东海陆架盆地南部剥蚀厚度恢复及构造演化特征

李德勇,郭太宇,姜效典,赵汗青,王海平

(1.中国海洋大学 海洋地球科学学院 山东 青岛 266100； 2.海底科学与探测技术教育部重点实验室山东 青岛 266100； 3.中海油田服务股份有限公司，天津 300451)

东海陆架盆地南部剥蚀厚度恢复及构造演化特征

李德勇1,2,郭太宇1,姜效典1,2,赵汗青3,王海平3

(1.中国海洋大学 海洋地球科学学院 山东 青岛 266100； 2.海底科学与探测技术教育部重点实验室山东 青岛 266100； 3.中海油田服务股份有限公司，天津 300451)

声波时差；沉积波动；剥蚀厚度；构造演化；东海陆架盆地

剥蚀是沉积盆地中普遍存在的地质现象，地层隆升剥蚀改变了盆地埋藏历史、有效圈闭改造及烃源岩热成熟过程，从而使油气的生成、运移和保存条件复杂化，因此，关于剥蚀量恢复及盆地构造演化的研究成为含油气盆地油气资源评价的重要内容之一[1]。东海陆架盆地是我国近海面积最大的含油气盆地，蕴藏着丰富的油气资源，其发育过程中经历多期构造运动的改造和抬升，形成了多个区域性不整合面[2-5]。前人使用地层趋势对比法、泥岩声波时差法、镜质体反射率(Ro)法及流体包裹体法对东海盆地进行过剥蚀量计算等方面的研究，并简要分析了构造剥蚀对油气聚集的影响，但主要集中在西湖凹陷[6-9]。本文则针对钻井少、勘探程度低的东海盆地南部(包括椒江—丽水凹陷、福州凹陷、钓北凹陷以及渔山东低隆起)，综合利用沉积波动分析法、泥岩声波时差法及地层趋势对比法对其关键不整合面的剥蚀量进行了恢复，并在区域构造背景基础上探讨了盆地充填结构及阶段演化特征，以期为有利油气成藏区带优选提供依据。

1 区域地质背景

东海陆架盆地位于欧亚板块东南缘，处于华南陆块之上，基底是华夏地块在东海陆架的延伸，是西太平洋边缘构造域的重要组成部分。其西为浙闽隆起区，东为钓鱼岛隆褶带，北与对马盆地隔海相望，南与台西盆地接壤，走向NNE-NE，长约1 400 km，宽80～370 km，总面积达26.7×104km2，以新生代充填地层为主，最大沉积厚度超过14 km，系中生代盆地之上叠合了新生代复合盆地的多旋回构造单元[4,10-11]，可划分为西部坳陷带(椒江-丽水凹陷、福州凹陷、钱塘凹陷、长江坳陷)、中央隆起带(虎皮礁隆起、海礁隆起及渔山东低隆起)及东部坳陷带(福江凹陷、西湖凹陷及钓北凹陷)3个次级构造单元(图1)。

晚侏罗世—早白垩世，新特提斯洋洋壳开始快速消减至欧亚板块之下，大陆地壳因强烈褶皱、逆冲、叠覆而发生增厚。期间太平洋板块由推动库拉板块向北快速移动逐渐变为对欧亚板块的NNW向俯冲[12]，导致太平洋构造域不断向东后撤跃迁，由此对东海陆架产生了差异升降和宽缓褶皱作用[13-15]，刚性地块破裂，形成了中生界NE向的宽缓褶曲和半地堑。进入新生代，随特提斯洋消亡，至渐新世末印度板块与欧亚板块开始陆—陆碰撞，青藏高原开始隆升[16-17]，华南陆块向东挤出[18-19]，引起地幔流向东蠕动，东海陆架盆地也随之发育成形[20]。古新世早期，盆地裂陷中心位于西带，东部坳陷带为陆上隆起。始新世，太平洋俯冲板块因菲律宾海板块的生长而逐渐后撤，裂陷中心自西向东跃迁至东部坳陷带，而西部坳陷带则逐渐抬升为陆上削蚀环境，导致渐新统缺失，中上始新统被剥蚀[4,21-22]。始新世末期—渐新世，太平洋板块俯冲则由NNW向转为NWW向[23]，控盆断裂由左旋变为右旋，东海盆地进入拗陷-区域沉降阶段，超覆层叠置于箕状断陷之上，形成断坳叠合的双层盆地结构。

2 不整合面剥蚀厚度计算

目前，地层剥蚀厚度恢复的方法有很多，例如地层对比法[24]、声波时差法[7,25-28]、古地温法[29-30]及沉积速率法[31-32]等，每种方法都有对资料的特殊要求和应用方面的局限性。鉴于东海陆架盆地南部钻井稀少且主要集中在椒江-丽水凹陷的现实条件，本文充分利用丰富的全覆盖地震资料，综合采用地层趋势对比法并以声波时差法、沉积波动分析法为约束，对研究区的地层剥蚀厚度进行了恢复。

2.1 地层趋势对比法剥蚀量恢复

根据地震剖面上反射波振幅、连续性等特征，分析沉积地层厚度变化规律，采用地层厚度对比或厚度变化趋势追踪来计算剥蚀厚度。该方法仅适用于倾斜地层，即角度不整合接触地层，如何准确确定起剥点是关键，当地层厚度横向变化较大时，误差较大，甚至无法使用。东海盆地南部地震资料丰富，使用该方法恢复剥蚀量控制点多、可信度高，研究中选取自盆内向盆外可以识别的第一个削截点为起剥点。

图1 东海陆架盆地区域位置与构造单元Fig.1 Regional location and tectonic units of the East China Sea Shelf Basin

图2 东海陆架盆地主要地质界面与构造演化简况Fig.2 Main geological interfaces and tectonic evolution processes in the Southern East China Sea Shelf Basin

2.2 声波时差法剥蚀量恢复

由于泥岩声波时差随压实(深度)变化的标准指数关系并不因剥蚀而发生改变，同时受后期埋藏成岩作用改造较弱，属定量的地球物理方法且计算精度高，因此被广泛应用于钻井剥蚀量的求取，但该方法要求不整合面上覆沉积层未改变老地层的压实规律[27]。

本文在充分考虑剥蚀面上覆新地层和被剥蚀地层分别对老地层所施加压力大小的基础上，应用声波时差与埋深的改进型指数关系模型进行了剥蚀厚度恢复。改进型指数关系模型兼顾了对深部和浅部地层的适用性[7,26]，更加符合实际地质特征：

(1)

式中:Δt为泥岩声波时差,μs/m；Δt0为声波在地表的传播时间,s；D为埋深，m；c为偏移常量，约等于声波在岩石基质中的传播时间。

为方便程序计算，研究中首先对改进指数模型公式(1)进行线性化，两边取对数得:

(2)

其次，利用所求剥蚀面深度D1及相应剥蚀量h将声波资料中提供的现今埋深D0校正为地层未剥蚀前的古埋深，进而得下式:

(3)

2.3 沉积波动方程法剥蚀量恢复

沉积波动分析法是建立在地壳波状运动理论基础之上的，认为盆地似周期及非周期的地质现象，均是若干个有严格周期、振幅的波动过程的叠加，因此，沉积盆地的发育过程可由不同周期波动过程叠加的波动方程来描述[31]，进而达到定量恢复盆地完整沉积、剥蚀演化历史过程的目的。沉积波动分析法计算剥蚀量的理论依据是盆地沉积速率的变化系由不同周期波叠加而成。

图3 地层趋势法不整合面剥蚀厚度恢复Fig.3 Restoration of erosion thickness by stratigraphic trends contrast methoda.X1测线；b.X2测线；c.X3测线

本次研究为确保计算精度，以单一钻井为对象进行剥蚀厚度恢复。首先，根据取心和测录井资料建立岩性-厚度(深度)剖面，统计各层段岩层厚度。其次，利用微体古生物及测年资料将岩层深度剖面转化为时间剖面。再次，对砂、泥岩地层进行压实校正以消除压实作用影响，进而计算其沉积速率，建立时间—沉积速率直方图剖面。最后，采用滑动平均法在时间—沉积速率剖面上分解出不同周期的严格周期波[31-32]，进而叠加建立描述盆地沉积—剥蚀过程的波动方程F(t)，利用公式：

(4)

积分即可得到地层剥蚀期间(t1-t2)的剥蚀量h。

分析结果显示(图5)，W3井所在的丽水凹陷沉积波动周期包括44 Ma(G波)、19 Ma(B波)及12 Ma(F波)3种，波动方程分别为：

G=5sin[2π(t-340)/440]

(5)

B=G+(-2+0.015t)sin[2π(t-325)/190]

(6)

F=B+(0.015t)sin[2π(t-275)/120]

(7)

2.4 主要不整合面剥蚀量分布

图4 泥岩声波时差法地层剥蚀厚度恢复Fig.4 Erosion thickness recovery using interval transit time method of mudstonesa.W1井；b.W2井

图5 W3井沉积波动分析法剥蚀量恢复Fig.5 Erosion thickness recovery of well W3 by sedimentary wave analyses

图6 东海陆架盆地南部不整合面)剥蚀厚度Fig.6 Erosion thickness of unconformity in the Southern East China Sea Shelf Basin

3 盆地结构及构造演化特征

本文在剥蚀厚度恢复的基础上，通过平衡剖面的制作分析了不同地史时期盆地的充填结构，并结合区域背景资料，探讨了东海陆架盆地的构造演化特征。本次研究按层长守恒法则，即假定地层厚度不变，岩层在变形前后的长度是相同的[34]，运用复原法并融入地层剥蚀厚度补偿进行了平衡剖面恢复。

晚侏罗世之前，东海陆架盆地属古亚洲克拉通大陆边缘坳陷，之后，西太平洋构造域受库拉-太平洋板块侧向俯冲控制[12,35]，发生岩石圈减薄、软流圈上涌，多幕次、大规模的酸性岩浆活动形成火山弧，导致东海盆地转变为弧前坳陷盆地[1]。晚白垩世-早古新世，太平洋板块持续俯冲引起地幔上拱，地幔上升流在地壳表层诱发引张作用，使地壳表层在热隆背景下形成小型裂陷盆地，东海陆架盆地进入弧后扩展期，形成裂谷型断陷盆地雏形。

平衡剖面结果显示(图8)，西部坳陷带在晚白垩世末形成雏形，于古新世进入断陷阶段，发育一系列NE向、书斜式正断层，逐步接受古新统月桂峰组、灵峰组和明月峰组巨厚地层充填，沉积地层厚度最高达6 000 m，形成具有“东断西超”的箕状断陷，是西部坳陷带的主要发育期。始新世后，由于莫霍面停止上拱，西部坳陷带在热冷却驱动下进入拗陷—反转期，但反转作用并不明显，沉积速率快速减小，期间发育了中下始新统瓯江组和温州组。之后，受地幔流蠕散影响，沉降中心逐渐向东迁移，西部坳陷带发生掀斜、抬升，进入中晚始新世—渐新世抬升剥蚀期，导致渐新统缺失，始新统部分被剥蚀。渐新世后，西部坳陷带首先进入区域沉降期，接受中新统龙井组、玉泉组和柳浪组及上新统三潭组沉积，形成断坳叠加的双层盆地结构。

图7 东海陆架盆地南部不整合面)剥蚀厚度Fig.7 Erosion thickness of unconformity in the Southern East China Sea Shelf Basin

图8 西部坳陷带X4测线平衡剖面恢复Fig.8 Balanced section recovery of seismic line X4 in the western depression belt

受沉降中心自西向东迁移的影响，东部坳陷带始新世后才开始进入强烈断陷期，盆地呈“地堑式双断”结构(图9)，逐步接受了厚达万米的始新统瓯江组、温州组和平湖组充填。进入渐新统，受玉泉运动控制，东海盆地发生构造反转，开始进入坳陷—反转阶段，但钓北凹陷仅局部发生微弱反转，远不如西湖凹陷中央背斜带典型，并接受了渐新统花港组沉积，此时盆地结构也由双断地堑转化为西向超覆的箕状盆地，进而叠加形成了双层结构。中新世，东部坳陷带持续、快速坳陷，先后接受了龙井组、玉泉组及柳浪组沉积；上新世及之后，随着菲律宾海板块死亡、太平洋俯冲板块带持续向东后撤，弧后扩张区也向东迁移至冲绳海槽，东海陆架盆地整体进入区域沉降期。

4 结论

3) 东海陆架盆地具有“东西分带”的构造格局，古新世，裂陷首先在西带发育，西部坳陷带形成“东断西超”的箕状结构；始新世，裂陷中心迁移至东部坳陷带，钓北凹陷形成“双断结构”，而此时因莫霍面停止上拱，西部坳陷带在热冷却驱动下首先进入拗陷-反转阶段；渐新世，东带也进入拗陷-反转阶段，但构造反转非常微弱，强度明显低于西带，钓北凹陷逐渐变为西向超覆的箕状盆地；中新世之后，东海陆架盆地自西向东逐步进入区域沉降阶段。

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(编辑 董 立)

Erosion thickness recovery and tectonic evolution characterization of southern East China Sea Shelf Basin

Li Deyong1,2，Guo Taiyu1，Jiang Xiaodian1,2，Zhao Hanqing3，Wang Haiping3

(1.DepartmentofMarineGeosciences,OceanUniversityofChina,Qingdao,Shandong266100,China;2.KeyLabofSubmarineGeosciencesandProspectingTechniques,MinistryofEducation,Qingdao,Shandong266100,China;3.ChinaOilfieldServicesLtd.,CNOOC,Tianjin300451,China)

acoustic travel time，sedimentary fluctuation，erosion thickness，tectonic evolution，East China Sea Shelf Basin

2014-10-30;

2015-10-30。

李德勇(1984—)，男,博士、讲师，沉积学与油气储层地质学。E-mail:ldyc411@ouc.edu.cn。

国家自然科学基金重点项目(41530963)；国家科技重大专项(2016ZX05027-002-005);中央高校基本科研业务费项目(201413005，201564006)。

0253-9985(2015)06-0913-11

10.11743/ogg20150606

TE121.2

A