塔南凹陷发育一系列NE/NNE向展布的正断层, 构成3条向西倾斜的基底断裂带, 分别是东部陡坡断裂带(F1和F2)、中央隆起断裂带(F4)和西部缓坡断裂带(F5、F6和F7)(图 3), 其中F1和F2控制着东部次凹的形成与演化, F4控制着西部次凹的形成和演化。在研究断层活动性时, 前人通常采用断层生长指数法和断层活动速率法(陈刚等, 2007; 陈玮常等, 2013), 但生长指数法有一定的局限性, 一是受地层剥蚀的影响, 计算得到的生长指数不能反映真实的断层活动强度, 二是没有考虑凹陷内不同部位沉积速率差异对生长指数计算的影响, 造成计算的结果通常与实际情况不符; 同时, 由于断陷盆地边界控凹断裂长期活动, 上升盘一侧可能长期没有接受沉积, 因此不能用生长指数来研究断层活动性。反之, 利用断层活动速率计算断层活动性的主要优势是其不受地层剥蚀的影响, 更能直观、有效地反映生长断层的相对活动强度和活动历史。因此, 笔者通过统计不同构造时期主要控凹主干断裂(F1、F2和F4)的断层活动速率和净沉降量来分析断层的活动性(图 4)。

图 3

Fig.3

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	图 3 塔木察格盆地塔南凹陷南屯组底面(T3地震反射界面)构造图Fig.3 Structural contour map of T3 seismic reflector(corresponding with the basal Nantun Formation)in Ta'nan sag, Tamtsag Basin

图 4

Fig.4

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	图 4 塔木察格盆地塔南凹陷早白垩世主要控凹断裂活动性分析Fig.4 Tectonic activity analysis of major faults in different rifting stages of the Early Cretaceous in Ta'nan sag, Tamtsag Basin

F1断层为塔南凹陷北部东侧的一条控凹断层, 长期活动, 延伸长度约35 km。铜钵庙组沉积期, 该断层表现为中部活动强和南、北活动弱的特征, 中部最大断层活动速率达225 m/Ma, 最大净沉降量达1800 m, 而南部断层活动性最弱, 断层净沉降量平均约200 m。南屯组沉积期, 断层继承性发育, 活动强度进一步增强, 最大断层活动速率达137.5 m/Ma; 该时期断层分段生长特征明显, 从南向北依次发育了3个次级沉降中心, 沉降量最大依次可达1050 m、1100 m和750 m。大磨拐河组沉积期, 断层活动强度整体减弱, 但北部断层活动强度较前一期逐渐增强, 北部断层净沉降量平均约800 m(图 4-a)。

F2断层为塔南凹陷南部东侧的一条控凹断层, 与F1断层大致平行, 长期活动, 延伸长度约25 km。铜钵庙组沉积期, 表现为南强北弱的特征, 南部最大断层活动速率达175 m/Ma, 最大净沉降量可达1400 m, 平均约1000 m, 而北部断层活动速率较小, 断层净沉降量平均约200 m。南屯组沉积期, 断层继承性发育, 活动性进一步增强, 最大断层活动速率可达300 m/Ma; 断层分段生长特征明显, 从南向北依次发育了3个次级沉降中心, 沉降量最大依次可达1750 m、1800 m和1200 m。大磨拐河组沉积期, 断层活动强度整体减弱, 整体断层净沉降量较小, 均小于200 m(图 4-b)。

F4断层位于塔南凹陷中部, 长期活动, 延伸长度约40 km。该断层主要控制西部次凹的形成与演化, 其东部为塔南凹陷中部潜山带。铜钵庙组沉积期, 表现为中部活动强、南北活动弱的特征, 中部最大断层活动速率达100 m/Ma, 最大净沉降量可达800 m, 平均550 m。南屯组沉积期, 断层活动强度达到最大, 最大断层活动速率达125 m/Ma, 从南向北依次发育了3个次级沉降中心, 沉降量最大依次可达450 m、750 m和400 m。大磨拐河组沉积期, 断层活动强度整体减弱, 最大沉降量均小于400 m, 平均200 m(图 4-c)。

受主干控凹断裂(F1、F2和F4)幕式活动特征的影响(图 4), 塔南凹陷经历了早白垩世裂陷、晚白垩世裂后拗陷的演化过程, 具有明显的裂陷— 坳陷双层结构(图 2; 图 5-b)。结合断层差异性活动特征和不整合接触关系, 将塔南凹陷下白垩统划分为1个一级层序、3个二级层序和4个三级层序(图 2)。下白垩统整体表现为1个粗— 细— 粗的完整旋回, 构成1个一级层序地层单元, 顶、底分别对应T2和T5反射界面, 且这2个界面均为盆地范围的构造不整合面, 其中顶界面T2为分割断陷期与拗陷期的裂后不整合面(图 5-a, 5-b)。早白垩世裂陷期可进一步划分为3个裂陷幕, 即初始断陷幕(铜钵庙组沉积期, 135~123 Ma)、断陷高峰幕(南屯组沉积期, 123~116 Ma)和断陷收敛幕(大磨拐河组沉积期, 116~105 Ma), 这3个裂陷幕的沉降平均速率分别为160 m/Ma、205 m/Ma、120 m/Ma(单敬福等, 2010)(图 2)。每个二级层序对应着一个幕式的断陷构造活动, 代表了一个断陷构造幕的沉积充填, 是盆地初始沉降、快速沉降、减弱停滞的结果(严德天等, 2008; Hou et al., 2012)。

图 5

Fig.5

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	图 5 塔木察格盆地塔南凹陷北部过19-X87— 19-68井地震地质剖面解释及层序沉积充填Fig.5 Seismic profiles, interpretative line-drawing of seismic section and sequence stratigraphic framework of well-seismic correlation crossing Wells 19-X87 to 19-68 in the north part of Ta'nan sag, Tamtsag Basin

1)断陷初始期层序。对应铜钵庙组沉积, 包括SQ1和SQ2共2个三级层序。此时边界断层开始强烈活动, 盆地内部形成凸凹相间的构造格局, 各洼槽互不连通, 内部凸起提供物源, 存在多个沉积中心。层序SQ1和SQ2在盆地分布相对零散, 整体表现为从陡坡向缓坡一侧呈楔状减薄的特征, 陡坡带一侧物源延伸距离短, 发育的扇三角洲规模较小但厚度较大。

2)断陷高峰期层序。对应南屯组沉积(SQ3), 边界断层活动最为强烈, 断层面呈铲状, 断层断距大、持续时间长。在该时期, 早期形成的各个孤立的小凹陷开始连为一体, 沉积中心开始慢慢统一, 湖盆范围达到最大, 水体最深。盆地不同构造部位沉降速率差别很大(图 4), 在盆内中央低凸起区, 受断块掀斜旋转作用的影响, 部分SQ3地层抬升至地表遭受剥蚀, 形成SQ3顶部的削蚀不整合面, 在中央低凸起两侧的东部次凹与西部次凹内, 削截不整合过渡为与之相对应的整合面。SQ3整体表现为1个大规模的楔状沉积, 最大沉积厚度位于盆地边界断层下降盘靠近断层面一侧。

3)断陷收敛期层序。对应大磨拐河组沉积(SQ4), 伴随着同生断裂活动的缓慢减弱, 断层上盘的掀斜旋转活动停止, 塔南凹陷进入缓慢沉降阶段, 湖盆地形开始变得平坦, 湖盆演化进入断坳转换期。该时期水体变浅, 早期的多物源演变成单一长轴物源体系, 物源供给充足, 塔南凹陷以沉积充填为主, 发育补偿到过补偿沉积, 以大型河流— 三角洲、滨浅湖沉积为主(图 5-c; 图 6)。在地震剖面上, 可见到大型的反映三角洲沉积体的“ S” 型和斜交型前积反射结构(图 5-a, 5-b)。

图 6

Fig.6

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	图 6 塔木察格盆地南凹陷不同构造位置层序地层格架内沉积充填样式Fig.6 Sequence stratigraphic framework of well-seismic correlation in different locations of Ta'nan sag, Tamtsag Basin

大量研究表明, 断陷盆地主干边界断裂大多具有分段生长机制, 断层的分段生长经历了“ 孤立成核— 软连接— 硬连接” 3个阶段(Morley et al., 1990; Gawthorpe and Hurst, 1993; 刘哲等, 2012; 付晓飞等, 2015), 断层分段生长过程伴随着不同类型构造调节带的形成。在伸展构造中, 构造调节带被定义为构造变形中在区域上保持缩短量或伸展量守恒而产生的调节构造(Morley et al., 1990; Nelson et al., 1992; Hou et al., 2012)。构造调节带的形成与断层位移沿走向的变化密切相关, 控凹主断裂沿走向可以通过其他形式(如分支正断层、凸起、走向斜坡或撕裂断层)传递或转换为另一条控凹正断层(Morley et al., 1990; 王纪祥等, 2003)。

塔南凹陷东部的控凹陷断裂为F1和F2, 呈NE向雁列式伸展, 分别控制着凹陷北部和南部陡坡边界的形态(图 7; 图 8)。付晓飞等(2015)利用“ 断距回剥” 技术对塔南凹陷控凹断裂F1和F2分段生长演化过程进行了定量恢复。由于控凹断裂的分段性和差异断陷活动(图 4), 塔南凹陷东部陡坡带发育了多种类型的构造调节带。参照Morley等(1990)对伸展断层构造调节带的分类, 将塔南凹陷裂陷期发育的构造调节带划分为2类: 同向倾斜未叠置型构造调节带和同向倾斜叠置型构造调节带(图 9)。

图 9

Fig.9

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	图 9 塔木察格盆地塔南凹陷南屯组构造调节带类型及发育模式Fig.9 Types and development models of transfer zones of the Nantun Formation in Ta'nan sag, Tamtsag Basin

3.1.1 同向倾斜未叠置型调节带— — 横向凸起地貌

同向倾斜未叠置调节带的形成与盆缘主干断层位移沿走向发生变化(差异性活动)有关。受差异沉降作用影响, 断层强烈活动段上盘沉降量大, 下盘均衡抬升量也大; 而分段生长部位上盘沉降量较小, 其下盘均衡上升量也较小, 在上盘形成横向隆起(断鼻构造)来调节断层沿走向上断距的变化(图 8; 图 9)。横向凸起调节带通常沿主干断层走向形成多个古地貌的高点(图 3; 图 8), 作为正向地貌单元可将塔南凹陷沿走向分割为若干直接对应于半地堑的独立沉积中心, 这种控制作用会一直持续到裂陷期结束。

研究区横向凸起调节带主要分布在凹陷东部F1断层南部19-73井区及F2断层南部19-65井区, 对应断层分段生长部位(图 8)。垂直断层F1断面方向的地震剖面显示, 在断层上盘一侧, 自断面向凹陷中心, 地层厚度呈楔状减薄(图 10-a); 平行断面方向的地震剖面显示, 在断距较小位置, 形成一个凸起构造(横向凸起)(图 10-b)。自横向凸起向两侧断层的主要沉降区, 地势起伏不断减小, 调节带对应于地层厚度较小的部位, 而其两侧断层位移最大处对应的地层厚度也最大, 如19-73井区横向调节带地层厚度为700 m, 两侧主要沉降区地层厚度可达1000 m; 19-65井区横向凸起调节带地层厚度为1000 m, 两侧主要沉降区地层厚度可达1800 m(图 7), 这表明主干断层F1和F2的断距在调节带附近减小。

图 10

Fig.10

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	图 10 塔木察格盆地塔南凹陷南屯组横向凸起调节带地震剖面特征Fig.10 Seismic profiles showing characteristics of transverse uplift of the Nantun Formation in Ta'nan sag, Tamtsag Basin

3.1.2 同向倾斜叠置型调节带— — 走向斜坡地貌

同向倾斜叠置型调节带主要发育在塔南凹陷东部2条同倾向侧列断层(F1和F2)的叠置处(19-38井区)(图 7; 图 8), 在2条断层的倾末端会形成1个走向斜坡来调节2条断层断距沿走向的变化。走向斜坡连接着1条断层的下盘与另1条断层的上盘, 斜坡走向通常与边界断层走向近垂直(Peacock, 1994)。从地层厚度来看, 走向斜坡对应于地层厚度较小的部位, 如19-38井区地层厚度约为300 m, 而其两侧随着断层位移的增大, 地层厚度也逐渐增大, 可达1200 m(图 7)。

“ 构造坡折带” 定义为由同沉积构造长期活动引起的沉积斜坡明显突变的地带(林畅松等, 2003; 王英民等, 2003; 冯有良, 2006; 冯有良等, 2010; 侯宇光等, 2010)。塔南凹陷经过多期的幕式构造运动, 除了形成多种构造调节带外, 在盆地不同构造部位, 不同级别的同沉积断裂还可形成多级构造坡折带, 形成复杂的构造古地貌, 尤其是在强烈裂陷期, 构造坡折带最为发育。根据断层的几何形态及发育部位, 在塔南凹陷断陷高峰期可识别出4种构造坡折带类型, 即陡坡断崖型坡折带、陡坡断阶型坡折带、缓坡反向断阶型坡折带和盆内坡折带(图 6)。

陡坡断崖型坡折带主要分布于塔南凹陷东部陡坡带, 是塔南凹陷最常见的一种坡折带类型(图 6)。该类型坡折带的发育主要受盆地边界控凹大断裂(F1、F2)控制, 断层形成时间早、持续时间长、规模大。由于断面较陡, 断层与湖区构成断崖地貌, 凸起前缘直接过渡为深湖区, 为湖盆最大可容空间发育区。

陡坡断阶型坡折带分布于塔南凹陷东部次凹南部靠陡坡一侧, 主要受边界控凹断裂(F2)及其所派生的次一级断裂(F3)活动控制形成, 次一级断裂走向与边界断裂走向一致(图 7)。F2和F3断层在凹陷南部的活动强度都较大, 且2个断层之间的断块发生了明显的旋转, 从陡坡边缘向盆地内部形成多个阶梯状台阶(图 6-b)。

缓坡反向断阶型坡折带发育在塔南凹陷西部缓坡带, 断裂带自南向北由F5、F6、F7构成, 使得西部斜坡复杂化, 早期为分散的小断洼, 后期成为具反向断阶的斜坡(图 6)。从南到北, 由于断裂活动强度的差异, 盆地不同部位的结构也有很大差别。

盆内坡折带的形成与塔南凹陷中央断裂(F4)的活动有关。受断块构造掀斜活动影响, F4断层两盘构造沉降速率的显著差异造成盆地内部地形坡度突变而形成盆内坡折, 最大可容空间位于断层下降盘靠近断层一侧。由于F4断层南、北段的活动强度不同(图 4), 在盆地不同构造部位所形成的盆内坡折带特征也差别较大(图 6)。在塔南凹陷北部SQ3沉积早期, 盆内地貌形态为水下盆内坡折; 后期断层活动强度加大, 上升盘抬升速度加快, 发生强烈反转; 至SQ3沉积晚期, 上升盘出露地表, 发育局部削蚀不整合, 此时盆内坡折转化为中央低凸起, 把凹陷分隔成了东部次凹和西部次凹(图 5)。在塔南凹陷南部, F4断层活动强度较小, 其地貌形态一直都是水下盆内坡折带。

在断陷盆地中, 构造调节带常是水流携带碎屑物质注入盆地的通道, 进而控制着盆地强烈沉降期层序地层形成的主体物源方向、沉积体系类型与分布特征(Morley et al., 1990; Nelson et al., 1992; 邓宏文等, 2001, 2008)。

1)横向凸起调节带。由于主断层中心地带断层位移量大而分段生长部位(调节带)断层位移量减小, 在调节带处其下盘会形成漏斗状的相对低地或缓坡, 主水系会从横向调节带相对较低的地形进入凹陷中, 之后在上盘横向凸起上向四周分散, 形成富砂扇三角洲或近岸水下扇沉积体系(图 9)。如19-33和19-73井, 发育厚层近岸水下扇砂砾岩沉积(图 10-c, 10-d), 平行物源方向的地震剖面显示多期前积结构(图 10-a), 垂直物源方向的地震剖面呈透镜状(图 10-b)。大量勘探实践也证明, 在同一条控凹断层的下降盘, 不同部位的扇三角洲或水下扇砂体的规模差别悬殊, 以粗碎屑为主的大型扇三角洲或水下扇砂体往往只在构造调节带处发育, 而其他部位仅发育由粉— 细砂岩组成的小型砂体(邓宏文等, 2001; 王纪祥等, 2003; 王家豪等, 2008)。

2)走向斜坡调节带。走向斜坡的形成与边界控凹断层F1和F2的侧接有关, 在主断层断距较大的部位, 其下盘相对隆起而阻碍了物源的导入, 下盘的水系会向主断层断距较小的部位(调节带)汇聚, 然后沿走向斜坡注入盆地, 沉积物在斜坡坡脚沉积, 以扇三角洲沉积为主。南屯组中下部(SQ3 LST+TST)均方根振幅地震属性图(图 11)显示, 部分沉积物会继续沿F1断层的倾末端向其断距最大处搬运, 并沿其走向分散, 向东北方向迁移至19-7井区横向凸起处。整个裂陷期, 东部隆起物源供应充足, 沉积物沿走向斜坡持续注入到凹陷中, 在走向斜坡调节带两侧的沉降中心沉积了大套的扇三角洲砂体, 地层最大厚度可达1000 m(图 7)。

图 11

Fig.11

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	图 11 塔木察格盆地塔南凹陷东部次凹南部南屯组中下部均方根振幅属性图Fig.11 RMS attribute map showing distribution of sandbodies of the lower-middle Nantun Formation in southeast part of Ta'nan sag, Tamtsag Basin

1)陡坡断崖型坡折带与扇三角洲。在塔南凹陷东部陡坡带, 受控凹断裂及派生断裂的影响, 主要发育陡坡断崖型和陡坡断阶型2种构造坡折带。东部隆起是主要的物源补给区, 沉积物主要沿盆缘沟谷或横向凸起调节带注入湖盆, 形成扇三角洲或近岸水下扇沉积体系。在陡坡断崖型坡折带, 凹陷的沉降中心、沉积中心位于断层下降盘靠近凸起一侧, 所沉积的地层厚度也最大。从不同位置沉积剖面来看(图 5-c; 图 6), 在控陷断层(F1)下降盘发育的扇三角洲砂体在剖面上呈楔形展布, 靠近边界断层一侧厚度最大, 单层厚度可达30 m, 向凹陷方向, 厚度明显减薄。

2)陡坡断阶型坡折带与扇三角洲和远岸湖底扇。在陡坡断阶型断裂坡折带, 由于近岸断阶的不断旋转, 靠近边界断层一侧可容空间不断增大, 发育多期退积型扇三角洲沉积, 该扇三角洲在剖面上表现为明显的退积型楔状体, 如19-38井区。在离岸较远、由次级断裂形成的远岸断阶处, 由于距物源区较远, 沉积物以远岸水下扇、滑塌浊积体沉积为主, 如19-82井钻遇远岸湖底扇, 剖面呈透镜状, 电测曲线上与泥岩基线呈指状交互(图 6-b)。

3)缓坡反向断阶型坡折带与辫状河三角洲。在塔南凹陷西部缓坡带主要发育反向断阶型坡折带。由于基底整体沉降幅度不大, 沉积可容空间相对较小, 易发育斜坡背景下的辫状河三角洲沉积体系。由西部凸起提供物源的辫状河三角洲体系沿斜坡向下进入湖区, 阶梯状分布的反向断裂阻碍了三角洲扇体向盆内继续迁移, 使沉积物沿斜坡向下搬运一定的距离后便沿断裂走向分布。从沉积剖面看, 靠近缓坡一侧发育辫状河三角洲前缘相, 而反向断阶向盆地一侧由于物源供应较少, 以滨浅湖— 半深湖泥岩沉积为主(图 5-c; 图 6)。

4)盆内坡折带与轴向近岸湖底扇。在塔南凹陷中部, 受中央断裂构造掀斜活动影响, 主要发育盆内坡折带。南屯组沉积早期, 地貌形态为水下盆内坡折, 后期随断层活动强度加大, 盆内坡折转化为水下低凸起, 把凹陷分隔成了东部次凹和西部次凹(图 5)。由于东次凹古地貌呈箕状断陷, 因此来自东部物源的扇体难以越过箕状断陷到盆内坡折带下降盘沉积。但是盆内坡折带下降盘的西部次凹地貌上表现为沿NE向伸展的断槽, 来自北部中央低凸起的沉积物可沿断槽向SW方向输运沉积物, 形成近岸水下扇沉积, 如19-53井和19-76井(图 6-a; 图 12-c)。

图 12

Fig.12

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	图 12 塔木察格盆地塔南凹陷同沉积断裂平面组合样式及砂体分布Fig.12 Faults arrangement patterns and their controls on distribution of sandbodies in Ta'nan sag, Tamtsag Basin

盆地内的同沉积断裂在规模和组合样式上具多样化, 其受控于构造应力场、先存断裂系再活动及重力调节作用(林畅松等, 2003; 冯有良, 2006)。1条断裂带通常是由几条断层构成, 或由1条主断层与多条低级序断层构成(张宗檩, 2004)。低级序断层多为主干断裂的伴生断层或调节断层, 与主干断层属于同一应力场背景。塔南凹陷共发育了3种同沉积断裂平面组合样式, 分别是梳状断裂系、叉状断裂系和平行断裂系(图 12), 不同的同沉积断裂组合样式形成了特定的构造古地貌。结合波阻抗反演及地震属性分析成果, 对塔南凹陷同沉积断裂组合样式对沉积物分散体系和砂体分布的控制作用进行了分析。

4.3.1 梳状断裂系与砂体分布

梳状断裂系的形成与边界断层的张扭性活动有关, 在右旋剪切作用下或边界断层两盘的相对运动中, 会形成一系列雁列式排列的低级序断层, 与边界大断层呈高角度斜交。梳状断裂系主要发育在塔南凹陷东部次凹北洼漕, 由主干同沉积断裂F1和发育于下降盘并与之高角度相交的一组伴生次级断裂组成, 次级断裂呈NW-SE走向。

梳状断裂系常常产生特定的构造古地貌, 控制着一个“ 沉积相域” 的总体分布(林畅松等, 2003)。如19-33井区发育的扇三角洲的分布特征主要受梳状断裂系所控制, 盆地规模较大的调节断裂或盆缘沟谷控制着水道的发育部位, 砂体一般沿这些次级同沉积断裂向盆地方向延伸, 平面上在断脚底部发育较厚的砂体, 又称为“ 断脚砂体” (图 12-a)。

4.3.2 叉状断裂系与砂体分布

叉状断裂系是由主干断层及其一侧或两侧派生的低级序分支断层构成, 主干断层与分支断层呈锐角相交, 其内叉角是构造低部位, 水系沿主断裂与次级断裂的交角处注入凹陷, 2条断裂的交角处多发育较厚砂体, 砂体的展布形态受2条断裂共同控制(林畅松等, 2003), 如21-13井区(图 12-b)。叉状断裂系也常常与其他类型同生断裂组合配合共同控制砂体横向展布, 如塔21-12井区东北侧, 沿叉状断裂系注入盆地的砂体在向凹陷内迁移的过程中, 会沿另一条调节断层的倾末端注入凹陷, 继而沿调节断层走向分散(图 12-b)。叉状断裂系在塔南凹陷也比较常见, 如盆地中央断层F4也可与其伴生的次级断层相交构成叉状断裂系, 控制凹陷内部来自北部中央凸起区湖底扇砂体的分布, 如19-53与19-76井区砂体(图 12-c)。

4.3.3 平行断裂系与砂体分布

阶梯状平行断裂系的形成往往与区域拉张拆离作用机制有关, 主要发育在塔南凹陷东部次凹南洼槽带沿陡坡带一侧, 由边界控凹断裂F2及其所派生的次一级断裂所组成, 次一级断裂走向与边界断裂走向一致, 从盆地边缘向盆地内部形成多个阶梯状台阶, 在剖面上与陡坡断阶型坡折带相对应。受不同断块差异构造沉降的影响, 平行断裂系可形成特定的多级台阶古地貌, 控制着沉积体系和砂体的分布特征。在19-X79井区, 主干断层下降盘一侧发育的扇三角洲砂体可沿着台阶断层向盆内迁移, 在离岸较远的多级坡折台阶之下的19-80井区, 可发育陡坡带扇三角洲前缘滑塌形成的远岸湖底扇(图 12-d)。