阿曼南部shalala盆地第三纪珊瑚礁、碳酸盐台地及其周围沉积物的露头和地震响应。
荷兰Rijswijk壳牌研究和技术服务公司；
法国马赛普罗旺斯大学
耶鲁安·彼得斯
阿曼石油开发公司，马斯喀特，阿曼苏丹国
摘要
综合露头、地震和钻井资料，对阿曼南部萨拉拉碳酸盐岩边缘进行了层序地层学解释。这个边缘与第三纪亚丁湾的破裂有关。为了有助于地下相应地层的地震地层解释，简述了台地、珊瑚礁、断架边缘和大陆坡底部碳酸盐岩的露头显示。沉降速率的快速增加和断障、断槽的分化导致浅部碳酸盐岩逐渐被淹没，盆地相泥灰岩和浊积岩向上增加。断块边缘的珊瑚礁发育发生在碳酸盐沉积结束之前。
序
1994年，阿曼石油开发公司在阿曼南端的祖法尔省的沙拉拉盆地钻了第一口陆上油气探井，井号为1(萨拉拉平原-1)(图1)。在地震剖面上，确定该井钻探目标为一个丘状构造，同时类比附近第三纪露头，可解释为一个第三纪生物礁(图2)。虽然井被掏空了，但证实了地层模型和构造解释的正确性。同时提供了与区域地质相关的资料，其中关于渐新世-中新世裂谷期亚丁湾碳酸盐沉积演化的资料尤为重要(区域地质背景见Platel和Roger，1989；罗杰等人，1989，1997)。
沙拉拉盆地始新世-中新世由碳酸盐台地、生物礁和周围沉积物组成。本文将集中讨论它们的露头和地震响应。这里的露头和地下地层是在亚丁湾裂谷的构造背景下解释的(图2B和图3)。沙拉拉盆地为综合利用露头和地下资料研究厚层(500～2500m)新生界碳酸盐岩层序提供了独特的机会。这个层序沉积在阿拉伯半岛的东南边缘(图2A)。
地下数据
图1总结了shalala平原1井的地下数据。相关地震调查包括几条2D地震线，偏移25m，地震波传播时间10s，频率范围5-60hz，最大偏移3200m，覆盖72倍(图1)。在460米秒和800米秒之间的双向旅行时间范围内，解释了双向旅行期间约300米秒的地层闭合。图1中反映这种构造解释的蓝色层位，实际上并不是等时地层界面，而是与这种丘状异常有关的礁状。结合钻井数据的解释，下面将给出该圈闭的另一种解释。
图1阿曼石油开发公司(PDO)shala la平原1井研究区位置及综合数据。
沙拉拉平原1井总进尺为1450米TVD(垂深)。由于界面条件的影响，该井发生了偏斜，并钻入TVD 560米处的标绘构造顶部。一套标准组合测井证实目标储层物性良好。这个构造充满了水，可能是因为没有油气填充。尽管该井尚未取芯，但已从岩屑和井壁样品中获得了岩性和生物地层数据，这些数据已用于测井和地震数据的进一步解释。
该井还证实了由周围露头确定的地层名称以及基于该名称的地震地层解释(图3，Platel和Roger，1989)，其中包括:
Ashawq组(Shizar段)底部的局限海相和浅海泥灰岩和石灰岩是一套从始新世到早渐新世的前裂谷台地序列。
图2阿拉伯半岛南部基本地质框架:(a)也门东北部地质剖面图；(b)阿拉伯半岛南部主要构造单元示意图。
Ashawq组上部(Nakhlit剖面)富含珊瑚的浅海灰岩是一套早渐新世的同裂谷礁序列。
Mughsayl组的深海浊积灰岩和泥灰岩是一套以盆地相为主的晚渐新世-中新世后裂谷层序。
本文讨论的另一种解释是Ashawq组最上部和Mughsayl组最下部之间可能存在一套等时沉积，因此具有地球动力学意义。
第三纪生物礁、平台和邻近沉积物的露头展示
本节讨论的大部分露头数据是在阿曼石油开发公司从1990到1994组织的多次地质调查中收集的。阿曼石油和矿产部(MPM)和法国地质调查局(BRGM)出版的1 ∶ 100000和地质图(Platel et al .，1987)是层序、沉积和构造分析的基础资料。本文主要关注Mughsayl露头区，主要出露Mughsayl组和Ashawq组的始新统-中新统碳酸盐岩(图4A)。该露头区位于沙拉拉平原1井以西约40km处，为海岸悬崖，高度为1000m，相当于沙拉拉盆地的西缘，在亚丁湾裂谷肩晚中新世隆升期间出露(Platel和Roger，1989)。有一个断裂的古陆架边缘(Platel等人，1987)，将浅海碳酸盐岩(Ashawq组)与斜坡盆地碳酸盐岩(Mughsayl组)分开(图4B)。一条非常陡峭蜿蜒的道路爬上了这个由古陆架边缘形成的陡峭悬崖，这为深入观察这个复杂的沉积体系提供了独特的机会(图5A)。
图3阿曼南部祖法尔地区白垩纪-第三纪地层柱状图(Roger等人修改，1989) 1 =泥质砂岩；2 =浅海石灰岩；3 =泥灰；4 =白云石；5 =硫酸盐岩；6 =浊积灰岩；7 =滑塌堆积石灰岩；8 =砾石石灰岩；9 =区域不整合。
矿脉
在Mughsayl西部的古陆架边缘可以看到一些土墩结构的露头(图4和图5)，它们现在的地貌和覆盖在土墩结构侧面的生物碎屑颗粒石灰岩层是金字塔形的。这些丘礁的高度约为100米，其横向宽度至少是高度的三倍。最上面的丘礁被流向盆地的古老冲沟分开(图5)。这些分布在Ashawq组顶部的土墩形成了一个明显后退的碳酸盐隆起群(图4A)。这种总体“海侵趋势”符合在土丘侧面看到的准层序组，具有“向上开放”的层序(Borgomano，2000年)，即从有限的海洋微孔泥灰岩变为珊瑚粘结灰岩和向上变薄的生物碎屑砾石灰岩-颗粒灰岩(图5B)。
图4 Mughsayl地区第三纪露头地质格架。剖面图(a)和地质图(b)显示了Ashawq组(始新世-早渐新世)浅海碳酸盐岩和Mughsayl组(早渐新世-晚渐新世)深海碳酸盐岩之间的空间关系(根据Platel等人，1987)。1 = Ashawq组浅海碳酸盐岩(陆架和珊瑚礁)；2=Mughsayl地层中较深的碳酸盐岩(低密度和高密度浊积岩、角砾岩和滑塌岩)；3 =古陆架边缘的特点是Ashawq组和Mughsayl组之间的突然断层接触。
图5(a)Mughsayl地区Ashawq组珊瑚礁和邻近沉积物的露头(位置见图4)。请注意分隔两个珊瑚礁的古老沟壑。箭头表示珊瑚礁两侧地层的倾角；虚线标出了珊瑚礁顶部的轮廓。图A底部近乎水平的直线显示了Mughsayl地层斜坡底部的地层倾角。平行于图面的一条近垂直断层控制了两组地层的接触关系。(B)Ashawq珊瑚礁顶部的详细剖面图，显示珊瑚粘结性岩石重叠并被生物碎屑颗粒石灰岩覆盖。这里的垂向层序是下部有限的内陆陆架中的小黍粒灰岩，上部变为高能砾质灰岩-颗粒灰岩，符合浅海碳酸盐岩的整体退积趋势。
这些土墩由珊瑚粘结的石灰岩组成，在骨屑之间和内部含有相当比例(占总体积的30% ~ 40%)的方解石胶结物，并含有显示顶部和底部的泥质沉积物。上覆生物碎屑颗粒灰岩主要含有珊瑚碎屑、微晶颗粒和底栖有孔虫，其粒间胶结物含量中等(占总体积的10% ~ 30%)，而孔隙度为10% ~ 20%。在一小块露头上，这些生物碎屑沉积物覆盖了由珊瑚粘合石灰岩形成的地形。生物作用(珊瑚发育)和成岩作用(碳酸盐胶结)都有助于这些丘的形成。这种发育在大陆架边缘的珊瑚丘，可以看作是一种生态礁(朗曼，1981)，往往沉积在地势较高的地方，对周围地区的沉积作用影响很大。
平台
古陆架边缘的西部台地最宽部分(图4A)由Ashawq地层中厚度为200-300米的水平石灰岩和白云岩序列组成(图6A)。根据Roger等人(1997)的研究，这个水平层序相当于一个碳酸盐台地(Wilson，1975)，主要是在有限的浅海环境(类似于现代泻湖)中沉积的泥质灰岩-颗粒泥灰岩。虽然古陆架边缘礁与台地层序之间的空间关系尚未详细填图，但我们的调查表明，台地层序的上部与边缘礁水平对应，因此可视为“后礁”层序。
坡脚盆地
Mughsayl组再沉积碳酸盐岩厚400～500m，主要由颗粒灰岩、砾质灰岩、角砾岩和滑塌等组成。在古陆架边缘靠海的一侧(图4B)。根据Roger等人(1997)和我们的研究，Mughsayl组的沉积物填充了受断层控制的深海底通道，这些通道位于Ashawq组的浅碳酸盐岩中。值得一提的是，在某些地区，古陆架边缘两侧的Mughsayl组被Ashawq组所覆盖(图4)。Mughsayl组与Ashawq组呈突变接触，即前者与Ashawq组礁丘形成的地貌重叠或覆盖。在露头上它们之间没有渐变或指状交错接触关系。
图6(a)Asha wq组陆架上的碳酸盐露头(位置见图4B)。这一水平层序主要由泥质灰岩-颗粒泥灰泥岩组成，可能对应于后礁环境。(b)古陆坡底部Mughsayl组的典型滑塌堆积(大石块)和滑塌层(位置见图4B)。
Mughsayl地层是在悬崖底部的海水环境中沉积的。深水远洋泥质灰岩和重力流产物的互层可以证实这一点。重力流产物包括泥石流(图6B)、颗粒流、浊流(图7A)和滑塌(图7B)。这些重力流沉积往往形成片状米厚的岩层，主要为生物碎屑或碎屑颗粒灰岩-砾石灰岩，粒间孔隙度较高(可达总体积的20% ~ 35%)。这些碳酸盐碎屑物质属于浅海成因(珊瑚和双壳类生物碎屑、有孔虫和球晶)，钻屑中还含有大量再沉积的“海相胶结物”。其中，大块岩石也属于浅珊瑚礁成因，并含有海相碳酸盐胶结物。虽然碳酸盐颗粒流和浊流的出现不一定要有大陆坡或陆架断裂(Cook，1982)，但有这么多大岩石的碳酸盐泥石流(图6B)表明渐新世应该有一个侵蚀性的陆架边缘和一个明显的断崖。总之，Mughsayl组具有大陆坡底部近源沉积杂岩的特征，其中含有高比例的泥石流、岩屑和大块岩石(Boromano，2000)。在相关露头上未发现向远源部分(主要是浊积岩沉积或砂粒级生物碎屑)或盆地相沉积系统的过渡。
图7(A)Mughsayl组原状层出露，由钙质浊流(低密度和高密度)、颗粒流和深水灰泥沉积组成。(B)Mughsayl地层坍塌，并露出断层地层。A层和B层的岩性相似。B中的变形层表明大陆坡不稳定，存在同沉积构造活动。图b:地质学家上方可以看到水岩墙。
礁石、平台和周围沉积物的地震响应
由于缺乏该地区的钻井数据，在解释shalala盆地的2D地震数据时使用了周围的露头。shalala平原1井钻遇的渐新统丘发育在东西向断块上，与shalala盆地和Wadi Jeza断槽轴向平行(图2)。shalala盆地的这个隐伏断块可能是Mughsayl地区暴露的隆起构造的向东延伸(图4)。附图8 ~ 11为三条倾向线和1条走向线组合解释结果。均匀记录的反射消失点和地震相位(Vail等人，1977；维尔，1987；Schlager，1992)结合井下资料，对露头观测结果也进行了定量外推。它们的同构成为本文地震地层解释的基础。
图8(a-b)2D地震剖面地震地层解释(剖面位置见图1)。起初，浅海碳酸盐岩仅在南部发育，然后到达台地边缘，从而在早期台地位置形成“空桶”。(c)1∶1礁的形状表现为一个陡的坡角。这条倾斜线向盆地延伸。R-1 =礁石1。
图9(a-b)2D地震测线地震地层解释(位置见图1)。这条测线延伸到盆地(倾斜线)。地台向北的进积是从底部地平线上的俯冲推断出来的。在图中，R-1 =礁石1，R-2 =礁石2。
从露头上观察到的岩层，在地震响应上只能区分出两种成因类型(图8 ~图10)。一是浅海碳酸盐岩，不断增厚、生长，形成地貌；第二种是大陆坡底部的碳酸盐岩，它们填充和覆盖了现有的地貌。露头岩石性质分析表明，这两种岩石的成因明显不同。浅水区碳酸盐岩固结好，孔隙度中等(占总体积的10% ~ 20%)，大陆坡底部碳酸盐岩固结差，孔隙度高(占总体积的20% ~ 35%)。在这种背景下，显示平行反射(“轨迹”)、低超反射(进积)和高反射率的丘状反射(加积)的地震相都可以解释为浅海碳酸盐岩；而地震相表现为漫顶(充填)和低反射率的楔形反射，可以解释为大陆坡底部的沉积。在走向地震剖面上，还可以看到一条切入浅海碳酸盐岩的冲沟，表明当时海底侵蚀强烈(图10B)。此外，从剖面中识别出两个生物礁(R-1和R-2)和多个生物礁生长期(R-1有三个生长期，R-2有两个生长期)。图9中较低的高反射夹点被认为与大陆架进积有关，其形成早于珊瑚礁生长(图9B)。这一认识与钻前解释大相径庭，钻前解释只显示单一对称隆起(图1)。目前的理解更符合露头上观察到的不对称沉积体系(图4和图5)。严格来说，生物礁分布在一个宽阔的地台边缘，所以这个地台可以定义为“有边界的地台”(Wilson，1975)。本次地震地层解释还表明，渐新世早期Ashawq组上部(浅海单元)和Mughsayl组下斜坡底部单元同时沉积，因此地震剖面上存在指状交错。
礁体R-1(图8C)的真实大小比露头中单个礁体大2 ~ 3倍，但与图4A所示的古大陆坡剖面相似，这些最有可能生长在陆架边缘的单个小礁体由于地震反射频率低而难以识别。根据露头和地震解释结果，该大陆坡的倾角(10 ~ 15)处于大多数碳酸盐台地边缘的“高斯倾角”范围内(Adams和Schlager，2000)。珊瑚礁露头的陡坡(45°)可能对应于地震所识别的“冲沟”。浅海碳酸盐沉积与大陆坡底部碳酸盐沉积之间的过渡带由于超出了地震分辨率而难以识别。然而，不管这个过渡带是突变的还是渐变的，都应该进行进一步的地震解释。在露头上，两组地层之间有一条与断层有关的边缘，表明有一个突发性的准超过渡带。总之，地震反射反映了在附近露头中观察到的结构，包括与断裂陆架边缘相关的覆盖土墩、架空、水平层、深冲沟和陡坡。
图10 (A-B)平行于盆地轴线(走向)的二维地震线地震地层解释(位置见图1)。可见，浅海碳酸盐岩与大陆坡底部碳酸盐岩在地震反射上存在重要差异。前者形成、发展、产生地貌(丘陵)，所以反射强，后者填充、覆盖地貌(上层建筑)，所以反射弱。图中r-1 =礁石1；R-2 =礁2；G =沟壑。
沙拉拉地区碳酸盐台地边缘第三纪演化
根据Schlager(1999)总结的碳酸盐隆升模式，解释了沙拉拉碳酸盐台地边缘的演化。这种演变可以用两个比率的平衡来解释。一个是沉积可容空间的增大速率，一个是碳酸盐岩的生长发育速率。但地台边缘与内陆陆架发育速率的差异也是一个重要参数，因为作为构造沉降的一种表现，它也反映了可容空间生长速率的空间变化(Borgomano，2000)。沙拉拉地区碳酸盐台地边缘的演化可分为四个重要阶段(图12):
2D地震测线地震地层解释(见图11) (A-B)。这条测线延伸到盆地(倾斜线)。在图中，R-1 =礁石1，R-2 =礁石2。
1)加积台地阶段(前裂谷期，图12A):始新世，沉积环境稳定，构造沉降和/或海平面上升均匀，形成厚层加积碳酸盐台地，沉积速率约为120m/Ma(Platel和Roger，1989)。
2)前进地台阶段(早期同裂期，如图12B):渐新世早期，随着地堑的形成和构造沉降速率的整体增大，形成了两大沉积区，即浅水大陆架和深水断槽。在此期间，浅海碳酸盐岩的堆积速率超过了构造高原可容空间的增加速率，导致了大陆架的进积(图9B)。但由于断槽坡度较陡，透光带以下水深，陆架的延伸不能越过断槽边缘。而平台上多余的碳酸盐产物会被搬运到断槽。这在断层台地边缘的高级体系域是常见的情况(Borgomano，2000)。该进积台地的沉积速率可能为100 ~ 150 m/ma。
3)生物礁生长阶段(同裂谷期，图12C):渐新世早期，可容空间的增加速率受强烈的构造沉降控制，超过了内陆架的沉积堆积速率(图9B)。只有在货架的边缘，才能赶上这种容纳空间的增加速度。在一个海侵体系域中，这个阶段对应于“空桶”形式(Schlager，1999)。对于相关的生物礁，可以确定两个生长期，这表明生物礁的生长被受构造或海平面下降控制的小规模短期海退所中断。据估计，珊瑚礁的生长速度约为200 ~ 300米/年。此时，周围高地的碳酸盐陆架可以向预留的断槽注入大量碳酸盐。
图12始新世-渐新世沙拉拉西部碳酸盐岩演化示意图。(a)始新世增生平台(前裂谷期)。(b)渐新世初发育的前积台地(早期裂谷)显示沉积空间的增大，形成断层边缘(1)。这个陆架无法横跨这个断层，多余的碳酸盐产物被输送到断层槽。(c)渐新世早期生物礁发育(中部裂谷)。沉积空间的增加速率受构造沉降控制，因此超过了内陆架的沉积速率。只有陆架边缘才能赶上沉降速率的增加，珊瑚礁的发育也得到了发展(2)。这里可以发现第二个珊瑚礁生长期，表明中间有受构造抬升或海平面下降控制的海退(3)。(d)早渐新世末(后裂谷期晚期)的生物礁下沉。构造沉降加速(4)导致生物礁最终淹没，直接覆盖低密度浊流和深海泥。
4)生物礁淹没阶段(后裂谷晚期，图12D):早渐新世末，构造沉降导致沙拉拉盆地珊瑚礁和台地最终被淹没。来自盆地边缘的低密度浊流和深水石膏直接覆盖最后一个礁(R-1)。Platel和Roger(1989)的研究结果表明，这一时期Mughsayl地区的构造沉降速率超过300m/Ma，但根据shalala平原1井的估算，盆地相当一部分地区的构造沉降速率比这一数值高出1 ~ 2倍。因为沉降速度已经大大超过了礁石的生长速度，所以礁石是可以保存和掩埋的。从渐新世晚期到中新世早期，深水灰岩和泥灰岩逐渐充满了整个沙拉拉盆地。
中新世晚期亚丁湾裂谷肩部的隆起标志着沙拉拉碳酸盐边缘海洋演化的结束。
结论
从始新世到中新世，shalala碳酸盐岩的演化强烈地受到亚丁湾开放的控制。构造沉降速率的快速增加和断隆、断槽的分化导致碳酸盐沉积体系分四个阶段逐渐消失，即从加积陆架、进积陆架和生物礁生长直至生物礁最终被淹没。只有在裂谷的初始阶段，碳酸盐屈服才能平衡快速的构造沉降。这样在高地上就形成了生物礁，在断槽里堆积了厚厚的碎屑楔。
Ashawq组顶部的珊瑚礁和Mughsayl组底部斜坡底部的碳酸盐岩在层序上是等时的，但在地震剖面上有明显的交错。地震和露头揭示了相似的地层结构、沉积地貌和空间变化频率。另一个重要结论是，地震资料最初解释的单一碳酸盐“剑龙”实际上是底部的前积陆架边缘和顶部的加积陆架边缘(严格来说是珊瑚礁)。
表示感谢/感激
作者非常感谢阿曼石油开发公司批准发表本文。同时，我们也非常感谢阿曼石油开发公司参与现场调查和钻井工作的同事们，特别是Wyste Sikkema和Salim Al Maskiry。
参考
Adams，E.W .和W.Schlager，2000年，海底边坡曲率的基本类型:沉积研究杂志，第70卷，第4期，第814-828页。
Borgomano，J.R.F .，2000年，意大利南部加尔加诺-穆尔吉地区的上白垩统碳酸盐岩:地台-盆地转换模型:美国石油学会公报，第84卷，第1561-1588页。
Cook，H.E.,1982，碳酸盐海底扇与碳酸盐岩碎屑围裙:相模式、沉积过程和模型:美国地质学会公报，第14卷，第466-467页。
Longman，M.W .，1981，识别生物礁复合体相的过程方法。，欧洲化石礁模型:SEPM特别出版物30，第4-40页。
Platel，J.-P .和J.Roger，1989,《与亚丁高尔夫文化有关的空间和空间的演变动力学:法国地质学会公报》,第五卷，第2期，第253-263页。
Platel，J.P .，A.Berthiaux，J.Roger，A.Ferrand和C.Robelin，198 Cartes geologiques A 1/100000。Hawf，Marbat，Sadh:石油和矿产部，马斯喀特和萨拉赫，阿曼苏丹国，3页。
Roger，j .，J.-P.Platel，C.Cavelier和C.Bourdillon de Grissac，1989，donnes nouvelles sur la stratographie and l ' historite geologique du Dhofar(Sultanatd ' Oman):法国地质学会公报，第五卷，第2号，第265-277页。
Roger，j .、J.-P.Platel、C.Cavelier和C.Bourdillon de Grissac，1997，hofar地质。中生代和新生代的地质学和地球动力学演化:MPM地质文献，阿曼苏丹国马斯喀特，259页
Schlager，w .，1992，生物礁和碳酸盐台地沉积学和层序地层学，短期课程:AAPG继续教育课程笔记系列第34号，76页。
Schlager，w .，1999，碳酸盐岩层序地层学:前缘(8月)，p.901-907。
Vail，P.R .，1987，利用层序地层学进行地震地层学解释。第1部分:地震地层学解释程序，A.W.Bally编辑。地震地层学图集，v.1:AAPG地质研究第27期，第1-10页。
Vail，P.R .、R.M.Mitchum和S.Thompson，1977,《地震地层学和全球海平面变化》,第3部分，见C.E.Payton编辑。地震地层学在油气勘探中的应用:AAPG回忆录26，第61-83页。
威尔逊，J.L .，1975，地质历史中的碳酸盐岩相:柏林，施普林格出版社，471 p。
(田译；蔡萧)