区域古构造应力场研究

区域构造背景分析和构造形迹分析是重塑古构造应力场的通用方法，前者可以定性获得工区的区域构造应力状态，后者则得到局部构造应力场分布的详细信息，两者相结合可以得到特定地质历史时期构造应力场的方向。

1.古构造应力确定

构造活动的强度反映构造应力数值的大小，通过类比可近似估算出古应力的大小。声发射方法是求取古应力大小较准确的方法 (丁元辰，2000，2001)，在边界条件已知的情况下，数值模拟的方法是确定古应力场最有效的方法，它不仅可以确定盆地内部详细的古应力数值，还可以确定古应力方向。为了进一步弄清济阳坳陷北带馆陶组的构造特征及其形成机理，需扩展区域范围，以济阳坳陷作为对象来进行研究。

(1)古应力方向的确定

①区域构造和动力学机制反映的应力场方向。深部地幔物质上涌控制着浅层地壳伸展减薄，产生拉张应力场。在地幔物质持续上升的过程中，若上涌强度过大，地壳上隆幅度大于地壳伸展减薄的幅度，又逢区域构造挤压环境，就会遭受短暂的抬升剥蚀; 之后若地幔上涌导致的地壳减薄作用和盆地裂陷伸展作用占较大优势，盆地在短暂抬升之后会发生伸展裂陷作用。地幔上涌过程中可能会形成多次这样的动态不平衡，造成盆地裂陷过程中多次短暂构造抬升，直到壳下岩石圈达到了热能积聚-释放平衡的极限，岩石圈热松弛，冷却加厚，盆地进入整体拗陷阶段。渤海湾盆地新生代盆地演化具有这种特点，东营运动之所以处于盆地由伸展裂陷向拗陷期的过渡期，是因为地壳减薄作用与上地幔温度上升之间的地壳均衡关系处在持续的不平衡状态，这种持续不平衡状态的积聚使得盆地在新近纪末期地壳减薄作用和伸展裂陷运动达到了极限，也达到了壳下岩石圈热能积聚-释放平衡的极限，从而使盆地在经历了短暂抬升之后，开始发生岩石圈的冷缩加厚，盆地进入拗陷阶段 (史卜庆，1999)。

渤海湾盆地在拗陷初期 (馆陶组沉积早期)受热均衡作用控制，沿古近纪 NNW 向裂陷伸展方向仍有弱的残余伸展减薄。由于伸展作用的延续，在盆地边界断裂带有强烈的火山活动。馆陶组沉积期形成的火山岩主要为玄武岩 (曾广策，1997)，临商断裂带、高青断裂带、八面河断裂带都有火山活动，以平静溢流为主 (宗国洪，1999)。玄武岩被认为是拉张环境下的产物。曾广策等 (1997)根据火山岩化学成分估算出馆陶组沉积期拉张速度约 0.30cm·a－ 1，明显低于沙三段沉积期强烈裂陷期的 0.45cm·a－ 1。

图 2-20 渤海湾新近纪大地构造背景分析(据侯贵廷等，2001，有修改)

进入新近纪 (24Ma 以来)，由于印度板块对于欧亚板块的会聚运动导致中国西部向东部逸脱 (侯贵廷，2001)，向东蠕散，在不同地块体间产生滑移应力场。同时，太平洋板块向欧亚大陆俯冲带后退，并且倾角加大，日本海盆地开始扩张 (谯汉生，1999)，形成对渤海湾盆地的推挤作用。这样在渤海湾盆地边界形成走滑剪切和挤压的构造应力场，NNE 方向的边界承受右旋走滑剪切和挤压应力，NWW 向边界起调节和均衡作用，以左旋走滑剪切为主 (图 2-20)。

②构造形迹和断裂活动反映的应力场方向。馆陶组构造主要继承了古近系构造格局，断裂活动在早期强烈，晚期减弱。早期以 NEE 和近 EW 向断层活动为主 (图 2-21)，断裂落差较大，一般大于 50 m，而 NW 向断层基本不活动，或仅有微弱的活动性，落差通常不超过 20 m，这说明在 NNW 向存在区域的拉伸构造应力场，应力场拉张方向约 NNW340°，应和 NEE 向断层近于垂直，有利于这类断层的活动。NWW 向断层因与区域拉张应力场有较大交角，也会有一定的活动量，如陈南断层、滋镇断层南部断层、任风断层东邻的NWW 向断层等，但是这些断层落差远小于 NEE 向断层，这说明区域张应力相对较弱，张应力场方向和断层走向的夹角是断层活动强度的控制因素。

图 2-21 济阳坳陷馆陶组沉积早期断裂体系分布简图

和馆陶组沉积早期相比，馆陶组沉积晚期断裂活动明显减弱 (图 2-22)，NW 向断层活动明显增强，如埕南断层东段早期断层落差仅 30 m，而晚期断层落差达90 m，这指示了区域应力场的偏转，最小主应力可能由早期的 NNW 340° 变化为晚期的约 NNE 10° ，岩石圈的伸展减薄作用停止，区域上的张应力场消失，被以重力为主导的差异沉降和构造挤压所代替。

明化镇组沉积末期，最小主应力方向变为近 SN 向，挤压作用进一步增强，东营凹陷和惠民凹陷内断裂活动基本停止，在沾化凹陷东部和埕北地区则形成了众多近 EW 向和NEE 向的小断层。应力场渐变为现今应力场方向。

(2)古应力大小的确定

虽然没有可靠的方法确定古应力的大小，但是完全可以通过类比的方法近似估计应力变化的范围。前面已经分析，在馆陶组沉积早期，可能是由于岩石圈热均衡的作用，在济阳坳陷有弱的拉张应力，张应力分量最大不超过 4 MPa (馆陶组岩石抗拉强度为 2 MPa 左右)，平均应在1MPa 以内，否则就会产生较大的拉张量，导致断裂活动剧烈。印藏碰撞和太平洋板块俯冲的远程效应在该区形成的挤压作用相对较小，一方面应力传递过程要衰减、消耗; 另一方面馆陶组为近地表堆积，构造环境相对稳定，盆地边界挤压应力主要起约束作用，因而盆地内部不可能出现太大的挤压应力，最大主应力应小于同等深度下垂向主应力，凸起边缘由于地形高差的影响，应是挤压应力的相对集中区。基于同样的原因，馆陶组沉积晚期和明化镇组沉积期区域压应力不会太大，这可以从声发射测试结果反映出来。样品取自辛 2 井，现今深度为 2065.5 m，沙二段岩心声发射试验显示最大主应力在馆陶组沉积末期为 2.2 MPa，明化镇组沉积末期为 3.6 MPa (徐建春，2004)。显然馆陶组要比沙二段承受的挤压应力更弱。

图 2-22 济阳坳陷晚期断裂体系简图

(3)用数值模拟求取古应力场

①数值模拟的基本原理。应力场数值模拟通常采用有限单元方法，其基本思路是将所研究的连续体简化为由有限个单元组成的离散化模型，再应用计算机求出数值解答 (徐建春，2004)。将一个地质体离散成有限个连续的单元，单元之间以节点相连，每个单元内赋予其实际的岩石力学参数。把求解研究区内的连续场函数转化为求解有限个离散点 (节点)处的场函数值，基本变量是位移、应变和应力。根据边界受力条件和节点的平衡条件，建立并求解以节点位移为未知量，以总体刚度矩阵为系数的方程组，用插值函数求得每个节点上的位移，进而计算每个单元内应力和应变值。随着单元数量增多，越接近于实际地质体，则求解越真实，精度越高。有限单元法的基本步骤为 (刘泽容，1983):

a.结构或物体的离散化;

b.选取单元内的场变量插值函数;

c.进行单元计算，求单元特性矩阵和列阵;

d.进行整体分析，组装整体矩阵和列阵，建立整体方程;

e.计算单元内部的场变量。

②模拟的简化条件。济阳坳陷不仅内部地质构造条件极为复杂，而且边界断裂与周围的凸起呈不规则凹凸相接，在应力场模拟时必须做一些必要的简化，以便应力作用方式和边界条件较容易实现。

a.济阳坳陷 (包括陆上、海域及外围区域)总面积约 2.70 × 104km2，其长度 (约260 km)和宽度 (约 194 km)比其厚度 (馆陶组沉积一般厚 300 ～ 900 m)大得多，可将三维的应力-应变简化为平面应力问题。

图 2-23 济阳坳陷及外围主要边界 (应力场模拟目的区)

b.把济阳坳陷作为模拟目的区，东部边界由郯庐断裂西支构成，南界为鲁西隆起，西界南北向与主要边界断裂 (如滋镇断层)的端部切割，北界为埕宁隆起 (图 2-23)。这样的边界极不规则，可将其向外延拓至形态规则、以主要地质边界作为远场应力边界，以便于应力施加和边界条件的约束。这样实际应力场模拟的边界变为: 以埕宁隆起北部的NNW 向断裂为北界，郯庐断裂为东界，鲁西隆起为南界，西界则为沿兰聊断裂 NNE 走向的走滑断裂带 (图 2-24)。

c.由于难以得知新近纪实际应力场的大小，模拟中外力通过类比施加虚拟值。只要虚拟的外力大小符合客观的地质规律，模拟出的应力场和实际应力场大小就可以足够地接近，而应力场的变化趋势则完全相同。

③ 应力场模拟的检验标准。数值模拟的结果需要一定的检验标准来衡量和评价，才能判别模拟的有效性和准确性。但是古应力场离我们实在太遥远了，现在还没有评价古应力场的有效途径，应力场模拟的结果也就没有成熟可靠的检验标准。本书认为，成功的古应力场模拟至少要达到以下两点:

a.模拟应力场应与所模拟地区的构造强度对应较好，能以模拟的结果从应力场的角度解释构造活动性质和活动强度。

b.模拟的应力值大小应符合客观的地质规律，应充分考虑应力值大小和岩石强度、埋深和构造特点等要素的关系，以确保应力场模拟结果的有效性和准确性。如有可能，应通过现今有类似构造背景的实测应力值大小为参照，进行应力场模拟。

图 2-24 延拓到主要构造边界后应力场模拟的实际范围

2.馆陶组沉积早期古应力场数值模拟

(1)地质模型

地质模型的建立是应力场模拟首要、最关键的一步。好的地质模型不仅容易求取边界远场应力和约束，还要能够体现内部构造特征。建模时以济阳坳陷为应力场模拟的目标区，将北边界延拓到埕宁隆起北部的 NW 向断裂带，西边界延拓到沿兰聊断裂 NNE 走向的走滑断裂带，得到应力场模拟的规则边界区域，便于应力的施加和位移约束。

以济阳坳陷馆陶组沉积早期断层分布图为基础 (图2-9)，并将主要凸起和坳陷边界投影到该底图，数字化提取出断层、凸起和坳陷边界的坐标位置，然后输入 Ansys 软件中，建立实体模型 (solid model)(图 2-25，图 2-26)。

图 2-25 馆陶组沉积早期应力场模拟的实体地质模型图中字母后跟数字表示面积实体的编号

图 2-26 馆陶组沉积早期应力场模拟的坳陷区实体地质模型图中字母后跟数字表示面积实体的编号

(2)选择力学参数及单元划分

平面上不同构造单元力学性质有所差别，一般断裂带较正常沉积的地层强度有所弱化，凸起区时代老的地层较凹陷区时代新的地层强度大 (刘泽容，1983; 陈波，1998)，规模大的断裂带内岩石强度弱于规模小的断裂带。根据实际模拟经验，力学性质的这种差异对应力场的分布形态影响不大，而对于应力的大小影响显著。根据实际情况，应力模拟的不同区块分别赋予不同的力学参数，经简化抽象出 4 种类型: 馆陶组沉积的较疏松的砂泥岩，凸起 (或隆起)区相对致密、坚硬的前古近系各类岩石，弱化的一类断裂带和二类断裂带。其中济阳坳陷的一、二级断层带赋予一种类型的力学参数，三级及三级以下的断层带赋予另一种力学参数。力学参数的大小参照部分实验测试 (宋书君，2003; 尤明庆，2003)，详见表 2-4 所示。

表 2-4 馆陶组沉积期应力场模拟力学参数表

确定力学参数后，就可进行网格剖分形成有限元模型了。选用平面 4 节点四边形单元，在 Ansys 的图形用户界面 (GUI)下改变力学参数选项，依次点取力学参数一致的面积区域，将实体模型网格化，共划分出89271 个四边形单元，其中济阳坳陷区87288 个单元。

(3)确定加力方式和边界条件

由于新近纪受印藏碰撞效应，中国大陆向东部蠕散滑移，同时太平洋诸板块也向欧亚大陆运移，限制了中国大陆继续向东运动，使中国大陆整体上处于压应力状态。郯庐断裂带和兰聊断裂带呈现出弱的右旋走滑性质，济阳坳陷内部还有弱的 NNW 向拉张应力。因此确定馆陶早期外力作用方式为: 西部、东部边界受压应力和右旋剪应力，南、北边界受左旋剪应力。在南部、北部边界的4 个顶点施加位移约束，以避免发生刚体运动。另外在济阳坳陷和边界断裂处施加 NNW340°的微弱张应力，这些断裂自西向东依次为: 滋镇-阳信断层，埕南断层和渤南凸起南界断裂，走向近 NE 和 NEE (图 2-27)。经过反复试验运算，从 57 种方案中最后确定出边界受力大小: 西部边界施加 0.15 MPa 右旋剪切应力和 0.35MPa 的压应力; 东部边界 (郯庐断裂带)施加 0.08 MPa 的右旋剪切应力和 0.10 MPa 的挤压应力; 南部边界 (鲁西隆起)施加 0.10 MPa 的左旋剪切应力; 北部边界 (埕宁隆起北NW 向断裂)施加 0.10 MPa 的左旋剪切应力; 滋镇-阳信断层、埕南断层、渤南凸起南界断层施加 NNW340°0.15MPa 的拉张应力 (图2-27)。外力作用方式整体上为弱挤压、弱拉张和弱走滑的特征，反映坳陷早期近地表的应力场特征。

(4)模拟计算和后处理

使用 Ansys 软件对每一种模拟方案采用弹性平面有限元程序计算，调用后处理模块对计算结果绘图处理，生成平面最大主应力、最小主应力、最大主应变和最小主应变等反映应力场特征的等值线图和方位矢量图 (图 2-28、图 2-29)，分析对比，确定下一种方案的实施，直到出现一种方案，在这一方案实施前以及实施后无论怎样修改模拟方案，其模拟结果均较这一方案差时，停止模拟，并将这一最好方案模拟结果输出，见图 2-30 应力场模拟流程图。

图 2-27 馆陶组沉积早期应力场模拟加力方式和边界条件

图 2-28 济阳坳陷馆陶组沉积早期水平最小主应力等值线图正值为张应力

图 2-29 济阳坳陷馆陶早期水平最大主应力等值线图负值为压应力

(5)计算结果分析

馆陶组沉积早期最小主应力全为张应力 (图 2-28)，在济阳坳陷呈现出 “东西分带、高低相间”的张应力分布格局，自西向东有两个应力高值区和两个应力低值区，相间排列。第一个张应力集中区位于惠民凹陷的西北部; 第二个张应力集中区大致沿仁风断层、石村断层过滨县凸起到沾化凹陷西部，再向北延伸到车镇凹陷，应力值可达 0.1 ～3.7 MPa。滋镇断层到义东断层之间向西南方向展布的长条形区域是第一个张应力低值区，应力值小于 500Pa; 石村断层东部，绕过东营凹陷中央隆起带，陈家庄凸起东部，沾化凹陷东部和埕北的广大地区构成第二个张应力低值区，应力值为 0.01 ～0.05 MPa。

最大主应力全为挤压应力 (图 2-29)，和张应力正好相反，在济阳坳陷呈现出 “南北分带、依次递增”的应力分布格局。大致沿北东方向，自西向东从惠民凹陷到车镇凹陷，再到埕北地区是压应力高值区，应力值为 0.3 ～10.2 MPa，陈家庄凸起也在这一带内; 该区以南，东营凹陷中央隆起以北，以及沾化凹陷构成一个压应力次高区，应力值为0.2 ～0.34 MPa; 东营凹陷中央隆起以南，以及青东凹陷是挤压应力的最小区域，应力值普遍小于 0.2 MPa。

水平剪切应力整体表现为逆时针左旋剪切的特点 (图 2-31)，只在局部区域出现右旋剪切。

图 2-30 古应力场模拟流程图

图 2-31 济阳坳陷馆陶组沉积早期水平剪切应力等值线图(逆时针为负值)

最大主应力 (压应力)方向在惠民凹陷西部为 NW 向，中部变为近 SN 向，到东部的东营凹陷、沾化凹陷和车镇凹陷逐渐偏转为近东西向，埕北地区进一步偏转为 NEE 向(图 2-32)。最小主应力 (张应力)则从惠民凹陷西部的 NNE 向开始偏移，在惠民凹陷中部偏移成近 EW 向，往东逐渐过渡为近 SN 向和 NNW 向 (图 2-32)。将馆陶组沉积早期应力场模拟的结果和断层落差图相对应，可以极好的解释馆陶组沉积早期断裂活动特征。图2-29 张应力高值区对应着断层落差的高值区，这说明应力场的分布控制着断裂活动。应力场对断裂活动的控制不仅体现在断层落差与张应力的一一对应关系上，还与应力场方向的变化，差异应力等因素有关。在惠民凹陷的西部由于张应力和压应力都较大 (图 2-29，图2-30)，形成大的差异应力，达 0.6 ～ 4.0 MPa，同时最小主应力 NNE 向和这些近 NE、NEE向断层有较大夹角，因而有利于断裂活动，滋镇断层、临商断层西段等都有较大的落差，落差均大于 70 m; 惠民凹陷中部区域是一个张应力低值区，张应力方向变为近 EW，和断层走向近于平行，因而断裂活动较弱，如临商断层东段断层，落差最大不超过 20 m; 仁风断层、石村断层、林南、林北断层一线以东，张应力方向变为近 SN、NNW，和主要断层近垂直相交，同时张应力值相对较高，因而断裂活动强烈，特别是在车镇凹陷，断层落差普遍较大; 石村断层以东、陈家庄凸起以东，以及沾化凹陷的东部和埕北地区，虽然主张应力方向和断层走向也近于垂直，但是由于张应力值普遍偏低，差异应力值也小，所以断裂活动较弱。

图 2-32 济阳坳陷馆陶组沉积早期水平最小主应力方位图

图 2-33 济阳坳陷馆陶组沉积早期水平最大主应力方位图

3.馆陶晚期古应力场数值模拟

馆陶组晚期断裂活动要弱于早期，而且许多断层停止了活动。显然不能用馆陶组沉积早期的地质模型进行晚期的应力场分析，需要建立新的模型。

(1)地质模型

建模时仍以济阳坳陷为模拟目标区，向外延拓，东界到郯庐断裂、南界到鲁西隆起、西界沿兰聊断层埕宁隆起西部的 NNE 向走滑断裂，北界达埕宁隆起北部 NW 向走滑断裂带作为远场应力作用边界和约束边界。因为馆陶组沉积晚期和早期的地质模型基本相同，只是内部断层带有所差别，因此在建模时只需修改部分实体，在图 2-25 所示的实体模型中，把不需要的断裂带删除即可，最后生成新的地质模型，如图 2-34 所示。

(2)选择力学参数及单元划分

考虑到晚期和早期差别不大，沉积物主要是近地表堆积，因此应力场模拟所取力学参数和早期一致。晚期断层数目大大减少，图 2-36 的实体模型要重新进行网格剖分，生成有限元模型。选用平面 4 节点 4 边形单元，在 Ansys 的图形用户界面 (GUI)下改变力学参数选项，依次点取力学参数一致的面积区域 (图 2-37)，将实体模型网格化，共划分出145359 个四边形单元，其中济阳坳陷区 143356 个单元，见图 2-38。为便于不同方向边界外力的施加，在边界区域的节点上添加 “表面效应单元”437 个单元，这样实际参与运算的单元共有 145819 个。

(3)确定加力方式和边界条件

馆陶晚期共试验了 20 种施力方案，最满意的一种方案是: 西部边界施加 0.25 MPa 右旋剪切应力和 1.0 MPa 的压应力; 东部边界 (郯庐断裂带)施加 0.25 MPa 的右旋剪切应力和 0.65 MPa 的挤压应力; 南部边界 (鲁西隆起)施加 0.15 MPa 的左旋剪切应力和 1.0MPa 的压应力; 北部边界 (埕宁隆起北的 NW 向断裂)施加 0.15 MPa 的左旋剪切应力，在模型的四个顶点上进行位移约束 (图 2-35)。外力作用方式较馆陶早期挤压和走滑均有所增强，区域的拉张应力消失，从应力场模拟的结果看拉张应力主要在局部出现，是应力均衡的结果，反映拗陷早期逐渐过渡到全面拗陷期的近地表应力场特征。

图 2-34 馆陶组沉积晚期和明化镇期应力场模拟的实体地质模型

(4)模拟计算和后处理

模拟计算和后处理流程与馆陶早期相同，流程见图 2-30。和早期应力场模拟结果不同的是由于平面问题垂直方向主应力始终为零，而两个水平主应力有可能在零左右变化，这样在三维空间内垂直主应力是最大、最小或者中间主应力的情况均有可能出现，因为 An-sys 软件将三维空间的应力值按大小输出，但是只有平面最大、最小主应力才是希望得到的结果，为此还需要调用 Ansys 软件的 APDL (ANSYS Parametric Design Language)参数化编程设计语言编写相应的后处理模块，才能输出有效模拟结果。早期应力场模拟结果平面最大主应力和最小主应力正好是三维空间的最大和最小主应力，因而不必进行这一步的操作。

(5)计算结果分析

馆陶组沉积晚期济阳坳陷整体进入拗陷期，应力场以挤压为特征，最小主应力普遍由馆陶组沉积早期的张应力转变为压应力 (图 2-36 的压应力区)，只在惠民凹陷向东营凹陷的过渡地带，车镇凹陷东部，沾化凹陷东北和埕北地区有弱的拉张应力存在，张应力值小于0.1MPa。张应力主要受盆地边界条件的约束，是应力场调节均衡的结果，反映局部特征。

图 2-35 馆陶组沉积晚期应力场模拟加力方式和边界条件

图 2-36 济阳坳陷馆陶组沉积晚期水平最小主应力等值线图(压应力为负值)

馆陶组沉积晚期最大主应力 “东西分带、南北分块”，自西向东，惠民凹陷东部构成第一个挤压应力低值区，应力值 0.5 ～1 MPa; 东营凹陷、沾化凹陷和埕北地区构成第二个挤压应力低值区，中间的陈家庄凸起是一个挤压应力高值区，应力值约在 1.57 ～2.36 MPa之间，将其分隔成南北两个区块 (图 2-37)。

图 2-37 济阳坳陷馆陶组沉积晚期水平最大主应力等值线图(压应力为负值)

平面剪切应力在馆陶组沉积晚期主要表现为顺时针的右旋走滑特征，这在盆地的中部表现得尤为突出，剪应力在 0.3 ～2.3 MPa 之间。在盆地的东西两侧，均衡边界右旋走滑，显示弱的左旋剪切应力场，左旋剪切应力值较小，一般小于 0.71 MPa (图 2-38)。

最大主应力方向以阳信凹陷-林樊家-滨县-博兴一线为界，形成两个 “漩涡”，西区自惠民凹陷西南角 NNW 向，到惠民凹陷北部转为 NNE 向，再向惠民凹陷东南方向，应力场方向转为 SEE 向，形成顺时针应力场 “漩涡”; 东区最大主应力方向从 NE 向逐渐过渡到NEE 向，形成逆时针 “漩涡” (图 2-39)。最小主应力方向则显示由南西和南东两个方向向北东方向汇聚的特征，从南西向到北东向最小主应力方向由近 EW 逐渐过渡到近 SN 向，从南东向到北东向最小主应力方向由 NNW 逐渐过渡为近 SN 向 (图 2-40)。最小主应力的低值区正好对应了断层活动强度较大的区域，这就决定了尽管总的趋势是早期强于晚期，但是惠民凹陷东部断裂活动馆陶组沉积晚期强于早期。沾化凹陷北部和车镇凹陷东部，以及埕北地区有弱的挤压应力到弱张应力的存在，且最大主应力方向与断层走向近于一致，有利于发生断裂活动，主要断层具有较大落差。

图 2-38 济阳坳陷馆陶组沉积晚期水平剪切应力等值线图(逆时针为负值)

图 2-39 济阳坳陷馆陶组沉积晚期水平最小主应力方位图

图 2-40 济阳坳陷馆陶组沉积晚期水平最大主应力方位图