坡折带类型和分布

坡折带类型及特征~

根据坡折带的成因机制可划分为构造坡折带和沉积坡折带。
1.构造坡折带特征
构造坡折带是指由于同沉积构造长期活动引起的地形坡度发生明显突变的地带。能够形成坡折带的同沉积构造活动主要有断裂和挠曲作用。因此，相应地可划分为断裂坡折带和挠曲坡折带。断裂坡折带是由于同生断裂活动而形成地形坡折带，如莺东斜坡带一号断裂和莺东断裂在不同地段活动强度不同而形成明显的坡折(图3－14)。挠曲坡折带则是由于盆地中央和边缘沉降速率差异较大而导致了坡折带的形成，如莺歌海盆地S60之后由于热沉降作用在盆地中央的沉降速率较大，而边缘处的沉降速率则较低，因而出现了明显的坡折带，相应地形成了大量盆底扇和斜坡扇。有时，挠曲坡折带受控于深部隐伏断裂。
2.构造坡折带分区
莺歌海盆地莺东斜坡带在盆地裂后期主要以热沉降作用为主，但是盆缘一号断裂和莺东断裂仍控制不同层段的沉积作用。因而，莺东斜坡带大致可分为两个构造坡折带区，即沿一号断裂和莺东断裂带的断裂坡折带区和向盆地内部与断裂坡折带平行的挠曲坡折带区(图3－14)。
在盆地演化过程中，这两类坡折带的平面位置以及对层序形成演化的控制作用也不尽相同，比如在有些三级层序中断裂活动极其微弱，低位体系域的展布主要受控于挠曲坡折带，而有些三级层序的低位体系域的形成则主要受控于断裂坡折带。

图3－14 莺歌海盆地东侧坡折带分布

3.沉积坡折带特征
沉积坡折带是由于不同地区沉积速率差异从而造成地形坡度突变而形成的。Van Wag-oner等(1988)提出的Ⅰ类层序，即陆架陆坡型层序，主要受控于全球平面升降变化，而此时陆坡的形成主要是由于沉积作用所控制的。所以，坡折带(陆坡带)随着沉积物快速堆积而不断向前推进。在莺东斜坡带莺歌海组二段沉积时期为典型的陆架陆坡形成时期，尽管该时期早期陆坡的形成受莺东断裂的影响，但随后明显受沉积物供给速率的控制，导致陆坡向盆地中央和东南侧推进(图3－15)。

图3－15 莺歌海盆地陆坡的迁移

在以被动大陆边缘为背景的沉积盆地中，层序首先被划分为具有Ⅰ型层序边界的层序和具有Ⅱ型层序边界的层序两类。然后再根据坡折带的特点把Ⅰ型层序区分为具有陆架坡折的层序、有生长断层坡折的层序和无坡折的缓坡层序三种层序形式。这种以层序边界和坡折带特征进行层序类型划分建立层序模式，体现了盆地古地貌控制层序体系域构成的本质，所建立的层序地层模式不但极好地反映了不同类型层序的体系域构成特征，具有普遍性，而且能更好地预测有利储集体，以及指导油气勘探特别是隐蔽油气藏的勘探。
陆相盆地与被动大陆边缘盆地相比较，其主要区别表现在以下几个方面：①由于湖盆构造活动强烈，各类同沉积构造发育，因此其古地貌类型多样，构造运动成为控制层序形成的主导因素；②古气候对层序形成有重要影响，这是由于湖盆面积远小于海洋面积的原因所致；③湖泊中的多向物源补给及湖泊在盆地中的扩展、萎缩和位移能直接影响层序的发育和体系域构成特征；④基准面作为一个沉积势能面，其变化对层序形成有直接的控制作用。
上述特征表明：影响陆相盆地层序发育的因素多样，但是，复杂而又强烈的构造运动是控制古地貌的主导因素，古地貌背景样式成为控制层序类型和体系域发育特征的关键。因此，根据古地貌背景在层序发育过程中的作用划分坡折类型，据此建立层序模式，就能使建立的陆相盆地层序模式不但具有普遍性，而且还能更好地预测有利储集体及烃源岩。
据作者对渤海湾盆地济阳坳陷中的惠民凹陷、黄骅坳陷中的南堡凹陷及辽河盆地的研究表明：陆相盆地其坡折带类型明显与同沉积构造类型密切相关。概括起来可归纳为同生断裂坡折带和弯折带两种类型。
3.1.1.1 同生断裂坡折带
同生断裂坡折带的概念首先被Vail等（1991）用于发育同生断裂的被动大陆边缘盆地。随后Howell等（1996）认为伸展盆地中的同沉积断裂和断层转换带等同于被动大陆边缘的陆架坡折。林畅松等（2000）在对济阳坳陷中的沾化凹陷同沉积构造与层序形式关系研究的基础上明确提出了构造坡折带的概念。
前人对陆相盆地的研究表明：盆地初始裂陷幕和主裂陷幕盆地的断陷和伸展作用强烈，盆地内发育了大量的同沉积断裂带和断层转换带，其作用就类似于被动大陆边缘的陆架坡折（Shelf-slop break），它能控制层序的形成和体系域的发育，这些地带是层序低水位期湖泊的滨线位置。
因此，把陆相盆地内对层序及其体系域发育起明显控制作用的同生断裂或断裂带、阶状断裂面，及其断层转换带称为同生断裂坡折带（Syndepositional fault slope-break zone）。
断裂构造坡折带具有多种组合样式。前人按断面、断阶面、转换带的三维空间组合方式把构造坡折带分为以下四种样式：A.帚状构造坡折带；B.陡坡断阶状构造坡折带；C.缓坡断阶状构造坡折带；D.交叉状构造坡折带及梳状构造坡折带（图3.1）。
3.1.1.2 弯折带
陆相盆地后期转化为坳陷盆地，河流入湖地形变陡处古地貌弯曲形成坡折带，它能控制层序的形成和沉积体系的发育。古地貌弯曲的脊线部位相当于低水位期湖泊的沉积滨线位置，在该带之下可发育低位域砂体。
因此，把陆相盆地后期转化为坳陷盆地后由于地形变陡处而造成的古地貌折曲带称为弯折带（图3.2）。

根据大量勘探实践和研究，陆相湖盆坡折带，按照成因机制，可以将其分为三大类（王英民等，2002）：

1.构造坡折带

这类坡折带是由构造活动所形成的坡折带。可以是同沉积构造长期活动，使地形坡度发生明显的突变；也可以是前期的构造活动形成的坡折，影响后期沉积砂体的变化。这类坡折带又可以细分为断层坡折带、褶皱坡折带和挠曲坡折带（费宝生等，2004）。

（1）断层坡折带：断层坡折带是裂谷盆地中最常见的坡折带类型。由于同沉积断层活动造成地形上坡度的突变，往往在断层的上盘沉积厚度增大，并控制层序的发育和沉积相带的展布。断层坡折带一般发育在构造的转折部位或构造沉积的分区处。由箕状凹陷的陡坡至缓坡，主要发育有控凹边界断层→断阶断层→控洼断层→缓坡控洼断层等同沉积断层所形成的断层坡折带及其他部位同沉积断层所形成的断层坡折带。

（2）褶皱坡折带：由于构造活动形成的背斜、鼻状等褶皱构造，塑造地形上的高带，限制后期沉积物的分布。如二连盆地乌里雅斯太凹陷苏布鼻状构造的北翼形成的扇三角洲砂体岩性上倾尖灭油藏，南翼为湖底扇岩性上倾尖灭油藏。这种坡折带，一般沿背斜、鼻状构造的侧翼分布。

（3）挠曲坡折带：在单斜构造背景上，由于非挤压作用的构造活动使岩层产生膝状弯曲，在地形坡度发生突变所形成的坡折带。增加可容纳空间，使沉积相带和厚度在坡折下方发生变化。这种坡折带多分布在斜坡构造带上。

2.沉积坡折带

这类坡折带分布较广泛，它可以在多种情况下形成。一是在台地或生物礁体的边缘容易形成沉积坡折带（王英民等，2003）。在裂谷盆地中的变换构造带，往往形成地形上的台地或低隆起，在其边缘易于形成沉积坡折带。二是沉积坡折带可以由断层坡折带演化而来。在前期，由于断裂活动形成断层坡折带；后期断层停止活动，但地形上仍然存在坡度变化带，在其下方也易于形成沉积坡折带，如二连盆地吉尔嘎郎图凹陷中洼槽中的沉积坡折带。三是沉积的差异压实作用而造成地形坡度突变，如三角洲平原、三角洲前缘的分流河道与分流河道间，由于分流河道砂体发育，厚度大，而分流河道间泥岩相对发育，差异压实作用造成地形坡度突变，形成沉积坡折带。

3.侵蚀坡折带

侵蚀坡折带是由于风化、侵蚀等外力地质作用造成的地形坡度突变。一般发育在湖盆发育的早期和湖盆发育的晚期。这两期构造活动的强度大，地层遭受剥蚀强烈，持续的时间长，所形成的侵蚀坡折带规模大。而在成盆的过程中，构造活动相对和缓，地层遭受剥蚀相对较弱，持续的时间相对较短，因此，侵蚀坡折带规模相对较小。侵蚀坡折带是产生在沉积之前形成的。此外，这类坡折带还应包括潜山构造所形成的坡折带。

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