南海北部神狐陆坡限制型滑塌体特征及成因机理①

吴嘉鹏 王英民 邱 燕 彭学超 夏广胜 万丽芬

(1.中国石油大学(北京)地球科学学院 北京 102249;2.中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室 北京 102249; 3.国土资源部广州海洋地质调查局 广州 510760;4.中国石油化工集团国际石油勘探开发有限公司 北京 100083; 5.中国石油化工股份有限公司上海海洋油气分公司研究院 上海 200120)

南海北部神狐陆坡限制型滑塌体特征及成因机理①

吴嘉鹏1,2王英民1,2邱 燕3彭学超3夏广胜4万丽芬5

(1.中国石油大学(北京)地球科学学院 北京 102249;2.中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室 北京 102249; 3.国土资源部广州海洋地质调查局 广州 510760;4.中国石油化工集团国际石油勘探开发有限公司 北京 100083; 5.中国石油化工股份有限公司上海海洋油气分公司研究院 上海 200120)

滑塌体是深水沉积的重要组成部分,研究滑塌体沉积有助于揭示深水沉积过程。利用高精度多道地震资料,首次在南海北部神狐陆坡段发现了规模逾千平方千米的限制型滑塌体,它在顺坡滑塌时,未能超越下坡地层的围限,突然终止于下坡未变形地层中,因此陡冲斜坡两侧的地震相特征发生截然的变化。滑塌体整体呈楔形,内部呈杂乱反射,前端存在逆冲断层以及挤压褶皱。由于顺坡滑塌距离较短,因此与非限制型滑塌体相比,限制型滑塌体内部地层连续性较好。结合神狐滑塌体地震反射特征并通过与世界典型滑塌体的对比,可知滑塌体的厚度、地形坡度二者共同控制了神狐滑塌体的发育类型,前端地形突起对其发育没有影响。

滑塌体 深水沉积 神狐陆坡 南海北部

0 前言

随着全球深水油气勘探的深入开展,海底滑塌体(Submarine Slide)作为深水沉积的重要组成部分得到越来越深刻的认识[1]。前人在大西洋的东部[2]、西部[3,4]、北部[5,6],太平洋的东部[7]以及地中海[8,9]等全球许多深水盆地中对海底滑塌体做了深入的研究,在中国南海北部[10～14]、南部陆坡区[15]也相继有大规模海底滑塌体发现。根据滑塌体沿底部的滑动剪切面搬运过程中受力特征的不同,可将其划分为三个结构单元:头部(Headwall Domain)、体部(Translational Domain)以及趾部(Toe Domain)[8,16],头部是以拉张作用为主而趾部以挤压、逆冲作用为主[16,17].rey Martinez[18]根据滑塌体前端的趾部沉积物与前端围限地层的关系,将滑塌体分为非限制型与限制型两类(图1)。前人对于限制型滑塌体研究较少,对其特征以及成因等方面的认识也有待加强。

图1 非限制型(a)与限制型(b)滑塌体简图[18]Fig.1 Schematic depiction of the frontally emergent landslide(a)and frontally confined landslide(b)[18]

研究区位于南海北部神狐陆坡[19]上部,现今水深约为200～1 000 m(图2),属于陆坡深水区。本文利用高分辨率多道二维地震资料,首次在南海发现了规模逾千平方公里的限制型滑塌体,通过对其地震反射特征的研究以及与世界各地典型滑塌体的对比,分析神狐限制型滑塌体发育演化成因。

图2 神狐限制型滑塌体范围及地震剖面位置图Fig.2 Distribution of Shenhu frontally confined landslide and location of seismic profiles

表1 神狐限制型滑塌体信息统计Table1 Slope,thickness and length data of the Shenhu frontally confined landslide

1 神狐限制型滑塌体特征

典型的滑塌体往往表现为丘状或楔状外形、弱振幅(局部中-强振幅)甚至透明反射、连续性差的地震反射特征,局部有张性断层、逆冲断层以及挤压褶皱等构造发育[2,9,11,15,18,20],与之相比,限制型滑塌体最明显的特点是在顺坡滑动方向突然终止[18]。据此,如图2所示,在南海北部神狐陆坡工区1至6号剖面上识别出了总面积逾2 000 km2的限制型滑塌体。

其中,1～3号剖面上滑塌体双程反射时间大体为1 000～1 500ms,而4～6号剖面上,滑塌体时间分布范围为1 250～1 750 ms,3号地震剖面位于中间,并且滑塌体的厚度明显偏小。利用现有资料,依据地震剖面上双程反射时间分布范围及滑塌体厚度的变化,识别出大致A、B两个限制型滑塌体,其中A滑塌体面积约为1 050 km2,B滑塌体面积约为1 150 km2。

1.1 2 号剖面反射特征

如图3,滑塌体位于剖面左侧,长11.6 km,最大厚度为158.7 m,平均厚度为136.2 m。底部剪切面呈波状连续地震反射,内部地震反射杂乱,但是仍具有一定连续性,前端为挤压成因的逆冲断层。滑塌体在最前端以楔形终止于周围未变形的围限地层中,二者之间具有一个明显的陡冲斜坡,在斜坡左侧是杂乱的滑塌体,而在右侧为连续、平行的地层。并且,由于受滑塌体的挤压作用,前端围限地层也发生了一定程度的挠曲。剖面右侧的明显地形突起是一统暗沙,其附近的地层呈平行、连续反射,并未发生明显变形。

1.2 3号剖面反射特征

剖面上滑塌体长14.2 km,最大厚度为58.7 m,平均厚度为40 m。滑塌体前端有一个明显的滑塌块体,振幅强、连续性好,略显杂乱,与周围滑塌体的杂乱地震反射具有明显区别,其两翼均以较大的倾角向外倾斜,这是滑塌、搬运过程中,保存比较完整的沉积物块体[9,21]。滑塌体底部剪切面为连续、强反射的波状界面,其下的孤岛状块体是下伏地层被滑塌体侵蚀之后的残余体,与下部地层之间无明显的分离界面,这一点可用来与滑塌块体相区分[9]。残余体内部呈平行、连续地震反射,其左侧边界为陡冲斜坡,与断层或者是头部滑塌陡坎的地震反射特征相似[9],将下切深度不同的底部剪切面相连[22],反映了滑塌体侵蚀作用的强弱变化(图4)。

图3 2号剖面及其解释图Fig.3 No.2 seismic line cross section and accompanying line drawing

图4 3号剖面及其解释图Fig.4 No.3 seismic line cross section and accompanying line drawing

1.3 6号剖面反射特征

滑塌体长25.4 km,最大厚度为173.8 m,平均厚度146 m。底部剪切面呈连续强振幅波状地震反射。滑塌体呈杂乱反射,前端为挤压成因的逆冲断层,断距较小,逆冲断层两侧的地层具有可追踪性。两个逆冲断面间的地层由于受挤压作用而产生U形褶曲。最前端的陡冲斜坡面与逆冲断层均倾向于上坡方向,陡冲斜坡两侧的地震相特征发生截然的变化,右侧平行、连续的地层限制了左侧滑塌体的顺坡滑移(图5)。

2 神狐限制型滑塌体成因

当沉积物所受外力大于内部剪切力时,就会发生垮塌[23],在重力的驱动下顺坡滑塌,重力势能转化为滑塌沉积物的滑动动能,在此过程中,滑塌体还需不断克服前端未变形地层的阻力。因此海底地形坡度、滑塌体前端的正地形等对滑塌体的形成及演化具有不可忽视的作用。

图5 6号剖面及其解释图Fig.5 No.6 seismic line cross section and accompanying line drawing

2.1 滑塌体厚度

Frey Martinez等[18]通过对地中海东部Israel陆架ISC限制型滑塌体的研究,认为滑塌体的厚度控制了滑塌体的发育类型,并认为所有的滑塌体都要经历限制型发育阶段,只要动力条件合适,在任何阶段都能够实现由限制型向非限制型滑塌体的转变。但是厚度大的滑塌体由于其重心低,突破前端地层的限制所需能量大,相对薄层滑塌体而言,更容易发育成为限制型。

在神狐陆坡工区的2号及6号剖面上,滑塌体均呈楔形尖灭于下坡未变形地层中,前端都存在一个倾向上坡方向的陡冲斜坡,说明滑塌体未超越前端地层围限,从而发育为限制型滑塌体。3号剖面上的滑塌体厚度明显较小,沉积物在顺坡滑动中需要克服的前端阻力较小,易于发生滑动。剖面上的滑塌块体以及侵蚀残余体的存在都表明有滑塌体沉积物流从流速较慢的滑塌块体或者是静止的侵蚀残余体周围流过[3,24,25],具有明显的非限制的沉积特征。

表2为全球各地典型滑塌体平均厚度、长度以及厚长比比值统计。由表中可知,非限制型滑塌体厚度明显偏小,均低于100 m,并且由于非限制型滑塌体超出前端地层围限之后,顺坡搬运距离较远,所以厚长比比值也明显偏小,均低于2 X 10-3。与之相反,限制型的Gebra滑塌体以及神狐滑塌体,它们的平均厚度基本都超过100 m,并且由于限制型滑塌体顺坡滑动距离较近,从而使得厚长比比值偏大,均大于2.8 X10-3。

表2 世界典型滑塌体信息统计表Table2 W orldw ide typical landslides'characteristics

由以上对比可知,滑塌体的厚度与其发育类型具有紧密的相关性。厚度大的滑塌体滑动时,需要克服较大的地层阻力,从而容易发育成为限制型滑塌体,又由于滑塌距离短,所以具有较大的厚长比比值。相反,厚度较小的滑塌体易于发育成为非限制型滑塌体,厚长比比值也相对较小。

2.2 地形坡度

较大的地形坡度往往成为滑塌体的触发原因,在较陡的斜坡背景下,滑塌体在顺坡搬运过程中会获得较大的滑动速度,从而能够超越前端地层的围限而发育成为非限制型滑塌体。因此,地形坡度的大小对滑塌体的发育类型具有重要影响。

Huvenne等[26]利用二维及三维地震资料分析了Porcupine盆地西部限制型滑塌体的成因,该滑塌体内部地层连续性好,由许多直径约为500 m的板状块体组成.uvenne认为由于滑塌体底部剪切面上空隙超压突然释放,滑塌体滑动阻力增加,加之地形坡度较小,发育初期的滑塌体无法获得更大的能量继续滑动,从而发生突然冻结,发育为限制型滑塌体。

由表1可知,神狐滑塌体最大坡度仅为0.85°,与表2中的Storegga、Afen等滑塌体相比,坡度明显较小。神狐滑塌体虽然呈杂乱反射,但是内部地层具有一定的连续性,在逆冲断层断面两侧的地层也具有一定的可追踪性,内部沉积物未完全变形。这说明在低坡度背景下,滑塌体无法进行顺坡的长距离搬运,进而难以获得充足的能量发育为非限制型滑塌体。

表2中,虽然Storegga、Traenadjupet滑塌体的平均厚度很大,在滑动过程中阻力较大,但是由于地形坡度大,在顺坡滑动中可以获得更多的动能,从而发育成为非限制型滑塌体。

因此可知,地形坡度对于滑塌体由限制型向非限制型的转化具有积极作用,在同等条件下,地形坡度越大,滑塌体越容易发育成为非限制型滑塌体。

同时,值得注意的是,在极小的坡度背景下,厚度很薄的Canary、CADEB滑塌体也成功的发育成为了非限制型滑塌体。可见滑塌体的厚度以及地形坡度二者共同影响了滑塌体的发育类型。

2.3 地形突起

Trincardi[22]通过对限制型Gela滑塌体的研究认为,盆地范围内的地貌突起形成了滑塌体顺坡滑移的屏障,并认为当正向地形突起能够提供足够的阻力,从而阻挡滑塌体的继续搬运时,就会形成限制型滑塌体.ingle[27,28]在对非洲南部Chamais以及Agulhias滑塌体的研究中,发现滑塌体趾部末端的滑动面向上坡方向倾斜,并且存在一些旋转块体,这主要是因为滑塌体滑动过程中,前端受构造脊、海山等正地形的阻挡而形成的.oscardelli[29]利用3D资料对特立尼达岛和委内瑞拉海岸区域的MTD进行研究,发现海底突起的海山所形成的半局限性环境,基本决定了MTD的流动方向。

在神狐滑塌体的前方存在明显的地形突起即一统暗沙,它对滑塌体的发育的影响是必须要考虑的。如图3,在2号地震剖面上,除了在滑塌体前端的小部分地层由于受挤压作用产生了挠曲,滑塌体与一统暗沙之间的大部分地层都呈未变形的平行、亚平行反射。这说明主要是滑塌体下坡方向的未变形地层阻挡了滑塌体的顺坡搬运,一统暗沙对滑塌体的搬运及发育基本没有影响。

3 结论

第一次在南海神狐陆坡区发现了面积逾千平方公里的限制型滑塌体,其地震反射特征明显不同于下伏及上覆地层,内部呈杂乱的地震反射特征,而且在趾部还存在逆冲断层、挤压褶皱等构造。与典型的非限制型滑塌体相比,限制型滑塌体末端存在一个倾向上坡方向的陡冲斜坡面,斜坡两侧地震相特征发生截然的变化,反映了下坡地层对滑塌体的围限作用。

图6 两类滑塌体成因机理模式图Fig.6 Formationmechanism model of the two kinds of slide

通过对神狐限制型滑塌体地震反射特征的研究以及与世界各地典型滑塌体的对比分析,认为神狐滑塌体的厚度及地形坡度控制了其发育类型(图6)。厚度大的滑塌体,前端的阻挡地层厚度大,产生阻力大,滑塌体若突破前端地层的围限,所需动能大,但是由于其重心低、滑动距离短,很难获得足够的能量,所以容易发育成为限制型滑塌体(图6-A1);当滑塌体厚度较薄时,前端阻力小,易于发生长距离滑动而成为非限制型滑塌体(图6-A2)。较陡的地形坡度会引起地层滑塌,并且对于滑塌体的发育类型具有重要影响。同样厚度的滑塌体,当地形较陡时,易于获得更大的滑动动力,从而成为非限制型滑塌体(图6-B2);相反,当地形较缓时,滑塌体的滑动能量低,无法冲破前端地层阻挡,从而形成限制型滑塌体(图6-B1)。本文中,虽然神狐滑塌体前端的一统暗沙对其发育没有明显影响,但是滑塌体前端正地形对于滑塌体的形成具有不可忽视的作用[22,27～29]。当地形突起具有明显的阻挡作用时,就会将滑塌体强制阻挡在上坡方向,从而成为限制型滑塌体(图6-C1);当滑塌体如神狐滑塌体一样,发育区远离前端正地形,或者前端隆起不足以阻挡滑塌体流动时,地形隆起的影响基本可以忽略(图6-C2)。

滑塌体厚度对于其发育类型具有重要的影响,而滑塌体底部剪切面的发育位置恰恰决定了滑塌体的厚度。通过前人的研究成果可知,底部剪切面的影响因素因地而异,具有泥质等深流沉积[6,18,25]、天然气水合物的分解[10,11,14]、沉积物空隙超压[18,22,26,30]等多种因素,因此神狐限制型滑塌体底部剪切面发育位置的影响因素,还需进一步研究。

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Characteristic and Formation M echanism of the Frontally Confined Landslide in Shenhu Slope,Northern South China Sea

WU Jia-peng1,2WANG Ying-min1,2QIU Yan3PENG Xue-chao3XIA Guang-sheng4WAN Li-fen5
(1.College of Geosciences,China University of Petroleum,Beijing 102249; 2.State Key Laboratory of Petroleum Resource and Prospecting,Beijing 102249; 3.Guangzhou M arine Geological Survey Bureau,Guangzhou 510760; 4.International Petroleum Exp loration&Production Corporation,SINOPEC,Beijing 100083; 5.Institute of Shanghai O ffshore Oil&Gas Company,SINOPEC,Shanghai200120)

Landslides constitute important aspects of deepwater sediment fill;and the study of the landslide does much help unveiling the deposition process in deepwater settings.Using the high resolutionmultichannel seismic profiles,the frontally confined landslide is firstly discovered in Shenhu slope of the Northern South China Sea,ofwhich distribution area is over 1 000 km2.he landslide undergoes a restricted downslope translation and does not overrun the undeformed downslope strata,so the seismic facies features are definitely different in the two sides of the ramp.With the internally chaotic reflection,the landslide is externally wedge shaped and the impressive fold and thrust develop in the toe domain of the landslide.Comparing with the frontally emergent landslide,the continuity of the frontally confined landslide sediment is better for the shorter downslope transport distance.Combined with the seismic reflection features of the slide and the comparison among the Shenhu landslide and the worldwide landslides,the type of the landslide is determined by the thickness of the slide and the slope angle,but the positive landform-Yitong shoal has no effect on the Shenhu landslide's evolution.

landslide;deepwater deposition;Shenhu slope;Northern South China Sea

吴嘉鹏 男 1987年出生 博士研究生 石油地质学 E-mail:wjp_better@sina.com.cn

P512.2

A

1000-0550(2012)04-0639-07

①国家自然科学基金项目(批准号:40972077)和国家基础研究发展规划项目(编号:2009CB219407)资助。

2011-07-01;收修改稿日期:2011-09-24