珠江口盆地北部早—中中新世滨线迁移轨迹与沉积体系演化

2020-04-30林畅松张忠涛舒梁峰

东北石油大学学报 2020年1期

张昕，林畅松，张忠涛，冯轩，张博，舒梁峰，姜静

( 1. 中国地质大学(北京) 能源学院，北京 100083； 2. 中国地质大学(北京) 海洋学院，北京 100083； 3. 中海油深圳分公司研究院，广东深圳 518000； 4. 中国大洋矿产资源研究开发协会，北京 100860 )

0 引言

滨线迁移轨迹是由位于陆地与海水分界区的滨岸线，随时间沿沉积倾向方向连续变化而形成的迁移路径。滨线迁移轨迹分析作为一种新的层序地层学研究方法, 将传统层序地层相对独立的体系域分配模式替换成连续变化的沉积序列，将滨线向海或向陆地方向的迁移过程视为沉积体系的连续演化过程，重点强调轨迹迁移的路径及方向,可预测古环境变化和岩性分布特征[1]。HELLAND-HANSEN W 等[1]研究Norwegian和Barents等陆架，提出不同迁移方向的滨线轨迹往往代表不同的沉积趋势。HAMPSON G T等[2]认为滨线迁移轨迹分析的关键在于识别各沉积单位内滨线的分布位置。滨线位置的识别有多种途径，如滨线坡折点、滨岸沉积相带转换点或侵蚀面等。HENRIKSEN S等[3]提出滨线迁移轨迹的表征可在两种时间和空间尺度上进行：一是在单一的前积倾斜层内追踪，二是在由多套前积倾斜层组成的不同相带之间进行。前者在地震倾向剖面内易实现，后者在地震剖面与连井剖面中可识别。

近年来，轨迹分析方法逐渐被广泛应用于被动大陆边缘盆地的三角洲沉积体系研究。早—中中新世，位于被动大陆边缘的珠江口盆地北部形成一系列沿宽缓陆架区不断迁移变化的三角洲体系。人们对研究区三角洲体系的沉积和演化特征进行分析[4-8]，大多采用传统的沉积学和层序地层学理论，而对三角洲体系随海平面升降的动态演化及沉积体系内部的结构特征未深入研究。笔者采用滨线轨迹分析的理论方法，建立珠江口盆地北部珠江组—韩江组层序地层格架，研究三角洲沉积体系的演化过程及滨线迁移轨迹，探讨海平面变化与滨线迁移轨迹的关系，有利于丰富层序地层学理论，促进研究区有利储层的预测。

1 区域地质概况

珠江口盆地处于南海北部(新特提斯加里曼丹古晋弧)弧后扩张背景的华南大陆边缘，呈北东—南西走向，长度约为800 km，宽度约为300 km，面积约为17.5×104km2，与华南大陆岸线大致平行。在地理位置上，该盆地位于海南岛与台湾岛之间，在构造上处于太平洋板块、欧亚板块及印度—澳大利亚板块交汇处[9-17]，跨越特提斯洋及太平洋构造域[18]，是南中国海扩张作用的结果。珠江口盆地整体经历裂陷阶段(晚白垩世—早渐新世)、坳陷阶段(晚渐新世至中中新世)和块断升降阶段(晚中中新世至今)构造演化阶段，最终形成“二坳三隆”的格局[19-20]。受NW 向断层活动影响，每个大构造单元又可分为若干小的凹陷和低隆起区(见图1)。

图1 珠江口盆地构造分区及研究区位置Fig.1 Distribution and tectonic unit division of the Pearl River Mouth Basin and the location of the study area

研究区主体位于珠江口盆地陆架-陆坡区域，覆盖番禺低隆起、西江凹陷、恩平凹陷及白云凹陷北部地区。陆架区的凹陷与隆起由呈右阶雁列式展布的断裂控制，凹陷与凹陷之间被北西西向低凸起分隔。珠江口盆地地层整体上具有下断上坳的双层结构特征，其中，裂陷期以陆相沉积为主，主要沉积神狐组、文昌组和恩平组地层。之后，岩石圈破裂洋中脊开始扩张，珠江口盆地由断陷向坳陷转换，最终进入热沉降期，相应沉积珠海组、珠江组、韩江组、粤海组、万山组和第四系。其中，珠江组在盆地北部陆架区发育大范围的三角洲或滨浅海沉积体系，在白云凹陷北坡或东沙隆起附近出现生物礁和碳酸盐岩台地沉积。韩江组同样以三角洲或滨浅海相沉积为主(见图2)。岩性主要为灰绿色泥岩与砂岩、含砾砂岩互层，自西北部内陆架向东南部外陆架区，三角洲沉积厚度不断减薄，变为开阔海相沉积。

2 层序地层格架

根据层序地层学理论和方法[21-28]，基于二维和三维地震、测井及岩心资料，结合古生物资料分析及井—震标定，在研究区识别3个二级层序界面(SB1、SB7、SB9)及6个三级层序界面(SB2、SB3、SB4、SB5、SB6、SB8)进行全区的追踪和对比，将珠江口盆地北部浅海陆架区珠江组—韩江组划分2个二级层序(CS1和CS2)(见图2)，其顶底界面为由构造活动或海平面下降形成的区域型不整合。根据盆地边缘不整合及地层终止关系进一步划分8个三级层序(S1-S8)，建立研究区层序地层格架(见图3)。其中，二级层序CS1包含S1-S6等6个三级层序，CS2由S7和S8层序组成(见图2)。根据钙质超微化石等古生物资料的分析结果进行标定，确立珠江组—韩江组层序界面与钙质超微化石带或浮游有孔虫生物带界限的对应关系，预测层序界面形成的地质年代(见图3)。

图2 珠江口盆地珠江组—韩江组层序划分和构造演化

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

3 轨迹分析

3.1 前积倾斜层

通过识别前积倾斜层内位于顶积层—前积层拐点处的滨线坡折点确定滨线迁移位置。前积倾斜层是指沉积地层向盆地方向不断进积或前积形成的“S”型倾斜沉积面[29-31]。根据前积倾斜层在地震剖面上的几何形态可识别顶积层—前积层的拐点[32-34]，将这些拐点相连组成一条能够反映滨线迁移方向的曲线，以进行滨线迁移轨迹分析。被动陆架边缘发育的前积倾斜层存在多种类型，从纹理波痕迁移到点坝加积，再到大陆边缘的前积体，不同尺度的前积倾斜层可在露头、测井和地震等资料中进行追踪和对比。根据地震资料，在顺物源方向的地震剖面中识别具有前积反射特征的前积倾斜层，且根据内部结构、几何外形、轨迹类型及发育规模特点，将珠江口盆地珠江组—韩江组沉积时期划分5种不同沉积结构特征的前积倾斜层。

3.1.1 斜交切线型

斜交切线型前积倾斜层主要发育在外陆架附近，其顶积层基本不发育，以前积层为主，倾角不超过3°，在地震剖面中呈丘状或楔状外形特征，其内部以斜交切线型前积反射为特征，总体厚度不超过110 m。该前积倾斜层在顺物源方向的延伸距离最大可达24 km(见表1)。钻遇前积倾斜体的自然伽马测井曲线以漏斗型或箱型为主，在地震剖面中呈高振幅、中频率前积反射，其下伏地层以弱振幅、低频率、高连续性的平行或亚平行地震反射为特征，其自然伽马测井曲线特征呈低辐齿型。整体上，斜交切线型前积倾斜体自陆架区向盆地方向缓缓尖灭，但未到达陆架边缘处。

表1 珠江口盆地北部珠江组—韩江组地震相特征

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

3.1.2 切线—“S”型

切线—“S”型前积倾斜层通常表现为切线型与“S”型的复合类型，其几何外部形态呈“S”型，内部结构表现为切线型前积反射特征(见表1)。在沿沉积物搬运方向的地震剖面中，该前积倾斜体仅发育较薄的顶积层和底积层，具有较厚的前积层，为65～120 m，地震反射以高振幅、中频的前积反射为特征，在坡度变陡处具明显的滨线拐点，前积层最大倾角达3.5°，其底积层以极低的倾角下超并终止于层序底界面。该前积倾斜体向盆地方向的最大推进距离为10 km(见表1)，沉积于内陆架之上。

3.1.3 平行切线型

平行切线型前积倾斜层主要由沿顺物源方向进积的高振幅、低角度倾斜的前积反射波组组成，其顶积层和底积层基本不发育，沉积厚度为50～60 m，沉积地层的倾角不超过2°，一般具有席状或板状的几何外形(见表1)。平行切线型前积倾斜体多数情况下发育于内陆架地区，推测其向盆地方向的延伸距离不超过8 km，多数展布在距离陆架坡折带约为62 km的番禺低隆起北部。一般情况下，前积倾斜体的顶积层代表沉积地层垂向上的加积作用，平行切线型前积倾斜体由于缺少顶积层，其顶部对应于沉积物路过顶积层时形成的侵蚀面。

3.1.4 “S”型

前积倾斜层一般具有典型“S”型前积反射特征，其顶积层非常发育，且具有较缓的坡度，在地震剖面中多呈高振幅、低频、高连续性的平行或亚平行反射特征，形成厚层的陆架区沉积地层。前积层大范围发育，其倾角范围为2°～4°，前积倾斜体整体厚度达450 m(见表1)。钻遇该前积倾斜体的自然伽马测井曲线自下而上呈多个漏斗型与箱型的叠加组合。由于“S”型前积倾斜体已抵达陆架边缘处，该类前积倾斜体的顶积层与前积层之间的拐点与陆架边缘坡折发生重合，沉积规模较大，受到强烈的波浪和潮汐作用的改造，反映低能环境下沉积物的快速搬运和沉积至陆架边缘的过程[35-36]。

3.1.5 切线型

切线型前积倾斜层具有典型的楔形几何外型特征，整体向下凸起，其顶积层与底积层沉积厚度较薄或几乎不发育，整体厚度可达300 m，前积层倾角范围为4°～7°(见表1)。该前积倾斜体前积层顶部被上覆层序界面削截，自厚度最大处向盆地方向沉积地层坡度不断变陡并蔓延至上陆坡区。滨线拐点位于前积层的最顶端，与陆架坡折带重合。另外，切线型前积倾斜体多发育于“S”型前积倾斜体的东北部，以下的陆坡区可发育以中-低连续性、强振幅杂乱反射为特征的斜坡重力流扇体。

3.2 沉积体系演化与滨线迁移特征

对挪威浅海陆架边缘三角洲体系、Brent三角洲体系等沉积体系的研究表明，滨线轨迹分析与沉积环境、沉积体系进积、加积或退积过程有密切联系[37-38]，可作为一种新的层序地层学研究方法。在稳定的沉积供给条件下，将单个前积倾斜体内相邻拐点连接构成的滨线迁移轨迹划分为上升型、平直型和下降型，将由多套不同层序发育的前积倾斜体坡折点相连组成的滨线迁移轨迹划分为海侵型和海退型，对应两种不同时间和空间的滨线轨迹分析。根据滨岸线向海或向陆方向的迁移轨迹，珠江口盆地北部浅海陆架区珠江组—韩江组可划分为上升海侵型、下降海退型及下降海侵型3种滨线迁移轨迹类型(见图4)，分别对应沉积体系退积—进积—退积3个沉积过程，识别和划分为二级层序的沉积旋回。

图4 珠江口盆地北部早—中中新世前积倾斜体迁移特征(剖面位置见图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

图5 S1-S8滨线迁移轨迹分布Fig.5 Shoreline position of sequence S1-S8

上升海侵型迁移轨迹形成于早中新世早期层序S1-S3(23.8～17.5 Ma)沉积时期。前积倾斜层自层序S1至S3逐渐向陆地方向迁移(见图3-5)，长时间尺度下的滨线迁移轨迹为阶梯式海侵型，滨线自陆架边缘逐渐后退至禺低隆起北部、恩平凹陷及西江凹陷等内陆架区，迁移距离达 115 km(见图5)。S1层序发育厚层的“S”型前积倾斜体，其顶积层与前积层之间的拐点向盆地方向不断上升；短时间尺度下的滨线迁移轨迹呈上升趋势(见图6(c))，反映沉积物不断向海进积且向上加积。S2-S3 层序发育薄层的平行切线型前积倾斜体，分布于最靠陆地方向的内陆架区(见图4)，滨线明显向陆地方向迁移。其层序内部的滨线迁移轨迹呈平直或略微下降趋势(见表1)，形成短暂的海退，而长时间尺度下的滨线迁移轨迹整体呈上升海侵型。

S1层序沉积时期，研究区三角洲体系被搬运至陆架边缘而形成陆架边缘三角洲，主要展布于番禺低隆起南部及白云凹陷北部地区，沉积厚度达 450 m。在重力流滑塌作用下，三角洲前缘或滨岸砂体形成沿陆架坡折带走向展布并呈杂乱反射的斜坡扇沉积(见表1、图6(b))。S2-S3层序沉积时期，三角洲沉积体系逐渐向陆地方向退积，由陆架边缘三角洲演变为平行切线型前积结构的内陆架三角洲，其发育规模及展布范围较 S1 层序时期的陆架边缘三角洲明显变小，主要分布于番禺低隆起北部的珠一坳陷内，靠近华南大陆，沉积厚度不超过 110 m。所在位置远离陆架坡折，受河流控制作用较强烈。

3.2.2 下降海退型

下降海退型迁移轨迹形成于早中新世晚期到中中新世早期，对应于层序S4-S6 (17.5～13.8 Ma)沉积时期。该时期前积倾斜层自内陆架逐步向外陆架方向演化，长时间尺度下的滨线迁移轨迹整体呈阶梯式海退型(见图3-4)，滨岸线大约在13.8 Ma到达外陆架最远端的番禺低隆起南部，迁移距离长达95 km。S1-S6层序发育的下降海退型与上升海侵型迁移轨迹共同组成一个完整的沉积旋回，对应于二级层序CS1。该二级层序时间跨度为10.0 Ma，与文献[39]提出的二级层序时间跨度吻合(见图3-4)。

图6 陆架边缘三角洲体系沉积特征Fig.6 Sedimentary characteristics of shelf-edge delta system

S4层序沉积时期，由于滨线尚处于内陆架区，番禺低隆起北部发育薄层的平行切线型前积倾斜体，其内部主要由前积层构成，滨线迁移轨迹呈略微下降型(见图3、表1)。由于地震三维工区分布有局限性，顺物源方向地震剖面中S5层序未发现明显的前积结构。S6层序沉积时期，斜交切线型前积倾斜体大规模发育，并不断向海推进至位于番禺低隆起南部的外陆架区，外陆架三角洲开始发育，其展布范围随之增大(见图7(a-b))，大体覆盖番禺低隆起、白云凹陷北部区域。斜交切线型前积倾斜层形成的短时间尺度下的滨线迁移轨迹呈略微下降趋势(见表1)，S4-S6层序沉积时期，滨线迁移轨迹呈下降海退型。该时期三角洲沉积体系随滨线不断地向盆地方向进积(见图5)，反映可容纳空间与沉积物供给比的急剧减小。在波浪作用改造下，陆架区发育的三角洲砂体大致平行于陆架边缘排列的(见图7)。

图7 外陆架三角洲体系沉积特征Fig.7 Sedimentary characteristics of outer-shelf delta system

3.2.3 下降海侵型

下降海侵型迁移轨迹形成于中中新世晚期，对应于层序S7-S8(13.8～10.5 Ma)沉积时期。该时期前积倾斜体再次后退至番禺低隆起北部的内陆架区，形成长时间尺度下的海侵型滨线迁移轨迹(见图3-4)，其内部发育两次短期的海退过程，形成两套前积倾斜体。经历中中新世早期大规模海退事件之后，滨线逐渐向靠近陆地的内陆架区迁移，迁移距离达70 km(见图5)。该海侵过程表明第二个长期沉积旋回的开始，对应于二级层序CS2。

S7-S8层序沉积时期，前积倾斜层以切线—“S”型和平行切线型为主，其前积倾斜层拐点表现为向盆地方向略微下降的趋势，短时间尺度下的滨线迁移轨迹呈平直型或下降型(见表1)，因而中中新世晚期以形成下降海侵型迁移轨迹为特征。三角洲沉积体系随之向陆地方向退积，覆盖恩平凹陷、西江凹陷及番禺低隆起北部地区，以弱振幅、高连续性、平行或亚平行反射地震波组为特征的浅海陆棚沉积大范围发育(见表1)，陆坡区形成沿坡折带走向分布的斜坡扇(见图 8(b))。

4 海平面变化

将珠江口盆地北部陆架区早—中中新世时期滨线迁移轨迹，与有孔虫化石等古生物资料得出的珠江口盆地区域海平面曲线[40]进行对比，二者之间具有相同变化趋势和幅度(见图9)。自23.8 Ma开始，海平面整体处于低位，21.0 Ma达到最低点，滨线处于向海方向最远端的陆架边缘附近。21.0 Ma以后，区域海平面呈缓慢上升趋势，滨线迁移轨迹以上升海侵型为特征，滨线向陆地方向迅速迁移，反映相对海平面的上升及快速的海侵作用。随后，区域海平面于早中新世晚期到达最高点，滨线迁移轨迹揭示的最大海侵位置在地震工区及钻井中难以精确识别，推测可能发生在18.0、17.0或16.0 Ma。区域海平面在经历长时间的缓慢上升后开始大规模下降，滨线随沉积体系向盆地迁移，发生大范围的海退作用。该海退期于13.8 Ma结束，且形成下降海退型滨线迁移轨迹。之后，第二次海侵作用开始，滨线再次向陆迁移，区域海平面也开始再次上升。早—中中新世时期，区域海平面的最高点和最低点分别与滨线最大的海侵位置和最大的海退位置吻合，因此滨线迁移轨迹与珠江口盆地区域性海平面变化有良好的对应关系。

滨线迁移轨迹与全球海平面变化之间存在差异性(见图 9)。二级层序CS1沉积时期(23.8～13.8 Ma)，全球海平面变化曲线与滨线迁移轨迹曲线、区域海平面变化曲线一致(见图9)。CS2沉积时期(13.8～10.5 Ma)，滨线迁移轨迹曲线表现与全球海平面变化曲线明显不同。13.8 Ma以后，由于南海海底停止扩张、南极冰盖的形成造成全球海平面发生大规模下降[41-43]，滨线迁移轨迹表现为明显海侵型[44-45]。CS2沉积时期，全球海平面变化曲线亦表现出与区域海平面变化曲线的明显差异，推测原因是研究区中中新世晚期滨线和沉积体系的迁移受构造沉降作用及沉积物源供给的影响更大，较少受到全球海平面升降变化的影响。