葛智淵

1) 中國石油大學(北京)油氣資源與探測國家重點實驗室,北京, 102249;

2)中國石油大學(北京)地球科學學院,北京, 102249

內容提要:被動大陸邊緣的含鹽盆地多在重力作用下發(fā)育薄皮鹽構造。 這些構造不但記錄了盆地的演化過程,而且往往富含大量的油氣資源。 因此,被動陸緣鹽構造是學術界與工業(yè)界共同關注的熱點。 在傳統(tǒng)的被動陸緣含鹽盆地模型中,盆地主要在重力作用下形成上坡的拉張區(qū),下坡的擠壓區(qū)和兩者之間的轉移區(qū)。 近年來,國際學術界圍繞重力變形在盆地中的作用機制展開了諸多探討和研究。 重力變形在含鹽盆地中主要有盆地傾斜控制的重力滑脫和沉積楔差異負載控制的重力擴展。 盡管在演化早期盆地的水深較淺,沉積物厚度較薄,沉積物差異負載的驅動力較弱。 但是,由熱沉降主導的盆地傾斜在早期傾角較小,其驅動力也不強。 因此,這兩種變形機制都有可能占據主導地位,而且往往共同控制盆地演化。 此外,現有概念模型中盆地中段的轉移區(qū)在自然界中較為少見。 最新研究試圖從鹽下地貌與沉積模式兩個方面來尋找盆地中間地帶鹽構造廣泛發(fā)育的原因。 最后,由于概念模型是靜態(tài)的,難以反映構造區(qū)遷移和盆地多期次演化的動態(tài)特點。 在實際的盆地中,被動陸緣鹽構造的控制因素可能有多個,所形成的構造樣式也較為復雜。 總體而言,被動陸緣鹽構造的研究進展并未脫離盆地傾斜和沉積物差異負載這兩個基本控制因素,但在兩者的時空變化上有許多新的發(fā)展。 此外,相較于盆地傾斜,沉積物這個控制因素的系統(tǒng)性研究較少,可能是下一步研究的重點方向。

由于蘊含豐富的油氣資源,含鹽盆地很早就受到石油工業(yè)界的關注(賈承造等, 2003; Hudec and Jackson, 2007)。 隨著研究的深入,越來越多的證據表明,由于鹽巖在大時間尺度上的黏流(viscous flow) 特征(Weijermars et al., 1993;Jackson and Vendeville, 1994),鹽巖層,特別是巨厚的鹽巖層能從根本上改變盆地的構造樣式,因而對整個盆地的構造演化產生重要的影響 (Jackson et al., 1994)。在這些含鹽盆地中,被動大陸邊緣含鹽盆地,由于其復雜多樣的地質現象和巨大的石油儲量而成為學術界與工業(yè)界關注的熱點(Jackson et al., 1994; 湯良杰等, 2005; Brun and Fort, 2011; Rowan, 2014;溫志新等, 2018)。 被動陸緣的鹽構造,也因其記錄了盆地的幾何學,運動學和動力學過程而成為相關研究的核心內容。 被動大陸邊緣鹽構造主要是由重力驅動的薄皮構造(Rowan et al., 2004; Brun and Fort, 2011; 王殿舉等, 2019)。 被動大陸邊緣鹽構造主要的驅動機制有兩種:第一,陸緣傾斜形成壓強差使鹽上地層在盆地尺度上發(fā)生滑脫變形(gravity gliding)(圖1a、b)(Cobbold and Szatmari, 1991; Fort et al., 2004; Rowan et al., 2004; Brun and Fort, 2011);第二,沉積楔差異負載形成壓強差而導致的擴展變形(gravity spreading)(圖1c、d)(McClay et al., 1998; Rowan et al., 2004; Gemmer et al., 2005; Vendeville, 2005; Rowan et al., 2012)。

圖1 被動大陸邊緣含鹽盆地重力變形模式與驅動力(基于Allen et al., 2016 與Hudec and Jackson, 2007 修改):(a) 由于盆地整體傾斜而驅動的重力滑脫變形;(b) 由于盆地整體傾斜而形成的壓力差;(c)由沉積體表面坡度形成差異負載驅動的重力擴展變形;(d) 由沉積體表面坡度形成的壓力差。h,H分別為鹽上蓋層與鹽層的垂向厚度。ρc,ρs為鹽上蓋層和鹽巖層的密度Fig. 1 Modes of gravity-driven deformation in passive margin salt basins(modified after Allen et al., 2016 and Hudec and Jackson, 2007): (a) gravity gliding driven by margin tilting; (b) hydraulic head gradient caused by margin tilting; (c) gravity spreading driven by differential sediment loading; (d) hydraulic head gradient caused by the surface slope of a sedimentary wedge.h,Hare thickness of the supra-salt cover strata and the salt.ρc,ρsare density of the supra-salt cover strata and the salt

學術界普遍認同這兩種驅動機制在被動陸緣含鹽盆地中的重要性。 然而,對于哪種機制在自然界占據主導地位卻存在爭議。

第一,有觀點認為陸緣傾斜驅動占據主導地位,而沉積物差異負載是相對次要的控制因素。 例如,Brun 和 Fort (2011)認為,差異負載所需要的沉積物厚度較大,但被動陸緣演化早期盆地水深較淺,沉積物的可容空間有限。 因此,沉積物差異負載在盆地早期作用并不顯著。 同時,與陸緣傾斜相比,差異負載需要的條件也更苛刻,要有足量的沉積物供給和不斷地壓實作用。 作者進一步指出,就實例研究而言,典型的由沉積物差異負載單獨控制的鹽構造在自然界中非常少見,并討論了北墨西哥灣鹽構造發(fā)育過程中陸緣傾斜的作用。

第二種觀點則把兩種重力驅動方式擺在同等重要的位置。 以Rowan 等 (2012)為代表的意見認為,沉積系統(tǒng)進積所形成的鹽構造并不罕見。 并以同樣以北墨西哥灣為例,說明盡管陸緣傾斜在中生代是鹽構造的主控因素,但沉積物差異負載在其新生代的鹽構造演化中占據主導地位。 因此,他們認為盡管陸緣傾斜的作用機制也很重要,在諸多含鹽盆地的構造演化中占主導地位,但沉積物差異負載在局部地區(qū),或者某個時間段內,也可以主導鹽構造的變形。

其他實例研究進一步表明,在同一地區(qū)中,其鹽構造模式也可能完全不同。 主要控制因素可以由沉積物進積變成陸緣傾斜,體現了鹽構造控制機制的空間復雜性(Allen et al., 2016)。 此外,被動陸緣鹽盆的概念模型也有一些與實際盆地構造樣式不符合的地方。 例如,概念模型中的轉移區(qū)在自然界的盆地中很少見到。 最后,被動陸緣的鹽構造往往有多個控制因素作用留下的痕跡,但這樣的多控制因素特征在現有的模型中未有體現。

這些爭論和問題都表明被動大陸邊緣重力驅動的鹽構造在機制和演化規(guī)律上尚有許多不明確的地方。 本文將從被動陸緣含鹽盆地的構造模型發(fā)展史出發(fā),梳理近年來被動陸緣含鹽盆地的研究進展,介紹現有研究爭論的焦點。 本文力圖闡明被動陸緣鹽構造的控制機制和構造樣式在時間和空間上的復雜性與多樣性。 因此,判斷鹽構造具體的主控因素時需要考慮到諸多的可能性。 除此之外,本文還指出了目前研究對沉積系統(tǒng)內在多樣性研究不足。 沉積速率、沉積坡度、沉積連續(xù)性等因素對鹽構造的影響尚不十分清楚。 而這些不足也限制了我們對被動陸緣鹽構造的進一步理解。

1 重力驅動的薄皮鹽構造系統(tǒng)

1.1 被動陸緣經典薄皮鹽構造模型的形成

被動大陸邊緣鹽構造在油氣系統(tǒng)中的重要性很早就被人們所認識,例如墨西哥灣發(fā)現的油氣資源超過七成都與鹽構造相關(戈紅星, Jackson, 1996)。 因此,早期對鹽構造的研究集中于鹽底辟、鹽枕、鹽背斜等與油氣密切相關的構造樣式(Jackson et al., 1994)。 相應的,早期的鹽構造理論也側重于解釋以鹽底辟為主的鹽構造形成機制。 當時的主流觀點認為這類鹽構造的主要驅動力是上浮機制。 即由于鹽巖層與其上覆蓋層間密度反轉,巖鹽密度小于上覆巖層,從而導致兩種不同密度流體間的瑞利—泰勒(Rayleigh—Taylor) 不穩(wěn)定性(Nelson, 1991; Weijermars et al., 1993; 戈紅星, Jackson, 1996)。 但是在多數地質條件下,鹽上蓋層并不具有很強的流動性。 相反,鹽上巖層在大多數情況下表現出良好的脆性(Weijermars et al., 1993)。 因此,基于該機制的鹽構造解釋被學術界逐漸放棄。 另一方面,雖然正斷層系統(tǒng)很早就在被動陸緣的鹽底辟周圍被發(fā)現(Burollet, 1975),但相關研究并未把斷層和鹽底辟關聯(lián)起來分析。 隨著地震成像技術的不斷進步和石油勘探在鹽構造地區(qū)的進一步展開,越來越多的實例研究表明,被動陸緣的薄皮拉張跟鹽構造的形成有一定的相關性(Worrall and Snelson, 1989)。 這一點最終被物理模擬實驗所證實,表明上覆脆性巖層在水平方向的拉張可以引起下部黏性鹽流向上的刺穿(Vendeville and Jackson, 1992a, b)。 即鹽上蓋層的構造變形控制了鹽構造的形成。 在同一時期,更多的地震數據和物理模擬實驗都表明,薄皮拉張不但對鹽構造的形成很重要,而且在盆地尺度上這些拉張構造聚集形成了拉張區(qū)。 這些拉張構造往往十分顯著,在極端情況下會形成 “鹽筏”(raft)。 即早期鹽上蓋層在劇烈的拉張下導致各個斷塊之間完全脫離,變成獨立漂流在鹽巖上的‘筏子’ (圖2) (Duval et al., 1992; Lundin, 1992; Mauduit et al., 1997; Mauduit and Brun, 1998)。 同時,這些物理模擬實驗還揭示了與拉張構造相對應,在滑脫系統(tǒng)另一端的盆地下坡發(fā)育了一系列擠壓構造(圖2) (Cobbold et al., 1989; Cobbold and Szatmari, 1991; Demercian et al., 1993; Fort et al., 2004; Rowan et al., 2004; Brun and Fort, 2011)。

圖2 被動大陸邊緣含鹽盆地構造分區(qū)概念模型:上坡的拉張區(qū)與下坡的擠壓區(qū)通過兩者之間的轉移區(qū)相連接(基于Rowan et al., 2004 修改)Fig. 2 Conceptual model of domain partition in passive margin salt basins: note the upslope extension and downslope contraction is connected by the mid-slope translational domain (modified after Rowan et al., 2004)

通過分析地震數據上的褶皺、逆沖斷層和鹽推覆等擠壓構造,被動陸緣薄皮鹽構造中擠壓端的構造樣式與演化過程也被地質學家逐漸了解(Cobbold and Szatmari, 1991; Brun and Fort, 2004; Rowan et al., 2004; Dooley et al., 2007; Duffy et al., 2018)。到了21 世紀初,經過諸多地質學家的努力,被動大陸邊緣含鹽盆地的薄皮構造模型已經基本成形(圖2)。 該模型被學界和工業(yè)界廣泛接受的同時,也在實際勘探中展現出巨大的應用價值。 在相關理論指導下,大量的油氣資源在大西洋兩側的含鹽盆地中被發(fā)現。 例如美國墨西哥灣的深水區(qū),巴西的桑托斯盆地,西非的下剛果和寬扎盆地等(賈承造等, 2003; 郭建宇等, 2009; 劉祚冬和李江海, 2011)。

1.2 被動陸緣含鹽盆地的經典構造模型

被動大陸邊緣含鹽盆地中重力驅動的薄皮構造,在盆地尺度上可以分為上坡的拉張區(qū),中間的轉移區(qū)(translational domain)和下坡的擠壓區(qū)(圖2) (Fort et al., 2004; Brun and Fort, 2011; Dooley et al., 2018)。 拉張區(qū)主要發(fā)育正斷層、鏟式斷層、鹽筏、拉張型鹽滾和鹽底辟等(圖3a—d)(Fort et al., 2004; Brun and Fort, 2011)。 擠壓區(qū)的構造樣式主要有逆沖斷層,褶皺和鹽推覆等(圖3e—h)(Brun and Fort, 2004; Rowan et al., 2004)。 中間的轉移區(qū)一般較少有構造變形,多是發(fā)育一些以鹽底辟等為主導的構造(Fort et al., 2004)。

圖3 被動大陸邊緣含鹽盆地典型的拉張和擠壓構造(基于Jackson et al, 1994 和 Rowan et al., 2004 修改):(a)龜背構造;(b)滾動斷層;(c)次動鹽底辟;(d)被動鹽底辟; (e)擠壓鹽底辟;(f)褶皺;(g)鹽推覆;(h)逆沖斷層Fig. 3 Typical extensional and contractional structures in passive margin salt basins (modified after Jackson et al., 1994 and Rowan et al., 2004): (a) turtle structure; (b) rollover; (c) reactive diapir; (d) passive diapir; (e) contractional salt diapir; (f) folding; (g) salt nappe; (h) thrusts

盡管含鹽與不含鹽的盆地在構造樣式上許多共性,但巖鹽的流動性使得在具體構造形態(tài)上,含鹽與不含鹽的構造有很大不同。 例如在拉張區(qū),鹽巖的存在,使得斷層的上下盤都可變形,因而在斷層上下盤都發(fā)育褶皺(圖4)(Jackson and Hudec, 2017)。相比之下,不含鹽盆地的正斷層上盤發(fā)育褶皺(背斜),斷層下盤地層不發(fā)生變形。 在擠壓區(qū),不含鹽的褶皺與逆沖斷層帶中的主要斷層傾向往往集中于擠壓方向。 而含鹽擠壓帶的褶皺與逆沖斷層帶中斷層傾向多變(圖5)(Rowan et al., 2004)。 鹽巖層的厚度也對鹽構造的樣式具有明顯影響。 在鹽層較薄的時候,鹽巖層更多起到滑脫層的作用(Jackson and Hudec, 2017)。 例如,在鹽盆邊緣鹽層較薄的拉張區(qū)多發(fā)育鏟式斷層和鹽滾(圖3b),而與拉張相關的鹽底辟等構造不常見。 而當鹽層較厚的時候,鹽巖本身的黏流特性使其容易在應力作用下集中,在拉張區(qū)形成典型的次動或者被動鹽底辟(圖3c、d),而在擠壓區(qū)形成鹽席和鹽推覆等構造 (Vendeville and Jackson, 1992a; Rowan et al., 2004)。

圖4 含鹽與不含鹽的正斷層形態(tài)比較(基于Jackosn and Hudec, 2017 修改):(a)不含鹽的拉張系統(tǒng)中的滾動斷層,注意變形區(qū)集中在斷層上盤;(b)含鹽的滾動斷層,注意其斷層的上下盤都發(fā)生了不同程度的變形褶皺Fig. 4 Comparison of extensional faults in salt-influenced and salt-free setting(modified after Jackosn and Hudec, 2017): ( a) rollover in salt-free setting, note the deformation only occurs in the hanging wall; (b) rollover in salt-influenced setting, note the deformation occurs in both hanging wall and footwall

圖5 含黏流層與不含黏流層的褶皺沖斷帶物理模擬結果比較,其脆性巖層由石英砂模擬,黏流鹽巖由聚合硅樹脂模擬(基于Rowan et al., 2004 修改):(a)不含黏流層的褶皺沖斷帶,注意逆沖斷層傾向多傾向于擠壓方向;(b)含黏流層的褶皺沖斷帶,注意逆沖斷層的傾向多變。 關于其動力學機制,請參考Davis and Engelder, 1985Fig. 5 Comparison of analogue models of fold and thrust belts without and with viscous layer (salt) (modified after Rowan et al., 2004): (a) Fold and thrust belt without a viscous layer. Note the dominant vergence of the thrusts; (b) Fold and thrust belt with a viscous layer, note no preferred vergence among the folds and thrusts. For detailed mechanical analysis, please refer to Davis and Engelder, 1985

2 經典被動陸緣薄皮鹽構造模型的爭論與發(fā)展

被動陸緣含鹽盆地的薄皮構造模型在很大程度上取得了成功。 上坡的拉張區(qū)和下坡的擠壓區(qū)在美國墨西哥灣(Peel et al., 1995)、巴西沿岸 (Cobbold and Szatmari, 1991; Davison, 2007)、西非安哥拉沿岸等含鹽盆地中都有發(fā)現(Marton et al., 2000; Tari et al., 2003)。 但地質演化的復雜性使得在具體構造形態(tài)上,被動陸緣的鹽構造差異很大。 相應的,對于這些鹽構造的解釋還存在著許多爭議。

2.1 關于重力變形模式與驅動機制的爭論

被動大陸邊緣含鹽盆地的重力變形模式主要有兩種,重力滑脫和重力擴展。 根據構造地質學的定義,重力滑脫(圖6a),即鹽上蓋層順著鹽層滑動,位移矢量與滑脫層平行;重力擴展(圖6b),即鹽上蓋層在自身表面坡度的重力作用下發(fā)生垂向垮塌,從而推動下部地層橫向運動導致的變形(Ramberg, 1981)。 然而,在實際的鹽構造中,區(qū)分這兩種變形模式是十分困難的(Schultz-Ela, 2001)。 例如,滑脫層本身可能有坡度變化,并不一定是一個平面;而鹽上蓋層在沉積時的沉積坡度也往往有一定變化,并不是完全水平或傾斜的(圖6c)。 因此,實際運用中,這兩者的界定十分模糊。 為解決這個問題,有研究從重力勢能變化和巖鹽流動特征來分析兩種變形模式的不同(Peel, 2014; Weijermars and Jackson, 2014)。 但在實際操作中,這些分析方法有許多限制條件,實施起來較為困難。 因此,另一套更易于實踐的定義在鹽構造分析領域逐漸占據主導地位。 該定義主要根據驅動力分類:由滑脫層坡度即盆地鹽下基底傾斜驅動的變形定義為重力滑脫;而由沉積物坡度,即鹽上蓋層表面傾角導致差異負載所驅動的變形定義為重力擴展(Raillard et al., 1997; Rowan et al., 2004)。 在該定義下,重力滑脫可以簡單地認為是由盆地傾斜控制,而重力擴展則由鹽上沉積系統(tǒng)的沉積坡度控制。 這樣相對簡化的邊界條件為分析含鹽盆地重力變形模式帶來了可操作性。但也正如前文所提到的,這也引發(fā)了一場關于重力驅動機制的討論(Brun and Fort, 2011; Rowan et al., 2012)。 這場討論的核心內容是鹽上沉積物是否能夠主導被動陸緣的薄皮鹽構造變形。

圖6 重力驅動的構造模式(基于Rowan et al., 2004 修改):(a)重力滑脫,注意地層順層運動,方向一致;(b)重力擴展,在斜坡高處的地層向下垮塌并驅動其下的地層水平地滑動;(c)混合模式,即重力滑脫與重力擴展同時發(fā)生,這也是實際鹽盆中最為常見的模式;Fig. 6 Modes of gravity-driven deformation (modified after Rowan et al., 2004): (a) gravity gliding, note the parallel movement of the rock mass above detachment; (b) gravity spreading driven by vertical collapse of the rock mess in the upslope and horizontal movement of nearby rocks; (c) mixed mode of deformation, which is often observed in nature

鹽盆傾斜通常由板塊運動相關因素所控制,因而產生的傾斜往往是盆地尺度的。 例如,盆地在后裂谷期不均衡的熱沉降,或者基底的隆升都能使盆地的傾角發(fā)生變化(Hudec and Jackson, 2004; Rowan et al., 2004; Brun and Fort, 2011)。 由于被動陸緣盆地的長度往往在200 ～500 km 之間,輕微的盆地傾斜就能產生比較大的高度差(圖1b) (Brun and Fort, 2011)。 例如,0. 5°的盆地傾斜在(傾向方向)300 km 長的盆地上能產生約2.6 km 的高度差。 而鹽的黏流特性使得這樣的高度差能產生非常大的壓強差促使鹽巖向低壓區(qū)流動,整個鹽上蓋層也隨之滑動變形。 相比之下,沉積物產生的壓強差主要來自于沉積楔厚度和表面坡度變化形成的差異負載。 一般沉積楔坡度較緩(<5°)(Carvajal et al., 2009; Patruno and Helland-Hansen, 2018),而且沉積楔厚度的增加速率比較緩慢,因而有學者認為沉積物在被動陸緣的含鹽盆地中無法成為主要的控制因素(Brun and Fort, 2011)。 然而,最新的物理模擬研究表明,在盆地演化過程中,被動陸緣傾斜的程度也是逐漸增加的。 例如,通常熱沉降主導的盆地傾斜往往要持續(xù)幾十個百萬年(圖7)。 相應的,在含鹽盆地演化早期,被動陸緣傾斜控制的驅動力也較弱(Ge Zhiyuan et al., 2019a,b)。 另一方面,盡管沉積物的平均累積速率較慢,但是被動陸緣沉積物的供給速率并不是恒定的。 在物源區(qū)發(fā)生構造隆升或者面積急劇變大時,沉積物供給速率和絕對量會非常高(Carvajal et al., 2009)。 更重要的是,在有構造運動,海平面變化或者碳酸鹽沉積的時候,沉積楔上表面的坡度最高可以達到30°左右(Ross et al., 1994),足以為鹽巖流動提供所需的壓強差(圖1d)。

圖7 被動陸緣沉降曲線比較,注意所有曲線中的沉降量都隨著時間增加而逐漸增大(基于Ge Zhiyuan et al., 2019b 修改):① 南海陸緣; ② 摩洛哥陸緣; ③ 加納陸緣; ④ 西澳大利亞陸緣; ⑤ 美國大西洋陸緣; ⑥ 坎波斯盆地,巴西陸緣Fig. 7 Comparison of subsidence curves among different passive margins (modified after Ge Zhiyuan et al., 2019b): ① South China Sea margin; ② Moroccan margin; ③ C?te d’Ivoire-Ghana margin; ④ Western Australia margin; ⑤ U.S. Atlantic margin; ⑥ Campos Basin, Brazilian margin;

在被動陸緣的鹽盆中,由于重力滑脫和重力擴展兩種變形機制都有驅動力大小的變化,最終的盆地構造演化過程往往是兩者共同作用的結果。 但在某個具體的時間段內,單個變形機制可能占主導地位。 例如,在巴西桑托斯盆地的阿爾布階缺口問題上(Albian Gap),最新研究認為其形成過程中由兩種變形機制共同控制(圖8)。 而且在不同的時間段中,主控因素在盆地傾斜控制的重力滑脫和沉積楔控制的重力擴展中來回切換(Pichel and Jackson, 2020)。 到目前為止,陸緣傾斜及其所控制的拉張和擠壓構造已有較多的研究成果(Cobbold et al., 1989; Cobbold and Szatmari, 1991; Demercian et al., 1993; Duval et al., 1992; Mauduit et al., 1997; Fort et al., 2004; Rowan et al., 2004; Dooley et al., 2007; Brun and Fort, 2011; Quirk et al., 2012; Duffy et al., 2018; Ge Zhiyuan et al., 2019a, b; 王殿舉等, 2019)。 相比之下,盡管有一些研究著眼于沉積系統(tǒng)對鹽構造的控制作用,例如沉積物的加積和進積,沉積中心的遷移等等(Ge Hongxing et al., 1997; McClay et al., 2003; Gemmer et al., 2004; Krézsek et al., 2007; Gradmann et al., 2009)。 但是,由于沉積系統(tǒng)相關的變化因素較多,其中的大多數參數對重力變形的具體影響仍不十分清楚。 例如,沉積速率、沉積坡度和進積速率中,哪個參數相對較為重要? 沉積系統(tǒng)的退積作用對鹽構造演化有怎樣的影響? 另外,現有的相關物理模擬研究中,模擬沉積物的材料添加往往有較長的間隔時間,而沉積楔的幾何形態(tài)模擬也有較多的限制。而在相關數值模擬研究中,盡管沒有以上物理模擬的限制因素,但對沉積系統(tǒng)相關的控制因素也未見深入討論。 總的來說,沉積物在被動陸緣演化中主導鹽構造變形的能力不容忽視, 但是具體過程還需要進一步深入研究。

圖8 巴西桑托斯盆地阿爾布階缺口的運動學模型,注意由沉積驅動的擠出式滾動斷層和由薄皮拉張驅動的滾動斷層相比,兩種不同的生長地層幾何形態(tài)。 擠出式滾動斷層(expulsion rollover)是沉積物進積對鹽巖產生的擠出效應,具體請參考Ge Hongxing et al., 1997。 基于Pichel and Jackson, 2020 修改Fig. 8 Kinematic model of the Albian Gap in the Santos Basin, Brazil. Note the different geometries of growth strata between sediment-driven expulsion rollover and thin-skinned extension. For more information of expulsion rollover, please refer to Ge Hongxing et al., 1997. Modified after Pichel and Jackson, 2020

2.2 轉移區(qū)中鹽構造的變形機制

另一個對被動陸緣含鹽盆地構造模型的挑戰(zhàn)是模型中轉移區(qū)的特征與實際地質資料并不完全符合。 該模型中的拉張區(qū)與擠壓區(qū)之間包含一段過渡區(qū)或者轉移區(qū)(圖2),即應力相對平衡,未見明顯拉張和擠壓,甚至是少有構造變形的區(qū)域(Fort et al., 2004; Rowan et al., 2004; Brun and Fort, 2011; Adam et al., 2012; Dooley et al., 2018)。 但正如有研究指出,在實際的地質資料中,這樣的過渡區(qū)域是罕見的。 拉張區(qū)與擠壓區(qū)之間往往存在著大量的斷層、鹽底辟和微型盆地(Ge Zhiyuan et al., 2019a)。因此,如何解釋這段區(qū)域的變形機制也在近年來為學術界所關注。 目前的主要思路依然是從兩種基本的重力變形模式出發(fā),即從盆地基底的控制因素和鹽上蓋層的控制因素來解釋該區(qū)域的構造變形。

如上文所述,鹽盆基底傾角主要控制重力滑脫。現有概念模型中的基底比較平滑,并被簡化為單一的滑脫層。 但在實際的盆地中,鹽層的底部往往是不平滑的,常常保留了裂谷期殘留的部分地貌。 有些時候,盆地基底也會受到后期板塊運動的影響而發(fā)生變形。 因此,鹽層的厚度由于鹽下地貌的因素會有劇烈的變化。 在地貌較高的地方鹽層較薄,而在地貌較低的地方鹽層較厚。 例如西非的寬扎盆地中,早期的鹽盆就分為鹽層較薄的里寬扎鹽層和鹽層較厚的外寬扎盆地,而且其基底在后期還進一步受到隆升作用的影響發(fā)生傾斜(Jackson and Hudec, 2005)。 早在20 世紀90 年代初,就有物理模擬研究指出鹽下地貌能影響鹽上蓋層的構造樣式。 例如鹽下階梯狀的陡坡會影響鹽上蓋層的拉張模式,使上覆蓋層的拉張構造集中到陡坡之上,并沿著其走向展布。 此機制被用來解釋幾內亞灣鹽上蓋層中正斷層走向的多樣性(Gaullier et al., 1993)。 近年來,更多的數值和物理模擬表明,在基底坡度劇烈變化處,由于鹽層厚度的變化,鹽層中應變分布也會發(fā)生相應變化。 鹽上蓋層在遠離鹽下階梯或斜坡時會發(fā)生局部拉張和局部擠壓,而在階梯上時則發(fā)生鹽層增厚引起的拉張(圖9)(Dooley et al., 2018)。 因此,當鹽下地貌是單向斜坡的時候,在轉移帶區(qū)域,由于鹽上蓋層的單向運動,會形成有明顯幾何特征的構造樣式,如斜坡上的向斜微型盆地(圖10)(Jackson and Hudec, 2005)。 而多個距離接近的地貌隆起也會使鹽上地層不斷產生局部的拉張和擠壓,正如在巴西桑托斯盆地所發(fā)現的那樣(Pichel et al., 2018)。 有些鹽下地貌還會影響整個薄皮鹽構造系統(tǒng)。 在地中海的西北部,鹽盆中央的海山把鹽盆分成了兩個次鹽盆。 這兩個次鹽盆形成各自獨立的薄皮拉張擠壓系統(tǒng)(圖11)。 但在遠離海山的地方,兩個次盆地的又連在一起,構成單一的薄皮構造系統(tǒng)(Ferrer et al., 2017)。

圖11 鹽下海山隆起后重力滑脫的物理模擬結果示意圖,海山將鹽盆分成了兩個有各自拉張與擠壓系統(tǒng)的次盆地(基于Ferrer et al., 2017 與Duffy et al., 2020 修改)Fig. 11 Analogue modelling result of a seamount growth at the beginning of gravity gliding, note the seamount dividing the basin into two sub-basins with each sub-basin having a linked extensional and contractional system respectively (modified after Ferrer et al., 2017 and Duffy et al., 2020)

圖10 鹽上蓋層單向運動時鹽下斜坡對鹽上蓋層的影響示意圖,可見兩個斜坡向斜盆地與斜坡1 與斜坡2 相對應(基于Jackson and Hudec, 2005 修改)。 更詳細的斜坡向斜盆地發(fā)育過程請參考Jackson and Hudec, 2005Fig.10 Ramp syncline basin formed by translation of supra-salt strata over base-salt ramps, note the correlation between the two ramp syncline basins and two ramps 1 and 2 (modified after Jackson and Hudec, 2005). For more detailed explanation, please refer to Jackson and Hudec, 2005

圖9 鹽下地貌對未變形的鹽上蓋層的影響示意圖(基于Dooley et al., 2018 和Duffy et al., 2020 修改):(a)早期,鹽流在地貌高處因通道變小而聚集,使鹽層增厚,在地貌高處到低處則因鹽流加速而拉張;(b)晚期,地貌高處鹽層加厚導致鹽流速度加大,最終使鹽上地層拉張,在另一邊,鹽向地貌低處繼續(xù)流動,拉張的地塹經過擠壓帶發(fā)生擠壓Fig. 9 Schematic diagram illustrating the influences of basesalt relief on the overlying supra-salt strata (modified after Dooley et al., 2018 and Duffy et al., 2020): (a) in the early stage, a flux of salt flows into the upslope side of the base-salt high thickens the salt. The salt flow velocity increases on the other side of the high resulting in extension of the supra-salt strata; (b) in the late stage, the thickened salt in the upslope result in higher velocity of salt flow, pulling the supra-salt strata apart. In the downslope side, the extensional graben translates to the compressional hinge experiencing contraction

沉積物的沉積模式,作為另一個重要的控制因素,也會使轉移區(qū)的鹽上蓋層發(fā)生變形。 例如,沉積楔的進積過程會使上坡的拉張區(qū)和下坡的擠壓區(qū)往進積方向整體遷移,從而使中間的過渡區(qū)發(fā)生變形(Brun and Fort, 2011; McClay et al., 1998)。 另外,也有研究表明,沉積物并不總是在盆地里連續(xù)分布。例如,碳酸鹽的沉積往往是局部的。 因此,含鹽盆地早期的上覆地層本身可能就是不連續(xù)的(圖12),從而使轉移帶在一開始就存在沉積主導的微型盆地和鹽底辟 (Ge Zhiyuan et al., 2019a)。

圖12 鹽上蓋層不連續(xù)沉積地層在薄皮鹽構造中的影響(基于Ge Zhiyuan et al., 2019a 修改):(a)經典模型中轉移帶的連續(xù)地層; (b)實際鹽盆中沉積物可能在轉移帶并不均一分布,早期即形成微型盆地和鹽底辟Fig. 12 The impact of discontinuous supra-salt strata on thin-skinned salt tectonics( modified after Ge Zhiyuan et al., 2019a): (a) continuous supra-salt strata in classic conceptual model; (b) discontinuous supra-salt strata in the translational domain forming minibasins and diapirs from the beginning of thin-skinned salt tectonic deformation

總地來說,盡管現有的研究已經為轉移區(qū)的變形提供了幾種解釋機制,但到目前為止并未對該問題形成共識。 鹽下地貌對轉移區(qū)的改造依賴于地貌和其上鹽層厚度的快速變化,但這樣的條件并不是所有的被動陸緣盆地都能滿足。 而另一方面,進積和不連續(xù)沉積的相關研究還是以物理模擬為主,缺少具體而詳細的實例分析。 因此,沉積系統(tǒng)對轉移區(qū)變形的控制還有待未來更多研究進一步探索。

2.3 鹽構造控制因素的變化與盆地的多期次演化

被動陸緣含鹽盆地在構造上的復雜性還體現在陸緣傾斜與沉積這兩個控制因素在時空上的變化。但是,現有的靜態(tài)模型并未包括這一類變化。

具體來說,第一,在陸緣傾斜主導下,拉張區(qū)與擠壓區(qū)本身會擴展和收縮。 相應的,兩者在盆地中的位置也會不斷變化。 利用物理模擬,Ge Zhiyuan等(2019b)闡明了陸緣傾斜控制下的拉張區(qū)由盆地上坡向下坡擴展的機制(圖13)。 類似的,盆地下坡的擠壓區(qū)也首先會先向盆地下坡擴張,然后再向盆地上坡擴張(圖13)(Fort et al., 2004; Ge Zhiyuan et al., 2019a, b)。 因此,早期拉張形成的構造可能會受到后期擠壓作用的改造,形成復雜的構造樣式。例如在下剛果盆地的中段,早期由正斷層主導的拉張區(qū)受后期擠壓改造形成了褶皺帶(圖14)(Ge Zhiyuan et al., 2020)。

圖13 被動陸緣含鹽盆地漸進式傾斜的物理模擬結果。 上圖為模型的最終剖面,下圖為剖面上的應變隨時間(時間間隔為1h)的變化圖。 可見拉張區(qū)逐漸向下坡擴張。 下坡的擠壓區(qū)也在24h 和72h 后分別向盆地下坡和上坡遷移。 盆地中段發(fā)育先拉張,后擠壓的構造。 注意上部剖面圖的構造與下部應變圖的最后時間點相對應。 該實驗無同運動地層沉積,僅因條件限制在實驗過程中添加少量沉積物遮擋硅樹脂的反光。 因此該模型僅用來表明盆地構造區(qū)域在運動學上的時空變化特征,不具有構造樣式上的指導意義。 基于Ge Zhiyuan et al., 2019a 修改Fig. 13 The cross section and strain rate evolution (1 h increments, red = extension, blue = contraction) of an analogue model simulating progressive margin tilting in passive margin salt basins. Note the upslope extensional domain expanding towards the downslope. The downslope contractional domain migrating towards the downslope and upslope at 24 h and 72 h respectively. Also note the inverted extensional structure in the mid-slope. The experiment aims to model the kinematic domain evolution and has no syn-kinematic sedimentation. Modified after Ge Zhiyuan et al., 2019a

圖14 下剛果盆地的地震剖面解釋圖,可見早期拉張與中期擠壓(基于Ge Zhiyuan et al., 2020 修改)Fig. 14 Interpreted seismic section from the Lower Congo Basin, note the early stage extensional normal faulting and the folding afterwards (modified after Ge Zhiyuan et al., 2020)

其次,由于被動陸緣演化的長期性使得相關鹽構造往往經歷多個期次的構造變形。 例如,對下剛果盆地上坡拉張區(qū)域的分析認為該薄皮構造系統(tǒng)經歷了三次拉伸速率較快的活躍期和兩段構造運動幾乎靜止的靜默期(Valle et al., 2001)。 相應的,在盆地中段,構造活躍期時,薄皮的拉張和擠壓構造占據主導;而在靜默期,薄皮構造運動不活躍,沉積作用對鹽構造的影響更多體現在對微型盆地生長的控制上(Ge Zhiyuan et al., 2020)。 在相鄰的寬扎盆地中,始新世時期,鹽上蓋層的移動速率突然加快,整個盆地的構造變形也更為活躍(Hudec and Jackson, 2004)。

被動陸緣盆地中鹽構造多期次和復雜疊合的特點雖然較早就為人們所認識,但對引起該現象的原因存在多種解釋。 在寬扎盆地,多期次的鹽構造被認為是多期次的構造運動所導致的(Hudec and Jackson, 2002)。 而在其北部相鄰的下剛果盆地,多期次構造運動被解釋為沉積物供給增加所驅動,但對沉積物增加的原因并未見深入討論(Valle et al., 2001)。 在桑托斯盆地,兩個期次的鹽構造變形被認為與沉積物供給方向變化相關 (Guerra and Underhill, 2012)。 有的研究還認為,沉積物從斜交盆地傾向的方向進入鹽盆,會使部分構造區(qū)域不斷發(fā)生偏轉,使盆地演化早期與晚期的構造區(qū)域不同。并以此來解釋墨西哥灣北部鹽盆的構造變形特征(Brun and Fort, 2018)。 總的來說,一方面,被動陸緣鹽盆本身受到多種控制因素的影響而體現出復雜的構造樣式。 另一方面,含鹽盆地的構造分析受制于對鹽構造兩種變形模式,特別是沉積物驅動模式理解的不足,在具體控制因素分析上尚有許多問題有待進一步研究。

3 結論

在過去的三十多年中,鹽構造通過物理模擬、數值模擬和地震技術的進步,取得了飛躍式的發(fā)展(Hudec and Jackson, 2007)。 其中,被動大陸邊緣含鹽盆地的薄皮構造模型,由于其在工業(yè)應用上的重要價值,得到了相對多的關注,也在諸多盆地的研究中被反復檢驗。 該模型的核心是鹽上蓋層在重力作用下產生盆地尺度的薄皮構造變形,形成上坡的拉張,下坡的擠壓以及上下坡間的轉移過渡。 但是,正是由于大量地質資料的積累和檢驗,該模型的局限性也逐漸顯現出來。

本文通過對被動陸緣含鹽盆地構造模型發(fā)展和相關變形機制的梳理,討論了到目前為止所取得的主要研究成果和存在的問題,明晰了當前相關研究的熱點和難點。 圍繞被動陸緣含鹽盆地的構造模型,當前主要的爭議和發(fā)展方向有三個。

第一,關于盆地重力驅動機制的討論。 主要問題是沉積物形成的鹽上蓋層是否足夠驅動力來主導整個盆地的構造變形。 盡管具體的機制尚需要進一步研究,但陸緣傾斜驅動和沉積物驅動在被動陸緣盆地的演化過程中都會有驅動力大小的變化。 因此,兩種驅動力都有潛在的主導盆地變形的能力。第二,盡管轉移區(qū)在現有的概念模型中與實際的構造樣式有一定差距,但學術界已經從兩種驅動模式出發(fā)探討轉移區(qū)的變形機制。 其中鹽下地貌會使鹽上蓋層產生局部的拉伸和擠壓,從而使轉移區(qū)變形。而早期沉積物不均勻分布所產生不連續(xù)沉積,則會使轉移區(qū)從一開始就有鹽底辟和微型盆地的存在。沉積系統(tǒng)的進積也會使拉張與擠壓區(qū)發(fā)生遷移,從而改變轉移區(qū)的構造樣式。 第三,被動陸緣鹽盆的演化過程中,鹽構造的控制因素可能發(fā)生變化。 在被動陸緣傾斜控制下,拉張和擠壓區(qū)本身會在盆地演化中發(fā)生遷移,使同一區(qū)域經歷不同的構造變形。類似的,沉積物供給方向變化也會使構造區(qū)域發(fā)生變化。 而在盆地構造運動的活躍期和靜默期,鹽構造的控制因素也往往不盡相同。

通過總結我們可以發(fā)現,盡管被動陸緣含鹽盆地的構造演化模型有許多爭論和發(fā)展,但從控制因素和變形模式上,依然是沿著陸緣傾斜驅動重力滑脫與沉積物驅動重力擴展這兩個方向來討論和研究相關問題。 從這些進展中,我們發(fā)現被動陸緣含鹽盆地中的構造樣式往往受到多個因素的控制,容易形成拉張與擠壓疊合的復雜構造。 即使是單一的拉張或者擠壓構造,其控制因素也可能會發(fā)生變化。而單一的控制因素也有可能使同一個區(qū)域的鹽構造發(fā)生不同樣式的構造變形。 換言之,識別被動陸緣鹽構造的控制因素在一些情況下將非常困難。 在這兩種控制因素中,相比較陸緣傾斜,沉積系統(tǒng)在鹽構造中的作用尚有許多值得探索的內容。 例如,沉積楔形狀與沉積系統(tǒng)間關系及兩者對鹽構造影響的研究在很大程度上仍然處于空白狀態(tài)。 而沉積系統(tǒng)對轉移區(qū)的控制也少有實例支持。 這些成果相對薄弱的地方可能是未來被動陸緣含鹽盆地值得努力的研究方向。

致謝: 感謝陳亮博士閱讀了本文的最早版本并給與了中肯的修改意見。 感謝浙江大學汪新教授和另一位審稿專家及責任編輯趙雪碩士和章雨旭研究員為本文的完善提出了中肯且有建設性的修改建議。