斜向扇三角洲沉积物中砾石含量整体较高, 根据剥蚀区水系的长短, 沉积物的粒度会有一定的差异, 搬运距离相对较长的沉积物中砂岩主要以细砂岩为主, 搬运距离相对较短的沉积物中砂岩主要以粗砂岩为主。沉积物中成分成熟度相比于近岸水下扇较高, 经过相对长距离搬运的斜向扇三角洲中石英含量平均约55%, 经过相对短距离搬运的斜向扇三角洲中石英含量平均约40%。

斜向扇三角洲发育扇三角洲平原、扇三角洲前缘和前扇三角洲亚相(图 2)。扇三角洲平原主要发育分流河道、砾质漫滩和泥石流微相。分流河道沉积主要为河流沉积, 发育灰绿色中砾岩、细砾岩或者砾质中砂岩, 整体表现为自下而上的正递变层理, 发育叠瓦构造、波状层理(图2-a)。砾质漫滩主要为河流在洪汛期形成的溢岸沉积, 主要发育灰绿色细砾岩和含砾粗砂岩或灰绿色含砾细— 中砂岩, 整体表现为自下而上的反递变层理结构, 可见叠瓦构造、弱平行层理, 通常与分流河道沉积构成河流的二元结构。泥石流主要为山洪爆发形成的黏滞性流体, 主要发育灰绿色中砾岩或细砾岩或灰绿色含砾细— 中砂岩, 整体表现为块状结构, 无韵律特征, 为砾质碎屑流(图2-b)。

图 2

Fig.2

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	图 2 东营凹陷陡坡带斜向扇三角洲沉积微相特征 a和b— 斜向扇三角洲平原亚相, 沙四上纯上亚段; c和d— 斜向扇三角洲前缘亚相, 沙四上纯上亚段; e和f— 斜向扇三角洲前缘亚相, 沙四上纯下亚段。 hb为水平层理; pb为平行层理; Mc为泥岩碎屑; 红色箭头代表岩心取心位置Fig.2 Characteristics of sedimentary microfacies in oblique fan delta in the steep slope zone of Dongying sag

扇三角洲前缘主要发育水下分流河道、水下分流河道间、河口坝、泥石流和席状砂沉积微相。水下分流河道主要为扇三角洲平原分流河道的水下延伸部分, 为牵引流沉积, 主要发育浅褐色砾质砂岩和含砾砂岩, 砂岩以粗砂岩或中砂岩为主, 结构成熟度相对较高, 整体表现为自下而上的正递变层理, 发育叠瓦构造、波状交错层理和波状层理(图2-c)。水下分流河道间为河流洪汛期形成的水下漫溢沉积, 区别于砾质漫滩, 水下分流河道间形成由砾质砂岩和含砾砂岩组成的反— 正复合递变层理, 说明流体具备增强与衰减2个完整的半旋回, 在半旋回的拐点处达到流量峰值, 其流量变化表现为渐变式(图2-d)。河口坝主要为河流的河口段, 由于水流特征的变化以致沉积物在主流线附近形成围住河口的弧形堆积体, 主要由砾质砂岩和含砾砂岩构成, 砂岩为粗砂岩或中细砂岩, 整体表现为自下而上的反递变层理, 发育平行层理和叠瓦构造(图2-e)。河口坝的这种反韵律相对较少, 这种现象有2种解释, 一种是由于陡坡带坡度较大, 距离物源区较近, 导致河流的浓度和动能相对较高, 流体中重力流所占比例相对较高, 不易形成河口坝; 另一种是陡坡带流体入湖后的摆动破坏了先前形成的沙坝。水下泥石流沉积为扇三角洲平原泥石流沉积的水下部分。区别于陆上部分, 水下泥石流的粒度相对较细, 主要由砾质砂岩和含砾砂岩构成, 整体表现为块状构造和反递变层理(图2-f), 这种反递变是流体前部的弱剪切作用或者动力筛以及上浮力的作用形成的。说明砾质碎屑流在被稀释成砂质碎屑流的时候, 流体能力减弱, 反韵律更容易被保存下来。席状砂沉积主要由泥质粉砂岩和粉砂质泥岩或粗砂岩和中砂岩, 整体表现为厚层砂岩夹薄层泥岩, 通常发育水平层理、波状交错层理和波状层理。

前扇三角洲主要以泥岩和粉砂岩为主, 整体表现为泥岩层和粉砂岩层之间的互层沉积, 粉砂岩层通常较薄, 泥岩层较厚。

斜向扇三角洲的地震相及地震属性特征主要表现为前积— 充填组合地震相, 即在顺物源方向表现为大型前积相, 常见斜交前积相、叠瓦前积相和帚状前积相3类(图 3)。前积相是由一系列极低角度的前积地震反射同相轴组成, 厚度较薄, 以视顶超和视下超方式终止, 具有中— 强振幅、中等频率和中等连续反射特征(图 3-a, 3-b)。在地震剖面上表现出上超— 整一关系。上超主要是由于受后期构造活动的影响, 原始沉积地层发生翘倾。前积体厚度较大, 延伸距离相对较远。在垂直物源方向表现为顶平底凹的充填相。具有中— 强振幅、中— 高频率、较好连续的特点(图 3-c)。内部反射轴近似平行, 向两侧双向上超。

图 3

Fig.3

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	图 3 东营凹陷陡坡带前积— 充填地震相图(据Li et al., 2021; 有修改) a— 叠瓦前积相; b— 帚状前积相; c— 充填相Fig.3 Progradational-filled seismic facie in steep slope zone of Dongying sag(modified from Li et al., 2021)

利用岩心和录井资料对地震属性敏感性分析得出, 均方根振幅属性对研究区岩性敏感度最高, 强振幅(黄色、红色)反映为砾岩和砂岩, 弱振幅(黑色、蓝色)为泥岩(图4)。斜向扇三角洲地震属性中表现为强振幅异常特征。平面上, 强振幅常连片发育, 中间可被弱振幅分隔。

沙四下亚段沉积时期, 构造调节带处(陈南断层东西段分界处)发育斜向扇三角洲。扇体呈近东西向展布, 根部位于陈南断层东西段中间转换带。扇体延伸距离远, 约6 km, 扇体距离陈南断层有一定的距离。断块2和断块3、断块3和断块4之间发育小型扇三角洲, 扇体斜交于边界断层。断块间发育的为小型扇三角洲, 紧邻断块处为近岸水下扇(图 4-b)。

图 4

Fig.4

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	图 4 东营凹陷沙四段沉积时期地震属性和沉积相展布特征图 a和b— 沙四下亚段沉积时期地震属性和沉积相展布特征; c和d— 沙四上亚段早期沉积时期地震属性和沉积相展布特征; e和f— 沙四上亚段中期沉积时期地震属性和沉积相展布特征; g和h— 沙四上亚段晚期沉积时期地震属性和沉积相展布特征Fig.4 Distribution of seismic attributes and sedimentary facies of the Member 4 of Shahejie Formation in Dongying sag

至沙四上亚段沉积早期, 东营凹陷北带东段西侧发育继承性三角洲, 扇体分为3个朵体(图 4-d), 靠近断块的朵体, 扇体呈近东西向展布, 在洼槽带的深水区扇体呈北西— 南东向展布。此外, 在断块间还发育扇三角洲, 断块1和断块2之间的扇体发育规模相对较大, 呈不规则朵叶体, 扇体向南西向延伸约5.7 km, 向北西和南东向延展约2.3 km。在顺物源地震剖面中表现为小型帚状前积相(图 5-a), 扇体由根部向主体沉积物粒径逐渐变小, 砂岩含量增高, 向前端表现薄砂层和厚层泥岩互层(图 5-b)。在垂直物源方向, 扇体表现为充填相, 与悬挂于边界断层的斜向杂乱相中间发育强振幅平行相(图 6-a), 说明扇三角洲与断块3处的近岸水下扇之间发育泥岩分隔带。充填相主体表现为厚层含砾砂岩; 向边缘, 厚层砂体中发育薄的泥岩隔层, 此外, 顶部发育厚层泥岩(图 6-b)。断块3和断块4之间扇三角洲规模相对较小, 扇体呈不规则朵叶体, 向南西向延伸约1.4 km, 向北西和南东向延展约1.7 km。在顺物源方向地震剖面上, 表现为叠瓦状前积相(图 3-b), 在垂直物源方向地震剖面上, 表现为充填相(图 3-c)。断块4和断块5之间发育小型斜向扇三角洲, 扇体呈北东— 南西向展布, 扇体与陈南断层东、西段间发育的大型斜向扇三角洲交汇。紧邻边界断层处发育近岸水下扇, 扇体紧邻边界断层, 从平面上来看(图 4-d), 成规模的近岸水下扇发育于断块3处, 扇体数量较少, 且规模相对较小。扇体主体呈现出舌状体, 在前端呈现出扩散的特征。

图 5

Fig.5

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	图 5 东营凹陷盐家地区永斜927井— 永930井— 永935井— 丰深10井过井地震剖面及沉积相之间接触关系图 a— 过井地震剖面; b— 沉积相之间接触关系图Fig.5 YX927-Y930-Y935-FS10 cross-well seismic profile and contact relationship between sedimentary facies in Yanjia area of Dongying sag

图 6

Fig.6

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	图 6 东营凹陷盐家地区永920井— 盐227-1井— 盐227井— 盐222井— 盐22-22井— 盐斜229井过井地震剖面及沉积相之间接触关系图 a— 过井地震剖面; b— 沉积相之间接触关系图Fig.6 Y920-Y227-1-Y227-Y222-Y 22-22-YX229 cross-well seismic profile and contact relationship between sedimentary facies in Yanjia area of the Dongying sag

至沙四上亚段沉积中期, 东营凹陷北带西侧扇三角洲规模继续扩大, 扇体连片发育, 呈北西— 南东向展布, 扇体向深水区延伸12 km, 厚度变化大, 在断层附近厚度可达600 m左右, 向深水区, 厚度大概仅为15 m。断块1和断块2之间的小型扇三角洲消失, 被近岸水下扇取代(图 4-f), 扇体向南西向延伸约2 km, 扇体呈线性, 在端部呈不规则朵叶状散开。断块2与断块3之间、断块3和断块4之间发育小型扇三角洲, 扇体厚度较大, 超600 m, 在平面上呈不规则朵体展布。这些扇三角洲之间并非连通, 中间发育泥岩分隔带(图 6)。此外, 断块2和断块3之间的扇三角洲尽管与扇体东南部发育的近岸水下扇相邻, 但扇体中间仍发育条带状的泥岩分隔带, 在空间上并不接触。断块4与断块5之间小型扇三角洲消失, 发育近岸水下扇, 扇体呈北东— 南西展布, 与陈南断层东、西段间发育的大型扇三角洲交汇。

至沙四上亚段沉积晚期, 陈南断层东西段间的扇三角洲持续发育, 扇体连片发育, 呈北西— 南东向展布, 前端疑似发育滑塌浊积扇(图 4-h)。断块2与断块3之间依旧发育小型扇三角洲, 扇体向南西向延伸达2.2 km, 在顺物源地震剖面上仍旧表现为小型的帚状前积地震相(图 7)。断块3与断块4处小型扇三角洲被近岸水下扇取代, 扇体规模较下伏扇体大大减小, 厚度由679 m减薄为175 m(图 3-b), 在顺物源地震剖面上表现为小型帚状前积相(图 3-b), 在垂直物源地震剖面上表现为透镜体相(图 3-c), 规模减小至1.2 km。近岸水下扇垂直于边界断层发育, 平面上呈褶裙状分布, 在平行边界断层的地震剖面中, 扇体表现为漂浮状透镜体(图 7-a)。从沙四段垂向演化来说, 近岸水下扇的规模和数量在沙四上亚段沉积晚期最大、最多。

图 7

Fig.7

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	图 7 东营凹陷盐家地区永920井— 永930井— 永936井过井地震剖面及沉积相之间接触关系 a— 过井地震剖面; b— 沉积相之间接触关系Fig.7 Y920-Y930-Y 936 cross-well seismic profile and contact relationship between sedimentary facies in Yanjia area of Dongying sag

综上所述, 斜向扇三角洲主要发育于断陷早期, 并于断陷中期大量消亡。扇体与边界断层并不是平行和垂直的关系, 而是一种斜交的关系, 斜交的角度通常为相对较低的角度, 通常不会超过45° 。扇体的根部来自于边界断层间的构造调节带或断块间转换带, 形状呈不规则朵叶体, 其发育位置受到边界断层活动的约束, 主要发育于断陷湖盆陡坡带。

2.4.1 沉积模式

斜向扇三角洲广泛发育于断陷湖盆陡坡带。之所以称之为“ 斜向扇三角洲” , 主要是因为扇体与边界断层呈斜交的关系, 并不是平行和垂直的关系(图 8)。这种斜交的关系是由于转换构造斜交于边界断层发育, 而扇三角洲的根部来源于斜交于边界断层的转换带, 导致形成的扇体与边界断层斜交。斜交的角度通常为相对较低的角度, 通常不会超过45° 。这种低角度主要是由于边界断层对沉降中心控制力的增大使得这些离散的沉积中心不断地向边界断层靠近。

图 8

Fig.8

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	图 8 斜向扇三角洲沉积模式Fig.8 Depositional model of oblique fan delta

2.4.2 与轴向辫状河三角洲和短轴扇三角洲的差异对比

通过比对断陷湖盆陡坡带常见三角洲沉积类型, 发现斜向扇三角洲与轴向辫状河三角洲和短轴扇三角洲有明显的区别(表 1)(朱筱敏和信荃麟, 1994; 闫鹏, 2009; 秦国省等, 2017; 葛家旺等, 2019; Muravchik et al., 2020)。

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 断陷湖盆陡坡带斜向扇三角洲与轴向辫状河三角洲、短轴扇三角洲差异性对比 Table1 Comparison of differences among oblique fan delta, axial braided river delta and short axis fan delta in steep slope zone of rift lacustrine basin 沉积相 类型 与边界断层 位置关系 沉积位置 发育时期 地震相特征 岩性特征 沉积构造 成分成熟度 顺物源 垂直物源 斜向 扇三角洲 斜交 陡坡带 断陷早期 斜交、S型、叠瓦、帚状前积相 充填相 细砾岩、砾质砂岩、含砾砂岩 冲刷面、水平层理、波状交错层理、正递变层理、反递变层理、叠瓦构造、平行层理、反— 正复合层理、块状构造 石英含量中等, 约40% 轴向辫状 河三角洲 平行 陡坡带或缓坡带 不固定甚至可以贯穿整个断陷周期 斜交、S型、斜交-S复合、叠瓦前积相 充填相 中砂岩、细砂岩 槽状或板状交错层理、冲刷面、水平层理、波状交错层理、正递变层理、反递变层理、叠瓦构造、平行层理、块状构造 石英含量较高, 整体约为90% 短轴 扇三角洲 垂直 陡坡带 断陷中— 晚期 小型帚状前积相 透镜体相 中砾岩、细砾岩、砾质砂岩、含砾砂岩 冲刷面、水平层理、波状交错层理、正递变层理、反递变层理、叠瓦构造、平行层理、反— 正复合层理、块状构造、包卷层理 石英含量中等, 约30%

表 1 断陷湖盆陡坡带斜向扇三角洲与轴向辫状河三角洲、短轴扇三角洲差异性对比 Table1 Comparison of differences among oblique fan delta, axial braided river delta and short axis fan delta in steep slope zone of rift lacustrine basin

从发育的时期来看, 斜向扇三角洲多发育于断陷湖盆陡坡带早期, 受控于边界断层的分段格局; 轴向辫状河三角洲的发育通常比较稳定, 与湖盆长轴边界的构造演化相关, 可能会出现在断陷早期, 也可能会贯穿整个断陷演化周期; 短轴扇三角洲通常发育于断陷中— 晚期。

从沉降位置和与边界断层的关系来看, 斜向扇三角洲主要发育于陡坡带, 扇体根部来源于边界断层中的转换带, 扇体与边界断层呈低角度斜交; 轴向辫状河三角洲不仅可以发育于陡坡带, 也可以发育于缓坡带, 由于扇体根部位于断陷湖盆长轴湖域边缘, 扇体通常平行于边界断层发育; 短轴扇三角洲主要沉积于边界断层陡坡带, 扇体根部来自于边界断层上的古冲沟, 扇体与边界断层垂直发育。

从沉积物成分成熟度来看, 轴向辫状河三角洲具有较高的成分成熟度, 石英含量高, 整体约为90%, 最高可达95%; 斜向扇三角洲具有中等成分成熟度, 石英含量介于33%~58%之间; 短轴扇三角洲沉积物的成分成熟度要略低于斜向扇三角洲, 石英含量介于26%~38%之间。

从沉积物特征来看, 斜向扇三角洲的沉积物粒度与短轴扇三角洲相似, 比轴向辫状河三角洲沉积物粒度粗。沉积构造多见反映泥石流的块状构造和洪水作用的反— 正复合韵律, 而在轴向辫状河三角洲沉积物中常见的槽状交错层理或板状交错层理相对少见。

从储集层物性来看, 整体上, 轴向辫状河三角洲储集层孔隙度介于15%~30%之间, 整体略高于斜向扇三角洲与短轴扇三角洲(14%~25%)。然而, 不同沉积微相物性表现出一定的差异性。辫状河三角洲河口坝和水下分流河道物性较好, 而水下分流河道间和席状砂主要由薄层细砂岩与泥岩互层, 其孔隙度分别介于1.5%~10%和1%~13.5%之间; 而斜向扇三角洲和短轴扇三角洲由于距离物源区较近, 洪水作用频发, 不仅河口坝和水下分流河道具有相对较好的物性, 水下分流河道间、水下泥石流和席状砂发育相对厚层的块状粗、细砂岩, 形成较好的储集体。经统计, 斜向扇三角洲的水下分流河道间储集层孔隙度平均为19.7%, 水下泥石流储集层孔隙度平均为14.2%, 席状砂储集层孔隙度平均为16.4%, 也可作为油气勘探开发有利的沉积相带。

本次研究主要基于高分辨率三维地震数据刻画断层多边形来进行断裂平面分布特征的研究。边界断层由于缺乏完整的两侧地层导致活动性难以量化, 因此本次研究中采用垂直位移量来近似反映断层位移量(赵勇和戴俊生, 2003)。陈南断层东段在沙四段沉积时期的演化过程(图 9)。沙四段构造运动强烈, 最大沉降厚度逐渐由西边部分迁移至东边部分。沙四下亚段沉积时期, 陈南断层东段分为5个断块, 自东向西依次为断块1、断块2、断块3、断块4和断块5(图 9-a), 其中断层1和断块2走向为北西— 南东向, 断块3、断块4和断块5走向为北东— 南西向, 断块最大位移速率接近, 均小于180 ms/Ma(图 9-d)。到沙四上纯下亚段沉积时期沉积时期, 断块位移量整体增大, 分段特征明显(图 9-b), 其中断块3最为活跃, 最大沉降量为206 ms, 断块1和断块2的最大位移量约为180 ms/Ma(图 9-d)。断块的最大位移点已由断块中央向翼部迁移。至沙四上纯上亚段沉积早期, 断块的位移量大幅度增加, 断块3的最大位移量从206 ms/Ma增至587 ms/Ma(图 9-d), 此外, 断块1和断块2, 断块3和断块4翼部发生连接(图 9-d)。至沙四上纯上亚段沉积晚期, 断层位移量大幅度降低, 最大位移量为148 ms/Ma(图 9-d), 断块3、断块4和断块5连接成统一断层(图 9-c)。因此, 至沙四段沉积末期, 陈南断层东段由5个相对独立断块拼接为2个相对统一断层。

图 9

Fig.9

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	图 9 东营凹陷北带东段沉降速率平面图与陈南断层演化图(据Li et al., 2021; 有修改) a— 为沙四下沉积时期(Es4x); b— 为沙四上纯下亚段沉积时期(Es4s-3); c— 为沙四上纯上亚段沉积时期(Es4s-2和Es4s-1); d— 陈南断层演化过程Fig.9 Subsidence rate of eastern part and evolution map of Chennan fault of the northern Dongying sag(modified from Li et al., 2021)

基于东营凹陷北带东段边界断层演化过程, 认为断陷湖盆陡坡带早期发育的转换构造扮演了陆源碎屑物进入汇水盆地的通道(图 10)。断陷早期, 边界断层具有明显的分段特征, 并发育多种类型的转换构造(图 9-a红框位置)。这些转换带与斜向扇三角洲的发育关系密切(图 4)。断陷早期, 转换带存在时, 斜向扇三角洲大量发育, 扇体根部与转换带的位置一一对应; 随着边界断层的生长, 转换带消亡, 斜向扇三角洲转换为近岸水下扇。转换带的坡度要比古冲沟平缓, 据统计, 陈南断层和埕南断层上转换带的坡度介于3.4° ~6.8° 之间, 而古冲沟的坡度介于12° ~23° 之间, 这种低缓的坡度为斜向扇三角洲的发育提供地形基础。此外, 现代沉积湖盆陡坡带上升盘剥蚀地貌中观测到转换构造与水系之间有较好的对应关系。因此, 断陷早期边界断层的分段为斜向扇三角洲发育提供输砂通道。

图 10

Fig.10

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 10 东营凹陷古地貌特征、古凹槽发育位置及水流行进路径 a— 沙四段沉积前古地貌特征; b— 沙四上亚段沉积前古地貌特征Fig.10 Palaeogeomorphology characteristics, location of palaeo-trough development and flow path of Dongying sag

基于高分辨率三维地震数据体, 恢复断陷湖盆陡坡带古地貌。东营凹陷陡坡带早期发育离散凹槽(图 10-a)。这些离散的凹槽与断块之间有良好的匹配性, 说明伸展作用使得边界断层(块)产生拉张力, 引起下降盘局部地形下陷, 形成局部具有相对较大可容纳空间的凹槽。这些凹槽随着边界断层的演化而变化。断陷早期初期阶段, 边界断层表现出明显的分段特征, 这些离散的凹槽在断陷早期的初始期并没有紧邻边界断层发育, 而是与边界断块有一段距离(图 10-a), 在地震剖面上地层表现出非楔形的特征(图 11), 说明边界断层在断陷早期的初始期对沉积的控制力并没那么强。随着构造活动的演化, 边界断层的生长和连接使得孤立的断块形成统一的断层, 离散的凹槽表现出逐渐形成统一凹槽的趋势, 并且凹槽发育的位置向边界断层靠拢(图 10-b), 在地震剖面上地层由非楔形变为楔形, 反映了边界断层对沉积的控制作用大幅度增强(图 11)。因此, 凹槽的发育与边界断层活动关联密切。

图 11

Fig.11

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	图 11 东营凹陷地震剖面中古凹槽的发育特征及位置迁移过程(据Li et al., 2021; 有修改)Fig.11 Development characteristics and migration of palaeo-troughs on seismic profile in Dongying sag(modified from Li et al., 2021)

在这个过程中, 这些凹槽之所以能为斜向扇三角洲的发育提供沉降位置有以下2个方面的因素: 一方面, 这些凹槽具有相对较大的可容纳空间, 可以为陆源碎屑提供沉降场所; 另一方面, 凹槽的发育距离物源注入口的位置较近, 常常正对着输砂通道(图 12)。因此, 携带大量碎屑物的流体不需要经过长距离的搬运, 而是直接进入具有相对较大可容纳空间的凹槽, 并且发生快速沉降。此外, 转换斜坡对应的沉积盆地的位置通常会发育脊(鼻状构造), 使得即便在深水的陡坡带, 也会在物源注入口位置发育浅水环境, 形成滨浅湖相。

图 12

Fig.12

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	图 12 斜向扇三角洲展布与古凹槽发育之间关系模式Fig.12 Oblique fan delta model of distribution and development of palaeo-troughs

综上所述, 断陷早期边界断层控制下的离散凹槽为斜向扇三角洲的发育提供沉降位置。

现代沉积观测表明, 断陷湖盆上升盘发育剥蚀地貌, 表现为纵横交错的山谷。这种地貌的形成与构造活动密切相关。强烈的构造活动形成了下盘的幕式抬升: 一方面, 每次断层活动后下盘地貌始终被抬升至高部位, 这使得岩层更容易遭受风化的作用, 发生破坏和崩塌(Goodbred, 2003; Densmore et al., 2007); 另一方面, 山间河流的发育会通过下切作用切割地表, 每次断层活动后, 上下盘之间高差增大, 增大河流沿主河道对山谷的下切力, 这也就解释了断陷湖盆陡坡带强烈的构造运动可以源源不断地提供沉积物。

此外, 断层间的相互作用会增大沉积物的供给速率(图 9-b)。

断块生长过程从孤立到相互作用再到连接过程中, 沉积物供给速率表现出先大幅度增大再到快速减小的特点(图 9-b)。这是由于当独立断层伸展到与相邻断层之间发生相互作用时, 2个断层的最大伸展量会向翼部迁移, 意味着最大应力点由断层中央向翼部迁移(图 13)。2个断层的应力会在断层间形成局部挤压环境, 这种局部的挤压环境不仅使得中间地层不断下陷形成河谷, 为河流的发育提供地形基础, 而且形成破碎带(图 13), 提供了相对于断层之上更多的陆源碎屑。而当断层连接为统一的贯穿断层时, 这种局部的挤压环境消失, 地层停止下陷和破碎, 由断层间转为断层上低洼的山谷。另外, 断层间的相互作用会增大汇水盆地局部可容纳空间, 更有利于陆源碎屑物的沉积。

图 13

Fig.13

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	图 13 断层生长过程中河道的演化模式 a— 断块间相互作用区平面展布; b— 断块间相互作用区演化Fig.13 Evolution of river channel during fault growth

斜向扇三角洲主要发育于断陷早期, 并在断陷中期发生了沉积相类型由斜向扇三角洲向近岸水下扇的转换(Li et al., 2021)。这个转换与边界断层在早— 中期的构造活动关系密切。首先, 断陷早— 中期的构造活动导致输砂通道类型的转换。当断层连接形成贯穿断层, 伴随着转换斜坡的破碎与消亡和断面的产生。由于贯穿断层形成后, 先前断块间的局部挤压力消失, 剥蚀地貌断块间地层停止进一步下陷和破碎, 但仍保持这低洼的地理优势和残余河道, 可继续作为流体搬运的通道。因此, 断陷早— 中期的构造活动导致输砂通道由转换斜坡演变为冲沟(图 14-a, 14-b)。这个过程伴随着断面的逐渐产生(图 14-c)。其次, 断陷早— 中期的构造活动也导致流体性质发生了变化。当转换斜坡存在时, 山间河流携带大量碎屑物质进入汇水盆地形成扇三角洲。这种流体主要以河流供给的牵引流为主(图 2)。尽管强烈的断层活动容易导致山间河流的堵塞和溃决, 爆发形成泥石流, 但流体的主要性质仍为牵引流。当断层的分段特征消失形成贯穿的统一断层后, 水系的改道或消亡使得残余河谷只有在洪水爆发时期可以形成间歇性“ 脏河” , 触发季节型洪水异重流, 形成近岸水下扇(Li et al., 2021)。

图 14

Fig.14

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	图 14 断陷湖盆陡坡带转换斜坡演化为古冲沟的地震反射特征(据Li et al., 2021; 有修改) a— 转换斜坡地震反射特征; b— 古冲沟地震反射特征; c— 为平行于转换斜坡的北西— 南东向地震剖面Fig.14 Seismic reflection characteristic indicate conversion from the relay ramp to paleo-gully on steep slope zone of lacustrine rift (modified from Li et al., 2021)