琼东南盆地位于海南岛以南、西沙群岛以北的海域，西部为莺歌海盆地，东部以神狐隆起与珠江口盆地珠三坳陷相接，北临海南岛，南接永乐隆起，由五个一级构造单元组成，即北部坳陷、中部隆起、中央坳陷、南部隆起和南部坳陷(图 1)。盆地处于欧亚板块、印支板块和太平洋板块的交汇处，属滨太平洋构造域，可分为三个构造演化阶段，即裂陷期、热沉降期和新构造期，裂陷期自下至上沉积了始新统、崖城组、陵水组；热沉降期沉积了三亚组与梅山组；新构造期受红河断裂带构造体制转换的影响，沉积了厚层的黄流组与莺歌海组^[1-3]。

图 1(Fig. 1)

图 1 琼东南盆地构造纲要图

长昌凹陷位于琼东南盆地中央坳陷(图 1)，是深水区五大潜在富烃凹陷之一，凹陷内油气资源丰富，具有广阔的勘探前景^[4]。由于凹陷及周缘钻井极少，且均未揭示崖城组，因此前人对凹陷内部崖城组的沉积充填及特征等研究极少，但随着中央坳陷陵水凹陷等的突破，长昌凹陷的烃源潜力也引起了极大关注。

本文通过对盆地内已钻井有孔虫、钙质超微等古生物化石的分析，结合岩性资料，明确了整个琼东南盆地崖城组的沉积背景，进而推断出长昌凹陷崖城组的沉积环境；根据凹陷内典型地震相一沉积相特征及剖面相分析结果，得到了长昌凹陷崖城组平面沉积相图，并最终总结了长昌凹陷崖城组地堑式沉积发育模式。

前人对琼东南盆地渐新统崖城组的沉积环境做了大量研究，也取得了一些认识^{[5, 6]}，但多数仅局限于利用地震资料来判断。本次研究主要利用已钻井有孔虫、钙质超微等古生物化石资料，并结合岩性资料，确定琼东南盆地崖城组沉积环境。

琼东南盆地目前钻遇崖城组的探井16口，其中只有3口井钻遇了崖城组三个层段的全部地层。本次研究主要选取位于不同构造单元的9口钻井的古生物化石及岩性资料进行分析，以北部坳陷的X1井、中部隆起的X2井、中央坳陷的X3井为例(井位见图 1)。

从位于北部坳陷的X1井崖城组的岩性及古生物分布图可以看出(图 2)，崖城组有孔虫的丰度与分异度均较低、钙质超微化石含量极少，应为陆相或海陆过渡相环境。其中，崖三段未见有孔虫化石，仅见极少量的钙质超微化石，岩性以棕红色砂砾岩夹灰色薄层泥岩为主，中、上部为灰白色砂岩与深灰色泥岩的不等厚互层，夹煤层与煤线，为辫状河三角洲沉积；崖二段早晚期发育透明钙质底栖有孔虫，以发育于海湾、河口和泻湖等半咸水环境的暖水卷转虫(Ammonia tepida)、毕克卷转虫(Ammonia beccaria)为主，少量花朶虫(Florilus spp.)、微细巴格虫(Baggina minima)，介形虫属种单调，有北部湾小花介(Cytherella beibuwanensis)，刺面介(Spinileberis spp.)等，中部短时期内浮游有孔虫丰度较高，见Homotryblium，Cordosphaeridium和Cleistosphaeridium等沟鞭藻孢囊化石，含少量钙质超微化石，且Dictyococcites abisectus、Dictyococcites bisectus两种钙质超微化石含量明显增多，总体反映受海侵影响或较近岸的浅海环境。岩性以深灰色厚层泥岩为主，下部夹灰白色薄层砂岩，且沉积时处于半封闭环境，判断其为泻湖一潮坪沉积；崖一段见极少量底栖有孔虫，以花朶虫(Florilus spp.)、毕克卷转虫(Ammonia beccaria)占优势，极少介形虫，含少量Dictyococcites abisectus、Dictyococcites bisectus以及极少量其它种类钙质超微化石，为灰白色砂岩与深灰色泥岩、砂质泥岩互层，夹薄煤层或煤线，整体环境与崖二段类似，为泻湖一潮坪沉积。

图 2(Fig. 2)

图 2 X1井崖城组岩性及古生物分布综合图

位于中部隆起的X2井崖城组不完整，上部的崖一段完全遭受剥蚀(图 3)。其有孔虫丰度较高，特别是浮游有孔虫局部具有高丰度值，而分异度整体偏低，以近岸浅海底栖有孔虫种群为主，如Ammonia，Florilus和Baggina群。早期浮游有孔虫的含量比较高，可达40%~60%，其丰度可与晚期的广海沉积相类比，种群中出现少量个体较大的深水种Globigerina ampliapertura，G. yeguaensis和G.venezuelana，并有深水底栖种Gyroidina medicea和Spiroplectammina，反映水体相对较深。对该井崖城组5 010~5 250 m井段79个岩屑样品钙质超微化石分析共发现化石7属13种，均为极少量，主要是Coccolithus pelagicus，Cyclicargolithus floridanus，Dictyococcites bisectus，Helicosphaemra compacta，Sphenolithus moriformis，S.predistentuS，S.pseudoradianS和Zygrhablithus bijugatus等，并共生少量浅海生活的介形虫，表明当时为局限滨海一浅海环境。另外，该井岩性以深灰色泥岩夹薄层浅灰色粉细砂岩，灰色粉砂质灰岩、细一中砂岩与粉砂质泥岩的互层为主，含较多钙质，见粒面球藻、瘤面球藻、褶皱藻等孢粉化石，也反映相对较深的水体环境。

图 3(Fig. 3)

图 3 X2井崖城组岩性及古生物分布综合图

X3井位于中部坳陷的斜坡带上，其崖城组早期的岩性为灰色泥岩夹绿色凝灰岩，灰色细砂岩夹灰色或棕红色泥岩，含海绿石颗粒、少量煤屑、火山碎屑；中期为灰色粉砂岩、细砂岩、灰岩；晚期为大套深灰色泥岩夹薄层棕色灰岩，含少量海绿石颗粒。该井钙质超微与有孔虫的分布的基本特征是：崖城组早期未见有孔虫或丰度较低，但见较多钙质超微化石，且两种古生物化石从崖城组早期至晚期有急剧增大趋势，反映水体剧烈与持续地加深。对崖城组3 940~4 350 m的23个岩屑样品进行分析，共发现31种钙质超微化石，化石的丰度早期可达15，晚期可达1 000以上，化石的简单分异度普遍在5~10之间(图 4)。结合该井所处位置，推断其早期为海岸平原一滨海、晚期为滨海一浅海的环境。

图 4(Fig. 4)

图 4 X3井崖城组岩性及古生物丰度图

通过对以上位于不同构造单元的三口钻井岩性、有孔虫、钙质超微化石的综合分析，结合连井对比剖面(图 5)可以得到如下结论：琼东南盆地北部坳陷在崖三段时期仍为陆相环境，岩性较粗，崖二段开始接受海侵，古生物间歇性出现，丰度与分异度普遍不高，只在局部见丰度高值，岩性明显变细，为半封闭泻湖一潮坪环境，崖一段与崖二段沉积环境类似，但较二段水体变浅；中央坳陷在崖三段便开始接受海侵，古生物呈间歇一较连续性出现，丰度与分异度相对较高，整个崖城组时期以细粒沉积物为主，均为局限滨海一浅海环境。

图 5(Fig. 5)

图 5 三口典型井连井剖面图

琼东南盆地崖城组时期，整个中央坳陷为局限滨海一浅海环境，而长昌凹陷属于中央坳陷的次级构造单元(图 1)，因此，该凹陷崖城组时期也为局限滨海一浅海环境。对长昌凹陷崖城组沉积充填的研究是用相序定律做指导，在区域沉积环境研究和长昌凹陷结构分析的背景下，主要根据典型地震相一沉积相分析及剖面相分析结果，来推断长昌凹陷崖城组的平面沉积特征。通过对骨干剖面的精细解释及分析，在长昌凹陷共识别了5种典型的地震相，同样对应5种典型的沉积相类型(表 1)。

表 1(Table 1)

表 1 长昌凹陷崖城组典型地震相—沉积相

表 1 长昌凹陷崖城组典型地震相—沉积相

从过长昌凹陷主洼的典型地震剖面(图 6，图 6剖面位置见图 1)上可以看到：凹陷边缘，即断层的下降盘有来自神狐隆起的粗碎屑物源，形成了中强振幅、中弱连续性、中频楔状前积的扇三角洲沉积；向凹陷斜坡部位，地震反射变为变振幅、弱连续性、高频楔状一席状的滨海反射；至凹陷中央，上下地层的地震反射特征有明显不同，下部(崖三段和崖二段)为中弱振幅、中连续性、高频楔状反射，上部(崖一段)为强振幅、好连续性、低频席状反射，反映不同层段发育不同能量的浅海沉积。同样，地震相的平面特点是凹陷边缘多见零星分布的中强振幅、中弱连续性、中频、楔状前积反射，代表局部点物源形成的小型扇体，同时见强振幅、中弱连续性、中低频、楔状反射，代表局部可能发育沼泽的海岸平原沉积；凹陷中央为中弱振幅、中连续性、席状反射或中强振幅、中好连续性、低频、席状反射，该两种振幅强度不同的地震相类型均代表相对稳定的浅海沉积，振幅强的反射可能代表发育泥炭层；凹陷斜坡部位发育大面积变振幅、弱连续性、楔状反射，反映水动力相对较强的滨海沉积。

图 6(Fig. 6)

图 6 长昌凹陷典型地震相—沉积相剖面

在地震相类型识别、剖面与平面相分析、地震相与沉积相可能的对应关系研究的基础上，描绘了长昌凹陷崖城组三个层段的平面沉积相图(图 7)。

图 7(Fig. 7)

图 7 长昌凹陷崖城组平面沉积相图

总体特征是扇三角洲、三角洲、海岸平原及滨海沼泽围绕凹陷周缘分布，斜坡部位发育大面积滨海沉积，顺凹陷中央部位发育浅海沉积。其中，崖三段时期，凹陷沉积范围最小，水体较浅，发育来自北部和南部物源的小型扇三角洲，以及来自东北部的、顺凹陷长轴方向的三角洲沉积，海岸平原规模小，在凹陷南部低洼部位发育多处滨海沼泽，浅海区的面积最小；崖二段与崖一段沉积范围变大，海域面积广，水体深，滨海一浅海广泛发育，海岸平原面积较大，来自南部和北部物源的扇三角洲继承性发育。

长昌凹陷崖城组沉积相平面展布特点为：凹陷周缘为小规模的扇三角洲、三角洲、海岸平原及滨海沼泽，斜坡部位发育大面积滨海沉积，凹陷中央为浅海相。而崖城组为琼东南盆地烃源岩发育的主要层段，为深人研究烃源岩与沉积环境的关系，总结了长昌凹陷崖城组地堑式的沉积一烃源岩发育模式。

琼东南盆地崖城组沉积时期具有湿热的古气候条件，有利于陆生高等植物生长和发育，但由于盆地缺乏大型水系流入，因此有利的成煤环境主要为扇三角洲体系、滨岸带一泻湖体系及冲积扇体系等。前人通过对琼东南盆地崖城组聚煤环境进行系统研究，将盆地的聚煤模式分为沉积为主导的模式和构造为主导的模式两大类^{[7, 8]}，分别又包括冲积扇扇前和辫状河三角洲平原聚煤模式、泻湖一潮坪聚煤模式、浅海周缘扇三角洲和滨海带聚煤模式，以及深水半地堑凹陷聚煤模式、浅水半地堑凹陷聚煤模式和深地堑凹陷聚煤模式。结合前面研究成果，认为浅海周缘扇三角洲和滨海带聚煤模式与深地堑凹陷聚煤模式更符合长昌凹陷的特征，长昌凹陷崖城组为典型的地堑式沉积发育模式(图 8)。

图 8(Fig. 8)

图 8 长昌凹陷崖城组地堑沉积模式

长昌凹陷烃源岩为凹陷边缘的扇三角洲、滨海沼泽、海岸平原煤系及凹陷中央的浅海泥岩或泥炭层(图 8)。对于崖城组不同层段，受海平面变化等影响，成煤特征也有所变化。崖城组沉积初期，水体相对较浅，扇三角洲向凹陷内延伸较远，成煤带较宽，形成的煤层向凹陷内部延伸也较远，但由于扇三角洲环境的不稳定性，煤层较薄且易发生分叉，滨海带局部发育沼泽；崖城组沉积中期，水体扩张，沉积范围不断扩大，滨海带向凹陷边缘推进，扇三角洲后退，成煤环境后退，煤层也随之后退，但此时具较广阔的海岸平原带，可能发育煤层；崖城组沉积晚期，海水相对发生退却，扇三角洲再次向凹陷内部迁移，煤层也随之向凹陷内部迁移，但迁移幅度不及崖城组早期，此时扇三角洲与海岸平原面积相对较大，成煤面积也较大。因此，崖三段与崖一段的成煤面积相对较大，烃源岩更发育。

(1) 琼东南盆地北部坳陷崖三段时期为陆相环境，崖二段开始接受海侵，为半封闭泻湖一潮坪环境，崖一段与崖二段沉积环境类似，但一段较二段水体变浅；中央坳陷从崖三段开始接受海侵，整个渐新统崖城组沉积时期为局限滨海一浅海环境，位于该一级构造单元的长昌凹陷崖城组时期也为局限滨海一浅海环境。

(2) 长昌凹陷渐新统崖城组的沉积特征为：扇三角洲、三角洲、海岸平原及滨海沼泽围绕凹陷周缘分布，斜坡部位发育大面积滨海沉积，浅海发育于凹陷中央部位，为典型的地堑式沉积发育模式；凹陷边缘的扇三角洲、沼泽、海岸平原煤系及凹陷中央的浅海相泥岩或泥炭层均可作为有效的烃源岩。