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热带海洋学报 >

2018 , Vol. 37 >Issue 6: 49 - 62

DOI: https://doi.org/10.11978/2018011

海洋地质学

礼乐盆地碳酸盐岩时空分布特征及构造意义

  • 徐东海 , 1, 2 ,
  • 王利杰 1, 2 ,
  • 姚永坚 3 ,
  • 孙珍 , 1 ,
  • 邱宁 1
展开
  • 1. 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室(南海海洋研究所), 广东 广州 510301
  • 2. 中国科学院大学, 北京 100049
  • 3. 广州海洋地质调查局, 广东 广州 510760;
通讯作者:孙珍(1971—), 女, 研究员, 主要从事海洋地质与模拟研究。E-mail:

作者简介：徐东海(1989—), 男, 硕士研究生, 主要从事海洋构造地质与沉积响应研究。E-mail:

收稿日期: 2018-01-15

  网络出版日期: 2018-12-24

基金资助

国家自然科学基金-广东联合基金(U1301233);广东省自然科学基金研究团队项目(2017A030312002);南部区域地质调查项目(DD20160138-04)

收起

Spatial and temporal distribution characteristics of carbonates in Liyue Basin and their tectonic implications

  • XU Donghai , 1, 2 ,
  • WANG Lijie 1, 2 ,
  • YAO Yongjian 3 ,
  • SUN Zhen , 1 ,
  • QIU Ning 1
Expand
  • 1. CAS Key Laboratory of Ocean and Marginal Sea Geology, South China Sea Institute of Oceanology, Guangzhou 510301, China
  • 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
  • 3. Guangzhou Marine Geological Survey, Guangzhou 510760, China
Corresponding author: SUN Zhen. E-mail:

Received date: 2018-01-15

  Online published: 2018-12-24

Supported by

National NSFC & Natural Science Foundation of Guangdong Province (U1301233);Natural Science Foundation of Guangdong Province (2017A030312002);Marine geological survey of southern South China Sea (DD20160138-04)

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热带海洋学报编辑部
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摘要

对碳酸盐岩(台地与生物礁)的研究具有重要的油气地质意义和科学价值。渐新世以来, 礼乐盆地及周缘开始了大规模的碳酸盐建造, 至今还有一定规模生物礁持续发育。文章通过拖网约束、井震对比和地震相类比方法对礼乐盆地周缘碳酸盐岩的发育特征、构造背景和时空分布规律进行系统研究。结果表明, 礼乐盆地主要发育孤立、前隆、掀斜断块型台地及生物礁。碳酸盐岩时空发育特征为: 1) 渐新世—早中新世以构造前隆和掀斜断块控制的开阔台地为主, 生物礁零星发育; 2) 早中新世—中中新世表现为大量孤立台地和生物礁; 3) 中中新世之后, 发生台地和礁的淹没, 盆地内主要发育点礁。结合构造背景和重磁特征分析表明, 古隆起、掀斜断块、前隆迁移和岩浆活动为控制礼乐盆地不同时期碳酸盐岩发育的主要构造要素。现今礼乐盆地及周缘大量生长的珊瑚礁, 主要发育在上新世—更新世岩浆活动形成的海山之上。

关键词： 礼乐盆地; 碳酸盐台地和生物礁; 时空分布特征; 构造意义

本文引用格式

徐东海 , 王利杰 , 姚永坚 , 孙珍 , 邱宁 . 礼乐盆地碳酸盐岩时空分布特征及构造意义[J]. 热带海洋学报, 2018 , 37(6) : 49 -62 . DOI: 10.11978/2018011

Abstract

The study of carbonates (carbonate platform and reef) is of great significance in oil & gas productions as well as scientific research. Since the Oligocene, carbonates had been widely developed in the south margin of the South China Sea. To describe the development features, tectonic settings, and the spatial and temporal distribution characteristics of the carbonates in the Liyue Basin and its surrounding area, several multi-channel seismic lines were utilized. First, the carbonate platforms and reefs are recognized. Then, the time of the evolution of these carbonates is constrained with wells and dredged samples. The results show that the carbonate platforms can be divided into three types: isolated platform controlled by inherited basement high, tilted fault-block platform, and forebulge carbonate platform. From the late Oligocene to the early Miocene, isolated platforms and tilted fault-block platforms mainly developed, while reefs were scattered. From the early Miocene to the middle Miocene, isolated carbonate platforms and reefs were prosperous. After the middle Miocene, most of the carbonates were drowned and only patch reefs remained. The combination of tectonic background and gravity analysis shows that the ancient uplift, the rotated fault-block, the forebulge migration, and the magmatic activity are the main controlling factors in different stages during the development of the carbonates. Modern reefs built up mainly on the seamount, which was due to the volcanism in the Pliocene-Pleistocene.

Key words： Liyue Basin; carbonate platforms and reefs; spatial and temporal distribution characteristics; tectonic implication

钻井、拖网和地震资料表明渐新世以来南沙东南海域礼乐盆地及周缘广泛发育碳酸盐岩沉积(Kudrass et al, 1986; Steuer et al, 2014)。20世纪70—80年代, 国外石油公司在礼乐滩7口钻井, 钻遇了2000多米厚的早渐新世以来的碳酸盐岩地层, 发现了茉莉花气田, 揭示了礼乐盆地良好的油气地质条件(Saldivar-Sali et al, 1981; Williams, 1997)。碳酸盐岩建造与构造背景和沉积环境密切相关(金振奎 等, 2013), 使其成为研究区域构造演化、海平面变化等构造—环境演变问题的重要载体。
我国在南沙海域开展了近30年的地质—地球物理综合调查, 积累了丰富的地质和地球物理资料(姚伯初, 1994), 研究发现南沙海区广泛发育碳酸盐岩(陈平 等, 2003; 魏喜 等, 2005), 其中礼乐盆地的规模最大, 类型最丰富, 资料覆盖和研究基础较好。通过对拖网样品定年, Kudrass 等(1986)界定了礼乐滩及周缘碳酸盐岩主要发育时代为晚渐新世—早中新世, 与南沙地块漂移时间相对应。水深和多道地震资料显示拖网获取的渐新统灰岩样品主要是在古隆起或晚期岩浆活动造成的地层隆升高点, 但Kudrass并未提及碳酸盐岩发育构造背景的差异性。由于前人掌握基础资料差异及研究尺度不同, 对礼乐盆地碳酸盐岩发育特征和时空分布规律缺乏系统研究, 在碳酸盐岩发育模式和构造控制因素的认识上存在诸多分歧。吴时国 等(2011)通过对盆地东北部973-2测线进行构造沉降分析, 指出构造作用控制碳酸盐台地发育。Yao等(2012)运用拖网和礼乐滩钻井约束礼乐盆地沉积特征, 认为碳酸盐台地发育主要受南海开始扩张和停止扩张两期不整合控制。Steuer等(2013, 2014)和Aurelio等(2014)根据巴拉望陆架区钻井、古生物资料约束巴拉望海域两套灰岩的发育时间, 并用Nido灰岩和西南巴拉望Tarbon灰岩约束南沙地块和巴拉望地块碰撞事件。Ding等(2015); 方鹏高 等(2015)通过对礼乐盆地构造沉降史分析, 认为地幔次生对流引起的构造抬升是控制渐新世—早中新世礼乐盆地碳酸盐台地发育的构造因素。王一博 等(2016)根据地震相分析礼乐盆地的沉积特征, 提出边缘海构造旋回是控制礼乐盆地沉积主要因素, 碳酸盐岩发育、消亡受古南海俯冲消亡, 新南海扩张等构造因素控制。
本文通过对穿越礼乐盆地多条地震剖面的精细解释, 结合钻井、拖网、重磁资料, 对盆地的地震层序进行重新划分对比, 然后根据地震反射特征, 对碳酸盐台地、生物礁及火成岩等地质体进行识别, 并通过拖网、钻井等资料对碳酸盐岩开始发育、消亡时间进行约束。在上述研究的基础上, 试图探讨不同类型碳酸盐台地发育的构造背景, 系统总结盆地碳酸盐岩时空发育规律, 以期为油气勘探和南海构造演化研究提供依据。

1 地质背景

礼乐盆地位于南沙海域东北部, 范围在115°—118°E, 9°—128°N之间。盆地总体呈NE—SW向展布, 北部紧邻中央海盆, 西南邻近九章盆地和安渡盆地, 东南与巴拉望盆地接壤, 面积约5.5× 104km2(图1)。构造区划上, 盆地主要由南部坳陷、东部坳陷、西北坳陷和中部隆起四大构造单元组成(李文成 等, 2003; 张莉 等, 2003)。盆地主体位于陆坡至洋陆边界, 地形起伏较大, 水深变化在0~2000m, 发育有众多的礁、滩及海山、水道、断陷台地等地貌单元(张莉 等, 2004)。
Fig. 1 Locations of Liyue Basin, survey lines, wells, and dredge samples.
The basin boundary, COB, survey line data are from Yao et al (2012), the dredging locations are referenced to Kudrass et al (1986). The bathymetric data are from http//www. ngdc.noaa.gov/mgg/bathymetry/relief.html. The Generic Mapping Tools (GMT) software (Wessel et al, 2013) was used in this study

图1 礼乐盆地及测线、钻井、拖网位置
方框为礼乐盆地, 构造单元见左上图。红色线段a、b、c为礼乐盆地不同台地类型的剖面,详见后文。盆地边界、礼乐盆地构造区划、洋陆边界、测线位置等引自Yao等(2012), 拖网站位引自Kudrass 等(1986)。水深数据来自http//www.ngdc.noaa.gov/mgg/bathymetry/relief.html

晚白垩世以前, 礼乐滩及巴拉望以西的大部分区域属于华南古陆的一部分(Holloway, 1982; Sales et al, 1997)。晚白垩世后全球板块运动发生重大变革(Hutchison, 1991), 古太平洋板块俯冲速率和方向发生变化, 俯冲带后撤(郭令智 等, 1983; Tamaki, 1995), 导致东亚陆缘构造应力场由挤压转向拉伸, 东亚陆缘开始大规模发生NE向的裂谷作用, 经历多期次的张裂作用, 形成一系列盆地, 礼乐盆地开始形成。晚渐新世, 随着海底扩张的进行(Taylor et al, 1980, 1983; Briais et al, 1993), 礼乐地块向南运移。至中中新世, 巴拉望地块与婆罗洲地块发生碰撞, 南海扩张停止, 礼乐地块停止于现今位置(Holloway, 1981; Taylor et al, 1983; Hinz et al, 1985; Rangin et al, 1990; Hall et al, 1995)。

2 数据与方法

2.1 数据来源

本次研究主要使用的地震资料为广州海洋地质调查局1987—2013年间采集的多道和单道地震剖面(图1)。其中B—B´测线是由广州海洋地质调查局 “探宝号”调查船于2009年采集。采集时使用6.2375km, 480道电缆接收; 容量为0.083m3的气枪作为震源; 记录长度12s, 采样间隔2ms; 近炮检距250m, 炮间距37.5m, 道间距12.5m; 覆盖次数80次; 资料处理采用了叠前时间偏移等常规处理技术(方鹏高 等, 2015)。另外A—A´测线引自邱燕 等(2016), 为菲律宾石油公司1993年采集, 具体采集处理参数不详。钻井、地层年代资料主要参考已发表的礼乐和巴拉望地区的石油工业钻井(Taylor et al, 1980; Schlüter et al, 1996; Steuer et al, 2013)。拖网数据主要为Kudrass等(1986)发表的礼乐盆地及周缘42个站位拖网样品资料, 主要参考的站位见表1, 拖网位置见图1。
Tab. 1 The dredged samples in Liyue Basin. After Kudrass et al (1986)

表1 礼乐盆地拖网站位岩石样品(据Kudrass et al, 1986)

拖网站位 岩性 年代 沉积环境
SO23-39 颗粒灰岩、泥质颗粒灰岩 早—中中新世 浅海相、潟湖相
SO23-38 多孔含红藻-圆盾虫粒泥灰岩、生物碎屑粒泥灰岩 晚渐新世—中中新世 开阔浅海相
SO23-37 黏结灰岩、颗粒质泥灰岩 中新世 开阔浅海相
SO23-34 含生物碎屑泥质颗粒灰岩 中中新世 开阔浅海相
SO23-32 颗粒灰岩、内碎屑泥质颗粒灰岩、含超微化石泥灰岩 早—中中新世 开阔浅海相、半深海相
SO23-29 含有孔虫化石泥质颗粒灰岩 早—中中新世 开阔浅海相
SO23-20 黏结灰岩、泥质颗粒灰岩 中新世 礁相
SO23-18 印模粒泥灰岩 早—中中新世 开阔浅海相
SO23-17 颗粒灰岩 早中新世早期 开阔浅海相
SO27-16 印模粒泥灰岩、内碎屑泥粒灰岩 晚渐新世—中中新世 开阔浅海相
SO27-13 富红藻颗粒灰岩、泥灰岩 早—中中新世 开阔浅海相
SO27-14 生物碎屑灰岩、泥灰岩 早—中中新世 开阔浅海相
SO23-37 多孔玄武岩 0.4Ma —
SO23-38 橄榄玄武岩 0.5Ma —
SO23-40 多孔斑状玄武岩 2.7Ma —
SO27-15 斑状安山岩 14.7Ma —

2.2 礼乐盆地地震层序

根据礼乐滩Sampaguita-1井分析揭示的主要地层界面, 再通过井震结合在剖面上识别出主要层序界面。礼乐盆地年代地层, 沉积环境及主要地层界面见图2。
Fig. 2 Seismic stratigraphy, lithology, and major tectonic events of Liyue Basin. Revised after Du Bois (1981) and Taylor et al (1983)

图2 礼乐盆地综合地层柱状图[修改自Du Bois(1981)、Taylor等(1983)]

在地震剖面上自下而上共识别出Tg、T8、T7、T5、T4、T2和T0等7个主要反射界面。其中Tg(~65Ma)在礼乐盆地相当于古近系底界面。T8(~39Ma)为上始新统底界面。该界面仅在少数剖面上可以识别。T7 (~28.5Ma)为岩性突变面, 界面之上为碳酸盐岩沉积, 界面之下为碎屑岩沉积, 该界面与南海海盆自东向西渐进式扩张有关。T5(~15.5Ma)为早中新世区域不整合面, 其形成和南沙地块与婆罗洲在巴拉望岛最终碰撞事件有关, 对应南海海盆扩张停止(Hinz et al, 1985; 姚永坚 等, 2013)。T4(~10.5Ma)是裂后沉积中中新统和上中新统之间的不整合面。T2(~5.5Ma)是上中新统和上新统之间的界面。T0是海底面。
礼乐盆地碳酸盐台地和生物礁时代主要参考附近钻井和拖网样品中古生物化石定年, 详见表1。在无井无样品的情况下, 主要依据地震剖面上地层接触关系来推测生物礁发育的时代。

2.3 碳酸盐台地及生物礁的识别方法

钻井揭示礼乐盆地碳酸盐台地下伏、上覆地层主要是海相砂、泥岩地层(Du Bois, 1981; Rehm, 2003)。碳酸盐台地一般由致密的白云岩和灰岩组成, 密度和速度大于上覆、下伏碎屑岩, 二者之间为明显的物性界面。台地顶界面一般为明显的强振幅反射, 连续性好, 波形稳定, 可进行大范围连续追踪(图3); 底界面反射特征具有多样性, 存在强反射、模糊反射、强反射逐渐过渡到杂乱反射等情况; 台地内部多表现为杂乱至空白反射; 台地侧向向碎屑岩过渡, 地震响应特征出现渐变, 两侧地层常上超(朱伟林, 1987; 林自强, 1994; 邱燕, 1999; 郭建宇 等, 2006; 马玉波 等, 2009; 张广旭 等, 2011)。生物礁外形以丘形、箱型、低丘形—透镜状为主; 内部多为杂乱—空白反射, 连续性差(图3); 通常生物礁骨架纵波速度大于周围砂、泥岩, 生物礁不含流体时底界面反射轴易形成上凸(上拉)现象; 当礁体含流体时, 速度低于围岩, 底部反射界面下凹(下拉), 形如杏仁状; 当礁体内速度与围岩速度差异不大时, 底部反射界面近于平直(吴时国 等, 2011)。生物礁生长速度快, 具有明显的建隆构造, 后期沉积在礁体两翼多形成明显的上超或顶部披覆现象(郭建宇 等, 2006; 汪瑞良 等, 2011; 张永贵 等, 2011)。物性资料表明, 火成岩通常有较大的密度和磁性而生物礁大多为生物化学成因, 一般密度较小且无磁性(Dung et al, 2013, 2016)。由于数据精度等原因, 单纯的磁异常不能较好地反映地下地质体的情况, 而磁异常总梯度的极值往往能够反映地下地质体的位置或者其和围岩接触的边界(Li et al, 2008; Song et al, 2017)。结合前人研究方法, 我们对测线D—D´的磁异常总梯度进行了求取并和布格重力异常进行了相关性分析(图3)。结果发现火成岩和围岩接触区常引起较大的布格重力异常, 磁异常总梯度曲线上方表现为较大的幅值, 而在生物礁(碳酸盐岩)区, 二者则表现出低值区。重磁异常相关性分析表明, 火成岩区常表现出二者较大的相关系数, 而礁灰岩(碳酸盐岩)由于没有磁性, 显示出较小的相关系数值或者零值(图3)。剖面上(图3)断裂发育处上方常发育生物礁, 但该区仍表现为较大的重磁异常相关性, 显示出火成岩体的特征。我们推测造成这种现象的原因是, 由于断层的发育, 岩浆沿断层侵入地层, 引起局部地形的隆升并提供浅水环境(Wang et al, 2018), 从而有利于生物礁的生长发育。
Fig. 3 An example of seismic features, gravity, and magnetic characteristics of typical carbonate platforms and reefs in Liyue Basin (Fig. 1 D-D°)

图3 礼乐盆地典型台地和生物礁地震反射特征及重磁异常特征
剖面位置见图1 D—D°, 层位年代见图2; 相关系数表征布格重力异常和磁异常总梯度之间的一致性。碳酸盐岩(台地和礁)由于具有较低的密度和磁性, 因此表现为较小的相关系数; 火成岩(玄武岩)具有较高的磁性和密度, 表现为较高的相关系数

3 碳酸盐岩类型与时空分布特征

3.1 碳酸盐台地类型及发育特征

3.1.1 孤立台地
1) 地垒型孤立台地
钻井和重磁资料证实, 礼乐滩台地“基底”为华南古陆缘裂离的陆块(Taylor et al, 1980)。钻探揭示礼乐滩地层发育齐全(Du Bois, 1981; Taylor et al, 1983)。
地震剖面上, 台地截面近似等腰梯形, 底部碳酸盐岩和下伏碎屑岩“基底”界面(T7)反射清晰, 为平行—亚平行, 中—低频强振幅, 连续的反射特征。Tg以上为一套总体反射杂乱, 内部局部亚平行, 中—低频, 中—弱振幅, 中—差连续性的反射, Sampaguita-1井钻探揭示主要为碎屑岩沉积, 局部含火山碎屑、生物碎屑及煤层夹层(Taylor et al, 1983)。沉积环境主要为河、湖相、海陆交互相、浅海相及半深海相。T7界面之上为台地内部巨厚的碳酸盐岩沉积。T7—T5之间为平行—亚平行, 中—低频, 中—强振幅, 中等连续延续1~2个相位的反射; 钻井显示为一套灰岩, 顶部可见生物礁, 随深度增加出现白云岩化, 沉积环境为开放浅海。T5—T4上部为亚平行, 中等连续, 局部杂乱, 下部为杂乱—空白反射; 钻井揭示此段上部为局部白云岩化的多孔灰岩, 下部为致密灰岩和白云岩。T4之上为一套整体下凹亚平行充填反射, 中强振幅, 低频, 中—差连续性; 钻孔显示为层状礁灰岩和多孔灰岩。台地两侧向上坡度变大, 两侧地层上超; 台地东南侧T7之上可见丘形反射, 这是典型生物礁的反射特征, T4之后礁体逐渐被淹没, 停止发育(图4a)。
Fig. 4 Three types carbonate platforms in Liyue Basin and their seismic reflection characteristics.
a) isolate platform; b) fault-block platform; c) forebulge platform. The seismic characteristics are displayed on the left; the interpretation is on the right. The grey area is platform and the blue is reef.

图4 礼乐盆地台地类型及地震反射特征
a为孤立型台地; b为掀斜断块型台地; c为构造前隆型台地。地震反射特征见左侧, 解释剖面见图右侧, 灰色阴影为台地, 蓝色阴影为生物礁; 剖面位置与图1红色线段a、b、c对应

2) 火山基底型孤立台地
拖网和重磁资料显示, 中中新世以来南沙地区岩浆活动活跃, 晚上新世到更新世达到高峰并伴随大规模的中基性火山喷发(阎贫 等, 2005; 周蒂 等, 2005)。礼乐盆地四处拖网站位(表1)获取了中中新世以来的玄武岩, 同时也拖到了碳酸盐岩岩样, 表明在孤立的海山之上发育有碳酸盐岩。过拖网SO23-37站位地震剖面显示, 海山轮廓反射清晰, 内部杂乱, 其上碳酸盐岩沉积较薄, 地震特征不明显, 海山的顶端可见类似生物礁特征的反射(图5)。
Fig. 5 Seismic characteristics of volcano and reefs (Fig. 1 C-C°).
The area in the rectangle is enlarged and displayed on the right

图5 火山及其上礁体地震反射特征
b为左侧方框内放大区域, 测线位置见图1 C—C°

3.1.2 掀斜断块台地
过礼乐盆地东北部地震剖面B—B´(图4b), 可见在裂陷期形成的掀斜断块上, 具有披覆沉积碳酸盐台地反射。其顶部具有平行—亚平行, 中—低频强振幅连续, 台地底界反射模糊, 较难识别。多数断层在台地形成之后持续活动至T4界面, 并切割错断了台地, 使台地呈现阶梯状(图4b)。这类台地主要发育在受断裂控制的旋转断块之上, 裂陷期伸展作用, 断块掀斜形成的高低起伏的地形, 在海平面和陆缘物质供给减小条件下, 台地开始发育。
3.1.3 前隆台地
巴拉望盆地多口钻井显示, 由陆架区向海NW方向延伸区域沉积了一套面积巨大的灰岩, 国外称Nido灰岩(Wolfart et al, 1986)。这套灰岩沉积在宽阔平缓的斜坡上, 岩性以浅海相台地灰岩及台地顶部滨海—浅海相的灰岩, 礁灰岩, 粒状灰岩, 泥灰岩为主(Steuer et al, 2013, 2014)。
过礼乐盆地东南部地震剖面A—A´上((图4c), 现今前隆和前渊区可以识别一套延续2~3个相位的平行、连续、强反射波组。东南部西南巴拉望多口钻井证实该套强反射为Nido灰岩(Schlüter et al, 1996)。台地顶界面为连续、强波峰反射; 台地底界面与砂、泥岩接触, 反射能量较弱, 连续性较差。台地边缘表现出连续反射波组逐渐过渡到连续性差、反射能量弱的碎屑岩地层。根据台地地震反射时间和钻井揭示台地灰岩地震速度, 计算得到Nido灰岩台地厚度约110~340m; 台地沉积厚度横向变化相对稳定, 且横向延伸范围较广。Steuer等(2014)认为台地发育主要为礼乐地块受巴拉望地块逆冲推覆及负载作用发生弹性变形, 使得先前破碎的地块发育成构造前隆, 在前隆作用和海平面变化共同作用下前隆区持续发育碳酸盐岩, 随着前隆位置向盆地内部迁移, 前渊区碳酸盐岩不断淹没消亡, 在新的前隆区开始了碳酸盐岩沉积。

3.2 碳酸盐岩时空分布规律

3.2.1 碳酸盐台地及礁的剖面分布特征
地震测线A—A´由礼乐滩过礼乐盆地南部坳陷, 到西南巴拉望盆地陆架区(图1、6)。从该地震剖面上可以识别出两种类型台地: 构造前隆台地位于礼乐盆地南部坳陷东南部现今构造前渊区和西南巴拉望盆地逆冲推覆带之下(图6方框1)。台地沉积平稳, 厚度不大, 前端可见岩浆活动形成的刺穿构造, 构造高点发育丘状点礁。自前渊区往西北方向, 逐渐过渡到前隆区, 可见台地逐渐上超于前隆边缘, 厚度逐渐减薄。台地局部受断层继续破坏并遭受剥蚀, 台地边缘局部发育台地边缘点礁。距离测线74公里处的Penascosa-1井(图1)揭示台地顶部年龄为15.2Ma, 时代为中中新世(Rehm, 2003)。测线A—A´东南部拖网SO27-16站位(位置见图1)样品表明台地灰岩形成于晚渐新世—中中新世的开放浅海环境中。测线北东方向53km拖网SO23-29/32两个站位(位置见图1)拖到早—中中新世浅海相颗粒灰岩, 表明早—中中新世此处仍为浅水环境。Steuer 等(2013)根据巴拉望陆架多口钻井和沉积速率计算, 认为台地发育的时代为26—15Ma(晚渐新世—早中新世)。结合钻井和拖网, 我们认为前隆台地开始沉积时间为晚渐新世, 早中新世发育规模最大, 达到鼎盛。早中新世晚期随着前隆位置迁移, 南沙地块与婆罗洲自西南往东北巴拉望岛碰撞逐渐结束, 构造沉降作用下台地开始淹没, 在构造局部高点发育的生物礁, 其生长速度和海平面变化相当, 礁体持续发育, 可能持续到更晚时间。剖面上, 前隆台地在前渊区现今埋深在3.8~4.4s之间, 往前隆方向埋深逐渐变浅。
Fig. 6 Typical carbonate platform and reef in Liyue Basin along line A-A° (Fig. 1).
a) The original profile; b) The interpretation profile. The grey area is platform and the blue is reef

图6 礼乐盆地中部典型台地及生物礁地震剖面分布 [引自邱燕 等(2016)]
上图为原始剖面, 下图为解释剖面, 下图中紫色阴影为台地, 蓝色阴影为生物礁; 上图方框2中孤立台地未在下图中标明, 孤立台地详见3.1.1; 测线及周围拖网站位、钻井位置见图1 A—A°, 拖网样品数据见表1

地垒型孤立台地主要发育在盆地西北部的礼乐滩(图6方框2), 此类台地地震反射特征详见3.1.1。剖面上显示, 台地及以下“基底”为两侧高角度正断层夹持的地垒。自中始新世地垒形成以来, 礼乐滩区域一直处于海平面以下, 且构造稳定、沉降缓慢(Franke et al, 2014)。Steuer等(2013)通过对该区域中中新世以来的沉积速率计算表明, 礼乐滩的沉积速率达到100m·Myr-1。礼乐滩缓慢的沉降速率和较高的沉积物堆积速率使得该区域一直处于有利于碳酸盐岩发育的浅水环境, 自晚渐新世以来连续发育了碳酸盐岩堆积。
测线B—B´呈NW—SE向, 穿过礼乐滩东北部延伸到礼乐盆地东北部半地堑。剖面东南方向坳陷区(图7方框1)主要发育掀斜断块台地, 剖面上表现为一系列多米诺式掀斜断块。大部分断裂活动从Tg一直持续到T4, 边界断层均表现出向海盆倾斜。部分正断层甚至切至海底, 表明其活动一直持续至今。台地之下地层呈楔状充填, 台地披覆沉积在掀斜断块之上, 受断层切割, 也呈现阶梯状分布, 随后台地被裂后期地层披覆掩埋。断块高点发育礁体。剖面东南部可见后期岩浆活动喷出海底形成的海山。剖面中部, 台地出露海底, 拖网SO23-34站位在此获取中中新世的生物碎屑粒状灰岩, 沉积环境为开放浅海。剖面西北方向过渡到礼乐滩区(图7方框2), 隆起之上可见大量生物礁发育, 礁体之下未见明显地层反射, 推测为古隆起之上的孤立台地(丁巍伟 等, 2011)。测线东部SO23-38/39站位(图1)分别拖到晚渐新世—中中新世的灰岩, 而距离测线57km处巴拉望陆架上的Catalat-1井(图1)钻穿整个台地, 台地厚度为1400m以上, 通过古生物化石定年显示台地底界的年龄为25Ma, 时代为晚渐新世, 台地顶界年龄为19Ma, 时代为早中新世(Steuer et al, 2013); 测线西侧SO27-13/14站位(图1)拖到早—中中新世台地灰岩。对比测线周围的拖网样品年代发现, 测线东南部, 台地较早开始发育, 约为晚渐新世, 往西北方向台地逐渐年轻, 时代为早—中中新世。
Fig. 7 Typical identification of characteristics of carbonates in seismic section B-B′ (Fig. 1).
a) The original profile; b) The interpretation profile. The grey area is platform and the blue is reef

图7 礼乐盆地东部典型碳酸盐台地及生物礁解释剖面地震剖面
上图为原始剖面, 方框2中识别的簇状生物礁, 礁体下部为台地; 下图为解释剖面, 紫色阴影为图a方框1中解释的台地; 测线及周围拖网、钻井位置见图1 B—B°, 拖网样品数据见表1

3.2.2 碳酸盐台地平面分布特征
在前人研究基础上, 结合覆盖礼乐盆地及周缘的地震资料, 根据上述不同碳酸盐台地发育特征, 本文详细划分了3类台地的主要平面分布范围。构造前隆型台地主要分布在礼乐滩和西南巴拉望岛之间前隆迁移作用影响区域。该类台地发育稳定, 分布范围广, 厚度变化稳定, 盆地南部前渊区域台地厚度较大, 向西北现今前隆区域台地厚度逐渐减薄, 超覆于现今前隆区。通过覆盖盆地的地震剖面上的识别, 发现台地现今埋深具有东浅西深的特点, 这和Steuer等(2013)对巴拉望陆架区域台地的研究结果相同。掀斜断块台地主要发育在礼乐滩东北部、西北巴拉望盆地(Williams, 1997), 和前隆台地以乌鲁根断裂为界(图8)。掀斜断块台地在礼乐盆地规模相对较小, 分布局限, 厚度变化较大, 横向上延伸常出现尖灭。往西北巴拉望盆地Nido灰岩台地规模较大, 连片发育, 厚度相对稳定(Williams, 1997; Fournier et al, 2004), 台地现今埋深具有往东南变浅, 西北变深的特征(Aurelio et al, 2015)。孤立台地在礼乐盆地一般呈点状分布, 由于台地是在古地形高点发育, 台地基底构造类型不同, 台地规模大小不一, 如裂陷期地垒上、岩浆喷发形成的海山上发育的台地, 其发育规模主要受垒块和岩浆体大小控制。孤立台地大多为继承性台地, 往往具有多期台地及生物礁互层叠置的结构, 如钻井揭示的礼乐滩为多期台地和生物礁叠置, 现今仍在发生碳酸盐堆积(图8)。
Fig. 8 Distributions of carbonate platforms in Liyue Basin and its surrounding area.
The platforms in Palawan are from Steuer et al (2013, 2014); the faults are from Schlüter et al (1996); the volcano type platforms are from Li et al (2010) and Dung et al (2013, 2016)

图8 礼乐盆地及周缘碳酸盐台地分布
巴拉望盆地台地分布范围, 引自Steuer 等(2013, 2014); 断裂分布引自Schlüter 等(1996); 海山上发育的孤立台地参考Li等(2010)、Dung等(2013, 2016), 根据重磁反演火成岩分布结果结合拖网、地震反射特征综合圈定

3.2.3 生物礁的分布
礼乐盆地生物礁主要是在台地及岩浆活动形成的海山上发育, 中新世是生物礁发育的高峰时期(Fulthorpe et al, 1989)。中新世以来, 礁体的期次及分布见图9。晚渐新世早期, 在掀斜断块的高点, 开始零星发育有生物礁。随着台地的沉积, 台地边缘开始生长台地边缘礁(图6)。早中新世生物礁在T4界面形成之前发生淹没(图9a); 中中新世生物礁顶部能达到T4界面, 有些顶部被T4界面削截, 随着该界面的形成, 礁体停止了发育(图9b); 晚中新世生物礁生长穿过T4界面, 表现出不受该界面影响的特点(图9c), 剖面上可见部分礁体能持续生长到距现今海平面以下1s的双程反射时间(750m)(Steuer et al, 2014)。晚中新世之后, 除礼乐滩区域外, 多数礁体发生淹没。现今南沙海域大量分布的珊瑚礁, 礁盘多数是在上新世—更新世岩浆活动形成的海山上构筑(图9d), 它们形态各异, 主要以孤立环礁, 群礁为主。
Fig. 9 Distributions of reefs in different stages (a, b, c) from the Miocene till now in Liyue Basin and its surrounding area (d).
The reef we interpreted is displayed in the dash area; the Miocene reef is from Letouzey et al (1988) and Steuer et al (2014). The modern reef is from Wu et al (2015)

图9 中新世以来礼乐盆地及周缘生物礁期次示意图(a、b、c)及分布(d)
中新世生物礁分布部分引自Letouzey 等(1988)、Steuer 等(2014), 现代生物礁分布部分引自吴时国 等(2015)

4 礼乐盆地碳酸盐台地及生物礁发育构造因素分析

礼乐盆地主要发育晚渐新世到中中新世的一期台地和晚渐新世以来的多期生物礁。根据台地发育的基底构造类型, 将台地主要分为孤立台地、前隆台地及掀斜断块台地。台地发育过程中始终伴随着生物礁的生长。礼乐盆地碳酸盐台地和生物礁发育类型模式见图10。
Fig. 10 The model of carbonate platforms and reefs with their tcectonic settings.
The model is not displayed in the actual scale and the tectonic position is not real in the basin

图10 礼乐盆地碳酸盐台地及生物礁发育构造类型模式图
模式图未按实际比例, 图中构造位置和盆地内实际构造发育位置不能完全对应

孤立台地(图10方框1)主要发育在礼乐滩区域。多数学者认为, 礼乐滩区域自裂离华南陆缘以来, 一直是一个稳定的块体, 且沉降速率明显小于周边区域(Cullen, 2010; Steuer et al, 2013; Ding et al, 2014)。即使在全球海平面发生变化(Haq et al, 1987)的情况下, 礼乐滩区域稳定缓慢的沉降速度和适宜的碳酸盐补偿速度能够保证本区域始终处于浅水环境并持续沉积碳酸盐岩。礼乐滩区域孤立台地是多期台地和生物礁复合叠加的结果。
掀斜断块型台地(图10方框2)主要发育在礼乐滩东北部及西北巴拉望盆地, 此处受前陆作用影响较小, 裂陷期地壳受断裂作用形成断块并发生掀斜, 断块高点处抬升, 提供了浅水环境, 沉积了碳酸盐台地(Williams, 1997; Fournier et al, 2004)。随着裂后盆地加速沉降, 台地及礁体发生淹没(吴时国 等, 2011; 方鹏高 等, 2015)。
前隆台地(图10方框3)主要发育在盆地南部伴随前陆作用的岩石圈挠曲产生前隆的区域(Steuer et al, 2014; Chang et al, 2017)。台地的发育受控于前隆位置的迁移和高度的变化。孙珍 等(2011)指出, 南沙地块在Tg之后就表现出岩石圈挠曲的现象, 在16Ma时前隆达到最大高度, 这正好对应盆地南部台地发育的高峰时期, 之后前隆减弱, 加上相对上升的海平面导致了台地的淹没。

5 结论

通过拖网约束、井震对比和地震相类比追踪等方法, 利用覆盖礼乐盆地的多道反射地震剖面, 结合前人研究成果对礼乐盆地及周缘碳酸盐台地和生物礁进行了识别和分期, 并综合构造变形和重磁特征, 开展了礼乐盆地碳酸盐岩时空分布规律研究工作, 主要取得以下认识。
1) 研究区碳酸盐台地发育时代主要为晚渐新世—早中新世, 台地的发育和淹没具东早西晚的特征。
2) 根据构造背景和台地分布特征, 礼乐盆地台地可分为三类: 孤立台地、前隆台地和掀斜断块台地。孤立台地在基底高点连续发育; 前隆台地发育受控于前隆位置迁移; 掀斜断块台地发育受边界控凹断裂控制。
3) 圈定了礼乐盆地碳酸盐台地和生物礁的分布区域: 孤立台地主要分布在盆地东北方向礼乐滩区域, 为连续发育的孤立台地; 前隆台地主要分布在礼乐滩和巴拉望岛之间, 台地的分布具有南厚北薄的特征, 台地现今埋深具有东浅西深的特征; 掀斜断块台地主要发育在礼乐滩东北部区域, 规模较小, 分布局限。
4) 礼乐盆地及周缘生物礁主要伴随台地及岩浆活动形成的海山发育, 现今仍在生长的生物礁多数发育在上新世以来岩浆喷发形成的火山之上。

The authors have declared that no competing interests exist.

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