松辽盆地深部基底地应力状态:来自松科2井地应力实测数据的证据

In situ stress state of deep basement in the Songliao Basin: Evidence from in situ stress measurement in SK-2 borehole

摘要

松辽盆地基底内的地应力状态是地震等地质灾害研究、盆地动力学分析和油气资源开发利用等领域的重要基础数据。岩心非弹性应变恢复法是近年来发展起来的基于钻孔岩心的近原位三维地应力测量方法。本文将岩心非弹性应变恢复法应用于松辽盆地大陆科学钻探松科2井(SK-2)深部地应力测量,获得了松辽盆地基底内近6~7 km的三维地应力状态,结果表明盆地基底内(6 646~6 846 m)为走滑断层应力环境(σ_H>σ_V>σ_h),最大水平主应力方向为近E-W方向。盆地基底内的应力状态与盆地内及周边邻近区域的震源机制解(震源深度7~15 km)所反演的应力环境相吻合。盆地基底处于以E-W向近水平挤压为主导的构造应力场,这种应力状态的形成,可能为西太平洋板块NW向挤压运动背景下,受控于NE-NEE走向的依兰—伊通断裂和敦化—密山断裂右行走滑产生的次级应力场。研究结果对于认识区域构造应力场背景及松辽盆地的形成与演化过程具有重要参考价值。

关键词

松辽盆地 / 松科二井 / 地应力 / 非弹性应变恢复法 / 震源机制解

Key words

Songliao Basin / Scientific Drilling borehole (SK-2) / in situ stress / anelastic strain recovery method / focal mechanism solution

0 引言

松辽盆地是世界上已发现的白垩纪时期最大的陆相湖盆沉积体系,也是陆相白垩系地层和地质记录最为完整的地区之一^[1-2]。随着松辽盆地深部断陷地层中商业油气流的发现以及近年来盆地内较高频率地震活动的发生,该地区地球动力学的研究日益引起人们的重视^{[3⇓⇓⇓-7]}。地壳深部地应力大小和方向信息是地震等地球动力学基础研究^[8]、储层工程评价^[9]和深部资源开发等领域的重要基础数据。随着深度的增加,地层温度和压力同步升高,传统地应力测试方法(如水压致裂法等)受温度和压力条件限制,对深部地应力信息的获取变得非常困难。关于松辽盆地构造应力场的研究,浅部数据(<4 km)多来自油田小型压裂或钻孔岩心资料^{[10⇓⇓⇓-14]},以及基于GPS观测和上述资料的应力场模拟分析^{[15⇓⇓-18]}。深部数据(>5 km)主要来自震源机制解反演^[19⇓-21],因此松辽盆地深部基底地应力实测数据极为匮乏。岩心非弹性应变恢复法(Anelastic Strain Recovery method,简称ASR法)是近年来发展起来的一种基于钻孔岩心的近原位三维地应力测量方法,具有成本低、效率高等优点^[22-23],已在大陆科学钻探和深部油气田开发地应力测量工作中得到了广泛的应用^{[24⇓⇓⇓⇓-29]}。

松科2井(SK-2)受国际大陆科学钻探计划(ICDP)资助,是中国大陆松辽盆地白垩纪科学钻探工程(CCSD-SK) 第二阶段的主体钻孔,其目的是恢复完整的白垩纪陆相沉积记录及探索深部油气资源^[30-31]。松科2井完钻井深7 018 m,为亚洲国家实施的最深大陆科学钻井,也是全球第一口钻穿白垩纪陆相地层的大陆科学钻井。因此,松科2井钻孔的实施,为松辽盆地深部地应力信息的获取提供了绝佳机会。本文将ASR法成功应用于松科2井地应力测量,获得了松科2井钻遇基底(6 646~6 846 m)的应力大小和方向信息,结合地球物理和构造地质资料,分析了松辽盆地深部基底现今地应力特征及其成因。

1 松科2井地质背景

松辽盆地是中国东北最大的中—新生代陆相含油气盆地^[32-33],盆地总面积约26×10⁴ km²,呈北东向展布,盆地周围为山脉丘陵所环绕(图1),盆地内以白垩系沉积为主,上覆少量新生代地层,沉积总厚度大于7 000 m^[33]。盆地边界受深大断裂控制(图1),西部是嫩江断裂,南部为赤峰—开原断裂,东部为依兰—伊通深断裂和敦化—密山断裂^[34]。白垩纪时期盆地的构造演化依次历经同裂谷(syn-rift, 150~105 Ma)、后裂谷(post-rift, 105~79.1 Ma)和构造反转(structural inversion, 79.1~64 Ma)3个构造演化阶段^[35]。盆地的基底由前寒武纪—中生代的变质岩和岩浆岩组成^[36⇓-38],其上为与之不整合接触的中、新生代陆相沉积盖层^[38]。松科2井在构造上位于松辽盆地东南断陷区徐家围子断陷带宋站鼻状构造带^[39],其构造演化经历了火石岭—沙河子期和营城期两个发育阶段。其中火石岭—沙河子期为强烈断陷阶段,是断陷的主要发育期,形成了徐家围子断陷的主体,营城期为断陷向坳陷转化阶段,断陷趋于萎缩。松科2井钻遇地层自下而上依次为:石炭—二叠系基底,侏罗系火石岭组,下白垩统沙河子组、营城组、登娄库组、泉头组、青山口组、姚家组和嫩江组,上白垩统四方台组和明水组,以及第四系沉积物。

郯庐断裂带是中国东部最大的巨型断裂带。该断裂带南起长江北岸的黄梅,经安徽庐江、山东郯城和渤海,过沈阳后分为西支的依兰—伊通断裂和东支的敦化—密山断裂^[40⇓-42],总体呈北东走向(图1),这两条断裂构成了郯庐断裂带的北段。其中依兰—伊通断裂沿北东方向经四平、伊通、舒兰、依兰和萝北,最后延入俄罗斯境内。其全长大于1 000 km,倾向南东,倾角60°~80°,中间多处被北西及北北西向次级断裂截错,新构造运动显著,是我国东北地区重要的地震活动带^[43]。敦化—密山断裂全长950 km,走向NE 50°~60°,宽5~18 km,倾角约80°,除主断裂外,沿断裂内侧与主断裂小角度相交的NE向次级构造及NW向次级构造发育^[44-45]。依兰—伊通断裂和敦化—密山断裂均是区域内发育的地壳尺度深大断裂,控制着地堑型盆地的产生和发展,新生代以来持续活动,沿断裂带玄武岩喷发剧烈^[46]。郯庐断裂北段在中—新生代发生多期不同性质的活动,在进入新近纪以后,太平洋板块向东亚大陆近于NW向的俯冲,使中国东部大陆边缘处于右旋压扭应力场,郯庐断裂北段自此进入右旋走滑活动时期^[47-48]。

2 ASR法现今地应力测量

2.1 ASR地应力测量原理

岩石卸荷后依赖于时间的非弹性恢复变形是ASR法的理论基础。岩石是一种黏弹性体,具有流变性,岩心被钻取后,即脱离应力场的作用,发生与时间相关的应力-应变行为。岩心除了立即发生弹性应变恢复外,还随时间发生非弹性(滞弹性)恢复变形,非弹性变形的恢复量与卸载之前的载荷量有关,因此根据岩心表面不同方向非弹性应变恢复量,可以计算三维原地应力状态。ASR法最早由Voight^[49]提出,并由Teufel^[50]进一步发展, Matsuki^[22]发展了二阶蠕变模型,将二维平面应力分析拓展到了三维应力分析,并在地震、能源开发、科学钻探等科学研究中得到广泛应用^{[23-24,28,51]}。

ASR法要求测得岩心脱离原位后不少于6个独立方向的非弹性恢复应变量(一般是测量9个方向),进而求得3个主应变的大小和方位,岩石卸荷后原地应力大小与非弹性应变的关系如式(1)^[24-25]:

(1) \begin{array}{l}{\epsilon }_a\left(t\right)=\frac{1}{3}\left[\right(3l^2-1){\sigma }_x+(3m^2-1){\sigma }_y+\\ (3n^2-1){\sigma }_z+6lm{\tau }_{xy}+6mn{\tau }_{yz}+6nl{\tau }_{zx}\left]\mathrm{j}\mathrm{a}\mathrm{s}\right(t)+\\ ({\sigma }_m-p_0)\mathrm{j}\mathrm{a}\mathrm{v}\left(t\right)+a_T\mathrm{\Delta }T\left(t\right)\end{array}

式中:l,m,n为应变轴的方向余弦;σ_x,σ_y,σ_z,τ_xy,τ_yz,τ_zx为应力张量分量;p₀为孔隙压力;σ_m为平均正应力;ΔT(t)为测量期间温度变化;a_T为线性热膨胀系数;jas(t)和jav(t)分别为剪切和体积变形模式的非弹性应变恢复柔量。三维主应力大小可通过式(2)^[25]表示:

(2)σ_i= \frac{e_i\left(t\right)}{jas\left(t\right)}+ \frac{\left[e_m\left(t\right)-{\sigma }_T\Delta T\left(t\right)\right]}{\mathrm{j}\mathrm{a}\mathrm{v}\left(t\right)}+p₀

式中:e_i(t)(i=1,2,3)为非弹性偏应变;e_m(t)为平均正应变。由于测量期间岩心放在室内恒温水浴箱中,测试期间温度变化可以基本保持在±0.5 ℃范围内,因此温度变化引起的应变可以忽略。从式(1)可以看出,非弹性恢复应变与原地应力分量、测量期间的温度变化、热膨胀系数、孔隙压力和非弹性应变恢复柔量有关^[52]。因此,在测量期间如果孔隙压力和温度不发生变化,应力分量可通过测量不少于6个独立方向非弹性正应变及岩石的非弹性应变恢复柔量确定。对于各向同性的黏弹性岩石而言,主应力方向与主应变张量的方向一致,因此,只需确定主应变的方向即可确定主应力的方向。

2.2 ASR实验设备及测试样品

岩心非弹性应变恢复测量在松科2井现场实验室进行,测试系统组成如图2所示,测试设备主要包括日本Kyowa公司UCAM-60B应变记录仪、恒温水浴循环控制器、水箱和日本共和电业3线制精密应变片。由于岩心卸荷后非弹性应变恢复量比弹性应变恢复量要小得多,所以ASR 法对测量精度要求较高,设备需要同时满足能够在6个独立方向上测量精度小于1个微应变的非弹性应变恢复变形。在测量过程中,应变记录仪要求可同时进行多个样品的非弹性应变恢复测量(一般要同时测3个样品),以满足正常连续测量工作。此外,非弹性应变恢复要持续7~10 d,所以测量设备仪器要能保持长期的稳定性。由于岩心的非弹性应变恢复受环境温度和湿度的影响,因此由恒温水浴循环控制器和水箱组成的恒温控制系统,可保证岩心样品处于恒温和密封状态(温度变化范围在±0.5 ℃以内),消除了温度和湿度对测量结果的影响^[25,53],同时使用贴有同样应变片的致密砂岩样品监测数据的漂移。具体的岩心表面应变片布置参阅文献[52]。

松科2井钻遇完整的白垩系陆相地层,并对基底、上侏罗统火石岭组、下白垩统沙河子组和营城组地层进行全取岩心工作。本文对基底2个深度段(6 646~6 846 m),6个样品进行ASR法地应力测量,岩心长度均为15~20 cm,直径约92 mm,岩性为安山质熔岩和蚀变安山岩,属于石炭—二叠纪的基底构造单元。所有的样品均无可见的原生裂隙并且保持完整,为进一步了解岩心的各向异性特征,将测试样品切磨成棱柱体,对垂直和不同水平方向(与ASR标志线夹角分别为0°、45°、90°和135°)进行了声波(纵波)测试,结果表明不同方向的纵波波速值较为接近,波速差异系数(v_Pmax-v_Pmin)/v_Pmin为2.39%~8.62%,表明本次测试样品可近似为各向同性的材料^[54]。在ASR测量后,进行了古地磁分析将主应力轴方向恢复到地理坐标系^[55]。

3 测量结果

3.1 非弹性应变恢复曲线

ASR法测量得到的松科2井6 846 m深度岩心的非弹性应变恢复曲线如图3a所示,测试得到各通道的变形均为正应变,说明原位的岩石承受着压应力。曲线随时间平稳增加,初期非弹性应变增加较快,然后变缓,符合非弹性应变恢复变化规律。测试期间样品所处环境温度波动小于±0.5 ℃,温度对测量结果的影响可忽略。通过计算得到岩心非弹性主应变和平均应变(图3b),具体的数据处理及坐标转换方法参阅文献[29]。

3.2 ASR法确定主应力大小

测量期间样品的温度变化在±0.5 ℃之内,计算中可忽略温度对测量结果的影响,因此现场实测得到了不少于6个独立方向的非弹性应变恢复量。由于松科2井岩心样品极其有限,在实验室条件下jas(t)和jav(t)测定比较复杂且需要大量的样品,因此未能开展非弹性应变恢复柔量试验,一般认为jas(t)/jav(t)值对主应力大小的影响比较小,且比值为1~3,计算时一般取1.56^[56]。本文假定铅直应力等于上覆岩层的重量(岩层的平均密度为2.70 g/cm³),用前述方法,计算出松科2井基底深度的主应力大小。结果表明:盆地基底深度(6 646~6 846 m)范围内,最大水平主应力为196.7~225.5 MPa,最小水平主应力为129.3~169.8 MPa,垂向应力179.4~184.8 MPa,为走滑断层应力结构(σ_H>σ_V>σ_h),表明盆地基底地壳处于挤压剪切的应力环境。

3.3 ASR法确定主应力方向

ASR法所确定的非弹性应变恢复主应变方向与主应力方向一致,因此利用古地磁法确定岩心标志线相对于地理北极的方向,ASR法确定主应力相对于标志线的方向,将两者结合,便可获得主应力的方向。在岩心古地磁定向实验中,每块岩心被钻取制成3~5个直径约25 mm、高25 mm的标准试样,全部样品的系统剩磁测试在中国地质科学院地质力学研究所古地磁实验室立式2G-755R超导磁力仪上进行,样品的系统热退磁处理利用TD-48R热退磁炉完成。热退磁温度间隔为40 ℃,样品剩磁组分均利用主向量法分析获得。结果显示绝大多数样品低温黏滞剩磁分量记录良好,以样品古地磁标志线方位角的平均值作为岩心的原位地理方向,结合ASR测得主应变方向,最终获得主应力的方位信息(图4)。结果表明盆地基底(6 646~6 846 m)范围内6个样品的最大主应力σ₁倾角均小于40°,可以看作近水平状态,方位角为82°~106°,中间主应力σ₂和最小主应力σ₃倾角为17°~68°。通过坐标变换得到6个样品的最大水平主应力方向基本一致,方向为N73°E-N82°W,近E-W向(图4)。

4 讨论

4.1 ASR法和其他方法所限定的应力状态对比分析

基于断层滑动反演和钻孔崩落等资料、水压致裂和应力解除等资料,许多学者对松辽盆地现今地壳应力场进行了研究,其成果主要揭示了松辽盆地浅部(<5 km)现今构造应力场的方向:陈凤等^[10]通过水力压裂和井下微地震监测认为大庆外围油田井点水力压裂缝为垂直缝,最大水平主应力方向为近东西向;沈海超等^[17]利用差应变分析和波速各向异性法对松辽盆地北部4口井(1 996~2 206 m)进行了地应力测量,得出该深度范围内最大水平主应力方向同样为近东西向;郭啟良等^[57]根据松辽盆地96口油气井(460~4 770 m)的四臂直径测井结果,得到井眼钻孔崩落的平均方位为N5°W,并由此统计出最大水平主应力的方向为N85°E;另外,利用FMI(地层微电阻率扫描成像)资料,研究者对松辽盆地徐家围子断陷营城组、沙河子组和火石岭组多口勘探井(2 981~4 748 m)的钻孔诱导缝的优势走向进行了统计,得出在该深度范围内现今最大水平主应力方向为N84°E^[12-13,58]。可见,松辽盆地近地表总体承受NEE-SWW向和近E-W向的挤压,与本文用ASR方法实测得到的深部基底的最大水平主应力方向一致。

遗憾的是,松科2井在钻进的过程中,地温梯度较高(约4.1 ℃/100 m),导致成像测井在深度超过6 000 m时难以进行,因此无法利用成像测井识别出来的钻孔崩落和钻井诱导裂缝来对最大水平主应力方位与本文实测应力方位进行对比。但是对于地壳深部应力状态的研究,震源机制解是有效的手段。本文统计了松辽盆地内部及邻近区域的19个浅源(7~15 km)震源机制解数据(数据来自Harvard CMT catalog,1976—2017, M_s>4.6)。CMT catalog是哈佛大学给出的全球地震事件列表,其中包括震源机制解的6个参量,使用GMT内置的Psmeca命令,绘制了震源机制解沙滩球,给出了两个节面的走向和倾角的优势方位。通过对这些震源机制解资料的分析,得到A节面分布在N40°~80°E,B节面分布在N280°~300°W,其优势分布方向是N60°~70°E和N290°~300°W,与主要断裂带走向一致。主压应力轴P优势方向在N70°~80°E,仰角一般在30°以下,个别可达40°;主张应力轴T优势方向在N20°~50°E,仰角大多在20°以下,部分在40°左右。将统计得到的震源机制解主压应力P轴方位(图5a)与ASR法得到的最大水平主应力方位进行对比(图5b),两者给出的最大水平主压应力轴平均方位均为近东西向。同时,将震源机制解P轴、T轴和B轴方位的平均值与ASR法得到的主应力方位(方向和倾角)表示在赤平投影图上(图5c,下半球投影),从图上可以看出两者所反映的应力状态均为走滑兼一定逆冲型。可见,本文实测得到的盆地深部基底的应力状态与盆地内部浅源震源机制解所反演的应力状态相一致,同时与上述前人实测获得的盆地浅部的应力方向一致,说明ASR法实测的应力结果是可靠的。ASR法作为全尺寸岩心的地应力测试方法,具有理论基础完备、成本低、效率高的特点,上述方法在松科2井的成功应用,为超深科学钻孔的地应力获取提供了新途径。

4.2 盆地深部基底应力状态成因分析

众多研究表明,中国东北地区的构造演化和西太平洋板块的俯冲与蒙古-鄂霍次克洋、古亚洲洋的闭合联系紧密。尤其进入中、新生代以来,太平洋板块的西向俯冲作为整个东北地区构造演化主要动力源的作用更加凸显。西太平洋板块于三叠纪晚期或侏罗纪早期开始向欧亚大陆俯冲^[59-60]。并且其俯冲方向、速度和角度一直随时间发生着较大的变化^[61-62](图6^{[63⇓⇓⇓⇓-68]}),其俯冲方向依次为NNE、NWW、SWW、NW、NNW 和NWW向^[62]。在距今50 Ma左右,西太平洋板块的俯冲方向从NNW向大幅度调整为NWW 向^[69]。大量的区域地震层析成像研究表明西太平洋板块已经俯冲进入了地幔转换带660 km深度^[70⇓-72],并且在黑龙江珲春一带引发了一系列深源地震,并且这些深源地震的主压应力P轴方位(NWW)和西太平洋板块俯冲方位一致。同时,近年来在松辽盆地及其邻近区域也相继发生了一些地壳尺度范围内的浅源地震,这些浅源地震的主压应力P轴方位为NEE向,与现今松辽盆地的最大水平主应力方位一致,深震、浅震发生的特点也反映了区域动力作用的影响。

中国东北地区深部和浅部的地震活动与西太平洋板块俯冲具有相关性,同时地震活动又是对现今应力状态的一种响应,因此,通过对东北地区深部和浅部地震活动的分析,可以更好地理解松辽盆地深部基底应力状态的形成原因。有研究学者采用数值模拟方法研究了东北地区深浅震之间的发震机制,探讨了形成东北地区构造应力场的动力学环境。比如,张慧^[73]以太平洋板块向东北地区660 km深度的俯冲带为研究对象建立二维黏弹性剖面模型,认为东北地区660 km深部以及岩石圈浅部地区(90 km左右)形成两个主要的应力集中区,也是浅源和深源地震的主要孕震区。当太平洋板块向欧亚板块俯冲时,太平洋板块深俯冲至地幔转换带并在东北地区下方大面积滞留,其上方存在大范围的上地幔低速异常区,称为“大地幔楔(Big Mantle Wedge,BMW)”模型^[74](图7)。西太平洋板块的弧后扩张造成的向西的侧向推挤力作用在松嫩地块上,NE走向的郯庐断裂带北段(依兰—伊通断裂、敦化—密山断裂)由于正处于俯冲带端部的强受力方向,与板块俯冲方向呈45°左右的夹角(图7),因此受到的剪切力较大,局部易产生应力积聚,当应力积累达到断裂强度极限时,依兰—伊通断裂和敦化—密山断裂即发生滑动,在松辽盆地及其邻区形成一系列浅源地震,并且对松辽盆地基底及其邻区的应力场特征产生影响^[75]。

东北地区跨天山—兴蒙和华北—塔里木两大构造单元,南北具有明显的构造差异^[76]。该地区主要有3组断裂带。北北东向的断裂带有伊兰—伊通断裂带、敦化—密山断裂带和嫩江断裂带^[77],它们是东北地区的主要构造带。此外还有少许小规模的东西方向断裂带和北西西向断裂带。这3组断裂带形成东北地区的基本构造格局^[19]。

由东北地区应力场方向和断裂带分布方向可以推断地震断裂带的错动方向。图8^[19]标出了主要断裂带的错动方向。北北东向断裂带活动为右旋走滑错动,北西西向断裂带为左旋错动。NNE向和NWW向的断裂共同成为一组共轭剪破裂,其中NWW向剪裂面由于走向与俯冲挤压方向基本一致,走滑作用强烈,一般发展为NWW向或NW向左行走滑断层,成为该区许多大震的发震构造,例如1975年海城7.3级地震、1999年岫岩5.6级地震。因此,该区地壳尺度内的应力场特征和地震活动,都与该区内的深大断裂活动有关^[20]。

盆地基底实测的最大主应力方位为82°~106°,平均方位为94°,与盆地内部浅源震源机制解(7~15 km)主压应力P轴方向一致(图5)。实测σ₁的侧伏角绝大部分小于40°,表明松辽盆地内部地震发生的主要机制可能与基底东西向近于水平挤压而导致的右行走滑和同时兼有的逆冲扩展作用相关,这与盆地地震作用过程中出现的大量逆冲-右行走滑型同震破裂现象相吻合^{[78⇓⇓-81]}。据中国大陆及周边地区的GPS观测数据显示东北块体主压应变率方位角为NEE(73.9°~75.9°),近东西方向,随着太平洋板块向欧亚板块俯冲边界靠近,主压应变率ε自西向东逐渐增大,证实了太平洋板块向西俯冲到东北块体之下,使东北块体及其邻区向西运动^[82-83]。这也和本文实测得到盆地基底以E-W向近水平挤压为主导的构造应力场方向相一致。

郯庐断裂带是中国东部大陆一条深大活动断裂带,一般认为早白垩世以来郯庐断裂带的多期演化是对西太平洋板块活动的响应^[84]。郯庐断裂带在东北地区的分支为依兰—伊通断裂和敦化—密山断裂^[47],两条断裂均呈NE走向(图1),并且为区域内发育的地壳尺度深大断裂,新生代以来持续活动^[20,46],表现出右旋走滑性质。松辽盆地浅源地震震源机制解及本文ASR法地应力实测所给出的挤压应力方向为近东西向(图5a),与西太平洋板块俯冲产生的挤压应力场方向(NW向)并不一致^[7],前人认为太平洋板块NW向俯冲产生的挤压作为一级应力场斜向作用在NE走向的郯庐断裂带上,其剪切分力和挤压分力(图9^[85])引起郯庐断裂的右行走滑和逆冲活动^[20],而郯庐断裂带NE向右行走滑派生出近E-W向的应力场,这与本文实测得到的松辽盆地基底近东西向的最大水平主应力方向一致。因此,松辽盆地现今应力场可能是在西太平洋板块NW向挤压运动背景下形成的,受控于郯庐断裂北段右行走滑产生的次级应力场^[20-21],同时也佐证了松辽盆地除了受俯冲弧后拉张作用外,走滑剪切作用对盆地的空间展布及其形成演化也起到了重要的作用^[86]。

5 结论

本文利用ASR法获得了松辽盆地基底近7 km深度的地应力状态,结合地球物理和构造地质资料,分析了松辽盆地深部基底现今地应力特征及其成因,得到以下结论。

(1)利用ASR法获得了松辽盆地松科2井钻遇基底的现今应力状态,即盆地基底(6 646~6 846 m)为走滑兼逆冲应力环境,最大水平主应力方向为N86°E,与盆地内浅源地震(7~15 km)的震源机制解所反演的应力状态一致。

(2)盆地基底处于以E-W向近水平挤压为主导的构造应力场,这种应力状态可能是在西太平洋板块NW向挤压运动背景下形成的,受控于NE-NEE走向的依兰—伊通断裂和敦化—密山断裂右行走滑产生的次级应力场。

感谢现场测试过程中松辽盆地大陆科学钻探松科2井项目部的大力支持,感谢专家及编辑在审稿过程中对本文提出的宝贵修改意见。此外,本文部分图件使用GMT绘图软件绘制^[87]。

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基金资助

国家自然科学基金面上项目(42174122)

云南省重大科技专项计划项目(202002AF080003)

云南省重大科技专项计划项目(202102AF080001)

中央级公益性科研院所基本科研业务费项目(DZLXJK202201)

中央级公益性科研院所基本科研业务费项目(CKSF2021462/YT)

中央级公益性科研院所基本科研业务费项目(CKSF2023308/YT)

中央级公益性科研院所基本科研业务费项目(CKSF2023316/YT)