張向濤，蒲仁海，吳曉川，董馬超，張青林

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

海相斷陷盆地在大陸板塊內(nèi)部和大陸板塊邊緣均可出現(xiàn),大陸板塊內(nèi)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(guó)含油氣盆地的類型和演化來看,遠(yuǎn)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(guān)于與海相相連的斷陷盆地的構(gòu)造樣式和地層格架的研究就相對(duì)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(shí)踐意義,對(duì)油氣勘探具有指導(dǎo)作用。

隨著中國(guó)南海海域油氣勘探的逐漸深入,超深水區(qū)也成為了油氣勘探的重要潛力區(qū),但其基礎(chǔ)地質(zhì)研究卻比較薄弱。本研究在區(qū)域古構(gòu)造、古沉積背景研究的基礎(chǔ)上,應(yīng)用靖海三維地震資料，綜合開展了相關(guān)地震地層學(xué)和地震沉積學(xué)等方面的研究,認(rèn)為深水區(qū)靖海凹陷的始新世斷陷層沉積與淺水區(qū)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(gòu)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(duì)深水區(qū)的勘探和地質(zhì)認(rèn)識(shí)有著重要的指導(dǎo)意義。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

目前,已在南海多個(gè)盆地發(fā)現(xiàn)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(guān)南海北部始新世海相地層的研究十分局限,僅見于臺(tái)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(shù)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(yáng)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(jù)。

近年來，在靖海凹陷已完成三維地震超過2 000 km2,與淺水區(qū)的盆地結(jié)構(gòu)對(duì)比表明,靖海凹陷也存在與淺水區(qū)的新生界凹陷類似構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和層序界面,依據(jù)斷裂活動(dòng)規(guī)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(duì)比的依據(jù)。靖海凹陷新生代也經(jīng)歷了斷陷盆地(Tg—T70)、斷陷—拗陷轉(zhuǎn)換(T70—T60)和大陸邊緣盆地(T60至今)3個(gè)演化階段[4-5]。

2 靖海凹陷裂谷期的構(gòu)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(fā)育、地層巖性、沉積環(huán)境都比較相似[5]。事實(shí)上,南海北部的靖海凹陷以及現(xiàn)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(kuò)張以后，它們緊密圍繞著洋殼分布,演化成被動(dòng)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(fā)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(tái)西南盆地和東海盆地中不同井位出現(xiàn)的海相古生物化石表明，研究區(qū)古近紀(jì)存在一個(gè)狹長(zhǎng)的海灣,起始于現(xiàn)今東海南部,向西南延伸到臺(tái)灣—臺(tái)西南盆地一帶,是古太平洋西部的一部分[6]。

通過對(duì)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(shù)可知，靖海凹陷在裂谷期發(fā)育了斷距很大的控凹斷層,其伸展量可達(dá)14.3%[11],其數(shù)值遠(yuǎn)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(jù)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(zhì)事實(shí),可知靖海凹陷裂谷時(shí)期具備了與海水貫通的地質(zhì)條件。

圖1 珠江口盆地構(gòu)造單元?jiǎng)澐旨把芯繀^(qū)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(zhì),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?cái)嘞菀荒坏某练e產(chǎn)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(qiáng)烈沉降→沉降終止以至剝蝕的完整發(fā)育過程。根據(jù)地震削截、上超、下超不整合的特征，在靖海凹陷文昌組識(shí)別出4個(gè)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(tǒng)恩平組與文昌組之間的界面,珠瓊運(yùn)動(dòng)二幕形成的區(qū)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(gè)界面(見圖3)。

2)T81:文昌組中段與上段的界面,為一個(gè)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(qiáng)振幅,中低頻率(見圖3)。由于海平面上升形成了深水低速頁(yè)巖沉積,所以地震剖面上表現(xiàn)為一谷兩峰強(qiáng)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(guān)系,與上覆地層呈上超或下超的不整合關(guān)系；為文昌組下段填平補(bǔ)齊后,沉積范圍逐漸擴(kuò)大的上超面；中弱振幅,中低頻率,連續(xù)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(qū)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(fā)生構(gòu)造運(yùn)動(dòng)。Tg界面一般為一峰兩谷中強(qiáng)正反射,頻率較低,連續(xù)性中—差(見圖4)。

4 斷陷層海相沉積地震反射證據(jù)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(duì)于湖盆斷陷而言,由于湖盆水體相對(duì)有限,斷層拉張活動(dòng)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(bǔ)給，湖平面緩慢上升。從斷裂拉張到靜止分別經(jīng)歷了高位到低位體系域的轉(zhuǎn)換和水進(jìn)體系域、高位體系域3個(gè)階段,在地震剖面上往往形成指示湖平面下降的上超點(diǎn)下移和湖平面上升的上超反射[15]。而海相斷陷由于海水補(bǔ)給充分,因而斷裂拉張?jiān)斐珊Ｆ矫嫦鄬?duì)快速上升或水體快速變深,然后斷裂靜止期隨沉積物補(bǔ)給充填,海平面緩慢相對(duì)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(jìn)體系域的轉(zhuǎn)換以及隨后的高位域,這個(gè)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(shí)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(huì)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(jìn)的一個(gè)重要依據(jù)。緩慢的海(湖)平面上升只能引起沉積范圍逐漸擴(kuò)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(gòu)造沉降之間的關(guān)系(據(jù)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(gè)構(gòu)造旋回，在文昌組(地震波組Tg—T80)內(nèi)部識(shí)別出了一個(gè)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(yīng)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(yè)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(jìn)體系域,其上為高位體系域。根據(jù)以上分析,圖3中文昌組中段的退積反射應(yīng)當(dāng)指示了斷裂拉張引起的海平面上升形成的海進(jìn)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(qiáng)振幅砂體的解釋

海相與湖相淺灘砂體由于受波浪作用強(qiáng)度顯著不同,所以在砂體規(guī)模和平面形態(tài)上有一個(gè)重要區(qū)別,就是海相可以發(fā)育規(guī)模很大淺灘或沿岸沙壩砂體,最大寬度往往超過數(shù)十公里,平行岸線分布,且多發(fā)育在古地形高的水下隆起上[18];而湖相一般由于湖浪強(qiáng)度有限，不發(fā)育大規(guī)模沿岸沙壩砂體,大規(guī)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(shù)公里(見圖6)。

從目前發(fā)表的文獻(xiàn)看,沒有大型淺水湖泊沿岸砂壩的報(bào)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(dòng)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(huì)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(guān)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(guī)模比三角洲和潮坪有關(guān)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(duì)數(shù)圖(據(jù)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(shí)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(gòu)造(水下凸起)上(見圖7)。由于該古次凸構(gòu)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(zhǎng)軸分布，寬10～15 km,長(zhǎng)約30 km,以高速砂巖形成的正極性強(qiáng)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(gòu)造高部位水淺和浪控加強(qiáng)的特點(diǎn)。

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(qiáng)振幅異常解釋為砂巖的依據(jù)主要是，該強(qiáng)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(zhǎng)(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(yīng)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(cè),說明砂巖均較古次凸兩側(cè)更發(fā)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(qiáng)振幅區(qū)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(duì)比

中國(guó)湖相斷陷沉積很發(fā)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(dòng)引起的湖平面下降(地震上超點(diǎn)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(fā)生和存在的現(xiàn)象。退積反射一般反映了快速水平面上升和碎屑物供應(yīng)逐漸減少后退的沉積現(xiàn)象。雖然斷陷湖盆偶爾也可以發(fā)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(xiàn)象[15],但與海相凹陷在高位體系域基礎(chǔ)上發(fā)生的退積反射不同。

巴倫支海盆地晚二疊世—三疊紀(jì)為裂谷期,其中半地塹盆地中出現(xiàn)了視削截反射，后經(jīng)證實(shí)，在斷陷前期就為海相沉積,退積作用是由構(gòu)造沉降引起的相對(duì)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(zhì)意義

珠江口盆地深水區(qū)斷陷層如果發(fā)育海相沉積,則其油氣地質(zhì)意義與淺水區(qū)湖相斷陷層應(yīng)有所不同。海相沉積除砂體儲(chǔ)層規(guī)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(yíng)養(yǎng)的條件下,高有機(jī)碳含量的海相泥質(zhì)沉積一般發(fā)育在欠補(bǔ)償?shù)纳钏懪飬^(qū)；由于這里對(duì)有機(jī)質(zhì)的稀釋作用小,所以其有機(jī)碳含量高,生烴潛力比(扇)三角洲碎屑大量供應(yīng)區(qū)可能更好。所以,深水區(qū)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(zhuǎn)變,不能按照過去對(duì)待陸相盆地一樣套用“定凹選帶”的勘探思路。

6 結(jié) 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(gòu)成了沿洋殼環(huán)帶分布的盆地群,南部盆地群的始新統(tǒng)已證明存在海相沉積。白堊紀(jì)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(fā)生了更大的水平伸展,也應(yīng)具備與海水貫通的地質(zhì)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(duì)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(xiàn)了大型的視削截反射,文昌組下段沿構(gòu)造高部位分布的大型強(qiáng)振幅砂體被合理地解釋為沿岸沙壩更是進(jìn)一步佐證了海相沉積的存在。

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