川东南赤水地区断层相关褶皱特征分析

田梦娜，孙 玮，孟宪武，覃作鹏，宋金民，邓 宾

(1.成都理工大学国土资源部构造成矿成藏重点实验室，成都 610059;

2.中国石油化工集团公司西南油气田分公司勘探开发研究院贵阳研究院，贵阳 550004; 3.中海石油(中国)有限公司天津分公司，天津 300452)

川东南赤水地区断层相关褶皱特征分析

田梦娜1，孙 玮1，孟宪武2，覃作鹏3，宋金民1，邓 宾1

(1.成都理工大学国土资源部构造成矿成藏重点实验室，成都 610059;

2.中国石油化工集团公司西南油气田分公司勘探开发研究院贵阳研究院，贵阳 550004; 3.中海石油(中国)有限公司天津分公司，天津 300452)

为研究四川盆地南缘赤水地区断层相关褶皱特征，利用地震剖面结合钻井资料以及平衡剖面方法分析了赤水地区构造及其演化。赤水地区构造变形及演化主要受中上寒武统膏盐岩滑脱层控制，形成滑脱层上下不同的构造变形样式;滑脱层之上构造形成晚且变形强，滑脱层之下的地层构造稳定变形弱，形成断滑和断展的复合构造。赤水地区的变形受东、南两个方向区域构造应力叠加作用，二者无明显的先后。滑脱层之上构造圈闭形成晚，为该区晚期油气成藏提供有利的圈闭条件;滑脱层之下构造具有持续性，为以下寒武统烃源的震旦系灯影组古气藏的持续保藏提供了条件;向斜区构造较缓，仅发育大断层，次级断层不发育，为页岩气的保藏提供了条件。

断层相关褶皱;平衡剖面;构造特征;赤水地区

0 引言

四川盆地地处青藏高原东侧扬子板块西缘，构造变形作用强烈，由盆缘造山带向盆地延伸，发育褶皱冲断带;受控于盆地刚性基底结构，呈现盆内弱构造变形带［1－2］。川东南构造带地处四川盆地东南缘，地跨川东南高陡褶皱带和川南低陡褶皱带，是川北、川南、滇黔北部坳陷、雪峰山造山带等多个构造单元的结合部位，也是盆地内褶皱变形最强烈的地区［3－4］。区域上位于特提斯域和西太平洋域交汇处，大凉山构造带和大娄山构造带交汇处，其构造变形及演化受到多方向、多期次构造运动的影响，使该区具有经历多期古构造应力场、构造样式复杂、现今构造与古构造差异很大等特点［5－6］。对川东南构造带的深入研究，对于其周缘各构造单元及四川盆地的研究有着积极的促进作用，其变形样式、形成时代和形成机制等问题一直为学界关注的重点问题，具有很高的研究价值。

赤水地区是川东南构造带中一个非常特殊的地区，其东紧邻林滩场构造，其西为长宁构造，为东西构造夹持的中心地区，位于造山带向盆地的过渡地区，也是双向构造影响最强的地区。该构造受东西向和南北向构造应力叠加，加之滑脱层的存在，形成明显的断层相关褶皱。在国外，根据对断层相关褶皱模型的研究，Cardozo建立了断层传播褶皱的力学模型［7］，文献［8－10］将其与三角剪切运动学模型进行了对比;断层相关褶皱的研究在工程地质、地震灾害预报［11－13］以及油气勘探与开发领域方面［14－17］也得到了广泛的应用。在国内，通过对断层相关褶皱的研究［18－19］，将之应用于前陆盆地的构造研究［20－22］中，也取得了颇丰的成果。本文通过对研究区断层相关褶皱的研究，可以更好地认识川东南构造几何学、运动学以及构造变形变位特征，对于该区常规与非常规天然气的保存条件分析及滑脱层之下油气勘探，均有一定的启示。

1 四川盆地南缘赤水地区区域地质特征

赤水地区在区域构造位置上处于一个非常特殊的地带，西北为川东构造域向南西的延伸部分，东部为川东南隔槽式构造域，南为黔中隆起的北缘斜坡带，西为川南构造域，三者夹持形成含有北东、南北和东西向构造的近三角形式样(图1)［23－24］。由于这种特殊的边界条件，在区域构造应力作用下，致使本区北部形成了呈串珠状展布的东西向构造 (如纳溪构造)，研究区南部受雪峰推覆构造带与青藏高原推挤的影响，形成了以龙爪及西门构造为代表的东西向构造。

在川东南地震剖面中选取2条具有代表性且过该研究区有钻探最深探井(XM1井，钻达中上寒武统)的测线剖面，并结合地表剖面(图1测线A、B)，来研究该区构造变形特征。研究区总体上从造山带向盆地构造变形都较强烈，形成许多小的褶皱构造，因此其构造形迹在横向和垂向上均有较大的变异。从地表残余地层可知，地层主要以白垩系为主，构造高部位隆起处出露侏罗系。据赵从俊等［25］的四川南部上延5 km航磁和布格重异常图，研究区所处位置是一个非常特殊的独立东西向展布的区域，其东綦江至古蔺呈北东向展布，其西高县至威信为北西向展布，从基底特征来看，自西向东就存在北西向、东西向和北东向三组展布特征。因此，赤水地区构造体系的形成，主要是区域构造作用的结果，也与其自身的地质特征(包括中浅层地层岩性特征和基底特征)有很大的关系，才能形成与周边均不匹配而独特的构造特征。

川东南地区有十几口探井钻至下古生界，因此地层岩性较清晰。以西门1井(XM1)为例，地层基本上与四川盆地内部地层相似，缺失泥盆系及石炭系，以中三叠统雷口坡组顶界面为界，其上为陆相地层，其下为海相地层(以碳酸盐岩为主)，海相碎屑岩主要发育在志留纪地层内。不同的是，盆地内部以侏罗系沉积为主，剥蚀较强，赤水地区有大面积白垩系残留。除碳酸盐岩和碎屑岩，川南地区众多钻井的中寒武统剖面上显示存在膏盐岩。据刘树根等［26］研究，四川叠合盆地特征表明，川东南地区中上寒武统和中下三叠统均发育有膏盐岩，且中上寒武统的膏盐岩在研究区发育较厚。西侧距研究区仅70 km的长宁构造所钻的长宁1井，该层位膏盐岩厚度超过100 m，研究区所钻的XM1井也因钻遇该套膏盐岩而完钻。但盆地内部中上寒武统膏盐岩厚度不大至基本上不存在。正是因为膏盐岩的存在，对该区的构造有重要的影响，但目前其对构造的影响研究程度还较低。

图1 川东南赤水地区地质简图及剖面位置Fig.1 Section position and geologicalmap in Chishui area，southeast of Sichuan basin

2 赤水地区构造特征及断层相关褶皱

2.1 赤水地区构造特征

图2所展示的是研究区构造特征。

(1)近SN向地震测线A(图2a)，位于研究区中部，总长约36 km。构造变形强度自北向南由弱到强，背斜轴面均直立，为直立背斜，倾角由北向南逐渐变大，约5°～20°;随变形强度的加强，剖面由左往右(由北向南)共形成3组大型逆断层(F1、F2、F3)和1组小型逆断层(F4)。其中F1和F2断层走向相同，均为南北向，断层面倾向相反(F1倾向N，F2倾向S)，倾角由上部陡立向下部逐步过渡为近水平，最终在中上寒武统中尖灭;主逆断裂F2上盘产生与之倾向相反的后逆冲断层F3，其倾角较大并相对稳定，向下终止于上寒武统中;F4断层倾向N，仅切穿二叠系，向上止于中下三叠统，向下终止于志留系。

(2)近EW向测线B(图2b)，位于研究区中部，过XM1井，长约42 km，剖面中见斜歪背斜与向斜连续相间分布。两背斜构造体相似，其轴面倾向E，东翼倾角约40°，西翼倾角约15°。两组与背斜轴向平行的大型逆断层(F5、F6)，倾角由上部陡立向下部逐步过渡为近水平，且均发育于背斜核部，并最终尖灭于中上寒武统，两条断层构成叠瓦式构造。剖面中中生界地层厚度基本不变，古生界志留系、寒武系地层厚度变化较大。志留系、寒武系均呈现总体由西到东由厚减薄，使得剖面中寒武系之上地层整体呈现西高东低的形态。

图2 川东南赤水地区地震剖面解释图Fig.2 Seismic section interpretmaps in Chishui area，southeast of Sichuan basin

综上，从构造形态上来看，南北向剖面A和东西向剖面B的构造均为断裂及与断裂相关的褶皱组合，构造强度由盆地外向盆地内逐渐减弱。就褶皱而言，剖面A为隔槽式褶皱，剖面B为隔档式褶皱，褶皱强度东强西弱、南强北弱;就断裂而言，断裂位移均向上端部减小，但南北向剖面较东西向剖面断层发育，且前者断裂发育于背斜两翼并存在一后逆冲断层，后者发育于背斜核心形成叠瓦状构造。

2.2 滑脱层上下地层变形特征对比

将川南地区中上寒武统膏盐岩作为滑脱层进行研究以往是非常少的，更多的是对浅层构造进行分析，未涉及深层构造。就变形特征而言，中上寒武统泥质岩与膏质岩形成西门构造区内重要的滑脱层，而滑脱层在区内构造演化中又发挥着重要作用。

(1)近南北向测线剖面A中显示一系列平缓背斜和开阔向斜连续相间分布，以滑脱层(主要为膏盐岩，下同)为界，上覆层和岩下基底变形特征亦明显不同(图2a):上覆层背斜幅度由南向北逐渐变小;背斜核部聚集了较厚的盐岩并向两翼逐渐减薄;背斜的几何形态受翼部两条相反倾向的逆冲断层(F2、F3)控制，断层断距较小;断层端线以上为双枢纽背斜，端线以下为单一枢纽背斜。下伏基底受拆离断层影响，变形较弱。

(2)图2b所示，近东西向测线剖面 B过XM1井，以滑脱层为界，上覆层和下伏基底变形特征不同:褶皱轴面倾角由上至下由近直立逐渐变平缓;背斜幅度由东向西逐渐变小，其几何形态受控于背斜核部东倾的逆冲断层(F5、F6);背斜核部地层加厚翼部减薄，总体上西厚东薄;断层向上终止于向斜处，海相地层断距较大，陆相地层断距小，因此深层封闭性较浅层弱。滑脱层之下受拆离断层影响，构造变形微弱。

总体来讲，研究区构造变形主要发生在滑脱层之上，断层终止于滑脱层内部。滑脱层之下的构造较稳定，并未受上覆构造变形而发生大规模的变化，构造相对稳定，因此并未形成所谓的双重构造［27］。在构造应力场作用下，滑脱层发生塑性流动，填补其上地层褶皱变形和断层错断形成的负空间，从而抑制其下地层构造变形，同时地层于背斜核部和断层附近发生不同程度的加厚，使得滑脱层上地层构造变形强度明显强于其下地层。因此，剖面A形成与滑脱层有关的滑褶型圈闭;剖面B具成排成带分布特征，形成褶皱－冲断带圈闭［28］。其中，中上寒武统滑脱层作为时代最老、厚度最大的一套滑脱层对西门构造区的构造演化产生的影响最大，直接影响了区内多条断层的形成演化、褶皱形态的变化和西门构造区双层构造样式的形成。

2.3 断层相关褶皱分析及对比

断层转折褶皱的概念被提出后，断层相关褶皱理论及其定量模式基本成形［29］，断层相关褶皱理论得到了积极的发展。目前主要存在关于褶皱冲断带处断层相关褶皱基本几何学类型与运动学模型:(1)断层转折褶皱;(2)断层传播褶皱;(3)滑脱褶皱;(4)冲断逆冲褶皱。

通过二维地震剖面解释，结合断层相关褶皱动力学模型，本文建立了赤水地区断层相关褶皱构造演化模式(图3)。图3a为断滑褶皱 (断层滑脱褶皱)模式图［30］，地层受下伏滑脱层影响，在拆离断层作用下发生褶皱变形，并产生位移量;图3b为断展褶皱(断层传播褶皱)模式图［30－31］，在逆冲推覆作用下，褶皱发生变形。

通过地震剖面解释和分析，判断赤水地区断层褶皱类型并不单一(图3c):(1)受寒武系膏岩层以及拆离断层影响，形成一核部软弱层加厚的收缩背斜;(2)受能干层影响，其地层厚度基本保持不变;(3)背斜具明显不对称，前陡后缓;(4)断层终止于向斜轴部，褶皱向上变宽缓且断层位移量向上减少;(5)端线以上为双枢纽背斜，端线以下为单一枢纽背斜。

图3 赤水地区断层相关褶皱构造模式与经典模式对比(图3a据Jamision，1989;图3b据Jamision，1989; Suppe，2004)Fig.3 Comparison between structuremodel and classicsmodel of fault-related fold in Chishuiarea

与经典模式比较分析，赤水地区无论东西向或南北向构造的形成，均受多方向应力作用，最终形成断滑和断展的复合构造。

3 赤水地区构造演化特征及构造变形期次

3.1 赤水地区平衡剖面恢复

通过分析赤水地区构造特征，再对其进行平衡剖面恢复的研究。利用平衡剖面技术对同一变形体系内或剥蚀程度相同的地层之间［32］的构造演化进行定量、半定量的恢复和解释［33］是目前较为通用的方法。通过对地震剖面A、B的地层进行平衡剖面恢复，结果显示:(1)南北向平衡剖面(图4a)滑脱层之上的最小位移缩短量3.24 km(缩短率5.8%)，为奥陶系;最大位移缩短量3.75 km(缩短率6.6%)，为二叠系;中下三叠统和志留系位移缩短量均为3.61 km(缩短率6.4%)。(2)东西向平衡剖面(图4b)滑脱层之上的中上侏罗统、上三叠统位移缩短量均为1.42 km(缩短率3.6%);下侏罗统、二叠系、志留系位移缩短量均为1.57 km (缩短率4.0%);中下三叠统、奥陶系位移缩短量最大，均为1.91 km(缩短率5.1%)。滑脱层之下的震旦系灯影组均构造稳定且变形弱，几乎无位移量变化，说明滑脱层对于研究区的构造变形有重要的意义。

因地层在变形过程中厚度无明显变化，仅位移量不守恒，方石等［33］、何为刚［34］推测可能是由于位移量在小断层上的分散、滑脱褶皱作用或断展作用导致沿断层的位移转换为褶皱。图4展示，受滑脱层影响，南北向剖面A上地层缩短量为3.24～3.75 km，滑脱层下地层缩短量为0.51 km，滑脱层之上地层位移缩短量是滑脱层之下的6.4～7.4倍;东西向剖面B上地层缩短量在1.42至1.91 km，而滑脱层下缩短量为0.19 km，滑脱层之上地层位移缩短量是滑脱层之下的7.4～10倍。而两条剖面中滑脱层上、下地层位移缩短量倍数的不同，推测滑脱层(本文指中上寒武统膏盐岩)的厚度与其上、下地层位移缩短量倍数呈正比关系，故笔者认为造成本区构造缩短变形主要是受滑脱层及其厚度的影响，上层发生较强的构造变形，而之下的变形非常微弱。

图4 赤水地区地震剖面平衡剖面位移缩短量图Fig.4 Shortening displacementmaps of balanced cross section of seismic section in Chishui area

从地层岩性特征看，中下三叠统和志留系都有发育滑脱的可能;从平衡剖面来看，在须家河底部和志留系底部的缩短量与其他地层也不太相同，说明对构造也起到一定的影响，但远没有中上寒武统膏盐岩形成褶皱变形量影响大。因此，并未发现显著的多层次滑脱构造，Konstantinovskaya等［35］也指出双滑脱层变形系统中无后逆冲断层形成。

综上所述，滑脱层对于整个构造变形特征和强度都有较大的控制作用，滑脱层起到了调节构造变形量的作用。其上地层，大的构造变形中断层以及地层缩短都在滑脱层中得到了调节，这才形成了其上下并不匹配、相对独立的构造变形特征。

3.2 赤水地区主要构造变形期次

四川盆地呈现自南东向北西由“隔槽式”褶皱向“隔档式”褶皱逐渐变迁，研究区正好位于隔槽式和隔档式构造之间(图1)，其北为隔档式，其南为隔槽式，属于一种特殊的构造变形 (图2)。赤水地区属于渐变型盆山结构，构造活动较晚，根据孙玮等［36］对DS1井的研究结果，本区主要开始活动期为晚白垩世(72 Ma)［36］。

关于赤水地区构造形成期次问题，比较统一的观点是本区在地质历史时期有两次重要的构造运动，但对于两次构造运动的先后关系问题，却有着不同的意见。吕廷智等［5］认为南北向构造较东西向构造形成早;胡明等［37］从区域构造背景出发，以叠加构造理论为基础，认为赤水地区早期构造为东西向，受后期东西向构造应力影响改造和叠加，但原东西向构造受构造应力的叠加作用产生持续活动。

覃作鹏等通过对桐梓－綦江地区野外露头的100余组节理、擦痕及典型叠加褶皱的研究，认为本区南北向构造形成时间较早，东西向构造是晚期形成的［38］。无论早晚，根据构造分析结果和前人研究成果，赤水地区东西向构造是受由南向北的构造挤压力作用形成的;北北西向构造则是受四川盆地东部边缘北西向构造作用力在南端的派生应力(南西西向)作用形成的，即受雪峰隆起向西推覆的构造应力影响［39－41］。

邓宾等［42］、覃作鹏等［38］运用构造解析方法对节理破裂滑动构造进行古应力场反演，结合褶皱的叠加序列和节理的交切关系反映古应力场序列认为，川东南构造带于中新生代以来主要经历了多期构造运动:早白垩世E－W向挤压作用;晚白垩世近S－N向挤压作用;早新生代NE－SW向挤压作用;上新世早期NW－SE向挤压作用。

通过对研究区地震剖面研究发现，构造区确实存在两个方向的受力，而且也于滑脱层之上造成构造变形，形成川东南赤水地区现今盐上构造。对地震剖面中断层相关褶皱进行构造演化及对比(图3)显示，该区受寒武纪地层中拆离断层影响，形成断滑褶皱 (断层滑脱褶皱);在逆冲断层作用下，于寒武系上覆地层形成断展褶皱 (断层传播褶皱)。结合前人研究，笔者认为本区受由东向西、由南向北两个方向(下同)的构造应力叠加，最终形成断滑与断展的复合构造。通过对剖面A、B的平衡剖面恢复(图4)可知，滑脱层之上构造变形强烈，滑脱层之下几乎无构造变形，进一步证明滑脱层调节着研究区的构造变形，对区内构造的形成及演化有着重要意义。

受盆地刚性基底的阻挡，青藏板块由西向东的挤压，仅局部在龙门山地区发生向四川盆地的逆冲扩展作用;而江南古隆起 SE－NW向挤压［43－44］，自雪峰隆起到川西华蓥山(自东向西)构造变形减弱，这一点由地震剖面A、B(图2)也可看出其构造东强西弱、南强北弱的特征。平衡剖面结果表明:南北向剖面位移缩短量较东西向大(约1.8 km)，说明是由雪峰隆起向北西推覆的构造应力分力与青藏高原向北的构造挤压应力合力造成这种特征。

但滑脱层之上构造，特别是断层相关褶皱(断滑和断展的复合褶皱)形态保持完整，断层断距并不大，未显示出后期被再次挤压的形迹。因此，赤水地区虽存在多期构造，但在地震剖面上显示并不明显，说明区域构造应力作用对深部地层影响不大，且受中上寒武统滑脱层影响，区域应力作用造成的构造变形均受到了不同程度的抑制，也未显示出明显的构造期次先后关系。由此认为，川东南赤水地区虽受两个方向区域构造应力挤压作用，但其变形并未发现明显的先后关系(但从平面构造形迹上来看，东西向构造应力略早于南北向，且东西向构造活动持续至今)，最有可能的推断是E－W、S－N两期构造应力场同时相互叠加作用，造成了该区现今南北向和东西向两组构造形迹的分布。

4 结论

四川盆地南缘赤水地区褶皱变形和断层发育主要受区域挤压作用、盆地基底结构、膏盐层和海相地层共同控制。中上寒武统膏盐岩层在赤水地区构造变形中发挥重要作用。膏盐层是优质的滑脱层，在逆冲推覆作用之下，形成断滑褶皱和断展褶皱的复合构造。盐上形成较完整的构造形态，断层相对发育，而盐下变形较小。塑性膏盐层调节了其上覆和下伏地层变形的差异，使得地层形成上下不一致的构造变形。

综合断层相关褶皱特征，滑脱层之上并未出现生长地层，说明断层与褶皱形成非常晚，虽然受由东向西、由南向北两个方向力的作用，构造最终的形成受E－W、S－N两期构造应力场的相互叠加作用，但作用力基本上是同时产生的。膏盐岩等塑性滑脱层可构成区域性盖层，形成的单层滑脱构造变形依然对油气成藏具有重要作用:滑脱层之上构造圈闭形成非常晚且完整，为该区晚期油气成藏提供有利的圈闭条件;滑脱层之下构造具有持续性，为震旦系灯影组和下寒武统古气藏的持续保藏提供了条件，具很好的勘探前景;向斜区构造较缓，仅发育大断层，次级断层不发育，为页岩气(尽管埋藏较深)的保藏提供了条件。

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Research of fault-related folds characteristics in Chishui area，southeast Sichuan basin

TIAN Meng-na1，SUNWei1，MENG Xian-wu2，QIN Zuo-peng3，SONG Jin-min1，DENG Bin1
(1.Key Laboratory of Tectonic Controls on Mineralization and Hydrocarbon Accumulation，Ministry of Land and Resources，Chengdu University of Technology，Chengdu 610059，China;2.Guiyang Institute，Exploration＆Production Research Institute，Southwest Gas Branch，China Petrochemical Corporation，Guiyang 550004，China;3.Tianjin Branch of China National Offshore Oil Corporation，Tianjin 300452，China)

In order to study the characteristics of fault-related folds in Chishui area on the southeastmargin of Sichuan basin，the structural and evolutionary characteristics are analysed by seismic profile combined with drilling data and equilibrium profile method．The results show that the structure deformation and evolution in this area aremainly controlled by the detachment layer in Middle-Upper Cambrian gypsum salt rock，forming different structural deformation styles between the detachment layers．Layers above the detachment layer structure formed later and the deformation is strong，while the under layer structural stability isweak，so the composite fault slip and fault propagation structure are formed．The deformation of Chishui areawas affected by the regional tectonic stress from the east and south in the two directions，without obvious orders．Above the detachment layer structure traps formed later，favorable trap conditions provide the late region hydrocarbon accumulation．The structure under the slip layer is persistent and provided trap conditions of Sinian Dengying Formation in source rock of Low Cambrian Qiongzusi Formation．It provided the shale gas storage conditions in syncline area which has flat structure and only developsmajor faultswithout secondary faults．

fault-related fold;equilibrium profile;structural feature;Chishui area

P542

:A

2015－07－21

国家重点基础研究发展计划“973”项目 (2012CB214805);国家自然科学基金项目 (41372093)

田梦娜 (1991—)，女，硕士研究生，构造地质学专业，502814984@qq.com。

孙 玮，博士，副教授，sunweicdut@163.com。

田梦娜，孙玮，孟宪武，等．川东南赤水地区断层相关褶皱特征分析［J］．桂林理工大学学报，2016，36(4): 644－651．

1674－9057(2016)04－0644－08

10.3969/j．issn.1674－9057.2016.04.002