珠江口盆地靖海凹陷始新世海相断陷的地震反射证据探讨

张向涛，蒲仁海，吴晓川，董马超，张青林

(1.中海石油(中国)有限公司 深圳分公司研究院,广东 深圳 518067;2.西北大学 地质学系，陕西 西安 710069)

海相断陷盆地在大陆板块内部和大陆板块边缘均可出现,大陆板块内部型海相断陷的形成是由于大洋沟通的海槽、海湾等形成的,如欧洲西北部的北海盆地[1]。从中国含油气盆地的类型和演化来看,远古代到古生代末以海相沉积为主,主要是克拉通盆地或前陆盆地;中新生代主要为陆相沉积,以裂谷和前陆盆地为主[2]。这几类盆地是目前勘探程度比较高的盆地,而关于与海相相连的断陷盆地的构造样式和地层格架的研究就相对较少。海相断陷的成盆、成烃和成藏与海相克拉通盆地及陆相断陷相比有明显差别,因此,研究盆地裂谷期为陆相沉积还是海相沉积，既有重要的理论意义,又有重要的实践意义,对油气勘探具有指导作用。

随着中国南海海域油气勘探的逐渐深入,超深水区也成为了油气勘探的重要潜力区,但其基础地质研究却比较薄弱。本研究在区域古构造、古沉积背景研究的基础上,应用靖海三维地震资料，综合开展了相关地震地层学和地震沉积学等方面的研究,认为深水区靖海凹陷的始新世断陷层沉积与浅水区的凹陷相比有一定的差异,其中裂谷期文昌组的大型视削截反射和沿构造高部位分布的大型沿岸砂坝可能是海相沉积的重要特征。这一研究对深水区的勘探和地质认识有着重要的指导意义。

1 区域地质概况

目前,已在南海多个盆地发现始新世的海相地层,这些盆地主要分布在南海的南部,如礼乐盆地、巴拉望盆地和北康盆地,它们紧密围绕着新南海洋壳分布[3]。然而,有关南海北部始新世海相地层的研究十分局限,仅见于台西南盆地的DP21-1-1井,珠江口盆地韩江凹陷的HJ15-1-1井以及白云凹陷的BY7-1-1井,绝大多数钻井得到的是渐新世以来的海相化石[4]。

珠江口盆地靖海凹陷位于东沙隆起之南,西临兴宁凹陷,北东接揭阳凹陷,南东最老地层为渐新世的洋壳(见图1)。由于水深超过1 500 m,目前尚无钻井资料,暂无古生物、岩矿和地化等方面的海相沉积证据。

近年来，在靖海凹陷已完成三维地震超过2 000 km2,与浅水区的盆地结构对比表明,靖海凹陷也存在与浅水区的新生界凹陷类似构造运动和层序界面,依据断裂活动规律和新生界底Tg、文昌组顶面T80、恩平组顶面T70和珠海组顶面T60等大型削截上超不整合可以作为地层划分与对比的依据。靖海凹陷新生代也经历了断陷盆地(Tg—T70)、断陷—拗陷转换(T70—T60)和大陆边缘盆地(T60至今)3个演化阶段[4-5]。

2 靖海凹陷裂谷期的构造背景

晚白垩世,礼乐盆地、巴拉望盆地与潮汕拗陷的位置相邻，它们的地层发育、地层岩性、沉积环境都比较相似[5]。事实上,南海北部的靖海凹陷以及现今南海南部的盆地，在始新世均位于古南海的北部,处于大陆边缘位置。新南海扩张以后，它们紧密围绕着洋壳分布,演化成被动大陆边缘盆地。南海南部的曾母盆地、北康盆地、礼乐盆地及巴拉望盆地中均发育有海相断陷层,原因是其在始新世的位置比珠江口盆地北部陆相凹陷更靠南,邻近古南海,易在裂谷期遭受海侵[6-10]。因此,洋壳边缘的断陷或与洋壳连通的断陷为海相(见图2)。再如,台西南盆地和东海盆地中不同井位出现的海相古生物化石表明，研究区古近纪存在一个狭长的海湾,起始于现今东海南部,向西南延伸到台湾—台西南盆地一带,是古太平洋西部的一部分[6]。

通过对比靖海凹陷和礼乐盆地始新世裂谷期控凹断层水平间距得出的伸展参数可知，靖海凹陷在裂谷期发育了断距很大的控凹断层,其伸展量可达14.3%[11],其数值远大于礼乐盆地控凹断层的伸展量9.42%[12]。始新世的断陷作用形成了与古南海沟通的海槽或海湾,以至礼乐地块为海相沉积。根据靖海凹陷紧邻洋壳及与礼乐地块紧邻且拉伸量更大的地质事实,可知靖海凹陷裂谷时期具备了与海水贯通的地质条件。

图1 珠江口盆地构造单元划分及研究区位置(修改自苗顺德,2010;施和生,2014)Fig.1 Location of research area and structure units of Pearl River Mouth Basin

图2 洋壳边缘断陷层海相沉积演化示意图Fig.2 Sketch map of sedimentary evolution during rift period along oceanic crust

3 靖海凹陷文昌组层序界面的特征

靖海凹陷具有叠合盆地的性质,新生代盆地以中生代沉积岩为盆地基底[13]。文昌组是珠江口盆地断陷一幕的沉积产物,该组地层直接超覆不整合于中生界地层之上,其代表了靖海凹陷从初始沉降→强烈沉降→沉降终止以至剥蚀的完整发育过程。根据地震削截、上超、下超不整合的特征，在靖海凹陷文昌组识别出4个主要的地震反射界面,将文昌组分为上、中、下三段。

1)T80:代表新生界古近系始新统恩平组与文昌组之间的界面,珠琼运动二幕形成的区域不整合面；T80削蚀下伏地层,上覆地层朝北西上倾方向上超,是裂陷一幕与二幕的分界面以及沉积范围由大变小的一个界面(见图3)。

2)T81:文昌组中段与上段的界面,为一个视削截面,反映来自正西向的物源；海平面快速上升,为最大海泛面；中强振幅,中低频率(见图3)。由于海平面上升形成了深水低速页岩沉积,所以地震剖面上表现为一谷两峰强振幅特征。

3)T82:文昌组中段与下段的界面,与下伏地层为削截不整合关系,与上覆地层呈上超或下超的不整合关系；为文昌组下段填平补齐后,沉积范围逐渐扩大的上超面；中弱振幅,中低频率,连续性不好(见图4)。

图4 T82上超反射界面及Tg削减不整合反射界面Fig.4 T82 onlap refection and Tg truncation reflection

4)Tg:古近系的底面,中生界与新生界之间的区域不整合；削蚀下伏较厚地层,上覆地层上超,说明下伏中生界地层褶皱,晚白垩末期发生构造运动。Tg界面一般为一峰两谷中强正反射,频率较低,连续性中—差(见图4)。

4 断陷层海相沉积地震反射证据的探讨

4.1 断陷盆地水平面升降分析

断陷盆地中，湖或海平面升降多由断裂拉张作用引起[14]。对于湖盆断陷而言,由于湖盆水体相对有限,断层拉张活动一般造成湖平面随之下降,水体快速变浅,然后随着河流水体的补给，湖平面缓慢上升。从断裂拉张到静止分别经历了高位到低位体系域的转换和水进体系域、高位体系域3个阶段,在地震剖面上往往形成指示湖平面下降的上超点下移和湖平面上升的上超反射[15]。而海相断陷由于海水补给充分,因而断裂拉张造成海平面相对快速上升或水体快速变深,然后断裂静止期随沉积物补给充填,海平面缓慢相对下降。所以，海相断陷从断裂拉张到随后静止分别形成低位、海进体系域的转换以及随后的高位域,这个过程在地震剖面上往往形成指示海平面快速上升的退积反射。断裂拉张引起的湖平面下降是快速突变的,随后的湖平面上升则是缓慢渐变的。断裂拉张引起的海平面上升是快速突变的,随后的海平面下降则是缓慢渐变的。所以，断陷湖盆与断陷海盆的水平面变化模式和体系域序列以及地震反射样式是有一定差异的(见图5)。其最明显差异是，断裂拉张时湖盆的湖平面快速下降,水变浅;而海盆的海平面迅速上升,水变深。海平面快速上升往往会造成碎屑物源后退，在地震剖面上形成退积反射,即视削截面。反过来,无论海相还是湖相,退积反射也是判断快速水进的一个重要依据。缓慢的海(湖)平面上升只能引起沉积范围逐渐扩大的上超反射,形成不了退积反射。

图5 断陷盆地海、湖平面变化及体系域划分与断裂拉张引起的构造沉降之间的关系(据Strecker U,1999修改)Fig.5 Water level change and system division, relationship between fault extension and structure subsidence

文昌组为一个构造旋回，在文昌组(地震波组Tg—T80)内部识别出了一个典型的退积反射T81(见图3)。在三维地震正极性显示情况下(海底为一峰两谷反射),珠江口盆地文昌组砂岩沉积速度应该大于泥岩速度[16],在T81退积面一谷两峰或上谷下峰反射指示了低速页岩的存在[17]。所以，该退积面也是指示了最大海泛面(密集段),其下为低位-海进体系域,其上为高位体系域。根据以上分析,图3中文昌组中段的退积反射应当指示了断裂拉张引起的海平面上升形成的海进体系域,文昌组下段为断裂初始拉张期的低位体系域,文昌组上段属于断裂静止期的高位体系域(见图5)。

4.2 文昌组底部强振幅砂体的解释

海相与湖相浅滩砂体由于受波浪作用强度显著不同,所以在砂体规模和平面形态上有一个重要区别,就是海相可以发育规模很大浅滩或沿岸沙坝砂体,最大宽度往往超过数十公里,平行岸线分布,且多发育在古地形高的水下隆起上[18];而湖相一般由于湖浪强度有限，不发育大规模沿岸沙坝砂体,大规模的浅水湖相砂体多由三角洲或扇三角洲形成[19-20],一般呈朵状展布,最大宽度一般数公里(见图6)。

从目前发表的文献看,没有大型浅水湖泊沿岸砂坝的报道。常见的湖相大面积砂体均为垂直或斜交岸线分布的三角洲、扇三角洲或湖底扇砂体[19-20],它们主要受到河道(或水道)流动的影响而非较弱能量的湖浪作用的影响,而且这种砂体不会分布在古凸起或水下凸起之上。而古代海岸碎屑岩沉积中,滨浅海沿岸沙坝砂体是与三角洲砂体和潮坪有关的砂体一样常见的一种沉积类型,如塔里木盆地的东河砂岩和柯坪塔格组砂岩,而且滨浅海沿岸沙坝的砂体规模比三角洲和潮坪有关的砂体都大得多。

图6 不同微相砂体最大厚度与最大宽度双对数图(据Reynolds,1999)Fig.6 The max thickness and max wideness of different microfacies sand body

在文昌组下段和上段三维地震相解释中均识别出面积较大的滨浅海沿岸沙坝砂体,正好分布在北东东向古次凸构造(水下凸起)上(见图7)。由于该古次凸构造上水体较浅,形成了滨海沿岸浅滩砂体。文昌组属于断陷早期沉积,其下段沿岸砂坝沿凹陷长轴分布，宽10～15 km,长约30 km,以高速砂岩形成的正极性强振幅为特征(见图8)；浅滩砂坝分布位置与水下凸起高部位吻合,反映了构造高部位水浅和浪控加强的特点。

图8 文昌组下段(Tg-30+10 ms)均方根振幅平面图Fig.8 The RMS map of lower member of Wenchang Formation

把古次凸上的强振幅异常解释为砂岩的依据主要是，该强振幅在三维正极性剖面上为一峰两谷反射(见图9),反映了零相位角情况下存在厚度小于1/4波长(约30～40 m)的高速岩性。在碎屑岩沉积背景下和前述中深层砂岩速度大于泥岩速度的条件下,该高速岩性就应该是砂岩。过该古次凸拉一条北西向的地震剖面可以看出,古次凸上的文昌组、恩平组、珠海组等多期地层均振幅略大于两侧,说明砂岩均较古次凸两侧更发育,古次凸控制的滨浅海沉积具有多期性和继承性(见图10)。

图9 过文昌组下段强振幅区的北东向地震剖面(剖面位置见图5)Fig.9 The NE section across the strong amplitude of Lower member of Wenchang Formation

图10 过古次凸带的北西向地震剖面Fig.10 The NW section across the paleo secondary bulge

4.3 与已知海陆相断陷的对比

中国湖相断陷沉积很发育,渤海湾盆地诸多断陷中，沙三段沉积均属于湖盆断陷。断裂活动引起的湖平面下降(地震上超点下移)和随后的湖平面上升(缓坡带看到的上超反射)是大量发生和存在的现象。退积反射一般反映了快速水平面上升和碎屑物供应逐渐减少后退的沉积现象。虽然断陷湖盆偶尔也可以发生快速湖平面上升并形成退积反射,如二连盆地巴音都兰凹陷的阿尔善组就存在湖相退积现象[15],但与海相凹陷在高位体系域基础上发生的退积反射不同。

巴伦支海盆地晚二叠世—三叠纪为裂谷期,其中半地堑盆地中出现了视削截反射，后经证实，在断陷前期就为海相沉积,退积作用是由构造沉降引起的相对海平面快速上升所造成[21]。靖海凹陷在文昌组中段，断裂拉张引起的退积作用与巴伦之海的海相断陷反射特征较为相似,因此靖海凹陷文昌组很有可能为海相沉积。

图11 巴伦之海半地堑海相裂谷层序样式(修改自Prosser,1993)Fig.11 Rift sequences style of Barents Sea half graben

5 潜在的油气地质意义

珠江口盆地深水区断陷层如果发育海相沉积,则其油气地质意义与浅水区湖相断陷层应有所不同。海相沉积除砂体储层规模大之外,其生烃条件和控制因素也有所不同。在缺乏陆地河流三角洲供给生物营养的条件下,高有机碳含量的海相泥质沉积一般发育在欠补偿的深水陆棚区；由于这里对有机质的稀释作用小,所以其有机碳含量高,生烃潜力比(扇)三角洲碎屑大量供应区可能更好。所以,深水区海相断陷层的生烃能力和勘探前景可能更好。此外,靖海凹陷倘若自始新世开始就为海相沉积,这就意味着勘探思路的转变,不能按照过去对待陆相盆地一样套用“定凹选带”的勘探思路。

6 结 论

南海北部的靖海凹陷与南海南部的曾母盆地、北康盆地、礼乐盆地及巴拉望盆地构成了沿洋壳环带分布的盆地群,南部盆地群的始新统已证明存在海相沉积。白垩纪末期，礼乐—南沙地块和华南大陆连接在一起,它们组成了古南海北部的大陆边缘,始新世裂陷作用促使礼乐地块遭受海侵并接受海相沉积,与之紧邻的靖海凹陷发生了更大的水平伸展,也应具备与海水贯通的地质条件。

靖海凹陷始新世文昌组的层序格架样式符合海相断陷的特征,断陷作用引起的基底快速沉降造成了相对海平面的快速上升和物源的迅速后退,从而在地震剖面上出现了大型的视削截反射,文昌组下段沿构造高部位分布的大型强振幅砂体被合理地解释为沿岸沙坝更是进一步佐证了海相沉积的存在。

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