于兴河, 梁金强, 方竞男, 丛晓荣, 姜龙燕, 王建忠. (2012)珠江口盆地深水区晚中新世以来构造沉降与似海底反射(BSR)分布的关系* [J]. 古地理学报, 14(6): 787-800
Yu Xinghe, Liang Jinqiang, Fang Jingnan, Cong Xiaorong, Jiang Longyan, Wang Jianzhong. (2012)Tectonic subsidence characteristics and its relationship to BSRdistribution in deep water area of Pearl River Mouth Basin since the Late Miocene[J]. Journal Of Palaeogeography, 14(6): 787-800. DOI:  
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珠江口盆地深水区晚中新世以来构造沉降与似海底反射(BSR)分布的关系*
于兴河1, 梁金强2, 方竞男1, 丛晓荣1, 姜龙燕1, 王建忠1
1 中国地质大学(北京)能源学院,北京 100083
2 广州海洋地质调查局, 广东广州 510760

第一作者简介 于兴河,男,1958年生,教授,博士生导师,主要从事油气储集层沉积学与建模技术、含油气盆地分析与模拟的科研与教学工作。E-mail:billyu@cugb.edu.cn;电话:13501005020。

收稿日期:2011-12-15
基金:*国家重点基础研究发展计划“973″项目(编号:2009CB219502)与国家自然科学基金项目(编号:41072084)及中央高校基本科研业务费专项(基金号:2011YYL041)联合资助
摘要

2007年中国在南海北部神狐海域通过钻探首次获得天然气水合物样品,证实了珠江口盆地深水区是水合物富集区。通过对珠江口盆地深水区构造沉降史的定量模拟研究,发现晚中新世以来区内构造沉降总体上具有由北向南、自西向东逐渐变快的演化趋势;从晚中新世到更新世,盆地深水区经历了构造沉降作用由弱到强的变化过程:晚中新世( 11.6~5.3, Ma),平均构造沉降速率为 67 m/Ma;上新世( 5.3~1.8, Ma),平均构造沉降速率为 68 m/Ma;至更新世( 1.8~0, Ma),平均构造沉降速率为 73 m/Ma。而造成这些变化的主因是发生在中中新世末—晚中新世末的东沙运动和发生在上新世—更新世早期的台湾运动。东沙运动( 10~5, Ma)使盆地在升降过程中发生块断升降,隆起剥蚀,自东向西运动强度和构造变形逐渐减弱,使得盆地深水区持续稳定沉降;台湾运动( 3, Ma)彻底改变了盆地深水区的构造格局,因重力均衡调整盆地深水区继续沉降,越往南沉降越大。将似海底反射( BSR)发育区与沉降速率平面图进行叠合分析,发现 80%以上的 BSR分布趋于构造沉降速率值主要在 75~125, m/Ma之间、沉降速率变化迅速的隆坳接合带区域。

关键词: 珠江口盆地; 深水区; 定量盆地模拟; 构造沉降; 似海底反射( BSR)
中图分类号:TE132.2 文献标志码:文章编号:1671-1505(2012)06-0787-14 文章编号:1671-1505(2012)06-0787-14
Tectonic subsidence characteristics and its relationship to BSRdistribution in deep water area of Pearl River Mouth Basin since the Late Miocene
Yu Xinghe1, Liang Jinqiang2, Fang Jingnan1, Cong Xiaorong1, Jiang Longyan1, Wang Jianzhong1
1 School of Energy Resources,China University of Geosciences(Beijing),Beijing 100083
2 Guangzhou Marine Geological Survey, Guangzhou 510760, Guangdong;

About the first author Yu Xinghe,born in 1958,is a professor of China University of Geosciences(Beijing).His research interests focus on sedimentology,petroleum geology,reservoir characterization and modeling.E-mail: billyu@cugb.edu.cn.

Abstract

The samples of gas hydrate have been successfully obtained by drilling in the Shenhu area of northern South China Sea,it is confirmed that the Pearl River Mouth Basin is a gas hydrate-rich area.By means of quantitative basin modeling research of tectonic subsidence history of deep water area in Pearl River Mouth Basin,tectonic subsidence has been generally characterized by acceleration from north to south and from west to east in the research area since the Late Miocene.From the Late Miocene to Pleistocene,deep water area in the basin experienced the variation process of tectonic subsidence effect that was from weak to strong: The average tectonic subsidence rate was 67 m/Ma in the Late Miocene(11.6~5.3,Ma),the average tectonic subsidence rate was 68 m/Ma in the Pliocene(5.3~1.8,Ma),and the average tectonic subsidence rate was 73 m/Ma in the Pleistocene(1.8~0,Ma).Moreover,the major reasons which causing these changes were Dongsha tectonic event from the end of the Middle Miocene to the end of the Late Miocene and Taiwan tectonic event from the Pliocene to the Early Pleistocene: Dongsha tectonic event(10~5,Ma)makes fault block uplifting and sagging,rise area eroding,and waning of movement intensity and structural deformation from east to west,which caused stable subsidence of deep water area in the basin;Taiwan tectonic event(3,Ma)thoroughly changed the tectonic framework of deep water area in the basin,which kept on subsiding and was subsiding more southward because of gravity balance.Overlaying the developed areas of BSR and plane map of tectonic subsidence rate,it was discovered that more than 80% Bottom Simulating Reflector(BSR) tend to be distributed in the transfer zone between uplift and depression that the average tectonic subsidence rate ranged from 75 m/Ma to 125,m/Ma and changed rapidly.

Key words: Zhujiangkou Basin; deep water area; quantitative basin modeling; tectonic subsidence; Bottom Simulating Reflector(BSR)

近年来, 随着天然气水合物调查与研究的开展, 在南海北部陆坡区发现了众多有利于天然气水合物聚集的区域(祝有海等, 2001; 姚伯初等, 2004; 于兴河等, 2004)。国内外学者已对天然气水合物的形成机理、成矿过程、各种响应特征、识别标志及其分布的主控因素进行了较为深入的研究(Kvenvolden and Barnard, 1983; Guisburg, 1993; 姚伯初, 1998)。在地震剖面上可以通过似海底反射(BSR)、振幅暗点、速度反转等标识来识别天然气水合物(王虑远等, 2009), 其中BSR是世界公认的天然气水合物重要的地震识别标志(Lerche and Bagirov, 1998)。BSR的影响因素为构造升降作用, 沉积压实作用, 沉积层厚度、孔隙度、饱和度、含碳量及下部可能存在的游离气等(Holbrook et al., 1996; Millov, 2000)。其中, 构造沉降对于BSR分布的影响存在着许多值得探究的问题, 因此分析珠江口盆地深水区的构造沉降特征的关系, 对了解BSR的分布规律具有极为重要的作用。

1 区域地质背景

“ 深水(海)” 这一术语通常是指位于陆架坡折向海一侧包括陆坡、陆隆和深海平原的深水环境(水深大于200, m)(于兴河, 2008)。根据这一定义, 珠江口盆地深水区主要为珠Ⅱ 坳陷, 位于珠江口盆地南部。珠Ⅱ 坳陷由2个低凸起(云开低凸起和白云低凸起)和4个凹陷(开平凹陷、顺德凹陷、白云凹陷和荔湾凹陷)组成。坳陷大致呈NE-SW向展布, 水深0.2~2, km, 面积4× 104 km2, 北部以番禹低隆起和神狐暗沙隆起与珠Ⅰ 和珠Ⅲ 凹陷相隔, 南部以南部隆起为界, 西部与神狐暗沙隆起相邻, 东部以东沙隆起为界(图 1)。近年来珠江口盆地采集了多条地震剖面(图2), 为其深入研究提供了必备资料。

图1 珠江口盆地深水区构造区划图(据陈长民等, 2003, 有修改)Fig.1 Tectonic division in deep water area of Pearl River Mouth Basin(modified from Chen et al., 2003)

图2 珠江口盆地深水区地震测线分布图Fig.2 Seismic survey lines in deep water area of Pearl River Mouth Basin

珠Ⅱ 坳陷的中新统— 更新统均为海相沉积, 自下而上划分为韩江组、粤海组、万山组和琼海组(图 3)。在珠江口盆地的地层中, 中中新统(韩江组)和上中新统(粤海组)之间存在不整合(或假整合)。该期构造运动相当于珠江口盆地地震反射剖面中的地震反射层T3, 代表了一期重要的区域构造运动— — 东沙运动(姚伯初, 1993; 姚伯初等, 1994)。中中新世之后, 东沙隆起整体快速沉降, 进入非补偿沉积期, 可容纳空间快速增长(李德生和姜仁旗, 1989)。东沙运动对珠江口盆地深水区的块断升降有着重大的影响, 其运动的强度和影响程度东强西弱。上新世— 更新世早期(3, Ma)的台湾运动彻底改变了珠江口盆地深水区的构造格局, 褶皱隆起转变为断褶带, 且盆地深水区因重力均衡调整继续沉降(陈长民等, 2003; 张志杰等, 2004)。

图3 珠江口盆地深水区综合柱状图Fig.3 Comprehensive column in deep water area of Pearl River Mouth Basin

为了更为深入地研究珠江口盆地深水区晚中新世以来的构造沉降及其对BSR的影响, 根据大洋钻探资料, 并且结合珠江口盆地深水区中中新世以来发生的构造运动和海平面升降变化, 在珠江口盆地深水区识别出晚中新世以来的3个层序界面:自下而上分别为T3、T2和T1, 对应的时间分别是11.6, Ma, 5.3, Ma, 1.8 Ma(图 3), 相应的, 自下而上可识别出层序Ⅲ 、层序Ⅱ 、层序Ⅰ 共3个地层层序(沙志彬等, 2009), 大致对应于粤海组、万山组和琼海组。

2 构造沉降计算方法

盆地在某一时刻的基底总沉降幅度(DB)实际上包括两部分, 即构造作用引起的构造沉降幅度(DT)和沉积物负荷均衡作用引起的负载沉降幅度(DL)。用回剥技术(Allen and Allen, 1990; Lerche, 1991; 林畅松和张燕梅, 1995)计算构造沉降, 需要进行3方面的校正:①地层去压实校正; ②古水深校正; ③古海平面变化校正(卢林等, 2007)。

2.1 孔隙度— 深度关系与含砂率

在正常压实的沉积层中, 沉积物孔隙度和埋深呈指数关系(Athy, 1930), 即:

φ(y)=φoe-Cy

式中, φ指底层深度为 y处岩石的孔隙度; φo为初始沉积 (y=0)时岩石的孔隙度; C为压实系数; C和 φo与岩性有关(表 1)。

表1 不同岩性的压实系数与地表孔隙度(据Hegarty 等, 1988, 有修改) Table1 Compacting factor and surface porosity of different lithology(modified from Hegarty et al., 1988)

以位于珠江口盆地深水区北部白云凹陷内(图 1)、地震测线剖面L-1上(图 4)的虚拟点神-88为例, 对应层序Ⅰ 、层序Ⅱ 、层序Ⅲ 3个地层的含砂率分别5.0%、20.0%、21.3%, 因此得到3套地层对应的不同岩性的含量(表 2)。研究区各个虚拟井点的含砂率值是根据地震速度和双程反射时间等资料绘制含砂率岩性模板, 然后从岩性模板上进行读取。

图4 珠江口盆地深水区L-1地震测线剖面Fig.4 Profile of seismic survey Line L-1 in deep water area of Pearl River Mouth Basin

表2 虚拟点神-88不同岩性组成含量 Table2 Different lithology composition content of virtual point Shen-88
2.2 去压实校正

由二维地震资料得到神-88点对应的层序Ⅰ 、层序Ⅱ 和层序Ⅲ 等3个地层的现今地层厚度分别是17 m、80 m、619, m, 以及对应的现今水深为1083 m。那么, 层序Ⅰ 、层序Ⅱ 和层序Ⅲ 等3个地层的顶深分别为1083 m、1100 m、1180 m。将以上数据输入到盆模软件中恢复其埋藏史, 得到神-88点去压实校正的结果:在5.3, Ma时, 层序Ⅲ 的地层厚度为640, m, 在1.8, Ma时, 层序Ⅲ 的地层厚度为622, m, 层序Ⅱ 的地层厚度为81 m。

2.3 古水深校正

沉积物沉积时, 其沉积界面在水下一定深度, 所以沉积物厚度不能代表沉降深度。沉积盆地水深较大时, 必须对古水深作校正才能得出正确的构造沉降。有了古水深Wd, 则可以直接将古水深加上沉积物厚度, 从而得到真正的深度。

古水深的计算是一项目复杂而难于算准的问题。对古水深的估计方法目前应用较多的有沉积相分析法, 古生物组合分析法, 也可根据地震剖面上大型前积层去压实校正后恢复的古斜坡形态来估算(高红芳和白志琳, 2000)。另外, 古水深还可以根据生物礁相分析、地层厚度恢复等方法来进行确定。由于缺少珠江口盆地深水区各个时期沉积环境的准确资料, 目前只能另寻它法计算古水深值。

在由引张应力场转变为挤压应力场时, 先存断裂逆转, 伴随着盆地的缩短, 断陷盆地褶皱并发生隆升, 继而遭受风化和剥蚀, 造成破裂不整合面, 而后发生拗陷(杨风丽等, 2010)。珠江口盆地具有下断上拗的双层结构, 以晚渐新世早期“ 南海运动(30, Ma)” 所形成的区域“ 破裂不整合面” 为界, 珠江口盆地分为上下两套构造层和先陆后海的沉积组合(高红芳等, 2006)。从晚渐新世开始, 南中国海发生广泛的海侵(许仕策和陈长民, 1997; 陈长民, 2000)。因此借用计算珠江口盆地沉降曲线的方法(林畅松和张燕梅, 1997), 将古水深按线性增加处理。考虑到晚渐新世以前为湖相— 陆相沉积, 对沉降量的计算影响较小, 晚渐新世起, 水深才开始发生升降变化(张云帆等, 2008), 取28.4, Ma之前水深为0 m(许仕策和陈长民, 1997), 之后水深线性增加至现今深度, 中间各层古水深由线性插值生成(图 5), 差值公式为:

hi=h0×28.4-ti28.4

图5 神-72埋藏史与沉降史曲线Fig.5 Burial history and subsidence history curves of Shen-72

其中, ti为时间（单位为 Ma）; h0为现今水深（单位为 m）; hi为 ti时对应的水深（单位为 m）。运用此方法计算得到神-88在11.6 Ma、5.3 Ma、1.8, Ma的古水深分别是640 m、880 m、1014 m。

2.4 海平面变化校正

层序地层学的研究表明, 古今海平面变化较大, 全球性的旋回性沉积作用基本上或完全受全球范围的海平面变化控制(Vail and Sangree, 1977)。因此, 构造沉降的计算需要对海平面变化进行校正, 将其统一到现今海平面的位置。由于研究年代跨距较小, 海平面变化不大(秦国权, 1996; 许仕策等, 1997), 所以 ΔSL近似取值为0。

2.5 构造沉降计算结果

本次研究根据上述原理, 利用研究区的地层、岩性、水深及海平面等资料, 选取了贯穿珠江口盆地的3条典型地震主测线与14条联络测线的交叉点, 并在这些交叉点之间间隔25, m均匀选取172个测点作为虚拟井点, 以保证所选虚拟点能覆盖全区, 并且反映出现今构造格局和特征规律(图 2)。运用盆地模拟软件对珠江口盆地深水区172个虚拟点进行了构造沉降的计算, 定量恢复了研究区的构造沉降史, 并且针对4条典型剖面和3套地层的平面沉降特征进行分析, 进而探讨珠江口盆地深水区的构造演化特征及其对BSR分布的影响。例如, 恢复神-88的构造沉降史后, 得到此点在不同时间的总沉降速率和构造沉降速率(表 3)。

表3 珠江口盆地深水区晚中新世以来典型单点沉降速率与沉积速率 Table3 Subsidence rate and deposition rate for typical single-points in deep water area of Pearl River Mouth Basin since the Late Miocene
3 模拟结果分析
3.1 单井沉降史特征分析

用在二维地震测线上选取的虚拟点进行沉降史的计算与分析。以位于顺德凹陷的虚拟点神-72、荔湾凹陷的虚拟点神-23、白云凹陷的虚拟点神-152以及位于南部隆起的虚拟点神-117为例(图1), 对盆地深水区的埋藏史和沉降史进行定量模拟。这些点基本位于各个构造单元的中心部位, 可以用来分析各凹陷或隆起的构造沉降演化特征。

珠江口盆地深水区西南缘神-72点的构造沉降速率在不同时期相差较大, 分别是晚中新世为104 m/Ma, 上新世为43 m/Ma, 而更新世则只有23 m/Ma(表 3, 图5)。这表明顺德凹陷的构造运动随着时间的推移越来越弱。

盆地深水区东南缘的神-23点(图 6)和南缘的神-117点(图 7)具有相似的特征:神-23点处晚中新世构造沉降速率为87 m/Ma, 上新世为100 m/Ma, 更新世为76 m/Ma; 而神-117点晚中新世构造沉降速率为54 m/Ma, 上新世为63, m/Ma, 更新世为45 m/Ma。这种慢— 快— 慢的沉降速率特征表明, 荔湾凹陷和南部隆起在上新世都经历了一次沉降高峰期, 随后沉降作用变弱。

图6 神-23埋藏史与沉降史曲线Fig.6 Burial history and subsidence history curves of Shen-23

图7 神-117埋藏史与沉降史曲线Fig.7 Burial history and subsidence history curves of Shen-117

盆地深水区东北部的神-88点与前面3者都不同, 它的构造沉降速率变化不大:晚中新世为91 m/Ma, 上新世为47 m/Ma, 更新世为41 m/Ma(图 8)。这表明自晚中新世以来, 白云凹陷的沉降特征呈现出快— 慢的变化规律。

图8 神-88埋藏史与沉降史曲线Fig.8 Burial history and subsidence history curves of Shen-88

深水区内各个凹陷沉降特征各异, 具有各自独特的埋藏史和沉降史, 但总体上呈现出持续稳定的沉降特征。

结合二维地震资料可以得到, 4个虚拟点在各个时期的沉积速率均小于沉降速率(表 3), 说明盆地深水区具有欠补偿的沉积补给作用, 且沉降速率较大。快速沉降作用和欠补偿作用造成了盆地深水区的形成。

3.2 构造单元沉降速率对比分析

分析珠江口盆地深水区晚中新世以来各凹陷的沉降速率值(表 4), 不难发现各构造单元沉降速率之间存在明显差异。晚中新世最大沉降速率出现在白云凹陷, 构造沉降速率120 m/Ma, 总沉降速率达208 m/Ma; 上新世最大沉降速率出现在荔湾凹陷, 构造沉降速率达152 m/Ma, 总沉降速率达200 m/Ma; 更新世最大沉降速率仍在荔湾凹陷, 构造沉降速率达122 m/Ma, 总沉降速率达167 m/Ma。这表明盆地沉降中心的平面迁移规律:晚中新世, 沉降中心位于盆地北部的白云凹陷; 上新世— 更新世沉降中心往东部的荔湾凹陷迁移。

表4 珠江口盆地深水区晚中新世以来各构造单元沉降速率 Table4 Subsidence rate for tectonic units in deep water area of Pearl River Mouth Basin since the Late Miocene
3.3 盆地沉降史特征分析

盆地模拟结果表明(图 9):盆地在自晚中新世以来的沉降过程中, 晚中新世构造沉降作用最弱, 平均构造沉降速率为67 m/Ma。这与发生在中中新世末— 晚中新世末的东沙运动(10~5, Ma)时期相符。东沙运动使盆地在升降过程中发生块断升降, 隆起剥蚀, 并伴有挤压褶皱断裂和频繁的演化活动, 发育了NWW向断裂, 构造活动强烈(张志杰等, 2004; 赵中贤等, 2010)。因此, 在晚中新世, 盆地各构造单元发生程度不同的沉降作用。

图9 珠江口深水区不同时期沉降幅度直方图(A)、沉降量直方图(B)及沉降速率直方图(C)Fig.9 Subsidence range(A)、subsidence quantity(B)、and subsidence rate(C)histogram in deep water area of Pearl River Mouth Basin at different time

从晚中新世到全新世, 盆地经历了构造沉降幅度由小变大, 构造沉降量由大变小, 构造沉降速率由小变大的变化过程, 呈现出梯度变化趋势, 表现为伸展盆地的动力学背景。经过中中新世末期盆地抬升剥蚀之后, 晚中新世盆地进入块断升降阶段, 沉降幅度和沉降速率开始增大, 可容纳空间增大。上新世, 平均构造沉降速率为68 m/Ma, 相对晚中新世变化不甚明显, 至更新世, 平均构造沉降速率为71 m/Ma, 盆地构造活动变强。

3.4 剖面沉降史分析

选择位于盆地深水区不同位置的4条典型剖面进行构造沉降的计算, 分析研究区纵向与横向上的构造演化特征。总体上, 由陆向海方向, 构造沉降速率总体表现为增大的趋势, 且自西向东构造沉降速率逐渐变快, 这与盆地深水区平面沉降特征相一致。

A剖面位于研究区西南部, 由西北向东南方向穿过开平凹陷、神狐隆起、顺德凹陷及南部隆起, 穿过虚拟点神-72和神-129。晚中新世, 从开平凹陷到神狐隆起, 构造沉降速率一直减小, 直至在顺德凹陷中减小到42 m/Ma才开始上升, 直到在南部隆起中达100 m/Ma以上; 上新世, 构造沉降速率先在开平凹陷— 神狐隆起— 顺德凹陷中由50 m/Ma左右增加到73 m/Ma, 又在顺德凹陷中经历微弱的降低过程, 最后在顺德凹陷和南部隆起的交汇部位降到60 m/Ma后又开始急剧上升, 直至90 m/Ma以上; 更新世构造沉降特征与上新世相似, 具有很好的继承性, 由45 m/Ma上升到76 m/Ma后, 在顺德凹陷和南部隆起的交汇部位降低到72 m/Ma, 接着构造沉降速率快速增大, 达到105 m/Ma以上(图 10)。

图10 A剖面地层格架及不同时期构造沉降速率对比剖面Fig.10 Correlation of tectonic subsidence rate at different time of Profile A

从3个时期构造沉降速率对比来看, A剖面沉降特征可以分为特征明显的4段。第1段构造沉降速率比较平稳, 晚中新世到更新世不断减小, 但差值不大; 第2段经历由弱到强的变化过程, 晚中新世最小, 且向海方向减小, 上新世— 更新世向海方向增加, 因此其差值逐渐变大; 第3段同样经历了由弱到强的变化过程, 但是各个时期有不同的变化规律。晚中新世向海方向增大, 上新世向海减小, 更新世由增大趋势变为平稳; 第4段构造沉降速率3个时期基本相同, 向海方向稳定增加。整体来看, 构造沉降速率与地形具有很好的契合性, 地形变化最明显的地方如坡折处为构造沉降速率变化最为频繁的地方。

B剖面位于研究区中部偏东处, 由北向南方向经过番禹低隆起、白云凹陷、白云低凸起、荔湾凹陷和南部隆起, 穿过虚拟点神-19。3个时期的变化规律趋于一致:在番禹低隆起— 白云凹陷中, 晚中新世、上新世、更新世构造沉降速率分别由60 m/Ma、32 m/Ma、39 m/Ma左右升高到80 m/Ma、78 m/Ma、79 m/Ma左右, 在白云凹陷— 白云低凸起— 荔湾凹陷中, 构造沉降速率大小变化不大, 而在荔湾凹陷和南部隆起的交汇部位, 构造沉降速率急剧上升, 直至150 m/Ma左右达稳定(图 11)。

图11 B剖面地层格架及不同时期构造沉降速率对比剖面Fig.11 Correlation of tectonic subsidence rate at different time of Profile B

B剖面沉降特征也可以分为4段。第1段经历了由强到弱的变化过程。上新世— 更新世沉降速率无甚差别, 明显小于晚中新世, 3个时期向海方向均有增大的趋势, 但与晚中新世差值逐渐变小。第2段为平稳期, 晚中新世— 更新世沉降速率相当, 向海方向无明显变化。第3段由晚中新世到更新世呈现低— 高— 低的旋回振荡, 向海方向波动幅度逐渐变大; 第4段构造沉降速率3个时期无明显差别, 均呈向海方向快速增加趋势。B剖面沉降特征与地形也有很好的契合, 在陆架坡折处和地层厚度变化大的地方, 构造沉降速率变化频繁、剧烈。

C剖面位于研究区东南部的东沙隆起内, 穿过虚拟点神-95和东-331。东沙隆起在3个时期的构造沉降速率总体上由陆向海增大, 晚中新世构造沉降速率由75 m/Ma左右平稳增长到143 m/Ma左右; 上新世构造沉降速率由74 m/Ma左右急速增大到140 m/Ma后缓慢增长到150 m/Ma左右; 更新世构造沉降速率分别由120 m/Ma 左右缓慢减小到118 m/Ma后又缓慢增大到140 m/Ma左右(图 12)。

图12 C剖面地层格架及不同时期构造沉降速率对比剖面Fig.12 Correlation of tectonic subsidence rate at different time of Profile C

C剖面沉降特征可分为3段。第1段从晚中新世到更新世经历了由弱到强的变化过程; 第2段经历了弱— 强— 弱的过程, 波动幅度向海方向变大; 第3段仍然是弱— 强— 弱的旋回波动过程, 但向海方向波动幅度逐渐减小。C剖面上仍可以看到地形变化明显的地方往往是构造沉降速率变化最为频繁的地方。

D剖面横穿整个研究区, 从西北到东南, 横穿神狐隆起、顺德凹陷、南部隆起、白云凹陷、白云低凸起和东沙隆起, 穿过虚拟点神-70和神-67。在晚中新世, 神狐隆起的构造沉降慢速下降, 直至在顺德凹陷中降低到40 m/Ma后急速增至55 m/Ma左右才趋于稳定, 在南部隆起中经历了一个缓慢的下降过程降到45 m/Ma后, 从南部隆和白云凹陷的交汇部位开始快速上升, 而在东沙隆起达最高值93, m/Ma后又开始减小, 这与东沙运动造成东沙隆起抬升剥蚀、并且具有东强西弱的特点相一致。D剖面在上新世和更新世构造沉降速率的变化趋势与晚中新世相似, 不同之处是在神狐隆起— 顺德凹陷中构造沉降速率由西北到东南方向经历的是分别由43 m/Ma、38 m/Ma左右先快速增大到72 m/Ma、80 m/Ma左右继而急速减小到54, m/Ma、60 m/Ma左右的变化过程, 接着与晚中新世构造沉降特征一致:经历一个相对稳定的沉降时期后, 在南部隆起中分别缓慢下降到43 m/Ma、42 m/Ma, 接着急速上升到100 m/Ma、95 m/Ma后再下降至56 m/Ma、85 m/Ma(图 13)。不同构造单元具有巨大差异的构造沉降主要反映了盆地在新构造阶段作用的分块性, 沉降中心被构造隆起强烈分割。

图13 D剖面地层格架及不同时期构造沉降速率对比剖面Fig.13 Correlation of tectonic subsidence rate at different time of Profile D

D剖面构造沉降特征可以分为4段。第1段为平稳期, 3个时期构造沉降速率无明显变化; 第2段为构造沉降加速期, 总体上经历了由弱到强的变化过程; 第3段3个时期的速率也无明显变化, 向海方向逐渐增加; 第4段也经历了由弱到强的变化过程。D剖面的构造沉降速率变化趋势与地形同样具有较好的契合性, 即在地形坡折处, 或者构造单元坳隆结合带构造沉降速率变化频繁。

3.5 平面沉降史分析及其与BSR关系

天然气水合物在地震剖面上通常出现一强反射波, 大致与海底平行, 故称似海底反射(BSR)(Shipley et al., 1979; Holbrook et al., 1996)。它是水合物沉积层的高阻抗与其下伏沉积层的低阻抗之间的相互作用而形成的振幅较强的地震反射, 是天然气水合物富集成矿的主要地球物理标志(姚伯初, 2001; 于兴河等, 2004)。目前认为, BSR已成为判断海洋中存在天然气水合物及查找其分布的重要证据(雷怀彦等, 1999)。

珠江口盆地深水区各个时期的构造沉降速率整体上表现出从自东向西、由南向北逐渐减弱的变化规律(图 14)。晚中新世, BSR分布于深海地区(一般水深大于2000, m), 构造沉降速率主要在75~115, m/Ma的范围内(图 14-A; 表5); 上新世, BSR分布在构造沉降速率曲线较密集地段与盆地边界处, 对应的构造沉降速率在45~135, m/Ma的范围均有分布(图 14-B; 表5); 更新世, 未存在BSR(图 14-C; 表5)。因此, BSR的分布对构造沉降速率范围有一定的要求, 它可以出现在较大的构造沉降速率范围内, 但过低的构造沉降速率不能提供足够的可容纳空间, 过高的沉降速率则会导致气体的散逸, 皆不利于BSR的形成。

图14 珠江口盆地深水区不同时代构造沉降速率(m/Ma)与BSR叠合图Fig.14 Overlaying BSR and tectonic subsidence rate (m/Ma) in deep water area of Pearl River Mouth Basin at difference stage

表5 珠江口盆地深水区构造沉降与BSR对应关系 Table5 Corresponding relation between tectonic subsidence and BSR in deep water area of Pearl River Mouth Basin

另外, 水合物的形成亦必须具备适当的地质背景和稳定的温压条件。南海北部陆坡珠江口盆地自渐新世以来基本处于裂后拗陷沉降期(能源等, 2011), 特别是上新世之后, 盆地以区域性热沉降为主, 构造沉降速率较大, 陆源沉积物的快速补充、碎屑供给增大、沉积物快速堆积, 对水合物形成相当有利, 在这些沉积体系中往往可以找到BSR。东沙运动和台湾运动对盆地的构造演化起了重要作用, 有些断裂自基底断至海底, 既控制着陡坡地形的形成, 亦对深部烃类气体向上运移进入水合物稳定区域相当有利, 这为BSR的形成提供了良好的地质背景(张光学等, 2002)。

珠江口盆地深水区90%以上的BSR分布于东沙隆起或南部隆起与珠Ⅱ 坳陷的隆坳接合带, 而隆坳接合带一般具有地形坡度大、地层厚度变化显著、深部断裂发育等特点, 又靠近主力气源区, 有利于天然气运移和聚集到浅部地层中, 并且赋存天然气水合物的储集层较厚, 易于捕捉大量的天然气, 从而形成具有规模效应的天然气水合物矿藏, 是天然气水合物赋存的有利场所之一(杨木壮等, 2008)。

总之, 研究发现, 80%以上的BSR分布趋于构造沉降速率值主要在75~125, m/Ma之间且沉降速率变化迅速的隆坳接合带区域(图 14-D)。

4 讨论
4.1 构造沉降与地层厚度及地层埋深

根据A、B、C、D剖面3个层序地层厚度和对应的构造沉降速率做出散点图(图 15)。

图15 A、B、C、D剖面不同层序地层厚度— 构造沉降速率散点图Fig.15 Formation thickness-tectonic subsidence rate scatter graph of different sequence stratigraphy of Profiles A、B、C、D

A剖面从整体趋势来看, 地层厚度越大, 构造沉降速率越小。B和D剖面在各自的分段区间内, 构造沉降速率随着地层厚度的增大而增大, 但整体趋势不明显。C剖面构造沉降速率随着地层厚度的增大而增大, 但到达最高值(约140~150, m/Ma)后基本稳定。这种变化特征反映了珠江口盆地深水区晚中新世以来块断升降阶段不同构造部位构造沉降速率的不均匀性。

从包含BSR的剖面B和剖面C的构造沉降速率与地层埋深关系来看(图16), 构造沉降速率与地层埋深整体趋势呈正相关的线性关系, 而BSR往往分布在曲线斜率明显转折的部位, 并且含BSR地层与该层沉积时的构造沉降速率关系最密切。

图16 珠江口盆地深水区构造沉降速率-地层埋深关系Fig.16 Tectonic subsidence rate-formation buried depth scatter graph in deep water area of Pearl River Mouth Basin

4.2 构造沉降与BSR分布

1)晚中新世后, 盆地进入新构造运动及热沉降拗陷阶段, 东部菲律宾板块向NNW方向俯冲推挤, 在晚中新世一早上新世时期造成了东沙运动的发生(陈长民等, 2003; 张志杰等, 2004)。东沙运动是导致盆地块断升降、隆起剥蚀、挤压褶皱和断裂以及岩浆活动的根本原因及动力源。在盆地沉降过程中产生了一系列以NWW向张扭性为主的断裂。自东向西, 东沙运动的强度和构造变形逐渐减弱, 由此造成了珠江口盆地东部块体升降和断裂的晚期活动。在上新世— 更新世早期(3, Ma)发生台湾运动中, 珠江口盆地深水区因重力均衡调整而继续沉降, 越往南沉降越大。

2)在各个地质时期, 盆地的构造沉降量占总沉降量的70%以上(图 9), 这表明了构造沉降作用始终控制着盆地总沉降的变化, 因此控制了盆地可容纳空间的变化, 从而控制了盆地的沉积充填, 最终影响盆地内部烃源岩的形成和储集体的分布。构造沉降速率与总沉降速率比值逐渐减小, 表明盆地经历了由构造沉降阶段向热沉降阶段演化的过程。

3)沉降速率等值线越密集的地方越容易发育BSR, 这是因为等值线密集的地方一般是盆地边界或是坳隆交汇的部位, 这些地方沉降速率变化快, 断层褶皱发育, 可能形成特殊的断裂带、泥底辟、快速堆积体、滑塌体及增生楔等特殊构造环境与构造体。沉降速率高值区可提供的可容纳空间大, 有利于沉降物的快速堆积与BSR的形成。天然气水合物形成的核心是温压匹配, 温压条件与构造沉降有关。在坳隆接合带内部, 并不是任何时期均存在有利于水合物形成的环境, 这和构造体内部具体的温度和压力条件、气源条件和气体疏导系统有关, 这些因素都可能是造成更新世不存在BSR的原因。

5 结论

1)盆地深水区具有欠补偿的沉积补给作用, 且沉降速率较大。盆地深水区各个凹陷沉降特征各异, 具有各自独特的埋藏史和沉降史, 但总体上呈现出持续稳定的沉降特征。沉降中心表现出由晚中新世盆地北部的白云凹陷向上新世— 更新世盆地东部的荔湾凹陷迁移的特点。

2)中中新世— 晚中新世末(10~5, Ma)发生的东沙运动造成了盆地深水区的块断升降和抬升剥蚀, 构造活动强烈, 使得晚中新世时期盆地深水区持续沉降。上新世— 更新世早期(3, Ma)发生的台湾运动彻底改变了盆地深水区的构造格局, 盆地深水区继续沉降, 越往南沉降越大。

3)构造沉降作用控制了盆地总沉降的变化, 因此控制了盆地可容纳空间的变化, 从而控制了盆地的沉积充填, 最终影响盆地内部烃源岩的形成和储集体的分布。

4)沉降速率高值区可提供的可容纳空间大, 有利于沉降物的快速堆积与BSR的形成。

致谢 广州海洋地质调查局的沙志彬和王宏斌等为此研究提供了相关资料与帮助,在此一并表示感谢!

作者声明没有竞争性利益冲突.

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