潘 杰，張亞芹

(西北大學(xué) 地質(zhì)學(xué)系/大陸動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，陜西 西安 710069)

合興場地區(qū)位于川西坳陷中段，地理上西起大邑—都江堰市，東至綿陽市—中江縣一帶，北起彭州市磁峰場—棉竹市—德陽市羅江縣一帶，南至崇州市—成都市區(qū)—龍泉驛區(qū)洛帶鎮(zhèn)一帶，區(qū)內(nèi)大部分地區(qū)為第四系覆蓋，西北褶皺帶上廣泛出露中新生代地層，地表海拔一般300～500m。除北東向的構(gòu)造外，區(qū)內(nèi)還發(fā)育有南北、北東東、及北西向構(gòu)造，它們的復(fù)合和交錯、隆凹相間構(gòu)成了特有的“傘”狀構(gòu)造格局圖［1－2］。此次所做工作主要是在合興場地區(qū)三維地震上完成的，地震層位標(biāo)定主要是根據(jù)地震反射波組特征識別追蹤層位，解釋的層位有三疊系上統(tǒng)的馬鞍塘組(T3m)、須家河組的須三段至須五段(T3x5、T3x4、T3x3)，侏羅系下統(tǒng)的自流井組(J1z)，中統(tǒng)的千佛巖組(J2q)、沙溪廟組(J2sx)、遂寧組(J2sn)和上統(tǒng)的蓬萊鎮(zhèn)組(J3p)。

圖1 合興場須三段相干平面圖

1 合興場平面斷裂特征分析

相干是基于地震數(shù)據(jù)特征結(jié)構(gòu)的相干算法，對三維數(shù)據(jù)體進(jìn)行相干計算可以得到一個三維相干數(shù)據(jù)體，并可以對其進(jìn)行剖面顯示和時間切片顯示。相干體可以能夠壓制連續(xù)性，突出相鄰地震道的不連續(xù)性，主要用于更客觀、更細(xì)致的斷層解釋，河道、砂體及裂縫的預(yù)測。

印支中幕揚(yáng)子板塊向西俯沖，工區(qū)受到來自龍門山斷裂帶的SE向斜向擠壓，NE向構(gòu)造發(fā)育，以X型共軛剪切－逆沖斷裂發(fā)育為特征［3－4］。如圖1須家河組須三段相干平面圖所示，由于北部邊界應(yīng)力由西向東逐漸減弱，導(dǎo)致斷裂體系的位移規(guī)模與對應(yīng)的構(gòu)造變形幅度降低。西部的合興場、邱家槽區(qū)域整體受北西——南東向擠壓應(yīng)力作用最強(qiáng)，南北——東西向共軛斷裂體系在該區(qū)廣泛出現(xiàn)，其中以南北向斷裂最為發(fā)育;東部則以東西向剪切斷裂發(fā)育為特征，在東北部斷裂向東出現(xiàn)弧形彎曲，暗示該局部區(qū)域呈現(xiàn)有東西向的左行剪切作用。斷裂體系具壓扭特征，使得剖面上斷層形態(tài)陡傾，呈正花狀幾何形態(tài)。

圖2 IL1350地震剖面圖

2 合興場剖面斷裂特征分析

地震剖面上對斷裂的識別主要是依靠地震同相軸的錯段和空白及雜亂反射。通過對合興場地區(qū)4張IL和CL(圖1中所示)地震剖面的構(gòu)造解釋和分析，可知研究區(qū)以逆斷層為主，而且以須家河組須五段為界發(fā)育深、淺兩套不同類型的斷裂體系，深層斷裂較陡淺層斷裂較為平緩。

圖3 IL1470地震剖面圖

從圖2中可以看出在合興場淺層斷裂為低角度逆沖，并發(fā)育有X共軛斷層，X共軛斷層是由正向逆沖斷層和反向逆沖斷層組成。在邱家槽深層存在由一條正向逆沖斷層和兩條反向逆沖斷層組合成的構(gòu)造三角楔。圖3中合興場至邱家槽地區(qū)發(fā)育有正花狀構(gòu)造，花狀構(gòu)造是鑒別走滑斷層的重要標(biāo)志，其存在說明該區(qū)域內(nèi)的斷裂存在壓扭性質(zhì)［6］。

2.1 深層斷裂樣式

圖4 CL1180地震剖面圖

圖4中，深層逆沖斷層陡傾延伸較長甚至延伸至淺層。邱家槽附近深層斷層是工區(qū)內(nèi)主要斷層的組成部分，發(fā)育于背斜的核部。在邱家槽附近最明顯的斷裂樣式就是由一條正向逆沖斷層和三條反向逆沖斷層組合而成的正花狀構(gòu)造，其間存在突發(fā)構(gòu)造。介于邱家槽東部和新盛西部之間的斷層延伸都較小。

圖5 CL1280地震剖面圖

圖5顯示出深層斷裂體系以反向逆沖斷層為主，在合興場附近組合成復(fù)合型構(gòu)造三角楔。高角度斷層分布在合興場構(gòu)造，為南北向斷裂。西邊源自雷口坡組底部膏鹽滑脫層、向上斷至T3m地層的正向逆沖斷層，與其東邊向上斷至T3x4地層的反沖斷層組成第一種類型的構(gòu)造三角楔。源自雷口坡組底部膏鹽滑脫層、向上斷至J2s地層的反沖斷層與底滑脫層也組合成一構(gòu)造三角楔，這兩個構(gòu)造三角楔疊加在一起，組成復(fù)合型構(gòu)造三角楔。

2.2 淺層構(gòu)造樣式

圖4中淺層斷裂體系由一系列低角度的正向、反向逆沖斷層組成。在邱家槽附近淺層斷裂是深層斷裂的延伸，并繼承了深層斷裂，發(fā)育有突發(fā)構(gòu)造。新盛地區(qū)淺層沒有出現(xiàn)斷裂。

圖5中顯示合興場地區(qū)附近及其北部的淺層斷裂體系大都終止于T3x4，其傾角較為平緩。逆沖斷裂體系與派生出的次級反沖斷層形成“突發(fā)構(gòu)造”或呈共軛形態(tài)，其形成與淺層內(nèi)的構(gòu)造滑脫層相關(guān)。新盛地區(qū)淺層依然沒有斷裂發(fā)育。

綜合分析:研究區(qū)內(nèi)的斷裂都是深層較陡，淺層較為平緩，淺層斷層為低角度逆沖，在剖面上呈X共軛形態(tài)或形成突發(fā)構(gòu)造。深層斷裂體系的形成與T21膏鹽滑脫層密切相關(guān)，在邱家槽呈正花狀幾何形態(tài)，形成突發(fā)構(gòu)造;在合興場以反向逆沖斷層為主，組合成復(fù)合型構(gòu)造三角楔。

3 合興場斷裂體系形成期次分析

分析過程中對于斷裂活動期次的判定，主要是依據(jù)對生長地層的識別和對不整合接觸關(guān)系的分析。

生長地層(growth strata)是指在前陸盆地生長構(gòu)造(如生長逆斷裂一褶皺帶)翼部或頂部與褶皺構(gòu)造同期沉積的地層，是構(gòu)造運(yùn)動與沉積作用同時進(jìn)行的產(chǎn)物。在構(gòu)造橫剖面上，整個生長地層序列在褶皺翼部具有楔形幾何狀態(tài)，即從背斜脊至向斜軸，其厚度逐漸增厚，但地層傾角逐漸變緩而不整合接觸關(guān)系與構(gòu)造運(yùn)動有密切關(guān)系，是地殼運(yùn)動性質(zhì)的直接記錄。從它的形成時代可以確定構(gòu)造運(yùn)動的時代［7］。較大范圍內(nèi)出現(xiàn)的不同類型的不整合接觸關(guān)系，常可以作為劃分地殼運(yùn)動和地質(zhì)歷史階段的標(biāo)志［5］。世界油氣勘探經(jīng)驗(yàn)證明，利用生長地層和不整合接觸關(guān)系來研究斷裂的形成期次是可行的。

從圖2至圖5可以看出T3x3反射層頂?shù)鬃冃畏却嬖诓町?，其上緩下陡的變形表明深部斷裂在T3x3沉積的后期開始變形;之后的T3x4、T3x5沉積反射層保持相同的變形態(tài)勢，但變形仍呈上緩下陡之勢，說明在此期間深層構(gòu)造活動一直在持續(xù)。深部斷層主要切割T3x5以下反射層，斷層主要發(fā)育在T3x3。根據(jù)區(qū)域地質(zhì)資料，侏羅系下統(tǒng)自流井組底與下伏三疊系上統(tǒng)須家河組五段不整合接觸，這反映在地震剖面上T3x5上部和J1z地層之間存削蝕，說明構(gòu)造活動在T3x5沉積末期停止。

淺層斷裂體系主要切割J以上反射層，部分逆沖至地表，同時在圖5中可看到生長地層。該生長地層向構(gòu)造高部位上超并逐漸變薄，翼部發(fā)生褶皺，符合隆升速率超過沉積速率狀況下的生長地層模型。侏羅紀(jì)早期龍門山漸次抬升，侏羅紀(jì)晚期龍泉山斷裂構(gòu)造帶發(fā)育，造成區(qū)域抬升速率超過沉積速率，形成生長地層。部分?jǐn)鄬幽鏇_至地表，說明喜馬拉雅期也一直持續(xù)活動。因此淺層斷裂體系形成于燕山期～喜馬拉雅期。

綜合上述分析，深層斷裂體系的形成始于T3x3中后期，并在T3x4～T3x5沉積期間持續(xù)活動，在J沉積前基本停止;淺層斷裂體系形成于燕山期～喜馬拉雅

圖5 吳起—定邊地區(qū)長6儲層不同孔隙結(jié)構(gòu)類型分布直方圖(與其它層位比較)

5 結(jié)語

1)吳起－定邊地區(qū)長6砂巖成巖作用的研究表明，由于吳起－定邊地區(qū)內(nèi)的塑性碎屑顆粒含量較高，受到壓實(shí)作用后，極易發(fā)生變形，或以假雜基的形式填充于孔隙之間，使得儲層物性變差，這是該區(qū)物性差的一個重要原因。

2)吳起－定邊地區(qū)砂巖孔隙結(jié)構(gòu)特征參數(shù)能較好地表征和反映延長組長6油層組的孔隙結(jié)構(gòu)和儲集性能。

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