礼乐盆地位于南沙海域东北部(图 1), 面积约为5.5×10⁴ km², 是发育于中生代沉积基底之上的新生代大型裂陷盆地(如杨树春等, 2009；孙龙涛等, 2010；Yao et al., 2012; 吴智平等, 2018)(图 1).前人勘探和研究表明, 礼乐盆地具有较好的油气资源潜力, 是我国未来油气增储上产的重要盆地(张亚震等, 2018).沉积盆地热状态与构造热演化研究不仅是盆地构造演化与动力学过程研究的重要内容, 而且是油气资源评价的重要依据(如张功成等, 2010), 开展盆地热史研究有助于降低油气勘探的不确定性和风险性(White et al., 2003).热流调查和构造热演化数值模拟是认识沉积盆地热体制的两个重要手段.但是, 南海南部的热流站位主要分布于巴拉望、婆罗洲的近海陆架区, 南沙海域内部可靠热流站位很少(He et al., 2001；Shi et al., 2003).近年公开发表的南沙海域海底热流站位(如徐行等, 2018；陈爱华等, 2017), 主要分布于南沙海域北部边缘和南沙西部海域的北康盆地.实测热流数据缺乏不利于礼乐盆地现今热状态的认识.为了深入认识南沙海域和礼乐盆地的热状态和构造热演化历史, 前人对这些区域开展了构造热演化数值模拟研究(如杨树春等, 2009；Tang et al., 2014；赵长煜等, 2014；冯常茂等, 2015；Dong et al., 2019), 这些构造热演化数值模拟一般是通过分析构造沉降史获得岩石圈张裂变形参数和热流演变历史, 计算模型仅考虑岩石圈张裂变形对岩石圈热演化的影响, 而忽略了沉积过程对岩石圈热演化, 进而对构造沉降产生的影响.但是, 沉积过程与岩石圈伸展变形是裂陷盆地演化中不可分割的地质过程, 对岩石圈与盆地热演化具有重要影响(Rüpke et al., 2008；施小斌等, 2015；Shi et al., 2017).近些年, 中海油湛江分公司精细处理和解释了新采集和收集的礼乐盆地的二维地震资料, 并收集了已钻井的分层、测温以及镜质体反射率(Ro%)等数据.本文基于这些资料, 结合收集到的热流数据以及2018年我们在礼乐西海槽新采集的热流数据, 借助耦合岩石圈变形、热演化和沉积过程的热力学数值模型, 对礼乐盆地8条骨干剖面开展了构造热演化数值模拟, 并对各主要构造单元的热状态和热演化特征及其主要影响因素进行分析和总结.

图 1

Fig. 1

图 1 礼乐盆地构造区划与计算剖面位置 Fig. 1 Tectonic framework of the Liyue basin with the locations of the studied profiles

礼乐盆地位于南沙群岛东北部, 整体呈NE-SW向展布, 其西北侧为礼乐西海槽, 东北侧为南海深海盆, 东南侧为西北巴拉望盆地, 西南侧为九章、安渡北盆地和南沙海槽盆地(图 1).前人研究认为, 新生代礼乐盆地为大型裂陷盆地, 其演化可分为张裂阶段、漂移阶段和坳陷阶段等3个阶段(孙龙涛等, 2010；方鹏高等, 2015；吴智平等, 2018；刘雨晴等, 2018；段亮等, 2018).张裂阶段(古新世-早渐新世), 礼乐盆地与南海北部陆缘一起经历了广泛的张裂作用(谢晓军等, 2015), 由于地处古南海北缘, 发育了厚层海相碎屑岩地层；漂移阶段(晚渐新世-早中新世), 礼乐盆地与南海北部陆缘裂离后, 随着南海海底扩张和古南海向婆罗洲—苏禄地区的俯冲消亡而向南漂移, 直至早中新世末期, 礼乐—巴拉望地块与南侧块体发生碰撞而停靠在现今位置.漂移期间礼乐盆地断裂作用变弱(如Yao et al., 2012), 构造沉降速率明显变小(裴健翔等, 2020), 在浅水区域如裂谷肩部、海山和礼乐滩等发育碳酸盐岩台地和礁灰岩(Steuer et al., 2014；Ding et al., 2015；方鹏高等, 2015).在巴拉望西北陆架和巴拉望海槽区, 地震剖面显示晚渐新世-早中新世广泛发育Nido碳酸盐岩(如Steuer et al., 2013; Aurelio et al., 2014).礼乐—巴拉望地块与南侧块体碰撞导致巴拉望岛抬升, 礼乐盆地东南侧海域演化为具有前陆挠曲性质的巴拉望海槽盆地(Steuer et al., 2013；刘雨晴等, 2018), 来自巴拉望岛的大量物源被输入到巴拉望盆地和礼乐盆地东南部, 覆盖在晚渐新世-早中新世碳酸盐岩上.坳陷阶段(中中新世以后), 礼乐盆地进入了整体快速沉降阶段(裴健翔等, 2020), 仅礼乐滩台地和海山等区域继续发育碳酸盐岩和礁灰岩.根据重处理地震资料和新落实的钻井分层, 按照新生代基底构造和裂陷期(古新世-早渐新世)残留地层厚度展布, 礼乐盆地自北向南划分为北部坳陷、中部隆起和南部坳陷3个一级构造单元(裴健翔等, 2020), 发育有NNE、NW和EW向等多组断裂, 其中控盆断裂主要为NNE向(吴智平等, 2018).北部坳陷进一步分为北1凹陷、北2凹陷、北3凹陷和北部低凸起(图 1).

礼乐盆地现有7口油气钻井, 均位于盆地北部礼乐滩海域.这些钻井自下而上揭示了白垩系、古新统、始新统、渐新统、中新统、上新统以及第四系, 均为滨、浅海相碎屑岩和碳酸盐岩沉积(Taylor and Hayes, 1980, 1983；裴健翔等, 2020).自T70(28.4 Ma左右)以来, 礼乐滩海域持续发育碳酸盐岩台地和礁灰岩.

裂陷盆地热演化与其地壳拉张减薄程度(拉张因子)密切相关(McKenzie, 1978).计算地壳拉张因子需要莫霍面埋深数据, 后者可以通过深地震探测和重力资料反演获得.南沙地块海域目前有3条深地震探测获得的地壳结构剖面(OBS973-1、OBS973-2和OBSGHJ-1)(阮爱国等, 2011；丘学林等, 2011；Pichot et al., 2014)(图 2).OBS973-2剖面(阮爱国等, 2011)从礼乐盆地东部北2凹陷和北部低凸起往北延伸到南海海盆, OBSGHJ-1剖面(Pichot et al., 2014)从中沙—西沙地块穿过西南次海盆延伸到礼乐盆地西部.依据OBS973-2剖面, 礼乐盆地东部莫霍面埋深约为23 km, 地壳厚度约为20 km, 而OBSGHJ-1剖面揭示, 礼乐盆地西部莫霍面埋深仅17 km, 地壳厚度仅10~13 km.虽然这些深地震探测剖面仅提供了礼乐盆地局部区域的地壳结构信息, 还不足以揭示盆地范围的地壳结构变化, 但是结合区域地质背景认识, 这些有限的深地震探测结果进一步证实礼乐盆地是地壳强烈减薄的裂陷型盆地.

图 2

Fig. 2

图 2 (a) 南海东南部莫霍面埋深等值线图; (b)延伸入礼乐盆地的2条深部地壳结构剖面. (a)中莫霍面埋深数据据苏达权等(2004), 3条黑色细虚线为深地震探测测线, 礼乐盆地位于黑色粗线内 Fig. 2 (a) Moho depth contour in southeastern South China Sea, and (b) two crustal structure profiles extending into the Liyue basin. In (a), the Moho depth data are from Su et al. (2004), the three dashed black fine lines show the locations of deep seismic profiles, and the Liyue basin is limited by a thick black curve

前人利用重力异常资料获得了南海的莫霍面深度数据(如苏达权等, 2004；Braitenberg et al., 2006).图 2是依据苏达权等(2004)数据制作的研究区莫霍面埋深图.虽然不同专家得到的礼乐盆地莫霍面埋深数值上有差异, 但是莫霍面空间变化趋势总体上是一致的.考虑到图 2的莫霍面埋深及其变化趋势与深地震探测结果较为一致, 本文采用苏达权等(2004)的数据计算礼乐盆地的构造热演化史.图 2显示, 礼乐盆地莫霍面埋深一般介于16~28 km, 其中盆地北部礼乐滩台地莫霍面埋深较大, 最深可以达到28 km左右, 相当于珠江口盆地陆架区莫霍面埋深, 而北1凹陷和南部坳陷沉积中心区域莫霍面埋深较小, 最浅区域仅16~18 km, 相当于南海北部陆坡区莫霍面埋深.

利用图 1中地震测线处的新生界厚度、水深和莫霍面埋深(图 2), 可以求得测线处的地壳厚度和拉张因子.新生界厚度计算采用的时深转换公式为

(1)

其中, t为海底起算双程走时, 单位为ms, y为对应的海底起算深度, 单位为m.计算拉张因子时, 假定初始地壳厚度为现今华南沿岸的平均地壳厚度32 km(Nissen et al., 1995；Clift et al., 2002).图 3是根据8条测线数据制作的礼乐盆地地壳厚度和拉张因子分布图.由于图 3依据的测线数较少, 因此仅测线位置的地壳厚度和拉张因子较为可靠, 其他区域仅供参考.图 3显示, 北1凹陷地壳厚度较小, 凹陷中心地壳厚度不足10 km, 大部分区域地壳厚度小于16 km, 地壳拉张因子一般大于2.0, 最大地壳拉张因子可大于3.0.南部坳陷地壳厚度一般小于18 km, 拉张因子一般大于1.8, 位于坳陷东南部的沉积中心区域地壳厚度仅10~14 km, 拉张因子可以达到2.2~3.礼乐滩台地区地壳厚度较大, 一般介于20~28 km, 拉张因子一般介于1.2~1.6.图 3显示礼乐盆地张裂阶段地壳经历了强烈的伸展减薄.

图 3

Fig. 3

图 3 (a) 礼乐盆地地壳厚度分布图; (b)礼乐盆地拉张因子分布图 Fig. 3 (a) Crustal thickness, and (b) stretching factor distribution in the Liyue basin

本文共收集到8条骨干地震剖面(图 1), 这些剖面揭示礼乐盆地在其凹陷区堆积了巨厚的沉积物.鉴于沉积过程对盆地热演化具有较大影响(Rüpke et al., 2008；施小斌等, 2015), 本文采用耦合岩石圈张裂变形、沉积过程和热传输过程的运动学数值模型计算剖面的构造热演化史.图 4为计算模型的示意图, 模型参数见表 1.初始模型厚度为126 km, 包括125 km厚的岩石圈和1 km厚的软流圈物质, 其中岩石圈又分为上地壳(含沉积层)、下地壳和岩石圈地幔3层.计算模型主要由以下3个功能模块组成：

图 4

Fig. 4

图 4 耦合岩石圈变形、沉积过程和热过程的计算模型示意图. (a)张裂前初始模型结构, 显示分层结构和运动学边界条件; (b)演化过程中某一时刻的模型结构, 显示地温场计算的边界条件.模型由4层组成, 其中层1为软流圈部分, 初始厚度为1 km, 层2为岩石圈地幔部分, 层3为下地壳, 层4为上地壳和沉积层, 层2、层3和层4构成岩石圈部分, 初始岩石圈厚度a为125 km, 地壳层3和层4等厚.(a)中u、v分别为水平和垂向速度, x, z, t为水平坐标、垂向坐标和时间；(b)中T为温度 Fig. 4 Sketch diagram of the numerical model coupling lithospheric deformation, sedimentation and thermal diffusion. (a) Initial model structure showing layered structure and boundary conditions of velocity field; (b) The model structure with boundary conditions of thermal field at some time during basin evolution. The model is composed of 4 layers, and Layer 1 consists of asthenosphere material, whose initial thickness is 1 km. Layer 2 is lithospheric mantle. Layers 3 and 4 represent lower crust and upper crust (including basin fill), respectively. The initial lithospheric thickness a including Layers 2, 3 and 4 is 125 km. Layer 3 and Layer 4 are equal in thickness. In (a), variables u and v denote horizontal and vertical velocities, respectively. Variables x, z and t denote horizontal, vertical coordinate, and time, respectively. In (b), variable T denotes temperature

表 1 (Table 1)

表 1 模型参数与取值 Table 1 Model parameters and values 参数 值 初始岩石圈厚度 125 km 软流圈密度 3185 kg·m-3 下地壳密度0℃ 2850 kg·m-3 砂岩骨架密度0℃ 2650 kg·m-3 泥岩骨架密度0℃ 2720 kg·m-3 砂岩沉积孔隙度 0.49 泥岩沉积孔隙度 0.63 灰岩沉积孔隙度 0.6 砂岩骨架热导率 4.4 Wm/℃ 灰岩骨架热导率 3.0 Wm/℃ 泥岩骨架生热率 2.1 μW·m-3 上地壳生热率 1.8 μW·m-3 砂岩骨架比热容 1080 J/(kg·℃) 灰岩骨架比热容 1030 J/(kg·℃) 水比热容 4184 J/(kg·℃) 初始地壳厚度 32 km 0℃岩石圈地幔密度 3330 kg·m-3 上地壳密度0℃ 2700 kg·m-3 灰岩骨架密度0℃ 2700 kg·m-3 海水密度0℃ 1030 kg·m-3 砂岩压实因子 0.27 ×10-3/m 泥岩压实因子 0.51×10-3/m 灰岩岩石因子 0.53×10-3/m 泥岩骨架热导率 2.2 Wm/℃ 砂岩骨架生热率 1.6 μW·m-3 灰岩骨架生热率 0.6 μW·m-3 下地壳生热率 0.5 μW·m-3 泥岩骨架比热容 1050 J/(kg·℃) 软流圈、岩石圈比热容 1050 J/(kg·℃) 岩石圈热膨胀系数 3.28×10-5℃-1

表 1 模型参数与取值 Table 1 Model parameters and values

岩石圈张裂变形模块  岩石圈张裂过程由其拉张应变速率史确定, 其中应变速率史可以由构造沉降史反演获得(如White and Bellingham, 2002；李亚敏等, 2012), 也可以由地壳拉张因子计算得到.考虑到礼乐盆地构造沉降过程并不完全受控于张裂过程, 而根据地壳拉张因子预测的现今总沉降量与实际沉降量具有较好的一致性(裴健翔等, 2020), 模型采用地壳拉张因子计算张裂阶段的平均拉张应变速率.张裂过程中, 模型左边界水平方向固定, 其他结点按水平速率u(x, t)向右移动, 模型底边界垂向不动, 模型上边界和岩石圈底面及其内部结点按v(x, z, t)往颈缩深度z_neck移动, 模型下伏软流圈物质通过模型底边界z=0 km进入模型(图 4a).已知各点拉张因子β(x, t), 拉张应变速率G(x, t)可由下式获得:

(2)

模型结点水平运动速率u(x, t)和垂直方向速率v(x, z, t)可由G(x, t)获得(White and Bellingham, 2002):

(3)

(4)

计算时, 假定①岩石圈没有强度, 这样颈缩深度z_neck不起作用, 可取为模型上表面；②各点x的拉张应变速率G(x, t)不随时间变化.这样给定张裂阶段延续时间和各点的拉张因子后, 可以根据u(x, t)和垂向速率v(x, z, t)重建模型的张裂变形历史.

地温场模块  模型地温场可以由二维非稳态热传输方程计算:

(5)

其中, ρ是密度, c是比热, T是温度, t是时间, λ是热导率, Q是内部热源, z是深度.边界条件如图 4b所示.初始地温场为稳态场, 模型上、下边界为温度边界, 上边界取由水深计算的海底温度(施小斌等, 2015), 模型底边界温度取1330 ℃, 但考虑到海盆和礼乐西海槽具有较高的热流, 剖面1、3、4、5、8模型在礼乐西海槽和靠近海盆区域, 底边界温度往海盆方向适当增加, 海盆区底边界取1400 ℃.这些剖面中, 剖面3、4的底边界增温段位于礼乐盆地北部低凸起和北2凹陷靠近海盆的区域, 其他剖面底边界增温段均位于礼乐盆地外部.岩石圈热导率与温度有关, 其值为晶格热导率和辐射热导率之和, 依据Buntebarth(1984), 上地壳、下地壳和地幔的晶格热导率λ_l分别为

(6)

忽略地壳的辐射热导率, 地幔的辐射热导率λ_r取

(7)

考虑到软流圈物质在张裂作用下可能发生热对流作用(刘琼颖和何丽娟, 2015), 张裂阶段软流圈物质热导率取上述地幔热导率的3倍, 裂后阶段软流圈热导率仍按计算得到的地幔热导率.模型不考虑岩石圈地幔和软流圈的生热贡献.

沉积模块  利用回剥技术、剖面地层结构(如图 5)和岩石圈张裂变形史, 可求得剖面不同点各时间段的沉积速率.为满足质量守恒, 模型张裂阶段某一时刻的沉积层厚度考虑了该沉积层其后因岩石圈张裂变形而发生的拉张减薄作用(Rüpke et al., 2008).回剥计算时, 沉积压实曲线采用指数关系ϕ(z)=ϕ₀exp(－cz), 其中ϕ(z)为岩石在深度z的孔隙度, ϕ₀是沉积物初始沉积时的孔隙度, c是与岩性相关的压实因子(Sclater and Christie, 1980).地震剖面界面T100(新生界基底)、T86、T83、T80、T72、T70、T50年龄分别取65.5 Ma、47.8 Ma、41 Ma、33.9 Ma、T31 Ma、28.4 Ma和16 Ma.

图 5

Fig. 5

图 5 剖面6的地层结构深度剖面 Fig. 5 Stratigraphic structure depth section along Profile 6

模型详细介绍可参考Shi等(2017)和Wang等(2014).根据区域构造演化史和构造沉降史分析结果(裴健翔等, 2020), 计算模型张裂阶段为65~28.4 Ma, 裂后阶段为28.4 Ma~第四纪.礼乐盆地以NW向拉张为主, 收集到的8条地震剖面中有2条NE向剖面(剖面3和4), 与礼乐盆地伸展方向近于垂直, 严格地说并不适合计算要求.为了充分利用有限资料, 计算时2条NE向剖面模型仅考虑垂向的减薄作用, 而不考虑剖面方向的拉伸.另外, 礼乐盆地西北部和西南部新生代晚期有岩体侵位, 因研究区研究程度低, 无法准确获知各岩体侵位时间, 计算时统一假定侵入时间为6 Ma, 岩体侵入时温度取1000 ℃.这些岩体一般位于盆地外部或者盆地边缘, 对主体凹陷及其烃源岩热演化影响有限.

本文总共计算了8条骨干剖面的构造热演化史, 获得了8条剖面的海底表层(指海底表层200~300 m沉积物)、基底和沉积柱体的平均热流史.礼乐盆地勘探程度低, 可用于约束模型结果的条件少, 仅盆地北部礼乐滩礁体区有7口钻井数据(其中5口钻井有有效的测温数据, 7口钻井有Ro%数据).剖面7南端延伸入巴拉望陆架区, 计算时考虑了剖面南端邻近钻井测温数据的约束.除了这些约束外, 礼乐盆地大部分区域计算结果依赖于地壳减薄程度和沉积过程.虽然计算结果与实际地质情况可能会有一些差别, 但是两者的总体变化趋势应当会较为一致.另外, 由于晚期岩浆侵位的改造, 局部区域热状态可能会变得较为复杂.这里以2条穿过主要构造单元的骨干剖面为例, 依据8条剖面的计算结果, 分析礼乐盆地南部坳陷和北部坳陷的构造热演化特征(图 5—12).图 11仅依据8条剖面结果和周围实测热流数据绘制的, 盆地内剖面位置热流可反映计算结果, 其他区域仅供参考.

图 6

Fig. 6

图 6 剖面6的现今地温场 Fig. 6 Present temperature field along Profile 6

图 7

Fig. 7

图 7 (a) 剖面6现今热流分布图; (b)剖面6海底表层热流史图.(a)中, 蓝线、红线和绿线分别代表经过海底、基底和沉积柱体的现今热流沿剖面的变化 Fig. 7 (a) Calculated present heat flow, and (b) calculated seafloor heat flow varies with time along Profile 6. In (a), the blue, red and green curves show the present heat flow along Profile 6 across seafloor, sedimentary basement, and the whole sedimentary column, respectively

图 8

Fig. 8

图 8 剖面2的地层结构深度剖面 Fig. 8 Stratigraphic structure depth section along Profile 2

图 9

Fig. 9

图 9 (a) 剖面2的现今地温场; (b)钻井实测与计算温度对比.图(b)中圆点、三角点等符号代表 5口钻井的实测温度, PA、PB曲线为计算得到的代表点温度-深度曲线, PA、PB位置见图(a) Fig. 9 (a) Present temperature field along Profile 2, and (b) comparison diagram between observed and calculated temperature at representative points PA and PB. In (b), the symbols, such as circle, triangular, denote observed temperature in 5 drills, and the two curves show the calculated temperature-depth curves at PA and PB, whose locations are shown in (a)

图 10

Fig. 10

图 10 (a) 剖面2现今热流分布图; (b)剖面2海底表层热流史图.(a)中, 蓝线、红线和绿线分别代表经过海底、基底和沉积柱体的现今热流沿剖面的变化 Fig. 10 (a) Calculated present heat flow, and (b) Calculated seafloor heat flow history along Profile 2. In (a), the blue, red and green curves show the present heat flow along Profile 2 across seafloor, sedimentary basement, and the whole sedimentary column, respectively

图 11

Fig. 11

图 11 礼乐盆地计算得到的(a)现今海底热流和(b)现今基底热流分布图 Fig. 11 (a) Calculated seafloor heat flow and (b) calculated basement heat flow at present in the Liyue basin

图 12

Fig. 12

图 12 礼乐盆地各构造单元代表点的基底热流史和海底热流史.代表点位置见图 1 Fig. 12 Calculated basement and seafloor heat flow history curves at the representative points in the main tectonic units of the Liyue basin. The locations of representative points are shown in Fig. 1

南部坳陷位于礼乐盆地西南部, 受晚期岩浆活动改造, 坳陷西北、西南区域被分割为多个小型凹陷.南部坳陷莫霍面埋深18~22 km, 地壳厚度一般小于18 km, 拉张因子一般大于1.9(图 3).南部坳陷东南部沉积厚度较大, 沉积中心基底埋深可达8600 m(图 5), 拉张因子可达2.2~3.0.该区早期受断裂控制, 东南侧断层下盘基底肩部隆起, 隆起区沉积厚度明显较薄(图 5, 剖面210~240 km).中中新世以来, 受东南侧巴拉望区域往西北逆冲、抬升影响, 坳陷东南部沉积物堆积速率和中中新统－第四系厚度往东南侧明显加大(图 5).

南部坳陷分布有4条计算剖面(图 1).图 5为剖面6的地层结构深度剖面, 其西北段(140 km以西)岩体活动比较强烈, 海山区沉积层厚度小, 海山间洼陷充填有1~3 km厚的沉积物, 东南段为东南部坳陷中心, 沉积厚度最大可达6500 m左右.热演化计算结果表明(图 6、7), 张裂阶段热流总体上随张裂作用逐渐增加, 张裂结束时达到最高, 随后缓慢降低.剖面西段因为沉积层厚度小, 海底热流和基底热流基本相似, 随着拉张作用增加到75~80 mW·m^-2, 而剖面东段因沉积速率大, 除基底浅埋区(如210~230 km)因上覆沉积层薄, 热流增长较快外, 坳陷沉积中心热流增加较缓, 张裂结束时海底热流介于70~75 mW·m^-2之间, 基底热流介于65~70 mW·m^-2.裂后阶段, 热驰豫效应导致剖面热流逐渐降低, 西北段受晚期岩体侵入和地形影响较大, 洼陷区热流值一般介于65~70 mW·m^-2, 东南段热流也随时间逐渐降低, 沉积中心区海底热流约为65 mW·m^-2, 基底热流介于55~65 mW·m^-2, 沉积柱体平均热流介于60~65 mW·m^-2.因基底浅埋区低热阻产生的热流汇聚效应, 剖面210~230 km段的基底抬升区热流高于邻近的凹陷中心区, 现今热流介于65~70 mW·m^-2(图 7).剖面东南端因中新世以来沉积物堆积速率明显增大, 沉积物的热披覆作用导致该区热流降低为50~55 mW·m^-2, 地温梯度也有所降低.

图 12是各主要构造单元代表点(图 1)的海底和基底热流史, 这些代表点可以反映各主要构造单元凹陷区的热流演化.南部坳陷各代表点热流史(图 12)与剖面6凹陷热流史(图 7)基本一致, 随着张裂作用进行, 热流值逐渐升高到70 mW·m^-2左右, 进入裂后阶段, 热流值逐渐降低, 局部区域受到岩体侵位影响热流值增高, 有些坳陷受快速沉积速率影响热流值降低, 总体上海底热流比基底热流略高.这些代表点现今基底热流一般介于60~65 mW·m^-2, 海底热流一般介于65~70 mW·m^-2.图 11为现今海底和基底平面分布图, 南部坳陷海底热流主体介于65~75 mW·m^-2, 基底热流值介于55~70 mW·m^-2, 坳陷东南沉积中心受快速沉积影响, 热流值较低, 而西北区域因为基底埋深浅, 且受晚期岩体侵位影响, 具有较高的热流值.受沉积物生热贡献和沉积物热披覆的综合影响, 海底热流一般比基底热流高2~3 mW·m^-2, 在沉积层厚度较大的区域, 热流值差可以增高为4~7 mW·m^-2.现今地温梯度也表现为类似特征, 在坳陷西北、西南区域, 海底表层地温梯度和基底地温梯度分别可以达到55~65 ℃/km、30~35 ℃/km, 往坳陷东南部沉积中心, 海底表层和基底地温梯度分别为50~55 ℃/km、30 ℃/km, 基底地温梯度在坳陷中心最低可降至25 ℃/km.巴拉望陆坡区, 受沉积物快速堆积影响, 地温梯度显著降低, 海底表层和基底地温梯度分别降至40 ℃/km和25 ℃/km左右.

北部坳陷由北1凹陷、北2凹陷、北3凹陷和北部低凸起组成, 其中北1凹陷是北部坳陷的主要凹陷, 北2和北3凹陷位于盆地边缘区域, 凹陷面积较小(图 1).北1凹陷北部岛礁区和北部低凸起自晚渐新世以来持续发育礁灰岩, 受礁体与周围海水热交换的影响, 这些礁体发育区具有较为特殊的构造热演化特征(王丽芳等, 2020).为叙述方便, 文中把这些礁体发育区称为礼乐滩礁体发育区.这里主要分析剖面比较集中的北1凹陷和礼乐滩礁体发育区的热演化特征.北1凹陷莫霍面埋深介于16~24 km, 北部低凸起莫霍面埋深一般介于22~28 km(图 2).北1凹陷中部基底埋深可以达到7000~10000 m, 中心区域地壳厚度不足10 km, 最大地壳拉张因子可超过3.0, 北部低凸起拉张因子一般介于1.2~1.6.北1凹陷为东南断裂、西北超覆的断陷, 中中新世以来, 受东南侧巴拉望区域往西北逆冲、抬升影响, 北1凹陷东南部沉积物堆积速率和中中新统-第四系厚度往东南侧增大(图 8).

北部坳陷分布有6条计算剖面(图 1).图 8为剖面2的地层结构深度剖面.该剖面从礼乐西海槽往东南经过北部低凸起进入北1凹陷, 沉积中心区地层厚度超过8000 m, 再往东南为断层下盘基底隆起区.因该剖面南端离巴拉望物源区较远, 所以南端隆起区沉积层较薄(图 1).热演化计算结果(图 9、10)显示, 张裂阶段热流随张裂作用逐渐增加, 张裂结束时热流达到70~80 mW·m^-2, 裂后阶段热流值逐渐减小, 凹陷中心区域海底热流降低到60~70 mW·m^-2, 基底热流逐渐减为55~60 mW·m^-2, 剖面东南端为基底隆起区, 沉积厚度小, 基底热流与海底热流差异明显降低, 约为70 mW·m^-2.

剖面2西北端(150 km以西)为生物礁发育区(图 8).根据礼乐滩钻井资料, 自渐新世礼乐地块与北部陆缘发生裂离并往南漂移后, 礼乐滩开始发育碳酸盐岩和生物礁并持续至今(Taylor and Hayes, 1980).位于礼乐滩的钻井测温资料显示, 这些礁体上部地温明显低于邻近的凹陷区(图 9b).王丽芳等(2020)分析认为, 礁体上部较低的温度是具有高孔隙度、高渗透率的礁体与周围低温海水长期发生热交换的结果.这种热交换作用导致礁体区地层温度降低, 海底表层和沉积柱体平均地温梯度和热流减小甚至为负值(图 10).由于受到水热活动的扰动, 礁体地温场显然不能反映礁体发育区的区域热状态.但是, 在礁体下伏地层这种水热循环作用因地层渗透率明显降低而减弱、停止, 地温梯度和热流逐渐趋于正常.依据王丽芳等(2020), 礼乐滩现今钻井3000~4000 m深度段的地温梯度约为35 ℃/km(图 9b), 基底热流可能介于65~75 mW·m^-2, 平均约为70 mW·m^-2.

与剖面2和南部坳陷的热流变化相似, 北1凹陷热流代表点(图 1、12)显示, 海底热流随着张裂作用逐渐升高到65~75 mW·m^-2, 进入裂后阶段, 热流值逐渐降低, 局部区域受到沉积物快速堆积影响热流降低, 后随沉积速率降低又逐渐升高恢复, 总体上海底热流略高于基底热流.这些代表点现今基底热流介于55~60 mW·m^-2, 海底热流介于65~70 mW·m^-2.图 11显示, 现今北1凹陷沉积中心区海底热流介于65~70 mW·m^-2, 基底热流值介于55~65 mW·m^-2.北1凹陷西北部基底埋深较浅, 上覆沉积层厚度较小, 其热流略高于凹陷沉积中心区.现今地温梯度也表现为类似特征.沉积厚度较大的凹陷中部区基底地温梯度一般介于25~30 ℃/km, 沉积体平均地温梯度约为35 ℃/km.图 12显示, 礁体发育区热流在张裂阶段随张裂作用逐渐增加, 而进入裂后阶段后, 由于发育的礁体与周围低温海水发生热交换, 使得海底热流值明显降低.但是, 由于礁体浅层温度降低, 基底地温梯度反而增大, 使得现今平均基底热流可以达到70 mW·m^-2左右.

南沙地块因为实测热流站位很少, 现今热状态一直不是很清楚.全球热流数据库(http://www.heatflow.org)收录的几个热流站位, 其热流值又明显偏低, 如位于礼乐滩的S-1和A-1(图 1)热流值分别仅为23 mW·m^-2和26 mW·m^-2, 位于南沙中部的C12-183站位热流探针热流仅为14 mW·m^-2.这些低热流值反映的构造背景与南沙构造演化历史并不相符.事实上, 根据收集到的礼乐滩钻井的实测温度(图 9b), 礼乐滩钻井S-1和A-1的热流应介于65~75 mW·m^-2(王丽芳等, 2020), 而C12-183站位原本位于南沙海槽(经度：114.55°, 纬度：7.45°), 因Taylor和Hayes(1983)印刷失误, 被北移到南沙地块中部(纬度9.45°).根据ODP1143钻井(经度：113.285°, 纬度：9.362°)热流(84 mW·m^-2)(李家彪, 2008)、南沙地块北缘热流(75~95 mW·m^-2)(徐行等, 2018)、位于南沙地块西部的北康盆地热流(平均热流为77±22 mW·m^-2)(陈爱华等, 2017)、我们2018年新测的礼乐西海槽热流(介于76~107 mW·m^-2)以及礼乐滩钻井热流(介于65~75 mW·m^-2), 说明南沙地块, 特别是南沙地块西部、北部边缘和东部可能具有较高的热流值.

礼乐盆地新生代热演化与现今热状态是在古近纪岩石圈强烈减薄基础上, 叠加了晚期岩浆侵位、基底起伏、沉积过程以及海底地形等局部影响因素的结果, 礁体发育区热状态还受到礁体与周围海水热交换的影响.礼乐盆地位于南海南部大陆边缘.北部坳陷和南部坳陷沉积中心区域地壳拉张因子一般大于1.8, 即使位于礼乐盆地北部的北部低凸起区, 拉张因子也达到1.2~1.6, 说明古近纪礼乐盆地经历了强烈的裂陷作用.进入裂后阶段, 虽然古近纪张裂作用产生的热干扰逐渐降低, 但是其影响一般可以延续50 Ma(McKenzie, 1978), 说明礼乐盆地古近纪裂陷作用对现今热状态仍有重要影响(图 12).与一般裂陷盆地不同, 礼乐盆地夹于南海和古南海之间, 漂移期间很可能还受到南海海盆扩张引发的深部热物质上涌的影响.另外, 礼乐盆地热演化还受到盆地基底形态、海底地形、沉积作用、岩体侵位等局部因素的影响.虽然依据McKenzie(1978)模型, 拉张因子较大的凹陷中心应具有较高的热流值, 但是实际热流分布并非如此.由于基岩和沉积盖层的热导率存在较大差异, 热流向具有较高热导率的基底浅埋区汇聚, 导致基底浅埋区具有较高的热流、基底埋深大的凹陷区具有较低的热流.图 11中北1凹陷和南部坳陷沉积中心较低的基底热流即为热流重新分配的结果.由于沉积体含有的放射性元素具有生热贡献, 因此凹陷中心区沉积层的生热贡献也较大, 使得凹陷中心区与周围基底浅埋区海底热流的差异变小.海底热流还受到高沉积速率的影响, 快速沉积导致新沉积的物质还没有得到有效加热, 使得海底表层沉积物地温梯度和热流偏低(施小斌等, 2015).图 12中, 早渐新世凹陷区热流值降低, 即是受到快速沉积的影响.因此, 盆地热演化与其沉积过程密切相关, 热演化计算需要考虑沉积过程的影响.晚新生代礼乐盆地在其西北、西南区域有较强烈的岩浆活动, 岩体侵位可导致侵入区局部热流增高, 其影响范围与时效和岩体规模有关(如施小斌等, 2017), 因此礼乐盆地西北、西南区热体制很可能还受到这些岩体侵位的影响(图 12).礼乐盆地晚渐新世以来在北部低凸起以及海山、裂谷肩部等基底高位持续发育生物礁.这些礁体发育区的热演化和现今热状态还受到礁体与周围低温海水热交换的影响(王丽芳等, 2020).生物礁在成岩过程中因海平面变化出露地表, 在淡水淋滤等多种因素作用下, 发育为高孔高渗的礁体(时志强等, 2016).高孔高渗的礁体与周围低温海水发生热交换, 使得礁体温度和地温梯度显著降低, 地温梯度和海底热流甚至出现负值.由于礁体下伏地层渗透率明显降低, 礁体与海水间的水热活动在礁体下伏地层明显变弱、停止, 地温梯度和基底热流也趋于正常(图 10、12).根据钻井测温资料, 现今钻井3000~4000 m深度段地温梯度约为35 ℃/km(图 9b), 基底热流可能介于65~75 mW·m^-2, 平均约为70 mW·m^-2(王丽芳等, 2020).

烃源岩成熟度与其经历的热史密切相关, 其中温度起着决定性作用.烃源岩热成熟度通常采用镜质体反射率Ro%表示.因此, 上述盆地热史的影响因素对烃源岩成熟度(Ro%)也有重要影响.图 13是利用镜质体反射率成熟模型Easy%RoV(Sweeney and Burnham, 1990；Burnham, 2019)计算得到的现今Ro%分布图.该图显示, 凹陷中心区受沉积过程影响, 烃源岩Ro%等值线下凹, 进入生油窗门限深度较大, 如南部坳陷沉积中心区2300~2500 mbsf进入生油门限(门限温度102~107 ℃), 往坳陷西北方向, 由于基底抬升, 热流增大, 生油门限也有所降低.北1凹陷中心区在2000~2500 mbsf进入生油窗(门限温度90~105 ℃).而在礁体发育区(如剖面2, 130 km处), 因受到礁体和周围低温海水热交换的影响, 其生油门限深度达到2800~3300 mbsf左右, 现今礁体发育区Ro%很可能主要是在晚渐新世礁体和周围海水发生热交换前获得的(王丽芳等, 2020).

图 13

Fig. 13

图 13 (a) 剖面6现今Ro%分布图；(b)剖面2现今Ro%分布图 Fig. 13 Present Ro% distribution along profile 6 (a) and profile 2 (b)

通过礼乐盆地8条骨干剖面新生代的构造热演化史重建, 获得以下主要认识：

(1) 张裂阶段(古新世-早渐新世), 热流总体上随时间增加, 因热流折射和沉积物热披覆影响, 凹陷周围基底浅埋区热流高于凹陷区内热流, 张裂结束时, 海底热流一般介于70~80 mW·m^-2, 基底浅埋区热流更高些.裂后阶段(晚渐新世-第四纪), 因岩石圈热驰豫作用, 非礁体发育区热流逐渐降低, 现今海底热流一般介于65~70 mW·m^-2, 岩体发育区热流因岩体侵位而有所增高.礁体发育区海底热流和地温梯度因礁体与周围低温海水热交换作用而降低, 表现为低值或者负值, 而基底热流可以达到70 mW·m^-2左右.

(2) 礼乐盆地新生代热演化与现今热状态主要是在古近纪岩石圈强烈减薄基础上, 叠加了晚期岩浆侵位、基底起伏、沉积过程以及海底地形等局部影响因素的结果, 礁体发育区热体制还受到礁体与周围海水热交换作用的强烈影响.

(3) 受沉积过程影响, 盆地凹陷中部区烃源岩生烃门限深度介于2000~2500 mbsf, 门限温度介于90~110 ℃, 而凹陷周围区域门限温度和深度有所降低.礁体发育区受到礁体与周围低温海水热交换的影响, 其烃源岩热演化程度明显降低, 生油门限深度明显大于邻近的北1凹陷沉积中心区.