田方磊 赵小辉 刘 欢 何登发 鲁 国 张巧依
（1.中国地质大学（北京）能源学院 北京 100083；
2.海相储层演化与油气富集机理教育部重点实验室 北京 100083；
3.中国石油集团东方地球物理公司西南物探研究院 成都 610213）
近年来，相对稳定的克拉通盆地内走滑断层的研究吸引了诸多学者的关注。随着高精度三维地震资料的大量采集和运用，在国内的塔里木盆地、鄂尔多斯盆地内都发现了大量延伸长、识别特征清楚的走滑断裂带（Lan et al.，2015；
刘永涛等，2015；
邓尚等，2018，2019，2021；
马德波等，2018a；
Deng et al.，2019）。在勘探家的不懈探索下，塔里木盆地深层、超深层碳酸盐岩层系发育的走滑断裂带被证实为优异的油气富集带。随后“断溶体”油气藏、“断控岩溶缝洞型”油气藏等新的油气成藏模式先后建立（鲁新便等，2015；
漆立新，2016；
焦方正，2018；
漆立新等，2021）。塔里木盆地的成功经验为中国几大克拉通盆地的油气勘探开拓了新思路。近年，一些研究也指出四川盆地中部发育走滑断裂，其产状高陡，在剖面上呈正/负花状构造、“Y”字型与反“Y”字型构造、高陡直立断层等样式。沿断裂带走向，这些断裂则表现出雁列式展布和分段变形特征（殷积峰等，2013；
马德波等，2018b；
焦方正等，2021）。此外，由于这些断裂带存在显著的伸展变形，因此，前人也将其称为“张扭走滑断裂”（马德波等，2018b）。然而，对川中地区这类断裂体系的研究尚处于初期，目前对其构造特征仍然缺乏系统、全面的认识，这导致人们仍然难以界定这类断裂的性质。
鉴于上述问题，本文充分利用大面积覆盖川中地区的三维连片资料，通过层面、剖面精细构造解析，对川中地区主要高陡断裂带的构造变形特征进行准确厘定。在此基础上，进一步对其断裂性质展开讨论。
四川盆地是一个大型的叠合、复合超级含油气沉积盆地（汪泽成等，2022），其经历了早期的陆块拼合统一基底形成阶段、新元古代早期（拉伸纪）陆内裂谷形成与发展阶段、新元古代晚期（成冰纪）裂谷填平补齐和冰期盖层形成阶段、新元古代末（震旦系）克拉通内坳陷盆地形成阶段。随后，自早古生代—晚三叠世，四川盆地又经历了多旋回的古隆起发育与深埋藏过程，导致盆地中部中-上寒武统、奥陶系、志留系、泥盆系、石炭系、三叠系雷口坡组等遭受大规模剥蚀并完全或部分缺失，P/AnP 不整合面、T3x/T2l不整合面等区域性削截型不整合面广泛发育于乐山—龙女寺古隆起、泸州古隆起及其邻区（图1c）。而从晚三叠世开始，由于盆地周缘的龙门山构造带、米仓—大巴褶皱冲断带、江南—雪峰构造带、大凉山—大娄山构造带等陆续形成，周缘前陆盆地发育，盆地构造—沉积环境发生了翻天覆地的变化，奠定了现今的盆—山构造格局。经历漫长的地质演化历史后，四川盆地形成了川西坳陷带、米仓—大巴褶皱冲断带、川东高陡褶皱带、川南低陡褶皱带和川中平缓褶皱带等5 大构造单元（图1a）（何登发等，2020）。
与盆地周缘复杂冲断褶皱带相比，川中平缓褶皱带构造相对简单，地层相对平缓，前人所指的“走滑断裂”即发育于该地区（马德波等，2018b；
焦方正等，2021）。通过川中地区大面积三维高精度地震数据的解释和分析，一般认为川中地区高陡断裂（走滑断裂）广泛发育于高石梯—磨溪—龙女寺地区及北部斜坡区。自北向南Ⅰ级NWW-SEE（或近E-W）走向的高陡断裂带有12 条（FI1～FI12），这些Ⅰ级断裂带间还发育有若干Ⅱ级、Ⅲ级断裂带（图1b 中红色线条标记的断层）。除此之外还有一组NE-SW 走向的Ⅱ级高陡断层（FII18～FII21），其主体发育于连片三维西南部（图1b 中蓝色线条标记的断裂），与NWW-SEE（或近E-W）向高陡断裂近乎垂直相交。
通过高精度三维地震资料平面、剖面综合构造解析，我们发现川中地区的高陡断裂，即前人所指的“走滑断裂”具有高陡正断层的变形特征，同时在一些主要断裂带上还发现了标志性的走滑（剪切）变形证据。这表明川中地区的高陡断层是“伸展+走滑”复合变形的结果。下面，我们将详细阐述川中地区高陡断裂的构造变形特征。
2.1 断裂的分布与伸展变形特征
通过对高石梯—磨溪地区寒武系底界进行精细层位追踪和50 m×50 m 为网格的高精度层面制图，可以观察到川中地区近NWW-SEE（或近E-W）走向的Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ级高陡断裂和NE-SW 走向的Ⅱ级高陡断裂交织成网状，将高石梯、磨溪、龙女寺构造高分割成不同的断块带。在断裂带的局部位置还可见显著的断控洼陷带，是断裂曾发生伸展变形的重要证据（图1b，图2a）。从侧视图中观察寒武系底界三维层面模型，可以更加直观的看到FI5、FI6、FI7、FI8、FI9 等断裂带发生伸展变形形成的一系列断层陡坎（图2b）。通过层面、剖面综合解析（图2，图3），我们还可以观察到这些断裂具有如下的分布和伸展变形特征。
图1 四川盆地构造单元划分及川中走滑构造研究区位置（a），川中地区寒武系底界高陡断裂分布图（b），川中地区Z1 井、K1 井地层综合柱状图（c）Fig.1 Tectonic units of Sichuan Basin and the location of study area（a），distribution of deep-rooted and steep faults at the bottom of Cambrian（b）and integrated stratigraphic profiles of well Z1 and well K1 in the central Sichuan Basin（c）
（1）FI5、FI8 断裂带断层迹线呈单式或复式“弓”形（图2a），为整体向北倾的高陡正断层。在剖面中，这两条断裂带的主断层与其北侧的次级张性断层可以组成“Y”字型负花状构造（如FI8 断裂带，图3b）或更复杂的负花状构造（如FI5 断裂带，图3a）。除此之外，二者都是次级构造单元的边界，如FI5 断裂带是龙女寺构造高的北边界断层；
而FI8 断裂带则是高石梯—磨溪构造低（向斜区）的北边界断层（图2，图3）。
图2 川中高石梯—磨溪地区寒武系底面三维俯视图（a）与三维侧视图（b）（位置见图1b）Fig.2 3D top view（a）and 3D side view（b）of the bottom of Cambrian in Gaoshiti-Moxi area，central Sichuan Basin（location refers to Fig.1b）
（2）FI9 断裂带作为高石梯—磨溪构造低（向斜区）的南边界断层，其变形强度明显弱于FI8 断裂带，整体也呈复式“弓”形。沿FI9 断裂带走向观察，可以进一步看出其断距最大、变形最强烈的区段位于H1 井和G1 井之间，在G1 井以西10 km 范围内，FI9断裂几乎没有可识别的断距，但断裂北侧地层向高石梯—磨溪构造低方向倾斜，为一个显著的单斜构造（图2，图3b）。
图3 川盆地中部高石梯—磨溪地区典型剖面（A-A"，B-B"剖面）构造特征（剖面位置见图2）Fig.3 Structural characteristics of typical sections（A-A"，B-B"）in Gaoshiti-Moxi area，central Sichuan Basin（location refers to Fig.2）
（3）FI6、FI7断裂带主体发育于磨溪—龙女寺构造高位，它们向西穿过灯2、灯3-4台缘进入北部斜坡区（图2），目前可识别的延伸长度在所有断裂带中最长，达170 km 以上（图1b）。A-A"剖面构造解析表明FI7 断裂带在龙女寺地区倾向SSW 方向，由FI7-1 和FI7-2 两条分支高陡正断层组成（图2a，图3a）。B-B"剖面构造解析则揭示FI7 断裂带向北倾，由一条高陡正断层组成。寒武系底界T0图中也可以更加直观的观察到上述现象（图2）。事实上，FI6 断裂带也和FI7 断裂带一样，在龙女寺地区向SSW 倾，也由两条次级分支高陡正断层组成（FI6-1 和FI6-2）；
在邻近灯3-4 台缘的区段上，FI6 断裂同样倾向NNE 方向（图2，图3a）。
整体上，川中高石梯—磨溪地区高陡断裂具有显著的伸展变形特征，剖面上可解释为高陡、斜列分布的板状正断层。除FI6、FI7 断裂带在东段和西段倾向相反，东段都分叉为两条高陡正断层外，FI5、FI8、FI9 断裂带的倾向在不同区段整体都保持一致，均向北倾，且均呈单式或复式“弓”形（图1b，图2，图3）。
2.2 主要断裂带走滑变形特征
前人在界定川中地区高陡断裂是不是走滑断裂时，大多采用以下3 类评价标准。
（1）根据剖面构造变形特征进行厘定。认为断层高陡、直立、断入基底，纵向上和沿断裂走向上，断距明显变化的为走滑断层（焦方正等，2021）。
（2）根据断层的水平位错进行厘定。如若断裂带沿其走向存在明显的水平滑移量，我们也可以确定断层的走滑属性。其中比较可靠的是断层对早期沉积体、早期构造（如：台缘、古河道、古断层）造成的错动（邓尚等，2019；
潘家伟等，2022）。然而，此处必须要说明的是由于断层效应，三维地震数据水平切片中观察到的水平位错不能作为断层存在走滑变形的证据（Haakon，2016）。因此，采用此方法获取的走滑位移数据需要慎重使用。
（3）根据主断裂带与两侧次级伴生构造的组合关系进行厘定。理论研究、物理模拟、数值模拟研究和野外观察均表明：当断裂带发生走滑（剪切）变形时，主剪切带两侧往往会伴生一系列次级剪切破裂或剪切断层，如R 剪切、R"剪切、P 剪切和T 破裂（即次级张性破裂）（图 4）（Sylvester，1988；
Rao et al.，2011；
Dooley and Schreurs，2012；
Gogonenkov and Timurziev，2012；
邓尚等，2018；
焦方正等，2021；
潘家伟等，2022；
Tian et al.，2022）。因此，可以根据主断裂带与两侧次级伴生构造的组合关系厘定断裂带是否存在走滑变形。对于川中地区的高陡断裂，如若在断裂带两侧发现可靠的次级伴生构造，也可以判定断裂带是否存在走滑变形。
图4 走滑变形系统构造组成要素Fig.4 Structural components of the strike-slip deformation system
对于四川盆地中部的高陡断层，其特殊性在于：尽管这些断层贯穿了早期的灯3-4、灯1-2 台缘，但这些台缘带并未遭受显著的错断（焦方正等，2021）。除此之外，川中地区的这些高陡断裂带再无可靠的水平错断标志可供识别。因此，一个关键问题是：川中地区的高陡断裂存不存在走滑变形？它们的走滑变形具体有什么表现？对此，我们将对FI5、FI6、FI7、FI8、FI9 等发现可靠走滑变形标志的断裂带展开详细阐述，明确其走滑变形特征。
（1）近东西向Ⅰ级断裂带走滑变形特征
1）FI5、FI8、FI9 断裂带走滑变形特征
对于FI5、FI8、FI9 等3 条整体呈“弓”形的Ⅰ级断裂带，我们在主断裂带两侧都发现了一系列次级张性断层。通过主、次级断层组合关系的分析，我们认为这3 条断裂带均发生过右行走滑变形。其中最典型的当属FI8 断裂带。
针对FI8 断裂带，我们在二叠系底界T0图（图5a、图5b）、龙王庙组底界T0图（图5c、图5d）和寒武系底界T0图中都发现了发育在主断裂带两侧的次级张性断层。这些次级张性断层延伸长度一般4～10 km。其中，北侧的次级张性正断层与主断层的锐夹角均指向东；
而南侧次级张性断层与主断裂带的锐夹角均指向西。通过仔细观察，我们可以进一步发现这些次级张性断层的一端均终止于FI8 主断裂带上，表明二者存在显著的同期伴生关系。基于两侧次级张性断层与主断层存在的这种特定规律，我们认为FI8 断裂带经历过右行走滑变形（图5），主断裂南北两侧的这些次级张性断层相当于走滑变形系统中的张性破裂（tensile crack）（图4）。
通过剖面C-C"，我们进一步观察到FI8 断裂带的上盘（北盘）地层发育有显著的正断层牵引向斜，而主断裂南侧成对的次级张性断层则构成“Y”字形负花状构造，也指示曾经发生显著的伸展变形。
综上，FI8 断裂带实质上发生了“伸展+右行走滑”的复合变形，兼具伸展变形和走滑变形特征。与FI8 断裂带类似，在FI5、FI9 断裂带的北侧，也发现了与主断裂伴生的次级张性断层。这些次级张性断层的一端同样终止于FI5、FI9 断裂带上（图5，图7）。在这些次级张性断层之间，往往还发育有小型的断控洼陷（图7），指示其形成于伸展背景。与次级张性断层的应力背景一致，FI5、FI9 主断裂也具有正断层的特征，形成于伸展背景。基于这些次级张性断层与主断层的构造特征和组合关系，也可以确定FI5、FI9断裂带是“伸展+右行走滑”复合变形的产物。
图5 FI8 断裂带走滑变形在层面T0图上的表现（位置见图1b）Fig.5 Strike-slip deformation characteristics of the FI8 fault zone in T0 diagrams（location refers to Fig.1b）
图7 FI5 断裂带走滑变形平面特征（a，位置见图1b）和剖面特征（b，位置见左图）Fig.7 Strike-slip deformation characteristics of the FI5 fault zone and typical seismic profile
2）FI6、FI7 断裂带走滑变形特征
与FI5、FI8、FI9 断裂带不同，FI6、FI7 主断裂带两侧（图2）没有可识别的次级张性破裂。但是，在P1 井区附近，在二叠系底界上下5 ms 的相干图中发现了指示这两条断裂带存在走滑变形的关键证据：沿断裂带走向发育的雁列正断层组或张性帚状构造（图8b、图8d）。组成雁列正断层组、张性帚状构造的小型正断层延伸长度为1～5 km，整体呈左阶雁列展布。其变形特征、构造组合关系与下伏寒武系底界相干图所揭示的单条断裂不同，表明在该地区，FI6、FI7 断裂带存在显著的纵向差异变形（即分层变形）。基于这些雁列正断层组的构造变形特征、组合关系及其与深部主剪切带的上下构造配置关系，可以进一步确定FI6、FI7 断裂带在P1 井区附近曾发生右行张扭走滑变形，剪切方向与FI5、FI8、FI9 断裂带一致（图8）。
图8 FI6、FI7 断裂带走滑变形平面构造特征（位置见图1b）Fig.8 Structural characteristics of strike-slip deformation of FI6 and FI7 fault zones（location refers to Fig.1b）
对于FI6、FI7 断裂带，除了在P1 井区发现有雁列正断层组和张性帚状构造等指示右行张扭走滑变形的证据外，在FII19 断裂带北部的斜坡区，我们发现了更多指示这两条断裂带曾发生右行张扭走滑变形的雁列正断层组（图9）。通过在北部斜坡区追踪筇竹寺中-上部的一根强振幅、连续性很好的波谷反射界面（反射界面位置见图10b），并进行50 m×50 m 的层面制图，可以清晰的观察到这些雁列正断层组在该反射界面上的变形特征。
整体上，组成这些雁列正断层组的小型正断层延伸长度普遍在2～5 km，部分断层长度可达10 km，如图9a 中E-E"剖面所揭示的3 号断层（图10）。通过与深部主断裂带的构造位置进行对比，大概可以将这些雁列正断层组分为FI6-01ENFA（FI6 断裂带西端01分支的雁列正断层组；
ENFA，即En echelon Normal Fault Array，下同）、FI6-02ENFA（FI6 断裂带西端02 分支的雁列正断层组）、FI7-ENFA（FI7 断裂带西端的雁列正断层组）和FNE01-ENFA（北东向01 号断裂带上发育的雁列正断层组）。除此之外，还有①～⑤雁列正断层组零散分布于该地区（图9b 中由红字标记的①～⑤）。整体上，这些小断层或长、或短，集群发育，左阶排列，具有显著的规律性，指示FI6-01、FI6-02、FI7 等I 级断裂带的西部末梢曾发生右行张扭走滑变形。
图6 FI8 断裂带走滑变形剖面构造特征（剖面位置见图5）Fig.6 Structural characteristics of the FI8 strike-slip fault zone in seismic profiles（location refers to Fig.5）
在E-E"剖面上，上述雁列正断层组产状高陡，呈板状斜列，主体发育在前灯影组—寒武系，向上未突破P/AnP 不整合面。通过垂向断距测量，其中一些雁列正断层组在寒武系内的断距可达30～40 ms，约90～120 m，表明这些雁列正断层组变形强烈。在所追踪的波谷反射界面（图10b）和P/AnP 不整合面之间，还可以看到寒武系（筇竹寺组）在局部地区显著增厚，表明这些雁列正断层组控制着局部微型地堑的发育（图10）。此处，难以界定上述的地层增厚现象是地层剥蚀后的残余还是断层同沉积增厚。但是，不论如何，可以肯定的是这些雁列正断层组在P/AnP 不整合面形成以前发育并定型。
图10 FI6、FI7 断裂带在北斜坡区走滑变形产生的雁列正断层组剖面构造特征（剖面位置见图9）Fig.10 Structural characteristics of the En echelon normal fault groups generated by the strike-slip deformation of the FI6 and FI7 fault zones in the northern slope area（location refers to Fig.9）
（2）北东向断裂带走滑变形的厘定
对于北东向断裂带，在T0图中可以观察到FNE01 断裂南北两侧发育有一系列雁列正断层组（即FNE01-ENFA），它们沿着FNE01 断裂带分布，与该断裂带具有相似的几何交切关系，表明FNE01 断裂带也曾发生右行走滑变形（图9）。
图9 FI6、FI7 断裂带走滑变形产生的雁列正断层组（位置见图1b）Fig.9 En echelon normal fault groups caused by strike-slip deformation of FI6 and FI7 fault zones（location refers to Fig.1b）
除了这些雁列正断层组可以作为FNE01 断裂带具备右行走滑变形的证据外，在FNE01断裂带和FNE02（FII19）断裂带之间我们还发现了一个菱形的微型地堑，其结构与走滑“拉分盆地”类似。该菱形地堑两边长分别约8 km 和10 km（图9）。通过两条贯穿该菱形微地堑的地震反射剖面的精细解析，进一步确认了该菱形微地堑的存在：从剖面中，可以看到筇竹寺中-上部强波谷反射界面和P/AnP 不整合面之间的地层增厚明显受限于FNE01、FNE02（FII19）边界断层（图11a）和FNW01、FNW02 边界断层（图11b）。
图11 川中北斜坡北东向断裂带走滑变形剖面构造特征（剖面位置见图9）Fig.11 Strike-slip deformation characteristics of the NE striking fault zones in the north slope of the central Sichuan Basin（location refers to Fig.9）
一般情况下，可能认为发育在FNE01、FNE02 边界断层之间的这个菱形的微地堑是这两条北东向高陡断裂右行走滑变形形成的“拉分盆地”。倘若如此，可以很容易的知道FNE01、FNE02 这两条断裂带承担的走滑位移约为10 km。然而，沿着FNE02（FII19）断裂带往东，我们并未观察到FNE02（FII19）断裂带将灯1，灯2，灯3-4 台缘错开（台缘带形成于震旦纪灯影期）（图1b，图2）。这表明在FNE01、FNE02（FII19）边界断层之间的这个菱形的微地堑不是这两条边界断层右行走滑变形的产物，其形成的原因有待进一步研究。
综上，尽管发育在FNE01、FNE02 边界断层之间的这个菱形的微地堑不能作为北东向高陡断层曾发生走滑变形的证据，但是FNE01 断裂带南、北两侧发育的雁列正断层组表明FNE01 断裂带曾发生过右行走滑变形。但是，对于FNE02（FII19）断裂带及发育在高石梯、磨溪地区及西部海槽区的其他北东向高陡断裂，它们曾经是否发生过走滑变形，仍然缺少可靠的鉴别标志。
通过精细的层面、剖面综合构造解析，已经明确川中地区高陡断裂的两个典型变形特征：
（1）存在显著的伸展变形分量。发育在川中地区的高陡断裂，不论NWW-SEE 向（或近E-W 向）还是NE-SW 向，不论Ⅰ级、Ⅱ级还是Ⅲ级，均具有显著的伸展变形特征。在剖面上，这些断裂产状陡直，呈板状斜列分布，具有正断层的特征。
（2）证实FI5、FI6、FI7、FI8、FI9 及FNE01 等主要断裂带存在走滑变形，且剪切变形机制均为右旋剪切。
基于对川中地区高陡断裂构造变形特征的准确掌握，一个需要进一步讨论的问题就是：川中高陡断裂的断层性质是什么？
显然，不能单纯用“陡直正断层”或“右行走滑断层”来定义川中地区的这些高陡断裂。这些断层的形成不是纯粹的伸展变形或纯粹的右行走滑变形的结果，而是二者复合变形，因此前人提出的“张扭走滑断层”这一观点可以较好的描述川中地区这些高陡断层的基本性质（马德波等，2018b）。从构造变形时间上看，大部分兼具右行走滑变形和伸展变形的断层，其上端点均终止于P/AnP 不整合面，部分向上断穿该不整合面，终止于二叠系及三叠系内。这表明“走滑+伸展”的复合变形在二叠系沉积前（相当于加里东期—海西期早期）就已经发生，在随后的海西期晚期、印支期，再次叠加“伸展+走滑”变形，从而形成我们现今观察到的高陡断裂体系。
因此，川中地区这些高陡断裂的性质，可以概括为：加里东期—海西早期发育并部分定型，部分在海西期晚期—印支期复活的“右行张扭走滑断裂”。
通过精细的综合构造解析，准确厘定川中地区高陡断裂的构造变形特征和断裂属性，得出如下结论：
（1）川中地区的高陡断裂，不论NWW-SEE 向（或近E-W 向）还是NE-SW 向，不论Ⅰ级、Ⅱ级还是Ⅲ级，均具有显著的伸展变形分量。在剖面上，这些断裂产状陡直，呈板状斜列分布，具有正断层的变形特征。
（2）证实川中地区的FI5、FI6、FI7、FI8、FI9 及FNE01 等主要断裂带存在走滑变形分量，且剪切变形机制均为右旋剪切。
（3）川中地区高陡断裂的性质可以概括为：加里东期—海西早期发育并部分定型，部分在海西期晚期—印支期复活的“右行张扭走滑断裂”。
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