斜滑斷層的成因及其沉積響應
——以渤海灣盆地濟陽坳陷為例

李 理，趙 利，董大偉

(1.中國石油大學(華東) 地球科學與技術學院，山東 青島 266580；2.海洋國家實驗室 海洋礦產(chǎn)資源評價與探測技術功能實驗室，山東 青島 266071；3.山東農(nóng)業(yè)大學 資源與環(huán)境學院, 山東 泰安 271018； 4.中國石油大學(華東) 勝利學院，山東 東營 257061)

斜滑斷層指同時具有走向滑距和傾斜滑距的斷層，屬于正斷層/逆斷層與平移斷層之間的過渡型斷層[1-3]。其形成與水平和垂直主應力的旋轉以及巖石強度/彈性非均質(zhì)有關[4]；先存斷層的存在是斜滑斷層廣為發(fā)育的原因，即便在均質(zhì)巖石中，當水平主應力與先存斷層走向斜交便會發(fā)育斜滑斷層[5]。HARLAND[6]首次提出斜向擠壓和斜向伸展的概念。斜向沖斷層由深部傾斜、斜滑的韌性斷層帶向上擴展產(chǎn)生，在地表主要由千米規(guī)模的走滑斷層連接而成[7]。造山帶、地塊邊界的大型斷層，或基底中的高角度斷層在后期活動時，地塊的運動方向或應力矢量與邊界斷層常呈斜交而非直交關系[8-9]。斜向滑動是邊界型斷層或古斷裂復活的一種常見型式[4-5，8]，并導致盆地發(fā)生斜向裂陷作用[10-13]。斜滑斷層的形成機制包括扭張/扭壓和張扭/壓扭2種[10，14]。目前斷陷盆地內(nèi)斜滑斷層的研究集中在基底斷層后期的斜向活動，多強調(diào)正斷層和平移斷層的疊加[11-12，15-16]，尚未對形成斜滑斷層的應力來源及其應變方式進行分析[10]。而實際上單純的伸展、擠壓、走滑、一般剪切都可以產(chǎn)生斜滑斷層，且產(chǎn)生這些變形的應力來源在地質(zhì)歷史時期不斷變化、增減[10-13]。

濟陽坳陷中、新生代經(jīng)歷了多期裂陷，先存斷層在后期構造運動中繼承性發(fā)育[17-20]，但斜滑斷層及其對沉積的控制作用研究相對薄弱[21-23]。本文在系統(tǒng)研究斜滑斷層的變形機制和發(fā)育演化規(guī)律的基礎上，以濟陽坳陷為例，揭示斜向裂陷盆地、疊合盆地內(nèi)斜滑斷層的成因機制及其對沉積展布的控制。

1 地質(zhì)背景

濟陽坳陷位于渤海灣盆地東南部，西北與埕寧隆起相鄰，東抵郯廬斷裂帶，南至魯西隆起，西與臨清坳陷相接，坳陷內(nèi)發(fā)育4個凹陷、多個凸起及NW、NE和近 EW 走向的若干斷層(圖1)[24-27]。

濟陽坳陷的構造層包括基底和蓋層兩部分?；诪楣爬系奶庞罴霸庞钭冑|(zhì)巖和侵入巖，蓋層為古生界—新生界。寒武系和奧陶系以碳酸鹽巖為主，沉積于穩(wěn)定克拉通階段；石炭系和二疊系為海陸交互相碎屑巖，沉積于克拉通平穩(wěn)升降階段；侏羅系坊子組和三臺組含煤碎屑巖沉積于擠壓背景下小型坳陷盆地；上侏羅統(tǒng)—白堊系蒙陰組、西洼組、王氏組河湖相碎屑巖、火山沉積巖，沉積于 NW 向平移、伸展斷陷盆地；古新系孔店組、始新統(tǒng)沙河街組四段湖相碎屑巖、鹽巖，沉積于NWW向伸展斷陷盆地；沙河街組三—一段、漸新統(tǒng)東營組河湖相碎屑巖，沉積于NE向伸展斷陷盆地；中新統(tǒng)館陶組、明化鎮(zhèn)組和第四系平原組碎屑巖、未固結黃土沉積于拗陷盆地[21，28-29]。

2 斜滑斷層的成因

應力場是形成斜滑斷層的重要因素，不同的應力場和應力場的疊加，控制著斜滑斷層的發(fā)育和演化(圖2)。

2.1 同期剪切變形

圖1 渤海灣盆地濟陽坳陷及鄰區(qū)構造格局和主要斷層分布

圖2 形成斜滑斷層的應變方式

(1)純剪切變形。在純剪中，為調(diào)節(jié)正斷層或逆斷層伸展或擠壓的差異活動，會產(chǎn)生斜滑斷層。在生長正、逆斷層發(fā)育過程中，斷層兩端走向一般會發(fā)生彎曲，整體呈弧狀。當斷層兩端走向與區(qū)域伸展或擠壓方向斜交時，彎曲段將斜向滑動并產(chǎn)生走向滑距，以斜斷方式調(diào)節(jié)斷塊伸展或擠壓(圖2a)。此外，調(diào)節(jié)差異伸展或擠壓機制還以另一種形式出現(xiàn)：當兩段斷層擠壓量或伸展量差異(Δp或Δe)大于21%[30]時，變換斷層將以平移斷層的方式發(fā)育來側斷調(diào)節(jié)擠壓或伸展差異(圖 2b)。通常，此類變換斷層還具有傾向滑距，且傾向擠壓量或伸展量大的一側。

(2)簡單剪切變形。單剪情況下，平移斷層主破裂帶及周邊次級斷層常常發(fā)育成斜滑斷層(圖 2c)。在抑制型或松弛型斷彎部位，主斷層走向因與斷塊運動方向斜交，導致斷層在平移的同時發(fā)生擠壓或伸展。同理，平移斷層的剪切活動所派生的同向平移斷層(R)、反向平移斷層(R')、局部張破裂(T)等都具有斜滑特征。在單剪應力場下形成的斷層，其走向、傾向、垂向滑距之間的數(shù)值關系取決于斷層走向與斷塊運動方向的夾角[31-32]。郯廬斷裂帶內(nèi)部及其影響的周邊盆地中發(fā)育大量此類斜滑斷層，如郯廬斷裂帶中段沂沭斷裂帶內(nèi)昌濰坳陷發(fā)育的古城—濰河口斷層(F18)，斷裂帶西側濟陽坳陷的陳南斷層(F2)、孤西斷層(F7)等。鄰區(qū)發(fā)育的相同性質(zhì)斷層，包括魯西隆起區(qū)的泰山—銅冶店斷層、新泰—垛莊斷層等，郯廬斷裂帶東側膠萊盆地的百尺河斷層、五蓮斷層等，以及蘇北盆地的真武斷層、楊村斷層等[33]。

(3)一般剪切變形。一般剪切變形對應張扭/壓扭[10，34]，包含平移和擠壓/伸展2種變形方式，且仍屬于非共軸變形[13，35]。相應地，當區(qū)域存在一般剪切變形時，會在平面上形成一系列雁列或帚狀分布的斜滑斷層(圖 2d)，變形區(qū)擠壓/伸展軸也因簡單剪切的加入而發(fā)生偏轉，且與純剪的擠壓/伸展方向斜交[36]。一般剪切可以是基底斜向裂陷、先存斷層斜滑形成的，也可由不同動力學機制產(chǎn)生的純剪和單剪復合、疊加而成[15]。后者中產(chǎn)生純剪的動力學機制包括熱物質(zhì)上涌、塊體平面上的離散運動等，產(chǎn)生單剪的動力學機制主要指多成因的邊界平移斷層、斜滑斷層活動，而這些動力學機制在不同地區(qū)可以有不同的組合。

2.2 多期剪切變形

由斜向伸展/擠壓導致多期純剪變形。存在先期發(fā)育的斷層時，后期應力場中的斷裂活動往往更容易沿著力學軟弱面進行，且其產(chǎn)狀、分布受前期斷層影響顯著[17]。此時，如果后期擠壓或伸展方向與先存斷層走向斜交，兩盤將繼承先存斷面發(fā)生斜向滑動，且變形方式仍屬于純剪切。這就是前已述及的扭張/扭壓。盡管在剖面上，主斷層與兩期次級斷層都呈“馬尾狀”組合，無法體現(xiàn)應力場伸展方向的轉變。但在平面上，后期應力場下發(fā)育的主斷層、次級斷層走向都會發(fā)生改變，且都與后期σ1或σ3方向近于垂直(圖2e)；此時主斷層與次級斷層由平行變?yōu)閬喥叫谢蛐苯?，銳夾角指示主斷層上盤相對斜滑方向[37]。中國東部中、新生代盆地經(jīng)歷過多幕次的伸展裂陷，每期發(fā)育的正斷層走向都有明顯變化，且繼承性發(fā)育的斷層具有明顯的此類斜滑斷層的特征[19，21]。

3 渤海灣盆地濟陽坳陷中的斜滑斷層

濟陽坳陷中生代以來經(jīng)歷過多幕次的構造運動，擠壓、伸展應力場多次反轉、變化，加之緊臨郯廬斷裂帶，該大型邊界平移斷裂帶的活動為研究區(qū)應力場增加了強烈的簡單剪切[16,18-20,29,33]，坳陷中發(fā)育了多類型、多期次的斜滑斷層(圖3)。本文按形成斜滑斷層的應力場分類進行剖析。

圖3 渤海灣盆地濟陽坳陷發(fā)育的斜滑斷層

表1渤海灣盆地濟陽坳陷斜滑斷層的走向滑距和傾向滑距

Table1Dip-slipandstrike-slipdisplacementoffaultsinJiyangDepression,BohaiBayBasin

斷層地質(zhì)時期的滑距/kmEd-Es1Es2-3Es4EkJ3-K1T3-J1-2剖面F3-0．3/-0．1-5．0/-0．5-1．4/-0．6-17．3/-7．7——483F4-0．4/-0．1-1．4/-0．2-3．7/-1．7-12．7/-5．6——523F2西段(NE段)-6．7/-4．3-5．4/-1．2-7．3/-6．8-14．3/-13．4——593F2中段(EW段)-3．6/0．6-8．2/4．7-5．8/0．1-12．5/0．1-10．6/-3．92．9/0616F2東段(NW段)-0．5/2．7-2．0/5．5-0．6/3．4-1．7/4．5-2．5/14．11．8/-2．3Ⅳ-Ⅳ’F8-0．3/0．2-0．5/0．6-1．3/0．5-1．8/0．7-0．98/02．6/-1．0593F10-0．5/-0．3-0．9/-0．2-5．0/-4．4———568F5-0．3/-0．1-0．1/0-0．2/-0．1——4．9/2．4593F6西段(NW段)-4．3/-0．9-1．8/-1．1———568F6東段(NE段)-2．6/1．4-3．0/3．3-2．1/0．7-1．2/0．4-5．5/0．23．1/-1．0616

注：斷層代號和位置見圖1。表內(nèi)數(shù)據(jù)中分子表示傾向滑距，分母表示走向滑距，記為：傾向滑距/走向滑距，單位km。傾向滑距中，正值為縮短量，負值為伸展量；走向滑距中左行平移為正，右行平移為負?！啊北硎緮鄬游椿顒踊驘o數(shù)據(jù)。

為表征斷層的斜滑特征，選擇7條剖面(圖1)，計算了濟陽坳陷主要一級控凹斷層的傾向滑距和走向滑距(表1)。傾向滑距可通過平衡剖面計算得出，在橫剖面上為斷層的水平滑距，即斷層的伸展量/縮短量。走向斷距在已知斷層位移方向和傾向滑距的前提下，根據(jù)矢量分解原理在平面上求得[31]。首先計算縮短量/伸展量；其次求斷層位移方向，研究區(qū)內(nèi)一級斷層位移方向與濟陽坳陷內(nèi)區(qū)域壓縮/伸展方向一致，即：T3-J1-2時期為SN向，J3-K1時期為NE20°，Ek-Es4時期為SN向，Es3-2時期為NW330°，Es1-Ed時期為NW350°[31]；最后經(jīng)矢量運算得到走向滑距。

3.1 純剪作用下發(fā)育的斜滑斷層

印支期由于揚子板塊的向北俯沖，受SN或 NNE方向擠壓應力場作用，在濟陽坳陷產(chǎn)生了7條大型逆沖構造帶，并控制該時期盆地原型(圖4a)[38]。這些逆沖構造帶在平面上呈弧狀展布，由NE、NW走向斷層連接而成。根據(jù)“弓箭法則”，NE、NW走向斷層在近南北向擠壓過程中斜斷調(diào)節(jié)塊體的向北運動，使 NE、NW走向斷層具有斜滑特征。從表1可以看出，印支期部分斷層走向滑距大于傾向滑距，如陳南斷層(F2)東段分別為2.3 km和1.8 km；部分斷層走向滑距小于傾向滑距，如義南斷層(F5)分別為2.4 km和4.9 km。上述運動學特征表明，斷層發(fā)生了逆斜滑活動。

在逆沖過程中，以側斷方式調(diào)節(jié)逆沖所形成的撕裂斷層同樣具有斜滑特征，此類斷層主要發(fā)育在惠民凹陷和東營凹陷北部斷坡帶，其走向近南北。新生代，濟陽坳陷處于伸展應力場，內(nèi)部發(fā)育眾多二、三級生長斷層。如前所述，弧形發(fā)育的斷層都具有斜滑特征。同樣，該時期亦發(fā)育由塊體伸展差異產(chǎn)生的側斷調(diào)節(jié)斷層，如白橋斷層(F16)、磁村斷層(F17)等(圖 1)。平面上，F(xiàn)16和F17斷層旋向不一，向南切斷齊廣斷層(F1)后延伸進入魯西隆起；剖面上，它們切穿中生界，常呈負花狀或半花狀構造，如白橋斷層(圖 3a)。

圖4 渤海灣盆地濟陽坳陷T3-Es3時期盆地原型

3.2 單剪作用下發(fā)育的斜滑斷層

J3-K1時期郯廬斷裂受太平洋板塊斜向俯沖影響發(fā)生強烈的左旋平移活動[33]，使得濟陽坳陷產(chǎn)生了簡單剪切應力場，形成了石村斷層、陳南斷層、滋鎮(zhèn)斷層、陽信斷層、羅西斷層、孤西斷層等一系列正斜滑斷層(圖3b)。其中，陳南斷層中段走向滑距為3.9 km，傾向滑距為10.6 km；陳南斷層東段走向、傾向滑距分別為14.1 km和2.5 km；埕南斷層(F6)東段走向滑距為0.2 km，傾向滑距為5.5 km(表1)。這些正斜滑斷層屬于郯廬斷裂的同向平移斷層，其左行正斷活動控制了濟陽坳陷該時期NW 向平移伸展型斷陷盆地的發(fā)育(圖4b)。

3.3 一般剪切作用下發(fā)育的斜滑斷層

基底斷層的后期斜向滑動、凹陷斜向裂陷產(chǎn)生一般剪切變形。在惠民凹陷，NE走向的寧南—無南斷層(F4、F5)和夏口斷層(F11)晚中生代以來一直繼承性活動，新生代由于伸展方向的變化產(chǎn)生了一般剪切變形和對應的扭張性應力場——臨邑帚狀斷層(F12)組合(圖3c)。在臨南洼陷T6反射層(Es3底)斷層分布圖上，低級序斷層近東西走向，指示該區(qū)古近紀早期伸展方向為近南北向。即近SN向伸展使NE向的臨南洼陷斜向裂陷，并發(fā)育臨邑帚狀斷層[39]。類似情況還出現(xiàn)在東營凹陷，古近紀早期近 SN 向的伸展使 NE 向濱南斷層控制的利津洼陷發(fā)生斜向裂陷，形成的帚狀斷層組合為中央Ⅲ號斷裂帶(圖3d，圖4c)。新生代早期NE走向斷層為右行平移—正斷活動，如寧南斷層Ek時期走向滑距為7.7 km，傾向滑距17.3 km。與NE走向斷層不同，NW走向斷層為左行正—平移活動，如陳南斷層Ek時期走向滑距為4.5 km，傾向滑距1.7 km(表1)。

3.4 多期剪切作用下的斜滑斷層

中生代以來，濟陽坳陷主要經(jīng)歷了三疊紀的擠壓、晚侏羅—早白堊世的NE向伸展平移、古新世—早始新世的NNE向伸展、中始新世—漸新世的NW向伸展[16,18-20]，其中繼承性發(fā)育的斷層在應力場轉換過程中會發(fā)生斜滑活動，如NW走向的陳南斷層東段。陳南斷層東段經(jīng)歷了上述4個應力場的演化，新生代斜滑構造特征明顯。平面上，勝永斷層(F14)、中央 I 號斷層(F15)等近 EW走向的次級斷層與主斷層斜交，銳夾角指示上盤相對運動方向(圖 1，圖4d)；剖面上，勝永斷層和中央I號斷層切穿至中生界，與主斷層組合成“斜交馬尾狀”斷層組合(圖 3e)。斷層在平面和剖面上的“斜交馬尾狀”特征屬于前述應力場轉換下發(fā)育的斜滑斷層。其中，陳南斷層(F2)東段在Es2-3時期走向滑距達5.5 km，傾向滑距為2.0 km； Es1-Ed時期的走向滑距為2.7 km，傾向滑距為0.5 km(表1)，充分體現(xiàn)了由于應力場的轉換造成的斷層斜向滑動特征。

4 斜滑斷層對沉積的控制

4.1 斜滑斷層對盆地邊緣沉積扇體形成和分布的控制

斜滑斷層的活動使物源區(qū)發(fā)生橫向遷移，導致沿盆地邊緣沉積的沖積扇在橫向和垂向上出現(xiàn)成分差異，這種差異可以通過盆地基底的成分進行對比。在純粹的走滑變形中，沖積扇進積作用不明顯，表現(xiàn)為橫向的等半徑遷移，在剖面上出現(xiàn)疊瓦狀沉積單元[40]。

當斷層斜向滑動時，盆地邊緣沖積扇或扇三角洲以偏斜的方式遷移和疊覆。如果是正—平移斷層，當走向斷距遠大于傾斜斷距時，邊緣沖積扇或扇三角洲會以較小的偏斜方式進行遷移和疊覆，偏斜軌跡的側伏角較小，且扇體遷移(變新)方向與斷層走滑方向相反(圖5a)。沿斷層走向，剖面上右行正—平移斷層控制的沉積砂體形成左列式沉積疊瓦，左行正—平移斷層形成左列式沉積疊瓦。當偏斜超過45°時，斷層成為平移—正斷層(圖5b)。隨著偏斜軌跡側伏角的加大，斜滑斷層逐漸接近正斷層，疊覆的扇體偏斜越來越小，最后變?yōu)榇瓜蚣臃e。

由于沉積疊瓦的倒向與所在盤滑動方向一致，可以用來指示斷層的水平滑動方向。沉積疊瓦在地震剖面上與三角洲前緣進積砂體類似，具有明顯的穿時性。因此，在斜滑斷層發(fā)育的地區(qū)地層劃分及格架建立時，要充分考慮沉積遷移的構造因素。

4.2 斜滑斷層及其派生斷層對沉積的控制

斜滑斷層，特別是正—平移斷層，在其活動過程中往往派生與其大角度相交的次級斷層。這些次級斷層為正斷層，位于主斷層的一側，多平行排列，與主斷層組成梳狀。次級斷層上盤的下降和下盤的上升，改變了盆地邊緣的地貌，加上其傾向不固定，剖面上可能出現(xiàn)階梯狀或地塹—地壘。這些因素控制了碎屑體系的推進方向，進而控制沉積扇體的分布，往往一條次級斷層就控制一個扇體，造成扇體沿主斷層走向的梳狀排列現(xiàn)象。

4.3 斜滑斷層的沉積響應

圖5 理想狀態(tài)下斜滑斷層對沉積砂體的控制圖 c、d 位置見圖 1。

在濟陽坳陷以東的濰北凹陷，北邊緣斷層為古城—濰河口斷層(F18)。斷層受郯廬斷裂新生代走滑活動形成，走向近東西，總體傾向北，由NE向和NWW向兩組雁列斷層組成，古新世孔三段—早始新世沙四段長期活動[42-43]，表現(xiàn)為左旋平移活動?？锥沃泻涂滓欢蜗律润w沿斷層帶由東向西依次排列，呈疊瓦狀，這種向西變新的沉積疊瓦現(xiàn)象正是斷層左行正—平移活動造成的。盆地邊緣扇體時代向西變新，即向西遷移，反證斷層下盤向東運動，為左行走滑活動。

在濟陽坳陷東北部，沙三段沉積時期受郯廬斷裂帶右行平移活動的影響，在樁海地區(qū)近SN向長堤斷層(F19)開始活動，作為郯廬斷裂的P破裂，亦為右行平移斷層。斷層傾角近于直立，剖面發(fā)育正花狀構造。此時受區(qū)域NW-SE向伸展作用，長堤斷層又有正斷層的特征，斷層傾向西，但斷距較小，沙三早期僅72 m。因此，長堤斷層為正—平移斷層。長堤斷層西側為NE走向的埕東斷層(F20)，作為郯廬斷裂帶的R破裂，同樣為右行平移斷層。由于與區(qū)域NW-SE向伸展方向近垂直，埕東斷層又具有正斷層的特征，斷層傾向SE，沙三早期斷距為256 m，因此埕東斷層是平移—正斷層。2條斷層的斜滑活動控制了孤北洼陷的形成，并控制著湖底扇的平面走向和遷移。沿2條斷層的走向，發(fā)育了一系列與其近于垂直的次級斷層，它們控制了碎屑體系的推進方向，進而控制了湖底扇沉積沿斷層走向分布。沙三期之后，長堤斷層和埕東斷層平移活動強弱的改變，導致這些湖底扇在橫向和垂向上隨之出現(xiàn)遷移和疊覆。

除濟陽坳陷外，渤海灣盆地下遼河—遼東灣坳陷沿郯廬斷裂帶也有正—平移斷層控制沉積砂體的實例。在下遼河坳陷金縣地區(qū)，郯廬斷裂的持續(xù)右旋走滑活動使得沙河街晚期至東營末期的沉積砂體不斷被錯開，在平面上出現(xiàn)明顯的橫向疊置現(xiàn)象，在剖面上形成“魚躍式”砂體發(fā)育模式[44]。在渤海海域遼東帶，沙二期形成的扇三角洲沉積體被營—濰斷裂帶遼東段錯開；進入東營期，東三段—東一段的辮狀三角洲砂體受切入凹陷位置點遷移影響，砂體由北向南發(fā)生明顯的遷移疊置[23]。

當沉積扇體從沖溝越過斷層進入盆地后，會在平行斷層走向的剖面上形成扇背斜。扇背斜是指凹陷陡坡帶砂礫巖體形成的一種底平頂凸的凸起，形狀類似于背斜，地層具核部老、兩翼新的特點[45]。對于平移—正斷層，沉積體因斷層的走向位移量相對較小而橫向位移量少，沿斷層走向所形成的背斜其軸跡斜歪，而背斜頂點遷移方向與上盤運動方向相反(圖5b)[46]。平面上，沉積扇體的橫向疊置還可以通過其形態(tài)在垂向上的變化、沉積中心的遷移來識別，如埕南斷層(F6)NE段(圖1)的沉積遷移現(xiàn)象(圖5c)。沙四期以后，研究區(qū)以 NW 向伸展為主，NE走向埕南斷層的斜滑活動為右行走滑(表1)。在2 050～1 500 ms水平切片上，車60井位置靠近斷層的沉積扇體由早到晚向北東方向發(fā)生了遷移；大 81 沉積體也具有相同的沉積遷移現(xiàn)象(圖5c)。沉積扇體向北東遷移變新，說明所在盤(下盤)向南西運動，反證了埕南斷層為右行走滑活動。確定扇體的沉積中心，計算沉積遷移距離，還可以用來估算斷層斜滑活動的走向滑距(走滑量)。在2 050～1 790 ms對應的沉積時期車60、大81沉積體分別沿斷層走向遷移了 0.28 km和0.45 km，該時期斷層走滑量為二者的平均值，即約0.36 km；在1 790～1 500 ms對應沉積期，車 60、大81沉積體分別沿斷層走向遷移了0.81 km和0.65 km，走向位移量約0.73 km；2 050～1 500 ms地層沉積時期斷層走滑量約為1.09 km。地震反射時間2 050～1 500 ms對應沙一段—東營組沉積時期，表1 計算得出的走向滑距為0.9 km，二者大致相同，說明用該方法來估算走滑量是可行的。

在埕南斷層(F6)西北部，沉積體背斜在沿斷層走向剖面上也發(fā)生了明顯的頂點遷移現(xiàn)象(圖5d)。車古25井對應的沖溝位置處，沉積體背斜的頂點從沙四段(Es4)一直發(fā)育到東營組；在車古20井對應的山梁位置處，沉積體背斜頂點從沙二—沙三段(Es2-3)開始向 NE 遷移、發(fā)育；同樣，在車66井右側對應的沖溝位置處，沉積體背斜頂點從沙二—沙三段(Es2-3)開始向NE遷移；最終，3處沉積體背斜都發(fā)育成軸跡向SW傾的斜歪背斜(圖5d)。通過計算3個背斜頂點的遷移距離，可以推算埕南斷層該段走滑量約0.5～0.8 km。這與表1中計算得到的埕南斷層NE段在沙三期以來的走向滑距(約0.7 km)大致相當。

反過來，在利用沉積體展布來判斷斷層旋向時可能會出現(xiàn)一些假象。因為，斷層下降盤的沉積體展布還會受其他因素影響，并非完全按圖4所示。如，當斷層上升盤的沉積物輸送方向(沖溝走向)與斷層走向斜交時，退積式沉積層序會使正斷層或左行正斷層表現(xiàn)出右行活動的假象(圖6a，b)，而進積式沉積層序會使正斷層或右行正斷層表現(xiàn)出左行活動的假象(圖6c，d)。即便沉積物輸送方向與斷層走向相互垂直，在同一層段內(nèi)或當斷層處于穩(wěn)定期，沉積補償原則會使扇體展布左右擺動，造成在層段內(nèi)或短暫時期內(nèi)利用扇體展布判斷斷層旋向時出現(xiàn)旋向反轉或反復(圖6e)。

圖6 利用沉積砂體判斷斷層旋向時的幾種假象

因此，在利用沉積體展布判斷斜滑斷層旋向，或利用斜滑斷層旋向研究沉積體展布時要綜合平面、剖面進行三維分析，同時結合斷層的次級構造、區(qū)域構造演化史加以判斷。如，在圖2e中后期層間次級斷層與主斷層之間的銳夾角指示上盤相對錯動方向，即主斷層具有左行走滑性質(zhì)。若所控制的扇體展布指示右行，則是受其他因素影響造成的假象。

5 結論

(1)通過系統(tǒng)分析斜滑斷層形成的動力學機制，將斜滑斷層的成因分成4類：純剪切、簡單剪切、一般剪切以及多期純剪應變下的斜向伸展/擠壓。

(2)濟陽坳陷中生代以來經(jīng)歷了多期構造應力場，內(nèi)部斜滑斷層發(fā)育豐富。斜滑斷層在印支期區(qū)域擠壓應力場下逆斜滑活動，在燕山期區(qū)域簡單剪切作用下為正斜滑活動，在喜馬拉雅期區(qū)域伸展應力場下為正斜滑活動；同時，還包括在一般剪切作用下的正斜滑活動，以及在應力場轉換過程中的繼承性斜向伸展。

(3)斜滑斷層的活動控制著盆地邊緣扇體的橫向遷移和疊置、碎屑體系的推進和展布，正—平移斜滑使沉積體沿斷層走向發(fā)生橫向疊置，在沿斷層走向剖面上形成沉積疊瓦、斜歪扇背斜等地質(zhì)現(xiàn)象。反之，利用沉積體展布來判斷斜滑斷層旋向時可能會出現(xiàn)一些假象，還需要結合斷層的次級構造、區(qū)域構造演化史進行判別。

參考文獻:

[1] RICKARD M J.Fault classification:Discussion[J].GSA Bulletin,1972,83(8):2545-2546.

[2] MATTAUER M.Les déformations des matériaux de l'écorce terrestre[M].Paris:[s.n.],1973.

[3] 方曙.斷層的運動學分類及圖面表達法[J].中國區(qū)域地質(zhì),2000,19(4):430-433.

FANG Shu.Kinematic classification and map face expression of faults[J].Regional Geology of China,2000,19(4):430-433.

[4] WILLIAMS A.Oblique-slip faults and rotated stress systems[J].Geological Magazine,1958,95(3):207-218.

[5] BOTT M H P.The mechanics of oblique slip faulting[J].Geological Magazine,1959,96(2):109-117.

[6] HARLAND W B.Tectonic transpression in Caledonian Spitsbergen[J].Geological Magazine,1971,108(1):27-41.

[7] NORRIS R J,COOPER A F.Origin of small-scale segmentation and transpressional thrusting along the Alpine fault,New Zealand[J].GSA Bulletin,1995,107(2):231-240.

[8] 宋鴻林.斜向滑動與走滑轉換構造[J].地質(zhì)科技情報,1996,15(4):33-38.

SONG Honglin.Oblique slip and strike-slip transform structures[J].Geological Science and Technology Information,1996,15(4):33-38.

[9] WOODCOCK N H,FISCHER M.Strike-slip duplexes[J].Journal of Structural Geology,1986,8(7):725-735.

[10] MORLEY C K,HARANYA C,PHOOSONGSEE W,et al.Activation of rift oblique and rift parallel pre-existing fabrics during extension and their effect on deformation style:Examples from the rifts of Thailand[J].Journal of Structural Geology,2004,26(10):1803-1829.

[11] MCCLAY K R,WHITE M J.Analogue modelling of orthogonal and oblique rifting[J].Marine and Petroleum Geology,1995,12(2):137-151.

[12] MORLEY C K.Variations in late Cenozoic-Recent strike-slip and oblique-extensional geometries,within Indochina:The influence of pre-existing fabrics[J].Journal of Structural Geology,2007,29(1):36-58.

[13] MCCLAY K R,DOOLEY T,WHITEHOUSE P,et al.4-D evolution of rift systems:insights from scaled physical models[J].AAPG Bulletin,2002,86(6):935-960.

[14] MORTIMER E,PATON D A,SCHOLZ C A,et al.Orthogonal to oblique rifting:effect of rift basin orientation in the evolution of the North Basin,Malawi Rift,East Africa[J].Basin Research,2007,19(3):393-407.

[15] VERSFELT J,ROSENDAHL B R.Relationships between pre-rift structure and rift architecture in Lakes Tanganyika and Malawi,east Africa[J].Nature,1989,337(6205):354-357.

[16] 詹潤,朱光.濟陽坳陷青東凹陷基底斷裂復活規(guī)律和方式[J].地質(zhì)論評,2012,58(5):816-828.

ZHAN Run,ZHU Guang.Reactivity features and patterns of basement faults in the Qingdong Sag,Jiyang Depression[J].Geolo-gical Review,2012,58(5):816-828.

[17] 童亨茂,蔡東升,吳永平,等.非均勻變形域中先存構造活動性的判定[J].中國科學(地球科學),2011,41(2):158-168.

TONG Hengmao,CAI Dongsheng,WU Yongping,et al.Activity criterion of pre-existing fabrics in non-homogeneous deformation domain[J].Science China Earth Sciences,2010,53(8):1115-1125.

[18] REN Jianye,TAMAKI K,LI Sitian,et al.Late Mesozoic and Cenozoic rifting and its dynamic setting in Eastern China and adjacent areas[J].Tectonophysics,2002,344(3/4):175-205.

[19] 漆家福,楊橋.陸內(nèi)裂陷盆地構造動力學分析[J].地學前緣,2012,19(5):19-26.

QI Jiafu,YANG Qiao.Dynamic analysis of continental rifting basin[J].Earth Science Frontiers,2012,19(5):19-26.

[20] 李理,趙利,劉海劍,等.渤海灣盆地晚中生代—新生代伸展和走滑構造及深部背景[J].地質(zhì)科學,2015,50(2):446-472.

LI Li,ZHAO Li,LIU Haijian,et al.Late Mesozoic to Cenozoic extension and strike slip structures and deep background of Bohai Bay Basin[J].Chinese Journal of Geology,2015,50(2):446-472.

[21] 任建業(yè),陸永潮,張青林.斷陷盆地構造坡折帶形成機制及其對層序發(fā)育樣式的控制[J].地球科學(中國地質(zhì)大學學報),2004,29(5):596-602.

REN Jianye,LU Yongchao,ZHANG Qinglin.Forming mechanism of structural slope-break and its control on sequence style in faulted basin[J].Earth Science(Journal of China University of Geosciences),2004,29(5):596-602.

[22] 林暢松,劉景艷,張英志,等.構造活動盆地的層序地層與構造地層分析：以中國中、新生代構造活動湖盆分析為例[J].地學前緣,2005,12(4):365-374.

LIN Changsong,LIU Jingyan,ZHANG Yingzhi,et al.Sequence stratigraphy and tectono-stratigraphic analysis of tectonically active basins:A case study on the Cenozoic-Mesozoic lacustrine basins in China[J].Earth Science Frontiers,2005,12(4):365-374.

[23] 徐長貴,于水,林暢松,等.渤海海域古近系湖盆邊緣構造樣式及其對沉積層序的控制作用[J].古地理學報,2008,10(6):627-635.

XU Changgui,YU Shui,LIN Changsong,et al.Structural styles of the Paleogene lacustrine basin margin and their control on sedimentary sequences in Bohai Sea area[J].Journal of Palaeogeography,2008,10(6):627-635.

[24] 馬立馳,王永詩,景安語,等.濟陽坳陷灘海地區(qū)古近系構造樣式及其控藏作用[J].油氣地質(zhì)與采收率,2018,25(1):1-5

MA Lichi,WANG Yongshi,JING Anyu,et al.Paleogene tectonic styles and their controls on hydrocarbon accumulation in the shallow sea of the Jiyang Depression[J].Petroleum Geology and Recovery Efficiency,2018,25(1):1-5

[25] 徐春華,王亞琳.渤海灣盆地濟陽坳陷凹隆結構類型及其對沉積的控制作用[J].石油實驗地質(zhì),2017,39(5):587-592,602.

XU Chunhua,WANG Yalin.Depression and apophysis structure type and its controls on deposition in the Jiyang Depression,Bohai Bay Basin[J].Petroleum Geology & Experiment,2017,39(5):587-592,602.

[26] 王鑫,蔣有錄,王永詩,等.濟陽坳陷生烴洼陷沉降類型及其油氣地質(zhì)意義[J].特種油氣藏,2017,24(2):24-29.

WANG Xin,JIANG Youlu,WANG Yongshi,et al.Sedimentary types and hydrocarbon significance of hydrocarbon depression in Jiyang Depression[J].Special Oil & Gas Reservoirs,2017,24(2):24-29.

[27] 向立宏,趙銘海,郝雪峰,等.濟陽坳陷東營組沉積體系新認識[J].油氣地質(zhì)與采收率,2016,23(3):8-13,66.

XIANG Lihong,ZHAO Minghai,HAO Xuefeng,et al.New understanding on sedimentary system of Dongying Formation in Jiyang Depression[J].Petroleum Geology and Recovery Efficiency,2016,23(3):8-13,66.

[28] 趙延江.東營凹陷古近系盆地結構與充填特征研究[D].廣州:中國科學院廣州地球化學研究所,2007.

ZHAO Yanjiang.The research of basin structure and filling characteristics of Palaeogene in Dongying Depression[D].Guangzhou:Guangzhou Institute of Geochemistry,Chinese Academy of Sciences,2007.

[29] 劉建忠,李三忠,周立宏,等.華北板塊東部中生代構造變形與盆地格局[J].海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì),2004,24(4):45-54.

LIU Jianzhong,LI Sanzhong,ZHOU Lihong,et al.Mesozoic tectonics and basin distribution in the eastern North China Plate[J].Marine Geology & Quaternary Geology,2004,24(4):45-54.

[30] ACOCELLA V,MORVILLO P,FUNICIELLO R.What controls relay ramps and transfer faults within rift zones?Insights from analogue models[J].Journal of Structural Geology,2005,27(3):397-408.

[31] 趙利,李理,張航.東營凹陷新生代早期斷裂系統(tǒng)的運動學特征及動力學機制[J].中國石油大學學報(自然科學版),2014,38(3):18-24.

ZHAO Li,LI Li,ZHANG Hang.Fault system’s kinematic characteri-stics and dynamic mechanism during Early Cenozoic in Dongying Sag[J].Journal of China University of Petroleum (Edition of Natural Science),2014,38(3):18-24.

[32] MOUSLOPOULOU V,NICOL A,LITTLE T A,et al.Displacement transfer between intersecting regional strike-slip and extensional fault systems[J].Journal of Structural Geology,2007,29(1):100-116.

[33] 朱光,王道軒,劉國生,等.郯廬斷裂帶的演化及其對西太平洋板塊運動的響應[J].地質(zhì)科學,2004,39(1):36-49.

ZHU Guang,WANG Daoxuan,LIU Guosheng,et al.Evolution of the Tan-Lu fault zone and its responses to plate movements in West Pacific Basin[J].Chinese Journal of Geology,2004,39(1):36-49.

[34] 張進江,鄭亞東.運動學渦度、極摩爾圓及其在一般剪切帶定量分析中的應用[J].地質(zhì)力學學報,1995,1(3):55-64.

ZHANG Jinjiang,ZHENG Yadong.Kinematic vorticity,polar Mohr circle and thier application in quantitative analysis of general shear zones[J].Journal of Geomechanics,1995,1(3):55-64.

[35] DEWEY J F,HOLDSWORTH R E,STRACHAN R A.Transpression and transtension zones[M]//HOLDSWORTH R E,STRACHAN R A,DEWEY J F.Continental transpressional and transtensional tectonics.London:Geological Society Special Publication,1998:1-14.

[36] SANDERSON D J,MARCHINI W R D.Transpression[J].Journal of Structural Geology,1984,6(5):449-458.

[37] SCHLISCHE R W,WITHJACK M O,EISENSTADT G.An experimental study of the secondary deformation produced by oblique-slip normal faulting[J].AAPG Bulletin,2002,86(5):885-906.

[38] 任建業(yè),于建國,張俊霞.濟陽坳陷深層構造及其對中新生代盆地發(fā)育的控制作用[J].地學前緣,2009,16(4):117-137.

REN Jianye,YU Jianguo,ZHANG Junxia.Structures of deep bed in Jiyang Sag and their control over the development of Mesozoic and Cenozoic basins[J].Earth Science Frontiers,2009,16(4):117-137.

[39] 李理,時秀朋,胡秋媛,等.雙帚狀斷層的成因和生長發(fā)育[J].中國石油大學學報(自然科學版),2017,41(6)：41-49.

LI Li,SHI Xiupeng,HU Qiuyuan,et al.Mechanism and growth of broom-like faults[J].Journal of China University of Petro-leum(Edition of Natural Science),2017,41(6):41-49.

[40] 陸克政,朱筱敏,漆家福.含油氣盆地分析[M].東營:中國石油大學出版社,2006.

LU Kezheng,ZHU Xiaomin,QI Jiafu.The analysis of oil-gas bearing basin[M].Dongying:Press of China University of Petroleum,2006.

[41] 吳智平.盆地結構特征與斷裂控藏作用研究的思路與方法[R].青島:中國石油大學(華東),2013.

WU Zhiping.The thought and method for the study of basin structure and the faults’ control on oil-gas reservoir[R].Qingdao:China University of Petroleum (East China),2013.

[42] 李曉清.濰北走滑盆地形成演化與含油氣系統(tǒng)[D].蘭州:中國科學院蘭州地質(zhì)研究所,2002.

LI Xiaoqing.The evolution history and petroleum systems of Weibei Strike-slip Basin[D].Lanzhou:Lanzhou Center for Oil and Gas Resources,Institute of Geology and Geophysics,CAS,2002.

[43] 李理,譚明友,張明振,等.濰北-萊州灣凹陷郯廬斷裂帶新生代走滑特征[J].地質(zhì)科學,2009,44(3):855-864.

LI Li,TAN Mingyou,ZHANG Mingzhen,et al.The Cenozoic strike-slip characteristics along the Tan-Lu fault zone of the Weibei-Laizhouwan area[J].Chinese Journal of Geology,2009,44(3):855-864.

[44] 鄧津輝,徐長貴,周心懷,等.走滑斷層轉換帶砂體發(fā)育特征與油氣富集規(guī)律[J].大慶石油地質(zhì)與開發(fā),2010,29(5):18-23.

DENG Jinhui,XU Changgui,ZHOU Xinhuai,et al.Sandstone development characteristics and hydrocarbon enrichment rules in the strike-slip fault transfer zone[J].Petroleum Geology and Oilfield Development in Daqing,2010,29(5):18-23.

[45] 鐘建華,王國壯,高祥成,等.東營凹陷北部陡坡帶豐1扇背斜的特征、成因及其與油氣的關系[J].地質(zhì)科學,2008,43(4):625-636.

ZHONG Jianhua,WANG Guozhuang,GAO Xiangcheng,et al.Sedimentary features,genesis and relation to hydrocarbon of fan-anticline in the north slope of the Dongying Sag[J].Chinese Journal of Geology,2008,43(4):625-636.

[46] 趙利,李理,劉卉.魯西隆起北部磁村斷層走滑特征及其控藏意義[J].大地構造與成礦學,2015,39(1):44-52.

ZHAO Li,LI Li,LIU Hui.Strike-slipping characteristics of the Cicun fault,north of the Western Shandong Uplift and its reservoir-controlling significance[J].Geotectonica et Metallogenia,2015,39(1):44-52.