低—非孔隙巖石中走滑斷裂帶內(nèi)部結(jié)構(gòu)的形成演化

王孝彥，高強(qiáng)，孟令東，王海學(xué)，魏志鵬

（1.東北石油大學(xué)CNPC斷裂控藏研究室，黑龍江 大慶 163318；2.中國石油塔里木油田分公司勘探開發(fā)研究院，新疆 庫爾勒 841000；3.中國石油大慶油田有限責(zé)任公司第八采油廠，黑龍江 大慶 163000；4.中海油田服務(wù)股份有限公司，天津 300450）

低—非孔隙巖石中的油氣資源規(guī)模非常大，截至2013年，世界致密油儲(chǔ)量約為6.9×1011t，是常規(guī)石油資源量的2.5倍以上，我國重點(diǎn)盆地致密油地質(zhì)資源量約為 1.1×1010t，致密氣產(chǎn)量達(dá)到 3.0×1010m3，約占全國天然氣總產(chǎn)量的29%，因此，研究低—非孔隙巖石中油氣分布具有非常重要的意義。低孔隙巖石包括低孔隙度砂巖即孔隙度小于15%的石英砂巖[1]，非孔隙性巖石為孔隙度小于5%的碳酸鹽巖、火山巖和大部分變質(zhì)巖，巖性涵蓋范圍廣；同時(shí)，走滑斷裂也在地表分布廣泛，占地表線性構(gòu)造的70%以上：因此，研究低—非孔隙巖石中走滑斷層內(nèi)部結(jié)構(gòu)就變得十分重要。低—非孔隙巖石中斷裂變形會(huì)形成特殊的斷裂帶內(nèi)部結(jié)構(gòu)，斷裂變形后產(chǎn)生的裂縫可以有效提高儲(chǔ)層物性，改善儲(chǔ)層，對(duì)油氣分布有著重要影響。

1 走滑斷層斷裂帶內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征

Peacock和Sanderson[2]將斷裂帶定義為分布在狹窄范圍內(nèi)相互作用、相互連接的斷裂系統(tǒng)，包括與主位移帶同向和反向的斷層。

走滑斷裂帶內(nèi)部具有典型的“二元結(jié)構(gòu)”，即斷層核和破碎帶[3]。根據(jù)破碎帶在斷層核附近出現(xiàn)的位置，將其分為對(duì)稱型斷裂帶和不對(duì)稱型斷裂帶。對(duì)稱型斷裂帶是指在斷層核兩側(cè)出現(xiàn)破碎帶的斷裂帶 （見圖1a），不對(duì)稱型斷裂帶是指在斷層核一側(cè)出現(xiàn)破碎帶的斷裂帶（見圖1b）。

圖1 走滑斷層斷裂帶的類型

1.1 斷層核定義及分類

斷層核是指由滑動(dòng)面、構(gòu)造透鏡體和斷層巖組成的剪切帶。斷層巖包括斷層泥、斷層角礫巖、碎裂巖和泥巖涂抹（見圖2）。斷層核的標(biāo)志特征是斷層泥帶和斷層角礫帶中出現(xiàn)透鏡體和粗粒包裹體[5]。斷層角礫帶和斷層泥帶中出現(xiàn)的粗粒以及斷層泥帶中出現(xiàn)的角礫包裹體和透鏡體，表明斷層泥是由早期角礫巖破碎而來。吉林省四平市葉赫鎮(zhèn)皇家山滑草場(chǎng)剖面登樓庫組砂巖中發(fā)育一條正斷層（F10斷層），該斷層位于葉赫經(jīng)濟(jì)開發(fā)區(qū)葉赫影視城北側(cè)X053公路旁，GPS位置為：N43°0′20.502″，E124°35′28.9″。地層產(chǎn)狀基本相同，屬于NWW—SEE走向，地層傾角均在15°∠64°左右，F(xiàn)10斷層產(chǎn)狀為251°∠58°，呈高角度傾斜。在F10斷層核中央附近，由于巖塊之間相互摩擦、相互作用形成條帶狀的斷層泥，斷層泥中巖石的粒度明顯變小。由于斷層形成過程中，斷層兩盤相互作用，因此，斷層泥兩側(cè)卷入了斷層角礫巖和構(gòu)造透鏡體（見圖2）。

低—非孔隙巖石中走滑斷層的斷層核是由剪切作用和破裂作用形成的細(xì)粒斷層巖組成，斷層泥沿著主滑動(dòng)面呈定向展布，其展布方向符合里德爾剪切[6]，周圍分布粒度比斷層泥大的粗粒斷層角礫巖。如意大利南部 Adriatic-Apulian 前陸 Mattinata Fault斷裂帶內(nèi)[5]，侏羅紀(jì)灰?guī)r中斷層核的微觀特征顯示：粗角礫巖分布于斷層核與破碎帶的交界處，由于破裂作用和剪切作用導(dǎo)致粗角礫顆粒破碎，顆粒之間相互作用，磨損程度增強(qiáng)，顆粒的粒度減小，粒級(jí)減少，致使粒度由粗粒向細(xì)粒轉(zhuǎn)化，逐漸形成斷層泥。

斷層角礫帶和斷層泥帶可以分布在主位移帶的一側(cè)或者兩側(cè)，根據(jù)斷層核中滑動(dòng)面附近斷層泥和斷層角礫巖的分布位置，將走滑斷層的斷層核分為對(duì)稱型、不對(duì)稱型2類。對(duì)稱型斷層核的結(jié)構(gòu)，一般是指滑動(dòng)面兩側(cè)均發(fā)育斷層泥和斷層角礫巖，其展布依次為斷層角礫帶、斷層泥帶、主位移帶、斷層泥帶和斷層角礫帶，火山巖[4]和變質(zhì)巖[7]中發(fā)現(xiàn)出露對(duì)稱型斷層核。如日本三重縣中央構(gòu)造線附近，早白堊紀(jì)Ryoke糜棱巖和Sambagawa片巖中發(fā)育對(duì)稱型斷層核[7]，斷層核從北向南依次為無內(nèi)聚力富含層狀硅酸鹽的糜棱巖、有內(nèi)聚力的葉理化碎裂巖和斷層角礫巖、主位移帶、葉理化斷層泥和斷層角礫帶；日本西南部的Usukidani走滑斷層晚白堊紀(jì)硅化凝灰?guī)r和凝灰角礫巖也同樣出露對(duì)稱型斷層核[4]。不對(duì)稱型斷層核的結(jié)構(gòu)，一般是指滑動(dòng)面兩側(cè)斷層泥和斷層角礫巖發(fā)育不對(duì)稱。碳酸鹽巖中多數(shù)斷層核都發(fā)育不對(duì)稱結(jié)構(gòu)[5]。如意大利南部Mattinata Fault走滑斷裂帶侏羅紀(jì)灰?guī)r出露斷層核具有不對(duì)稱結(jié)構(gòu)，從一側(cè)向另一側(cè)分別是邊界剖光的斷層面、沿邊界斷層的斷層泥帶、斷層泥帶附近的斷層角礫帶[8]。

1.2 破碎帶定義及分類

破碎帶是指斷層核兩側(cè)低序次構(gòu)造（次級(jí)斷層、裂縫和巖脈等）發(fā)育的高滲透帶[8]。 Kim[8]根據(jù)破碎帶在斷層核內(nèi)和圍繞斷層核分布的位置，將走滑斷層破碎帶分為端部破碎帶、圍巖破碎帶和連接破碎帶（見圖3）。

圖3 走滑斷層破碎帶類型

端部破碎帶主要發(fā)育在斷層端部，為應(yīng)力集中區(qū)，并具有調(diào)節(jié)斷層端部位移的功能；圍巖破碎帶是指出現(xiàn)在圍巖中的裂縫，應(yīng)力集中相對(duì)較低，隨著遠(yuǎn)離主斷層破碎程度降低；連接破碎帶發(fā)育在走滑斷層疊覆區(qū)內(nèi)，帶內(nèi)高度發(fā)育裂縫[2，9-10]。

端部破碎帶，一般以發(fā)育羽狀裂縫、馬尾狀裂縫、同向分支斷層和反向斷層為特征。在高孔隙壓力條件下或低圍壓的張應(yīng)力下可以形成羽狀裂縫，羽狀裂縫與主斷層呈較高角度相交，交角大于 40°[11]，具有厚、短、羽狀開啟等特征；馬尾狀裂縫與主斷層呈較低角度相交，夾角在 25～40°[11]，馬尾狀裂縫具有長(zhǎng)、薄、分叉等特點(diǎn)；同向分支斷層，主要是指斷層的滑動(dòng)方向與主斷層同向；反向分支斷層，主要指斷層的滑動(dòng)方向與主斷層相反。

圍巖破碎帶的裂縫密度隨著遠(yuǎn)離斷層核而減小，當(dāng)裂縫密度與區(qū)域圍巖接近一致時(shí)，標(biāo)志著破碎帶結(jié)束。其主要分為3種類型[8]：沿著斷層出現(xiàn)的楔形圍巖破碎帶、長(zhǎng)且相對(duì)較窄的圍巖破碎帶，以及橫跨斷層不對(duì)稱的圍巖破碎帶。吉林省葉赫鎮(zhèn)滑草場(chǎng)剖面中F10斷層附近出露圍巖破碎帶，主要發(fā)育北東、北西2個(gè)方向的裂縫。圖4為F10斷層附近白色砂巖層中北西向裂縫的發(fā)育情況（圖中，橫坐標(biāo)正值表示上盤、負(fù)值為下盤，玫瑰圖為裂縫產(chǎn)狀），可以看出，在同等情況下，距離斷層核1 m范圍內(nèi)，上盤的裂縫間距要比下盤小，即上盤裂縫密度大于下盤裂縫密度。在距離斷層核7 m左右處，下盤裂縫發(fā)育程度較高，主要是由于此處發(fā)育另一條斷層。

圖4 F10斷層附近白色砂巖層中發(fā)育的裂縫

連接破碎帶，可能是由早期斷層端部破碎帶疊加形成，或者應(yīng)變導(dǎo)致的。其中發(fā)育的次級(jí)裂縫可以有效改善儲(chǔ)層，是油氣富集的場(chǎng)所。根據(jù)斷層疊覆的方向，連接破碎帶主要分為伸展型和擠壓型2種。一般來說，伸展型連接破碎帶內(nèi)的滲流作用要大于擠壓型。如：韓國南部 Cheondong cave石灰?guī)r洞中[12]，在擠壓型連接破碎帶內(nèi)，斷層的疊覆區(qū)相對(duì)較小，發(fā)育的鐘乳石柱相對(duì)較短且數(shù)量較少，表明流體流動(dòng)作用較弱；在伸展型連接破碎帶內(nèi)，斷層的疊覆區(qū)相對(duì)較大，鐘乳石柱相對(duì)較長(zhǎng)且數(shù)量較多，表明流體流動(dòng)作用較強(qiáng)。

2 走滑斷層斷裂帶內(nèi)部結(jié)構(gòu)物性特征

成熟走滑斷裂帶的滲透性，主要由2部分組成：高滲透性的破碎帶和低滲透性的斷層核[5]。礫巖、砂巖、碳酸鹽巖、火山巖、變泥質(zhì)巖中均有發(fā)育。

2.1 圍壓對(duì)走滑斷裂帶物性的影響

圍壓對(duì)斷層核和破碎帶的滲透率有著重要影響。圍壓增大時(shí)，圍巖、破碎帶和斷層核的滲透率均下降，同等圍壓條件下，破碎帶的滲透率大于圍巖和斷層核的滲透率。如日本三重縣中央構(gòu)造線早白堊紀(jì)Ryoke糜棱巖中，在孔隙壓力20 MPa條件下[7]，圍壓從100 MPa增加到200 MPa時(shí)，圍巖的滲透率從10-19m2下降到10-20m2，滲透率下降約1個(gè)數(shù)量級(jí)；斷層核中有內(nèi)聚力的碎裂巖滲透率從10-19m2下降到10-20m2，滲透率下降約1個(gè)數(shù)量級(jí)；斷層核中無內(nèi)聚力的葉理化碎裂巖滲透率從10-17m2下降到10-20m2，滲透率下降約3個(gè)數(shù)量級(jí)；破碎帶滲透率從10-17m2下降到10-18m2，滲透率下降約1個(gè)數(shù)量級(jí)。由上述數(shù)據(jù)可知，圍壓在100 MPa左右時(shí)，破碎帶的滲透率最高，且斷層核中無內(nèi)聚力的碎裂巖可以提高斷層核的滲透率。

2.2 有效壓力對(duì)走滑斷裂帶斷層核物性的影響

有效壓力對(duì)斷層核的孔隙度和滲透率也起著重要作用[4]。有效壓力pe與圍壓pc和孔隙壓力pp的關(guān)系可以表示為

其中，系數(shù) α≤1[13]，在不同孔隙壓力條件下，不同斷層巖中的α值也不同。結(jié)晶巖中，孤立的裂縫擴(kuò)容可能導(dǎo)致α<1，但如果裂縫連通性提高（如破碎帶）就可以使其接近于1。由式（1）可以看出，有效壓力與圍壓呈正相關(guān)關(guān)系。當(dāng)有效壓力增加時(shí)，斷層核的孔隙度和滲透率均會(huì)下降，如日本西南部Usukidani走滑斷層晚白堊紀(jì)火山巖中[4]，當(dāng)有效壓力從10 MPa增加到100 MPa時(shí)，斷層核中葉理化黏土質(zhì)斷層泥孔隙度從25%～40%下降到23%～34%，中等固結(jié)的細(xì)粒斷層角礫巖的孔隙度從17%下降到9%；當(dāng)有效壓力從20 MPa增加到100MPa時(shí)，斷層核中葉理化斷層泥的滲透率從 10-17～10-14m2降到 10-19～10-16m2，滲透率下降 2 個(gè)數(shù)量級(jí)左右，中等固結(jié)的細(xì)粒富含黏土的斷層角礫巖，滲透率從 10-16～10-15m2降到 10-18～10-16m2，滲透率下降1～2個(gè)數(shù)量級(jí)。

3 走滑斷層斷裂帶內(nèi)部結(jié)構(gòu)演化

低—非孔隙巖石中走滑斷層的成核模式有3種：破碎帶成核、壓溶縫成核和先存節(jié)理成核。

3.1 破碎帶成核

碳酸鹽巖成核模式中普遍存在由破碎帶形成的斷層核。 早期在壓應(yīng)力作用下發(fā)育大量的裂縫[5，14]，這些裂縫可以作為流體運(yùn)移的通道[15]，裂縫切割巖石后形成斜方晶系巖石。隨著斷層演化，在應(yīng)力集中處巖石變形程度高，斜方晶系巖石被裂縫切割后，巖石的粒度減小，形成破碎帶。巖石被切割后，巖石的外形非均質(zhì)性下降，巖石內(nèi)部強(qiáng)度增強(qiáng)，抑制了裂縫的發(fā)育程度，促進(jìn)了巖石的旋轉(zhuǎn)，巖石之間相互滾動(dòng)、相互摩擦形成初始細(xì)粒斷層泥。在早期碳酸鹽巖斷層核中，由于顆粒開始發(fā)生滑動(dòng)和旋轉(zhuǎn)[16]，導(dǎo)致在顆粒旋轉(zhuǎn)期間巖石開始破碎，當(dāng)顆粒被磨圓到一定程度時(shí)，無內(nèi)聚力的碳酸鹽巖斷層核進(jìn)一步演化，走滑斷裂帶發(fā)育成熟的斷層核。成熟走滑斷裂帶是由高滲透性的破碎帶和低滲透性的斷層核組成的[5，17]。

3.2 壓溶縫成核

在走滑斷層段形成斷層核的過程中，壓溶縫起著十分重要的作用。早期雁列巖脈被礦物充填后形成充填脈，隨著巖脈變長(zhǎng)變寬，巖脈互相接近并相互作用。Peacock[18]認(rèn)為在巖橋區(qū)應(yīng)力重新分布，相鄰雁列脈之間通過剪裂縫相互連接，剪應(yīng)力與早期形成的雁列巖脈呈一定角度分布，剪應(yīng)力的分量作用在剪裂縫上引起壓溶，壓溶的結(jié)果是，在壓性巖橋區(qū)域，外側(cè)巖脈優(yōu)先形成第1期壓溶縫。隨著巖脈持續(xù)開啟，沿著巖脈形成剪切，巖橋發(fā)生旋轉(zhuǎn)，巖塊開始滑動(dòng)，壓溶縫受到剪切作用影響[14，19-25]， 沿著壓溶縫的持續(xù)剪切拓寬了拉分，形成第2期壓溶縫。第2期壓溶縫的外形特征類似于走滑斷層端部縫合線和羽狀裂縫，且與主走滑斷裂帶呈高角度相交。隨著滑動(dòng)加劇，第2期壓溶縫產(chǎn)生滑動(dòng)，其方向與主走滑斷層的滑動(dòng)方向相反。伴隨著巖塊旋轉(zhuǎn)、滑動(dòng)，在第2期壓溶縫端部形成第3期壓溶縫，以此類推，最終形成走滑斷裂帶。如：英國Somerset侏羅紀(jì)灰?guī)r走滑斷層起始于開啟型雁列巖脈[14]，雁列巖脈端部形成的壓溶縫將走滑斷層相互連接起來，形成走滑斷層網(wǎng)。

3.3 先存節(jié)理成核

早期在應(yīng)力作用下形成張性裂縫后，沿著先存裂縫形成剪切滑動(dòng)，最終發(fā)育成走滑斷層網(wǎng)。在巖石中形成的先存裂縫是脆弱面，先存構(gòu)造控制了斷層的成核和生長(zhǎng)。早期變形形成的節(jié)理被綠簾石、綠泥石和石英等礦物充填。隨后，剪應(yīng)力沿著裂縫滑動(dòng)形成小型斷層，滑動(dòng)的同時(shí)會(huì)在斷層端部產(chǎn)生次級(jí)裂縫，有些次級(jí)裂縫在相鄰的斷層面上滑動(dòng)后產(chǎn)生楔形開啟，形成三角縫。一些次級(jí)裂縫傳播到附近相鄰的小型斷層處終止。斷層上的滑動(dòng)導(dǎo)致連接2條走滑斷層的次級(jí)裂縫開啟，形成菱形縫。隨著變形持續(xù)，沿著次級(jí)裂縫延伸的方向，次級(jí)裂縫與小型斷層呈高角度相連。隨著剪切作用增強(qiáng)，小型斷層從一側(cè)向另一側(cè)成對(duì)連接起來，斷層從孤立斷層演化成走滑斷裂帶。如：美國Nevada火焰谷侏羅紀(jì) Aztec 低孔隙砂巖[20]和白堊紀(jì)花崗巖[21]，以及片巖、片麻巖[22]中發(fā)育的走滑斷層網(wǎng)。

4 結(jié)論

1）低—非孔隙巖石中走滑斷裂帶內(nèi)部，為斷層核和破碎帶組成的“二元結(jié)構(gòu)”。

2）圍壓和有效壓力對(duì)斷裂帶內(nèi)部結(jié)構(gòu)的孔滲性有重要影響。圍壓增大時(shí)，斷層核、破碎帶、圍巖的孔滲性均下降；同等圍壓條件下，破碎帶的滲透率最大；有效壓力增大時(shí)，斷層核中斷層泥和斷層角礫巖的滲透率均下降。

3）低—非孔隙巖石中走滑斷層斷層成核作用，有破碎帶成核、壓溶縫成核和先存節(jié)理成核3種方式。它們都是在走滑斷裂帶形成的早期發(fā)育大量裂縫，裂縫可以作為油氣運(yùn)聚的通道，有效改善儲(chǔ)層物性，隨著斷裂帶的演化，逐漸形成封閉的斷層核，進(jìn)而形成具有封閉能力的走滑斷層網(wǎng)。

4）本文的研究?jī)?nèi)容，有助于進(jìn)一步了解致密巖石中流體的活動(dòng)，為致密巖石中走滑斷裂帶附近的油氣開采提供了一定的理論基礎(chǔ)。

[1]Knipe R J，Harris S D，Casey M，et al.Fluid-flow properties of faults in sandstone：The importance of temperature history[J].Geology，2003，31（11）：965-968.

[2]Peacock D C P， Sanderson D J.Displacements，segment linkage and relay ramps in normal fault zones[J].Journal of Structural Geology，1991，13（6）：721-733.

[3]付曉飛，李文龍，呂延防.斷層側(cè)向封閉性及對(duì)斷圈油水關(guān)系的控制[J].地質(zhì)論評(píng)，2011（3）：387-397.

[4]Boutareaud S，Wibberley C A J，F(xiàn)abbri O，et al.Permeability structure and co-seismic thermal pressurization on fault branches：Insights from the Usukidani fault，Japan[J].Geological Society，2008，299（1）：341-361.

[5]Billi A.Grain size distribution and thickness of breccia and gouge zones from thin （＜1m） strike-slip fault cores in limestone[J].Journal of Structural Geology，2005，27（10）：1823-1837.

[6]Gray M B，Stamatakos J A，F(xiàn)errill D A，et al.Fault-zone deformation in welded tuffs at Yucca Mountain，Nevada，USA [J].Journal of Structural Geology，2005，27（10）：1873-1891.

[7]Wibberley C.Internal structure and permeability of major strike-slip fault zones：The Median Tectonic Line in Mie Prefecture，Southwest Japan[J].Journal of Structural Geology，2003，25（1）：59-78.

[8]Kim Y，Peacock D C P，Sanderson D J.Fault damage zones[J].Journal of Structural Geology，2004，26（3）：503-517.

[9]Martel S J，Pollard D D，Segall P.Development of simple strikeslip fault zones， Mount Abbot quadrangle，Sierra Nevada，California[J].Geological Society of America Bulletin，1988，100 （9）：1451-1465.

[10]Myers R，Aydin A.The evolution of faults formed by shearing across joint zones in sandstone [J].Journal of Structural Geology，2004，26（5）：947-966.

[11]Kim Y S，Andrews J R，Sanderson D J.Damage zones around strikeslip fault systems and strike-slip fault evolution，Crackington Haven，southwest England[J].Geosciences Journal，2000，4（2）：53-72.

[12]Kim Y，Sanderson D J.Inferred fluid flow through fault damage zones based on the observation of stalactites in carbonate caves[J].Journal of Structural Geology，2010，32（9）：1305-1316.

[13]Bernabe Y.The effective pressure law for permeability during pore pressure and confining pressure cycling of several crystalline rocks[J].Journal of Geophysical Research，1987，92（B1）：649-657.

[14]Willemse E J M，Peacock D C P，Aydin A.Nucleation and growth of strike-slip faults in limestones from Somerset，U.K.[J].Journal of Structural Geology，1997，19（12）：1461-1477.

[15]徐田武，張光斌，張琛琛.東濮凹陷馬廠油田斷裂內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征對(duì)油氣成藏的意義[J].斷塊油氣田，2012，19（6）：692-695.

[16]Antonellini M A，Aydin A，Pollard D D.Microstructure of deformation bands in porous sandstones at Arches National Park，Utah [J].Journal of Structural Geology，1994，16（7）：941-959.

[17]Caine J S，Evans J P，F(xiàn)orster C B.Fault zone architecture and permeability structure[J].Geology，1996，24（11）：1025-1028.

[18]Peacock D C P，Sanderson D J.Strike-slip relay ramps[J].Journal of Structural Geology， 1995，17（10）：1351-1360.

[19]Peacock D C P.Displacements，segment linkage and relay ramps in normal fault zones[J].Journal of Structural Geology，1991，13（6）：721-733.

[20]Myers R，Aydin A.The evolution of faults formed by shearing across joint zones in sandstone [J].Journal of Structural Geology，2004，26（5）：947-966.

[21]Segall P， Pollard D D.Nucleation and growth of strike slip faults in granite[J].Journal of Geophysical Research，1983，88（B1）：555-568.

[22]Granier T.Origin，damping，and pattern of bevelopment of faults in granite[J].Tectonics， 1985，4（7）：721-737.

[23]柳永軍，徐長(zhǎng)貴，吳奎，等.遼東灣坳陷走滑斷裂差異性與大中型油氣藏的形成[J].石油實(shí)驗(yàn)地質(zhì)，2015，37（5）：555-560.

[24]賈紅義，譚明友，韓波,等.渤海灣盆地惠民凹陷臨北地區(qū)帚狀構(gòu)造物理模擬實(shí)驗(yàn)研究[J].石油實(shí)驗(yàn)地質(zhì)，2013，35（1）：92-97.

[25]王津義，彭金寧，王彥清，等.貴州南部印支晚期—燕山期構(gòu)造變形特征[J].石油實(shí)驗(yàn)地質(zhì)，2012，34（4）：362-367.