四川盆地中部高陡斷裂構(gòu)造變形特征與斷裂性質(zhì)*

田方磊 趙小輝 劉 歡 何登發(fā) 魯 國 張巧依

（1.中國地質(zhì)大學（北京）能源學院 北京 100083；2.海相儲層演化與油氣富集機理教育部重點實驗室 北京 100083；3.中國石油集團東方地球物理公司西南物探研究院 成都 610213）

近年來，相對穩(wěn)定的克拉通盆地內(nèi)走滑斷層的研究吸引了諸多學者的關(guān)注。隨著高精度三維地震資料的大量采集和運用，在國內(nèi)的塔里木盆地、鄂爾多斯盆地內(nèi)都發(fā)現(xiàn)了大量延伸長、識別特征清楚的走滑斷裂帶（Lan et al.，2015；劉永濤等，2015；鄧尚等，2018，2019，2021；馬德波等，2018a；Deng et al.，2019）。在勘探家的不懈探索下，塔里木盆地深層、超深層碳酸鹽巖層系發(fā)育的走滑斷裂帶被證實為優(yōu)異的油氣富集帶。隨后“斷溶體”油氣藏、“斷控巖溶縫洞型”油氣藏等新的油氣成藏模式先后建立（魯新便等，2015；漆立新，2016；焦方正，2018；漆立新等，2021）。塔里木盆地的成功經(jīng)驗為中國幾大克拉通盆地的油氣勘探開拓了新思路。近年，一些研究也指出四川盆地中部發(fā)育走滑斷裂，其產(chǎn)狀高陡，在剖面上呈正/負花狀構(gòu)造、“Y”字型與反“Y”字型構(gòu)造、高陡直立斷層等樣式。沿斷裂帶走向，這些斷裂則表現(xiàn)出雁列式展布和分段變形特征（殷積峰等，2013；馬德波等，2018b；焦方正等，2021）。此外，由于這些斷裂帶存在顯著的伸展變形，因此，前人也將其稱為“張扭走滑斷裂”（馬德波等，2018b）。然而，對川中地區(qū)這類斷裂體系的研究尚處于初期，目前對其構(gòu)造特征仍然缺乏系統(tǒng)、全面的認識，這導致人們?nèi)匀浑y以界定這類斷裂的性質(zhì)。

鑒于上述問題，本文充分利用大面積覆蓋川中地區(qū)的三維連片資料，通過層面、剖面精細構(gòu)造解析，對川中地區(qū)主要高陡斷裂帶的構(gòu)造變形特征進行準確厘定。在此基礎(chǔ)上，進一步對其斷裂性質(zhì)展開討論。

1 地質(zhì)背景

四川盆地是一個大型的疊合、復合超級含油氣沉積盆地（汪澤成等，2022），其經(jīng)歷了早期的陸塊拼合統(tǒng)一基底形成階段、新元古代早期（拉伸紀）陸內(nèi)裂谷形成與發(fā)展階段、新元古代晚期（成冰紀）裂谷填平補齊和冰期蓋層形成階段、新元古代末（震旦系）克拉通內(nèi)坳陷盆地形成階段。隨后，自早古生代—晚三疊世，四川盆地又經(jīng)歷了多旋回的古隆起發(fā)育與深埋藏過程，導致盆地中部中-上寒武統(tǒng)、奧陶系、志留系、泥盆系、石炭系、三疊系雷口坡組等遭受大規(guī)模剝蝕并完全或部分缺失，P/AnP 不整合面、T3x/T2l不整合面等區(qū)域性削截型不整合面廣泛發(fā)育于樂山—龍女寺古隆起、瀘州古隆起及其鄰區(qū)（圖1c）。而從晚三疊世開始，由于盆地周緣的龍門山構(gòu)造帶、米倉—大巴褶皺沖斷帶、江南—雪峰構(gòu)造帶、大涼山—大婁山構(gòu)造帶等陸續(xù)形成，周緣前陸盆地發(fā)育，盆地構(gòu)造—沉積環(huán)境發(fā)生了翻天覆地的變化，奠定了現(xiàn)今的盆—山構(gòu)造格局。經(jīng)歷漫長的地質(zhì)演化歷史后，四川盆地形成了川西坳陷帶、米倉—大巴褶皺沖斷帶、川東高陡褶皺帶、川南低陡褶皺帶和川中平緩褶皺帶等5 大構(gòu)造單元（圖1a）（何登發(fā)等，2020）。

與盆地周緣復雜沖斷褶皺帶相比，川中平緩褶皺帶構(gòu)造相對簡單，地層相對平緩，前人所指的“走滑斷裂”即發(fā)育于該地區(qū)（馬德波等，2018b；焦方正等，2021）。通過川中地區(qū)大面積三維高精度地震數(shù)據(jù)的解釋和分析，一般認為川中地區(qū)高陡斷裂（走滑斷裂）廣泛發(fā)育于高石梯—磨溪—龍女寺地區(qū)及北部斜坡區(qū)。自北向南Ⅰ級NWW-SEE（或近E-W）走向的高陡斷裂帶有12 條（FI1～FI12），這些Ⅰ級斷裂帶間還發(fā)育有若干Ⅱ級、Ⅲ級斷裂帶（圖1b 中紅色線條標記的斷層）。除此之外還有一組NE-SW 走向的Ⅱ級高陡斷層（FII18～FII21），其主體發(fā)育于連片三維西南部（圖1b 中藍色線條標記的斷裂），與NWW-SEE（或近E-W）向高陡斷裂近乎垂直相交。

2 高陡斷裂構(gòu)造變形特征

通過高精度三維地震資料平面、剖面綜合構(gòu)造解析，我們發(fā)現(xiàn)川中地區(qū)的高陡斷裂，即前人所指的“走滑斷裂”具有高陡正斷層的變形特征，同時在一些主要斷裂帶上還發(fā)現(xiàn)了標志性的走滑（剪切）變形證據(jù)。這表明川中地區(qū)的高陡斷層是“伸展+走滑”復合變形的結(jié)果。下面，我們將詳細闡述川中地區(qū)高陡斷裂的構(gòu)造變形特征。

2.1 斷裂的分布與伸展變形特征

通過對高石梯—磨溪地區(qū)寒武系底界進行精細層位追蹤和50 m×50 m 為網(wǎng)格的高精度層面制圖，可以觀察到川中地區(qū)近NWW-SEE（或近E-W）走向的Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ級高陡斷裂和NE-SW 走向的Ⅱ級高陡斷裂交織成網(wǎng)狀，將高石梯、磨溪、龍女寺構(gòu)造高分割成不同的斷塊帶。在斷裂帶的局部位置還可見顯著的斷控洼陷帶，是斷裂曾發(fā)生伸展變形的重要證據(jù)（圖1b，圖2a）。從側(cè)視圖中觀察寒武系底界三維層面模型，可以更加直觀的看到FI5、FI6、FI7、FI8、FI9 等斷裂帶發(fā)生伸展變形形成的一系列斷層陡坎（圖2b）。通過層面、剖面綜合解析（圖2，圖3），我們還可以觀察到這些斷裂具有如下的分布和伸展變形特征。

圖1 四川盆地構(gòu)造單元劃分及川中走滑構(gòu)造研究區(qū)位置（a），川中地區(qū)寒武系底界高陡斷裂分布圖（b），川中地區(qū)Z1 井、K1 井地層綜合柱狀圖（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 斷裂帶斷層跡線呈單式或復式“弓”形（圖2a），為整體向北傾的高陡正斷層。在剖面中，這兩條斷裂帶的主斷層與其北側(cè)的次級張性斷層可以組成“Y”字型負花狀構(gòu)造（如FI8 斷裂帶，圖3b）或更復雜的負花狀構(gòu)造（如FI5 斷裂帶，圖3a）。除此之外，二者都是次級構(gòu)造單元的邊界，如FI5 斷裂帶是龍女寺構(gòu)造高的北邊界斷層；而FI8 斷裂帶則是高石梯—磨溪構(gòu)造低（向斜區(qū)）的北邊界斷層（圖2，圖3）。

圖2 川中高石梯—磨溪地區(qū)寒武系底面三維俯視圖（a）與三維側(cè)視圖（b）（位置見圖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 斷裂帶作為高石梯—磨溪構(gòu)造低（向斜區(qū)）的南邊界斷層，其變形強度明顯弱于FI8 斷裂帶，整體也呈復式“弓”形。沿FI9 斷裂帶走向觀察，可以進一步看出其斷距最大、變形最強烈的區(qū)段位于H1 井和G1 井之間，在G1 井以西10 km 范圍內(nèi)，F(xiàn)I9斷裂幾乎沒有可識別的斷距，但斷裂北側(cè)地層向高石梯—磨溪構(gòu)造低方向傾斜，為一個顯著的單斜構(gòu)造（圖2，圖3b）。

圖3 川盆地中部高石梯—磨溪地區(qū)典型剖面（A-A'，B-B'剖面）構(gòu)造特征（剖面位置見圖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斷裂帶主體發(fā)育于磨溪—龍女寺構(gòu)造高位，它們向西穿過燈2、燈3-4臺緣進入北部斜坡區(qū)（圖2），目前可識別的延伸長度在所有斷裂帶中最長，達170 km 以上（圖1b）。A-A'剖面構(gòu)造解析表明FI7 斷裂帶在龍女寺地區(qū)傾向SSW 方向，由FI7-1 和FI7-2 兩條分支高陡正斷層組成（圖2a，圖3a）。B-B'剖面構(gòu)造解析則揭示FI7 斷裂帶向北傾，由一條高陡正斷層組成。寒武系底界T0圖中也可以更加直觀的觀察到上述現(xiàn)象（圖2）。事實上，F(xiàn)I6 斷裂帶也和FI7 斷裂帶一樣，在龍女寺地區(qū)向SSW 傾，也由兩條次級分支高陡正斷層組成（FI6-1 和FI6-2）；在鄰近燈3-4 臺緣的區(qū)段上，F(xiàn)I6 斷裂同樣傾向NNE 方向（圖2，圖3a）。

整體上，川中高石梯—磨溪地區(qū)高陡斷裂具有顯著的伸展變形特征，剖面上可解釋為高陡、斜列分布的板狀正斷層。除FI6、FI7 斷裂帶在東段和西段傾向相反，東段都分叉為兩條高陡正斷層外，F(xiàn)I5、FI8、FI9 斷裂帶的傾向在不同區(qū)段整體都保持一致，均向北傾，且均呈單式或復式“弓”形（圖1b，圖2，圖3）。

2.2 主要斷裂帶走滑變形特征

前人在界定川中地區(qū)高陡斷裂是不是走滑斷裂時，大多采用以下3 類評價標準。

（1）根據(jù)剖面構(gòu)造變形特征進行厘定。認為斷層高陡、直立、斷入基底，縱向上和沿斷裂走向上，斷距明顯變化的為走滑斷層（焦方正等，2021）。

（2）根據(jù)斷層的水平位錯進行厘定。如若斷裂帶沿其走向存在明顯的水平滑移量，我們也可以確定斷層的走滑屬性。其中比較可靠的是斷層對早期沉積體、早期構(gòu)造（如：臺緣、古河道、古斷層）造成的錯動（鄧尚等，2019；潘家偉等，2022）。然而，此處必須要說明的是由于斷層效應，三維地震數(shù)據(jù)水平切片中觀察到的水平位錯不能作為斷層存在走滑變形的證據(jù)（Haakon，2016）。因此，采用此方法獲取的走滑位移數(shù)據(jù)需要慎重使用。

（3）根據(jù)主斷裂帶與兩側(cè)次級伴生構(gòu)造的組合關(guān)系進行厘定。理論研究、物理模擬、數(shù)值模擬研究和野外觀察均表明：當斷裂帶發(fā)生走滑（剪切）變形時，主剪切帶兩側(cè)往往會伴生一系列次級剪切破裂或剪切斷層，如R 剪切、R'剪切、P 剪切和T 破裂（即次級張性破裂）（圖 4）（Sylvester，1988；Rao et al.，2011；Dooley and Schreurs，2012；Gogonenkov and Timurziev，2012；鄧尚等，2018；焦方正等，2021；潘家偉等，2022；Tian et al.，2022）。因此，可以根據(jù)主斷裂帶與兩側(cè)次級伴生構(gòu)造的組合關(guān)系厘定斷裂帶是否存在走滑變形。對于川中地區(qū)的高陡斷裂，如若在斷裂帶兩側(cè)發(fā)現(xiàn)可靠的次級伴生構(gòu)造，也可以判定斷裂帶是否存在走滑變形。

圖4 走滑變形系統(tǒng)構(gòu)造組成要素Fig.4 Structural components of the strike-slip deformation system

對于四川盆地中部的高陡斷層，其特殊性在于：盡管這些斷層貫穿了早期的燈3-4、燈1-2 臺緣，但這些臺緣帶并未遭受顯著的錯斷（焦方正等，2021）。除此之外，川中地區(qū)的這些高陡斷裂帶再無可靠的水平錯斷標志可供識別。因此，一個關(guān)鍵問題是：川中地區(qū)的高陡斷裂存不存在走滑變形？它們的走滑變形具體有什么表現(xiàn)？對此，我們將對FI5、FI6、FI7、FI8、FI9 等發(fā)現(xiàn)可靠走滑變形標志的斷裂帶展開詳細闡述，明確其走滑變形特征。

（1）近東西向Ⅰ級斷裂帶走滑變形特征

1）FI5、FI8、FI9 斷裂帶走滑變形特征

對于FI5、FI8、FI9 等3 條整體呈“弓”形的Ⅰ級斷裂帶，我們在主斷裂帶兩側(cè)都發(fā)現(xiàn)了一系列次級張性斷層。通過主、次級斷層組合關(guān)系的分析，我們認為這3 條斷裂帶均發(fā)生過右行走滑變形。其中最典型的當屬FI8 斷裂帶。

針對FI8 斷裂帶，我們在二疊系底界T0圖（圖5a、圖5b）、龍王廟組底界T0圖（圖5c、圖5d）和寒武系底界T0圖中都發(fā)現(xiàn)了發(fā)育在主斷裂帶兩側(cè)的次級張性斷層。這些次級張性斷層延伸長度一般4～10 km。其中，北側(cè)的次級張性正斷層與主斷層的銳夾角均指向東；而南側(cè)次級張性斷層與主斷裂帶的銳夾角均指向西。通過仔細觀察，我們可以進一步發(fā)現(xiàn)這些次級張性斷層的一端均終止于FI8 主斷裂帶上，表明二者存在顯著的同期伴生關(guān)系?；趦蓚?cè)次級張性斷層與主斷層存在的這種特定規(guī)律，我們認為FI8 斷裂帶經(jīng)歷過右行走滑變形（圖5），主斷裂南北兩側(cè)的這些次級張性斷層相當于走滑變形系統(tǒng)中的張性破裂（tensile crack）（圖4）。

通過剖面C-C'，我們進一步觀察到FI8 斷裂帶的上盤（北盤）地層發(fā)育有顯著的正斷層牽引向斜，而主斷裂南側(cè)成對的次級張性斷層則構(gòu)成“Y”字形負花狀構(gòu)造，也指示曾經(jīng)發(fā)生顯著的伸展變形。

綜上，F(xiàn)I8 斷裂帶實質(zhì)上發(fā)生了“伸展+右行走滑”的復合變形，兼具伸展變形和走滑變形特征。與FI8 斷裂帶類似，在FI5、FI9 斷裂帶的北側(cè)，也發(fā)現(xiàn)了與主斷裂伴生的次級張性斷層。這些次級張性斷層的一端同樣終止于FI5、FI9 斷裂帶上（圖5，圖7）。在這些次級張性斷層之間，往往還發(fā)育有小型的斷控洼陷（圖7），指示其形成于伸展背景。與次級張性斷層的應力背景一致，F(xiàn)I5、FI9 主斷裂也具有正斷層的特征，形成于伸展背景。基于這些次級張性斷層與主斷層的構(gòu)造特征和組合關(guān)系，也可以確定FI5、FI9斷裂帶是“伸展+右行走滑”復合變形的產(chǎn)物。

圖5 FI8 斷裂帶走滑變形在層面T0圖上的表現(xiàn)（位置見圖1b）Fig.5 Strike-slip deformation characteristics of the FI8 fault zone in T0 diagrams（location refers to Fig.1b）

圖7 FI5 斷裂帶走滑變形平面特征（a，位置見圖1b）和剖面特征（b，位置見左圖）Fig.7 Strike-slip deformation characteristics of the FI5 fault zone and typical seismic profile

2）FI6、FI7 斷裂帶走滑變形特征

與FI5、FI8、FI9 斷裂帶不同，F(xiàn)I6、FI7 主斷裂帶兩側(cè)（圖2）沒有可識別的次級張性破裂。但是，在P1 井區(qū)附近，在二疊系底界上下5 ms 的相干圖中發(fā)現(xiàn)了指示這兩條斷裂帶存在走滑變形的關(guān)鍵證據(jù)：沿斷裂帶走向發(fā)育的雁列正斷層組或張性帚狀構(gòu)造（圖8b、圖8d）。組成雁列正斷層組、張性帚狀構(gòu)造的小型正斷層延伸長度為1～5 km，整體呈左階雁列展布。其變形特征、構(gòu)造組合關(guān)系與下伏寒武系底界相干圖所揭示的單條斷裂不同，表明在該地區(qū)，F(xiàn)I6、FI7 斷裂帶存在顯著的縱向差異變形（即分層變形）?；谶@些雁列正斷層組的構(gòu)造變形特征、組合關(guān)系及其與深部主剪切帶的上下構(gòu)造配置關(guān)系，可以進一步確定FI6、FI7 斷裂帶在P1 井區(qū)附近曾發(fā)生右行張扭走滑變形，剪切方向與FI5、FI8、FI9 斷裂帶一致（圖8）。

圖8 FI6、FI7 斷裂帶走滑變形平面構(gòu)造特征（位置見圖1b）Fig.8 Structural characteristics of strike-slip deformation of FI6 and FI7 fault zones（location refers to Fig.1b）

對于FI6、FI7 斷裂帶，除了在P1 井區(qū)發(fā)現(xiàn)有雁列正斷層組和張性帚狀構(gòu)造等指示右行張扭走滑變形的證據(jù)外，在FII19 斷裂帶北部的斜坡區(qū)，我們發(fā)現(xiàn)了更多指示這兩條斷裂帶曾發(fā)生右行張扭走滑變形的雁列正斷層組（圖9）。通過在北部斜坡區(qū)追蹤筇竹寺中-上部的一根強振幅、連續(xù)性很好的波谷反射界面（反射界面位置見圖10b），并進行50 m×50 m 的層面制圖，可以清晰的觀察到這些雁列正斷層組在該反射界面上的變形特征。

整體上，組成這些雁列正斷層組的小型正斷層延伸長度普遍在2～5 km，部分斷層長度可達10 km，如圖9a 中E-E'剖面所揭示的3 號斷層（圖10）。通過與深部主斷裂帶的構(gòu)造位置進行對比，大概可以將這些雁列正斷層組分為FI6-01ENFA（FI6 斷裂帶西端01分支的雁列正斷層組；ENFA，即En echelon Normal Fault Array，下同）、FI6-02ENFA（FI6 斷裂帶西端02 分支的雁列正斷層組）、FI7-ENFA（FI7 斷裂帶西端的雁列正斷層組）和FNE01-ENFA（北東向01 號斷裂帶上發(fā)育的雁列正斷層組）。除此之外，還有①～⑤雁列正斷層組零散分布于該地區(qū)（圖9b 中由紅字標記的①～⑤）。整體上，這些小斷層或長、或短，集群發(fā)育，左階排列，具有顯著的規(guī)律性，指示FI6-01、FI6-02、FI7 等I 級斷裂帶的西部末梢曾發(fā)生右行張扭走滑變形。

圖6 FI8 斷裂帶走滑變形剖面構(gòu)造特征（剖面位置見圖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，上述雁列正斷層組產(chǎn)狀高陡，呈板狀斜列，主體發(fā)育在前燈影組—寒武系，向上未突破P/AnP 不整合面。通過垂向斷距測量，其中一些雁列正斷層組在寒武系內(nèi)的斷距可達30～40 ms，約90～120 m，表明這些雁列正斷層組變形強烈。在所追蹤的波谷反射界面（圖10b）和P/AnP 不整合面之間，還可以看到寒武系（筇竹寺組）在局部地區(qū)顯著增厚，表明這些雁列正斷層組控制著局部微型地塹的發(fā)育（圖10）。此處，難以界定上述的地層增厚現(xiàn)象是地層剝蝕后的殘余還是斷層同沉積增厚。但是，不論如何，可以肯定的是這些雁列正斷層組在P/AnP 不整合面形成以前發(fā)育并定型。

圖10 FI6、FI7 斷裂帶在北斜坡區(qū)走滑變形產(chǎn)生的雁列正斷層組剖面構(gòu)造特征（剖面位置見圖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）北東向斷裂帶走滑變形的厘定

對于北東向斷裂帶，在T0圖中可以觀察到FNE01 斷裂南北兩側(cè)發(fā)育有一系列雁列正斷層組（即FNE01-ENFA），它們沿著FNE01 斷裂帶分布，與該斷裂帶具有相似的幾何交切關(guān)系，表明FNE01 斷裂帶也曾發(fā)生右行走滑變形（圖9）。

圖9 FI6、FI7 斷裂帶走滑變形產(chǎn)生的雁列正斷層組（位置見圖1b）Fig.9 En echelon normal fault groups caused by strike-slip deformation of FI6 and FI7 fault zones（location refers to Fig.1b）

除了這些雁列正斷層組可以作為FNE01 斷裂帶具備右行走滑變形的證據(jù)外，在FNE01斷裂帶和FNE02（FII19）斷裂帶之間我們還發(fā)現(xiàn)了一個菱形的微型地塹，其結(jié)構(gòu)與走滑“拉分盆地”類似。該菱形地塹兩邊長分別約8 km 和10 km（圖9）。通過兩條貫穿該菱形微地塹的地震反射剖面的精細解析，進一步確認了該菱形微地塹的存在：從剖面中，可以看到筇竹寺中-上部強波谷反射界面和P/AnP 不整合面之間的地層增厚明顯受限于FNE01、FNE02（FII19）邊界斷層（圖11a）和FNW01、FNW02 邊界斷層（圖11b）。

圖11 川中北斜坡北東向斷裂帶走滑變形剖面構(gòu)造特征（剖面位置見圖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）

一般情況下，可能認為發(fā)育在FNE01、FNE02 邊界斷層之間的這個菱形的微地塹是這兩條北東向高陡斷裂右行走滑變形形成的“拉分盆地”。倘若如此，可以很容易的知道FNE01、FNE02 這兩條斷裂帶承擔的走滑位移約為10 km。然而，沿著FNE02（FII19）斷裂帶往東，我們并未觀察到FNE02（FII19）斷裂帶將燈1，燈2，燈3-4 臺緣錯開（臺緣帶形成于震旦紀燈影期）（圖1b，圖2）。這表明在FNE01、FNE02（FII19）邊界斷層之間的這個菱形的微地塹不是這兩條邊界斷層右行走滑變形的產(chǎn)物，其形成的原因有待進一步研究。

綜上，盡管發(fā)育在FNE01、FNE02 邊界斷層之間的這個菱形的微地塹不能作為北東向高陡斷層曾發(fā)生走滑變形的證據(jù)，但是FNE01 斷裂帶南、北兩側(cè)發(fā)育的雁列正斷層組表明FNE01 斷裂帶曾發(fā)生過右行走滑變形。但是，對于FNE02（FII19）斷裂帶及發(fā)育在高石梯、磨溪地區(qū)及西部海槽區(qū)的其他北東向高陡斷裂，它們曾經(jīng)是否發(fā)生過走滑變形，仍然缺少可靠的鑒別標志。

3 討論：川中高陡斷裂的性質(zhì)

通過精細的層面、剖面綜合構(gòu)造解析，已經(jīng)明確川中地區(qū)高陡斷裂的兩個典型變形特征：

（1）存在顯著的伸展變形分量。發(fā)育在川中地區(qū)的高陡斷裂，不論NWW-SEE 向（或近E-W 向）還是NE-SW 向，不論Ⅰ級、Ⅱ級還是Ⅲ級，均具有顯著的伸展變形特征。在剖面上，這些斷裂產(chǎn)狀陡直，呈板狀斜列分布，具有正斷層的特征。

（2）證實FI5、FI6、FI7、FI8、FI9 及FNE01 等主要斷裂帶存在走滑變形，且剪切變形機制均為右旋剪切。

基于對川中地區(qū)高陡斷裂構(gòu)造變形特征的準確掌握，一個需要進一步討論的問題就是：川中高陡斷裂的斷層性質(zhì)是什么？

顯然，不能單純用“陡直正斷層”或“右行走滑斷層”來定義川中地區(qū)的這些高陡斷裂。這些斷層的形成不是純粹的伸展變形或純粹的右行走滑變形的結(jié)果，而是二者復合變形，因此前人提出的“張扭走滑斷層”這一觀點可以較好的描述川中地區(qū)這些高陡斷層的基本性質(zhì)（馬德波等，2018b）。從構(gòu)造變形時間上看，大部分兼具右行走滑變形和伸展變形的斷層，其上端點均終止于P/AnP 不整合面，部分向上斷穿該不整合面，終止于二疊系及三疊系內(nèi)。這表明“走滑+伸展”的復合變形在二疊系沉積前（相當于加里東期—海西期早期）就已經(jīng)發(fā)生，在隨后的海西期晚期、印支期，再次疊加“伸展+走滑”變形，從而形成我們現(xiàn)今觀察到的高陡斷裂體系。

因此，川中地區(qū)這些高陡斷裂的性質(zhì)，可以概括為：加里東期—海西早期發(fā)育并部分定型，部分在海西期晚期—印支期復活的“右行張扭走滑斷裂”。

4 結(jié) 論

通過精細的綜合構(gòu)造解析，準確厘定川中地區(qū)高陡斷裂的構(gòu)造變形特征和斷裂屬性，得出如下結(jié)論：

（1）川中地區(qū)的高陡斷裂，不論NWW-SEE 向（或近E-W 向）還是NE-SW 向，不論Ⅰ級、Ⅱ級還是Ⅲ級，均具有顯著的伸展變形分量。在剖面上，這些斷裂產(chǎn)狀陡直，呈板狀斜列分布，具有正斷層的變形特征。

（2）證實川中地區(qū)的FI5、FI6、FI7、FI8、FI9 及FNE01 等主要斷裂帶存在走滑變形分量，且剪切變形機制均為右旋剪切。

（3）川中地區(qū)高陡斷裂的性質(zhì)可以概括為：加里東期—海西早期發(fā)育并部分定型，部分在海西期晚期—印支期復活的“右行張扭走滑斷裂”。