前復雜的構造演化形成大量NNE-NEE走向基底斷裂，其中規模較大的基底斷裂作為凹陷邊界斷裂，將蘇北盆地分割為多個次級凹陷[9]；部分規模較小的基底斷裂在晚期伸展作用下再活動，控制盆地內部次級斷層走向和分布[8]。

高郵凹陷位于蘇北盆地南部，北接柘垛低凸起，南臨通揚隆起，西至菱塘橋低凸起，東至吳堡低凸起，是典型的單斷式凹陷[11-13](圖1)。凹陷內部自南向北可劃分為斷階帶、深凹帶和斜坡帶3個次級構造單元。斷階帶主要發育于真①與真②斷層、吳①與吳②斷層之間，斷層剖面呈北掉式階梯狀組合；深凹帶為真②、漢留斷層上盤形成的地塹式構造；深凹帶以北為北部斜坡帶。本文所研究的阜寧組斷層主要發育于斜坡帶。

圖1 高郵凹陷構造簡圖(a)及地層柱狀圖(b)Fig.1 Structure diagram (a) and stratigraphic column (b) of Gaoyou Sag

地震剖面顯示(圖2)，在高郵凹陷西部，阜寧組產狀趨近于水平，地層厚度基本保持一致；東部阜寧組產狀逐漸轉為傾斜，地層厚度變化不大，直到北部高部位阜寧組厚度減薄，這與阜寧組沉積后吳堡運動造成的局部剝蝕有關。該時期地層為全凹陷近等厚廣泛沉積，標志著阜寧組沉積期高郵凹陷處于相對穩定的沉積環境，構造運動不強烈，邊界大斷層(真①、吳①斷層)在這一時期活動不明顯。

2 阜寧組斷層發育特征和活動規律

2.1 斷層發育特征

高郵凹陷全區阜寧組發育約900條斷層，斷層發育最為密集(圖3)。南側邊界斷層為真①和吳①斷層。其中真①斷層大致可分為兩段，西段斷層走向近EW向，東段斷層走向有一定偏轉，但整體保持NEE-NE走向；吳①斷層在平面走向上也有一定偏轉，整體為NE-NNE走向。吳①斷層端部與真②斷層弧形連接。除去邊界斷層及控陷斷層，其余阜寧組斷層具有發育數量多、平面延伸短、發育密度大的特點。這些斷層整體走向為NE-NEE，局部地區發育近EW向斷層；平面延伸長度在10 km以下的斷層發育數量眾多，延伸長度10 km以上斷層發育較少；由于深凹帶的影響，凹陷西部斷層發育密度相對較小，約為0.18條/km2，東部斜坡區斷層發育密度大，約為0.24條/km2。斷層主要為平行式平面組合，局部地區發育帚狀、網狀、斜交及弧形連接式組合，這些組合模式在高郵凹陷東部、西部均有發育，平面分帶特征不明顯。

圖2 高郵凹陷地震解釋剖面對比Fig.2 Section correlation of seismic interpretations in the Gaoyou Saga—d.高郵凹陷自西向東不同位置地震解釋剖面；e. DD′地震剖面吳①斷層下盤局部放大

圖3 高郵凹陷反射層(阜寧組一段頂部)斷裂分布及斷裂走向統計Fig.3 Fault distribution and strikes on layer (top of the first member of the Funing Formation) in Gaoyou Sag

2.2 邊界斷層活動性

一般而言，斷陷盆地的邊界斷層具有發育規模大、斷層斷距大、活動時間長的特征。斷陷期邊界斷層的同沉積活動控制著凹陷整體形態，且對凹陷內部次級斷層的產狀也有一定影響。判斷邊界斷層的同沉積活動時期，主要依據各時期沉積地層結構特征，以及該時期斷層上盤地層厚度是否大于下盤地層厚度兩方面分析。但造成斷層上盤厚度大于下盤的原因也可能與剝蝕作用有關，若斷層在地層沉積后發生活動，同時斷層下盤地層遭受較大剝蝕，此時形成的剖面結構與斷層同沉積活動形成的剖面結構基本一致。因此，判斷邊界斷層是否為同沉積斷層，還需考慮剝蝕作用的影響。

高郵凹陷東部邊界斷層為吳①斷層，斷層下盤泰州、阜寧組厚度明顯小于上盤(圖2c,d)。對DD′剖面局部放大(圖2e)，可識別到斷層下盤阜寧組與上覆地層呈明顯角度不整合接觸，剝蝕作用強烈，這說明吳①斷層在阜寧組沉積期為非同沉積斷層。將吳①斷層兩盤地層對比發現，斷層兩盤的次級斷層在形態、斷距、組合樣式上基本一致，為同一條件下形成，吳①斷層對次級斷層的影響較小。阜寧組沉積后吳①斷層發生活動，使下盤地層遭受剝蝕，剝蝕作用由東向西逐漸增強，斷層下盤殘余地層厚度逐漸減薄。

高郵凹陷西部邊界斷層為真①斷層，通過AA′剖面(圖2a)可知，真①斷層傾角較低，可能為三疊紀擠壓時期形成的逆沖基底斷裂，在處于伸展環境的阜寧組沉積期，斷層發生拆離滑脫作用，水平斷距較大，但對凹陷結構影響較小。為了進一步探究凹陷不同地區演化的差異性，在凹陷東、西部選擇兩條典型剖面對泰州、阜寧組沉積期編制構造演化剖面，明確凹陷演化過程(圖4，圖5)。

圖4 高郵凹陷東部DD′測線構造演化剖面Fig.4 Structural evolution section of seismic line DD′ in eastern Gaoyou Saga.泰州組、阜一段沉積后；b.阜二段-阜四段沉積后；c.阜四段變形后；d.阜四段剝蝕后；e.戴南組沉積后；f.現今；

高郵凹陷東部斷層相對密集。沉積初始時期，有少量先存斷層。阜寧組沉積后，斷層增多，隨后經歷一期快速伸展變形時期，產生大量NW傾向斷層；在吳堡運動時邊界斷層快速活動，斷層下盤遭受剝蝕，同時凹陷東北部發生抬升，部分地區出露地表，遭受剝蝕，此凸起便為柘垛低凸起。在柘垛低凸起南部，所有斷層傾向均為NW向，多條斷層構成多米諾式斷層組合。凹陷內也發育SE傾向斷層，在柘垛低凸起以北。因而此時期趨向于全凹陷均勻伸展，邊界斷層強活動時期為其他斷層形成之后，為非同沉積活動。

與東部相比，高郵凹陷西部斷層發育相對較為稀疏，泰州組沉積后存在部分小而少的斷層，這些斷層為盆內先存基底斷層；阜寧組沉積后，產生部分新生斷層，斷層傾向為NW和SE向，在局部地區出現斷層搭接現象，多條對傾斷層在局部構成“V”字型對傾組合。從AA′演化剖面上看(圖5)，在凹陷北部，SE傾向斷層數量要大于NW傾向斷層；而在凹陷南部，NW傾向斷層數量要大于SE傾向斷層。真①斷層活動性較弱，對凹陷結構影響較小。

圖5 高郵凹陷西部AA′測線構造演化剖面Fig.5 Structural evolution section of seismic line AA′ in western Gaoyou Saga.泰州組、阜一段沉積后；b.阜二段-阜四段沉積后；c.三垛組沉積后；d.現今

通過上述分析可知，高郵凹陷在阜寧組沉積期近似于自由邊界伸展，邊界斷層對凹陷內次級斷層的形成及演化不起到決定性作用。因此，為明確不同區段斷層組合模式的差異性，應對凹陷東、西部次級斷層進行運動學分析，探究不同區段斷層活動性是否存在差異，明確斷層形成演化歷史及成因。

2.3 斷層運動學特征

位移-埋深曲線及生長指數是識別斷層活動時期及斷層垂向生長性的有效手段[14-15]。不同類型斷層在曲線上會顯示出不同形態。單一期次持續活動斷層的位移-埋深曲線顯示為“C”型形狀(圖6a2)，而多期次活動斷層的活動期之間存在靜止期，此時的位移-埋深曲線有明顯近垂直段(圖6a4)。當斷層活動時，生長指數大于1，生長指數越大斷層活動性越強；斷層靜止時，生長指數等于1。本文斷層位移-埋深曲線及生長指數的數據是基于精細地震解釋成果，對各個地震反射標志層及典型反射軸進行數據讀取。對凹陷內部分阜寧組內斷層(平面位置見圖3)進行活動性分析，探究不同組合類型之間斷層活動性是否存在差異。

F1—F6斷層發育于凹陷東部區域，通過斷層位移-埋深曲線(圖6b1—b6)可知，各斷層曲線形態為“C”型，為單一期次活動斷層，由斷層生長指數可確定各斷層阜寧組沉積期活動強烈。其中F3—F6斷層自北向南地勢逐漸降低，但各斷層活動性依然保持一致，說明凹陷東部斷層活動性不受控于斜坡背景。而凹陷西部區域“V”字型組合的斷層斷穿層位更多，活動時期更長，在戴南、三垛組沉積期依然具有較強活動性，如F7—F11斷層(圖6b7—b11)。由斷層生長指數可知，斷層初次活動時期為阜寧組沉積期，這與該時期凹陷東部斷層活動性具有一致性。

圖6 高郵凹陷斷層位移-埋深曲線及生長指數Fig.6 Fault displacement-depth curves and growth index in the Gaoyou Saga1.典型單期活動斷層地震剖面，數字編號為斷層兩盤可對比的反射軸編號; a2.圖a1中斷層位移-埋深及生長指數圖; a3.典型多期活動斷層地震剖面，數字編號為斷層兩盤可對比的反射軸編號; a4.圖6a3中斷層位移-埋深及生長指數圖; b1—b12.斷層F1—F12位移-埋深曲線及生 長指數圖(斷層平面位置見圖3)

對比凹陷不同區域斷層的活動特征可知，高郵凹陷在泰州組沉積期構造環境穩定，新生斷層較少，直至阜寧組沉積期構造活動強烈，在凹陷全區產生大量新生斷層。不同區域新生斷層組合樣式有所差異，但斷層平面走向均以NE為主，說明該時期凹陷各區域均受NW-SE方向伸展應力場控制。

3 物理模擬實驗

3.1 實驗模型設計

前人通過物理模擬實驗已經證明，若在斜坡背景下進行伸展，會形成一系列順向斷層[16],而高郵凹陷東部阜寧組斷層均為反向斷層，因此斜坡背景不是高郵凹陷東部產生大量反向斷層的成因，即斜坡的形成不會早于斷層形成時期?；谶@一認識，結合前文對斷層活動性和活動規律解析，設置兩組自由邊界物理模擬實驗。

構造物理模擬實驗廣泛應用于盆地的構造研究，能有效地模擬出構造變形的過程[17-23]。針對不同先存構造，國外學者已進行多組物理模擬。McClay[21]對不同形態邊界斷層開展一系列物理模擬實驗；Buchanan和McClay[24]采用先存構造研究多米諾式斷層反轉作用；McClay和White[25]對裂谷進行三維物理模擬。然而前人的研究成果并不能完全適用于本地區，并且先存斷層控制產生的盆地形態與高郵凹陷阜寧組形態不符，這也說明了針對阜寧組演化階段，可設計為無先存邊界斷層的自由邊界。本實驗采用長200 cm，寬20 cm，高30 cm的砂箱物理模擬實驗裝置，砂箱前、后兩側為固定擋板，左、右兩端為活動擋板，可利用計算機內置軟件操縱活動擋板，使擋板前進或后退。兩端活動擋板可獨立運行。兩組實驗均采用橡膠板作為基底，兩端與活動擋板固定，在實驗過程中均勻傳遞伸展變形。實驗材料為無內聚力的干燥石英砂，平均粒徑約為100 μm。在實驗模型基底之上鋪設10 cm厚砂層，同時用染色石英砂鋪設標志層，便于觀察實驗現象。該實驗基于砂箱物理模擬中的相似性原理，在各實驗參數選擇上均與實際地區具有較好對應，確保實驗結果的可信度(表1)。

表1 構造模擬實驗模型與實際地區相似性對比Table 1 Similarity comparison of structural experiment model and natural condition

由斷層活動性分析可知，阜寧組沉積期次級斷層的形成不受邊界斷層控制。不同區域的次級斷層走向、活動時期一致，區域應力場方向也保持一致。實驗設計中采用控制變量法，將先存構造與區域應力場方向兩組變量統一，只改變伸展模式，設置兩組自由邊界，伸展模式不同的對比實驗(圖7)。實驗組1為一端固定、另一端后退的單側伸展模型，實驗組2為兩端均后退的雙側伸展模型，具體實驗參數見圖7。實驗過程中每間隔2min用相機拍照，記錄模型伸展變形過程。為了排除偶然因素影響，每組實驗均重復兩次以上，保證實驗結果的可重復性。

圖7 構造物理模擬實驗設計圖及相關參數選擇Fig.7 Analogue modelling design and selection of relevant parameters in experimental groupa.實驗組1；b.實驗組2；c.實驗參數選擇

3.2 實驗過程及結果

實驗組1模擬結果顯示(圖8)，在伸展變形的初始階段，在伸展端附近地層略微傾斜，同時形成少量產狀平直的反向正斷層。當伸展量逐漸增大(10 cm)，模型內部產生大量反向斷層，且越靠近伸展端，斷層形成越早，累計斷距越大。多條新形成的反向斷層構成多米諾式斷層組合。模型繼續伸展至實驗結束(15 cm)，斷層數量繼續增加，所有斷層均保持一定活動性，靠近伸展端的部分斷層剖面形態由平直式轉為鏟式。持續伸展作用造成地層旋轉、減薄，越靠近伸展端地層旋轉減薄特征越強烈，導致固定端地勢略高于伸展端。

圖8 構造物理模擬實驗組1伸展變形模擬過程及結果Fig.8 Simulation process and results of extensional deformation in experimental group 1a.初始沉積；b.伸展變形初期，靠近伸展端形成少量平直斷層；c.伸展量持續增大，斷層發育數量逐漸增多；d.繼續伸展至實驗結束，斷層數量繼續增多，靠近伸展端斷層變為鏟式

實驗組2模擬結果顯示(圖9)，在伸展變形的初始階段(5 cm)，實驗模型內部暫無斷層產生；當伸展量逐漸增大(10 cm)，在兩側的伸展端附近地層發生輕微旋轉，由實驗模型兩端向中心產生少量反向正斷層，斷層傾向也由實驗模型端部指向中心部位。此階段的新生斷層也為多米諾式組合樣式。模型繼續伸展至實驗結束(15 cm)，已形成的斷層繼續活動，斷距持續增大，靠近伸展端的斷層發生旋轉，斷層傾角變低。在實驗模型內部還新產生部分與地層傾向相同的斷層，與前期形成的斷層組成“V”字、“y”字型斷層組合。雙側伸展使模型兩端地層旋轉減薄，越靠近伸展端變形越強烈，而實驗模型中部變形最弱，形成局部低凸起。

圖9 構造物理模擬實驗組2伸展變形模擬過程及結果Fig.9 Simulation process and results of extensional deformation in experimental group 2a.初始沉積；b.伸展變形初期，未形成新生斷層；c.伸展量增大，模型兩端形成少量平直斷層；d.繼續伸展至實驗結束，斷層數量持續增多，部分斷層相互搭接

3.3 實驗結果分析

兩組對比實驗結果顯示，自由邊界條件下，伸展模式的不同會導致斷層形成時間、數量和組合樣式的不同。由于實驗只模擬阜寧組沉積期變形特征，可將現今剖面恢復至戴南組沉積之前，在與實驗結果進行比較。實驗組1實驗過程及結果與凹陷東部演化剖面(圖4)匹配關系較好，實際剖面中的斷層形態、數量、組合樣式，以及地層旋轉特征和地勢斜坡特征均與實驗現象一致。實驗組2實驗過程及結果與凹陷西部演化剖面(圖5)匹配關系較好，實際剖面中斷層發育數量少，斷層為“V”字、“y”字型組合的特征在雙側伸展實驗中均得到較好驗證。實驗結果表明，在自由邊界條件下，通過改變伸展方式，便可模擬出凹陷內東部、西部不同的斷層組合形態，這與前文分析的邊界斷層對次級斷層的形成沒有控制作用的結論相一致。在NW-SE向區域伸展應力場下，凹陷內不同區域表現出的伸展形式不同：凹陷西部為NW-SE雙向伸展，而東部則僅為SE方向的單側伸展。兩組對比實驗結果充分證實了不同區域伸展方式的差異是造成斷層組合樣式的不同的主要原因。在單側伸展實驗過程中，地層地勢逐漸發生變化，說明多米諾式斷層的形成與地勢斜坡背景無關，結合前人學者早期研究成果[16]，即可判斷出高郵凹陷東部阜寧組斷層的形成時期要早于柘垛低凸起形成時期。

4 討論

物理模擬實驗和結果分析證實，高郵凹陷在阜寧組受NW-SE向伸展作用，但在凹陷內不同位置表現形態不同：高郵凹陷西部向兩端同時伸展，而東部僅向SE方向伸展，在同一伸展應力作用下，形成不同的斷層組合樣式。圖10為過高郵凹陷和臨澤凹陷的區域地質剖面(位置見圖1)，剖面西側臨澤凹陷也發育多米諾式反向斷層組合，斷層傾向與高郵凹陷東部次級斷層的傾向相反。由DD′構造演化剖面(圖4)可知，柘垛低凸起形成于阜寧組沉積末期的吳堡運動，因此在吳堡運動之前，高郵凹陷與臨澤凹陷為同一凹陷，凹陷形態西窄東寬。高郵凹陷東部、臨澤凹陷在阜寧組沉積期分別為SE，NW單側伸展變形，與同時期凹陷西部伸展應力狀態一致。在同一伸展背景下，伸展應力由凹陷兩端向中心傳播，但受凹陷初始形態影響，凹陷西部較為狹窄，應力向中心傳播速度快，兩端應力在中部交匯，疊覆區域發育對傾斷層組合樣式；凹陷東部更寬，應力向中心傳播速度慢，兩端應力未在中部交匯，高郵凹陷和臨澤凹陷的斷層未出現疊覆，依舊保持初始斷層組合樣式(圖11)。因此高郵凹陷西部斷層疊覆范圍明顯大于東部，東部僅在柘垛低凸起處可識別到少量“V”字型對傾斷層組合。

圖10 高郵凹陷及臨澤凹陷地質結構剖面(據江蘇油田，有修改)Fig.10 Geological structure section of Gaoyou and Linze Sags (revised according to Jiangsu oilfield)

圖11 高郵凹陷阜寧組演化模式Fig.11 Evolution model of the Funing Formation in Gaoyou Saga.變形初期；b.變形末期

5 結論

1) 高郵凹陷邊界斷層在泰州組和阜寧組沉積期為非同沉積斷層，該時期高郵凹陷接近自由邊界伸展。阜寧組沉積期NW-SE向伸展應力場形成大量斷層，不同組合樣式的斷層初始形成時期具有一致性。

2) 伸展方式的不同是造成高郵凹陷東、西部阜寧組斷層模式差異的根本原因。單側伸展形成大量多米諾式反向斷層組合，雙側伸展形成“V”字型對傾斷層組合。

3) 在同一伸展背景下，高郵凹陷東部盆地寬，盆地兩側應力向中心傳播越慢，僅在盆地中心區可能出現不同傾向斷層疊覆現象；西部盆地窄，盆地兩側應力向中心傳播越快，不同傾向斷層疊覆區域越大。