劉新宇，李會元

（東北石油大學CNPC斷裂控藏研究室，黑龍江 大慶 163318）

0 引言

早在 1935 年，Rettger[1]在軟沉積物斷裂變形實驗中觀察到泥巖流入斷裂帶的現象，Perkins[2]于1961年首次應用泥巖流入斷裂帶機理去解釋路易斯安那灣岸地區(qū)砂砂對接斷層封閉的現象。1980年，Smith[3]將泥巖涂抹定義為泥巖地層被拖入到斷裂帶中，以區(qū)別于斷裂帶中的斷層泥（fault gouge）。 1913 年，Reid 等[4]將斷層泥定義為在圍巖之間的斷裂帶中發(fā)育的細粒巖，潮濕時有點像泥；1977年，Sibson[5]將其定義為碎屑成分小于30%、具有隨機組構的無黏結力斷層巖。2000年，Sperrevik[6]將泥巖涂抹定義為斷層上下盤泥巖層中的泥進入發(fā)育的斷裂帶中、沿著斷層面分布的泥巖薄膜。Peacock等[7]綜合前人的研究成果認為，圍巖富泥物質沿著斷層面分布，即為涂抹（smear）[2，8-10]。由于泥巖涂抹具有較小的孔喉半徑、較低的滲透率和較高的排替壓力，所以泥巖涂抹具有較強的封閉能力[11]，對準確評價斷層封閉性具有重要的意義。從而進一步準確厘定油水界面，降低鉆探風險。

物理模擬實驗是研究地質構造變形演化機制的一種重要方法，在國內外都得到了廣泛的運用[12]。前人認為，在構造物理模擬砂箱實驗中，干燥的石英砂和潤濕的黏土是模擬上地殼中的構造變形的理想材料[13-16]。1997 年，Hornbaker等[17]指出，對于顆粒材料，當顆粒之間有少量水存在的時候，其力學性質會發(fā)生改變。干燥的石英砂和潤濕后的黏土接觸后，由于毛細管的虹吸作用會導致石英砂吸水，從而使得石英砂和黏土的物理性質都會發(fā)生改變，增大了實驗誤差。為了克服這一困難，2005年，Adam[18]進行了飽和水砂箱實驗。2010年，Schmatz沿用了Adam的實驗條件，在砂箱內鋪設了不同層數的濕黏土和石英砂，對斷層內部結構的發(fā)育進行了研究，并結合PIV技術對整個實驗過程作了詳細的解析[19-20]。然而，Schmatz并沒有詳細對比不同層數的實驗結果，并且在飽和水砂箱實驗條件下，黏土層的物理性質在實驗過程中會改變，導致實驗誤差增大。本實驗采用了另外一種思路，嘗試采用了干燥的石英砂和干黏土進行斷層變形模擬，并結合PIV技術對實驗過程進行分析研究。

1 實驗方法

物理砂箱模擬通常是用來模擬規(guī)模較大的構造變形和構造樣式，對于小規(guī)模的構造現象模擬較少[21-22]。本實驗模擬的重點是泥巖涂抹形成及演化過程，實驗設備參考 Schmatz 2010年所用實驗裝置（見圖 1）[19-20]。實驗砂箱長40 cm，寬20 cm，高40 cm；底部用硬度大形變量小的材料制作成傾角為70°的基底正斷層；基底正斷層上盤在2塊平行的玻璃板之間運動，斷層模具與玻璃的接觸部分都采用了密封措施，同時添加了潤滑劑（如白凡士林）以減小砂泥層和玻璃面的摩擦阻力。實驗最大斷距20 cm，變形速率0.01～10 mm/min。

圖1 實驗設備示意

建立實驗模型必須考慮邊界條件，而真實的地質現象是沒有邊界條件的。模擬斷層形成的理想條件是在一種均質的材料中形成單一的面狀剪切帶[20]。為了消除邊界條件對實驗結果的影響，需要在實驗進行前選擇合適的邊界條件。實驗砂箱主要包括2個邊界條件，即砂箱底部采用堅硬的底板和上頂面采用自由頂面。砂箱內填充物總高為38 cm，基底斷層滑動速率為0.5 mm/min，實驗過程中每30 s拍照1次，這些參數在所有實驗中保持不變。

2 相似分析及實驗材料選擇

實驗模型與自然界原型之間相似性的確定，是通過模擬實驗來討論地質問題的前提[12]。相似性主要分為幾何學、運動學和動力學3個方面[23-25]。

實驗中一般采用的相似比為 10-4～10-5[25-26]。 本實驗的幾何學相似比L*=5.0×10-5，運動學相似比e*=2.0×10-4（參照晚第四系斷裂活動速率 1 mm/a[27]）。

根據Hubbert 1937年和Van Mechelen 2004年提出的相似理論[23，25]，實驗材料的選取應該滿足：內聚力的相似比要盡可能地滿足動力學的相似比，內摩擦角應該盡可能接近。上地殼中塑性巖層的內聚力一般為1～5 MPa，脆性巖石的內聚力一般為 10～50 MPa[25，28]。內摩擦角φ，泥（頁）巖的一般為25°，砂巖的一般為40°[29]。

本實驗的動力學相似比σ*=ρ*g*L*。其中，重力加速度相似比 g*=1，密度相似比 ρ*≈0.5，則 σ*=2.5×10-5。 那么，這就要求模擬砂巖層的實驗材料內聚力為250～1 250 Pa，模擬泥巖層實驗材料的內聚力為25～125 Pa。1991年，Krantz通過對石英砂和黏土進行剪切測試，石英砂的內聚力為 200～500 Pa，黏土約為 300 Pa[30]，本實驗選取的實驗材料符合相似理論（見表1）。

表1 實驗材料的物理特性

3 PIV（粒子成像測速）技術

PIV技術是一種非接觸式的光學測量技術，被廣泛應用于流體位移的測量[20]。該技術最早應用于流體力學、巖土力學和空氣動力學研究[31-32]，近幾年才被應用于構造物理模擬實驗中[33]。本文運用PIV技術對實驗模型剖面上剪切應變的分布和變化進行計算，進而對泥巖涂抹的形成演化過程進行討論。

應用PIV圖像后處理軟件對實驗過程照片進行處理，可以獲得不同時刻顆粒運動的二維矢量場。由于實驗照片拍攝的面積一般比PIV處理的面積大，為了節(jié)約計算的時間，先確定PIV處理的區(qū)域。進行相關計算之前需要把圖像分割為若干塊，每一個塊即為一個“判讀區(qū) （interrogation windows）”， 判讀區(qū)的大小決定了PIV處理的精度，每一個判讀區(qū)的大小通常為幾粒石英砂，其在實驗照片中的位置都是確定的。圖2a中，黑色矩形代表一個判讀區(qū)在t1時刻圖像中的位置；圖2b中，黑色矩形表示的是t2時刻判讀區(qū)所在的位置，從而可以計算出此判讀區(qū)在t1時刻到t2時刻對應的速度v（見圖2c）。通過對每一個判讀區(qū)進行計算，獲得某時刻的速度場。

圖2 PIV圖像分割及計算過程

4 實驗結果

本文共設計完成了4個實驗（見表2），黏土間夾層厚度為10 mm，黏土層厚度為5 mm，黏土類型為干，變形速率0.5 mm·min-1，黏土層數是實驗唯一的變量?？梢愿鶕酥緦印⒛鄮r層的變形和PIV分析圖像，確定斷層的形成位置和傳播途徑。

表2 實驗數據

通過對所有實驗分析發(fā)現，在斷距較小時 （0～2 mm），沿基底斷層的方向形成一條斷層，2000年，Mandl把這條斷層命名為“先存斷層（precursor fault）”[15]。 隨著基底斷層的活動，在近垂直的方向上又形成一條斷層，筆者為了描述方便將其命名為“直裂斷層”。一般情況下先存斷層先出現，也有兩者同時出現的情況（見圖4a）。2010年，Schmatz把以先存斷層和直裂斷層為邊界的“倒三角狀”區(qū)域定義為“三角運動有利區(qū)”，斷層發(fā)育的過程中此區(qū)域內應變較為集中[19]。實驗中斷層的發(fā)育分為2個方向。橫向上，直裂斷層向先存斷層方向旋轉，并最后逐漸形成一條斷層；垂向上，斷層在向上傳播的過程發(fā)生了垂向分段生長，并逐漸連接形成一條斷層。

4.1 純石英砂變形實驗

為了了解實驗中用來模擬上地殼脆性巖層的石英砂在本實驗條件下的變形特點，進行了純石英砂變形實驗（見圖3）。在砂箱中隨機鋪設了3層不同厚度的用甲基藍試劑染色的石英砂作為標志層，染色不會改變石英砂的物理性質[19]。在鋪設過程中，為了消除人為壓實的影響，石英砂從統(tǒng)一的高度均勻撒入砂箱。

從實驗開始到斷距達到0.2 cm時，標志層幾乎沒有發(fā)生變化，而根據PIV分析圖像顯示，在石英砂中形成了一條與基底斷層方向大致相同的剪切應變集中帶，說明此時已經形成了先存斷層（見圖3a）。隨著基底斷層的活動，先存斷層并沒有進一步發(fā)育，而是在近垂直方向上出現了直裂斷層（見圖3b）。在此變形階段，砂巖標志層發(fā)生了彎曲，并沒有明顯的減薄。由PIV分析圖像顯示，在斷距為1.3 cm時斷層出現了分段生長（見圖3c，3d），并隨著斷距的進一步增大，斷層段逐漸連接成為一條斷層（見圖3d）。在斷層分段生長階段，標志層的厚度基本保持不變，說明此過程標志層沒有遭受強烈的研磨作用。當斷層分段生長結束后，在砂箱內形成了一個穩(wěn)定的斷面，根據斷層的位置和連接情況來看，斷層段之間形成的是擠壓型疊覆區(qū)。在斷距從1.0 cm增大到5.0 cm這個過程中，直裂斷層逐漸向先存斷層方向旋轉，最終趨于一致。

4.2 砂-泥巖互層變形實驗

通過純石英砂斷層變形實驗，對斷層的發(fā)育特征已經有基本的了解，在石英砂中鋪設一層厚度為5 mm的黏土層進行實驗（見圖4a—4c）。在斷距達到1.0 cm時形成的“倒三角”狀運動有利區(qū)的形態(tài)和純石英砂實驗相似，只是在泥巖層位置處剪切帶發(fā)生了彎曲（見圖4a）。根據PIV分析圖像顯示（見圖4b），在斷距達到2.0 cm時，斷層在泥巖層位置處發(fā)生了明顯的分段生長現象，斷層段之間形成的是拉張型疊覆區(qū)。此時發(fā)生變形的泥巖層保存完整，厚度基本和原巖層相同，形成了連續(xù)的泥巖涂抹。隨著斷距的增大，斷層段逐漸連接形成一條斷層（見圖4c）。在PIV分析圖像中顯示，剪切帶在泥巖層位置處沒有異常現象，說明泥巖層遭受強烈的研磨作用，沒有連續(xù)的泥巖涂抹形成。

圖3 石英砂變形實驗

在實驗條件不變的情況下，進行2層黏土變形實驗（見圖4d—4f），黏土層厚度均為5 mm，中間的石英砂夾層厚度均為為10 mm，構成一個簡單的砂-泥互層。根據PIV分析顯示，先存斷層在砂-泥互層位置處分為2段，上半部分的方向和基底斷層相似，下半部分近垂直。隨著斷距增大，直裂斷層向先存斷層方向旋轉的同時，斷層發(fā)生了分段生長，此過程對運動有利區(qū)內的泥巖層基本沒有破壞。三角運動有利區(qū)內的泥巖層發(fā)生了彎曲變形，而夾層砂巖多發(fā)育斷層透鏡體。當斷層段連接形成穩(wěn)定斷面時，泥巖層和砂巖夾層經過強烈的研磨混合，幾乎看不到保存完整的泥巖層。

當砂箱內的黏土增加為3層時（見圖4g—4i），先存斷層的形態(tài)和2層時的形態(tài)大致相同。當斷距為4 cm時（見圖4h），斷層處于分段生長階段，此時的泥巖層破碎較為嚴重，多發(fā)育裂縫和泥巖透鏡體，以脆性破裂為主[34]。隨著斷距的進一步增大，斷層段逐漸合并形成一個斷面，此時泥巖層以脆性變形為主，多發(fā)育裂縫和透鏡體。三角運動有利區(qū)內泥巖發(fā)生彎曲變形成階梯狀，在實驗s-s-0和s-n-5中這種現象不是很明顯，隨著泥巖層層數的增加，這種現象越來越明顯。

圖4 砂-泥巖互層斷層變形實驗

5 討論

即使是物性相同的泥巖層，在不同的層序中變形特點也不同。如圖5a所示，在單層黏土變形實驗中，泥巖層以塑性變形為主，沒有裂縫和透鏡體出現，形成保存較好的泥巖涂抹。在2層黏土變形實驗中，由于黏土層數的增加，形成的泥巖涂抹呈階梯狀，并且石英砂夾層發(fā)育“香腸”構造（見圖5b）。當黏土的層數增加到3層時（見圖5c），在相同的斷距條件下和單層及2層黏土變形實驗相比，黏土層表現出明顯的脆性特征，有泥巖透鏡體及明顯的斷裂形成，泥巖涂抹的連續(xù)性較差。

圖5 斷距4.0 cm實驗結果對比

實驗中采用了干燥的石英砂和干黏土對斷裂變形過程中泥巖涂抹的形成及演化進行了模擬。通過和前人的實驗結果對比發(fā)現[18-20，26]，受基底斷層活動影響形成的正斷層的發(fā)育過程大致相同。本文應用PIV技術對實驗過程做了詳細的分析，更進一步詳細描述了斷層發(fā)育的各個過程。

在直裂斷層向先存斷層方向旋轉的過程中，斷層出現了垂向分段生長的現象。在純石英砂變形實驗中，斷層段在垂向上形成的是左階右旋的組合方式（見圖3d），而在砂-泥巖互層斷層變形實驗中，斷層段形成的是右階右旋的組合方式（見圖4c，4e，4h）。左階右旋斷層段疊覆區(qū)之間形成的擠壓型疊覆區(qū)，而右階右旋形成的拉張型疊覆區(qū)，有利于泥巖涂抹的發(fā)育。在s-n-5和s-2n-5實驗中，拉張型疊覆區(qū)內沒有泥巖層發(fā)生脆性破裂；而在s-3n-5實驗中，泥巖層在拉張型疊覆區(qū)內形成了裂縫和泥巖透鏡體，破碎較為嚴重。所以，受到泥巖層數的影響，拉張型疊覆區(qū)內部的泥巖層不一定都能保存完整。通過對比可以看出，在斷層分段生長階段有利于泥巖涂抹的形成，并且泥巖層數越少，形成的泥巖涂抹連續(xù)性越好。

在基底斷層活動的初期，砂箱中會形成一個倒三角狀的運動有利區(qū)，根據PIV分析顯示，應變主要集中在這一區(qū)域內，說明運動有利區(qū)內巖石破碎較為嚴重。隨著斷層的進一步發(fā)育，無論在均質的石英砂變形實驗中還是砂-泥互層變形實驗中均會出現分段生長現象，并且在斷層段之間形成不同類型的疊覆區(qū)。隨著基底斷層活動，砂箱中形成的斷層和基底斷層連接貫通形成一條斷層。

基于上述認識，筆者將斷層的發(fā)育分為破碎、轉換和滑動3個階段（見圖6）。破碎階段（見圖6a）：受基底斷層活動影響，在地層中形成一個近似倒三角狀的運動有利區(qū)，此區(qū)域內應變相對集中。轉換階段 （見圖6b）：在運動有利區(qū)內發(fā)育了一些斷層段，斷層段之間形成不同類型的疊覆區(qū)，其中拉張型疊覆區(qū)有利于泥巖涂抹的形成和保存?；瑒与A段（見圖6c）：隨著基底斷層的活動，斷層段逐漸連接形成一條斷層，斷層活動較為穩(wěn)定，此階段泥巖層的破壞較為嚴重，常發(fā)育裂縫和泥巖透鏡體，并遭受強烈的研磨作用，不利于泥巖涂抹的形成和保存。

圖6 斷層發(fā)育模式

對實驗過程的分析，揭示了斷層發(fā)育的不同階段形成泥巖涂抹的差異，一般情況下，在直裂斷層向基底斷層方向旋轉的過程中形成的泥巖涂抹保存較好。

6 結論

1）泥巖層的層數會影響泥巖的變形特點，在泥巖層與砂巖夾層厚度不變的情況下，泥巖層越多越不利于泥巖涂抹發(fā)育。

2）PIV技術在構造物理模擬實驗中的應用取得了良好的效果，能夠更清晰地分辨出肉眼所不能看到的現象，使得實驗結果更加精確。

3）干燥的石英砂和黏土是模擬上地殼構造變形的理想材料，不僅能夠消除石英砂的虹吸現象，而且能夠避免實驗過程中黏土層由于壓實造成的脫水現象。

4）斷層的分段生長在斷層發(fā)育過程中是普遍存在的，純石英砂變形實驗中斷層段間形成的是擠壓型疊覆區(qū)，而砂-泥互層實驗中形成的是拉張型疊覆區(qū)。

5）斷層發(fā)育的位置存在區(qū)間性，即在實驗過程中形成的三角運動有利區(qū)，斷層主要發(fā)育于此區(qū)域內，并且最終斷層的形態(tài)和基底斷層趨于一致。

6）受基底斷層活動影響形成的正斷層發(fā)育呈現出階段性，在轉換階段和滑動階段都有泥巖涂抹形成，其中轉換階段形成的泥巖涂抹保存最好。

[1]Rettger R E.Experiments on soft-rock deformation[J].AAPG Bulletin，1935，19（2）：271-292.

[2]Perkins H.Fault closure-type fields，southeast Louisiana[J].Gulf Coast Association of Geological Societies Transactions，1961（11）：177-196.

[3]Smith D A.Sealing and nonsealing faults in Louisiana Gulf Coast salt basin[J].AAPG Bulletin，1980，64（2）：145-172.

[4]Reid H F，Davis W M，Lawson A C，et al.Report of the committee on the nomenclature of faults [J].Geologische Rundschau，1914，5（4）：299-301.

[5]Sibson R H.Fault rocks and fault mechanisms[J].Journal of the Geological Society，1977，133（3）：191-213.

[6]Sperrevik S，F?rseth R B，Gabrielsen R H.Experiments on clay smear formation along faults[J].Petroleum Geoscience，2000，6（2）：113-123.

[7]Peacock D，Knipe R J，Sanderson D J.Glossary of normal faults[J].Journal of Structural Geology，2000，22（3）：291-305.

[8]Knipe R J.Faulting processes and fault seal[C]//Larsen R M，Brekke H，Larsen B T，et al.Structural and tectonic modelling and its application to petroleum geology.Stavanger：NPF Special Publication,1992：325-342.

[9]Allan U S.Model for hydrocarbon migration and entrapment within faulted structures[J].AAPG Bulletin，1989，73（7）：803-811.

[10]Knott S D.Fault seal analysis in the North Sea[J].AAPG Bulletin，1993，77（5）：778-792.

[11]Fisher Q J，Knipe R J.The permeability of faults within siliciclastic petroleum reservoirs of the North Sea and Norwegian Continental Shelf[J].Marine and Petroleum Geology，2001，18（10）：1063-1081.

[12]沈禮，賈東，尹宏偉，等.基于粒子成像測速（PIV）技術的褶皺沖斷構造物理模擬[J].地質論評，2012，58（3）：471-480.

[13]Cloos H.Zur experimentellen Tektonik[J].Naturwissenschaften，1931，19（11）：242-247.

[14]Lehner F K，Pilaar W F.The emplacement of clay smears in synsedimentary normal faults：Inferences from field observations near Frechen，Germany[M].Bonn：Norwegian Petroleum Society Special Publications，1997：39-50.

[15]Mandl G.Faulting in brittle rocks:An introduction to the mechanics of tectonic faults[M].Heidelberg：Springer，2000：1-434.

[16]Clausen J A，Gabrielsen R H，Johnsen E，et al.Internal fault geometry and clay smear distribution.Examples from field studies and drained ring-shear experiments [J].Norsk Geologisk Tidsskrift，2003 （83）：131-146.

[17]Hornbaker D J，Albert R，Albert I，et al.What keeps sandcastles standing [J].Nature，1997，387（6635）：765.

[18]Adam J，Urai J L，Wieneke B， et al.Shear localisation and strain distribution during tectonic faulting：New insights from granular-flow experiments and high-resolution optical image correlation techniques[J].Journal of Structural Geology，2005，27（2）：283-301.

[19]Schmatz J，Vrolijk P J，Urai J L.Clay smear in normal fault zones：The effect of multilayers and clay cementation in water-saturated model experiments [J].Journal of Structural Geology，2010，32（11）：1834-1849.

[20]Schmatz J，Holland M，Giese S，et al.Clay smear processes in mechanically layered sequences：Results of water-saturated model experiments with free top surface[J].Journal of the Geological Society of India，2010，75（1）：74-88.

[21]Lindanger R， ?ygaren M，Gabrielsen R H，et al.Analogue(plaster)modelling and synthetic seismic representation of hangingwall fault[J].First Break， 2004，22（1）：33-41.

[22]Holland M，Urai J L，Martel S.The internal structure of fault zones in basaltic sequences[J].Earth and Planetary Science Letters，2006，248（1）：301-315.

[23]Hubbert M K.Theory of scale models as applied to the study of geologic structures[J].Geological Society of America Bulletin，1937，48（10）：1459-1519.

[24]Hubbert M K.Mechanical basis for certain familiar geologic structures[J].Geological Society of America Bulletin， 1951，62（4）：355-372.

[25]Van Mechelen J L M.Strength of moist sand controlled by surface tension for tectonic analogue modelling[J].Tectonophysics，2004，384（1/2/3/4）：275-284.

[26]Horsfield W T.An experimental approach to basement-controlled faulting[J].Geologie en Mijnbouw，1977，56（4）：363-370.

[27]吳傳勇，沈軍，陳建波，等.庫車坳陷東秋里塔格斷裂晚第四紀活動和滑動速率[J].西北地震學報，2007，29（2）：129-132.

[28]Byerlee J.Friction of rocks[J].Pure and Applied Geophysics， 1978，116（4/5）：615-626.

[29]單家增.構造模擬實驗在石油地質學中的應用[M].北京：石油工業(yè)出版社，1996：1-42.

[30]Krantz R W.Measurements of friction coefficients and cohesion for faulting and fault reactivation in laboratory models using sand and sand mixtures[J].Tectonophysics，1991，188（1）：203-207.

[31]Hage B， Werther J.The guarded capacitance probe：A tool for the measurement of solids flow patterns in laboratory and industrial fluidized bed combustors [J].Powder Technology，1997，93（3）：235-245.

[32]Wolf H，K?nig D，Triantafyllidis T.Experimental investigation of shear band patterns in granular material [J].Journal of Structural Geology，2003，25（8）：1229-1240.

[33]李廷微，孟令東，馮丹，等.水力破裂機制及其在蓋層和斷層穩(wěn)定性評價中的應用[J].斷塊油氣田，2015，22（1）：47-52.

[34]付曉飛，郭雪，朱麗旭，等.泥巖涂抹形成演化與油氣運移及封閉[J].中國礦業(yè)大學學報，2012，41（1）：52-63.