珠江口盆地靖海凹陷始新世海相斷陷的地震反射證據探討

張向濤，蒲仁海，吳曉川，董馬超，張青林

(1.中海石油(中國)有限公司 深圳分公司研究院,廣東 深圳 518067;2.西北大學 地質學系，陜西 西安 710069)

海相斷陷盆地在大陸板塊內部和大陸板塊邊緣均可出現,大陸板塊內部型海相斷陷的形成是由于大洋溝通的海槽、海灣等形成的,如歐洲西北部的北海盆地[1]。從中國含油氣盆地的類型和演化來看,遠古代到古生代末以海相沉積為主,主要是克拉通盆地或前陸盆地;中新生代主要為陸相沉積,以裂谷和前陸盆地為主[2]。這幾類盆地是目前勘探程度比較高的盆地,而關于與海相相連的斷陷盆地的構造樣式和地層格架的研究就相對較少。海相斷陷的成盆、成烴和成藏與海相克拉通盆地及陸相斷陷相比有明顯差別,因此,研究盆地裂谷期為陸相沉積還是海相沉積，既有重要的理論意義,又有重要的實踐意義,對油氣勘探具有指導作用。

隨著中國南海海域油氣勘探的逐漸深入,超深水區也成為了油氣勘探的重要潛力區,但其基礎地質研究卻比較薄弱。本研究在區域古構造、古沉積背景研究的基礎上,應用靖海三維地震資料，綜合開展了相關地震地層學和地震沉積學等方面的研究,認為深水區靖海凹陷的始新世斷陷層沉積與淺水區的凹陷相比有一定的差異,其中裂谷期文昌組的大型視削截反射和沿構造高部位分布的大型沿岸砂壩可能是海相沉積的重要特征。這一研究對深水區的勘探和地質認識有著重要的指導意義。

1 區域地質概況

目前,已在南海多個盆地發現始新世的海相地層,這些盆地主要分布在南海的南部,如禮樂盆地、巴拉望盆地和北康盆地,它們緊密圍繞著新南海洋殼分布[3]。然而,有關南海北部始新世海相地層的研究十分局限,僅見于臺西南盆地的DP21-1-1井,珠江口盆地韓江凹陷的HJ15-1-1井以及白云凹陷的BY7-1-1井,絕大多數鉆井得到的是漸新世以來的海相化石[4]。

珠江口盆地靖海凹陷位于東沙隆起之南,西臨興寧凹陷,北東接揭陽凹陷,南東最老地層為漸新世的洋殼(見圖1)。由于水深超過1 500 m,目前尚無鉆井資料,暫無古生物、巖礦和地化等方面的海相沉積證據。

近年來，在靖海凹陷已完成三維地震超過2 000 km2,與淺水區的盆地結構對比表明,靖海凹陷也存在與淺水區的新生界凹陷類似構造運動和層序界面,依據斷裂活動規律和新生界底Tg、文昌組頂面T80、恩平組頂面T70和珠海組頂面T60等大型削截上超不整合可以作為地層劃分與對比的依據。靖海凹陷新生代也經歷了斷陷盆地(Tg—T70)、斷陷—拗陷轉換(T70—T60)和大陸邊緣盆地(T60至今)3個演化階段[4-5]。

2 靖海凹陷裂谷期的構造背景

晚白堊世,禮樂盆地、巴拉望盆地與潮汕拗陷的位置相鄰，它們的地層發育、地層巖性、沉積環境都比較相似[5]。事實上,南海北部的靖海凹陷以及現今南海南部的盆地，在始新世均位于古南海的北部,處于大陸邊緣位置。新南海擴張以后，它們緊密圍繞著洋殼分布,演化成被動大陸邊緣盆地。南海南部的曾母盆地、北康盆地、禮樂盆地及巴拉望盆地中均發育有海相斷陷層,原因是其在始新世的位置比珠江口盆地北部陸相凹陷更靠南,鄰近古南海,易在裂谷期遭受海侵[6-10]。因此,洋殼邊緣的斷陷或與洋殼連通的斷陷為海相(見圖2)。再如,臺西南盆地和東海盆地中不同井位出現的海相古生物化石表明，研究區古近紀存在一個狹長的海灣,起始于現今東海南部,向西南延伸到臺灣—臺西南盆地一帶,是古太平洋西部的一部分[6]。

通過對比靖海凹陷和禮樂盆地始新世裂谷期控凹斷層水平間距得出的伸展參數可知，靖海凹陷在裂谷期發育了斷距很大的控凹斷層,其伸展量可達14.3%[11],其數值遠大于禮樂盆地控凹斷層的伸展量9.42%[12]。始新世的斷陷作用形成了與古南海溝通的海槽或海灣,以至禮樂地塊為海相沉積。根據靖海凹陷緊鄰洋殼及與禮樂地塊緊鄰且拉伸量更大的地質事實,可知靖海凹陷裂谷時期具備了與海水貫通的地質條件。

圖1 珠江口盆地構造單元劃分及研究區位置(修改自苗順德,2010;施和生,2014)Fig.1 Location of research area and structure units of Pearl River Mouth Basin

圖2 洋殼邊緣斷陷層海相沉積演化示意圖Fig.2 Sketch map of sedimentary evolution during rift period along oceanic crust

3 靖海凹陷文昌組層序界面的特征

靖海凹陷具有疊合盆地的性質,新生代盆地以中生代沉積巖為盆地基底[13]。文昌組是珠江口盆地斷陷一幕的沉積產物,該組地層直接超覆不整合于中生界地層之上,其代表了靖海凹陷從初始沉降→強烈沉降→沉降終止以至剝蝕的完整發育過程。根據地震削截、上超、下超不整合的特征，在靖海凹陷文昌組識別出4個主要的地震反射界面,將文昌組分為上、中、下三段。

1)T80:代表新生界古近系始新統恩平組與文昌組之間的界面,珠瓊運動二幕形成的區域不整合面；T80削蝕下伏地層,上覆地層朝北西上傾方向上超,是裂陷一幕與二幕的分界面以及沉積范圍由大變小的一個界面(見圖3)。

2)T81:文昌組中段與上段的界面,為一個視削截面,反映來自正西向的物源；海平面快速上升,為最大海泛面；中強振幅,中低頻率(見圖3)。由于海平面上升形成了深水低速頁巖沉積,所以地震剖面上表現為一谷兩峰強振幅特征。

3)T82:文昌組中段與下段的界面,與下伏地層為削截不整合關系,與上覆地層呈上超或下超的不整合關系；為文昌組下段填平補齊后,沉積范圍逐漸擴大的上超面；中弱振幅,中低頻率,連續性不好(見圖4)。

圖4 T82上超反射界面及Tg削減不整合反射界面Fig.4 T82 onlap refection and Tg truncation reflection

4)Tg:古近系的底面,中生界與新生界之間的區域不整合；削蝕下伏較厚地層,上覆地層上超,說明下伏中生界地層褶皺,晚白堊末期發生構造運動。Tg界面一般為一峰兩谷中強正反射,頻率較低,連續性中—差(見圖4)。

4 斷陷層海相沉積地震反射證據的探討

4.1 斷陷盆地水平面升降分析

斷陷盆地中，湖或海平面升降多由斷裂拉張作用引起[14]。對于湖盆斷陷而言,由于湖盆水體相對有限,斷層拉張活動一般造成湖平面隨之下降,水體快速變淺,然后隨著河流水體的補給，湖平面緩慢上升。從斷裂拉張到靜止分別經歷了高位到低位體系域的轉換和水進體系域、高位體系域3個階段,在地震剖面上往往形成指示湖平面下降的上超點下移和湖平面上升的上超反射[15]。而海相斷陷由于海水補給充分,因而斷裂拉張造成海平面相對快速上升或水體快速變深,然后斷裂靜止期隨沉積物補給充填,海平面緩慢相對下降。所以，海相斷陷從斷裂拉張到隨后靜止分別形成低位、海進體系域的轉換以及隨后的高位域,這個過程在地震剖面上往往形成指示海平面快速上升的退積反射。斷裂拉張引起的湖平面下降是快速突變的,隨后的湖平面上升則是緩慢漸變的。斷裂拉張引起的海平面上升是快速突變的,隨后的海平面下降則是緩慢漸變的。所以，斷陷湖盆與斷陷海盆的水平面變化模式和體系域序列以及地震反射樣式是有一定差異的(見圖5)。其最明顯差異是，斷裂拉張時湖盆的湖平面快速下降,水變淺;而海盆的海平面迅速上升,水變深。海平面快速上升往往會造成碎屑物源后退，在地震剖面上形成退積反射,即視削截面。反過來,無論海相還是湖相,退積反射也是判斷快速水進的一個重要依據。緩慢的海(湖)平面上升只能引起沉積范圍逐漸擴大的上超反射,形成不了退積反射。

圖5 斷陷盆地海、湖平面變化及體系域劃分與斷裂拉張引起的構造沉降之間的關系(據Strecker U,1999修改)Fig.5 Water level change and system division, relationship between fault extension and structure subsidence

文昌組為一個構造旋回，在文昌組(地震波組Tg—T80)內部識別出了一個典型的退積反射T81(見圖3)。在三維地震正極性顯示情況下(海底為一峰兩谷反射),珠江口盆地文昌組砂巖沉積速度應該大于泥巖速度[16],在T81退積面一谷兩峰或上谷下峰反射指示了低速頁巖的存在[17]。所以，該退積面也是指示了最大海泛面(密集段),其下為低位-海進體系域,其上為高位體系域。根據以上分析,圖3中文昌組中段的退積反射應當指示了斷裂拉張引起的海平面上升形成的海進體系域,文昌組下段為斷裂初始拉張期的低位體系域,文昌組上段屬于斷裂靜止期的高位體系域(見圖5)。

4.2 文昌組底部強振幅砂體的解釋

海相與湖相淺灘砂體由于受波浪作用強度顯著不同,所以在砂體規模和平面形態上有一個重要區別,就是海相可以發育規模很大淺灘或沿岸沙壩砂體,最大寬度往往超過數十公里,平行岸線分布,且多發育在古地形高的水下隆起上[18];而湖相一般由于湖浪強度有限，不發育大規模沿岸沙壩砂體,大規模的淺水湖相砂體多由三角洲或扇三角洲形成[19-20],一般呈朵狀展布,最大寬度一般數公里(見圖6)。

從目前發表的文獻看,沒有大型淺水湖泊沿岸砂壩的報道。常見的湖相大面積砂體均為垂直或斜交岸線分布的三角洲、扇三角洲或湖底扇砂體[19-20],它們主要受到河道(或水道)流動的影響而非較弱能量的湖浪作用的影響,而且這種砂體不會分布在古凸起或水下凸起之上。而古代海岸碎屑巖沉積中,濱淺海沿岸沙壩砂體是與三角洲砂體和潮坪有關的砂體一樣常見的一種沉積類型,如塔里木盆地的東河砂巖和柯坪塔格組砂巖,而且濱淺海沿岸沙壩的砂體規模比三角洲和潮坪有關的砂體都大得多。

圖6 不同微相砂體最大厚度與最大寬度雙對數圖(據Reynolds,1999)Fig.6 The max thickness and max wideness of different microfacies sand body

在文昌組下段和上段三維地震相解釋中均識別出面積較大的濱淺海沿岸沙壩砂體,正好分布在北東東向古次凸構造(水下凸起)上(見圖7)。由于該古次凸構造上水體較淺,形成了濱海沿岸淺灘砂體。文昌組屬于斷陷早期沉積,其下段沿岸砂壩沿凹陷長軸分布，寬10～15 km,長約30 km,以高速砂巖形成的正極性強振幅為特征(見圖8)；淺灘砂壩分布位置與水下凸起高部位吻合,反映了構造高部位水淺和浪控加強的特點。

圖8 文昌組下段(Tg-30+10 ms)均方根振幅平面圖Fig.8 The RMS map of lower member of Wenchang Formation

把古次凸上的強振幅異常解釋為砂巖的依據主要是，該強振幅在三維正極性剖面上為一峰兩谷反射(見圖9),反映了零相位角情況下存在厚度小于1/4波長(約30～40 m)的高速巖性。在碎屑巖沉積背景下和前述中深層砂巖速度大于泥巖速度的條件下,該高速巖性就應該是砂巖。過該古次凸拉一條北西向的地震剖面可以看出,古次凸上的文昌組、恩平組、珠海組等多期地層均振幅略大于兩側,說明砂巖均較古次凸兩側更發育,古次凸控制的濱淺海沉積具有多期性和繼承性(見圖10)。

圖9 過文昌組下段強振幅區的北東向地震剖面(剖面位置見圖5)Fig.9 The NE section across the strong amplitude of Lower member of Wenchang Formation

圖10 過古次凸帶的北西向地震剖面Fig.10 The NW section across the paleo secondary bulge

4.3 與已知海陸相斷陷的對比

中國湖相斷陷沉積很發育,渤海灣盆地諸多斷陷中，沙三段沉積均屬于湖盆斷陷。斷裂活動引起的湖平面下降(地震上超點下移)和隨后的湖平面上升(緩坡帶看到的上超反射)是大量發生和存在的現象。退積反射一般反映了快速水平面上升和碎屑物供應逐漸減少后退的沉積現象。雖然斷陷湖盆偶爾也可以發生快速湖平面上升并形成退積反射,如二連盆地巴音都蘭凹陷的阿爾善組就存在湖相退積現象[15],但與海相凹陷在高位體系域基礎上發生的退積反射不同。

巴倫支海盆地晚二疊世—三疊紀為裂谷期,其中半地塹盆地中出現了視削截反射，后經證實，在斷陷前期就為海相沉積,退積作用是由構造沉降引起的相對海平面快速上升所造成[21]。靖海凹陷在文昌組中段，斷裂拉張引起的退積作用與巴倫之海的海相斷陷反射特征較為相似,因此靖海凹陷文昌組很有可能為海相沉積。

圖11 巴倫之海半地塹海相裂谷層序樣式(修改自Prosser,1993)Fig.11 Rift sequences style of Barents Sea half graben

5 潛在的油氣地質意義

珠江口盆地深水區斷陷層如果發育海相沉積,則其油氣地質意義與淺水區湖相斷陷層應有所不同。海相沉積除砂體儲層規模大之外,其生烴條件和控制因素也有所不同。在缺乏陸地河流三角洲供給生物營養的條件下,高有機碳含量的海相泥質沉積一般發育在欠補償的深水陸棚區；由于這里對有機質的稀釋作用小,所以其有機碳含量高,生烴潛力比(扇)三角洲碎屑大量供應區可能更好。所以,深水區海相斷陷層的生烴能力和勘探前景可能更好。此外,靖海凹陷倘若自始新世開始就為海相沉積,這就意味著勘探思路的轉變,不能按照過去對待陸相盆地一樣套用“定凹選帶”的勘探思路。

6 結 論

南海北部的靖海凹陷與南海南部的曾母盆地、北康盆地、禮樂盆地及巴拉望盆地構成了沿洋殼環帶分布的盆地群,南部盆地群的始新統已證明存在海相沉積。白堊紀末期，禮樂—南沙地塊和華南大陸連接在一起,它們組成了古南海北部的大陸邊緣,始新世裂陷作用促使禮樂地塊遭受海侵并接受海相沉積,與之緊鄰的靖海凹陷發生了更大的水平伸展,也應具備與海水貫通的地質條件。

靖海凹陷始新世文昌組的層序格架樣式符合海相斷陷的特征,斷陷作用引起的基底快速沉降造成了相對海平面的快速上升和物源的迅速后退,從而在地震剖面上出現了大型的視削截反射,文昌組下段沿構造高部位分布的大型強振幅砂體被合理地解釋為沿岸沙壩更是進一步佐證了海相沉積的存在。

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