程鵬 李江海,? 劉志強(qiáng)

下剛果盆地中段擠壓帶鹽底辟構(gòu)造形成演化分析——基于物理及離散元模擬

程鵬1,2李江海1,2,?劉志強(qiáng)3

1.造山帶與地殼演化教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院, 北京 100871; 2.北京大學(xué)石油與天然氣研究中心, 北京 100871; 3.中國石化石油勘探開發(fā)研究院, 北京 100083; ?通信作者, E-mail: jhli@pku.edu.cn

基于下剛果盆地中段實(shí)際地震剖面, 結(jié)合物理模擬及離散元數(shù)值模擬方法, 研究西非安哥拉被動大陸邊緣下剛果盆地中段擠壓帶鹽底辟構(gòu)造的成因機(jī)制及演化過程, 理解被動大陸邊緣重力失穩(wěn)構(gòu)造的深層驅(qū)動機(jī)制, 分析擠壓作用下底辟構(gòu)造間迷你盆地沉積中心的遷移與底辟作用的關(guān)系。結(jié)果表明, 下剛果盆地中段擠壓帶的鹽底辟構(gòu)造演化過程與應(yīng)力條件密不可分, 早期主要受重力擴(kuò)張作用控制, 后期受擠壓作用控制。依據(jù)物理模擬實(shí)驗(yàn)、離散元模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果與實(shí)際地震剖面解釋結(jié)果的對比, 可將鹽底辟構(gòu)造的演化過程分為3 個(gè)階段: 1)早期伸展再活化底辟階段; 2)中期被動底辟階段; 3)晚期擠壓主動底辟階段。鹽底辟構(gòu)造間迷你盆地的沉積中心向同期活動強(qiáng)烈的底辟構(gòu)造遷移。

下剛果盆地; 鹽底辟構(gòu)造; 迷你盆地; 物理模擬; 離散元模擬; 演化分析

位于安哥拉被動大陸邊緣的下剛果含鹽盆地廣泛發(fā)育由重力失穩(wěn)作用形成的鹽構(gòu)造。傳統(tǒng)的三帶劃分方案中, 通常將其從陸向海, 從坡上至坡腳依次劃分為伸展帶、過渡帶和擠壓帶。坡上伸展帶以生長斷層及鹽筏發(fā)育為特征; 過渡帶以發(fā)育巨型鹽底辟構(gòu)造為特征; 擠壓帶以逆沖斷層及擠壓相關(guān)的鹽構(gòu)造為特征, 包括鹽蓬和鹽推覆體等[1?7]。鹽底辟構(gòu)造是由鹽巖塑性流動上涌刺穿上覆地層, 形成與之不整合接觸的一種鹽構(gòu)造樣式。鹽底辟構(gòu)造的形成需要充足的源鹽供給及持續(xù)的構(gòu)造應(yīng)力[8], 鹽底辟構(gòu)造形態(tài)的不同則主要受沉積速率、源鹽供給、鹽巖的剝蝕和溶解以及伸展和擠壓應(yīng)力環(huán)境的影響[9?10]。依據(jù)源鹽層的厚度, 被動大陸邊緣近海端擠壓褶皺帶的鹽構(gòu)造樣式由小到大依次劃分為逆沖、褶皺、緊縮底辟構(gòu)造及鹽推覆體[11]。下剛果盆地中段擠壓帶的鹽底辟為緊縮底辟構(gòu)造, 一般認(rèn)為是先存鹽底辟構(gòu)造后期經(jīng)擠壓形成。對于先存底辟構(gòu)造的成因討論較少, 多數(shù)默認(rèn)為擠壓成因[12?15]。此外, 前人針對被動大陸邊緣鹽構(gòu)造的物理模擬實(shí)驗(yàn)中, 沉積模式多為進(jìn)積, 且缺少對坡腳處擠壓帶大量巨型鹽底辟構(gòu)造的模擬[16?20]。

本文利用物理模擬實(shí)驗(yàn), 對擠壓帶鹽底辟構(gòu)造的成因機(jī)制進(jìn)行定性研究, 并采用離散元法確定其演化的階段及主控因素, 以期加深對被動大陸邊緣重力失穩(wěn)構(gòu)造深層驅(qū)動機(jī)制的理解。同時(shí), 通過探究鹽底辟構(gòu)造演化過程以及擠壓作用下底辟構(gòu)造間迷你盆地沉積中心遷移與底辟構(gòu)造活動的關(guān)系, 為后續(xù)建立良好的動態(tài)成藏模式提供理論支撐。

1 下剛果盆地區(qū)域地質(zhì)背景

下剛果盆地位于西非被動大陸邊緣, 沿南加蓬、剛果(布)、剛果(金)和安哥拉海岸西側(cè)分布。作為在晚侏羅世至早白堊世岡瓦納超大陸南部形成的大陸裂谷系統(tǒng)的一部分, 下剛果盆地主要經(jīng)歷了裂谷期、過渡期和被動大陸邊緣 3 個(gè)階段[4?5]。以阿普特階鹽層為界, 可將下剛果盆地劃分為鹽上、鹽下兩套構(gòu)造層[15]。依據(jù)應(yīng)力條件和鹽構(gòu)造樣式的不同, 可將下剛果盆地分為東部伸展帶(白堊系鹽筏區(qū)、前鹽筏區(qū)、新近系鹽筏區(qū)和孤立底辟構(gòu)造區(qū))、中部過渡帶(鹽墻和龜背構(gòu)造區(qū))及西部擠壓帶(擠壓底辟構(gòu)造、鹽舌及鹽蓬、巨厚層狀褶皺鹽席和外來鹽席區(qū))[1](圖 1)。

據(jù)文獻(xiàn)[1]修改

下剛果盆地的基底為前寒武系結(jié)晶基巖[21]。裂谷階段(瓦蘭今期至阿普特期): 南大西洋開始張開, 主要發(fā)育陸內(nèi)裂谷作用, 形成一系列半地塹式裂谷和斷裂湖; 在巴雷姆期至阿普特階期裂陷期間, 沉積了局部碳酸鹽巖; 在陸源供應(yīng)充分時(shí), 廣泛沉積泥灰?guī)r夾層; 晚巴雷姆期, 裂陷湖充填了一系列的硅質(zhì)碎屑巖, 包括一些砂巖。過渡階段(阿普特期至阿爾布期): 南大西洋被動陸緣中部盆地完全分離, 下剛果原型盆地初步形成; 在熱沉降控制的淺水環(huán)境形成巨厚的鹽巖沉積層, 覆蓋在凹陷盆地之上[13,21]。被動陸緣階段(阿爾布期至現(xiàn)今): 隨著洋殼持續(xù)拉開, 逐漸進(jìn)入淺海環(huán)境, 在阿爾布期形成鹽上巨型碳酸鹽巖層序及濱岸砂沉積; 隨著洋殼進(jìn)一步冷卻, 引發(fā)大幅度的沉降, 全球海平面上升, 廣泛的海侵在森諾曼期暫時(shí)結(jié)束, 進(jìn)而形成深海泥巖沉積[22?23], 偶爾的濁流沉積使得局部地區(qū)夾有砂巖(圖 2)。下剛果盆地晚白堊世至新生代沉積的鹽上層構(gòu)造樣式受到鹽構(gòu)造活動與鹽上沉積速率的共同控制[24?25]。

據(jù)文獻(xiàn)[23,25]修改

圖3 下剛果盆地中段地震解釋剖面[1]

下剛果盆地中段 A-A′剖面(位置見圖 1)的構(gòu)造特征如圖 3 所示, 安哥拉被動大陸邊緣沉積的鹽巖向陸地側(cè)尖滅, 在靠近陸地一側(cè)鹽巖層較薄, 作為區(qū)域變形滑脫層的鹽巖從陸向海分帶明顯。伸展帶鹽巖樣式以鹽滾為主, 鹽相關(guān)構(gòu)造包括鹽筏和鹽焊接, 鹽底辟不發(fā)育; 過渡帶不明顯; 擠壓帶則發(fā)育巨型鹽株, 未見大型的鹽蓬和逆沖斷層。

2 物理模擬實(shí)驗(yàn)

2.1 物理模擬實(shí)驗(yàn)設(shè)計(jì)

鹽底辟構(gòu)造物理模擬實(shí)驗(yàn)的地質(zhì)原型參考Marton 等[1]下剛果盆地中段地震解釋剖面(圖 3), 本文實(shí)驗(yàn)中將其簡化為單斜坡模型。通過對鹽巖底界面的測量計(jì)算, 將模型中鹽巖底界面的傾斜角度設(shè)置為 1.28°。設(shè)計(jì)模型尺寸總長度為 65cm, 寬度為30 cm, 鹽巖層初始長度為 45cm (圖 4)。

用干燥石英砂模擬脆性沉積地層, 用高分子硅膠模擬鹽巖。石英砂密度在 1.3～1.6g/cm3之間, 粒徑在 150～300μm 之間; 硅膠黏度為 0.8×104Pa·s, 密度為 0.926g/cm3。實(shí)驗(yàn)參數(shù)的設(shè)定依據(jù)相似原則, 實(shí)驗(yàn)環(huán)境下的重力系數(shù)與自然條件下一致,g值保持為 1 不變; 長度系數(shù)l= 0.25×10?5, 即實(shí)驗(yàn)條件下 1cm 約等于自然條件下 4km; 密度系數(shù)ρ≈0.5, 即實(shí)驗(yàn)條件下的平均密度約為自然條件下的一半; 黏度系數(shù)μ≈0.8×10?15。依據(jù)公式=/(××), 可得實(shí)驗(yàn)條件下 1 小時(shí)約為自然條件下 6.5 Ma。

2.2 物理模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果

2.2.1 物理模擬實(shí)驗(yàn)1

實(shí)驗(yàn)過程中, 在距離模型近海端約 10cm 的位置鋪設(shè)一高約 1cm, 寬約 3cm 的三角形泡沫板, 用于模擬近海端基底隆起, 同時(shí)鋪設(shè)約 1cm 厚的硅膠。靜置流平后, 參考地質(zhì)模型, 鋪設(shè)阿爾布階?賽諾曼階的前構(gòu)造沉積層, 同時(shí)抬升底板至 1.3°, 實(shí)驗(yàn)時(shí)間及鋪設(shè)厚度見表 1。

圖4 物理模擬模型設(shè)置

實(shí)驗(yàn)進(jìn)行 20 分鐘, 鹽巖流動明顯, 首先在模型近海端產(chǎn)生大量斷裂, 依次形成 3 條大的斷裂帶F1, F2和F3。由于模型邊界玻璃板摩擦的影響, 最大斷距基本上位于中部, 近陸端斷裂平面呈彎弓狀, 凸側(cè)指向陸地一側(cè)。實(shí)驗(yàn)進(jìn)行 1 小時(shí) 20 分鐘, 早期斷裂的斷距逐漸增大, 現(xiàn)有斷裂基本上是繼承性發(fā)展的, 同時(shí)出現(xiàn)新的斷裂帶 F4。實(shí)驗(yàn)進(jìn)行 2 小時(shí) 30分鐘, 各條斷裂的斷距進(jìn)一步增大, 在近陸端產(chǎn)生新的斷裂帶 F5。實(shí)驗(yàn)進(jìn)行 3 小時(shí) 30 分鐘至 11 小時(shí)40 分鐘, 現(xiàn)有斷裂基本上為繼承性發(fā)展, 同時(shí)靠近模型兩側(cè)有鹽巖上涌溢出沉積層表面。實(shí)驗(yàn)進(jìn)行12 小時(shí) 40 分鐘后, 鹽巖變形前端初步接觸近海端基底隆起形成的阻擋, 斷層活動性變?nèi)?。圖 5 展示實(shí)驗(yàn)進(jìn)行 8 小時(shí) 10 分鐘時(shí)斷裂的發(fā)育及分布情況。

觀察典型實(shí)驗(yàn)剖面(圖 6), 可見在近海端發(fā)育一系列近等腰三角形的鹽底辟構(gòu)造, 底辟構(gòu)造間可見龜背構(gòu)造。在靠近近海端基底隆起形成阻擋的地方有微弱的擠壓, 但未影響先存底辟構(gòu)造。稍晚, 近陸端出現(xiàn)一條傾向陸地的生長斷層, 活動時(shí)間一直持續(xù)整個(gè)實(shí)驗(yàn)過程, 貫穿整個(gè)剖面。

表1 實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ蛥?shù)

圖5 物理模擬實(shí)驗(yàn)1典型演化階段平面圖

圖6 物理模擬實(shí)驗(yàn)1剖面結(jié)果照片及解釋

2.2.2 物理模擬實(shí)驗(yàn)2

將基底角度增大至 5°, 將近海端基底隆起形成的阻擋長度提升至約 15cm, 相應(yīng)地縮短實(shí)驗(yàn)時(shí)長, 其他條件不變。實(shí)驗(yàn)進(jìn)行 15 分鐘, 與實(shí)驗(yàn) 1 相似, 首先在模型近海端依次形成斷裂 F1, F2, F3 和 F4。實(shí)驗(yàn)進(jìn)行 1 小時(shí), 隨著斷裂的斷距逐漸增大, 在近海端產(chǎn)生新的斷裂 F5。實(shí)驗(yàn)進(jìn)行 2 小時(shí) 15 分鐘, 早期斷裂的斷距進(jìn)一步增大, 在近陸端產(chǎn)生新的斷裂F6 和 F7, 同時(shí)近海端的鹽巖與近海端基底隆起形成的阻擋初步接觸。實(shí)驗(yàn)進(jìn)行 3 小時(shí), 近海端伸展空間被限制, 顯示擠壓特征, 早期斷裂的斷距不再增大, 鹽巖沿?cái)嗔焉嫌? 使上覆較薄的沉積層表面形成地形正異常。實(shí)驗(yàn)進(jìn)行 4 小時(shí), 近海端斷裂的斷距比之前明顯減小, 坡腳鹽巖呈現(xiàn)逆沖特征, 坡上鹽筏活動依然強(qiáng)烈。實(shí)驗(yàn)進(jìn)行 6 小時(shí) 30 分鐘至 8小時(shí) 5 分鐘, 模型兩端斷裂活動程度都呈現(xiàn)減弱趨勢, 近海端斷裂形成的線狀底辟構(gòu)造因橫向活動強(qiáng)度的差異, 在局部形成點(diǎn)狀底辟構(gòu)造。圖 7 展示實(shí)驗(yàn)進(jìn)行 2 小時(shí) 15 分鐘時(shí)斷裂的發(fā)育及分布情況。

觀察典型實(shí)驗(yàn)剖面(圖 8), 可見近海端出現(xiàn)的鹽底辟構(gòu)造樣式成熟度變化更多, 在近海端的末端形成逆沖鹽席, 同時(shí)近海端底辟構(gòu)造擠壓形成鹽焊接。擠壓作用的強(qiáng)度從海到陸減弱, 底辟構(gòu)造間形成迷你盆地。與實(shí)際地質(zhì)剖面對比, 可知近陸端形成的鹽筏規(guī)模與活動時(shí)間更接近實(shí)際情況, 近海端的底辟構(gòu)造擠壓充分。鹽筏與鹽底辟構(gòu)造的活動時(shí)期差異明顯, 各鹽筏之間以及各鹽底辟構(gòu)造之間的活動時(shí)期差異也很大。

圖7 物理模擬實(shí)驗(yàn)2典型演化階段平面圖

3 離散元模擬實(shí)驗(yàn)

3.1 離散元模擬實(shí)驗(yàn)設(shè)計(jì)

離散元模擬是一種基于離散顆粒間接觸準(zhǔn)則的數(shù)值模擬方法。通過時(shí)間?位移有限差分方法, 計(jì)算顆粒在牛頓定律下的位移, 能夠有效地模擬彈性和塑性變形過程。Cundall 等[27]于 1979 年提出離散元方法的理論基礎(chǔ), 因其允許微粒間的滑動和破裂, 適合于大應(yīng)變量構(gòu)造變形樣式分析的模擬實(shí)驗(yàn), 廣泛應(yīng)用于模擬淺層地殼結(jié)構(gòu)、斷裂系及剪切帶變形過程[27]。

圖8 物理模擬實(shí)驗(yàn)2剖面結(jié)果照片及解釋

在物理模擬實(shí)驗(yàn)中, 無法直接獲得模型內(nèi)部鹽底辟構(gòu)造的演化過程, 也未能獲得模擬過程中頂面構(gòu)造的高程及應(yīng)變率, 從而使得模擬結(jié)果更偏向定性的解釋。同時(shí), 物理模擬結(jié)果中底辟構(gòu)造間迷你盆地的發(fā)育不明顯。為了進(jìn)一步探討擠壓作用對相鄰先存底辟構(gòu)造的影響, 我們在物理模擬實(shí)驗(yàn) 1 和2 的基礎(chǔ)上建立相應(yīng)的離散元模型(圖 9)。

離散元數(shù)值模擬計(jì)算量與所用顆粒數(shù)目相關(guān), 顆粒越多, 運(yùn)算速度越慢。為了兼顧運(yùn)算時(shí)間與真實(shí)度兩個(gè)方面, 對初始模型進(jìn)行簡化。首先, 在長300m (軸)、高 200m(軸)的范圍內(nèi), 隨機(jī)生成半徑在 0.5～1.5m 之間的顆粒, 使之在重力狀態(tài)下自然壓實(shí)并達(dá)到平衡, 逐步刪除頂部的顆粒, 僅保留預(yù)先設(shè)置的幾何模型內(nèi)的顆粒。對顆粒進(jìn)行分組的屬性賦值: 鹽巖層的摩擦系數(shù)為 0.05, 密度為 2200 kg/m3; 前構(gòu)造沉積層的摩擦系數(shù)為 0.3, 密度為2600kg/m3。然后, 于每層中間設(shè)置標(biāo)志層, 以便對后期變形構(gòu)造進(jìn)行識別。細(xì)觀參數(shù)的設(shè)置參照文獻(xiàn)[28]。同時(shí), 設(shè)置模型右側(cè)的剛性墻體以 1m/s 的速率向軸負(fù)方向運(yùn)動, 形成對模型的擠壓, 同時(shí)添加后續(xù)沉積層(參數(shù)與前構(gòu)造沉積層一致), 并觀察其變形情況。

圖9 相鄰底辟構(gòu)造擠壓初始模型設(shè)計(jì)

3.2 離散元模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果

圖 10 展示離散元模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果。模型演化初期(運(yùn)算 10 萬～20 萬步), 鹽底辟構(gòu)造刺穿沉積地層, 并在底辟構(gòu)造頂部形成地形正異常, 兩底辟構(gòu)造間形成地形負(fù)異常, 后續(xù)地層沉積中心臨近遠(yuǎn)離擠壓端的底辟構(gòu)造。模型演化中期(運(yùn)算 30 萬～40 萬步), 靠近擠壓端的底辟構(gòu)造頂部明顯增大, 兩底辟構(gòu)造間的沉積中心向中部偏移。模型演化后期(運(yùn)算 50萬～60 萬步), 鹽底辟構(gòu)造根部持續(xù)收縮, 靠近擠壓端的前構(gòu)造沉積層褶皺明顯, 鹽底辟構(gòu)造形成細(xì)頸寬頂?shù)哪⒐綘钚螒B(tài), 上涌趨勢減弱, 趨于停止。

圖10 離散元模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果

圖 11 顯示模型運(yùn)算不同步數(shù)時(shí)的顆粒運(yùn)動矢量分布。模型運(yùn)算 10 萬步, 靠近擠壓端的底辟構(gòu)造運(yùn)動趨勢與鹽上層較為一致, 多為水平擠壓方向, 遠(yuǎn)離擠壓端的底辟構(gòu)造中上部呈現(xiàn)較大的上涌趨勢。模型運(yùn)算 20 萬步, 靠近擠壓端的底辟構(gòu)造與鹽上層運(yùn)動趨勢仍較為一致, 但在水平擠壓方向的運(yùn)動速度有所增大, 而遠(yuǎn)離擠壓端的底辟構(gòu)造整體上出現(xiàn)很強(qiáng)的上涌趨勢, 可以觀察到其對鹽上層的刺穿。模型運(yùn)算 30 萬步, 靠近擠壓端的底辟構(gòu)造出現(xiàn)較強(qiáng)的上涌趨勢, 遠(yuǎn)離擠壓端的底辟構(gòu)造上涌趨勢有所減弱。模型運(yùn)算 40 萬步, 靠近擠壓端的底辟構(gòu)造出現(xiàn)很強(qiáng)的上涌趨勢, 遠(yuǎn)離擠壓端的底辟構(gòu)造上涌趨勢整體上相對減弱。模型運(yùn)算 50 萬步, 靠近擠壓端和遠(yuǎn)離擠壓端的底辟構(gòu)造依然具有上涌趨勢, 但都趨于減弱。模型運(yùn)算 60 萬步, 靠近擠壓端的底辟構(gòu)造運(yùn)動趨勢又與鹽上層一致, 多為水平向擠壓方向, 而遠(yuǎn)離擠壓端的底辟構(gòu)造則重新被激活, 顯示較強(qiáng)的上涌趨勢。

4 討論

4.1 擠壓帶鹽底辟構(gòu)造重力成因機(jī)制

普遍認(rèn)為, 裂谷后熱沉降作用引起基底向海傾斜是被動大陸邊緣鹽構(gòu)造的重要成因之一。因重力驅(qū)動, 鹽上地層沿著鹽巖層滑脫, 形成分帶明顯的鹽構(gòu)造[4]。重力驅(qū)動機(jī)制具有重力滑脫和重力擴(kuò)張兩個(gè)方面, 其中重力滑脫指物體沿滑脫面平動, 而重力擴(kuò)張強(qiáng)調(diào)物體垂直朝向滑脫面的移動。有關(guān)下剛果盆地鹽構(gòu)造的重力成因作用, 對重力滑脫與重力擴(kuò)張的主導(dǎo)地位仍有爭議[7,29?31]。在物理模擬實(shí)驗(yàn)和數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)中, 分別應(yīng)用重力滑脫和重力擴(kuò)張兩個(gè)模式, 都可以得到與自然情況匹配良好的結(jié)果[32?35]。

通常認(rèn)為, 坡下鹽層流動產(chǎn)生的褶皺和逆沖與坡上鹽筏活動時(shí)的伸展是同時(shí)發(fā)生的, 近陸端極端伸展的鹽筏構(gòu)造所需空間由近海端的褶皺和逆沖提供[14?16]。但是, 下剛果盆地阿爾必階鹽筏的漂移距離可達(dá)200 km, 單純的坡下褶皺與逆沖的縮短量很難匹配[2,36]。Duval 等[2]提出另一種空間來源——海底擴(kuò)張。然而, 鹽巖覆蓋于洋殼的部分伸展距離并不長, 甚至鹽巖末端未覆蓋在洋殼之上, 洋殼增生產(chǎn)生的空間未被鹽巖的伸展所利用[37]。鹽巖形成后 3～4Ma, 持續(xù)伸展距離約為 100km, 在鹽下產(chǎn)生侵入型洋殼, 之后火山噴發(fā)刺穿鹽巖層, 形成鹽巖坡腳處的阻擋[38]。近海端擠壓帶的鹽巖在自由端短暫的擴(kuò)張之后, 才被后期火山噴發(fā)形成的海底高地阻擋, 而非自始即持續(xù)處于擠壓的環(huán)境。

圖11 速度場離散元模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果

對比下剛果盆地中段實(shí)際地質(zhì)剖面與物理模擬實(shí)驗(yàn) 2 (圖 12), 二者有極高的匹配性。綜合前人研究結(jié)果可以推斷, 坡腳鹽巖早期應(yīng)為自由端, 經(jīng)歷短暫的重力擴(kuò)張作用而產(chǎn)生斷裂, 后被海底高原阻擋, 在坡上伸展滑動重力傳導(dǎo)作用下形成擠壓帶鹽底辟構(gòu)造。

4.2 海底高原阻擋作用對擠壓帶鹽底辟構(gòu)造演化及迷你盆地沉積中心遷移的影響

物理模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果顯示, 當(dāng)基底傾角較小(1.3°, 實(shí)驗(yàn) 1)且因近海端阻擋形成擠壓較晚的情況下, 在近陸端的坡上, 斷裂形成時(shí)間晚且數(shù)量少, 未產(chǎn)生向海傾斜的多米諾式斷層序列, 亦無鹽筏及前鹽筏相關(guān)構(gòu)造樣式, 缺少沿滑脫面的平動(即重力滑脫作用的影響), 模型整體為垂直朝向滑脫面的下降運(yùn)動, 即受到重力擴(kuò)張作用的絕對控制。此時(shí), 擠壓作用對鹽底辟構(gòu)造的影響較弱, 早期持續(xù)的伸展使底辟構(gòu)造底部側(cè)翼的鹽巖向底辟構(gòu)造的中部移動, 從而在底辟構(gòu)造間形成典型的龜背構(gòu)造。海底高原的阻擋導(dǎo)致持續(xù)的伸展停止, 從而避免底辟構(gòu)造被進(jìn)一步抽空而塌陷, 在原底辟構(gòu)造位置形成假龜背構(gòu)造(圖 6)。基底傾角增大(5°, 實(shí)驗(yàn) 2)且因海底高原的阻擋形成擠壓較早時(shí), 模型近陸端滑脫現(xiàn)象明顯, 形成大量向海傾斜的斷裂, 前構(gòu)造沉積層因強(qiáng)烈的伸展而相互脫離, 形成鹽筏, 受到重力滑脫的控制。此時(shí), 擠壓作用對鹽底辟構(gòu)造的影響增強(qiáng), 底辟構(gòu)造間形成迷你盆地(圖 8)。由此可見, 海底高原的阻擋作用對近海端鹽底辟構(gòu)造的演化具有重要影響, 而迷你盆地沉積中心的遷移與控制迷你盆地的鹽底辟構(gòu)造的演化密不可分。

圖12 下剛果盆地中段剖面與物理模擬結(jié)果對比

離散元模擬結(jié)果顯示, 迷你盆地的沉積中心變化與底辟構(gòu)造 1 和底辟構(gòu)造 2 的生長速率變化相關(guān)(圖 13(c))。當(dāng)源鹽充足, 擠壓作用未致使先存底辟構(gòu)造形成頸部焊接的情況下, 鹽底辟構(gòu)造越靠近海洋一側(cè), 底辟構(gòu)造 1 的活動強(qiáng)度越大, 此時(shí)沉積中心鄰近底辟構(gòu)造 1。隨著底辟構(gòu)造 2 活動強(qiáng)度的增加, 沉積中心逐漸向底辟構(gòu)造 2 遷移。此后, 隨著底辟構(gòu)造 1 活動強(qiáng)度的又一次增大, 沉積中心又一次向底辟構(gòu)造 1 遷移(圖 13(a))。底辟構(gòu)造生長所需的鹽巖直接來源于鄰近的源鹽層, 而源鹽層中鹽巖向底辟構(gòu)造中的充注必然導(dǎo)致源鹽抽空或撤位, 從而導(dǎo)致源鹽上覆地層下沉[7]。基于離散元實(shí)驗(yàn)得到的底辟構(gòu)造生長速率與沉積中心遷移的關(guān)系, 進(jìn)一步對比實(shí)際地震解釋剖面中底辟構(gòu)造與周圍地層的接觸關(guān)系及沉積中心的變化(圖 13(b)), 發(fā)現(xiàn)底辟構(gòu)造 1與底辟構(gòu)造 2 穿刺地層數(shù)相同, 接觸關(guān)系相似, 沉積中心也基本上維持在兩底辟構(gòu)造的中部, 可以推測兩個(gè)底辟構(gòu)造應(yīng)保持相似的活動強(qiáng)度。在底辟構(gòu)造 2 與底辟構(gòu)造 3 之間的迷你盆地, 沉積中心持續(xù)向底辟構(gòu)造 2 遷移, 可以推測底辟構(gòu)造 3 的活動強(qiáng)度持續(xù)弱于底辟構(gòu)造 2 (圖 13(d))。在實(shí)際地震解釋剖面上, 底辟構(gòu)造 2 的穿刺地層數(shù)多于底辟構(gòu)造 3, 也證實(shí)了這一點(diǎn)。

4.3 下剛果盆地中段擠壓帶鹽底辟構(gòu)造演化模式

根據(jù)鹽底辟構(gòu)造的形成機(jī)制, 可將其劃分為被動底辟構(gòu)造、主動底辟構(gòu)造及再活化底辟構(gòu)造。被動底辟構(gòu)造中, 鹽巖出露地表, 頂部為自由端; 主動底辟構(gòu)造中, 鹽巖主動上涌, 刺穿上覆地層; 再活化底辟構(gòu)造中, 鹽巖上覆地層伸展減薄, 導(dǎo)致鹽巖刺穿上覆地層。不同類型的鹽底辟構(gòu)造并不孤立地存在, 往往由多種鹽底辟構(gòu)造構(gòu)成一個(gè)完整的演化過程[9,39?40]。Fossen[41]依據(jù)這一思想, 將鹽底辟構(gòu)造演化的一般過程描述成再活化底辟構(gòu)造?主動底辟構(gòu)造?被動底辟構(gòu)造模式。在不同的演化階段, 又可根據(jù)底辟構(gòu)造是否進(jìn)一步坍塌來形成對應(yīng)的坍塌模式。

鹽底辟構(gòu)造的演化與應(yīng)力條件密不可分, 鹽構(gòu)造的活動主要由區(qū)域構(gòu)造活動控制[38]。依據(jù)物理模擬和離散元模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果與實(shí)際地震剖面解釋結(jié)果的對比, 可將鹽底辟構(gòu)造的演化過程分為以下 3 個(gè)階段。

圖13 下剛果盆地中段擠壓帶鹽底辟構(gòu)造剖面與離散元模擬結(jié)果對比

1)早期再活化底辟構(gòu)造階段。伸展應(yīng)力導(dǎo)致上覆地層形成一系列正斷層并減薄, 引起鹽巖上涌。此階段由重力擴(kuò)張主導(dǎo), 其剖面特點(diǎn)為鄰近底辟構(gòu)造的正斷層。

2)中期被動底辟構(gòu)造階段。應(yīng)力條件狀況不明, 通常處于伸展終止而擠壓傳導(dǎo)未至的狀態(tài), 鹽底辟構(gòu)造的演化受源鹽厚度或底辟構(gòu)造生長率與沉積速率共同控制, 剖面特點(diǎn)為上覆沉積地層厚度均勻。需要說明的是, 在伸展導(dǎo)致的鹽巖上覆地層減薄到達(dá)一定程度后, 受差異負(fù)載作用或浮力的影響, 必然存在短暫的鹽巖主動上涌階段, 直到鹽巖徹底露出地表, 形成被動底辟構(gòu)造。因這一過程持續(xù)時(shí)間短暫, 且存在于每個(gè)被動底辟構(gòu)造形成的減薄刺穿過程中, 故將由此造成的主動底辟構(gòu)造略去, 合并至被動底辟構(gòu)造階段。

3)晚期主動底辟構(gòu)造階段。受坡上重力滑動傳導(dǎo)擠壓應(yīng)力影響, 底辟構(gòu)造頸部收縮, 頂部變寬, 形成蘑菇狀。主動底辟構(gòu)造階段與被動底辟構(gòu)造階段的區(qū)別在于, 被動底辟構(gòu)造周圍沉積地層的厚度通常較為均一, 主動底辟構(gòu)造則導(dǎo)致鹽底辟構(gòu)造頂部地形正異常, 從而引起后續(xù)沉積上覆地層的厚度朝向底辟構(gòu)造減薄(圖 14)。

5 結(jié)論

1)重力擴(kuò)張與重力滑脫在下剛果盆地的鹽構(gòu)造形成演化中具有明顯的時(shí)空分異特征。擠壓帶鹽底辟構(gòu)造早期的形成與因重力擴(kuò)張作用形成的斷裂密不可分。低角度情況下, 由于重力擴(kuò)張作用, 近海端首先產(chǎn)生斷裂, 引發(fā)鹽巖上涌, 形成底辟構(gòu)造。

2)影響底辟構(gòu)造形態(tài)的因素不僅有沉積速率和底辟構(gòu)造上涌速率, 后期區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力的改造同樣重要。先存底辟構(gòu)造在擠壓應(yīng)力的作用和海底高地的阻擋下, 當(dāng)源鹽充足, 擠壓作用未致使先存底辟構(gòu)造形成頸部焊接時(shí), 鹽構(gòu)造越靠近海洋一側(cè), 底辟作用越強(qiáng), 刺穿地層越多, 近陸一側(cè)的活動時(shí)間越晚, 持續(xù)時(shí)間也越短。當(dāng)近陸一側(cè)底辟構(gòu)造停止活動后, 近海一側(cè)底辟構(gòu)造活動增強(qiáng), 并持續(xù)活動至今。鹽底辟構(gòu)造間迷你盆地的沉積中心向同期活動強(qiáng)烈的底辟構(gòu)造遷移。

圖14 下剛果盆地中段擠壓區(qū)鹽底辟構(gòu)造的形成演化示意圖

3)下剛果盆地中段擠壓帶的鹽底辟構(gòu)造演化與應(yīng)力條件密不可分。依據(jù)物理模擬實(shí)和離散元模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果與實(shí)際地震剖面解釋結(jié)果的對比, 可將其分為 3 個(gè)階段: ①早期再活化底辟構(gòu)造階段, 由重力擴(kuò)張主導(dǎo), 剖面特點(diǎn)為鄰近的底辟構(gòu)造中發(fā)育正斷層; ②中期被動底辟構(gòu)造階段, 應(yīng)力條件狀況不明, 通常處于伸展終止而擠壓傳導(dǎo)未至的狀態(tài), 剖面特點(diǎn)為上覆沉積地層厚度均勻; ③晚期主動底辟構(gòu)造階段, 由坡上重力滑動傳導(dǎo)擠壓應(yīng)力主導(dǎo), 剖面特點(diǎn)為上覆地層向底辟構(gòu)造減薄。

致謝 成都理工大學(xué)國土資源部構(gòu)造成礦成藏重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室提供物理模擬實(shí)驗(yàn)設(shè)備和材料, 并在物理模擬實(shí)驗(yàn)開展過程中提供幫助, 謹(jǐn)致謝意。

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Analysis of Formation and Evolution of Salt Diapir in the Contractional Domain of Central Lower Congo Basin Based on Analogue and Discrete Element Modeling

CHENG Peng1,2, LI Jianghai1,2,?, LIU Zhiqiang3

1. Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution (MOE), School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871; 2. Institute of Oil and Gas, Peking University, Beijing 100871; 3. Sinopec Petroleum Exploration and Production Research Institute, Beijing 100083; ? Corresponding author, E-mail: jhli@pku.edu.cn

Based on the seismic profile, analogue modeling and discrete element modeling method were carried out to study the deep genetic mechanism of the gravity instability structure and evolution process of the salt diapirs in the contractional zone of central Lower Congo Basin in the passive continental margin of Angola in West Africa. The effect of salt diapir activity on the migration of the sedimentary center of the mini-basin between the diapirs was further studied. The results show that the evolution process of salt diapirs in the contractional domain of central Lower Congo Basin is related to the stress conditions. In the early stage, it was mainly controlled by the effect of gravity spreading, and in the later stage, it was controlled by the effect of squeezing. According to the comparison between the results of analogue modeling and discrete element modeling and the seismic sections, the evolution process of salt diapir can be divided into the following three stages: 1) The early stage, the extended reactive diapir stage; 2) The mid stage, the passive diapir stage; 3) The late stage, squeezed active diapir stage. The sedimentary center of the mini-basin between the salt diapirs migrated to the diapirs with strong activities during the same period.

Lower Congo Basin; salt diapir; mini basin; analogue modeling; discrete element modeling; evolution analysis

10.13209/j.0479-8023.2021.025

國家科技重大專項(xiàng)(2016ZX05033002-007, 2016ZX05033-001)和國家重點(diǎn)研發(fā)計(jì)劃(2016YFC0503301)資助

2020–04–09;

2020–05–14