南海早中新世珠江期东沙碳酸盐岩台地位于东沙隆起之上, 碳酸盐岩地层厚度0~500余米(图 1).台地西南缘有一排马蹄形环礁带, 称作流花礁带(图1, L--L').台地内部有一排与流花礁带接近平行的马蹄形点礁分布带, 称作东沙礁带(图1, D--D').台地之东北方向直至台湾附近为砂质碎屑沉积分布区, 碳酸盐岩台地相不发育.

图1

Fig.1

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	图1 南海东沙台地下中新统碳酸盐岩地层厚度(m)等值线图底图由中国海洋石油总公司原南海东部石油公司提供; A--A', B--B', C--C'为图2中剖面线位置Fig.1 Isopach of carbonates on the Lower Miocene Dongsha platform in South China Sea

图2

Fig.2

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	图2 南海早中新世东沙碳酸盐岩台地沉积模式Fig.2 Sedimentary facies models of the Early Miocene Dongsha carbonate platform in South China Sea

据钻井资料及地震相恢复的南海早中新世珠江期东沙台地西部生物礁-滩组合发育过程可分为5期(胡平忠和王金中, 1996; Wu Xichun and Li Peihua, 1997; 吴熙纯等, 1998)(图2, 图3).由早至晚依次为:

第Ⅰ 期:珠江期伊始, 在东沙隆起的晚渐新世珠海期滨浅海和三角洲砂岩基底上开始发育含生屑的红藻石滩.在东沙隆起北部陆丰海域火山岩和滨海砂岩基底的地貌高点上生长一个小礁丘, 由苔藓虫障积岩及含红藻石的粒泥岩及漂浮岩组成, 称为LF15-1礁丘(图2, A--A')(由LF15-1-1井钻穿; 钻穿其他生物礁, 滩的井号类推, 见图2, 图3).

图3

Fig.3

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	图3 南海早中新世东沙碳酸盐岩台地钻井剖面对比Fig.3 Correlation of well columns on the Early Miocene Dongsha carbonate platform in South China Sea

第Ⅱ 期:在东沙台地西部首先发育生屑滩, 为生屑泥粒岩及粒泥岩, 构成礁-滩组合的礁基.向其东南方为开阔海台地相间潟湖相含生屑粒泥岩(图2, B--B', C--C').在惠州海域, 流花礁带北段(图 2, B--B'), 可见在礁基滩上HZ33-2台缘珊瑚礁开始定殖.在流花海域(图 2, C--C')LH4-1台缘珊瑚礁开始定殖.

第Ⅲ 期:在流花海域LH4-1台缘珊瑚礁带由拓殖期进入泛殖期.在台缘之前的盆地边缘开始生长塔礁(如LH17-1礁, LH17-2礁).在台缘礁后开始发育大型LH11-1珊瑚块礁(large patch reef)^① , 是流花礁组合的主体, 也是流花油田的主体.台缘礁后及块礁后发育生屑滩相.向其东南方发育开阔海台地间潟湖相含生屑泥粒岩及粒泥岩, 这几个相带一直持续发育至第Ⅳ 期末.在惠州海域, 第Ⅲ 期又可进一步细分为两期.分别为:

第Ⅲ ₁期, 惠州海域HZ33-2台缘珊瑚礁进入泛殖期, 台缘礁后发育HZ34-1珊瑚块礁.在盆地边缘发育HZ33-1珊瑚及珊瑚藻雏塔礁, 因水淹而很快消亡.

第Ⅲ ₂期, HZ33-2礁及HZ34-1礁由泛殖到统殖, 由珊瑚礁向珊瑚藻礁转变, 至第Ⅲ ₂期末因水淹而消亡.

第Ⅳ 期:在流花海域LH4-1礁仍处于泛殖期, 发育珊瑚及珊瑚藻礁.LH17-1塔礁及LH17-2塔礁也发育珊瑚及珊瑚藻, 至第Ⅳ 期末消亡.LH11-1礁发育珊瑚及珊瑚藻, 至统殖期被红藻石礁坪相覆盖.

第Ⅴ 期:因台地广泛水淹, 生物礁-滩组合被深水陆棚相砂泥岩覆盖.只在LH4-1台缘礁顶发育一个珊瑚藻小塔礁.

1)白垩状结构灰岩具有"结构, 构造退化"的特征.镜下观察发现, 白垩状结构灰岩的原始结构, 构造都保存完整, 没有产生变形或磨蚀.但是, 白垩状结构灰岩的原始显微结构, 构造变模糊, 可以称作"结构, 构造退化".这种结构, 构造退化不是由重结晶或胶结作用引起, 而是由白垩状结构化引起.即沉积物由(高)镁方解石或文石组成的原始灰泥基质, 颗粒及生物组织, 包括很能抵抗成岩作用的珊瑚藻, 有孔虫等介壳类的组织大部分产生了微晶低镁方解石化, 少部分产生了微亮晶化, 都称作新生变形(Flü gel, 2004), 从而岩石结构, 构造变得模糊不清晰(图 4-1, 4-2).

2)白垩状结构灰岩发育丰富的晶间微孔隙.在低镁方解石微晶和微亮晶格架中产生丰富的晶间微孔隙, 形成晶间微孔喉网络, 孔隙度可达20%以上, 从而形成白垩状结构.不过, 这种微孔隙直径约0.2~10, μ m, 在低倍显微镜下很难分辨(图 4-1, 4-2).

图4

Fig.4

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	图4 流花生物礁-滩组合中岩石组构的显微照片 1--LH4-1-1井白垩状珊瑚藻Corallina cossmanni, × 50; 2--LH4-1-1井白垩状石枝藻属Lithothamnium sp., × 20; 3--LH11-1-1A井白垩状珊瑚藻屑颗粒岩, × 100; 4--LH11-2-1井白垩状含有孔虫珊瑚藻屑颗粒岩, × 100; 5--HZ33-1-1井非白垩状珊瑚Tarbellastrea sp., 胶结物发育, × 10; 6--HZ33-1-1井非白垩状苔藓虫类, × 50; 7--LH11-2-1井非白垩状含有孔虫海绿石 的粒泥岩, × 100; 8--DS7-1-1井非白垩状抱球虫泥粒岩, × 100Fig.4 Microscopic photos of petrological fabrics in Liuhua reef-bank complex

由于白垩状结构灰岩多发育微孔, 为进一步溶蚀和淋滤提供作用空间, 使部分微孔隙扩大, 形成具有溶蚀孔洞的白垩状结构灰岩.在镜下可见这种具有结构, 构造退化特征的生物组织或生物屑的溶孔灰岩(图 4-3, 4-4).流花生物礁-滩组合的各个沉积相带中的岩石大部分产生了不同程度的白垩状结构化.

3)白垩状结构灰岩很少发生胶结作用.白垩状结构灰岩由于经过长期充分溶蚀和淋滤, 胶结物及泥质充填物都很少.

在镜下观察不具白垩状结构或没有产生白垩状结构化的灰岩, 主要经受过强烈的胶结作用和重结晶作用, 有的组构产生了泥晶化作用, 微孔及显孔都不发育, 含泥质多的灰岩孔隙也不发育.如处于盆地中的HZ33-1雏塔礁未产生白垩状结构化, 微孔及显孔不发育(图 4-5, 4-6).由LH11-2-1井钻穿的流花礁后开阔海台地相含有孔虫的海绿石粒泥岩及灰泥岩(图 4-7), 及由DS7-1-1井钻穿的开阔海台地相含抱球虫等浮游有孔虫的粒泥岩(图 4-8), 没有产生白垩状结构化, 其微孔隙也不发育.

通过扫描电镜能更有效, 确切地辨认和鉴定白垩状结构.图5-1中可见由低镁方解石微晶组成的白垩状珊瑚骨架岩的微孔隙格架.图5-2中可见由低镁方解石微晶组成的白垩状有孔虫粒缘空隙.流花礁-滩组合中各种白垩状组构都已形成低镁方解石微晶格架, 具有发育的晶间孔喉网络, 含亮晶方解石胶结物很少(图 5-3, 5-4, 5-5, 5-6).

未产生白垩状结构化的原始沉积组构则保存完好, 如HZ33-1雏塔礁中的珊瑚藻盖覆岩(coverstone)在电镜下可见完整的原始显微组构(图 5-7), 雏塔礁中亮晶方解石甚发育(图 5-8).

通过观察钻穿流花生物礁-滩组合几个典型井的取心段, 初看起来各井受油田底水浸泡层位的岩心具有明显的白垩状组构(图6-1).以LH11-1-1A井的底水段(F段)为例, 该段岩心以层状珊瑚骨架岩为主, 间夹珊瑚藻盖覆岩.岩心呈白色, 微显淡灰或淡黄, 疏松酥脆, 底水段取心率甚低.岩心的平均孔隙度达28.5%, 平均渗透率达535× 10^-3 μ m².表明油田底水段确系白垩状或具白垩状结构的孔隙灰岩.然而, 通过观察油田的高产储集层取心段, 岩心亦甚疏松酥脆, 取心率甚低(图6-2).将油田的不同储集层段的岩心充分抽提后, 则显现出岩心具有不同程度的白垩状结构(图6-3).以LH11-1-1A井产层段(B段)为例, 岩心的平均孔隙度达29.6%, 平均渗透率达595× 10^-3 μ m², 其孔渗性比油田底水段(F段)岩心的孔渗性还好.

图5

Fig.5

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图5 流花生物礁-滩组合中岩石组构的扫描电镜照片 1--LH11-1-1A井白垩状珊瑚藻骨架孔(酸蚀铸体), × 700; 2--LH11-2-1井白垩状有孔虫粒缘孔(酸蚀铸体), × 290; 3--LH11-2-1井白垩状有孔虫组织的溶蚀微晶方解石及晶间溶孔, 比例尺50, μ m; 4--LH11-2-1井中白垩状泥粒岩的微菱形晶及晶间孔, 晶尖受溶蚀, 含少量方解石胶结物, 比例尺50, μ m; 5--LH11-2-1井中白垩状泥粒岩的陡斜菱面体微晶及晶间孔, 比例尺50, μ m; 6--LH11-2-1井白垩状泥粒岩的微晶方解石, 晶面见溶蚀坑, 晶间孔发育, 比例尺50, μ m; 7--HZ33-1-1井非白垩状珊瑚藻柱状方解石, 比例尺100, μ m; 8--HZ33-1-1井非白垩状珊瑚藻架孔充填云母片状方解石, 比例尺100 μ mFig.5 SEM photos of petrological fabrics in Liuhua reef-bank complex

图6

Fig.6

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	图6 流花生物礁-滩组合及开阔海台地相钻井岩心照片 1--LH11-1-4井油田底水段白垩状珊瑚骨架岩; 2--LH11-1-1A井储集层段白垩状含油岩心; 3--用氯仿反复抽提的白垩状含油岩心, × 0.5; 4--LH11-1-4井饱含油的白垩状珊瑚骨架岩, × 0.5; 5--LH4-1-1井含油的白垩状珊瑚藻盖覆岩; 6--LH11-1-4井白垩状红藻 石砾状岩; 7--LH11-1-2井白垩状有孔虫泥粒岩; 8--HZ33-1-1井非白垩状珊瑚藻盖覆岩Fig.6 Drilling cores photos from Liuhua reef-bank complex and open marine platform facies

因此, 白垩状孔隙灰岩并不局限于油田底水浸泡段, 流花油田发育明显的白垩状孔隙储集层.

4.2.1 白垩状生物礁相珊瑚及珊瑚藻骨架岩

这种储集岩是由珊瑚及珊瑚藻骨架岩经过不同程度的白垩状结构化而形成的, 除产生大量晶间孔外, 还有许多生物骨架孔洞, 生物铸模孔洞, 遮蔽孔洞和无选择性溶蚀孔洞等.储集岩主要赋存在LH4-1台地边缘礁及LH11-1台缘礁后块礁中.白垩状结构化较充分的井段储集岩(图6-4)孔隙度为15.5%~33.3%, 平均25.8%, 渗透率为26× 10^-3~9329× 10^-3 μ m², 平均2383× 10^-3 μ m².中度及弱白垩状结构化井段的储集岩(图6-5)孔隙度为6.1%~27.8%, 平均18.2%, 渗透率为0.01× 10^-3~1663× 10^-3 μ m², 平均362× 10^-3 μ m².

4.2.2 白垩状礁坪相红藻石砾状岩及漂浮岩

储集岩是由红藻石砾状岩(rudstone), 红藻石漂浮岩, 含红藻石及生屑的泥粒岩及粒泥岩经不同程度白垩状结构化而形成的, 发育大量晶间孔, 粒间孔及粒内孔.储集岩赋存在LH11-1块礁的(含)红藻石礁顶滩或礁坪以及与台缘礁之间的礁间滩中, 其孔隙度为6.7%~36%, 平均26.2%, 渗透率为0.01× 10^-3~5609× 10^-3 μ m², 平均1224× 10^-3 μ m²(图6-6).

4.2.3 白垩状礁后滩相珊瑚藻屑有孔虫颗粒岩及泥粒岩

储集岩是富含珊瑚藻屑及有孔虫类的颗粒岩及泥粒岩经不同程度白垩状结构化而形成的, 产生大量晶间孔, 粒间孔, 粒内孔和铸模孔等.储集岩主要赋存在LH11-1块礁的礁后滩中, 如LH11-1-1A井的1239~1248, m井段, LH11-1-2井的1233~1236, m井段, 其孔隙度为6.5%~31.6%, 平均25.8%, 渗透率为0.01× 10^-3~3540× 10^-3 μ m², 平均514× 10^-3 μ m²(图6-7).

南海早中新世珠江期东沙台地的白垩状孔隙储集层段赋存在流花马蹄形环礁带的礁-滩组合中.以东沙台地中的主体生物礁-滩组合流花礁-滩组合为例(图1), 含白垩状孔隙储集层段的沉积相带(图2, 图3)包括:

1)LH4-1台地边缘礁.由LH4-1-1井等井钻穿(图 6-5).

2)台地边缘礁后LH11-1块礁.由LH11-1-1A井, LH11-1-3井, LH11-1-4井等井钻穿(图 6-2).

3)台地边缘礁后的礁坪或块礁的礁顶滩, 以及台地边缘礁与块礁之间的礁间滩.由LH11-1-1A井, LH11-1-3井, LH11-1-4井等井钻穿(图 6-6).

4)块礁的礁后滩.由LH11-1-2井部分钻穿(图 6-7).

5)礁坪.在流花礁带南段, LH18-1-1井及LH18-2-1井取心段红藻石泥粒岩属于流花礁带的礁坪相, 取心段虽然普遍具白垩状结构化, 储集层质量良好, 但不含油.这可能是由于来自其南方白云凹陷的油源无法穿过几条反向断层, 到达LH18-1及LH18-2构造.

6)珊瑚间夹珊瑚藻礁.钻穿流花油田各井底水浸泡段为珊瑚间夹珊瑚藻礁, 具强烈的白垩状结构化, 但不含油(图 6-1).

总之, 流花油田白垩状孔隙储集层段的优选沉积相带位于东沙台地海底原始地貌隆起带的流花生物礁-滩组合部位.

此外, 不含白垩状孔隙储集层段的沉积相带(图2, 图3)包括:

1)HZ33-1雏塔礁, LH17-1塔礁及LH17-2塔礁.在宏观上其应该都属于流花礁-滩组合的一部分.但是, 以HZ33-1礁为例, 由于该礁位于深水盆地边缘, 较早被水淹, 没有产生白垩状结构化, 所以不含白垩状孔隙储集层, 只有裂缝性储集层, 含少量油(图 6-8).

图7

Fig.7

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图7 流花生物礁-滩组合及开阔海台地的钻井岩心及其镜下特征照片 1--LH4-1-1井致密段非白垩状珊瑚骨架岩; 2--DS7-1-1井非白垩状具波状纹理的粒泥岩; 3--LH11-1-4井礁-滩组合盖层中潟湖相非白垩状含海绿石及黄铁矿的灰质泥岩, × 0.3; 4--LH11-1-4井红藻石礁坪顶部大气淡水渗流通道中渗漏充填物(黄箭头为渗流通道入口, R为红藻石); 5--LH11-1-4井红藻石礁坪顶部大气淡水渗流通道中渗漏充填物及虫钻孔(红箭头为虫钻孔方向); 6--LH11-1-4井红藻石礁坪顶部大气淡水渗流通道中渗漏充填物及双壳潜穴; 7--LH4-1-1井礁顶珊瑚藻盖覆 岩中渗流喀斯特袋, × 40; 8--LH4-1-1井礁顶珊瑚藻架孔示底渗流粉砂岩, × 100Fig.7 Drilling cores and their microscopic photos from Liuhua reef-bank complex and open marine platform facies

2)流花礁-滩组合内部的个别红藻石砾状岩及珊瑚--珊瑚藻骨架岩层段, 也称"致密段". 由于胶结作用强烈, 其没有产生白垩状结构化, 不含油.在含油层段, 因白垩状结构化不均匀, 局部也有致密灰岩夹层."致密段"因受强烈胶结作用, 堵塞了原始孔隙(图 7-1).

3)开阔海台地.LH11-1-2井大部取心段属于开阔海台地相, 没有产生白垩状结构化, 不含油(由于该井位于礁后滩与开阔海台地过渡带中, 井段上部具有白垩状有孔虫滩相夹层, 含油).

4)开阔海台地间潟湖.流花礁带与东沙点礁带之东南方为开阔海台地间潟湖相带, 由DS7-1-1井等井钻穿, 没有产生明显的白垩状结构化, 不含油(图 7-2).

总之, 没有产生白垩状结构化, 也不含白垩状孔隙储集层的沉积相带有两类:第1类是深水盆地边缘.如位于盆地中的小塔礁及陆棚斜坡碳酸盐沉积; 第2类是原始沉积地貌低洼地带.如流花礁-滩组合东南方的开阔海台地间潟湖相沉积.

东沙台地白垩状结构化优选台地中生物礁-滩组合的原始沉积地貌隆起带的问题, 是作者讨论该区白垩状结构化机理的重点.论述该区白垩状结构化机理时还要从反面讨论为什么在东沙台地的原始地貌低洼地带, 如深水盆地边缘小塔礁, 尤其是礁后开阔海台地间潟湖相的含生屑粒泥岩及灰泥岩中反而没有产生白垩状结构化, 这与持狭义白垩状结构化论者的证据不符(吴熙纯等, 2010).

流花礁-滩组合在统殖期末存在整个礁-滩组合的暴露, 其证据是:在礁-滩组合顶部发现有暴露面, 大气淡水渗流通道, 喀斯特袋或喀斯特室, 虫钻孔, 渗流粉砂示底构造, 重力胶结等.

流花礁-滩组合在统殖期后被6~7, m泥岩盖层覆盖 (图 7-3), 而在此之前, 礁-滩组合顶面是一个暴露面, 见明显的渗流通道(图 7-4).有与渗流通道同方向的虫钻孔(图 7-5, 7-6).镜下可见在流花礁顶部有喀斯特袋(图 7-7)及藻架孔示底渗流粉砂(图 7-8).这些都是流花礁-滩组合在统殖期末存在成岩早期暴露的证据.

从宏观看, 该区产生白垩状结构化的沉积相带只限于流花礁-滩组合在统殖期末经过成岩早期暴露的相带.礁后开阔海台地相间潟湖相粒泥岩及灰泥岩不属于流花礁-滩组合范畴, 没有最终暴露, 则没有产生白垩状结构化(图 2).位于深水盆地边缘的HZ33-1雏塔礁虽然属于广义的流花生物礁-滩组合, 由于没有最终暴露, 也没有产生白垩状结构化.东沙台地的白垩状结构化作用选择成岩早期暴露的相带, 表明该区的白垩状结构化作用是在成岩早期大气淡水环境中形成的.

5.2.1 稳定同位素组成

表1列出流花礁-滩组合中某些钻井具不均匀白垩状结构岩心全岩样的¹⁸O和¹³C平均值.从表1可见各井具白垩状结构样的同位素组成高于全部样品的平均同位素组成.表明白垩状结构化是一种溶蚀淋滤作用的产物, 使粒间孔隙中不纯物质流失, 以及白垩状结构缺乏外源HC O3-形成的方解石胶结物(吴熙纯等, 2010), 保留了较重的¹⁸O和¹³C.

表1

Table 1

表1(Table 1)

表1 早中新世流花生物礁-滩组合典型钻井岩心氧, 碳同位素平均值 Table 1 Average oxygen and carbon isotopic values of the core rock samples from drilling wells of the Early Miocene Liuhua reef-bank complex 井号 岩性 白垩状结构岩样平均值/‰ 总岩样平均值/‰ δ 18O δ 13C δ 18O δ 13C LH4-1-1 珊瑚--珊瑚藻骨架岩 -3.81 +0.82 -4.29 +0.46 LH11-1-4 珊瑚--珊瑚藻骨架岩及红藻石砾状岩 -3.42 +0.70 -4.36 -0.39 LH11-1-1A 珊瑚藻礁屑角砾岩 -2.89 +0.98 -5.11 -2.05 LH11-2-1 生屑泥粒岩 -3.32 +0.83 -3.52 -0.23 注:平均值据200个全岩样的分析结果得出.

表1 早中新世流花生物礁-滩组合典型钻井岩心氧, 碳同位素平均值 Table 1 Average oxygen and carbon isotopic values of the core rock samples from drilling wells of the Early Miocene Liuhua reef-bank complex

表2

Table2

表2(Table2)

表2 几个地区古近纪, 新近纪及现代白垩状孔隙灰岩的沉积, 成岩特征及稳定氧, 碳同位素组成 Table2 Sedimentary and diagenetic characteristics and composition of stable oxygen and carbon isotopes of the Paleogene, Neogene and present chalky porous limestones in several areas 地区 时代 样品类型 δ 18O/‰ δ 13C/‰ 沉积相带 白垩状结构成岩环境 资料来源 巴哈马 现代 碳酸盐沉积物 -1.0~+1.0 +4~+5 大巴哈马滩 (非白垩状) Maliva等 (2009) 太平洋 Marshall群岛 现代 雨水 -5.5~-3.5* Enewetak环礁 后礁带浅水台地 Saller和Moore (1989) 更新世 白垩状文石珊瑚 平均-3.0 平均-1.5 成岩早期混合水带 印尼Sumatra岛 北部A油田 中新世 白垩状孔隙含生屑似球粒粒泥岩及灰泥岩基质 -9~-6 -3~+1 珊瑚藻礁 (Malacca灰岩) 成岩中期孔隙海水埋藏带 Moshier(1989) 中国南海东沙 流花油田 早 中 新 世 白垩状珊瑚--珊瑚藻骨架岩 平均-3.81 平均+0.82 东沙台地流花 生物礁-滩组合 成岩早期大气淡水带始成岩白垩状结构化; 成岩中--晚期中--深埋藏带发生强烈溶蚀, 淋滤 本文 白垩状珊瑚--珊瑚藻骨架岩及红藻石砾灰岩 平均-3.42 平均+0.70 白垩状珊瑚藻礁屑角砾岩 平均-2.89 平均+0.98 白垩状有孔虫生屑泥粒岩 平均-3.32 平均+0.83 美国 Florida南部 中--晚 始新世 白垩状含生屑有孔虫灰泥岩, 粒泥岩及颗粒岩 平均-0.40 平均+1.62 缓坡 成岩早期大气淡水带 Maliva等 (2009) 注:* 表示其单位不是PDB, 而是SMOW.

表2 几个地区古近纪, 新近纪及现代白垩状孔隙灰岩的沉积, 成岩特征及稳定氧, 碳同位素组成 Table2 Sedimentary and diagenetic characteristics and composition of stable oxygen and carbon isotopes of the Paleogene, Neogene and present chalky porous limestones in several areas

将表1中白垩状碳酸盐岩的¹⁸O与¹³C组成与大巴哈马滩现代碳酸盐沉积物的同位素组成对比(表 2), 可见该区的¹⁸O及¹³C都已贫化变轻, 表明该区碳酸盐岩经受过成岩作用.该区碳酸盐岩同位素组成与太平洋Marshall群岛更新世处于成岩早期混合水带白垩状文石珊瑚的同位素组成近似, 与美国Florida南部中--晚始新世滩相大气淡水成岩环境白垩状碳酸盐岩的同位素组成亦很近似, 表明该区碳酸盐岩的白垩状结构化与成岩早期的大气淡水有关.印尼Sumatra岛北部中新世白垩状珊瑚藻礁组合的灰泥岩及粒泥岩基质中¹³C值与本区相似, 而其 ¹⁸O 则显著偏轻.可能因其白垩状结构化产生于成岩中期, 其¹⁸O贫化明显.

5.2.2 痕量元素

以该区生物礁中珊瑚及珊瑚藻骨架捕捉的灰泥基质作为标准参比物质, 将礁-滩组合中各种岩类与灰泥岩基质的痕量元素值, 以礁中灰泥基质的痕量元素含量为原点作图(图 8).由图8可见, 白垩状礁-滩相灰岩(珊瑚及珊瑚藻骨架岩, 红藻石砾状岩及有孔虫颗粒岩)富含Mn, 指示礁-滩组合的白垩状结构化产生于成岩早期开放系统(Flü gel, 1982, 2004).白垩状的礁-滩相灰岩富含Ca, 是由于强烈溶蚀, 淋滤使礁, 滩中杂质流失, Ca质富集.

白垩状礁-滩相灰岩的Sr含量相对于礁基质中Sr含量稍高, 说明珊瑚骨架岩等组构之文石中的Sr经大气淡水作用后尚未大量流失.Zn的含量亦比礁基质稍高, Zn是成岩晚期环境标志(Flü gel, 1982), 指示礁-滩组合在成岩晚期受到进一步的溶蚀, 淋滤作用.

图9以LH11-1-4井为例, 参考Longman(1980)及Flü gel(1982)列出成岩早期大气淡水成岩作用模式.从图9可见6个岩性段的储集层分布与成岩早期大气淡水成岩作用模式和白垩状结构化过程密切相关.

A 段:第2期大气淡水渗流充填带 A段顶面是LH11-1块礁之上的礁后坪红藻石滩相红藻石砾状岩的顶面, 是礁-滩组合统殖期后的暴露面, 称第2期暴露面(图 9), 该暴露面相当于东沙台地16.5, Ma层序界面(图 3).A段在各井厚3~5, m不等, 相当于层序界面之上的低水位潟湖相含灰质泥岩下渗带, 属于成岩早期大气淡水渗流带之上部, 称作第2期大气淡水渗流充填带.喀斯特渗流通道, 喀斯特袋发育(图 7-4, 7-5, 7-6).渗流带的孔隙被渗漏泥砂堵塞, 白垩状结构化差, 孔渗性也差.

图8

Fig.8

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	图8 早中新世东沙台地钻井岩心样品痕量元素对比 a--礁中灰泥岩基质; b--白云化泥粒岩; c--白垩状礁灰岩; d--苔藓虫虫室亮晶; e--开阔海台地相含浮游有孔虫粒泥岩; f--澙湖相灰质泥岩; g--滩相底栖有孔虫泥粒岩Fig.8 Correlation of trace elements in drilling core samples of the Early Miocene Dongsha platform

图9

Fig.9

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	图9 过LH11-1块礁各井岩性段及其成岩相带发育期(岩性段划分据中海油总公司深圳分公司资料)Fig.9 Lithologic divisions of wells through LH11-1 large patch reef, and their development stages of diagenetic facies zones

B段:第2期大气淡水渗流溶解-沉淀带及第2期大气淡水潜流不饱和带 本段位于流花11-1块礁之上的礁坪相或礁顶红藻石滩相带内.本段上部为第2期大气淡水渗流溶解--沉淀带.本带溶解作用比较强烈, 溶解作用强度大于沉淀作用.沉淀带内主要是胶结作用形成的亮晶方解石沉淀, 多集中于大型红藻石的虫钻孔中, 红藻石滩中的基质和红藻石无钻孔部位均疏松多孔, 具有较好的白垩状孔隙储集层.本段中, 下部为第2期大气淡水潜流不饱和带, 为主要的白垩状结构化造孔带.潜流带循环水活跃, 规模大, 钙离子不饱和, 不易产生胶结作用, 形成优质白垩状孔隙储集层.

C段:第2期大气淡水潜流饱和带及第1期大气淡水渗流充填带 本段上部为第2期大气淡水潜流饱和带, 位于红藻石滩相带底部.由于产生强烈胶结作用, 岩性致密, 孔渗性很差, 俗称"致密段".本段中部, 在LH11-1-4井1236.6, m是一个沉积相分界面, 界面上部是红藻石滩, 下部是珊瑚--珊瑚藻礁.界面属于礁顶的暴露面, 称第1期暴露面.本段下部是第1期暴露面之下的第1期大气淡水渗流充填带(亦称作"致密段").在礁顶部发育喀斯特袋及干裂缝, 渗流通道被渗漏沉积物充填.δ ¹³C曲线负异常的拐点(即最贫¹³C的点)不在珊瑚及珊瑚藻礁顶暴露面位置, 而是在渗流充填带底部(井深1240.7, m), 即C段与D段的界面处, 与第1期大气淡水渗流充填带的¹³C贫化有关(图9).C段白垩状结构化甚差, 孔隙性也差.

D段:第1期大气淡水渗流溶解-沉淀带及第1大气淡水潜流不饱和带上部 D段以礁相珊瑚骨架岩为主, 间夹珊瑚藻盖覆岩.D段与B段成岩相近似, 是白垩状结构化造孔带, 孔渗性极好, 具有优质白垩状孔隙储集层.

E段:第1期大气淡水潜流不饱和带下部 E段仍以珊瑚骨架岩为主, 本段胶结作用不明显, 孔隙性尚好, 发育石油储集层.

F段:油田底水溶解带 本段的岩心主要是珊瑚骨架岩, 间夹少量珊瑚藻盖覆岩, 可见明显的松软, 酥脆白垩状结构(吴熙纯等, 1998; 岳大力等, 2005).关于油田底水段珊瑚骨架岩的白垩状结构是否是油田底水腐蚀浸泡的结果, 这个问题值得仔细研究.过LH11-1块礁的LH11-1-1A井中现代油田水pH值为9.62, 它是珠江口盆地油田水pH值最高的井, 该井油田底水段岩心具明显的白垩状结构.而过HZ33-1雏塔礁的HZ33-1-1井油田水pH值为7.8, 该井岩心却没有产生白垩状结构化.可见LH11-1块礁具有白垩状结构的底水段不是近代油田水酸性腐蚀的结果.尚没有人研究过成岩早期礁-滩组合中成岩水的pH值.看来油田底水段珊瑚骨架岩的白垩状结构化也是与成岩早期大气淡水成岩环境有关.E段和F段可能都属于大气淡水潜流不饱和带.饱和带可能位于F段之下, 目前尚无钻井证实.

总之, 流花礁-滩组合的白垩状结构化与成岩早期的大气淡水成岩模式关系密切.

流花生物礁-滩组合在统殖期以后究竟是立即被水淹还是经过早期暴露后再被水淹的问题, 牵涉到该生物礁-滩组合是否存在过大气淡水成岩作用问题, 及是否存在过成岩早期大气淡水白垩状结构化的问题, 需要进行探讨.

在早中新世流花生物礁-滩组合的统殖期之后, 存在东沙台地水淹问题.Erlich等(1990, 1993)依据地震资料, LH4-1-1井及LH11-1-3井等井的测井和岩心资料, 论述了东沙台地的水淹问题.他们的主要观点是东沙台地的礁, 滩发育末期没有经过暴露侵蚀即直接因接踵而至的台地水淹作用而被盆地相覆盖.其主要证据是:在LH11-1-3井及其他井的礁-滩组合顶面之上存在高水位凝聚层, 为含海绿石的灰质泥岩, 等等.

作者的观点是:早中新世东沙台地确实存在水淹层序, 造成台地和生物礁-滩逐期向东沙岛方向后退.然而流花礁-滩组合则是经过成岩早期地表暴露之后才发生水淹.证据如下:

1)流花礁-滩组合顶部有暴露面.在流花块礁之上的礁坪红藻石滩相红藻石砾状岩的顶面与潟湖相灰质泥岩盖层之间是一个明显的暴露面.Erlich 等(1993)在LH11-1-3井附近及东沙礁带的地震剖面上也发现了礁后台地的侵蚀面, 并认为是水底海蚀的结果.实际上这是一个成岩早期地表暴露面.

2)在暴露面之下有大气淡水渗流带标志.Erlich 等(1990, 1993)所举无暴露水淹证据的LH4-1-1井及LH11-1-3井的生物礁-滩组合顶部存在许多大气淡水渗流带标志, 如许多渗流粉沙示底构造和渗流喀斯特袋和潜穴(图 7-7, 7-8).在LH11-1-4井礁坪红藻石滩顶部发现喀斯特渗流通道和平行渗流通道的虫钻孔(图 7-4, 7-5, 7-6).在钻穿流花礁-滩组合顶部的各井岩心中普见渗流粉沙, 示底构造, 虫钻孔, 有时见重力胶结.

3)所谓"凝聚层"乃是低水位局限海潟湖相沉积.Erlich 等(1990, 1993)所指的流花生物礁-滩组合之上有6~7, m厚的所谓凝聚层, 经作者研究不是凝聚层而是在台地水淹之前短期的低水位局限海潟湖相向开阔海过渡沉积(图 7-3), 其中含有海绿石, 不能证明是深水相, 含许多黄铁矿, 代表局限海环境, 不含丰富的深水相标志, 如抱球虫, 放射虫, 海绵骨针等.可见在流花生物礁-滩组合统殖期之后凝聚层或发育不良, 或因礁-滩最终暴露而被侵蚀.

在惠州海域, 由HZ33-2礁的波阻抗剖面及钻穿礁后滩和开阔海台地相的HZ34-1-1井(图2, 图3)资料得知, 在17.5, Ma层序界面之下孔渗性很好, 推测在这一层序界面之下的沉积层段产生过第1期白垩状结构化阶段.

钻穿流花礁-滩组合的白垩状结构井段位于16.5, Ma层序界面之下, 此界面相当于第Ⅳ 礁--滩组合发育期沉积层段的顶面(图 2).白垩状结构井段在第Ⅳ 期沉积层段中厚约100余米, 属于第2期白垩状结构化阶段.显而易见, 第2期白垩状结构化阶段产生在16.5, Ma层序界面之下, 是由该界面的暴露和低水位引起的大气淡水成岩环境而形成的.

由LF15-1-1井钻穿的LF15-1礁丘--滩相组合位于第Ⅰ 期沉积层段中, 由HZ33-1-1井钻穿的HZ33-1雏塔礁位于第Ⅲ 期沉积层段中, 它们均不直接位于上述层序界面之下, 因此都未产生白垩状结构化.

流花生物礁-滩组合所处的流花地区, 自早中新世以来持续保持低势汇流区类型的水动力场, 是地下水长期汇聚的地区(图 10).

图10

Fig.10

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	图10 早中新世--中中新世珠江口盆地东部地下水势图(由宋焕荣, 黄尚瑜制图)Fig.10 Groundwater hydrodynamic trend map of eastern part of Early-Middle Miocene Zhujiangkou Basin

该区长期水动力场机制进一步说明了流花生物礁-滩组合白垩状结构化和白垩状孔隙储集层的形成机理, 即流花生物礁-滩组合在统殖期末的大气淡水成岩环境中形成白垩状微孔隙结构, 在其后的地史中又受到多向压释地下水作用, 使白垩状微孔隙结构经受长期持续的淋滤, 淘洗和溶蚀, 并且抑制了广泛胶结作用, 形成多孔洞的白垩状孔隙储集层.该区白垩状孔隙灰岩中的低镁方解石微菱形晶上有许多溶蚀坑(图 5-6), 或晶体棱角被溶蚀(图 5-3, 5-4, 5-5), 是成岩早期以后进一步受溶蚀, 淋滤的微观证据.

流花地区这一在地史中持久的低势水动力场模式, 造成油气大量聚集在流花生物礁-滩组合中, 形成流花油田.在油田形成以后, 由于这一低势水动力场继续存在, 也产生一些副效应, 如造成油藏中油质过稠, 及油田开发中地下水锥进过快等.

南海中新世东沙台地的沉积模式与东南亚对比有很大相似性. 据Sun和 Esteban(1994), 东南亚中新世碳酸盐岩台地沉积环境及生物礁-滩组合模式(图 11)为:(1)台地发育于中新世热带及亚热带潮湿浅海环境; (2)台地常位于坳陷盆地内的隆起带上, 如马来西亚滨外Sarawak盆地的中央Luconia台地, Bombay盆地中的Bombay高地, 北Sumatra盆地中的Arun油田等; (3)台地常为孤立台地, 被深水环绕, 台地上发育达200, m以上的海进碳酸盐沉积; (4)东南亚中新世的典型生物礁-滩组合沉积模式见图12, 礁-滩组合中常有规模较大的台缘礁后块礁, 礁-滩组合常由珊瑚骨架岩, 珊瑚藻盖覆岩, 红藻石砾状岩及有孔虫颗粒岩, 泥粒岩组成.

东南亚中新世碳酸盐岩台地的上述特点在南海东沙都有:南海中新世东沙台地与东南亚处于相同气候带, 位于珠江口盆地的东沙隆起上(图 1), 是一个孤立台地; 流花生物礁-滩组合的沉积模式(图 2)与东南亚的礁-滩组合沉积模式(图 11)非常相似, 东南亚台地边缘礁后块礁和LH11-1块礁都是礁组合的主体.

图11

Fig.11

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	图11 东南亚中新世碳酸盐陆棚沉积模式(据Sun 和 Esteban, 1994, 有修改)Fig.11 Sedimentary pattern of the Miocene carbonate shelf in southeastern Asia(modified from Sun and Esteban, 1994)

图12

Fig.12

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	图12 南苏门答腊中新世盆地钻井测井地质剖面(据Sun 和 Esteban, 1994, 有修改)Fig.12 Drilling logging geological columns in southern Sumatra Miocene Basin(modified from Sun and Esteban, 1994)

东南亚马来西亚中新世滨外Sarawak盆地的中央Luconia台地, 据Epting(1980)研究, 在台缘礁的前礁及礁坪相以及礁后潟湖和点礁相的灰泥支撑粒泥岩及灰泥岩, 受大气淡水淋滤溶蚀形成白垩状孔隙灰岩, 其孔隙度10%~20%, 渗透率5× 10^-3~50× 10^-3μ m², 是白垩状结构化形成的.此外, 在上述沉积相带的颗粒支撑的岩石中有含丰富铸模孔的灰岩, 也是大气淡水淋滤溶蚀形成的.

Moshier(1989a)研究了印尼Sumatra岛北部中新世Malacca灰岩中的珊瑚藻礁组合形成的H油田和A油田.H油田的礁组合中含生屑似球粒粒泥岩及灰泥岩的基质不含白垩状微孔隙.而A油田的礁组合中类似的基质含有丰富的白垩状微孔隙.据同位素分析(表 2), H油田的δ ¹⁸O值与A 油田近似, 而δ ¹³C值明显偏轻, 表明H油田礁组合中的基质因受地表层大气淡水作用, 受土壤气中CO₂(¹²C)的干扰.而A油田的δ ¹³C偏重, 表明白垩状结构成岩过程未受大气淡水干扰.Moshier(1989a)认为A油田的白垩状孔隙储集层是在"海水--埋藏"成岩环境(指孔隙海水埋藏环境--作者注)中形成的.该区有关白垩状结构成因的解释与南海东沙台地不同.

Sun和 Esteban(1994)在印尼南Sumatra中新世盆地钻井中确定孔隙度大于10%的碳酸盐岩储集层恰好位于层序界面之下, 与层序界面的暴露及大气淡水淋滤作用有关(图 12).这一特点与南海东沙很相似.

东南亚中新世与成岩早期大气淡水成岩环境有关的铸模孔隙型储集层及白云化储集层可能都经受过先期白垩状结构化成岩过程, 为后期的古岩溶或白云化提供成岩溶液作用空间及通道.