珠江口盆地北部早—中中新世濱線遷移軌跡與沉積體系演化

張 昕， 林暢松， 張忠濤， 馮 軒， 張 博， 舒梁峰， 姜 靜

( 1. 中國地質大學(北京) 能源學院，北京 100083； 2. 中國地質大學(北京) 海洋學院，北京 100083； 3. 中海油深圳分公司 研究院，廣東 深圳 518000； 4. 中國大洋礦產資源研究開發協會，北京 100860 )

0 引言

濱線遷移軌跡是由位于陸地與海水分界區的濱岸線，隨時間沿沉積傾向方向連續變化而形成的遷移路徑。濱線遷移軌跡分析作為一種新的層序地層學研究方法, 將傳統層序地層相對獨立的體系域分配模式替換成連續變化的沉積序列，將濱線向?；蛳蜿懙胤较虻倪w移過程視為沉積體系的連續演化過程，重點強調軌跡遷移的路徑及方向,可預測古環境變化和巖性分布特征[1]。HELLAND-HANSEN W 等[1]研究Norwegian和Barents等陸架，提出不同遷移方向的濱線軌跡往往代表不同的沉積趨勢。HAMPSON G T等[2]認為濱線遷移軌跡分析的關鍵在于識別各沉積單位內濱線的分布位置。濱線位置的識別有多種途徑，如濱線坡折點、濱岸沉積相帶轉換點或侵蝕面等。HENRIKSEN S等[3]提出濱線遷移軌跡的表征可在兩種時間和空間尺度上進行：一是在單一的前積傾斜層內追蹤，二是在由多套前積傾斜層組成的不同相帶之間進行。前者在地震傾向剖面內易實現，后者在地震剖面與連井剖面中可識別。

近年來，軌跡分析方法逐漸被廣泛應用于被動大陸邊緣盆地的三角洲沉積體系研究。早—中中新世，位于被動大陸邊緣的珠江口盆地北部形成一系列沿寬緩陸架區不斷遷移變化的三角洲體系。人們對研究區三角洲體系的沉積和演化特征進行分析[4-8]，大多采用傳統的沉積學和層序地層學理論，而對三角洲體系隨海平面升降的動態演化及沉積體系內部的結構特征未深入研究。筆者采用濱線軌跡分析的理論方法，建立珠江口盆地北部珠江組—韓江組層序地層格架，研究三角洲沉積體系的演化過程及濱線遷移軌跡，探討海平面變化與濱線遷移軌跡的關系，有利于豐富層序地層學理論，促進研究區有利儲層的預測。

1 區域地質概況

珠江口盆地處于南海北部(新特提斯加里曼丹古晉弧)弧后擴張背景的華南大陸邊緣，呈北東—南西走向，長度約為800 km，寬度約為300 km，面積約為17.5×104km2，與華南大陸岸線大致平行。在地理位置上，該盆地位于海南島與臺灣島之間，在構造上處于太平洋板塊、歐亞板塊及印度—澳大利亞板塊交匯處[9-17]，跨越特提斯洋及太平洋構造域[18]，是南中國海擴張作用的結果。珠江口盆地整體經歷裂陷階段(晚白堊世—早漸新世)、坳陷階段(晚漸新世至中中新世)和塊斷升降階段(晚中中新世至今)構造演化階段，最終形成“二坳三隆”的格局[19-20]。受NW 向斷層活動影響，每個大構造單元又可分為若干小的凹陷和低隆起區(見圖1)。

圖1 珠江口盆地構造分區及研究區位置Fig.1 Distribution and tectonic unit division of the Pearl River Mouth Basin and the location of the study area

研究區主體位于珠江口盆地陸架-陸坡區域，覆蓋番禺低隆起、西江凹陷、恩平凹陷及白云凹陷北部地區。陸架區的凹陷與隆起由呈右階雁列式展布的斷裂控制，凹陷與凹陷之間被北西西向低凸起分隔。珠江口盆地地層整體上具有下斷上坳的雙層結構特征，其中，裂陷期以陸相沉積為主，主要沉積神狐組、文昌組和恩平組地層。之后，巖石圈破裂洋中脊開始擴張，珠江口盆地由斷陷向坳陷轉換，最終進入熱沉降期，相應沉積珠海組、珠江組、韓江組、粵海組、萬山組和第四系。其中，珠江組在盆地北部陸架區發育大范圍的三角洲或濱淺海沉積體系，在白云凹陷北坡或東沙隆起附近出現生物礁和碳酸鹽巖臺地沉積。韓江組同樣以三角洲或濱淺海相沉積為主(見圖2)。巖性主要為灰綠色泥巖與砂巖、含礫砂巖互層，自西北部內陸架向東南部外陸架區，三角洲沉積厚度不斷減薄，變為開闊海相沉積。

2 層序地層格架

根據層序地層學理論和方法[21-28]，基于二維和三維地震、測井及巖心資料，結合古生物資料分析及井—震標定，在研究區識別3個二級層序界面(SB1、SB7、SB9)及6個三級層序界面(SB2、SB3、SB4、SB5、SB6、SB8)進行全區的追蹤和對比，將珠江口盆地北部淺海陸架區珠江組—韓江組劃分2個二級層序(CS1和CS2)(見圖2)，其頂底界面為由構造活動或海平面下降形成的區域型不整合。根據盆地邊緣不整合及地層終止關系進一步劃分8個三級層序(S1-S8)，建立研究區層序地層格架(見圖3)。其中，二級層序CS1包含S1-S6等6個三級層序，CS2由S7和S8層序組成(見圖2)。根據鈣質超微化石等古生物資料的分析結果進行標定，確立珠江組—韓江組層序界面與鈣質超微化石帶或浮游有孔蟲生物帶界限的對應關系，預測層序界面形成的地質年代(見圖3)。

圖2 珠江口盆地珠江組—韓江組層序劃分和構造演化

Fig.2 The sequence framework of Zhujiang Formation and Hanjiang Formation and tectonic evolution in the Pearl River Mouth Basin

3 軌跡分析

3.1 前積傾斜層

通過識別前積傾斜層內位于頂積層—前積層拐點處的濱線坡折點確定濱線遷移位置。前積傾斜層是指沉積地層向盆地方向不斷進積或前積形成的“S”型傾斜沉積面[29-31]。根據前積傾斜層在地震剖面上的幾何形態可識別頂積層—前積層的拐點[32-34]，將這些拐點相連組成一條能夠反映濱線遷移方向的曲線，以進行濱線遷移軌跡分析。被動陸架邊緣發育的前積傾斜層存在多種類型，從紋理波痕遷移到點壩加積，再到大陸邊緣的前積體，不同尺度的前積傾斜層可在露頭、測井和地震等資料中進行追蹤和對比。根據地震資料，在順物源方向的地震剖面中識別具有前積反射特征的前積傾斜層，且根據內部結構、幾何外形、軌跡類型及發育規模特點，將珠江口盆地珠江組—韓江組沉積時期劃分5種不同沉積結構特征的前積傾斜層。

3.1.1 斜交切線型

斜交切線型前積傾斜層主要發育在外陸架附近，其頂積層基本不發育，以前積層為主，傾角不超過3°，在地震剖面中呈丘狀或楔狀外形特征，其內部以斜交切線型前積反射為特征，總體厚度不超過110 m。該前積傾斜層在順物源方向的延伸距離最大可達24 km(見表1)。鉆遇前積傾斜體的自然伽馬測井曲線以漏斗型或箱型為主，在地震剖面中呈高振幅、中頻率前積反射，其下伏地層以弱振幅、低頻率、高連續性的平行或亞平行地震反射為特征，其自然伽馬測井曲線特征呈低輻齒型。整體上，斜交切線型前積傾斜體自陸架區向盆地方向緩緩尖滅，但未到達陸架邊緣處。

表1 珠江口盆地北部珠江組—韓江組地震相特征

Table 1 Seismic facies of Zhujiang Formation and Hanjiang Frmation in the Northern Pearl River Mouth Basin

3.1.2 切線—“S”型

切線—“S”型前積傾斜層通常表現為切線型與“S”型的復合類型，其幾何外部形態呈“S”型，內部結構表現為切線型前積反射特征(見表1)。在沿沉積物搬運方向的地震剖面中，該前積傾斜體僅發育較薄的頂積層和底積層，具有較厚的前積層，為65～120 m，地震反射以高振幅、中頻的前積反射為特征，在坡度變陡處具明顯的濱線拐點，前積層最大傾角達3.5°，其底積層以極低的傾角下超并終止于層序底界面。該前積傾斜體向盆地方向的最大推進距離為10 km(見表1)，沉積于內陸架之上。

3.1.3 平行切線型

平行切線型前積傾斜層主要由沿順物源方向進積的高振幅、低角度傾斜的前積反射波組組成，其頂積層和底積層基本不發育，沉積厚度為50～60 m，沉積地層的傾角不超過2°，一般具有席狀或板狀的幾何外形(見表1)。平行切線型前積傾斜體多數情況下發育于內陸架地區，推測其向盆地方向的延伸距離不超過8 km，多數展布在距離陸架坡折帶約為62 km的番禺低隆起北部。一般情況下，前積傾斜體的頂積層代表沉積地層垂向上的加積作用，平行切線型前積傾斜體由于缺少頂積層，其頂部對應于沉積物路過頂積層時形成的侵蝕面。

3.1.4 “S”型

前積傾斜層一般具有典型“S”型前積反射特征，其頂積層非常發育，且具有較緩的坡度，在地震剖面中多呈高振幅、低頻、高連續性的平行或亞平行反射特征，形成厚層的陸架區沉積地層。前積層大范圍發育，其傾角范圍為2°～4°，前積傾斜體整體厚度達450 m(見表1)。鉆遇該前積傾斜體的自然伽馬測井曲線自下而上呈多個漏斗型與箱型的疊加組合。由于“S”型前積傾斜體已抵達陸架邊緣處，該類前積傾斜體的頂積層與前積層之間的拐點與陸架邊緣坡折發生重合，沉積規模較大，受到強烈的波浪和潮汐作用的改造，反映低能環境下沉積物的快速搬運和沉積至陸架邊緣的過程[35-36]。

3.1.5 切線型

切線型前積傾斜層具有典型的楔形幾何外型特征，整體向下凸起，其頂積層與底積層沉積厚度較薄或幾乎不發育，整體厚度可達300 m，前積層傾角范圍為4°～7°(見表1)。該前積傾斜體前積層頂部被上覆層序界面削截，自厚度最大處向盆地方向沉積地層坡度不斷變陡并蔓延至上陸坡區。濱線拐點位于前積層的最頂端，與陸架坡折帶重合。另外，切線型前積傾斜體多發育于“S”型前積傾斜體的東北部，以下的陸坡區可發育以中-低連續性、強振幅雜亂反射為特征的斜坡重力流扇體。

3.2 沉積體系演化與濱線遷移特征

對挪威淺海陸架邊緣三角洲體系、Brent三角洲體系等沉積體系的研究表明，濱線軌跡分析與沉積環境、沉積體系進積、加積或退積過程有密切聯系[37-38]，可作為一種新的層序地層學研究方法。在穩定的沉積供給條件下，將單個前積傾斜體內相鄰拐點連接構成的濱線遷移軌跡劃分為上升型、平直型和下降型，將由多套不同層序發育的前積傾斜體坡折點相連組成的濱線遷移軌跡劃分為海侵型和海退型，對應兩種不同時間和空間的濱線軌跡分析。根據濱岸線向海或向陸方向的遷移軌跡，珠江口盆地北部淺海陸架區珠江組—韓江組可劃分為上升海侵型、下降海退型及下降海侵型3種濱線遷移軌跡類型(見圖4)，分別對應沉積體系退積—進積—退積3個沉積過程，識別和劃分為二級層序的沉積旋回。

圖4 珠江口盆地北部早—中中新世前積傾斜體遷移特征(剖面位置見圖1)Fig.4 Clinoform migration of Early-Mid Miocene successions in the Northern Pearl River Mouth Basin(section position as shown in fig.1)

3.2.1 上升海侵型

圖5 S1-S8濱線遷移軌跡分布Fig.5 Shoreline position of sequence S1-S8

上升海侵型遷移軌跡形成于早中新世早期層序S1-S3(23.8～17.5 Ma)沉積時期。前積傾斜層自層序S1至S3逐漸向陸地方向遷移(見圖3-5)，長時間尺度下的濱線遷移軌跡為階梯式海侵型，濱線自陸架邊緣逐漸后退至禺低隆起北部、恩平凹陷及西江凹陷等內陸架區，遷移距離達 115 km(見圖5)。S1層序發育厚層的“S”型前積傾斜體，其頂積層與前積層之間的拐點向盆地方向不斷上升；短時間尺度下的濱線遷移軌跡呈上升趨勢(見圖6(c))，反映沉積物不斷向海進積且向上加積。S2-S3 層序發育薄層的平行切線型前積傾斜體，分布于最靠陸地方向的內陸架區(見圖4)，濱線明顯向陸地方向遷移。其層序內部的濱線遷移軌跡呈平直或略微下降趨勢(見表1)，形成短暫的海退，而長時間尺度下的濱線遷移軌跡整體呈上升海侵型。

S1層序沉積時期，研究區三角洲體系被搬運至陸架邊緣而形成陸架邊緣三角洲，主要展布于番禺低隆起南部及白云凹陷北部地區，沉積厚度達 450 m。在重力流滑塌作用下，三角洲前緣或濱岸砂體形成沿陸架坡折帶走向展布并呈雜亂反射的斜坡扇沉積(見表1、圖6(b))。S2-S3層序沉積時期，三角洲沉積體系逐漸向陸地方向退積，由陸架邊緣三角洲演變為平行切線型前積結構的內陸架三角洲，其發育規模及展布范圍較 S1 層序時期的陸架邊緣三角洲明顯變小，主要分布于番禺低隆起北部的珠一坳陷內，靠近華南大陸，沉積厚度不超過 110 m。所在位置遠離陸架坡折，受河流控制作用較強烈。

3.2.2 下降海退型

下降海退型遷移軌跡形成于早中新世晚期到中中新世早期，對應于層序S4-S6 (17.5～13.8 Ma)沉積時期。該時期前積傾斜層自內陸架逐步向外陸架方向演化，長時間尺度下的濱線遷移軌跡整體呈階梯式海退型(見圖3-4)，濱岸線大約在13.8 Ma到達外陸架最遠端的番禺低隆起南部，遷移距離長達95 km。S1-S6層序發育的下降海退型與上升海侵型遷移軌跡共同組成一個完整的沉積旋回，對應于二級層序CS1。該二級層序時間跨度為10.0 Ma，與文獻[39]提出的二級層序時間跨度吻合(見圖3-4)。

圖6 陸架邊緣三角洲體系沉積特征Fig.6 Sedimentary characteristics of shelf-edge delta system

S4層序沉積時期，由于濱線尚處于內陸架區，番禺低隆起北部發育薄層的平行切線型前積傾斜體，其內部主要由前積層構成，濱線遷移軌跡呈略微下降型(見圖3、表1)。由于地震三維工區分布有局限性，順物源方向地震剖面中S5層序未發現明顯的前積結構。S6層序沉積時期，斜交切線型前積傾斜體大規模發育，并不斷向海推進至位于番禺低隆起南部的外陸架區，外陸架三角洲開始發育，其展布范圍隨之增大(見圖7(a-b))，大體覆蓋番禺低隆起、白云凹陷北部區域。斜交切線型前積傾斜層形成的短時間尺度下的濱線遷移軌跡呈略微下降趨勢(見表1)，S4-S6層序沉積時期，濱線遷移軌跡呈下降海退型。該時期三角洲沉積體系隨濱線不斷地向盆地方向進積(見圖5)，反映可容納空間與沉積物供給比的急劇減小。在波浪作用改造下，陸架區發育的三角洲砂體大致平行于陸架邊緣排列的(見圖7)。

圖7 外陸架三角洲體系沉積特征Fig.7 Sedimentary characteristics of outer-shelf delta system

3.2.3 下降海侵型

下降海侵型遷移軌跡形成于中中新世晚期，對應于層序S7-S8(13.8～10.5 Ma)沉積時期。該時期前積傾斜體再次后退至番禺低隆起北部的內陸架區，形成長時間尺度下的海侵型濱線遷移軌跡(見圖3-4)，其內部發育兩次短期的海退過程，形成兩套前積傾斜體。經歷中中新世早期大規模海退事件之后，濱線逐漸向靠近陸地的內陸架區遷移，遷移距離達70 km(見圖5)。該海侵過程表明第二個長期沉積旋回的開始，對應于二級層序CS2。

S7-S8層序沉積時期，前積傾斜層以切線—“S”型和平行切線型為主，其前積傾斜層拐點表現為向盆地方向略微下降的趨勢，短時間尺度下的濱線遷移軌跡呈平直型或下降型(見表1)，因而中中新世晚期以形成下降海侵型遷移軌跡為特征。三角洲沉積體系隨之向陸地方向退積，覆蓋恩平凹陷、西江凹陷及番禺低隆起北部地區，以弱振幅、高連續性、平行或亞平行反射地震波組為特征的淺海陸棚沉積大范圍發育(見表1)，陸坡區形成沿坡折帶走向分布的斜坡扇(見圖 8(b))。

4 海平面變化

將珠江口盆地北部陸架區早—中中新世時期濱線遷移軌跡，與有孔蟲化石等古生物資料得出的珠江口盆地區域海平面曲線[40]進行對比，二者之間具有相同變化趨勢和幅度(見圖9)。自23.8 Ma開始，海平面整體處于低位，21.0 Ma達到最低點，濱線處于向海方向最遠端的陸架邊緣附近。21.0 Ma以后，區域海平面呈緩慢上升趨勢，濱線遷移軌跡以上升海侵型為特征，濱線向陸地方向迅速遷移，反映相對海平面的上升及快速的海侵作用。隨后，區域海平面于早中新世晚期到達最高點，濱線遷移軌跡揭示的最大海侵位置在地震工區及鉆井中難以精確識別，推測可能發生在18.0、17.0或16.0 Ma。區域海平面在經歷長時間的緩慢上升后開始大規模下降，濱線隨沉積體系向盆地遷移，發生大范圍的海退作用。該海退期于13.8 Ma結束，且形成下降海退型濱線遷移軌跡。之后，第二次海侵作用開始，濱線再次向陸遷移，區域海平面也開始再次上升。早—中中新世時期，區域海平面的最高點和最低點分別與濱線最大的海侵位置和最大的海退位置吻合，因此濱線遷移軌跡與珠江口盆地區域性海平面變化有良好的對應關系。

濱線遷移軌跡與全球海平面變化之間存在差異性(見圖 9)。二級層序CS1沉積時期(23.8～13.8 Ma)，全球海平面變化曲線與濱線遷移軌跡曲線、區域海平面變化曲線一致(見圖9)。CS2沉積時期(13.8～10.5 Ma)，濱線遷移軌跡曲線表現與全球海平面變化曲線明顯不同。13.8 Ma以后，由于南海海底停止擴張、南極冰蓋的形成造成全球海平面發生大規模下降[41-43]，濱線遷移軌跡表現為明顯海侵型[44-45]。CS2沉積時期，全球海平面變化曲線亦表現出與區域海平面變化曲線的明顯差異，推測原因是研究區中中新世晚期濱線和沉積體系的遷移受構造沉降作用及沉積物源供給的影響更大，較少受到全球海平面升降變化的影響。

圖8 內陸架三角洲體系沉積特征Fig.8 Sediemntary characteristics of inner-shelf delta system

圖9 珠江口盆地區域海平面變化曲線與濱線遷移軌跡Fig.9 Regional sea level changes and shoreline trajectory in the Pearl River Mouth Basin

5 結論

(1)珠江口盆地北部陸架區珠江組—韓江組地層可劃分為2個二級層序和8個三級層序。三級層序識別斜交切線型、切線—“S”型、平行切線型、“S”型和切線型5種不同沉積結構的前積傾斜層。

(2)研究區珠江組—韓江組識別上升海侵型、下降海退型和下降海侵型3種類型濱線遷移軌跡。沉積體系隨濱線的遷移經歷退積—進積—退積3個沉積過程。濱線遷移軌跡揭示的沉積旋回的疊置方式分別與二級、三級層序具有良好的對應關系。

(3)珠江口盆地早—中中新世區域性海平面變化與陸架濱線遷移軌跡具有較好的對應關系。全球海平面的變化與濱線遷移軌跡之間出現明顯差異。區域性海平面變化成為被動大陸邊緣海盆內沉積體系發育及演化的主要控制因素。