底辟構造啟動及其沉積建造形成機制探討——來自物理模擬的啟示

何文剛, 沈傳波, 吳 磊, 李生紅, 趙遠雯

底辟構造啟動及其沉積建造形成機制探討——來自物理模擬的啟示

何文剛1, 2, 沈傳波3, 吳 磊4, 李生紅1, 趙遠雯1

(1. 遵義師范學院 土木工程系, 貴州 遵義 563006; 2. 里斯本大學 科學院地質系, 葡萄牙 里斯本 1749-016; 3. 中國地質大學(武漢) 構造與油氣資源教育部重點實驗室, 湖北 武漢 430074; 4. 浙江大學 地球科學學院,浙江 杭州 310058)

底辟構造因與造山帶和盆地的變形演化過程以及油氣資源分布關系密切而備受關注, 到目前為止, 有關底辟構造的形成環境、變形樣式以及成因機制研究, 已取得了許多重要的成果和認識, 但對于鹽巖或者泥巖底辟的啟動及其沉積建造形成機制的模擬探討仍然十分不足。本研究利用物理模擬技術, 建立差異的初始地貌、塑性層之上覆蓋層厚度、沉積速率以及基底與側向摩擦力差異4組基底硅膠與其上覆石英砂組合模型, 對底辟的初始啟動條件及其沉積建造的形成機制進行了模擬分析和探討。結果表明, 地貌差異是鹽丘或泥丘構造產生的初始必要條件, 即在伸展、擠壓環境以及由構造作用所形成的薄弱帶等均有利于底辟構造的快速啟動; 而在底辟沉積建造過程中, 快速的沉積加載、塑性層之上沉積層的初始厚度越大, 以及具有較大的側向與基底摩擦力, 則會抑制早期底辟的發育; 而緩慢的沉積作用、塑性層之上初始沉積層厚度越薄以及減小側向與基底摩擦力, 則會促進早期底辟的生長。同時在底辟沉積建造的中后期, 隨著沉積速率的加載, 底辟會快速的生長變形。綜合模擬結果和實際的底辟沉積建造過程表明, 底辟沉積建造是地貌、沉積速率、地層溫度、地層壓力和底辟塑性流體埋深等綜合作用的結果, 正如北海盆地鹽底辟和安達曼海弧后盆地泥底辟的沉積建造過程, 在形成機制上與模擬結果具有較大的相似性。

底辟沉積建造; 初始地貌沉積速率; 覆蓋層厚度控制; 基底與側向摩擦力; 物理模擬

0 引 言

底辟構造因其復雜變形過程及其與油氣資源的生烴、排烴、運移和聚集等關系極為密切而受到地質學家的廣泛關注, 并已成為近年來研究的熱點(Weijermars et al., 1993; Fuchs et al., 2011; He and Zhou, 2018; Peel et al., 2020)。不同的構造發育階段以及不同的底辟演化時期, 會形成不同的底辟構造樣式, 而且這些構造樣式又與構造背景、沉積速率、地層壓力、脆性層的強度、地層的組成和流變學結構等有關(Trusheim, 1960; 費琪和王燮培, 1982; Jackson and Talbot, 1991; Vendeville and Jackson, 1993; Smit et al., 2003; 王家豪等, 2006; Albertz and Beaumont, 2010; Adam and Sanchez, 2012; Nikolinakou et al., 2014)。前人研究表明, 大多數的油氣藏分布于與底辟相關的構造環境中, 如擠壓型構造帶的扎格羅斯褶皺?沖斷帶、巴基斯坦鹽脊構造、塔里木盆地、被動大陸邊緣的安哥拉、墨西哥灣盆地、臺西南盆地、北海盆地、南海以及安達曼海弧后盆地等構造環境中均發現了大量底辟構造及其伴生的油氣藏和含油氣構造(Podladchikov et al., 1993; Poliakov and Podladchikov, 1993; Weijermars et al., 1993; 何文剛等, 2011; Wu et al., 2014; 圖1)。因此, 底辟構造研究, 可以有效揭示復雜的構造變形樣式, 進而指導油氣資源勘探等具有重要的意義。

(a) 墨西哥灣東北部的鹽巖構造(據Albertz and Beaumont, 2010); (b) 尼日爾三角洲的泥底辟構造(據Albertz and Beaumont, 2010); (c) 鶯歌海盆地泥底辟(據何家雄等, 2006); (d) 臺灣西南部泥火山(據Chen et al., 2014)。

有關底辟構造的研究, 已具有近百年的歷史。在早期的研究中, 前人對鹽底辟的形成及其演化進行了分析探討, 普遍認為底辟有4種成因機制:沉積建造(downbuilding)、構造抬升建造(upbuilding)、重力擴展(gravity spreading)和區域性的擠壓(region shortening)(Weijermars et al., 1993)。在這些成因機制研究中, 尤其是關于鹽或泥底辟構造的沉積建造, 前人研究認為其形成與深部塑性層抬升時所需克服的摩擦力和沉積物自身重力等因素有關(Barton, 1933;Jackson and Talbot, 1992; Weijermars et al., 1993; 圖2)。近年來, 研究者對底辟構造的沉積建造開展了大量的數值模擬和物理模擬研究工作(Fuchs et al., 2011; Peel et al., 2020; Yu et al., 2021; Santolaria et al., 2021),表明底辟的沉積建造與沉積速率、韌性層的黏度和沉積地層的初始擾動波長等有關。但是關于底辟構造的啟動及其沉積建造的形成機制(如底辟構造的初始幾何形態、沉積層關鍵厚度, 沉積速率以及側向與基底摩擦力的控制等)研究仍然不足, 有待于進一步分析和探討。為此, 本研究利用物理模擬技術, 建立了初始地貌、塑性層之上沉積層的厚度、沉積速率, 以及基底與側向摩擦作用等控制條件下4組基底硅膠與上覆石英砂組合模型, 對有關底辟的啟動及其沉積建造的形成機制進行了分析探討。

(a) 鹽丘的幼年期階段; (b) 鹽丘生長的成熟階段初期; (c) 鹽丘生長的成熟階段晚期; (d) 鹽丘生長的老年期階段。

1 物理模擬設計

1.1 模型設計思路

1.1.1 地貌差異模型

Barton (1933)對鹽底辟的沉積建造過程構建了相應的理論模型, 雖然該模型對后來的底辟沉積建造研究產生了深遠的影響, 而且在現代底辟沉積建造研究中得到了廣泛的青睞(Weijermars et al., 1993; Fuchs et al., 2011; Peel et al., 2020), 然而該模型只是理論推測模型, 并不能確定鹽底辟沉積建造的演化過程。而且, 造山帶和盆地的構造變形中, 底辟構造的演化隨著地質體的變形也具有一定的復雜性, 會經歷伸展、擠壓和剝蝕等過程(He et al., 2021; Santolaria et al., 2021)。為此, 本研究設計初始基底地貌差異模型1和模型2對此進行分析探討(圖3、表1)。

模型3～5的結構與模型1相似, 薄層石英砂覆蓋層厚分別為2 mm、4 mm和6 mm, 沉積速率為5 mm/2 h; 模型6～7, 薄層石英砂厚度為3 mm, 沉積速率分別為2.5 mm/30 min, 5 mm/30 min; 模型8～9為側向與基底摩擦力差異模型, 其中模型8未減小摩擦力, 模型9用硅膠減小基底和側向摩擦力。

表1 模型基本參數表

1.1.2 沉積層厚度控制模型

眾所周知, 沉積層的厚度對底辟形成具有控制作用, 但對于底辟啟動的初始厚度的認識一直不清。前人研究表明, 控制底辟產生的關鍵厚度應是區域性地層厚度的0.25～0.5倍(Vendeville and Jackson, 1993); 也有學者研究表明, 模擬實驗中韌性層的厚度下限值是4 mm, 低于該值將不利于底辟構造的產生(Santolaria et al., 2021)。盡管前人開展相關的研究工作, 但對上覆脆性層厚度差異的控制分析還是十分少見, 為此, 本研究設計了模型3、模型4和模型5三組模型對其進行探討分析(圖3、表1)。

1.1.3 沉積速率控制模型

沉積速率對沉積建造及底辟構造的形態具有明顯的控制作用(Barton, 1933; Peel et al., 2020), 但是對于沉積速率與初始底辟形態之間的關系并不十分清楚, 而且在底辟生長發育過程中, 沉積速率是怎樣影響底辟形態的, 相關的研究還比較少。Santolaria et al. (2021)對底辟沉積建造成因的物理模擬研究主要是討論加積過程和后期的擠壓變形, 對早期底辟的啟動控制仍然缺乏相關分析。為此, 本研究設計了模型6、模型7兩組模型對其進行探討。

1.1.4 側向與基底摩擦力控制模型

建立參考模型8和模型9, 其中參考模型8為沒有減小基底和側向的摩擦力, 而模型9則利用硅油減小基底和側向的摩擦力, 以探討基底和側向的摩擦力對鹽丘或底辟構造的啟動影響。

1.2 模型構建及相似性

所有模型均在長585 mm、寬125 mm和高150 mm的亞克力箱體中進行。4個系列9組模型均在葡萄牙里斯本大學科學院構造物理模擬實驗室完成。對每次實驗加載的初始和結束時段進行拍照, 形成一系列變形演化序列圖。模擬結束后灑水固結, 并對模型進行切片。考慮到每個模型結構的差異, 從初始底辟產生、生長、成熟及晚期變形等各個階段持續的時間不一致, 因此在模擬過程中, 針對每一個模型的變形時間是單獨計算。同時, 每一組模型均進行了重復性驗證。

1.2.1 模型構建

模型1, 基底硅膠層厚度為20 mm, 上覆石英砂層存在厚度差異。即模型初始表面長度分別由120 mm、50 mm、240 mm、50 mm和120 mm的石英砂區帶構成, 其中長度50 mm的石英砂, 其厚度為3 mm, 其余區域石英砂的厚度均為15 mm。設計的目的是形成韌性層之上差異的初始地貌特征(圖3a)。在實驗過程中, 間隔1 h加載5 mm的石英砂。模型2, 基底硅膠層厚度仍然為20 mm, 硅膠層之上等厚石英砂為15 mm(圖3b)。在模型的一端進行擠壓, 產生200 mm位移, 形成初始的地貌起伏特征, 然后經過剝蝕作用, 形成差異的地貌。在實驗過程中, 間隔2 h加載5 mm的石英砂(表1)。

模型3、模型4和模型5中覆蓋層石英砂厚度為15 mm, 而間隔薄層的初始石英砂的厚度則分別為2 mm、4 mm和6 mm。沉積速率均為5 mm/2 h。其目的是通過構建差異的薄弱層厚度, 探討底辟啟動的控制厚度。

模型6和模型7中覆蓋層石英砂厚度為15 mm, 而間隔薄層的初始石英砂的厚度為2 mm, 沉積速率分別為2.5 mm/30 min和5 mm/30 min。其目的是探討沉積速率對底辟沉積建造的影響。

模型8和模型9為楔形結構, 基底硅膠層的厚度為20 mm, 楔形體的上覆石英砂層厚度為30 mm, 楔形體外側的石英砂厚度為3 mm。用硅油減小模型9的基底和側向摩擦力, 對比尋找摩擦強度對底辟構造的影響。

1.2.2 相似性

物理模擬研究表明, 一定粒徑大小的松散石英砂是模擬上地殼脆性變形較為理想的模型材料, 而一定黏度的硅膠層也是模擬地殼中泥巖、鹽巖等韌性層較為理想的材料(Weijermars et al., 1993; Bonini, 2007; Graveleau et al., 2012)。石英砂和硅膠層具體參數見表2。其中石英砂粒徑<0.3 mm, 密度為1.3 g/cm3, 內摩擦系數為0.65; 基底硅膠的密度為0.965, 黏度為2.0×104Pa·s。應變速率相似系數為2.5×108, 時間相似系數為4.0×10?9, 模型試驗1 h相當于實際地質時間28538 a, 變形速率相似系數為2.5×103, 相當于沉積速率為1.35 cm/a(計算方法詳見Weijermars and Schmeling, 1986; Bonin, 2007; Santolaria et al., 2021)。模型的具體相似性參數見表2。

表2 模型參數及相似系數(據Bonini, 2007; He et al., 2018)

2 模擬結果

2.1 初始地貌形態差異模型

模型1, 硅膠厚度20 mm, 覆蓋層石英砂局部厚度為3 mm, 最厚區域為15 mm, 通過石英砂的厚度差異形成初始地貌形態(圖4a)。沉積過程中, 加載速率為5 mm/h, 而且初始石英砂層的厚度和加載速率需要確保鹽丘能夠生長, 即隨著加載的進行, 鹽丘在同步生長。加載60 min后, 形成明顯的鹽丘(圖4b); 120 min后, 仍然是形成鹽丘; 但180 min后, 形成鹽底辟構造(圖4c、d)。后期, 隨著加載的進行,底辟生長速率變得越來越快, 形成典型的鹽底辟刺穿構造(圖4e)。

圖4 地貌起伏差異條件下底辟沉積建造模擬

模型2, 在水平等厚的硅膠層和石英砂層結構條件下, 通過擠壓變形形成初始地貌形態, 而且初始形態是首先擠壓縮短20 cm, 然后對縮短后的脆性層厚度剝蝕掉20 mm所形成的初始地貌特征(圖4f、g)。底辟的沉積建造過程加載速率為5 mm/2 h。每加載一次石英砂, 底辟發生生長。但模型2的底辟初始生長速率比模型1的底辟初始生長速率要小。加載120 min后, 形成低幅度的鹽丘; 240 min后, 鹽丘的隆升幅度有所增大(圖4h、i); 直到360 min后, 才形成典型的底辟構造(圖4k)。

模型1的加載速率為5 mm/h, 通過4次加載, 且在灑水固結12 h后, 形成兩個明顯的扁平下垂底辟(圖5a)。模型2的加載速率為5 mm/2 h, 仍然進行4次加載, 在灑水固結12 h后, 形成傾向前緣的底辟和扁平下垂底辟(圖5b)。

圖5 地貌起伏差異條件下底辟沉積建造模擬結果切片對比

2.2 覆蓋層厚度差異模型

模擬揭示, 初始覆蓋層的厚度越大, 底辟的啟動也就越慢; 而初始覆蓋層厚度越薄, 鹽丘也就越容易形成。模型3, 間隔薄層的初始石英砂的厚度為2 mm, 實驗進行20 min后形成底辟雛形; 當實驗進行2 h以后, 形成明顯的鹽丘, 而且鹽丘的隆升幅度較大(圖6a、b)。模型4, 間隔薄層初始石英砂厚度為4 mm, 實驗進行60 min后形成底辟雛形; 在實驗進行2 h以后, 形成中等幅度的鹽丘(圖6f、g)。模型5, 間隔薄層初始石英砂厚度為6 mm, 實驗進行90 min后形成底辟雛形; 在實驗進行2 h以后, 形成鹽丘, 其隆升的幅度仍然較小(圖6k、l)。三組實驗顯示, 間隔薄層的初始石英砂的厚度越大, 底辟啟動的時間越晚, 形態差異越大, 但在沉積建造的后期, 所有底辟均呈快速生長趨勢, 且隨著底辟周緣靜態壓力的增大而呈現快速生長的趨勢(圖6c～e、h～j、m～o)。

圖6 覆蓋層厚度差異條件下的底辟沉積建造模擬

在沉積建造過程中, 這三組模型加載速率均為5 mm/2 h, 連續4次(模型3和模型4)和5次(模型5)加載之后, 對模擬結果進行灑水固結12 h。切片顯示分別形成柱形底辟(圖7a、b)和倒立型紅酒杯底辟(圖7c)。這三組模擬結果均顯示, 在切片過程中, 底辟的頂部發生塌陷。

圖7 塑性層之上覆蓋層薄弱帶厚度差異控制下的底辟沉積建造模擬結果切片對比

2.3 沉積速率差異控制模型

沉積速率模擬結果顯示, 在鹽巖或塑性泥巖沉積建造的早期, 沉積速率越大, 鹽丘或者泥丘的隆起就越困難, 而且形成的鹽丘或泥丘幅度越小(圖8a、b、m、n)。但是在底辟發育的中后期, 隨著沉積速率的不斷增大, 底辟的生長速率也就越大(圖8c～l、o～s)。

圖8 沉積速率控制下的底辟沉積建造模擬

模型6, 每30 min加載一次石英砂, 每次加載的石英砂厚度為2.5 mm。底辟變形的早期, 即大約60 min后, 形成低幅度的丘狀隆起。后續隨著石英砂的不斷加載, 鹽丘逐漸演化為鹽底辟(圖8a～l)。

模型7的演化過程與模型6基本相似, 加載速率為5 mm/30 min, 因此鹽丘發育的初期, 持續的時間要更長, 大約在90 min才見明顯的鹽丘構造。但是在底辟成熟發育階段, 隨著高沉積速率的加載, 鹽丘隆升的幅度變得十分明顯(圖8m～s)。切片顯示, 低沉積速率形成喇叭狀的底辟樣式, 而高沉積速率則形成倒立型紅酒杯樣式(圖9)。

圖9 沉積速率控制下的底辟沉積建造模擬結果切片對比

2.4 基底與側向摩擦力影響模型

基底和側向摩擦力會明顯影響鹽丘啟動的時間。模型8為沒有減小基底和側向摩擦力, 模擬開始150 h后仍未見明顯的鹽丘形成; 而模型9應用硅油減小基底和側向摩擦力, 最快在20 min以內形成鹽丘, 而且在6 h形成明顯的底辟構造, 顯示側向和基底摩擦力在鹽丘啟動過程中具有十分重要的影響(圖10)。當然, 底辟形成還可能與流體的黏度、溫度和地層壓力等有關, 其不在本研究的討論范圍內, 有待后續進一步深入研究和探討。

圖10 側向和基底摩擦力對模擬結果影響測試實驗

3 討 論

3.1 底辟啟動的關鍵控制因素

3.1.1 初始地貌

底辟構造的初始啟動, 需要有差異的初始地貌, 這包括韌性層之上的薄弱帶、擠壓或伸展作用下形成的斷層薄弱帶等(圖4)。如果沒有初始地貌差異, 很難啟動鹽底辟或泥底辟, 同時也就難以形成各種類型的底辟樣式。本次研究的這一認識在Vendeville and Jackson (1993)底辟成因機制研究中也有相似的論述; 而且Barton (1933)在鹽底辟形成機制研究也清晰揭示, 在鹽丘形成的早期, 地貌起伏不一, 即具有初始的沉積厚度差異; Weijermars et al. (1993)對鹽巖區域的流變學和構造特征分析研究時也認為, 底辟的形成主要受沉積建造、活動性刺穿、重力擴展和區域擠壓作用等影響, 而這些因素都是形成底辟構造初始地貌差異的有利條件; Peel et al. (2020)和Santolaria et al. (2021)數值模擬和物理模擬研究的出發點, 也是以底辟構造啟動階段具有明顯的地貌差異為前提。因此, 地貌差異有利于深部塑性鹽巖隆起和刺穿上覆地層, 這也是鹽巖底辟及鹽巖沉積建造中形成各類底辟構造的前提。

3.1.2 塑性層之上覆蓋層的厚度影響

初始覆蓋層的沉積厚度是影響鹽底辟啟動快慢, 以及能否形成底辟構造的一個十分重要的控制因素。物理模擬結果顯示, 較薄的覆蓋層對早期鹽丘形成及隆起具有重要促進作用, 同時鹽巖之上覆蓋層薄弱帶的初始厚度是影響鹽丘數量和后期鹽底辟構造樣式形成的又一重要控制因素。即覆蓋層越薄, 形成的鹽丘波長越小, 數量越多, 且鹽丘啟動越容易; 而覆蓋層越厚, 形成鹽丘的波長就越大, 鹽丘啟動也就越困難(圖6)。當然, 這可能與模型中鹽巖層的厚度有一定的關系。對此前人也進行過研究(Peel et al., 2020; Santolaria et al., 2021), 如Santolaria et al. (2021)對鹽沉積建造分析表明, 鹽巖層的厚度<4 mm時, 不利于鹽底辟沉積建造的形成, 鹽巖厚度分布在8～12 mm之間, 鹽丘周緣的向斜厚度也會隨著鹽巖層的厚度增加而發生線性增加, 底辟構造變得十分清晰。

3.1.3 沉積速率對沉積建造的控制

在鹽丘或泥底辟發育的早期, 低沉積速率有利于底辟沉積建造的啟動; 而在底辟發育的成熟階段, 快速的沉積速率有利底辟快速生長, 但過快的沉積速率將導致底辟停止發育或生長發育減慢(圖8)。本模擬研究結果與Santolaria et al. (2021)對擠壓變形過程中的沉積建造模擬研究觀點具有較大的相似性, 即快速的沉積作用會抑制早期底辟的發育。

3.1.4 側向與基底摩擦力對鹽丘或泥底辟啟動的影響

側向和基底摩擦力對鹽丘或泥底辟啟動過程具有十分重要的影響。側向和基底摩擦力越小, 越有利塑性流體在地層中流動, 以克服局部的壓力而形成鹽丘、鹽巖刺穿構造和泥底辟; 而大的基底和側向摩擦力則不利于底辟沉積建造的形成(圖10)。即在低的基底和側向摩擦作用下, 鹽巖或泥巖在自身重力或者其他外來驅動力的作用下, 其母巖物質比較容易克服上覆沉積層的內摩擦力而形成鹽丘、刺穿構造和泥底辟; 而在高的基底和側向摩擦力作用條件下, 鹽丘、刺穿構造和泥底辟的阻力增大, 在一定的流動壓力下很難形成底辟和刺穿構造。雖然本研究發現基底和側向摩擦力對底辟的產生具有重要的影響, 但仍然屬于半定量的分析, 還有待于更深入的研究。

3.2 沉積建造的形成機制分析

底辟沉積建造模擬結果揭示, 模型6的底辟啟動時間最快, 而模型8的底辟啟動時間最慢(圖11a), 表明沉積速率和摩擦強度對底辟的影響最為顯著。軟弱層之上覆蓋層的薄弱帶厚度分布差異模擬表明, 初始沉積厚度越薄, 越有利于形成大直徑的柱狀底辟核(圖11b), 而且形成的底辟規模也越大。究其原因, 推測是由于在底辟發育的早期, 基底塑性底辟物質快速向上運動和擴展所致。基底和側向摩擦力增大, 影響了底辟構造的生長和發育; 減小基底和側向摩擦力, 則促進底辟構造的生長(圖11c)。從底辟沉積建造物理模擬可以看出, 初始地貌差異、低沉積速率、覆蓋層中薄弱帶的厚度小, 以及較小的基底與側向摩擦力促進了底辟沉積建造的形成。

(a) 底辟初始啟動時間; (b) 軟弱性之上覆蓋層薄弱帶的初始厚度與底辟核直徑之間的分布特征; (c) 薄弱帶的初始剪應力及中后期底辟變形特征。覆蓋層剪應力公式: τ=c0+μσn, 其中τ為剪應力, c0為內聚力(≈80 Pa), μ為內摩擦系數(≈0.6), σn為正應力(公式參照Bonin, 2007, He et al., 2020)。

在實際構造作用中, 底辟的沉積建造過程是在外動力地質作用下, 通過剝蝕作用, 搬運到沉積盆地中。在沉積作用過程中, 隨著地層埋深的增加, 地層壓力不斷增大, 地層溫度也逐漸升高, 導致地層中塑性鹽巖或者泥巖的流動。在初始階段, 由于鹽巖或泥巖上覆沉積層的差異壓實或者在伸展和擠壓作用下, 導致鹽巖或泥巖沿著薄弱帶上升形成底辟(Barton, 1933; Weijermars et al., 1993)。結合前人工作和本研究模擬實驗, 我們建立了底辟沉積建造的模式(圖12), 揭示底辟沉積建造與塑性鹽巖或泥巖層的埋深、地層溫度和壓力等因素有關。研究還發現, 只有時間和空間的有機匹配, 方能形成底辟沉積建造。在鹽巖或泥巖的早期階段, 塑性層的上覆沒有薄弱帶或者沉積速率和沉積量不能滿足鹽丘或泥丘快速生長和同步生長, 是幾乎不能形成沉積建造的。因此, 鹽丘或泥巖低幅度隆起的形成是底辟構造及其變形樣式形成的先決條件。

圖12 鹽底辟的沉積建造形成機制模式圖

3.3 模擬結果與實例對比

為了對模擬結果進行驗證, 本研究以北海盆地鹽巖底辟沉積建造和安達曼海弧后盆地馬達班灣地區泥巖底辟沉積建造為例, 進行探討。

北海盆地鹽巖的沉積時代為二疊紀, 在其沉積中心, 鹽巖層厚度達1000 m。中生代, 該地區發生裂陷作用。在中生代的變形過程中, 北海盆地的中部和南部分別形成了一系列邊緣斷裂(Stewart, 2007); 新生代發生反轉變形。因此早期的裂陷作用為鹽丘啟動提供了有利條件, 而且底辟發育的晚期還形成了頂部塌陷及其伴生斷裂特征。本次模擬結果切片顯示, 在底辟構造的成熟期, 由于塑性物質的遷移, 會在其頂部形成塌陷和斷裂(圖9)。從底辟沉積建造的形成條件判斷, 北海構造帶仍然具備軟弱層鹽巖之上的伸展變形, 形成差異的地貌條件, 有利于鹽巖丘狀構造的產生, 而且后期沉積建造和裂陷作用, 加速了底辟構造的形成。盡管對于該地區的鹽巖底辟構造的形成也存在其他觀點(Jackson, 1995), 但通過本次模擬實驗, 我們更傾向認為北海盆地鹽底辟構造應是鹽巖沉積建造所形成, 與Rowan et al. (2003)、Stewart (2007)的研究結果較吻合, 即鹽巖底辟沉積建造促進了該地區底辟樣式的發育(圖13)。

圖13 北海盆地鹽底辟沉積建造特征(原始數據來自Stewart, 2007)

安達曼海弧后馬達班灣地區地震剖面和鉆井資料揭示, 安達曼海弧后地區的地層分別為前中新統、中新統、上新統和更新統, 而且現今地震勘探及海洋地質調查表明, 該地區發育大量的底辟構造(何文剛等, 2011; 圖14)。盡管何文剛等(2011)通過地震剖面對有關底辟構造進行了成因解釋, 但仍然屬推測, 缺乏機理性的實驗探討。前期勘探資料表明, 該區的構造演化經歷了早中新世?晚中新世的伸展作用、中新世?上新世的裂陷作用和上新世以來的沉作用等三個典型的變形階段(Khan and Chakraborty, 2005; Morley, 2012, 2013; He and Zhou, 2018), 且安達曼海弧后伸展速率在變形早期、中期和晚期分別為2.0 cm/a、3.8 cm/a和2.0 cm/a, 平均伸展速率為3.0～3.8 cm/a, 呈現出早期和晚期沉積速率較小, 而中期沉積速率比較大的特點。同時該地區在裂陷后的沉積速率具有由慢到快的變化特點, 初始沉積階段為0.65 mm/a, 到了沉積作用的中后期, 沉積速率則增大到1.87 mm/a(Rangin et al., 2013; Morley and Alvey, 2015)。綜上, 安達曼海弧后馬達班灣地區早期緩慢伸展以及裂陷作用為底辟構造的啟動奠定了有利條件; 同時, 晚期從該區東部的撣邦高原和北部的伊洛瓦底江搬運過來的物源, 在馬達班灣地區形成厚度約8 km沉積物, 且早期的慢速沉積作用對底辟的啟動和沉積建造具有重要的促進作用(Morley and Alvey, 2015), 加之弧后地區具有實皆走滑斷裂誘導作用等(何文剛等, 2011), 為馬達班灣地區形成底辟沉積建造創造了良好地質條件。

(a) 底辟沉積建造分布平面圖; (b)和(c) 底辟構造的剖面結構特征(原始數據來自何文剛, 2011)。

4 結 論

本文通過物理模擬手段對底辟沉積建造的啟動及其形成機制進行了探討, 得出如下結論:

(1) 地貌差異有利于各類底辟的形成, 軟弱層之上覆蓋層的沉積厚度變化、隆升與下降的幅度差等形成的非均一性地貌結構為底辟沉積建造啟動提供了有利條件。

(2) 沉積速率是控制底辟沉積建造發育的重要因素, 快速的沉積加載抑制早期底辟的發育, 緩慢的沉積速率影響底辟的生長周期, 而在底辟沉積建造的晚期, 底辟核周緣的快速沉積有利底辟樣式的快速生長。

(3) 初始覆蓋層的厚度越大, 對底辟的發育具有一定的抑制作用; 而初始覆蓋層的厚度越薄, 則越有利于底辟的啟動。因此, 底辟沉積建造的形成在時空上具有一定的耦合性, 即在一定的地層溫度和地層壓力條件下, 只有在適當的沉積速率和合適的覆蓋層厚度控制下, 才能確保底辟沉積建造的形成。

(4) 底辟沉積建造是地貌、沉積速率、地層溫度、地層壓力和底辟塑性流體埋深等綜合作用的結果, 在伸展型和擠壓型大陸邊緣, 以及弧后盆地伸展區, 這些位置均有利底辟沉積建造的發育。

(5) 北海盆地伸展變形和斷裂體系的發育, 為該區早期底辟啟動及后期沉積建造提供了有利的地質條件, 而且底辟沉積建造特征在地震剖面上較為典型; 安達曼海弧后伸展區域和伊洛瓦底江物源輸入產生的沉積速率等為該區底辟的形成提供了重要的先足條件。

盡管本模擬研究沒有考慮流體和溫度等參數對底辟沉積建造的影響, 但本研究從構建初始地貌差異出發, 通過沉積速率、沉積層的厚度和基底與側向摩擦條件影響等探討底辟沉積建造及其演化過程, 對底辟沉積建造的啟動、以及其形成機制的理解仍然具有十分重要的指示意義。

致謝:本研究是在里斯本大學Fernando、Filip、Joao 3位教授的幫助下完成的。Fernando教授提出了沉積建造研究的重要性、思路和相關分析方法; Filip和Joao兩位教授提出了可能的沉積建造形成的理論模式。中國石油大學(北京)余一欣副教授和另外一位匿名審稿專家提出了非常寶貴的修改意見和建議, 向他們的辛勤付出表示最衷心的感謝。

費琪, 王燮培. 1982. 初論中國東部含油氣盆地的底辟構造. 石油與天然氣地質, 3(2): 113–123.

何家雄, 夏斌, 張樹林, 閻貧, 劉海嶺. 2006. 鶯歌海盆地泥底辟成因、展布特征及其與天然氣運聚成藏關系. 中國地質, 33(6): 1336–1344.

何文剛, 梅廉夫, 朱光輝, 楊松嶺, 胡志偉, 肖述光, 鄒玉濤. 2011. 安達曼海海域盆地構造及其演化特征研究. 斷塊油氣田, 18(2): 178–182.

何文剛. 2011. 緬甸海域底辟構造特征、分布及其與油氣成藏關系. 武漢: 中國地質大學(武漢)碩士學位論文.

王家豪, 龐雄, 王存武, 何敏, 連世勇. 2006. 珠江口盆地白云凹陷中央底辟帶的發現及識別. 地球科學, 31(2): 209–213.

Adam J G Z, Sanchez M. 2012. Post-rift salt tectonic evolution and key control factors of the Jequitinhonha deepwater fold belt, central Brazil passive margin: Insights from scaled physical experiments., 37: 70–100.

Albertz M, Beaumont C. 2010. Geodynamic modeling of sedimentation-induced overpressure, gravitational spreading, and deformation of passive margin mobile Shale Basins.,, 93: 29–62.

Barton D C. 1933. Mechanics of formation of salt domes, with special reference to Gulf Coast salt domes of Texasand Louisiana., 17: 1025–1083.

Bonini M. 2007. Deformation patterns and structural vergence in brittle-ductile thrust wedges: An additional analogue modelling perspective., 29(1): 141–158.

Chen S C, Hsu S K, Wang Y S, Chung S H, Chen P C, Tsai C H, Liu C S, Lin H S, Lee Y W. 2014. Distribution and characters of the mud diapirs and mud volcanoes off southwest Taiwan., 92: 201–214.

Fuchs L, Schmeling H, Koyi H. 2011. Numerical models of salt diapir formation by down-building: The role of sedimentation rate, viscosity contrast, initial amplitude and wavelength., 186(2): 390–400.

Graveleau F, Malavieille J, Dominguez S. 2012. Experimentalmodelling of orogenic wedges: A review., 538–540: 1–66.

He W G, Barzgar E, Feng W P, Huang L. 2021. Reservoirs patterns and key controlling factors of the Lenghu oil and gas field in the Qaidam Basin, Northwestern China., 32(4): 1011–1021.

He W G, Jian X Z, Yuan K. 2018. Deformation evolution of Eastern Sichuan-Xuefeng fold-thrust belt in South China: Insights from analogue modelling., 109: 74–85.

He W G, Zhou J X. 2018. Structural features and formation conditions of mud diapirs in the Andaman Sea Basin., 156(4): 659–668.

Hudec M, Jackson M. 2007. Terra infirma: Understanding salt tectonics., 82: 1–27.

Jackson M P. 1995. Retrospective salt tectonics.,, 65: 1–28.

Jackson M, Talbot C. 1991. A glossary of salt tectonics, Austin, Texas. The University of Texas at Austin, Bureau of Economic Geology Geological Circular 91: 3–42.

Khan P, Hakraborty P. 2005. Two-phase opening of Andaman Sea: A new seismotectonic insight., 229(3): 259–271.

Morley C. 2012. Late Cretaceous-Early Paleogene tectonic development of SE Asia., 115: 37–75.

Morley C. 2013. Discussion of tectonic models for Cenozoic strike-slip fault-affected continental margins of mainland SE Asia., 76: 137–151.

Morley C, Alvey A. 2015. Is spreading prolonged, episodic or incipient in the Andaman Sea? Evidence from deepwater sedimentation., 98: 446–456.

Nikolinakou M, Hudec M, Flemings P. 2014. Comparison of evolutionary and static modeling of stresses around a salt diaper., 57: 537–545.

Peel F J, Hudec M R, Weijermars R. 2020. Salt diapir downbuilding: Fast analytical models based on rates of salt supply and sedimentation., 141: 1–14.

Podladchikov Y, Talbot C, Poliakov A N B. 1993. Numerical models of complex diapirs., 228: 189– 198.

Poliakov A N B, Podladchikov Y. 1993. Diapirism and topography., 109: 553–564.

Rangin C, Maurin T, Masson F. 2013. Combined effects of Eurasia/Sunda oblique convergence and East-Tibetan crustal flow on the active tectonics of Burma., 76: 185–194.

Rowan M G, Lawton T F, Giles K A, Ratliff R A. 2003. Near-salt deformation in La Popa basin, Mexico, and the northern Gulf of Mexico: A general model for passive diapirism., 87(5): 733–756.

Santolaria P, Granado P, Carrera N, Schneider C L, Ferrer O, Snidero M, Strauss P, Pelz K, Roca E, Munoz J A. 2021. From downbuilding to contractional reactivation of salt-sediment systems: Insights from analog modeling., 819, 229078.

Smit J, Brun J, Sokoutis D. 2003. Deformation of brittle- ductile thrust wedges in experiments and nature., 108(B10): 1–18.

Stewart S A. 2007. Salt tectonics in the North Sea Basin: A structural style template for seismic interpreters.,,, 272(1): 361–396.

Trusheim F. 1960. Mechanism of salt migration in north Germany., 44(9): 272: 1519–1540.

Vendeville B C, Jackson M P A. 1993. Rates of extension and deposition determine whether growth faults or salt diapirs form.,,,—, 14th: 263–268.

Weijermars R, Schmeling H. 1986. Scaling of Newtonian and non-Newtonian fluid dynamics without inertia for quantitative modelling of rock flow due to gravity., 43(4): 316–330.

Weijermars R, Jackson M P A, Vendeville B. 1993. Rheologicaland tectonic modelling of salt provinces., 217: 143–174.

Wu Z Y, Yin H W, Wang X, Zhao B, Jia D. 2014. Characteristics and deformation mechanism of salt-related structures in the western Kuqa depression, Tarim basin: Insights fromscaled sandbox modeling., 612–613: 81–96.

Yu Y X, Tao C Z, Shi S Y, Yin J Y, Wu C, Liu J J. 2021. Physical modeling of salt structures in the middle south Atlantic marginal basins and their controlling factors., 48(1): 136– 145.

Diapiric Initiation and Formation Mechanism — Insights from Analogue Modelling

HE Wengang1, 2, SHEN Chuanbo3, WU Lei4, LI Shenghong1, ZHAO Yuanwen1

(1. College of Engineering and Technology, Zunyi Normal University, Zunyi 563006, Guizhou, China; 2. Instituto Dom Luiz, Faculdde de Ciencias, University de Lisboa, Lisboa 1749-016, Portugal; 3. Key Laboratory of Tectonics and Petroleum Resources of the Ministry of Education, China University of Geosciences, Wuhan 430074, Hubei, China; 4. School of Earth Sciences, Zhejiang University, Hangzhou 310058, Zhejiang, China)

Diapir structure has received considerable attention and extensively studied because it is closely related to the deformation and evolution process of orogeny, as well as the distribution of oil and gas resources. Many significant achievements and understandings on the formation environment, deformation styles, and deformation mechanism of diapir structures have been obtained thus far. However, there have been very few studies on the formation mechanism of salt or mud diapir initiation and its downbuilding. To better understand the starting mechanism of diapir structure and downbuilding, nine groups of four series models with sand and silicone layers were designed using initial geomorphology, the thickness of the covering layer above the ductile layer, sedimentary rate, and basal and lateral friction. According to the findings, the difference in geomorphology is the initial necessary condition for forming a salt- or mud-dome structure. The extension, compression environment, and weak zone formed by tectonic activity all contribute to the diapir structure’s rapid start. Early diapir development will be hampered by diapir downbuilding, rapid deposition loading, the initial thickness of the covering layer above the ductile layer, and significant basal and lateral friction. Slow deposition rate, thin initial thickness of the covering layer above the ductile layer, and reduced basal and lateral friction, conversely, will promote the growth of early diapirs. Simultaneously, diapirs will grow and deform rapidly with the loading of the high deposition rate in the middle and late stages of diapir downbuilding. Comprehensive analysis of the physical modeling results and natural deformation of the diapiric structure shows that diapir downbuilding results from the combined effects of geomorphology, deposition rate, formation temperature, pressure, and diapir fluid depth. Further, the formation mechanisms of salt diapir downbuilding in the North Sea Basin and mud diapir downbuilding in the Andaman back-arc basin are similar to the analogue modelling experiments herein.

downbuilding; initial geomorphology and sedimentary rate; covering thickness; basal and lateral friction; analogue modelling

10.16539/j.ddgzyckx.2023.05.008

2021-12-05;

2022-03-14

國家留學基金委博士后研究項目(CSC: 20190820019)、貴州省科技廳項目(黔科合基礎-ZK[2022]一般571)、黔科合支撐([2018]2778號)、黔教合項目(KY[2022]014號)和遵義師范學院大創項目(S202210664030)聯合資助。

何文剛(1982–), 男, 副教授, 主要從事造山帶和盆地構造物理模擬分析及相關教學工作。E-mail: hewengang123@aliyun.com

P554

A

1001-1552(2023)05-1069-016